Agua De Mar, Propiedades Químicas Y Físicas, Evolución Química + Composición

El agua de mar, es el agua que conforma los océanos y mares, cubre más del 70 por ciento de la superficie de la Tierra.

El agua de mar es una mezcla compleja de 96.5 por ciento de agua, 2.5 por ciento de sales y cantidades más pequeñas de otras sustancias, incluyendo materiales orgánicos e inorgánicos disueltos, partículas y algunos gases atmosféricos.

El agua de mar constituye una rica fuente de diversos elementos químicos comercialmente importantes. Gran parte del magnesio del mundo se recupera del agua de mar, al igual que grandes cantidades de bromo.

En ciertas partes del mundo, el cloruro de sodio (sal de mesa) todavía se obtiene al evaporar el agua de mar. Además, el agua del mar, cuando se desalifica, puede proporcionar un suministro ilimitado de agua potable.

Muchas grandes plantas de desalinización se han construido en áreas secas a lo largo de las costas en el Medio Oriente y en otros lugares para aliviar la escasez de agua dulce.

Agua de mar

Propiedades químicas y físicas del agua de mar

Los seis iones más abundantes de agua de mar son cloruro (Cl -), sodio (Na +), sulfato (SO 2 4 – ), magnesio (Mg 2+), calcio (Ca 2+), y potasio (K +). En peso, estos iones constituyen aproximadamente el 99 por ciento de todas las sales marinas.

La cantidad de estas sales en un volumen de agua de mar varía debido a la adición o eliminación de agua a nivel local (por ejemplo, a través de la precipitación y la evaporación). 

El contenido de sal en el agua de mar está indicado por salinidad (S), que se define como la cantidad de sal en gramos disueltos en un kilogramo de agua de mar y expresada en partes por mil.

Se ha observado que las salinidades en el océano abierto varían de aproximadamente 34 a 37 partes por mil (0/00 o ppt), que también pueden expresarse como 34 a 37 unidades prácticas de salinidad (psu).

El carbono inorgánico, el bromuro, el boro, el estroncio y el fluoruro constituyen las otras principales sustancias disueltas del agua de mar. De los muchos constituyentes químicos menores disueltos, el fósforo inorgánico y el nitrógeno inorgánico se encuentran entre los más notables, ya que son importantes para el crecimiento de los organismos que habitan los océanos y los mares.

 El agua de mar también contiene varios gases atmosféricos disueltos, principalmente nitrógeno, oxígeno, argón y dióxido de carbón. Algunos otros componentes del agua de mar son sustancias orgánicas disueltas, como los carbohidratos y aminoácidos, y partículas ricas en orgánicos.

Estos materiales se originan principalmente en los 100 metros superiores (330 pies) del océano, donde el carbono inorgánico disuelto se transforma mediante la fotosíntesis en materia orgánica.

Muchas de las características del agua de mar corresponden a las de El agua en general, por sus propiedades químicas y físicas comunes. Por ejemplo, la estructura molecular del agua de mar, como la del agua dulce, favorece la formación de enlaces entre las moléculas.

Algunas de las cualidades distintivas del agua de mar son atribuibles a su contenido de sal.

La viscosidad (es decir, la resistencia interna al flujo) del agua de mar, por ejemplo, es más alta que la del agua dulce debido a su mayor salinidad. La densidad del agua de mar también es mayor por la misma razón.

El punto de congelación del agua de mar es más bajo que el del agua pura, y su punto de ebullición es más alto.

Composición química del agua de mar

La composición química del agua de mar está influenciada por una amplia variedad de mecanismos de transporte químico. Los ríos agregan disuelto y partículas químicas a los márgenes oceánicos.

Las partículas transportadas por el viento se transportan a regiones del medio océano a miles de kilómetros de sus áreas de origen continental.

Las soluciones hidrotermales que han circulado a través de materiales de la corteza debajo del fondo marino agregan materiales disueltos y en partículas al océano profundo.

Los organismos en el océano superior convierten los materiales disueltos en sólidos, que eventualmente se asientan en profundidades oceánicas mayores. Las partículas en tránsito hacia el lecho marino, así como los materiales tanto dentro como dentro del lecho marino, se someten a intercambio químico con las soluciones circundantes.

A través de estos mecanismos de eliminación y entrada de químicos locales y regionales, cada elemento en los océanos tiende a exhibir variaciones de concentración espacial y temporal. Mezcla física en los océanos (termohalina) y la circulación impulsada por el viento) tiende a homogeneizar la composición química del agua de mar.

Las influencias opuestas de la mezcla física y de los mecanismos de entrada y eliminación biogeoquímicos dan como resultado una variedad sustancial de distribuciones químicas en los océanos.

Sustancias inorgánicas disueltas en el agua de mar

Los principales componentes del agua de mar se enumeran en la tabla.

constituyente iónicog / kg de agua de marmoles / kg **concentración relativa
cloruro19.1620.54051.0000
sodio10.6790.46450.8593
magnesio1.2780.05260.0974
sulfato2.6800.02790.0517
calcio0.40960.010220.0189
potasio0.39530.010110.0187
carbono (inorgánico)0.02760.00230.0043
bromuro0.06630.000830.00154
boro0.00440.000410.00075
estroncio0.00790.000090.000165
fluoruro0.00130.000070.000125
 
* Concentraciones en salinidad igual a 34.7.
** Las concentraciones iónicas se expresan convencionalmente en unidades moleculares. Un mol por kilogramo es equivalente a 6.023 (10 23) iones o moléculas por kilogramo de agua de mar. Las concentraciones relativas en la columna 4 proporcionan el número de iones de cada componente en un kilogramo de agua de mar en comparación con el número de iones de cloruro en un kilogramo de agua de mar.

En contraste con el comportamiento de la mayoría de las sustancias oceánicas, las concentraciones de los principales constituyentes inorgánicos de los océanos son notablemente constantes.

Los cálculos indican que, para los principales constituyentes del agua de mar, el tiempo requerido para una mezcla oceánica completa es bastante corto en comparación con el tiempo que se requeriría para que los procesos de entrada o eliminación cambien significativamente la concentración de un componente.

Las concentraciones de los principales constituyentes de los océanos varían principalmente en respuesta a un intercambio de agua comparativamente rápido (precipitación y evaporación), y las concentraciones relativas permanecen casi constantes.

La salinidad es utilizada por los oceanógrafos como una medida del contenido total de sal en el agua de mar.

La salinidad práctica, el símbolo S, se determina a través de mediciones de la conductividad eléctrica y la temperatura del agua de mar, que se interpretan mediante un algoritmo desarrollado por la Organización de las Naciones Unidas para la Educación, la Ciencia y la Cultura (UNESCO).

La salinidad práctica, junto con la temperatura, se puede utilizar para calcular con precisión la densidad de las muestras de agua de mar. 

Debido a las proporciones relativas constantes de los constituyentes principales, la salinidad también se puede utilizar para calcular directamente las concentraciones de los principales iones en el agua de mar.

