La productividad de los océanos está impulsada por los productores primarios marinos (p. ej., diatomeas y cocolitóforos) que dependen de la disponibilidad de nutrientes, que se agotan rápidamente en las aguas superficiales iluminadas por el sol si no se reponen. Los cambios en la productividad primaria se reflejan en la cantidad de materia que se exporta a las profundidades del océano (producción de exportación) que queda parcialmente enterrada en el archivo sedimentario. Aunque solo una pequeña fracción de la producción de agua superficial se registra en los sedimentos marinos, en escalas de tiempo geológico, los cambios en la acumulación de sedimentos biogénicos están vinculados a cambios pasados en la productividad de los océanos. Como un buen ejemplo, el florecimiento biogénico 1 del Mioceno tardío al Plioceno temprano se ha descrito en varios lugares en el Pacífico, el Atlántico y el Océano Índico y abarca aproximadamente de 9 a 3,5 Ma 1, 2 , 3 , 4 , 5 . Se caracteriza por tasas regionalmente elevadas de sílice biogénica y acumulación de carbonato 2 , 4 , 6 , 7 , una expansión de las zonas mínimas de oxígeno (OMZ) en el Océano Índico 8 , así como un mayor enterramiento de fósforo (P) y bario (Ba ) en todos los océanos principales 9 , 10. Combinadas, estas observaciones reflejan aumentos significativos en la paleoproductividad marina (PP) durante este tiempo. La floración biogénica puede haber sido diacrónica en diferentes lugares y se han propuesto varios mecanismos para explicar su desarrollo. A escala global, las hipótesis van desde un mayor aporte de nutrientes al océano 10 y la intensificación del monzón asiático del Mioceno tardío 11 , hasta reorganizaciones significativas en la circulación oceánica 12 y cambios en los depocentros 13 , 14 , así como la intensificación del afloramiento regional 1 , 2 .
Aunque los registros existentes de aumento de la PP marina se han estudiado en detalle, todavía hay un conocimiento limitado sobre los posibles impulsores/retroalimentaciones climáticas durante el florecimiento biogénico y, especialmente, las razones por las que terminó a principios del Plioceno. Los estudios no están de acuerdo sobre el momento exacto de la PP máxima, tanto dentro como entre las diferentes cuencas oceánicas, mientras que se ha prestado poca atención a la posible sincronicidad de los eventos hacia el final de la floración biogénica.
Se estima que el principal período de aumento de PP ocurrió aproximadamente entre 7 y 5 Ma, con una terminación entre 4,6 y 3,5 Ma 2 , 5 , 7 , 15 . En la región de la corriente de California, sin embargo, la principal disminución en la productividad de diatomeas ocurrió considerablemente antes (7,5 Ma 16 ) que en otros lugares y esta diferencia en el tiempo se ha relacionado con un cambio en los depocentros de sílice biogénica resultante del cierre de la vía marítima centroamericana (CAS ) 1 . La reorganización tectónica se ha propuesto repetidamente como el principal desencadenante de los cambios en la circulación oceánica que llevaron a los patrones diferenciales observados de aumento de PP en las cuencas durante el Plioceno temprano 6 , 17. Sin embargo, mientras que los movimientos de las placas tectónicas son un proceso lento, los cambios de productividad observados suelen ser abruptos y, a veces, carecen de patrones geográficos claros controlados por puertas de enlace oceánicas 7 . Esta discrepancia de escala de tiempo entre reconfiguraciones tectónicas de ritmo lento (procesos de millones de años) y cambios de productividad más abruptos (procesos de 100–200 kyr) plantea la necesidad de evaluar otros mecanismos potenciales detrás de los cambios de productividad en todo el océano.
