El ciclo del carbono oceánico (o ciclo del carbono marino ) se compone de procesos que intercambian carbono entre varios reservorios 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 en múltiples escalas temporales y espaciales que hacen circular el carbono por todo el planeta, garantizando que el carbono esté disponible a nivel mundial. El ciclo del carbono oceánico es un proceso central del 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 sido, incorporado a un ser vivo). . Parte del ciclo del carbono marino transforma el carbono entre materia viva y no viva.
Tres procesos (o bombas) principales que componen el ciclo del carbono marino llevan el dióxido de carbono (CO 2 ) atmosférico 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. La reserva total activa 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 equivale a mil millones de toneladas, o el peso de aproximadamente 6 millones de ballenas azules ), y alrededor del 95% (~ 38.000 Gt C) se almacenan 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 principal 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 intercambiado (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 vinculado biológicamente a los ciclos del nitrógeno y el fósforo mediante una relación estequiométrica casi constante C:N:P de 106:16:1, también conocida como relación Redfield Ketchum Richards (RKR) , [3 ] que afirma que los organismos tienden a absorber nitrógeno y fósforo incorporando nuevo carbono orgánico. Asimismo, la materia orgánica descompuesta por bacterias libera fósforo y nitrógeno.
Basado en 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 , el Instituto Oceanográfico Woods Hole , el Instituto Oceanográfico Scripps , el CSIRO y el Laboratorio Nacional Oak Ridge , el ser humano Los impactos 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] La quema de combustibles fósiles y la producción de cemento han cambiado el equilibrio del dióxido de carbono entre la atmósfera y los océanos, [6] provocando la acidificación de los océanos. [8] [9] El cambio climático, resultado del exceso de CO 2 en la atmósfera, ha aumentado la temperatura del océano y la atmósfera ( calentamiento global ). [10] La desaceleración del ritmo de calentamiento global que se produjo entre 2000 y 2010 [11] puede atribuirse a un aumento observado en el contenido de calor de la capa superior del océano . [12] [13]
Los compuestos de carbono se pueden distinguir como orgánicos o inorgánicos, disueltos o en partículas, según su composición. El carbono orgánico forma la columna vertebral de componentes clave de 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 aún más en fases particuladas y disueltas. Estos depósitos se definen operativamente mediante separación física: el carbono disuelto pasa a través de un filtro de 0,2 μm y el carbono particulado no.
Hay dos tipos principales de carbono inorgánico que se encuentran en los océanos. El carbono inorgánico disuelto (CID) está formado por bicarbonato (HCO 3 − ), carbonato (CO 3 2− ) y dióxido de carbono (incluido el CO 2 disuelto y el ácido carbónico H 2 CO 3 ). El DIC se puede convertir en partículas de carbono inorgánico (PIC) mediante la precipitación de CaCO 3 (biológica o abióticamente). El DIC también se puede convertir en partículas de carbono orgánico (POC) mediante la fotosíntesis y la quimioautotrofia (es decir, la producción primaria). La DIC 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 la DIC 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 CaCO 3 que forma las conchas de diversos organismos marinos, pero que también puede formarse en eventos de merlán . Los peces marinos también excretan carbonato de calcio durante la osmorregulación . [14]
Algunas de las especies de carbono inorgánico del océano, como el bicarbonato y el carbonato , contribuyen de manera importante a la alcalinidad , un amortiguador natural del océano que previene cambios drásticos en la acidez (o pH ). El ciclo del carbono marino también afecta las velocidades de reacción y disolución de algunos compuestos químicos, regula la cantidad de dióxido de carbono en la atmósfera y la temperatura de la Tierra. [15]
Al igual que el carbono inorgánico, hay dos formas principales de carbono orgánico que se encuentran en el océano (disuelto y en partículas). El carbono orgánico disuelto (DOC) se define operativamente como cualquier molécula orgánica que puede pasar a través de un filtro de 0,2 µm. El DOC se puede convertir en partículas de carbono orgánico mediante heterotrofia y también se puede volver a convertir en carbono inorgánico disuelto (DIC) mediante la respiración.
Las moléculas de carbono orgánico que se capturan en un filtro se definen como carbono orgánico particulado (POC). El POC está compuesto por organismos (vivos o muertos), su materia fecal y detritos . El POC se puede convertir en DOC mediante desagregación de moléculas y mediante exudación por fitoplancton , por ejemplo. El POC generalmente se convierte en DIC mediante heterotrofia y respiración.
