Artículos

 

Acumulación de C_org, N_org, P_org y BSi en la margen de Magdalena, BCS (México), durante los últimos 26 ka

 

Accumulation of C_org, N_org, P_org and BSi off the Magdalena margin, BCS (Mexico), during the past 26 kyr

 

A Sánchez^1,2, JD Carriquiry¹*

 

¹ Instituto de Investigaciones Oceanológicas, Universidad Autónoma de Baja California, Apartado postal 453, Ensenada, Baja California, México. *E-mail: jose_carriquiry@uabc.mx.

² Centro Interdisciplinario de Ciencias Marinas - Instituto Politécnico Nacional, Apartado postal 592, La Paz, Baja California Sur, México.

 

Recibido en mayo de 2006;
Aceptado en noviembre de 2006.

 

Resumen

Las tasas de acumulación de carbono, nitrógeno y fósforo orgánico (C_org, N_org, P_org) y ópalo biogénico (BSi) fueron medidas en dos núcleos sedimentarios (GC31 y PC08) recolectados dentro de la zona de oxígeno mínimo en la margen de Magdalena, al occidente de Baja California Sur, México. Las tasas de acumulación de C_org, N_org, y P_org fueron similares durante la etapa isotópica marina 2 (EIM-2), el último glaciar máximo (UGM) y el Holoceno tardío (3 ka-Reciente); sin embargo, la tasa de acumulación de BSi fue mayor en el UGM y la EIM-2 que en el Holoceno tardío. De manera general, la EIM-2 y el UGM estuvieron caracterizados por productividades primarias similares a la observada durante el Holoceno tardío. La razón N/P durante el EIM-2 y UGM fue equivalente a la observada durante el Holoceno tardío sugiriendo que N y P no fueron limitantes. De hecho, la razón BSi/C fue relativamente alta (surgencias intensas) cuando la razón N/P era relativamente baja, denotando niveles de productividad primaria semejantes entre la EIM-2, el UGM y el Holoceno tardío. Lo anterior indica que los niveles de productividad observados durante el Holoceno tardío son característicos, al menos, de los que existieron durante la EIM-2. Ello sugiere que desde entonces el sistema de vientos se ha mantenido, favoreciendo un transporte de Ekman a lo largo de la costa de California y Baja California, dando lugar a productividad primaria dominada por diatomeas.

Palabras clave: margen de Magdalena, zona de oxígeno mínimo, carbono orgánico, nitrógeno orgánico, fósforo orgánico, sílice biogénico.

 

Abstract

The rates of accumulation of organic carbon, nitrogen and phosphorus (C_org, N_org, P_org), and of biogenic silica (BSi) were measured in sediment cores (GC31 and PC08) collected within the oxygen minimum zone of the Magdalena margin, off western Baja California Sur (México). The rates of C_org, N_org and P_org accumulation were similar during marine isotopic stage 2 (MIS-2), the last glacial maximum (LGM) and the Late Holocene (LH, 3 kyr-Recent), whereas the rate of BSi accumulation was greater during LGM and MIS-2 than during LH. In general, primary productivity during the MIS-2 and the LGM was similar to that observed during LH. The N/P ratio during the MIS-2 and the LGM was equivalent to that found during LH, suggesting that N and P were not limiting factors. In fact, the BSi/C ratio was relatively high (intense upwelling) when the N/P ratio was relatively low, indicating similar levels of primary productivity during the MIS-2, the LGM and LH. The results show that the productivity levels during LH are characteristic, at least, of those that existed during the MIS-2. This indicates that the wind system has persisted since then, favouring an Ekman transport along the coast of California and Baja California, generating diatom-dominated primary productivity.

Key words: Magdalena margin, oxygen minimum zone, organic carbon, organic nitrogen, organic phosphorus, biogenic silica.

 

Introducción

Las márgenes oceánicas son sitios con una alta tasa de producción de carbono orgánico (C_org) y en estos lugares se tiene, al menos, la mitad de la productividad primaria oceánica (Walsh 1991, Lui et al. 2000). Hedges y Keil (1995) indican que más de 90% del C_org es sepultado en las márgenes continentales. Particularmente, Jahnke et al. (1990) sugieren que la mitad del flujo de C_org a lo largo del Pacífico nororiental ocurre dentro de la plataforma y en la pendiente continental. Walsh (1991) ha confirmado estos cálculos al estimar que el suministro de nuevos nutrientes a la zona fótica a lo largo de las márgenes continentales es equivalente al flujo de Corg en las profundidades del océano abierto.

Las márgenes continentales de California y Baja California, situadas en el sistema de la Corriente de California, son sitios donde el reciclamiento de Corg es significativo (Hartnett et al. 1998, Ganeshram et al. 2002) debido a la remineralización de los productos exportados por la alta productividad primaria (Hartnett et al. 1998). El alto consumo de oxígeno para la oxidación de la materia orgánica aportada por la gran productividad, que excede al abasto de oxígeno, genera una zona de oxígeno mínimo (ZMO) en el intervalo de profundidad de 200 a 800 m. Esta condición permite la preservación de los productos exportados (Hartnett et al. 1998), lo cual puede ser usado para inferir cambios en la productividad a partir de las tasas de acumulación del C_org, el nitrógeno y el fósforo orgánico (N_org y F_org, respectivamente), y el sílice u ópalo biogénico (BSi) (Muller-Karger 2005).

