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 en múltiples escalas de tiempo y espacio que hacen circular el carbono por el planeta, asegurando que el carbono esté disponible a nivel mundial. El ciclo del carbono oceánico es un proceso central del ciclo global del carbono y contiene carbono inorgánico (carbono no asociado con un ser vivo, como el dióxido de carbono) y orgánico.carbono (carbono que está o ha sido incorporado a un ser vivo). Parte del ciclo del carbono marino transforma el carbono en materia viva y no viviente.
Tres procesos (o bombas) principales 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. La reserva total de carbono activo en la superficie de la Tierra para duraciones de menos de 10,000 años es aproximadamente 40,000 gigatoneladas 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 [ 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 las 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 ligado biológicamente 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 carbono orgánico nuevo. 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 científicos de la NOAA , la Institución Oceanográfica Woods Hole , la Institución Scripps de Oceanografía , CSIRO y el Laboratorio Nacional Oak Ridge , los impactos sobre 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 mayoría 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 de 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 tasa más lenta 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]
Carbono marino
Los compuestos de carbono se pueden distinguir como orgánicos o inorgánicos, y disueltos o en partículas, según su composición. El carbono orgánico forma la columna vertebral de un componente clave de compuestos orgánicos tales 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 particuladas y disueltas. Estas piscinas se definen operativamente por separación física: el carbón disuelto pasa a través de un filtro de 0,2 μm y el carbón en partículas no.
Carbono inorgánico
Hay dos tipos principales de carbono inorgánico que se encuentran en los océanos. El carbono inorgánico disuelto (DIC) está formado por bicarbonato (HCO 3 - ), carbonato (CO 3 2− ) y dióxido de carbono (incluidos tanto el CO 2 disuelto como el ácido carbónico H 2 CO 3 ). El DIC se puede convertir en carbono inorgánico particulado (PIC) mediante la precipitación de CaCO 3 (biológica o abióticamente). La DIC también se puede convertir en carbono orgánico particulado (POC) mediante la fotosíntesis y la quimioautotrofia (es decir, producción primaria). La DIC aumenta con la profundidad a medida que las partículas de carbono orgánico se hunden y respiran. El oxígeno libre disminuye a medida que aumenta la DIC porque se consume oxígeno 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 varios organismos marinos, pero 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 en el océano, como el bicarbonato y el carbonato , son los principales contribuyentes a la alcalinidad , un amortiguador natural del océano que evita 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. [15]
Carbón orgánico
Al igual que el carbono inorgánico, hay dos formas principales de carbono orgánico que se encuentran en el océano (disuelto y particulado). El carbono orgánico disuelto (COD) 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 carbono orgánico particulado a través de la heterotrofia y también se puede convertir nuevamente en carbono inorgánico disuelto (DIC) a través de 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 la desagregación de moléculas y por exudación del fitoplancton , por ejemplo. La POC generalmente se convierte en DIC a través de la heterotrofia y la respiración.
Bombas de carbono marino
Bomba de solubilidad
Artículo completo: bomba de solubilidad
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. [15] Las concentraciones de CO 2 acuoso , ácido carbónico , ión bicarbonato e ión carbonato comprenden carbono inorgánico disuelto (DIC). DIC circula por todo el océano por circulación termohalina , lo que facilita la enorme capacidad de almacenamiento de DIC del océano. [16] Las siguientes ecuaciones químicas muestran las reacciones que sufre el CO 2 después de que ingresa al océano y se transforma en su forma acuosa.
( 1 )
El ácido carbónico se disocia rápidamente en iones de hidrógeno libres (técnicamente, hidronio ) y bicarbonato.
( 2 )
El ion hidrógeno libre se encuentra con el carbonato, ya presente en el agua por la disolución de CaCO 3 , y reacciona para formar más ion bicarbonato.
