La extensión del hielo ártico

El pasado 18 de setiembre la extensión del hielo ártico alcanzó su mínimo del año 2010. Esta extensión mínima fue de 4,81 millones de km2, en retroceso respecto del año 2009, pero superior a los de los años 2007 y 2008.

Datos diarios

¿Qué es la oscilación ártica?

La oscilación ártica es uno de los principales patrones climáticos que aumentan y disminuyen, que se extiende por miles de kilómetros a través de la atmósfera y que configura el tiempo y el clima de la Tierra.

El observatorio de la Tierra de la NASA, en la discusión del papel de la oscilación ártica (AO) en el tiempo del invierno la define de la manera siguiente:

La oscilación ártica es un patrón climático que influye en el clima invernal en el hemisferio norte. Se define por la diferencia de presión entre el aire en las latitudes medias (alrededor de 45 grados norte, cerca de la latitud de Montreal, Canadá o Burdeos, Francia) y la del aire sobre el Ártico. Por lo general predomina en el Ártico una masa de aire de baja presión, mientras que la presión del aire que se encuentra en las latitudes medias suele ser mayor. Esta diferencia de presión genera vientos que confinan el aire extremadamente frío en el Ártico. A veces, los sistemas de presión se debilitan, disminuyendo la diferencia de presión entre el Ártico y las latitudes medias, permitiendo que el aire frío del Ártico se deslice hacia el sur, mientras el aire más cálido es arrastrado hacia el norte. Una oscilación ártica más débil de lo normal se dice que es negativa. Cuando los sistemas de presión son fuertes, la Oscilación del Ártico es positiva.

Resumimos los puntos clave acerca de la Oscilación del Ártico:

- La oscilación ártica (AO) es un patrón climático.

- Influencia el clima invernal en el hemisferio norte.

- El Ártico está dominado por una masa de aire de baja presión.

- Las latitudes medias, en torno a 45 grados N (Montreal, Burdeos) están reguladas por sistemas de alta presión.

- Los máximos de estos sistemas de baja y de alta oscilan.

- Una alta presión fuerte a baja latitud y un sistema de bajas presiones en el Ártico caracterizan valores positivos de oscilación ártica.

- En esta fase positiva, la presión de las latitudes medias - la presión del Ártico > 0

- En esta fase positiva se mantiene el aire frío del Ártico en la región del Ártico.

- Una presión más débil de lo normal en las latitudes medias y una presión más elevada de lo normal en el Ártico es la causa de que la diferencia de presión entre ambos disminuya, permitiendo que el aire del Ártico pueda escapar hacia el sur y el aire más cálido pueda ir hacia el norte.

- En esta fase negativa, la presión de las latitudes medias - la presión del Ártico < 0

- Esta fase negativa permite que el aire frío del Ártico se deslice hacia el sur y que el aire más caliente se mueva hacia el norte.


¿Por qué estamos interesados en la oscilación ártica?

Hay dos razones para mirar de cerca la oscilación ártica:

- Entender su impacto en las condiciones de clima invernal en el hemisferio norte

- Entender su impacto en la extensión del hielo marino del Ártico


El frío del invierno pasado en Eurasia y América del Norte

Es evidente que en diciembre de 2009 se produjo un intercambio inusual de aire polar y en latitudes medias del hemisferio norte. El aire del Ártico se precipitó en América del Norte y Eurasia, y, por supuesto, fue sustituido en la región polar por el aire de latitudes medias. La medida en que el aire del Ártico se adentra en las latitudes medias está relacionada con el índice de la Oscilación del Ártico (AO), que es definido por los patrones de la superficie la presión atmosférica.

En diciembre de 2009 la Oscilación del Ártico tuvo el valor negativo más extremo desde 1950. Aunque hubo diez casos entre los años 1960 y mediados de 1980 con un índice AO que llegó a -2,5 o -3,5, no hubo casos extremos hasta diciembre de 2009, en que llegó a -4,2. No es de extrañar que el público se acostumbrara a la ausencia de fenómenos tan extremos de aire frío.

Datos mensuales de la oscilación ártica

Datos diarios de la oscilación ártica

El episodio de enfriamiento de hace 8.200 años

Las corrientes marinas tienen unos enormes caudales y recorren distancias muy importantes, pero a pesar de ello se encuentran en un equilibrio relativamente inestable, ya que un factor en apariencia tan simple como puede ser un leve aumento de la salinidad de éstas corrientes puede hacer variar drásticamente su comportamiento.

