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Como se encuentran los elementos mayores en el océano
El cloro y el sodio son los constituyentes fundamentales del agua del mar y
se encuentran en forma de cloruro de sodio que se conoce como la sal
común. Representa el 80 por ciento de las sales en solución.
Esta cantidad y composición del cloro y el sodio en el agua del mar es muy
semejante a la de los líquidos orgánicos como la sangre, los líquidos
viscerales que forman el medio interno de los animales y que juegan un
papel decisivo en la fisiología, es decir, en las funciones de estos seres
vivientes.
Después del cloro y el sodio, el magnesio es el elemento más
abundante en el agua del mar, se encuentra en una relación
constante respecto al cloro. Se combina con otros elementos
formando cloruro de magnesio, sulfato de magnesio y bromuro de
magnesio y está presente en el esqueleto de algunos organismos
marinos. La extracción a escala industrial de estas sales apenas
se inicia.
La cantidad de calcio que contienen las aguas oceánicas es menor que la de
los elementos anteriores y su relación con el cloro permanece
relativamente constante. Este calcio, combinándose con los carbonatos,
constituye la estructura del esqueleto calizo, interior o exterior, de un
gran número de organismos, como los foraminíferos, pequeños animales
del plancton marino, los corales y las algas marinas que viven en el fondo
del mar y que forman el bentos; también se encuentran en los caparazones
de los crustáceos y en la concha de los moluscos. Al morir estos
organismos sus esqueletos caen al fondo, en donde llegan a formar
acumulaciones submarinas de calcio de gran extensión.
El calcio en el mar presenta una extraordinaria movilidad determinada por
la abundancia y distribución de estos organismos oceánicos, debido a que
el calcio concentrado por los seres vivos para formar su esqueleto o su
caparazón se disuelve lentamente una vez muertos y de esta manera se
mantiene constante la cantidad de calcio en el mar a causa de este
comportamiento cíclico.
Tipo de Organismo
Mineralogía más
común
CaCO3
(moles %)
MgCo3
(moles %)
SrCO3
(moles %)
Foraminíferos
Calcita
77-99
<1.2-19
0.249
Esponja calcárea
Calcita
71-85
0.08-0.7
0.079
Corales seleractinios
Aragonita
98-99
5.9-16.7
.911
Ocatacorales
Calcita
73-99
0.4-19
0.264
Equinoideos
Calcita
78-92
4.8-19
0.229
Crinoideos
Calcita
83-92
8.3-19
0.167
Asteroideos
Calcita
84-91
10.7-19
0.154
Ofiuroides
Calcita
83-91
0.2-13.1
0.262
Briozario
Calcita, aragonita
63-97
0.2-13.1
0.262
Braquiópodos
calcáreos
Calcita
89-99
0.6-10.7
0.13
Braquiópodos
fosfáticos
Quitinofosfática
?-8
2.4-8.3
------
Gusanos anélidos
Calcita, aragonita
83-94
7.1-20.2
0.484
Pelecípodos
Calcita, aragonita
98.6-99.8
0-3.6
0.177
Gasterópodos
Calcita, aragonita
96.6-99.9
0-2.4
0.160
Cefalópodos
Aragonita
93.8-99.5
Traza-0.4
0.337
Crustáceos
Calcita, fosfato de
calcio
29-83
1.2-19
0.392
Algas calcáreas
Calcita, aragonita
65-88
8.3-35
0.221
El azufre se encuentra en forma de sulfatos, compuestos cuya concentración
varía poco, aunque pueden cambiar notablemente sus proporciones en las
aguas próximas al litoral debido a la influencia de las aguas fluviales, más
ricas en sulfatos que las marinas. En cuencas oceánicas más o menos
cerradas, como el Mar Negro, existen bacterias que para respirar no
necesitan oxígeno, reducen los sulfatos marinos y los hacen precipitarse al
fondo en forma de sulfuros.
