¿Qué ocurriría si se derritieran los casquetes polares? - Emilio García Ladona y Joaquim Ballabrera Poy

¿Qué ocurriría si se derritieran los casquetes polares? ¿El progresivo deshielo es achacable a la acción humana?

(Por Emilio García Ladona y Joaquim Ballabrera Poy)

Capítulo 29 de CIENCIA, y además lo entiendo!!!

Recurrentemente oímos noticias sobre el aumento del nivel del mar y la amenaza que ello supone para una población mundial cada vez más localizada  en las zonas litorales, especialmente para los doscientos millones de humanos que viven a menos de 5 m de altura respecto el nivel del mar. ¿Pero qué procesos influencian en el nivel del mar? ¿Y qué sabemos hoy en día sobre la tendencia futura?

Los procesos que determinan el nivel del mar en cada región son múltiples y actúan en diferentes escalas de tiempo. El agua está repartida alrededor de diferentes compartimentos. En la atmósfera en forma de gas y pequeñas gotas en las nubes; en la litosfera en aguas freáticas, ríos, lagos, acuíferos incluyendo reservorios artificiales de origen antropogénico; en la criosfera, en las capas de hielo de la Antártida, del Ártico y Groenlandia y glaciares continentales. Sin embargo los reservorios de agua por excelencia son los mares y océanos. Así en gran medida la cantidad de agua en las cuencas oceánicas determina el nivel medio del mar. Hay dos formas de medir el nivel del mar. Una consistiría en la medición del grosor de la columna de agua en un punto, tal y como se ha realizado históricamente con ayuda de mareógrafos en las zonas costeras. Sin embargo, a partir del lanzamiento de los primeros satélites dotados de altímetros (i.e. TOPEX-Poseidon) se puede medir la variación de la superficie del mar en referencia a un nivel de equilibrio asociado al campo gravitatorio terrestre. Es decir aquella superficie cuyos puntos tienen la misma energía potencial gravitatoria. Si la Tierra fuera perfectamente redonda esta superficie sería también una esfera alrededor de la Tierra. Imaginemos una cebolla esférica, una superficie equipotencial sería una capa de esa cebolla a una distancia determinada del centro. Cada capa de la cebolla sería una superficie equipotencial y el nivel del mar tendría la misma forma. Sin embargo, la Tierra ni es redonda, ni su composición de materiales es homogénea y rota alrededor de su eje, por lo que las superficies equipotenciales distan mucho de ser esféricas. Las reconstrucciones más precisas que se han realizado hasta ahora se han obtenido a través de la misión GOCE de la Agencia Espacial Europea en 2011 (ver figura 1). Se pueden apreciar separaciones de hasta 200 m de altura entre diferentes áreas del globo. Para entendernos, un objeto colocado al Sur de Ceilán tiene la misma energía potencial que un objeto situado al Oeste de Irlanda, pero entre ellos hay una diferencia de altura de unos 150 m. El nivel del mar como respuesta a este campo gravitatorio debiera tener una forma aproximada al geoide. Sin embargo hay muchos otros factores que hacen que el nivel del mar instantáneo se separe del geoide. Y estos procesos tienen una variabilidad característica que produce variaciones apreciables del nivel del mar a escalas de tiempo que abarcan desde las pocas horas hasta los  millones de años.

          Uno de los factores más evidentes que contribuyen a la variación del nivel del mar es el aporte de agua a las cuencas oceánicas que tiene que ver básicamente con la conexión de los diferentes reservorios de agua: descargas de ríos proveniente de precipitaciones y deshielo, precipitaciones directas sobre el mar y deshielo de casquetes polares de hielo. Sin embargo, las aportaciones más relevantes son los glaciares continentales que abocan masas de hielo directamente al mar y las capas de hielo continental en la Antártida y Groenlandia básicamente. A menudo, todavía hay gente que asocia el deshielo del Ártico con las variaciones del nivel del mar, pero eso es rotundamente erróneo. Una masa de hielo en agua retiene el mismo volumen total de agua debido al principio de Arquímedes. Así solamente casquetes de hielo sobre tierra firme tienen una contribución neta a ello.

          El último informe de IPCC Panel (AR5) completado en el 2014 es un buen texto de referencia para conocer el estado del arte del conocimiento que tenemos sobre el nivel del mar y de los distintos procesos causantes de su evolución. Las reconstrucciones que disponemos indican un aumento relativamente "rápido" del nivel del mar desde el último máximo glacial (~20.000 a.c), unos 125 m hasta el valor actual que se establece alrededor de 2000 a.c. Al final del periodo conocido como Pequeña Edad de Hielo, ("Little Ice Age") entre mitad del siglo XIV y mediados del XIX, durante el cual el nivel del mar había bajado unos 15-18 cm, el nivel del mar empezó a aumentar progresivamente hasta nuestros días, unos 18-20 cm por encima del periodo pre-industrial (ver figura 1). Las últimas reconstrucciones estiman que la contribución de los hielos en Groenlandia y Antártida es del orden de 0.6 mm/año durante el periodo 1993-2010 que es un periodo donde se tiene mejores medidas gracias a una mejora de los programas de observación.

Figura 1: Izquierda: Reconstrucción del geoide terrestre a partir de los datos del satélite GOCE de la ESA (© ESA). 

Derecha: Reconstrucción del nivel del mar entre 1807-2009 a partir de mareógrafos (reproducido a partir de Jevrejeva et al., 2014).

          La dinámica del hielo de los casquetes polares es muy compleja y depende del balance entre la acumulación de nieve, el deshielo (mayormente superficial) y el flujo de hielo saliente sobre el mar o directamente por desprendimiento directo y brusco de icebergs (“ice calving”). En el caso de Groenlandia las pérdidas de masa de hielo se redistribuyen aproximadamente por igual entre el deshielo en superficie y el desprendimiento sobre el mar. En el caso de la Antártida las temperaturas son muy bajas y básicamente el hielo se pierde fluyendo hacia la plataforma continental donde forma una cobertura de hielo que posteriormente va desprendiéndose en sus partes más externas y se va fundiendo por debajo en contacto con el agua. Estas plataformas de hielo apenas contribuyen al nivel del mar ya que están flotando sobre el agua sin embargo pueden indirectamente acelerar o frenar el flujo de hielo desde las zonas de acumulación como intentaremos ilustrar más adelante.