De hecho, la aportación de agua dulce procedente de los deshielos en Groenlandia está ya actuando en éste sentido. Puede pensarse que en horizontes temporales relativamente cortos (algunos centenares de años) pueden producirse, y de hecho así ocurrió ya en el pasado, cambios que alteren profundamente la Circulación General Termohalina. Ello podría repercutir en una ralentización de algunas corrientes que están conectadas entre sí. Si consideramos que la citada circulación global distribuye grandes cantidades de calor alrededor del planeta, queda claro que una reorganización de la Circulación General Termohalina tendría un fuerte impacto en las pautas del clima tanto regional como hemisférico. En algún episodio pasado, parece que la corriente del Golfo llegó incluso al colapso total, cesando la aportación hacia el norte de aguas superficiales calientes. Por ello, la caída térmica fue muy rápida en Europa en cuestión de décadas. Incluso se observaron icebergs cerca de las costas de la Península Ibérica.

Uno de estos episodios pudo ser el enfriamiento ocurrido hace 8.200 años (tomando como origen el año 1.950). Afectó especialmente a Groenlandia y a Europa, pero hay indicios de ese enfriamiento en otras regiones lejanas, como China o África tropical, en donde provocó también episodios secos y ventosos. Por el contrario, los sondeos en el hielo de la estación Vostok, en la Antártida, señalan que allí prácticamente no hubo enfriamiento.

La explicación que se ha dado a este fenómeno es que una invasión de agua dulce en el Atlántico Norte, procedente de aguas de fusión del manto Laurentino al acabar la última glaciación, y que quedaron retenidas en los lagos Agassiz y Ojibway (situados al sur de lo que es hoy la Bahía de Hudson), ralentizó la circulación termohalina. La Corriente del Golfo se debilitó y durante un par de siglos las temperaturas disminuyeron varios grados en Groenlandia y en el norte del Atlántico. El fenómeno repercutió probablemente incluso en las aguas del Trópico. La temperatura descendió en la costa del noroeste de África hasta un nivel casi semejante al de la glaciación. Posteriormente, en poco tiempo, agotado el aporte de agua dulce, las corrientes recuperaron su flujo normal y las temperaturas volvieron a ascender.

Esta es la explicación clásica. Sin decir que esta explicación es falsa, Eelco J. Rohling & Heiko Pälike, en su escrito Centennial-scale climate cooling with a sudden cold event around 8,200 years ago demuestran que, en realidad, bastante antes de que se produjera el enfriamiento en Groenlandia, se había producido un cambio de clima, provocado posiblemente por una disminución de la radiación solar. Es curioso ver que, entre 8.400 y 7.900 años antes ahora se produjeron tres picos de radiación solar mínima (perfectamente comparables a los que se produjeron entre 700 y 200 años antes de ahora y que probablemente dieron lugar a la Pequeña Edad del Hielo).

Concluyen los autores que hace falta todavía muchas más evidencias de lo que sucedió hace 8.200 aproximadamente para poder utilizar este episodio para predecir cuales serían las consecuencias de una disminución de las corrientes termohalinas en un futuro calentamiento debido a los gases de efecto invernadero.

La figura siguiente es la publicada en el artículo citado con todos los datos que parecen indicar un cambio global de clima, aún antes de se produjera la hipotética disminución de las corrientes marinas.

Las corrientes oceánicas (3) – Océano Atlántico

Las corrientes superficiales

Las corrientes superficiales del océano Atlántico se conocen desde hace siglos. Han sido, por tanto, muy bien estudiadas. En la figura se pueden ver las más importantes.

En el Atlántico Norte las corrientes superficiales principales forman circuitos de aguas cálidas y frías, cuyo principal giro, que bordea al anticiclón de las Bermudas/Azores, está básicamente compuesto por la corriente del Golfo (Gulf Stream), que se bifurca en dos: la corriente de las Azores y la del Atlántico Norte. La corriente de las Azores se enfría, cerrando el bucle de la corriente del Golfo con las corrientes de Portugal y de las Canarias (que se va calentando al ir hacia el sur) y la deriva Norecuatorial. La corriente de las Canarias tiene otra derivación, que forma el bucle de la corriente ecuatorial.

Mucho más al norte, alimentado parcialmente por la corriente del Atlántico Norte, existe otro ciclo, el ciclo subpolar, cuyas aguas son frías, y del que forma parte la corriente del Labrador.

A su vez, la corriente del Golfo tiene una alimentación cálida proveniente del Atlántico Sur, conocida como la corriente del Norte de Brasil que continúa en la corriente de Guayana y posteriormente en la del Caribe. Esta corriente es alimentada por una corriente que entra en el Atlántico proveniente del Indico (la corriente Agulhas) y forma la corriente Benguela, que bordea Namibia y Angola, que en su viaje hacia el ecuador se desdobla formando dos corrientes Subecuatoriales, que se vuelven a unir al llegar cerca de las costas americanas, para alimentar de corriente del Norte de Brasil.

