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Geoquímica oceânica

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Composição molar total da água do mar (salinidade = 35)[1]
Componente Concentração (mol/kg)
H2O 53,6
Cl- 0,546
Na+ 0,469
Mg2+ 0,0528
SO2-4 0,0282
Ca2+ 0,0103
K+ 0,0102
C T 0,00206
Br- 0,000844
B T (boro total) 0,000416
Sr2+ 0,000091
F- 0,000068

Geoquímica oceânica, também conhecida como química oceânica ou oceanografia química, é o estudo da composição química e dos processos dos oceanos, incluindo as interações entre a água do mar, a atmosfera, o fundo do mar e os organismos marinhos.[2] Esse campo abrange uma ampla gama de tópicos, como o ciclo de elementos como carbono, nitrogênio e fósforo, o comportamento de metais em baixas concentrações e o estudo de gases e nutrientes em ambientes aquáticos. A química marinha é essencial para entender ciclos biogeoquímicos globais, a circulação oceânica e os efeitos de atividades humanas, como a poluição e mudanças climáticas, sobre os sistemas oceânicos. O campo também é influenciado por fatores como tectônica de placas, expansão do fundo do mar, turbidez, correntes, sedimentos, níveis de pH, constituintes atmosféricos, atividade metamórfica e ecologia.

A atividade humana tem impactado cada vez mais a química dos oceanos, com poluição industrial e práticas de uso da terra alterando os mares significativamente. O aumento do dióxido de carbono na atmosfera da Terra leva à acidificação dos oceanos, o que prejudica os ecossistemas marinhos. A comunidade internacional reconheceu como prioridade restaurar a química dos oceanos, e para atingir isso, monitora esforços como parte do Objetivo de Desenvolvimento Sustentável 14.

Devido às conexões do oceano com outras áreas, oceanógrafos químicos trabalham em temas que também são relevantes à oceanografia física, geologia e geoquímica, biologia e bioquímica e ciência atmosférica. Muitos deles estão investigando ciclos biogeoquímicos, e o ciclo do carbono marinho em particular atrai interesse significativo devido ao seu papel no sequestro de carbono e na acidificação dos oceanos.[3] Outros tópicos importantes de interesse incluem química analítica dos oceanos, poluição marinha e mudanças climáticas antropogênicas.

Compostos orgânicos nos oceanos

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Matéria Orgânica Dissolvida (MOD)

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A matéria orgânica dissolvida (DOM) inclui moléculas como aminoácidos, açúcares e lipídios dissolvidos na água do mar. É um componente essencial do conjunto de carbono do oceano, representando cerca de 90% do carbono orgânico total em ambientes marinhos.[4] Estima-se que a matéria orgânica dissolvida colorida (CDOM) componha entre 20 e 70% do carbono dos oceanos, com maiores concentrações próximas aos rios e menor no oceano aberto.[5] O ciclo microbiano, que permite que bactérias reciclem o DOM, é fundamental para o ciclo de nutrientes e a produtividade oceânica.[6] Organismos marinhos, como o fitoplâncton, liberam DOM por meio de processos como excreção e decomposição, e algumas formas de DOM resistentes à degradação microbiana podem persistir no oceano por séculos,[7] auxiliando no armazenamento de carbono.

A vida marinha é muito semelhante em bioquímica aos organismos terrestres, exceto pelo fato de habitarem um ambiente salino. Uma consequência da sua adaptação é que os organismos marinhos são a fonte mais prolífica de compostos orgânicos halogenados.[8]

Matéria Orgânica Particulada (POM)

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A matéria orgânica particulada (POM) consiste em partículas grandes, como organismos, fezes e detritos, que se acumulam na coluna de água. Esse material desempenha um papel crucial na bomba biológica, transferindo carbono da superfície para o fundo do oceano, onde pode ser armazenado por longos períodos. À medida que o POM afunda, bactérias o decompõem, liberando nutrientes e dióxido de carbono. Parte desse material, conhecido como POM refratário, pode atingir o fundo oceânico e contribuir para o sequestro de carbono a longo prazo.[9]

