Estos ciclos biogeoquímicos son las vías por las que se mueven las sustancias y elementos químicos dentro del medio marino.
Estas importaciones y exportaciones pueden producirse en forma de intercambios con la atmósfera, el fondo oceánico o la escorrentía terrestre.
Aunque las sustancias químicas pueden descomponerse y recombinarse, los propios elementos químicos no pueden ser creados ni destruidos por estas fuerzas, por lo que, aparte de algunas pérdidas y ganancias del espacio exterior, los elementos se reciclan o almacenan (secuestran) en algún lugar del planeta o dentro de él.
La energía fluye direccionalmente a través de los ecosistemas, entrando como luz solar (o moléculas inorgánicas para los quimioautótrofos) y saliendo como calor durante las numerosas transferencias entre niveles tróficos.
Los seis elementos más comunes asociados a las moléculas orgánicas -carbono, nitrógeno, hidrógeno, oxígeno, fósforo y azufre- adoptan diversas formas químicas y pueden existir durante largos periodos en la atmósfera, en la tierra, en el agua o bajo la superficie terrestre.
El fósforo se utiliza para fabricar ácidos nucleicos y los fosfolípidos que componen las membranas biológicas.
[5] El agua es también la única sustancia común que existe como sólido, líquido y gas en condiciones terrestres normales.
El agua que atraviesa el océano Atlántico septentrional se vuelve tan densa que comienza a hundirse a través de agua menos salada y menos densa.
Estas corrientes oceánicas profundas son impulsadas por diferencias en la densidad del agua, que está controlada por la temperatura (termo) y la salinidad (halina).
En las regiones polares de la Tierra, el agua del océano se enfría mucho, formando hielo marino.
Esto da lugar a las corrientes oceánicas profundas que impulsan la cinta transportadora global.
La cinta transportadora se mueve a velocidades mucho más lentas (unos pocos centímetros por segundo) que las corrientes impulsadas por el viento o las mareas (de decenas a cientos de centímetros por segundo).
[64] Estos modelos se utilizan a menudo para derivar fórmulas analíticas que describen la dinámica y la abundancia en estado estacionario de las especies químicas implicadas.
El depósito contiene la cantidad de material M considerada, definida por sus propiedades químicas, físicas o biológicas.
Una vez que este carbono se fija en el tejido blando o duro, los organismos permanecen en la zona eufótica para ser reciclados como parte del ciclo regenerativo de nutrientes o, una vez que mueren, pasan a la segunda fase de la bomba biológica y comienzan a hundirse hasta el fondo del océano.
Una vez que este carbono se fija en el tejido blando o duro, los organismos permanecen en la zona eufótica para ser reciclados como parte del ciclo regenerativo de nutrientes o, una vez que mueren, pasan a la segunda fase de la bomba biológica y comienzan a hundirse hasta el fondo del océano.
Las partículas que escapan totalmente a estos procesos quedan secuestradas en el sedimento y pueden permanecer allí durante millones de años.
[83] El fitoplancton necesita nitrógeno en formas biológicamente disponibles para la síntesis inicial de materia orgánica.
El proceso está regulado por las vías disponibles en las redes tróficas marinas, que en última instancia descomponen la materia orgánica de nuevo en nutrientes inorgánicos.
El fitoplancton es devorado por otros organismos o muere y desciende como nieve marina.
La mayoría de los organismos necesitan oxígeno, por lo que su agotamiento tiene efectos adversos para las poblaciones marinas.
Esto estimula la productividad fotosintética y da lugar a una mayor exportación de materia orgánica al fondo marino, a menudo combinada con una baja concentración de oxígeno en el agua del fondo (Rabalais et al., 2014; Breitburg et al., 2018).
[58][59] El ciclo del calcio es un hilo conductor entre los procesos terrestres, marinos, geológicos y biológicos.
[114] El calcio se mueve a través de estos diferentes medios en sus ciclos por toda la Tierra.
«La actividad biológica es una fuerza dominante que moldea la estructura química y la evolución del medio ambiente de la superficie terrestre.
[122] «Desde la explosión del Cámbrico, las partes mineralizadas de los cuerpos han sido secretadas en grandes cantidades por la biota.
En la parte superior del manto, el calor y la presión deshidratan estos minerales, liberando gran parte de ella a la cuña del manto suprayacente, lo que desencadena la fusión de rocas que se elevan para formar arcos volcánicos.
[130] Sin embargo, la subducción transporta agua hacia abajo a un ritmo que vaciaría el océano en 1-2.000 millones de años.
El agua transportada al manto acaba volviendo a la superficie en erupciones en las dorsales oceánicas medias y los puntos calientes.
Con el paso del tiempo geológico, esta materia orgánica, mezclada con lodo, quedó enterrada bajo otras capas pesadas de sedimentos inorgánicos.