Utilidad de la formación de pirita como indicador de paleoambientes
Dado a que los sulfuros de Fe son el resultado de la reducción
bacteriana de sulfato en medios ambientes anóxicos, su presencia
representa un medio ambiente reducido.
En medios ambientes de agua dulce, bajas concentraciones de
sulfato disuelto causan que cantidades relativamente pequeñas de
sulfuros de Fe sean precipitadas.
En medios ambientes euxínicos, la formación de sulfuros de Fe se
presenta tanto en la columna den los sedimentos, dando como
resultado concentraciones más altas de minerales sulfurados.
En sedimentos marinos normales, el contenido de carbono orgánico
generalmente controla la formación de los sulfuros de Fe. Sin
embargo, en sedimentos marinos con altas concentraciones de
carbono orgánico o bajas concentraciones de Fe reactivo, el
potencial de formación de sulfuros de Fe está limitado por el
abastecimiento de Fe reactivo o sulfato.
En medios ambientes con bajas concentraciones de carbono
orgánico (<0.5%), la respiración óxica generalmente predomina y poco
sulfuro de Fe precipita.
La reducción de sulfato en la columna de agua de una cuenca euxínica
puede promover la formación de minerales sulfurados y, de esta
manera, producir una razón baja de C/S comparada con la de un medio
ambiente marino normal.
Los sedimentos marinos normales están caracterizados por una razón
en peso casi constante de carbono orgánico a S-pirita (C/S) de » 2.8.
Debido a las bajas concentraciones de sulfato en sedimentos de agua
dulce, su razón C/S es usualmente mucho mayor que la de sedimentos
marinos normales.
Es debido a lo anterior que las razones carbono a S-pirita han sido
establecidas como una herramienta susceptible de ser usada para la
interpretación de paleomedios ambientes.
Los microorganismos pueden ser particularmente importantes en
influenciar las velocidades de muchas reacciones geoquímicamente
importantes. Por ejemplo, cálculos termodinámicos indican que el ión
sulfato debería ser reducido a sulfuro por la materia orgánica en
ausencia de oxígeno. Sin embargo, esta reacción se sabe que no ocurre a
temperaturas y presiones existentes en la superficie de la tierra,
excepto cuando es mediada biológicamente.
La reducción biológica de sulfato puede presentarse en la columna de
agua como resultado del consumo desmedido de oxígeno o debido a
circulación pobre. Dos de los medios ambientes de este tipo que han
sido bien estudiados son el Mar Negro y la Cuenca de Cariaco, aunque
existen un sinnúmero de estuarios, lagunas y fjordos que presentan
este mismo tipo de fenómeno.
La reducción de sulfato en la columna de agua, aunque importante
localmente bajo las condiciones geoquímicas presentes, podría haber
sido mucho más importante en el pasado geológico.
Debajo de la columna de agua, sin embargo, las condiciones anóxicas
son frecuentemente establecidas en, o justo debajo de la interfase
sedimento-agua.
Los productos metabólicos de las bacterias involucradas en la
reducción de sulfato (CO2, H2S, NH3, PO4) son químicamente reactivos
e influirán, por lo tanto, en los procesos diagenéticos subsecuentes.
Precipitación de sulfuros metálicos, precipitación de carbonatos,
modificación de pH, y control de la producción de metano están
asociados con la actividad bacteriana.
Además de producir modificaciones en la química del agua
intersticial y los sedimentos, la transferencia de sulfato del agua de
mar a los sedimentos durante la reducción de sulfato es un
mecanismo importante que ayuda a mantener una composición
relativamente constante del agua de mar a través de la remoción del
azufre agregado al océano por los ciclos de erosión de largo plazo.
el potasio, es el sexto elemento en abundancia. Tiene su relación constante
con el cloro. En las zonas litorales la cantidad de potasio puede
modificarse al ser asimilado por los vegetales marinos que tapizan el
fondo costero. En la cantidad de potasio también intervienen otros
factores como: aportes de agua dulce, presencia en el agua del mar de
sustancia orgánica en descomposición llamada detritus y formación de
compuestos arcillosos.
