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Evento Selli

El Evento Selli , también conocido como OAE1a , fue un evento anóxico oceánico (EAO) de escala global que ocurrió al comienzo de la etapa Aptiense del Cretácico Inferior , hace ...

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El Evento Selli , también conocido como OAE1a , fue un evento anóxico oceánico (EAO) de escala global que ocurrió al comienzo de la etapa Aptiense del Cretácico Inferior , hace aproximadamente 120,5 millones de años (Ma). [ 1 ] El EAO está asociado con un gran vulcanismo de provincia ígnea y un evento de extinción de organismos marinos impulsado por el calentamiento global, la acidificación de los océanos y la anoxia. [ 2 ]

Momento

La excursión negativa de δ 13 C que representa el inicio de OAE1a fue rápida, durando solo entre 22 000 y 47 000 años. [ 3 ] La recuperación del clima global tras la inyección de grandes cantidades de carbono isotópicamente ligero duró más de un millón de años. [ 4 ] El final de OAE1a se caracteriza por una excursión positiva de δ 13 C, [ 5 ] que tuvo una magnitud de +4 a +5%. [ 6 ] El OAE duró aproximadamente entre 1,1 y 1,3 Myr en total; [ 7 ] una estimación de alta precisión sitúa la duración de OAE1a en 1,157 Myr. [ 8 ]

Causas

calentamiento global

El OAE1a se produjo durante un intervalo climático cálido, con una temperatura media global de alrededor de 21,5 °C. [ 9 ] El océano Tetis experimentó un aumento de la humedad al comienzo del OAE1a, mientras que las condiciones alrededor del océano Boreal fueron inicialmente secas y solo se humidificaron posteriormente durante el OAE. [ 10 ]

El aumento de las temperaturas globales que causó el OAE1a fue impulsado muy probablemente por el vulcanismo de grandes provincias ígneas (LIP). [ 2 ] Se cree que la excursión negativa de δ 13 C que precede al OAE, que ocurre en el intervalo isotópico C3, [ 11 ] refleja la liberación volcánica de dióxido de carbono a la atmósfera y su consiguiente calentamiento de la Tierra. [ 12 ] Los enriquecimientos en osmio no radiogénico , que se deriva principalmente de la alteración de la corteza oceánica por el vulcanismo hidrotermal, refuerzan aún más el vulcanismo como impulsor del OAE1a. [ 13 ] [ 14 ] Múltiples LIP han sido implicadas como causas del rápido calentamiento global responsable del inicio del OAE1a, incluyendo la Gran Provincia Ígnea del Alto Ártico (HALIP), [ 15 ] la Meseta de Kerguelen , [ 2 ] y la Meseta de Ontong Java . [ 12 ] [ 16 ] [ 17 ] La tasa de emisiones de gases de efecto invernadero que condujo a OAE1a fue relativamente lenta, lo que provocó que el evento anóxico solo generara un evento de extinción menor, en contraste con las extinciones masivas severas inducidas por LIP del Capitaniense , Pérmico-Triásico y Triásico-Jurásico y la extinción del Holoceno en curso causada en parte por la liberación antropogénica de gases de efecto invernadero, cada una de las cuales se caracterizó o se caracteriza por una tasa muy alta de descarga de dióxido de carbono. [ 2 ] A pesar de un reservorio de clatrato de metano mucho menor en relación con el presente, la desgasificación de los depósitos de clatrato de metano puede haber exacerbado significativamente el calentamiento volcánico. [ 16 ] Después de OAE1a, los valores de δ 18 O aumentaron, lo que indica una caída en las temperaturas que coincidió con una disminución de δ 13 C org , [ 18 ] que comenzó en la fase isotópica C4 del intervalo. [ 11 ]

