qa1 propiedades

8/19/2019 QA1 Propiedades

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Química Ambiental

J.C. Colombo, C. Bilos, C.N. Skorupka

Laboratorio de Química Ambiental y Biogeoquímica

Facultad de Ciencias Naturales y Museo, UNLP


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1. Propiedades físico-químicas de las aguas naturales.

1.1. Propiedades moleculares del agua.

El agua es el único mineral líquido del planeta y el principal soporte de los mecanismos

físico-químicos de la vida (reacciones, intercambio de iones y gases). El agua es más compleja

que la fórmula H2O ya que consiste en una mezcla variable de polímeros (2-8 o más moléculas

unidas por enlaces de hidrógeno) y su fórmula debe escribirse (H2O)n (Figura 1). El agua es un

sistema dinámico donde la formación y disgregación de los polímeros ocurre constantemente. La

proporción de polímeros con pocas o muchas moléculas de agua depende de la temperatura (el

tamaño de los polímeros aumenta a bajas temperaturas). Otra complicación de la estructura del

agua es la presencia de 3 isótopos de hidrógeno, dos estables 1H (propio) y 2H (deuterio), y uno

radiactivo el 3H (tritio), y 3 estables de oxígeno (16O, 17O, 18O) que se combinan en todas las

formas dando distintos tipos de moléculas de agua. La más común es 1H216O seguida por

1H2H16O (agua pesada) que tiene mayor densidad (1,1053) y punto de ebullición (101,41 ºC). La

relación 1H/2H de las aguas naturales oscila entre 5000 y 7000.

Figura 1. Molécula de agua y efecto disolvente.


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La compleja estructura del agua explica alguna de sus propiedades que resultan insólitas

si sólo se considera la fórmula H2O. La tabla 1 presenta algunas propiedades del agua pura.

Entre ellas, la elevada capacidad calorífica, alto calor de fusión y de evaporación, tienen un

efecto termostático, regulador del clima. La elevada constante dieléctrica es responsable de lafacilidad con que se disuelven (ionizan) las sales lo que convierte al agua en un disolvente

universal y principal agente de la meteorización de las rocas (disolución y transporte de los

elementos hacia el mar). La fuerte absorción de las longitudes de luz larga (rojo) y mayor

transparencia a las cortas (azul) influye sobre la estratificación térmica de los cuerpos de agua y

la distribución de algas (fitoplancton). La elevada tensión superficial y viscosidad del agua

tienen una gran importancia para la vida de los organismos de pequeño tamaño como los

insectos que pueden desplazarse sobre su superficie (Figura 2).

Tabla 1. Propiedades físico-químicas del agua.

Peso molecular (18.0154)n

Densidad Líquido1,000 (1 atm y 4ºC)0,997 (1 atm, 25ºC)Máxima densidad a 3,94ºC

Hielo0,9168 (1 atm, 0ºC)

Punto de ebullición 100 ºC (a 1 atm) por fórmula sería -80ºCPunto de fusión 0ºC a 1 atm

Calor de evaporación 537 kcal L-1

a 100 ºC

Calor de fusión 79 kcal L-1

Calor específico a 1 atm Vapor de agua = 2,078 J g-1 ºC

-1a 100ºC

Agua líquida = 4,186 J g-1 ºC

-1a 15ºC (= 1 cal g)

Agua sólida = 2,06 J g-1 ºC

-1a 0ºC

El calor específico del agua líquida es el mayor de todos lossólidos y líquidos exceptuando al litio, hidrógeno y NH3 líquido

Constante de disociación iónica[(H

-)(OH

-)]

10-14

M-1

a 24ºC y 1 atm10

-14,9435M

-1 a 0ºC

10-13,330

M-1

a 30ºC

Conductividad eléctrica 0,043 x 10-6

mho cm-1

a 18ºC y 1 atm.

Transparencia El coeficiente de extinción del agua líquida pura para distintaslongitudes de onda en nm820 (infrarrojo) 2,42680 (rojo) 0,455580 (amarillo) 0,078480 (azul verdoso) 0,018400 (violeta) 0,041380 (ultravioleta) 0,045

Tensión superficial 72,76 dinas cm-1

a 20ºC y con respecto al aire.La mayor de todos los líquidos a la temperatura ordinaria


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Figura 2. Tensión superficial del agua.