Aquí, presentamos una compilación de registros indirectos de PP distribuidos globalmente, principalmente de latitudes bajas (30°N–30°S; Fig. 1 ), incluidas las tasas de acumulación de masa biogénica de sílice y carbonato (BSMAR, CMAR), así como foraminíferos bentónicos. y tasas de acumulación de nanofósiles (cocolitos) (BFAR, NAR), para rastrear las etapas finales de la floración biogénica. La compilación se basa en una sólida reevaluación de los registros disponibles y revela una disminución sincrónica del PP en latitudes bajas, limitada a 200 000 años durante el Plioceno temprano. Una serie de posibles mecanismos causales podrían explicar estas observaciones, incluido un vínculo potencial con la configuración orbital de la Tierra.
Fig. 1: Reconstrucción paleogeográfica del Plioceno temprano (4,5 Ma) que muestra los sitios de perforación en aguas profundas (ODP y IODP) discutidos en este estudio.
En total, se compilaron 25 registros de paleoproductividad de 18 sitios (en su mayoría de baja latitud) (símbolos cerrados). Se evaluaron otros sitios de aguas profundas (símbolos abiertos) y registros terrestres de China central (cuadrados), pero no se incluyeron en las compilaciones de datos finales. Las regiones de surgencia modernas (perennes y ecuatoriales) se indican con sombreados naranjas. EAM: monzón de Asia oriental (área sombreada en verde). PF: Frente Polar (Océano Austral; línea discontinua). Mapa generado en www.odsn.de (página web consultada en 2020).
Resultados y discusión
Recopilación de datos
Los datos proxy de PP sin procesar de los diferentes océanos son complejos y no uniformes, lo que significa que es difícil establecer comparaciones (Figuras complementarias 1 a 5 ). Para aliviar este problema, primero examinamos los registros de proxy basados en un sistema de puntuación objetivo que tiene en cuenta la resolución de datos y la calidad de la geocronología disponible (consulte Métodos para obtener detalles sobre el sistema de puntuación de 1 (malo) a 5 (excelente)). En segundo lugar, estandarizamos todos los registros proxy, expresando los datos de productividad como puntajes z. La compilación de datos examinados y estandarizados revela que el Mioceno tardío hasta el Plioceno temprano fue una época de mayor productividad oceánica en la mayoría de los registros estudiados (Fig. 2). Durante el Plioceno temprano se observa una marcada reducción de la PP en la mayoría de los registros y en todas las cuencas oceánicas. El único sitio que registró un aumento significativo en BSMAR en ese momento es el sitio IODP U1337 del Pacífico ecuatorial oriental (EEP), aunque este sitio tiene evidencia de concentración significativa de sedimentos y, por lo tanto, se considera que no refleja con precisión la deposición original 7 , 16 .
Fig. 2: Registros estandarizados de paleoproductividad marina (PP) a lo largo del Mioceno tardío - Plioceno.
La compilación también revela una variabilidad significativa en PP antes de la disminución del Plioceno temprano. El Océano Atlántico muestra el estado de PP mediana más alto durante ~6–4.5 Ma (Fig. 2a ), mientras que este es el caso de ~7 Ma a ~6 Ma en el Pacífico (Fig. 2b ) y ~5.5–4.2 Ma en el Océano Índico (Fig. 2c ). A pesar de estas diferencias en PP que ocurren principalmente durante el Mioceno tardío, es evidente una señal de reducción significativa en los tres océanos principales durante el Plioceno temprano (~4.6–4.2 Ma; Fig. 2a–c ). Esta reducción se vuelve aún más abrupta (~4.6–4.4 Ma), si excluimos los registros del Océano Índico que obtuvieron una puntuación de 3 (no existen tales registros en el Pacífico y el Atlántico), conservando solo los datos de la plataforma del noroeste de Australia (puntuaciones 4 y 5) ( Figura 2c). La PP en el Pacífico y el Océano Índico no volvió a valores más altos durante el resto del Plioceno, mientras que se sugiere que ocurrió un período de PP más alta en el Atlántico después de 3,5 Ma. Sin embargo, este aumento (aparente) está impulsado por un solo registro (sitio 925 del ODP tropical, CMAR) y, en ausencia de cobertura de datos entre 3,5 y 3 Ma para la mayoría de los registros del Océano Atlántico seleccionados en nuestro análisis, puede que no sea representativo para la cuenca atlántica en su conjunto.