Ecologia química de extremófilos

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O oceano abriga organismos conhecidos como extremófilos, que prosperam em condições extremas de temperatura, pressão e pouca luz. Esses organismos habitam locais únicos, como fontes hidrotermais, chaminés negras, fontes frias e regiões hipersalinas e bolsas de salmoura de gelo marinho. Alguns cientistas sugerem que a vida pode ter evoluído a partir de fontes hidrotermais no oceano.

 
Um diagrama mostrando a química do oceano ao redor das fontes hidrotermais profundas

Em fontes hidrotermais e ambientes semelhantes, muitos extremófilos obtêm energia através da quimioautotrofia, utilizando compostos químicos como fontes de energia em vez da luz solar, como ocorre na fotoautotrofia. As fontes hidrotermais enriquecem o ambiente circundante com substâncias químicas, como enxofre elementar, H₂, H₂S, Fe²⁺ e metano. Organismos quimioautotróficos, principalmente procariontes, aproveitam essas substâncias em reações de oxidorredução para obter energia, sustentando os níveis tróficos superiores e formando a base de ecossistemas exclusivos.

Diversos metabolismos ocorrem em ecossistemas de fontes hidrotermais. Muitos microrganismos marinhos, como Thiomicrospira, Halothiobacillus e Beggiatoa, conseguem oxidar compostos de enxofre, como enxofre elementar e o tóxico H₂S, comum em fontes hidrotermais devido às interações entre água do mar e rochas a altas temperaturas. Esse composto é uma fonte crucial de energia, sustentando o ciclo do enxofre nesses ecossistemas. Nas águas frias em torno das fontes, o enxofre pode ser oxidado usando oxigênio como aceptor de elétrons; já próximo às fontes, é preciso utilizar outras vias metabólicas ou aceptores de elétrons alternativos, como o nitrato. Algumas espécies de Thiomicrospira podem oxidar o tiossulfato, gerando enxofre elementar. Além disso, muitos microrganismos marinhos conseguem oxidar ferro, como Mariprofundus ferrooxydans. Esse processo pode ser realizado em ambientes oxigenados ou em condições anóxicas, onde é necessário um aceptor de elétrons, como o nitrato, ou mesmo energia luminosa. Na oxidação do ferro, o Fe(II) atua como doador de elétrons, enquanto o Fe(III) é utilizado por redutores de ferro como aceptor, formando a base do ciclo ferro-redox, que pode ter contribuído para a formação de depósitos de ferro.

Em outra situação extrema, alguns extremófilos marinhos vivem em bolsas de salmoura formadas pelo gelo marinho, onde a temperatura é muito baixa e a salinidade é extremamente elevada. Esses organismos, presos no gelo marinho, precisam adaptar-se a variações bruscas de salinidade, que podem ser até três vezes superiores à da água do mar, além de se ajustarem à salinidade normal quando o gelo derrete. A maioria dos organismos nesses microambientes é fotossintética, o que pode gerar níveis elevados de oxigênio, tornando o ambiente tóxico. Para lidar com isso, esses extremófilos produzem grandes quantidades de antioxidantes.[10]

Tectônica de placas

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Alterações na proporção de magnésio para cálcio associadas à atividade hidrotermal em locais de dorsais meso-oceânicas

A expansão do fundo do mar nas dorsais meso-oceânicas é um sistema de troca iônica em escala global.[11] As fontes hidrotermais nos centros de expansão introduzem várias quantidades de ferro, enxofre, manganês, silício e outros elementos no oceano, alguns dos quais são reciclados na crosta oceânica. O hélio-3, um isótopo que acompanha o vulcanismo do manto, é emitido por fontes hidrotermais e pode ser detectado em plumas no oceano.[12]