La rama sur de la corriente Subecuatorial, a su vez, deriva para alimentar el giro Subecuatorial, que acaba en la corriente del Atlántico Sur, que se dirige hacia el Océano Indico.

En las corrientes de Portugal y las Canarias y la de Benguela se producen afloramientos de aguas más profundas y frías (upwelling), debidos a los vientos dominantes y a las fuerzas de Coriolis.

Finalmente, en el extremo sur del Atlántico encontramos la corriente Circumpolar, de la que hablaremos con más detalle.


El problema del caudal aportado al Atlántico Norte desde el Atlántico Sur

Las corrientes del Norte del Brasil, de Guyana y del Caribe aportan un considerable caudal neto al Atlántico Norte, de unos 13 Sv (1 Sverdrup = un millón de metros cúbicos por segundo). Estas medidas de caudal son aproximadas, pudiendo variar entre los 9 Sv en marzo y los 35 Sv en julio.

Este flujo llegado del hemisferio sur al hemisferio norte se junta con la corriente Norecuatorial, proveniente de la corriente de las Canarias, que aporta 7 Sv, lo que hace que la corriente del Golfo, en su origen, tiene un caudal de 20 Sv.

¿Qué ocurre con el agua excedentaria que ha llegado del sur al Atlántico Norte, ya que no hay ninguna corriente superficial que devuelva este excedente al sur? La corriente del Golfo transporta este caudal excedentario hacia el norte, donde, en el extremo septentrional del océano, su temperatura media disminuye hasta los 10ºC en el paralelo 50ºN, y hasta solamente unos 3ºC en el paralelo 65ºN. Por enfriamiento y contracción térmica, adquieren una densidad alta y acaban hundiéndose, con lo que dejan espacio para la llegada desde el sur de nuevas masas de agua. Desde allí, por niveles profundos e intermedios, vuelve hacia el hemisferio sur. Esta corriente recibe el nombre de NADW (North Atlantic Deep Water). Se forma así en el Atlántico una especie de cinta rodante (conveyor belt, en inglés), con un flujo neto positivo hacia el norte en superficie y con un flujo neto positivo hacia el sur en las profundidades. Esta circulación funciona de manera continua, y tiene un caudal medio de 13 Sv.

Existen dos zonas de hundimiento en el Atlántico Norte: una se encuentra en el Mar de Labrador, con un caudal medio de 6 Sv, y la otra en la zona oceánica situada en el triángulo formado por Groenlandia, Islandia y Noruega, con un caudal medio de 7 Sv. Cerca de la Antártida, en el mar de Wedell, existe otra zona de hundimiento, de la que daremos cuenta en otra entrada.

Una lectura sencilla, corta... y casi obligada

Sigo con interés el blog "Usted no se lo cree", escrito por Fernando P. Vilar, y que habla sobre el cambio climático. Se encuentran muchas cosas interesantes y muy bien explicadas, aunque, a veces, no comparta algunas de las ideas que se exponen, sobre todo cuando su autor se convierte en "martillo de herejes" contra los escépticos sobre cualquier detalle de la ortodoxia del cambio climático.

Pues bien, su autor acaba de traducir al castellano una pequeña guía sobre las respuestas que se pueden dar a un escéptico que no crea en todo lo que se afirma el cambio climático. Creo que esta guía es de lectura obligada para todo aquel que se interese en el calentamiento global. La recomiendo. La podréis encontrar aquí.

Un punto a señalar, sin embargo. En la página 8 se dice que el efecto invernadero del CO2 no se satura, lo que no es totalmente mentira, pero que tampoco es totalmente verdad. La fórmula aceptada por el IPCC sobre el efecto directo de la concentración del CO2 sobre el efecto invernadero es una fórmula logarítmica, lo que quiere decir que este efecto es el mismo si la concentración pasa de 300 a 600 ppm que si pasa de 600 a 1.200 ppm. Si esto no es un fenómeno de saturación,...

Las corrientes oceánicas (2)

La energía que origina a las corrientes en los mares procede principalmente del Sol. Cuando en la atmósfera se generan diferentes temperaturas por el calentamiento solar se producen los vientos, y éstos causan el movimiento del agua superficial del océano, que se suma a los desplazamientos de las masas de agua producidos por cambios de densidad, dando origen a las corrientes.

Sin embargo, éstas no son las únicas causas que producen la circulación oceánica: existen otros factores como el campo gravitacional, la rotación de la Tierra (efecto de Coriolis), la fricción, la fuerza de las mareas y la presión atmosférica.

