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CUENCA ATLÁNTICA
Oceanografía Química
3º año del Grado de Ciencias del Mar
ÍNDICE
Introducción
-
Geografía (pág.: 4)
Ciclo hidrológico y pertubaciones
-
-
Ciclo hidrológico (pág.: 5)
Circulación termohalina (pág.: 6)
- ¿Qué supondría para la humanidad que la cinta transportadora se
detuviera? (pág.: 8)
Perturbaciones en el ciclo del agua (pág.: 9)
Océanos y clima (pág.: 10)
Los hielos (pág.: 10)
Cambios paleoclimáticos/paleocenográficos
-
-
Cambios paleoclimáticos (pág.: 12)
Paleogeografía y cambios eustáticos del nivel del mar (pág.: 12)
Isótopos estables (pág.: 12)
- Isótopos estables del agua (pág.: 12)
Isótopos del Oxígeno (pág.: 13)
- Análisis de los isótopos del Oxígeno (pág.: 13)
- Curva de los isótopos del Oxígeno (pág.: 13)
Isótopo del Carbono (pág.: 13)
Aerosoles
-
-
Presencia de aerosoles en la atmósfera (pág.: 16)
DMS (pág.: 16)
- Generación de aerosoles de sulfato a partir de DMS ¿un efecto
“gaiano”? (pág.: 18)
Fe (pág.: 19)
- Polvo/Fe, impactos sobre el océano (pág.: 21)
- Efecto sobre el cambio climático de las entradas de Hierro a los
Océanos (pág.: 24)
- Conexiones globales del Fe (pág.: 24)
Zonas de Mínimo Oxígeno
-
ZMO (pág.: 25)
¿Cómo podrían modificarse las ZMO en un océano futuro? (pág.: 27)
Cambio climáticos/abruptos
-
Cambio climático (pág.: 28)
Cambio abrupto (pág: 29)
- Causas de los cambios abruptos (pág.: 30)
- Cambios abruptos en tiempos presente (pág.: 31)
Bibliografía
-
Libros (pág.: 33)
Artículos (pág.: 33)
Introducción
GEOGRAFÍA: OCÉANO ATLÁNTICO
Se denomina así la parte del Océano comprendida entre las costas de Europa, de África
y de las dos Américas. Lo largo de este mar de N. á S. se cuenta desde los círculos
polares por uno y otro lado del globo, hasta el ecuador, ó desde el extremo del Océano
Glacial ártico hasta el extremo del Océano Glacial antártico. Dos líneas tiradas de N. á
S.: una desde el cabo de Buena Esperanza por los 22º 5’ long. E.; otra desde el cabo de
Hornos por los 63º 39’ long. O., lo encierran entre su espacio intermedio, separándolo al
E. del Océano Indio, y al O. del Grande Océano. Los ángulos entrantes y salientes de
los continentes, cuyas costas son bañadas por el Atlántico, constituyen la desigualdad de
lo largo de este mar. Desde la punta del Labrador hasta el fondo del golfo de Gascuña,
en frente de la cual está aquella situada, tiene 80 long. de extensión. La costa convexa
de África se halla sit. á una distancia de 1560 long. de la costa cóncava de las dos
Américas; y la que debe contarse desde la tierra de Brasil, cuya costa forma una
convexidad en frente del golfo de Guinea está situada a 920 long. de ésta. La parte más
estrecha de este mar es la situada entre Sierra Leona, en la costa de África, y el cabo San
Buque de Brasil. Su anchura en este sitio solo es de 640 long., y la mayor, que es desde
el estrecho de Gibraltar hasta la costa de las Floridas, es de 1320 long.
Fleurieu ha dividido el Océano Atlántico en tres partes: el septentrional, comprendido el
círculo polar ártico y el trópico de Cáncer; el Océano Atlántico Equinoccial, entre los
dos trópicos; y el Océano Atlántico meridional, que se extiende desde el trópico de
Capricornio hasta el círculo polar antártico.
Ciclo hidrológico y perturbaciones
CICLO HIDROLÓGICO
Figura 1. Representación descriptiva del ciclo hidrológico.
El ciclo hidrológico es un término descriptivo aplicable a la circulación general del agua
en la tierra, el cual se define como:
“sucesión de etapas que atraviesa el agua al pasar de la atmósfera a la tierra y volver
a la atmósfera: evaporación desde el suelo, mar o aguas continentales, condensación
de nubes, precipitación, acumulación en el suelo o masas de agua y reevaporación”.
El ciclo hidrológico involucra un proceso de transporte recirculatorio e indefinido o
permanente, este movimiento permanente del ciclo se debe fundamentalmente a dos
causas: la primera, el sol que proporciona la energía para elevar el agua (evaporación);
la segunda, la gravedad terrestre, que hace que el agua condensada descienda
(precipitación y escurrimiento).
Se puede suponer que el ciclo se inicia con la evaporación del agua en los océanos, el
vapor de agua resultante del proceso anterior es transportado por las masas de aire en
movimiento (viento) hacia los continentes. Bajo condiciones meteorológicas adecuadas,
el vapor de agua se condensa para formar nubes, las cuales a su vez dan origen a las
precipitaciones.
No toda la precipitación llega al terreno, ya que una parte se evapora durante su caída y
otra es retenida (intercepción) por la vegetación, o los edificios, carreteras, etc. y poco
tiempo después del terreno, una parte queda retenida en los huecos e irregularidades del
terreno (almacenamiento de depresiones) y en su mayoría vuelve a la atmósfera por
evaporación.
Otra parte del agua que llega al suelo circula sobre la superficie (lluvia en exceso) y se
concentra en pequeños surcos que luego integran arroyos, los cuales posteriormente
desembocan en los ríos (escurrimiento superficial) los que conducen las aguas a los
lagos, embalses o mares, desde donde se evapora o bien, se infiltra en el terreno.
Por último, hay una tercera parte de la precipitación que penetra bajo la superficie del
terreno (infiltración) y va rellenando los poros y fisuras de tal medio poroso. Si el agua
infiltrada es abundante, una parte desciende hasta recargar el agua subterránea, en
cambio, cuando el volumen infiltrado es escaso, el agua queda retenida en la zona no
saturada (humedad del suelo), de donde vuelve a la atmósfera por evaporación o
principalmente, por transpiración de las plantas; como en la práctica no es fácil separar
ambos fenómenos, se suelen englobar en el término Evapotranspiración. Bajo la
influencia de la gravedad, tanto el escurrimiento superficial como el agua subterránea,
se mueve hacia las zonas bajas y con el tiempo integran el escurrimiento total de un río
para fluir hacia los océanos.
CIRCULACIÓN TERMOHALINA
Figura 2. Representación esquemática de la circulación termohalina del océano de
acuerdo con Broecker (1991).
La circulación termohalina (conecta todos los océanos como una gran cinta
transportadora.) consiste en corrientes oceánicas impulsadas por flujos superficiales de
aguas saladas y cálidas procedentes de los trópicos que alcanzan altas latitudes en el
Atlántico norte donde se enfrían y hunden agrandes 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. Este flujo
de agua profunda llega a los océanos Índico y Pacífico. En ambos océanos el agua
profunda se dirige al norte, regresando por superficie y retornando al Atlántico donde
comenzará un nuevo ciclo que dura alrededor de mil años.
Los cambios climáticos alteran el balance de agua dulce en el Atlántico Norte. Cuando
la temperatura del aire aumenta, las aguas de superficie también tienden a calentarse.
Este efecto es mayor en altas latitudes por deshielo debido al calentamiento. El ciclo
hidrológico puede verse acelerado en una atmósfera cálida por el incremento del caudal
de los ríos. Así en un futuro, el agua de mar en sus zonas de formación será cada vez
más cálida y menos salada, siendo su densidad menor. Este hecho provocará una
ralentización de la circulación termohalina, llegando incluso al colapso. La ralentización
o colapso de la circulación puede tener importantes consecuencias sobre el clima global,
con un enfriamiento de hasta 7ºC en latitudes altas del Hemisferio Norte y un
calentamiento de 1 a 2ºC en el Hemisferio Sur. Existe la evidencia, derivada del examen
de paleoindicadores, de una relación entre cambios bruscos en climas pasados y
alteraciones de la circulación termohalina.
