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Ciclo del carbono oceánico

Ciclo del carbono oceánico ( IPCC ) El ciclo del carbono oceánico (o ciclo del carbono marino ) se compone de procesos que intercambian carbono entre diversos compartimentos den...

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Ciclo del carbono oceánico ( IPCC )

El ciclo del carbono oceánico (o ciclo del carbono marino ) se compone de procesos que intercambian carbono entre diversos compartimentos dentro del océano, así como entre la atmósfera, el interior de la Tierra y el lecho marino . El ciclo del carbono es el resultado de múltiples fuerzas que interactúan en diversas escalas de tiempo y espacio, lo que permite la circulación del carbono alrededor del planeta y garantiza su disponibilidad global. El ciclo del carbono oceánico es un proceso fundamental del ciclo global del carbono e incluye tanto carbono inorgánico (carbono no unido a otro carbono) como carbono orgánico (carbono incorporado a moléculas mediante enlaces carbono-carbono). Parte del ciclo del carbono marino transforma el carbono entre materia inerte y materia viva.

Tres procesos principales (o bombas) que conforman el ciclo del carbono marino llevan dióxido de carbono atmosférico (CO₂ ) al interior del océano y lo distribuyen a través de los océanos. Estas tres bombas son: (1) la bomba de solubilidad, (2) la bomba de carbonato y (3) la bomba biológica. El reservorio activo total de carbono en la superficie de la Tierra para duraciones de menos de 10 000 años es aproximadamente 40 000 gigatoneladas de C (Gt C, una gigatonelada es mil millones de toneladas, o el peso de aproximadamente 6 millones de ballenas azules ), y alrededor del 95 % (~38 000 Gt C) se almacena en el océano, principalmente como carbono inorgánico disuelto . [ 1 ] [ 2 ] La especiación (las diferentes formas de un elemento o compuesto) del carbono inorgánico disuelto en el ciclo del carbono marino influye en la alcalinidad del agua y, por lo tanto, es un controlador primario de la química ácido-base en los océanos.

Las plantas y algas de la Tierra ( productores primarios ) son responsables de los mayores flujos anuales de carbono. Aunque la cantidad de carbono almacenado en la biota marina (~3 Gt C) es muy pequeña en comparación con la vegetación terrestre (~610 Gt C), la cantidad de carbono intercambiado (el flujo) por estos grupos es casi igual: alrededor de 50 Gt C cada uno. [ 1 ] Los organismos marinos vinculan los ciclos del carbono y del oxígeno a través de procesos como la fotosíntesis . [ 1 ] El ciclo del carbono marino también está biológicamente ligado a los ciclos del nitrógeno y del fósforo por una relación estequiométrica C:N:P casi constante de 106:16:1, también conocida como la relación de Redfield Ketchum Richards (RKR) , [ 3 ] que establece que los organismos tienden a absorber nitrógeno y fósforo incorporando nuevo carbono orgánico. Del mismo modo, la materia orgánica descompuesta por bacterias libera fósforo y nitrógeno.

Según las publicaciones de la NASA , la Asociación Meteorológica Mundial, el IPCC y el Consejo Internacional para la Exploración del Mar , así como de científicos de la NOAA , la Institución Oceanográfica Woods Hole , la Institución Oceanográfica Scripps , la CSIRO y el Laboratorio Nacional Oak Ridge , los impactos humanos en el ciclo del carbono marino son significativos. [ 4 ] [ 5 ] [ 6 ] [ 7 ] Antes de la Revolución Industrial, el océano era una fuente neta de CO 2 para la atmósfera, mientras que ahora la mayor parte del carbono que ingresa al océano proviene del dióxido de carbono atmosférico (CO 2 ). [ 8 ]

En las últimas décadas, el océano ha actuado como sumidero de CO₂ antropogénico , absorbiendo alrededor de una cuarta parte del CO₂ producido por los humanos a través de la quema de combustibles fósiles y los cambios en el uso del suelo. [ 9 ] Al hacerlo, el océano ha actuado como amortiguador, ralentizando en cierta medida el aumento de los niveles de CO₂ atmosférico . Sin embargo, esta absorción de CO₂ antropogénico también ha causado la acidificación de los océanos . [ 8 ] [ 10 ] El cambio climático , resultado de este exceso de CO₂ en la atmósfera, ha aumentado la temperatura del océano y la atmósfera. [ 11 ] La desaceleración del ritmo de calentamiento global ocurrida entre 2000 y 2010 [ 12 ] puede atribuirse a un aumento observado en el contenido de calor de la capa superior del océano . [ 13 ] [ 14 ]

Carbono marino

El carbono se divide en cuatro compartimentos distintos según sea orgánico/inorgánico y disuelto/particulado. Los procesos asociados a cada flecha describen la transformación relacionada con la transferencia de carbono de un compartimento a otro.

