Capítulo 1. Introducción a la química marina: importncia de los principales nutrientes inrogánicos en el océano

Full text

Temas sobre
Investigaciones Costeras
Universidad de Guadalajara
2014
Coordinadores
Juan Luis Cifuentes Lemus
Fabio Germán Cupul Magaña

Primera edición, 2014
D.R. © 2014 Universidad de Guadalajara
Centro Universitario de la Costa
Av. Universidad 203, Delegación Ixtapa
48280 Puerto Vallarta, Jalisco
ISBN: 978-607-742-054-5
Impreso y hecho en México
Printed and made in Mexico
UNIVERSIDAD DE GUADALAJARA
Itzcóatl Tonatiuh Bravo Padilla
Rector general
Miguel Ángel Navarro Navarro
Vicerrector ejecutivo
José Alfredo Peña Ramos
Secretario general
Centro Universitario de la Costa
Marco Antonio Cortés Guardado
Rector
Remberto Castro Castañeda
Secretario académico
Gloria Angélica Hernández Obledo
Secretaria administrativa

9
CAPÍTULO 1
Introducción a la química marina: importancia de
los principales nutrientes inorgánicos en el océano
Janet Reimer
Alma Paola Rodríguez-Troncoso
La química marina comprende el estudio de las propiedades químicas del
agua de mar, así como de los ciclos de los elementos que la componen. Los
mismos elementos que se encuentran en la biosfera (capa superficial de la
tierra en donde se desarrolla la vida), están presentes en el agua de mar y
son igualmente importantes en ambos ambientes. Dentro de los compo-
nentes principales se encuentran el carbono (C), nitrógeno (N), fósforo (P),
hierro (Fe) y sílice (Si) en su forma inorgánica; y su importancia radica en
que todos estos son los responsables de la producción de materia orgáni-
ca. En el agua de mar, la forma inorgánica de estos elementos se encuen-
tra disuelta y son los nutrientes utilizados principalmente para el proceso
de fotosíntesis, en donde el fitoplancton, conformado por el conjunto de
microalgas en presencia de la luz visible y junto con los nutrientes, fijan el
carbono disponible para producir la energía que requieren para sus proce-
sos metabólicos, pero además, como producto de desecho, generan oxíge-
no el cual es liberado al medio circundante (Redfield et al., 1963). De hecho,
todas las formas de vida oceánicas están interconectadas y dependen de la
composición química del agua de mar y del fitoplancton, el cual compone
la base de la cadena alimenticia. En este capítulo revisaremos los elemen-
tos más importantes del agua de mar (C, N, P, Si y Fe) junto con sus ciclos;
y además, cómo el impacto humano (denominado como antropogénico)
afecta la composición de algunos de estos elementos, donde aquellos ele-
mentos que son indispensables para la vida, han incrementado sus con-
centraciones debido a la influencia del hombre, y en algunos casos
dependiendo de otras condiciones en el océano tales como temperatura,
masas de agua, entre otros, se pueden volver tóxicos para los organismos
marinos. Los ciclos y presencia de los nutrientes son diferentes en las
9

TEMAS SOBRE INVESTIGACIONES COSTERAS
10
zonas costeras, las cuales son mucho más dinámicas con respecto a las
oceánicas, pero independientemente de esta regionalización, dichos ciclos
determinarán la distribución y abundancia de los organismos de menor
tamaño como son el fitoplancton o el zooplancton hasta los de mayor talla
como los mamíferos marinos.
Ciclos de los nutrientes más importantes
Carbono y dióxido de carbono (CO
2
)
En los océanos, el C orgánico se puede encontrar tanto en forma particu-
lada como disuelta. En su forma particulada está asociado como compo-
nente esencial a todas las formas de vida, desde estructuras microscópicas
como el fitoplancton hasta grandes organismos como lo son las ballenas;
mientras que disuelto se encuentra en toda la columna de agua y se consi-
dera en esta clasificación cuando su tamaño de partícula es menor de 0.4
m. El carbono inorgánico disuelto se encuentra en diferentes formas como:
dióxido de carbono (CO2), bicarbonato (HCO3-) y carbonatos (CO32-) que en
su conjunto, forman el carbono inorgánico disuelto total (CIDT). La presen-
cia de ambos tipos de carbono dependen uno del otro por factores tanto
bióticos (es decir, su presencia y uso en organismos vivos) como abióticos
(en donde otros factores como la temperatura, el transporte de masas de
agua y la estratificación de la columna de agua juegan un papel muy im-
portante).
Como se mencionó anteriormente, el carbono orgánico está presente
en los organismos (componente biótico del ecosistema). Cuando un indivi-
duo muere, las bacterias por procesos tanto aeróbicos como anaeróbicos,
es decir con y sin presencia de oxígeno, rompen sus compuestos orgánicos
en componentes químicos inorgánicos, a lo cual se le conoce como proceso
de remineralización bacteriana; posteriormente, estos componentes inor-
gánicos son liberados en el agua como «nutrientes» disueltos, los cuales
están disponibles de manera libre, a este proceso se le conoce como reciclaje
(Azam et al., 1983). Los nutrientes inorgánicos en presencia de luz, son
consumidos por organismos fotosintéticos como las microalgas (las cuales
en agrupaciones con todas las diferentes especies, comúnmente se deno-
mina fitoplancton) quienes llevan a cabo el proceso de fotosíntesis y que
son responsables de la mayor productividad primara en los sistemas