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1.2. Ciclo del agua.

La cantidad total de agua del planeta se estima en 1400 x 106 GT (gigatons: 109 toneladas

o km3 ⇒ mil cuatrocientos millones de km3). De ellos el 97% se encuentra en los océanos (~

1360 x 106

GT) mientras que alrededor de 2% (25 x 106

GT) se encuentra inmovilizada en loscasquetes polares y nieves eternas. Alrededor del 0.6% (8 x 106 GT) se encuentra como agua

subterránea que es el reservorio más grande y accesible de agua dulce, el 0,01% (0,1 x 106 GT)

en lagos y ríos y 0,001% (0,01 x 106 GT) en la atmósfera (Figura 3). El total de agua dulce

utilizable representa el 0.01% (~ 200.000 km3).

Figura 3. Grandes reservorios de agua del planeta.

El agua del planeta está sometida a un continuo ciclo de evaporación, condensación,

congelación y fusión: ~ 0.5 x 106 GT se evaporan de los océanos a la atmósfera, retorna en

forma de lluvia o nieve (90% en los océanos), es retenida en forma sólida a bajas temperaturas y

llega nuevamente a los mares a través de los ríos (Figura 4). El ciclo hidrológico constituye un

mecanismo de segregación de sales e isótopos (destilación fraccionada) que mantiene las

diferencias de composición entre aguas dulces y marinas. Existen diferencias en el balance entre

la precipitación/evaporación en los océanos (-, o > evaporación) y el continente (+, o >

precipitación). La descarga del agua de los ríos al mar (0,043 x 106 GT/año) restablece el

balance del ciclo entre océanos y continentes. Los tiempos de residencia del agua

(volumen/cantidad que entra o sale en estado estacionario) en cada compartimiento son

lógicamente muy diferentes: ~ 4000 años en los océanos y sólo 10 días en la atmósfera.


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Figura 4. Ciclo hidrológico global y tiempos de residencia en distintos reservorios.


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Existen diferencias notorias entre el balance precipitación/evaporación y escurrimiento

superficial en los distintos continentes y a lo largo del tiempo, en períodos alternos secos y

húmedos. Las cuencas hidrográficas cubren el 45% de la superficie continental con un volumen

total estimado en 2115 km3. Sudamérica es un continente húmedo con gran aporte por parte de

dos de los grandes ríos del planeta: el Amazonas y el Río de la Plata (Figura 5).

Figura 5. Precipitación, evaporación y escurrimiento superficial por regiones.


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1.3. Composición natural de las aguas.

1.3.1. Sales. Como se indicó precedentemente, el 97% de las aguas del planeta son saladas

(salinidad: S: cantidad de sales en g/kg o litro ~ 35 unidades prácticas de salinidad) mientras que

las aguas dulces (S < 120 mg/l) representan menos del 1% y sólo el 0.02% es accesible para el

consumo humano. La diferencia entre aguas dulces y saladas no solo está dada por la cantidad

total de sales disueltas sino también por la composición de las mismas (Figura 6): en las aguas

saladas predominan el Cl-, Na+ y SO4-2 (94% de la carga iónica total) mientras que las aguas

dulces están caracterizadas por una mayor proporción de HCO3-, Ca+2 y SO4

-2 (76% del total;

Tabla 2). Sin embargo, hay que destacar que en contraposición a la marcada estabilidad

composional de las aguas marinas, las aguas continentales presentan una gran variación según la

naturaleza del clima, suelo, vegetación y también actividades humanas.

Tabla 2. Composición iónica de aguasdulces y saladas.

Ríos(mg.l

-1)

% Mares(mg.l

-1)

%

Na+ 6.3 5.0 10770 31.0

K+ 2.3 2.0 399 1.0

Mg 4.1 3.5 1294 4.0Ca

+ 15.0 12.5 412 1.0

Fe 0.7


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Los elementos disueltos en el agua de mar se clasifican en:

• Mayores o conservativos (>10-3 mol o 1 mg/kg; Cl, Na, Mg) cuya proporción se mantiene

por ser no-reactivos (bio-ilimitados), con largos tiempos de residencia (106-8 años).