Varios estudios (Lyle et al. 1992, Sancetta et al. 1992, Ortiz et al. 1997, Dean et al. 1997, Gardner et al. 1997) han sugerido, a partir de la tasa de acumulación de Corg y la abundancia de diatomeas, que la margen norte de California experimentó una disminución en la productividad primaria durante el último glaciar máximo (UGM), atribuyendo esto a un cambio en la dirección y la intensidad de los vientos que favorecen las condiciones de surgencias (Lyle et al. 1992, Sancetta et al. 1992). Sin embargo, estudios realizados en la margen central de California (Gardner et al. 1997, Mortyn y Thunell 1997, Hendy et al. 2004) encontraron para el mismo periodo (UGM) una alta productividad primaria, proponiendo que la celda de alta presión del Pacífico Norte se movió hacia el sur durante el UGM generando vientos favorables de surgencias para esta región. De esta forma, la existencia de un gradiente latitudinal en el patrón de vientos favoreció el desarrollo de surgencias con una alta productividad primaria a lo largo de la parte central de California (Gardner et al. 1997, Mortyn y Thunell 1997, Hendy et al. 2004), no así para la región al norte de California (Lyle et al. 1992, Sancetta et al. 1992, Ortiz et al. 1997, Dean et al. 1997).

El objetivo de este trabajo fue asociar los cambios en la acumulación de los sedimentos biogénicos en el margen Magdalena, Baja California Sur (México), con los eventos climáticos de escala glaciar-interglaciar ocurridos en la zona. Asimismo, se analiza la respuesta del ecosistema marino a los cambios climáticos durante los últimos 26 ka.

 

Sistema de la Corriente de California

La intensidad de la Corriente de California y sus surgencias costeras asociadas, están controladas por el gradiente de presión atmosférico generado entre la celda de alta presión del Pacífico Norte y las celdas de baja presión de las Aleutianas y Norteamérica (fig. 1, Hickey 1979). La estacionalidad y la posición de estos sistemas de presión no sólo modulan el clima de Norteamérica sino son parte de las teleconexiones atmosféricas que se extienden a través del hemisferio norte (Gardner et al. 1997). En la actualidad, el cambio estacional en la posición de la celda de alta presión del Pacífico Norte ocasiona una marcada diferencia en la dirección y la intensidad de los vientos a lo largo de la costa oeste de Norteamérica y de la Corriente de California. Particularmente, justo al norte de los 40°N (Huyer 1983), las surgencias sólo ocurren durante la primavera y el verano. En contraste, a lo largo de la costa de California y Baja California los vientos soplan consistentemente del norte resultando en un transporte de Ekman positivo a lo largo del año (fig. 1). La interacción entre los persistentes vientos del norte y la topografía costera genera intensas celdas de surgencias que promueven alta productividad primaria (Hendy et al. 2004).

En escala de tiempo geológico de los grandes ciclos climáticos se han presentado cambios en la posición de los centros de presión atmosférica, produciendo alteraciones en la intensidad de la Corriente de California (Herbert et al. 2001). El cambio en el sistema de vientos, particularmente en la posición de la celda de alta presión del Pacífico Norte durante la UGM (Kutzbach 1987), posiblemente afectó fuertemente la estructura del flujo de la Corriente de California (Herbert et al. 2001), así como también la ubicación de los sitios de surgencias costeras (Hendy et al. 2004).

 

Métodos

Recolección y fechado de los núcleos sedimentarios

Los núcleos de gravedad (GC31, 387 cm de longitud) y de pistón (PC08, 1450 cm de longitud) fueron recolectados a 700 m de profundidad en la margen de Magdalena, Baja California Sur, México, durante la expedición OXMZ-01 a bordo del B/O Melville (fig. 1). El sitio de recolección se ubica en la parte central de la ZMO. Se utilizaron fechados de ¹⁴C a partir de foraminíferos bentónicos y planctónicos para establecer la cronología de cada núcleo, lo que permitió estimar una tasa de sedimentación de ~30 cm ka^-1 (van Geen et al. 2003). Los núcleos fueron muestreados cada 5 cm (resolución ~170 años) y cada muestra tuvo un espesor de 1 cm, integrando ~30 años. Las muestras fueron liofilizadas antes de las determinaciones de C_org, N_org, P_org y BSi.

Componentes biogénicos

El contenido de Corg y Norg se determinó mediante un analizador elemental LECO, previa remoción de carbonatos con HCl y sus valores se reportan con una precisión de <0.5%. El P_org se determinó de acuerdo con Aspila et al. (1976) y el BSi según Mortlock y Froelich (1989), este último con una precisión de <2%. Los resultados se expresan como %P/P.

Tasa de acumulación

Las tasas de acumulación (TA, mg cm^-2 ka^-1) de los componentes biogénicos fueron calculadas a partir de la densidad del sedimento seco (proporcionadas generosamente por Walter Dean USGS 2006), la tasa de sedimentación y el contenido de de cada componente biogénico.

 

Resultados

Contenido de C_org, N_org, P_org y BSi

En la figura 2 se presentan los valores porcentuales del Corg, Norg, Porg y BSi de los núcleos GC31 y PC08. Los valores porcentuales de Corg, Norg y Porg denotan la poca variabilidad existente durante la Etapa Isotópica Marina 2 (EIM-2), excepto en los intervalos de 19 y 14 ka en que se registraron pequeños incrementos en el Corg y Norg (fig. 2a, b). En contraste, el BSi a lo largo de la EIM-2 mostró una variabilidad más marcada en su contenido, alcanzando valores de hasta 10% (fig. 2d). El promedio de BSi para el UGM fue de ~12%.