El efecto de Coriolis hace que las corrientes en el hemisferio norte se muevan en el sentido de las agujas del reloj, mientras que en el, hemisferio sur lo hagan en sentido antihorario, lo que da lugar a la existencia de cinco vórtices (o giros) principales en las corrientes oceánicas: los del Atlántico Norte, del Atlántico Sur, del Pacífico norte, del Pacífico Sur y del Indico.

Las corrientes superficiales están relacionadas con el régimen de vientos y ayudan a regular la temperatura atmosférica, su circulación es independiente en los hemisferios Norte y Sur y tienen influencia hasta unos 2.000 metros de profundidad.

Durante el verano, el océano absorbe la fuerte radiación solar, la almacena en forma de calor que luego se redistribuye a través de las diversas corrientes superficiales del océano que mueven las masas de agua caliente hacia latitudes más altas y las masas de agua fría hacia las zonas tropicales y ecuatoriales donde se calientan.

Las corrientes superficiales también están influenciadas por la posición de las masas continentales. Mientras en el Pacífico las corrientes se corresponden aproximadamente con los patrones de los vientos de superficie, en los océanos Indico y Atlántico, el patrón de las corrientes es más complejo. En el Atlántico Norte, la Corriente del Golfo transporta las aguas cálidas hacia el norte, y una corriente de retorno de agua fría circula hacia el sur sobre el fondo oceánico.

Este intercambio norte-sur tiene una fuerte influencia en las temperaturas atmosféricas. Se estima que si no fuera por ellas, el flujo de calor desde las latitudes del sur a latitudes altas sería dos veces menor, de modo que el contraste entre el clima de ambas latitudes sería aún más marcado: sería más frío en los polos y más caliente en el ecuador.

Afloramientos o surgencias (upwelling). Existen zonas donde las aguas profundas afloran a la superficie. Estos afloramientos o surgencias (upwelling en inglés) tienen lugar en donde las aguas superficiales, por efecto de los vientos y de la rotación terrestre, tienden a alejarse mar adentro. Ocurre esto especialmente en las cuatro márgenes orientales de las cuencas oceánicas del Atlántico (norte y sur) y del Pacífico (norte y sur). A lo largo de estas costas los afloramientos dan lugar a la aparición de corrientes de aguas frías (las que van desde Galicia hasta Canarias, y la llamada de Benguela, que bordea Namibia y Angola en el Atlántico, la de California en el Pacífico Norte y la de Humboldt, en el Pacífico Sur).

Estas aguas frías traen a la superficie sedimentos ricos en nutrientes, lo que permite mantener una importante vida marina.

Las corrientes profundas no están directamente influenciadas por los patrones de viento, sino que son controladas por los cambios de temperatura y salinidad del agua.

Estas corrientes profundas tienen su origen en el Atlántico Norte, donde el agua fría (enfriada por los vientos fríos de Canadá), salada, densa y bien oxigenada se sumerge hacia las profundidades, fluyendo hacia el sur por el fondo del océano en todo el Atlántico, cruzando el océano Índico, y luego de regreso al norte a lo largo del Pacífico, para resurgir en el Pacífico Norte, fría y poco oxigenada. Estas aguas se calientan y se oxigenan lo largo de su recorrido por la superficie, del Pacífico al Atlántico, y se enfrían de nuevo en el Atlántico Norte, donde se hunden para repetir el ciclo. Se tarda unos 1000 años para un viaje de ida y vuelta. En las figuras se puede ver el esquema global de las principales corrientes oceánicas.

El ciclo global del carbono

1. El ciclo global del carbono y sus flujos

La figura representa el ciclo global del carbono y sus flujos entre las cuatro esferas superficiales del planeta: litosfera, hidrosfera, biosfera i atmósfera. En ella se indican también las reservas de carbono implicadas, expresadas en GTc (GTc = giga toneladas de equivalente carbono, es decir, en miles de millones de toneladas métricas de equivalente carbono).

Se observa en la figura que la mayor reserva de carbono está constituida por las rocas sedimentarias. Otra gran reserva es el océano: en realidad se trata del océano profundo (más de 100 metros de profundidad). Es decir, que la película superficial del planeta contiene relativamente poco carbono, pero este carbono es sumamente importante para la vida.

En cuanto al flujo entre las reservas, se evalúa el tiempo de residencia de un átomo de carbono en 4 años en la atmósfera, 11 años en la biosfera, 385 años en la hidrosfera superficial (océano de 0 a 100 m), de más de 100.000 años en el océano profundo y de unos 200 millones de años en la litosfera. Es importante no perder de vista estos valores en toda discusión sobre el impacto de los gases de efecto invernadero (en especial el CO2) en los cambios climáticos y las escalas de tiempo correspondientes.

