Efectos biogeoquímicos sobre la calcificación y especiación de metales



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Acidificación Oceánica.
Efectos biogeoquímicos sobre la calcificación y especiación de metales.

Oceanografía Química

3º año de Grado de Ciencias del Mar
ÍNDICE

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EL CARBONO Y EL OCÉANO



  • El Ciclo del Carbono

  • La Entrada de CO2 en el Agua de Mar. La Bomba Física y Biológica del Océano

  • Fuentes y Emisiones de CO2

  • Balances Globales de Captación de CO2 Antropogénico

ACIDIFICACIÓN



  • ¿Qué es la Acidificación Oceánica?

  • Proyecciones Futuras de la Acidificación y Factores Influyentes

EFECTOS DE LA ACIDIFICACIÓN



  • Efectos sobre la formación de Carbonatos Cálcico

  • Efectos sobre la Especiación de los Metales

MEDIDAS PARA COMBATIR LA ACIDIFICACIÓN


BIBLIOGRAFÍA

EL CARBONO y el OCEANO
El Ciclo del Carbono
El ciclo del carbono es de gran interés en biogeoquímica porque la mayor parte de los tejidos están compuestos de carbono. Además, el papel, como gas invernadero del dióxido de carbono, ha incrementado el interés y el esfuerzo científico en comprender y cuantificar los intercambios de carbono asociados al ciclo de este elemento. El elemento carbono es básico en la formación de moléculas orgánicas de carbohidratos, lípidos, proteínas y ácidos nucleicos, componentes de la materia viva. Los organismos fotosintéticos, usando la luz solar como energía captan dióxido de carbono y producen materia orgánica y oxígeno. Así pues, dióxido de carbono y oxígeno están íntimamente relacionados. El proceso contrario es la mineralización de la materia orgánica, que tiene lugar como resultado de la respiración de los organismos para extraer la energía contenida en las moléculas orgánicas o procesos fotoquímicos capaces de remineralizar la materia orgánica, con el consiguiente consumo de oxígeno y aumento de dióxido de carbono así como de los otros elementos que forman la materia orgánica (N, P, S), incorporándose nuevamente al ciclo en forma inorgánica. La materia formada durante el proceso fotosintético puede ser de consistencia blanda o dura, como en el caso de algunos organismos acuáticos que poseen caparazones calcáreos. Así, cuando los organismos mueren sus caparazones se depositan en el fondo formando sedimentos calizos en los que el carbono queda retirado del ciclo durante miles y millones de años. Este carbono se incorpora lentamente al ciclo cuando se van disolviendo los carbonatos cálcicos. El carbono se encuentra en diferentes formas, como dióxido de carbono tanto en gas como disuelto el agua, ácido carbónico, carbonato y bicarbonato.


Figura 1. Importancia de microorganismos (fitoplancton y zooplancton no fotosintético y células microbianas) y de los animales más grandes en el ciclo del carbono marino. El grosor de las líneas indica el flujo de carbono relativo a través de la vía. * Los cetáceos (ballenas y delfines) y aves, la liberación del CO2 a la atmósfera, no al agua, pero esta es una vía menor. El ciclo asume ninguna entrada neta de carbono o la pérdida de los océanos. Un diagrama similar que muestra los patrones de flujo de CO2 también podría ser producido por los productores primarios bentónicos, con lo que en, por ejemplo, equinodermos (por ejemplo, estrellas de mar y erizos de mar) entre los animales de mayor tamaño, pero con un papel importante similar para los microorganismos.
El ciclo global del carbono consta de tres reservas principales de carbono: la atmosférica, la oceánica y la terrestre. En la figura 2 se pueden observar, en negro, tanto las reservas naturales como los flujos a través de las distintas reservas. Los océanos son grandes depósitos de dióxido de carbono, conteniendo unas 50 veces más que la atmósfera y unas 20 veces más que los continentes. La captación de dióxido de carbono por parte de los océanos se ve favorecida por la solubilidad de dióxido de carbono y su capacidad tampón. El intercambio de carbono entre los distintos depósitos (atmósfera, océanos y tierra) nos indica si éstos se están comportando como sumideros o fuentes. En el ciclo natural, los flujos son muy pequeños.