Los contenidos de Corg y Norg incrementaron sistemáticamente desde 4% y 0.4% hasta un máximo de ~13% y ~1.5%, respectivamente, en el Holoceno medio (fig. 2a, b). A finales del Holoceno medio, los porcentajes de Corg y Norg decrecieron hasta 8% y 0.75%, respectivamente (fig. 2a, b). Para los últimos 2000 años, el contenido de Corg y Norg aumentó desde 7% y 0.8% hasta un máximo de -11% y -1.5%, respectivamente, siendo estos valores muy similares a los alcanzados a finales del Holoceno medio (fig. 2a, b). En el caso del P_org, el Holoceno temprano denotó muy poca variabilidad, pero a partir de los 6 ka al presente el contenido de P_org aumentó acompañado de una mayor variabilidad (fig. 2c).

El sílice biogénico (BSi) presenta cuatro máximos porcentuales durante el periodo del Holoceno (fig. 2d), los cuales corresponden con los siguientes periodos: principios del Holoceno temprano (11-10 ka), con un máximo de -22%; Holoceno medio (7-5 ka), con un valor de -24%; finales del Holoceno medio y principios del Holoceno tardío (4-3 ka), con-24%; y finalmente en el Reciente (últimos 1000 años) con valores muy similares a los periodos previos (11-10, 7-5 y 4-3 ka). El valor mínimo, de -7%, fue registrado en los 7 ka (fig. 2d).

Tasa de acumulación de C_org, N_og, P_org y BSi

Las tasas de acumulación (TAs) de los componentes biogénicos durante el último ciclo glaciar-interglaciar son mostradas en la figura 3. Durante la EIM-2, las TAs medias de C_org y N_org fueron de 807 ± 144 y 74 ± 11 mg cm^-2 ka^-1, respectivamente. El UGM tuvo tasas medias de sepultamiento de 741 ± 96 mg cm^-2 ka^-1 de C_org y 74 ± 9 mg cm^-2 ka^-1 de N_org (fig. 3a, b). Las TA del P_org fueron de 58 ± 8 y 65 ± 4 mg cm^-2 ka^-1 para la EIM-2 y el UGM, respectivamente (fig. 3 c). El contenido de BSi fue ligeramente mayor en el UGM (2079 ± 348 mg cm^-2 ka^-1) que en la EIM-2 (1854 ± 404 mg cm^-2 ka^-1) (fig. 3d).

Los componentes biogénicos presentaron mayor variabilidad en sus TAs durante el Holoceno que en la EIM-2 (fig. 3). Específicamente, las TAs de C_org, N_org y P_org incrementaron del Holoceno temprano hasta un máximo en el Holoceno medio, para posteriormente disminuir en el Holoceno tardío a valores similares que en el UGM. Las TAs de los componentes biogénicos para el Holoceno tardío fueron 637 ± 76 mg cm^-2 ka^-1 para el C_org, 77 ± 7 mg cm^-2 ka^-1 para el N_org, 64 ± 5 mg cm^-2 ka^-1 para el P_org y 1611 ± 220 mg cm^-2 ka^-1 para el BSi.

Razones elementales C/N, C/P, N/P y C/Bsi

Las razones elementales C/N, C/P y N/P mantuvieron muy poca variabilidad durante la EIM-2 con respecto a la observada durante el Holoceno, mientras que la razón elemental BSi/C mostró gran variabilidad a lo largo de los últimos 26 ka (fig. 4). La razón elemental C/N durante la EIM-2 y el UGM mostró muy poca variabilidad, excepto por dos valores de -9 después de los 15 ka y al final de la EMI-2 (fig. 4a). A lo largo del Holoceno, la razón elemental C/N decrece de -11 en el Holo-ceno temprano hasta un mínimo de -8 a inicios en el tardío (fig. 4a). Durante el Holoceno medio y parte del Holoceno temprano, la razón elemental de C/N denotó un cambio de -5 unidades (fig. 4a).

Las razones elementales C/P y N/P mostraron la misma variabilidad a lo largo del registro sedimentario (fig. 4b, c). En la EIM-2 y el UGM, las razones elementales de C/P y N/P se mantuvieron con muy poca variabilidad. En el Holoceno, los valores de C/P y N/P oscilaron entre 60-20 y 5-1, respectivamente (fig. 4b, c). Las razones elementales C/P y N/P para el UGM fueron muy similares a las de los últimos 2 ka (fig. 4b, c).

La razón BSi/C a largo del registro denotó gran variabilidad (fig. 4d). En la EIM-2, la razón BSi/C promedió -1.25, con máximos de 1.5 y mínimos de 0.75. El UGM presentó un promedio de -1.25. A principios del Holoceno, la razón BSi/C alcanzó un máximo de -1.5, para luego disminuir gradualmente a un mínimo de -0.25 hacia el Holoceno medio. En el Holoceno medio y tardío, la razón BSi/C tuvo un promedio de -0.75, con un mínimo de -0.40 a inicios del Holoceno tardío (fig. 4d).