El agua cálida y salada fluye hacia el norte a lo largo de la superficie del Atlántico, se
enfría, se hunde y luego se desplaza hacia el sur por las profundidades del océano. El
agua llega, finalmente, a las profundidades de los océanos Índico y Pacífico, donde se
vuelve más dulce y cálida al mezclarse con otras aguas. El agua de las profundidades
asciende entonces a la superficie en el Índico, el Pacífico y en lugares alrededor de la
Antártida. Parte del agua antártica se hunde otra vez, pero otra buena parte fluye de
nuevo por la superficie hasta el Atlántico, se vuelve más cálida y salda en su camino
hacia el norte pasando por el ecuador y se hunde nuevamente en el Atlántico Norte. El
bucle completo tarda en completarse en torno a un milenio. El calor y la humedad que
escapan de esta cinta transportadora al aire que cubre el Atlántico Norte son vitales para
los pueblos de Europa.
El lugar donde sería más sencillo alterar la cinta transportadora oceánica es el punto en
que da la vuelta en el Atlántico Norte. Si la superficie del Atlántico Norte fuera un poco
menos salada, el agua no se enfriaría lo bastante como para hundirse: se enfriaría y
congelaría sin llegar nunca a volverse tan densa como las aguas profundas. Entonces el
agua cálida no viajaría al norte para reemplazar al agua que se hunde, los inviernos
europeos pasarían de ser cálidos y húmedos a ser fríos y secos.
De hecho, el Atlántico Norte está permanentemente en un delicado equilibrio. Los
océanos tropicales envían agua cálida y salda al Atlántico Norte, pero los trópicos
también mandan al norte vapor de agua a través de la atmósfera, que se deposita en
forma de lluvia o nieve sobre la tierra o el océano. Una vez que el agua salitrosa de la
superficie abandona los trópicos en dirección al norte, incorpora más agua dulce
procedente de los ríos y la lluvia que la que pierde por evaporación. El agua superficial
participa en una especie de carrera: si el enfriamiento es más rápido que la adición de
agua dulce, se hunde en el Atlántico Norte; si la incorporación de agua dulce sale
vencedora, el agua permanece en la superficie.
Supongamos que al Atlántico Norte llega un poco más de agua dulce a causa de un
aumento de las precipitaciones, el deshielo o por aportación de los ríos. Muchos
investigadores han generado modelos por ordenador del sistema océano-atmósfera.
Típicamente, esos modelos coinciden en mostrar que un excedente de agua dulce podría
“obstruir” el mecanismo, ralentizándolo mucho o deteniéndolo durante un tiempo antes
de que volviera a funcionar de nuevo, lo que provocaría cambios grandes, bruscos y
generalizados en la atmósfera, muy similares a los registrados en los testigos de hielo,
los anillos de los árboles y los sedimentos.
Un exceso de agua dulce en el Atlántico Norte puede tener un efecto significativo.
Cuando solo llega un poco de agua dulce desde los continentes o la atmósfera al
Atlántico Norte, el agua del océanos no es salda y se hunde rápidamente, lo que permite
que fluya mucha más agua cálida hacia el norte. Cuando el suministro de agua dulce al
Atlántico Norte aumenta, el agua del océano se hunde más lentamente. Pero si su
hundimiento se ralentiza demasiado y el agua superficial del Atlántico Norte se vuelve
demasiado dulce, entonces deja de hundirse por completo.
Esto constituye una especie de “catástrofe”. Una vez que se ha interrumpido el
hundimiento del agua oceánica, la atmósfera sigue aportando agua dulce al Atlántico
Norte, pero esa agua no se elimina de manera eficiente. En lugar de eso, se estanca en la
superficie y puede helarse durante el invierno. Entonces se vuelve muy difícil volver a
poner en marcha el proceso de hundimiento. Una ligera reducción del suministro de
agua dulce sigue dejando agua dulce estancada en la superficie del océano y la
circulación permanece interrumpida. Posiblemente habría que hacer que el océano
adyacente se calentara de verdad y se volviera realmente salado para que se activase de
nuevo el hundimiento, lo que aportaría calor a las proximidades del estancamiento
helado, fundiéndolo, y permitiría que el agua cálida y salda regresase al lejano norte,
donde se enfriaría rápidamente en el transcurso del invierno siguiente. Una vez
interrumpido el agua fría y salada, el Atlántico Norte ha de recorrer una larga y fría ruta
antes de retornar a su estado original de hundimiento vigoroso y tierras cálidas a su
alrededor.
En el Atlántico Norte la circulación tiene tres modalidades: la cálida, con hundimiento
en el norte remoto y en el norte cercano; la fresca, con hundimiento solo en el norte
cercano; y la modalidad fría, sin hundimiento en ninguna de las dos áreas.
El agua salada superficial de la cinta transportadora oceánica del Atlántico captura calor
del Atlántico Sur y lo conduce hasta el Atlántico Norte, ya sea muy al norte o no tanto.
Allí, la liberación de calor a la atmósfera hace que los inviernos sean más cálidos y
permite que el agua se enfríe y se hunda hasta las profundidades del océano. Si se
produce un aporte excesivo de agua dulce en el Atlántico Norte, el agua no se hunde y
los inviernos en Europa se vuelven fríos.
Añadir de repente una gran cantidad de agua al Atlántico Norte es un modo estupendo
de detener el movimiento de la cinta transportadora y enfriar la zona, y un
abastecimiento continuado de agua dulce contribuiría a mantener detenida la cinta.
Hay una posibilidad significativa de que el calentamiento debido al efecto invernadero
pueda provocar suficiente excedente de lluvia y nieve y suficiente deshielo de los
casquetes glaciales como para detener parcial o totalmente la cinta transportadora del
Atlántico Norte.
¿QUÉ SUPONDRÍA PARA LA HUMANIDAD
TRANSPORTADORA SE DETUVIERA?
QUE
LA
CINTA
En parte, el efecto dependerá de dónde se produzca esa detención. Si el calentamiento
por el efecto invernadero es grande antes de que la circulación se debilite demasiado,
entonces el dióxido de carbono podría aportar durante el invierno parte o la totalidad del
calor que la región del Atlántico Norte pierde cuando se ralentiza la circulación
oceánica. Si la detención tuviese lugar en breve plazo, produciría un evento de gran
alcance, puede que tan grande como el Dryas Reciente, reduciendo las temperaturas en
el norte y generando sequías mucho mayores que cualquier otro cambio que haya
afectado a los humanos a todo lo largo de la historia conocida, acelerando quizá el
calentamiento en el extremo sur.
PERTURBACIONES EN EL CICLO DEL AGUA
En la historia de la Tierra se observa que las perturbaciones en el clima han generado
cambios importantes en el ciclo hidrológico. A modo de ejemplo, durante el último
periodo glacial (hace 18000 años), un 3% del volumen oceánico (42 millones de km3)
quedaron atrapados en los casquetes glaciares, produciendo un descenso del nivel del
mar de 120m con respecto al nivel actual. Igualmente, este periodo se caracterizó por un
descenso en la tasa de evaporación y precipitación, la reducción de la circulación de la
humedad a través de la atmósfera, la disminución de la biomasa terrestre, la expansión
de los desiertos y el aumento del transporte eólico, entre otros.
Las interacciones entre clima e hidrología son tan estrechas que cualquier cambio afecta
en una doble dirección. Por un lado, los cambios en las variables climáticas (ej.
temperatura y precipitación) producen impactos significativos en los recursos hídricos,
y a partir de éstos en las sociedades y los ecosistemas. Por otro, los cambios inducidos
por el ser humano en los recursos hídricos (ej. embalses, sistemas de irrigación, sobre
explotación de acuíferos) influyen en las condiciones climáticas. Tanto el clima como el
ciclo del agua son complejos, sujetos a relaciones causa-efecto y acción-reacción no
proporcionales y, por tanto, resulta extremadamente complejo determinar los impactos
directos que se derivan de perturbaciones en la hidrosfera.
El Tercer Informe de Evaluación del Panel Intergubernamental del Cambio Climático
(IPCC, 2001) señala las evidencias de los cambio en las variables críticas que han
controlado el ciclo hidrológico y el clima durante el siglo XX. Entre los hechos más
relevantes para el ciclo hidrológico tenemos:
-
Aumento de 0,6 ±0,2ºC en la temperatura media global.
-
Aumento de 7-12% en la precipitación continental sobre la mayor parte del
Hemisferio Norte.
-
Fuerte retroceso de la mayor parte de los glaciares de montaña y de los polos.
-
Retraso en las primeras heladas de otoño.
-
Adelanto del deshielo en muchos de los lagos del Hemisferio Norte.
-
Ascenso del nivel de mar.
Aunque, algunos cambios potencialmente importantes incluyen un aumento del 2% en
la cobertura de nubes sobre muchas zonas de latitudes medias y altas (albedo y aumento
del efecto invernadero), aumento del 20% en la cantidad de vapor de agua en la
estratosfera baja (aumento del efecto invernadero), cambios en el almacenamiento y
transporte de caloren el océano, interacciones entre el ciclo del agua y del carbono, e
incremento global en eventos extremos (sequías y riadas).
