La profundidad de compensación de carbonatos ( CCD ) es la profundidad, en los océanos, en la que la tasa de suministro de carbonatos de calcio coincide con la tasa de solvatación . Es decir, la solvatación 'compensa' el suministro. Por debajo de la CCD la solvatación es más rápida, por lo que las partículas de carbonato se disuelven y las conchas de carbonato ( pruebas ) de los animales no se conservan. Las partículas de carbonato no pueden acumularse en los sedimentos donde el fondo marino está por debajo de esta profundidad.
La calcita es el menos soluble de estos carbonatos, por lo que el CCD es normalmente la profundidad de compensación para la calcita. La profundidad de compensación de aragonito ( ACD ) es la profundidad de compensación para los carbonatos aragoníticos . El aragonito es más soluble que la calcita, y la profundidad de compensación de aragonito es generalmente más superficial que la profundidad de compensación de calcita y el CCD.
Como se muestra en el diagrama, los sedimentos de carbonato de calcio biogénico (CaCO3 ) se producen en la zona fótica de los océanos (círculos verdes). Al morir, los sedimentos que escapan a la disolución cerca de la superficie se sedimentan, junto con los materiales arcillosos. En el agua de mar, se forma un límite de disolución como resultado de la temperatura, la presión y la profundidad, y se conoce como horizonte de saturación . [3] Por encima de este horizonte, las aguas están sobresaturadas y los sedimentos de CaCO3 se conservan en gran medida. Por debajo de él, las aguas están subsaturadas, debido tanto a la creciente solubilidad con la profundidad como a la liberación de CO2 de la descomposición de la materia orgánica, y el CaCO3 se disolverá. La velocidad de hundimiento de los desechos es rápida (flechas anchas y pálidas), por lo que la disolución se produce principalmente en la superficie del sedimento.
En la profundidad de compensación de carbonato, la tasa de disolución coincide exactamente con la tasa de suministro de CaCO3 desde arriba. En estado estacionario, esta profundidad, la CCD, es similar a la línea de nieve (la primera profundidad donde se forman sedimentos pobres en carbonato). La lisoclina es el intervalo de profundidad entre las profundidades de saturación y de compensación de carbonato. [4] [1]
En la actualidad, el carbonato de calcio es esencialmente insoluble en las aguas superficiales del mar. Las conchas de plancton calcáreo muerto que se hunden en aguas más profundas permanecen prácticamente inalteradas hasta llegar a la lisoclina , el punto a unos 3,5 km de profundidad más allá del cual la solubilidad aumenta drásticamente con la profundidad y la presión. Cuando se alcanza la CCD [ se necesita aclaración ], todo el carbonato de calcio se ha disuelto de acuerdo con esta ecuación:
En la columna de agua por encima del CCD se pueden encontrar partículas de sedimento y plancton calcáreo . Si el lecho marino está por encima del CCD, los sedimentos del fondo pueden consistir en sedimentos calcáreos llamados lodo calcáreo , que es esencialmente un tipo de piedra caliza o tiza . Si el lecho marino expuesto está por debajo del CCD, se disolverán pequeñas capas de CaCO3 antes de alcanzar este nivel, lo que evitará la deposición de sedimentos de carbonato. A medida que el fondo marino se extiende, el hundimiento térmico de la placa, que tiene el efecto de aumentar la profundidad , puede llevar la capa de carbonato por debajo del CCD; se puede evitar que la capa de carbonato interactúe químicamente con el agua del mar mediante sedimentos superpuestos, como una capa de lodo silíceo o arcilla abisal depositada sobre la capa de carbonato. [5]
El valor exacto de la CCD depende de la solubilidad del carbonato de calcio, que está determinada por la temperatura , la presión y la composición química del agua, en particular la cantidad de CO 2 disuelto en el agua. El carbonato de calcio es más soluble a temperaturas más bajas y a presiones más altas. También es más soluble si la concentración de CO 2 disuelto es mayor. Al agregar un reactivo a la ecuación química anterior, el equilibrio se desplaza hacia la derecha, lo que produce más productos: Ca 2+ y HCO 3 − , y se consumen más reactivos CO 2 y carbonato de calcio según el principio de Le Chatelier .
En la actualidad, la CCD en el océano Pacífico es de unos 4200-4500 metros, excepto debajo de la zona de surgencia ecuatorial , donde la CCD es de unos 5000 m. En el océano Atlántico templado y tropical , la CCD está a aproximadamente 5000 m. En el océano Índico, es intermedia entre el Atlántico y el Pacífico, aproximadamente a 4300 metros. La variación en la profundidad de la CCD resulta en gran medida del tiempo desde que el agua del fondo ha estado expuesta a la superficie; esto se llama la "edad" de la masa de agua . La circulación termohalina determina las edades relativas del agua en estas cuencas. Debido a que el material orgánico, como los gránulos fecales de los copépodos , se hunde desde las aguas superficiales a aguas más profundas, las masas de agua profundas tienden a acumular dióxido de carbono disuelto a medida que envejecen. Las masas de agua más antiguas tienen las concentraciones más altas de CO 2 y, por lo tanto, la CCD más superficial. La CCD es relativamente superficial en latitudes altas , con la excepción del Atlántico Norte y las regiones del océano Austral donde se produce el hundimiento . Este hundimiento arrastra agua superficial joven con concentraciones relativamente bajas de dióxido de carbono hacia las profundidades del océano, deprimiendo el CCD.
En el pasado geológico, la profundidad del CCD ha mostrado variaciones significativas. En el Cretácico hasta el Eoceno , el CCD era mucho más superficial a nivel global que en la actualidad; debido a la intensa actividad volcánica durante este período, las concentraciones atmosféricas de CO2 eran mucho más altas. Las concentraciones más altas de CO2 dieron como resultado una mayor presión parcial de CO2 sobre el océano. Esta mayor presión de CO2 atmosférico conduce a un aumento del CO2 disuelto en la capa superficial mixta del océano. Este efecto se moderó en cierta medida por las temperaturas elevadas de los océanos profundos durante este período. [6] A finales del Eoceno, la transición de un invernadero a una Tierra de hielo coincidió con un CCD más profundo.
John Murray investigó y experimentó sobre la disolución del carbonato de calcio y fue el primero en identificar la profundidad de compensación de carbonato en los océanos. [7]
El aumento de la concentración atmosférica de CO2 proveniente de la combustión de combustibles fósiles está provocando el aumento de la CCD, y las zonas de afloramientos se ven afectadas en primer lugar. [8] La acidificación de los océanos , que también es causada por el aumento de las concentraciones de dióxido de carbono en la atmósfera, aumentará dicha disolución y reducirá la profundidad de compensación de carbonato en escalas de tiempo de decenas a cientos de años. [9]
En los fondos marinos por encima de la profundidad de compensación de carbonatos, el lodo que se encuentra con más frecuencia es el lodo calcáreo ; en los fondos marinos por debajo de la profundidad de compensación de carbonatos, el lodo que se encuentra con más frecuencia es el lodo silíceo . Mientras que el lodo calcáreo se compone principalmente de Rhizaria , el lodo silíceo se compone principalmente de Radiolaria y diatomeas . [10] [11]
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