Oceanografía química




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fecha de publicación25.02.2016
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OCEANOGRAFÍA QUÍMICA

3º AÑO DE GRADO DE CIENCIAS DEL MAR
Seminario

Herramientas para el Estudio de la Geoquímica y Biogeoquímica Marina


  • Indicar los procesos que producen cambios en los ratios de los isótopos estables en el océano.


Los sistemas naturales (o artificiales) evolucionan de manera que los isótopos de cada elemento se distribuyen de forma heterogénea entre las distintas fases y componentes, enriqueciéndose unos en isótopos ligeros y otros en isótopos pesados. En una sustancia, las moléculas que lleva incorporados los isótopos pesados tienen un comportamiento algo diferente al que tienen las moléculas que incorporan los isótopos más ligeros. Estas diferencias de comportamiento dan lugar a lo que se conoce como fraccionamiento isotópico, el cual indica que la composición isotópica de una especie molecular que interviene en un determinado proceso físico o químico originalmente es diferente de la especie resultante. Es decir, la especie molecular original y la resultante muestran pequeñas diferencias en sus características físicas y químicas como consecuencia de sus diferencias de masa, por lo que las velocidades de reacción o de cambio de estado también son diferentes.
El fraccionamiento isotópico puede originarse de efectos cinéticos: evaporación, difusión y reacciones de disociación, de equilibrio: energía de una molécula tales como un movimiento de vibración.
Los efectos cinéticos darían una más rápida difusión de los isótopos más ligeros que de los más pesados. El 16O reaccionará ≈ 15% más rápido que las moléculas de 18O.
Efectos cinéticos (irreversible): son los estudios del cambio de las constantes de velocidad (evaporación) como consecuencia de la sustitución de un isótopo por otro. Este efecto es más importante cuando la reacción implica la rotura de un enlace con un átomo de hidrógeno y éste se sustituye por deuterio. También aparece la constante de difusión (sólido-gas; los enlaces se rompen para unirse a los enlaces del agua, hidratándose, actuando la solvatación) y Rayleigh (peso atómico, energía de los enlaces de los isótopos, destilación…).
Equilibrio (reversible): nos encontramos con el proceso de la evaporación (de fase líquida a fase gaseosa).


  • ¿Cómo se expresan los cambios relativos en las abundancias de los isótopos?


Se compara los isótopos de menor abundancia ha mayor abundancia, observando así la variación del ratio.


  • Definir el δ13C ¿cuál es el estándar de referencia utilizado en las medidas realizadas en el medio marino?

Para muestras de CaCO3 (PDB) y muestras con fósiles (deposición).


  • Definir el δ18O ¿cuál es el estándar de referencia utilizado en las medidas realizadas en el medio marino?


Para muestras de CaCO3 (PDB) y para medir la composición isotópica de muestras de agua (SMOW).


  • ¿Para qué tipos de procesos y ciclos biogeoquímicos se utiliza el δ13C?


La materia orgánica oceánica fabricada en la fotosíntesis por el fitoplancton y engullida por el zooplancton, tiene un valor promedio de 13C igual a –23 ‰. El petróleo, derivado del plancton fósil, tiene también valores de 13C muy bajos, y el gas metano, formado también a partir de la materia orgánica enterrada, llega incluso a tener un valor de 13C de –50 ‰ .
El carbono orgánico particulado (COP) es importante en el ciclo biogeoquímico del carbono en el océano y se vincula estrechamente con la producción, transferencia y descomposición de la materia orgánica en el ecosistema. En aguas oceánicas, la mayor parte del COP se origina a partir del fitoplancton y éste es distribuido por los procesos hidrodinámicos locales. El COP es un componente importante de los sumideros de carbono, en particular combinado con carbonatos y bicarbonatos una vez que éstos han sido fijados por los productores primarios. El tiempo de residencia del COP en el océano va desde algunos días para el material lábil que ingresa en la cadena de herbívoros, hasta más de cientos de años, como por ejemplo, en el secuestro del COP en el sedimento como el petróleo, en estructuras como corales y en el material refractario del sedimento del mar profundo.


  • ¿Para qué tipos de procesos y ciclos biogeoquímicos se utiliza el δ18O?


Analizando la relación de 18O en referencia al oxígeno regular que hay en las conchas, podemos saber a qué temperatura estaba el agua de mar en la antigüedad. Cantidades mayores de 18O se corresponden con períodos de temperaturas más bajas y las fluctuaciones en las relaciones de los isótopos de oxígeno en las conchas a lo largo del tiempo reflejan las transiciones entre períodos fríos y cálidos en la historia de la Tierra.
Por ejemplo:
La temperatura durante la precipitación de la calcita puede estimarse midiendo: el δ18O del agua en la que el organismo vivía (δ18O agua) y el δ18O de organismos que segregan calcita (δ18O calcita).


  • Explicar los perfiles de la transparencia 47 y 49.



Hay más δ13C en la superficie (disminuye con respecto a la profundidad) posiblemente porque se asimila más el CO2. El δ13C disminuye en la termoclina (porque la materia orgánica queda sedimentada), manteniéndose constante después.
En el Pacífico consume más oxígeno porque son agua viejas que no se renuevan constantemente, por lo que hay más acumulación de materia orgánica en la superficie (bajo δ13C).
En el Atlántico el consumo de oxígeno es menor porque son aguas jóvenes que están constantemente renovándose, por eso hay menos acumulación de materia orgánica en la superficie (alto δ13C).
Esta masa de agua, en su ruta hacia el Sur en profundidad, va recogiendo el carbono orgánico que cae desde el nivel superficial y que es bajo en 13C. De esta forma, la corriente profunda NADW se va empobreciendo en 13C, de tal manera que los valores más bajos se alcanzan en el Océano Pacífico, al final de su largo recorrido transoceánico.

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