11
INTRODUCCIÓN A LA QUÍMICA MARINA…
oceánicos; este proceso no es exclusivo de las microalgas, ya que otros
organismos como las macroalgas, pastos marinos y corales asociados a las
zonas costeras, igualmente requieren de dichos nutrientes para sus activi-
dades energéticas diarias.
Además de ser nutrientes esenciales para los productores primarios,
las formas inorgánicas del carbono (CO2, HCO3- y CO32-) son las responsa-
bles de amortiguar, es decir, mantener estable el pH (potencial hidrógeno,
que se define como una escala que mide la acidez o alcalinidad en una
solución acuosa) del agua de mar. En el océano, en el momento en que el
CO2 se difunde de la atmósfera hacia la superficie del agua, se inicia el
ciclo de la fotosíntesis/respiración (fijación/producción de CO2) y el cono-
cido como sistema de los carbonatos (proceso de precipitación y disolución
de cristales de carbonato de calcio [CaCO3]). Cada forma inorgánica del
carbono interviene en procesos diferentes. La fotosíntesis (proceso que se
lleva a cabo tanto en el fitoplancton como en las macroalgas), es responsa-
ble de transformar (o fijar) el CO2 inorgánico disuelto en el agua de mar en
moléculas orgánicas; en cambio, los otros dos componentes de carbono
inorgánico disuelto (HCO3- y CO32-) no son directamente utilizados en pro-
cesos biológicos pero son importantes para mantener estable la termodi-
námica del agua marina (Falkowski y Raven, 1997). El sistema de los
carbonatos funciona de manera cíclica, dado que el CO2 es constantemen-
te absorbido y liberado desde el océano, las concentraciones de sus com-
ponentes dentro del sistema de los carbonatos se encuentran en flujo
constante. Cuando el CO2 es liberado debido a la remineralización bacte-
riana y a su vez, disuelto en al agua de mar, o bien, es transferido de la
atmósfera (por medio de fuerzas turbulentas y difusoras tales como vien-
tos, temperatura, olas, entre otros; ver Wanninkhof y McGillis, 1999), se
producen una serie de reacciones descritas en las ecuaciones 1 a 3 que
involucran como compuestos principales los iones de C y la molécula del
agua (H2O):
Ec. 1. CO2(ac) + H2O(l) l H2CO3(ac)
Ec. 2. H2CO3(ac) l HCO3-(ac) l H+(ac)
Ec. 3. HCO3-(ac) l H+(ac) + CO32-(ac)

TEMAS SOBRE INVESTIGACIONES COSTERAS
12
Las reacciones descritas son las responsables del pH del agua, ya que
intervienen en la concentración de iones H+ producidos en el sistema. El
dióxido de carbono se encuentra en un flujo constante, inicialmente, el
proceso de fotosíntesis remueve CO2 del agua de mar generando que el sis-
tema tenga una deficiencia de dióxido de carbono, y dado que generalmen-
te hay una mayor concentración de CO2 en la atmósfera que en el océano,
se genera un gradiente de concentraciones, permitiendo que más CO2 se
disuelva de la atmósfera hacia el océano. Cuando las condiciones son in-
versas es decir, que las concentraciones de dióxido en la superficie del
agua es mucho mayor que el atmosférico, el CO2 se disuelve nuevamente a
la atmósfera, sucediendo esto de manera constante con el fin de que el
sistema se mantenga en un continuo equilibrio termodinámico (Libes, 2011).
En las condiciones actuales, el océano es responsable de la toma de
aproximadamente el 25% de las emisiones globales industriales de CO2
producidas, las cuales están estimadas en 7 pG Carbono año-1, cifra que
se está elevando constantemente (Takahashi et al., 2009); por lo tanto, el
océano actúa como un reductor de la cantidad de CO2 atmosférico. Sin
embargo, la difusión de altas concentraciones de CO2 atmosférico puede
causar un desbalance en el sistema de amortiguamiento del carbonato, en
donde, al liberarse grandes cantidades de H+, el pH del agua de mar dismi-
nuye y esto produce que se vuelva más ácida. Este proceso es conocido
como acidificación del océano y puede entre otros efectos, causar el blan-
queamiento en los corales (Anthony et al., 2008) y la muerte de otros orga-
nismos planctónicos incluyendo larvas de invertebrados (Barry et al., 2005).
Actualmente se sabe que el pH del océano tiene valores de entre 7.5-8.4
unidades, sin embargo, cada año los valores aumentan, generando condi-
ciones de mayor acidez en el sistema; los efectos del cambio en el pH se
explicarán más adelante.
Fósforo y Nitrógeno
El fósforo (P) al igual que el carbono, es un nutriente esencial utilizado por
el fitoplancton para el proceso de fotosíntesis (Falkowski y Raven, 1997).
En el agua de mar, el P en forma de nutriente se encuentra como fosfato
(PO43-) y es generalmente considerado como un nutriente limitante, ya que
se encuentra en bajas concentraciones, lo cual restringe el potencial de la
producción primaria del fitoplancton a diferentes escalas temporales; des-
de escalas cortas en horas hasta muy largas en millones de años (Sañudo-

13
INTRODUCCIÓN A LA QUÍMICA MARINA…
Whihelmy et al., 2001). La distribución del P en los océanos está conside-
rada como una distribución «típica» de nutriente (Libes, 2011). Esto signi-
fica que hay un gradiente de concentración del elemento, en donde las
concentraciones en la zona eufótica (la cual, es la capa superior de agua
hasta donde penetra la luz generalmente asociada hasta los 100 m de
profundidad) son bajas, ya que es la capa de agua donde el fitoplancton
consume de manera activa y constante el P llevándolo a concentraciones
cercanas a cero. Por debajo de la zona eufótica se encuentra la zona afótica
en donde no hay presencia de luz visible y, sin actividad fotosintética, el
fosfato va incrementando su concentración en relación con la profundidad
(Libes, 2011); asimismo, con la profundidad, el oxígeno disminuye y se
aumenta la actividad bacteriana las cuales remineralizan la materia orgá-
nica que se va hundiendo, produciendo nuevamente componentes inorgá-
nicos que se disolverán en la columna de agua.
Cabe resaltar que la concentración de PO43- es diferente en cada región
del océano, con diferencias no solamente geográficas sino con las caracte-
rísticas de las masas de agua, ya que depende de la edad de las masas de
agua. Las aguas más viejas se producen a partir de masas de agua profun-
das en la zona del Atlántico Norte y se caracterizan por ser muy densas (es
decir presentan alta salinidad) y frías; dichas aguas se hunden y han via-
jado por el planeta vía circulación termohalina por aproximadamente 10,000
años. Las aguas más jóvenes encontradas en el Noratlántico se caracteri-
zan por tener las concentraciones más bajas de PO43-, el cual va en incre-
mento en los océanos Pacífico e Índico donde las aguas son más viejas;
dicho aumento se debe a la acumulación de organismos y nutrientes en el
agua (Lalli y Parsons, 1997).
Además de las diferencias con respecto a la profundidad, las concen-
traciones de PO43- son típicamente más elevadas en la zona costera que en
el océano abierto debido a diferentes factores: 1) En la zona costera existe
una mayor concentración de vida marina, la cual al morir está disponible
para que las bacterias las remineralicen; 2) hay un continuo aporte conti-
nental de PO43- a través de los ríos, ya que hay una contribución continua
de PO43- proveniente de la erosión en las rocas provocada por el flujo de
agua y de la contaminación que se vierte directamente a los ríos; y 3) el
aporte directo de los contaminantes generados en la zona costera asocia-
dos principalmente a las aguas de desecho (tanto materia orgánica como
inorgánica proveniente de detergentes), y canales de riego que acarrean
fertilizantes (Ruttenberg, 2003). Este incremento en nutrientes, resultado

