6. El dióxido de carbono en el océano

El océano tiene un gran potencial para absorber grandes cantidades de dióxido de carbono. Se estima que aproximadamente el 70% del dióxido de carbono que ha permanecido en la atmósfera tras su emisión (la mitad de las emisiones antropogénicas totales) ha sido absorbido por el océano. El ciclo del carbono en el océano, en sus formas orgánicas e inorgánicas está

gobernado por procesos físicos y biológicos. Estos procesos son conocidos como bomba física (o de solubilidad) y bomba biológica. Ambas bombas actúan incrementando las concentraciones de CO2 dentro del océano.

BOMBA FÍSICA

La bomba física está

conducida por el intercambio de CO2 en la interfase atmósfera-océano y por el proceso físico que transporta CO2 al océano profundo.

Intercambio atmósfera-Océano.

El CO2

atmosférico entra en el océano por intercambio gaseoso dependiendo de la velocidad del viento y de la diferencia de las presiones parciales entre la atmósfera y el océano. La cantidad de CO2 captado por el agua de mar es función de la temperatura a través del efecto de la solubilidad.

La solubilidad de los gases generalmente disminuye cuando aumenta la temperatura y la salinidad, y aumenta cuando aumenta la presión.

La solubilidad del CO2 en agua de mar es muchas veces mayor que la de otros gases como el nitrógeno o el oxígeno. Esta diferencia es debida a la reacción con el carbonato (CO32-

+ H2O+ CO2↔

2HCO3-). Esta reacción tiene una constante de equilibrio muy grande que hace que la mayoría de del CO2 que entra al océano se

convierta rápidamente en bicarbonato.

Circulación Oceánica.

La circulación termohalina

oceánica conecta todos los océanos como una gran cinta transportadora. Así, aguas saladas y cálidas alcanzan altas latitudes en el Atlántico Norte, en invierno se enfrían y se hunden a grandes profundidades. Este proceso es conocido como formación de aguas profundas. Desde ahí

comienza su recorrido hacia el sur donde se unirá

a las aguas frías profundas recién formadas en la Antártica. Entonces este flujo de agua profunda accede a los océanos Indico y

Pacífico.

Esquema del intercambio de CO2 que tiene lugar en la superficie del océano, y la interacción de éste con el agua para ir formando las distintas especies del sistema.

Esquema de la Gran Cinta transportadora Oceánica. La circulación termohalina es gobernada por diferencias en la densidad del agua de mar, producto de diferencias en temperatura y salinidad. Como una gran cinta transportadora, el patrón de circulación traslada agua cálida de la superficie del hemisferio sur hacia el Polo Norte. Entre Groenlandia y Noruega, el agua se enfría, se hunde en el océano profundo, y empieza a fluir de regreso hacia el sur. Este movimiento transporta una cantidad tremenda de calor hacia el norte, y tiene un papel vital en mantener el clima actual.

En ambos océanos el agua profunda se dirige al norte y regresa por superficie. Una vez en superficie las aguas del Indico y Pacífico Norte retornan al Atlántico por el Cabo de Buena Esperanza, alcanzando de nuevo el Atlántico Norte, donde se enfriará, hundirá

y comenzará

de nuevo el ciclo de la cinta. Cada ciclo completo de la cinta transportadora lleva unos 1000 años.

En el momento de la formación de las aguas profundas captan CO2

por el efecto de la solubilidad. La dirección del intercambio neto está

determinada por las diferencias entre las concentraciones de gas que existen

entre la atmósfera y las aguas superficiales. Si la atmósfera tiene una presión parcial de CO2

más alta, el gas por difusión entra en la superficie del océano. El grado en que tiene lugar el intercambio depende de la temperatura, la velocidad del viento y turbulencia. A medida que circulan las aguas se van enriqueciendo de CO2

como consecuencia de la descomposición de la materia orgánica.

Esquema del funcionamiento de la bomba de solubilidad

Las aguas superficiales no están en equilibrio con la atmósfera. En las aguas ecuatoriales, el transporte de Ekman

causa el afloramiento de agua fría y alcalina, y están sobresaturadas en CO2. Esta agua es una fuente de CO2

a la atmósfera. En altas latitudes, el enfriamiento de las aguas templadas que llegan a estas regiones por advección, produce la instauración de las mismas y que absorban CO2

de la atmósfera. Aunque existen diferencias regionales en los flujos de CO2, globalmente el océano actúa como un sumidero del gas.

El Pacífico Ecuatorial es la región fuente más importante del océano global y libera más de la mitad del CO2

total que escapa a la atmósfera. Por otra parte, las zonas subantárticas producen el 35% del total de la absorción oceánica, siendo el sumidero mayor del océano global.

BOMBA BIOLÓGICA

Las aguas superficiales oceánicas están habitualmente supersaturadas respecto al oxígeno, debido en gran parte a la liberación de oxígeno durante la fotosíntesis.

Energía luminosa (fotosíntesis)

CO2 + H2O (CH2O)n + O2

Energía metabólica (respiración)

Cerca del fondo de la zona fótica

hay un balance entre la cantidad de carbono que el fitoplancton fija por fotosíntesis y la cantidad que disipa por respiración. La profundidad a la que este balance tiene lugar se denomina profundidad de compensación, y puede definirse también como la profundidad a la cual la cantidad de oxígeno producido por el fitoplancton por fotosíntesis se equilibra con la consumida por respiración en un período de 24 horas.

La fotosíntesis no cesa a la profundidad de compensación, pero bajo esta no hay crecimiento fitoplantónico

neto, a causa de que por definición más oxígeno es utilizado en la respiración de plantas que la producida por fotosíntesis que cae hasta niveles indetectables. Para propósitos prácticos, la profundidad de

compensación puede tomarse como representativa del límite inferior de la zona fótica.

