Ver el código de «Ciclos biogeoquímicos marinos»

[[Archivo:Earth Pacific jul 30 2010.jpg|miniaturadeimagen|390x390px|'''Ciclos biogeoquímicos marinos'''. La característica dominante del planeta visto desde el espacio es el agua: los océanos de agua líquida inundan la mayor parte de la superficie, mientras que el vapor de agua se arremolina en las nubes atmosféricas y los polos están cubiertos de hielo. En conjunto, los océanos forman un único sistema marino en el que el agua líquida -el «disolvente universal»- disuelve nutrientes y sustancias que contienen elementos como oxígeno, carbono, nitrógeno y fósforo. Estas sustancias se reciclan sin cesar, se combinan químicamente y vuelven a descomponerse, se disuelven y precipitan o evaporan, se importan y se exportan a la tierra, a la atmósfera y a los fondos marinos. Impulsados tanto por la actividad biológica de los organismos marinos como por las fuerzas naturales del Sol, las mareas y los movimientos de la corteza terrestre, estos son los ciclos biogeoquímicos marinos.]]
Los '''ciclos biogeoquímicos marinos''' son [[Ciclo biogeoquímico|ciclos biogeoquímicos]] que se producen en el [[Hábitat acuático|medio marino]], es decir, en el [[agua salada]] de los mares u océanos o en el [[agua salobre]] de los [[Estuario|estuarios]] costeros. Estos ciclos biogeoquímicos son las vías por las que se mueven las [[Sustancia química|sustancias]] y [[Elemento químico|elementos]] químicos dentro del medio marino. Además, las sustancias y los elementos pueden importarse o exportarse del medio marino. Estas importaciones y exportaciones pueden producirse en forma de intercambios con la atmósfera, el fondo oceánico o la escorrentía terrestre.

Existen ciclos biogeoquímicos para los elementos [[calcio]], [[carbono]], [[hidrógeno]], [[Mercurio (elemento)|mercurio]], [[nitrógeno]], [[oxígeno]], [[fósforo]], [[selenio]] y [[azufre]]; ciclos moleculares para el agua y el sílice; ciclos macroscópicos como el [[ciclo de las rocas]]; así como ciclos inducidos por el hombre para compuestos sintéticos como el [[Bifenilos policlorados|bifenilo policlorado]] (PCB). En algunos ciclos existen depósitos donde una sustancia puede almacenarse durante mucho tiempo. El ciclo de estos elementos está interconectado.

Los [[Vida marina|organismos marinos]], y en particular los microorganismos marinos, son cruciales para el funcionamiento de muchos de estos ciclos. Las fuerzas que impulsan los ciclos biogeoquímicos incluyen [[procesos metabólicos]] en el interior de los organismos, procesos geológicos en los que interviene el manto terrestre, así como [[reacciones químicas]] entre las propias sustancias, razón por la que se denominan ciclos biogeoquímicos. Aunque las sustancias químicas pueden descomponerse y recombinarse, los propios elementos químicos no pueden ser creados ni destruidos por estas fuerzas, por lo que, aparte de algunas pérdidas y ganancias del espacio exterior, los elementos se reciclan o almacenan (secuestran) en algún lugar del planeta o dentro de él.

== Descripción general ==
La energía fluye direccionalmente a través de los ecosistemas, entrando como luz solar (o moléculas inorgánicas para los [[quimioautótrofos]]) y saliendo como calor durante las numerosas transferencias entre [[niveles tróficos]]. Sin embargo, la materia que compone los organismos vivos se conserva y se recicla. Los seis elementos más comunes asociados a las moléculas orgánicas -carbono, nitrógeno, hidrógeno, oxígeno, fósforo y azufre- adoptan diversas formas químicas y pueden existir durante largos periodos en la atmósfera, en la tierra, en el agua o bajo la superficie terrestre. En este reciclaje de materiales intervienen procesos geológicos como la [[meteorización]], la [[erosión]], el [[Drenaje de agua|drenaje del agua]] y la [[subducción]] de las placas continentales. Dado que la geología y la química desempeñan un papel fundamental en el estudio de este proceso, el reciclaje de materia inorgánica entre los organismos vivos y su entorno se denomina ciclo biogeoquímico.<ref>{{Cita web|url=https://openstax.org/general/cnx-404/|título=OpenStax {{!}} Free Textbooks Online with No Catch|fechaacceso=2025-02-25|sitioweb=openstax.org|idioma=en-US}}</ref>

Los organismos utilizan los seis elementos mencionados de diversas formas. El hidrógeno y el oxígeno se encuentran en el agua y en las [[moléculas orgánicas]], ambos esenciales para la vida. El carbono se encuentra en todas las moléculas orgánicas, mientras que el nitrógeno es un componente importante de los [[Ácido nucleico|ácidos nucleicos]] y las [[Proteína|proteínas]]. El fósforo se utiliza para fabricar ácidos nucleicos y los [[Fosfolípido|fosfolípidos]] que componen las membranas biológicas. El azufre es fundamental para la forma tridimensional de las proteínas. El ciclo de estos elementos está interconectado. Por ejemplo, el movimiento del agua es fundamental para la [[lixiviación]] del azufre y el fósforo en los ríos, que luego pueden desembocar en los océanos. Los minerales circulan por la biosfera entre los componentes [[Biótico|bióticos]] y [[Abióticas|abióticos]] y de un organismo a otro.<ref>{{Cita publicación|url=https://openoregon.pressbooks.pub/envirobiology/chapter/3-2-biogeochemical-cycles/|título=3.2 Biogeochemical Cycles|apellidos=Fisher|nombre=Matthew R.|fecha=2017|fechaacceso=2025-02-25|idioma=en}}</ref>

== El ciclo del agua ==
{{Main|Ciclo del agua}}
[[Archivo:Water cycle.png|miniaturadeimagen|340x340px|Interacción de los ciclos del agua terrestre y atmosférico con el ciclo del agua marina.]]
El agua es el medio de los océanos, el medio que transporta todas las sustancias y elementos que intervienen en los ciclos biogeoquímicos marinos. El agua, tal y como se encuentra en la naturaleza, casi siempre incluye sustancias disueltas, por lo que el agua ha sido descrita como el «disolvente universal» por su capacidad para disolver tantas sustancias.<ref>{{Cita publicación|título=Chemistry of the Elements (2nd ed.)|apellidos=Greenwood, Norman N.; Earnshaw, Alan|fecha=1997|publicación=Butterworth-Heinemann.|isbn=978-0-08-037941-8}}</ref><ref>{{Cita web|url=https://www.usgs.gov/special-topics/water-science-school/science/water-universal-solvent|título=Water, the Universal Solvent {{!}} U.S. Geological Survey|fechaacceso=2025-02-25|sitioweb=www.usgs.gov|idioma=en}}</ref> Esta capacidad le permite ser el «[[disolvente]] de la vida».<ref>{{Cita publicación|título=Campbell Biology (10th ed.)|apellidos=Reece, Jane B.|fecha=2013|publicación=Pearson.|isbn=9780321775658}}</ref> El agua es también la única sustancia común que existe como sólido, líquido y gas en condiciones terrestres normales.<ref>{{Cita publicación|título=Campbell Biology (10th ed.)|apellidos=Reece, Jane B.|fecha=2013|publicación=Pearson|isbn=9780321775658}}</ref> Dado que el agua líquida fluye, las aguas oceánicas circulan y fluyen en corrientes por todo el mundo. Como el agua cambia fácilmente de fase, puede ser transportada a la atmósfera en forma de [[vapor de agua]] o congelarse como un [[iceberg]]. Después puede precipitarse o fundirse para volver a convertirse en agua líquida. Toda la vida marina está inmersa en el agua, matriz y vientre de la vida misma.<ref>{{Cita libro|título=The Matrix of Life: A View of Natural Molecules from the Perspective of Environmental Water|url=https://books.google.com/books?id=Rm_wAAAAMAAJ&q=%22materund+matrix%22|editorial=Molecular Presentations|fecha=1991|fechaacceso=2025-02-25|isbn=978-0-9629719-0-7|idioma=en|nombre=J. C.|apellidos=Collins}}</ref> El agua puede descomponerse en sus constituyentes hidrógeno y oxígeno mediante procesos metabólicos o abióticos, y posteriormente recombinarse para volver a convertirse en agua.

Aunque el ciclo del agua es en sí mismo un [[ciclo biogeoquímico]], el flujo de agua por encima y por debajo de la Tierra es un componente clave del ciclo de otros productos biogeoquímicos.<ref>{{Cita web|url=http://www.enviroliteracy.org/subcategory.php/198.html|título=http://www.enviroliteracy.org/subcategory.php/198.html|fechaacceso=2025-02-25|sitioweb=www.enviroliteracy.org|urlarchivo=http://web.archive.org/web/20210427032830/http://www.enviroliteracy.org/subcategory.php/198.html|fechaarchivo=2021-04-27}}</ref> La [[escorrentía]] es responsable de casi todo el transporte de [[sedimentos]] erosionados y fósforo de la tierra a las [[masas de agua]].<ref>{{Cita publicación|url=https://enviroliteracy.org/air-climate-weather/biogeochemical-cycles/phosphorus-cycle/|título="Phosphorus Cycle"|fecha=2016|publicación=The Environmental Literacy Council}}</ref> La [[eutrofización]] cultural de los lagos se debe principalmente al fósforo, aplicado en exceso a los campos agrícolas en forma de [[Fertilizante|fertilizantes]], y luego transportado por tierra y río abajo. Tanto la escorrentía como las aguas subterráneas desempeñan un papel importante en el transporte de [[nitrógeno]] de la tierra a las masas de agua.<ref>{{Cita web|url=https://web.archive.org/web/20060901071850/http://ohioline.osu.edu/aex-fact/0463.html|título=Nitrogen and the Hydrologic Cycle, AEX-463-96|fechaacceso=2025-02-25|fecha=2006-09-01|sitioweb=web.archive.org}}</ref> La zona muerta en la desembocadura del [[río Misisipi]] es consecuencia de los nitratos procedentes de los fertilizantes que se arrastran desde los campos agrícolas y se canalizan por el sistema fluvial hasta el [[Golfo de México]]. La escorrentía también interviene en el [[ciclo del carbono]], de nuevo a través del transporte de roca y suelo erosionados.<ref>{{Cita web|url=https://web.archive.org/web/20060928223836/http://earthobservatory.nasa.gov/Library/CarbonCycle/|título=EO Library: The Carbon Cycle|fechaacceso=2025-02-25|fecha=2006-09-28|sitioweb=web.archive.org}}</ref>

=== Salinidad del océano ===
La [[salinidad]] del océano se debe principalmente a la [[erosión]] de las rocas y al transporte de sales disueltas desde la tierra, con una contribución menor de las [[fuentes hidrotermales]] del fondo marino.<ref name=":0">{{Cita web|url=https://oceanservice.noaa.gov/facts/whysalty.html|título=Why is the ocean salty?|fechaacceso=2025-02-25|apellido=US Department of Commerce|nombre=National Oceanic and Atmospheric Administration|sitioweb=oceanservice.noaa.gov|idioma=EN-US}}</ref> La [[evaporación]] del agua oceánica y la formación de hielo marino aumentan aún más la salinidad del océano. Sin embargo, estos procesos que aumentan la salinidad se ven continuamente contrarrestados por otros que la disminuyen, como la continua entrada de agua dulce procedente de los ríos, las precipitaciones de lluvia y nieve y la fusión del hielo.<ref>{{Cita web|url=https://science.nasa.gov/earth-science/oceanography/physical-ocean/salinity#:~:text=Evaporation%20of%20ocean%20water%20and,snow,%20and%20melting%20of%20ice.|título=Salinity {{!}} Science Mission Directorate|fechaacceso=2025-02-25|sitioweb=science.nasa.gov|idioma=en|urlarchivo=http://web.archive.org/web/20230928212519/https://science.nasa.gov/earth-science/oceanography/physical-ocean/salinity|fechaarchivo=2023-09-28}}</ref> Los dos [[Ion|iones]] más frecuentes en el agua de mar son el [[cloruro]] y el [[sodio]]. Juntos constituyen alrededor del 85% de todos los iones disueltos en el océano. Los iones de [[magnesio]] y sulfato constituyen la mayor parte del resto. La salinidad varía con la temperatura, la evaporación y las precipitaciones. Suele ser baja en el ecuador y los polos, y alta en las latitudes medias.<ref name=":0" />

<gallery mode="packed" style="float:left;" heights="260px">
File:SeaSurfaceSalinity.jpg| Salinidad media anual de la superficie del mar, medida en 2009 en unidades prácticas de salinidad<ref>[https://svs.gsfc.nasa.gov/vis/a000000/a003600/a003652/ Sea Surface Temperature, Salinity and Density] ''NASA Scientific Visualization Studio'', 9 October 2009.</ref>
</gallery>

<gallery mode="packed" style="float:left;" heights="200px">
File:Vertical differences in ocean salinity (0 to 300m).png| Diferencias verticales de la salinidad del mar entre la superficie y una profundidad de 300 metros. La salinidad aumenta con la profundidad en las regiones rojas y disminuye en las azules.<ref name=Sundby2015>Sundby, S. and Kristiansen, T. (2015) "The principles of buoyancy in marine fish eggs and their vertical distributions across the world oceans". ''PLOS ONE'', '''10'''(10): e0138821. {{doi|10.1371/journal.pone.0138821}}. [[File:CC-BY icon.svg|50px]] Modified text was copied from this source, which is available under a [https://creativecommons.org/licenses/by/4.0/ Creative Commons Attribution 4.0 International License].</ref>
</gallery>












=== Rocío marino ===
[[Archivo:Ocean mist and spray 2.jpg|miniaturadeimagen|340x340px|El rocío marino que contiene [[Microorganismo|microorganismos]] marinos, y todas las sustancias y elementos que contienen sus cuerpos, puede ser arrastrado a gran altura hasta la atmósfera. Allí se convierten en [[aeroplancton]] y pueden recorrer el globo antes de caer de nuevo a la Tierra.]]
Una corriente de microorganismos aerotransportados circula por el planeta por encima de los sistemas meteorológicos pero por debajo de las rutas aéreas comerciales.<ref>{{Cita web|url=https://www.smithsonianmag.com/science-nature/living-bacteria-are-riding-earths-air-currents-180957734/|título=Living Bacteria Are Riding Earth's Air Currents|fechaacceso=2025-02-25|apellido=Magazine|nombre=Smithsonian|sitioweb=Smithsonian Magazine|idioma=en}}</ref> Algunos microorganismos peripatéticos son arrastrados por tormentas de polvo terrestre, pero la mayoría proceden de microorganismos marinos presentes en el [[Rocío (fenómeno físico)|rocío]] marino. En 2018, los científicos informaron de que cientos de millones de [[virus]] y decenas de millones de [[Bacteria|bacterias]] se depositan diariamente en cada metro cuadrado alrededor del planeta.<ref>{{Cita noticia|título=Trillions Upon Trillions of Viruses Fall From the Sky Each Day|url=https://www.nytimes.com/2018/04/13/science/virosphere-evolution.html|periódico=The New York Times|fecha=2018-04-13|fechaacceso=2025-02-25|issn=0362-4331|idioma=en-US|nombre=Jim|apellidos=Robbins}}</ref><ref>{{Cita publicación|url=https://www.ncbi.nlm.nih.gov/pmc/articles/PMC5864199|título=Deposition rates of viruses and bacteria above the atmospheric boundary layer|apellidos=Reche|nombre=Isabel|apellidos2=D’Orta|nombre2=Gaetano|fecha=2018-04|publicación=The ISME Journal|volumen=12|número=4|fechaacceso=2025-02-25|idioma=en|doi=10.1038/s41396-017-0042-4|urlarchivo=http://web.archive.org/web/20231116011923/https://www.ncbi.nlm.nih.gov/pmc/articles/PMC5864199/|fechaarchivo=2023-11-16|apellidos3=Mladenov|nombre3=Natalie|apellidos4=Winget|nombre4=Danielle M.|apellidos5=Suttle|nombre5=Curtis A.}}</ref> Este es otro ejemplo de que el agua facilita el transporte de [[material orgánico]] a grandes distancias, en este caso en forma de microorganismos vivos.