 

Discusión

Paleoproductividad primaria

La EIM-2 se caracterizó por una TA en sus componentes biogénicos con un valor muy cercano al registrado durante el Holoceno tardío (3 ka-Reciente). La distribución y el sepultamiento del BSi y el C_org están cercanamente relacionados con la productividad primaria superficial (Leinen et al. 1986). La TA media del BSi fue mayor durante la EIM-2 (-1800 mg cm^-2 ka^-1) y el UGM (~2000 mg cm^-2 ka^-1) que durante el Holoceno tardío (-1600 mg cm^-2 ka^-1), indicando que la productividad primaria fue dominada en ambos periodos por flujos de diatomeas (fig. 3). Es también relevante mencionar que la TA del BSi incrementó hasta -2500 mg cm^-2 ka^-1 durante el UGM. Igualmente, la TA media del Corg durante la UGM fue de 741 mg cm^-2 ka^-1, mientras que en el Holoceno tardío tuvo un promedio de 647 mg cm^-2 ka^-1, lo que permite inferir que la EIM-2 y el UGM pueden haber sido igualmente de productivos que el Holoceno tardío (fig. 3). Estos resultados son consistentes con estudios previos que han reportado TAs de Corg y BSi para latitudes medias y bajas durante la EIM-2 y el UGM (Pedersen 1983, Lyle et al. 1988, Gardner et al. 1997, Mortyn y Thunell 1997, Kienast et al. 2004, Hendy et al. 2004). Una pregunta relevante respecto a los niveles similares de acumulación de C_org durante la EIM-2 y el UGM versus el Holoceno tardío es si esto indica niveles de productividad primaria o simplemente es el resultado de una mejor preservación de los productos exportados al fondo marino.

Las masas de agua que actualmente bañan la margen continental de Baja California y California corresponden al Agua Intermedia del Pacífico Norte (AIPN) y el Agua Subsuperficial Ecuatorial (ASsE). Estas dos masas de agua se caracterizan por su alto contenido de oxígeno en sus lugares de formación, el cual es consumido casi totalmente hasta niveles subóxicos debido a la oxidación de los productos exportados de la productividad primaria en la margen oriental del Pacífico Ecuatorial y Subtropical (Thunell y Kepple 2004). Esto ha permitido el desarrollo de una ZMO que mantiene una alta preservación de materia orgánica en los sedimentos (Hartnett et al. 1998). Varios estudios paleoceanográficos (e.g., Keigwin y Jones 1990, Behl y Kennett 1996, Stott et al. 1999) han sugerido que la ZMO del Pacífico nororiental ha sido altamente sensible a cambios climáticos y oceanográficos que han afectado la ventilación de esta región.

La reconstrucción de los perfiles batimétricos del 8¹³C del SCO₂, a partir del 8¹³C de foraminíferos bentónicos en el Océano Pacífico occidental (Herguera et al. 1992, Keigwin 1998, Matsumoto et al. 2002) y oriental (Stott et al. 1999), sugiere que el Océano Pacífico tuvo una mayor ventilación durante el UGM que en el presente. De hecho, Keigwin y Jones (1990), y Behl y Kennett (1996) encontraron que mientras los sedimentos laminados en el Golfo de California y la Cuenca de Santa Bárbara se formaron durante el periodo interglaciar, los sedimentos bioturbados de estos sitios se formaron durante la época glaciar. Estos autores atribuyeron estas diferencias sedimentarias a un incremento en el contenido de oxígeno disuelto de las masas de agua que ventilaron a estas regiones, lo que permitió la presencia de organismos bioturbadores que a su vez inhibieron la formación de sedimentos laminados. Si el AIPN que ventiló el Pacífico nororiental durante la EIM-2 y el UGM hubiese estado más oxigenada habría de esperarse una mayor degradación de la materia orgánica (y por lo tanto un decremento en la TA) en estos periodos. Sin embargo, el hecho de que encontremos estas TAs de C_org y BSi en la margen de Magdalena sugiere que la productividad primaria y la lluvia de materia orgánica fueron los factores que controlaron la acumulación de carbono orgánico en esta región, y no el resultado de un artefacto preservacional.

Sobre la base de estas observaciones pudiera parecer que la margen de Magdalena experimentó un decremento en la productividad primaria superficial durante el Holoceno tardío. Lyle et al. (1988) han mostrado que ocurren cambios en la dominancia de plancton calcáreo u opalino a través del tiempo en el Pacífico Tropical oriental, donde el plancton opalino predomina en periodos de surgencias. De hecho, la dominancia de diatomeas incrementa considerablemente durante las surgencias mientras que la producción de carbonatos es baja (Thunell et al. 1995).

Nuestra idea de una similar productividad primaria durante la EIM-2 y el UGM versus el Holoceno tardío en la margen de Magdalena es consistente con los resultados de simulación obtenidos del modelo atmosférico del grupo COHMAP (1988). El escenario de las condiciones climáticas modeladas por COHMAP para la región del Pacífico Norte durante la EIM-2 y el UGM fueron comparadas con las condiciones de la circulación atmosférica moderna. Los resultados sugirieron que la celda de alta presión del Pacífico Norte pudo haberse desplazado hacia una posición más al sur durante la EIM-2 y el UGM. Este desplazamiento de la celda de alta presión del Pacífico Norte pudo haber resultado en la intensificación de los vientos a lo largo de California y Baja California ocasionando con ello que las surgencias fueran permanentes, y concomitantemente, la productividad primaria (Gardner et al. 1997, Mortyn y Thunell 1997, Hendy et al. 2004).

Los resultados obtenidos de la productividad primaria tanto para la margen de Magdalena como para el margen central de California son opuestos a los reportados para la margen continental externa de Oregon a ~42°N (Lyle et al. 1992, Sancetta et al. 1992) y del norte de California (Gardner et al. 1997). Lyle et al. (1992) sugieren que el desplazamiento de la celda de alta presión del Pacífico Norte durante la EIM-2 y el UGM fue poco favorable para el desarrollo de surgencias debido a una disminución en el flujo de los vientos del norte sobre la superficie del océano a esta latitud, lo cual pudo haber ocasionado que la productividad primaria decayera durante este periodo.