As taxas de propagação nas dorsais meso-oceânicas variam entre 10 e 200 mm/ano. Taxas rápidas de propagação causam aumento nas reações do basalto com a água do mar. A proporção magnésio / cálcio será menor porque mais íons de magnésio estão sendo removidos da água do mar e consumidos pela rocha, e mais íons de cálcio estão sendo removidos da rocha e liberados na água do mar. A atividade hidrotermal na crista da serra é eficiente na remoção de magnésio.[13] Uma menor relação Mg/Ca favorece a precipitação de polimorfos de calcita de baixo teor de Mg de carbonato de cálcio (mares de calcita).[11]

A propagação lenta nas dorsais meso-oceânicas tem o efeito oposto e resultará numa relação Mg/Ca mais elevada, favorecendo a precipitação de aragonita e de polimorfos de calcite com alto teor de Mg do carbonato de cálcio (mares de aragonita).[11]

Experimentos mostram que a maioria dos organismos modernos com alto teor de Mg de calcita teriam sido calcita com baixo teor de Mg em mares de calcita do passado,[14] o que significa que a proporção Mg/Ca no esqueleto de um organismo varia com a proporção Mg/Ca da água do mar em que foi cultivado.

A mineralogia dos organismos construtores de recifes e produtores de sedimentos é, portanto, regulada por reações químicas que ocorrem ao longo da dorsal meso-oceânica, cuja taxa é controlada pela taxa de expansão do fundo do mar.[13][14]

Impactos humanos

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Poluição marinha

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Esta seção é um excerto de Poluição marinha.[editar]

Poluição marinha ocorre quando substâncias usadas ou liberadas por atividades humanas, como resíduos industriais, agrícolas e domésticos, partículas, ruídos, excesso de dióxido de carbono ou organismos invasores, entram nos oceanos e causam impactos prejudiciais. Cerca de 80% desses resíduos têm origem em atividades realizadas em terra, embora o transporte marítimo também tenha uma contribuição significativa.[15] Essa poluição é composta por uma combinação de produtos químicos e lixo, que, na maioria das vezes, vêm de fontes terrestres, sendo carregados para o mar por meio da água ou do vento.

Os danos causados incluem prejuízos ao meio ambiente, à saúde dos organismos e às economias globais.[16] Como grande parte dos poluentes vem de rios, esgotos ou da atmosfera, as plataformas continentais são as mais afetadas. A poluição atmosférica também é um fator importante, transportando elementos como ferro, ácido carbônico, nitrogênio, silício, enxofre, pesticidas e partículas de poeira para os oceanos.[17]

Essa poluição geralmente tem origem em fontes difusas, como o escoamento de áreas agrícolas, detritos transportados pelo vento e poeira. Esses poluentes acabam nos oceanos principalmente através dos rios, mas também podem ser levados diretamente pelo vento.[18] As principais vias de contaminação incluem descargas diretas, escoamento terrestre, poluição por barcos, resíduos dos porões de navios, emissões atmosféricas e, potencialmente, atividades de mineração em águas profundas.

Os tipos de poluição marinha podem ser classificados em diferentes categorias, como detritos marinhos, poluição plástica (incluindo microplásticos), acidificação dos oceanos, poluição por nutrientes, toxinas e ruídos subaquáticos. A poluição plástica é uma forma de contaminação causada por plásticos nos oceanos, variando desde itens maiores, como garrafas e sacolas, até microplásticos resultantes da fragmentação de materiais maiores. O lixo marinho é composto, principalmente, por resíduos descartados por humanos, que flutuam ou permanecem suspensos na água. Esse tipo de poluição representa um sério risco para a vida marinha.

