El Jurásico Inferior (Plienbachiense y Toarciense Inferior), datado entre los 182-190 Ma, ha llamado mucho la atención de la comunidad científica debido a que fue una época de grandes cambios y crisis ambientales. Existió un breve intervalo de calentamiento global (se estima que la temperatura promedio del aire en superficie estuvo entre 5 y 10 ºC por encima de la temperatura promedio actual de la Tierra), un aumento del nivel eustático del mar, alta actividad volcánica, liberación de grandes cantidades de metano, aumento excepcional en la depositación de material con alto contenido de carbono orgánico a nivel global debido en parte como resultado de varios eventos oceánicos anóxicos (Oceanic Anoxic Event, OAE) y extinciones masivas de la biodiversidad (Hesselbo et al., 2000; Bailey et al., 2003; Suan et al., 2008; Hermoso et al., 2012; Kemp & Izumi, 2014; Bodin et al., 2016; Remírez & Algeo, 2020). Estos cambios ambientales han sido registrados en diversos materiales geológicos provenientes de distintas cuencas alrededor del mundo (Hesselbo et al., 2000; Jenkyns et al., 2002; Kemp et al., 2005; Rosales et al., 2004a; Suan et al., 2008; Hermoso et al., 2012; Bodin et al., 2016). Una gran cantidad de estudios han sido realizados para saber la causa de estos cambios, y si los mismos se produjeron a escala global (Bailey et al., 2003; Suan et al., 2008; Bodin et al., 2016; Remírez & Algeo, 2020). Sin embargo, a pesar de estos esfuerzos, no existe una sola respuesta para explicarlos. Por ejemplo, no se conoce con exactitud el papel de las señales orbitales en el ciclo del carbono, como en las excursiones del δ¹³C asociados con el OAE del Toarciense Inferior (Suan et al., 2008; Storm et al., 2020).

Una forma de estudiar los cambios ambientales del pasado consiste en analizar las relaciones geoquímicas de isótopos estables de carbono y oxígeno de material fosilizado de macrofósiles, como las rostra de belemnites. Esta especie extinta que vivió en el Jurásico y Cretácico ha sido considerada como uno de los grupos de fósiles más adecuados para estimaciones de paleotemperaturas y paleosalinidades del océano de esa época (Podlaha et al., 1998; McArthur et al., 2000; Jenkyns et al., 2002; McArthur et al., 2007; Gómez et al., 2008; Armendáriz et al., 2013; Gómez et al., 2016; Arabas et al., 2017). Con lo que respecta al área geográfica de este estudio, i.e., la cuenca Vasco-Cantábrica (Basque-Cantabrian Basin, BCB), Rosales et al. (2001, 2004a, 2004b, 2006) propusieron que valores medios del δ¹⁸O y δ¹³C provenientes de las rostra de belemnites podrían utilizarse a escala local o regional para hacer estimaciones de paleotemperaturas y paleosalinidades del océano, reconstrucciones de la circulación oceánica, paleo-productividad y determinar cambios en el nivel del mar durante el Jurásico Inferior. Estos estudios también sugieren que parte de la variabilidad de los valores medios del δ¹⁸O y δ¹³C podrían reflejar algún tipo de señal orbital, como los ciclos de precesión (ca. 20 Ka), oblicuidad (ca. 40 Ka) o excentricidad (ca. 100 Ka o 400 Ka), tal y como se han encontrado en otros paleoindicadores (e.g., CaCO₃, TOC, susceptibilidad magnética, entre otros) ambientales del Plienbachiense y Toarciense en diferentes zonas geográficas cercanas a la cuenca Vasco-Cantábrica (Hinnov & Park, 1999; Weedon et al., 1999; Weedon & Jenkyns, 1999; Suan et al., 2008; Kemp et al., 2011; Bádenas et al., 2012; Storm et al., 2020).

