acidificación de los océanos

La disolución _de CO2 en el agua de mar aumenta la concentración de iones de hidrógeno ( H ⁺ ) en el océano y, por lo tanto, disminuye el pH del océano, como sigue: ^{[ 28 ]}

CO _{2 (acuoso)} + H ₂ O ⇌ H ₂ CO ₃ ⇌ HCO − 3 + H ⁺ ⇌ CO 2− 3 + 2 H ⁺ _.

En las regiones costeras y de plataforma continental poco profundas, varios factores interactúan para afectar el intercambio de CO₂ entre el aire y el océano y el consiguiente cambio de pH. _[ 29 ^{] [ 30 ] Estos incluyen} procesos biológicos, como la fotosíntesis y la respiración, ^{[ 31 ]} así como el afloramiento de agua. ^{[ 32 ]} Además, el metabolismo del ecosistema en las fuentes de agua dulce que llegan a las aguas costeras puede provocar cambios de pH grandes, pero localizados. ^{[ 29 ]}

Los cuerpos de agua dulce también parecen estar acidificándose, aunque este es un fenómeno más complejo y menos evidente. ^{[ 33 ] [ 34 ]}

La absorción de CO₂ de la _atmósfera no afecta la alcalinidad del océano . ^{[ 35 ] : 2252} Esto es importante saberlo en este contexto ya que la alcalinidad es la capacidad del agua para resistir la acidificación . ^{[ 36 ]} Se ha propuesto el aumento de la alcalinidad del océano como una opción para agregar alcalinidad al océano y, por lo tanto, amortiguar contra los cambios de pH.

^{Los cambios en la} química oceánica pueden tener efectos directos e indirectos extensos sobre los organismos y sus hábitats. Una de las repercusiones más importantes del aumento de la acidez oceánica se relaciona con la producción de conchas a partir de carbonato de calcio ( CaCO₃ ). ^[ ₄ ^] Este proceso se llama calcificación y es importante para la biología y la supervivencia de una amplia gama de organismos marinos. La calcificación implica la precipitación de iones disueltos en estructuras sólidas _de CaCO₃ , estructuras para muchos organismos marinos, como cocolitóforos , foraminíferos , crustáceos , moluscos , etc. Una vez formadas, estas estructuras _de CaCO₃ son vulnerables a la disolución a menos que el agua de mar circundante contenga concentraciones saturantes de iones carbonato ( CO₃²⁻ ).

Muy poco del dióxido de carbono adicional que se agrega al océano permanece como dióxido de carbono disuelto. La mayor parte se disocia en bicarbonato adicional e iones de hidrógeno libres. El aumento de hidrógeno es mayor que el aumento de bicarbonato, ^{[ 37 ]} creando un desequilibrio en la reacción:

HCO − 3 ⇌ CO 2− 3 + H ⁺

Para mantener el equilibrio químico, algunos de los iones carbonato ya presentes en el océano se combinan con algunos de los iones hidrógeno para formar más bicarbonato. De este modo, se reduce la concentración de iones carbonato en el océano, eliminando un componente esencial para que los organismos marinos construyan sus conchas o se calcifiquen.

Ca ²⁺ + CO 2− 3 ⇌ CaCO ₃

El aumento de las concentraciones de dióxido de carbono y bicarbonato disueltos, y la reducción del carbonato, se muestran en el gráfico de Bjerrum .

