Artículo de Climate and Capitalism.

Traducción para Izquierda Web: Pablo B.

El océano está perdiendo su aliento, con fatales efectos para la vida marina y los ciclos biogeoquímicos que moldean íntegramente la biósfera.

Desde 1960, las áreas bajas en oxígeno en el mar abierto se han expandido en 4.5 millones de km2, un área aproximada al tamaño de la Unión Europea. Algunas regiones han perdido el 40% de su oxígeno, y el volumen de agua que contiene oxígeno cero se ha poco más que cuadruplicado. El océano está perdiendo aproximadamente mil millones de toneladas métricas de oxígeno cada año. Con los ritmos actuales, la disminución del oxígeno portador de vida, se triplicará para el 2100. Añadamos esto al rápido crecimiento de las zonas muertas costeras, y tenemos una emergencia del soporte vital.

En su conjunto, el oxígeno del océano ha caído sólo un 2%, pero la disminución ha ocurrido casi por completo en partes del océano donde la vida marina es más abundante, por lo que el impacto es mucho mayor de lo que el porcentaje sugiere.

En los artículos previos de esta extensa serie sobre las brechas metabólicas, se han examinado dos excedentes ecológicos creados por el impulso inherente del capitalismo para expandirse a toda costa: el excedente de nitrógeno, creado por la dependencia de la agroindustria a los fertilizantes químicos sintéticos, y por el excedente de dióxido de carbono creado por la dependencia del capitalismo a los combustibles fósiles. Ambos están desbaratando los ciclos biogeoquímicos que han moldeado la biósfera por cientos de millones de años, causando fisuras sin precedentes en el metabolismo del Sistema Tierra.

La crisis del oxígeno oceánico está conducida por los excesos de nitrógeno y dióxido de carbono en distintas partes del océano.

En las áreas costeras y estuarios, millones de toneladas de fertilizante sintético de nitrógeno arrastrados por los ríos están creando zonas muertas por estación en áreas costeras alrededor del mundo. Cerca de 900 de esas zonas han sido identificadas, e indudablemente hay cientas más. Los científicos han estado estudiando las zonas muertas costeras desde la década del 80, y hay un amplio consenso acerca de sus causas y efectos. He discutido esto en Climate & Capitalism el pasado mes.1

Este artículo se enfoca en un descubrimiento paralelo que sólo ha sido estudiado en los últimos 15 años aproximadamente — el crecimiento de áreas hipóxicas (poco oxígeno) y anóxicas (sin oxígeno) en el mar abierto, causadas por el calentamiento global. No siempre están separadas físicamente de las zonas muertas costeras — en el Báltico y Arábigo se superponen, por ejemplo — pero se desarrollan y expanden de manera diferente.

Todo el oxígeno disuelto en el agua marina, no importa qué tan profunda, se origina en, o cerca de la superficie por uno de los dos procesos.

  • Hay un constante intercambio de moléculas de oxígeno (O2) entre la atmósfera y el océano, y en la interfaz aire-agua. En términos más sencillos, el O2 del aire se disuelve en el agua y el O2 del agua burbujea a la atmósfera.

  • Una cantidad más considerable del O2 es producido por plantas, especialmente por fitoplancton, que crece sobre y en el agua. La fotosíntesis requiere luz solar, e incluso en el agua cristalina, la luz penetra menos de 200 metros. Esa zona de profundidad eufótica (en griego “bien iluminado”) es el origen de aproximadamente la mitad del oxígeno del planeta, y la mayor parte del suministro del océano.

En la mayor parte del océano, los 200 metros superiores aproximadamente, es llamado superficie o capa mixta. Las olas, las corrientes arrastradas por el viento y la convección, agitan su contenido constantemente, haciendo que su temperatura, salinidad y cantidad de gas disuelto sean uniformes. El oxígeno disuelto se esparce por la capa mixta de forma relativamente rápida y constante.

La capa mixta es templada directamente por la luz solar, y es constantemente reabastecida por el agua de los ríos, la lluvia y el deshielo, asique es más liviana (menos densa) que el agua debajo, donde una repentina caída de la temperatura define la termoclina, una densa y más fría capa que separa la capa mixta de la fría y de lento movimiento capa profunda, que consta del 90% del volumen y masa del océano. El espesor de la termoclina varía según la latitud y la estación — en los mares polares ésta y la capa mixta escasamente existen- pero en la mayor parte del océano se extiende de los 200 a los 100 metros desde la superficie.