La sal disuelta no se evapora a la atmósfera como el agua, pero forma [[Aerosol|aerosoles de sal marina]] en el aerosol marino. Muchos procesos físicos sobre la superficie oceánica generan aerosoles de sal marina. Una causa común es el estallido de [[Burbuja|burbujas]] de aire, que son arrastradas por la tensión del viento durante la formación de las [[olas de viento]] o ''whitecap''. Otra es el desgarro de las gotas de la parte superior de las [[Ola|olas]].<ref>{{Cita publicación|título=Aerosol Pollution Impact on Precipitation.|apellidos=Levin, Zev; Cotton, William R., eds.|publicación=|doi=10.1007/978-1-4020-8690-8|isbn=978-1-4020-8689-2}}</ref> El flujo total de sal marina del océano a la atmósfera es de unas 3.300 Tg (3.300 millones de toneladas) al año.<ref>Tercer Informe de Evaluación del IPCC: Cambio Climático 2001 (TAR)</ref>

=== Circulación oceánica ===
[[Archivo:Convection cycle.png|miniaturadeimagen|Ciclo de [[convección]]]]
La radiación solar afecta a los océanos: el agua caliente del Ecuador tiende a circular hacia los [[Polo geográfico|polos]], mientras que el agua fría polar se dirige hacia el [[Ecuador terrestre|Ecuador]]. Las corrientes superficiales vienen dictadas inicialmente por las condiciones de los vientos superficiales. Los [[alisios]] soplan hacia el oeste en los trópicos<ref>{{Cita web|url=https://web.archive.org/web/20081211050708/http://amsglossary.allenpress.com/glossary/search?id=trade-winds1|título=AMS Glossary|fechaacceso=2025-02-25|fecha=2008-12-11|sitioweb=web.archive.org}}</ref> y los [[vientos del oeste]] soplan hacia el este en latitudes medias.<ref>{{Cita web|url=http://amsglossary.allenpress.com/glossary/search?id=westerlies1|título=Allenpress.com|fechaacceso=2025-02-25|sitioweb=amsglossary.allenpress.com|urlarchivo=http://web.archive.org/web/20240903034325/http://amsglossary.allenpress.com/glossary/search?id=westerlies1|fechaarchivo=2024-09-03}}</ref> Este patrón de vientos aplica una tensión a la superficie oceánica subtropical con una [[curvatura]] negativa en el [[hemisferio norte]]<ref>{{Cita publicación|url=http://www.es.flinders.edu.au/~mattom/regoc/pdffiles/colour/double/04P-Ekman-left.pdf|título=Regional Oceanography: an Introduction.|apellidos=Matthias Tomczak and J. Stuart Godfrey|fecha=2009|publicación=|isbn=81-7035-306-8}}</ref> y lo contrario en el [[hemisferio sur]]. El [[Balance de Sverdrup|transporte de Sverdrup]] resultante es hacia el ecuador.<ref>{{Cita publicación|url=http://earthguide.ucsd.edu/parkerprogram/berger/pdf/OcnBasLesson06.pdf|título=Lesson 6: Unraveling the Gulf Stream Puzzle - On a Warm Current Running North|apellidos=Earthguide|fecha=2007|publicación=University of California at San Diego}}</ref> Debido a la conservación de la [[vorticidad]] potencial causada por los vientos que se mueven hacia el polo en la periferia occidental de la [[Latitudes del caballo|dorsal subtropical]] y el aumento de la vorticidad relativa del agua que se mueve hacia el polo, el transporte se equilibra mediante una corriente estrecha y acelerada hacia el polo, que fluye a lo largo del límite occidental de la [[cuenca oceánica]], compensando los efectos de la fricción con la corriente fría del límite occidental que se origina en latitudes altas.<ref>{{Cita libro|título=Ocean Circulation|url=https://books.google.com/books?id=tFJRLhSez_YC&pg=PA90|editorial=Elsevier|fecha=2001-09-17|fechaacceso=2025-02-25|isbn=978-0-08-053794-8|idioma=en|nombre=Open Open|apellidos=University}}</ref> El proceso global, conocido como [[Corriente de límite|intensificación occidental]], hace que las corrientes del límite occidental de una cuenca oceánica sean más fuertes que las del límite oriental.<ref>{{Cita web|url=http://www.science-house.org/nesdis/gulf/background.html|título=Investigating the Ocean - Gulf Stream|fechaacceso=2025-02-25|sitioweb=www.science-house.org|urlarchivo=http://web.archive.org/web/20130121115914/http://www.science-house.org/nesdis/gulf/background.html|fechaarchivo=2013-01-21}}</ref>

A medida que se desplaza hacia los polos, el agua caliente transportada por una fuerte corriente de agua cálida sufre un enfriamiento por evaporación. El enfriamiento es impulsado por el viento: el viento que se mueve sobre el agua la enfría y también provoca la [[evaporación]], dejando una [[salmuera]] más salada. En este proceso, el agua se vuelve más salada y densa y disminuye su temperatura. Una vez que se forma el hielo marino, las sales quedan 

{{Multiple image
| alineación_texto  = center
| foto1             = Figure 44 02 04.png
| texto1            = Afloramiento causado por un viento marino en fricción con la superficie del océano
| foto2             = Upwelling-labels-en.svg
| texto2            = El afloramiento puede producirse si un viento costero se desplaza hacia el ecuador, induciendo el transporte de Ekman.
| texto             = Dos mecanismos que provocan afloramientos. En cada caso, si se invirtiera la dirección del viento se induciría el abatimiento.
}}

fuera del hielo, un proceso conocido como exclusión de salmuera.<ref>{{Cita web|url=https://web.archive.org/web/20090325062339/http://www.windows.ucar.edu/tour/link=/earth/Water/thermohaline_ocean_circulation.html|título=Thermohaline Ocean Circulation|fechaacceso=2025-02-25|fecha=2009-03-25|sitioweb=web.archive.org}}</ref> Estos dos procesos producen agua más densa y fría. El agua que atraviesa el [[océano Atlántico]] septentrional se vuelve tan densa que comienza a hundirse a través de agua menos salada y menos densa. Esta corriente descendente de agua pesada, fría y densa se convierte en parte de las aguas profundas del [[Atlantico norte|Atlántico Norte]], una corriente que se dirige hacia el sur.<ref>{{Cita web|url=https://web.archive.org/web/20080523170145/http://seis.natsci.csulb.edu/rbehl/NADW.htm|título=Thermohaline circulation|fechaacceso=2025-02-25|fecha=2008-05-23|sitioweb=web.archive.org}}</ref>

Los vientos impulsan las corrientes oceánicas en los 100 metros superiores de la superficie del océano. Sin embargo, las corrientes oceánicas también fluyen a miles de metros por debajo de la superficie. Estas corrientes oceánicas profundas son impulsadas por diferencias en la densidad del agua, que está controlada por la temperatura (termo) y la salinidad (halina). Este proceso se conoce como [[circulación termohalina]]. En las regiones polares de la Tierra, el agua del océano se enfría mucho, formando hielo marino. Como consecuencia, el agua marina circundante se vuelve más salada, ya que cuando se forma el hielo marino, la sal se queda atrás. A medida que el agua del mar se vuelve más salada, su densidad aumenta y comienza a hundirse. El agua superficial es arrastrada para reemplazar el agua que se hunde, que a su vez acaba volviéndose lo suficientemente fría y salada como para hundirse. Esto da lugar a las 

{{Multiple image
| foto1             = Antarctic bottom water.svg
| texto1            = Agua del fondo del Antártico
| foto2             = Antarctic Circumpolar Current.png
| texto2            = Corriente Circumpolar Antártica, con ramificaciones que conectan con la cinta transportadora mundial
| título            = Ventilación de las profundidades oceánicas
}}

corrientes oceánicas profundas que impulsan la cinta transportadora global.<ref>{{Cita web|url=https://oceanservice.noaa.gov/education/tutorial_currents/05conveyor1.html|título=Thermohaline Circulation - Currents: NOAA's National Ocean Service Education|fechaacceso=2025-02-25|apellido=US Department of Commerce|nombre=National Oceanic and Atmospheric Administration|sitioweb=oceanservice.noaa.gov|idioma=EN-US}}</ref>

{| class="wikitable collapsible collapsed" style="margin-left:1em; text-align:center" align="right" width="320px" 
! colspan="2" | Tiempos medios de permanencia en los embalses <ref name="PHYS">{{Cite book|author=Pidwirny, M.|via=PhysicalGeography.net|chapter=Chapter 8: Introduction to the Hydrosphere|access-date=2006-10-24|title=Fundamentals of Physical Geography|edition=2nd|at=8(b) The Hydrologic Cycle|date=2006}}</ref>
|-
! style="text-align:left" | Reservorio 
! Tiempo de permanencia promedio
|-
| style="text-align:left" | Antártica
| 20,000 años
|-
| style="text-align:left" | Océanos
| 3,200 años
|-
| style="text-align:left" | Glaciares
| 20 a 100 años
|-
| style="text-align:left" | Nieve estacional
| 2 a 6 meses
|-
| style="text-align:left" | Humedad del suelo
| 1 a 2 meses
|-
| style="text-align:left" | Aguas subterráneas: poco profundas
| 100 a 200 años
|-
| style="text-align:left" | Aguas subterráneas: profundas
| 10,000 años
|-
| style="text-align:left" | Lagos (véase el tiempo de retención de los lagos)
| 50 a 100 años
|-
| style="text-align:left" | Ríos
| 2 a 6 años
|-
| style="text-align:left" | Atmósfera
| 9 días
|}














[[Archivo:Overturning circulation of the global ocean.jpg|miniaturadeimagen|390x390px|Cinta transportadora mundial]]





La [[circulación termohalina]] impulsa un sistema de corrientes a escala global llamado «cinta transportadora global». La cinta transportadora comienza en la superficie del océano, cerca del polo, en el Atlántico Norte. Allí, las temperaturas árticas enfrían el agua. También se vuelve más salada porque cuando se forma el hielo marino, la sal no se congela y se queda en el agua circundante. El agua fría es ahora más densa, debido a las sales añadidas, y se hunde hacia el fondo del océano. El agua superficial se desplaza para sustituir al agua que se hunde, creando así una corriente. Esta agua profunda se desplaza hacia el sur, entre los continentes, pasa el ecuador y desciende hasta los extremos de [[África]] y [[Sudamérica]]. La corriente recorre el borde de la Antártida, donde el agua se enfría y vuelve a hundirse, como en el Atlántico Norte. Así, la cinta transportadora se «recarga». A medida que se desplaza alrededor de la [[Antártida]], dos secciones se separan de la cinta transportadora y giran hacia el norte. Una sección se desplaza hacia el Océano Índico y la otra hacia el [[Océano Pacífico]]. Estas dos secciones que se separan se calientan y se vuelven menos densas a medida que viajan hacia el norte, hacia el ecuador, de modo que suben a la superficie (afloramiento). A continuación, vuelven a girar hacia el sur y el oeste, hacia el Atlántico Sur, para regresar finalmente al Atlántico Norte, donde el ciclo comienza de nuevo. La cinta transportadora se mueve a velocidades mucho más lentas (unos pocos centímetros por segundo) que las corrientes impulsadas por el viento o las mareas (de decenas a cientos de centímetros por segundo). Se calcula que cualquier metro cúbico de agua tarda unos 1.000 años en completar el viaje a lo largo de la cinta transportadora mundial. Además, la cinta transportadora mueve un inmenso volumen de agua: más de 100 veces el caudal del [[río Amazonas]] (Ross, 1995). La cinta transportadora es también un componente vital de los ciclos globales de nutrientes oceánicos y de [[dióxido de carbono]]. Las aguas superficiales cálidas pierden nutrientes y dióxido de carbono, pero vuelven a enriquecerse cuando recorren la cinta transportadora en forma de capas profundas o de fondo. La base de la cadena alimentaria mundial depende de las aguas frías, ricas en nutrientes, que favorecen el crecimiento de algas y algas marinas.<ref>{{Cita web|url=https://oceanservice.noaa.gov/education/tutorial_currents/05conveyor2.html|título=The Global Conveyor Belt - Currents: NOAA's National Ocean Service Education|fechaacceso=2025-02-25|apellido=US Department of Commerce|nombre=National Oceanic and Atmospheric Administration|sitioweb=oceanservice.noaa.gov|idioma=EN-US}}</ref>

El tiempo medio de permanencia de una [[molécula de agua]] en el océano es de unos 3.200 años. En comparación, el tiempo medio de permanencia en la atmósfera es de unos nueve días. Si se congela en la Antártida o se introduce en aguas subterráneas profundas, puede permanecer secuestrada durante diez mil años.<ref>{{Cita web|url=http://www.physicalgeography.net/fundamentals/8b.html|título=8(b) The Hydrologic Cycle|fechaacceso=2025-02-25|sitioweb=www.physicalgeography.net}}</ref><ref>{{Cita publicación|título="The residence time of water in the atmosphere revisited".|apellidos=Van Der Ent, R.J. and Tuinenburg, O.A.|fecha=2017|publicación=Hydrology and Earth System Sciences|doi=10.5194/hess-21-779-2017}}</ref>