La alteración de la cadena alimentaria también es un posible efecto, ya que muchos organismos marinos dependen de organismos basados ​​en carbonato de calcio en la base de la cadena alimentaria para su alimentación y hábitat. Esto puede tener efectos perjudiciales en toda la red alimentaria y potencialmente provocar una disminución en la disponibilidad de poblaciones de peces, lo que repercutiría en los medios de subsistencia humanos. ^{[ 38 ]}

El estado de saturación (conocido como Ω) del agua de mar para un mineral es una medida del potencial termodinámico para que el mineral se forme o se disuelva, y para el carbonato de calcio se describe mediante la siguiente ecuación:

${\displaystyle {\Omega }={\frac {\left[{\ce {Ca^2+}}\right]\left[{\ce {CO3^2-}}\right]}{K_{sp}}}}$

Aquí Ω es el producto de las concentraciones (o actividades ) de los iones reactivos que forman el mineral ( Ca + 2 y CO 2− 3 ), dividido por el producto de solubilidad aparente en equilibrio (K _sp ), es decir, cuando las tasas de precipitación y disolución son iguales. ^{[ 40 ]} En el agua de mar, el límite de disolución se forma como resultado de la temperatura, la presión y la profundidad, y se conoce como horizonte de saturación. ^{[ 4 ]} Por encima de este horizonte de saturación, Ω tiene un valor mayor que 1, y el CaCO ₃ no se disuelve fácilmente. La mayoría de los organismos calcificadores viven en tales aguas. ^{[ 4 ]} Por debajo de esta profundidad, Ω tiene un valor menor que 1, y el CaCO ₃ se disolverá. La profundidad de compensación de carbonato es la profundidad del océano a la que la disolución de carbonato equilibra el suministro de carbonato al fondo marino, por lo tanto, el sedimento por debajo de esta profundidad estará desprovisto de carbonato de calcio. ^{[ 41 ]} El aumento de los niveles de CO ₂ y el consiguiente menor pH del agua de mar disminuyen la concentración de CO 2− 3 y el estado de saturación de CaCO ₃ , por lo tanto, aumentan la disolución de CaCO ₃ .

El carbonato de calcio se presenta con mayor frecuencia en dos polimorfos comunes (formas cristalinas): aragonita y calcita . La aragonita es mucho más soluble que la calcita, por lo que el horizonte de saturación de aragonita, y la profundidad de compensación de aragonita, siempre están más cerca de la superficie que el horizonte de saturación de calcita. ^{[ 4 ]} Esto también significa que los organismos que producen aragonita pueden ser más vulnerables a los cambios en la acidez oceánica que los que producen calcita. ^{[ 42 ]} La acidificación oceánica y la consiguiente disminución en los estados de saturación de carbonato elevan los horizontes de saturación de ambas formas más cerca de la superficie. ^{[ 4 ]} _{Esta disminución en el estado de saturación es uno de los principales factores que conducen a la disminución de la calcificación en} los organismos marinos porque la precipitación inorgánica de CaCO3 es directamente proporcional a su estado de saturación y los organismos calcificadores muestran estrés en aguas con estados de saturación más bajos. ^{[ 43 ]}

Actualmente, grandes cantidades de agua subsaturada en aragonita están aflorando cerca de la plataforma continental del Pacífico en Norteamérica, desde Vancouver hasta el norte de California . ^{[ 44 ]} Estas plataformas continentales desempeñan un papel importante en los ecosistemas marinos, ya que la mayoría de los organismos marinos viven o se reproducen allí. Es posible que otras áreas de la plataforma continental estén experimentando efectos similares. ^{[ 44 ]}

A profundidades de miles de metros en el océano, las conchas de carbonato de calcio comienzan a disolverse a medida que el aumento de la presión y la disminución de la temperatura alteran los equilibrios químicos que controlan la precipitación del carbonato de calcio. ^{[ 45 ]} La profundidad a la que esto ocurre se conoce como profundidad de compensación de carbonato . La acidificación del océano aumentará dicha disolución y disminuirá la profundidad de compensación de carbonato en escalas de tiempo de decenas a cientos de años. ^{[ 45 ]} Las zonas de afloramiento son las primeras afectadas. ^{[ 46 ]}