Figura 2. Los flujos (representados por flechas) están en Pg (1015 g) C año-1 y los reservorios (representados por cajas) en Pg C. Las flechas y cifras en negro representan el ciclo natural y las flechas y cifras en azul representan la alteración de los flujos y reservorios por la actividad humana.


Figura 3. Diagrama del ciclo del carbono mundial que muestra el tamaño de los depósitos de carbono (las unidades son Gt (gigatoneladas): 1 Gt = 1.015 gramos) y tipos de cambio ("flujos") entre depósitos (unidades son gigatoneladas por año) en el medio terrestre (verde) y las partes oceánicas (azul oscuro) del sistema de la Tierra. También se muestran los "tiempos de residencia» (en años) de carbono en cada depósito: sin embargo, algo de mezcla entre los océanos profundos y los sedimentos marinos, significa que ocurren en escalas de tiempo más cortos. Son intercambios de carbono entre la atmósfera, los océanos, la superficie terrestre y la biosfera. Sin embargo, el tiempo de residencia del carbono en la atmósfera, los océanos y la biosfera, combinado, con relación a intercambiar con la Tierra sólida, es de unos 100.000 años.

La Entrada de CO2 en el Agua de Mar. La Bomba Física y Biológica del Océano
El secuestro de CO2 por parte del océano tiene lugar por medio de procesos físico-químicos y biológicos. Estos procesos son conocidos como bomba física (o de solubilidad) y bomba biológica; ambos contribuyen a transportar CO2 desde la superficie a aguas profundas, y alejarlo así de un retorno a corto plazo a la atmósfera.
La bomba física está conducida por el intercambio de CO2 en la interfase atmósfera-océano, ya que la presión parcial de CO2 tiende a estar en equilibrio entre la atmósfera y el océano, por lo que su aumento en la atmósfera fuerza un flujo hacia el océano. La bomba física depende, además, de los procesos físicos que transporta CO2 al océano profundo. 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 aumenta a bajas temperaturas. Así pues las aguas frías absorben más CO2 que las cálidas.
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 alrededor de la Antártida. Entonces 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 unos 1.000 años. En el momento en el que se forman las aguas profundas por hundimiento de aguas frías, éstas arrastran CO2 disuelto hacia el fondo donde, a medida que circulan de un océano a otro, se van enriqueciendo en CO2 como consecuencia de la descomposición de la materia orgánica procedente de la sedimentación de la producción biológica en la superficie.
Como indica su nombre, en la bomba biológica interviene la biota marina. El proceso de fijación fotosintética de CO2 en la capa iluminada del océano por el fitoplancton está compensado por la exportación de carbono orgánico (tejidos blandos) y carbonato (caparazones calcáreos) a capas profundas por gravedad (sedimentación). Así, la actividad biológica retira CO2 de las aguas superficiales y lo transporta hacia el interior del océano en forma de carbono orgánico y carbonatos. Durante esta exportación la materia orgánica y el carbonato se van descomponiendo por acción de las bacterias y de los equilibrios químicos, respectivamente. Una pequeña parte de ambos alcanza el lecho marino y se incorpora a los sedimentos, donde quedará retenido durante largos periodos de tiempo.
Figura 4. Diagrama del tampón de carbonato y de la bomba biológica en los océanos superficiales. Después de la absorción del CO2 en los océanos, se convierte por el tampón carbonato. La calcificación en los océanos también libera CO2, algunos de los cuales se devuelve a la atmósfera. La bomba biológica (representado como descendiente flechas onduladas) convierte el CO2 de la atmósfera en carbono orgánico (Corg) y CaCO3 y lo transfiere a las aguas profundas de los océanos y los sedimentos. La escala vertical está comprimido: el proceso representado por las ecuaciones y la "caja" ocurren en aguas superficiales. Ésta está muy por encima del horizonte de saturación de carbonato que ocurre a profundidades diferentes dependiendo de si se trata de aragonito o calcita que será tratado más adelante.
Como se puede ver, el CO2 al entrar en el océano reacciona con el agua y puede tener diferentes formas ya sea ácido carbónico, carbonato o bicarbonato. Esta especiación depende del pH del agua de mar y la concentración de estas especies actúa a modo de tampón formando distintas especies según el pH del medio. Las reacciones que acontecen son las siguientes:
CO2 (aq) + H2O  H2CO3H+ + HCO3- 2H+ + CO32- que son reacciones acido base muy rápidas.
Figura 5. Las proporciones relativas de las tres formas inorgánicas del CO2 disuelto en agua de mar para diferentes temperaturas con un área gris indicando pH del agua de mar dentro del rango en el que se puede encontrar ahora y en un futuro. (La línea correspondiente al ácido carbónico se encuentra en otros diagramas para CO2 por ser producto de una reacción reversible con el agua)