Los cambios del ciclo hidrológico incidirán en una doble vertiente:
-
En los recursos hídricos disponibles, alterando la distribución del agua tanto en
su actual distribución regional, como el volumen presente en los distintos
componentes del ciclo hidrológico.
-
En la magnitud y frecuencia de los extremos hidrológicos, cuyos impactos
pueden ser magnificados por la vulnerabilidad de los sistemas.
La mayor parte de modelos climáticos predicen un planeta más húmedo en relación con
el calentamiento global, asociado a un incremento en la tasa del movimiento del agua en
el ciclo hidrológico, con un aumento en la evaporación, precipitación y escorrentía. Sin
embargo, no todas las áreas estarán afectadas con estas tendencias, sino que en las
latitudes medias y subtropicales se producirán cambios en sentido contrario con
tendencia a una disminución de los recursos hídricos, y al aumento en la variabilidad
hidrológica (aumento de las sequías y crecidas).
OCÉANOS Y CLIMA
Desde que existe el océano, ha habido una interacción incesante entre el clima y el mar.
Ya analizamos los efectos de esta interacción sobre el nivel del mar, la extensión de la
cubierta de hielo y nieve, la circulación de los océanos, el calentamiento o el
enfriamiento global y la evolución de la vida. Por lo general, el clima se usa para
describir la naturaleza global y a un plazo relativamente largo del tiempo del planeta. En
cambio, cuando hablamos de tiempo, nos referimos a fenómenos a corto plazo y a una
escala más pequeña relacionados con el clima, como son los patrones diarios del viento,
la lluvia y las tormentas. En general, el tiempo tiende a afectar la Tierra más bien en
forma local, mientras que el clima la afecta a escala global.
La temperatura de la superficie del mar y los procesos evaporativos también generan y
encauzan algunas de las tempestades – huracanes – más poderosas del mundo e influyen
en los patrones mundiales del tiempo a través del fenómeno odioso conocido como El
Niño.
LOS HIELOS
En el caso de los hielos, su efecto enfriante es doble. Por una parte, como ya se ha
comentado, la presencia de hielo o nieve aumenta muchísimo el albedo de océano y
continentes. Por otro lado, la cubierta de hielo reduce el intercambio de calor entre el
océano y la atmósfera, y la evaporación. Una mayor extensión de los hielos polares
supone una menor retención energética, y condiciones más favorables para la expansión
del hielo y viceversa. Se cree que esta retroacción positiva explica en parte las
velocidades de transición entre periodos glaciales e interglaciales que ha venido
experimentando la Tierra. Reducciones y redistribuciones de insolación por causas
orbitales habrían supuesto la expansión del océano helado y el aumento de la radiación
reflejada, con el consiguiente enfriamiento adicional. El efecto opuesto aceleraría las
terminaciones de las épocas glaciales. En lo que respecta al cambio global actual tanto
las observaciones como los modelos de predicción alertan sobre una reducción de la
extensión del océano helado en los polos como consecuencia del calentamiento. Este
fenómeno es especialmente acusado en el Ártico, donde el grosor de la banquisa ha
disminuido en un 40% en los últimos años, y su área de extensión se ha reducido en más
un 14%, con una disminución en la extensión estival del hielo en el Hemisferio Norte
desde 11 a 8 millones de km2. De hecho, la reducción de la extensión de hielo en el
Ártico parece acelerarse en los últimos años, lo que puede deberse a efectos sinérgicos
entre la reducción de la cubierta de hielo y el más rápido calentamiento del océano
Ártico. Además de ejercer una retroacción positiva sobre el clima, la paulatina
desaparición de la banquisa de hielo en el Ártico central tendría un enorme impacto
socioeconómico, tanto para las comunidades autóctonas, cuya forma de vivir está
basada en el hielo, como para el conjunto de las sociedades de los países colindantes,
puesto que supondría la apertura de rutas marítimas mucho más directas.
Figura 3. Extensión del hielo marino en distintas estaciones en el Hemisferio Norte.
Cambios paleoclimáticos/paleocenográficas
CAMBIOS PALEOCLIMÁTICOS
Los cambios climáticos imprimen huellas evidentes en el registro geológico en forma de
depósitos glaciales, evaporizas, capas rojas, depósitos de carbón, cambios
paleontológicos y de otros tipos. Como parece que muchos cambios climáticos han sido
regionales o mundiales, sus efectos sobre las rocas proporcionan información de gran
valor en cronocorrelación. El alcance de estos efectos, sin embargo, se complica por las
variaciones normales del clima debidas a latitud, elevación, circulación oceánica,
movimientos de placas y otros factores.
PALEOGEOGRAFÍA Y CAMBIOS EUSTÁTICOS DEL NIVEL DEL MAR
La alternancia de transgresiones y regresiones marinas y las consiguientes discordancias
que de ellas resultaron, han suministrado tradicionalmente, las bases para la división
regional y local de las sucesiones estratigráficas. Muchas de las unidades
cronoestratigráficas de la Europa occidental se originaron en esta forma. A causa, ya sea
de movimientos epeirogénicos de las masas terrestres, o de ascensos y descensos
eustáticos del nivel del mar, parece que ciertos períodos de la historia geológica de la
Tierra están caracterizados en todo el mundo por la posición generalmente alta o baja de
los continentes respecto al nivel 100 Unidades cronoestratigráficas.
ISÓTOPOS ESTABLES
Es cualquier isótopo natural, no radiogénico, de un elemento. Muchos elementos tienen
varios isótopos estables.
ISÓTOPOS ESTABLES DEL AGUA
Son cada uno de los núcleos atómicos de un mismo elemento químico, con el mismo
número atómico, pero con diferente número másico; átomos que tienen el mismo
número de protones y de electrones, pero diferente número de neutrones. Algunos
isótopos del agua como 18O y 2H (deuterio), tiene contenidos isotópicos que se
preservan en algunos sistemas del ciclo hidrológico, donde no ocurre su
fraccionamiento (el fraccionamiento se da por cambio de fase). Las concentraciones del
agua son expresadas mediante la diferencia en partes por mil de la relación D/H y
18 16
O/ O respecto a las mismas relaciones en el agua del océano (SMOW, Standard Mean
OceanWater); muestra patrón. Esta diferencia se expresa como un contenido cuya
notación es δ:
Donde δ es el contenido isotópico, CMUESTRA es la concentración de isótopos de
18 16
O/ O para el oxigeno y D/H para el deuterio de la muestra, CSMOW es la
concentración de isótopos (SMOW) de la muestra patrón. Durante las diferentes etapas
del ciclo hidrológico, los isótopos del agua adquieren un contenido isotópico debido a
los cambios de fase (evaporación y condensación), aguas evaporadas presentan mayores
contenidos isotópicos y aguas de lluvia presentan menores contenidos isotópicos, por
tanto se diferencian unas aguas de otras en un diagrama de
Meteórica o de Craig.
18
O vs 2H, llamado Recta
ISÓTOPO DEL OXÍGENO
Se conocen tres isótopos del oxígeno, 16O, 17O y 18O. En geología, los más relevantes
son 16O y 18O, ya que ambos se encuentran juntos en los carbonatos. La relación 18O/16O
de un carbonato varía con la temperatura y composición química del agua a partir de la
que precipita el mineral carbonático. La relación 18O/16O es, pues, una herramienta muy
útil en paleotermometría y en estudios diagenéticos (especialmente cuando se usa en
combinación isotópica 13C/12C). En la interpretación de las relaciones isotópicas, tanto
para estudios diagenéticos como paleotermométricos, es esencial determinar la posible
existencia de cambios en la composición isotópica posteriores a la precipitación inicial
del mineral. Las unidades se expresan (en partes por mil) como valores δ (18O), siendo
donde el estándar tiene una composición isotópica conocida, tal como Viena estándar
media agua del océano (VSMOW).
ANÁLISIS DE LOS ISÓTOPOS DEL OXÍGENO
Es un método para estimar las paleotemperaturas oceánicas. La relación de los isótopos
estables 18O/16O de los carbonatos precipitados a partir del agua varía con la
temperatura, aumentando progresivamente la proporción de 18O a medida que la
temperatura disminuye. El oxígeno incorporado en las conchas carbonáticas de los
organismos marinos podrá reflejar en principio la relación 18O/16O correspondiente a la
temperatura de precipitación. La determinación de estas relaciones en los fósiles puede
usarse, por tanto, como una indicación de la evolución de las paleotemperaturas
oceánicas.