Los compuestos de carbono se pueden clasificar como orgánicos o inorgánicos, y disueltos o particulados, según su composición. El carbono orgánico constituye la base de componentes clave de compuestos orgánicos como proteínas , lípidos , carbohidratos y ácidos nucleicos . El carbono inorgánico se encuentra principalmente en compuestos simples como el dióxido de carbono, el ácido carbónico, el bicarbonato y el carbonato ( CO₂ , H₂CO₃ , HCO₃⁻ y CO₃²⁻ , respectivamente ) .

El carbono marino se separa además en fases particulada y disuelta. Estas fracciones se definen operativamente mediante una separación física: el carbono disuelto pasa a través de un filtro de 0,2 μm, mientras que el carbono particulado no.

carbono inorgánico

En los océanos se encuentran dos tipos principales de carbono inorgánico. El carbono inorgánico disuelto (CID) está compuesto por bicarbonato (HCO₃⁻ ) , carbonato (CO₃²⁻ ) y dióxido de carbono (que incluye tanto el CO₂ disuelto como el ácido carbónico H₂CO₃ ) . El CID puede convertirse en carbono inorgánico particulado ( CIP ) mediante la precipitación de CaCO₃ ( biológica o abióticamente). El CID también puede convertirse en carbono orgánico particulado (COP) mediante la fotosíntesis y la quimioautotrofía (es decir, la producción primaria). El CID aumenta con la profundidad a medida que las partículas de carbono orgánico se hunden y se respiran. El oxígeno libre disminuye a medida que aumenta el CID porque se consume durante la respiración aeróbica.

El carbono inorgánico particulado (PIC) es la otra forma de carbono inorgánico que se encuentra en el océano. La mayor parte del PIC es CaCO₃, que forma las conchas de diversos organismos marinos, pero también puede formarse durante los episodios de merluza . Los peces marinos también excretan carbonato de calcio durante la osmorregulación . [ 15 ]

Algunas especies de carbono inorgánico en el océano, como el bicarbonato y el carbonato , contribuyen significativamente a la alcalinidad , un amortiguador oceánico natural que previene cambios drásticos en la acidez (o pH ). El ciclo del carbono marino también afecta las tasas de reacción y disolución de algunos compuestos químicos, regula la cantidad de dióxido de carbono en la atmósfera y la temperatura de la Tierra. [ 16 ]

carbono orgánico

Al igual que el carbono inorgánico, existen dos formas principales de carbono orgánico en el océano (disuelto y particulado). El carbono orgánico disuelto (COD) se define operacionalmente como cualquier molécula orgánica que puede atravesar un  filtro de 0,2 μm. El COD puede convertirse en carbono orgánico particulado mediante heterotrofia y también puede volver a convertirse en carbono inorgánico disuelto (CID) mediante la respiración.

Las moléculas de carbono orgánico que quedan atrapadas en un filtro se denominan carbono orgánico particulado (COP). El COP está compuesto por organismos (vivos o muertos), sus heces y detritos . El COP puede transformarse en carbono orgánico disuelto (COD) mediante la desagregación de moléculas y la exudación del fitoplancton , por ejemplo. Generalmente, el COP se transforma en carbono inorgánico disuelto (CID) mediante la heterotrofia y la respiración.

bombas de carbón marinas

Bomba de solubilidad

Artículo completo: Bomba de solubilidad

Disociación del dióxido de carbono según la ley de Henry.

Los océanos almacenan la mayor reserva de carbono reactivo del planeta como DIC, que se introduce como resultado de la disolución del dióxido de carbono atmosférico en el agua de mar: la bomba de solubilidad. [ 16 ] Las concentraciones de CO 2 acuoso , ácido carbónico , ion bicarbonato e ion carbonato comprenden el carbono inorgánico disuelto (DIC). El DIC circula por todo el océano mediante la circulación termohalina , que facilita la enorme capacidad de almacenamiento de DIC del océano. [ 17 ] Las ecuaciones químicas a continuación muestran las reacciones que sufre el CO 2 después de entrar en el océano y transformarse en su forma acuosa.