Una herramienta adecuada para la búsqueda de ciclos orbitales en series temporales paleoclimáticas es el análisis espectral (Schulz & Stattegger, 1997; Weedon, 2003; Pardo-Iguzquiza & Rodríguez-Tovar, 2011, 2012, 2013; Medina-Elizalde et al., 2016; Oliveira et al., 2017). Esta búsqueda es relativamente sencilla cuando las series provienen de material fosilizado con alta resolución espacio-temporal de muestreo (como las series de CaCO₃) (Weedon & Jenkyns, 1999; Weedon, 2003). Sin embargo, esta búsqueda es más complicada cuando las series provienen de material marino calcáreo fosilizado (como las rostra de belemnites), porque existe un cierto grado de aleatoriedad en la localización espacial de las muestras, lo cual a su vez es debido al modo de vida de los belemnites (Podlaha, et al., 1998; Weedon, 2003; Rexfort & Mutterlose, 2006; Nava, 2010). Por esta razón, las series temporales creadas con estos materiales no suelen estar equiespaciadas temporalmente, incluso, pueden presentar grandes diferencias espacio-temporales entre las muestras (Weedon, 2003; Nava, 2010).

Una posible solución para enfrentar el carácter no equiespaciado de las series temporales paleoclimáticas es interpolar en el tiempo y, así, obtener una serie temporal equiespaciada. Sin embargo, la interpolación implica un conocimiento previo del comportamiento de la variable de estudio, y suaviza los datos de tal modo que al calcular el espectro puede suprimir información espectral en las altas frecuencias (Schulz & Stattegger, 1997; Schulz & Mudelsee, 2002; Pardo-Iguzquiza & Rodríguez-Tovar, 2012; Polanco-Martínez, 2014; Polanco-Martínez & Faria, 2018). Otra solución consiste en utilizar métodos de análisis espectral que puedan aplicarse directamente (sin previa interpolación en el tiempo) a las series temporales paleoclimáticas, tales como el periodograma suavizado de Lomb-Scargle (Lomb 1976; Scargle 1982, 1989; Schulz & Stattegger, 1997; Schulz & Mudelsee, 2002; Pardo-Igúzquiza & Rodríguez-Tovar 2011; 2012; 2013; Polanco-Martínez, 2014). No obstante, en algunos casos, como en el de las series temporales de los valores isotópicos utilizadas en este estudio, las diferencias entre los tiempos de una serie temporal son mucho más grandes que la escala de las mayores oscilaciones de la señal que se espera encontrar. Entonces, ni la interpolación ni los métodos especiales de análisis espectral pueden ser de mucha ayuda (Weedon, 2003; Polanco-Martínez, 2012). Una posible solución consiste en partir la serie original en trozos más cortos, utilizando como punto de corte los tiempos que superan las mayores oscilaciones esperadas (Weedon, 2003).

Otro factor que puede complicar el análisis espectral de series temporales cortas y no equiespaciadas temporalmente, como las series de δ¹⁸O y δ¹³C de los belemnites en este estudio, es la presencia de ruido. Se sabe que los paleoindicadores ambientales provenientes de belemnites (e.g., δ¹⁸O y δ¹³C) contienen ruido (Podlaha, et al., 1998; McArthur et al., 2007). Este ruido puede representar cambios en los procesos ambientales ocurridos en el pasado (frecuentemente de corto periodo) en especies de belemnites adaptables a estos cambios (i.e., especies que no hayan migrado como una respuesta a estos cambios). Sin embargo, también pueden reflejar el rango espacial, vertical (profundidad oceánica) y lateral (geográfico) del hábitat de los belemnites, incluso pueden reflejar el efecto vital de las especies, del género o la edad biológica del belemnite (Podlaha, et al., 1998; McArthur et al., 2007).

