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Hace 66 millones de años

Imagen de portada: fósiles de ammonites (Speetoniceras sp.). [Autor: Daderot (Wikimedia)].

«Gee, I wish we had one of them doomsday machines…»

Dr. Strangelove (1964).

Leyendo artículos científicos uno se encuentra a veces expresiones y palabras sin traducción directa del inglés. Una de ellas es Strangelove ocean, en referencia a la mítica película «Dr. Strangelove» (¿Teléfono rojo? viajamos hacia Moscú), de Stanley Kubrick (1964).

Peter Sellers caracterizado como el Dr. Strangelove en esta fabulosa sátira antibelicista. La cita que escogí para el comienzo de la entrada me parece desternillante. Aquí tienen la escena para entenderla (min 3:33).

El Dr. Strangelove es un científico que trabajó para los nazis y luego como director de las investigaciones y desarrollo de armamentos de E.E.U.U. Él es quien confirma la posibilidad de que la U.R.S.S. posea el «artefacto definitivo» («doomsday machine»), una bomba nuclear que arrasaría la vida sobre La Tierra.

Dicha escena ocurre durante el gabinete de crisis reunido en el Pentágono.

Pero una catástrofe similar también podría llegar del espacio y de hecho originó la última extinción masiva en La Tierra. Hace unos 66 millones de años el impacto del asteroide de Chicxulub (Yucatán, México) provocó lo que se conoce como un invierno nuclear: oscuridad prolongada.

Si por algo es famoso aquel cataclismo es porque finiquitó a los dinosaurios. Una extinción en masa, aunque selectiva, al final del Cretácico, que acabó con el 70% de las especies sobre el planeta. Ello incluye a los ammonites y al nanoplancton calcáreo responsable de los depósitos de carbonato cálcico (creta) que dieron nombre a dicho período.

Los restos geológicos indican tsunamis, incendios y terremotos devastadores, pero las causas que llevaron a la extinción masiva de la vida en tierra y mar son menos evidentes. Una explicación propuesta en los años 80′ fue la del colapso de la fotosíntesis en el océano: Strangelove ocean (océano muerto).

Los motivos: el bloqueo de la luz solar tras el cataclismo impidió la fotosíntesis en el océano por las cenizas y gases emitidos a la atmósfera. Sin mencionar la destrucción temporal de la capa de ozono, calentamiento global, lluvia ácida y brusca acidificación del océano.

El cráter de Chicxulub tiene 200 km de diámetro. Fuente: ptcy.com.mx

El indicio: la caída del gradiente de δ¹³C característico entre las conchitas de foraminíferos planctónicos (que habitan en la capa superior del océano) y bentónicos (en el fondo).

Dicho gradiente se mantiene por efecto de la fotosíntesis de las microalgas y refleja también la eficiencia de la bomba biológica de carbono (es decir: el carbono orgánico exportado desde la superficie al fondo del océano). Por tanto su caída se interpretó como el colapso de la fotosíntesis.

Para entender esto del gradiente vamos a explicar tres cosas, por este orden: 1) qué es el δ¹³C, 2) qué efecto que tiene sobre él la fotosíntesis y 3) qué indica el δ¹³C de las conchitas de los foraminíferos.

  1. δ¹³C es la diferencia entre los isótopos ¹³C y ¹²C. Su abundancia relativa es 98,89% para el ¹²C y 1,10% para el ¹³C. El resto es ¹4C (radiactivo y minoritario). Si una muestra está enriquecida en ¹²C su δ¹³C será, en consecuencia, menor. Aquí tienen la fórmula: δ¹³C=[(¹³C-¹²C)muestra/ (¹³C-¹²C)estándar]x1000‰
  2. Las microalgas cuando incorporan CO2 en la fotosíntesis discriminan a favor del isótopo ligero ¹²C, retirándolo así del agua y enriqueciendo a esta en ¹³C. Resultado: el agua superficial tiene δ¹³C más altos en comparación a las aguas profundas. Además, la remineralización de la materia orgánica procedente del fitoplancton (carbono orgánico exportado) libera nuevamente el ¹²C al agua disminuyendo el δ¹³C profundo.
  3. El δ¹³C en las conchas de los foraminíferos refleja el δ¹³C de las aguas en las que habitan.

Estas tres cuestiones nos ayudan a entender el gradiente de δ¹³C entre especies planctónicas y bentónicas de foraminíferos. En un océano vivo, el δ¹³C de las conchas planctónicas es superior a las bentónicas debido a la producción primaria y a la exportación de la materia orgánica al fondo.