          Para la cobertura de hielo en Groenlandia se da la paradoja que ha habido un aumento de acumulación de nieve en la zona interior pero también ha aumentado el deshielo superficial y el desprendimiento de manera que el balance neto indica una pérdida de la masa de hielo. En este último caso parece que el responsable sería un cambio regional de la circulación alrededor de Groenlandia, que permite la intrusión de agua más caliente favoreciendo este proceso. No está claro si estos cambios de circulación están relacionados con la variabilidad interdecadal de la Oscilación del Atlántico Norte (NAO por sus siglas en inglés) o una tendencia asociada con el calentamiento asociado a los gases de efecto invernadero. Las proyecciones de los modelos a lo largo de este siglo indican que el descuadre entre acumulación y pérdida podría continuar a lo largo del siglo XXI. Hay que notar, sin embargo, que la recongelación del agua deshelada en las capas más altas de la capa de hielo es un mecanismo que podría reducir la pérdida de masa, mientras que por el contrario un incremento del deshielo superficial podría facilitar la lubricación de la base del hielo favoreciendo un aumento de la pérdida de masa. Así, las proyecciones sobre el aumento del nivel del mar por la contribución del hielo polar varían entre los 2 cm y 23 cm a finales de siglo.

La dinámica de estos mecanismos no parece estar afectada por transiciones bruscas que hicieran pensar en un colapso de la masa de hielo de Groenlandia que diera lugar a cambios importantes y bruscos del nivel del mar. Sin embargo, los modelos conceptuales parecen indicar la existencia de un barrera para la temperatura que si se sobrepasara durante suficiente tiempo (miles de años) la pérdida de hielo sería irreversible en estas escalas de tiempo incluso aunque el clima reestableciera su estado entretanto. En ese caso la contribución sería equivalente a un aumento del nivel del mar de 7 m. Intentos de modelar el Plioceno (5-6 millones de años a.c.), cuando se daban temperaturas y niveles de CO₂ similares a los actuales, indican que temperaturas de 2-3.5ºC superiores a los niveles pre-industriales producen una desaparición casi completa de la capa de hielo (IPCC, 2013, a partir del trabajo de Hill et al. 2010). Sin embargo estos valores deben tomarse con precaución dado que la situación climática del Plioceno a escala regional no es comparable según un estudio reciente de los propios autores (Hill, 2014).

          En el caso del hielo Antártico la situación es diferente. Al igual que en Groenlandia la cantidad de masa de hielo responde a un balance entre la acumulación de nieve y el flujo de hielo hacia zonas más periféricas en contacto con el mar circundante en escalas milenarias. A diferencia de Groenlandia, la Antártida tiene temperaturas superficiales más frías que no inciden en el deshielo superficial y las pérdidas se producen mayormente por desprendimiento de icebergs sobre el mar (ice calving) y por mezcla submarina.

Como ya hemos avanzado anteriormente en varias zonas de la Antártida la capa de hielo se prolonga de forma continua como una plataforma por encima del mar. En esas áreas, esporádicamente la cobertura de hielo puede romperse liberando placas enormes que se separan de la masa de hielo principal como ocurrió en 2002 con la plataforma Larsen B. Por debajo de esta placa, el hielo se derrite en contacto con el agua de mar. En esas áreas la placa de hielo se sitúa sobre un fondo de roca que puede estar sumergido hasta 2000 y 3000 m de profundidad, bastante por debajo de la profundidad del mar adyacente (véase el esquema de la figura 2).

Figura 2: Esquema sintético de la Inestabilidad de la Capa de Hielo Marina (MIS). En el diagrama d_e  y Q_e son los valores del flujo de hielo y grosor en la posición de equilibrio. Si este punto retrocediera un poco por un aumento de la temperatura de las aguas submarinas por debajo de la plataforma de hielo flotante, la nueva posición de equilibrio sería tal que Q’> Q dado que d’>d en ciertas regiones de la Antártida.

A mediados de los 70, se propuso que el balance del flujo de hielo dependía de la posición de la línea donde empezaba la plataforma de hielo flotante, es decir el límite máximo donde el agua marina estaba en contacto con el hielo continental. Si en ese punto el grosor de la capa de hielo aumentaba, el flujo de hielo aumentaba. Análisis recientes más rigurosos a partir de las leyes mecánicas que rigen la dinámica del flujo de las capas de hielo han podido corroborar este hecho y determinar, bajo ciertas aproximaciones, la ley de escala entre el grosor de hielo y el flujo en ese punto (existe una discusión más detallada en IPCC, 2013). Si dicha línea se retira a una posición de mayor profundidad del substrato rocoso, entonces el flujo de salida debe aumentar, dado que en esa nueva posición la capa de hielo resulta ser más gruesa, y así sucesivamente en lo que se denomina Hipótesis de Inestabilidad de la Capa de Hielo Marina (MIS acrónimo en inglés). Este proceso podría verse desencadenado por un mayor deshielo asociado al calentamiento de las aguas justo debajo de la plataforma de hielo o también por la aparición en la superficie de puntos de fusión que indujeran fracturas verticales de la masa de hielo separando la plataforma. Medidas tras el colapso de la plataforma Larsen B han corroborado ésta sutil conexión entre la plataforma de hielo y su conexión con la masa continental.