Outro problema significativo é o escoamento de nutrientes, como nitrogênio e fósforo, provenientes da agricultura intensiva e do despejo de esgoto não tratado ou parcialmente tratado em rios e, consequentemente, nos oceanos. Esses nutrientes, presentes em fertilizantes, estimulam o crescimento de fitoplâncton e macroalgas, o que pode desencadear proliferações de algas nocivas (eutrofização). Essa situação é prejudicial tanto para os seres humanos quanto para a vida marinha, podendo sufocar recifes de corais sensíveis e levar à perda de biodiversidade. Além disso, a decomposição das algas em excesso consome oxigênio das águas costeiras, agravando o problema, especialmente em um cenário de mudanças climáticas que dificulta a circulação das camadas de água.[19]

Produtos químicos tóxicos também podem se fixar em pequenas partículas que são ingeridas por organismos como plâncton e animais bentônicos, muitos dos quais são filtradores ou alimentadores de depósitos. Isso resulta na concentração dessas toxinas nas cadeias alimentares marinhas. Pesticidas introduzidos no ecossistema marinho são rapidamente absorvidos pelas cadeias alimentares, podendo causar mutações e doenças que afetam tanto os seres humanos quanto os ecossistemas. Metais tóxicos também entram nas cadeias alimentares, provocando alterações nos tecidos, na bioquímica, no comportamento, na reprodução e no crescimento da vida marinha.

Além disso, muitas rações animais contêm hidrolisado ou farinha de peixe, o que permite que toxinas presentes nos oceanos sejam transferidas para animais terrestres e, eventualmente, cheguem aos humanos por meio do consumo de carne e laticínios.

Mudanças climáticas

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Mais informações: Efeitos das alterações climáticas § Oceanos

O aumento dos níveis de dióxido de carbono, principalmente devido à queima de combustíveis fósseis, está mudando a química dos oceanos. O aquecimento global e as alterações na salinidade[20] têm implicações significativas para a ecologia dos ambientes marinhos.[21]

Acidificação

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Esta seção é um excerto de Efeitos das alterações climáticas § Acidificação do oceano.[editar]
 
Uma parte da Grande Barreira de Corais na Austrália em 2016 após um evento de branqueamento de corais
A acidificação dos oceanos é a diminuição contínua do valor de pH dos oceanos da Terra, causada pela absorção de dióxido de carbono (CO2) da atmosfera.[22][23] A principal causa da acidificação dos oceanos é a queima humana de combustíveis fósseis. À medida que a quantidade de dióxido de carbono na atmosfera aumenta, a quantidade de dióxido de carbono absorvida pelo oceano também aumenta. Isso leva a uma série de reações químicas na água do mar que tem um efeito negativo no oceano e nas espécies que vivem por baixo de água.[24] Quando o dióxido de carbono se dissolve na água do mar, forma ácido carbónico (H2CO3). Algumas das moléculas de ácido carbónico dissociam-se num íon bicarbonato e um íon hidrogénio, aumentando assim a acidez do oceano (concentração de íons H+). Entre 1751 e 1996, estima-se que o valor do pH da superfície do oceano tenha diminuído de aproximadamente 8,25 para 8,14,[25] representando um aumento de quase 30% na concentração de íons H+ nos oceanos do mundo (a escala de pH é logarítmica, então uma mudança de um na unidade de pH é equivalente a uma mudança de dez vezes na concentração de íons H+).[26][27]

Desoxigenação

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Esta seção é um excerto de Desoxigenação oceânica.[editar]
 
Animais marinhos mortos por desoxigenação no fundo do Mar Báltico, 2006.

A desoxigenação oceânica, fenômeno também conhecido pelo seu nome técnico hipóxia oceânica, é descrita pela redução do nível de gás oxigênio (O2) dissolvido nas águas marinhas. Pode ocorrer naturalmente, mas suas principais causas derivam das atividades humanas, entre elas destacadamente o uso de fertilizantes agrícolas, que acabam carregados para o mar e ali desencadeiam várias reações adversas, e as crescentes emissões de gás carbônico (CO2) para a atmosfera, pela queima de combustíveis fósseis, desmatamento e processos industriais, emissões que tem sido ao mesmo tempo o principal gerador do aquecimento global.