Carbono inorgánico disuelto en la superficie del mar . Primero, el dióxido de carbono reacciona con el agua para formar ácido carbónico. Concentración en la década de 1990 (según la climatología GLODAP ).
CO 2 (acuoso) + H 2 O → H 2 CO 3 1

El ácido carbónico se disocia rápidamente en iones de hidrógeno libres (técnicamente, hidronio ) y bicarbonato.

H 2 CO 3 → H + + HCO 3 - 2

El ion hidrógeno libre se encuentra con el carbonato, ya presente en el agua por la disolución del CaCO 3 , y reacciona para formar más iones bicarbonato.

H + + CO 3 2− → HCO 3 − 3

Las especies disueltas en las ecuaciones anteriores, principalmente bicarbonato, conforman el sistema de alcalinidad de carbonato, el principal contribuyente a la alcalinidad del agua de mar. [ 10 ]

Bomba de carbonato

La bomba de carbonato, a veces llamada contrabomba de carbonato, comienza con organismos marinos en la superficie del océano que producen carbono inorgánico particulado (PIC) en forma de carbonato de calcio ( calcita o aragonita , CaCO₃ ) . Este CaCO₃ es lo que forma partes duras del cuerpo como las conchas . [ 16 ] La formación de estas conchas aumenta el CO₂ atmosférico debido a la producción de CaCO₃ [ 10 ] en la siguiente reacción con estequiometría simplificada: [ 18 ]

Ca 2+ + 2HCO 3 − ↔ CaCO 3 + CO 2 + H 2 O [ 19 ] 4

Los cocolitóforos , un grupo de fitoplancton casi ubicuo que produce conchas de carbonato de calcio, son los principales contribuyentes a la bomba de carbonato. [ 16 ] Debido a su abundancia, los cocolitóforos tienen implicaciones significativas en la química del carbonato, en las aguas superficiales que habitan y en el océano subyacente: proporcionan un gran mecanismo para el transporte descendente de CaCO 3 . [ 20 ] El flujo de CO 2 aire-mar inducido por una comunidad biológica marina puede determinarse por la relación de lluvia - la proporción de carbono del carbonato de calcio en comparación con el del carbono orgánico en materia particulada que se hunde en el fondo del océano, (PIC/POC). [ 19 ] La bomba de carbonato actúa como una retroalimentación negativa sobre el CO 2 tomado al océano por la bomba de solubilidad. Ocurre con menor magnitud que la bomba de solubilidad.

Bomba biológica

El carbono orgánico particulado, creado a través de la producción biológica, puede exportarse desde la superficie del océano en un flujo comúnmente denominado bomba biológica, o respirarse (ecuación 6) de nuevo en carbono inorgánico. En el primer caso, el carbono inorgánico disuelto se convierte biológicamente en materia orgánica por fotosíntesis (ecuación 5) y otras formas de autotrofia [ 16 ] que luego se hunde y es, en parte o en su totalidad, digerido por heterótrofos. [ 21 ] El carbono orgánico particulado puede clasificarse, según la facilidad con que los organismos pueden descomponerlo para alimentarse, como lábil , semilábil o refractario. La fotosíntesis del fitoplancton es la fuente principal de moléculas lábiles y semilábiles, y es la fuente indirecta de la mayoría de las moléculas refractarias. [ 22 ] [ 23 ] Las moléculas lábiles están presentes en bajas concentraciones fuera de las células (en el rango picomolar ) y tienen vidas medias de solo minutos cuando están libres en el océano. [ 24 ] Son consumidos por microbios dentro de horas o días de producción y residen en los océanos superficiales, [ 23 ] donde contribuyen a la mayor parte del flujo de carbono lábil. [ 25 ] Las moléculas semilábiles, mucho más difíciles de consumir, pueden alcanzar profundidades de cientos de metros bajo la superficie antes de ser metabolizadas. [ 26 ] La DOM refractaria se compone en gran medida de moléculas altamente conjugadas como hidrocarburos aromáticos policíclicos o lignina . [ 22 ] La DOM refractaria puede alcanzar profundidades mayores de 1000 m y circula por los océanos durante miles de años. [ 27 ] [ 23 ] [ 28 ] En el transcurso de un año, aproximadamente 20 gigatoneladas de carbono lábil y semilábil fijado fotosintéticamente son absorbidos por heterótrofos , mientras que se consumen menos de 0,2 gigatoneladas de carbono refractario. [ 23 ] La materia orgánica disuelta marina (MOD) puede almacenar tanto carbono como el suministro actual de CO 2 atmosférico , [ 28 ] pero los procesos industriales están alterando el equilibrio de este ciclo. [ 29 ]