Tras el impacto en el Yucatán, el gradiente de δ¹³C entre las conchas planctónicas y bentónicas se redujo drásticamente debido exclusivamente a la disminución del δ¹³C en las planctónicas. Este fue el indicio en el que se basó la hipótesis del Strangelove ocean (océano muerto: sin fotosíntesis).

Sin embargo, los foraminíferos bentónicos (a diferencia de los planctónicos), no sufrieron extinciones. Y esto no cuadra con un Strangelove ocean dado que su supervivencia depende estrechamente de la materia orgánica que cae desde la superficie: del fitoplancton.

Imagen SEM de un cocolito perteneciente a microalgas calcáreas del período Cretácico (origen: Folkestone Chalk). Fuente: age.fotostock

Alegret y col. (2012) propusieron otra hipótesis: la brusca acidificación (y no la oscuridad, que habría durado 1-2 años), fue el motivo de la extinción masiva de la vida en el océano, afectando al nanoplancton calcáreo y al resto del ecosistema en cascada.

La reducción del gradiente de δ¹³C entre foraminíferos planctónicos y bentónicos indicaría una reducción moderada y regional de la materia orgánica exportada (bomba biológica menos eficaz), pero no de la producción primaria que se habría recuperado rápidamente.

De lo contrario la catástrofe para la vida habría sido aún mayor y los foraminíferos bentónicos se habrían extinguido masivamente.

¿Y cómo afecta al δ¹³C el hecho de que la bomba biológica sea menos eficaz? Si la materia orgánica se remineraliza en aguas superficiales (y no se exporta tanto al fondo) el ¹²C se libera más en dicha zona y se reduce el gradiente de δ¹³C entre foraminíferos planctónicos y bentónicos.

La propia Laia Alegret explicó con lujo de detalles el tema de la acidificación al final del Cretácico y sus trabajos sobre foraminíferos en una entrevista reciente en Ciencia.es (Eventos climáticos y de extinción a través de los microfósiles).

Laia Alegret es paleontóloga y profesora titular en el departamento de Ciencias de La Tierra (Universidad de Zaragoza). Fuente: Ciencia.es

La oscuridad de aquel invierno nuclear habría durado 1-2 años, a lo sumo. Y la acidificación del océano afectó solo a la capa superficial con extinciones catastróficas y rápidas tras el impacto del asteroide.

La desaparición asociada del nanoplancton calcáreo facilitó que otros grupos de microalgas, como los dinoflagelados, aprovechasen las condiciones eutróficas del nuevo océano para proliferar.

Los efectos sobre la diversidad de las comunidades marinas se prolongaron en el tiempo cientos de miles de años, a diferencia de la extinción masiva e inmediata.

El desequilibrio ecológico y la pérdida de diversidad en el plancton habría disminuido la eficacia de la bomba biológica, aunque con grandes diferencias a nivel local en los océanos.

A esta segunda hipótesis se la denominó luego océano heterogéneo: reducción regional de la bomba biológica.

Una tercera hipótesis es la del oceáno vivo: recuperación global de la productividad primaria y reducción global de la bomba biológica como explicación de la disminución del gradiente de δ¹³C.

Todo esto sigue siendo objeto de estudio y de debate. En 2019 Henehan y col. publicaron los resultados de un modelo y datos experimentales que darían la razón a un escenario intermedio: reducción global de la productividad primaria y de la bomba biológica.

Según estos autores la hipótesis del océano vivo no bastaría por sí sola para explicar los resultados obtenidos a partir de los fósiles de foraminíferos.

Además de una intensa remineralización de la materia orgánica en superficie sería también necesaria una reducción global del 50% en la productividad primaria para explicar la evolución de los gradientes de δ¹³C y de pH estimados en aquel océano que renacía de sus cenizas nunca mejor dicho tras el invierno nuclear.

Referencias:

  • Alegret A. y col. End-Cretaceous marine mass extinction not caused by productivity collapse. Proc. Natl. Acad. Sci. U.S.A. 109:728–732 (2012).
  • Henehan M.J. y col. Rapid ocean acidification and protracted Earth system recovery followed the end-Cretaceous Chicxulub impact. Proc. Natl. Acad. Sci. U.S.A. 116:22500-22504 (2019).
  • Vellekoop J. y col. Ecological response to collapse of the biological pump following the mass extinction at the Cretaceous-Paleogene boundary. Biogeosciences Discuss. doi:10.5194/bg-2016-275 (2016).

La pócima de la bruja

Hoy hablaremos de océanos más ácidos y blooms de algas tóxicas en respuesta al aumento del CO2

Los océanos absorben un 30% del dióxido de carbono procedente de la quema de combustibles fósiles y aunque el fitoplancton nos haga el favor de capturar una parte, la fracción disuelta restante ocasiona la acidificación del mar.