          En definitiva la evolución de la capa de hielo Antártica es compleja y las variaciones del balance entre acumulación de nieve y flujo saliente, dependen a su vez de las condiciones de la circulación atmosférica y oceánica circundantes así como de las diferentes características de las diferentes áreas geográficas de la Antártida. En cuanto a los registros de medidas disponibles, los datos a partir de radar desde satélite indican que la caída de nieve ha aumentado en la región más hacia el Este (aunque medidas derivadas del cambio de la gravedad no señalan un aumento significativo), que ha habido un aumento de flujo saliente en áreas localizadas y un aumento bien documentado de colapso de la capa en la región al Norte. Así el balance neto entre las diferentes regiones de la Antártida indica una contribución neta del ritmo de variación del nivel del mar de 0.27 mm/año durante el período 1993-2010. Sin embargo, las proyecciones previstas para el siglo XXI, indican una contribución negativa en tanto en cuanto se observa un aumento significativo de nieve acumulada. La explicación sería que un calentamiento atmosférico favorecería en esta región un aumento del aire húmedo induciendo un aumento notable de la acumulación de nieve. Estas proyecciones deben tomarse con cautela en vista de que, a día de hoy, los intrincados procesos asociados a la MIS son difíciles de ser integrados en los modelos de clima.

          Pero volvamos a las cuestiones que han motivado este breve y muy somero repaso acerca de lo que sabemos de la evolución de los casquetes polares. Las consecuencias más evidentes del deshielo de los casquetes es sin duda su contribución a la subida del nivel del mar medio. Sin embargo, no parecen haber razones que dieran a pensar en un cambio brusco del mismo al menos proveniente del deshielo de Groenlandia pero quizás sí en el caso de la Antártida asociado a la MIS. Además debemos ser conscientes que el nivel del mar varía de forma regional e incluso local por otros factores por lo que el impacto sería muy diferente según las diferentes regiones del planeta. Recordemos que hoy por hoy la mayor contribución al nivel del mar es el efecto termostérico (dilatación térmica) por el calentamiento de la masa oceánica. Frente a un cambio brusco, que no nos atrevemos a cuantificar dadas las incertidumbres que tenemos tanto en término de medidas como de conocimiento preciso de los procesos involucrados, probablemente el impacto sobrepasaría sobradamente el efecto termostérico. Además, el deshielo en general también produce una retroalimentación positiva en relación al albedo, es decir esa porción de la radiación solar que se refleja hacia el espacio en las superficies con hielo y nieve, lo cual incidiría en una aceleración del calentamiento global. Un tercer efecto del deshielo tendría que ver con modificaciones de la circulación general del océano afectada por un aporte importante de agua dulce. En el caso de Groenlandia entre sus posibles efectos estaría la modificación de las condiciones de formación de agua densa en el Atlántico Norte, una de las componentes esenciales del ciclo natural del océano para disipar el exceso de calor del Ecuador. Sin embargo, como hemos visto los datos y el conocimiento que disponemos por ahora indican que un deshielo brusco masivo en Groenlandia no es una cuestión que se prevea pueda ocurrir a corto plazo.

          Ya para acabar queda por ver qué parte de este deshielo es achacable a la acción humana. La respuesta es difícil de contestar cuantitativamente. Cómo hemos visto en los procesos anteriores no solo interviene una acción directa del balance radiativo en forma de aumento de temperatura sino que hay implicaciones de la variabilidad de la circulación atmosférica y oceánica regional. La acción humana se traduce en una  mayor concentración de gases de efecto invernadero que contribuyen en gran medida al calentamiento y por tanto pueden influir en términos de un calentamiento de las aguas y aire circundantes de estas regiones. Sin embargo hemos visto que los procesos de deshielo tienen mucho que ver con el ciclo del agua que aunque bien conocido cualitativamente puede modificar en gran medida los balances de acumulación y flujo saliente de hielo en ambos hemisferios de manera no equivalente. Aunque hoy en día se puede asegurar que el calentamiento en el hemisferio Norte favorece el deshielo superficial tanto del Ártico como de la capa sobre Groenlandia, dicho calentamiento no parece ser tan relevante en el hemisferio Sur. Allí el deshielo neto observado parece venir más por un progresivo calentamiento de las aguas del hemisferio sur y cambios de la circulación atmosférica que, al menos en los estudios revisados, no permiten discernir en qué medida la acción humana contribuye o ha contribuido.

Referencias:                                                      

Hill D.J., 2015: The non-analogue nature of Pliocene temperature gradients. Earth and Planetary Science Letters, 425, 1, 232–241

Hill D.J., Dolan A.M. Dolan, Haywood A.M., Hunter S.J. and Stoll D.K, 2010: Sensitivity of the Greenland Ice Sheet to Pliocene sea surface temperatures. Stratigraphy, vol. 7, nos. 2-3, pp. 111-122,

Jevrejeva S., Moore J.C., Grinsteda A., Matthews A.P. and Spada G., 2014: Trends and acceleration in global and regional sea levels since 1807. Global and Planetary Change, 113, 11-22.

IPCC, 2013: Climate Change 2013: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Fifth Assessment Report of the Intergovernmental. Panel on Climate Change [Stocker, T.F., D. Qin, G.-K. Plattner, M. Tignor, S.K. Allen, J. Boschung, A. Nauels, Y. Xia, V. Bex and P.M. Midgley (eds.)]. Cambridge University Press, Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA, 1535 pp.

Emilio García Ladona                Joaquim Ballabrera Poy

Doctores en Ciencias Físicas

Dept. de Oceanografía Física y Tecnológica

Instituto de Ciencias del Mar (ICM-CSIC)

El aire que respiramos - Raghuveer Parthasarathy

¿De dónde vino el aire que respiramos?

(Por Raghuveer Parthasarathy)

Capítulo 30 de CIENCIA, y además lo entiendo!!!