Una variedad de procesos conocidos colectivamente como ventilas hidrotermales que mueven parte del agua, y el oxígeno que contienen, hacia la termoclina. La distribución del oxígeno depende de corrientes locales, regionales y globales; mareas; topografía local, turbulencias impredecibles, por lo que es desigual. De forma notable, en algunas partes de la termoclina una combinación de ventilaciones leves y microorganismos consumidores de oxígeno, dan como resultado mangas llamadas Zonas mínimas de oxígeno (ZMO). La mayor parte de la termoclina en esa profundidad está repleta de peces, pero la vida en las ZMO está limitada a microbios que pueden sobrevivir con muy poco, o directamente sin O2.

Un proceso diferente y aún más lento juega un rol importante en la distribución del oxígeno en las profundidades del océano. Cuando el agua se congela en el Atlántico Norte, deja sal, creando una capa de salmuera que se hunde y mueve hacia el sur, llevando el oxígeno absorbido en la superficie. Así comienza la cinta transportadora oceánica, una lenta y profunda corriente marina que arrastra 20 millones de metros cúbicos de agua por segundo – cien veces más que el Amazonas – distribuyendo el oxígeno y los nutrientes a través de las profundidades del océano2. Un ciclo completo tarda unos 1000 años. Para cuando el agua de Groenlandia alcanza el Pacífico Norte, la mayor parte del oxígeno ya se fue: esto contribuye a la formación de una zona mínima de oxígeno (OMZ en inglés) en el oeste del Mar de Bering y en el Golfo de Alaska.

Cambio climático versus Oxígeno

Como vimos en la Primera Parte, la acidificación del océano es un resultado directo de las desorbitantes emisiones de CO2. La desoxigenación del océano tiene la misma causa: los gases de efecto invernadero están calentando el planeta, y más del 90% de ese calor adicional ha sido absorbido por la capa superficial del océano, reduciendo el oxígeno total del océano e incrementando las zonas de mínimo oxígeno.

Los estudios en detalle acerca de la desoxigenación del océano están en curso, pero es claro que el cambio climático es el responsable de la mayor parte de la reducción de oxígeno en el mar abierto. Tres procesos dependientes de la temperatura — solubilidad; estratificación y circulación y metabolismos aeróbicos — están quitándole la respiración al océano.

Solubilidad. Física elemental: cuando el agua se calienta, puede contener menos oxígeno disuelto. Un volumen dado de agua en el Ártico puede absorber más oxígeno que el mismo volumen en el ecuador. Si la temperatura del agua aumenta de 4°C a 6°C, la cantidad de oxígeno que puede contener disminuye un 5%.

Por varios milenios, la transferencia de gas bi-direccional a través de la interfaz aire-agua estuvo balanceada, por lo que la cantidad de oxígeno disuelto en el océano se mantuvo relativamente constante. En algún punto, durante el siglo pasado, ese balance fue alterado: por el calentamiento, el océano empezó a liberar más oxígeno del que absorbía. Un estudio reciente estima que entre 1975 y 2005, la pérdida neta de oxígeno del océano a la atmósfera fue de un promedio de mil millones de toneladas por año. Si el calentamiento continúa, esa desgasificación puede estar cerca de triplicarse para el 2100.3

Estratificación y circulación. Como hemos visto, el océano está dividido por temperatura y salinidad en tres capas bien marcadas, con la menos densa en la superficie. El cambio climático ha reducido más aún la densidad de la capa superior al calentar el agua, incrementando las lluvias y derritiendo los glaciares. Eso hace aún más difícil para las aguas más ricas en oxígeno, pasar a la termoclina.