Las diferencias en la productividad primaria registradas en las márgenes continentales de Oregon (~42°N) y norte de California (38°N) versus las márgenes central de California (31-33°N) y de Magdalena (~22°N), pudo ser el resultado de las diferencias latitudinales en el patrón de vientos prevalecientes durante la EIM-2 y el UGM. El patrón de vientos superficiales estimado durante el UGM mediante simulación por Kutzbach (1987) mostró una persistente celda de baja presión en Norteamérica que ocasionó un cambio latitudinal de la celda de alta presión del Pacífico Norte. Consecuentemente, se generó un gradiente mayor de presión entre el continente y el océano, lo cual según diversos autores puede explicar una productividad primaria similar en la margen central de California durante la EIM-2 y el UGM versus el Holoceno tardío (Anderson et al. 1989, Mortyn y Thunell 1997, Hendy et al. 2004). Este estudio también nos permite apoyar ese mismo argumento para explicar la acumulación de componentes biogénicos para la margen de Magdalena durante el UGM y la EIM-2 versus el Holoceno tardío.

En el presente, el cambio estacional en la posición de la celda de alta presión del Pacífico Norte ocasiona una marcada diferencia en la dirección y la intensidad de los vientos a lo largo de la costa oeste de Norteamérica. En particular, justo al norte de los 40°N (Huyer 1983), las surgencias sólo ocurren durante la primavera y el verano. En contraste, a lo largo de la costa de California y Baja California los vientos son consistentemente del norte resultando en un transporte de Ekman positivo a lo largo del año (Huyer 1983). Estas diferencias regionales modernas pueden servir como un análogo para explicar las diferencias latitudinales observadas en la paleoproductividad durante la EIM-2 y el UGM.

Razones elementales C/N, C/P, N/P y BSi/C

Las razones elementales de C/N, C/P, N/P y BSi/C de la materia orgánica determinan la fuente y magnitud relativa de los flujos de carbono y nutrientes, por lo que estas razones puede ser factores claves para estimar la capacidad del océano global como sumidero de CO₂ (Schneider et al. 2003). La razón elemental C/N ha sido ampliamente usada para conocer el origen de la materia orgánica que fue preservada en el registro sedimentario (Ruttenberg y Goñi 1997). La materia orgánica de origen marino depositada en el sedimento tiene una razón C/N media global de 8 con un máximo de -12 y mínimo de -6 (Schneider et al. 2003). La razón C/N a lo largo del registro sedimentario de GC31 y PC08 tuvo un promedio de -10, con un máximo de -13 y un mínimo de 8. De hecho, la razón C/N en la margen de Magdalena disminuyó sistemáticamente de la EIM-2 al Holoceno tardío hacia valores más cercanos al promedio global de 8. De tal forma, la fuente primaria de materia orgánica a la margen de Magdalena ha sido dominantemente de origen marino. Los flujos de BSi en la margen de Magdalena sugirieron que la fuente de materia orgánica estuvo principalmente compuesta de diatomeas.

La región del Pacífico nororiental mexicano se caracterizada por la presencia de una intensa ZMO que promueve la pérdida de N debido a la desnitrificación (Codispoti 1995), limitando con ello la productividad primaria (Ganeshram et al. 2000). Algunos estudios realizados a lo largo de la margen oriental del Pacífico han demostrado que la desnitrificación disminuyó durante periodos glaciares (Ganeshram et al. 2000, Thunell y Kepple 2004) promoviendo un incremento en el reservorio de N (e.g., Ganeshram et al. 2000). Esta situación aparentemente propició un incremento de la productividad primaria, pues esta región ya no estaba limitada en N, aunque si probablemente constreñida por una deficiencia en micronutrientes como el Fe (Martin 1990). De hecho, el inventario de N y la razón N/P incrementaron debido a que el proceso de desnitrificación habría sido menor durante la EIM-2 y el UGM, suponiendo que el P se mantuvo constante debido a su largo tiempo de residencia (~20-30 ka; Delaney 1998). Las razones elementales de N/P fueron muy similares para los periodos de la EIM-2 y el UGM versus el Holoceno tardío (3 ka al Reciente) indicando que la proporción de N y P fue mantenida (fig. 4c), y sugiriendo que el nivel de desnitrificación fue relativamente constante en la margen occidental de México (Ganeshram et al. 2000, Thunell et al. 2004). En efecto, Deustch et al. (2004) determinaron la respuesta de la razón ¹⁵N/¹⁴N de los nitratos al cambio en el balance del N para el periodo glaciar-interglaciar. Los resultados del modelo de cajas fueron comparables con los datos paleoceanográficos disponibles, indicando que no hubo cambios significativos en la razón ¹⁵N/¹⁴N entre el periodo glaciar (EIM-2 y UGM) y el Holoceno tardío.

Tyrrell (1999) indicó que el fitoplancton requiere de proporciones constantes de N y P, y sugirió que una razón N/P mayor que la razón de Redfield puede suprimir la fijación de N. El decremento en la desnitrificación durante el glaciar en la margen de Mazatlán llevó a un aumento en el inventario de N y de la razón N/P, debido a que el N incrementó mas rápidamente que el P. Concomitantemente, la fijación de N fue reducida con un decremento en la productividad marina en periodos glaciares (Ganeshram et al. 2000). De hecho, la fijación de N y la productividad primaria son favorecidas cuando la razón N/P es baja, ya que esto tiende a balancear la pérdida de N a causa de la desnitrificación (Haug et al. 1998). En efecto, la razón N/P de la margen de Magdalena fue baja durante la EIM-2 y el UGM, con valores muy cercanos a los del Holoceno tardío (fig. 4c), lo cual concuerda con lo propuesto por Ganeshram et al. (2002) y Haug et al. (1998) sobre una mejor utilización del N a bajas razones del N/P. De esta forma, la fijación de N y el contenido de P no fueron limitantes durante la EIM-2 y el UGM, llevando a una productividad primaria similar en la margen de Magdalena.

