El ciclo del carbono oceánico (o ciclo del carbono marino ) se compone de procesos que intercambian carbono entre varios depósitos dentro del océano, así como entre la atmósfera, el interior de la Tierra y el fondo marino . El ciclo del carbono es el resultado de muchas fuerzas que interactúan a través de múltiples escalas de tiempo y espacio que hacen circular el carbono alrededor del planeta, asegurando que el carbono esté disponible globalmente. El ciclo del carbono oceánico es un proceso central para el ciclo global del carbono y contiene tanto carbono inorgánico (carbono no asociado con un ser vivo, como el dióxido de carbono) como carbono orgánico (carbono que está, o ha estado, incorporado a un ser vivo). Parte del ciclo del carbono marino transforma el carbono entre materia no viva y viva.
Tres procesos principales (o bombas) que componen el ciclo del carbono marino llevan el dióxido de carbono atmosférico (CO 2 ) 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 acervo activo total de carbono en la superficie de la Tierra durante períodos de menos de 10 000 años es de aproximadamente 40 000 gigatoneladas de C (Gt C, una gigatonelada son mil millones de toneladas, o el peso de aproximadamente 6 millones de ballenas azules ), y aproximadamente el 95 % (~38 000 Gt C) se almacena en el océano, principalmente como carbono inorgánico disuelto . [1] [2] La especiación [ aclaración necesaria ] del carbono inorgánico disuelto en el ciclo del carbono marino 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 GtC), la cantidad de carbono intercambiada (el flujo) por estos grupos es casi igual: alrededor de 50 GtC cada uno. [1] Los organismos marinos vinculan los ciclos del carbono y el oxígeno a través de procesos como la fotosíntesis . [1] El ciclo del carbono marino también está biológicamente ligado a los ciclos del nitrógeno y el fósforo por una relación estequiométrica casi constante C:N:P de 106:16:1, también conocida como la relación Redfield Ketchum Richards (RKR) , [3] que establece que los organismos tienden a absorber nitrógeno y fósforo incorporando nuevo carbono orgánico. Asimismo, 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 Scripps de Oceanografía , CSIRO y el Laboratorio Nacional de 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 a la atmósfera, mientras que ahora la mayoría del carbono que entra al océano proviene del dióxido de carbono atmosférico (CO 2 ). [8]
En las últimas décadas, el océano ha actuado como un sumidero de CO 2 antropogénico , absorbiendo alrededor de una cuarta parte del CO 2 producido por los humanos a través de la quema de combustibles fósiles y los cambios en el uso de la tierra. [9] Al hacerlo, el océano ha actuado como un amortiguador, desacelerando un poco el aumento de los niveles atmosféricos de CO 2. Sin embargo, esta absorción de CO 2 antropogénico también ha causado la acidificación de los océanos . [8] [10] El cambio climático , resultado de este exceso de CO 2 en la atmósfera, ha aumentado la temperatura del océano y la atmósfera. [11] La tasa más lenta de calentamiento global que se produjo entre 2000 y 2010 [12] puede atribuirse a un aumento observado en el contenido de calor del océano superior . [13] [14]
Los compuestos de carbono se pueden distinguir como orgánicos o inorgánicos, y disueltos o particulados, dependiendo de su composición. El carbono orgánico forma la columna vertebral de los componentes clave de los compuestos orgánicos como: proteínas , lípidos , carbohidratos y ácidos nucleicos . El carbono inorgánico se encuentra principalmente en compuestos simples como dióxido de carbono, ácido carbónico, bicarbonato y carbonato (CO 2 , H 2 CO 3 , HCO 3 − , CO 3 2− respectivamente).
El carbono marino se separa además en fases de partículas y disueltas. Estos depósitos se definen operativamente por la separación física: el carbono disuelto pasa a través de un filtro de 0,2 μm, mientras que el carbono de partículas no.