La reducción de la solubilidad significa que hay menos oxígeno en total, y el incremento en la estratificación reduce la porción de oxígeno que circula en la capa mixta. Desde 1960, las zonas mínimas de oxígeno en la termoclinas han crecido un 20%, desde 25 millones de kilómetros cuadrados a 30.4 millones — 8% del área total del océano, y al 7% de su volumen.4

El calentamiento global también está debilitando a la cinta transportadora oceánica: el Atlántico Norte transporta ahora un 15% menos de agua, que en 1960. Hasta ahora, no han sido medidos los efectos en los niveles de oxígeno del océano profundo; pueden reflejar la baja velocidad actual, o un muestreo limitado del agua del mar profundo. Se ha estimado que con los ritmos actuales, la circulación del mar profundo va a caer un 45% para el 2100.5

Metabolismos basales. Cuando la temperatura aumenta, casi todos los procesos químicos se aceleran, incluidas las complejas reacciones bioquímicas que mantienen la vida en todos los organismos. El metabolismo basal incrementa en proporción a la temperatura — los organismos necesitan más oxígeno para sostener el mismo nivel de actividad. El efecto apenas es visible en los animales de sangre caliente como nosotros, ya que nuestros cuerpos siempre usan una gran cantidad de energía para mantenerse estabilizados. Pero los ritmos de respiración de los organismos de sangre fría, que incluye casi toda la vida marina, incrementan sustancialmente cuando el agua es más cálida.6

Entonces, mientras una menor solubilidad y una mayor estratificación está reduciendo el suministro de oxígeno en el agua, la respiración aeróbica está aumentando el consumo.

Es difícil cuantificar el impacto relativo en cada uno de los tres procesos, pero hasta ahora la solubilidad y la estratificación parecen haber causado mayor reducción de oxígeno, que el incremento de la respiración. Es probable que eso cambie mientras aumenta la temperatura global, porque el impacto del calor en los metabolismos basales es exponencial. De acuerdo con un estudio reciente “en un calentamiento de 2°C, habrá un 29% de aumento en el consumo de la tasa de oxígeno en el océano, y en 3°C, un 50% de incremento, produciendo una hipoxia oceánica en gran escala”7

Consecuencias

El oxígeno es fundamental para la vida en el océano. La disminución del oxígeno en el océano es uno de los efectos más graves de la actividad humana en el medio ambiente de la Tierra”

Mirá también:  Discurso en el Nacional Buenos Aires | Reflexión de una ex alumna

Denise Breitburg, Senior Scientist, Smithsonian Environmental Research Center8

Un evento anóxico oceánico (EAO) es el período cuando el nivel de oxígeno disuelto en gran parte del océano tiende a (o cerca) de cero. Eso ha ocurrido muchas veces en la larga historia de la Tierra, y la más reciente fue hace aproximadamente hace 94 millones de años, cuando la pérdida de oxígeno extinguió una gran parte de la vida marina. Como señalan los científicos asociados con la Woods Hole Oceanographic Institution, las condiciones actuales del océano son similares a esas que prevalecían antes de esa crisis, y están empeorando rápidamente.

Una perturbación más generalizada parece realista, con las emisiones de carbono proyectadas recientemente. Sin una intervención humana positiva, los estudios sobre la EAO pasados, están destinados a ser incómodamente aplicables en un futuro no muy lejano”9

Aún no estamos en un EAO, pero si la pérdida de oxígeno continúa acelerándose, la extinción masiva de especies marinas es virtualmente una certeza. Incluso en los niveles actuales de desoxigenación, el daño es extenso.

El extenso corpus de evidencia de ecosistemas marinos templados y algunos estudios de ecosistemas marinos tropicales demuestran que la hipoxia usualmente resulta en una simplificación catastrófica debido a la pérdida de biodiversidad, redes tróficas y pesca”10.

De hecho, cualquier reducción del oxígeno disponible, no solo hipoxia, es problemática para la mayor parte de la vida marina. Aunque algunos animales marinos, como las medusas, son apenas afectados por la reducción del oxígeno, otros pueden ser afectados seriamente si los niveles bajan levemente11. Como resultado, el balance de la población en áreas donde los niveles de oxígeno están cayendo, se inclina hacia especies tolerantes a la hipoxia. Otros emigran o mueren.