Reciclaje mejorado de fósforo

El OAE1a coincidió con un pico en un ciclo periódico de 5-6 millones de años en la acumulación de fósforo en sedimentos marinos. Durante dichos picos, predominó el bucle de retroalimentación positiva a corto plazo de mayor productividad biológica causado por una abundancia de fósforo que provocó una disminución de la oxigenación del agua de mar, lo que a su vez provocó una mayor regeneración de fósforo a partir de sedimentos marinos. Sin embargo, este bucle fue finalmente mitigado por un bucle de retroalimentación negativa a largo plazo causado por un aumento del oxígeno atmosférico que resultó en una mayor actividad de incendios forestales y una menor entrada de fósforo a los océanos. [ 19 ] Un aumento en las proporciones de carbono orgánico a especies de fósforo reactivo y de nitrógeno total a fósforo reactivo confirma que se produjo una fuga de fósforo sedimentario de vuelta a la columna de agua durante el OAE1a, proceso que probablemente se aceleró por el aumento de las temperaturas globales de la época. [ 20 ]

Efectos

La productividad marina aumentó. El repunte de productividad probablemente se debió a un aumento en la disponibilidad de hierro . [ 1 ] El aumento del flujo de sulfato proveniente del vulcanismo provocó un aumento en la producción de sulfuro de hidrógeno , lo que a su vez incrementó la disponibilidad de fósforo en la columna de agua al inhibir su enterramiento en el fondo marino y permitió el desarrollo de anoxia. [ 21 ]

La liberación volcánica a gran escala de dióxido de carbono provocó una caída en el pH del agua de mar al comienzo del OAE1a, ya que gran parte de este exceso de dióxido de carbono fue absorbido por el océano y disuelto como ácido carbónico . [ 22 ] La saturación de carbonato del agua de mar se redujo severamente. [ 23 ] La acidificación del océano comenzó poco después de la excursión negativa de δ 13 C y duró aproximadamente 0,85 Myr. [ 24 ] La caída en el pH del agua de mar estuvo asociada con el punto álgido de la crisis de carbonato. [ 25 ]

Las mediciones de δ 7 Li indican un enriquecimiento en litio isotópicamente ligero, simultáneo a la excursión negativa de δ 13 C, lo que significa un aumento en la meteorización de silicatos en medio del calentamiento global inducido volcánicamente del OAE1a. Una segunda excursión negativa de δ 7 Li ocurrió sincrónicamente con un mínimo de isótopos de estroncio, delimitando otro pico en la meteorización de silicatos. Esta meteorización pudo haber amortiguado los efectos de calentamiento del vulcanismo de grandes provincias ígneas y ayudado a enfriar la Tierra hasta su estado anterior al OAE1a. [ 26 ]

Los niveles del mar inicialmente descendieron durante el OAE1a a medida que el mundo se calentaba y luego ascendieron a medida que se producía un enfriamiento global, lo que indica el predominio de la eustasia de los acuíferos en el control del cambio del nivel del mar durante este evento anóxico. [ 27 ]

El enterramiento de carbono orgánico aumentó durante el OAE1a y se intensificó durante los intervalos de mayor humedad. [ 28 ] El OAE1a, al igual que otros OAE, mostró una deposición generalizada de lutitas negras ricas en materia orgánica incapaz de descomponerse en el lecho marino, ya que las condiciones anóxicas impidieron la presencia de la mayoría de los descomponedores microbianos. [ 1 ] La deposición de lutitas negras comienza durante la etapa C6 del OAE1a y duró alrededor de 0,4 millones de años. [ 24 ] Al igual que con la meteorización de silicatos, el enterramiento de carbono orgánico actuó como una retroalimentación negativa sobre el calentamiento global. [ 29 ]

En general, los efectos bióticos del OAE1a fueron comparativamente menores en relación con otros eventos de extinción impulsados ​​por LIP. [ 2 ] [ 30 ] Los nannocónidos que estaban altamente calcificados sufrieron una disminución significativa durante el OAE1a, probablemente como consecuencia de la acidificación del océano, [ 22 ] aunque esta relación causal es cuestionada por otros autores. [ 31 ] El género de bivalvos oportunistas, similares a las ostras, Chondrodonta, prosperó durante el OAE1a debido a su capacidad para sobrevivir en ambientes estresados ​​donde sus competidores no podían, y su aumento repentino en abundancia se usa a menudo como un indicador bioestratigráfico del inicio del OAE1a. [ 32 ]

Véase también

Referencias

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