== Ciclo de elementos clave ==
{| class="wikitable collapsible"
|-
! colspan=3| Some key elements involved in marine biogeochemical cycles
|-
! Elemento
! Diagrama
! Descripción
|-
! Carbono
| [[File:Marine carbon cycle.jpg|220px]]
| El ciclo marino del [[carbono]] implica procesos que intercambian carbono entre diversos reservorios dentro del océano, así como entre la atmósfera, el interior de la Tierra y el fondo marino. El ciclo del carbono es el resultado de la interacción de muchas fuerzas a lo largo de múltiples escalas temporales y espaciales que hacen circular el carbono por el planeta, garantizando su disponibilidad global. El [[ciclo del carbono]] marino es un elemento central del ciclo global del carbono y contiene tanto carbono inorgánico (carbono no asociado a un ser vivo, como el dióxido de carbono) como carbono orgánico (carbono que está, o ha estado, incorporado a un ser vivo). Parte del ciclo del carbono marino transforma el carbono entre materia no viva y materia viva. Tres procesos principales (o bombas) que componen el ciclo marino del carbono llevan el dióxido de carbono atmosférico (CO2) al interior del océano y lo distribuyen por los océanos. Estas tres bombas son: (1) la bomba de solubilidad, (2) la bomba de carbonatos y (3) la bomba biológica. La reserva activa total de carbono en la superficie de la Tierra durante periodos inferiores a 10.000 años es de aproximadamente 40.000 gigatoneladas de C (Gt C, una gigatonelada equivale a mil millones de toneladas, o al peso de aproximadamente 6 millones de ballenas azules), y cerca del 95% (~38.000 Gt C) se almacena en el océano, principalmente en forma de carbono inorgánico disuelto.<ref name="H. 2013">{{Cite book|title=Biogeochemistry: an analysis of global change |last=Schlesinger |first=William H. |last2=Bernhardt |first2=Emily S. |date=2013 |publisher=Academic Press |isbn=9780123858740 |edition=3rd |location=Waltham, MA |oclc=827935936}}</ref><ref name="Falkowski 291–296">{{Cite journal |last1=Falkowski |first1=P. |last2=Scholes |first2=R. J. |last3=Boyle |first3=E. |last4=Canadell |first4=J. |last5=Canfield |first5=D. |last6=Elser |first6=J. |last7=Gruber |first7=N. |last8=Hibbard |first8=K. |last9=Högberg |first9=P. |date=2000-10-13 |title=The Global Carbon Cycle: A Test of Our Knowledge of Earth as a System |journal=Science |language=en |volume=290 |issue=5490 |pages=291–296 |doi=10.1126/science.290.5490.291 |issn=0036-8075 |pmid=11030643 |bibcode=2000Sci...290..291F}}</ref> La especiación del carbono inorgánico disuelto en el ciclo del carbono marino es uno de los principales controladores de la [[Reacción ácido-base|química ácido-base]] en los océanos.
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! Oxígeno
| [[File:Oxygen Cycle.jpg|220px]]
| El [[ciclo del oxígeno]] implica transiciones biogeoquímicas de átomos de oxígeno entre diferentes estados de oxidación en iones, óxidos y moléculas a través de reacciones [[redox]] dentro y entre las esferas/reservorios del planeta Tierra.<ref name=Andrew2012>{{cite book | first1 = Andrew H | last1 = Knoll | first2 = Donald E | last2 = Canfield | first3 = Kurt | last3 = Konhauser |title=Fundamentals of geobiology|date=2012|publisher=John Wiley & Sons |isbn=978-1-118-28087-4 |location=Chichester, West Sussex|pages=93–104|chapter=7|oclc=793103985}}</ref> La palabra oxígeno en la literatura se refiere típicamente al oxígeno molecular (O2) ya que es el producto común o reactante de muchas reacciones redox biogeoquímicas dentro del ciclo.<ref name=Petsch2014>{{cite book | vauthors = Petsch ST | chapter = The Global Oxygen Cycle|date=2014 | title =Treatise on Geochemistry|pages=437–473|publisher=Elsevier |doi=10.1016/b978-0-08-095975-7.00811-1 |isbn=978-0-08-098300-4 }}</ref> Los procesos dentro del [[ciclo del oxígeno]] se consideran biológicos o geológicos y se evalúan como fuente (producción de O2) o sumidero (consumo de O2).<ref name=Andrew2012 /><ref name=Petsch2014 />
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! Hidrógeno
| [[File:CHO-cycles en.png|220px]]
| El [[ciclo del hidrógeno]] consiste en intercambios de hidrógeno entre fuentes y sumideros bióticos (vivos) y abióticos (no vivos) de compuestos que contienen hidrógeno. El hidrógeno (H) es el elemento más abundante del universo.<ref>{{cite journal| vauthors = Cameron AG |date=1973|title=Abundances of the elements in the solar system|journal=Space Science Reviews|language=en|volume=15|issue=1|pages=121|doi=10.1007/BF00172440|issn=0038-6308|bibcode=1973SSRv...15..121C|s2cid=120201972}}</ref> En la Tierra, las [[moléculas inorgánicas]] que contienen H son el agua (H2O), el hidrógeno gaseoso (H2), el metano (CH4), el ácido sulfhídrico (H2S) y el amoníaco (NH3). Muchos compuestos orgánicos también contienen átomos de H, como los [[Hidrocarburo|hidrocarburos]] y la materia orgánica. Dada la ubicuidad de los átomos de hidrógeno en los compuestos químicos inorgánicos y orgánicos, el ciclo del hidrógeno se centra en el hidrógeno molecular (H2). 
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! Nitrógeno
| [[File:Marine Nitrogen Cycle.jpg|220px]]
| El [[ciclo del nitrógeno]] es el proceso mediante el cual el nitrógeno se convierte en múltiples formas químicas a medida que circula entre la [[atmósfera]] y los ecosistemas terrestres y marinos. La conversión del nitrógeno puede llevarse a cabo mediante procesos tanto biológicos como físicos. Entre los procesos importantes del ciclo del nitrógeno se encuentran la fijación, la [[amonificación]], la [[nitrificación]] y la [[desnitrificación]]. El 78% de la atmósfera terrestre es nitrógeno molecular (N2),<ref name="CarrollSalt2004p93">{{Cite book|title=Ecology for gardeners|author1=Steven B. Carroll|author2=Steven D. Salt|publisher=Timber Press|year=2004|isbn=978-0-88192-611-8|page=93|url=https://books.google.com/books?id=aM4W9e5nmsoC&pg=PA93|access-date=2016-10-23|archive-url=https://web.archive.org/web/20180201122648/https://books.google.com/books?id=aM4W9e5nmsoC&pg=PA93|archive-date=2018-02-01}}</ref> lo que la convierte en la mayor fuente de nitrógeno. Sin embargo, el nitrógeno atmosférico tiene una disponibilidad limitada para su uso biológico, lo que provoca una escasez de nitrógeno utilizable en muchos tipos de ecosistemas. El ciclo del nitrógeno es de especial interés para los ecólogos porque la disponibilidad de nitrógeno puede afectar a la tasa de procesos clave de los ecosistemas, como la producción primaria y la descomposición. Actividades humanas como la combustión de combustibles fósiles, el uso de fertilizantes nitrogenados artificiales y la liberación de nitrógeno en las aguas residuales han alterado drásticamente el ciclo global del nitrógeno.<ref name="Kuypers 2011">{{cite journal |last1=Kuypers |first1= MMM |last2=Marchant |first2=HK |last3=Kartal |first3=B |title=The Microbial Nitrogen-Cycling Network |journal=Nature Reviews Microbiology |volume=1 |issue=1 |pages=1–14 |year=2011 |pmid=29398704 |doi=10.1038/nrmicro.2018.9 |hdl= 21.11116/0000-0003-B828-1 |s2cid= 3948918 |hdl-access=free }}</ref><ref name="Galloway 2004">{{cite journal|last1=Galloway|first1=J. N.|title=Nitrogen cycles: past, present, and future generations |journal=Biogeochemistry|volume=70|issue=2|pages=153–226|year=2004|doi=10.1007/s10533-004-0370-0|s2cid=98109580|display-authors=etal}}</ref><ref name="Reis 2016">{{Cite journal|last1=Reis|first1=Stefan|last2=Bekunda|first2=Mateete|last3=Howard|first3=Clare M|last4=Karanja|first4=Nancy|last5=Winiwarter|first5=Wilfried|last6=Yan|first6=Xiaoyuan|last7=Bleeker|first7=Albert|last8=Sutton|first8=Mark A|date=2016-12-01|title=Synthesis and review: Tackling the nitrogen management challenge: from global to local scales|journal=Environmental Research Letters|volume=11|issue=12|pages=120205|doi=10.1088/1748-9326/11/12/120205|issn=1748-9326|bibcode=2016ERL....11l0205R}}</ref> La modificación humana del ciclo global del nitrógeno puede afectar negativamente al sistema medioambiental natural y también a la salud humana.<ref name="Gu 2012">{{Cite journal|last1=Gu|first1=Baojing|last2=Ge|first2=Ying|last3=Ren|first3=Yuan|last4=Xu|first4=Bin|last5=Luo|first5=Weidong|last6=Jiang|first6=Hong|last7=Gu|first7=Binhe|last8=Chang|first8=Jie|date=2012-08-17|title=Atmospheric Reactive Nitrogen in China: Sources, Recent Trends, and Damage Costs|journal=Environmental Science & Technology|volume=46|issue=17|pages=9420–9427|doi=10.1021/es301446g|pmid=22852755|issn=0013-936X|bibcode=2012EnST...46.9420G}}</ref><ref name="Kim 2017">{{Cite journal|last1=Kim|first1=Haryun|last2=Lee|first2=Kitack|last3=Lim|first3=Dhong-Il|last4=Nam|first4=Seung-Il|last5=Kim|first5=Tae-Wook|last6=Yang|first6=Jin-Yu T.|last7=Ko|first7=Young Ho|last8=Shin|first8=Kyung-Hoon|last9=Lee|first9=Eunil|date=2017-05-11|title=Widespread Anthropogenic Nitrogen in Northwestern Pacific Ocean Sediment|journal=Environmental Science & Technology|volume=51|issue=11|pages=6044–6052|doi=10.1021/acs.est.6b05316|pmid=28462990|issn=0013-936X|bibcode=2017EnST...51.6044K}}</ref>
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! Fósforo
| [[File:Phosphorus cycle.png|220px]]
| El [[ciclo del fósforo]] es el movimiento del fósforo a través de la [[litosfera]], la [[Hidrósfera|hidrosfera]] y la [[Biósfera|biosfera]]. A diferencia de muchos otros ciclos biogeoquímicos, la atmósfera no desempeña un papel significativo en el movimiento del fósforo, porque el fósforo y los compuestos basados en el fósforo suelen ser sólidos en los rangos típicos de temperatura y presión que se encuentran en la Tierra. La producción de gas fosfina sólo se produce en condiciones locales especializadas. Por lo tanto, el ciclo del fósforo debe considerarse desde el sistema terrestre en su conjunto y, a continuación, centrarse específicamente en el ciclo en los sistemas terrestres y acuáticos. Localmente, las transformaciones del fósforo son químicas, biológicas y microbiológicas: las principales transferencias a largo plazo en el ciclo global, sin embargo, están impulsadas por los movimientos tectónicos en el tiempo geológico.<ref name="Schlesinger_1991">{{cite book | vauthors = Schlesinger WH | title = Biogeochemistry: An analysis of global change | date = 1991 }}</ref>Los seres humanos han provocado importantes cambios en el ciclo global del fósforo a través del transporte de minerales fosforados y el uso de fertilizantes fosforados, así como el transporte de alimentos de las granjas a las ciudades, donde se pierden en forma de efluentes.
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! Sulfuro
| [[File:Schematic-figure-of-the-sulfur-cycle.jpg|220px]]
| El [[ciclo del azufre]] es el conjunto de procesos por los que el azufre se desplaza entre las rocas, los cursos de agua y los sistemas vivos. Estos ciclos biogeoquímicos son importantes en [[geología]] porque afectan a muchos minerales. Los ciclos bioquímicos también son importantes para la vida porque el azufre es un elemento esencial, ya que es un constituyente de muchas proteínas y cofactores, y los compuestos de azufre pueden utilizarse como oxidantes o reductores en la respiración microbiana.<ref name=Brock>{{cite book |title=Brock Biology of Microorganisms | year=2006| vauthors = Madigan MT, Martino JM | edition=11th |page=136 |publisher=Pearson |isbn=978-0-13-196893-6}}</ref> El ciclo global del azufre implica las transformaciones de las especies de azufre a través de diferentes estados de oxidación, que desempeñan un papel importante tanto en los procesos geológicos como en los biológicos. El principal sumidero de azufre de la Tierra son los océanos SO<sub>4</sub><sup>2-</sup>, donde es el principal [[agente oxidante]].<ref>{{cite journal | vauthors = Bickle MJ, Alt JC, Teagle DA | date = 1994 | title = Sulfur transport and sulphur isotope fractionations in ocean floor hydrothermal systems | journal = Mineralogical Magazine | volume = 58A | issue = 1 | pages = 88–89 | doi = 10.1180/minmag.1994.58A.1.49 | bibcode = 1994MinM...58...88B }}</ref>
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! Hierro
| [[File:Iron cycle.svg|220px]]
| El [[ciclo del hierro]] (Fe) es el ciclo biogeoquímico del [[hierro]] a través de la atmósfera, la hidrosfera, la biosfera y la litosfera. Aunque el Fe es muy abundante en la [[corteza terrestre]],<ref name=Taylor1964>{{cite journal| vauthors = Taylor SR |date=1964|title=Abundance of chemical elements in the continental crust: a new table|journal=Geochimica et Cosmochimica Acta|volume=28|issue=8|pages=1273–1285|doi=10.1016/0016-7037(64)90129-2|bibcode=1964GeCoA..28.1273T}}</ref>es menos común en aguas superficiales oxigenadas. El hierro es un micronutriente clave en la productividad primaria,<ref name="Tagliabue_2017">{{cite journal|url=https://eprints.utas.edu.au/24469/2/115577%20-%20postprint.pdf|title=The integral role of iron in ocean biogeochemistry|date=March 2017|journal=Nature|volume=543|issue=7643|pages=51–59|bibcode=2017Natur.543...51T|doi=10.1038/nature21058|pmid=28252066|s2cid=2897283}}</ref>y un nutriente limitante en el [[océano Austral]], el Pacífico ecuatorial oriental y el Pacífico subártico, conocidas como regiones oceánicas de alto contenido en nutrientes y bajo contenido en [[clorofila]] (HNLC).<ref name="Iron deficiency limits phytoplankto">{{cite journal|title=Iron deficiency limits phytoplankton growth in the north-east Pacific subarctic|date=1988|journal=Nature|volume=331|issue=6154|pages=341–343|bibcode=1988Natur.331..341M|doi=10.1038/331341a0|s2cid=4325562}}</ref>El hierro existe en una gama de estados de oxidación de -2 a +7; sin embargo, en la Tierra se encuentra predominantemente en su estado redox +2 o +3 y es un metal [[redox]] activo primario en la Tierra.<ref>{{cite journal | vauthors = Melton ED, Swanner ED, Behrens S, Schmidt C, Kappler A | title = The interplay of microbially mediated and abiotic reactions in the biogeochemical Fe cycle | journal = Nature Reviews. Microbiology | volume = 12 | issue = 12 | pages = 797–808 | date = December 2014 | pmid = 25329406 | doi = 10.1038/nrmicro3347 | s2cid = 24058676 }}</ref> El ciclo del hierro entre sus estados de oxidación +2 y +3 se denomina ciclo del hierro. Este proceso puede ser totalmente abiótico o facilitado por microorganismos, especialmente bacterias que oxidan el hierro. Los procesos abióticos incluyen la oxidación de metales ferrosos, donde el Fe<sup>2+</sup> se oxida abióticamente a Fe<sup>3+</sup> en presencia de oxígeno, y la reducción de Fe<sup>3+</sup> a Fe<sup>2+</sup> por minerales de sulfuro de hierro. El ciclo biológico del Fe<sup>2+</sup> lo realizan microbios oxidantes y reductores del hierro.<ref>{{cite journal| vauthors = Schmidt C, Behrens S, Kappler A |date=2010 |title=Ecosystem functioning from a geomicrobiological perspective – a conceptual framework for biogeochemical iron cycling|journal=Environmental Chemistry |volume=7 |issue=5 |pages=399 |doi=10.1071/EN10040 }}</ref><ref>Kappler, Andreas; Straub, Kristina L. (2005-01-01). "Geomicrobiological Cycling of Iron". ''Reviews in Mineralogy and Geochemistry''. '''59''' (1): 85–108. [[Doi (identifier)|doi]]:10.2138/rmg.2005.59.5. [[ISSN (identifier)|ISSN]]&nbsp;1529-6466.</ref>
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! Cálcio
| [[File:Equilibrium of carbonic acid in the oceans .png|220px]]
| El [[ciclo del calcio]] es una transferencia de calcio entre las fases disuelta y sólida. Existe un suministro continuo de iones de calcio a los cursos de agua procedentes de rocas, organismos y suelos.<ref name=Walker1981>{{Cite journal|last1=Walker|first1=James C. G.|last2=Hays|first2=P. B.|last3=Kasting|first3=J. F.|date=1981|title=A negative feedback mechanism for the long-term stabilization of Earth's surface temperature|journal=Journal of Geophysical Research|volume=86|issue=C10|pages=9776|doi=10.1029/jc086ic10p09776|issn=0148-0227|bibcode=1981JGR....86.9776W}}</ref><ref>{{Cite journal|last=Berner|first=R. A.|date=2004-05-01|title=A model for calcium, magnesium and sulfate in seawater over Phanerozoic time|journal=American Journal of Science|volume=304|issue=5|pages=438–453|doi=10.2475/ajs.304.5.438|issn=0002-9599|bibcode=2004AmJS..304..438B}}</ref>Los iones de calcio se consumen y se eliminan de los medios acuosos al reaccionar para formar estructuras insolubles como el [[carbonato cálcico]] y el [[Silicato cálcico hidratado|silicato cálcico]],<ref name=Walker1981/><ref>{{Cite journal|last1=Ridgwell|first1=Andy|last2=Zeebe|first2=Richard E.|date=2005-06-15|title=The role of the global carbonate cycle in the regulation and evolution of the Earth system|journal=Earth and Planetary Science Letters|volume=234|issue=3–4|pages=299–315|doi=10.1016/j.epsl.2005.03.006|issn=0012-821X}}</ref> que pueden depositarse para formar sedimentos o los exoesqueletos de organismos.<ref name=Raisman2013>{{Cite book|title=Ocean acidification: Elements and Considerations|last1=Raisman|first1=Scott|last2=Murphy|first2=Daniel T.|publisher=Nova Science Publishers, Inc|year=2013|isbn=9781629482958|location=Hauppauge, New York}}</ref> Los iones de calcio también pueden utilizarse biológicamente, ya que el calcio es esencial para funciones biológicas como la producción de huesos y dientes o la función celular.<ref name="Nordin 1988">{{Cite book|title=Calcium in Human Biology|last=Nordin|first=B. E. C|date=1988|publisher=Springer London|isbn=9781447114376|location=London|language=en|oclc=853268074|doi = 10.1007/978-1-4471-1437-6|series = ILSI Human Nutrition Reviews|s2cid=9765195}}</ref><ref name="Calcium in Biological Systems">{{Cite book|url=https://books.google.com/books?id=gdrTBwAAQBAJ&q=Biological+use+of+Calcium+review&pg=PR5|title=Calcium in Biological Systems|last1=Rubin|first1=Ronald P.|last2=Weiss|first2=George B.|last3=Putney|first3=James W. Jr|date=2013-11-11|publisher=Springer Science & Business Media|isbn=9781461323778|language=en}}</ref> El ciclo del calcio es un hilo conductor entre los procesos terrestres, marinos, geológicos y biológicos.<ref>{{Cite journal|last1=Fantle|first1=Matthew S.|last2=Tipper|first2=Edward T.|date=2014|title=Calcium isotopes in the global biogeochemical Ca cycle: Implications for development of a Ca isotope proxy|url=https://www.sciencedirect.com/science/article/pii/S0012825213001700|journal=Earth-Science Reviews|volume=131|pages=148–177|doi=10.1016/j.earscirev.2014.02.002|issn=0012-8252|via=Elsevier ScienceDirect}}</ref> El ciclo del calcio marino se ve afectado por el cambio del dióxido de carbono atmosférico debido a la acidificación de los océanos.<ref name=Raisman2013 /> 
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! Silicio
| [[File:Silica cycle-draft.jpg|220px]]
| El [[ciclo del sílice]] implica el transporte de sílice entre los sistemas de la Tierra. El [[sílice]] ópalo (SiO2), también llamado dióxido de silicio, es un compuesto químico de silicio. El silicio es un elemento bioesencial y uno de los más abundantes de la Tierra.<ref>{{cite journal|last1=Hunt|first1=J. W.|last2=Dean|first2=A. P.|last3=Webster|first3=R. E.|last4=Johnson|first4=G. N.|last5=Ennos|first5=A. R.|date=2008|title=A Novel Mechanism by which Silica Defends Grasses Against Herbivory|journal=Annals of Botany|volume=102|issue=4|pages=653–656|doi=10.1093/aob/mcn130|pmid=18697757|pmc=2701777|issn=1095-8290}}</ref><ref>{{cite journal|last=Conley|first=Daniel J.|date=December 2002|title=Terrestrial ecosystems and the global biogeochemical silica cycle|journal=Global Biogeochemical Cycles|volume=16|issue=4|pages=68–1–68–8|doi=10.1029/2002gb001894|issn=0886-6236|bibcode=2002GBioC..16.1121C|s2cid=128672790 }}</ref> El ciclo del sílice se solapa de forma significativa con el [[ciclo del carbono]] (véase el ciclo del carbonato-silicato) y desempeña un papel importante en el secuestro del carbono a través de la meteorización continental, la exportación biogénica y el enterramiento en forma de rezumes en escalas de tiempo geológicas.<ref>{{cite journal|last1=Defant|first1=Marc J.|last2=Drummond|first2=Mark S.|date=October 1990|title=Derivation of some modern arc magmas by melting of young subducted lithosphere|journal=Nature|volume=347|issue=6294|pages=662–665|doi=10.1038/347662a0|issn=0028-0836|bibcode=1990Natur.347..662D|s2cid=4267494}}</ref>
|}

