martes, mayo 30, 2017

ACIDIFICACION DEL OCEANO ARTICO

En entradas anteriores hemos tratado el tema de la acidificación de los océanos (ver entrada), pero en este caso nos vamos a centrar en un caso real, la disminución del pH en aguas del Océano Ártico.
Los cambios físico-químicos producidos a consecuencia del cambio climático global han producido grandes variaciones en el Océano Ártico, como pueden ser la disminución de la cobertura de hielo, el aumento de la temperatura superficial, la entrada de agua desde el Océano Pacífico, la producción primaria y la concentración de CO2. Con los datos disponibles en diversos proyectos, se ha estudiado la acidificación del Océano Ártico, demostrando que es uno de los océanos más vulnerables a grandes cambios en el sistema atmósfera-tierra. De hecho, estudios recientes demuestran que  la acidificación de las aguas superficiales debido a la entrada de CO2 atmosférico, el deshielo y el afloramiento de aguas sub-superficiales (Bates et al., 2009; Mathis et al., 2012; Robbins et al., 2013; Yamamoto-Kawai et al., 2009), acompañado de la acidificación de esas aguas sub-superficiales por la entrada de aguas del Pacífico, afectan a cambios a gran escala temporal (Steinacher et al., 2009).
En un estudio  reciente, Qui et al. (2017) estudiaron el estado de saturación de la aragonita en el Océano Ártico superficial (por encima de los 300 m). La estimación del estado de saturación de la aragonita se puede llevar a cabo a partir de medidas de la Alcalinidad total y del Carbono Inorgánico Disuelto. Estos autores demuestran que la parte Oeste del Ártico tiene un estado subsaturado de aragonita desde 1994 que nunca va más al norte de los 80 ºN, pero a partir de 2008, las aguas subsaturadas alcanzan zonas más alejadas, hasta los 85 ºN. Estos cambios se deben a la mayor entrada de CO2 desde la atmósfera, a la menor cobertura de hielo que permite, entre otros factores, aumentar el flujo de agua que entra desde el Pacífico.
En definitiva, el Océano Ártico se está acidificando más rápido que el Pacífico y el Atlántico. Ahora falta entender como está afectando este cambio tan rápido en la química de los metales traza, en los ciclos biogeoquímicos y en la dinámica de los ecosistemas.

Distribución latitudinal del estado de saturación de la
aragonita en el Océano Ártico Occidental para los
años 1998 y 2008-2010, respectivamente (Qi et al., 2017)



Referencias

Bates, N. R., Mathis, J. T., & Cooper, L. W. (2009). Ocean acidification and biologically induced seasonality of carbonate mineral saturation states in the western Arctic Ocean. Journal of Geophysical Research: Oceans114(C11).

Mathis, J. T., Pickart, R. S., Byrne, R. H., McNeil, C. L., Moore, G. W. K., Juranek, L. W., ... & Cross, J. N. (2012). Storminduced upwelling of high pCO2 waters onto the continental shelf of the western Arctic Ocean and implications for carbonate mineral saturation states. Geophysical Research Letters39(7).

Qi, D., Chen, L., Chen, B., Gao, Z., Zhong, W., Feely, R. A., ... & Zhan, L. (2017). Increase in acidifying water in the western Arctic Ocean. Nature Climate Change7(3), 195-199.

Robbins, L. L., Wynn, J. G., Lisle, J. T., Yates, K. K., Knorr, P. O., Byrne, R. H., ... & Takahashi, T. (2013). Baseline monitoring of the western Arctic Ocean estimates 20% of Canadian basin surface waters are undersaturated with respect to aragonite. PloS one8(9), e73796.

Steinacher, M., Joos, F., Frolicher, T. L., Plattner, G. K., & Doney, S. C. (2009). Imminent ocean acidification in the Arctic projected with the NCAR global coupled carbon cycle-climate model.