Cada vez que respiramos, usamos moléculas producidas por otros innumerables  seres vivos, y también por procesos geológicos que se remontan hace miles de millones de años. Desde la perspectiva de las células de nuestros cuerpos, la molécula más importante en el aire es el oxígeno. Cada una de nuestras células usa el oxígeno para realizar reacciones químicas que liberan energía de los azúcares, grasas, y proteínas que consumimos, soltando dióxido de carbono y agua como productos. Sin el consumo de oxígeno, seríamos incapaces de extraer la energía de la comida. Por lo tanto, preguntaremos primero ¿de dónde vino el oxígeno de la atmósfera de la Tierra?, y a continuación examinaremos otros componentes del aire que respiramos.

A primera vista, poco tienen que ver la vida de las plantas con el proceso respiratorio. Sin embargo, los dos están marcadamente ligados. Las plantas absorben suficiente energía por un proceso llamado fotosíntesis, la conversión de energía contenida en la luz en energía almacenada en enlaces químicos. Mientras el dióxido de carbono y el agua se consumen, el oxígeno y las moléculas orgánicas ricas en energía se producen (efectivamente, es el revés del proceso respiratorio del que se sirven nuestras células al consumir el oxígeno). La actividad de los organismos realizando la fotosíntesis es la fuente del oxígeno en la atmósfera, el oxígeno que mantiene vivos a los animales, incluidos nosotros. La mayoría del oxígeno atmosférico viene de los océanos, producido por organismos microscópicos llamados fitoplancton. El resto viene de plantas terrestres. Es interesante pensar en el rango de tamaños de las criaturas que nos brindan el oxígeno, desde la bacteria fotosintética que mide la millonésima parte de un metro hasta los árboles más grandes que miden más de cien metros de altura.

El oxígeno es bastante abundante, componiendo una quinta parte de la atmósfera del planeta. Sin embargo, no ha sido siempre así. La tierra tiene usos 4.5 mil millones de años, y los organismos unicelulares capaces de la fotosíntesis surgieron después de uno o dos mil millones de años. Aun después, el oxígeno era muy escaso en el aire. El oxígeno es un elemento muy reactivo, y durante cientos de millones de años, moléculas de oxígeno rápidamente se absorbían por minerales, creando compuestos como óxido de hierro (moho) que observamos aun hoy en formaciones rocosas antiguas. Hace unos 2.4 mil millones de años, la tierra pasó por un periodo al que se refieren los geólogos como el Gran Evento Oxigenizante. Aquí, las medidas geológicas, muestran un gran aumento constante en el oxígeno atmosférico. Las causas, sea un aumento en la producción de poblaciones de organismos fotosintéticos o bien el consumo reducido del oxígeno por procesos geoquímicos, están todavía oscuras. Independientemente de su causa, el resultado fue un incremento en la abundancia del oxígeno libre, hasta niveles todavía inferiores a un décimo de los niveles actuales. Hace unos, entre 1000-500, millones de años la tierra pasó por un segundo evento oxigenizante, con niveles de oxígeno que iban variando entre 15 y 30% a lo largo de los últimos cientos de millones de años. Estos niveles del oxígeno hicieron posible el desarrollo de organismos multicelulares, tales como los animales.

          ¿Y los otros componentes del aire que respiramos? El nitrógeno compone el 78% de la atmósfera. A todos los organismos les hace falta, es un componente de proteínas, ADN, y otras moléculas biológicas. Sin embargo, no podemos ingresar directamente el nitrógeno del aire, siendo un gas inerte. Ciertas bacterias, por ejemplo especies que viven en el suelo y forman relaciones simbióticas con las plantas, poseen la capacidad de ‘fijar’ el nitrógeno del aire, combinándolo con el hidrógeno para formar el amonio, que luego puede convertirse en otros compuestos útiles. Hace unos cien años, los químicos Fritz Haber y Carl Bosch inventaron una manera de fijar artificialmente el nitrógeno, llevando al desarrollo de abonos artificiales y un vasto incremento de la productividad agrícola, y por ende, un vasto incremento de la población humana en la Tierra. La descomposición de sustancia orgánica, por varios procesos, emite el nitrógeno a la atmósfera. Este ‘ciclo del nitrógeno’ determina el fluir de este importante componente atmosférico. El oxígeno y el nitrógeno son los componentes más abundantes de la atmósfera. Hay también otros constituyentes, que pueden tener un gran impacto en la Tierra incluso en cantidades pequeñas. Uno particularmente importante es el dióxido de carbono, que ya hemos encontrado como producto de la respiración celular. El dióxido de carbono es buen absorbente de la radiación infrarroja, una forma invisible de luz emitida por objetos cálidos, como la superficie de la Tierra. La absorción de la luz infrarroja por el dióxido de carbono hace que la superficie de la Tierra sea más cálida de lo que debiera, un fenómeno conocido como el Efecto Invernadero. (El vapor de agua es otro gas que también contribuye al Efecto Invernadero). De manera muy semejante a la respiración celular, quemar las moléculas orgánicas como los combustibles fósiles (petróleo, carbón, y gas natural) suelta dióxido de carbono en la atmósfera. La cantidad de combustibles fósiles que quemamos es tan enorme que tiene un impacto significativo en la concentración atmosférica del dióxido de carbono, que ha incrementado de unas 280 partes por millón a unas 400 partes por millón desde los albores de la Revolución Industrial, hace unos 200 años. Esta cantidad tan grande, y sigue en aumento, conduce a un Efecto Invernadero aun más fuerte, y por lo tanto un calentamiento global que ya comienza a tener consecuencias graves para el clima del planeta.

Pensar en el dióxido de carbono, sin embargo, nos lleva a pensar tanto en el pasado lejano como en el futuro inminente. Mucho antes del origen de la vida en la Tierra, la atmósfera era radicalmente diferente de lo que es hoy. Hidrógeno y helio, los elementos más abundantes en el universo, formaron la primera atmósfera del planeta, cuando el planeta se formó de nubes de polvo y gas. Sin embargo, estos elementos ligeros fácilmente se escaparon de la atracción gravitatoria del planeta. La actividad volcánica en la Tierra temprana soltó vapor de agua, amonio, y dióxido de carbono. El vapor de agua se condensó para formar océanos. Parte del dióxido de carbono se disolvió en estos océanos —experimentamos a menudo esta solubilidad del dióxido de carbono en bebidas carbonizadas— donde era recurso para los organismos fotosintéticos y paulatinamente llevó a la abundancia del oxígeno atmosférico, así cerrando el círculo de nuestra historia.