CURVA DE LOS ISÓTOPOS DEL OXÍGENO
Es la expresión gráfica de las proporciones relativas de los dos isótopos del oxígeno. Se
conocen varios isótopos del oxígeno, de los que sólo el 16O y 18O son relevantes para el
análisis de los isótopos del oxígeno. En la naturaleza, la relación actual media entre el
16
O y el 18O es alrededor de 1:500, y las medidas se hacen de forma relativa a este valor,
que se toma como un estándar. Existen evidencias de que esta relación ha variado en las
aguas marinas de una forma cíclica, especialmente durante los períodos glaciares e
interglaciares. Al final de la última glaciación, las aguas marinas profundas estaban
enriquecidas en 18O en alrededor de 1,6 partes por mil, correspondiendo a un descenso
del nivel del mar de unos 165m con respecto al nivel actual.
ISÓTOPO DEL CARBONO
Existen en la Tierra tres isótopos naturales del carbono, con pesos atómicos 12, 13 y 14
respectivamente. De éstos, el 12C y el 13C son estables; el 14C es radioactivo y tiene una
vida media de 5700 años. Se conocen también isótopos artificiales más ligeros. A pesar
de que la detección del isótopo radiactivo 14C es importante como método para fechar el
material arqueológico (hasta unos 70000 años), no tiene importancia en la condición
juvenil del carbono. Los dos isótopos estables se presentan juntos pero predomina el 12C
que es generalmente 90 veces más abundante que el 13C. La razón exacta 12C:13C varía
en el carbono según el medio, y esta variación ayuda a determinar si una muestra
particular es juvenil o reciclada. Por ejemplo, la razón para el carbono del CO2
atmosférico es 89,2:1 pero es menor en las calizas marinas (88,6:1) y mayor en el
carbono de los compuestos orgánicos de la biosfera (91:9). En general, se puede decir
que en todos los medios, el carbono de los compuestos reducidos (orgánicos) es más
rico en 12C que en los compuestos oxidados (inorgánicos).
Para entender esta variación en la razón entre isótopos presentes, es necesario postular
una condición inicial en la cual la Tierra recibiese su carbono de una fuente ancestral.
Se sugiere, que primitivamente la Tierra era más homogénea que ahora, pero de hecho,
no parece plausible que, en este tiempo, el carbono presente fuese todo de un tipo y todo
con la misma razón isotópica, puesto que el carbono extraterrestre muestra una gama de
razones isotópicas mucho más amplia que el terrestre. Por ejemplo, parece que en el
Sol, la razón 12C:13C es mucho mayor que la que se da en la Tierra. Pero en otras
estrellas no ocurre siempre lo mismo. En las llamadas “estrella de carbono”, la razón
C:H está muy aumentada, y, en algunas de ellas, el 13C llega a dominar sobre el 12C.
También en los meteoritos, la variación es mayor que en las rocas terrestres; los
compuestos inorgánicos (carbonatos) son mucho más ricos en 13C, mientras que en los
orgánicos, tienen aproximadamente la misma gama de valores que en la Tierra.
La variación de la razón isotópica en todas estas diferentes situaciones puede proceder
de dos causas. Primeramente, el carbono se forma en el interior de las estrellas por más
de un tipo de reacciones nucleares. Los efectos de fraccionamiento en estas reacciones
varían de acuerdo con parámetros ambientales tales como la masa de la estrella y la
temperatura de la reacción. Segundo, el fraccionamiento tiene lugar también durante las
reacciones químicas, puesto que los dos isótopos tienen diferentes ritmos. Cualquier
reacción química en la que intervenga el carbono puede afectar su razón isotópica. Estos
efectos son conocidos como efectos cinéticos. Aparece también un efecto diferente
cuando nos aproximamos al equilibrio, y se pueden producir fraccionamientos por
procesos físicos durante la difusión. Por lo tanto, parece probable que en la Tierra
primitiva, el carbono juvenil existía en diversas formas, cada una de las cuales ha
evolucionado como resultado de procesos químicos primerizos y, por consiguiente,
estaba caracterizada por diferentes razones isotópicas. Cuatro clases diferentes de
carbono juvenil pueden darse en el manto: diamante, grafito, anhídrido carbónico y
metano. Las razones isotópicas de cada uno serán presumiblemente diferentes.
No es fácil obtener una determinación muy precisa del valor absoluto de la razón
12 13
C: C por espectrometría de masas. Se pueden obtener resultados mucho más precisos
midiendo la diferencia de composiciones isotópicas entre dos muestras. Por esta razón
es costumbre comparar las constituciones isotópicas no en forma de cocientes, sino en
unidades que expresan la diferencia entre la muestra y un patrón el cual (de manera
totalmente arbitraria) se acepta en la actualidad casi universalmente. Ese patrón es el
carbono inorgánico y biogénico de un belemnites (un grupo extinto de cefalópodos) del
Cretácico americano. Se conoce como “patrón PDB”. Las unidades se expresan (en
partes por mil) como valores δ (13C), siendo
Si δ (13C)=0, la muestra tiene el mismo valor que el patrón. En consecuencia (puesto
que el patrón es un fósil marino) las calizas marinas tienen una δ media de valor
aproximadamente cero.
Si el valor de δ es positivo, la muestra tiene un cociente 13C:12C mayor que el patrón.
Los carbonatos meteoríticos tienen valores de δ que van desde +25‰ hasta +62‰;
están enriquecidos en 13C.
Si los valores de δ son negativos, la muestra tiene valores del cociente 13C:12C menores
que el patrón. La mayoría de los compuestos orgánicos tienen valores de δ negativos,
siendo el valor promedio -13‰. El CO2 atmosférico lo tiene también negativo (-7‰) así
como también el carbono de los diamantes (variando entre -4 y -8‰). Todos estos
medios tienen cocientes en los cuales el 13C está bastante mermado en comparación con
el patrón.
Aerosoles
PRESENCIA DE AEROSOLES EN LA ATMÓSFERA
Definimos “aerosoles” como pequeñas partículas suspendidas en el aire. Representan un
componente más de la atmósfera, componente que, según su composición y tamaño,
interviene en procesos tan importantes como la formación de nubes, la absorción y
dispersión de radiación solar, o el transporte y deposición de elementos nutrientes y
contaminantes. A pesar de que existen múltiples fuentes naturales de aerosoles, como la
suspensión de sal marina y polvo por el viento, las erupciones volcánicas o la oxidación
decompuestos volátiles liberados por las masas vegetales, la actividad humana ha
aumentado enormemente las emisiones y concentración de partículas en la atmósfera. El
uso masivo de combustibles fósiles en regiones industrializadas y urbanas conlleva la
emisión de grandes cantidades de partículas de combustión (hollín) y de óxidos de
azufre que serán oxidados a partículas de sulfato. La quema de biomasa con finalidades
agrícolas o de deforestación en regiones tropicales también supone la emisión de
grandes cantidades de hollín. También la explotación de canteras y minas, y la
exposición y movilización de suelo árido con fines urbanísticos o de grandes
infraestructuras, suponen un aumento de las fuentes de polvo.
El impacto de los aerosoles en el clima es de naturaleza doble como dijo Penner et al
(2001). Por un lado, ejercen un efecto directo sobre la radiación solar. En función
principalmente de su contenido en hollín (carbono negro), un aerosol puede absorber o
dispersar la radiación. Contenidos elevados de hollín (bajo albedo) hacen que la
partícula absorba radiación y contribuya a calentar la atmósfera. Bajos niveles de hollín
(alto albedo) hacen que la partícula disperse la radiación y una parte sea devuelta al
espacio, con su consiguiente efecto refrigerante. En conjunto, el efecto directo actual de
los aerosoles presentes en la atmósfera se estima como refrigerante y de una magnitud
aproximada de -0.6 W m-2. Existe otro efecto, el indirecto, por el cual los aerosoles
intervienen en la formación de las nubes e influyen en su albedo (a más aerosoles,
mayor es el número de gotas pequeñas de una nube y mayor su albedo) y en su tiempo
de vida (a más aerosoles, más tardan las gotas en crecer lo suficiente como para
precipitar en forma de lluvia). Este efecto indirecto, también refrigerante, es muy difícil
de cuantificar, pero se estima en un mínimo de -1.5 W m-2.
En conjunto, los aerosoles ejercen un forzamiento sobre el balance de radiación, y por lo
tanto sobre el clima, cercano en magnitud pero de signo opuesto al que ejerce el
aumento de gases de efecto invernadero desde la Revolución Industrial. De hecho, en el
planteamiento de políticas de mitigación del cambio global, los aerosoles constituyen
una paradoja. Si se apuesta por energías renovables y tecnologías de combustión
limpias, con el objeto de reducir las emisiones de CO2 y de contaminantes, la
consiguiente reducción de aerosoles en la atmósfera puede conllevar un efecto de
calentamiento de magnitud parecida al que se pretende paliar.