Fuentes y Emisiones de CO2
El gas más importante del efecto invernadero después del vapor de agua es el CO2, cuyas emisiones en la atmósfera se han ido incrementando desde la época pre-industrial como consecuencia de la combustión de fósiles (5.4 Pg C año-1) y el diferente uso de la tierra (1.7 Pg C año-1), dando lugar a un importante incremento en la atmósfera (figura 6).




Figura 6. Progresión de la presión parcial de CO2 en la atmósfera durante el último milenio.

Aproximadamente el 50% de las emisiones permanecen en la atmósfera, el otro 50% se incorpora al océano y a la vegetación terrestre, desacoplando el equilibrio natural de intercambio entre éstos y la atmósfera. El océano, en particular, se comporta como un sumidero neto de CO2 que “secuestra” alrededor de 2 Pg de carbono antropogénico al año. Es decir, el océano juega un papel importante como depósito de CO2, sin el cual el aumento de la concentración atmosférica de este gas sería significativamente mayor de la actual.


Balances Globales de Captación de CO2 Antropogénico
El estudio de la captación de CO2 antropogénico por el océano se puede abordar desde varios puntos de vista. Uno sitúa al observador en la capa más superficial del océano, justo donde tiene lugar el intercambio de CO2 con la atmósfera. La figura 7 muestra que las zonas polares y frías actúan como sumideros de CO2, mientras que las zonas cálidas ecuatoriales actúan como fuentes de exhalación de CO2 como consecuencia de su elevada temperatura y del hecho de ser zonas donde las aguas profundas, ricas en CO2, afloran a la superficie. El flujo de intercambio neto anual calculado por Takahashi et al. (2002) para 1995 fue de2.2 ±0.45 Pg C año-1.


Figura 7. Intercambio medio anual de CO2 (mol m-2 año-1) entre la atmósfera y el océano para el año 1995. Los valores negativos denotan una captación de CO2 atmosférico por le océano y los valores positivos su emisión del océano a la atmósfera.

Otra manera de abordar la captación de CO2 es a partir de la medida de la acumulación de éste en la columna de agua a lo largo del tiempo. Así, usando datos obtenidos durante la década de los 90 (figura 8), Sabine et al. (2004) estimaron que el CO2 antropogénico secuestrado por el océano en el periodo1800-1994 fue de 118 ±19 Pg C.





Figura 8. Inventario de CO2 antropogénico en la columna de agua oceánica (mol m-2). Altos inventarios están asociados con formación de agua profunda en el Atlántico Norte y formación de aguas intermedias y modales entre 30º y 50º S. El inventario total oceánico entre 1980 y 1994 es de 118±19 Pg C.

La distribución de CO2 antropogénico en los océanos es función de la formación y hundimiento de masas de agua superficial y profunda en los océanos y su transporte y acumulación en las zonas subtropicales. Las regiones de afloramiento ecuatorial tiene relativamente menor cantidad de CO2 antropogénico ya que suelen funcionar como fuentes de carbono.