TEMAS SOBRE INVESTIGACIONES COSTERAS
14
tanto de la contaminación como de procesos naturales, puede llevar a un
desbalance por exceso de PO43- y que se conoce como proceso de eutrofi-
cación.
En condiciones normales el fitoplancton utiliza los nutrientes C, N y P
en una proporción fija de 106:16:1 (C:N:P); esto significa que por cada mol
de PO43- que es consumido, la célula de fitoplancton requiere 16 moles de
nitrato y 106 de CO2. Generalmente, la reacción está determinada por el
consumo de PO43-, debido a que es el nutriente limitante. Cuando las con-
centraciones son más altas de lo normal en el sistema, se observa un efec-
to directo en la biomasa de fitoplancton por la disponibilidad ilimitada de
dicho compuesto para el proceso de fotosíntesis y, por lo tanto, la microalga
genera suficientes productos energéticos para crecer y reproducirse ase-
xualmente en cantidades exponenciales. Cabe resaltar que las proporcio-
nes de nutrientes antes mencionadas son datos promedio y debe de
considerarse que algunas especies de fitoplancton tienen requerimientos
nutricionales más altos o más bajos. En cualquiera de los casos, el incre-
mento de los nutrientes limitantes (por efecto natural o antropogénico)
provocará un afloramiento o «bloom» de fitoplancton, definido como un
incremento abrupto en la densidad de células ó microalgas y, por lo tanto,
en la biomasa (Anderson et al., 2002). En las últimas décadas, estos aflo-
ramientos se han vuelto más frecuentes en las aguas costeras, y en algu-
nos casos pueden ser tóxicas para los organismos marinos e inclusive para
los humanos (Backer y McGillicuddy, 2006); pero además, el exceso de
PO43- debido a la contaminación, puede provocar un cambio en la domi-
nancia de las especies de algas o plantas (pastos marinos) dentro de una
región (Hoegh-Guldberg et al., 2007). Estos cambios en la dominancia de
las especies puede generar un desequilibrio ecológico; por ejemplo, en los
sistemas arrecifales, los cuales se caracterizan por ser ecosistemas pobres
en nutrientes, un incremento tiene como consecuencia el aumento en la
cobertura de las macroalgas, las cuales compiten por espacio y luz con los
corales, lo cual puede llevar a una pérdida de cobertura de coral y afectar
además a los organismos asociados directamente a ellos (Hoegh-Guldberg
et al., 2007).
Otro nutriente importante es el nitrógeno (N), del cual su concentra-
ción es mayor a la del P, debido a que la atmósfera es la principal fuente de
nitrógeno inorgánico como N gaseoso (N2(g)) hacia el océano (Karl et al.,
1997) y es importante en la producción de carbono orgánico por medio de
la fijación de nitrógeno, en donde algunas algas filamentosas y las ciano-

15
INTRODUCCIÓN A LA QUÍMICA MARINA…
bacterias utilizan el N2(g) junto con CO2 disuelto para crear materia orgáni-
ca; este proceso sucede en áreas oceánicas en donde las concentraciones
de N son limitadas (Capone et al., 2005) y como efecto adaptativo los orga-
nismos tienen la capacidad de fijar diferentes especies de N.
La distribución típica del N en los océanos se caracteriza por tener una
concentración baja en la zona eufótica, seguida de un decremento en aguas
profundas; asimismo, hay mayores concentraciones en las aguas viejas del
Pacífico en relación con las aguas más jóvenes del Atlántico (Libes, 2011).
Sin embargo, al igual que con el P, en los últimos años se ha generado un
incremento en las fuentes de N asociadas directamente con las actividades
humanas. Este incremento afecta las reacciones químicas en el océano de
varias especies nitrogenadas, donde la más dañina es el óxido nitroso (N2O),
el cual es un gas denominado de efecto invernadero (Duce et al., 2008). El
óxido nitroso junto con otros gases como el metano, CO2 y los clorofluoro-
carbonos artificiales contribuyen de manera sustancial al Cambio Climáti-
co Global; además regionalmente, el exceso de N en las zonas costeras,
puede estar asociado al vertimiento de fertilizantes en las aguas de riego
que desembocan a los ríos (Barton y Atwater, 2002). Asimismo, las emisio-
nes antropogénicas de las diferentes especies de N atmosférico, al momen-
to de entrar al océano forman ácidos los cuales afectan a la larga los niveles
de pH del mar.
Sílice
El sílice (Si) aunque es utilizado por muchas especies fitoplanctónicas, es
de especial importancia para un grupo específico conocido como diato-
meas, las cuales tienen la característica de formar una estructura externa
dura denominada concha. La abundancia de las diatomeas en el océano es
tan grande que se considera como uno de los organismos más importan-
tes, debido a que por la gran densidad que alcanzan, son uno de los mayo-
res productores de carbono inorgánico y consecuentemente, contribuyen
a la remoción de CO2 del océano y de la atmósfera (Martin-Jezequel et al.,
2000). La concha de Si es dura y protege al organismo del medio exterior,
debido a esto, cuando el organismo muere se va al fondo y el tejido de la
diatomea se preserva en los sedimentos (fondo marino). Aquellas muestras
de sedimento con altas concentraciones de diatomeas son comúnmente
utilizadas para estudios paleoceanográficos (p. ej. Harrison, 2000), ya que
al caracterizar la materia orgánica (diatomeas muertas) preservada dentro