En el ciclo global del carbono, hay una jerarquía de sub-ciclos que operan a escalas diferentes, desde unas decenas de años (el reciclaje del CO2 por las plantas) hasta cientos de millones de años (el reciclaje del carbono orgánico a través de las rocas sedimentarias o de los hidrocarburos, por ejemplo). Los procesos físicos, químicos y biológicos actúan conjuntamente y están tan íntimamente ligados que se hace difícil separarlos. Para una mejor comprensión, vamos a examinar de manera separada el reciclaje de dos tipos de carbón: el ciclo del carbón orgánico y el del carbón inorgánico. Hay que entender que esta separación es artificial y que, en la realidad, los dos ciclos están íntimamente ligados. Pero esta separación ayuda a entender mejor un sistema muy complejo.


2. El ciclo del carbón orgánico


2.1. El ciclo corto del carbón orgánico

La figura resume los dos ciclos, corto y largo, del carbono orgánico, con una cuantificación de los flujos y de las reservas en GTc.

En cuanto al ciclo corto, hablamos de procesos que tienen tiempos inferiores a un siglo. El proceso de base del reciclaje del carbono a corto plazo es la pareja fotosíntesis – respiración, es decir, la conversión del carbono inorgánico en carbono orgánico por la fotosíntesis, e inversamente, la conversión del carbono orgánico de la materia orgánica en carbono inorgánico por la respiración. Hay que considerar tres reacciones de base.

La primera es la fotosíntesis, que utiliza la energía solar para sintetizar la materia orgánica fijando el carbono en forma de hidratos de carbono (CH2O):

CO2 + H2O + energía solar → CH2O + O2

La materia orgánica se ha representado aquí por CH2O, la forma más simple de hidrato de carbono. En realidad, se trata de moléculas mucho mayores y más complejas, cuya base sigue siendo los elementos C, H y O, pero a los cuales vienen a unirse otros elementos en pequeñas cantidades, como nitrógeno, fósforo y azufre. Esta parte de la materia orgánica corresponde a la productividad primaria, y los productores implicados (bacterias, algas y plantas) reciben el nombre de productores primarios, que son los que captan la energía solar y la transforman en energía química, que almacenan en sus tejidos. Esta energía química se transfiere a los organismos consumidores, incluyendo los animales. Es interesante señalar que en la naturaleza, la biomasa de los consumidores es muy inferior (alrededor del 1 %) a la de los productores primarios.

Los consumidores obtienen su energía de la que está contenida en los productores primarios, ingiriendo sus tejidos y respirando. La respiración es la reacción inversa de la fotosíntesis: a partir del oxígeno libre O2, transforma cualquier materia orgánica en CO2

CH2O + O2 → CO2 + H2O

Se trata de una reacción que necesita la disponibilidad de oxígeno libre. En la naturaleza, una parte de la materia orgánica es respirada (oxidada) por los animales o las plantas, y otra parte se encuentra en el suelo terrestre o en los sedimentos marinos. La descomposición tiene lugar por la acción de microorganismos, bacteria y hongos. Estos microorganismos forman dos grupos:
- los que utilizan oxígeno libre para su metabolismo, llamados aerobios,

- los que utilizan el oxígeno de las moléculas de la propia materia orgánica, en ausencia de oxígeno libre, llamados anaerobios.

La descomposición aeróbica produce CO2 por la misma reacción que la de la respiración. En los medios anóxicos (sin oxígeno libre), los anaerobios descomponen la materia orgánica por el proceso de fermentación.

La fermentación produce dióxido de carbono y metano:

CH2O → CO2 + CH4

Estos dos gases pueden escaparse a la atmósfera. El metano, que es un gas cuyo efecto invernadero es 20 veces mayor que el del CO2, se oxida y se transforma rápidamente en dióxido de carbono. De hecho, su tiempo de residencia en la atmósfera sólo es de 10 años (pero no hay que olvidar que se transforma en CO2). Una parte del metano permanece en el sedimento, donde forma depósitos de gas natural. Otra parte de este gas es “comido” por bacterias en los fondos oceánicos.


2.2. El ciclo largo del carbono orgánico

Los procesos que acabamos de discutir (fotosíntesis, respiración, fermentación) afectan el ciclo del carbono orgánico, en particular el equilibrio del CO2 atmosférico, en una escala de tiempo inferior al siglo.