DMS
El dimetilsulfoniopropionato (DMSP) oceánico es un compuesto de azufre producido
por diferentes grupos de fitoplancton marino. El DMSP protege a estos organismos de
la radiación ultravioleta, así como de otros factores como la congelación o las
variaciones bruscas de salinidad. El DMSP se transforma por acción enzimática en
dimetil sulfuro (DMS) y ambos son liberados tanto al morir las células fitoplanctónicas;
el DMSP liberado también puede ser transformado en DMS por bacterias que lo utilizan
como fuente de carbono. El DMS difunde desde al agua a la atmósfera, donde se
descompone por oxidación en ácido metanosulfónico (MSA) y partículas suspendidas
(aerosoles) de sulfato. Estos compuestos actúan como núcleos de condensación de agua,
por lo que favorecen la formación de nubes que reflejan la radiación solar y contribuyen
a disminuir el calentamiento de la superficie.
Una gran producción fitoplanctónica de DMS incrementa la nubosidad y el consecuente
efecto albedo, reduciendo por lo tanto la radiación solar que alcanza la superficie
oceánica y haciendo disminuir así la temperatura del océano. Sin embargo, este
descenso de temperatura también reduce el número de fitoplancton productor de DMSP,
con lo que la nubosidad disminuye y aumenta la temperatura. De esta forma, se
mantiene el equilibrio térmico mediante oscilaciones en uno y otro sentido que son
automáticamente corregidas por una mayor o menor producción de DMSP.
Figura 4. Las bacterias de los océanos participan en la regulación del clima mediante
la liberación a la atmósfera se Sulfuro de dimetilo (DMS) que favorece la formación de
nubes.
1. El ciclo comienza con el dimetilsulfoniopropionato (DMSP), uno de los
compuestos simples más abundantes de los océanos. Las algas unicelulares del
fitoplancton sintetizan y acumulan DMSP para regular la presión osmótica;
durante la lisis por senescencia o cuando son ingeridas por el zooplancton,
liberan DMSP al medio.
2. Las bacterias regulan la cantidad de DMS que liberan a la atmósfera según sus
necesidades de azufre.
3. La radiación ultravioleta oxida el DMS. Como consecuencia, incrementa la
densidad de las nubes.
4. Al limitar la cantidad de radiación que llega a la superficie terrestre, las nubes
provocan una disminución de la temperatura. Así, el DMS atenúa el efecto
invernadero. Asimismo, se reduce la luz que recibe el fitoplancton, con lo que se
limita la síntesis de DMSP. El ciclo del azufre se halla sometido a un mecanismo
de retroalimentación.
GENERACIÓN DE AEROSOLES DE SULFATO A PARTIR DMS: ¿UN
EFECTO “GAIANO”?
La generación de (CH3)2S (sulfuro de dimetilo) por el fitoplancton marino está siendo
objeto de un riguroso seguimiento por una multiplicidad de agencias y grupos de
investigación, debido a su posible papel como controlador climático. La producción de
DMS y de su precursor el beta-dimetil-sulfono-propianato (DMSP) se debe a ciertas
especies de fitoplancton marino entre las que se incluyen los cocolitofóridos.
Figura 5. El DMS y el bucle de retroalimentación climático.
La floración de algunos de estos cocolitofóridos produce importantes cantidades de
DMS en la superficie oceánica. El DMS oceánico es la mayor fuente natural de azufre
atmosférico en forma de aerosoles de sulfato, de acuerdo con reacciones del tipo:
A su vez, el SO2 resultante puede dar lugar a aerosoles sulfato de acuerdo con las
reacciones correspondientes. La avidez por el agua del ácido sulfúrico se traduce en un
incremento de la formación de nubes y, en consecuencia, en un incremento del albedo.
La Figura 5 ilustra este efecto, que se propone como causante de un posible bucle de
retroalimentación climático. Como puede observarse, de acuerdo con este modelo, un
incremento de la temperatura se traduciría en un incremento de la floración de la
producción de DMS con el consiguiente incremento de albedo y reducción de la
radiación solar. En la naturaleza existen más bucles de estas características, en algunos
de los cuales están de nuevo involucrados los cocolitofóridos.
FE (HIERRO)
El hierro es un nutriente esencial para todos los organismos, que se utiliza en una
variedad de sistemas enzimáticos, incluyendo aquellos para la fotosíntesis, la
respiración y la fijación de nitrógeno. Sin embargo, el hierro es muy insolubles bajo
condiciones de oxidación por encima de pH 4. Para el fitoplancton marino, separado del
sedimento rico en hierro del fondo del mar por profundidades considerables, las
necesidades fisiológicas de hierro se deben cumplir dentro de la columna de agua. El
suministro de hierro es un factor limitante en el crecimiento de fitoplancton en vastas
zonas del océano moderno, aunque esto no haya sido así en el pasado distante, cuando
procariotas evolucionaron por primera vez en un océano menos óxica.
Los suministros de hierro llegan a los océanos, principalmente de los ríos, como
sedimento en suspensión en un sistema de transporte de gran global. Sin embargo, el
hierro particulado fluvial y glacial es eficientemente atrapado en zonas cercanas a la
costa, excepto cuando los ríos descargan directamente más allá de la plataforma. Los
insumos hidrotérmicos se precipitan rápidamente en la profundidad de los océanos. Por
lo tanto, la vía predominante externa de hierro, a la superficie del océano abierto, es el
transporte eólico polvo, principalmente de los grandes desiertos del mundo.
Actualmente, hiper-áridas como el desierto del Sahara, ocupa 0,9 mil millones de
hectáreas y las tierras secas ocupan 5,2 mil millones de hectáreas, lo cual es un tercio de
la superficie terrestre mundial. Estos ambientes son particularmente sensibles a las
presiones del cambio global, y tales cambios podrían alterar la productividad del océano
y, por lo tanto, el clima. Hay otros posibles contribuyentes para el suministro de hierro
atmosférica, incluidas las fuentes volcánicas, antropogénicas y extraterrestre, cuyo
hierro puede ser más soluble que el hierro en aluminosilicatos de suelo, y éstos merecen
un estudio adicional.
Tabla 1. Los flujos globales de hierro a los océanos (en Tg del año Fe -1). De Poulton y
Raiswell, con la modificación de las entradas a la atmósfera. Los "flujos autígenos" se
refieren a la liberación de sedimentos de aguas profundas durante la diagénesis. Se
distinguen sólo por separado disuelto y particulado para las entradas fluviales, porque
está claro que el hierro particulado fluvial, junto con el hierro de la erosión costera y
las fuentes de sedimentos glaciales, no llega a los océanos, mientras que el autígeno, el
hierro atmosférica e hidrotermales, llegan a los océanos sin su fase.
Figura 6. Vista esquemática del hierro global y las conexiones de polvo. Se destacan
cuatro componentes críticos (en sentido horario desde arriba): el estado de la
superficie terrestre y disponibilidad polvo, carga de aerosoles atmosféricos, la
productividad marina, y un cierto grado de estado climático (por ejemplo, la
temperatura media mundial de la superficie). El signo de las conexiones que unen estos
varía, donde la correlación es positiva (por ejemplo, el aumento de carga de aerosoles
atmosféricos de productividad → aumento de la marina), la línea se termina con una
punta de flecha sólida. Cuando la correlación es negativa (por ejemplo, el aumento de
la productividad marina → CO 2 inferior y un clima más frío), la terminación es un
círculo abierto. Conexiones con un signo incierto se terminan con una punta de flecha
abierta. El mecanismo por el que actúa de enlace (por ejemplo, el impacto de un
cambio en el CO 2 atmosférico es a través del forzamiento radiativo del clima) se
muestra en cursiva. Por último, los símbolos "agua de grifo" representan un mecanismo
secundario modular, el efecto de un mecanismo primario; por ejemplo, un cambio en la
fuerza precipitación y distribución mundial que altera la eficiencia con la que se
transporta el polvo arrastrado hacia el mar abierto. Si una ruta de conexiones
sucesivas se puede seguir desde cualquier componente nuevo a sí mismo, se forma un
bucle de realimentación cerrado. Un número par (incluyendo el cero) de las conexiones
negativamente correlacionados contadas alrededor del circuito, da una
retroalimentación positiva, que servirá para amplificar una perturbación y tienden a
desestabilizar el sistema. A la inversa, un número impar de correlaciones negativas da
una retroalimentación negativa, humedeciendo cualquier perturbación y, por lo tanto,
la estabilización del sistema. Por ejemplo, la carga de aerosoles atmosféricos → la
productividad marina del estado climático → el polvo disponible de la carga de
aerosoles atmosféricos contiene dos negativos y dos correlaciones positivas y, por lo
tanto, es positiva en general. Por el contrario, la productividad marina del bucle, sobre
sí mismo, contiene una correlación negativa individual y, por lo tanto, representa un
voto negativo.