Cuando todos los registros de PP de todos los océanos se combinan en una sola compilación, es evidente un paso hacia abajo en el estado de PP medio a principios del Plioceno (Fig. 2d ). Específicamente, las diferencias entre océanos del Mioceno tardío al Plioceno temprano se suavizan y la reducción sincrónica en PP (4.6–4.4 Ma) se vuelve más prominente. Los valores siguen siendo bajos después de esta transición y durante la mayor parte del Plioceno restante, lo que apunta a una reducción sostenida en un rango de indicadores indirectos de PP. Nuestra compilación de datos contiene una señal fuerte de áreas de surgencia perennes y ecuatoriales (como el EEP y las áreas de surgencia de Benguela) e incluye principalmente sitios de latitudes bajas (sombreado azul en la Fig. 1). Sin embargo, muchos otros sitios contribuyentes están situados fuera de las áreas de afloramiento. Por ejemplo, sitios ubicados en la plataforma del noroeste de Australia (Sitios IODP 1463, 1464), en el Atlántico Norte (Sitio ODP 982), el Mar de China Meridional (SCS) (Sitio ODP 1143) y el Atlántico occidental tropical (Sitio ODP 925) también registre la disminución de PP durante el Plioceno temprano (Figuras complementarias 2 - 4 ). Esto respalda que, al menos con los sitios investigados examinados en este estudio, la reducción en la productividad fue un evento generalizado característico de las latitudes bajas y no restringido a las regiones de afloramiento.
Productividad oceánica del Plioceno temprano y el final de la floración biogénica
La disminución escalonada observada en el Plioceno temprano en la productividad del océano ocurrió rápidamente (~200 kyrs, entre 4,6 y 4,4 Ma) y globalmente (en latitudes bajas en todas las cuencas oceánicas; Fig. 2 ). La productividad se mantuvo en un nivel promedio más bajo desde entonces. Este cambio podría interpretarse como una marcada demarcación que indica un final repentino de la floración biogénica, o como un paso importante hacia sus etapas finales, y puede involucrar varios mecanismos paleoceanográficos y paleoclimáticos para explicar sus posibles causas.
El primer mecanismo incluye el papel de las zonas de divergencia de baja latitud, ubicadas principalmente en el Océano Índico más septentrional y el Mar Arábigo (surgimiento estacional), el EEP (surgimiento ecuatorial) y Benguela (surgimiento perenne). El afloramiento intensificado en los dos primeros sistemas se ha propuesto previamente como un impulsor de la productividad elevada 7 , 18 , mientras que los cambios en el sistema de Benguela se atribuyeron principalmente al aumento del suministro de nutrientes en todo el océano y no a una intensificación del afloramiento regional 14 . A la inversa, un debilitamiento de la intensidad del afloramiento podría haber llevado a una reducción en la productividad y hay, por ejemplo, evidencia de debilitamiento del afloramiento del EEP después de 4,5 Ma 19. Sin embargo, si el afloramiento fuera el único impulsor del cambio, esperaríamos ver una respuesta geográficamente restringida dentro o cerca de las regiones de afloramiento. En cambio, observamos que la reducción sincrónica de PP entre 4,6 y 4,4 Ma no se limita solo a las regiones de afloramiento. Los registros del Pacífico occidental de la meseta de Ontong Java (Sitios ODP 803, 804, 806, 807) también registran una fase de reducción de CMAR en ~5 Ma 18 , aunque sus modelos de edad no hicieron que el umbral de nuestro sistema de puntuación se incluyera en el compilación (Tabla complementaria 2). En los registros BSMAR de mayor resolución del SCS (sitio ODP 1143), la disminución de PP es evidente entre 4,6 y 4,4 Ma. El evento también se expresa con fuerza en otros lugares (Atlántico norte, plataforma del noroeste de Australia), lo que refuerza la hipótesis de cambios significativos en el inventario de nutrientes.