Nas últimas décadas tem sido cada vez mais marcante a interferência humana nas propriedades físicas e químicas das águas de todos os oceanos do mundo, causando um problema de vastas repercussões negativas para a vida marinha em múltiplos níveis e, por consequência, para o bem estar da população humana e para a economia das nações, representando uma das mais importantes causas de declínio da biodiversidade marinha e de degradação de seus ecossistemas, e um dos mais sérios desafios encontrados no manejo dos recursos oceânicos. A desoxigenação ocorre mais acentuadamente nas zonas costeiras e já tem sido objeto de numerosos estudos, mas o fenômeno ainda requer mais pesquisa para uma melhor estimativa dos seus efeitos e compreensão das suas interações com outras ameaças ambientais. As projeções indicam que deve ocorrer um agravamento do problema no futuro próximo se as tendências continuarem inalteradas.

História

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HMS Challenger (1858)

As primeiras investigações sobre química marinha geralmente se preocupavam com a origem da salinidade no oceano, incluindo o trabalho de Robert Boyle. A oceanografia química moderna começou como um campo com a expedição Challenger de 1872-1876, liderada pela Marinha Real Britânica, que fez as primeiras medições sistemáticas da química dos oceanos. A análise química destas amostras, liderada por John Murray e George Forchhammer, proporcionou o primeiro estudo sistemático da composição da água do mar, levando a uma melhor compreensão de elementos como cloreto, sódio e sulfato nas águas oceânicas[28]

O início do século XX viu grandes avanços na química marinha, particularmente com o desenvolvimento de técnicas analíticas mais precisas. Cientistas como Martin Knudsen criaram a Garrafa de Knudsen, um instrumento usado para coletar amostras de água de diferentes profundidades oceânicas.[29] Nas últimas três décadas (1970, 1980 e 1990), uma avaliação abrangente dos avanços na oceanografia química foi compilada por uma iniciativa da National Science Foundation conhecida como Futures of Ocean Chemistry in the United States (FOCUS). Este projeto reuniu vários oceanógrafos químicos, químicos marinhos e geoquímicos de destaque para contribuir com o relatório FOCUS.

Após a Segunda Guerra Mundial, os avanços nas técnicas geoquímicas impulsionaram a química marinha para uma nova era. Pesquisadores começaram a usar análise isotópica para estudar a circulação oceânica e o ciclo do carbono. Roger Revelle e Hans Suess foram pioneiros no uso da datação por radiocarbono para investigar reservatórios oceânicos de carbono e suas trocas com a atmosfera.[30]

Desde a década de 1970, o desenvolvimento de instrumentos altamente sofisticados e modelos computacionais revolucionou a química marinha. Os cientistas agora podem medir metais traço, compostos orgânicos e proporções isotópicas com precisão sem precedentes. Estudos dos ciclos biogeoquímicos marinhos, incluindo os ciclos do carbono, nitrogênio e enxofre, tornaram-se essenciais para a compreensão das mudanças climáticas globais. O uso da tecnologia de sensoriamento remoto e de programas globais de observação oceânica, como o Programa Internacional Geosfera-Biosfera (IGBP), forneceu dados em larga escala sobre a química dos oceanos, permitindo aos cientistas monitorizar a acidificação dos oceanos, a desoxigenação e outras questões críticas que afectam o ambiente marinho.[31]

Ferramentas utilizadas para análise

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Oceanógrafos químicos coletam e medem produtos químicos na água do mar, usando o conjunto de ferramentas padrão da química analítica, bem como instrumentos como medidores de pH, medidores de condutividade elétrica, fluorômetros e medidores de CO₂ dissolvido. A maioria dos dados é coletada por meio de medições a bordo e de flutuadores ou bóias autônomas, mas o sensoriamento remoto também é usado. Em um navio de pesquisa oceanográfica, um CTD é usado para medir condutividade elétrica, temperatura e pressão,[32] e geralmente é montado em uma roseta de garrafas Nansen para coletar água do mar para análise.[33] Os sedimentos são comumente estudados com um perfurador de caixa ou uma armadilha de sedimentos, e sedimentos mais antigos podem ser recuperados por perfuração científica.