Teniendo en consideración varias de las características de las series temporales de paleoindicadores provenientes de los belemnites del jurásico Inferior. Este trabajo tiene el objetivo de averiguar si los valores medios del δ¹⁸O y del δ¹³C de los belemnites de la cuenca Vasco-Cantábrica (Rosales et al., 2001, 2004a, 2004b) pudieron haber registrado algún tipo de evento periódico relacionado con los ciclos orbitales de la Tierra a pesar del ruido contenido en estos isótopos estables y a las limitaciones impuestas por la componente estocástica en el muestreo de los belemnites. Cabe mencionar que hasta donde se sabe, es la primera vez que se analizan series temporales en el dominio de la frecuencia de valores medios de δ¹⁸O o de δ¹³C obtenidos de la rostra fosilizada de belemnites. Especial énfasis se hace en la búsqueda de los ciclos de excentricidad de largo periodo localizado ca. 400 Ka y el de más corto periodo ca. 100 Ka (Berger & Loutre, 2004; Laskar et al., 2004; Crucifix et al., 2006; Laskar et al., 2011), porque se sabe que el ciclo de los 400 Ka ha permanecido invariable desde el Mesozoico hasta el presente (Laskar et al., 2004; Hinnov & Ogg, 2007; Laskar et al., 2011) y porque estos dos ciclos han sido identificados en registros estratigráficos del Mesozoico recolectados en diferentes áreas geográficas (Olsen, 1986; Weedon, 1989; Olsen & Kent, 1996, Olsen & Kent 1999; Weedon et al., 1999; Weedon & Jenkyns, 1999; Suan et al., 2008; Kemp et al., 2011; Storm et al., 2020).

Para poder llevar a cabo este objetivo, se ha utilizado una técnica no estándar de análisis espectral conocida como el periodograma suavizado de Lomb-Scargle (Lomb, 1976; Scargle, 1982, 1989). Este técnica se aplica de modo directo a series temporales no equiespaciadas en el tiempo y está implementado en el paquete computacional REDFIT (Schulz & Mudelsee, 2002), el cual tiene en cuenta el tipo de ruido de fondo (“rojo”) de las series (paleo)climáticas (Gilman et al., 1963; Hasselmann, 1976; Schulz & Mudelsee, 2002; Weedon, 2003). Existen también otros paquetes computacionales para estimar el espectro suavizado mediante el periodograma de Lomb-Scargle, tal como SLOMB (Pardo-Iguzquiza & Rodríguez-Tovar, 2011, 2012). En este trabajo también se presenta una novel y sencilla aproximación para tener en cuenta la componente aleatoria en la estimación del espectro debido a los errores de datación de las muestras de belemnites.

Los resultados obtenidos después de aplicar análisis espectral por medio del periodograma suavizado (con 8 grados de libertad) de Lomb-Scargle a los valores medios de δ¹⁸O y δ¹³C y teniendo en cuenta los errores de datación de las muestras de los belemnites se muestran en la Figura 3. Los picos espectrales que superan el espectro asociado a un ruido de tipo rojo con un nivel de confianza del 95 % están localizados ca. 1.3 Ma para el δ¹⁸O y ca. 2.1 Ma y ca. 109 Ka para el δ¹³C.

Los valores medios de δ¹⁸O y δ¹³C provenientes de carbonatos marinos, como las rostra de belemnites, pueden estar influenciados principalmente por los siguientes factores: procesos diagénicos, procesos fracciónales biogénicos, variaciones isotópicas intra-especimen e inter-especimen y factores ambientales (Podlaha et al., 1998; McArthur et al., 2000; Rosales et al., 2001; Rosales et al., 2004a; McArthur et al., 2007; Gomez et al., 2008, 2016; Immenhauser et al., 2016; Arabas et al., 2017). El primer factor en nuestro estudio, puede ser descartado como la principal causa, porque las muestras de belemnites utilizadas para obtener los valores isotópicos medios de δ¹⁸O y δ¹³C fueron previamente verificadas por Rosales et al. (2004a,b) ante posibles efectos de alteración diagénica. El grado de alteración diagénica de las belemenites fue realizado mediante la aplicación de técnicas petrográficas y de catodoluminisencia así como análisis geoquímico y fue llevado a cabo por Rosales et a. (2004b) siguiendo el trabajo de Rosales et al. (2001).