El segundo mecanismo invoca cambios en los principales depocentros y compensación de productividad biológica en otros lugares, impulsados por cambios en la circulación oceánica y reorganizaciones tectónicas. Los primeros estudios de floración biogénica sugirieron que un aumento en los nutrientes en las regiones de alta productividad ocurrió a expensas de las áreas de baja productividad 13 , o que los niveles de nutrientes aumentaron en el Pacífico a expensas de los del Océano Atlántico 13 , 15 . Hermoyian y Owen (2001) 10desafió esta hipótesis, proponiendo que la floración biogénica también ocurrió en áreas de baja productividad del Océano Atlántico e Índico, aunque estos últimos registros no cumplieron con los criterios de nuestro modelo de edad y, por lo tanto, esta interpretación debe considerarse con cautela. A pesar de la crítica de Hermoyian y Owen (2001) 10 , la hipótesis del desplazamiento del depocentro todavía tiene mérito para explicar la reducción sostenida de PP en latitudes bajas después de 4,4 Ma, ya que está respaldada por la observación indiscutible de que la historia de la sedimentación biogénica, incluso dentro de cuencas, es extremadamente complejo. El aumento del Plioceno temprano en BSMAR en el Sitio ODP 882 20 del Pacífico Norte , así como los aumentos en CMAR en el Sitio ODP 1021 (ubicado en el Margen de California) 21 y en el Sitio ODP 1208 18podría indicar un cambio del lugar principal de deposición biogénica lejos de los trópicos y hacia el Pacífico Norte desde hace 4,6 Ma. En ese momento, hay evidencia de una intensificación de la Corriente del Golfo y un aumento de la formación de aguas profundas en el Atlántico Norte, relacionado con una importante fase de formación de bancos de arena del CAS 22 , que habría dado lugar a un fortalecimiento de la circulación termohalina y una intensificación de el afloramiento del Pacífico Norte 20 . Gradientes de SST más fuertes entre el Pacífico ecuatorial y el Margen de California impulsados por el enfriamiento en la última región 23 (ΔSST meridional; Fig. 8 complementaria), podría estar relacionado con la intensificación del giro del Pacífico Norte, que trae agua fría a la zona a través de la Corriente de California e intensifica el afloramiento regional 24 . Esta cadena de eventos agrega un componente significativo de circulación oceánica a los mecanismos que controlan la terminación de la floración biogénica en latitudes bajas a través de una compensación de PP en latitudes más altas. En el Hemisferio Sur, el Océano Austral es el principal candidato para un cambio similar de PP en latitudes altas en los depocentros. Sin embargo, una compilación de registros de diatomeas de 34 sitios de aguas profundas no muestra ninguna tendencia significativa durante el Plioceno temprano ni cambios sostenidos en BSMAR después de 4,6–4,4 Ma 25, aunque se han informado para este intervalo de tiempo un movimiento hacia el sur del Frente Polar (PF) y tasas de rotación significativas en las especies de diatomeas, posiblemente vinculadas a eventos de enfriamiento de ritmo orbital 25 , 26 . Para demostrar aún más la complejidad de los patrones de PP, en algunos casos se ha informado sedimentación biogénica diferencial incluso dentro de distancias pequeñas en la misma cuenca. Por ejemplo, el sitio ODP 1085 muestra un rebote en CMAR después de 3 Ma, mientras que la floración biogénica parece haber persistido en el sitio 1264 hasta 3 Ma 27 .