Gracias al dr. David Wacks (Professor,University of Oregón) por una traducción precisa de este capítulo.

Raghuveer Parthasarathy

Doctor en  Física

Profesor Titular de Física, University of Oregón (EEUU)

Is a Physics professor at the University of Oregon, U.S.A. His research interests involve biophysics, especially the physical properties of lipid membranes and the assembly of multi-cellular structures like communities of gut microbes, which his research group explores using new microscopy methods.

His teaching interests mostly involve courses for non-science majors, including for example a recently developed “biophysics for non-scientists” class ("The Physics of Life") and a course on the "Physics of Energy and the Environment." 

His “official” web page

And he writes a blog

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La salinidad de los océanos - Joaquim Ballabrera Poy y Emilio García Ladona

¿Podrían los océanos volverse tan salados como para matar toda la vida marina?

(Por Joaquim Ballabrera Poy y Emilio García Ladona)

Capítulo 28 de CIENCIA, y además lo entiendo!!!

Alrededor del 71% de la superficie de la Tierra está cubierta por mares y océanos. La principal característica del agua marina es su sabor salado. La salinidad de los océanos se refiere a la cantidad de sales disueltas en el agua de mar. La "salinidad" del agua dulce de la mayoría de ríos y lagos es por lo general alrededor de un gramo, o menos, de sales disueltas por cada kilogramo de agua. La concentración promedio de la salinidad de los océanos es de unos 35 gramos de sales en cada kilogramo de agua de mar. En los estuarios, donde el agua de mar se mezcla con el agua dulce de los ríos, el rango de salinidad varía entre los dos valores mencionados. Las aguas con mayor concentración de sales del mundo se encuentran en el lago San Juan, en la Antártida, donde la concentración de salinidad puede llegar a 440 gramos de sal por kilogramo de agua. En este tipo de ecosistemas hipersalinos viven únicamente especies específicas de crustáceos y microbios. El volumen total de los océanos es de aproximadamente 1,35 × 10⁹ km³ = 1,35 × 10¹⁸ m³. Un sencillo cálculo nos proporciona una estimación aproximada de la cantidad total de sales en el océano. Si la densidad media de los océanos es 1.027 kg / m³, la masa total de los océanos es de aproximadamente 1,39 × 10²¹ kg, y la cantidad total de sales es, pues, de 4,85 × 10¹⁶ toneladas.

Desde mediados del siglo XVIII, los químicos han desarrollado métodos para el análisis químico del agua, desarrollados originalmente para ayudar a purificar el agua potable. Hoy sabemos que el agua de mar es una solución de todos los elementos presentes en la naturaleza. En mar abierto, los iones disueltos más abundantes son el cloruro (alrededor de 19,0 gramos), sodio (10,6 gramos), sulfato (2,7 gramos), magnesio (1,3 gramos), calcio (0,4 gramos), potasio (0,4 gramos), bicarbonato (0,1 gramos), bromuro, ácido bórico (menos de 0,1 gramos), y estroncio y fluoruro (menos de 0,01 gramos por kilogramo de agua de mar). A partir del análisis químico de las muestras recogidas durante la expedición del H.M.S. Challenger (1872-1876), se encontró que la relación de las concentraciones de dichos componentes es muy similar en la mayor parte del océano abierto. Estos componentes se denominan conservativos debido a que sus concentraciones no se ven afectadas por las reacciones biológicas y químicas que comúnmente tienen lugar en los océanos. La mayor parte del resto de los componentes del agua son llamados no conservativos debido a que sus concentraciones cambian de manera significativa debido a la actividad biológica y reacciones químicas presentes en los océanos.

1        Procesos que añaden y eliminan la sal del agua marina

Para explicar por qué el mar es salado y qué sales contiene, rápidamente se hizo hincapié en el hecho que el agua es un potente disolvente donde los azúcares y sales inorgánicas se disuelven fácilmente. En los continentes, el agua de los ríos disuelve las rocas y sedimentos (meteorización) en su camino hacia el mar. Ese proceso ya se había mencionado en el siglo XVI como el origen de la salinidad de los océanos. De hecho, cada año los ríos vierten cerca de cuatro mil millones de toneladas (4 × 10¹² kg) de sales disueltas en el océano. Si la salinidad del océano se debiera únicamente a la erosión de las rocas de la corteza continental, la salinidad del océano tendría que aumentar con el tiempo debido al continuo fluir de los sedimentos desde los continentes hacia los océanos. Por otro lado, la composición química relativa de ríos y mares debería ser similar (aunque los mares tengan una concentración más alta). Pero hoy sabemos que éste no es el caso: la composición relativa del agua marina y de los ríos es significativamente diferente (Tabla 1). En efecto, si la erosión de las rocas de la corteza continental fuera el único origen de sales de agua de mar, la composición del agua de mar debería ser más rica en magnesio y más pobre en cloruro y calcio.

	AGUA MARINA		AGUA DE RÍO
SUSTANCIA	Concentración	Relativaa Cl-	Concentración	Relativaa Cl-
Bicarbonato (HCO3-)	0,105	0,0055	0,0530	6,3855
Calcio (Ca+2)	0,404	0,0213	0,0147	1,7711
Chloruro (Cl-)	18,980	1,0000	0,0083	1,0000
Magnesio (Mg+2)	1,272	0,0670	0,0037	0,4458
Potasio (K+)	0,390	0,0205	0,0014	0,1687
Sílice (Si)	0,003	0,0002	0,0049	0,5904
Sodio (Na+)	10,556	0,5562	0,0072	0,8675
Sulfato (SO4-2)	2,649	0,1396	0,0115	1,3855
Tabla 1. Concentraciones típicas (gramos por kilogramo) de los principales constituyentes del agua de mares y rios. Unidades en %. A partir de la Encyclopedia of Global Change: Environmental Change and Human Society, Volume 1, Edited by Andrew S. Goudie and David J. Cuff, Oxford University Press, 2001. 669 pp.