== Modelos en caja ==
{{See also|Modelo climático}}
[[Archivo:Simple box model.png|miniaturadeimagen|'''Modelo básico en caja'''. Los modelos de caja se utilizan mucho para ilustrar los flujos en los ciclos biogeoquímicos.<ref name=":1">{{Cita libro|título=Biogeochemistry of Estuaries|url=https://books.google.com/books?id=3no8DwAAQBAJ&q=%22Biogeochemistry+of+Estuaries%22|editorial=Oxford University Press, USA|fecha=2007|fechaacceso=2025-02-26|isbn=978-0-19-516082-6|idioma=en|nombre=Thomas S.|apellidos=Bianchi}}</ref>]]
Los modelos de caja se utilizan ampliamente para modelizar sistemas biogeoquímicos.<ref>{{Cita publicación|título="A new model for the role of the oceans in determining atmospheric P CO 2"|apellidos=Sarmiento, J.L.; Toggweiler, J.R.|fecha=1984|publicación=Nature|doi=10.1038/308621a0}}</ref> Los modelos de caja son versiones simplificadas de sistemas complejos, reduciéndolos a cajas (o depósitos de [[Termodinámica|almacenamiento]]) de materiales químicos, vinculados por flujos de materiales ([[Flujo|flujos]]). Los modelos de caja simples tienen un pequeño número de cajas con propiedades, como el volumen, que no cambian con el tiempo. Se supone que las cajas se comportan como si estuvieran mezcladas homogéneamente.<ref name=":1" /> Estos modelos se utilizan a menudo para derivar fórmulas analíticas que describen la dinámica y la abundancia en estado estacionario de las especies químicas implicadas.

El diagrama de la derecha muestra un modelo básico de una caja. El depósito contiene la cantidad de material M considerada, definida por sus propiedades químicas, físicas o biológicas. La fuente Q es el flujo de material que entra en el depósito, y el sumidero S es el flujo de material que sale del depósito. El balance es la comprobación y el equilibrio de las fuentes y los sumideros que afectan a la renovación del material en un yacimiento. El yacimiento se encuentra en [[estado estacionario]] si ''Q = S'', es decir, si las fuentes equilibran los sumideros y no se producen cambios a lo largo del tiempo.<ref name=":1" />

{{Quote box
 |title = Measurement units
 |quote = Los modelos de cajas biogeoquímicas globales suelen medir:<br />{{space|12}}— «masas de embalse» en petagramas (Pg)<br />{{space|12}}— ''flujos de flujo'' en petagramos por año (Pg yr<sup>−1</sup>)<br />{{space|11}}Los diagramas de este artículo utilizan principalmente estas unidades<br />________________________________________________<br />
<small>&nbsp;un petagrama = 10<sup>15</sup> gramos = una gigatonelada = un billón (10<sup>9</sup>) toneladas</small>
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}}

El [[Tiempo de permanencia|tiempo de rotación]] (también llamado tiempo de renovación o edad de salida) es el tiempo medio que el material pasa residiendo en el depósito. Si el embalse se encuentra en estado estacionario, es el mismo tiempo que se tarda en llenarlo o vaciarlo. Así, si τ es el tiempo de renovación, entonces τ = M/S.<ref name=":1" /> La ecuación que describe la tasa de cambio del contenido de un depósito es:

<math> \frac{dM}{dt} = Q - S = Q - \frac{M}{\tau}</math>

Cuando dos o más depósitos están conectados, puede considerarse que el material circula entre los depósitos, y puede haber patrones predecibles en el flujo cíclico.<ref name=":1" /> Los [[Modelo de compartimientos múltiples|modelos multicaja]] más complejos suelen resolverse mediante técnicas numéricas.
[[Archivo:Simplified budget of carbon flows in the ocean.png|izquierda|miniaturadeimagen|387x387px|Presupuesto simplificado de los flujos de carbono oceánico, ejemplo de un modelo de tres cajas.<ref name=":2">{{Cita publicación|título=Marine carbon biogeochemistry: a primer for earth system scientists, page 5|apellidos=Middelburg, J.J.|fecha=2019|publicación=Springer Nature|doi=10.1007/978-3-030-10822-9|isbn=9783030108229}}</ref>]]
[[Archivo:Simplified diagram of the global carbon cycle.jpg|miniaturadeimagen|460x460px|'''Tasas de exportación y enterramiento del carbono orgánico terrestre en el océano'''. Ejemplo de un modelo más complejo con muchas cajas interactuando. Las masas de reserva representan aquí las reservas de carbono, medidas en Pg C. Los flujos de intercambio de carbono, medidos en Pg C yr<sup>-1</sup>, se producen entre la atmósfera y sus dos principales sumideros, la tierra y el océano. Los números negros y las flechas indican la masa de reserva y los flujos de intercambio estimados para el año 1750, justo antes de la [[Revolución Industrial]]. Las flechas rojas (y los números asociados) indican los cambios anuales de los flujos debidos a las actividades antropogénicas, promediados a lo largo del periodo 2000-2009. Representan cómo ha cambiado el ciclo del carbono desde 1750. Los números rojos en los depósitos representan los cambios acumulados en el carbono antropogénico desde el inicio del Periodo Industrial, 1750-2011.<ref>{{Cita publicación|url=https://pubs.aip.org/physicstoday/article/55/8/30/412207/Sinks-for-Anthropogenic-CarbonWe-have-learned-much|título=Sinks for Anthropogenic Carbon|apellidos=Sarmiento|nombre=Jorge L.|apellidos2=Gruber|nombre2=Nicolas|fecha=2002-08-01|publicación=Physics Today|volumen=55|número=8|páginas=30–36|fechaacceso=2025-02-26|issn=0031-9228|doi=10.1063/1.1510279}}</ref><ref>{{Cita publicación|título="Carbon and Other Biogeochemical Cycles"|apellidos=Chhabra, Abha|fecha=2013|publicación=En Stocker, T.F.; Qin, D.; Plattner, G.-K.; Tignor, M.; Allen, S.K.; Boschung, J.; Nauels, A.; Xia, Y.; Bex, V.; Midgley, P.M. (eds.). CLIMATE CHANGE 2013 The Physical Science Basis, WORKING GROUP I CONTRIBUTION TO THE FIFTH ASSESSMENT REPORT OF THE INTERGOVERNMENTAL PANEL ON CLIMATE CHANGE (1st ed.). Cambridge University Press.|doi=10.13140/2.1.1081.8883}}</ref><ref>{{Cita publicación|url=https://doi.org/10.3389%2Ffmars.2016.00259|título="Perspectives on the Terrestrial Organic Matter Transport and Burial along the Land-Deep Sea Continuum: Caveats in Our Understanding of Biogeochemical Processes and Future Needs"|apellidos=Kandasamy, Selvaraj; Nagender Nath, Bejugam|fecha=2016|publicación=Frontiers in Marine Science. 3|doi=10.3389/fmars.2016.00259}}</ref>]]



















El diagrama anterior muestra un presupuesto simplificado de los flujos de carbono oceánico. Se compone de tres sencillos modelos de caja interconectados, uno para la [[Zona fótica|zona eufótica]], otro para el [[Zona afótica|interior del océano]] u océano oscuro y otro para los [[Sedimento marino|sedimentos oceánicos]]. En la zona eufótica, la producción neta de [[fitoplancton]] es de unos 50 Pg de C al año. Alrededor de 10 Pg se exportan al interior del océano, mientras que los otros 40 Pg se respiran. La degradación del carbono orgánico se produce a medida que las partículas ([[nieve marina]]) se depositan en el interior del océano. Sólo 2 Pg llegan finalmente al fondo marino, mientras que los otros 8 Pg son respirados en el océano oscuro. En los sedimentos, la escala de tiempo disponible para la degradación aumenta en órdenes de magnitud con el resultado de que el 90% del carbono orgánico aportado se degrada y sólo 0,2 Pg C yr<sup>-1</sup> se entierra finalmente y se transfiere de la biosfera a la geosfera.<ref name=":2" />

El diagrama anterior muestra un presupuesto simplificado de los flujos de carbono oceánico. Se compone de tres sencillos modelos de caja interconectados, uno para la [[Zona fótica|zona eufótica]], otro para el [[Zona afótica|interior del océano]] u océano oscuro y otro para los [[Sedimento marino|sedimentos oceánicos]]. En la zona eufótica, la producción neta de [[fitoplancton]] es de unos 50 Pg de C al año. Alrededor de 10 Pg se exportan al interior del océano, mientras que los otros 40 Pg se respiran. La degradación del carbono orgánico se produce a medida que las partículas ([[nieve marina]]) se depositan en el interior del océano. Sólo 2 Pg llegan finalmente al fondo marino, mientras que los otros 8 Pg son respirados en el océano oscuro. En los sedimentos, la escala de tiempo disponible para la degradación aumenta en órdenes de magnitud con el resultado de que el 90% del carbono orgánico aportado se degrada y sólo 0,2 Pg C yr<sup>-1</sup> se entierra finalmente y se transfiere de la biosfera a la geosfera.<ref name=":2" />

== Materias disueltas y partículas ==
{{See also|Carbono orgánico total}}[[Archivo:DOC net production, transport and export in the ocean.png|izquierda|miniaturadeimagen|447x447px|'''Producción neta, transporte y exportación de DOC en el océano.''' Las regiones de producción neta significativa de DOC (flechas anchas) incluyen las regiones costeras y ecuatoriales de afloramiento que soportan gran parte de la nueva producción global. El DOC se transporta hacia y alrededor de los giros subtropicales con la circulación de superficie impulsada por el viento. La exportación tiene lugar si hay DOC exportable (concentraciones elevadas indicadas por campos azul oscuro) durante el vuelco de la columna de agua. precursor de la formación de masas de agua profundas e intermedias. El DOC también se exporta con la subducción en los giros. En las regiones donde los sistemas frontales polares impiden que el agua subtropical enriquecida en DOC sirva como precursor de la circulación de vuelco (como en los lugares de formación del agua del fondo antártico en el [[océano Antártico]]) la exportación de DOC es un componente débil de la bomba biológica. Las aguas al sur del Frente Polar Antártico carecen de DOC exportable significativo (representado por el campo azul claro) durante el invierno.<ref>{{Cita publicación|título="Marine Dissolved Organic Matter and the Carbon Cycle"|apellidos=Hansell DA and Craig AC|fecha=2015|publicación=Oceanography|doi=10.5670/oceanog.2001.05}}</ref>]]
[[Archivo:Forms of organic matter.webp|miniaturadeimagen|380x380px|'''Materia orgánica disuelta (MOD)'''Diagrama de Venn de las distintas formas de materia orgánica disuelta (DOM) que se encuentran en el agua. Se representan la materia orgánica total (TOM), el [[carbono orgánico total]] (TOC), el [[carbono orgánico disuelto]] (DOC), el carbono orgánico particulado (POC), el nitrógeno orgánico disuelto (DON) y el fósforo orgánico disuelto (DOP). El COD puede descomponerse a su vez en material húmico ([[ácido húmico]], [[ácido fúlvico]] y humina) y no húmico.<ref>{{Cita publicación|título="Trends in levels of allochthonous dissolved organic carbon in natural water: a review of potential mechanisms under a changing climate"|apellidos=Pagano, T., Bida, M. and Kenny, J.E.|fecha=2014|publicación=Water|doi=10.3390/w6102862}}</ref>]]
















[[Archivo:Size and classification of marine particles.png|miniaturadeimagen|380x380px|'''Tamaño y clasificación de las partículas marinas'''.<ref>{{Cita publicación|título="Modeling the dynamical sinking of biogenic particles in oceanic flow".|apellidos=Monroy, P., Hernández-García, E., Rossi, V. and López, C.|fecha=2017|publicación=Nonlinear Processes in Geophysics|doi=10.5194/npg-24-293-2017}}</ref> Adaptado de Simon et al., 2002<ref>{{Cita publicación|título="Microbial ecology of organic aggregates in aquatic ecosystems"|apellidos=Simon, M., Grossart, H., Schweitzer, B. and Ploug, H.|fecha=2002|publicación=Aquatic microbial ecology|doi=10.3354/ame028175}}</ref>]]













== Bomba biológica ==
{{See also|Bomba biológica}}
[[Archivo:Importance of Antarctic krill in biogeochemical cycles.png|alt=Importancia del krill antártico en los ciclos biogeoquímicos|miniaturadeimagen|430x430px|'''Procesos en la bomba biológica'''. Los números indicados son flujos de carbono (Gt C yr-1) en recuadros blancos y masas de carbono (Gt C) en recuadros oscuros. Durante la producción primaria, el fitoplancton convierte el CO<sub>2</sub> disuelto en la superficie de los océanos procedente de la atmósfera en carbono orgánico en partículas (COP). A continuación, el krill y los pequeños herbívoros del zooplancton consumen el fitoplancton, que a su vez es depredado por niveles tróficos superiores. El fitoplancton no consumido forma agregados y, junto con los gránulos fecales del zooplancton, se hunde rápidamente y se exporta fuera de la capa mixta. El krill, el zooplancton y los microbios interceptan el fitoplancton en el océano superficial y las partículas detríticas que se hunden en profundidad, consumiendo y respirando este POC a CO<sub>2</sub> (carbono inorgánico disuelto, DIC), de modo que sólo una pequeña proporción del carbono producido en superficie se hunde en el océano profundo (es decir, a profundidades > 1000 m). A medida que el [[krill]] y el zooplancton más pequeño se alimentan, también fragmentan físicamente las partículas en trozos pequeños, más lentos o que no se hunden (a través de la alimentación descuidada, la coprorrexia si se fragmentan las heces), lo que retrasa la exportación de COT. Esto libera carbono orgánico disuelto (COD) directamente de las células o indirectamente a través de la solubilización bacteriana (círculo amarillo alrededor del COD). Las bacterias pueden entonces remineralizar el DOC en DIC (CO<sub>2</sub>, jardinería microbiana). El krill, el zooplancton más pequeño y los peces que migran verticalmente durante el día pueden transportar activamente carbono a profundidad consumiendo COP en la capa superficial durante la noche y metabolizándolo en sus profundidades de residencia [[Zona mesopelágica|mesopelágicas]] durante el día. Dependiendo del ciclo biológico de las especies, el transporte activo también puede producirse de forma estacional.<ref>{{Cita publicación|título="The importance of Antarctic krill in biogeochemical cycles".|apellidos=Cavan, E.L., Belcher, A., Atkinson, A., Hill, S.L., Kawaguchi, S., McCormack, S., Meyer, B., Nicol, S., Ratnarajah, L., Schmidt, K. and Steinberg, D.K.|fecha=2019|publicación=Nature communications|doi=10.1038/s41467-019-12668-7}}</ref>]]
La [[bomba biológica]], en su forma más simple, es el secuestro biológico del carbono del océano desde la atmósfera hacia el interior del océano y los [[Sedimento marino|sedimentos del fondo marino]].<ref>{{Cita publicación|título="The biological pump in the past"|apellidos=Sigman DM, Haug GH|fecha=2006|publicación=Treatise on Geochemistry. Vol. 6. Pergamon Press}}</ref> Es la parte del ciclo del carbono oceánico responsable del ciclo de la materia orgánica formada principalmente por el fitoplancton durante la [[fotosíntesis]] (bomba de tejido blando), así como del ciclo del [[carbonato cálcico]] (CaCO<sub>3</sub>) formado en conchas por ciertos organismos como el plancton y los moluscos (bomba de carbonato).<ref>{{Cita publicación|título=The Biological Pump in the Past"|apellidos=Hain MP, Sigman DM, Haug GH|fecha=2014|publicación=Treatise on Geochemistry|doi=10.1016/B978-0-08-095975-7.00618-5|isbn=9780080983004}}</ref>

La bomba biológica puede dividirse en tres fases distintas,<ref>{{Cita publicación|título=The Biological Pump|apellidos=De La Rocha CL.|fecha=2006|publicación=Treatise on Geochemistry; vol. 6, (ed.). Pergamon Press}}</ref> la primera de las cuales es la producción de carbono fijo por [[Fotótrofo|fotótrofos]] planctónicos en la r[[Zona fótica|egión superficial eufótica]] (iluminada por el sol) del océano. En estas aguas superficiales, el fitoplancton utiliza dióxido de carbono (CO<sub>2</sub>), nitrógeno (N), fósforo (P) y otros oligoelementos ([[bario]], [[hierro]], [[zinc]], etc.) durante la fotosíntesis para producir carbohidratos, lípidos y proteínas. Algunos plancton (por ejemplo, los [[Cocolitóforo|cocolitóforos]] y los [[foraminíferos]]) combinan [[calcio]] (Ca) y carbonatos disueltos ([[ácido carbónico]] y [[bicarbonato]]) para formar una capa protectora de carbonato cálcico (CaCO<sub>3</sub>).