La figura 8 muestra la distribución de CO2 antropogénico con una mayor penetración de CO2 en el océano Atlántico, disminuyendo en el océano Índico, y siendo menor en el océano Pacífico donde las aguas son más viejas. Esta distribución de CO2 antropogénico sigue la circulación termohalina. Tanto a partir de las medidas directas de flujos de intercambio de CO2 en superficie como a partir del inventario de CO2 antropogénico acumulado en la columna de agua, se puede apreciar que el Atlántico norte juega un papel muy importante en el secuestro de CO2 por el océano.
Sabine et al. (2004) resumen el papel del océano en el ciclo del carbono global durante el Antropoceno (tabla 1). Aproximadamente la mitad del CO2 antropogénico emitido por las combustiones de fósiles y la producción de cemento en los últimos 200 años se encuentra en el 10% más superficial del océano. El balance neto terrestre de CO2 viene expresado por la diferencia entre las emisiones del cambio de uso de la tierra y de la captación de CO2 por la biosfera terrestre. Las estimaciones de la emisión de CO2 debida a los cambios del uso de la tierra para el periodo 1850 a 1994 tienen una elevada incertidumbre. Teniendo en cuenta los valores de 100 a 180 Pg C adoptados por Sabine et al. (2004) se puede deducir que la biosfera terrestre puede haber captado entre 61 y 141 Pg C desde el Antropoceno. Comparando los dos periodos de 1800-1994 y el más reciente de las décadas de los 80 y 90, hay una indicación, aunque no estadísticamente significativa, de que la facción de captación de carbono por parte del océano ha descendido de 28-34% a 26%. Mientras que el sumidero terrestre parece mantenerse constante dentro de la elevada incertidumbre (18-33% versus 28%).


Tabla 1. Balance de CO2 antropogénico para el Antropoceno (1800-1994) y para las décadas de los 1980s y 1990s.


ACIDIFICACIÓN
¿Qué es la Acidificación Oceánica?
El proceso de acidificación del océano es muy simple. El dióxido de carbono, desde la quema de combustibles fósiles, se acumula en la atmósfera, lo que provoca el calentamiento global. Pero también afecta a nuestros océanos. El dióxido de carbono entra en el océano y reacciona con el agua de mar para formar ácido carbónico. Desde el inicio de la Revolución Industrial, hace unos 150 años, de un cuarto a un tercio de CO2 de los combustibles fósiles -500 billones de toneladas- ha sido absorbido por los mares, aumentando la acidez media del 30%. Los cambios en la acidez de los océanos son innegablemente vinculados a las actividades humanas.
El aumento del dióxido de carbono atmosférico (CO2), es principalmente por la combustión de combustibles fósiles humanos, que reduce el pH del océano y provoca cambios al por mayor en la química de los carbonatos del agua de mar. La acidificación del agua de mar altera la especiación química y los ciclos biogeoquímicos de muchos elementos y compuestos. Aunque el pH del océano ha variado en el pasado geológico, paleo-eventos pueden ser sólo análogos imperfectos a las condiciones actuales.
Aproximadamente, la mitad del CO2 producido por la quema de combustibles fósiles y producción de cemento, como resultado de las actividades humanas en los últimos 200 años, está siendo absorbido por los océanos. Este proceso de absorción está cambiando químicamente los océanos, en particular, el aumento de su acidez.

Figura 9. Mapa de la capa superficial mixta (superior 50 m) los valores de pH de los océanos mundiales para el año 1994 nominal. Los valores más bajos se observaron en las regiones de afloramiento (por ejemplo Pacífico Ecuatorial, Mar de Arabia) donde las aguas subsuperficiales con valores de pH más bajos son traídos a superficie. Los valores más elevados se observaron en las regiones de alta producción biológica y de exportación. En estas regiones DIC es fijado por el fitoplancton y exportados por la bomba biológica a las capas más profundas resultando en los valores de pH más altos en las aguas superficiales.
Las reacciones que implicaban al carbono inorgánico mostradas anteriormente tienen una importante relación con el pH oceánico y son las que contribuyen principalmente a regular el pH. Una entrada importante de CO2 desequilibra este proceso generando protones en exceso y disminuyendo el pH oceánico. La relación entre el pH y el aumento del CO2 se puede apreciar en este otro estudio hawaiano.