Artículo completo: Bomba de solubilidad
Los océanos almacenan la mayor reserva de carbono reactivo del planeta en forma de DIC, que se introduce como resultado de la disolución del dióxido de carbono atmosférico en el agua de mar: la bomba de solubilidad. [15] Las concentraciones acuosas de CO 2 , ácido carbónico , iones bicarbonato e iones carbonato comprenden carbono inorgánico disuelto (DIC). El DIC circula por todo el océano mediante circulación termohalina , lo que facilita la enorme capacidad de almacenamiento de DIC del océano. [16] Las ecuaciones químicas a continuación muestran las reacciones que sufre el CO 2 después de ingresar al 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 debido a la disolución de CaCO3 , y reacciona para formar más ion bicarbonato .
Las especies disueltas en las ecuaciones anteriores, principalmente bicarbonato, forman el sistema de alcalinidad de carbonatos, el contribuyente dominante a la alcalinidad del agua de mar. [9]
La bomba de carbonato, a veces llamada contrabomba de carbonato, comienza con organismos marinos en la superficie del océano que producen partículas de carbono inorgánico (PIC) en forma de carbonato de calcio ( calcita o aragonito , CaCO 3 ). Este CaCO 3 es el que forma las partes duras del cuerpo como las conchas . [15] La formación de estas capas aumenta el CO 2 atmosférico debido a la producción de CaCO 3 [9] en la siguiente reacción con estequiometría simplificada: [17]
Los cocolitóforos , un grupo casi ubicuo de fitoplancton que produce capas de carbonato de calcio, son los contribuyentes dominantes a la bomba de carbonato. [15] Debido a su abundancia, los cocolitóforos tienen importantes implicaciones en la química de los carbonatos, en las aguas superficiales en las que habitan y en el océano: proporcionan un gran mecanismo para el transporte descendente de CaCO 3 . [19] El flujo de CO 2 aire-mar inducido por una comunidad biológica marina puede determinarse mediante la proporción de lluvia: la proporción de carbono del carbonato de calcio en comparación con el del carbono orgánico en las partículas que se hunden en el fondo del océano (PIC/POC ). [18] La bomba de carbonato actúa como una retroalimentación negativa sobre el CO 2 que la bomba de solubilidad lleva al océano. Ocurre con menor magnitud que la bomba de solubilidad.
Artículo completo: Bomba biológica
Las partículas de carbono orgánico, creadas a través de la producción biológica, pueden exportarse desde la parte superior del océano en un flujo comúnmente denominado bomba biológica, o respirarse (ecuación 6) de nuevo en carbono inorgánico. En el primero, el carbono inorgánico disuelto se convierte biológicamente en materia orgánica mediante la fotosíntesis (ecuación 5) y otras formas de autotrofia [15] que luego se hunde y es, en parte o en su totalidad, digerida por heterótrofos. [20] Las partículas de carbono orgánico se pueden clasificar, según la facilidad con la que los organismos pueden descomponerlas para obtener alimento, en lábiles , semilábiles o refractarias. 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. [21] [22] Las moléculas lábiles están presentes en bajas concentraciones fuera de las células (en el rango picomolar ) y tienen vidas medias de sólo minutos cuando están libres en el océano. [23] Son consumidos por microbios a las pocas horas o días de su producción y residen en la superficie de los océanos, [22] donde contribuyen con la mayor parte del flujo de carbono lábil. [24] Las moléculas semilábiles, mucho más difíciles de consumir, pueden alcanzar profundidades de cientos de metros bajo la superficie antes de ser metabolizadas. [25] El DOM refractario comprende en gran medida moléculas altamente conjugadas como los hidrocarburos aromáticos policíclicos o la lignina . [21] El DOM refractario puede alcanzar profundidades superiores a los 1000 m y circula por los océanos durante miles de años. [26] [22] [27] 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. [22] La materia orgánica disuelta marina (DOM) puede almacenar tanto carbono como el suministro actual de CO 2 atmosférico , [27] pero los procesos industriales están alterando el equilibrio de este ciclo. [28]
Los aportes al ciclo del carbono marino son numerosos, pero las contribuciones principales, en términos netos, provienen de la atmósfera y los ríos. [1] Los respiraderos hidrotermales generalmente suministran carbono igual a la cantidad que consumen. [15]
Antes de la Revolución Industrial , el océano era una fuente de CO 2 para la atmósfera [8] que equilibraba el impacto de la erosión de las rocas y el carbono orgánico de las partículas terrestres; ahora se ha convertido en un sumidero del exceso de CO 2 atmosférico . [30] El dióxido de carbono se absorbe de la atmósfera en la superficie del océano a un tipo de cambio que varía localmente [31] pero, en promedio, los océanos tienen una absorción neta de CO 2 2,2 Pg C por año. [31] 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 la temperatura de la superficie del mar disminuye la capacidad de los océanos para absorber dióxido de carbono. [32] [9] Los océanos Atlántico Norte y Nórdico tienen la mayor absorción de carbono por unidad de área del mundo, [33] y en el Atlántico Norte la convección profunda transporta aproximadamente 197 Tg por año de carbono no refractario a las profundidades. [34]
Un estudio de 2020 encontró un flujo neto de carbono significativamente mayor hacia los océanos en comparación con estudios anteriores. El nuevo estudio utilizó datos satelitales para tener en cuenta pequeñas diferencias de temperatura entre la superficie del océano y la profundidad de unos pocos metros donde se realizan las mediciones. [35] [36]
Las tasas de intercambio de CO 2 entre el océano y la atmósfera 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. [37] Este tipo de cambio puede aproximarse mediante la ley de Henry y puede calcularse como S = kP, donde la solubilidad (S) del gas 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 CO 2 también puede describirse mediante el factor Revelle . [32] [9] El factor Revelle es una relación entre el cambio de dióxido de carbono y el cambio de carbono inorgánico disuelto, que sirve como indicador de la disolución del dióxido de carbono en la capa mezclada considerando la bomba de solubilidad. El Factor Revelle es una expresión para caracterizar la eficiencia termodinámica del pool DIC para absorber CO 2 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 de Revelle que oscilaba entre aproximadamente 9 en regiones tropicales de baja latitud y 15 en el océano austral cerca de la Antártida. [38]
Los ríos también pueden transportar carbono orgánico al océano a través de la erosión de rocas de aluminosilicato (ecuación 7) y carbonatos (ecuación 8) en la tierra.