La medida de la salinidad práctica se desarrolló originalmente para proporcionar una medida aproximada de la masa total de sal en un kilogramo de agua de mar. El agua de mar con S igual a 35 contiene aproximadamente 35 gramos de sal y 965 gramos de agua, o 35 ppt (35 psu).

Muchos otros constituyentes son de gran importancia para la biogeoquímica de los océanos. Productos químicos tan inorgánicos como el fósforo (HPO 2– y PO 3–) e inorgánico como el nitrógeno (NO  , NO 2 y NH +) son esenciales para el crecimiento de los organismos marinos.

El nitrógeno y el fósforo se incorporan a los tejidos de los organismos marinos en una proporción de aproximadamente 16: 1 y finalmente se devuelven a la solución en aproximadamente la misma proporción.

Agua de mar

Como consecuencia, en gran parte de las aguas oceánicas, el fósforo inorgánico disuelto y el nitrógeno exhiben una estrecha covarianza.

Distribuciones de fósforo inorgánico disuelto en el océano Pacífico llevan la huella de la incorporación de fósforo por parte de los organismos en las aguas superficiales del océano y del retorno del fósforo a la solución a través de una lluvia de residuos biológicos remineralizados en las profundidades del océano.

Las concentraciones de fosfato inorgánico en el Pacífico occidental varían desde algo menos de 0,1 micromoles / kg (1 × 10 −7 moles / kg) en la superficie hasta aproximadamente 3 micromoles / kg (3 × 10 −6 moles / kg) en profundidad.

El nitrógeno inorgánico varía entre algo menos de 1 micromol / kg y 45 micromoles / kg a lo largo de la misma sección del océano y muestra una sorprendente covarianza con el fosfato.

Una variedad de elementos esenciales para el crecimiento de los organismos marinos, así como algunos elementos que no tienen una función biológica conocida, exhiben un comportamiento similar al de los nutrientes en general similar al nitrato y al fosfato.

El silicato se incorpora a las partes estructurales duras de ciertos tipos de organismos marinos (diatomeas y radiolarios) que abundan en el océano superior.

Las concentraciones de silicato disuelto varían entre menos de 1 micromol / kg (1 × 10 −6 moles / kg) en aguas superficiales a aproximadamente 180 micromoles / kg (1.8 × 10 −4 moles / kg) en las profundidades del Pacífico Norte.

La concentración del zinc, un metal esencial para una variedad de funciones biológicas, varía entre aproximadamente 0.05 nanomoles / kg (5 × 10 −11 moles / kg) en la superficie del océano hasta 6 nanomoles / kg (6 × 10 −9 moles / kg). ) en el Pacífico profundo.

La distribución de zinc en los océanos se observa en general distribuciones de silicato paralelas. El cadmio, aunque no tiene una función biológica conocida, generalmente muestra distribuciones que son covariantes con el fosfato y concentraciones que son incluso más bajas que las del zinc.

Muchos elementos, incluidos los metales trazan esenciales hierro, cobalto y cobre, muestran agotamientos en la superficie, pero en general muestran un comportamiento más complejo que el del fosfato, nitrato y silicato.

Algunas de las complejidades observadas en las distribuciones oceánicas elementales son atribuibles a la adsorción de elementos en la superficie de partículas que se hunden.

Los procesos de adsorción, exclusivos o adicionales a la absorción biológica, sirven para eliminar elementos del océano superior y entregarlos a mayores profundidades.

Los patrones de distribución de una serie de elementos traza se complican por su participación en reacciones de oxidación-reducción (intercambio de electrones).

En general, las reacciones de intercambio de electrones conducen a cambios profundos en la solubilidad y reactividad de los metales traza en el agua de mar.  Tales reacciones son importantes para el comportamiento oceánico de una variedad de elementos, incluyendo hierro, manganeso, cobre, cobalto, cromo y cerio.

Los procesos que envían materiales disueltos, particulados y gaseosos a los océanos aseguran que contienen, en cierta concentración, casi todos los elementos que se encuentran en la corteza terrestre y ambiente.

Los principales componentes de la atmósfera, el nitrógeno (78.08 por ciento), oxígeno (20,95 por ciento), el argón (0,93 por ciento) y el dióxido de carbono (0,038 por ciento) se producen en el agua de mar en proporciones variables, dependiendo de sus solubilidades y reacciones químicas oceánicas.

En equilibrio con la atmósfera, las concentraciones de los gases no reactivos, nitrógeno y argón, en el agua de mar (0 ° C [32 ° F], salinidad 35) son 616 micromoles / kg y 17 micromoles / kg, respectivamente.

Para el agua de mar a 35 ° C (95 ° F), estas concentraciones disminuirían aproximadamente en un factor de dos. Los comportamientos de solubilidad del argón y el oxígeno son bastante similares.

Para el agua de mar en equilibrio con la atmósfera, la proporción de concentraciones de oxígeno y argón es de aproximadamente 20:45. Como el oxígeno es un gas reactivo esencial para la vida, las concentraciones de oxígeno en el agua de mar que no están en equilibrio directo con la atmósfera son bastante variables.

Si bien el oxígeno es producido por organismos fotosintéticos a profundidades del océano poco profundas, iluminadas por el sol, las concentraciones de oxígeno en las aguas cercanas a la superficie se establecen principalmente mediante el intercambio con la atmósfera.

Las concentraciones de oxígeno en los océanos generalmente muestran valores mínimos a profundidades intermedias y valores relativamente altos en aguas profundas. Este patrón de distribución resulta de una combinación de utilización de oxígeno biológico y mezcla física de las aguas del océano.

Las estimaciones de la extensión de la utilización de oxígeno en los océanos se pueden obtener comparando las concentraciones de oxígeno con las de argón, ya que estos últimos solo están influenciados por procesos físicos.

Los procesos físicos que influyen en las distribuciones de oxígeno incluyen, en particular, la reposición a gran escala de los recursos oceánicos. Las estimaciones de la extensión de la utilización de oxígeno en los océanos se pueden obtener comparando las concentraciones de oxígeno con las de argón, ya que estos últimos solo están influenciados por procesos físicos.

Debido a la liberación de nutrientes que acompaña el consumo de oxígeno por los residuos biológicos, las concentraciones de oxígeno disuelto generalmente aparecen como una imagen especular de las concentraciones de nutrientes disueltos.

Sustancias orgánicas disueltas en el agua de mar

Procesos que involucran disuelto y particulado orgánico de carbón, son de importancia central en la conformación del carácter químico del agua de mar. El carbono orgánico marino se origina principalmente en los 100 metros más altos de los océanos, donde el carbono inorgánico disuelto se convierte fotosintéticamente en materiales orgánicos.

La «lluvia» de materiales particulados ricos en materia orgánica, que resultan directa e indirectamente de la producción fotosintética, es un factor principal detrás de las distribuciones de muchas sustancias orgánicas e inorgánicas en los océanos.