Uno de los procesos que ayudan a explicar la diferente composición de ríos y mares es la actividad volcánica. En efecto, las erupciones volcánicas son ricas en compuestos de cloro, carbono y azufre. Los gases solubles en agua expulsados por los volcanes se disuelven en la lluvia y precipitan. La deposición de aerosoles también aporta compuestos de origen volcánico a los océanos. De hecho, cuando se compara la composición química del agua de mar con la composición química de la corteza continental y la del manto superior terrestre, es esta última la que presenta una mayor similitud.

El último proceso que juega un papel clave en la composición química del agua de mar fue, descubierto a finales de la década de 1970, con el descubrimiento de los respiraderos hidrotermales de las profundidades marinas, que se encuentran comúnmente en el fondo del mar cerca de lugares de actividad volcánica y a lo largo de las dorsales oceánicas. Erupciones en estos respiraderos eyectan columnas  de agua sobrecalentada rica en minerales (Ilustración 1). La temperatura del agua que emana de estos orificios de ventilación varía de 25°C a 400°C. En estas zonas, el agua de los océanos puede circular a través de una corteza oceánica rota y altamente porosa, permitiendo el contacto entre rocas fundidas y el agua de mar. Las altas temperaturas y la presiones permiten el establecimiento de una serie de reacciones químicas que modifican la composición química tanto del agua marina como de la corteza oceánica. En particular, el agua de mar pierde magnesio y gana calcio. Se estima que la totalidad del agua oceánica circula a través de dichas regiones hidrotermales en tan solo uno o dos millones de años.

Illustration 1: White chimneys at Champagne Vent site, NW Eifuku volcano (Japan). 
The chimneys are about 20 cm across and 50 cm high, venting fluids at 103ºC. Source http://oceanexplorer.noaa.gov/explorations/04fire/logs/hirez/champagne_vent_hirez.jpg

Por otra parte, diversos procesos biológicos y físicos eliminan las sales del agua marina. Por ejemplo, algunas especies de fitoplancton (diatomeas) y cocolitóforos eliminan el calcio y silicio del agua cerca de la superficie del océano. Estas especies usan estos elementos para formar sus conchas. Las pesadas partículas de carbonato de calcio (CaCO₃), sílice particulado (SiO₂) y pirita (FeS₂) acaban por precipitar hacia el fondo del océano, donde son enterradas y eliminadas del sistema. Por otra parte, el carbono eliminado por el fitoplancton para construir sus tejidos blandos acaba por convertirse en alimento para los organismos superiores y bacterias.

Otro proceso por el cual el océano pierde sales es el de la evaporación, que puede conllevar la precipitación de minerales, especialmente de cloruro de sodio (NaCl) y sulfato de calcio (CaSO₄) por la desecación de masas aisladas de agua. Un ejemplo es el de la Crisis Salina del Messiniense, cuando el cierre del estrecho de Gibraltar permitió que el mar Mediterráneo se desecara a lo largo de un proceso cíclico de desecación-inundaciones que puede haber durado 630.000 años. Cuando el estrecho de Gibraltar volvió a abrir por última vez, los sedimentos habían enterrado a una cantidad estimada de 0,4 × 10¹⁶ toneladas de sales.

Cambios en la solubilidad de las aguas oceánicas debido a cambios en la alcalinidad provocan la precipitación de algunas de las sustancias disueltas. Por ejemplo, las concentraciones de magnesio y calcio se encuentran en un delicado equilibrio y cualquier pequeño cambio en la alcalinidad conduce a su precipitación. Nódulos de manganeso se pueden encontrar en el sedimento del fondo marino en la mayoría de los océanos. Además, el metabolismo bacteriano en los sedimentos modifica continuamente la química del agua de mar, alternado la solubilidad de los materiales que se encuentran en los sedimentos.

La pulverización de agua marina, consistente en partículas expulsadas de la superficie del mar por el estallido de burbujas (como por ejemplo las producidas cuando rompen las olas), elimina iones disueltos en el agua de mar. Cloruro sódico e iones tales como K⁺, Mg⁺², Ca⁺² y SO₄^-2 se eliminan del agua marina mediante este proceso. Por cierto, el proceso de pulverización también juega un papel fundamental en el ciclo del azufre al favorecer la emisión de sulfuro de dimetil (DMS), el principal gas biogénico emitido desde el mar, responsable del olor a mar, y que influye en la formación de nubes.

2        Tiempos de residencia

Un esquema de los principales procesos de la adición y la eliminación de los iones disueltos en el  agua marina se presenta en la Ilustración 2. Existen evidencias que indican que la concentración de la sal del mar ha cambiado poco en los últimos 1,5 mil millones de años. Por otra parte, la tolerancia a la salinidad de las bacterias que vivieron hace 3,8 mil millones de años indica que la salinidad ya habría sido similar en ese momento. La estabilidad en los niveles de salinidad se ve favorecida por el hecho de que la mayor parte de los mecanismos de eliminación de sales del agua de mar están directamente relacionados con su concentración. A mayor concentración, mayor tasa de eliminación de sal. En la década de  1950, los geólogos desarrollaron el concepto océano estacionario. En los sistemas estacionarios, la velocidad de adición de cualquier propiedad debe ser igual a la velocidad con la que dicha propiedad es eliminada. En tal caso, es posible estimar el tiempo que una partícula o elemento tarda en abandonar el sistema (el tiempo de residencia). Para un elemento dado en un estado de equilibrio, el tiempo de residencia se define como:

TiempodeResidencia = Concentración / Tasadeentradaodesalida

             Illustration 2:  Schematic cross-section illustrating the main processes adding (orange arrows) 
and removing (blue arrows) ions from sea water.