Años


Figura 10. Gráfica representando la relación existen entre el aumento de CO2 atmosférico, el CO2 disuelto en el agua de mar y la disminución del pH.

Proyecciones Futuras de la Acidificación y Factores Influyentes
La evidencia indica que las emisiones de dióxido de carbono de las actividades humanas en los últimos 200 años, han dado lugar a una reducción en el pH medio de la superficie marina de 0,1 unidades, y podrían caer en 0,5 unidades para el año 2100. Este pH es probablemente el menor que se ha experimentado durante cientos de miles de años y a un ritmo de cambio, probablemente, 100 veces mayor que en cualquier momento durante este período.

El aumento de las concentraciones del CO2 en la atmósfera inferior con el pH oceánico y la concentración de iones de carbonato, disminuyen el estado de saturación con respecto al carbonato de calcio. El principal motor de estos cambios es el efecto directo de geoquímica debido a la adición de antropogénicas del CO2 a la superficie del océano. El pH de la superficie del océano, de hoy en día, es 0,1 unidades inferiores a los valores pre-industriales. En la figura 10 se proyecta que el pH, de nuevo, ha disminuido de 0,3 a 0,4 unidades en el escenario IS92a en 2100. Esto se traduce en un aumento del 100 al 150% en la concentración de iones H+. Al mismo tiempo, las concentraciones de iones de carbonato también disminuyen. Cuando el agua se subsatura con respecto al carbonato de calcio, los organismos marinos ya no pueden formar conchas de carbonato de calcio.


Figura 11. Cambio proyectado en el pH de los océanos debido a la liberación del CO2 de las actividades humanas. La capa superior del diagrama muestra las emisiones pasadas y proyectadas del CO2 a la atmósfera en Gt C al año. Evolución de las emisiones de dióxido de carbono se basan en escenarios de emisiones del CO2 de gama media. La disminución de las emisiones después de 2150 supone que las actividades humanas seguirán en niveles hasta que la eventual quema de los demás recursos de combustibles fósiles. La segunda capa muestra los niveles del CO2 en la atmósfera histórica de 1975, observado concentraciones atmosféricas del CO2 desde 1975 hasta 2000, y las concentraciones previstas para el año 3000. La disminución de los niveles de CO2 en la atmósfera después de 2400 refleja el exceso de absorción de CO2 por los océanos y secuestra a los sedimentos de los océanos. Las secciones de colores en la parte inferior de la figura muestra el cambio promedio proyectado del pH de los océanos con la profundidad. La Figura asume la química y el pH es uniforme en el plano horizontal a lo largo de los océanos. La reducción máxima de la superficie de los océanos muestran es 0,77 unidades. Las variaciones verticales se refieren a la mezcla en el tiempo de las aguas superficiales con las partes más profundas de los océanos y las reacciones químicas en las profundidades oceánicas.
El proceso de acidificación se puede ver modificado por una serie de factores. Por un lado el calentamiento global, al cual contribuye el efecto invernadero provocado por el aumento del CO2 atmosférico, tiene como consecuencias un aumento de la temperatura. Este aumento de la temperatura atmosférica y oceánica reduce la disolución de CO2 en el agua de mar además aumentará la evaporación concentrado la salinidad superficial que también reduce la entrada de CO2 lo que aparentemente debería reducir el proceso de acidificación; no obstante, una presión parcial atmosférica muy alta de este gas sigue aportando grandes cantidades al océano, sigue pudiendo entrar por procesos respiratorios de los organismos que en todo caso sufrirían por la falta de oxígeno y cabe recordar que el CO2 reacciona con el agua reduciendo su estado gaseoso disuelto en el agua de mar para formar bicarbonato.
La elevación de las temperaturas acelerará procesos metabólicos aumentando el dióxido de carbono producido por la respiración e los organismos acelerando la acidificación.
También la elevación de las temperaturas favorece la estratificación de las agua impidiendo procesos adecuados de mezcla con aguas más profundas que podrían reducir la velocidad de acidificación en las aguas superficial.