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| foto1             = CO2 pump hg.svg
| texto1            = Bomba biológica
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Una vez que este carbono se fija en el tejido blando o duro, los organismos permanecen en la zona eufótica para ser reciclados como parte del [[Ciclo de nutrientes|ciclo regenerativo de nutrientes]] o, una vez que mueren, pasan a la segunda fase de la bomba biológica y comienzan a hundirse hasta el fondo del océano. Las partículas que se hunden suelen formar agregados a medida que se hunden, lo que aumenta enormemente la velocidad de hundimiento. Es esta agregación la que da a las partículas una mejor oportunidad de escapar a la depredación y descomposición en la columna de agua y finalmente llegar al fondo marino.

Una vez que este carbono se fija en el tejido blando o duro, los organismos permanecen en la zona eufótica para ser reciclados como parte del [[Ciclo de nutrientes|ciclo regenerativo de nutrientes]] o, una vez que mueren, pasan a la segunda fase de la bomba biológica y comienzan a hundirse hasta el fondo del océano. Las partículas que se hunden suelen formar agregados a medida que se hunden, lo que aumenta enormemente la velocidad de hundimiento. Es esta agregación la que da a las partículas una mejor oportunidad de escapar a la depredación y descomposición en la columna de agua y finalmente llegar al fondo marino.

El carbono fijado que es descompuesto por las bacterias en el descenso o una vez en el fondo marino entra entonces en la fase final de la bomba y es remineralizado para ser utilizado de nuevo en la [[producción primaria]]. Las partículas que escapan totalmente a estos procesos quedan secuestradas en el sedimento y pueden permanecer allí durante millones de años. Este carbono secuestrado es el responsable, en última instancia, de la reducción del CO<sub>2</sub> atmosférico.

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| video1 = [https://www.youtube.com/watch?v=qSUX8hhyP98 Ciclos marinos del oxígeno y el dióxido de carbono]
}}

*Brum JR, Morris JJ, Décima M and Stukel MR (2014) "Mortality in the oceans: Causes and consequences". ''Eco-DAS IX Symposium Proceedings'',  Chapter 2, pages 16–48. Association for the Sciences of Limnology and Oceanography. {{ISBN|978-0-9845591-3-8}}.
* Mateus, M.D. (2017) "Bridging the gap between knowing and modeling viruses in marine systems—An upcoming frontier". ''Frontiers in Marine Science'', '''3''': 284. {{doi|10.3389/fmars.2016.00284}}
* Beckett, S.J. and Weitz, J.S. (2017) "Disentangling niche competition from grazing mortality in phytoplankton dilution experiments". ''PLOS ONE'', '''12'''(5): e0177517. {{doi|10.1371/journal.pone.0177517}}.

== Rol de los microorganismos ==
[[Archivo:Marine connections between the living and the nonliving.png|izquierda|miniaturadeimagen|390x390px|Conexiones entre los distintos compartimentos del entorno vivo (bacterias/virus y fito/zooplancton) y no vivo (DOM/POM y materia inorgánica).<ref>{{Cita publicación|título="Complex Interactions Between Aquatic Organisms and Their Chemical Environment Elucidated from Different Perspectives"|apellidos=Heinrichs, M.E., Mori, C. and Dlugosch, L.|fecha=2020|publicación=YOUMARES 9-The Oceans: Our Research, Our Future , pages 279–297. Springer|doi=10.1007/978-3-030-20389-4_15}}</ref>]]
[[Archivo:Viral shunt.jpg|centro|miniaturadeimagen|350x350px|La vía viral facilita el flujo de materia orgánica disuelta (DOM) y [[materia orgánica particulada]] (POM) a través de la [[red trófica]] marina.]]

== Ciclos del carbono, oxígeno e hidrógeno ==
{{See also|Carbono azul|Ciclo del carbono|Ciclo del oxígeno|Ciclo del hidrógeno}}
El [[Ciclo marino del carbono|ciclo del carbono marino]] se compone de procesos que intercambian [[carbono]] entre diversos reservorios dentro del océano, así como entre la atmósfera, el interior de la Tierra y el [[fondo marino]]. El ciclo del carbono es el resultado de la interacción de muchas fuerzas a lo largo de múltiples escalas temporales y espaciales que hacen circular el carbono por todo el planeta, garantizando su disponibilidad global. El ciclo oceánico del carbono es un proceso central del ciclo global del carbono y contiene tanto carbono [[inorgánico]] (carbono no asociado a un ser vivo, como el dióxido de carbono) como carbono [[orgánico]] (carbono que está, o ha estado, incorporado a un ser vivo). Parte del ciclo del carbono marino transforma el carbono entre materia no viva y materia viva.
[[Archivo:OceanCarbonCycle.jpg|miniaturadeimagen|250x250px|Ciclo marino del carbono<ref>{{Cita publicación|url=http://ir.anet.ua.ac.be/irua/handle/10067/381670151162165141?show=full|título="The carbon cycle and atmospheric carbon dioxide"|apellidos=Prentice, I.C.|fecha=2001|publicación=Climate change 2001: the scientific basis: contribution of Working Group I to the Third Assessment Report of the Intergouvernmental Panel on Climate Change / Houghton, J.T. [edit.]}}</ref>]]
Tres procesos principales (o bombas) que componen el ciclo marino del carbono llevan el [[dióxido de carbono]] (CO<sub>2</sub>) atmosférico al interior del océano y lo distribuyen por los océanos. Estas tres bombas son: (1) la bomba de solubilidad, (2) la bomba de carbonatos y (3) la bomba biológica. La reserva activa total de carbono en la superficie de la Tierra durante periodos inferiores a 10.000 años es de aproximadamente 40.000 [[Gigatón|gigatoneladas]] de C (Gt C, una gigatonelada es mil millones de toneladas, o el peso de aproximadamente 6 millones de [[Balaenoptera musculus|ballenas azules]]), y cerca del 95% (~38.000 Gt C) está almacenado en el océano, principalmente como carbono inorgánico disuelto.<ref name="H. 2013" /><ref name="Falkowski 291–296" /> La especiación del carbono inorgánico disuelto en el ciclo del carbono marino es un controlador primario de la [[Reacción ácido-base|química ácido-base]] en los océanos.
[[Archivo:Oxygen cycle.svg|miniaturadeimagen|260x260px|Ciclo del oxígeno]]

{| class="wikitable collapsible"
|-
! colspan=4| Formas de carbono <ref>[https://www.ck12.org/book/cbse_biology_book_class_xii/section/18.7/ Biogeochemical Cycles]  ''CK-12 Biology''. Accessed: 2 June 2020.</ref>
|-
! Forma de carbono	
! Fórmula química
! Estado
! Reservorio principal
|-
| dióxido de carbono
| CO<sub>2</sub>
| gas
| atmósfera
|-
| ácido carbónico
| H<sub>2</sub>CO<sub>3</sub>
| líquido
| océano
|-
| ion bicarbonato
| HCO<sub>3</sub>−
| líquido<br />(ion disuelto)
| océano
|-
| compuestos orgánicos
| ''Ejemplos:''<br />C<sub>6</sub>H<sub>12</sub>O<sub>6</sub> (glucosa)<br />CH<sub>4</sub> (metano)
| gas sólido
| organismos marinos
sedimentos orgánicos

(combustibles fósiles)
|-
| otros compuestos de carbono
| ''Ejemplos:''<br />CaCO<sub>3</sub> (carbonato cálcico)<br />CaMg(CO<sub>3</sub>)<sub>2</sub><br />(carbonato cálcico y magnésico)
| sólido
| conchas
roca sedimentaria
|}

== Ciclos del nitrógeno y el fósforo ==
{{See also|Ciclo del nitrógeno|Ciclo del fósforo}}
[[Archivo:Aquatic Dead Zones.jpg|miniaturadeimagen|390x390px|Las zonas muertas se producen en el océano cuando el fósforo y el nitrógeno de los fertilizantes presentes en la [[escorrentía]] terrestre provocan un crecimiento excesivo de microorganismos, lo que agota el oxígeno y mata a la fauna. En todo el mundo se encuentran grandes zonas muertas en zonas costeras con alta densidad de población humana.]]
[[Archivo:Interactions between marine biogeochemical carbon, nitrogen and phosphorus cycles.pdf|miniaturadeimagen|464x464px|Interacciones entre los ciclos biogeoquímicos marinos del carbono, el nitrógeno y el fósforo. <small>RDOC: carbono orgánico disuelto recalcitrante. DOM: materia orgánica disuelta. POM: materia orgánica particulada</small>  ]]
El ciclo del nitrógeno es tan importante en el océano como en tierra firme. Aunque el ciclo general es similar en ambos casos, existen diferentes actores y modos de transferencia del nitrógeno en el océano.<ref>{{Cita publicación|título="Microbial associations with macrobiota in coastal ecosystems: patterns and implications for nitrogen cycling"|apellidos=Moulton, Orissa M; Altabet, Mark A; Beman, J Michael; Deegan, Linda A; Lloret, Javier; Lyons, Meaghan K; Nelson, James A; Pfister, Catherine A|fecha=2016|publicación=Frontiers in Ecology and the Environment.|issn=1540-9295|doi=10.1002/fee.1262}}</ref> El nitrógeno entra en el océano a través de las [[precipitaciones]], la [[escorrentía]] o como N<sub>2</sub> procedente de la [[Atmósfera terrestre|atmósfera]]. El nitrógeno no puede ser utilizado por el fitoplancton como N<sub>2</sub>, por lo que debe someterse a la fijación de nitrógeno, que es realizada predominantemente por [[cianobacterias]].<ref name=":3">{{Cita publicación|título=Biological oceanography|apellidos=Miller, Charles|fecha=2008|publicación=Malden, MA: Blackwell Publishing.|isbn=978-0-632-05536-4}}</ref> Sin suministros de nitrógeno fijado que entren en el ciclo marino, el nitrógeno fijado se agotaría en unos 2000 años.<ref name=":4">{{Cita publicación|título=Nitrogen in the Marine Environment.|apellidos=Gruber, Nicolas|fecha=2008|publicación=Burlington, MA: Elsevier|isbn=978-0-12-372522-6}}</ref> El fitoplancton necesita nitrógeno en formas biológicamente disponibles para la síntesis inicial de materia orgánica. El [[amoníaco]] y la [[urea]] se liberan al agua por excreción del [[plancton]]. Las fuentes de nitrógeno se eliminan de la zona eufótica por el movimiento descendente de la materia orgánica. Esto puede ocurrir por el hundimiento del fitoplancton, la mezcla vertical o el hundimiento de los residuos de los migradores verticales. El hundimiento hace que el amoníaco se introduzca a profundidades más bajas por debajo de la zona eufótica. Las bacterias son capaces de convertir el amoníaco en [[nitrito]] y [[nitrato]], pero la luz las inhibe, por lo que esto debe ocurrir por debajo de la zona eufótica.<ref name=":3" /> Las bacterias realizan la amonificación o [[Mineralización (geología)|mineralización]] para convertir el nitrógeno orgánico en amoníaco. A continuación, puede producirse la nitrificación para convertir el amonio en nitrito y nitrato.<ref>{{Cita web|url=https://web.archive.org/web/20120415123617/http://www.chemgapedia.de/vsengine/vlu/vsc/en/ch/16/uc/vlus/nitrogenmarine.vlu.html|título=Learning Unit: Nitrogen Cycle - Marine Environment - ChemgaPedia|fechaacceso=2025-02-27|fecha=2012-04-15|sitioweb=web.archive.org}}</ref> El nitrato puede volver a la zona eufótica mediante la mezcla vertical y el afloramiento, donde puede ser absorbido por el fitoplancton para continuar el ciclo. El N2 puede devolverse a la atmósfera mediante la [[desnitrificación]].

Se cree que el amonio es la fuente preferida de nitrógeno fijo para el fitoplancton porque su asimilación no implica una reacción [[redox]] y, por tanto, requiere poca energía. El nitrato requiere una reacción redox para su asimilación, pero es más abundante, por lo que la mayoría del fitoplancton se ha adaptado para disponer de las enzimas necesarias para llevar a cabo esta reducción ([[nitrato reductasa]]). Hay algunas excepciones notables y bien conocidas que incluyen la mayoría de los ''[[Prochlorococcus]]'' y algunos ''[[Synechococcus]]'' que sólo pueden absorber nitrógeno en forma de amonio.<ref name=":4" />

{{Multiple image
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}}



















El [[fósforo]] es un nutriente esencial para plantas y animales. El fósforo es un [[Factor limitante|nutriente limitante]] para los organismos acuáticos. El fósforo forma parte de importantes moléculas que sustentan la vida y que son muy comunes en la biosfera. El fósforo entra en la atmósfera en cantidades muy pequeñas cuando el polvo se disuelve en el agua de lluvia y la niebla marina, pero permanece sobre todo en la tierra y en los minerales de la roca y el suelo. El 80% del fósforo extraído se utiliza para fabricar fertilizantes. Los fosfatos procedentes de fertilizantes, aguas residuales y detergentes pueden contaminar lagos y arroyos. El enriquecimiento excesivo de fosfato tanto en aguas dulces como en aguas marinas costeras puede provocar floraciones masivas de algas que, al morir y descomponerse, sólo conducen a la [[eutrofización]] de las aguas dulces. Investigaciones recientes sugieren que el contaminante predominante responsable de la proliferación de algas en estuarios de agua salada y hábitats marinos costeros es el [[nitrógeno]].<ref>{{Cita web|url=https://web.archive.org/web/20140416123353/https://www.soils.org/discover-soils/soils-in-the-city/green-infrastructure/important-terms/eutrophication|título=Eutrophication {{!}} Soil Science Society of America|fechaacceso=2025-02-27|fecha=2014-04-16|sitioweb=web.archive.org}}</ref>

El fósforo es más abundante en la naturaleza como parte del ion [[ortofosfato]] (PO<sub>4</sub>)<sup>3-</sup>, formado por un átomo de P y 4 átomos de oxígeno. En tierra, la mayor parte del fósforo se encuentra en rocas y minerales. Los depósitos ricos en fósforo se han formado generalmente en el océano o a partir del guano y, con el tiempo, los procesos geológicos traen sedimentos oceánicos a la tierra. La [[meteorización]] de rocas y minerales libera fósforo en forma soluble, que es absorbido por las plantas y transformado en compuestos orgánicos. A continuación, las plantas pueden ser consumidas por los [[Herbívoro|herbívoros]] y el fósforo se incorpora a sus tejidos o se excreta. Tras su muerte, el animal o la planta se descomponen y el fósforo vuelve al suelo, donde una gran parte del fósforo se transforma en compuestos insolubles. La [[escorrentía]] puede transportar una pequeña parte del fósforo de vuelta al océano.<ref>{{Cita publicación|título="Understanding ecosystem retrogression"|apellidos=Peltzer DA, Wardle DA, Allison VJ, Baisden WT, Bardgett RD, Chadwick OA, et al.|fecha=2010|publicación=Ecological Monographs.|doi=10.1890/09-1552.1}}</ref>

== Ciclo de nutrientes ==
{{See also|Ciclo de nutrientes}}
[[Archivo:Nutrient cycle.jpg|miniaturadeimagen|350x350px|'''Flujo de energía y ciclo de nutrientes'''. Las líneas verde oscuro representan el movimiento de nutrientes y las líneas discontinuas el movimiento de energía. Los nutrientes permanecen dentro del sistema, mientras que la energía entra a través de la fotosíntesis y sale del sistema principalmente como energía térmica, una forma de energía no biológicamente útil.<ref>{{Cita libro|título=Principles of Biology|url=https://archive.org/details/cnx-org-col11569|editorial=OpenStax CNX|fechaacceso=2025-02-27|idioma=en|nombre=David Rintoul|apellidos=Robert Bear}}</ref>]]
Un [[ciclo de nutrientes]] es el movimiento e intercambio de materia orgánica e inorgánica de vuelta a la producción de materia. El proceso está regulado por las vías disponibles en las [[redes tróficas]] marinas, que en última instancia descomponen la materia orgánica de nuevo en nutrientes inorgánicos. Los ciclos de los nutrientes se producen dentro de los [[Ecosistema|ecosistemas]]. El flujo de energía sigue siempre una trayectoria unidireccional y no cíclica, mientras que el movimiento de los nutrientes minerales es cíclico. Los ciclos minerales incluyen el ciclo del carbono, el ciclo del oxígeno, el ciclo del nitrógeno, el [[ciclo del fósforo]] y el [[ciclo del azufre]], entre otros, que se reciclan continuamente junto con otros nutrientes minerales en una nutrición ecológica productiva.

