Profundidad de compensación de carbonatos
La profundidad de compensación de carbonatos (CCD) es la profundidad, en los océanos, a la que la tasa de suministro de carbonatos de calcio coincide con la tasa de solvatación. Es decir, la solvatación 'compensa' suministrar. Debajo del CCD la solvatación es más rápida, de modo que las partículas de carbonato se disuelven y las capas de carbonato (pruebas) de los animales no se conservan. Las partículas de carbonato no pueden acumularse en los sedimentos donde el fondo del mar está por debajo de esta profundidad.
La calcita es el menos soluble de estos carbonatos, por lo que el CCD normalmente es la profundidad de compensación para la calcita. La profundidad de compensación de aragonito (ACD) es la profundidad de compensación para los carbonatos aragoníticos. La aragonita es más soluble que la calcita y la profundidad de compensación de la aragonita es generalmente menor que la profundidad de compensación de la calcita y el CCD.
Descripción general
Como se muestra en el diagrama, las pruebas de carbonato de calcio biogénico (CaCO3) se producen en la zona fótica de los océanos (círculos verdes). Al morir, las pruebas que escapan a la disolución cerca de la superficie se asientan, 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. Por encima de este horizonte, las aguas están sobresaturadas y las pruebas de CaCO3 se conservan en gran medida. 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 escombros es rápida (flechas anchas y pálidas), por lo que la disolución ocurre principalmente en la superficie del sedimento.
A la profundidad de la compensación del carbonato, la tasa de disolución coincide exactamente con la tasa de suministro de CaCO3 de arriba. En estado estable, esta profundidad, la CCD, es similar a la línea de nieve (la primera profundidad en la que se producen sedimentos de punto de carbono). La lisoclina es el intervalo de profundidad entre las profundidades de la saturación y la compensación del carbonato.
Solubilidad del carbonato
El carbonato de calcio es esencialmente insoluble en las aguas superficiales del mar hoy en día. Las capas de plancton calcáreo muerto que se hunden en aguas más profundas permanecen prácticamente inalteradas hasta alcanzar la lisoclina, el punto a unos 3,5 km de profundidad, pasado el cual la solubilidad aumenta dramáticamente con la profundidad y la presión. Cuando se alcanza el CCD, todo el carbonato de calcio se ha disuelto según esta ecuación:
En la columna de agua sobre el CCD se pueden encontrar plancton calcáreo y partículas de sedimentos. Si el fondo marino está por encima del CCD, los sedimentos del fondo pueden consistir en sedimentos calcáreos llamados exudado calcáreo, que es esencialmente un tipo de piedra caliza o tiza. Si el fondo marino expuesto está debajo del CCD, pequeñas capas de CaCO3 se disolverán antes de alcanzar este nivel, evitando la deposición de sedimentos carbonatados. A medida que el fondo del mar se expande, 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 de mar superponiendo sedimentos tales como una capa de exudado silíceo o arcilla abisal depositada sobre la capa de carbonato.
Variaciones en el valor del CCD
El valor exacto del 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 CO2 disuelto en el agua. El carbonato de calcio es más soluble a temperaturas más bajas y presiones más altas. También es más soluble si la concentración de CO2 disuelto es mayor. Agregar un reactivo a la ecuación química anterior empuja el equilibrio hacia la derecha produciendo más productos: Ca2+ y HCO3−, y consumiendo más reactivos CO2 y carbonato de calcio según el principio de Le Chatelier.
En la actualidad, el CCD en el Océano Pacífico está a unos 4200-4500 metros, excepto debajo de la zona de surgencia ecuatorial, donde el CCD está a unos 5000 m. En el océano Atlántico templado y tropical, el CCD se encuentra a aproximadamente 5000 m. En el Océano Índico es intermedio entre el Atlántico y el Pacífico a aproximadamente 4300 metros. La variación en la profundidad del CCD se debe en gran medida al tiempo transcurrido desde que el agua del fondo ha estado expuesta a la superficie; esto se llama "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 hacia aguas más profundas, las masas de aguas profundas tienden a acumular dióxido de carbono disuelto a medida que envejecen. Las masas de agua más antiguas tienen las concentraciones más altas de CO2 y, por lo tanto, el CCD menos profundo. El CCD es relativamente poco profundo en latitudes altas, con excepción del Atlántico Norte y las regiones del Océano Austral donde se produce la corriente descendente. Esta corriente trae agua superficial joven con concentraciones relativamente bajas de dióxido de carbono a las profundidades del océano, deprimiendo el CCD.
En el pasado geológico, la profundidad del CCD ha mostrado una variación significativa. Desde el Cretácico hasta el Eoceno, la CCD era mucho menos profunda a nivel global que hoy; Debido a la intensa actividad volcánica durante este período, las concentraciones atmosféricas de CO2 fueron mucho más altas. Concentraciones más altas de CO2 dieron como resultado una presión parcial más alta de CO2 sobre el océano. Esta mayor presión de CO atmosférico2 conduce a un aumento de CO disuelto2 en la capa superficial mixta del océano. Este efecto fue algo moderado por la expansión de los océanos profundos. Temperaturas elevadas durante este período. A finales del Eoceno, la transición de la Tierra de invernadero a cámara de hielo coincidió con una CCD más profunda.
John Murray investigó y experimentó con la disolución del carbonato de calcio y fue el primero en identificar la profundidad de compensación del carbonato en los océanos.
Impactos del cambio climático
El aumento de la concentración atmosférica de CO2 procedente de la combustión de combustibles fósiles está provocando un aumento del CCD, afectando primero a las zonas de hundimiento. 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 carbonatos en escalas de tiempo de decenas a cientos de años.
Exudado sedimentario
En los pisos del mar sobre la profundidad de la compensación del carbonato, el ooze más comúnmente encontrado es el ooze calcáreo; en los pisos del mar debajo de la profundidad de la compensación del carbonato, el ooze más comúnmente encontrado es ooze siliceo. Mientras que el ooze calcáreo consiste principalmente en Rhizaria, ooze silíceo mayormente consiste en Radiolaria y Diatom.