TEMAS SOBRE INVESTIGACIONES COSTERAS
16
del Si se puede conocer la composición química del agua oceánica asocia-
da durante el tiempo en que el organismo estaba vivo.
Hierro
Por otro lado, el hierro (Fe) es otro nutriente limitante en la producción y
mantenimiento del fitoplancton marino (Martin et al., 1990). El Fe disuelto
que es biológicamente utilizable se encuentra en muy bajas concentracio-
nes en aguas con altas cantidades de oxígeno y su solubilidad depende del
pH del agua de mar (Strum y Morgan, 1996). La forma más común de
encontrar el hierro en el océano es acumulado en los sedimentos marinos
como oxido de hierro o mineral como la pirita (Berner, 2004). De ellos,
ninguno puede ser utilizado directamente, por lo que el Fe como nutriente
inorgánico es aportado directamente por los sedimentos acarreados por
los ríos desde el continente (Mahowald et al., 2005); por lo tanto, las mayo-
res concentraciones se encuentran en las zonas costeras. La función del
Fe en el aporte a la productividad primaria está estrechamente ligada al
proceso de la fotosíntesis, dado que el fitoplancton para iniciar el proceso
en presencia de luz, acepta electrones los cuales son transportados a tra-
vés del fotosistema por medio del complejo Citocromo que utiliza el Fe
como cofactor, y sin su presencia la cadena de electrones se quedaría atra-
pada en el fotosistema I; asimismo, durante el proceso de fijación de CO2
(Ciclo de Calvin-Benson) la enzima RUBISCO, que además de ser la encarga-
da de catalizar las reacciones que transforman el C inorgánico en orgánico,
tiene la capacidad de fijar algunas especies de nitrógeno utilizando Fe
(Falkowski y Raven, 1997).
Por lo tanto, al igual que en el PO43-, debe de haber suficiente Fe dispo-
nible, ya que se convierte en un elemento limitante en el funcionamiento,
sobrevivencia y reproducción del fitoplancton.
Consecuencias del exceso de nutrientes en el océano
Como se mencionó anteriormente, una de las características más impor-
tantes del océano es su habilidad de actuar como amortiguador ante las
diferencias de las concentraciones de CO2 entre el océano-atmósfera, man-
teniendo un equilibrio termodinámico. Sin embargo, en las últimas déca-
das, debido al incremento en las emisiones de dióxido de carbono, la química

17
INTRODUCCIÓN A LA QUÍMICA MARINA…
del océano ha cambiado, lo que ha generado condiciones de aguas «áci-
das». A este proceso se le ha denominado acidificación del océano y, ac-
tualmente, se sabe que puede afectar de manera significativa los ciclos
fisiológicos básicos, tales como la reproducción y crecimiento de los dife-
rentes taxones marinos (Doney et al., 2012; Kroeker et al., 2013).
Debido a la importancia y al efecto que ha tenido la acidificación del
océano (y en los ambientes terrestres), sobre todo en las zonas costeras,
así como al impacto económico elevado que se espera tenga en las próxi-
mas décadas, se han desarrollado numerosos estudios para cuantificar el
daño generado y conocer los diferentes mecanismos de respuesta adopta-
dos por los organismos para hacerle frente (ver Sandford y Kelly, 2011;
Doney et al., 2012; Andersson y Gledhill, 2013). Por ejemplo, en las costas
de Oregon, EUA, la influencia de las aguas ácidas circundantes han tenido
un efecto negativo en la formación de conchas de carbonato de calcio de
ostras y bivalvos marinos de importancia comercial (Barton et al., 2012), y
este efecto no se observa solo en la actividad pesquera, sino en las granjas
de esta misma región, teniendo un fuerte impacto negativo sobre la econo-
mía regional. Aunado a esto, se ha encontrado que las aguas ácidas en las
regiones tropicales pueden ser un factor que produzca blanqueamiento en
los corales (Anthony et al., 2008; Ban et al., 2014), lo cual no solamente
puede llevar a la mortandad coralina afectando la biodiversidad del ecosis-
tema coralino, sino también tiene un impacto en las divisas generadas por
la actividad del ecoturismo en las zonas arrecifales.
Aunque la acidificación tiene un efecto global, las zonas con influencia
de surgencias serán regiones mucho más vulnerables. Las surgencias son
resultado de un conjunto de procesos físicos: inicialmente, el viento trans-
porta agua superficial con una direccionalidad casi perpendicular a su
dirección, conforme el agua superficial es arrastrada lejos de la costa, se
forma un «vacío» en la zona superficial, ante lo cual las aguas profundas
que se encuentran por debajo de este vacío, son forzadas a surgir y ocupar
el lugar de las aguas superficiales que fueron transportadas hacia la zona
oceánica. Estas aguas se caracterizan por ser frías, altas en nutrientes y
con mayor acidez y su «afloramiento» en la zona costera afecta estacional-
mente diferentes regiones; de hecho en el Pacífico mexicano, la influencia
anual de la Corriente de California provoca condiciones de aguas, ade-
más de ácidas, ricas en CO2 (Feely et al., 2008).
Sin embargo, aunque las surgencias provocan condiciones de mayor
acidez en algunas regiones costeras, el proceso de la acidificación del océa-