El polvo tiene impactos directos importantes, pero incierto en los presupuestos del clima
y la radiación y, posiblemente, los patrones de la lluvia. En un contexto biogeoquímico,
el flujo clave de los océanos no es el polvo, pero sí el hierro soluble o biodisponible.
Aunque el contenido de hierro del polvo del suelo (promedio 3,5%) es variable a nivel
mundial, la incertidumbre introducida por esta variabilidad es pequeña en comparación
con otras incertidumbres en el ciclo de hierro. La solubilidad de hierro del polvo del
suelo es baja (<1 a 2%). Los controles de solubilidad de hierro aerosol incluyen
fotoquímica (fotorreducción de Fe III de Fe II) y acidez, en particular, durante la nube
de aerosol de procesamiento. Las emisiones de precursores del ácido (SO 2 y NO x) se
han duplicado más que desde el estado preantropogénico, y las emisiones de NO x se
espera que continúe aumentando. La complejación orgánico puede desempeñar un papel
en la regulación de la solubilidad del hierro atmosférico. En consecuencia, las emisiones
de materia orgánica a partir de fuentes naturales (como los ácidos húmicos del suelo y
terpenos de las plantas) y fuentes antropogénicas (por ejemplo, la quema de biomasa y
las emisiones industriales / urbanas) pueden influir en el ciclo del hierro atmosférico.
Todos estos factores (acidez, formación de complejos orgánicos y fotoquímica) alterará
las presiones del cambio global.
POLVO / HIERRO IMPACTOS SOBRE EL OCÉANO
El entorno físico-química del hierro atmosférico cambia drásticamente al entrar en los
océanos. A un pH del agua de mar, de 8, el hierro férrico soluble se vuelve rápidamente
a precipitar, el establecimiento de una competencia entre la adsorción a las partículas en
la columna de agua, la captación biológica activa y complejación orgánico, que
evoluciona con el tiempo de residencia del agua superficial del polvo (decenas de días).
Las medidas experimentales de la solubilidad del hierro aerosol, generalmente, han sido
realizadas en escalas de tiempo más cortos y, por lo tanto, no permite predecir
adecuadamente la solubilidad del hierro aerosol.
La medición de la concentración del hierro total y especiado en el océano es difícil. El
hierro total disuelto se muestra en nutrientes como perfiles oceánicos, con bajas
concentraciones de agua superficial (0,03 a 1 litro nmol -1 donde radicales de Fe II
puede ser importante) y el aumento de las concentraciones de aguas profundas de 0,4 a
2 litros nmol -1. El hierro coloidal significativo está presente en la columna de agua y es
potencialmente biogeoquímico lábil. El impacto de la deposición atmosférica de las
concentraciones de superficie de agua de hierro ha sido demostrada como reciclaje de
los sedimentos y regiones costeras. Dentro de los océanos, el hierro disuelto es
predominantemente orgánicamente complejado, estabilizado contra el barrido rápido,
aunque su tiempo de residencia sea todavía de décadas. La fuente, función biológica y la
estructura de estos orgánicos de hierro complejos ligandos son, esencialmente,
desconocido. Titulaciones electroquímicas sugieren que algunos tienen fuerza de unión
similar a la de sideróforos verdaderos: fuertes hierros ligandos específicos. Los
sideróforos se han encontrado en las bacterias marinas y en aguas de mar costeras.
Aunque muchas especies pueden ser capaces de utilizar sideróforo de hierro unido, los
sistemas de síntesis de sideróforos no son fácilmente identificables en los genomas de
las especies picofitoplancton importantes, aunque pueden estar presentes.
La limitación del hierro se refleja en aguas profundas, Fe / N ratios de concentración
que son insuficientes para satisfacer las necesidades de fitoplancton de hierro debido a
la compactación de hierro regenerado, que hunde la materia orgánica en el fondo del
océano a un ritmo mayor que el N. Por lo tanto, el mantenimiento de la producción
primaria del océano abierto fitoplanctónico requiere un aporte adicional de hierro a la
producida a partir de surgencia, que es generalmente atmosférica. La importancia
relativa de las fuentes atmosféricas y el afloramiento, varía a lo largo de los océanos. La
limitación de hierro de la producción primaria del fitoplancton es aproximadamente el
30% de los océanos. En algunas zonas, como el Océano Austral, se traduce en el uso
incompleto de macronutrientes (N, P y Si) y la abundancia de algas relativamente baja,
de ahí el término "alto contenido de nutrientes de clorofila baja (HNLC)”. Estudios
recientes enfatizan interacciones más complejas dentro del océano en la limitación del
hierro simple o suficiencia, con pruebas en algunas zonas de limitación simultánea de la
producción primaria de hierro, luz, macronutrientes y trazas de nutrientes (como Co y
Zn).
La captación de lujo de hierro se ha demostrado para algunos fitoplancton, lo que les
permite adaptarse mejor a la oferta episódica atmosférica. La disponibilidad de hierro
influye en la estructura de la comunidad de las algas, así como la productividad general.
El fitoplancton del océano abierto necesita menos hierro que las especies costeras, que
han evolucionado de una manera más rica en hierro en el medio ambiente, aunque el
hierro es conocido en pocos sistemas costeros. Un requisito de hierro reducido se puede
lograr mediante la reducción de tamaño de las células o minimizar el número de
enzimas que contienen hierro. El alivio del estrés es el resultado de hierro en el
crecimiento de los taxones de fitoplancton que se caracteriza por células más grandes,
sobre todo diatomeas con esqueletos ópalo menos denso. Los cambios en la densidad
del esqueleto debe influir en las tasas de hundimiento y, por lo tanto, a la exportación de
carbono a la profundidad, aunque esto no se ha visto en experimentos de campo.
El suministro de polvo de los océanos es muy importante en el mantenimiento de la
producción primaria oceánica y la absorción de CO2, pero es sensible al cambio
climático, aunque el efecto general varía entre provincias biogeoquímicos. En las
regiones HNLC, los cambios en el suministro de hierro afectará directamente a la
producción primaria y la composición de especies, mientras que en las regiones
oligotróficas subtropical / tropical, el impacto será a través de cambios en la fijación de
nitrógeno. La fuente de polvo de los grandes desiertos del norte de África y de Asia
afecta directamente al Atlántico Norte tropical y templado Pacífico Norte,
respectivamente, y los efectos de las dos regiones puede esperarse que sea diferente.
Tabla 2. Efectos del polvo / el hierro (Fe) en la biogeoquímica oceánica. (Además, hay
efectos de polvo en el sistema climático a través de albedo y el ciclo hidrológico)
Debido a que la solubilidad del hierro del polvo es baja, se deduce que hay un gran flujo
de hierro particulado a través de las profundidades del océano, particularmente debajo
de las columnas de polvo grandes. Si algo de este polvo se disuelve en profundidad,
aumentaría la concentración de hierro disuelto abisales y, en un largo plazo, la
productividad en las regiones de afloramiento. En aguas profundas, la disolución de
polvo dependerá de las concentraciones de ligando orgánico y, posiblemente, los
sedimentos redox.
Martin propuso que el transporte de polvo creciente durante la última glaciación, hubo
limitación de hierro reducido en las regiones HNLC, el aumento de la producción
primaria y la absorción de CO2. La complejidad de la biogeoquímica del hierro y los
nutrientes co-limitación, significa que el aumento de cargas de polvo glacial no tiene
por qué causar aumento de la productividad.
EFECTO SOBRE EL CAMBIO CLIMÁTICO DE LAS ENTRADAS DE
HIERRO A LOS OCÉANOS
Los océanos ejercen una gran influencia sobre el clima a través del transporte de calor y
las relaciones con los procesos físicos. A gran escala, la reorganización de la circulación
oceánica también afectará el transporte de hierro, efectos impulsados principalmente
desde dentro del océano. El cambio climático provocará una serie de cambios físicoquímicos en el océano abierto, en particular el cambio de la estratificación y las
proporciones de nutrientes de suministro, con efectos impredecibles.