Una gran fracción del flujo vertical de materiales en las aguas más altas se convierte en sustancias disueltas dentro de los 400 metros superiores (aproximadamente 1,300 pies) de los océanos.

El carbono orgánico disuelto (DOC) representa al menos el 90 por ciento del carbono orgánico total en los océanos por kilogramo de agua de mar. Las concentraciones de DOC en el océano profundo son de 5 a 10 veces más bajas que los valores de la superficie.

El DOC se presenta en una extraordinaria variedad de formas y, en general, su composición es controvertida y poco conocida. Las técnicas convencionales han indicado que, en aguas superficiales, alrededor del 15 por ciento de la DOC puede identificarse como carbohidratos y aminoácidos combinados.

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Al menos 1 a 2 por ciento de DOC en aguas superficiales ocurre como lípidos y 20 a 25 por ciento como sustancias húmicas relativamente no reactivas. La abundancia relativa de sustancias orgánicas reactivas, como los aminoácidos y los carbohidratos, se reduce considerablemente en las aguas oceánicas profundas.

El carbono orgánico disuelto y particulado en la superficie del océano participa en ciclos de diel (es decir, los de un período de 24 horas) relacionados con la producción fotosintética y las transformaciones fotoquímicas.

La influencia de la materia orgánica disuelta en la química oceánica a menudo está fuera de proporción con su abundancia oceánica.

Las reacciones fotoquímicas que involucran DOC pueden influir en la química de nutrientes traza vitales, como el hierro, e incluso en concentraciones disueltas del orden de un nanomol / kg (1 × 10 −9 mole / kg), las sustancias orgánicas disueltas en las aguas del océano superior pueden alterar en gran medida la biodisponibilidad de nutrientes traza esenciales, como, por ejemplo, el cobre y el zinc.

Efectos de las actividades humanas sobre el agua de mar

Si bien los océanos constituyen un enorme reservorio, las actividades humanas han comenzado a influir en su composición tanto a escala local como global.

La adición de nutrientes (a través de la descarga de aguas residuales no tratadas o la filtración de fertilizantes minerales solubles, por ejemplo) a las aguas costeras da como resultado un aumento del crecimiento del fitoplancton, altos niveles de partículas disueltas, materiales orgánicos, disminución de la penetración de la luz a través del agua de mar y alteración de la estructura de la comunidad de los organismos que habitan el fondo.

A través de las emisiones industriales y automotrices, las concentraciones de plomo en la superficie del océano han aumentado dramáticamente a escala global en comparación con los niveles preindustriales. 

Ciertos orgánicos tóxicos compuestos, tales como los bifenilos policlorados (PCB) se encuentran en el agua de mar y en los organismos marinos y son atribuibles únicamente a las actividades de la humanidad.

Aunque la mayoría la radioactividad en el agua de mar es natural (aproximadamente el 90 por ciento como potasio-40 y menos del 1 por ciento como rubidio-87 y uranio-238), el estroncio-90 y algunos otros radioisótopos artificiales tienen vías ambientales únicas y potencial de bioacumulación (es decir, concentración en niveles más altos de la cadena alimentaria).

Entre las influencias más dramáticas de las actividades humanas a escala global está el notable aumento de los niveles de dióxido de carbono en la atmósfera.

Se espera que los niveles de dióxido de carbono en la atmósfera superen las 420 partes por millón por volumen a mediados del siglo XXI, con consecuencias potencialmente profundas para el clima global y los patrones agrícolas.

Se cree que los océanos, como un gran depósito de dióxido de carbono, serán mejorar esta consecuencia de las actividades humanas en algún grado. Sin embargo, la acidificación del océano debido a la absorción de dióxido de carbono es un problema ambiental emergente.

Distribución de salinidad en el agua de mar

Una discusión sobre la salinidad, el contenido de sal de los océanos, requiere una comprensión de dos conceptos importantes:

  • Se considera que los océanos actuales están en un estado estable, recibiendo tanta sal como pierden
  • Los océanos se han mezclado durante un período de tiempo tan largo que la composición de la sal marina es la misma en todo el océano abierto. Esta uniformidad del contenido de sal da como resultado océanos en los que la salinidad varía poco en el espacio o el tiempo.

El rango de salinidad observado en el océano abierto es de 33 a 37 gramos de sal por kilogramo de agua de mar o psu. En su mayor parte, la desviación observada de un valor promedio de aproximadamente 35 psu es causada por procesos en la superficie de la Tierra que a nivel local agregan o eliminan agua dulce.

Las regiones de alta evaporación tienen salinidades superficiales elevadas, mientras que las regiones de alta precipitación tienen salinidades superficiales deprimidas.

En regiones cercanas a la costa cerca de grandes fuentes de agua dulce, la salinidad puede disminuir por dilución. Esto es especialmente cierto en áreas donde la región del océano que recibe el agua dulce está aislada del océano abierto por la geografía de la tierra.

Áreas de la el Mar Báltico puede tener valores de salinidad deprimidos a 10 psu o menos. Mayor salinidad por la evaporación se acentúa cuando se produce el aislamiento del agua. Este efecto se encuentra en el Mar Rojo, donde la salinidad superficial se eleva a 41 psu.

Las salinidades de las lagunas costeras en áreas de alta evaporación pueden ser mucho más altas. La eliminación de agua dulce por evaporación o la adición de agua dulce por la precipitación no afectan la constancia de la composición de la sal marina en el mar abierto.

Sin embargo, un río que drena un tipo particular de suelo puede traer a los océanos solo ciertas sales que alterarán localmente la composición de la sal. En áreas de alta evaporación donde la salinidad se lleva a valores muy altos, la precipitación de sales particulares también puede alterar la composición.

En latitudes altas donde el hielo marino se forma estacionalmente y los icebergs a menudo se liberan en el océano abierto, la salinidad del agua de mar se reduce cuando el hielo se derrite y se eleva durante la formación de hielo. Esta agua salada puede entonces hundirse en el océano profundo.

En profundidad en los océanos, la salinidad puede alterarse a medida que el agua de mar se filtra en fisuras asociadas con las crestas oceánicas y las fisuras de la corteza que afectan el vulcanismo.

Esta agua regresa al océano como agua sobrecalentada que lleva sales disueltas de material magmático dentro de la corteza. Puede perder gran parte de su carga disuelta a causa de los precipitados en el lecho marino y mezclarse gradualmente con el agua de mar circundante, compartiendo las sustancias disueltas restantes.

Se han encontrado concentraciones de sal tan altas como 256 psu en piscinas calientes pero densas de salmuera atrapada en depresiones en el fondo del Mar Rojo. La composición de las sales en estas piscinas no es la misma que la sal marina de los océanos abiertos.

Las salinidades que se encuentran en las profundidades mayores de los océanos abiertos son bastante uniformes tanto en el tiempo como en el espacio, con valores promedio de 34.5 a 35 psu.