Aparte de amenazar directamente la vida y hábitats de los organismos marinos, el agotamiento del oxígeno está afectando el ciclo global del nitrógeno. Por cientos de millones de años, las zonas de mínimo oxígeno (ZMO) de origen natural, han jugado un papel importante en el ciclo de nitrógeno, ya que la bacteria que convierte nitrógeno reactivo “Nr” en gas inerte “N2” se activan sólo en la ausencia de oxígeno. La expansión de las ZMO significa que un número en crecimiento de microbios están eliminando nitrógeno reactivo del océano, desbalanceando el ciclo y reduciendo la disponibilidad de nutrientes esenciales para la vida marina.

Lo que es más, cuando la bacteria que convierte Nr en N2 está en presencia de pequeñas cantidades de oxígeno — ese es el caso en la mayoría de las ZMO — también producen óxido nitroso (N2O), un gas de efecto invernadero que es unas 300 veces más poderoso que el dióxido de carbono, que además de debilita la capa de ozono. Múltiples estudios han encontrado grandes cantidades de N2O elevándose desde la superficie del océano en las ZMO. Esta es una clásica retroalimentación positiva: el calentamiento global acelera la producción de óxido nitrosos, lo que acelera el calentamiento global.

Por último, es importante tener en cuenta que la reducción del oxígeno no ocurre de forma aislada: por ejemplo, los organismos que consumen más oxígeno también incrementan la acidificación al exhalar más dióxido de carbono, y los peces que escapan de aguas pobres en oxígeno encuentran lugares alternativos que son muy ácidos. La tercera parte de este artículo examinará el tercer componente del trío mortal, el calentamiento del océano. Como hemos visto, temperaturas elevadas en el agua contribuyen a la acidificación y la desoxigenación, pero también están jugando un rol directo en la destrucción de los ecosistemas marinos.

Primera parte

Mirá también:  Karl Marx (1872): La nacionalización de la tierra

Tercera parte

1 Ian Angus, “Dead Zones: Industrial Agriculture versus Ocean Life,” Climate & Capitalism, August 12, 2020.

2 El agua fría también se une a la cinta transportadora cerca de la Antártida, y el camino de regreso lleva agua cálida desde los trópicos hacia el norte. Cualquier “comienzo” sería arbitrario en este vasto ciclo metabólico

3 Changyu Li et al., “Increasing Escape of Oxygen From Oceans Under Climate Change,” Geophysical Research Letters, June 2020.

4 Scientific Committee on Oceanic Research, “How Oxygen Minimum Zones Form”; A. Paulmier and D. Ruiz-Pino, “Ocean Minimum Zones (OMZs) in the Modern Ocean,” Progress in Oceanography 80, no. 3-4 (2009), 113-128.

5 L. Caesar et al., “Observed Fingerprint of a Weakening Atlantic Ocean Overturning Circulation,” Nature 556, April 12, 2018; S. Rahmstorf, “New Studies Confirm Weakening of the Gulf Stream Circulation (AMOC),” Real Climate, September 17, 2020.

6 Aclaración histórica: la fórmula para calcular el efecto del aumento de calor en la velocidad de las reacciones químicas fue descubierto por Svante Arrhenius, científico sueco que fue el primero en demostrar, en 1896, que las emisiones de CO2 generadas por la quema de combustibles fósiles, podrían causar el calentamiento global.

7 John G. Shepherd et al., “Ocean Ventilation and Deoxygenation in a Warming World: Introduction and Overview,” Philosophical Transactions of the Royal Society A, September 07, 2017, 6.

8 Citado en “The Ocean Is Losing Its Breath. Here’s the Global Scope,” comunicado de prensa del SERC, 4-1-2018.

9 Chadlin M. Ostrander, Jeremy D. Owens, and Sune G. Nielsen, “Constraining the Rate of Oceanic Deoxygenation Leading Up to a Cretaceous Oceanic Anoxic Event (OAE-2: ~94 Ma),” Science Advances, August 9, 2017.

10 David J. Hughes et al., “Coral Reef Survival Under Accelerating Ocean Deoxygenation,” Nature Climate Change, March 2020.

11 Guy Claireaux and Denis Chabot, “The Significance of Ocean Deoxygenation for the Physiology of Marine Organisms,” in Ocean Deoxygenation: Everyone’s Problem, ed. D. Laffoley and J. M. Baxter (Gland, Switzerland: IUCN, 2019), 461.

 

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