Existe un considerable solapamiento entre los términos [[ciclo biogeoquímico]] y ciclo de los nutrientes. Algunos libros de texto los integran y parecen tratarlos como términos sinónimos.<ref>{{Cita libro|título=The Princeton Guide to Ecology|url=https://books.google.com/books?id=4MS-vfT89QMC&pg=PA330|editorial=Princeton University Press|fecha=2009-07-27|fechaacceso=2025-02-27|isbn=978-1-4008-3302-3|idioma=en|nombre=Simon A.|apellidos=Levin|nombre2=Stephen R.|apellidos2=Carpenter|nombre3=H. Charles J.|apellidos3=Godfray|nombre4=Ann P.|apellidos4=Kinzig|nombre5=Michel|apellidos5=Loreau|nombre6=Jonathan B.|apellidos6=Losos|nombre7=Brian|apellidos7=Walker|nombre8=David S.|apellidos8=Wilcove}}</ref> Sin embargo, los términos suelen aparecer de forma independiente. El ciclo de los nutrientes se utiliza más a menudo en referencia directa a la idea de un ciclo intrasistema, en el que un ecosistema funciona como una unidad. Desde un punto de vista práctico, no tiene sentido evaluar un ecosistema terrestre considerando toda la columna de aire que hay sobre él, así como las grandes profundidades de la Tierra que hay bajo él. Aunque un ecosistema no suele tener límites claros, como modelo de trabajo resulta práctico considerar la comunidad funcional donde se produce la mayor parte de la transferencia de materia y energía.<ref name=":5">{{Cita publicación|url=https://web.archive.org/web/20110927182833/http://www.biology.duke.edu/upe302/pdf%20files/Emily_BormannLikens1967.pdf|título="Nutrient cycling"|apellidos=Bormann, F. H.; Likens, G. E.|fecha=1967|publicación=Science|doi=10.1126/science.155.3761.424|pmid=17737551}}</ref> El ciclo de los nutrientes se produce en ecosistemas que participan en los «ciclos biogeoquímicos más amplios de la Tierra a través de un sistema de entradas y salidas».<ref name=":5" />

=== Nutrientes disueltos ===
Los nutrientes disueltos en el agua de mar son esenciales para la supervivencia de la vida marina. El nitrógeno y el fósforo son especialmente importantes. Se consideran [[Factor limitante|nutrientes limitantes]] en muchos entornos marinos, porque los [[productores primarios]], como las algas y las plantas marinas, no pueden crecer sin ellos. Son fundamentales para estimular la producción primaria del fitoplancton. Otros nutrientes importantes son el [[silicio]], el [[hierro]] y el [[zinc]].<ref name=":6">{{Cita web|url=https://www.e-education.psu.edu/earth103/node/838|título=Dissolved Nutrients {{!}} EARTH 103: Earth in the Future|fechaacceso=2025-02-27|sitioweb=www.e-education.psu.edu}}</ref>

El proceso de ciclaje de los nutrientes en el mar comienza con el [[Bomba biológica|bombeo biológico]], cuando el fitoplancton extrae los nutrientes de las aguas superficiales para convertirlos en parte de su composición orgánica. El [[fitoplancton]] es devorado por otros organismos o muere y desciende como [[nieve marina]]. Allí se descomponen y vuelven al estado disuelto, pero a mayores profundidades oceánicas. La fertilidad de los océanos depende de la 

{{Multiple image
| alineación_texto  = center
| foto1             = Nutrient-cycle hg.png
| texto1            = Ciclo de nutrientes del océano
| foto2             = Nutrient flux.png
| texto2            = Flujo de nutrientes del océano
| ancho1            = 200
}}

abundancia de nutrientes y se mide por la producción primaria, que es la tasa de fijación de carbono por unidad de agua y por unidad de tiempo. «La producción primaria se suele cartografiar por satélite utilizando la distribución de la [[clorofila]], que es un pigmento producido por las plantas que absorbe energía durante la fotosíntesis. La distribución de la clorofila se muestra en la figura anterior. Se puede ver la mayor abundancia cerca de las costas, donde los nutrientes de la tierra son alimentados por los ríos. El otro lugar donde los niveles de clorofila son altos es en las zonas de [[afloramiento]], donde los nutrientes son llevados a la superficie del océano desde las profundidades por el proceso de afloramiento...".<ref name=":6" />
[[Archivo:Ocean drainage.png|miniaturadeimagen|420x420px|'''La escorrentía drena nutrientes y contaminantes al océano'''. Las cuencas de drenaje de los principales océanos y mares del mundo están marcadas por divisiones continentales. Las zonas grises son [[Cuenca endorreica|cuencas endorreicas]] que no drenan al océano.]]
«Otro elemento crítico para la salud de los océanos es el contenido de [[oxígeno]] disuelto. El oxígeno en la superficie del océano se añade continuamente a través de la interfaz aire-mar, así como por fotosíntesis; se consume en la respiración de los organismos marinos y durante la descomposición u oxidación de la materia orgánica que llueve en el océano y se deposita en el [[Fondo del mar|fondo oceánico]]. La mayoría de los organismos necesitan oxígeno, por lo que su agotamiento tiene efectos adversos para las poblaciones marinas. La temperatura también afecta a los niveles de oxígeno, ya que las aguas cálidas pueden retener menos oxígeno disuelto que las frías. Esta relación tendrá importantes implicaciones para los océanos del futuro, como veremos... La última propiedad del agua de mar que consideraremos es el contenido de CO<sub>2</sub> disuelto. El CO<sub>2</sub> es casi opuesto al oxígeno en muchos procesos químicos y biológicos; es consumido por el plancton durante la fotosíntesis y repuesto durante la respiración, así como durante la oxidación de la materia orgánica. Como veremos más adelante, el contenido de CO<sub>2</sub> tiene importancia para el estudio del envejecimiento de las aguas profundas".<ref name=":6" />
[[Archivo:Global N-P Ratio.gif|izquierda|miniaturadeimagen|380x380px|Relación entre nitrógeno y fósforo en la superficie del océano. Los nutrientes están disponibles en las tres regiones HNLC (de [[Regiones de alto contenido en nutrientes y bajo contenido en clorofila)|alto contenido en nutrientes y bajo contenido en clorofila)]] en [[Relación de Redfield|proporciones Redfield]] suficientes para la actividad biológica.]]












== Ciclo marino del azufre ==
{{See also|Ciclo del azufre}}
[[Archivo:Biogeochemical sulfur cycle of marine sediments.jpg|miniaturadeimagen|390x390px|'''Ciclo biogeoquímico del azufre en sedimentos marinos'''. Las flechas indican flujos y vías de [[Proceso biológico|procesos biológicos]] o químicos. La reducción microbiana disimilatoria del sulfato a sulfuro es una vía terminal predominante de mineralización de la materia orgánica en los fondos marinos anóxicos. La oxidación química o microbiana del sulfuro producido establece una compleja red de vías en el ciclo del azufre, que conduce a especies intermedias de azufre y parcialmente de vuelta al sulfato. Los productos intermedios incluyen azufre elemental, [[Polisulfuro|polisulfuros]], [[tiosulfato]] y [[sulfito]], que son todos sustratos para una oxidación, reducción o desproporción microbiana posterior. Los nuevos descubrimientos microbiológicos, como la transferencia de electrones a larga distancia a través de las bacterias cable oxidantes del sulfuro, añaden complejidad. Las reacciones de intercambio isotópico desempeñan un papel importante para la geoquímica de isótopos estables y para el estudio experimental de las transformaciones del azufre mediante radiotrazadores. Los procesos catalizados por microbios son parcialmente reversibles, por lo que la reacción de retroceso afecta a nuestra interpretación de los experimentos con radiotrazadores y proporciona un mecanismo para el fraccionamiento isotópico.]]
La reducción de [[Sulfato|sulfatos]] en los fondos marinos está fuertemente focalizada hacia los sedimentos cercanos a la superficie, con altas tasas deposicionales a lo largo de los márgenes oceánicos. El ciclo del azufre marino [[bentónico]] es, por tanto, sensible a la influencia [[antropogénica]], como el calentamiento de los océanos y el aumento de la carga de nutrientes en los mares costeros. Esto estimula la productividad fotosintética y da lugar a una mayor exportación de materia orgánica al fondo marino, a menudo combinada con una baja concentración de oxígeno en el agua del fondo (''Rabalais et al., 2014; Breitburg et al., 2018)''. De este modo, la zonación biogeoquímica se comprime hacia la superficie del sedimento y el equilibrio de la mineralización de la materia orgánica se desplaza de los procesos óxicos y subóxicos hacia la reducción del sulfato y la metanogénesis (Middelburg y Levin, 2009).<ref>{{Cita publicación|título="The biogeochemical sulfur cycle of marine sediments".|apellidos=Jørgensen, B.B., Findlay, A.J. and Pellerin, A.|fecha=2019|publicación=Frontiers in microbiology|doi=10.3389/fmicb.2019.00849}}</ref>
[[Archivo:Sulfur cycle - English.jpg|izquierda|miniaturadeimagen|320x320px|Ciclo del azufre]]

El ciclo del azufre en ambientes marinos ha sido bien estudiado mediante la herramienta de la sistemática isotópica del azufre expresada como δ<sup>34</sup>S. Los océanos globales modernos tienen un almacenamiento de azufre de 1,3 × 10<sup>21</sup> g,<ref>{{Cita publicación|título="The global sulfur cycle"|apellidos=Brimblecombe, Peter|fecha=2014|publicación=Treatise on Geochemistry. Vol. 10. Amsterdam: Elsevier|doi=10.1016/B978-0-08-095975-7.00814-7|isbn=9780080983004}}</ref> principalmente en forma de sulfato con un valor δ<sup>34</sup>S de +21‰.<ref name=":7">{{Cita publicación|título="Rethinking the Ancient Sulfur Cycle"|apellidos=Fike DA, Bradley AS, Rose CV|fecha=2015|publicación=Annual Review of Earth and Planetary Sciences|doi=10.1146/annurev-earth-060313-054802}}</ref> El flujo global de entrada es de 1,0 × 10<sup>14</sup> g/año con una composición isotópica de azufre de ~3‰.[<ref name=":7" /> El sulfato fluvial derivado de la meteorización terrestre de minerales sulfurados (δ<sup>34</sup>S = +6‰) es la principal entrada de azufre en los océanos. Otras fuentes son la desgasificación metamórfica y volcánica y la actividad [[Circulación hidrotermal|hidrotermal]] (δ<sup>34</sup>S = 0‰), que liberan especies reducidas de azufre (por ejemplo, H<sub>2</sub>S y S0). Hay dos salidas principales de azufre de los océanos. El primer sumidero es el enterramiento de sulfato, ya sea como evaporitas marinas (por ejemplo, [[Yeso (mineral)|yeso]]) o sulfato asociado a carbonato (CAS), que representa 6 × 1013 g/año (δ<sup>34</sup>S = +21‰). El segundo sumidero de azufre es el enterramiento de pirita en los sedimentos de la plataforma o en los sedimentos del fondo marino profundo (4 × 10<sup>13</sup> g/año; δ<sup>34</sup>S = -20‰).<ref>{{Cita publicación|url=https://doi.org/10.2475%2Fajs.304.10.839|título="The evolution of the Earth surface sulfur reservoir"|apellidos=Canfield DE|fecha=2004|publicación=American Journal of Science.|doi=10.2475/ajs.304.10.839}}</ref>] El flujo total de salida de azufre marino es de 1.0 × 10<sup>14</sup> g/año que coincide con los flujos de entrada, lo que implica que el presupuesto de azufre marino moderno está en estado estacionario.<ref name=":7" /> El tiempo de residencia del azufre en los océanos globales modernos es de 13.000.000 años.<ref>{{Cita publicación|url=https://digitalcommons.unl.edu/cgi/viewcontent.cgi?article=1098&context=geosciencefacpub|título="Low marine sulphate and protracted oxygenation of the Proterozoic biosphere"|apellidos=Kah LC, Lyons TW, Frank TD|fecha=2004|publicación=Nature|doi=10.1038/nature02974|pmid=15483609}}</ref>

En los océanos modernos, ''[[Hydrogenovibrio crunogenus]]'', ''[[Halothiobacillus]]'' y ''[[Beggiatoa]]'' son bacterias primarias oxidantes del azufre,<ref name=":8">{{Cita publicación|título="Sulfur Oxidation at Deep-Sea Hydrothermal Vents"|apellidos=Sievert SM, Hügler M, Taylor CD, Wirsen CO|fecha=2008|publicación=Dahl C, Friedrich CG (eds.). Microbial Sulfur Metabolism. Springer Berlin Heidelberg.|doi=10.1007/978-3-540-72682-1_19|isbn=978-3-540-72679-1}}</ref><ref>{{Cita publicación|título="Sulfur metabolism of Hydrogenovibrio thermophilus strain s5 and its adaptations to deep-sea hydrothermal vent environment".|apellidos=Jiang, L., Lyu, J. and Shao, Z.|fecha=2017|publicación=Frontiers in microbiology|doi=10.3389/fmicb.2017.02513}}</ref> y forman simbiosis quimiosintéticas con huéspedes animales.<ref>{{Cita publicación|url=https://www.ncbi.nlm.nih.gov/pmc/articles/PMC3228992|título=The Microbial Sulfur Cycle|apellidos=Klotz|nombre=Martin G.|apellidos2=Bryant|nombre2=Donald A.|fecha=2011|publicación=Frontiers in Microbiology|volumen=2|fechaacceso=2025-02-27|idioma=en|issn=1664-302X|doi=10.3389/fmicb.2011.00241|urlarchivo=http://web.archive.org/web/20230604161500/https://www.ncbi.nlm.nih.gov/pmc/articles/PMC3228992/|fechaarchivo=2023-06-04|apellidos3=Hanson|nombre3=Thomas E.}}</ref> El huésped proporciona sustratos metabólicos (por ejemplo, CO<sub>2</sub>, O<sub>2</sub>, H<sub>2</sub>O) al simbionte, mientras que el simbionte genera carbono orgánico para mantener las actividades metabólicas del huésped. El sulfato producido suele combinarse con los iones de calcio lixiviados para formar [[Yeso (mineral)|yeso]], que puede formar depósitos muy extendidos cerca de los centros de extensión oceánica media.<ref>{{Cita publicación|url=https://www.ncbi.nlm.nih.gov/pmc/articles/PMC3060606|título="Discovery of a black smoker vent field and vent fauna at the Arctic Mid-Ocean Ridge"|apellidos=Pedersen RB, Rapp HT, Thorseth IH, Lilley MD, Barriga FJ, Baumberger T, et al.|fecha=2010|publicación=Nature Communications.|doi=10.1038/ncomms1124|pmid=21119639}}</ref>