Estas salinidades están determinadas por procesos de superficie como los descritos anteriormente cuando el agua, ahora en profundidad, estuvo en contacto por última vez con la superficie.

La convergencia intertropical, con su alta precipitación centrada alrededor de 5 ° N, apoya las selvas tropicales del mundo y deja su huella en los océanos como una depresión latitudinal de salinidad superficial.

A aproximadamente 30 ° -35 ° N y 30 ° -35 ° S, las zonas subtropicales llamadas las latitudes de los caballos son cinturones de alta evaporación que producen desiertos y pastizales importantes en los continentes y hacen que aumente la salinidad de la superficie. A 50 ° –60 ° N y 50 ° –60 ° S, la precipitación aumenta nuevamente.

Distribución de temperatura del agua de mar

Las temperaturas de la superficie del océano medio varían con la latitud en respuesta al equilibrio entre la entrada Radiación solar y radiación de onda larga saliente.

Existe un exceso de radiación solar entrante en latitudes inferiores a aproximadamente 45 ° y un exceso de pérdida de radiación en latitudes superiores a aproximadamente 45 °.

Sobrepuesto a este balance de radiación se encuentran cambios estacionales en la intensidad de la radiación solar y la duración de las horas de luz debido a la inclinación del eje de la Tierra al plano de la eclíptica y la rotación del planeta alrededor de este eje.

El efecto combinado de estas variables es que las temperaturas promedio de la superficie del océano son más altas en latitudes bajas que en latitudes altas. Debido a que el Sol, con respecto a la Tierra, migra anualmente entre el Trópico de Cáncer y el Trópico de Capricornio, el cambio anual en el calentamiento de la superficie de la Tierra es pequeño en latitudes bajas y grandes en latitudes medias y altas.

El agua tiene una capacidad calorífica extremadamente alta y el calor se mezcla hacia abajo durante las condiciones de calentamiento de la superficie en verano y hacia arriba durante el enfriamiento de la superficie en invierno.

La transferencia de calor reduce el cambio real en las temperaturas de la superficie del océano durante el ciclo anual. En los trópicos, la superficie del océano es cálida durante todo el año, variando estacionalmente entre 1 y 2 ° C (1.8 a 3.6 ° F).

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En las latitudes medias, las temperaturas en el océano medio varían aproximadamente 8 ° C (14.4 ° F) a lo largo del año. En las latitudes polares, la temperatura de la superficie permanece cerca del punto de congelación del agua de mar, alrededor de -1.9 ° C (28.6 ° F).

Las temperaturas de la tierra tienen un amplio rango anual en latitudes altas debido a la baja capacidad de calor de la superficie terrestre.

La proximidad a la tierra, el aislamiento del agua del océano abierto y los procesos que controlan la estabilidad de las aguas superficiales se combinan para aumentar el rango anual de la temperatura de la superficie del océano cerca de la costa.

En el invierno prevalece los vientos transportan masas de aire frío de los continentes en latitudes templadas y subárticas, enfriando la superficie del agua de mar adyacente por debajo del nivel del océano medio.

En verano se produce el efecto contrario, a medida que las masas de aire continental cálido se desplazan sobre el mar adyacente.

Esto crea un rango anual mayor en las temperaturas de la superficie del mar en latitudes medias en los lados occidentales de los océanos del hemisferio norte, pero solo tiene un pequeño efecto en el hemisferio sur, ya que hay poca tierra presente.

En cambio, los océanos del hemisferio sur actúan para controlar la temperatura del aire, que a su vez influye en las temperaturas de la zona templada de la tierra y reduce el rango de temperatura anual sobre la tierra.

Las corrientes oceánicas llevan agua que tiene las características de una zona latitudinal a otra zona.

El desplazamiento hacia el norte del agua caliente a latitudes más altas por la corriente del Golfo del Atlántico Norte y la Kuroshio (Corriente de Japón) del Pacífico Norte crea cambios bruscos de temperatura a lo largo de los límites actuales o los frentes térmicos, donde estos flujos hacia el norte se encuentran con aguas más frías que fluyen hacia el sur desde latitudes más altas.

Las corrientes de agua fría que fluyen de latitudes más altas a más bajas también desplazan las isotermas de la superficie desde posiciones latitudinales casi constantes.

En latitudes bajas, los vientos alisios actúan para alejar el agua de las costas de sotavento de las masas de tierra para producir áreas de surgencia costera del agua desde la profundidad y reducir las temperaturas de la superficie.

Las temperaturas en los océanos disminuyen a medida que aumenta la profundidad. No hay cambios estacionales en las profundidades mayores. El rango de temperatura se extiende desde 30 ° C (86 ° F) en la superficie del mar hasta −1 ° C (30.2 ° F) en el lecho marino.

Al igual que la salinidad, la temperatura en profundidad está determinada por las condiciones que el agua encontró cuando estuvo por última vez en la superficie. En las latitudes bajas, el cambio de temperatura de arriba a abajo en los océanos es grande.

En las regiones templadas y árticas, la formación de agua densa en la superficie que se hunde hasta la profundidad produce casi condiciones isotérmicas con profundidad.

Las áreas de los océanos que experimentan un cambio anual en el calentamiento de la superficie tienen una capa poco profunda mezclada por el viento de temperatura elevada en el verano.

Debajo de esta capa casi isotérmica de 10 a 20 metros (33 a 66 pies) de espesor, la temperatura disminuye rápidamente con la profundidad, formando una termoclina estacional baja (es decir, capa de cambio vertical agudo de la temperatura).

Durante el enfriamiento en invierno y el aumento de la mezcla de viento en la superficie del océano, el vuelco y la mezcla por convección borran esta termoclina poco profunda y profundizan la capa isotérmica.

La termoclina estacional vuelve a formarse cuando vuelve el verano. A mayores profundidades, se encuentra una termoclina no estacional más débil que separa el agua de las fuentes templadas y subpolares.

Por debajo de esta termoclina permanente, las temperaturas disminuyen lentamente. En las cuencas oceánicas muy profundas, se puede observar que la temperatura aumenta ligeramente con la profundidad.

Esto ocurre cuando las partes más profundas de los océanos se llenan con agua con una sola temperatura de una fuente común. Esta agua experimenta una temperatura adiabática aumenta a medida que se hunde.

Tal aumento de temperatura no hace que la columna de agua sea inestable, porque el aumento de la temperatura es causado por la compresión, lo que aumenta la densidad del agua.

Por ejemplo, el agua de mar superficial de 2 ° C (35.6 ° F) que se hunde hasta una profundidad de 10,000 metros (aproximadamente 33,000 pies) aumenta su temperatura en aproximadamente 1.3 ° C (2.3 ° F).

Cuando se miden las temperaturas de alta mar, el aumento de temperatura adiabático, que es una función de la salinidad, la temperatura inicial y el cambio de presión, se calcula y se resta de la temperatura observada para obtener la temperatura potencial.

Las temperaturas potenciales se utilizan para identificar un tipo común de agua y para rastrear esta agua hasta su fuente.