Bromo: presente como bromuro en una relación constante con el cloro.
Boro: Se encuentra en el agua de mar en concentraciones
sorprendentemente altas en relación constante con la clorinidad.
Aparentemente está presente como acido bórico sin disociar; la cantidad de
boro es importante pues influye el equilibrio de los carbonatos, también es
concentrado por ciertos organismos.
Sílice: se encuentra en forma de silicatos, aunque no forma parte de
moléculas orgánicas, es un elemento imprescindible en la formación de
exoesqueletos de diatomeas, radiolarios, silicoflagelados. En los mares
cálidos del Océano Pacífico los sedimentos son de origen silíceo. Entre los
50 y 60 de latitud sur los restos de frustulas de diatomeas provocan
extensas áreas de depositacion. La solubilidad del sílice en el agua de mar es
del orden de 50 ml/l y su asimilación es dependiente de la luz (Azam, 1976)
siendo sólo el 44% en la oscuridad.
La principal fuente de sílice son los escurrimientos por ríos, la cantidad
que penetra a los océanos es estimada en 2.0*10 gr por ríos y 4.5*10 por
intemperismo de rocas anualmente.
Las variaciones de sílice en la zona costera son más grandes, debido al
alto contenido de sílice en estas áreas provocado principalmente por el
drenaje terrestre, corrientes de surgencia (Upwelling), desenvolvimiento de
la termoclina, etc.
Flúor: Está presente en el agua de mar en menos de 1 mg/l como fluoruro, en
relación constante con la clorinidad. Se conoce poco el papel que desempeña en la
composición del agua de mar.
Aluminio: está presente en el agua de mar en muy pequeñas cantidades; las
partículas coloidales arrastradas por los ríos son fuentes de aluminio. La
concentración varía de 0.16 y 1.8 mg/l.
Litio: está presente en una concentración aproximada de 0.014 at-mg/lt.
Fósforo: el fósforo es un nutriente esencial que se encuentra en forma disuelta
(90%) y en forma particulada (3-7.5%) se presenta como:
P. orgánico soluble en ácido 3-15%
Fosfolipidos
Ortofosfatos
Oligopolianiones
Poli-P-RNa
4-29%
12-59%
3-11%
?
Yodo: se encuentra como yoduro; desempeña un papel muy importante en la
fisiología del hombre y animales terrestres; es concentrado marcadamente por
plantas marinas, y por muchos años las algas de mar se han usado como fuente
natural de yodo.
Arsénico: se conoce poco de este elemento, pero se sabe que algunos
organismos lo emplean en lugar de fósforo; se halla concentraciones de 9 a 22
g/lt.
Hierro: es un constituyente esencial de las plantas y también un factor
limitante de su producción. Una parte de hierro no esta en verdadera solución
y puede ser separada del agua por ultrafiltración; se reportan cantidades de
menos de 0.2 mg/lt de hierro como ferroso o ferrico; la cantidad total de
hierro es aproximadamente 10 veces esa cantidad; la cantidad total de hierro
en el plancton es de 16% del total del agua de mar; las diatomeas son capaces
de absorber hierro coloidal; se combina para formar arcillas, por lo que es
abundante en los sedimentos marinos. En aguas intracosteras, el contenido de
hierro es más alto que en el océano.
Cobre: la cantidad de cobre presente en el agua de mar probablemente esté
entre 0.02 y 0.2 at-g/lt. Es constituyente principal de muchos organismos
marinos y es considerado como un factor muy importante en el ciclo de los
ostiones, ya que se necesitan concentraciones relativamente altas para el
desarrollo de la larva.
GASES:
Oxígeno: el oxígeno es un gas primordial para la biota acuática, su
equilibrio en las capas superficiales se debe al intercambio con la atmósfera y
su difusión. El contenido de oxígeno en la atmósfera se debe principalmente
al aporte que mediante la fotosíntesis, hacen las algas marinas.