El segundo factor, i.e., los efectos vitales, son más difíciles de cuantificar porque los belemnites son organismos extintos (Rosales et al., 2001; Rexfort & Mutterlose, 2006; McArthur et al., 2007; Benito et al., 2016; Immenhauser et al., 2016; Hoffmann & Stevens, 2020). Sin embargo, a pesar de que en este trabajo no es posible abordar este punto, si deberían de ser tenidos en consideración al analizar paleoindicadores que provienen de partes fosilizadas de belemnites. Estudios previos han demostrado que las muestras de belemnites provenientes de diferentes lugares y edades no se agrupan isotópicamente de acuerdo a las especies, por ello, es poco probable que exhiban efectos vitales (Sælen et al., 1996; Rosales et al., 2001). Por otro lado, se sabe que los belemnites tenían cierto parecido a los actuales cefalópodos (Rosales et al., 2001; Wierzbowski, 2004; Rexfort & Mutterlose, 2006; Benito et al., 2016; Hoffmann & Stevens, 2020), y que, en estos últimos, los efectos vitales no influyen en la composición isotópica del oxígeno presente en sus conchas. En base a estos argumentos, Wierzbowski (2004) y Rexfort & Mutterlose (2006) sugieren que no se espera encontrar efectos de biofraccionamiento isotópico en la rostra fosilizada de belemnites.

El tercer factor, i. e., las variaciones isotópicas intra-especimen e inter-especimen, son discutidas a continuación como posibles factores en el comportamiento de las series temporales de los isótopos estables analizados. Las series temporales en este estudio corresponden a valores medios de los isótopos estables δ¹⁸O y δ¹³C, esto significa que para una misma capa puedan encontrarse diferentes secciones fosilizadas de un mismo belemnite o varias muestras de especies diferentes. Rosales et al. (2001) demostraron que las variaciones de los valores isotópicos (δ¹⁸O y δ¹³C) intra-especimen no superan un 0.3‰ para una misma capa, siempre y cuando las muestras no presenten efectos diagénicos. Por ello, no parecen jugar un papel importante en las variaciones de los valores isotópicos. Sin embargo, las variaciones de los valores isotópicos (191.60-182 Ma) inter-especimen, para una misma capa, son mucho mayores, hasta un 1.2 ‰ para el δ¹⁸O y hasta un 2.1 ‰ para el δ¹³C. Rosales et al. (2001) sugieren que las variaciones de los valores isotópicos inter-especimen para una determinada capa, podrían reflejar el comportamiento paleo-ecológico de diferentes especies de belemnites o podrían estar causadas por variaciones seculares de alta frecuencia como los ciclos de Milankovitch (10⁴-10⁵ años). Respecto a la primera hipótesis, Rosales et al. (2001) sugieren que diferentes especies de belemnites que hayan coexistido en diferentes hábitats, pueden presentar diferentes composiciones isotópicas de δ¹⁸O si durante sus ciclos de vida hayan habitado de modo preferente en diferentes masas de agua (aguas profundas y frías, aguas superficiales y cálidas). Aunque los belemnites son considerados organismos nectónicos, hay estudios que sugieren que existieron especies del tipo nectobentónico (Anderson et al., 1994; Price & Sellwood, 1997; Rexfort & Mutterlose, 2006; Hoffmann & Stevens, 2020). Estos argumentos sugieren la importancia de identificar las especies de las muestras de belemnites en el intento de explicar las fluctuaciones de los valores isotópicos, sin embargo, para este estudio, desafortunadamente no se tiene disponible esa información. La segunda hipótesis no se puede descartar, aunque es difícil de sostener porque hay pocas muestras por cada biozona y debido a las restricciones crono y bio-estratigráficas no se puede resolver temporalmente más allá de una biozona de amonites (Rosales et al., 2001). Sin embargo, quizá es posible detectar algún tipo de ciclo orbital de más largo periodo que los de Milankovitch (periodo mayor que 10⁵ años) pero teniendo en cuenta varias biozonas, como en la serie de los valores isotópicos (δ¹⁸O y δ¹³C) analizada en este estudio.