En el Pacífico Norte y el Atlántico Norte, los estados de saturación también están disminuyendo (la profundidad de saturación se está volviendo menos profunda). ^{[ 22 ] : 396} La acidificación del océano está progresando en el océano abierto a medida que el CO ₂ viaja a mayor profundidad como resultado de la mezcla oceánica. En el océano abierto, esto hace que las profundidades de compensación de carbonato se vuelvan menos profundas, lo que significa que la disolución del carbonato de calcio ocurrirá por debajo de esas profundidades. En el Pacífico Norte, estas profundidades de saturación de carbonato se están haciendo menos profundas a una tasa de1–2 m / año  . ^{[ 22 ] : 396}

Se prevé que la acidificación de los océanos en el futuro provocará una disminución significativa del enterramiento de sedimentos carbonatados durante varios siglos, e incluso la disolución de los sedimentos carbonatados existentes. ^{[ 47 ]}

Entre 1950 y 2020, se estima que el valor promedio de pH de la superficie oceánica disminuyó de aproximadamente 8,15 a 8,05. ^{[ 2 ]} Esto representa un aumento de alrededor del 26 % en la concentración de iones de hidrógeno en los océanos del mundo (la escala de pH es logarítmica, por lo que un cambio de una unidad de pH equivale a un cambio de diez veces en la concentración de iones de hidrógeno). ^{[ 50 ]} Por ejemplo, solo en el período de 15 años comprendido entre 1995 y 2010, la acidez aumentó un 6 % en los primeros 100  metros del océano Pacífico, desde Hawái hasta Alaska. ^{[ 51 ]}

El Sexto Informe de Evaluación del IPCC de 2021 afirmó que «los valores actuales de pH superficial no tienen precedentes en al menos 26 000 años y las tasas actuales de cambio de pH no tienen precedentes desde al menos ese período. ^{[ 52 ] : 76} El valor de pH del interior del océano ha disminuido en los últimos 20-30 años en todo el océano global. ^{[ 52 ] : 76} El informe también encontró que «el pH en el agua superficial del océano abierto ha disminuido entre  0,017 y 0,027 unidades de pH por década desde finales de la década de 1980». ^{[ 53 ] : 716}

La tasa de disminución difiere según la región. Esto se debe a interacciones complejas entre diferentes tipos de mecanismos de forzamiento: ^{[ 53 ] : 716} "En el Pacífico tropical, sus zonas de afloramiento central y oriental mostraron una disminución del pH más rápida de -0,022 a -0,026 unidades de pH por década". Se cree que esto se debe "al aumento del afloramiento de aguas subsuperficiales ricas en CO₂ además de la absorción antropogénica _de CO₂ _" . [ ^{53 ] : 716 Algunas} regiones mostraron una tasa de acidificación más lenta: se ha observado una disminución del pH de -0,010 a -0,013 unidades de pH por década en las zonas cálidas del Pacífico tropical occidental. ^{[ 53 ] : 716}

La velocidad a la que se producirá la acidificación del océano puede verse influenciada por la velocidad de calentamiento de la superficie oceánica _, ya que las aguas cálidas no absorberán tanto CO₂ . ^{[ 54 ]} Por lo tanto, un mayor calentamiento del agua de mar podría limitar la absorción _de CO₂ y conducir a un cambio menor en el pH para un aumento dado de _CO₂ . [ ^{54 ] La} diferencia en los cambios de temperatura entre cuencas es una de las principales razones de las diferencias en las tasas de acidificación en diferentes localidades.

Las tasas actuales de acidificación de los océanos se han comparado con el evento de efecto invernadero en el límite Paleoceno-Eoceno  ( hace unos 56 millones de años), cuando las temperaturas de la superficie del océano aumentaron en5–6 °C  . En ese evento, los ecosistemas superficiales experimentaron diversos impactos, pero los organismos que habitan en el fondo del océano profundo sufrieron una extinción masiva. ^{[ 55 ]} Actualmente, la tasa de adición de carbono al sistema atmósfera-océano es aproximadamente diez veces mayor que la que se produjo en el límite Paleoceno-Eoceno. ^{[ 56 ]}