TEMAS SOBRE INVESTIGACIONES COSTERAS
18
no a nivel global se encuentra directamente relacionado con el sistema
marino de los carbonatos, con los procesos de fotosíntesis y respiración,
así como con la precipitación y disolución del carbonato (Figura 1). De
manera natural el CO2 atmosférico en forma de gas, se disuelve por difu-
sión simple en la superficie oceánica mezclándose con el agua, y promo-
viendo la formación de ácido carbónico (H2CO3), el cual es un compuesto
biológicamente utilizable y es consumido por el fitoplancton para la fija-
ción de carbono; sin embargo, al mismo tiempo que se está consumiendo
dióxido de carbono (fijación por fotosíntesis) éste es liberado por el proceso
de respiración, regresando a la columna de agua. Ante el incremento en la
presión parcial de CO2 (es decir, en su concentración) debido a que no está
siendo utilizado en el sistema, el ácido carbónico, el bicarbonato (HCO3) y los
iones de carbonato (CO32-) sufren diferentes reacciones de disociación en la
columna de agua (Smith, 2012) afectando los procesos de crecimiento de
organismos calcificadores.
Al alterarse las reacciones de disociación (Figura 1) se desequilibra
también la reacción de precipitación/disolución, evitando que los organis-
mos que poseen conchas o esqueletos calcáreos (p. ej. corales, erizos, bi-
valvos, entre otros) precipiten cristales de CaCO3, y por lo tanto, no puedan
crecer; asimismo, se afectan otros procesos como la formación de minera-
les de origen abiótico formados en los sedimentos marinos, tales como la
fluoropatita carbonatada (Ruttenberg y Berner, 1993). El proceso de preci-
pitación de carbonato de calcio no es infinito, el sistema puede reaccionar
de manera inversa en donde los cristales de CaCO3 formados pueden ser
nuevamente disueltos en la columna de agua o en los sedimentos, y reac-
cionando en la liberación del CO2 de regreso al agua y consecuentemente a
la atmósfera.
La «acidificación del océano» ocurre cuando los iones de hidrógeno (H+)
son liberados al agua como resultado de las reacciones del sistema de
carbonato; al aumentar la disponibilidad de H+ hay un incremento en la
concentración de HCO3- y CO32-, que a su vez afecta el estado de sa-turación
y precipitación de las diferentes especies de CaCO3 (Ridgewell y Zeebe,
2005); es decir, cuando el CaCO3 se disuelve los iones de HCO3- son libera-
dos y por lo tanto se disocia un H+, resultando en el decremento del pH del
agua de mar, pero a su vez el proceso de formación de los minerales de
CaCO3 que pueden ser según su conformación de aragonita o calcita, ge-
nera un desequilibrio termodinámico (Sabine et al., 2004). Mientras que la
precipitación de CaCO3 y la fijación de CO2 (vía fotosíntesis) esté balancea-

19
INTRODUCCIÓN A LA QUÍMICA MARINA…
da, entonces la adición de CO2 atmosférico llevará a que el sistema de los
carbonatos este equilibrado y por lo tanto se mantendrá el pH del agua de
mar cerca de un valor neutral (Smith, 2012). Sin embargo, debido al incre-
mento en las emisiones de dióxido de carbono producto de las actividades
antropogénicas, hay una mayor concentración de CO2 disolviéndose en el
océano. Así, el sistema de amortiguamiento de los carbonatos se desbalan-
cea y, con el fin de regresar al equilibrio termodinámico, libera protones.
Lo anterior, se cuantifica como un decremento del pH del agua, lo que
genera condiciones ácidas (Feely et al., 2008).
Por lo tanto, hay una correlación directa entre el CO2 y la acidificación
del océano: conforme más CO2 se disuelve en el océano, el equilibrio ter-
modinámico busca un balance con respecto al estado de saturación, de
manera esquemática, las ecuaciones 2 y 3 mostradas previamente reac-
cionan hacia la derecha y como resultado en vez de que se precipiten cris-
Figura 1. Ciclo general de carbono en su interacción océano-atmósfera. En el esquema se repre-
senta el intercambio activo de CO2 en forma de gas por difusión simple y su reacción dentro de
la columna de agua.

TEMAS SOBRE INVESTIGACIONES COSTERAS
20
tales de CaCO3 este se disuelve, por lo que su disponibilidad disminuye
afectando el estado de saturación, el cual está representado como:
Ec. 4. : = ([Ca2+] x [CO32-])/ksp
donde el estado de saturación es igual a la concentración de los iones
individuales divididos por el producto de los iones en equilibrio. Cuando el
resultado es mayor a 1, se da la precipitación de CaCO3, y cuando el valor
es menor a 1, se disuelve (Feely et al., 2004). En un escenario normal, la
precipitación ocurre en aguas someras mientras que la disolución se ob-
serva en aguas profundas, ya que como se mencionó anteriormente, las
masas de agua más profundas se caracterizan por ser ácidas y solamente
durante los periodos en donde se observan los eventos de surgencia, las
aguas someras tienen características ácidas generando estacionalmente
condiciones en las que se produce el proceso de disolución (Zeebe y
Westbroek, 2003).
Por lo tanto, de manera natural, las especies calcificadoras son afecta-
das anualmente durante periodos cortos por condiciones ácidas; sin em-
bargo, conforme hay un aumento en la disolución de CO2 en el océano el
agua, sin importar si es somera o profunda, tiene condiciones de mayor
acidez evitando la calcificación y, en algunos casos, promoviendo la diso-
lución del CaCO3. Bajo este escenario, en donde el sistema está tratando
de amortiguar el exceso de dióxido de carbono, éste temporalmente será
expulsado del océano durante los periodos de surgencia del CO2. Aquí las
masas de agua ácidas tendrán contacto con la atmósfera, en donde la
concentración de dióxido de carbono es menor y, por lo tanto, en vez de
que el océano funcione como un sumidero se convierte en un generador
(Wanninkhof, 1992).
Se ha dicho que los nutrientes llegan al océano por diversas fuentes.
Entre estas se tiene a los aportes continentales a través de los ríos (pueden
ser constantes o estacionales) y estuarios; los cuales, cuando además de
su contenido natural tienen aporte antropogénico de campos de cultivo o
de vertederos de desecho, provocan una saturación de nutrientes e inician
el proceso conocido como eutroficación (Nixon, 1995). El balance (negativo
o positivo) en el proceso de eutrofícación está determinado por la cantidad
de nutrientes que entran al sistema y por la capacidad de éste para utili-
zarlos, liberarlos, diluirlos o expulsarlos hacia aguas abiertas (oceánicas)
en donde, al disminuir su concentración (por la relación entre la concen-