Limacina helicina. Fuente: coaching-netz.info

En concreto, el pH medio de los océanos ha descendido 0.1 unidades en el último siglo, una tasa sin precedentes en los últimos 65 millones de años. Malas noticias para los organismos marinos que fabrican estructuras calcáreas porque aumenta la solubilidad de las 3 formas de carbonato cálcico (calcita, carbonato de magnesio y aragonito) que pueden integrar sus conchas y esqueletos.

Tal es el caso de nuestros losers de hoy: las mariposas marinas como Limacina helicina, un pterápodo cuyas conchas de aragonito se estima que se disolvían por causas naturales (es decir, época preindustrial) en el 20% de la población en el ecosistema de afloramiento de la corriente de California. Ello se debe a que en las zonas de afloramiento ascienden aguas ricas en CO2, más ácidas pues…

Pero a este fenómeno natural se ha sumado el aumento antropogénico del CO2 y en 2011 un estudio registró la disolución del 53% de los individuos entre 0-100 metros de profundidad (Bednaršek y col. 2014).

Efectos de la acidificación sobre conchas de Limacina helicina. Fuente: NOAA.

De seguir el mismo ritmo de subida del CO2 estos autores predicen que en 2050 la disolución alcanzará al 70% de las Limacinas en dicha región.

La acidificación del mar es consecuencia del calentamiento global y sus efectos interaccionan con el aumento de temperatura e hipoxia en distintas regiones oceánicas, poniendo en un brete a seres vivos como corales, moluscos, crustáceos y peces.

Para fabricar estructuras calcáreas hay que invertir energía –más si cabe cuando las condiciones son desfavorables por culpa de la acidificación– y ello repercute sobre el crecimiento y la viabilidad de dichos organismos.

Pero las Limacinas no preocupan tanto como las posibles consecuencias de la acidificación sobre especies de interés comercial: existen estimaciones de una caída del 10-25% en la cosecha de moluscos en 2060 en EEUU (Cooley & Dooney, 2009), debida entre otros a una menor supervivencia de las fases tempranas de desarrollo en dichos organismos.

Las microalgas tampoco se libran. Aunque algunas fabrican estructuras calcáreas como los cocolitofóridos, en principio responden positivamente al incremento de CO2 que utilizan en la fotosíntesis. ¿Pero cuáles podrían ser las consecuencias de dicho incremento?

Un trabajo reciente en las Islas Canarias ha lanzado un primer aviso. Riebesell y col. (2018) estudiaron la evolución del plancton durante 2 meses en bolsas de mesocosmos de 35.000 litros con 3 niveles de CO2. El nivel más alto coincidía con los valores esperados de CO2 en el año 2100 según el peor escenario del IPCC (RCP 8.5), que se ajusta a la tendencia actual…

Vicicitus globosus. Fuente: F.H. Chang (2015).

Pues bien, en el nivel intermedio apareció de la nada una microalga tóxica, nuestro winner de hoy: Vicicitus globosus (conocida hasta 2012 como Chattonella globosa).

La población de V. globosus declinó a mitad de experimento en el nivel intermedio; pero en el nivel más alto de CO2 estalló un bloom que perturbó la composición del plancton inhibiendo el crecimiento del zooplancton.

Vicicitus es una dictiocofícea de naturaleza ictiotóxica, responsable de muertes en cultivos y poblaciones salvajes de peces en países como Japón. Un aviso pues sobre la dirección que podrían tomar los cambios en las comunidades de fitoplancton en respuesta al aumento de CO2.

No obstante, a las microalgas les afectarán múltiples factores además de la acidificación, como la luz, temperatura y nutrientes en la capa de mezcla superficial que ocupan en el océano. Nos movemos en un mar de incertidumbre sobre la magnitud y dirección de los cambios en la productividad primaria, crucial para los ecosistemas marinos y los recursos pesqueros del futuro.

Cambios previstos en las propiedades físico-químicas de la capa de mezcla superficial y aguas profundas, asociados al calentamiento global. Fuente: Pörtner y col. (2014).

La mayoría de modelos oceanográficos predicen una mayor estratificación en el océano y el adelgazamiento de la capa de mezcla superficial. Si esto es así, el grueso de poblaciones de fitoplancton estarán expuestas a luces (y temperaturas) más elevadas.

Los modelos también predicen una intensificación del gradiente de densidad que separa la capa de mezcla frente a las aguas más profundas ricas en nutrientes, lo cual reduciría su flujo hacia la superficie.