El cuarto factor, la influencia de los factores paleo-ecológicos y ambientales, se discute a continuación. Es posible que los efectos paleo-ecológicos de los belemnites puedan influir en la composición isotópica (Rosales et al., 2001; Rexfort & Mutterlose, 2006; McArthur et al., 2007; Benito et al., 2016; Immenhauser et al., 2016; Hoffmann & Stevens, 2020). Es ampliamente aceptado que los belemnites fueron un tipo de organismo nectónico, esto quiere decir que muy probablemente hayan podido migrar lateral y verticalmente a través de masas de agua de diferente temperatura o salinidad (Doyle & MacDonald, 1993; Podlaha et al., 1998; Rexfort & Mutterlose, 2006; McArthur et al., 2007; Hoffmann & Stevens, 2020). Si este fuera el caso, la composición isotópica de las rostra podría haber cambiado durante su crecimiento en respuesta a los cambios en el ambiente (e.g., temperatura o salinidad) (McArthur et al., 2007; Rexfort & Mutterlose, 2006; Benito et al., 2016; Hoffmann & Stevens, 2020). Por otro lado, en trabajos previos Rosales et al. (2004a, 2004b) utilizaron exitosamente valores medios de δ¹⁸O para las reconstrucciones de paleotemperaturas y paleosalinidades. Esto quiere decir que las variaciones de los valores medios de δ¹⁸O están relacionadas, hasta cierto punto, con cambios en la temperatura/salinidad del océano de esa época (Rosales et al., 2004a, 2004b). En un trabajo más reciente, Rosales et al. (2006) muestran que los valores isotópicos de δ¹⁸O y δ¹³C obtenidas de las rostra de belemnites de la cuenca Vasco-Cantábrica muestran perturbaciones en las condiciones paleooceanográficas a nivel local y regional, como cambios en la temperatura, salinidad y circulación durante el Jurásico Inferior. Sin embargo, estos resultados no contemplan la posibilidad de que las variaciones isotópicas (δ¹⁸O y δ¹³C) pudieran haber sido influenciadas por forzamientos externos, tales como los ciclos orbitales de largo periodo. Para analizar esta posibilidad en este trabajo se emplean las estimaciones de los espectros suavizados de los valores medios del δ¹⁸O y δ¹³C.

Los únicos picos espectrales significativos de largo periodo están localizados ca. 1.3 Ma para el δ¹⁸O (Figura 3 A) y ca. 2.1 Ma para el δ¹⁸O (Figura 3 B). Sin embargo, a pesar de ser significativos y de tener en cuenta en el espectro los errores de datación, estos picos espectrales podrán estar influenciados por la tendencia de las series temporales. Es cierto que la tendencia lineal ha sido removida antes de calcular el espectro, pero también hay que tener en cuenta que el cálculo de la tendencia en una serie temporal es algo complicado, y es prácticamente imposible (en especial cuando no se conocen bien los procesos subyacentes del sistema que representan) separar de forma suficientemente precisa, tendencia, periodicidades de muy baja frecuencia y ruido (Van Dongen et al., 1999; Wu et al., 2007). Más aun, es complicado ubicar de forma precisa el ciclo orbital en una u otra frecuencia con una serie temporal tan corta. No obstante, suponiendo que 2.1 o 1.3 Ma representan eventos periódicos, entonces en la sección 188.68-183.36 Ma puede haber a lo sumo 3 y 4 ciclos, respectivamente. Por tanto, es poco fiable afirmar que los picos espectrales ca. 2.1 y 1.3 Ma representan eventos periódicos reales. Para poderlo afirmar con mas confianza sería necesario disponer de más datos (muestras).