Goñi et al. (2003) analizaron los flujos de componentes biogénicos en la Cuenca Cariaco, encontrando que la razón BSi/C varió entre 0.2 y 1.2. La razón BSi/C fue máxima y sincrónica con periodos de intensas surgencias y alta productividad primaria, dominada principalmente por diatomeas, mientras que la razón BSi/C decreció cuando la columna de agua estuvo bien estratificada y la productividad primaria fue muy baja. En el caso de la margen de Magdalena, la razón BSi/C fue muy similar para la EIM-2, el UGM y el Holoceno tardío (fig. 4d). Por lo anterior, nosotros sugerimos que las condiciones de surgencias fueron tan prevalecientes e intensas durante la EIM-2 y el UGM como lo fueron en el Holoceno tardío y la época Reciente. De esta forma, la comunidad planctónica primaria fue dominada por diatomeas y, posiblemente, en los periodos donde la razón del BSi/C fue baja prevalecieron otras comunidades planctónicas como por ejemplo los cocolitofóridos. De hecho, la excelente preservación de una capa de cocolitofóridos en la Cuenca Soledad entre 13 y 12 ka (van Geen et al. 2003), justo antes de un máximo en la razón BSi/C entre 12 y 11 ka (fig. 4d), confirma la alternancia en la comunidad planctónica, lo cual ha sido ampliamente observado a lo largo de la margen de California (Lyle et al. 1988, Thunell et al. 1995).

Al comparar las razones N/P y BSi/C (fig. 5) se puede observar que conforme disminuyó la razón N/P, la respuesta de la razón BSi/C fue un aumento, y viceversa, lo cual se observa entre la EIM-2 y el Holoceno medio y tardío. De manera general, la relación inversa entre las razones N/P y BSi/C concuerda con lo propuesto sobre una mejor utilización y asimilación de los nutrientes por parte las diatomeas en la margen de Magdalena durante la EIM-2 y el UGM.

Conclusiones

En conclusión, las TAs del BSi y el Corg que ocurrieron en la EIM-2, el UGM y el Holoceno tardío sugieren que la productividad primaria en el margen Magdalena, Baja California Sur, fueron similares. A pesar de que la EIM-2 y el UGM estuvieron mejor ventilados, la TA del Corg observada sugiere que el flujo de materia orgánica es el factor que controla la acumulación de carbono orgánico en la margen de Magdalena.

La razón C/N, con un promedio de 10, y la alta tasa de sepultamiento de BSi, sugieren que la fuente primaria de materia orgánica a la margen de Magdalena fue de origen marino. La razón BSi/C indicó que las condiciones de surgencia fueron prevalecientes e intensas durante el UGM y la EIM-2, como ocurrieron en el Holoceno tardío y sucede en la época reciente. Asimismo, la razón N/P sugiere que la proporción de N y P fue mantenida para los periodos EIM-2, UGM y Holoceno tardío. De esta forma, la fijación de N y el contenido de P no fueron limitantes, llevando a una similar productividad primaria. En la margen de Magdalena la productividad primaria registrada fue ocasionada por una mejor utilización y asimilación de los nutrientes por parte de las diatomeas durante la EIM-2 y UGM.

El desplazamiento hacia el sur de la celda de alta presión generó diferencias latitudinales en la circulación atmosférica y los vientos generadores de surgencias, lo cual causó un incremento en la productividad primaria al sur de la latitud 38°N y un consecuente decremento en la productividad primaria al norte de esta latitud.

La producción biológica del UGM es un mecanismo que puede explicar parte de la disminución de los niveles de CO₂ durante los periodos glaciares observados en los núcleos de hielo (Barnola et al. 1987, Petit et al. 1999). Así, un decremento en la concentración de CO2 superficial del océano debido a la utilización por productores primarios (i.e., diatomeas) pudo resultar en un decremento en el CO₂ atmosférico (Falkowski 1997, Emmer y Thunell 2000, Thunell y Kepple 2004).

 

Agradecimientos

Al Capitán C Curl y su tripulación, a los miembros del personal técnico de Scripps Institution of Oceanography, Oregon State University y Lamont-Doherty Earth Observatory, por su apoyo en la expedición. A P Castro-Castro por su apoyo durante el análisis de las muestras. A W Dean por proporcionar amablemente los datos de densidad de sedimento seco de los nucleos estudiados. Este trabajo se realizó en parte por los proyectos de la NSF (OCE-9809026) y de CONACYT (3929T).