Ferramentas analíticas avançadas, como espectrômetros de massa e cromatógrafos, são usadas para detectar oligoelementos, isótopos e compostos orgânicos, permitindo a medição precisa de nutrientes, gases e poluentes em ambientes marinhos.[34] Nos últimos anos, os veículos subaquáticos autónomos (AUV) e a tecnologia de sensoriamento remoto permitiram a monitorização contínua e em larga escala da química dos oceanos, particularmente para monitorizar as alterações na acidificação dos oceanos e nos ciclos de nutrientes.[35]

Química marinha em outros planetas e suas luas

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A química do oceano subterrâneo da Europa pode ser semelhante à da Terra.[36] O oceano subterrâneo de Encélado libera hidrogênio e dióxido de carbono para o espaço.[37]

Ver também

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{{Referências}]

  1. ↑ DOE (1994). «5». In: A.G. Dickson; C. Goyet. Handbook of methods for the analysis of the various parameters of the carbon dioxide system in sea water. Col: 2. [S.l.]: ORNL/CDIAC-74  Arquivado em 2015-07-18 no Wayback Machine
  2. ↑ Pilson, Michael E. Q. (2012). An Introduction to the Chemistry of the Sea 2 ed. Cambridge: Cambridge University Press. ISBN 978-0-521-88707-6. doi:10.1017/cbo9781139047203 
  3. ↑ Gillis, Justin (2 de março de 2012). «Pace of Ocean Acidification Has No Parallel in 300 Million Years, Paper Says». Green Blog (em inglês). Consultado em 28 de abril de 2020 
  4. ↑ Hansell, Dennis A.; Carlson, Craig A., eds. (2002). Biogeochemistry of marine dissolved organic matter. Amsterdam ; Boston: Academic Press. ISBN 978-0-12-323841-2 
  5. ↑ Coble, Paula G. (2007). «Marine Optical Biogeochemistry: The Chemistry of Ocean Color». Chemical Reviews. 107 (2): 402–418. PMID 17256912. doi:10.1021/cr050350+ 
  6. ↑ Azam, F; Fenchel, T; Field, Jg; Gray, Js; Meyer-Reil, La; Thingstad, F (1983). «The Ecological Role of Water-Column Microbes in the Sea» (PDF). Marine Ecology Progress Series (em inglês). 10: 257–263. ISSN 0171-8630. doi:10.3354/meps010257 
  7. ↑ Hansell, Dennis; Carlson, Craig; Repeta, Daniel; Schlitzer, Reiner (1 de dezembro de 2009). «Dissolved Organic Matter in the Ocean: A Controversy Stimulates New Insights». Oceanography. 22 (4): 202–211. doi:10.5670/oceanog.2009.109 
  8. ↑ Gribble, Gordon W. (2004). «Natural Organohalogens: A New Frontier for Medicinal Agents?». Journal of Chemical Education. 81 (10): 1441. Bibcode:2004JChEd..81.1441G. doi:10.1021/ed081p1441 
  9. ↑ Hedges, John I.; Baldock, Jeffrey A.; Gélinas, Yves; Lee, Cindy; Peterson, Michael; Wakeham, Stuart G. (15 de fevereiro de 2001). «Evidence for non-selective preservation of organic matter in sinking marine particles». Nature (em inglês). 409 (6822): 801–804. ISSN 0028-0836. doi:10.1038/35057247 
  10. ↑ «Chemoautotrophy at Deep-Sea Vents: Past, Present, and Future | Oceanography». tos.org. doi:10.5670/oceanog.2012.21. Consultado em 8 de fevereiro de 2024 