Propiedades termales del agua de mar

La unidad de calor llamado el gramo la caloría se define como la cantidad de calor requerida para elevar la temperatura de un gramo de agua 1 ° C. los Kilocaloría, o calorías de los alimentos, es la cantidad de calor necesaria para elevar un kilogramo de agua a 1 ° C.

La capacidad de calor es la cantidad de calor requerida para elevar un gramo de material a 1 ° C bajo presión constante. En el Sistema Internacional de Unidades (SI), la capacidad térmica del agua es de una kilocaloría por kilogramo por grado Celsius.

El agua tiene la capacidad de calor más alta de todos los materiales comunes de la Tierra; por lo tanto, el agua en la Tierra actúa como un amortiguador térmico, resistiendo el cambio de temperatura a medida que gana o pierde energía térmica.

La capacidad calorífica de cualquier material se puede dividir por la capacidad calorífica del agua para obtener una relación conocida como calor específico del material.

El calor específico es numéricamente igual a la capacidad de calor pero no tiene unidades. En otras palabras, es una relación sin unidades. Cuando la sal está presente, la capacidad calorífica del agua disminuye ligeramente. El agua de mar de 35 psu tiene un calor específico de 0.932 en comparación con 1.000 para agua pura.

El agua pura se congela a 0 ° C y hierve a 100 ° C (212 ° F) en condiciones de presión normales. Cuando se agrega sal, se baja el punto de congelación y se eleva el punto de ebullición.

La adición de sal también reduce la temperatura de densidad máxima por debajo de la del agua pura (4 ° C [39.2 ° F]). La temperatura de densidad máxima disminuye más rápidamente que el punto de congelación a medida que se agrega sal.

A 24.70 psu de salinidad, el punto de congelación y la temperatura de densidad máxima coinciden a −1.332 ° C (29.6 ° F). En las salinidades típicas de los océanos abiertos, que son mayores de 24.7 psu, el punto de congelación es siempre la temperatura de máxima densidad.

Cuando el agua cambia su estado, los enlaces de hidrógeno entre las moléculas se forman o se rompen. Se requiere energía para romper los enlaces de hidrógeno, lo que permite que el agua pase de un estado sólido a un estado líquido o de un estado líquido a un estado gaseoso.

Cuando se forman enlaces de hidrógeno, lo que permite que el agua cambie de un líquido a un sólido o de un gas a un líquido, la energía se libera. La entrada de energía térmica necesaria para cambiar el agua de un sólido a 0 ° C a un líquido a 0 ° C es el latente calor de fusión y es de 80 calorías por gramo de hielo.

El calor latente de fusión del agua es el más alto de todos los materiales comunes. Debido a esto, el calor se libera cuando se forma el hielo y se absorbe durante la fusión, lo que tiende a amortiguar las temperaturas del aire a medida que la tierra y el hielo marino se forman y se funden estacionalmente.

Cuando el agua se convierte de un líquido a un gas, una cantidad de energía térmica conocida como latente se requiere calor de vaporización para romper los enlaces de hidrógeno.

La evaporación por debajo de 100 ° C y la sublimación requiere más energía por gramo que 540 calorías. A 20 ° C (68 ° F) se requieren aproximadamente 585 calorías para vaporizar un gramo de agua. Cuando el vapor de agua se condensa de nuevo a agua líquida, se libera el calor latente de la vaporización.

La evaporación del agua de la superficie de la Tierra y su condensación en la atmósfera constituyen la forma más importante en que el calor de la superficie de la Tierra se transfiere a la atmósfera.

Este proceso es la fuente de la energía que impulsa los huracanes y un mecanismo principal para enfriar la superficie de los océanos. El calor latente de vaporización del agua es el más alto de todas las sustancias comunes.

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Densidad del agua de mar y presión

La densidad de un material se da en unidades de masa por unidad de volumen y se expresa en kilogramos por metro cúbico en el sistema de unidades SI.

En oceanografía, la densidad del agua de mar se ha expresado históricamente en gramos por centímetro cúbico. La densidad del agua de mar es una función de la temperatura, la salinidad y la presión.

Debido a que los oceanógrafos requieren que las mediciones de densidad sean precisas hasta el quinto lugar decimal, la manipulación de los datos requiere escribir muchos números para registrar cada medición.

Además, el efecto de la presión se puede descuidar en muchos casos mediante el uso de la temperatura potencial. Estos dos factores llevaron a los oceanógrafos a adoptar una unidad de densidad llamada sigma-t (σ t).

Este valor se obtiene restando 1.0 de la densidad y multiplicando el resto por 1,000. El σ t no tiene unidades y es una densidad abreviada de agua de mar controlada por salinidad y solo temperatura. El σ t de agua de mar aumenta con el aumento de la salinidad y la temperatura decreciente.

La relación entre la presión y la densidad se demuestran al observar el efecto de la presión sobre la densidad del agua de mar a 35 psu y 0 ° C. Porque una columna de agua de mar de un metro (tres pies) produce una presión de aproximadamente un decibar (0.1 atmósfera), la presión en decibares es aproximadamente igual a la profundidad en metros. (Un decibar es una décima parte de una barra, que a su vez es igual a 10 5 newtons por metro cuadrado).

Los valores asociados con el cambio en la densidad del agua de mar con la profundidad se enumeran en la tabla.

profundidad (m)presión (decibares)densidad (g / cm 3 )
001.02813
1,0001,0001.03285
2,0002,0001.03747
4,0004,0001.04640
6,0006,0001.05495
8,0008,0001.06315
10,00010,0001.07104
Cambios de densidad con la profundidad (agua de mar 35 partes por mil y 0 ° C)

Los valores crecientes de densidad demuestran la compresibilidad del agua de mar bajo las tremendas presiones presentes en las profundidades del océano. 

Si el agua de mar fuera incompresible, cada centímetro cúbico de agua en la columna de agua se expandiría, y los valores de densidad en todas las profundidades serían iguales.

Si la presión promedio que se produjo a una profundidad de 4,000 metros (aproximadamente 13,100 pies, la profundidad media aproximada del océano) se reemplazó de alguna manera con la presión promedio que ocurrió a 2,000 metros (alrededor de 6,600 pies) y el área de los océanos se mantuvo constante, habría un aumento promedio del nivel del mar de unos 36 metros (120 pies).

La temperatura de máxima densidad y la el punto de congelación del agua disminuye a medida que la sal se agrega al agua, y la temperatura de densidad máxima disminuye más rápidamente que el punto de congelación.

En las salinidades inferiores a 24,7 psu, la densidad máxima se alcanza antes del punto de hielo, mientras que en las salinidades más altas más típicas de los océanos abiertos, la densidad máxima nunca se alcanza de forma natural.