• Menores (> 10-5 mol/kg, p.ej. Si, N, P, Br) cuya proporción varia a causa principalmente

de su consumo por el fitoplancton (bio-limitados)• Trazas (< 10-5 mol/kg, p.ej. Cr, V, Be) que son reactivos, no-conservativos y tienen cortos

tiempos de residencia (102-4 años).

Debido a la marcada diferencia en la composición de aguas dulces y saladas, el

comportamiento de los elementos disueltos durante la mezcla que ocurre en los estuarios es

complejo y ha recibido considerable atención. La Figura 7 muestra el comportamiento de

algunos elementos durante la mezcla de aguas dulces y saladas. Los elementos disueltos quecopian la línea de mezcla entre el agua de río y el agua de mar, indicada por el gradiente de

salinidad, se conocen como conservativos (SO4-2, Ca+2, Na+, K +, F+) mientras que aquellos que

se desvían hacia abajo o arriba son no-conservativos, con remoción (B, Al+3, Fe, Si) o adición.

Figura 7. Comportamiento de elementos disueltos en la zona de mezcla de un estuario.


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1.3.2. Gases disueltos. En la atmósfera existen componentes gaseosos constantes (O2, N2 y

Ar) y variables (vapor de agua y productos antrópicos como óxidos de N y S, CO y NH3). Los

gases disueltos en el agua tienden a estar en equilibrio con la atmósfera debido al intercambio

gaseoso en las capas superficiales (Figura 8). Los principales gases disueltos son el N2 (utilizado

por bacterias fijadoras), el CO2 (sistema de los carbonatos) y el O2, vital para los organismos. Lacantidad de un gas disuelto depende de su presión parcial (presión que ejerce al ocupar todo el

volumen) y su solubilidad. El intercambio atmósfera-agua es un equilibrio dinámico y su

magnitud depende del coeficiente de difusión molecular del gas (D), de la diferencia de

concentración entre el aire (Ca) y el agua (Cag), del área (A) y espesor (dz) de la interfase:

Flujo = A * D * (Ca – Cag) / dz

La difusión molecular de un gas en un cuerpo de agua en reposo es muy lenta. Ladifusión turbulenta (viento, olas) facilita enormemente la penetración del gas (coeficiente de

difusión turbulenta: 103-6 > coeficiente de difusión molecular).

Atmósfera

Hidrósfera

Biosfera

Litósfera

N2

Carbonatos

N2

D e s n i t r i f i c a c i ó n

N i t r i f i c a c i ó n

O2

O2

F o t o s í n t e s i s

O x i d a c i ó n b i o l ó g i c a

CO2

CO2



Atmósfera

Hidrósfera

Biosfera

Litósfera

N2

Carbonatos

N2

D e s n i t r i f i c a c i ó n

N i t r i f i c a c i ó n

O2

O2



CO2

CO2



Figura 8. Intercambio de gases entre la atmósfera, hidrosfera y biosfera.

La atmósfera no es la única fuente de gases, en el caso del oxígeno este es producido porla actividad fotosintética de los vegetales que por otra parte reduce la concentración de CO2

según la ecuación simplificada: CO2 + 2H2O + hv ⇒ CH2O + O2

La respiración que es el proceso inverso, consume O2 liberando CO2. Como resultado de

estos procesos, las capas de aguas superficiales e iluminadas, donde predomina la fotosíntesis

presentan valores altos de O2 y bajos de CO2 y nutrientes (nitratos y fosfatos) que son

absorbidos por las algas para producir materia orgánica. Contrariamente, cerca de los

sedimentos, la descomposición bacteriana predomina (respiración > fotosíntesis) y el O2 y otrosoxidantes (nitratos, óxidos de Fe y Mn) son consumidos liberando CO2 y nutrientes. La


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concentración de oxígeno disuelto varía entonces con el ciclo diario de producción primaria con

máximos al mediodía y mínimos en horas nocturnas donde predomina la respiración, tendencia

que es acentuada en cuerpos eutroficados (Figura 9).

Figura 9. Relación del O2 disuelto con el ciclo diario de producción primaria.

1.3.3. Conductividad y pH. La conductividad y pH son dos importantes parámetros que se

miden de forma rutinaria en los cuerpos de agua. La conductividad indica la capacidad para

conducir la corriente eléctrica del agua según su concentración de electrolitos (migración hacia

el cátodo de iones + y al ánodo los -). Todos los iones contribuyen en función de su

concentración y movilidad inherente. La conductividad varía de unos pocos µS/cm (Siemens) en

aguas de lluvia y superficiales blandas a varios miles en el agua de mar (Tabla 3).