Entradas

Los aportes al ciclo del carbono marino son numerosos, pero las contribuciones principales, en términos netos, provienen de la atmósfera y los ríos. [ 1 ] Las fuentes hidrotermales generalmente suministran carbono en una cantidad igual a la que consumen. [ 16 ]

Atmósfera

Flujo global de CO2 entre la atmósfera y el mar – IPCC 2007

Antes de la Revolución Industrial , el océano era una fuente de CO₂ para la atmósfera [ 8 ] equilibrando el impacto de la erosión de las rocas y el carbono orgánico particulado terrestre; ahora se ha convertido en un sumidero para el exceso de CO₂ atmosférico . [ 31 ] El dióxido de carbono se absorbe de la atmósfera en la superficie del océano a una tasa de intercambio que varía localmente y con el tiempo [ 32 ] pero en promedio, los océanos tienen una absorción neta de alrededor de 2,9 Pg (equivalente a 2,9 mil millones de toneladas métricas) de carbono del CO₂ atmosférico por año. [ 33 ] Debido a que la solubilidad del dióxido de carbono aumenta cuando la temperatura disminuye, las áreas frías pueden contener más CO₂ y aún estar en equilibrio con la atmósfera; Por el contrario, el aumento de las temperaturas de la superficie del mar disminuye la capacidad de los océanos para absorber dióxido de carbono. [ 34 ] [ 10 ] Los océanos Atlántico Norte y Nórdico tienen la mayor absorción de carbono por unidad de área del mundo, [ 35 ] y en el Atlántico Norte la convección profunda transporta aproximadamente 197 Tg por año de carbono no refractario a profundidad. [ 36 ]

La tasa de absorción de CO₂ por el océano ha ido aumentando con el tiempo a medida que las concentraciones atmosféricas de CO₂ se han incrementado debido a las emisiones antropogénicas. Sin embargo, el sumidero de carbono oceánico podría ser más sensible al cambio climático de lo que se pensaba, y el calentamiento oceánico y los cambios en la circulación debidos al cambio climático podrían provocar que el océano absorba menos CO₂ de la atmósfera en el futuro de lo previsto. [ 37 ]

Tasas de intercambio de dióxido de carbono entre el océano y la atmósfera

Las tasas de intercambio océano-atmósfera de CO₂ dependen de la concentración de dióxido de carbono ya presente tanto en la atmósfera como en el océano, la temperatura, la salinidad y la velocidad del viento. [ 38 ] Esta tasa de intercambio puede aproximarse mediante la ley de Henry y calcularse como S = kP, donde la solubilidad (S) del dióxido de carbono es proporcional a la cantidad de gas en la atmósfera, o a su presión parcial . [ 1 ]

Factor de revelación

Dado que la absorción oceánica de dióxido de carbono es limitada, el influjo de CO₂ también puede describirse mediante el factor de Revelle . [ 34 ] [ 10 ] El factor de Revelle es una relación entre el cambio de dióxido de carbono y el cambio en el carbono inorgánico disuelto, que sirve como indicador de la disolución de dióxido de carbono en la capa mixta considerando la bomba de solubilidad. El factor de Revelle es una expresión para caracterizar la eficiencia termodinámica del reservorio de DIC para absorber CO₂ en bicarbonato. Cuanto menor sea el factor de Revelle, mayor será la capacidad del agua oceánica para absorber dióxido de carbono. Si bien Revelle calculó un factor de alrededor de 10 en su época, en un estudio de 2004 los datos mostraron un factor de Revelle que oscilaba entre aproximadamente 9 en regiones tropicales de baja latitud y 15 en el océano Austral cerca de la Antártida. [ 39 ]

ríos

Los ríos también pueden transportar carbono orgánico al océano a través de la meteorización o erosión de rocas de aluminosilicato (ecuación 7) y carbonato (ecuación 8) en tierra,