EFECTOS DE LA ACIDIFICACIÓN
Efectos sobre la formación de Carbonatos Cálcico
Una reacción fundamental que implica al carbono inorgánico en el agua de mar es la formación de CaCO3. Esta reacción es de especial importancia para determinados organismos llamados calcificadores.
La formación de carbonato cálcico es una reacción de precipitación y como tal depende de las concentración de los reactivos: [Ca2+] · [CO32-]=Kps. Donde Kps es el producto de solubilidad aparente.
Esta relación también se suele escribir como: [Ca2+] · [CO32-]/Kps = Ω. Donde Ω es el coeficiente de saturación para el cual Ω=1 es saturación y para Ω>1 el carbonato cálcico precipita.
Existen 2 minerales principales formados del carbonato cálcico: la calcita y el aragonito. Cada uno con una Kps diferente que depende de otros factores como la temperatura y la presión.
En la actualidad el océano tiene valores de Ω de entre 2-4 para el aragonito y entre 4-6 para la calcita. Sin embargo la entrada de CO2 y la acidificación del océano alteran este valor. Ello se debe a que con la entrada de CO2 al reaccionar con el agua forma H2CO3 que termina en forma de bicarbonato y un H+ libre que suele reaccionar con el CO32- para formar bicarbonato como muestra la figura 12. Por tanto la entrada de CO2 en el mar contribuye a la acidificación y a la disminución de la concentración del ión carbonato que influye negativamente sobre la Kps del carbonato cálcico y sobre su valor de saturación en el océano.


Figura 12. Esquema del efecto de la acidificación sobre el proceso de formación de carbonato cálcico. Representando también el papel que juegan las emisiones de CO2 y los ecosistemas afectados.
Estudios en Hawái, en la estación temporal HOTS, demuestran este efecto negativo sobre la saturación del aragonito y la calcita.


Figura 13. Gráfica mostrando la disminución de la saturación de los minerales de carbonato cálcico en los últimos años coincidiendo con el aumento del CO2 y la acidificación.

Como ya se mencionó este valor de saturación viene controlado también por la temperatura y la presión, concretamente la saturación disminuye con el aumento de la presión y con el descenso de la temperatura por tanto a medida que aumenta la profundidad va disminuyendo la saturación hasta una profundidad a la cual se disuelve. Los organismos productores de carbonato cálcico viven por encima de este límite pero con la acidificación este límite está ascendiendo. El límite para el aragonito esta por encima del de la calcita ya que el primero es más soluble y por tanto la acidificación le afecta más.


Esta relación con la temperatura también implica que la saturación será mucho inferior en las latitudes altas.
Se ha estudiado mucho el comportamiento de la saturación con la latitud y con la entrada de CO2 dando las siguientes predicciones sobre los futuros niveles de CO2 y la saturación del aragonito y la calcita.

Figura 14. Relación entre el pH a distintas cantidades de carbono y la saturación del aragonito a distintas latitudes.
Se estima que en el océano antártico, más frio se alcanzarían niveles de subsaturación para el aragonito durante el siglo XXI pero los efectos del calentamiento global pueden contrarrestar parcialmente estas predicciones.
Efectos sobre la Especiación de los Metales
Muchos elementos traza como el aluminio, hierro, cromo entre otros forman especies oxihidróxidas e hidróxidas cuando se encuentran en el agua de mar. Éstas son muy sensibles a las variaciones del pH y la temperatura. La especiación de estos compuestos esenciales para algunos organismos condiciona su biodisponibilidad para ser absorbidos e incorporados a los organismos. Existen otras especies metálicas como las cloradas, sulfatadas o las libres que no se ven tan afectadas por el cambio en el pH pero las ya mencionadas carbonatadas y hidrolizadas si tienen variaciones importantes en su concentración y por tanto formando algunas de las otras especies menos afectadas.
Unos buenos ejemplos de especiación afectada por la acidificación y consecuencias sobre los organismos serían el cobre y el hierro.
Ambos metales tienen importantes concentraciones formando carbonatos o hidróxidos. Con la acidificación la concentración de estas especies podría decrecer aumentando las especies libres de cobre y de hierro que son más solubles. No obstante las consecuencias de esto son bien diferentes. Por un lado un aumento en el cobre puede ser positivo pero a concentraciones elevadas el cobre resulta tóxico para los organismos y por tanto tendría efectos negativos sobre la producción. Por otro lado la especie libre del hierro no abunda en el mar y con el aumento de esta incrementaría la biodisponibilidad de este metal esencial conllevando con ello un aumento en la producción primaria opuesta al efecto del cobre. (Millero et al, 2009)