Tabla 3. Rangos de conductividad de distintos tipos de agua.

Tipo de agua Conduct ividad (µS/cm)

Agua deionizada 0.5-3

Agua de lluvia pura 4800

Agua de mar 51 500

Aguas industriales 100-10000

La conductividad es afectada por:

• Temperatura, evaporación y dilución.• Régimen de lluvias, escorrentía y caudal (crecidas ⇒ < conductividad; sequías ⇒ máxima).

• Geología y suelos, Flujos de agua subterránea.

• Uso de la tierra: irrigación, eliminación cobertura vegetal, descarga de desechos y efluentes.


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El pH es definido como el logaritmo negativo de la actividad o concentración (en soluciones

diluídas) de protones (pH= -log[H+]). Mide la facilidad con que el medio acepta o cede protones

(reacciones ácido-base). La composición de las aguas naturales depende de la interacción de los

ácidos y bases: el océano es una gran cuba de titulación donde los ácidos provenientes del

interior de la tierra son neutralizados por las bases aportadas por la meteorización de la corteza.La concentración de protones en las aguas naturales oscila entre 10-4-10-10 moles/l (pH= 4-10).

El agua es un anfótero y puede comportarse como ácido (cede H+) o base (acepta H+) según:

• ácido: H2O⇔ H+ + OH- ; base: H2O + H

+ ⇔ H3O+ ; H2O + H2O⇔ H3O

+ + OH- • Cte. Equilibrio => Producto iónico del agua: Kw= [H3O

+] * [OH-] o [H+] * [OH-]• Kw = 0,12-5,48x10-14 (0-50°C); a 25°C: Kw= 10-14 , como pH => pKw = -logKw = 14

La escala de pH varía entre 1 y 14 (concentración H+: 10-1-10-14). A pH bajos la solución es

ácida con alta concentración de protones y tendencia a cederlos. Inversamente, a pH altos la

solución es alcalina con baja actividad de protones y tendencia a aceptarlos (Figura 10).

Figura 10. Escala de pH y ejemplos de algunos líquidos comunes.

El pH es afectado por:

• Fuente de agua, Temperatura, Salinidad. • Precipitaciones, Deposición atmosférica (lluvias ácidas y partículas). •

Fotosíntesis y respiración. • Geología y suelos: sulfatos en suelos. • Desarrollo urbano o minería. • Quema de combustibles fósiles.

1.3.4. Sistema de los carbonatos. El dióxido de carbono gaseoso (CO2g) se disuelve en el

agua (CO2aq) y forma ácido carbónico, H2CO3 ([CO2aq] * 1000 > [H2CO3]) que se disocia

instantáneamente formando bicarbonato (HCO3-) y carbonato (CO3-2) que puede combinarse con

el Ca+2 y precipitar (el ácido bórico se comporta de manera similar):


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CO2(g) + H2O CO2 (aq) + H2O H2CO2 H

+ + HCO3- H+ + CO3

-2

La disociación de las distintas especies y sus constantes de equilibrio dependen del pH

del agua que es la variable maestra (Figura 11). El sistema de los carbonatos actúa entonces

como “buffer” o tampón de las variaciones del pH desplazando el equilibrio de las reacciones.

Las especies que predominan a un pH de 6-7 son el CO2 disuelto y bicarbonato mientras que a un

pH > 10 lo hacen el bicarbonato y carbonato. En las aguas dulces el pH varía entre 6.5-8.7 según

el tipo de suelos y minerales de la cuenca. El pH también es afectado por la fotosíntesis y

respiración debido a su efecto sobre la concentración de CO2, y por la contaminación (descarga

de efluentes). En las aguas marinas muy tamponadas, el pH tiene una variación muy reducida

(7.8-8.3), aunque recientemente se ha indicado una progresiva acidificación debido a la

absorción de CO2 (∼50% del la emisión global) producido por la quema de combustibles fósiles.

La alcalinidad (A) es la capacidad de combinación de ácidos (cantidad de ácido fuerte necesaria

para sustituir el carbonato, ácido carbónico, y en el mar ácido bórico):

A = [HCO3-] + 2[CO3

-2] + [B(OH)4-].