A mayores profundidades, el oxígeno continúa siendo consumido en respiración de animales y plantas y en la descomposición microbiana (oxidación) de detrito orgánico, y no es reemplazado; y el carbono está

siendo liberado. Una capa de concentraciones mínimas de oxígeno y máximas de carbono total se desarrolla generalmente entre los 500 y los 1000 m de profundidad. A mayores profundidades los niveles de oxígeno aumentan nuevamente, a causa de la entrada de aguas frías densas oxigenadas que se hunden en las regiones polares.

Por otra parte, el hundimiento del carbono en forma de materia orgánica particulada

(MOP) y carbonato cálcico de origen biogénico, lo que conocemos como la bomba biológica, contribuye a que se incremente la cantidad de CO2 absorbido por los océanos. Como consecuencia de la bomba biológica las aguas del fondo de los océanos contienen mucho más CO2 y están sobresaturadas (cerca de un 30%). Este desequilibro se mantiene gracias a la estratificación vertical de la densidad en la columna de agua. El CO2 queda atrapado en las aguas frías y profundas de los océanos.

Esquema del funcionamiento de la Bomba Biológica Oceánica. Consiste en un transporte de CO2 desde la superficie del océano hacia el fondo mediante producción fitoplanctónica. El fitoplancton capta nutrientes y CO2 a través e los procesos de fotosíntesis. Alguna de estas especies fitoplanctónicas entran en la cadena trófica y otras se mueren. La materia orgánica en forma de desechos biogénicos es transportada a las capas más profundas de los océanos.

Balances globales de captación de CO2 antropogénico por los océanos

El estudio de la captación de CO2 antropogénico por el océano se puede abordar desde varios puntos de vista.

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OBSERVACIÓN DE LA INTERFASE ATMÓSFERA-OCÉANO. Desde la observación de la capa superficial en la zona de interfase de intercambio con la atmósfera donde obtenemos una imagen de intercambio de CO2 a través de la superficie del océano. Esta imagen nos muestra las zonas polares y frías actuando como sumideros de CO2 mientras que las zonas cálidas ecuatoriales actúan como fuentes como consecuencia de su elevada temperatura y que son zonas de afloramiento.

Taro Takahashi et al (2002). Obtienen para el año 1995 un flujo neto anual global de 2.2±0.45 Pg de carbono por año.

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OBSERVACIONES EN LA COLUMNA DE AGUA. El carbono captado a través de la superficie del océano penetra en el océano interior y se acumula en la columna de agua. Así

usando datos de la columna de agua pueden realizarse inventarios de CO2 antropogénico acumulado, valores altos están asociados con formación de agua profunda en el Atlántico Norte y formación de agua intermedia y agua modal entre 30º

y 50ºS.

Sabine et al. (2004). Obtuvieron un inventario total para la región sobreadade106 ± 17 Pg C.

Modelos y Predicción

Actualmente hay un debate científico sobre si las observaciones y

modelos son capaces de ilustrar la disminución de la capacidad de los océanos para absorber carbono antropogénico (Canadell et al. 2007; LeQuere et al. 2009; Khatiwala et al. 2009; Knorr 2009).

Las incertidumbres en la captura de CO2 por los océanos incluyen el grado en que la circulación oceánica podría cambiar a consecuencia del

calentamiento global y como esto modificará

las entradas de CO2. Las predicciones realizadas a partir de modelos sugieren cambios futuros pequeños en la bomba biológica de carbono al océano profundo, pero estos modelos no cubren derivas de los ecosistemas potencialmente importantes o cambios en el ciclo

del carbono cerca de la superficie oceánica. El ciclo del carbono en los sistemas costeros, incluyendo estuarios y marismas y plataformas continentales es pobremente entendido. Estas

son áreas

de investigación

activa. El programa Ocean Carbon and Biogeochemistry promueve y coordina estas actividades de investigación en US y CarboOcean en Europa.

Modelos globales de clorofila permiten a los científicos conocer donde el fitoplancton o las plantas del océano superficial de la cadena alimentaria

marina, crecen, lo que constituye un indicador de la salud y diversidad del mar. Tales mapas globales permiten a los científicos estimar cuanto carbono están absorbiendo las plantas y convirtiéndolo en alimento

Imagen SeaWiFS del Hemisferio Sur, Septiembre 1997 a Agosto 1998. Poxels rojos y amarillos muestran altas concentraciones de fitoplancton, mientras que azules y violetas muestran muy bajas concentraciones de plantas microscópicas (SeaWiFS Project, NASA/Goddard Space Flight Center and ORBIMAGE).

Referencias:

•

Bopp

L., et al. (2001) Potential impact of climate change on marine export production. Global Biogeochem. Cycles, 15, 1, doi:10.1029/1999GB001256.

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Canadell

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Doney, S.C., 2006: The dangers of ocean acidification. Scientific American, 294(3), March 2006, 58-65.

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Doney, S.C., V.J. Fabry, R.A. Feely, J.A. Kleypas, 2009: Ocean acidification: the other CO2 problem, Ann. Rev. Mar. Sci., 1, 169-192, 10.1146/annurev.marine.010908.163834.

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Le Quere, C., Raupach

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Ríos, Aida. Captación de CO2 antropogénico en el Atlántico http://www.udc.es/iuem/documentos/doc_xornadas/cambioclimatico/aidafdez.pdf

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Sabine

et al. (2004) The

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anthropogenic CO2. Vol. 305. no. 5682, pp. 367 -

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Takahashi et al. (2009) Climatological

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http://carboncycle.aos.wisc.edu