Actualmente existen o se están construyendo extensos sistemas de observación para monitorear la química del CO₂ _del agua de mar y la acidificación tanto en el océano abierto global como en algunos sistemas costeros. ^{[ 19 ]}

La acidificación de los océanos ha ocurrido anteriormente en la historia de la Tierra. ^{[ 14 ]} Ocurrió durante la extinción masiva del Capitaniense , ^{[ 65 ] [ 66 ] [ 67 ]} en la extinción del final del Pérmico , ^{[ 68 ] [ 69 ] [ 70 ]} durante la extinción del final del Triásico , ^{[ 71 ] [ 72 ] [ 73 ]} y durante el evento de extinción del Cretácico-Paleógeno . ^{[ 74 ]}

Tres de los cinco grandes eventos de extinción masiva en el pasado geológico estuvieron asociados con un rápido aumento del dióxido de carbono atmosférico, probablemente debido al vulcanismo y/o la disociación térmica de hidratos de gas marinos . ^{[ 75 ]} Los niveles elevados de CO ₂ impactaron la biodiversidad. ^{[ 76 ]} Se ha sugerido que la disminución de la saturación de CaCO ₃ debido a la absorción de CO ₂ volcanogénico por el agua de mar es un posible mecanismo de muerte durante la extinción masiva marina al final del Triásico . ^{[ 71 ]} La crisis biótica del final del Triásico sigue siendo el ejemplo mejor establecido de una extinción masiva marina debido a la acidificación del océano, porque (a) los registros de isótopos de carbono sugieren una mayor actividad volcánica que disminuyó la sedimentación de carbonato que redujo la profundidad de compensación de carbonato y el estado de saturación de carbonato, y una extinción marina coincidió precisamente en el registro estratigráfico, ^{[ 73 ] [ 72 ] [ 77 ]} y (b) hubo una marcada selectividad de la extinción contra organismos con esqueletos aragoníticos gruesos, ^{[ 73 ] [ 78 ] [ 79 ]} lo cual se predice a partir de estudios experimentales. ^{[ 80 ]} La acidificación del océano también se ha sugerido como una causa de la extinción masiva del final del Pérmico ^{[ 69 ] [ 68 ]} y la crisis del final del Cretácico. ^{[ 74 ]} En general, múltiples factores de estrés climático, incluida la acidificación del océano, fueron probablemente la causa de eventos de extinción geológica. ^{[ 75 ]}

El ejemplo más notable de acidificación oceánica es el Máximo Térmico del Paleoceno-Eoceno (PETM), que ocurrió hace aproximadamente 56  millones de años cuando enormes cantidades de carbono entraron al océano y la atmósfera, y llevaron a la disolución de sedimentos carbonatados en muchas cuencas oceánicas. ^{[ 76 ]} Métodos geoquímicos relativamente nuevos para medir el pH en el pasado indican que el pH disminuyó 0,3 unidades durante el PETM. ^{[ 81 ] [ 82 ]} Un estudio que resuelve el sistema de carbonato marino para el estado de saturación muestra que puede que no haya cambiado mucho durante el PETM, lo que sugiere que la tasa de liberación de carbono en nuestra mejor analogía geológica fue mucho más lenta que las emisiones de carbono inducidas por el ser humano. Sin embargo, se necesitan métodos indirectos más robustos para medir el estado de saturación para evaluar cuánto pudo haber afectado este cambio de pH a los organismos calcificadores.