( 3 )
Las especies disueltas en las ecuaciones anteriores, principalmente bicarbonato, constituyen el sistema de alcalinidad de carbonatos, el contribuyente dominante a la alcalinidad del agua de mar. [9]
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 aragonito , CaCO 3 ). Este CaCO 3 es lo que forma las partes duras del cuerpo como 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]
- [18]
( 4 )
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 implicaciones significativas en la química de los carbonatos, en las aguas superficiales que habitan y en el océano a continuación: 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 por la proporción de lluvia: la proporción de carbono del carbonato de calcio en comparación con la 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 llevado al océano por la bomba de solubilidad. Ocurre con menor magnitud que la bomba de solubilidad.
Bomba biológica
Artículo completo: Bomba biológica
El carbono orgánico particulado, creado a través de la producción biológica, se puede exportar desde la parte superior del océano en un flujo comúnmente denominado bomba biológica, o respirar (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, digerido por heterótrofos. [20] El carbono orgánico particulado se puede clasificar, en función de la facilidad con que los organismos pueden degradarlo para la alimentación, como lábil , semilabile o refractario. La fotosíntesis por el fitoplancton es la fuente principal de moléculas lábiles y semilabiles, y es la fuente indirecta de la mayoría de las moléculas refractarias. [21] [22] Las moléculas lábiles están presentes en concentraciones bajas fuera de las células (en el rango picomolar ) y tienen una vida media de solo 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 semilabiles, mucho más difíciles de consumir, pueden alcanzar profundidades de cientos de metros por debajo de la superficie antes de ser metabolizadas. [25] El DOM refractario comprende en gran parte moléculas altamente conjugadas como los hidrocarburos aromáticos policíclicos o la lignina . [21] El DOM refractario puede alcanzar profundidades superiores a 1000 my circula a través de los océanos durante miles de años. [26] [22] [27] En el transcurso de un año, aproximadamente 20 gigatoneladas de lábil fotosintéticamente-fijo y carbono semilabile está ocupada por los heterótrofos , mientras que menos de 0,2 gigatoneladas de carbono refractario se consume. [22] marina materia orgánica disuelta (DOM) puede almacenar tanto carbono como la corriente atmosférica de CO 2 de suministro, [27] , pero los procesos industriales están alterando el equilibrio de este ciclo. [28]
( 5 )
( 6 )
Entradas
Las aportaciones al ciclo del carbono marino son numerosas, pero las aportaciones principales, en términos netos, proceden de la atmósfera y los ríos. [1] Los respiraderos hidrotermales generalmente suministran carbono igual a la cantidad que consumen. [15]
Atmósfera
Antes de la Revolución Industrial , el océano era una fuente de CO 2 para la atmósfera [8] que equilibraba el impacto de la meteorización de las rocas y el carbono orgánico particulado terrestre; 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 reduce 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 en el mundo, [33] y en el Atlántico Norte la convección profunda transporta aproximadamente 197 Tg por año de carbono no refractario a profundidad. [34]
Tasas de intercambio de dióxido de carbono entre el océano y la atmósfera
Las tasas de intercambio océano-atmosférico 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. [35] Este tipo de cambio se puede aproximar mediante la ley de Henry y se puede calcular 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]
Factor de alegría
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 de mezcla considerando la bomba de solubilidad. El Factor Revelle es una expresión para caracterizar la eficiencia termodinámica del grupo de 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 día, 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. [36]
Ríos
Los ríos también pueden transportar carbono orgánico al océano a través de la meteorización o erosión de aluminosilicato (ecuación 7) y rocas carbonatadas (ecuación 8) en tierra.