21
INTRODUCCIÓN A LA QUÍMICA MARINA…
tración de nutrientes con los altos volúmenes de agua) no causan un efec-
to en el sistema de los carbonatos (Jickells, 1998). Los modelos que se han
generado en los últimos años realizan aproximaciones utilizando modelos
matemáticos que han determinado a la eutroficación (más que al incre-
mento en la concentración de CO2), como uno de los principales factores
que afectarán al sistema de los carbonatos, ya que un incremento en los
nutrientes causa de manera directa un incremento en la productividad
primaria y, en consecuencia, a la acidificación (Borges y Gypens, 2010).
Sin embargo, hasta el momento no se ha logrado cuantificar con exactitud
la relación acidificación-eutroficación, por lo que se ha sugerido que di-
chos modelos son correctos pero con predicciones y escenarios que se ob-
servarán en una escala mayor de tiempo.
Aunque se han establecido diferentes escenarios con el efecto de am-
bos factores, no se sabe con exactitud cuál será la magnitud del daño a los
ecosistemas costeros. En ambos casos, se produce un desequilibrio en el
sistema de los carbonatos que está generando reacciones constantes, con
el fin de mantener una homeostasis del sistema. Las consecuencias se han
observado en las últimas décadas en los ecosistemas costeros. Uno de los
más afectados son las comunidades coralinas, en donde ocurre un efecto
combinado entre la disminución en la tasa de crecimiento de los organis-
mos calcificadores (donde los corales no solamente se ven afectados en su
crecimiento, sino que al disminuir su extensión se perturba directamente
a los organismos asociados y a los que dependen directa o indirectamente
del ellos) y el incremento en los nutrientes que genera bajas concentracio-
nes de oxígeno (que son condiciones favorables para la proliferación de
otros grupos como son las macroalgas), lo que en un futuro producirá un
cambio total en los organismos que ocupan actualmente los ecosistemas
arrecifales (Szmant, 2002; Hoegh-Guldberg, 2014). La preocupación ante
este escenario, no es solamente por mantener unos de los ecosistemas que
están considerados dentro de los más biodiversos, sino por la pérdida de
los bienes y servicios que se obtienen de ellos, desde el efecto en las pes-
querías, la protección a las zonas costeras aledañas y hasta la pérdida de
su valor escénico actualmente explotado.
Se debe resaltar que aunque los nutrientes C, N, P, Si y Fe son los más
significativos en el contexto marino, existen muchos otros compuestos
químicos importantes en el agua de mar; es por esto que la oceanografía
química tiene un gran campo de estudio. Sin embargo, la importancia de
conocerlos radica en que la base de la vida, tanto en los océanos como en

TEMAS SOBRE INVESTIGACIONES COSTERAS
22
la Tierra, está basada en la evolución química y en los ciclos de nutrientes
que ocurren en el océano (Holland, 1984). Los ciclos de los nutrientes pre-
viamente descritos controlan la producción primaria global así como las
concentraciones y destino del CO2 atmosférico; y esto en su conjunto, de-
termina a corto y largo plazos la distribución y abundancia de todos los
organismos marinos de las distintas regiones del océano. Por lo tanto, es
importante conocer el daño que se le está generando a todos los ecosiste-
mas de los cuales dependemos, debido a los altos niveles de contamina-
ción generado por el hombre.
El grado de impacto en el ámbito mundial está determinado por el nivel
de desarrollo en las diferentes naciones. Aquellos países de primer mundo
generan la mayor cantidad de desechos tanto orgánicos como inorgánicos.
Sin embargo, aunque se ha buscado en los últimos años disminuir tanto
las emisiones de CO2, como la cantidad de contaminantes producidos, las
actividades socioeconómicas siempre tendrán productos de desecho que
eventualmente llegarán hacia las zonas costeras.
En el caso de México, ya se han observado indicios de los efectos del
incremento en la concentración de nutrientes inorgánicos, principalmente
carbono, nitrógeno y fósforo en la zona costera. En la costa norte del Pací-
fico mexicano, influenciada por la corriente costera de California, se pre-
sentan aguas con características ácidas (Feeley et al., 2008). En general,
en las costas tanto del Pacífico como del Caribe, los sitios con mayor im-
pacto antropogénico están relacionados con las regiones con desarrollo de
comunidades coralinas, pastos o algas que son considerados como ecosis-
temas con alta productividad primaria, los cuales sufren de un continuo
aporte de nutrientes provenientes tanto del continente como del vertimiento
directo en la costa (Reyes y Merino, 1991; Justic et al., 2005).
A diferencia de la acidificación que es un fenómeno que va en incre-
mento y tendrá un efecto a largo plazo, el afloramiento masivo de microal-
gas tóxicas o comúnmente denominadas mareas rojas (por el color rojo que
se presenta ante la presencia de algunas especies de microalgas) también
es un problema recurrente y estacional en las zonas costeras (Backer y
McGillicuddy, 2006; Cortés-Lara et al., 2012). Aunque el incremento en el
vertimiento de contaminantes promueve un mayor número de episodios de
afloramientos, también se deben considerar las condiciones oceanográfi-
cas propias del lugar. En la región del Pacífico central mexicano, tanto por
la influencia de surgencias estacionales como por el incremento de los con-
taminantes, se registran anualmente florecimientos algales, los cuales en

23
INTRODUCCIÓN A LA QUÍMICA MARINA…
algunos casos se han registrado con mayor recurrencia (Cortés-Lara, 2005),
así como algunos registros recientes de especies invasoras (Cortés-Lara
et al., 2003, 2004) que pueden o no ser tóxicas dependiendo de la especie y
de la concentración en la que se presentan (Cortés-Lara et al., 2012).
Lo anterior, no solamente produce problemas de salud pública, sino al-
tas pérdidas económicas en las pesquerías de la región (Cortés-Lara et al.,
2010); por lo que es necesario tener un control sobre la cantidad de nu-
trientes de origen antropogénico que se vierten a los sistemas acuáticos.
Pero, antes de iniciar medidas de mitigación de daños sobre los ecosiste-
mas costeros, se deben de conocer y caracterizar las fuentes más importan-
tes y determinar de manera individual el efecto negativo que generan.
Posteriormente, se deberán generar medidas activas que permitan contro-
lar el vertimiento de aguas de desecho, contaminantes, entre otros, con el
fin de promover el mantenimiento de los ecosistemas costeros y conservar
los bienes y servicios que nos proporcionan, no solamente en la actualidad,
sino para las futuras generaciones.
Referencias
Anderson, D. M., P. M. Glibert y J. M. Burkholder, «Harmful algal blooms
and eutrophication: nutrient sources, composition, and consequences»,
Estuaries, 25 (2002), pp. 704-726.
Andersson, A. J. y D. Gledhill, «Ocean Acidification and Coral Reefs: Effects
on breakdown, dissolution, and net ecosystem calcification», Annual
Reviews on Marine Science, 55 (2013), pp. 321-348.
Anthony, K. R. N., D. I. Kline, G. Díaz-Pulido, S. Dove y O. Hoegh-Guldberg,
«Ocean acidification causes bleaching and productivity loss in coral
reef builders», Proceeding of the National Academy of Sciences, 105
(2008), pp. 17442-17446.
Azam, F., T. Fenchel, J. Field, J. Gray, L. Meyer-Reil y F. Thingstad, «The
ecological role of water-column microbes in the sea», Marine Ecology
Progress Series, 10 (1983), pp. 257-263.
Backer, L. y D. McGillicuddy, «Harmful algal blooms», Oceanography, 19
(2006), pp. 94-106.
Ban, S. S., N. A. J. Graham y S. R. Connoly, «Evidence for multiple stressor
interactions and effects on coral reefs», Global Change Biology, 20 (2014),
pp. 681-697.