o por la descomposición de la vida (ecuación 5, por ejemplo, material vegetal y del suelo). [1] Los ríos aportan 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 al año. [39] El transporte total de carbono de los ríos representa aproximadamente el 0,02% del carbono total en la atmósfera. [40] Aunque parezca pequeño, en escalas de tiempo largas (de 1000 a 10 000 años) el carbono que ingresa a los ríos (y por lo tanto no ingresa a la atmósfera) sirve como retroalimentación estabilizadora para el calentamiento del invernadero . [41]
Los resultados clave del sistema de carbono marino son la preservación de la materia orgánica particulada (POC) y del 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. [15]
La sedimentación es un sumidero de carbono a largo plazo en el océano, así como la mayor pérdida de carbono del sistema oceánico. [42] 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. [42] El carbono oceánico puede salir del sistema en forma de detritos que se hunde y queda enterrado en el fondo marino sin descomponerse ni disolverse por completo. Los sedimentos de la superficie del fondo del océano representan 1,75x10 15 kg de carbono en el ciclo global del carbono [43] 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. [42] Luego se da a entender que, dado que hay una mayor entrada de materia orgánica al océano que la que se entierra, una gran parte de ella se agota o se consume en su interior.
Históricamente, los sedimentos con el mayor contenido de carbono orgánico se encontraban frecuentemente en áreas con alta productividad de agua superficial o en aquellas con bajas concentraciones de oxígeno en el fondo. [44] El 90% del entierro de carbono orgánico se produce en depósitos de deltas y plataformas continentales y taludes superiores; [45] esto se debe en parte al corto tiempo de exposición debido a una distancia más corta al fondo marino y a la composición de la materia orgánica que ya está depositada en esos ambientes. [46] El entierro 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 interglaciares . [47]
El POC se descompone mediante una serie de procesos impulsados por microbios, como la metanogénesis y la reducción de sulfato, antes de ser enterrado en el fondo marino. [48] [49] La degradación del POC también da como resultado la producción microbiana de metano, que es el principal hidrato de gas en los márgenes continentales. [50] 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. [51] 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. [52] 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 . [52] 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 y muchas otras variables. [52] Si bien la descomposición de la 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 llegar a la mineralización completa . [53] Esto ocurre debido a la descomposición preferencial de moléculas lábiles sobre moléculas refringentes. [53]
El entierro de carbono orgánico es un aporte de energía para los ambientes biológicos subterráneos y puede regular el oxígeno en la atmósfera en escalas de tiempo largas (> 10.000 años). [47] El entierro sólo puede tener lugar si el carbono orgánico llega al fondo del mar, lo que convierte a las plataformas continentales y los márgenes costeros en el principal almacenamiento de carbono orgánico procedente de la producción primaria terrestre y oceánica. Los fiordos , o acantilados creados por la erosión glaciar, también han sido identificados como áreas de importante entierro de carbono, con tasas cien veces mayores que el promedio del océano. [54] Las partículas de carbono orgánico están enterradas en sedimentos oceánicos, creando un camino entre un depósito de carbono rápidamente disponible en el océano y su almacenamiento en escalas de tiempo geológicas. Una vez que el carbono es secuestrado en el fondo marino, se considera carbono azul . Las tasas de entierro se pueden calcular como la diferencia entre la velocidad a la que la materia orgánica se hunde 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 CO 2 (Ecuación 4) y, por lo tanto, un cambio en la tasa de conservación del carbonato de calcio puede alterar la presión parcial de CO 2 en la Tierra. atmósfera. [15] El CaCO 3 está sobresaturado en la gran mayoría de las aguas superficiales del océano y subsaturado en las profundidades, [9] lo que significa que es más probable que las cáscaras se disuelvan a medida que se hunden en las profundidades del océano. El CaCO 3 también puede disolverse mediante disolución metabólica (es decir, puede usarse como alimento y excretarse) y, por lo tanto, los sedimentos oceánicos profundos tienen muy poco carbonato de calcio. [15] La precipitación y el entierro de carbonato de calcio en el océano elimina las partículas de carbono inorgánico del océano y, en última instancia, forma piedra caliza . [15] 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 . [55] Las rocas formadas en el fondo marino del océano se reciclan a través de placas tectónicas de regreso a la superficie y se erosionan o subducen hacia el manto , el carbono desgasificado por los volcanes . [1]