( 7 )
( 8 )
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 hasta el 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) DIC por año. [37] El transporte total de carbono de los ríos representa aproximadamente el 0,02% del carbono total en la atmósfera. [38] Aunque parece pequeño, en escalas de tiempo prolongadas (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 efecto invernadero. [39]
Salidas
Los resultados clave del sistema de carbono marino son la conservación de materia orgánica particulada (POC) y carbonato de calcio (PIC), así como la meteorización inversa . [1] Si bien hay regiones con pérdida local de CO 2 a la atmósfera y procesos hidrotermales, no ocurre una pérdida neta en el ciclo. [15]
Conservación de la materia orgánica
La sedimentación es un sumidero a largo plazo de carbono en el océano, así como la mayor pérdida de carbono del sistema oceánico. [40] 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. [40] El carbono oceánico puede salir del sistema en forma de detritos que se hunden y quedan enterrados en el lecho marino sin descomponerse ni disolverse por completo. Los sedimentos de la superficie del suelo oceánico representan 1,75 x 10 15 kg de carbono en el ciclo global del carbono [41]. A lo sumo, el 4% del carbono orgánico particulado de la zona eufótica del océano Pacífico, donde se produce la producción primaria mediante luz , está enterrado en sedimentos marinos. [40] Entonces se da a entender que, dado que hay una mayor entrada de materia orgánica en el océano que la que se está enterrando, una gran parte de ella se agota o se consume en su interior.
Destino del hundimiento del carbono orgánico
Históricamente, los sedimentos con el mayor contenido de carbono orgánico se encontraban con frecuencia en áreas con alta productividad de agua superficial o aquellas con bajas concentraciones de oxígeno en el agua del fondo. [42] El 90% del entierro de carbono orgánico ocurre en depósitos de deltas y plataformas continentales y laderas superiores; [43] 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 ambientes. [44] 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 . [45]
Degradación
El POC se descompone mediante una serie de procesos impulsados por microbios, como la metanogénesis y la reducción de sulfato, antes de enterrarlo en el lecho marino. [46] [47] La degradación del POC también da como resultado la producción de metano microbiano, que es el principal hidrato de gas en los márgenes continentales. [48] 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. [49] Las tasas de conservación de la materia orgánica dependen de otras variables interdependientes que varían de manera no lineal en el tiempo y el espacio. [50] 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 los sedimentos anóxicos . [50] La profundidad de enterramiento a la que se detiene la degradación depende de la velocidad de sedimentación, la abundancia relativa de materia orgánica en el sedimento, el tipo de materia orgánica que se está enterrando y otras innumerables variables. [50] Si bien la descomposición de la materia orgánica puede ocurrir en sedimentos anóxicos cuando las bacterias usan oxidantes distintos al oxígeno ( nitrato , sulfato , Fe 3+ ), la descomposición tiende a terminar antes de que se complete la mineralización . [51] Esto ocurre debido a la descomposición preferencial de moléculas lábiles sobre las moléculas refráctiles. [51]
Entierro
El entierro de carbono orgánico es una entrada de energía para los ambientes biológicos subterráneos y puede regular el oxígeno en la atmósfera en escalas de tiempo prolongadas (> 10,000 años). [45] El entierro solo puede tener lugar si el carbono orgánico llega al fondo del mar, lo que convierte 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 han sido identificados como áreas de enterramiento significativo de carbono, con tasas cien veces mayores que el promedio oceánico. [52] El carbono orgánico particulado está enterrado en los sedimentos oceánicos, creando un camino entre un depósito de carbono disponible rápidamente en el océano y su almacenamiento para escalas de tiempo geológicas. Una vez que el carbono es secuestrado en el lecho 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.