Para escalas de tiempo mucho más largas, los procesos de naturaleza geológica son los más importantes, procesos que actúan durante miles y hasta millones de años. Se trata de procesos como la incorporación de materia orgánica en los sedimentos y en las rocas sedimentarias, su transformación en combustibles fósiles y su alteración (oxidación) subsiguiente. Los flujos de carbono ligados a estos procesos son poco importantes, pero, en cambio, sus reservas son inmensas, como se ve en la figura, y el tiempo implicado muy largo.

El llenado del inmenso depósito de carbono orgánico que constituyen las rocas sedimentarias, principalmente los esquistos, se ha hecho poco a poco a lo largo de los tiempos geológicos, con dos aceleraciones importantes, la primera durante la explosión de vida de hace unos 600 millones de años, y la segunda durante el período de los grandes bosques, hace unos 360 millones de años.

Parte de este depósito de carbono orgánico se oxida, a un ritmo muy lento. Se trata del carbono contenido en los hidrocarburos, carbones y similares. Esta oxidación se realiza a medida que las rocas sedimentarias quedan expuestas al aire o a las aguas subterráneas oxigenadas, cuando los movimientos tectónicos que afectan a la superficie terrestre las llevan a la superficie.

Se evalúa el tiempo de residencia del carbono orgánico de esta reserva en más de 200 millones de años, es decir, aproximadamente el tiempo correspondiente a la formación del depósito de sedimentos y materias orgánicas en un fondo oceánico, al soterramiento y a la transformación de estos sedimentos en rocas sedimentarias y, finalmente, a su emergencia al formarse una cadena montañosa.

La extracción y la combustión de petróleo, gas y carbón que practicamos alegremente han contribuido a transformar una parte de este ciclo largo en ciclo corto.


3. El ciclo del carbono inorgánico

Hemos visto que la interacción fotosíntesis – respiración – fermentación es el nudo del ciclo del carbono orgánico. Hay otros procesos de reciclaje del carbón que implican el carbono inorgánico, entre los cuales el que está contenido en el CO2 y en los carbonatos (CaCO3).

Los depósitos importantes de carbono inorgánico son la atmósfera, los océanos, los sedimentos y las rocas carbonatadas, principalmente las calizas (CaCO3), pero también las dolomitas CaMg(CO3)2.

La figura resume el ciclo del carbono inorgánico, indicando el tamaño de las reservas en los depósitos (cifras azules) y los flujos entre las reservas (cifras rojas)

El intercambio entre el CO2 de la atmósfera y el del océano tiende a mantenerse en equilibrio.

La alteración química de las rocas continentales, llamada meteorización, convierte el CO2 disuelto en las aguas de lluvia y de escorrentías en HCO3- que es arrastrado al mar. Los organismos vivos combinan este HCO3- con Ca++ para producir sus esqueletos o sus conchas de CaCO3. Una parte de este CaCO3 se disuelve en el agua y otra parte se acumula sobre el fondo del océano donde finalmente se produce su soterramiento para formar rocas sedimentarias carbonatadas.

Estas últimas vuelven a la superficie al cabo de varias decenas de millones de años por los movimientos tectónicos ligados a la tectónica de placas. Una parte de las rocas carbonatadas se recicla en los magmas de subducción y vuelve a la atmósfera en forma de CO2 emitido por los volcanes.

Emisiones y balance de CO2 en 2009

Emisiones totales

Las emisiones totales de CO2 a la atmósfera en el año 2009 fueron de 31.324 Mt (millones de toneladas). Los principales emisores de CO2 han sido:

Estados Unidos = 5.308 Mt

Unión Europea 15 = 3.053 Mt

Japón = 1.181 Mt

Rusia = 1.573 Mt

China = 8.056 Mt

India = 1.671 Mt

Transporte internacional = 1.027 Mt

A pesar de la crisis económica, las emisiones globales de CO2 han permanecido prácticamente constantes en el año 2009, ya que el aumento importante de los países emergentes, como China e India, han compensado completamente las reducciones en las emisiones de los países industrializados. Las emisiones de los Estados Unidos, Unión Europea 15, Japón y Rusia han disminuido de 926 Mt (un 7,7 %) en 2009 respecto de 2008, mientras que las de China e India han aumentado de 784 Mt (un 8,8 %) en el mismo período.

Es la primera vez que pasa desde el año 2002, ya que desde entonces, las emisiones de CO2 habían crecido a un ritmo anual del 3,5 %.