Los océanos absorben entre el 15 y el 40 % del CO 2 antropogénico , [56] [57] y hasta ahora aproximadamente el 40 % del carbono procedente de la quema de combustibles fósiles ha ido a parar a los océanos. [58] Debido a que el factor Revelle aumenta con el aumento de CO 2 , una fracción más pequeña del flujo antropogénico será absorbida por el océano en el futuro. [59] El aumento anual actual del CO 2 atmosférico es de aproximadamente 4 gigatoneladas de carbono. [60] 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 CO 2 . [61] [62] La sobrepesca y la contaminación plástica de los océanos contribuyen al estado degradado del mayor sumidero de carbono del mundo. [63] [64]
Artículo completo: Acidificación de los océanos
El pH de los océanos está disminuyendo debido a la absorción de CO 2 atmosférico . [65] El aumento del dióxido de carbono disuelto reduce la disponibilidad del ion carbonato, lo que reduce el estado de saturación de CaCO 3 , lo que hace que sea termodinámicamente más difícil producir una capa de CaCO 3 . [66] Los iones carbonato se unen preferentemente a iones hidrógeno para formar bicarbonato, [9] por lo tanto, 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 a 3). El pH es una medida de la concentración de iones de hidrógeno, donde un pH bajo significa que hay más iones de hidrógeno libres. Por lo tanto, el pH es un indicador de la especiación de carbonatos (el formato del carbono presente) en los océanos y puede usarse para evaluar qué tan saludable está el océano. [66]
La lista de organismos que pueden luchar debido a 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 , [67] y quizás el más conspicuo, una estructura construida por organismos: los arrecifes de coral. [66] La mayor parte del agua superficial permanecerá sobresaturada con respecto a CaCO 3 (tanto calcita como aragonito) durante algún tiempo en las trayectorias de emisiones actuales, [66] pero los organismos que requieren carbonato probablemente serán reemplazados en muchas áreas. [66] 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 añadirá tensión adicional a estas importantes estructuras. [66]
Artículo completo: Fertilización con hierro
La fertilización con hierro es una faceta de la geoingeniería , que manipula intencionalmente el sistema climático de la Tierra, generalmente en aspectos del ciclo del carbono o el forzamiento radiativo. De interés actual en geoingeniería es la posibilidad de acelerar la bomba biológica para aumentar la exportación de carbono desde la superficie del océano. En teoría, este aumento de las exportaciones podría eliminar el exceso de dióxido de carbono de la atmósfera para almacenarlo en las profundidades del océano. Existen investigaciones en curso sobre la fertilización artificial. [68] Debido a la escala del océano y 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 da como resultado un aumento en la exportación de carbono. [68] Sin embargo, la mayoría de la comunidad no cree que este sea un enfoque razonable o viable. [69]
Hay más de 16 millones de represas en el mundo [70] que alteran el transporte de carbono desde los ríos a los océanos. [71] Utilizando datos de la base de datos Global Reservoirs and Dams, que contiene aproximadamente 7.000 embalses que contienen el 77% del volumen total de agua retenido por las represas (8.000 km 3 ), se estima que la entrega de carbono al océano ha aumentado. disminuyó un 13 % desde 1970 y se prevé que alcance el 19 % para 2030. [72] El exceso de carbono contenido en los reservorios puede emitir ~0,184 Gt adicionales de carbono a la atmósfera por año [73] y ~0,2 GtC adicionales quedar enterrado en sedimentos. [72] Antes de 2000, las cuencas de los ríos Mississippi , Níger y Ganges representaban entre el 25% y el 31% de todo el entierro de carbono en reservorios. [72] Después de 2000, las cuencas de los ríos Paraná (hogar de 70 represas) y Zambeze (hogar del embalse más grande) excedieron el enterramiento del Mississippi. [72] Otros grandes contribuyentes al entierro de carbono causado por las represas se producen en los ríos Danubio , Amazonas , Yangtze , Mekong , Yenisei y Tocantins . [72]
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