Ciclos biogeoquímicos marinos
. La característica dominante del planeta visto desde el espacio es el agua: los océanos de agua líquida inundan la mayor parte de la superficie, mientras que el vapor de agua se arremolina en las nubes atmosféricas y los polos están cubiertos de hielo. En conjunto, los océanos forman un único sistema marino en el que el agua líquida -el «disolvente universal»- disuelve nutrientes y sustancias que contienen elementos como oxígeno, carbono, nitrógeno y fósforo. Estas sustancias se reciclan sin cesar, se combinan químicamente y vuelven a descomponerse, se disuelven y precipitan o evaporan, se importan y se exportan a la tierra, a la atmósfera y a los fondos marinos. Impulsados tanto por la actividad biológica de los organismos marinos como por las fuerzas naturales del Sol, las mareas y los movimientos de la corteza terrestre, estos son los ciclos biogeoquímicos marinos.
Interacción de los ciclos del agua terrestre y atmosférico con el ciclo del agua marina.
El rocío marino que contiene
microorganismos
marinos, y todas las sustancias y elementos que contienen sus cuerpos, puede ser arrastrado a gran altura hasta la atmósfera. Allí se convierten en
aeroplancton
y pueden recorrer el globo antes de caer de nuevo a la Tierra.
Modelo básico en caja
. Los modelos de caja se utilizan mucho para ilustrar los flujos en los ciclos biogeoquímicos.
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64
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Presupuesto simplificado de los flujos de carbono oceánico, ejemplo de un modelo de tres cajas.
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66
]
Tasas de exportación y enterramiento del carbono orgánico terrestre en el océano
. Ejemplo de un modelo más complejo con muchas cajas interactuando. Las masas de reserva representan aquí las reservas de carbono, medidas en Pg C. Los flujos de intercambio de carbono, medidos en Pg C yr
-1
, se producen entre la atmósfera y sus dos principales sumideros, la tierra y el océano. Los números negros y las flechas indican la masa de reserva y los flujos de intercambio estimados para el año 1750, justo antes de la
Revolución Industrial
. Las flechas rojas (y los números asociados) indican los cambios anuales de los flujos debidos a las actividades antropogénicas, promediados a lo largo del periodo 2000-2009. Representan cómo ha cambiado el ciclo del carbono desde 1750. Los números rojos en los depósitos representan los cambios acumulados en el carbono antropogénico desde el inicio del Periodo Industrial, 1750-2011.
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68
]
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69
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Producción neta, transporte y exportación de DOC en el océano.
Las regiones de producción neta significativa de DOC (flechas anchas) incluyen las regiones costeras y ecuatoriales de afloramiento que soportan gran parte de la nueva producción global. El DOC se transporta hacia y alrededor de los giros subtropicales con la circulación de superficie impulsada por el viento. La exportación tiene lugar si hay DOC exportable (concentraciones elevadas indicadas por campos azul oscuro) durante el vuelco de la columna de agua. precursor de la formación de masas de agua profundas e intermedias. El DOC también se exporta con la subducción en los giros. En las regiones donde los sistemas frontales polares impiden que el agua subtropical enriquecida en DOC sirva como precursor de la circulación de vuelco (como en los lugares de formación del agua del fondo antártico en el
océano Antártico
) la exportación de DOC es un componente débil de la bomba biológica. Las aguas al sur del Frente Polar Antártico carecen de DOC exportable significativo (representado por el campo azul claro) durante el invierno.
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70
]
Materia orgánica disuelta (MOD)
Diagrama de Venn de las distintas formas de materia orgánica disuelta (DOM) que se encuentran en el agua. Se representan la materia orgánica total (TOM), el
carbono orgánico total
(TOC), el
carbono orgánico disuelto
(DOC), el carbono orgánico particulado (POC), el nitrógeno orgánico disuelto (DON) y el fósforo orgánico disuelto (DOP). El COD puede descomponerse a su vez en material húmico (
ácido húmico
,
ácido fúlvico
y humina) y no húmico.
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Tamaño y clasificación de las partículas marinas
.
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72
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Adaptado de Simon et al., 2002
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Procesos en la bomba biológica
. Los números indicados son flujos de carbono (Gt C yr-1) en recuadros blancos y masas de carbono (Gt C) en recuadros oscuros. Durante la producción primaria, el fitoplancton convierte el CO
2
disuelto en la superficie de los océanos procedente de la atmósfera en carbono orgánico en partículas (COP). A continuación, el krill y los pequeños herbívoros del zooplancton consumen el fitoplancton, que a su vez es depredado por niveles tróficos superiores. El fitoplancton no consumido forma agregados y, junto con los gránulos fecales del zooplancton, se hunde rápidamente y se exporta fuera de la capa mixta. El krill, el zooplancton y los microbios interceptan el fitoplancton en el océano superficial y las partículas detríticas que se hunden en profundidad, consumiendo y respirando este POC a CO
2
(carbono inorgánico disuelto, DIC), de modo que sólo una pequeña proporción del carbono producido en superficie se hunde en el océano profundo (es decir, a profundidades > 1000 m). A medida que el
krill
y el zooplancton más pequeño se alimentan, también fragmentan físicamente las partículas en trozos pequeños, más lentos o que no se hunden (a través de la alimentación descuidada, la coprorrexia si se fragmentan las heces), lo que retrasa la exportación de COT. Esto libera carbono orgánico disuelto (COD) directamente de las células o indirectamente a través de la solubilización bacteriana (círculo amarillo alrededor del COD). Las bacterias pueden entonces remineralizar el DOC en DIC (CO
2
, jardinería microbiana). El krill, el zooplancton más pequeño y los peces que migran verticalmente durante el día pueden transportar activamente carbono a profundidad consumiendo COP en la capa superficial durante la noche y metabolizándolo en sus profundidades de residencia
mesopelágicas
durante el día. Dependiendo del ciclo biológico de las especies, el transporte activo también puede producirse de forma estacional.