2 NaAlSi 3 O 8 + 2 H 2 CO 3 + 9 H 2 O → 2 Na + + 2 HCO 3 − + 4 H 4 SiO 4 + Al 2 Si 2 O 5 (OH) 4 7
CaCO 3 + H 2 CO 3 → Ca 2+ + 2 HCO 3 - 8

o por la descomposición de la vida (ecuación 5, p. ej., material vegetal y del suelo). [ 1 ] Los ríos contribuyen con cantidades aproximadamente iguales (~0,4 GtC/año) de DIC y DOC a los océanos. [ 1 ] Se estima que aproximadamente 0,8 GtC (DIC + DOC) se transportan anualmente desde los ríos al océano. [ 1 ] Los ríos que desembocan en la bahía de Chesapeake ( ríos Susquehanna , Potomac y James ) aportan aproximadamente 0,004 Gt (6,5 × 10 10 moles) de DIC por año. [ 40 ] El transporte total de carbono de los ríos representa aproximadamente el 0,02 % del carbono total en la atmósfera. [ 41 ] Aunque parezca pequeño, en escalas de tiempo largas (1000 a 10 000 años) el carbono que entra en los ríos (y por lo tanto no entra en la atmósfera) sirve como una retroalimentación estabilizadora para el calentamiento de los gases de efecto invernadero . [ 42 ]

Salidas

Destino de la materia orgánica enterrada

Los principales resultados del sistema de carbono marino son la preservación de la materia orgánica particulada (POC) y el carbonato de calcio (PIC), así como la meteorización inversa . [ 1 ] Si bien existen regiones con pérdida local de CO 2 a la atmósfera y procesos hidrotermales, no se produce una pérdida neta en el ciclo. [ 16 ]

Preservación de la materia orgánica

La sedimentación es un sumidero de carbono a largo plazo en el océano, así como la mayor pérdida de carbono del sistema oceánico. [ 43 ] Los sedimentos marinos profundos y las formaciones geológicas son importantes ya que proporcionan un registro exhaustivo de la vida en la Tierra y una fuente importante de combustible fósil. [ 43 ] El carbono oceánico puede salir del sistema en forma de detritos que se hunden y se entierran en el fondo marino sin descomponerse o disolverse completamente. Los sedimentos de la superficie del fondo oceánico representan 1,75 × 10 15 kg de carbono en el ciclo global del carbono. [ 44 ] Como máximo, el 4% del carbono orgánico particulado de la zona eufótica en el Océano Pacífico, donde ocurre la producción primaria impulsada por la luz , se entierra en sedimentos marinos. [ 43 ] Se implica entonces que, dado que hay una mayor entrada de materia orgánica al océano que la que se entierra, una gran parte de ella se utiliza o consume dentro.

Destino del carbono orgánico que se hunde

Históricamente, los sedimentos con los mayores contenidos de carbono orgánico se encontraban frecuentemente en áreas con alta productividad de aguas superficiales o con bajas concentraciones de oxígeno en el agua del fondo. [ 45 ] El 90% del enterramiento de carbono orgánico ocurre en depósitos de deltas , plataformas continentales y taludes superiores; [ 46 ] esto se debe en parte al corto tiempo de exposición debido a una menor distancia al fondo marino y a la composición de la materia orgánica que ya está depositada en esos ambientes. [ 47 ] El enterramiento de carbono orgánico también es sensible a los patrones climáticos: la tasa de acumulación de carbono orgánico fue un 50% mayor durante el máximo glacial en comparación con los interglaciales . [ 48 ]