  11. ↑ a b c Stanley, S.M.; Hardie, L.A. (1999). «Hypercalcification: paleontology links plate tectonics and geochemistry to sedimentology». GSA Today. 9 (2): 1–7 
  12. ↑ Lupton, John (15 de julho de 1998). «Hydrothermal helium plumes in the Pacific Ocean». Journal of Geophysical Research: Oceans. 103 (C8): 15853–15868. Bibcode:1998JGR...10315853L. ISSN 0148-0227. doi:10.1029/98jc00146  
  13. ↑ a b Coggon, R. M.; Teagle, D. A. H.; Smith-Duque, C. E.; Alt, J. C.; Cooper, M. J. (26 de fevereiro de 2010). «Reconstructing Past Seawater Mg/Ca and Sr/Ca from Mid-Ocean Ridge Flank Calcium Carbonate Veins». Science (em inglês). 327 (5969): 1114–1117. Bibcode:2010Sci...327.1114C. ISSN 0036-8075. PMID 20133522. doi:10.1126/science.1182252 
  14. ↑ a b Ries, Justin B. (2004). «Effect of ambient Mg/Ca ratio on Mg fractionation in calcareous marine invertebrates: A record of the oceanic Mg/Ca ratio over the Phanerozoic». Geology (em inglês). 32 (11). 981 páginas. Bibcode:2004Geo....32..981R. ISSN 0091-7613. doi:10.1130/G20851.1 
  15. ↑ Sheppard, Charles, ed. (2019). World seas: an Environmental Evaluation. III, Ecological Issues and Environmental Impacts Second ed. London: Academic Press. ISBN 978-0-12-805204-4. OCLC 1052566532 
  16. ↑ «Marine Pollution». Education | National Geographic Society (em inglês). Consultado em 19 de junho de 2023 
  17. ↑ Duce, Robert; Galloway, J.; Liss, P. (2009). «The Impacts of Atmospheric Deposition to the Ocean on Marine Ecosystems and Climate WMO Bulletin Vol 58 (1)». Consultado em 22 de setembro de 2020. Cópia arquivada em 18 de dezembro de 2023 
  18. ↑ «What is the biggest source of pollution in the ocean?». National Ocean Service (US). Silver Spring, MD: National Oceanic and Atmospheric Administration. Consultado em 21 de setembro de 2022 
  19. ↑ Breitburg, Denise; Levin, Lisa A.; Oschlies, Andreas; Grégoire, Marilaure; Chavez, Francisco P.; Conley, Daniel J.; Garçon, Véronique; Gilbert, Denis; Gutiérrez, Dimitri (5 de janeiro de 2018). «Declining oxygen in the global ocean and coastal waters». Science (em inglês). 359 (6371): eaam7240. Bibcode:2018Sci...359M7240B. ISSN 0036-8075. PMID 29301986. doi:10.1126/science.aam7240  
  20. ↑ «Ocean salinity: Climate change is also changing the water cycle». usys.ethz.ch (em inglês). Consultado em 22 de maio de 2022 
  21. ↑ Millero, Frank J. (2007). «The Marine Inorganic Carbon Cycle». Chemical Reviews. 107 (2): 308–341. PMID 17300138. doi:10.1021/cr0503557 
  22. ↑ Caldeira, K.; Wickett, M. E. (2003). «Anthropogenic carbon and ocean pH». Nature. 425 (6956). 365 páginas. Bibcode:2001AGUFMOS11C0385C. PMID 14508477. doi:10.1038/425365a 
  23. ↑ «Ocean Acidification». www.whoi.edu/ (em inglês). Consultado em 13 de setembro de 2021. According to the Intergovernmental Panel on Climate Change (IPCC), economic and population scenarios predict that atmospheric CO2 levels could reach 500 ppm by 2050 and 800 ppm or more by the end of the century. This will [reduce] the pH an estimated 0.3 to 0.4 units by 2100, a 150 percent increase in acidity over preindustrial times. 