Las aguas de mayor alcalinidad son más tamponadas y pueden amortiguar las variaciones

de pH. Por el contrario, las aguas muy puras de baja alcalinidad pueden sufrir grandes

oscilaciones de pH (lagos de montaña u origen glaciar afectados por lluvias ácidas).

Figura 11. Sistema de los carbonatos, especiación según salinidad y temperatura.


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1.3.5. Material particulado. Además de las sales disueltas, los ríos, lagos y mares contienen

cantidades variables de material particulado en suspensión (MPS) que se encuentra disperso en

la columna de agua (finos) o asociado a los sedimentos como carga de fondo (gruesos). El MPS

es definido operacionalmente como el material retenido por filtros de 0,45 µm de diámetro de

poro (0,2-1 µm). La figura 12 presenta la talla de distintas clases de partículas.

µm 10-

10-

10-

1 10 10

Figura 12. Talla de partículas en relación con la microscopía y separación por filtros.

La fracción inorgánica del MPS contiene partículas de diferente origen (feldespato,cuarzo, calicita), originadas por la meteorización de rocas y lavado de suelos o material

biogénico (conchillas, paredes) especialmente en el mar (nieve marina; Figura 13). En este caso

dada su naturaleza discontinua y aglomerada el muestreo se realiza con trampas de sedimento.

Figura 13. Material particulado biogénico (nieve marina).


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Las concentraciones de MPS en ríos varían entre unos pocos mg/l hasta 500 o más mg/l

en la zona de máxima turbidez de los estuarios (Figura 14). En esta zona la circulación a

contracorriente del agua dulce (superficie) y salada (profundidad), la resuspensión de

sedimentos y la floculación de arcillas por al incremento de la fuerza iónica durante la mezclacon las aguas marinas (las arcillas con cargas negativas se repelen hasta S= 2-5 a partir de donde

se cargan positivamente y coalecen), producen un máximo de concentración de partículas. En el

mar la concentración de MPS es mucho menor con valores máximos en la superficie

(producción primaria) y cerca del fondo (resuspensión de sedimentos). Según la descarga de

agua dulce (controlada por las precipitaciones en la cuenca) y el ciclo de mareas, la zona de

mezcla de los estuarios se desplaza aguas arriba (sequía) o abajo (crecida) controlando la

extensión y posición de la zona de máxima turbidez y la descarga de MPS al mar (Figura 15).La cantidad total de MPS transportada por grandes ríos y estuarios al mar se estima en

unas 14-18 GT/año comparado con 4 GT/año de material disuelto. Siguiendo la magnitud del

escurrimiento superficial (Figura 4) y erosionabilidad de la cuenca, Asia contribuye el 47% de la

descarga total de MPS, seguido por Islas del Pacífico (22%), Sudamérica (13%) y América del

Norte (8%; Figura 16).

Figura 14. Salinidad y MPS (zona de máxima turbidez en gris) en el Río de la Plata.


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Figura 15. Variación del transporte y sedimentación de MPS en un estuario.

Figura 16. Descarga total de sedimentos suspendidos por región.


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1.3.6. Materia Orgánica. La materia orgánica (MO) de los ecosistemas acuáticos proviene de

fuentes alóctonas (externa) y autóctonas (producidas “in situ”). Las fuentes alóctonas incluyen

detritos (residuos vegetales y animales) y material disuelto (sustancias húmicas) transportadas

por el lavado de los suelos y cobertura vegetal, y las descargas de origen antrópico. Las fuentes

autóctonas comprenden la MO producida por los organismos acuáticos (producción primaria ysecundaria) e incluyen exudados y productos de excreción disueltos, materia fecal, cadáveres y

otros restos biológicos. La materia orgánica como el MPS también se divide operacionalmente

en disuelta (MOD < 0,2-0,45 µm) y particulada (MOP > 0,45-1 µm) aunque también se

reconoce una tercera fase coloidal (polímeros y macromoléculas filtrables; Figura 12). Los

valores promedios de MOD y MOP en ríos y estuarios oscilan entre 5-20 mg/l; los efluentes

antrópicos incrementan significativamente estos valores (descarga cloacal= 300 mg/L).