El tiempo de residencia de una sustancia depende de su reactividad química. Por ejemplo, los iones de hierro y aluminio son altamente reactivos y permanecen en el agua de mar durante un corto período de tiempo antes de ser incorporados en los sedimentos. En el otro extremo del espectro, los iones de cloruro permanecen en el agua de mar durante millones de años antes de ser retirados del océano. Estimaciones de los tiempos de residencia de los principales constituyentes del océano se dan en la Tabla 2.

SUBSTANCE	TIEMPO DE RESIDENCIA
SUSTANCIA
Bicarbonato (HCO3-)	110.000
Calcio (Ca+2)	1.000.000
Cloruro (Cl-)	100.000.000
Magnesio (Mg+2)	13.000.000
Potasio (K+)	12.000.000
Sílice (Si)	20.000
Sodio (Na+)	68.000.000
Sulfato (SO4-2)	11.000.000
Tabla 2. Estimación de los tiempos de residencia de los principales constituyentes del agua marina. Expresados en años. A partir de Wallace Broecker and Tsung-Hung Peng, Tracers in the Sea. A publication of the Lamont-Doherty Geological Observatory, Columbia University, New York, 1982. 690 pp.

En conclusión, y en respuesta a la pregunta en el título de este capítulo, los elevados tiempos de residencia de los principales constituyentes de la salinidad del agua marina impiden cualquier cambio rápido de las concentraciones globales de salinidad si no se produce ningún gran cataclismo geológico en los próximos cien millones de años.

Bibliografia:

“Oceanography: an invitation to Marine Science”, Tom Garrison and Robert Ellis. Cengage Learning, Boston, MA, USA, 2015. 640 pp. 

Joaquim Ballabrera Poy             Emilio García Ladona

Doctores en Ciencias Físicas

Dept. de Oceanografía Física y Tecnológica

Instituto de Ciencias del Mar (ICM-CSIC)

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CATARATA

 MARÍA VIÑAS PEÑA 

 Y yo quiero ser... Ingeniera Óptica

La estructura del suelo - José Luis Rubio

¿Por qué unos suelos resisten la erosión y otros no? La estructura del suelo

(Por José Luis Rubio)

Capítulo 27 de CIENCIA, y además lo entiendo!!!

La respuesta se encuentra en la más fascinante interfaz del mundo mineral y el mundo biológico de nuestro planeta. En las profundidades del suelo y descendiendo hasta escalas microscópicas pueden desarrollarse uniones íntimas, complejas y perdurables  entre las partículas inorgánicas procedentes del mundo geológico y los componentes orgánicos provenientes del mundo vegetal. Esta frontera del mundo mineral y del mundo biológico origina una propiedad clave que llamamos estructura del suelo y que, entre otras muchas funciones, es responsable de la resistencia del suelo a la erosión.

Pero vayamos por partes. Existen zonas en las que la erosión se muestra de forma intensa y bien visible, a veces con paisajes desgarrados e intensamente afectados por procesos erosivos que impactan en la disposición natural del suelo provocando su desmantelamiento, desagregación y arrastre. Si el terreno se encuentra en pendiente, se mostrará profundamente hendido y rasgado por una impactante red de surcos, arroyos, cárcavas y barrancos que muestran una tierra herida y degradada en la que el suelo fértil superficial va desapareciendo por el efecto inmisericorde de aguaceros y torrentes. Sin embargo, junto a ellas y bajo las mismas condiciones climáticas quizás puedan observarse terrenos con suelos fértiles y profundos que mantienen una abundante cobertura de vegetación y que dan lugar a paisajes estables y productivos.

¿Por qué estas grandes diferencias en el  comportamiento del suelo frente a la erosión?

Conviene indicar que en los procesos erosivos existen factores relacionados con la propia naturaleza del suelo, y otros factores externos que también influyen en el proceso. Brevemente, estos últimos incluirían las condiciones climáticas (incluyendo la precipitación, temperatura, evapotranspiración, torrencialidad y erosividad de la lluvia, periodos de sequía, etc. ), los  factores  topográficos (ángulo de la pendiente, su tipología y longitud), la naturaleza  de los materiales geológicos originarios del suelo,  el tipo de uso del suelo (agrícola, forestal, pastoral, abandonado, urbano, afectado por infraestructuras,…) y el manejo concreto de cada suelo, incluyendo el laboreo, las medidas de conservación,  la fertilización, la gestión y manejo del agua, etc.…

Indudablemente todo este amplio conjunto de circunstancias extrínsecas ejerce una gran influencia sobre la  intensidad  de los procesos erosivos pero en este capítulo nos centramos en un factor interno que puede representar una espectacular diferencia en la estabilidad y resistencia a la degradación entre distintos tipos de suelos.

Hay que señalar que en la respuesta a la erosión existen numerosas circunstancias físicas, químicas y biológicas que derivan de la complejidad del suelo como interfaz geológica, hídrica, atmosférica y biológica. Su papel como membrana viva que envuelve al Planeta implica una manifiesta complejidad que hace casi imposible identificar una sola propiedad para explicar un determinado comportamiento. Sin embargo si tuviéramos que elegir un solo rasgo para explicar la respuesta erosiva de un suelo este sería la estructura del suelo o estructura edáfica.

Aparentemente la estructura del suelo es algo simple: es la disposición entre sí de las distintas partículas orgánicas e inorgánicas del suelo. Pero esta simple definición encierra un insospechado  universo microscópico. Lo que podemos observar a simple vista de ella son las unidades de agregados o terrones del suelo que se van formando por la adherencia de otras pequeñas subunidades de agregados. En ellos podremos observar, por ejemplo, el papel mecánico de ligazón  de las hifas de hongos.  Para ir desentrañando el  mecanismo  de agregación hay que ir descendiendo al nivel de micro agregados de menos de 1mm que ya no pueden ser observados a simple vista. Pero para conocer la esencia del mecanismo interno todavía es necesario descender en la escala de observación a niveles de menos de 0,1mm, y mucho más, pasando a niveles de milimicras y luego a dimensiones moleculares que lógicamente requieren sofisticados equipos de observación.