Figura 15. Comportamiento de las especies de cobre y hierro si sigue el ritmo de acidificación actual.
No obstante se han realizado estudios que demuestran que no siempre se cumple una mayor absorción de hierro por parte de todas las especies. Esto teóricamente se relaciona con un efecto de la acidificación sobre los ligandos encargados de complejar el hierro para ser absorbido (sideróforos), estudiado por Shi et al (2010).


Medidas Para Combatir la Acidificación
Se planteo para combatir las altas concentraciones de CO2 y la acidificación una serie de medidas un tanto inadecuadas.
Por un lado para reducir la concentración de CO2 en el agua de mar se pensó en aprovechar la bomba biológica y fertilizar las aguas para incrementar la producción y acelerar el transporte de materia orgánica al fondo. Sin embargo este proceso no es tan sencillo porque las especies que se desarrollarían pueden ser causantes de desequilibrios enormes en los ecosistemas, como por ejemplo fomentando los blooms de microalgas tóxicas, y las altas concentraciones de materia orgánica en regiones pueden alterar sus condiciones óxicas.
Por otro lado para aumentar el pH y cesar la acidificación se pensó en un aporte de bases al mar para aumentar su alcalinidad. Para ello se recurriría a un aporte de piedras calizas importante y otros minerales básicos. No obstante estos minerales no son lo suficientemente abundantes para aplicar al océano entero por lo que tendrían como mucho una aplicación localizada, algunos de estos son difíciles de encontrar y por tanto se perjudicarían las zonas de minería para su uso, esta alteración del pH nuevamente también alteraría los ecosistemas y además el empleo de esta solución tanto búsqueda, procesado, transporte y aplicación de estas bases requeriría combustibles y aportaría altas concentraciones de CO2 yendo en contra de lo que pretende solucionar.
Por ello la mejor forma de combatir con la acidificación es mejorando las energías renovables y sistemas de secuestro de CO2 controlados. Pero aun así requeriríamos de 10000 años para recuperar los niveles de CO2 pre-industriales de hace aproximadamente 200 años.


BIBLIOGRAFÍA
- Carlos M. Duarte 2009: Cambio global. Impacto de la actividad humana sobre el sistema Tierra, CSIC.
- Raven, J., Caldeira, K., Elderfield, H., Hoegh-Guldberg, O., Liss, P., Riebesell, Ulf, Shepherd, J., Turley, C. and Watson, A., 2005: Ocean acidification due to increasing atmospheric carbon dioxide, The Royal Society, London.
- Climate Change, 2007: Ocean Acidification Due to Increasing Atmospheric Carbon Dioxide, Working Group I: The Physical Science Basis, IPCC.
- Doney SC, Fabry VJ, Feely RA, Kleypas JA (2009): Ocean Acidication: The Other CO2 Problem, Annual Review of Marine Science.
- Millero, F.J. et al, 2009: Effect of Ocean Acidification on the Speciation of Metals in Seawater. Oceanography, vol. 22, p. 72-85.
-Shi, D. et al, 2010: Effect of Ocean Acidification on Iron Avaibility to Marine Phytoplankton. Science, vol. 327, p. 676-679.



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