Existen dos tipos principales de carbono inorgánico que se encuentran en los océanos. El carbono inorgánico disuelto (CID) está compuesto de bicarbonato (HCO 3 − ), carbonato (CO 3 2− ) y dióxido de carbono (que incluye tanto el CO 2 disuelto como el ácido carbónico H 2 CO 3 ). El CID se puede convertir en carbono inorgánico particulado (CIP) a través de la precipitación de CaCO 3 (biológica o abióticamente). El CID también se puede convertir en carbono orgánico particulado (CPO) a través de la fotosíntesis y la quimioautotrofia (es decir, 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 el CID aumenta porque el oxígeno 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 el CaCO3 que compone las conchas de varios organismos marinos, pero también puede formarse en eventos de pesca de merlán . Los peces marinos también excretan carbonato de calcio durante la osmorregulación . [15]
Algunas de las especies de carbono inorgánico presentes en el océano, como el bicarbonato y el carbonato , contribuyen de forma importante a la alcalinidad , un amortiguador natural del océano que evita cambios drásticos en la acidez (o pH ). El ciclo del carbono marino también afecta a 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]
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 operativamente como cualquier molécula orgánica que pueda pasar a través de un filtro de 0,2 μm. El COD se puede convertir en carbono orgánico particulado mediante heterotrofia y también se puede volver a convertir en carbono inorgánico disuelto (CID) mediante la respiración.
Las moléculas de carbono orgánico que quedan atrapadas en un filtro se definen como carbono orgánico particulado (COP). El COP está compuesto de organismos (vivos o muertos), su materia fecal y detritos . El COP se puede convertir en COD a través de la desagregación de moléculas y por exudación del fitoplancton , por ejemplo. El COP generalmente se convierte en COD a través de la heterotrofia y la respiración.
Artículo completo: Bomba de solubilidad
Los océanos almacenan la mayor reserva de carbono reactivo del planeta en forma de CID, 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 acuosas de CO2 , ácido carbónico , iones de bicarbonato e iones de carbonato comprenden el carbono inorgánico disuelto (CID). El CID circula por todo el océano mediante la circulación termohalina , lo que facilita la enorme capacidad de almacenamiento de CID del océano. [17] Las ecuaciones químicas a continuación muestran las reacciones que experimenta el CO2 después de entrar en el océano y transformarse en su forma acuosa.
El ácido carbónico se disocia rápidamente en iones de hidrógeno libres (técnicamente, hidronio ) y bicarbonato.
El ion hidrógeno libre se encuentra con el carbonato, ya presente en el agua proveniente de la disolución de CaCO3 , y reacciona para formar más ion bicarbonato.
Las especies disueltas en las ecuaciones anteriores, principalmente bicarbonato, conforman el sistema de alcalinidad de carbonato, el contribuyente dominante a la alcalinidad del agua de mar. [10]
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 aragonito , 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]
Los cocolitóforos , un grupo casi ubicuo de fitoplancton que produce conchas de carbonato de calcio, son los contribuyentes dominantes 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 debajo: 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 la del carbono orgánico en la materia particulada que se hunde al fondo del océano (PIC/POC). [19] La bomba de carbonato actúa como una retroalimentación negativa sobre el CO 2 llevado al océano por la bomba de solubilidad. Ocurre con menor magnitud que la bomba de solubilidad.
Artículo completo: Bomba biológica
El carbono orgánico particulado, creado a través de la producción biológica, puede ser exportado desde el océano superior en un flujo comúnmente denominado bomba biológica, o respirado (ecuación 6) de nuevo en carbono inorgánico. En el primero, 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 se puede clasificar, en función de la facilidad con la que los organismos pueden descomponerlo para obtener alimento, 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 en cuestión de horas o días desde su producción y residen en los océanos superficiales, [23] donde contribuyen con la mayoría del flujo de carbono lábil. [25] Las moléculas semilábiles, mucho más difíciles de consumir, pueden alcanzar profundidades de cientos de metros debajo de la superficie antes de ser metabolizadas. [26] La DOM refractaria comprende en gran medida moléculas altamente conjugadas como hidrocarburos aromáticos policíclicos o lignina . [22] La DOM refractaria puede alcanzar profundidades superiores a 1000 m y circula a través de los océanos durante miles de años. [27] [23] [28] En el transcurso de un año, los heterótrofos absorben aproximadamente 20 gigatoneladas de carbono lábil y semilábil fijado fotosintéticamente , mientras que se consumen menos de 0,2 gigatoneladas de carbono refractario. [23] La materia orgánica disuelta marina (DOM) puede almacenar tanto carbono como el actual suministro de CO2 atmosférico , [ 28] pero los procesos industriales están alterando el equilibrio de este ciclo. [29]