Una consecuencia de la productividad primaria es la creación de oxígeno,
que es exportado hacia otros sistemas y soporta la respiración de organismos
heterotróficos. Con base en la distribución del oxígeno en el agua, la columna
líquida puede dividirse en zona trofogénica y trofolítica. En el primer caso
existe mayor producción de oxígeno que consumo. La relación entre
respiración (R) y producción (P) es un índice común para determinar el estado
trófico de un cuerpo acuático.
Existen lugares donde no hay presencia de oxígeno, y es denominada área
anóxica; en estas zonas los procesos biológicos predominantes son los de
descomposición y reducción, principalmente bacterianas anaeróbicas.
Dióxido de carbono: el CO2 se encuentra en equilibrio entre las fases
acuáticas y la atmósfera, además de ser un producto final de la descomposición
durante el metabolismo de las bacterias y de los procesos respiratorios de
plantas y animales.
El carbono inorgánico como CO2 y HCO3 es la fuente primaria de carbón
para la fotosíntesis de las algas y plantas vasculares acuáticas. Esta utilización
está balanceada por la producción de CO2 y HCO3 por medio del agua que cae
de la atmósfera. La cantidad de carbono inorgánico puede ser de un factor
limitante para la fotosíntesis.
Los cuerpos acuáticos epicontinentales exhiben amplias variaciones en su
acidez y alcalinidad relativa, no sólo en los valores de pH sino en la cantidad
total de material disuelto que produce la acidez o alcalinidad. La concentración
de estos compuestos y la relación de uno con otro, determine el valor de pH
observado y la eficiencia de la amortiguación de un cuerpo de agua determinado.
Los efectos letales de la mayoría de los ácidos se presentan cuando el pH es
menor de 5 y la mayoría de los álcalis cerca de un pH de 9.5, aunque las
tolerancias de muchos organismos están considerablemente más restringidas
dentro de estos rangos de pH.
El CO2 es cerca de 200 veces más soluble que el oxígeno, la cantidad de
CO2 disuelto en el agua desde la atmósfera tiene una concentración aproximada
de 1.1 mg/lt a 0 C, 0.6 a 15C y 0.4 mg/lt a 30C.
Nitrógeno: se presenta en varias formas combinadas y como elemento
gaseoso, como ion combinado con materia orgánica disuelta y en los
organismos vivos. Su concentración varía de 0.1 a 10 at-g/lt. Se presenta
como nitrato NO3, nitrito N02 y amonio NH4.
Amonio: cuando la bibliografía se refiere a amonio debe entenderse como la
suma de amonio más amoníaco, los cuales están en equilibrio dependiendo del
pH, así tenemos que un pH de siete el NH3 es el 1% y a un pH 8 es el 10%. El
rango normal de la concentración de amonio varía de uno a 50 ^g-at/lt NNH4. El amonio es la forma preferida para la asimilación del nitrógeno por
parte del fitoplancton, y es el compuesto que aparece primero en los
procesos de descomposición de los organismos y de su metabolismo, por lo
que se considera que es un índice de actividad biológica.
Nitratos y nitritos: la principal reserva de nitrógeno, en el caso del océano, la
constituyen los nitratos, esto es que el amonio puede ser asimilado tanto en la
luz como en la oscuridad mientras que los nitratos lo son tan sólo en la luz
(Harvey, 1955). En la asimilación de los nitratos, el molibdeno juega un papel
primordial, esto hace que la asimilación de este compuesto sea proporcional a la
concentración de molibdeno. Cuando el fitoplancton se nutre principalmente de
nitratos, y no todo es asimilado sino que, parte es reducido a nitritos y cedido al
agua. El papel de los nitratos y nitritos está determinado por varios factores:
fijación de nitrógeno, asimilación de formas nitrogenadas, regeneración de
nitratos, variación estacional, relación: N:P.
*
Q
A
R
dA/dt= Q - R
En estado estacionario R = Q
t= A/R=A/Q