TEMAS SOBRE INVESTIGACIONES COSTERAS
24
Barry, J., K. Buck, C. Lovera, L. Kuhnz y P. Whaling, «Utility of deep sea
CO2 release experiments in understanding the biology of a high-CO2
ocean: Effects of hypercapnia on deep sea meiofauna», Journal of
Geophysical Research, 110 (2005), doi:10.1029/2004JC002629.
Barton, A., B. Hales, G. G. Waldbusser, C. Langdon y R. A. Feely, «The
Pacific oyster, Crassostrea gigas, shows negative correlation to naturally
elevated carbon dioxide levels: Implications for near-term ocean acidi-
fication effects», Limnology and Oceanography, 57 (2012), pp. 698-710.
Barton, P. K. y J. W. Atwater, «Nitrous oxide emissions and the anthropo-
genic nitrogen in waste water and soil waste», Journal of Environmental
Engineering, 12 (2002), pp. 137-150.
Berner, R. A., The phanerozoic carbon cycle, Oxford University Press, Lon-
dres, 2004.
Borges, A. y N. Gypens, «Carbonate chemistry in the coastal zone responds
more strongly to eutrophication than to ocean acidifica-tion», Limnology
and Oceanography, 55 (2010), pp. 199-219.
Capone, D. G., J. A. Burns, J. P. Montoya, A. Subramaniam, C. Mahaffey,
T. Gunderson, A. Michaels y E. J. Carpenter, «Nitrogen fixation by
Trichodesmium spp.: An important source of new nitrogen to the tropi-
cal and subtropical North Atlantic Ocean», Global Biogeochemical
Cycles, 19 (2005), doi:10.1029/2004GB002331.
Cortés-Lara, M. C., «Florecimiento primaveral de Alexandrium sp. Halim,
en aguas costeras de Bahía de Banderas, Jalisco-Nayarit, México»,
Revista Biomédica, 26 (2005), pp. 147-149.
——, R. Cortés-Altamirano y A. Cupul-Magaña, «First Record of Fibrocap-
sa of japonica in Matanchén Bay Nayarit, Mexican Pacific Coast»,
Harmful algae news, 24 (2003).
——, R. Cortés-Altamirano y R. Alonso-Rodríguez, «Presencia de Cochlodi-
nium catenatum (Gymnodinales: Gymnodinaceae) en mareas rojas de
Bahía de Banderas en el Pacífico mexicano», Revista Biología Tropical,
52 (2004), pp. 35-50.
——, R. Cortés-Altamirano y R. Alonso-Rodríguez, «Eutreptiella marina
(Euglenophyceae) blooms causes significant fish kills in Banderas Bay,
Jalisco, Mexico», Harmful Algae News: an IOC Newsletter on Toxic Algae
and Algal Blooms, 42 (2010), pp. 12-13.
——, R. Cortés-Altamirano, A. Cupul-Magaña, L. V. Rodríguez-Nava y F.
Vega-Villasante, Guía de florecimientos microalgales (2000-2011) cau-

25
INTRODUCCIÓN A LA QUÍMICA MARINA…
santes de mareas rojas en la Bahía de Banderas Jalisco-Nayarit, Uni-
versidad de Guadalajara, México, 2012.
Doney, S. C., M. Ruckelshaus, J. E. Duffy, J. P. Barry, F. Chan, C. A.
English, H. M. Galindo, J. M. Grebmeier, A. B. Hollowed, N. Knowlton,
J. Polovina, N. N. Rabalais, W. J. Sydeman y L. D. Talley, «Climate
Change Impacts on Marine Ecosystems», Annual Reviews on Marine
Science, 4 (2012), pp. 11-37.
Duce, R. A., J. LaRoche, K. Altieri, K. R. Arrigo, A. R. Baker, D. G Capone,
S. Cornell, F. Denter, J. Galloway, R. S. Ganeshram, R. J. Geider, T.
Jickells, M. M. Kuypers, R. Langlois, P. S. Liss, S. M. Liu, J. J. Middel-
burg, C. M. Moore, S. Nickovic, A. Oschilies, T. Pedersen, J. Porspero,
R. Shlitzer, S. Seitzinger, L. L. Sorensen, M. Uematsu, O. Ulloa, M.
Voss, B. Ward y L. Zamora, «Impacts of atmospheric anthropogenic
nitrogen on the open ocean», Science, 320 (2008), pp. 893-897.
Falkowski, P. y J. Raven, Aquatic Photosynthesis, Blackwell Science,
Massachusetts, EUA, 1997.
Feeley, R., C. Sabine, J. Hernandez-Ayon, D. Ianson, y B. Hales, «Evidence
for upwelling of corrosive ‘acidiûed’ water onto the continental shelf»,
Science, 320 (2008), pp. 1490-1492.
Harrison, K. G., «Role of increased marine silica input on paleo pCO2
levels», Paleoceanography, 15 (2000), pp. 292-298.
Hoegh-Guldberg, O., P. J. Mumby, J. Hooten, R. S. Teneck, P. Greenfield,
E. Gomez, C. D. Harvell, P. F. Sale, A. J. Edwards, K. Caldeira, N.
Knowlton, C. M. Eakin, R. Iglesias-Prieto, N. Muthiga, R. H. Bardbury,
A. Dubi y M. E. Hatziolos, «Coral Reefs Under Rapid Climate Change
and Ocean Acidification», Science, 318 (2007), pp. 1737-1742.
——, «Coral reef sustainability through adaptation: glimmer or hope per-
sistent mirage?», Science, 7(2014), pp. 127-133.
Holland, H. D., The chemical evolution of the atmosphere and oceans,
Princeton Series in Geochemistry, Nueva Jersey, EUA, 1984.
Jickells, T. D., «Nutrient biogeochemistry of the coastal zone», Science, 281
(1998), pp. 217-222.
Justic, D., N. N. Rabalais y R. E. Turner, «Coupling between climate va-
riability and coastal eutrophication: evidence and outlook for the nor-
thern Gulf of Mexico», Journal of Sea Research, 54 (2005), pp. 25-35.
Karl, D., R. Letelier, L. Tupas, J. Dore, J. Christian y D. Hebel, «The role of
nitrogen fixation in biogeochemical cycling in the subtropical North
Pacific Ocean», Nature, 388 (1997), pp. 533-538.