Degradación

El POC se descompone mediante una serie de procesos impulsados ​​por microbios, como la metanogénesis y la reducción de sulfato, antes de su enterramiento en el fondo marino. [ 49 ] [ 50 ] La degradación del POC también produce metano microbiano, que es el principal hidrato de gas en los márgenes continentales. [ 51 ] La lignina y el polen son inherentemente resistentes a la degradación , y algunos estudios muestran que las matrices inorgánicas también pueden proteger la materia orgánica. [ 52 ] Las tasas de preservación de la materia orgánica dependen de otras variables interdependientes que varían de forma no lineal en el tiempo y el espacio. [ 53 ] Aunque la descomposición de la materia orgánica ocurre rápidamente en presencia de oxígeno, los microbios que utilizan una variedad de especies químicas (a través de gradientes redox ) pueden degradar la materia orgánica en sedimentos anóxicos . [ 53 ] La profundidad de enterramiento a la que se detiene la degradación depende de la tasa de sedimentación, la abundancia relativa de materia orgánica en el sedimento, el tipo de materia orgánica que se entierra e innumerables otras variables. [ 53 ] Si bien la descomposición de la materia orgánica puede ocurrir en sedimentos anóxicos cuando las bacterias utilizan oxidantes distintos del oxígeno ( nitrato , sulfato , Fe 3+ ), la descomposición tiende a terminar antes de la mineralización completa . [ 54 ] Esto ocurre debido a la descomposición preferencial de moléculas lábiles sobre moléculas refringentes. [ 54 ]

Entierro

El enterramiento de carbono orgánico es un aporte de energía para los entornos biológicos subterráneos y puede regular el oxígeno en la atmósfera en escalas de tiempo largas (> 10 000 años). [ 48 ] El enterramiento solo puede tener lugar si el carbono orgánico llega al fondo marino, lo que convierte a las plataformas continentales y los márgenes costeros en el principal almacenamiento de carbono orgánico de la producción primaria terrestre y oceánica. Los fiordos , o acantilados creados por la erosión glacial, también se han identificado como áreas de enterramiento de carbono significativo, con tasas cien veces mayores que el promedio oceánico. [ 55 ] El carbono orgánico particulado se entierra en los sedimentos oceánicos, creando una vía entre un reservorio de carbono rápidamente disponible en el océano y su almacenamiento en escalas de tiempo geológicas. Una vez que el carbono se secuestra en el fondo marino, se considera carbono azul . Las tasas de enterramiento se pueden calcular como la diferencia entre la tasa a la que la materia orgánica se hunde y la tasa a la que se descompone.

Conservación con carbonato de calcio

La precipitación de carbonato de calcio es importante ya que produce una pérdida de alcalinidad así como una liberación de CO₂ ( Ecuación 4), y por lo tanto un cambio en la tasa de preservación del carbonato de calcio puede alterar la presión parcial de CO₂ en la atmósfera terrestre. [ 16 ] El CaCO₃ está sobresaturado en la gran mayoría de las aguas superficiales del océano y subsaturado en profundidad, [ 10 ] lo que significa que las conchas tienen más probabilidades de disolverse a medida que se hunden a las profundidades del océano. El CaCO₃ también puede disolverse a través de la disolución metabólica (es decir, puede usarse como alimento y excretarse) y por lo tanto los sedimentos oceánicos profundos tienen muy poco carbonato de calcio. [ 16 ] La precipitación y el enterramiento de carbonato de calcio en el océano eliminan el carbono inorgánico particulado del océano y finalmente forman piedra caliza . [ 16 ] En escalas de tiempo mayores a 500 000 años, el clima de la Tierra es moderado por el flujo de carbono dentro y fuera de la litosfera . [ 56 ] Las rocas formadas en el fondo marino del océano se reciclan a través de la tectónica de placas de vuelta a la superficie y se erosionan o subducen en el manto , el carbono desgasificado por los volcanes . [ 1 ]

Impactos humanos

Los océanos absorben alrededor del 25-31% del CO₂ antropogénico . [ 57 ] [ 58 ] Debido a que el factor Revelle aumenta con el aumento de CO₂ , una fracción menor del flujo antropogénico será absorbida por el océano en el futuro. [ 59 ] El aumento anual actual de CO₂ atmosférico es de aproximadamente 4-5 gigatoneladas de carbono, [ 60 ] alrededor de 2-3 ppm de CO₂ por año. [ 61 ] [ 62 ] Esto induce un cambio climático que impulsa la concentración de carbono y los procesos de retroalimentación carbono-clima que modifican la circulación oceánica y las propiedades físicas y químicas del agua de mar , lo que altera la absorción de CO₂ . [ 63 ] [ 64 ] La sobrepesca y la contaminación plástica de los océanos contribuyen al estado degradado del mayor sumidero de carbono del mundo. [ 65 ] [ 66 ]