 

Referencias

Anderson RY, Gardner JV, Hemphill-Haley E. 1989. Variability of the Late Pleistocene oxygen-minimum zone off northern California. In: Peterson DW (ed.), Aspects of Climate Variability in the Pacific and the Western Americas. Geophysical Monograph 55, American Geophysical Union, Washington, pp. 75-92.         [ Links ]

Aspila KI, Agemian H, Chau ASY. 1976. A semi-automated method for the determination of inorganic, organic and total phosphate in sediments. Analyst 101: 187-197.         [ Links ]

Bakun A. 1973. Coastal upwelling indices, west coast of North America, 1946-71. US Dept. Comm., NOAA Tech. Rep., NMFS SSRF-671, 103 pp.         [ Links ]

Barnola JM, Raynaud D, Korotkevich YS, Lorius C. 1987. Vostok ice core provides 160,000-year record of atmospheric CO₂. Nature 329: 408-414.         [ Links ]

Behl RJ, Kennett JP. 1996. Brief interstadial events in the Santa Barbara Basin, NE Pacific, during the past 60 kyr. Nature 379: 243-246.         [ Links ]

Codispoti LA. 1995. Biogeochemical cycles—Is the ocean losing nitrate? Nature 376: 724.         [ Links ]

COHMAP Members. 1988. Climatic changes of the last 18,000 years: Observations and model simulations. Science 241: 1043-1052.         [ Links ]

Dean WE, Gardner JV, Piper DZ. 1997. Inorganic geochemical indicators of glacial-interglacial changes in productivity and anoxia on the California continental margin. Geochim. Cosmochim. Acta 61: 4507-4518.         [ Links ]

Delaney ML. 1998. Phosphorus accumulation in marine sediments and the oceanic phosphorus cycle. Global Biogeochem. Cycles 12: 563-572.         [ Links ]

Deutsch C, Sigman DM, Thunell RC, Meckler AN, Haug GH. 2004. Isotopic constraints on glacial/interglacial changes in the oceanic nitrogen budget. Global Biogeochem. Cycles 18, GB4012, doi:10.1029/2003GB002189.         [ Links ]

Emmer E, Thunell R. 2000. Nitrogen isotope variations in Santa Barbara Basin sediments: Implications for denitrification in th eastern tropical North Pacific during the last 50,000 years. Paleoceanography 15: 377-387.         [ Links ]

Falkowski PG. 1997. Evolution of the nitrogen cycle and its influence on the biological sequestration of CO₂ in the ocean. Nature 327: 242-244.         [ Links ]

Ganeshram RS, Pedersen TF, Calvert SE, McNeill GW, Fontugne MR. 2000. Glacial-interglacial variability in denitrification in the world's oceans: Causes and consequences. Paleoceanography 15: 361-376.         [ Links ]

Ganeshram RS, Pedersen TF, Calvert SE, Francois R. 2002. Reduced nitrogen fixation in the glacial ocean inferred from changes in marine nitrogen and phosphorus inventories. Nature 415: 156— 159.         [ Links ]

Gardner JV, Dean WE, Dartnell P. 1997. Biogenic sedimentation beneath the California Current System for the past 30 kyr and its paleoceanographic significance. Paleoceanography 12: 207—225.         [ Links ]

Goni MA, Aceves HL, Thunell RC, Tappa E, Black D, Astor Y, Varela R, Muller-Karger F. 2003. Biogenic fluxes in the Cariaco Basin: A combined study of sinking particulates and underlying sediments. Deep-Sea Res. I 50: 781—807.         [ Links ]

Hartnett HE, Keil RG, Hedges JI, Devol AH. 1998. Influence of oxygen exposure time on organic carbon preservation in continental margin sediments. Nature 391: 572—574.         [ Links ]

Haug GH, Pedersen TF, Sigman DM, Calvert SE, Nielsen B, Peterson LC. 1998. Glacial/interglacial variations in productivity and nitrogen fixation in the Cariaco Basin during the last 550 ka. Paleoceanography 13: 427— 432.         [ Links ]

Hedges JI, Keil RG. 1995. Sedimentary organic matter preservation: An assessment and speculative synthesis. Mar. Chem. 49: 81—115.         [ Links ]

Hendy IL, Pedersen TF, Kennett JP, Tada R. 2004. Intermittent existence of a southern Californian upwelling cell during submillennial climate change of the last 60 kyr. Paleoceanography 19(3), doi: 10.1029/2003PA000965.         [ Links ]

Herbert TD, Schuffert JD, Andreasen D, Heusser L, Lyle M, Mix A, Ravelo AC, Stott LD, Herguera JC. 2001. Collapse of the California Current during glacial maxima linked to climate change on land. Science 293: 71-76.         [ Links ]

Herguera JC, Jansen E, Berger WH. 1992. Evidence for a bathyal front at 2000 m in the glacial Pacific, based on a depth transect on Ontong Java Plateau. Paleoceanography 7: 79-117.         [ Links ]

Hickey BM. 1979. The California Current System: Hypotheses and facts. Prog. Oceanogr. 8: 191-279.         [ Links ]

Huyer A. 1983. Coastal upwelling in the California Current System. Prog. Oceanogr. 12: 259-284.         [ Links ]

Jahnke RA, Reimers CE, Craven DB. 1990. Intensification of recycling of organic matter at the sea floor near ocean margins. Nature 348: 50-54.         [ Links ]

Keigwin LD. 1998. Glacial-age hydrography of the far northwest Pacific Ocean. Paleoceanography 13: 323-339.         [ Links ]

Keigwin LD, Jones GA. 1990. Deglacial climatic oscillations in the Gulf of California. Paleoceanography 5: 1009-1023.         [ Links ]

Kienast SS, Hendy IL, Crusius J, Pedersen TF, Calvert SE. 2004. Export production in the subarctic North Pacific over the last 800 kyrs: No evidence for iron fertilization? J. Oceanogr. 60: 189-203.         [ Links ]

Kutzbach JE. 1987. Model simulations of the climatic patterns during the deglaciation of North America. Chapter 19. In: Ruddiman WF, Wright HE Jr. (eds.),North America and Adjacent Oceans during the Last Deglaciations. The Geology of North America Vol. K-3, Geological Society of America, Boulder, CO, pp. 425-446.         [ Links ]