Si bien no se pueden excluir los cambios en la circulación oceánica debido a las restricciones de entrada, la disminución documentada de PP en latitudes bajas sería difícil de explicar únicamente por movimientos tectónicos, ya que demuestra sincronicidad entre cuencas y solo duró ~ 200 kyr. El bajío CAS es la única reorganización tectónica importante en latitudes medias que ha ocurrido durante este tiempo y opera en escalas de tiempo mucho más largas, con etapas de activación importantes en 4,2 Ma 28 y después de 3,2 Ma 29 . La restricción Indonesian Throughflow (ITF) ocurrió mucho más tarde durante el Plioceno 30 , 31. Por lo tanto, vale la pena investigar otros mecanismos a más corto plazo que podrían haber combinado sus efectos con los movimientos tectónicos más lentos para generar los patrones observados. Esto nos lleva a un tercer mecanismo que se ha asociado con la floración biogénica: los cambios en el inventario total de nutrientes de los océanos, así como la redistribución de estos nutrientes dentro de las latitudes bajas. Filippelli (1997) 11 planteó la hipótesis de que la floración biogénica estaba relacionada con la intensificación del monzón y, por lo tanto, aumentó el suministro de nutrientes a los océanos. Aunque es poco probable que esta hipótesis represente el único impulsor de la floración biogénica y ha sido cuestionada por las tasas de elevación relativamente bajas del Himalaya después de 10 Ma 32, un vínculo entre la intensidad de los monzones y la disponibilidad de nutrientes en latitudes bajas a través de la escorrentía de los ríos es un factor factible que podría haber provocado cambios a gran escala en la PP en escalas de tiempo climáticas más cortas. El principal candidato que influye en el suministro de nutrientes en los océanos de baja latitud es el Monzón de Asia Oriental (EAM). Al ser el sistema monzónico más grande, controla los patrones de precipitación en una vasta área de Asia continental (Fig. 1 ). Se ha estimado que los principales ríos asiáticos, que están directamente influenciados por los cambios en la precipitación de EAM, representan hasta el 40-50 % de los flujos mundiales de C orgánico e inorgánico 33 , 34 , 35 y más de un tercio de los flujos fluviales mundiales. flujo de Ca disuelto de la tierra al océano 36 , 37, 38 . En combinación con su amplio alcance latitudinal, la actividad de EAM puede afectar significativamente la productividad de los océanos, ya sea mediante la entrada de elementos biológicamente importantes en el océano o mediante la intensificación de los vientos estacionales y el afloramiento 39 , 40 . Existe una variedad de registros terrestres para el Plioceno temprano, lo que indica una historia muy compleja de la EAM sobre China continental. Todos los escenarios posibles han sido propuestos en estudios recientes, incluyendo etapas de intensificación 41 , 42 , 43 , debilitamiento 44 y migración de la EAM 45 ; pero la mayoría está de acuerdo en un debilitamiento o un desplazamiento hacia el norte del cinturón de lluvia EAM en ~4.3–4.2 Ma 45, 46 , 47 (Fig. 7 complementaria ). La evidencia de escorrentía directa de los registros de sedimentos de SCS, que son los más relevantes al examinar el vínculo entre los procesos terrestres y el caudal de los ríos, muestra un debilitamiento a largo plazo del monzón de verano de Asia oriental (EASM) desde el Mioceno 44 . Más específicamente, se produce una reducción en la meteorización química, inferida de la composición elemental y el contenido de minerales arcillosos de los sedimentos, de acuerdo con nuestra fase 44 de disminución de PP (registros del Sitio ODP 1146 en la Fig. 7b complementaria).), reforzando la hipótesis de que la meteorización y la escorrentía de nutrientes a través de los principales sistemas fluviales se debilitaron significativamente durante el Plioceno temprano. Sin embargo, es importante tener en cuenta que la mayoría de los registros de monzones disponibles, incluidos los de SCS, tienen modelos de edad que calificarían dentro del extremo inferior de nuestro sistema de calificación (puntajes 2-3; Tabla complementaria 3 ). Por lo tanto, las comparaciones directas de nuestra compilación de PP con estos registros deben hacerse con precaución. Se necesitarán más investigaciones, incluidas compilaciones de proxy EAM según la fidelidad del modelo de edad y las correlaciones de registros terrestres y marinos, para validar el posible efecto de la intensidad de los monzones en la PP de latitudes bajas.