Los cambios en los flujos de hierro puede resultar variaciones en las especies y en la
distribución del tamaño del fitoplancton, y el cambio de CO2 oceánico en la absorción
mediante la alteración de la eficacia de la exportación de carbono orgánico al agua
profunda. El polvo también puede desempeñar un papel directo en la regulación de
exportación a través del efecto de lastre. En la mayoría de las áreas, el polvo es un
componente de lastre menor en comparación con ópalo y calcita, pero su producción
también se ve influenciada por la fuente de polvo/hierro. Los cambios en la
productividad del océano y exportación de carbono orgánico en las aguas profundas del
subsuelo, influirá en los niveles de oxígeno y, por lo tanto, oxígeno desnitrificación en
las zonas oceánicas mínimas, inventarios de nitratos y productividad, y las emisiones de
óxido nitroso. Los cambios en los sedimentos H2S en estas áreas podrían afectar a las
profundidades del océano en las concentraciones de hierro y productividad.
Hasta ocho veces las variaciones en sulfuro de dimetilo (DMS); el DMS oxida en la
atmósfera para formar aerosoles de sulfato ácido, un dispersor altamente eficaz de la
radiación solar. El modelado sugiere que un aumento global en los flujos de doble DMS
produce una disminución global de la temperatura de 1°C, lo que demuestra una
respuesta climática y la vinculación de la C, Fe, y los ciclos de S. El DMS es sólo uno
de un grupo de trazas de gases que pueden influir en el clima y cuyas emisiones son
sensibles a las concentraciones de hierro. Esto incluye a los gases que afectan
directamente al gas invernadero por forzamiento (óxido nitroso y el metano), ciclismo
de ozono y la capacidad de la atmósfera oxidante. Los impactos sobre la capa de ozono
son importantes en el forzamiento radiativo a través de ultravioleta-B de impactos sobre
la estructura de la comunidad fitoplanctónica.
CONEXIONES GLOBALES DEL HIERRO
Nuestro análisis demuestra la complejidad del ciclo global del hierro. L solubilidad baja
en hierro conduce a la limitación de la productividad marina, con posibles reacciones a
gran escala en el sistema climático global. Estos podrían actuar para amplificar
cualquier futuro en el cambio climático global a través de una relación positiva
(desestabilizador) retroalimentación o disminuirla a través de una negativa
(estabilizador) retroalimentación. Se puede sugerir las siguientes prioridades de
investigación: (i) los procesos de deposición de polvo, (ii) la biodisponibilidad del
hierro aerosol, y (iii) el impacto del hierro sobre la fijación de nitrógeno y las emisiones
marinas de gases traza. Estos deben conducir a mejoras en los modelos globales, lo que
permite la capacidad predictiva realista que se puede probar en contra de la mejora de
los resultados del registro paleo de la respuesta a los cambios en los flujos
biogeoquímicos polvo.
Zona del mínimo oxígeno
ZMO
En este ecosistema, por debajo de una delgada capa de aguas superficiales, se distribuye
un aptísimo ambiente de aguas muy pobres en oxígeno disuelto, aunque ricas en
nutrientes. Esta es la denominada Zona de Mínimo Oxígeno (ZMO), que frente a
nuestras costas adquiere una extensión sin parangón en el resto del mundo.
La zona de mínimo oxígeno es una capa de agua subsuperficial en la que el contenido
de oxígeno disuelto es mínimo (menos de 0,5ml de oxígeno por litro de agua de mar).
Normalmente, las capas de agua superficiales del mar, contienen oxígeno disuelto del
orden de 5 a 6 ml de oxígeno por litro de agua de mar, obtenido de la atmósfera por
difusión y turbulencias producidas por el viento. Debido a los movimientos verticales,
este oxígeno puede llegar a profundidades, manteniendo así la vida en el mar profundo.
Sin embargo, existen masas de agua de lentos movimientos debajo de zonas de alta
productividad, como el Ecosistema de Humboldt (ESH), donde el rico material orgánico
producido en la superficie, al caer a través de la columna de agua, es alterado por acción
bacteriana, la que a su vez requiere de una buena cantidad de oxígeno de la columna de
agua, dejando un remanente mínimo en ella.
Figura 7. Distribución de las Zona de Mínimo Oxígeno en el océano mundial. Se
observa que la ZMO del Pacífico Sudoriental es la más extensa del planeta.
Tabla 3. (A, B, C) Tendencias lineales de temperatura y oxígeno con intervalos de
confianza del 95% desde 1960 en un 300 a 700 m de capa para seleccionar las zonas
oceánicas, y la pérdida de oxígeno integrado, asumiendo una densidad nominal de
1.027,2 kg m -3.
En el Atlántico hay más oxígeno porque está en continuo movimiento (regeneración,
agua joven).
Las regiones con concentraciones de oxígeno por debajo de unos 10kg·mol-1 se
denomina subóxicas. En las regiones subóxicas, el nitrato se involucra en la respiración.
Las regiones anóxicas no tienen oxígeno disuelto. En las profundidades intermedias,
bajo las capas de oxígeno, la ZMO, son subóxicas en el Océano Pacífico oriental
tropical y el extremo norte del Océano Índico tropical y son hipóxico en la zona tropical
del Océano Atlántico.
Las reducciones observadas en las concentraciones mínimas de oxígeno y la expansión
vertical de la ZMO son evidentes en las 3 áreas de la zona tropical del Océano
Atlántico. En el Océano Atlántico, cerca del ecuador, los valores de oxígeno son
mayores para el norte y el sur debido al transporte de agua hacia el este, relativamente
rica en oxígeno dentro del complicado sistema tropical actual. El agua, relativamente
rica en oxígeno en el agua del Atlántico central, se origina desde el lado hacia el polo de
giro subtropical. Hay indicios de una disminución de la concentración mínima de
oxígeno en la vertical con el tiempo y una expansión vertical de la ZMO pobre en
oxígeno.
Figura 8. Nos interesa la zona del océano Atlántico (A, B, C). Media climatológica de
las concentraciones de oxígeno disuelto (kg·mol-1 se muestra en color) a una
profundidad de 400m de contorno en 20mol·kg -1 intervalos de 10 a 230 mmol·kg -1
(líneas negras).
Figura 9. Nos interesa la zona del océano Atlántico (A, B, C). Concentración de
oxígeno disuelto (mol kg -1) mapas frente al tiempo y de presión (1dbar ~ 1m) con
puntos de muestreo (puntos blancos). (A) La oriental tropical del Atlántico del Norte,
contorneada a 90mol-1·kg (línea blanca gruesa). (B) El Atlántico centro-ecuatorial,
contorneada a 120mmol·kg -1 (línea blanca gruesa). (C) La oriental tropical del
Atlántico Sur, contorneada a 60mol-1·kg (línea blanca gruesa). (D) La parte oriental del
Pacífico ecuatorial, contorneada a 60mmol·kg-1 (línea blanca gruesa). (E) El océano
Pacífico ecuatorial central, contorneada en 90 y 120 kg·mol-1 (gruesas líneas blancas).
(F) El este de Océano Índico ecuatorial, contorneada a 60mol-1·kg (gruesa línea
blanca).
¿CÓMO PODRÍAN MODIFICARSE LAS ZMO EN UN OCÉANO FUTURO?
Los modelos climáticos predicen una disminución general en la concentración de
oxígeno disuelto oceánica, y una consiguiente expansión de la ZMO en condiciones de
calentamiento global, con los mayores descensos que producen en las regiones
extratropicales. En las regiones tropicales, los modelos predicen aumentos medios
zonales, ya sea oxígeno a profundidades de 200 a 1000 m en los océanos Atlántico y
Pacífico como moderadas disminuciones zonales de oxígeno media. Los cambios
previstos de oxígeno en las aguas de la termoclina serían el resultado de los cambios de
solubilidad en las aguas de origen de aguas arriba, mientras que los cambios en las
aguas más profundas, se generaría por advección, disminuyendo interiormente, y el
consumo de oxígeno de la remineralización de la materia orgánica particulada se
hundiría.
Cambios climáticos / abruptos
CAMBIO CLIMÁTICO
El clima ha variado constantemente desde el origen de nuestro planeta hace más de
4.500 millones de años. Estos cambios no sólo se han producido a escala geológica
(millones de años), sino también en nuestra historia reciente (últimos miles y cientos de
años).Los periodos glaciares e interglaciares experimentados durante el Cuaternario
(últimos 2,6 millones de años), constituyen momentos extremos de avance y retroceso
de los casquetes glaciares desde las zonas polares hacia latitudes ecuatoriales. Dentro de
estos grandes ciclos glaciares e interglaciares, existen variaciones importantes en las
condiciones climáticas medias. En los últimos mil años, se han producido dos
variaciones reseñables de signo climático opuesto: (1) el periodo “cálido” conocido
como Periodo Cálido Medieval (entre 900-1200) y (2) el periodo frío denominado como
Pequeña Edad del Hielo (entre 1550 y 1850).