La Figura 17 muestra las rutas y flujos más importantes de la MO en un estuario. En lascapas superficiales iluminadas se asimila el CO2 produciéndose MO (fotosíntesis) que constituye

la base de la cadena trófica donde se transfiere materia y energía de productores a consumidores

primarios y secundarios. Los detritos y MOD generados durante estos intercambios son

reciclados “in situ” a través de la asimilación directa de las algas (NH4+, aminoácidos), el

consumo por organismos detritívoros y filtradores y la degradación bacteriana que regenera los

nutrientes. Parte de este pool de MOP es exportada hacia el fondo (< 15% producción primaria)

donde es nuevamente utilizada por heterótrofos (detritívoros y bacterias) con producción de CO2

y nutrientes. Un porcentaje pequeño (< 5%) escapa a la descomposición y es sepultado en los

sedimentos anóxicos. Como la descomposición bacteriana es un proceso selectivo donde la MO

lábil de origen planctónico es metabolizada rápidamente respecto de la terrestre más persistente,

los sedimentos que son el sumidero final de MOP están enriquecidos en materiales terrestres.

Figura 17. Ciclo de la MO en un estuario.


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Este ciclo comprende el intercambio de materia entre reservorios inorgánicos y orgánicos

con compartimientos vivos y MO muerta (detritus) con un flujo impulsado por la energía solar a

través de la fotosíntesis. Estas conversiones son conocidas como ciclo biogeoquímico y como la

MO esta compuesta básicamente por carbono, hidrógeno, nitrógeno, oxígeno, fósforo y azufre

(CHNOPS), los ciclos de estos elementos están íntimamente interconectados (ver nutrientes). LaTabla 4 presenta los reservorios y tiempos de residencia del ciclo global del carbono.

Tabla 4. Reservorios y tiempos de residencia (TR) del ciclo global de carbono.

Reservorio Masa (10 g) TR (años)

Carbonato sedimentario 62400 342x10

Carbono orgánico sedimentario 15600 342 x106

Carbono inorgánico oceánico 42 385

Detritos 4 20-40

CO2 atmosférico 0.72 4

Biomasa viva terrestre 0.56 16

Biomasa viva marina 0.007 0.1

Existen diversos métodos para evaluar el aporte de las distintas fuentes de materia

orgánica en un ecosistema acuático. Una estimación general de los aportes acuáticos

(autóctonos) y terrestres (alóctonos) puede obtenerse a partir de la composición elemental de la

materia orgánica y de la relación carbono/nitrógeno (Figura 18). Los organismos acuáticos poseen una mayor proporción de proteínas y relaciones bajas (C/N= 4-10) mientras que las

plantas terrestres con abundantes tejidos de sostén enriquecidos en carbono (lignina-celulosa:

C/N= 200-1000) presentan relaciones más elevadas (C/N= 8-225). Así en los sedimentos del Río

de la Plata se han determinado valores más altos en la cabecera y delta (C/N= 12-20) que

decrecen paulatinamente hacia la zona de mezcla con mayor influencia marina (C/N= 6-11).

Figura 18. Relaciones C/N para autótrofos dulceacuícolas (negro), terrestres (gris) y marinos.


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Otro método para evaluar las fuentes de la materia orgánica es el estudio de su

composición isotópica. Como los elementos C, H, O, N, S existen como mezclas de distintos

isótopos (elementos con distinto peso atómico por variación en el número de neutrones), las

transformaciones físico, químicas y bioquímicas ocurren con preferencia por algún isótopo.

Normalmente, las reacciones bioquímicas muestran preferencia por los isótopos livianos lo que permite diferenciar al producto del sustrato como desviación (δ) ‰ respecto a un estándar

internacional (PDB: Pee Dee Belemnite, helecho fósil; SMOW: Standard Mean Ocean Water;

AIR: atmósfera). Este fraccionamiento isotópico (discriminación del isótopo pesado) resulta en

una variación de la composición en las distintas formas del elemento a lo largo de su ciclo

(Figura 19). Así durante la fotosíntesis en las algas acuáticas, la materia orgánica sintetizada está

enriquecida en el isótopo más liviano (C12 vs. C13) respecto de las fuentes inorgánicas (CO2 y

HCO3-

). Lo mismo ocurre durante la evaporación del agua (preferencial de livianos). De estamanera cada compartimiento tiene una señal isotópica distinta que puede amplificarse a lo largo

de la cadena trófica.