TEMAS SOBRE INVESTIGACIONES COSTERAS
26
Kroeker, K. J., R. L. Kordas, R. Crim, I. E. Hendriks, L. Ramajo, G. S.
Singh, C. M. Duarte y J. P. Gatusso, «Impacts of ocean acidification on
marine organisms: quantifying sensitivities and interaction with war-
ming», Global Change Biology, 6(2013), pp. 1884-1896.
Lalli, C. y T. Parsons, Biological Oceanography: An Introduction, Butterworth-
Heinemann, Oxford, 1997.
Libes, S., Introduction to marine biogeochemistry, Elsevier, Alemania, 2011.
Mahowald, N., A. Baker, G. Bergametti, N. Brooks, R. Duce, T. Jickells, N.
Kubilay, J. Prospero e I. Tegen, «Atmospheric global dust cycle and
iron inputs to the ocean», Global Biogeochememichal Cycles, 29 (2005),
doi:10.1029/2004GB002402.
Martin, J. H., Fizwater, S. y R. Gordon, «Iron deficiency limits phytoplankton
growth in Antarctic waters», Global Biogeochemical Cycles, 4 (1990),
pp. 5-12.
Martin-Jezequel, V., M. Hildebrand y M. Brzzinski, «Silicon metabolism in
diatoms: implications for growth», Journal of Phycology, 36 (2000), pp.
821-840.
Nixon, S. W., «Coastal marine eutrophication: a definition, social causes,
and future concerns», Ophelia, 41 (1995), pp. 199-219.
Redfield, A. C., B. H. Ketchum y F. A. Richards, «The influence of organisms
on the composition of sea water», en M. N. Hill (ed.), The Sea, vol. 2,
John Wiley and Sons, 1963, pp. 26-77.
Reyes, E. y M. Merino, «Diel dissolved oxygen dynamics and eutrophica-
tion in a shallow, well-mixed tropical lagoon (Cancun, Mexico)»,
Estuaries, 14 (1991), pp. 372-381.
Ridgwell, A. y R. E. Zeebe, «The role of the global carbonate cycle in the
regulation and evolution of the Earth system», Earth and Planetary
Science Letters, 234 (2005), pp. 299-315.
Ruttenberg, K. C., «The Global Phosphorus Cycle», en W. C. Schlesinger
(ed.), Treatise on Geochemistry, vol. 8, Elsevier, 2003, pp. 585-643.
—— y R. A Berner, «Authigenic formation and burial in sediments form
non-upwelling, continental margin environments», Geochimica et Cos-
mochimica Acta, 57 (1993), pp. 991-1007.
Sabine, C. L., R. A. Feely, N. Gruber, R. M. Key, K. Lee, J. L. Bullister, R.
Wanninkhof, C. S. Wong, D. W. R. Wallace, B. Tilbrook, F. J. Millero, T.
H. Peng, A. Kozyr, T. Ono y A. F. Rios, «The oceanic sink for anthropo-
genic CO2», Science, 305 (2004), pp. 367-371.

27
INTRODUCCIÓN A LA QUÍMICA MARINA…
Sandford, E. y M. W. Kelly, «Local Adaptation in Marine Invertebrates»,
Annual Reviews in Marine Science, 3 (2011), pp. 509-535.
Sañudo-Wilhelmy, S. A., A. B. Kustka, C. J. Gobler, D. A. Hutchins, M.
Yang, K. Lwiza, J. Burns, D. G. Capone, J. A. Raven y E. J. Carpenter,
«Phosphorus limitation of nitrogen fixation by Trichodesmium in the
central Atlantic Ocean», Nature, 411 (2001), pp. 66-69.
Smith, S. V., «Parsing the oceanic calcium carbonate cycle: a net atmos-
pheric carbon dioxide source, or a sink?», Limnology and Oceanogra-
phy, e-books (2013), doi:10.4319/svsmith.2013.978-0-9845591-2-1.
Stumm, W. y J. J. Morgan, Aquatic chemistry: chemical equilibria and rates
in natural waters, vol. 126, John Wiley and Sons, EUA, 2012.
Szmant, A. M., «Nutrient enrichment on coral reefs: is it a major cause of
coral reef decline?», Estuaries, 25 (2002), pp. 743-766.
Takahashi, T., S. Sutherland, R. Wanninkhof, C. Sweeney, R. Feely, D.
Chipman, B. Hales, G. Friederich, F. Chavez, C. Sabine, A. Watson, D.
Bakker, U. Schuster, N. Metzl, H.Yoshikawa-Inoue, M. Ishii, T. Mido-
rikawa, Y. Nojiril, A. Körtzinger, T. Steinhoff, M. Hoppema, J. Olafsson,
T. Arnarson, B. Tilbrook, T. Johannessen, A. Olsen, R. Bellerby, C.
Wong, B. Delille, N. Bates y H. J. W. de Baar, «Climatological mean and
decadal changes in surface ocean pCO2, and net sea-air CO2 flux over
the global oceans», Deep-Sea Research II, 56 (2009), pp. 554-577.
Wanninkhof, R., «Relationship between wind speed and gas exchange over
the ocean», Journal of Geophysical Research, 97 (1992), pp. 7373-7382.
—— y W. McGillis, «A cubic relationship between air-sea CO2 exchange
and wind speed», Geophysical Research Letters, 26 (1999), pp. 1889-
1892.
Zeebe, R. E. y P. Westbroek, «A simple model for the CaCO3 saturation
state of the ocean: The ‘Strangelove’, the ‘Neritan’, and the ‘Cretan
Ocean’», Geochemical and Geophysical Geosystems, 4 (2003),
doi:10.1029/2003GC000538.