Las consecuencias ecológicas completas de los cambios en la calcificación debido a la acidificación oceánica son complejas, pero parece probable que muchas especies calcificadoras se vean afectadas negativamente por la acidificación oceánica. ^{[ 19 ] [ 22 ] : 413} El aumento de la acidificación oceánica dificulta que los organismos que acumulan conchas accedan a los iones carbonato, esenciales para la producción de su dura concha exoesquelética. ^{[ 90 ]} Los organismos calcificadores oceánicos abarcan la cadena alimentaria desde autótrofos hasta heterótrofos e incluyen organismos como cocolitóforos , corales , foraminíferos , equinodermos , crustáceos y moluscos . ^{[ 88 ] [ 91 ]}

En general, todos los ecosistemas marinos de la Tierra estarán expuestos a cambios en la acidificación y a otros cambios biogeoquímicos oceánicos. ^{[ 92 ]} La acidificación oceánica puede obligar a algunos organismos a reasignar recursos, alejándolos de los fines productivos, para mantener la calcificación. ^{[ 93 ]} Por ejemplo, se sabe que la ostra Magallana gigas experimenta cambios metabólicos junto con tasas de calcificación alteradas debido a compensaciones energéticas resultantes de desequilibrios de pH. ^{[ 94 ]}

En condiciones normales, la calcita y la aragonita son estables en aguas superficiales, ya que los iones carbonato están sobresaturados con respecto al agua de mar. Sin embargo, a medida que el pH del océano disminuye, la concentración de iones carbonato también disminuye. El carbonato de calcio se vuelve así subsaturado, y las estructuras hechas de carbonato de calcio son vulnerables al estrés de calcificación y disolución. ^{[ 95 ]} En particular, los estudios muestran que los corales, ^{[ 96 ] [ 97 ]} los cocolitóforos, ^{[ 91 ] [ 29 ] [ 98 ]} las algas coralinas, ^{[ 99 ]} los foraminíferos, ^{[ 100 ]} los moluscos y los pterópodos ^{[ 101 ]} experimentan una calcificación reducida o una disolución aumentada cuando se exponen a CO ₂ elevado . Incluso con prácticas activas de conservación marina , puede ser imposible recuperar muchas poblaciones de moluscos anteriores. ^{[ 102 ]}

Algunos estudios han encontrado diferentes respuestas a la acidificación oceánica, con un aumento de la calcificación de los cocolitóforos y la fotosíntesis bajo un pCO₂ atmosférico elevado , [ ₁₀₃ ] ^{y una disminución} igual en la producción primaria y la calcificación en respuesta a un CO₂ elevado _, [ 104 ^{] o la} dirección de la respuesta variando entre especies. ^{[ 105 ]}

De manera similar, la estrella de mar Pisaster ochraceus muestra un mayor crecimiento en aguas con mayor acidez. ^{[ 106 ]}

La reducción de la calcificación debida a la acidificación oceánica  puede afectar el secuestro biológico de carbono de la atmósfera hacia el interior del océano y los sedimentos del fondo marino , debilitando la denominada bomba biológica . ^{[ 74 ]} La acidificación del agua de mar también podría reducir el tamaño del fitoplancton antártico, disminuyendo su eficacia en el almacenamiento de carbono. ^{[ 107 ]} Estos cambios se estudian y sintetizan cada vez más mediante el uso de marcos fisiológicos, incluido el marco de Vías de Resultados Adversos (AOP) . ^{[ 94 ]}

Un cocolitóforo es un fitoplancton ( alga ) eucariota unicelular . Comprender los cambios en la calcificación de los cocolitóforos puede ser particularmente importante porque una disminución de estos organismos puede tener efectos secundarios en el clima: podría contribuir al calentamiento global al disminuir el albedo de la Tierra a través de sus efectos en la cobertura de nubes oceánicas. ^{[ 108 ]} Un estudio de 2008 examinó un núcleo de sedimento del Atlántico Norte y encontró que la composición de especies de cocolitofóridos se mantuvo sin cambios durante los últimos 224 años (1780 a 2004). Pero la masa promedio de cocolitos había aumentado un 40 % durante el mismo período. ^{[ 103 ]}

Los corales de aguas cálidas están claramente en declive, con pérdidas del 50 % en los últimos 30-50 años debido a múltiples amenazas como el calentamiento oceánico, la acidificación de los océanos, la contaminación y los daños físicos derivados de actividades como la pesca, y se espera que estas presiones se intensifiquen. ^{[ 109 ] [ 22 ] : 416}