Yamamoto-Kawai, M., McLaughlin, F. A., Carmack, E. C., Nishino, S., & Shimada, K. (2009). Aragonite undersaturation in the Arctic Ocean: effects of ocean acidification and sea ice melt. Science326(5956), 1098-1100.

jueves, mayo 18, 2017

INTERACCIONES ENTRE METALES ESENCIALES Y NUTRIENTES CON EL FITOPLANCTON

El hierro (Fe) es esencial para los microorganismos marinos, especialmente para el fitoplancton que tiene una alta demanda de Fe en su aparato fotosintético. La concentración del Fe intracelular es alrededor de 4-6 veces mayor que la del Fe que existe en el agua de mar (Morel and Price, 2003), por lo que los organismos deben emplear una alta energía como también buscar adaptaciones que mejoren la captación de este Fe. La naturaleza hace que, además, haya interacciones entre los metales y los nutrientes esenciales.

En primer lugar, el Fe y el Cu. Tal como hemos estudiado (Gonzalez et al, 2016), la presencia de Cu hace que la oxidación de Fe(II) en agua de mar sea más rápida, por lo que el tiempo de residencia disminuye de forma significativa, limitando así el uso de Fe(II) por los microorganismos. Por otro lado, también existe la teoría de la colimitación por Fe y Cu, pero solo ha sido demostrada en estudios de laboratorio (Coale, 1991; Peers et al., 2005). En condiciones limitantes por Fe, los organismos utilizan enzimas ricas en Cu para luchar contra esa deficiencia. Además, también pueden excretar ligandos orgánicos que sean capaces de complejar Fe, Cu e incluso reducir Fe en agua de mar para mejorar su biodisponibilidad (Sunda, 1975).

Por otro lado, el Fe y el Manganeso (Mn), también tienen efectos competitivos vía la superóxido dismutasa (SOD, una enzima que cataliza la transformación de superóxido en oxígeno y peróxido de hidrogeno). En condiciones limitantes de Fe, la Mn-SOD debe reemplazar a la Fe-SOD para compensar esa falta de Fe. De hecho, Peers and Price (2004) demuestran que hay un efecto sinérgico cuando añaden ambos metales a cultivos de fitoplancton.


Otro ejemplo es la interacción entre Fe y nitrógeno (N), donde el requerimiento de Fe por el fitoplancton está altamente afectado por la fuente de nitrógeno (Maldonado and Price, 1996; Price et al., 1991). Estos estudios se hicieron más importantes durante las experiencias de fertilización por Fe, donde se mostró que el nitrógeno puede estar limitando diferentes zonas del océano. De hecho, se ha demostrado que la actividad de las enzimas nitrato y nitrito reductasa del fitoplancton eucariota disminuye en condiciones limitantes por Fe (Timmermans et al., 1994; Milligan and Harrison, 2000).

Resumen de las interacciones intracelulares entre Fe, N, Mn, Cu 
y luz con el fitoplancton (Schoffman et al., 2016)

Referencias

Coale, K. H. (1991). Effects of iron, manganese, copper, and zinc enrichments on productivity and biomass in the subarctic Pacific. Limnology and Oceanography, 36(8), 1851-1864.

González, A. G., Pérez-Almeida, N., Santana-Casiano, J. M., Millero, F. J., & González-Dávila, M. (2016). Redox interactions of Fe and Cu in seawater. Marine Chemistry, 179, 12-22.

Maldonado, M. T., & Price, N. M. (1996). Influence of N substrate on Fe requirements of marine centric diatoms. Marine Ecology Progress Series, 141, 161-172.

Milligan, A. J., & Harrison, P. J. (2000). Effects of nonsteadystate iron limitation on nitrogen assimilatory enzymes in the marine diatom Thalassiosira weissflogii (Bacillariophyceae). Journal of Phycology, 36(1), 78-86.