En este submundo microscópico podremos encontrar la respuesta a la pregunta de por qué después de millones y millones de años de lluvias de todo tipo no se ha ido lavando y desapareciendo  la piel viva del planeta que representan los distintos tipos de suelo sobre su superficie. La base de la respuesta se encuentra en el juego al que permanentemente se dedican las cargas iónicas de las partículas coloidales de la tierra. En los niveles moleculares del suelo se llega a la frontera del mundo mineral y del orgánico, que comentábamos al principio, representado por la interfaz  entre macromoléculas de humus y la superficie de partículas minerales como son las arcillas. En esta interfaz las arcillas tienen preferentemente cargas negativas y las macromoléculas húmicas también. En principio cargas del mismo tipo se repelerían e impedirían la unión entre partículas, pero para evitarlo, entre humus y arcillas se disponen cationes cargados positivamente, tales como calcio, magnesio, amonio o potasio, que actúan como enlaces. Este mecanismo que solo hemos esbozado (existen distintos tipos de arcillas, diferentes fuerzas de unión electroquímica, distintos cementantes y una enorme variedad de compuestos húmicos) es la base de la resiliencia del suelo y de numerosas funciones y propiedades del mismo. Lo que percibimos a simple vista, y sus implicaciones en el paisaje natural o en uso del suelo, es la traslación de lo que existe a escala molecular en las interacciones electroquímicas entre partículas minerales y orgánicas.

La estructura edáfica no es algo estable y definitivo. Es una propiedad dinámica que puede mejorarse o que puede empeorarse  por maltrato del suelo o por cambios en las condiciones climáticas. Si mejoramos y conservamos la estructura edáfica todo serán ventajas. El suelo será más resistente a los procesos erosivos. Infiltrará y retendrá mayor cantidad de agua con lo cual soportara mejor la falta de precipitaciones y sequías. La tierra estará más aireada con lo cual se activara su potencial biológico y los procesos enzimáticos  que aumentan los nutrientes. El suelo será más estable, más fácil de trabajar y, en una palabra, será un medio más favorable como hábitat para las plantas y sus raíces. Es decir será más fértil y productivo. Podríamos seguir con una larga lista de ventajas pero en la situación actual de cambio climático, no podemos olvidar que una buena estructura edáfica también potencia la capacidad del suelo  como sumidero y depósito  de CO₂ atmosférico, es decir contribuye significativamente a la mitigación del cambio climático.

Podemos concluir que el que se produzca o no esa feliz sintonía entre las fronteras moleculares del mundo orgánico e inorgánico, que da lugar a una buena estructura, marcará la diferencia entre suelos y paisajes ricos y fértiles o suelos erosionados, degradados e infértiles.

Platon en el Citrias nos ofrece una descripción del Ática que nos sirve como ejemplo de intensa erosión a evitar: “la tierra que era la mejor del mundo, se parece ahora a un cuerpo demacrado por la enfermedad en el que se escurre por todas partes la tierra vegetal y fecunda y solo nos queda un cuerpo descarnado hasta los huesos”. Los atenienses, como otras muchas culturas, no cuidaron adecuadamente de la estructura del suelo.

José Luis Rubio

Doctor Ingeniero Agrónomo

Investigador Científico CIDE – CSIC, Valencia

Nació en Villanueva de la Serena (Badajoz) en 1947. Reside en Valencia y es Dr. Ingeniero Agrónomo e Investigador Científico del CSIC con una larga y fructífera trayectoria en la ciencia del suelo y en sus implicaciones socio-económicas. Fue pionero en nuestro país y a nivel internacional en abordar problemas ambientales y productivos del territorio mediterráneo desarrollando metodologías, evaluaciones y modelizaciones sobre procesos de degradación del suelo y de restauración de ecosistemas degradados.

Pertenece a numerosas organizaciones y asociaciones dedicadas a problemas ambientales mundiales. Entre otras, es DeputyPresident de la WorldAssociation of Soil and WaterConservation, miembro del Comité Ejecutivo de la EuropeanSocietyforSoilConservation, de la que fue co-fundador y su Presidente durante 13 años, al Board of Directors de la International SoilConservationOrganization (ISCO)y es Vicepresidente del EuropeanSoil Bureau de la UE.

Ha realizado una intensa actividad de asesoramiento científico a numerosas instituciones nacionales e internacionales incluyendo la organización y la dirección de múltiples reuniones y conferencias a nivel nacional e internacional. Asimismo ha participado en 40 proyectos de I + D de España y Europa, (Jefe de proyecto en 12) y es autor o co-autor de 31 libros y de más de 200 artículos científicos.

Ha recibido numerosos premios, entre ellos el Premio Jaime I de Protección del Medio Ambiente en 1996 y en ese año, fue el fundador y primer director del Centro de Investigaciones sobre Desertificación-CIDE y también el primer Project Lider del Centro Temático Europeo de Suelos de la Agencia de Medio Ambiente de la UE. Actualmente es el Jefe del Departamento de Degradación y Conservación de Suelos en el CIDE.

En 2003 recibió la Medalla de Oro de la Academia Polaca de Ciencias del Suelo. En mayo de 2011 "Premio Gerold Richter 2011" por su exitosa carrera científica y por su contribución científica a la conservación del suelo y al aumento de la conciencia social de los problemas de degradación del suelo”. En 2013 recibió el Premio de Honor de la AAA de Universidad Politécnica de Valencia por sus contribuciones científicas. En 2015 recibió el premio “ForAdvance in SoilFunctionsAnalysis and Conservation” EnvironmentallySustainableSoil Cube ESSC 2015 otorgado por la RussianStateAgriculturalUniversity de Moscú.