El fluido en los compartimentos internos (el celenterón), donde los corales desarrollan su exoesqueleto , es fundamental para la calcificación. Cuando la concentración de aragonita en el agua de mar externa se encuentra en niveles ambientales, los corales desarrollan rápidamente cristales de aragonita en sus compartimentos internos, lo que acelera el crecimiento de su exoesqueleto. Si la concentración de aragonita en el agua de mar externa es inferior a la ambiental, los corales deben esforzarse más para mantener el equilibrio adecuado en el compartimento interno. En consecuencia, el proceso de crecimiento de los cristales se ralentiza, lo que a su vez disminuye la velocidad de crecimiento de su exoesqueleto. Dependiendo de la concentración de aragonita  en el agua circundante, los corales pueden detener su crecimiento, ya que bombear aragonita  al compartimento interno no resulta energéticamente favorable. ^{[ 110 ]} Con la progresión actual de las emisiones de carbono, alrededor del 70% de los corales de aguas frías del Atlántico Norte vivirán en aguas corrosivas para 2050-60. ^{[ 111 ]}

Las condiciones acidificadas reducen principalmente la capacidad del coral para construir exoesqueletos densos, en lugar de afectar la extensión lineal del exoesqueleto. La densidad de algunas especies de corales podría reducirse en más del 20 % para finales de este siglo. ^{[ 112 ]}

Un experimento in situ , realizado en un parche de 400 m2 de la Gran Barrera de Coral , para disminuir el nivel de CO2 del agua de _{mar (aumentar el pH) a un valor cercano al preindustrial mostró un aumento del 7% en la calcificación neta.} ^{[ 113 ]} Un experimento similar para aumentar el nivel de CO2 del agua de mar in situ ₍ disminuir el pH) a un nivel previsto poco después de 2050 encontró que la calcificación neta disminuyó un 34%. ^{[ 114 ]}

Sin embargo, un estudio de campo sobre los arrecifes de coral en Queensland y Australia Occidental, realizado entre 2007 y 2012, reveló que los corales son más resistentes a los cambios de pH ambiental de lo que se creía, debido a la regulación de la homeostasis interna ; esto hace que el cambio térmico ( olas de calor marinas ), que provoca el blanqueamiento de los corales , en lugar de la acidificación, sea el principal factor de vulnerabilidad de los arrecifes de coral ante el cambio climático. ^{[ 115 ]}

Los pterópodos y las estrellas quebradizas forman la base de las redes tróficas del Ártico y ambos se ven gravemente afectados por la acidificación. Las conchas de los pterópodos se disuelven con el aumento de la acidificación y las estrellas quebradizas pierden masa muscular al regenerar sus apéndices . ^{[ 118 ]} Para que los pterópodos creen conchas, necesitan aragonita, que se produce a través de iones carbonato y calcio y estroncio disueltos. Los pterópodos se ven gravemente afectados porque el aumento de los niveles de acidificación ha disminuido progresivamente la cantidad de agua sobresaturada con carbonato. ^{[ 119 ]} La degradación de la materia orgánica en las aguas del Ártico ha amplificado la acidificación oceánica; algunas aguas del Ártico ya están subsaturadas con respecto a la aragonita. ^{[ 120 ] [ 121 ] [ 122 ]}

Los huevos de la estrella quebradiza mueren en pocos días cuando se exponen a las condiciones esperadas como resultado de la acidificación del Ártico. ^{[ 123 ]} De manera similar, cuando se expusieron en experimentos a un pH reducido entre 0,2 y 0,4, las larvas de una estrella quebradiza templada , pariente de la estrella de mar común , sobrevivieron más de ocho días. ^{[ 88 ]}