La ausencia del ciclo orbital de 400 Ka en los resultados del análisis espectral (Figura 3 A y 3 B) para ambas series temporales (valores medios de δ¹⁸O y δ¹³C), en principio podría deberse a la irregularidad en el muestreo y a los errores de datación. Sin embargo, estas causas pueden ser descartadas porque en el análisis espectral se tienen en cuenta estos factores. La razón más plausible de la ausencia del ciclo de 400 Ka son las pocas muestras de belemnites (N=81) y la longitud de la sección estratigráfica (118 m). Por ejemplo, en el trabajo de Olsen & Kent (1996, 1999), que cubre una buena parte del Jurásico Inferior, hay clara evidencia geológica de la existencia del ciclo orbital de 400 Ka, pero la resolución (espacio-temporal) estratigráfica de sus datos es de 1 m / 2 Ka y con una longitud de la sección estratigráfica de casi 5 km, por lo cual cubre unos 35 Ma.

Utilizando los resultados del análisis espectral pero enfocados en los picos espectrales de más corto periodo se puede observar (Figura 3 B) la existencia de un pico espectral significativo (robusto al ruido de fondo y a los errores de datación) en el espectro del δ¹³C localizado ca. 109 Ka. Este pico espectral podría estar relacionado con alguno de los ciclos de corto periodo de la excentricidad de la Tierra, cuya periodicidad promedio es 100 Ka (Berger & Loutre, 2004; Crucifix et al., 2006; Laskar et al., 2004, 2011). Desde el punto de vista de la evidencia geológica, existen varios trabajos para el Jurásico Inferior en los cuales se utilizan diversos registros geológicos procedentes de diferentes regiones geográficas donde han localizado el ciclo promedio de la excentricidad de 100 Ka (Olsen, 1986; Weedon 1989; Olsen & Kent, 1996; Hinnov & Park, 1999; Weedon et al., 1999; Weedon & Jenkyns, 1999; Suan et al., 2008; Kemp et al., 2011; Storm et al., 2020). Sin embargo, este ciclo no está presente en el espectro del δ¹⁸O (Figura 3 A), donde en principio, se esperaría encontrarlo. Sin embargo, esto puede explicarse debido a que estos dos isótopos no dependen de las mismas causas. Mientras que el δ¹⁸O está relacionado con temperaturas del agua (e.g., circulación oceánica y paleogeografía, cambios climáticos, tipo y ubicación de los belemnites) el δ¹³C está relacionado con la productividad, tanto orgánica como inorgánica y ésta a su vez con los ciclos orbitales (Rosales et al., 2001, 2004a, 2004b, 2006).

Si observamos con más detalle la Figura 3 A, utilizando el eje de las frecuencias como eje de simetría, es posible observar una región, casi a la mitad de este eje, con altos valores de las amplitudes espectrales. El máximo pico espectral de esta región corresponde a 125 Ka. Esto podría llevar a pensar que representan un mismo evento. Sin embargo, si tenemos en cuenta el error de la localización de las frecuencias (tanto debido a los errores de datación como a la técnica utilizada para el análisis espectral), no es posible conciliar estas diferencias.

Otra posible explicación sobre el origen del pico espectral de 109 Ka es que podría deberse a un efecto de aliasing. Se sabe por otros estudios de series temporales paleoclimáticas (Pisias & Mix, 1988; Wunsch & Gunn, 2003) que ciclos de más corto periodo, pueden producir picos espectrales significativos de más largo periodo, si la resolución espacial de las muestras es demasiado ancha/grande para resolver las señales de corto periodo. Por ejemplo, Pisias & Mix (1988) demostraron que los ciclos de precesión (ca. 19 Ka y 23 Ka, valores en el presente) pueden producir picos espectrales significativos de más largo periodo cercanos a 100 Ka cuando se utiliza un intervalo de muestreo de 25 Ka. Lo cuál podría relacionarse erróneamente con el ciclo de 100 Ka de la excentricidad. Si bien es cierto que el origen un tanto aleatorio de las localizaciones espacio-temporales de las muestras de belemnites puede reducir el fenómeno del aliasing, también es cierto que no puede evitarlo por completo (Pisias & Mix, 1988; Eyer & Bartholdi, 1999; Van Dongen et al., 1999). Esta hipótesis se ve reforzada, si tenemos en cuenta el ciclo de 20 Ka, relacionado con la precesión, y encontrado por Berreteaga et al. (2002) al utilizar registros de CaCO₃ provenientes de la BCB para el Toarciense Inferior.