Morel, F. M. M., & Price, N. M. (2003). The biogeochemical cycles of trace metals in the oceans. Science, 300(5621), 944-947.
Peers, G., & Price, N. M. (2004). A role for manganese in superoxide dismutases and growth of irondeficient diatoms. Limnology and Oceanography, 49(5), 1774-1783.

Peers, G., Quesnel, S. A., & Price, N. M. (2005). Copper requirements for iron acquisition and growth of coastal and oceanic diatoms. Limnology and oceanography, 50(4), 1149-1158.

Price, N. M., Andersen, L. F., & Morel, F. M. (1991). Iron and nitrogen nutrition of equatorial Pacific plankton. Deep Sea Research Part A. Oceanographic Research Papers, 38(11), 1361-1378.
Schoffman, H., Lis, H., Shaked, Y., & Keren, N. (2016). Iron–Nutrient Interactions within Phytoplankton. Frontiers in plant science, 7.

Sunda, W. (1975). The relationship between cupric ion activity and the toxicity of copper to phytoplankton (Doctoral dissertation, Massachusetts Institute of Technology and Woods Hole Oceanographic Institution).

Timmermans, K. R., Stolte, W., & Baar, H. D. (1994). Iron-mediated effects on nitrate reductase in marine phytoplankton. Marine Biology, 121(2), 389-396.

miércoles, mayo 03, 2017

¿DE DÓNDE VIENE EL HIERRO DE LOS OCÉANOS?

Como ya se ha descrito anteriormente en este blog, el hierro (Fe) es un elemento esencial para la vida de los microorganismos marinos. En cambio el Fe se encuentra en el océano en concentraciones muy bajas, del rango de subnanomolar, haciendo que la producción primaria  del 30-40% de los océanos mundiales esté limitada por Fe. En cambio, el Fe es el cuarto elemento mas abundante de La Tierra. El núcleo del planeta está compuesto de hierro.

En el océano actual, un océano con alta concentración de oxígeno, el Fe(II) se oxida rápidamente a Fe(III), el cual es insoluble en agua de mar y precipita en forma de Fe-oxi(hidróxido), haciendo que estos precipitados se vayan desde la superficie hacia el océano, creando una deficiencia de Fe en las aguas superficiales.

La dinámica del ciclo biogeoquímico del Fe es muy importante, por lo que el conocimiento de sus fuentes hacia el océano, tanto costero como abierto, es necesario.

En las zonas costeras, las fuentes principales de Fe son el agua de los ríos y la resuspensión de los sedimentos del fondo. La lluvia también es un aporte relevante de Fe, principalmente de Fe(II) (Kieber et al., 2001).

Al océano abierto, el Fe llega principalmente por la deposición del polvo atmosférico, lluvia, los volcanes submarinos, las fuentes hidrotermales y la mezcla turbulenta de sedimentos (Conway et al., 2014).


Las fuentes de Fe al océano pueden ser identificadas por la señal de los isotopos estables de Fe, principalmente por 56Fe, que persiste en la columna de agua. Así se puede estimar la contribución de cada fuente a la concentración de Fe total disuelto en el océano. En el caso del Atlántico Norte, el polvo Sahariano es la fuente dominante de Fe, con un 71-87% del Fe disuelto. Otras fuentes como la disolución de sedimentos en el margen Africano (1-4%), la fuente hidrotermal en la dorsal medio Atlántica (2-6%) contribuyen al aporte de Fe al océano Atlántico (Conway et al., 2014).


Figura. Distribución de Fe disuelto en los océanos mundiales (GEOTRACES).



Referencia

Conway, T. M., & John, S. G. (2014). Quantification of dissolved iron sources to the North Atlantic Ocean. Nature, 511(7508), 212-215.

Kieber, R. J., Williams, K., Willey, J. D., Skrabal, S., & Avery, G. B. (2001). Iron speciation in coastal rainwater: concentration and deposition to seawater. Marine chemistry, 73(2), 83-95.