Disolución marina de CO2 y ventilación oceánica

El mar contiene en disolución 50 veces más carbono que el CO2 del aire: 40.000 PgC y 750 PgC, respectivamente. Entre su superficie y el aire existe, en ambos sentidos, un continuo transvase de CO2 . En algunas época el mar actúa como fuente de CO2 atmosférico, y en otras como sumidero (ver mapa).

elementos disueltos (solutos)

La abundancia de carbono en el reservorio oceánico se explica, en parte, por la alta solubilidad del CO2 y por su facilidad para reaccionar químicamente con el agua. Ocurre que el dióxido de carbono disuelto se combina con el agua del mar y forma ácido carbónico (H2CO3), que inmediatamente se disocia en iones de bicarbonato (HCO3 y de carbonato (CO3) (ver dibujo).

Casi todo el carbono disuelto está en forma de estos iones: un 85% en forma de bicarbonato,HCO3, y un 15 % en forma de carbonato, CO3.

Tan sólo el 0,5 % de todo el carbono inorgánico disuelto en el mar está en forma de CO2 gaseoso, y la concentración de ácido carbónico H2CO3 es aún menor.

El conjunto total del carbono de los solutos (CO2 ,HCO3 y CO3) se suele representar por el acrónimo DIC (dissolved inorganic carbon), para distinguirlo del carbono orgánico DOC contenido en la biomasa marina (dissolved organic carbon).

Reacciones de doble sentido establecen y mantienen un equilibrio entre los solutos, que depende de la temperatura, la salinidad y la alcalinidad del agua.

intercambio con el aire

El intercambio de CO2 entre el mar y la atmósfera depende directamente de la pequeña fracción del carbono presente en la superficie del mar en forma de CO2. Su presión en la superficie del agua (pCO2) se mantiene en equilibrio con su presión parcial en la atmósfera, existiendo un continuo flujo molecular aire-mar/mar-aire, que regula y hace variar las concentraciones de carbono en ambos reservorios. Si por algún motivo, disminuye la presión pCO2 del agua, se produce un pase neto de moléculas de CO2 del aire al mar. Esto es, el océano absorbe CO2 del aire, y aumenta la pCO2 del agua de nuevo, y viceversa.

La pCO2 del agua depende directamente de su concentración [CO2] (moles de CO2 por kg de solución) e inversamente de su solubilidad. Por ejemplo, cuando el agua se enfría, la solubilidad del CO2 aumenta (pues los gases son más solubles en agua fría que caliente), con lo que disminuye la presión pCO2 del agua. Se produce un desequilibrio entre las presiones pCO2 de la superficie del agua y del aire en contacto con ella, y entonces el agua absorbe más CO2 , aumentando su concentración [CO2]. Como consecuencia, disminuye la concentración [CO2] del aire. El proceso inverso ocurre cuando el agua se calienta. Por lo tanto, en principio, en las épocas de enfriamiento de las aguas, el océano absorbe CO2 del aire y hace disminuir su concentración en la atmósfera, y, por el contrario, en las épocas en que las aguas se calientan, el océano suelta CO2 y aumenta su concentración atmosférica.

ventilación oceánica

En los procesos de intercambio entre el mar y el aire es importante tener en cuenta las corrientes termohalinas, las cuales hacen que en algunas regiones se hundan, y en otras afloren, masas de agua que llevan consigo CO2 disuelto.

En el presente, en algunas regiones oceánicas de las latitudes altas —Mares Nórdicos y de Labrador, en el norte, y mares costeros del Antártida, en el sur— el agua fría superficial, rica en CO2 , se hunde acarreando el carbono que luego las corrientes reparten por las profundidades de todos los océanos.

A la vez, en otras zonas marinas el agua profunda aflora en superficie, se supersatura al calentarse, y lo suelta al aire. Las zonas más importantes de ventilación se encuentran en la zona tropical del Pacífico y en los Mares del Sur. También se produce afloramiento de CO2 en las zonas litorales del margen oriental de los anticiclones subtropicales, en áreas de corrientes frías, como las de California y Canarias, en el hemisferio norte, y las de Humboldt y Benguela, en el hemisferio sur.

Por lo tanto el hundimiento (downwelling) y el afloramiento (upwelling) de agua provocado por estas corrientes termohalinas, cuyos flujos globales de carbono son muy importantes y algo diferentes —de unas 25 y 28 PgC/año respectivamente—contribuyen al reciclaje del CO2 entre el mar y el aire. Su alteración modifica los flujos de intercambio y altera transitoriamente la concentración de CO2 en la atmósfera. Si la intensidad de ventilación se frena, las aguas oceánicas profundas no sueltan el CO2 del que se van cargando en el bombeo biológico y, en consecuencia, la concentración de CO2 disminuye en la atmósfera. Por el contrario, si el circuito termohalino se intensifica, la ventilación oceánica aumenta y la concentración de CO2 en la atmósfera aumenta.

nota: Pg (Petagramo) = Gt (Gigatonelada) = mil millones de toneladas