Para discernir si el pico espectral de 109 Ka es una aliasing de la precesión o si podría estar relacionado con uno de los ciclos de corto periodo de la excentricidad, se ha realizado el siguiente experimento numérico. Se simularon series sintéticas equiespaciadas cada 1000 años con una señal de 21 Ka y otra de 100 Ka con diferentes niveles de ruido Gaussiano utilizando como referencia la media y la desviación estándar del δ¹³C. Se usaron sólo los muestreos experimentales (edades) de los belemnites al estimar sus espectros (ver Figuras 4 y 5). Nuestros resultados muestran que los espectros de las series sintéticas con una señal de 21 Ka no presentan un efecto de aliasing ca. 100 Ka (Figura 4). Sin embargo, los espectros de las series con una señal de 100 Ka si contienen una señal alrededor de los 100 Ka (Figura 5). Por todo esto, podemos sostener que el pico espectral de 109 Ka del δ¹³C no es debido a un efecto de aliasing y que este pico podría estar relacionado con los ciclos de corto periodo de la excentricidad de la Tierra.

El caso de estudio presentado en este trabajo realiza por primera vez una búsqueda de señal orbital en series temporales de los valores medios de δ¹⁸O y δ¹³C de las rostra de belemnites de la cuenca Vasco-Cantábrica del Jurásico Inferior, para lo cual se utiliza una técnica avanzada de análisis espectral, conocida como el periodograma suavizado de Lomb-Scargle, y se tiene en cuenta los errores de datación de las muestras de belemnites en el espectro. En base a los resultados obtenidos se presentan a continuación las principales conclusiones.

En primer lugar, se concluye que no se detectaron ciclos orbitales de largo periodo, en particular, el ciclo de los 400 Ka que se esperaba encontrar debido a que se ha mantenido estable en los últimos 250 Ma. En segundo lugar, se concluye que el pico de 109 Ka del espectro del δ¹³C está probablemente relacionado con los ciclos de corto periodo de la excentricidad de la Tierra y no parece que sea un efecto de aliasing como resultado de ciclos de más corto periodo, como el ciclo de la precesión (20/21 Ka). Sin embargo, se recomienda la adquisición de más muestras de belemnites de la cuenca Vasco-Cantábrica para llegar a conclusiones mucho más definitivas. Por último se concluye que la incertidumbre de la estimación espectral al considerar los errores de datación de las muestras de los belemnites aumenta en las bajas frecuencias.

Debido a los prometedores resultados obtenidos en este trabajo, se propone el uso de isótopos estables, como los valores medios de δ¹⁸O o de δ¹³C, obtenidos de la rostra fosilizada de belemnites para ser analizados en el dominio de la frecuencia en la búsqueda de señal orbital. Algo que hasta donde sabemos no se había realizado previamente. El entendimiento de los forzamientos externos del sistema climático podría, por ejemplo, a ayudar a entender mejor el clima del Jurásico. La metodología utilizada para analizar las series temporales de valores medios de isótopos estables provenientes de macrofósiles de la cuenca Vasco-Cantábrica del Jurásico Inferior también se puede usar para analizar otros tipos de paleoindicadores ambientales provenientes de otros tipos de macrofósiles, incluso para otros tipos de datos que tengan características similares.