Figura 19. Variación de la composición isotópica del C,O, H y N en distintos reservorios.

1.3.7. Nutrientes. Los nutrientes más relevantes que intervienen en el ciclo de la MO

comprenden básicamente el nitrógeno y el fósforo, cuya deficiencia limita severamente la

producción primaria. Por otra parte, se excesiva abundancia (p.ej. la eutrofización) produce un

crecimiento descontrolado de algas que culmina con situaciones de anoxia y mortandad de

peces. Además de estos nutrientes principales, las algas también necesitan sílice (diatomeas) y


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otros elementos como el hierro, manganeso, zinc, cobalto y molibdeno, que son esenciales pero

en cantidades mucho más pequeñas (trazas o vestigiales). La Figura 20 muestra los ciclos

simplificados del nitrógeno y fósforo. Ambos están ligados por el ciclo general de la MO y están

por lo tanto controlados por los procesos biológicos de síntesis, descomposición y regeneración

(bio-limitados). Sin embargo existen importantes diferencias: el N presenta un importantereservorio atmosférico pero sus formas no son directamente asimilables por los organismos y

debe ser primero convertido a amonio o nitratos (fijación y nitrificación), mientras que el P tiene

un ciclo eminentemente particulado y sus mayores reservorios son rocas, suelos y sedimentos de

donde debe ser movilizado como fosfatos para poder ser asimilado por el fitoplancton.

Figura 20. Ciclos generales del nitrógeno y fósforo.


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Las figuras 21 y 22 presentan los resultados del monitoreo global de la calidad de agua

en grandes ríos durante las últimas dos décadas (GEMS/water). La alcalinidad se ha mantenido

en África, Asia, Sudamérica, y Australia, y se incrementó en Europa y Norteamérica (menor

incidencia de lluvias ácidas). Los nitratos se han mantenido constantes con mayores cargas en

ríos europeos. Las concentraciones de fosfato se han reducido en Europa y Norteaméricareflejando las medidas de control de fertilizantes, mientras que en Asia se han incrementado.

Figura 21. Monitoreo global de bicarbonato y calcio en principales ríos del planeta.


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Figura 22. Monitoreo global de nitratos y fosfatos en principales ríos del planeta.


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1.3.8. Memoria del cuerpo de agua: sedimentos. Como se indicó precedentemente, las

partículas y la materia orgánica que escapa a la degradación bacteriana se acumula en los

sedimentos del fondo. Los mismos están compuestos de partículas minerales de naturaleza

variable según el ambiente (cuarzo, feldespato, material calcáreo) recubiertas de materia

orgánica. Según la talla de las partículas estas se clasifican en arcillas (< 4 µm), limo (4-63 µm)y arena (>63 µm). En ríos de montaña y zonas costeras de alta energía abundan las piedras y

cantos rodados de mayor tamaño. La composición granulométrica o textura de los sedimentos

es una propiedad muy importante ya que determina la cantidad de materia orgánica (y

contaminantes) adsorbida e indirectamente sus propiedades químicas: cuanto menor es la talla

de las partículas (arcilla) mayor es la superficie específica (superficie/peso) y el contenido de

materia orgánica que al ser degradada por acción bacteriana con consumo de oxígeno y otros

oxidantes, produce las condiciones anóxicas o reductoras normalmente características de lossedimentos finos. La acumulación de partículas, materia orgánica y contaminantes asociados a

los sedimentos se produce continuamente por transporte y sedimentación de material. La

cantidad de partículas sedimentadas es mayor cuando más grande sea el aporte de materiales

orgánicos provenientes de la cuenca hidrográfica ya sea por vía alóctona (detritos minerales) o

autóctona (producción primaria). El depósito continuo del material en el fondo se traduce en un

laminado de capas sucesivas a lo largo del tiempo o sea en profundidad en los sedimentos. Esto

se conoce como registro sedimentario ya que preserva los eventos naturales (grandes crecidas,

momentos de mayor o menor productividad) o antrópicos (descarga de contaminantes) ocurridos

en el cuerpo de agua. El estudio de la composición físico-química de los sedimentos en perfiles

verticales se realiza en testigos, “cores” o cilindros de sedimento obtenidos sin disturbar las

condiciones de deposición para reconstruir la historia del cuerpo de agua.

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