Por ejemplo, a 5 psu un máximo de densidad se encuentra entre 0 y 10 ° C (32 y 50 ° F). (Su posición real es a 3 ° C [37.4 ° F], donde el valor de σ t es 4.04 para 5 psu)

Esta capacidad del agua de baja salinidad y, por supuesto, el agua dulce para pasar a través de un máximo de densidad hace que ambos se comportan de manera diferente a los sistemas marinos cuando el agua se enfría en la superficie y se produce un vuelco impulsado por densidad.

Cuando un lago se enfría en su superficie, el sumidero de agua avanza a medida que la densidad del agua superficial aumenta con la disminución de la temperatura.

En el momento en que el agua superficial alcanza los 4 ° C (39.2 ° F), la temperatura de densidad máxima para el agua dulce, el vuelco por convección impulsado por densidad ha alcanzado el fondo del lago y cesa el vuelco.

El enfriamiento adicional de la superficie produce agua menos densa, y el lago se estratifica establemente con respecto a la densidad controlada por temperatura. Solo una capa superficial relativamente poco profunda se enfría por debajo de 4 ° C.

Cuando esta capa superficial se enfría al punto de hielo, 0 ° C, el hielo se forma a medida que se extrae el calor latente de fusión. En un lago profundo, la temperatura en profundidad permanece a 4 ° C.

En primavera, el agua de la superficie se calienta y el hielo se derrite. Se reanuda un vuelco convectivo poco profundo hasta que el lago vuelve a ser isotérmico a 4 ° C. El calentamiento continuo de la superficie produce una columna de agua estable.

En el agua de mar en la que la salinidad excede los 24.7 psu, también se produce un vuelco por convección durante el ciclo de enfriamiento y penetra a una profundidad determinada por la salinidad y la densidad de temperatura controlada del agua enfriada.

Como no se pasa la densidad máxima, el vuelco convectivo accionado térmicamente es continuo hasta que se alcanza el punto de hielo donde el hielo marino se forma con la extracción del calor latente de fusión.

Dado que la sal se excluye en gran medida del hielo en la mayoría de los casos, la salinidad del agua debajo del hielo aumenta ligeramente, y un vuelco por convección que es impulsado tanto por la sal como por la temperatura continúa en forma de hielo marino.

El vuelco continuo requiere que un gran volumen de agua se enfríe a un nuevo punto de hielo dictado por el aumento de la salinidad antes de que se forme hielo adicional.

De esta manera, se forma agua de mar muy densa que es tanto fría como de salinidad elevada. Áreas como el Mar de Weddell en la Antártida produce el agua más densa de los océanos. Esta agua, conocida como Agua del fondo antártico, se hunde hasta las profundidades más profundas de los océanos.

El continuo vuelco disminuye la velocidad a la que se forma el hielo marino, lo que limita el espesor estacional del hielo. Otros factores que controlan el espesor del hielo son la velocidad a la que se conduce el calor a través de la capa de hielo y el aislamiento provisto por la nieve en el hielo.

Agua de mar

El hielo marino estacional rara vez supera los 2 metros (aproximadamente 7 pies) de espesor. Durante la estación más cálida, el hielo marino que se derrite suministra una capa de agua dulce a la superficie del mar y, por lo tanto, estabiliza la columna de agua.

Los procesos de superficie que alteran la temperatura y la salinidad del agua de mar contribuyen al proceso de impulsar la circulación vertical de los océanos.

Conocido como circulación termohalina reemplaza continuamente el agua de mar en profundidad con el agua de la superficie y reemplaza lentamente el agua de la superficie en otro lugar con agua que se eleva desde profundidades más profundas.

Evolución química del agua de mar

La historia química del agua de mar en los océanos se ha dividido en tres etapas. La primera es una etapa temprana en la que la corteza terrestre se estaba enfriando y reaccionando con gases volátiles o altamente reactivos de naturaleza ácida reductora para producir los océanos y una masa de roca sedimentaria inicial.

Esta etapa duró hasta hace unos 3.500 millones de años. La segunda etapa fue un período de transición a condiciones esencialmente modernas, y se estima que terminó hace 2 a 1.500 millones de años.

Desde entonces, es probable que haya habido pocos cambios en la composición del agua de mar.

Los primeros océanos

Las estimaciones del exceso de sustancias volátiles liberadas desde el interior de la Tierra se dan en la tabla.

Estimación del «exceso de volátiles»
(unidades de 10 20 gramos)
Fuente: WW Rubey (1951).
Agua16.600
carbono total como dióxido de carbono910
Azufre22
Nitrógeno42
Cloro300
Hidrógeno10
boro, bromo, argón, flúor, etc.4

La acumulación inicial de la Tierra por la aglomeración de partículas sólidas ocurrió hace unos 4.560 millones de años. 

El calentamiento de este conglomerado no clasificado inicialmente frío por la descomposición de elementos radiactivos y la conversión de energía cinética y potencial en calor dio como resultado el desarrollo de un núcleo de  hierro líquido y la zonación interna bruta de la Tierra.

Se ha concluido que la formación del núcleo de la Tierra tomó cerca de 500 millones de años. 

Es probable que la formación del núcleo haya provocado el escape de una atmósfera primitiva original y su sustitución por una derivada de la pérdida de sustancias volátiles del interior de la Tierra.

Si la mayor parte de esto la desgasificación tuvo lugar durante la formación del núcleo o poco después o si ha habido una desgasificación significativa del interior de la Tierra a lo largo del tiempo geológico es incierto.

Los modelos recientes de formación de la Tierra, sin embargo, sugieren una diferenciación temprana de la Tierra en tres zonas principales (núcleo, manto y corteza) y una pérdida temprana de sustancias volátiles del interior.

También es probable que la Tierra, después de la aglomeración en frío inicial, alcance temperaturas tales que toda la Tierra se acercó al estado fundido.

A medida que la corteza inicial del planeta se solidificaba, se liberarían gases volátiles para formar una atmósfera que contendría agua, que luego se convertiría en la hidrosfera; gases de carbono, tales como dióxido de carbono, metano y monóxido de carbono; gases de azufre, principalmente sulfuro de hidrógeno; y compuestos halógenos, tales como ácido clorhídrico.

El nitrógeno también puede haber estado presente, junto con pequeñas cantidades de otros gases. Gases de bajo número atómico, como el hidrógeno y el helio, escaparían del campo gravitatorio de la Tierra.

Las sustancias desgasificadas del interior planetario han sido llamadas exceso de compuestos volátiles porque sus masas no pueden explicarse simplemente por la erosión de las rocas.

A una temperatura inicial de la corteza de aproximadamente 600 ° C (aproximadamente 1,100 ° F), casi todos estos compuestos, incluidos el agua (H 2 O), estaría en el ambiente.

La secuencia de eventos que ocurrieron cuando la corteza se enfrió es difícil de construir. Por debajo de 100 ° C (212 ° F), todo el H 2 O se habría condensado, y el ácidos. Los gases habrían reaccionado con los minerales de la corteza ígnea para formar sedimentos y el océano.

Hay al menos dos vías posibles por las que estos pasos iniciales podrían haberse realizado.