Los aportes al ciclo del carbono marino son numerosos, pero las principales contribuciones, en términos netos, provienen de la atmósfera y los ríos. [1] Los respiraderos hidrotermales generalmente suministran carbono en una cantidad igual a la que consumen. [16]
Antes de la Revolución Industrial , el océano era una fuente de CO 2 a la atmósfera [8] que equilibraba 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 CO 2 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 CO 2 atmosférico por año. [33] Debido a que la solubilidad del dióxido de carbono aumenta cuando la temperatura disminuye, las áreas frías pueden contener más CO 2 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 la profundidad. [36]
La tasa de absorción de CO2 por el océano ha aumentado con el tiempo a medida que las concentraciones atmosféricas de CO2 han aumentado debido a las emisiones antropogénicas. Sin embargo, el sumidero de carbono del océano puede ser más sensible al cambio climático de lo que se creía anteriormente, y el calentamiento del océano y los cambios en la circulación debidos al cambio climático podrían hacer que el océano absorba menos CO2 de la atmósfera en el futuro de lo esperado. [37]
Las tasas de intercambio océano-atmósfera de CO 2 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 se puede aproximar mediante la ley de Henry y se puede calcular como S = kP, donde la solubilidad (S) del gas de dióxido de carbono es proporcional a la cantidad de gas en la atmósfera, o su presión parcial . [1]
Dado que la ingesta oceánica de dióxido de carbono es limitada, la entrada de CO2 también se puede describir mediante el factor Revelle . [34] [10] El factor 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 Revelle es una expresión para caracterizar la eficiencia termodinámica del depósito de DIC para absorber CO2 en bicarbonato. Cuanto menor sea el factor Revelle, mayor será la capacidad del agua del océano para absorber dióxido de carbono. Mientras que Revelle calculó un factor de alrededor de 10 en su época, en un estudio de 2004 los datos mostraron un factor Revelle que oscilaba entre aproximadamente 9 en las regiones tropicales de baja latitud y 15 en el océano austral cerca de la Antártida. [39]
Los ríos también pueden transportar carbono orgánico al océano a través de la erosión o meteorización de rocas de aluminosilicato (ecuación 7) y carbonato (ecuación 8) en la tierra.
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 x 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 parece 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 invernadero . [42]
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 erosión inversa . [1] Si bien hay regiones con pérdida local de CO 2 a la atmósfera y procesos hidrotermales, no se produce una pérdida neta en el ciclo. [16]
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 completo 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 quedan enterrados en el fondo marino sin descomponerse o disolverse por completo. Los sedimentos de la superficie del fondo oceánico representan 1,75x10 15 kg de carbono en el ciclo global del carbono [44] Como máximo, el 4% del carbono orgánico particulado de la zona eufótica del océano Pacífico, donde se produce la producción primaria impulsada por la luz , está enterrado en sedimentos marinos. [43] Entonces se da a entender que, dado que hay una mayor entrada de materia orgánica al océano de la que se entierra, una gran parte de ella se utiliza o consume en su interior.
Históricamente, los sedimentos con los contenidos más altos de carbono orgánico se encontraron con frecuencia en áreas con alta productividad de agua superficial o con bajas concentraciones de oxígeno en el fondo del agua. [45] El 90% del entierro de carbono orgánico ocurre en depósitos de deltas y plataformas continentales y taludes superiores; [46] esto se debe en parte al corto tiempo de exposición debido a una distancia más corta al fondo marino y la composición de la materia orgánica que ya está depositada en esos entornos. [47] El entierro de carbono orgánico también es sensible a los patrones climáticos: la tasa de acumulación de carbono orgánico fue 50% mayor durante el máximo glacial en comparación con los interglaciares . [48]
El POC se descompone mediante una serie de procesos impulsados por microbios, como la metanogénesis y la reducción de sulfato, antes del entierro en el fondo marino. [49] [50] La degradación del POC también da como resultado la producción microbiana de metano, 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 conservación 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 entierro 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 materia orgánica puede ocurrir en sedimentos anóxicos cuando las bacterias usan 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 refráctiles. [54]
El enterramiento de carbono orgánico es un insumo 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 significativo de carbono, con tasas cien veces mayores que el promedio del océano. [55] El carbono orgánico particulado se entierra en sedimentos oceánicos, creando una vía entre un depósito 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 velocidad a la que se hunde la materia orgánica y la velocidad a la que se descompone.