acidificación de los océanos

Artículo completo: Acidificación de los océanos

El pH de los océanos está disminuyendo debido a la absorción de CO₂ atmosférico . [ 67 ] El aumento del dióxido de carbono disuelto reduce la disponibilidad del ion carbonato, disminuyendo el estado de saturación de CaCO₃ , lo que hace termodinámicamente más difícil la formación de la capa de CaCO₃ . [ 68 ] Los iones carbonato se unen preferentemente a los iones hidrógeno para formar bicarbonato, [ 10 ] por lo que una reducción en la disponibilidad de iones carbonato aumenta la cantidad de iones hidrógeno libres y disminuye la cantidad de bicarbonato formado (Ecuaciones 1-3). El pH es una medida de la concentración de iones hidrógeno, donde un pH bajo significa que hay más iones hidrógeno libres. Por lo tanto, el pH es un indicador de la especiación del carbonato (el formato del carbono presente) en los océanos y puede usarse para evaluar la salud del océano. [ 68 ]

La lista de organismos que pueden verse afectados por la acidificación de los océanos incluye cocolitóforos y foraminíferos (la base de la cadena alimentaria marina en muchas áreas), fuentes de alimento para humanos como ostras y mejillones , [ 69 ] y quizás la más conspicua, una estructura construida por organismos: los arrecifes de coral. [ 68 ] La mayor parte del agua superficial permanecerá sobresaturada con respecto al CaCO₃ ( tanto calcita como aragonita) durante algún tiempo con las trayectorias de emisiones actuales, [ 68 ] pero es probable que los organismos que requieren carbonato sean reemplazados en muchas áreas. [ 68 ] Los arrecifes de coral están bajo presión debido a la sobrepesca, la contaminación por nitratos y el calentamiento de las aguas; la acidificación de los océanos añadirá un estrés adicional a estas importantes estructuras. [ 68 ]

Fertilización con hierro

Artículo completo: Fertilización con hierro

La fertilización con hierro es una faceta de la geoingeniería , que manipula deliberadamente el sistema climático de la Tierra, generalmente en aspectos del ciclo del carbono o el forzamiento radiativo. Un tema de interés actual en geoingeniería es la posibilidad de acelerar la bomba biológica para aumentar la exportación de carbono desde la superficie oceánica. Esta mayor exportación podría, en teoría, eliminar el exceso de dióxido de carbono de la atmósfera para su almacenamiento en las profundidades oceánicas. Existen investigaciones en curso sobre la fertilización artificial. [ 70 ] Debido a la escala del océano y a los rápidos tiempos de respuesta de las comunidades heterótrofas a los aumentos en la producción primaria, es difícil determinar si la fertilización con nutrientes limitantes resulta en un aumento de la exportación de carbono. [ 70 ] Sin embargo, la mayoría de la comunidad no cree que este sea un enfoque razonable o viable. [ 71 ]

Presas y embalses

Hay más de 16 millones de represas en el mundo [ 72 ] que alteran el transporte de carbono de los ríos a los océanos. [ 73 ] Utilizando datos de la base de datos Global Reservoirs and Dams, que contiene aproximadamente 7000 represas que contienen el 77% del volumen total de agua retenida por represas (8000 km³  ) , se estima que la entrega de carbono al océano ha disminuido en un 13% desde 1970 y se proyecta que alcance el 19% para 2030. [ 74 ] El exceso de carbono contenido en las represas puede emitir ~0,184 Gt adicionales de carbono a la atmósfera por año [ 75 ] y ~0,2 GtC adicionales serán enterrados en sedimentos. [ 74 ] Antes del año 2000, las cuencas de los ríos Mississippi , Níger y Ganges representan entre el 25 y el 31% de todo el enterramiento de carbono en represas. [ 74 ] Después del año 2000, las cuencas de los ríos Paraná (donde se encuentran 70 represas) y Zambezi (donde se ubica el embalse más grande) superaron el enterramiento de carbono causado por el Misisipi. [ 74 ] Otros importantes contribuyentes al enterramiento de carbono causado por la construcción de represas se encuentran en los ríos Danubio , Amazonas , Yangtsé , Mekong , Yeniséi y Tocantins . [ 74 ]

Véase también

Referencias

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  • Mapa global actual de la presión parcial de dióxido de carbono en la superficie del océano.
  • Mapa global actual de la densidad del flujo de dióxido de carbono entre el mar y la atmósfera