Una vía asume que la atmósfera de 600 ° C contenía, junto con otros compuestos, agua (como vapor), dióxido de carbono y ácido clorhídrico en la proporción de 20: 3: 1 y se enfriaría a la temperatura crítica del agua.

El vapor de agua por lo tanto se habría condensado en un océano caliente temprano. En esta etapa, el ácido clorhídrico se disolvería en el agua de mar del período (aproximadamente 1 mol por litro), pero la mayor parte del dióxido de carbono todavía estaría en la atmósfera con aproximadamente 0,5 mol por litro en el agua del océano.

Este temprano océano ácido reaccionaría vigorosamente con los minerales de la corteza, disolviendo la sílice y los cationes y creando un residuo que consistía principalmente en minerales de arcilla aluminosa que formarían los sedimentos de las cuencas tempranas del océano.

Esta vía de reacción asume que las velocidades de reacción fueron lentas en relación con el enfriamiento.

Una segunda vía de reacción, que asume que el enfriamiento fue lento, también es posible. En este caso, a una temperatura de aproximadamente 400 ° C (aproximadamente 750 ° F), la mayor parte del vapor de agua se eliminaría de la atmósfera mediante reacciones de hidratación con piroxenos y olivinos.

En estas condiciones, el vapor de agua no se condensaría hasta que se alcanzara una temperatura desconocida, y la Tierra podría haber tenido en una etapa temprana de su historia una atmósfera rica en dióxido de carbono y ningún océano: la superficie habría sido muy parecida a la de la actualidad.

 

Las vías descritas son dos de las varias posibilidades para el entorno de superficie inicial del planeta. En cualquier caso, después de que la superficie de la Tierra se hubiera enfriado a 100 ° C, habría tomado poco tiempo geológicamente el uso de gases ácidos en reacciones que involucran minerales de roca ígnea.

La presencia de bacterias y posiblemente algas en el registro fósil de las rocas de más de tres mil millones de años, se confirma el hecho de que la superficie de la Tierra se había enfriado a temperaturas inferiores a 100 ° C en ese momento y que se había producido la neutralización de los gases ácidos originales.

Si la mayor parte de la desgasificación de sustancias volátiles primarias del interior de la Tierra ocurriera antes, el cloruro liberado por la reacción del ácido clorhídrico con minerales de roca se encontraría en los océanos y mares o en depósitos de evaporita, y los océanos tendrían una salinidad y un volumen comparables a los que tienen hoy.

Esta conclusión se basa en el supuesto de que no ha habido un cambio drástico en las proporciones de compuestos volátiles liberados a través del tiempo geológico. 

La reacción global generalizada indicativa de la química que conduce a la formación de los primeros océanos puede escribirse en la forma: minerales rocas ígneas primario + volátiles de ácido + H 2 O = rocas sedimentarias + océanos + atmósfera.

Note en esta ecuación que si todos los ácidos volátiles y H 2O fueron liberados al principio de la historia de la Tierra y en las proporciones encontradas hoy, entonces la masa total de roca sedimentaria original producida sería igual a la de la actualidad, y la salinidad y el volumen del océano estarían cerca de lo que son ahora.

Agua de mar

Si, por otro lado, la desgasificación fuera lineal con el tiempo, entonces la masa de roca sedimentaria se habría acumulado a una velocidad lineal, al igual que el volumen oceánico.

Sin embargo, la salinidad del agua de mar se mantendría casi igual si las proporciones de compuestos volátiles desgasificados no cambiaran con el tiempo.

La situación más probable es la que se presenta aquí, a saber, que la mayor desgasificación se produjo al principio de la historia de la Tierra, después de lo cual se liberaron de forma episódica o continua pequeñas cantidades de compuestos volátiles durante el resto del tiempo geológico.

El contenido de sal del agua de mar en los océanos en función de las proporciones constantes de los compuestos volátiles liberados dependería principalmente de la proporción de cloruro de sodio (NaCl) bloqueada en evaporitas a la disuelta en los océanos.

Si todo el cloruro de sodio en las evaporitas se agregara al agua de mar hoy, la salinidad se duplicaría aproximadamente. Este valor da una idea de la máxima salinidad que los océanos podrían haber alcanzado a lo largo del tiempo geológico.

Un componente faltante de la superficie terrestre temprana era libre oxígeno, porque no habría sido un componente liberado de la corteza de enfriamiento. Como se señaló anteriormente, la producción temprana de oxígeno fue la fotodisociación de agua en la atmósfera como resultado de la absorción de luz ultravioleta.

La reacción es 2H 2 O +  = O 2 + 2H 2, en la que  representa un fotón de luz ultravioleta. El hidrógeno producido escaparía al espacio, y el O 2 reaccionaría con los primeros gases reducidos por reacciones como 2H 2 S + 3O 2 = 2SO 2 + 2H 2 O.

La producción de oxígeno por fotodisociación dio a la atmósfera reducida temprana un comienzo hacia el presente -Días condiciones, pero no fue hasta la aparición de organismos fotosintéticos hace aproximadamente 3.300 millones de años que era posible que la acumulación de oxígeno en la atmósfera procediera a una velocidad suficiente para conducir al ambiente oxigenado de hoy.

La reacción fotosintética que conduce a la producción de oxígeno puede escribirse 6CO 2 + 6H 2 O +  = C 6 H 1 2 O 6 + 6O 2, en la que C 6 H 1 2 O 6 representa azúcar.

La etapa de transición

La naturaleza del registro de rocas desde el momento de las primeras rocas sedimentarias (hace unos 3.500 millones de años) hasta aproximadamente de 2 a 1.500 millones de años sugiere que la cantidad de oxígeno en la atmósfera era significativamente menor que la actual y que había tendencias químicas continuas.

En las rocas sedimentarias se formaron y, más sutilmente, en la composición oceánica. Las rocas de origen de los sedimentos durante este tiempo probablemente serían más basáltico que los posteriores;

Los detritus sedimentarios se formaron por la alteración de estas rocas en una atmósfera deficiente de oxígeno y se acumularon principalmente en condiciones marinas anaeróbicas.

La principal diferencia entre las reacciones que involucran los equilibrios entre minerales y océanos en este momento y en el momento actual fue el papel desempeñado por hierro ferroso.

El hierro en los océanos actuales es bajo debido a la insolubilidad de los óxidos de hierro oxidados. Durante el período de 3.5 a 1.5 billones de años, los ambientes deficientes de oxígeno eran prevalentes; estos favorecieron la formación de minerales que contienen hierro ferroso (estado reducido del hierro) a partir de la alteración de las rocas basálticas.

De hecho, el hierro carbonato siderita y el hierro silicato Greenalite, en estrecha asociación con chert y el sulfuro de hierro la pirita, son minerales característicos que se encuentran en las formaciones de hierro del Precámbrico medio (alrededor de 1.5 a 2.4 mil millones de años).