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74
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Conexiones entre los distintos compartimentos del entorno vivo (bacterias/virus y fito/zooplancton) y no vivo (DOM/POM y materia inorgánica).
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78
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Las zonas muertas se producen en el océano cuando el fósforo y el nitrógeno de los fertilizantes presentes en la
escorrentía
terrestre provocan un crecimiento excesivo de microorganismos, lo que agota el oxígeno y mata a la fauna. En todo el mundo se encuentran grandes zonas muertas en zonas costeras con alta densidad de población humana.
Interacciones entre los ciclos biogeoquímicos marinos del carbono, el nitrógeno y el fósforo.
RDOC: carbono orgánico disuelto recalcitrante. DOM: materia orgánica disuelta. POM: materia orgánica particulada
Flujo de energía y ciclo de nutrientes
. Las líneas verde oscuro representan el movimiento de nutrientes y las líneas discontinuas el movimiento de energía. Los nutrientes permanecen dentro del sistema, mientras que la energía entra a través de la fotosíntesis y sale del sistema principalmente como energía térmica, una forma de energía no biológicamente útil.
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]
La escorrentía drena nutrientes y contaminantes al océano
. Las cuencas de drenaje de los principales océanos y mares del mundo están marcadas por divisiones continentales. Las zonas grises son
cuencas endorreicas
que no drenan al océano.
Ciclo biogeoquímico del azufre en sedimentos marinos
. Las flechas indican flujos y vías de
procesos biológicos
o químicos. La reducción microbiana disimilatoria del sulfato a sulfuro es una vía terminal predominante de mineralización de la materia orgánica en los fondos marinos anóxicos. La oxidación química o microbiana del sulfuro producido establece una compleja red de vías en el ciclo del azufre, que conduce a especies intermedias de azufre y parcialmente de vuelta al sulfato. Los productos intermedios incluyen azufre elemental,
polisulfuros
,
tiosulfato
y
sulfito
, que son todos sustratos para una oxidación, reducción o desproporción microbiana posterior. Los nuevos descubrimientos microbiológicos, como la transferencia de electrones a larga distancia a través de las bacterias cable oxidantes del sulfuro, añaden complejidad. Las reacciones de intercambio isotópico desempeñan un papel importante para la geoquímica de isótopos estables y para el estudio experimental de las transformaciones del azufre mediante radiotrazadores. Los procesos catalizados por microbios son parcialmente reversibles, por lo que la reacción de retroceso afecta a nuestra interpretación de los experimentos con radiotrazadores y proporciona un mecanismo para el fraccionamiento isotópico.
Ciclo del azufre
Ciclo biogeoquímico del hierro: El hierro circula por la atmósfera, la litosfera y los océanos. Las flechas señaladas muestran el flujo en Tg de hierro al año.
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100
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101
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102
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103
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Colonias de cianobacterias marinas
Trichodesmium
interactúan con otras bacterias para adquirir hierro del polvo
. a. El
Trichodesmium
spp. fijador de N2, que se da comúnmente en aguas tropicales y subtropicales, tiene una gran importancia medioambiental al fertilizar el océano con nutrientes importantes. b. El
Trichodesmium
puede establecer floraciones masivas en regiones oceánicas pobres en nutrientes con alta deposición de polvo, en parte debido a su capacidad única para capturar polvo, centrarlo y posteriormente disolverlo. c. Vía propuesta de adquisición de Fe ligado al polvo: Las bacterias que residen dentro de las colonias producen
sideróforos
(C-I) que reaccionan con las partículas de polvo del núcleo de la colonia y generan Fe disuelto (C-II). Este Fe disuelto, complejado por los sideróforos, es entonces adquirido tanto por Trichodesmium como por sus bacterias residentes (C-III), resultando en un beneficio mutuo para ambos socios del
consorcio
.
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110
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Ciclo moderno del
silicio
oceánico, mostrando los principales flujos y magnitudes.
Flujos en T mol Si y
-1
= 28 millones de toneladas de silicio al año.
Efectos de un océano ácido (con el pH previsto para el año 2100) en el caparazón de un
pterópodo
hecho de
calcita
: el caparazón se disuelve progresivamente con el pH más bajo a medida que se extrae el calcio del caparazón.
Deposición de organismos
calcificadores
/conchas en el fondo oceánico.
Carbono en las profundidades de la Tierra
Procesos de desgasificación del carbono.
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129
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