  24. ↑ «Ocean acidification | National Oceanic and Atmospheric Administration». www.noaa.gov. Consultado em 7 de setembro de 2020 
  25. ↑ Jacobson, M. Z. (2005). «Studying ocean acidification with conservative, stable numerical schemes for nonequilibrium air-ocean exchange and ocean equilibrium chemistry». Journal of Geophysical Research: Atmospheres. 110: D07302. Bibcode:2005JGRD..11007302J. doi:10.1029/2004JD005220 
  26. ↑ Hall-Spencer, J. M.; Rodolfo-Metalpa, R.; Martin, S.; et al. (julho de 2008). «Volcanic carbon dioxide vents show ecosystem effects of ocean acidification». Nature. 454 (7200): 96–9. Bibcode:2008Natur.454...96H. PMID 18536730. doi:10.1038/nature07051. hdl:10026.1/1345  
  27. ↑ «Report of the Ocean Acidification and Oxygen Working Group, International Council for Science's Scientific Committee on Ocean Research (SCOR) Biological Observatories Workshop» (PDF) 
  28. ↑ Thomson, C. Wyville; Murray, John; Nares, George S.; Thomson, Frank Tourle (1889). Report on the scientific results of the voyage of H.M.S. Challenger during the years 1873-76 under the command of Captain George S. Nares and the late Captain Frank Tourle Thomson. [S.l.: s.n.] 
  29. ↑ Carpenter, James H. (1966). «NEW MEASUREMENTS OF OXYGEN SOLUBILITY IN PURE AND NATURAL WATER1». Limnology and Oceanography (em inglês). 11 (2): 264–277. ISSN 0024-3590. doi:10.4319/lo.1966.11.2.0264 
  30. ↑ Revelle, Roger; Suess, Hans E. (1 de janeiro de 1957). «Carbon Dioxide Exchange Between Atmosphere and Ocean and the Question of an Increase of Atmospheric CO2 during the Past Decades». Tellus A: Dynamic Meteorology and Oceanography. 9 (1): 18–27. ISSN 1600-0870. doi:10.3402/tellusa.v9i1.9075 
  31. ↑ Falkowski, P.; Scholes, R. J.; Boyle, E.; Canadell, J.; Canfield, D.; Elser, J.; Gruber, N.; Hibbard, K.; Högberg, P. (13 de outubro de 2000). «The Global Carbon Cycle: A Test of Our Knowledge of Earth as a System». Science (em inglês). 290 (5490): 291–296. ISSN 0036-8075. doi:10.1126/science.290.5490.291 
  32. ↑ «Waveland Press - Introduction to Physical Oceanography, Third Edition, by John A. Knauss, Newell Garfield». www.waveland.com. Consultado em 13 de outubro de 2024 
  33. ↑ Dickson, A.G.; et, al (2007). Guide to best practices for ocean CO2 measurement. (Relatório). [object Object]. doi:10.25607/obp-1342 
  34. ↑ «Aquatic Photosynthesis | Princeton University Press». press.princeton.edu (em inglês). 11 de fevereiro de 2007. Consultado em 13 de outubro de 2024 
  35. ↑ George, Robert A. “Tony” (2006). «Advances in AUV remote-sensing technology for imaging deepwater geohazards». The Leading Edge (em inglês). 25 (12): 1478–1483. ISSN 1070-485X. doi:10.1190/1.2405333 
  36. ↑ Greicius, Tony (16 de maio de 2016). «Europa's Ocean May Have An Earthlike Chemical Balance». NASA. Consultado em 22 de maio de 2022 
  37. ↑ «The Chemistry of Enceladus' Plumes: Life or Not?» 
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