Los [[Respiradero hidrotermal|respiraderos hidrotermales]] emiten sulfuro de hidrógeno que favorece la fijación de carbono por bacterias [[Quimiolitotrófica|quimiolitotróficas]] que oxidan el sulfuro de hidrógeno con oxígeno para producir azufre elemental o sulfato.<ref name=":8" />

== Ciclo del hierro y polvo ==
{{See also|Fertilización con hierro|Erosión y sedimentación eólica}}
[[Archivo:Iron cycle7.png|miniaturadeimagen|390x390px|Ciclo biogeoquímico del hierro: El hierro circula por la atmósfera, la litosfera y los océanos. Las flechas señaladas muestran el flujo en Tg de hierro al año.<ref name=":9">{{Cita publicación|url=https://gmd.copernicus.org/articles/8/1357/2015/|título=A dynamic marine iron cycle module coupled to the University of Victoria Earth System Model: the Kiel Marine Biogeochemical Model 2 for UVic 2.9|apellidos=Nickelsen|nombre=L.|apellidos2=Keller|nombre2=D. P.|fecha=2015-05-12|publicación=Geoscientific Model Development|volumen=8|número=5|páginas=1357–1381|fechaacceso=2025-02-27|idioma=English|issn=1991-959X|doi=10.5194/gmd-8-1357-2015|apellidos3=Oschlies|nombre3=A.}}</ref><ref>{{Cita publicación|título="Global iron connections between desert dust, ocean biogeochemistry, and climate".|apellidos=Jickells TD, An ZS, Andersen KK, Baker AR, Bergametti G, Brooks N, et al.|fecha=2005|publicación=Science|doi=10.1126/science.1105959|pmid=15802595}}</ref><ref>{{Cita publicación|url=https://www.geochemicalperspectives.org/wp-content/uploads/2011/12/GPv1n1_online.pdf|título="The iron biogeochemical cycle past and present"|apellidos=Raiswell R, Canfield DE|fecha=2012|publicación=Geochemical Perspectives|doi=10.7185/geochempersp.1.1}}</ref><ref name=":10">{{Cita publicación|título="Forging the Anthropogenic Iron Cycle".|apellidos=Wang T, Müller DB, Graedel TE|fecha=2007|publicación=Environmental Science & Technology|doi=10.1021/es062761t|pmid=17711233}}</ref>]]
El [[ciclo del hierro]] (Fe) es el ciclo biogeoquímico del hierro a través de la atmósfera, la [[Hidrósfera|hidrosfera]], la [[Biósfera|biosfera]] y la [[litosfera]]. Aunque el Fe es muy abundante en la [[corteza terrestre]],<ref>{{Cita publicación|título="Abundance of chemical elements in the continental crust: a new table".|apellidos=Taylor SR|fecha=1964|publicación=Geochimica et Cosmochimica Acta|doi=10.1016/0016-7037(64)90129-2}}</ref> es menos común en las aguas superficiales oxigenadas. El hierro es un micronutriente clave en la productividad primaria,<ref name="Tagliabue_2017" /> y un nutriente limitante en el [[océano Austral]], el Pacífico ecuatorial oriental y el Pacífico subártico, conocidas como regiones oceánicas de alto contenido en nutrientes y bajo contenido en clorofila (HNLC).<ref name="Iron deficiency limits phytoplankto" />

En el océano, el hierro circula entre el plancton, las partículas agregadas (hierro no [[biodisponible]]) y el hierro disuelto (hierro biodisponible), y se convierte en sedimento al enterrarse.<ref name=":9" /><ref>{{Cita publicación|url=https://epic.awi.de/id/eprint/36980/1/Voelker14MC_preprint.pdf|título="Modeling organic iron-binding ligands in a three-dimensional biogeochemical ocean model"|apellidos=Völker C, Tagliabue A|fecha=2015|publicación=Marine Chemistry|doi=10.1016/j.marchem.2014.11.008}}</ref><ref name=":11">{{Cita publicación|url=https://www.ncbi.nlm.nih.gov/pmc/articles/PMC5913250|título=Anthropogenic combustion iron as a complex climate forcer|apellidos=Matsui|nombre=Hitoshi|apellidos2=Mahowald|nombre2=Natalie M.|fecha=2018|publicación=Nature Communications|volumen=9|fechaacceso=2025-02-27|idioma=en|doi=10.1038/s41467-018-03997-0|urlarchivo=http://web.archive.org/web/20231104152919/https://www.ncbi.nlm.nih.gov/pmc/articles/PMC5913250/|fechaarchivo=2023-11-04|apellidos3=Moteki|nombre3=Nobuhiro|apellidos4=Hamilton|nombre4=Douglas S.|apellidos5=Ohata|nombre5=Sho|apellidos6=Yoshida|nombre6=Atsushi|apellidos7=Koike|nombre7=Makoto|apellidos8=Scanza|nombre8=Rachel A.|apellidos9=Flanner|nombre9=Mark G.}}</ref> Las [[fuentes hidrotermales]] liberan hierro ferroso al océano,<ref>{{Cita publicación|url=https://www.ncbi.nlm.nih.gov/pmc/articles/PMC4701967|título=The Irony of Iron – Biogenic Iron Oxides as an Iron Source to the Ocean|apellidos=Emerson|nombre=David|fecha=2016-01-06|publicación=Frontiers in Microbiology|volumen=6|fechaacceso=2025-02-27|idioma=en|issn=1664-302X|doi=10.3389/fmicb.2015.01502|urlarchivo=http://web.archive.org/web/20231216041017/https://www.ncbi.nlm.nih.gov/pmc/articles/PMC4701967/|fechaarchivo=2023-12-16}}</ref> además de los aportes de hierro oceánico procedentes de fuentes terrestres. El hierro llega a la atmósfera a través del [[vulcanismo]],<ref>{{Cita publicación|url=http://oceanrep.geomar.de/10133/1/2009GB003761.pdf|título="Surface ocean iron fertilization: The role of airborne volcanic ash from subduction zone and hot spot volcanoes and related iron fluxes into the Pacific Ocean"|apellidos=Olgun N, Duggen S, Croot PL, Delmelle P, Dietze H, Schacht U, et al.|fecha=2011|publicación=Global Biogeochemical Cycles|doi=10.1029/2009GB003761}}</ref> el viento eólico<ref>{{Cita publicación|url=https://agupubs.onlinelibrary.wiley.com/doi/10.1029/2000GL011926|título=Seasonal distributions of aeolian iron fluxes to the global ocean|apellidos=Gao|nombre=Y.|apellidos2=Kaufman|nombre2=Y. J.|fecha=2001|publicación=Geophysical Research Letters|volumen=28|número=1|páginas=29–32|fechaacceso=2025-02-27|idioma=en|issn=1944-8007|doi=10.1029/2000GL011926|apellidos3=Tanré|nombre3=D.|apellidos4=Kolber|nombre4=D.|apellidos5=Falkowski|nombre5=P. G.}}</ref> y, en algunos casos, por la combustión humana. En el [[Antropoceno]], el hierro se extrae de las minas de la corteza y una parte se vuelve a depositar en depósitos de residuos.<ref name=":10" /><ref name=":11" />
[[Archivo:Trichodesmium interact with bacteria to acquire iron from dust.webp|izquierda|miniaturadeimagen|470x470px|'''Colonias de cianobacterias marinas ''[[Trichodesmium]]'' interactúan con otras bacterias para adquirir hierro del polvo'''. a. El ''Trichodesmium'' spp. fijador de N2, que se da comúnmente en aguas tropicales y subtropicales, tiene una gran importancia medioambiental al fertilizar el océano con nutrientes importantes. b. El ''Trichodesmium'' puede establecer floraciones masivas en regiones oceánicas pobres en nutrientes con alta deposición de polvo, en parte debido a su capacidad única para capturar polvo, centrarlo y posteriormente disolverlo. c. Vía propuesta de adquisición de Fe ligado al polvo: Las bacterias que residen dentro de las colonias producen [[Sideróforo|sideróforos]] (C-I) que reaccionan con las partículas de polvo del núcleo de la colonia y generan Fe disuelto (C-II).  Este Fe disuelto, complejado por los sideróforos, es entonces adquirido tanto por Trichodesmium como por sus bacterias residentes (C-III), resultando en un beneficio mutuo para ambos socios del [[Comunidad microbiana|consorcio]].<ref>{{Cita publicación|url=https://www.ncbi.nlm.nih.gov/pmc/articles/PMC6677733|título=Colonies of marine cyanobacteria Trichodesmium interact with associated bacteria to acquire iron from dust|apellidos=Basu|nombre=Subhajit|apellidos2=Gledhill|nombre2=Martha|fecha=2019|publicación=Communications Biology|volumen=2|fechaacceso=2025-02-27|idioma=en|doi=10.1038/s42003-019-0534-z|urlarchivo=http://web.archive.org/web/20240710094446/https://www.ncbi.nlm.nih.gov/pmc/articles/PMC6677733/|fechaarchivo=2024-07-10|apellidos3=Beer|nombre3=Dirk de|apellidos4=S. G. Prabhu Matondkar|apellidos5=Shaked|nombre5=Yeala}}</ref>]]







[[Archivo:Role of marine animals in the cycling of iron in the Southern Ocean.jpg|miniaturadeimagen|390x390px|Rol de los animales marinos en el ciclo del hierro en el [[Océano Austral]].<ref>{{Cita publicación|url=https://www.frontiersin.org/journals/marine-science/articles/10.3389/fmars.2018.00109/full|título=Pelagic Iron Recycling in the Southern Ocean: Exploring the Contribution of Marine Animals|apellidos=Ratnarajah|nombre=Lavenia|apellidos2=Nicol|nombre2=Steve|fecha=2018-03-29|publicación=Frontiers in Marine Science|volumen=5|fechaacceso=2025-02-27|idioma=English|issn=2296-7745|doi=10.3389/fmars.2018.00109|apellidos3=Bowie|nombre3=Andrew R.}}</ref>]]









El hierro es un [[Micronutrientes|micronutriente]] esencial para casi todas las formas de vida. Es un componente clave de la hemoglobina, importante para la fijación del nitrógeno como parte de la familia de enzimas [[Nitrogenasa]], y como parte del núcleo hierro-azufre de la ferredoxina facilita el transporte de electrones en cloroplastos, mitocondrias eucariotas y bacterias. Debido a la alta reactividad del Fe<sup>2+</sup> con el oxígeno y a la baja solubilidad del Fe<sup>3+</sup>, el hierro es un nutriente limitante en la mayoría de las regiones del mundo.

{{Multiple image
| foto1             = Dust2017.png
| texto1            = Mapa del polvo en 2017
| foto2             = DustDeposition.png
| texto2            = Distribución oceánica mundial de la deposición de polvo
| título            = Polvo a nivel global
| posición_tabla    = center
}}

== Ciclos de calcio y sílice ==
{{See also|Ciclo del calcio|Lisoclina|Acidificación del océano|Diatomea}}
[[Archivo:Carbonate-Silicate Cycle (Carbon Cycle focus).jpg|miniaturadeimagen|430x430px|Ciclo de carbonato-silicato (enfoque del ciclo del carbono)]]
El [[ciclo del calcio]] es una transferencia de calcio entre las fases disuelta y sólida. Existe un suministro continuo de iones de calcio a los cursos de agua procedentes de rocas, organismos y suelos.<ref name="Walker1981" /><ref name=":12">{{Cita publicación|url=https://ajsonline.org/article/61724|título=A model for calcium, magnesium and sulfate in seawater over Phanerozoic time|apellidos=Berner|nombre=Robert A.|fecha=2004-05-01|publicación=American Journal of Science|volumen=304|número=5|páginas=438–453|fechaacceso=2025-02-27|idioma=en|doi=10.2475/ajs.304.5.438}}</ref> Los iones de calcio se consumen y se eliminan de los medios acuosos al reaccionar para formar estructuras insolubles como el [[carbonato cálcico]] y el [[Silicato cálcico hidratado|silicato cálcico]],<ref name="Walker1981" /><ref>{{Cita publicación|título="The role of the global carbonate cycle in the regulation and evolution of the Earth system"|apellidos=Ridgwell, Andy; Zeebe, Richard E.|fecha=2005|publicación=Earth and Planetary Science Letters|issn=0012-821X|doi=10.1016/j.epsl.2005.03.006}}</ref> que pueden depositarse para formar sedimentos o los [[Exoesqueleto|exoesqueletos]] de los organismos.<ref name="Walker1981" /> Los iones de calcio también pueden ser utilizados biológicamente, ya que el calcio es esencial para funciones biológicas como la producción de huesos y dientes o la función celular.<ref name="Nordin 1988" /><ref name="Calcium in Biological Systems" /> El ciclo del calcio es un hilo conductor entre los procesos terrestres, marinos, geológicos y biológicos.<ref name=":13">{{Cita publicación|url=https://www.sciencedirect.com/science/article/abs/pii/S0012825213001700|título=Calcium isotopes in the global biogeochemical Ca cycle: Implications for development of a Ca isotope proxy|apellidos=Fantle|nombre=Matthew S.|apellidos2=Tipper|nombre2=Edward T.|fecha=2014-02-01|publicación=Earth-Science Reviews|volumen=129|páginas=148–177|fechaacceso=2025-02-27|issn=0012-8252|doi=10.1016/j.earscirev.2013.10.004}}</ref> El calcio se mueve a través de estos diferentes medios en sus ciclos por toda la Tierra. El ciclo del calcio marino se ve afectado por el cambio del [[dióxido de carbono atmosférico]] debido a la acidificación de los océanos.<ref name="Raisman2013" />

El carbonato cálcico biogénico se forma cuando los organismos marinos, como los [[Cocolitóforo|cocolitóforos]], los [[Coral|corales]], los [[pterópodos]] y otros [[moluscos]], transforman los iones de calcio y el [[bicarbonato]] en conchas y exoesqueletos de calcita o aragonito, ambas formas de carbonato cálcico.<ref name="Raisman2013" /> Éste es el sumidero dominante del calcio disuelto en el océano.<ref name=":13" /> Los organismos muertos se hunden en el fondo del océano, depositando capas de concha que con el tiempo se cementan para formar [[piedra caliza]]. Este es el origen de la caliza marina y terrestre.<ref name="Raisman2013" />

El calcio precipita en carbonato cálcico según la siguiente ecuación:

Ca<sup>2+</sup> + 2HCO<sub>3</sub><sup>−</sup> → CO<sub>2</sub>+ H<sub>2</sub>O + CaCO<sub>3</sub><ref name=":12" />

La relación entre el calcio disuelto y el carbonato cálcico se ve muy afectada por los niveles de dióxido de carbono (CO2) en la atmósfera.

El aumento de dióxido de carbono produce más [[bicarbonato]] en el océano según la siguiente ecuación:

CO<sub>2</sub> + CO<sub>3</sub><sup>2−</sup> + H<sub>2</sub>O → 2HCO<sub>3</sub><sup>−</sup><ref>{{Cita publicación|título=Ocean Acidification : Elements and Considerations.|apellidos=Raisman, Scott; Murphy, Daniel T.|fecha=2013|publicación=Hauppauge, New York: Nova Science Publishers, Inc.|isbn=9781629482958}}</ref>
[[Archivo:Equilibrium of carbonic acid in the oceans .png|izquierda|miniaturadeimagen|380x380px|Equilibrio del [[ácido carbónico]] en los océanos]]








[[Archivo:The carbonate cycle in the water environment.jpg|miniaturadeimagen|360x360px|El ciclo del carbonato en el medio acuático.<ref>{{Cita publicación|título="Carbon acquisition and accumulation in microalgae Chlamydomonas: Insights from "omics" approaches"|apellidos=Winck, Flavia Vischi; Páez Melo, David Orlando; González Barrios, Andrés Fernando|fecha=2013|publicación=Journal of Proteomics.|doi=10.1016/j.jprot.2013.09.016|pmid=24120529}}</ref><ref>{{Cita publicación|url=https://www.mdpi.com/2073-4441/9/11/859|título=Effects of Climate Change on 2-Methylisoborneol Production in Two Cyanobacterial Species|apellidos=Zhang|nombre=Junzhi|apellidos2=Li|nombre2=Luwei|fecha=2017-11|publicación=Water|volumen=9|número=11|páginas=859|fechaacceso=2025-02-27|idioma=en|issn=2073-4441|doi=10.3390/w9110859|apellidos3=Qiu|nombre3=Lijia|apellidos4=Wang|nombre4=Xiaoting|apellidos5=Meng|nombre5=Xuanyi|apellidos6=You|nombre6=Yu|apellidos7=Yu|nombre7=Jianwei|apellidos8=Ma|nombre8=Wenlin}}</ref>]]
Dada su estrecha relación con el [[ciclo del carbono]] y los efectos de los gases de [[efecto invernadero]], se prevé que tanto el ciclo del calcio como el del carbono cambien en los próximos años.<ref>{{Cita publicación|url=https://agupubs.onlinelibrary.wiley.com/doi/full/10.1002/2015PA002834|título=Calcium and calcium isotope changes during carbon cycle perturbations at the end-Permian|apellidos=Komar|nombre=N.|apellidos2=Zeebe|nombre2=R. E.|fecha=2016|publicación=Paleoceanography|volumen=31|número=1|páginas=115–130|fechaacceso=2025-02-27|idioma=en|issn=1944-9186|doi=10.1002/2015PA002834}}</ref> El seguimiento de los isótopos del calcio permite predecir los cambios medioambientales, ya que muchas fuentes sugieren un aumento de las temperaturas tanto en la atmósfera como en el medio marino. Como consecuencia, esto alterará drásticamente la descomposición de las rocas, el pH de los océanos y los cursos de agua y, por tanto, la sedimentación del calcio, albergando toda una serie de implicaciones en el ciclo del calcio.