Además de la ralentización y/o reversión de la calcificación, los organismos pueden sufrir otros efectos adversos, ya sea indirectamente a través de impactos negativos en los recursos alimenticios, o directamente como efectos reproductivos o fisiológicos. ^{[ 4 ]} Por ejemplo, los niveles elevados de CO ₂ oceánicos pueden producir acidificación de los fluidos corporales inducida por CO ₂ , conocida como hipercapnia . ^{[ 125 ]} Se ha observado que el aumento de la acidez reduce las tasas metabólicas en el calamar gigante ^{[ 126 ]} y deprime las respuestas inmunitarias de los mejillones azules. ^{[ 127 ]} Los huevos del calamar de aleta larga del Atlántico tardaron más en eclosionar en agua acidificada, y el estatolito del calamar era más pequeño y estaba malformado en animales colocados en agua de mar con un pH más bajo. ^{[ 128 ]} Sin embargo, estos estudios están en curso y aún no se comprende completamente estos procesos en los organismos o ecosistemas marinos . ^{[ 129 ]}

Existe un amplio conjunto de investigaciones que demuestran que la combinación de la acidificación oceánica y el aumento de la temperatura del océano tiene un efecto acumulativo sobre la vida marina y el medio ambiente oceánico. Este efecto supera con creces el impacto nocivo individual de cada uno. ^{[ 139 ]} Además, el calentamiento oceánico, junto con el aumento de la productividad del fitoplancton debido a los mayores niveles _de CO₂ , exacerba la desoxigenación oceánica . La desoxigenación de las aguas oceánicas es un factor de estrés adicional para los organismos marinos que aumenta la estratificación oceánica , limitando así los nutrientes con el tiempo y reduciendo los gradientes biológicos. ^{[ 140 ] [ 141 ]}

Los metaanálisis han cuantificado la dirección y magnitud de los efectos nocivos de la acidificación, el calentamiento y la desoxigenación combinados del océano. ^{[ 142 ] [ 143 ]} Estos metaanálisis se han puesto a prueba mediante estudios en mesocosmos que simularon la interacción de estos factores de estrés y encontraron un efecto catastrófico en la red trófica marina: el estrés térmico anula por completo cualquier aumento de productividad de los productores primarios a los herbívoros debido al _CO₂ elevado . ^{[ 144 ] [ 145 ]}

La amenaza de la acidificación incluye una disminución de la pesca comercial y de la industria turística costera . Es probable que varios bienes y servicios oceánicos se vean perjudicados por la futura acidificación de los océanos, lo que podría afectar los medios de subsistencia de entre 470 y 870  millones de las personas más pobres del mundo, según el escenario de emisiones de gases de efecto invernadero . ^{[ 88 ]}

Aproximadamente mil  millones de personas dependen total o parcialmente de la pesca, el turismo y los servicios de gestión costera que proporcionan los arrecifes de coral. Por lo tanto, la acidificación continua de los océanos puede amenazar las futuras cadenas alimentarias vinculadas a ellos. ^{[ 9 ] [ 10 ]}

pesquerías comerciales de EE. UU.

El valor del pescado capturado en las pesquerías comerciales de EE. UU. en 2007 se estimó en 3.800  millones de dólares, de los cuales el 73 % provenía de organismos calcificadores y sus depredadores directos. ^{[ 151 ]} Otros organismos se ven directamente perjudicados como resultado de la acidificación. Por ejemplo, la disminución del crecimiento de organismos marinos calcificadores como la langosta americana , la almeja oceánica y las vieiras significa que hay menos carne de marisco disponible para la venta y el consumo. ^{[ 152 ]} Las pesquerías de cangrejo real rojo también están en grave peligro porque los cangrejos también son calcificadores. Las crías de cangrejo real rojo, al ser expuestas a mayores niveles de acidificación, experimentaron una mortalidad del 100 % después de 95  días. ^{[ 153 ]} En 2006, el cangrejo real rojo representó el 23 % de los niveles totales de captura recomendados, y una disminución grave de la población de cangrejo real rojo amenazaría a la industria de la pesca de cangrejo. ^{[ 154 ]}

La reducción de las emisiones de dióxido de carbono (es decir, las medidas de mitigación del cambio climático ) es la única solución que aborda la causa fundamental de la acidificación de los océanos. Por ejemplo, algunas medidas de mitigación se centran en la eliminación de dióxido de carbono (CDR) de la atmósfera (como la captura directa de aire (DAC) y la bioenergía con captura y almacenamiento de carbono (BECCS)). Estas medidas también ralentizarían el ritmo de acidificación.