Conservación de carbonato de calcio
La precipitación de carbonato de calcio es importante ya que da como resultado una pérdida de alcalinidad y 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 supersaturado en la gran mayoría de las aguas superficiales del océano y subaturado en profundidad, [9] lo que significa que es más probable que las conchas se disuelvan a medida que se hunden en las profundidades del océano. El CaCO 3 también se puede disolver mediante la disolución metabólica (es decir, se puede utilizar como alimento y excretarse) y, por tanto, los sedimentos del océano profundo tienen muy poco carbonato de calcio. [15] La precipitación y el entierro del carbonato de calcio en el océano remueve el carbón inorgánico particulado del océano y finalmente 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 dentro y fuera de la litosfera . [53] Las rocas formadas en el fondo marino del océano se reciclan a través de la tectónica de placas de regreso a la superficie y se degradan o subducen en el manto , el carbono liberado por los volcanes . [1]
Impactos humanos
Los océanos absorben entre el 15 y el 40% del CO 2 antropogénico , [54] [55] y hasta ahora aproximadamente el 40% del carbono de la combustión de combustibles fósiles ha sido absorbido por los océanos. [56] Debido a que el factor Revelle aumenta con el aumento de CO 2 , el océano absorberá una fracción más pequeña del flujo antropogénico en el futuro. [57] El aumento anual actual del CO 2 atmosférico es de aproximadamente 4 gigatoneladas de carbono. [58] Esto induce el cambio climático que impulsa la concentración de carbono y los procesos de retroalimentación carbono-clima que modifica la circulación oceánica y las propiedades físicas y químicas del agua de mar , lo que altera la absorción de CO 2 . [59] [60] La sobrepesca y la contaminación plástica de los océanos contribuyen al estado degradado del mayor sumidero de carbono del mundo. [61] [62]
Acidificación oceánica
Artículo completo: acidificación del océano
El pH de los océanos está disminuyendo debido a la absorción de CO 2 atmosférico . [63] El aumento del dióxido de carbono disuelto reduce la disponibilidad del ión carbonato, reduciendo el estado de saturación del CaCO 3 , lo que hace que sea termodinámicamente más difícil hacer la capa de CaCO 3 . [64] Los iones de carbonato se unen preferentemente a los iones de hidrógeno para formar bicarbonato, [9] por lo que una reducción en la disponibilidad de iones de carbonato aumenta la cantidad de iones de hidrógeno no unidos y disminuye la cantidad de bicarbonato formado (Ecuaciones 1-3). El pH es una medida de la concentración de iones de hidrógeno, donde un pH bajo significa que hay más iones de hidrógeno no unidos. 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 es el océano. [64]
La lista de organismos que pueden luchar debido a la acidificación del océano incluye cocolitóforos y foraminíferos (la base de la cadena alimentaria marina en muchas áreas), fuentes de alimento humano como ostras y mejillones , [65] y quizás el más conspicuo, una estructura construida por organismos: los arrecifes de coral. [64] La mayor parte del agua superficial permanecerá sobresaturada con respecto al CaCO 3 (tanto calcita como aragonito) durante algún tiempo en las trayectorias de emisiones actuales, [64] pero los organismos que requieren carbonato probablemente serán reemplazados en muchas áreas. [64] Los arrecifes de coral están bajo la presión de la sobrepesca, la contaminación por nitratos y el calentamiento de las aguas; La acidificación de los océanos agregará estrés adicional a estas importantes estructuras. [64]
Fertilización con hierro
Artículo completo: Fertilización con hierro
La fertilización con hierro es una faceta de la geoingeniería , que manipula a propósito el sistema climático de la Tierra, típicamente en aspectos del ciclo del carbono o forzamiento radiativo. El interés actual de la geoingeniería es la posibilidad de acelerar la bomba biológica para aumentar la exportación de carbono desde la superficie del océano. Teóricamente, 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. [66] Debido a la escala del océano y los tiempos de respuesta rápidos 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. [66] Sin embargo, la mayoría de la comunidad no cree que este sea un enfoque razonable o viable. [67]
