Texto que resume el comportamiento del dióxido de carbono en el agua. Texto bajado de: http://ww1.plocan.eu/divulgacion/images/stories/procesos/CO2/6_El%20CO2%20en%20el%20oceano.pdf

1. 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.

2. 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.

3. 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.

4. 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.

5. 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.

6. 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.
- 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.

7. 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.
- 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 sobreada
de106 ± 17 Pg C.

8. 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).

9. Referencias:
• Bopp L., et al. (2001) Potential impact of climate change on marine export
production. Global Biogeochem. Cycles, 15, 1, doi:10.1029/1999GB001256.
• Canadell et al. (2007) Contributions to accelerating atmospheric CO2 growth from
economic activity, carbon intensity and efficiency of natural sinks. Proc. Natl. Acad.
Sci. USA 104 18866-18870. doi:10.1073/pnas.0702737104.
• Doney, S.C., 2006: The dangers of ocean acidification. Scientific American, 294(3),
March 2006, 58-65.
• 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.
• Khatiwala, S., F. Primeau and T. Hall (2009) Reconstruction of the history of
anthropogenic CO2 concentrations in the ocean. Nature 462, 346-349 .
doi:10.1038/nature08526.
• Le Quere, C., Raupach M.R., Canadell, J.G., Marland, G. et al (2009) Trends in the
sources and sinks of carbon dioxide. Nature Geoscience 2, 831 -
836.doi:10.1038/ngeo689.
• Ríos, Aida. Captación de CO2 antropogénico en el Atlántico
http://www.udc.es/iuem/documentos/doc_xornadas/cambioclimatico/aidafdez.pdf
• Sabine et al. (2004) The ocean sink for anthropogenic CO2. Vol. 305. no. 5682, pp.
367 - 371 doi: 10.1126/science.1097403.
• Takahashi et al. (2009) Climatological mean and decadal changes in surface ocean
pCO2, and net sea-air CO2 flux over the global oceans. DSR II, 56, 554-577.
• http://carboncycle.aos.wisc.edu