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 conservación de 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 es más probable que las conchas se disuelvan a medida que se hunden en las profundidades del océano. El CaCO3 también se puede disolver a través de la disolución metabólica (es decir, se puede utilizar como alimento y excretar) y, por lo tanto, los sedimentos de las profundidades oceánicas 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, en última instancia, forman piedra caliza . [16] En escalas de tiempo superiores a 500.000 años, el clima de la Tierra está moderado por el flujo de carbono que entra y sale de la litosfera . [56] Las rocas formadas en el fondo del océano se reciclan a través de la tectónica de placas hasta la superficie y se erosionan o subducen hacia el manto , liberando el carbono a través de los volcanes . [1]
Los océanos absorben entre el 25 y el 31 % del CO2 antropogénico . [ 57] [58] Debido a que el factor Revelle aumenta con el aumento del CO2 , una fracción más pequeña del flujo antropogénico será absorbida por el océano en el futuro. [59] El aumento anual actual del 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 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]
Artículo completo: Acidificación de los océanos
El pH de los océanos está disminuyendo debido a la absorción de CO 2 atmosférico . [67] El aumento del dióxido de carbono disuelto reduce la disponibilidad del ion carbonato, reduciendo el estado de saturación de CaCO 3 , lo que hace que sea termodinámicamente más difícil formar una capa de CaCO 3 . [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 no unidos 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 no unidos. Por lo tanto, el pH es un indicador de la especiación de carbonato (el formato del carbono presente) en los océanos y puede usarse para evaluar qué tan saludable es el 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 humano como ostras y mejillones [69] y quizás el más notable, una estructura construida por organismos: los arrecifes de coral. [68] La mayor parte del agua superficial permanecerá sobresaturada con respecto a CaCO3 ( tanto calcita como aragonito) durante algún tiempo en las trayectorias de emisiones actuales, [68] pero los organismos que requieren carbonato probablemente serán reemplazados en muchas áreas. [68] Los arrecifes de coral están bajo presión por la sobrepesca, la contaminación por nitratos y el calentamiento de las aguas; la acidificación de los océanos agregará estrés adicional a estas importantes estructuras. [68]
Artículo completo: Fertilización con hierro
La fertilización con hierro es una faceta de la geoingeniería , que manipula deliberadamente el sistema climático de la Tierra, típicamente en aspectos del ciclo del carbono o el forzamiento radiativo. De interés actual de la geoingeniería es la posibilidad de acelerar la bomba biológica para aumentar la exportación de carbono desde la superficie del océano. Esta mayor exportación podría teóricamente eliminar el exceso de dióxido de carbono de la atmósfera para almacenarlo en el océano profundo. Existen investigaciones en curso sobre la fertilización artificial. [70] Debido a la escala del océano y los rápidos tiempos de respuesta de las comunidades heterotróficas a los aumentos en la producción primaria, es difícil determinar si la fertilización con nutrientes limitantes resulta en un aumento en la exportación de carbono. [70] Sin embargo, la mayoría de la comunidad no cree que este sea un enfoque razonable o viable. [71]
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 embalses 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 un 13% desde 1970 y se proyecta que alcance el 19% para 2030. [74] El exceso de carbono contenido en los embalses 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 de 2000, las cuencas de los ríos Mississippi , Níger y Ganges representan el 25-31% de todo el entierro de carbono en los embalses. [74] Después de 2000, las cuencas de los ríos Paraná (que alberga 70 represas) y Zambeze (que alberga el embalse más grande) superaron el enterramiento del Misisipi. [74] Otros grandes contribuyentes al enterramiento de carbono causado por las represas se encuentran en los ríos Danubio , Amazonas , Yangtze , Mekong , Yeniséi y Tocantins . [74]
El material fue copiado de esta fuente, que está disponible bajo una Licencia Creative Commons Atribución 4.0 Internacional.
{{cite journal}}: CS1 maint: numeric names: authors list (link)