Leinen M, Cwienk, Heath GR, Biscaye PE, Kolla V, Thiede J, Dauphin JP. 1986. Distribution of biogenic silica and quartz in recent deep-sea sediments. Geology 14: 199-203.         [ Links ]

Lyle M, Murray D, Finney B, Dymond J, Robbins J, Brooksforce K. 1988. The record of Late Pleistocene biogenic sedimentation in the eastern tropical Pacific Ocean. Paleoceanography 3: 39- 59.         [ Links ]

Lyle M, Zahn R, Prahl F, Dymond J, Collier R, Pisias N, Suess F. 1992. Paleoproductivity and carbon burial across the California Current: The Multitracers Transect, 42°N. Paleoceanography 7: 251-272.         [ Links ]

Lui KK, Atkinson L, Chen TA, Gao S, Hall J, Macdonald RW, McManus LT, Quinones R. 2000. Exploring continental margin carbon fluxes on a global scale. EOS Trans. Am. Geophys. Union 81: 641-644.         [ Links ]

Martin JH. 1990. Glacial-interglacial CO₂ change: The iron hypothesis. Paleoceanography 5: 1-13.         [ Links ]

Matsumoto K, Oba T, Lynch-Stieglitz J, Yamamoto H. 2002. Interior hydrography and circulation on the glacial Pacific Ocean. Quat. Res. 21: 1693-1704.         [ Links ]

Mortlock RA, Froelich PN. 1989. A simple method for the rapid determination of biogenic opal in pelagic marine sediments. Deep-Sea Res. Part A 36: 415-1426.         [ Links ]

Mortyn PG, Thunell RC. 1997. Biogenic sedimentation and surface productivity changes in the Southern California Borderlands during the last glacial-interglacial cycle. Mar. Geol. 138: 171-192.         [ Links ]

Muller-Karger FE, Varela R, Thunell R, Luerssen R, Hu C, Walsh JJ. 2005. The importance of continental margins in the global carbon cycle. Geophys. Res. Lett. 32, L01602, doi: 10.1029/2004GL021346.         [ Links ]

Ortiz J, Mix A, Hostetler S, Kashgarian M. 1997. The California Current of the last glacial maximum: Reconstruction at 42°N based on planktonic foraminifera. Paleoceanography 12: 191-205.         [ Links ]

Pedersen T. 1983. Increased productivity in the eastern equatorial Pacific during the last glacial maximum (19000 to 14000 Y.B.P). Geology 11: 16-19.         [ Links ]

Petit JR, Jouzel J, Raynaud D, Barkov NI, Barnola JM, Basile I, Bender M, Chappellaz J, Davis M, Delayque G, Delmotte M, Kotlyakov VM, Legrand M, Lipenkov VY, Lorius C, Pépin L, Ritz C, Saltzman E, Stievenard M. 1999. Climate and atmospheric history of the past 420,000 years from the Vostok ice core, Antarctica. Nature 399: 429-436.         [ Links ]

Ruttenberg KC, Goñi MA. 1997. Depth trends in phosphorus and C:N:P ratios of organic matter in Amazon Fan sediments: Indices of organic matter source and burial history. In Flood RD, Piper DJW, Klaus A, Peterson LC (eds.), Proc. ODP, Sci. Results, 155: College Station, TX (Ocean Drilling Program), pp. 505-517.         [ Links ]

Sancetta C, Lyle M, Heusser L, Zahn R, Bradbury JP. 1992. Late-glacial to Holocene changes in winds, upwelling, and seasonal production of the northern California Current System. Quat. Res. 38: 359-370.         [ Links ]

Schneider B, Schlitzer R, Fischer G, Nothig EM. 2003. Depth-dependent elemental compositions of particulate organic matter (POM) in the ocean. Global Biogeochem. Cycles 17, 1032, doi: 10.1029/2002GB001871.         [ Links ]

Stott LD, Nuemann M, Hammond D. 1999. Intermediate water ventilation on the northeastern Pacific margin during the Late Pleistocene inferred from benthic foraminiferal δ¹³C. Paleoceanography 15: 161-169.         [ Links ]

Thunell RC, Kepple AB. 2004. Glacial-Holocene d15N record from the Gulf of Tehuantepec, Mexico: Implications for denitrification in the eastern equatorial Pacific and changes in atmospheric N₂O. Global Biogeochem. Cycles 18, GB1001, doi: 10.1029/2002GB002028.         [ Links ]

Thunell RC, Tappa E, Anderson DM. 1995. Sediment fluxes and varve formation in Santa Barbara Basin, offshore California. Geology 23: 1083-1086.         [ Links ]

Thunell RC, Sigman DM, Muller-Karger F, Astor Y, Varela R. 2004. Nitrogen isotope dynamics of the Cariaco Basin, Venezuela, Global Biogeochem. Cycles 18, GB3001, doi: 10.1029/ 2003GB002185.         [ Links ]

Tyrrell T. 1999. The relative influences of nitrogen and phosphorus on oceanic primary production. Nature 400: 525-531.         [ Links ]

Van Geen A, Zheng Y, Bernhard JM, Cannariato KG, Carriquiry J, Dean WE, Eakins BW, Ortiz JD, Pike J. 2003. On the preservation of laminated sediments along the western margin of North America. Paleoceanography 18, 1098, doi: 10.1029/2003PA000911.         [ Links ]

Walsh JJ. 1991. Importance of continental margins in the marine biogeochemical cycling of carbon and nitrogen. Nature 350: 53-55.         [ Links ]