Debido a las complejas interacciones del calcio con muchas facetas de la vida, es poco probable que se conozcan los efectos de la alteración de las condiciones ambientales hasta que se produzcan. Sin embargo, se pueden hacer predicciones provisionales basadas en investigaciones contrastadas. El aumento de los niveles de [[dióxido de carbono]] y la disminución del [[pH]] de los océanos alterarán la solubilidad del calcio, lo que impedirá que los corales y los organismos con concha desarrollen sus exoesqueletos basados en el calcio, haciéndolos vulnerables o incapaces de sobrevivir.<ref>{{Cita publicación|url=https://www.pmel.noaa.gov/co2/story/What+is+Ocean+Acidification?|título="PMEL CO2 - Carbon Dioxide Program"|fecha=2018|publicación=www.pmel.noaa.gov}}</ref><ref>{{Cita web|url=https://ocean.si.edu/ocean-life/invertebrates/ocean-acidification|título=Ocean Acidification {{!}} Smithsonian Ocean|fechaacceso=2025-02-27|fecha=2018-04-30|sitioweb=ocean.si.edu|idioma=en}}</ref>

La mayor parte de la producción biológica de sílice [[biogénico]] en el océano está impulsada por las [[Diatomea|diatomeas]], con contribuciones adicionales de los [[Radiolaria|radiolarios]]. Estos microorganismos extraen ácido silícico disuelto de las aguas superficiales durante su crecimiento, y lo devuelven reciclándose por toda la [[Columna de agua (ecología)|columna de agua]] después de morir. Los aportes de silicio al océano desde arriba llegan a través de los ríos y el polvo eólico, mientras que los de abajo incluyen el reciclado de sedimentos del fondo marino, la [[meteorización]] y la actividad hidrotermal.<ref>{{Cita publicación|título="The Silica Balance in the World Ocean: A Reestimate"|apellidos=Treguer, P.; Nelson, D. M.; Van Bennekom, A. J.; Demaster, D. J.; Leynaert, A.; Queguiner, B.|fecha=1995|publicación=Science|doi=10.1126/science.268.5209.375|pmid=17746543}}</ref>
[[Archivo:Oceanic Silicon Cycle Budget.svg|izquierda|miniaturadeimagen|290x290px|Ciclo moderno del [[silicio]] oceánico, mostrando los principales flujos y magnitudes. <small>Flujos en T mol Si y<sup>-1</sup> = 28 millones de toneladas de silicio al año.</small>]]
[[Archivo:Pterapod shell dissolved in seawater adjusted to an ocean chemistry projected for the year 2100.jpg|miniaturadeimagen|370x370px|Efectos de un océano ácido (con el pH previsto para el año 2100) en el caparazón de un [[Pterópodos|pterópodo]] hecho de [[calcita]]: el caparazón se disuelve progresivamente con el pH más bajo a medida que se extrae el calcio del caparazón.]]














=== Biomineralización ===
{{See also|Biomineralización}}
[[Archivo:LimestoneWithFossilUSGOV.jpg|miniaturadeimagen|Deposición de organismos [[Calcificación|calcificadores]]/conchas en el fondo oceánico.]]
«La actividad biológica es una fuerza dominante que moldea la estructura química y la evolución del medio ambiente de la superficie terrestre. La presencia de una atmósfera-hidrosfera oxigenada en torno a una tierra sólida altamente reductora es la consecuencia más sorprendente del surgimiento de la vida en la Tierra. A su vez, la evolución biológica y el funcionamiento de los ecosistemas están condicionados en gran medida por procesos geofísicos y geológicos. Comprender las interacciones entre los organismos y su entorno abiótico, y la consiguiente evolución acoplada de la biosfera y la geosfera, es un tema central de la investigación en [[biogeología]]. Los biogeoquímicos contribuyen a esta comprensión estudiando las transformaciones y el transporte de los sustratos químicos y los productos de la actividad biológica en el medio ambiente".<ref name=":14">{{Cita publicación|título="Biomineralization and global biogeochemical cycles"|apellidos=Van Cappellen, P.|fecha=2003|publicación=Reviews in mineralogy and geochemistry|doi=10.2113/0540357}}</ref>

«Desde la explosión del [[Cámbrico]], las partes mineralizadas de los cuerpos han sido secretadas en grandes cantidades por la biota. Dado que el carbonato cálcico, el sílice y el fosfato cálcico son las principales fases minerales que constituyen estas partes duras, la [[biomineralización]] desempeña un papel importante en los ciclos biogeoquímicos globales del carbono, el calcio, el silicio y el fósforo".<ref name=":14" />

== Ciclado profundo ==
{{See also|Biosfera profunda}}
[[Archivo:Reservoirs and fluxes of carbon in deep Earth.png|miniaturadeimagen|380x380px|Carbono en las profundidades de la Tierra]]
El ciclo profundo implica el intercambio de materiales con el [[Manto terrestre|manto]]. El ciclo profundo del agua implica el intercambio de agua con el manto, con el agua transportada hacia abajo por las placas oceánicas en [[subducción]] y que regresa a través de la actividad volcánica, distinto del proceso del [[ciclo del agua]] que ocurre por encima y en la superficie de la Tierra. Parte del agua llega hasta el [[Manto inferior (Tierra)|manto inferior]] e incluso puede alcanzar el [[Núcleo externo de la Tierra|núcleo externo]].

En la visión convencional del ciclo del agua (también conocido como [[ciclo hidrológico]]), el agua se mueve entre los depósitos de la atmósfera y la superficie terrestre o cerca de ella (incluidos el océano, los ríos y lagos, los glaciares y casquetes polares, la biosfera y las [[Agua subterránea|aguas subterráneas]]). Sin embargo, además del ciclo superficial, el agua también desempeña un papel importante en los procesos geológicos que llegan hasta la [[Corteza terrestre|corteza]] y el manto. El contenido de agua en el [[magma]] determina el grado de explosividad de una erupción volcánica; el agua caliente es el principal conducto para que los minerales de importancia económica se concentren en depósitos minerales hidrotermales; y el agua desempeña un papel importante en la formación y migración del [[petróleo]].<ref name=":15">{{Cita publicación|url=https://gsa.confex.com/gsa/2013AM/webprogram/Handout/Paper219836/2013_Bodnar_GSA_125th.pdf|título="Whole Earth geohydrologic cycle, from the clouds to the core: The distribution of water in the dynamic Earth system"|apellidos=Bodnar, R.J.; Azbej, T.; Becker, S.P.; Cannatelli, C.; Fall, A.; Severs, M.J.|fecha=2013|publicación=M.E., Bickford (ed.). The Web of Geological Sciences: Advances, Impacts, and Interactions: Geological Society of America Special Paper 500. The Geological Society of America|doi=10.1130/2013.2500(13)|isbn=9780813725000}}</ref> El petróleo es un [[combustible fósil]] derivado de antiguos materiales orgánicos fosilizados, como el [[zooplancton]] y las [[Alga|algas]].<ref>{{Cita publicación|url=https://zenodo.org/records/1000677|título=Organic geochemistry – A retrospective of its first 70 years|apellidos=Kvenvolden|nombre=Keith A.|fecha=2006-01-01|fechaacceso=2025-02-28|doi=10.1016/j.orggeochem.2005.09.001}}</ref><ref>{{Cita publicación|título=Chemistry of fossil fuels and biofuels.|apellidos=Schobert, Harold H.|fecha=2013|publicación=Cambridge: Cambridge University Press|isbn=978-0-521-11400-4}}</ref>

El agua no sólo está presente como fase separada en el suelo. El agua de mar se filtra en la corteza oceánica e hidrata [[Roca ígnea|rocas ígneas]] como el [[olivino]] y el [[piroxeno]], transformándolas en minerales hidrosolubles como [[Serpentina|serpentinas]], [[talco]] y [[brucita]].<ref>{{Cita publicación|url=https://agupubs.onlinelibrary.wiley.com/doi/10.1029/1999GL900558|título=Hydrous minerals in the mantle wedge and the maximum depth of subduction thrust earthquakes|apellidos=Peacock|nombre=Simon M.|apellidos2=Hyndman|nombre2=Roy D.|fecha=1999|publicación=Geophysical Research Letters|volumen=26|número=16|páginas=2517–2520|fechaacceso=2025-02-28|idioma=en|issn=1944-8007|doi=10.1029/1999GL900558}}</ref> En esta forma, el agua es transportada hacia el manto. En la parte superior del manto, el calor y la presión deshidratan estos minerales, liberando gran parte de ella a la cuña del manto suprayacente, lo que desencadena la fusión de rocas que se elevan para formar [[Arco volcánico|arcos volcánicos]].<ref>{{Cita publicación|título="Serpentine and the subduction zone water cycle"|apellidos=Rüpke, L; Morgan, Jason Phipps; Hort, Matthias; Connolly, James A. D.|fecha=2004|publicación=Earth and Planetary Science Letters|doi=10.1016/j.epsl.2004.04.018}}</ref> Sin embargo, algunos de los «minerales nominalmente [[Anhidro|anhidros]]» que son estables a mayor profundidad en el manto pueden almacenar pequeñas concentraciones de agua en forma de [[hidroxilo]] (OH<sup>-</sup>)<ref>{{Cita publicación|url=https://www.researchgate.net/publication/6039715|título="Water in Earth's Mantle: The Role of Nominally Anhydrous Minerals"|apellidos=Bell, D. R.; Rossman, G. R.|fecha=1992|publicación=Science|doi=10.1126/science.255.5050.1391|pmid=17801227}}</ref> y, dado que ocupan grandes volúmenes de la Tierra, son capaces de almacenar al menos tanta como los océanos del mundo.<ref name=":15" />
[[Archivo:Carbon Outgassing (Dasgupta 2011).png|izquierda|miniaturadeimagen|430x430px|Procesos de desgasificación del carbono.<ref>{{Cita publicación|url=https://web.archive.org/web/20160424031155/http://www.deep-earth.org/postAGU2011/Dasgupta-cider-agu2011.ppt|título=The Influence of Magma Ocean Processes on the Present-day Inventory of Deep Earth Carbon|apellidos=Dasgupta, Rajdeep|fecha=2011|publicación=Post-AGU 2011 CIDER Workshop.}}</ref>]]











La opinión convencional sobre el origen del océano es que se llenó por [[desgasificación]] del manto a principios del Arcaico y que el manto ha permanecido deshidratado desde entonces.<ref>{{Cita publicación|título="Volatiles under high pressure"|apellidos=Keppler, Hans|fecha=2013|publicación=Karato, Shun-ichiro; Karato, Shun'ichirō (eds.). Physics and chemistry of the deep Earth. John Wiley & Sons.|doi=10.1002/9781118529492.ch1|isbn=9780470659144}}</ref> Sin embargo, la subducción transporta agua hacia abajo a un ritmo que vaciaría el océano en 1-2.000 millones de años. A pesar de ello, los cambios en el [[Nivel del mar|nivel global del mar]] en los últimos 3-4.000 millones de años sólo han sido de unos cientos de metros, mucho menores que la profundidad media de los océanos de 4 kilómetros. Por tanto, se espera que los flujos de entrada y salida de agua del manto estén aproximadamente equilibrados y que el contenido de agua del manto sea constante. El agua transportada al manto acaba volviendo a la superficie en erupciones en las [[dorsales oceánicas]] medias y los puntos calientes.<ref name=":16">{{Cita publicación|url=https://www.researchgate.net/publication/228364911|título="Water, melting, and the deep Earth H2O cycle"|apellidos=Hirschmann, Marc M.|fecha=2006|publicación=Annual Review of Earth and Planetary Sciences|doi=10.1146/annurev.earth.34.031405.125211}}</ref> Las estimaciones de la cantidad de agua en el manto oscilan entre 1⁄4 y 4 veces el agua del océano.<ref name=":16" />

El [[Ciclo del carbono profundo|ciclo del carbono]] [[Ciclo del carbono profundo|profundo]] es el movimiento del carbono a través del manto y el núcleo de la Tierra. Forma parte del [[ciclo del carbono]] y está íntimamente relacionado con el movimiento del carbono en la superficie y la atmósfera de la Tierra. Al devolver el carbono a las profundidades de la Tierra, desempeña un papel fundamental en el mantenimiento de las condiciones terrestres necesarias para la existencia de la vida. Sin él, el carbono se acumularía en la atmósfera, alcanzando concentraciones extremadamente altas durante largos periodos de tiempo.<ref>{{Cita web|url=https://web.archive.org/web/20200727084309/https://deepcarbon.net/feature/deep-carbon-cycle-and-our-habitable-planet|título=The Deep Carbon Cycle and our Habitable Planet {{!}} Deep Carbon Observatory|fechaacceso=2025-02-28|fecha=2020-07-27|sitioweb=web.archive.org}}</ref>

== Ciclo de la roca ==
{{See also|Ciclo de las rocas|Sedimento marino}}
[[Archivo:Rock cycle nps.PNG|izquierda|miniaturadeimagen|360x360px|Ciclo de las rocas y [[Placa tectónica|placas tectónicas]]]]












== Combustibles fósiles ==
{{See also|Combustible fósil}}
El [[fitoplancton]] y el [[zooplancton]] acuáticos que murieron y se sedimentaron en grandes cantidades en condiciones [[anóxicas]] hace millones de años empezaron a formar petróleo y [[gas natural]] como resultado de la [[descomposición anaeróbica]] (por el contrario, las plantas terrestres tendían a formar carbón y metano). Con el paso del [[tiempo geológico]], esta materia orgánica, mezclada con lodo, quedó enterrada bajo otras capas pesadas de sedimentos inorgánicos. La elevada temperatura y presión resultantes provocaron la alteración química de la materia orgánica, primero en un material ceroso conocido como [[querógeno]], que se encuentra en los esquistos bituminosos, y después, con más calor, en hidrocarburos líquidos y gaseosos en un proceso conocido como [[catagénesis]]. Tales organismos y sus combustibles fósiles resultantes suelen tener una antigüedad de millones de años, y a veces de más de 650 millones de años,<ref>{{Cita publicación|título="Tectonic setting of the world's giant oil and gas fields"|apellidos=Paul Mann, Lisa Gahagan, and Mark B. Gordon|fecha=2009|publicación=Michel T. Halbouty (ed.) Giant Oil and Gas Fields of the Decade, 1990–1999, Tulsa, Okla.: American Association of Petroleum Geologists,}}</ref> la energía liberada en la combustión sigue siendo de origen [[fotosintético]].<ref>{{Cita publicación|url=http://www.geochemsoc.org/files/6214/1261/1770/SP-2_271-284_Sato.pdf|título="thermochemistry of fossil fuel formation"|publicación=}}</ref>

== Otros ciclos ==
Como oligoelementos, micronutrientes, ciclos inducidos por el hombre para compuestos sintéticos como los [[bifenilos policlorados]] (PCB).
{{Multiple image
| posición_tabla    = center
| foto1             = Lead Cycle.jpg
| texto1            = Ciclo principal
| foto2             = MercuryFoodChain.svg
| texto2            = Ciclo del mercurio
| ancho1            = 300
}}

== Referencias ==
{{Reflist}}

== Referencias adicionales ==

* James, Rachael y Open University (2005) Marine Biogeochemical Cycles Butterworth-Heinemann. [[:en:Special:BookSources/9780750667937|ISBN 9780750667937]].

[[Categoría:Ciclos biogeoquímicos]]
[[Categoría:Geoquímica]]
[[Categoría:Biogeografía]]
[[Categoría:Biogeoquímica]]
[[Categoría:Oceanografía]]
[[Categoría:Oceanografía química]]
{{Control de autoridades}}