¿Y esto es bueno o malo? pues depende…

Dicho escenario tendría en teoría un efecto negativo en latitudes subtropicales, extendiendo las condiciones oligotróficas del océano abierto y reduciendo la productividad primaria en latitudes medias.

Pero una mayor estabilidad en latitudes altas, unida al deshielo en zonas polares, podría prolongar el período de crecimiento y resultar beneficiosa para el desarrollo del fitoplancton.

Todo esto tiene mucho que ver con una noticia que publicó el diario El País con el titular «El mar está cambiando de color» [6-II-2019], a raíz del estudio «Ocean colour signature of climate change» de Dutkiewicz y col. (2019).

Cambios en (a) la clorofila (mg m-3) y (b) la comunidad de fitoplancton (índice Bray-Curtis: 1 indica poblaciones completamente nuevas) en el año 2100. Fuente: Figura 4 (Dutkiewicz y col. 2019).

La luz reflejada por el océano depende en gran medida del fitoplancton, pero también de otras partículas en suspensión, de la materia orgánica disuelta y de la propia agua.

La particularidad de las microalgas es que poseen pigmentos que absorben en todo el rango de luz visible, pero el dominante –la clorofila a– absorbe intensamente en el azul (∼440 nm) y apenas tiene influencia sobre el verde (∼550 nm).

Por ello cuando hay mucho fitoplancton las longitudes de onda azules quedan atrapadas en la tela de araña de las moléculas de clorofila y notamos un tono verdoso en el agua.

Y al contrario: en áreas oligotróficas pobres en fitoplancton el azul se refleja y observamos un eléctrico azul marino.

Esos cambios de color en el océano podrían servir para alertar de manera temprana sobre los efectos del calentamiento global mediante satélite. Sin embargo, lo que explican Dutkiewicz y col. es que serán sutiles y poco significativos durante el s.XXI respecto a la variabilidad natural.

Porcentaje de cambios significativos en el área total del océano. (a y b) distintas estimaciones de clorofila a mediante satélite, (c) detritus, (d) materia orgánica disuelta, (e) índice Bray-Curtis (cambios en la comunidad de fitoplancton), (f) cambios de color (más azul o más verde), (g) longitudes de onda en el espectro visible (destaca la señal intensa en el rango 487-512 nm). Fuente: Figura 10 (Dutkiewicz y col. 2019).

No obstante, además de la clorofila a, los distintos grupos de fitoplancton poseen una gran diversidad de pigmentos y el cambio climático tendrá efectos significativos en la composición y estructura de tamaños de la comunidad de fitoplancton.

¿Podemos detectar estos efectos de alguna manera? SÍ.

Dutkiewicz y col. identificaron una ventana de longitudes de onda (487-512 nm) que en su modelo exhibe señales de cambio a corto plazo –y significativas– en la luz reflejada del océano a lo largo del s.XXI.

Esas señales estarían relacionadas con los cambios en la composición del fitoplancton y sus pigmentos.

Por tanto, no es que vayamos a ver el mar de otro color sino que deberíamos fijarnos en los datos de satélite a esas longitudes de onda para anticipar los efectos del cambio climático. O dicho de otro modo, para ver dónde empieza a burbujear la pócima…

Referencias

-Bednaršek, N. y col. Limacina helicina shell dissolution as an indicator of declining habitat suitability owing to ocean acidification in the California Current Ecosystem. Proc. R. Soc. B281: 20140123 (2014).
-Cooley, S.R. & Doney, S.C. Anticipating ocean acidification’s economic consequences for commercial fisheries. Environmental Research Letters, 4(2), 024007 (2009).
-Dutkiewicz S. y col. Ocean colour signature of climate change. Nature Communications, https://doi.org/10.1038/s41467-019-08457-x (2019).
-Hoegh-Guldberg, O.R. y col. The Ocean. In: Climate Change 2014: Impacts, Adaptation, and Vulnerability. Part B: Regional Aspects. Contribution of Working Group II to the Fifth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change [Barros, V.R. y col. (eds.)]. Cambridge University Press, Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA, pp. 1655-1731. (2014).
-Pörtner H.-O. y col. Ocean systems. In: Climate Change 2014: Impacts, Adaptation, and Vulnerability. Part A: Global and Sectoral Aspects. Contribution of Working Group II to the Fifth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change [Field, C.B. y col. (eds.)]. Cambridge University Press, Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA, pp. 411-484 (2014).
-Riebesell U. y col. Toxic algal bloom induced by ocean acidification disrupts the pelagic food web. Nature Climate Change, https://doi.org/10.1038/s41558-018-0344-1 (2018).