Posibles vínculos con los parámetros astronómicos y el paleoclima del Plioceno temprano
La corta duración de la disminución escalonada del PP observada (~200 kyr) pone de relieve el forzamiento astronómico del Plioceno temprano. El forzamiento astronómico aún no se ha investigado en detalle en el contexto de la terminación de la floración biogénica, pero podría ser importante para la disminución de la productividad observada a través de la modulación de la intensidad de los monzones. Una amplia gama de evidencia de registros empíricos indirectos y simulaciones numéricas indican que la EAM es muy sensible a las variaciones en el forzamiento de la insolación, por lo que los regímenes de alta insolación de verano generalmente conducen a un aumento de la precipitación, la meteorización y la escorrentía de los ríos y viceversa 48 , 49 , 50 , 51 , 52 . La solución de la excentricidad 53tiene un llamado nodo de excentricidad cerca del intervalo de disminución de PP (4.8–4.4 Ma; Fig. 3a ). Esta configuración orbital marca la terminación de un ciclo de excentricidad de 2,4 Myr. La disminución de PP entre 4,6 y 4,4 Ma coincide con el período de excentricidad constantemente baja, lo que conduce a extremos de insolación controlados por precesión moderada en latitudes bajas. En consecuencia, la cantidad de días a 20 ° N con irradiancia máxima se reduce sistemáticamente (Fig. 3a ; Fig. 6 complementaria ), lo que a su vez podría haber reducido la intensidad del monzón y, por lo tanto, la meteorización química y la escorrentía del río. Durante el mismo intervalo, la oblicuidad también cambia a un régimen de amplitud más baja (desde la HOZ de Zanclean de alta oblicuidad a la LOZ de Zanclean de baja oblicuidad; Fig. 3a). La evidencia de los GCM indica que la oblicuidad juega un papel secundario, aunque significativo, en el control de los patrones de precipitación en el sudeste asiático. Los máximos de oblicuidad generalmente conducen a condiciones más húmedas en comparación con los mínimos 54 , 55. El hecho de que la oblicuidad se reduzca en amplitud y, por lo tanto, la oblicuidad máxima no supere los 23,9° durante todo el intervalo de reducción del PP, podría haber potenciado el efecto de la excentricidad en la amortiguación de los extremos de precipitación y la escorrentía del río. Esta combinación de excentricidad y oblicuidad es rara en la historia geológica y única para el intervalo de floración biogénica. Podría haber facilitado el establecimiento de un estado climático con extremos de estacionalidad reducidos, con dinámicas monzónicas y meteorización química más débiles, y con un flujo de nutrientes que era insuficiente para sostener la PP marina en latitudes bajas. El efecto de la limitación de nutrientes podría haberse amplificado aún más en un océano cálido y estratificado con gradientes zonales muy bajos (ΔSST zonal; Fig. 8 complementaria ) que caracterizó las latitudes bajas durante este tiempo .56 , 57 . Al mismo tiempo, los registros indirectos revelan un aumento en los gradientes de temperatura meridionales 23 (Fig. 8 complementaria ), y los modelos climáticos indican que esto podría haber llevado a un mayor aumento en la estratificación de los océanos tropicales 58 , 59 . Tal aumento de los gradientes meridionales también podría haber sido influenciado por la configuración orbital del Plioceno temprano, y específicamente por la oblicuidad del eje de rotación de la Tierra, ya que controla la distribución latitudinal de la insolación 60. Un período prolongado sin alta oblicuidad, como por ejemplo la LOZ, habría resultado en un aumento en el gradiente de insolación latitudinal, que a su vez podría haber contribuido al aumento de los gradientes de temperatura meridionales 61 , 62 . En resumen, una combinación de dinámicas monzónicas reducidas y aporte de nutrientes en latitudes tropicales impulsada por la configuración orbital, la fuerte estratificación oceánica y un aumento en los gradientes meridionales, podría haber llevado a la marcada disminución de la PP en latitudes bajas dentro de ~200 kyrs...................................... siga leyendo....................
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