El chert originalmente fue depositado como sílice amorfa; el equilibrio entre la sílice amorfa, la siderita y la greenalita a 25 ° C (77 ° F) y la presión total de una atmósfera requiere una presión de dióxido de carbono de aproximadamente 10-2.5 atmósfera, o 10 veces el valor actual.

El agua de mar en este momento se puede considerar como la solución resultante de una lixiviación ácida de rocas basálticas, y debido a que la neutralización de los gases ácidos volátiles no se restringió principalmente a las áreas terrestres como lo está actualmente, gran parte de esta alteración puede haber ocurrido en forma submarina.

La atmósfera en ese momento era deficiente en oxígeno; los ambientes de deposición anaeróbica con presiones internas de dióxido de carbono de alrededor de 10-2.5 atmósfera se mantuvieron, y la atmósfera misma pudo haber tenido una presión de dióxido de carbono cerca de 10-2.5 atmósfera.

Si es así, el pH del agua del océano temprano fue menor que el del agua de mar moderna, la concentración de calcio fue mayor y el agua del océano temprano fue probablemente saturada con respecto a la sílice amorfa (aproximadamente 120 partes por millón [ppm]).

Para simular lo que podría haber ocurrido, es útil imaginar vaciar la cuenca del Pacífico, arrojando grandes masas de material basáltico roto, llenándolo con ácido clorhídrico para que el ácido se neutralice, y luego carbonatando la solución burbujeando dióxido de carbono a través de ella.

El oxígeno no sería permitido en el sistema. El ácido clorhídrico lixiviaría las rocas, resultando en la liberación y precipitación desílice y la producción de un océano de cloruro que contiene sodio, potasio, calcio, magnesio, aluminio, hierro, y reducido.

Especies de azufre en las proporciones presentes en las rocas. A medida que se acercaba la neutralización completa, el aluminio podía comenzar a precipitar en forma de hidróxidos y luego combinarse con sílice precipitada para formar una deficiencia catiónica.aluminosilicatos.

Los aluminosilicatos, al llegar al final del proceso de neutralización, se combinarían con más sílice y con cationes para formar minerales como clorita, y el hierro ferroso se combinaría con sílice y azufre para producir greenalita y pirita.

El cloro se equilibraría con sodio y calcio en proporciones aproximadamente iguales, con potasio y magnesio subordinados; El aluminio se eliminaría cuantitativamente y el silicio se saturaría con sílice amorfa.

Si esta solución fuera carbonatada, el calcio se eliminaría como carbonato de calcio y el balance de cloro se mantendría mediante la extracción de más sodio de la roca primaria.

Los sedimentos producidos en este sistema contendrían principalmente sílice, silicatos ferrosos de hierro, minerales cloríticos, carbonato de calcio, carbonatos de calcio y magnesio y pirita menor.

Si el ácido clorhídrico agregado estuviera en exceso del dióxido de carbono, el océano resultante tendría un alto contenido de cloruro de calcio, pero el pH aún estaría cerca de la neutralidad.

Si el dióxido de carbono agregado estuviera en exceso del cloro, el calcio se precipitaría como carbonato hasta alcanzar un nivel aproximado al de los océanos actuales, es decir, unos pocos cientos de partes por millón.

Si este océano de nueva creación no se perturbara durante unos pocos cientos de millones de años, sus aguas se evaporarían y serían transportadas a los continentes (en forma de precipitación); Las corrientes transportarían sus cargas en él.

Los sedimentos creados en este océano serían elevados e incorporados en los continentes. Gradualmente, se sentiría la influencia de los desechos continentales, y el pH podría cambiar ligeramente. El hierro se oxidaría de los silicatos ferrosos para producir óxidos de hierro, pero la composición del agua no variaría mucho.

Los minerales primarios de las rocas ígneas son todos compuestos levemente básicos.

Cuando reaccionan en exceso con ácidos como el ácido clorhídrico y el dióxido de carbono, producen soluciones neutras o ligeramente alcalinas más un conjunto de productos de reacción de aluminosilicato y carbonato alterados.

Es altamente improbable que el agua de mar haya cambiado a lo largo del tiempo desde una solución aproximadamente en equilibrio con estos productos de reacción, que son minerales de arcilla y carbonatos.

Los océanos modernos

Los océanos probablemente alcanzaron sus características modernas hace 2 a 1.500 millones de años.

Las composiciones químicas y mineralógicas y las proporciones relativas de las rocas sedimentarias de esta era difieren poco de sus contrapartes de la era Paleozoica (las que datan de aproximadamente 542 a 251 millones de años).

El hecho de que los gases ácidos de azufre se habían neutralizado al sulfato en este momento se confirma por los depósitos de sulfato de calcio de la era Precámbrica tardía (aproximadamente 542 millones a 1.600 millones de años).

Los óxidos férricos precipitados químicamente en las rocas sedimentarias del Precámbrico tardío indican el oxígeno libre disponible, sea cual sea su porcentaje.

La química y mineralogía de las lutitas precámbricas medias y tardías es similar al de las lutitas paleozoicas. Por lo tanto, parece que el ciclo continuo de sedimentos como los de la actualidad ha ocurrido entre 1.5 y 2 mil millones de años y que estos sedimentos han controlado la composición oceánica.

Una vez se pensó que la salinidad de los océanos modernos simplemente representa el almacenamiento de sales derivadas de la meteorización de rocas y transportadas a los océanos por procesos fluviales.

Sin embargo, al aumentar el conocimiento de la edad de la Tierra, se observó que, al ritmo actual de suministro de sales a los océanos o incluso a tasas muy reducidas, el contenido total de sal y la masa de sales individuales en los océanos podrían alcanzarse en intervalos de tiempo geológicamente cortos en comparación con la edad de la Tierra.

La masa total de sal en los océanos se puede contabilizar a las tasas actuales de suministro de arroyos en aproximadamente 12 millones de años. La masa de sílice disuelta en el agua del océano se puede duplicar en solo 20,000 años mediante la adición de sílice derivada de la corriente.

Duplicar el sodio llevaría 70 millones de años. Entonces se hizo evidente que los océanos no eran simplemente un acumulador de sales, sino que a medida que el agua se evapora de los océanos, las sales introducidas deben eliminarse en forma de minerales.

Por lo tanto, el concepto de los océanos como sistema químico cambió de un simple acumulador a un sistema de estado estacionario en el que las tasas de entrada de materiales en los océanos son iguales a las tasas de salida.

El concepto de estado estable permite que la afluencia varíe con el tiempo, pero se vería acompañada por una variación casi simultánea e igual del flujo de salida. 

Los cálculos de las tasas de adición de elementos al sistema oceánico y su eliminación muestran que durante al menos 100 millones de años el sistema oceánico ha estado en un estado estable con tasas aproximadamente fijas de entrada y salida de elementos principales y, por lo tanto, de composición química fija.

El concepto de los océanos como un sistema químico cambió de un simple acumulador a un sistema de estado estable en el que las tasas de entrada de materiales en los océanos son iguales a las tasas de salida.

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