Mientras que las emisiones en China y otros países en desarrollo han aumentado rápidamente en los últimos años en cifras absolutas, el panorama es diferente para las emisiones de CO2 per cápita o por unidad de PIB. Desde 1990, las emisiones de CO2 per cápita han aumentado en China 2,2 a 6,1 toneladas per cápita y han disminuido en la UE-15 9,1 a 7,9 toneladas por habitante y 19,5 a 17,2 toneladas por habitante en los Estados Unidos. Estos cambios reflejan una serie de factores, entre ellos el gran desarrollo económico de China, los cambios estructurales en las economías nacional y mundial, y el impacto de clima y energía. Debido al rápido desarrollo económico, las emisiones per cápita en China se acercan rápidamente a los niveles comunes en los países industrializados. De hecho, actualmente las emisiones de CO2 por persona en China son similares a Francia.

Hay que tener en cuenta que estos datos no incluyen las emisiones por deforestación y explotación forestal, incendios de turba y de bosques y descomposición del carbón orgánico en suelos de turba drenados. Estas emisiones podrían aumentar hasta un 20 % las emisiones globales.


Balance

Teniendo en cuenta que un aumento de 1 ppm de la concentración atmosférica de CO2 represente un aumento de 8.400 Mt de CO2 presentes en la atmósfera, las 31.324 Mt emitidas en 2009 corresponderían a un aumento de 3,7 ppm. Pero como la concentración de CO2 era de 385,5 ppm en diciembre de 2008 y de 387,3 ppm en diciembre de 2009, el aumento real ha sido de 1,7 ppm, un 46 % del total emitido.

En realidad, este porcentaje es menor si tenemos en cuenta lo que hemos dicho sobre las emisiones que no se han contabilizado.

Las emisiones de España

Las emisiones españolas han continuado disminuyendo en 2009, año en el que se han emitido 312 Mt de CO2, un 11 % menos que en 2008, en que se emitieron 351 Mt, y un 16 % menos que en 2007, el año de mayores emisiones.

Sin embargo, todavía las emisiones españolas están lejos de lo firmado en el protocolo de Kyoto, que “permite” unas emisiones de 263 Mt (un 15 % más de las 228 Mt emitidas en 1990)

Parte de esta disminución de las emisiones se debe a la producción de electricidad renovable, fundamentalmente eólica (que ha aumentado un 15 % en 2009 respecto de 2008) e hidráulica (que ha aumentado un 11 % en 2009 respecto de 2008, a causa de la abundante lluvia). En efecto, la emisión de CO2 debida a la producción eléctrica de España fue de 73 Mt, frente a las 88 Mt de 2008. Por cada MWh eléctrico producido por el sistema eléctrico se generaron 272 kg de CO2, frente a los 308 del año precedente, lo que representa una disminución del 12 %. En 1999 cada MWh supuso la emisión de 428 Kg de CO2.

Datos de emisiones

Las corrientes oceánicas (1)

En un planeta sin océanos ni atmósfera, los trópicos tenderían a calentarse y los polos a enfriarse cada vez más, hasta alcanzar un equilibrio entre la radiación recibida y la emitida: la diferencia de temperatura entre los trópicos y los polos sería enorme. En nuestro planeta, sin embargo, las diferencias de temperatura entre los trópicos y los polos no son tan importantes debido a las corrientes marinas, que transportan agua caliente de los trópicos a los polos, y agua fría de los polos a los trópicos, y a la circulación general atmosférica, que tiende a suavizar la temperatura de la zona tropical y a templar la de las zonas polares.

Las corrientes oceánicas son, por tanto, de gran importancia para el clima del planeta. Por ejemplo, al cerrarse el istmo de Panamá, hace unos 3,4 millones de años, se cortaron las corrientes cálidas ecuatoriales, lo que permitió que se produjeran las corrientes atlánticas. Este cambio en las corrientes oceánicas puede ser la causa del calentamiento de las temperaturas que se produjo entre 3,3 y 3,0 años antes de ahora, conocido como el “Optimo Climático del Plioceno Medio”, del que ya hemos hablado.

Las corrientes marinas forman un sistema de movimientos de agua en los océanos que se conoce como circulación termohalina. El adjetivo termohalino significa temperatura (del griego termo, que significa calor) y salinidad (del griego halo, que significa sal, y que es también la raíz de halógeno). El principio general de la circulación termohalina es que el agua fría tiene una densidad mayor que el agua más caliente, y que el agua más salada tiene una densidad mayor que el agua menos salada, como se puede ver el la tabla y en el gráfico.

La temperatura promedio de las aguas marinas es aproximadamente de 16,5 ºC, con una temperatura máxima de 36 ºC en el Mar Rojo y una mínima de - 2 ºC en el Mar de Weddell, en la Antártida. La distribución de temperatura de las aguas depende de la radiación solar y de la mezcla de las masas de agua en el océano.