Las variaciones recientes en el clima se han relacionado con ciclos de la actividad solar,
grandes erupciones volcánicas y la composición atmosférica, fundamentalmente de los
gases traza de origen natural (H2O, O3, CO2, N2O, CH4).
Figura 10. Variación de la temperatura media de la Tierra a escala geológica. El eje X
de tiempo está representado en escala logarítmica.
Figura 11. Reconstrucción de la variación media de la temperatura del Hemisferio
Norte en los últimos 1.000 años, de los que los últimos 100 corresponden a medidas
directas y el resto han sido reconstruidos a partir de indicadores.
CAMBIOS ABRUPTOS
Se entiende por cambios abruptos aquellos que ocurren en intervalos menores a estos
ciclos, usualmente comprenden periodos de 1.000 a 5.000 años. Dichos cambios supone
intervalos de tiempo menores que los orbitales pero aún así se trata de periodos
climáticos muy largos si se contemplan a escala humana. Hay que destacar que su
mayor brevedad relativa sea menor en comparación con las variaciones climáticas
asociadas a las transiciones orbitales. Los cambios abruptos pueden ser de menor,
semejante o mayor intensidad que los cambios entre épocas glaciares e interglaciares.
Dichos cambios abruptos fueron algo muy frecuente en el último periodo glaciar, entre
los últimos 20.000 y 70.000 años. Existieron unos seis episodios de fuertes fríos y
duración del orden de 5.000 años en los que se produjo una fusión muy importante de
hielos provenientes de icebergs en toda una franja entre 40 y 55ºN del océano Atlántico.
Estos intervalos se conocen por el nombre de su descubridor, Heinrich. Durante ellos,
las aguas del Atlántico alcanzaron las temperaturas más bajas características de la época
glaciar.
Otro tipo de fenómenos abruptos que también se produjeron en esta época glaciar,
tuvieron una duración más corta y no fueron acompañados de procesos masivos de
fusión de hielo. Este segundo tipo se conocen como episodios Dansgaard-Oeschger,
debido al nombre de sus descubridores. A pesar de su duración menor, las caídas de
temperatura que los caracterizaron son a menudo de la misma intensidad que los
episodios de Heinrich.
La última época glaciar estuvo por tanto puntuada por numerosos episodios climáticos
abruptos que dieron lugar a oscilaciones de temperatura del agua de mar de hasta 6ºC en
intervalos de 1.000 años. En la zona continental, éstos dieron lugar a cambios enormes
de vegetación. Hay que mencionar que la extensión geográfica de los cambios
comprendió todo el Hemisferio Norte, por lo menos.
Durante la época glaciar, la circulación termohalina no funcionaba o tenía una
intensidad muy disminuida. Es decir, que la formación de Agua Atlántica Profunda
(NADW) era muy escasa y que la Corriente del Golfo estaba limitada a un circuito de
baja latitud. Clásicamente, se ha considerado que en ausencia del mecanismo
estabilizador de dicha corriente, la generación de oscilaciones climáticas abruptas era
más sencilla. Sin embargo, también se produjeron episodios de enfriamiento abrupto en
la época interglaciar, cuando la corriente del Golfo funcionaba de modo vigoroso.
Figura 12. Registro de temperaturas a partir de la distribución de alquenonas de 37
átomos de carbono (parte inferior) en el testigo ODP-977 del Mar de Alborán,
observado por Martrat et al. (2004). En él se pueden observar los episodios abruptos
de Heinrich y Dansgaard-Oesgcher. Dichos episodios concuerdan con sucesos de
descarga de aportes detríticos ocurridos en el Atlántico Norte (parte superior; testigo
ODP-980). El registro de en medio muestra los incrementos de cetonas
tetrainsaturadas durante los episodios abruptos antes mencionados, lo cual también
pone de manifiesto la presencia de episodios fríos.
CAUSAS DE LOS CAMBIOS ABRUPTOS
Los cambios abruptos coincidieron con interrupciones de la circulación termohalina,
fundamentalmente a lo que se refiere a modificaciones de la circulación de giro
meridional (MOC) y de la formación de NADW. Ello explica que sean más frecuentes
en las épocas glaciares que en las interglaciares. De hecho, se ha planteado que, entre
los ocurridos en el último periodo glaciar, los de menor intensidad, los episodios
Dansgaard-Oeschger, correspondieron a disminuciones en las tasas de formación de
agua oceánica profunda y desplazamientos de la corriente del Golfo a latitudes más
bajas, y que los de mayor intensidad, los episodios de Heinrich, correspondieron a
interrupciones totales de dicha circulación, como comentó Ganopolski and Rahmstorf
(2001).
Durante estos episodios de cambio más intenso (Heinrich), las zonas de mayor latitud
del Hemisferio Sur se calentaron, como observó Blunier and Brook (2001). Este
comportamiento asimétrico, de balancín, es uno de los aspectos que últimamente han
sorprendido más a los investigadores en paleoclimatología y sólo se ha podido poner de
manifiesto al comparar registros de alta resolución, en este caso de los hielos de la
Antártica y de Groenlandia. Dicha asimetría comprende un decalage del orden de
1.500-3.000 años que no es fácil de observar cuando se comparan registros de ambos
hemisferios debido a las incertidumbres de datación. La descripción del efecto balancín
se basó en la correlación de los registros de metano de hielos árticos y antárticos,
suponiendo que la concentración de este gas en la atmósfera del planeta se
homogeneizaba a escala planetaria en intervalos de tiempos cortos.
El estudio de Martrat et al. (2007) muestra que se produce una entrada de aguas
profundas provenientes de la Antártica a latitudes del océano Atlánticos del orden de
40ºN. Ello ocurre previamente al desarrollo de los cambios abruptos, tanto los
desarrollos en épocas glaciares como interglaciares. Es decir, que el mecanismo del
balancín interviene en la generación de los cambios abruptos. Aunque éstos se observen
como fenómenos de gran intensidad en el Hemisferio Norte, comprendiendo un
enfriamiento fuerte seguido de un calentamiento intenso al cabo de un cierto tiempo,
vienen precedidos por calentamientos en el Hemisferio Sur (aunque de menor
intensidad, según indican los registros de hielo).
CAMBIOS ABRUPTOS EN TIEMPOS PRESENTE
El estudio de los registros del Margen Ibérico de Martrat et al. (2007) muestra que en
las épocas interglaciares, los cambios abruptos ocurrieron después de periodos largos de
estabilidad climática. Éste es un fenómeno recurrente que permite predecir que el
Holoceno, el interglaciar actual, muy probablemente experimentará un cambio abrupto
en el futuro.
Existe un consenso general entre la comunidad científica acerca de que la generación de
los cambios abruptos pasa por desestabilizaciones de la circulación termohalina.
Actualmente, se observa la fusión extensiva de los hielos del ártico, que con gran
probabilidad está asociada al calentamiento general del planeta debido a la acción
humana. Ésta puede dar lugar a desestabilizaciones de la circulación termohalina. Hay
que recordar que, aunque la circulación se representa mediante unos flujos de corriente
que recuerdan una cinta transportadora, el mecanismo real de formación de agua
atlántica profunda es estacional, interrumpiéndose en verano cuando la densidad del
agua baja al aumentar la temperatura.
No hay mucha información acerca del “estado de salud” de la circulación termohalina
actual. Es difícil disponer de datos comparativos que permitan conocer la intensidad del
flujo de formación en el pasado para poder comparar con los datos presentes.
La fusión extensiva de los hielos del Polo Norte y Groenlandia constituye un toque de
atención en este sentido. Afortunadamente, el proceso se produce en verano, cuando la
formación de NADW se encuentra interrumpida de forma natural. En invierno se
reconstituye la cubierta de hielo continental y polar y la formación de NADW. Sin
embargo, cabe esperar en lo que puede ocurrir en el caso que la disminución de
salinidad del agua ártica se alargue algunos meses más. No obstante, incluso en la
circunstancia de alteraciones del funcionamiento de la circulación termohalina, tampoco
es fácil predecir cuál va a ser la evolución climática. No se puede extrapolar
directamente lo ocurrido en el pasado porque ahora nos encontramos en una situación
radicalmente diferente por los niveles inusualmente altos de CO2 en la atmósfera.
Figura 13. Contenido de CO2 en la atmósfera en la actualidad y contenido medio en las
épocas glaciares e interglaciares del Cuaternario.
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