Los enfoques que eliminan el dióxido de carbono del océano incluyen la fertilización con nutrientes oceánicos , el afloramiento y/o hundimiento artificial , el cultivo de algas marinas , la recuperación de ecosistemas, el aumento de la alcalinidad oceánica, la meteorización mejorada y los procesos electroquímicos. ^{[ 155 ] : 12–36} Todos estos métodos utilizan el océano para eliminar _el CO₂ de la atmósfera y almacenarlo en el océano. Estos métodos podrían ayudar a la mitigación, pero pueden tener efectos secundarios en la vida marina. El campo de investigación para todos los métodos de CDR ha crecido mucho desde 2019. ^{[ 87 ]}

En total, "los métodos basados ​​en el océano tienen un potencial combinado para eliminar entre 1 y 100 gigatoneladas de CO₂ por _año ". ^{[ 156 ] : TS-94} Sus costos son del orden de_Entre 40 y 500 dólares estadounidenses por tonelada de CO₂ . Por ejemplo, la meteorización acelerada podría eliminar2–4 gigatoneladas  de CO2 por _año . Esta tecnología conlleva un costo deUS$ 50–200 por tonelada de CO2 _. ^{[ 156} ] ^{: TS -94}

Algunas técnicas de eliminación de carbono añaden alcalinidad al océano y, por lo tanto, amortiguan inmediatamente los cambios de pH, lo que podría beneficiar a los organismos de la región a la que se añade dicha alcalinidad. Las dos tecnologías que entran en esta categoría son el aumento de la alcalinidad oceánica y los métodos electroquímicos. ^{[ 87 ]} Con el tiempo, debido a la difusión, esta adición de alcalinidad será mínima en aguas distantes. Por ello, se utiliza el término mitigación de la acidificación oceánica local . Ambas tecnologías tienen el potencial de operar a gran escala y de ser eficientes en la eliminación de dióxido de carbono. ^{[ 87 ] : Tabla 9.1} Sin embargo, son costosas, presentan numerosos riesgos y efectos secundarios, y actualmente tienen un bajo nivel de madurez tecnológica . ^{[ 155 ] : 12–36}

A medida que aumenta la concienciación sobre la acidificación de los océanos, se han elaborado políticas orientadas a incrementar los esfuerzos de monitoreo de este fenómeno. ^{[ 158 ]} Anteriormente, en 2015, el oceanógrafo Jean-Pierre Gattuso había comentado que «El océano ha sido considerado mínimamente en negociaciones climáticas anteriores. Nuestro estudio aporta argumentos convincentes para un cambio radical en la conferencia de la ONU (en París) sobre el cambio climático». ^{[ 159 ]}

Los esfuerzos internacionales, como el Convenio de Cartagena del Gran Caribe (que entró en vigor en 1986), ^{[ 160 ]} pueden mejorar el apoyo que los gobiernos regionales brindan a las zonas altamente vulnerables en respuesta a la acidificación de los océanos. ^{[ 161 ]} Muchos países, por ejemplo en las Islas y Territorios del Pacífico, han elaborado políticas regionales, o Políticas Oceánicas Nacionales, Planes de Acción Nacionales, Planes Nacionales de Adaptación y Planes de Acción Nacionales Conjuntos sobre Cambio Climático y Reducción del Riesgo de Desastres, para contribuir al logro del ODS 14. La acidificación de los océanos está empezando a considerarse dentro de esos marcos. ^{[ 162 ]}