La salinidad de las aguas superficiales depende principalmente de la diferencia entre la evaporación y la precipitación. Otros factores menos importantes son el congelamiento y el derretimiento del hielo marino. En zonas de alta evaporación, tales como el Mar Rojo, la salinidad puede ser tan alta como 40 ‰, mientras que en mares como el Báltico, la salinidad puede llegar a ser de sólo el 6 ‰. En la mayor parte de los mares, sin embargo, el rango de salinidad varía entre 33 y 37 ‰, con un valor promedio de 35 ‰. Los valores más altos de salinidad ocurren cerca de las áreas tropicales áridas; mientras que los valores más bajos se presentan cerca de las regiones polares.

El Atlántico Norte es bastante más cálido y salino que el Pacífico Norte: en la franja latitudinal 45º N – 60º N, el Atlántico Norte tiene una temperatura media superficial de 10 ºC y una salinidad de 34,9 en la franja latitudinal 45º N – 60º N, el Atlántico Norte tiene una temperatura media superficial de 10ºC y una salinidad de 34,9 ‰, mientras que el Pacífico Norte tiene una temperatura de 6,7 ºC y una salinidad de 32,8 ‰. Esta salinidad más elevada es debida a que el Atlántico Norte tiene más evaporación que aportación por las lluvias y escorrentías, tiene una salinidad mayor que el océano Pacífico: esta es la principal causa de que las corrientes termohalinas sean significativamente más importantes en el Atlántico que en el Pacífico.

El calentamiento de las aguas superficiales debido a la radiación solar, afecta la distribución de la temperatura, la salinidad y la densidad en la columna de agua. Los valores de estos tres parámetros en aguas superficiales permanecen prácticamente invariables hasta los 200 metros de profundidad (que es la zona de mezcla del océano); A partir de esa distancia tienen lugar cambios rápidos en la temperatura y la salinidad, que a su vez repercuten en otros cambios rápidos en la densidad del agua. A estas zonas de cambio abrupto se las denomina picnoclina (gradiente de densidad), haloclina (gradiente de salinidad) y termoclina (gradiente de temperatura). Estos cambios se asocian a un incremento en la salinidad y a una disminución en la temperatura según va aumentando la profundidad, como se puede ver en los ejemplos de las figuras.

Con estas bases, en próximas entradas entraremos en el detalle de la circulación termohalina.

Cómo hacerse rico con el cambio climático

Ahora que ha terminado eso de hacerse rico untando algún concejal para que recalifique un terreno no edificable comprado a bajo precio, Fortune, la revista de la gente rica, ha encontrado una manera "honrada" de hacerse rico. Y digo que es una manera "honrada" ya que:

- Ayuda a los negros del África tropical (sí, a aquellos de la canción del Cola Cao),
- Se combate el cambio climático,
- Se disminuye la deforestación del continente africano.

¿Y cómo se hace todo esto? Pues, muy sencillo, regalando hornillos a los negros del África tropical.

¿Regalando hornillos, dices? Nadie se ha hecho rico regalando algo, guapo.

Lo siento, pero con esta histeria sobre el cambio climático las cosas han cambiado mucho. Para entenderlo, hablaremos primero del mercado de créditos de emisiones de CO2.

El mercado de créditos de emisiones de CO2

Cuando una empresa emite una cantidad de CO2 a la atmósfera superior a la regulada por la Unión Europea, tiene la obligación, bien de reducir sus emisiones, bien de comprar créditos a otra empresa o a un particular que haya disminuido sus emisiones de CO2.

Si todo va según se prevé, el negocio de vender derechos para emitir CO2 a la atmósfera disminuirá las emisiones globales y salvará el mundo. Este es el único propósito de este comercio de créditos de emisión. Aunque, de paso, algunos se harán ricos.

Diremos que por cada crédito de emisión de una tonelada de CO2 al año, se están pagando, según las últimas cotizaciones, unos 15 euros.


El negocio

El negocio en cuestión es el de regalar hornillos como el de la imagen a los negros de Ghana, Kenia, Uganda y otros países. En estos países se cocina de manera muy poco eficiente y, con estos fogones, podrán ahorrar combustible y producir menos CO2 que cocinando de la manera tradicional, generando créditos de emisión de CO2 que pueden ser vendidos en Europa o en Estados Unidos.

Este negocio es potencialmente muy provechoso. Cada fogón reduce las emisiones de CO2 a la atmósfera de 2 a 3 toneladas por año. Rinde, pues, unos créditos de emisión de más de 30 euros anuales. Si se distribuye un millón de fogones de este tipo, el negocio puede reportar más de 30 millones de euros cada año, con una inversión de 10 millones, ya que el coste de un fogón de estos, fabricado África, no es de más de 10 euros: un negocio redondo.