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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