Represas y embalses
Hay más de 16 millones de represas en el mundo [68] que alteran el transporte de carbono de los ríos a los océanos. [69] Utilizando datos de la base de datos Global Reservoirs and Dams, que contiene aproximadamente 7000 reservorios que contienen el 77% del volumen total de agua retenido por las presas (8000 km 3 ), se estima que la entrega de carbono al océano ha disminuyó en un 13% desde 1970 y se prevé que alcance el 19% en 2030. [70] El exceso de carbono contenido en los reservorios puede emitir ~ 0.184 Gt adicionales de carbono a la atmósfera por año [71] y ~ 0.2 GtC adicionales ser enterrado en sedimentos. [70] Antes de 2000, las cuencas de los ríos Mississippi , Níger y Ganges representaban entre el 25% y el 31% de todos los depósitos de carbono enterrados. [70] Después de 2000, las cuencas de los ríos Paraná (hogar de 70 represas) y Zambezi (hogar del embalse más grande) superaron el entierro del Mississippi. [70] Otros grandes contribuyentes al entierro de carbono causado por las represas ocurren en los ríos Danubio , Amazonas , Yangtze , Mekong , Yenisei y Tocantins . [70]
Mediciones recientes
Un estudio de 2020 en Nature Communications, dirigido por la Universidad de Exeter, encuentra un flujo neto de carbono significativamente mayor en los océanos en comparación con estudios anteriores. El nuevo estudio utiliza datos satelitales para tener en cuenta las pequeñas diferencias de temperatura entre la superficie del océano y la profundidad de unos pocos metros donde se realizan las mediciones. [72] [73] Esto puede ser beneficioso en términos de mitigación del cambio climático pero problemático en términos de acidificación de los océanos .
Ver también
- Ciclo del fósforo
Referencias
- ↑ a b c d e f g h i j H., Schlesinger, William (2013). Biogeoquímica: un análisis del cambio global . Bernhardt, Emily S. (3ª ed.). Waltham, Mass .: Academic Press. ISBN 9780123858740. OCLC 827935936 .
- ^ Falkowski, P .; Scholes, RJ; Boyle, E .; Canadell, J .; Canfield, D .; Elser, J .; Gruber, N .; Hibbard, K .; Högberg, P. (13 de octubre de 2000). "El ciclo global del carbono: una prueba de nuestro conocimiento de la Tierra como sistema". Ciencia . 290 (5490): 291–296. Código Bibliográfico : 2000Sci ... 290..291F . doi : 10.1126 / science.290.5490.291 . ISSN 0036-8075 . PMID 11030643 .
- ^ REDFIELD, ALFRED C. (1958). "El control biológico de los factores químicos en el medio ambiente". Científico estadounidense . 46 (3): 230A – 221. JSTOR 27827150 . PMID 24545739 .
- ^ Holli, Riebeek (16 de junio de 2011). "El ciclo del carbono: artículos destacados" . earthobservatory.nasa.gov . Consultado el 30 de noviembre de 2017 .
- ^ "Nuevo informe publicado sobre" Clima, carbono y arrecifes de coral " . Organización Meteorológica Mundial . 2015-11-05 . Consultado el 30-11-2017 .
- ^ a b "Quinto Informe de Evaluación - Cambio Climático 2013" . www.ipcc.ch . Consultado el 30 de noviembre de 2017 .
- ^ "Sabine et al. - El fregadero oceánico de CO2 antropogénico" . www.pmel.noaa.gov . Consultado el 30 de noviembre de 2017 .
- ^ a b c Acidificación del océano debido al aumento del dióxido de carbono atmosférico (PDF) . Londres: The Royal Society. 2005. ISBN 0-85403-617-2. Consultado el 17 de noviembre de 2017 .
- ^ a b c d e f g Zeebe, R; Wolf-Gladrow, D (2001). CO2 en agua de mar: equilibrio, cinética, isótopos . Ciencia de Elsevier. pag. 360.
- ^ "Quinto Informe de Evaluación - Cambio Climático 2013" . www.ipcc.ch . Consultado el 26 de noviembre de 2017 .
- ^ Caballero, J (2009). "Océanos globales: ¿Las tendencias de la temperatura global durante la última década falsifican las predicciones climáticas?". Boletín de la Sociedad Meteorológica Estadounidense . 90 : S56 – S57.
- ^ Información, Departamento de Comercio de EE. UU., Centros Nacionales de Medio Ambiente de la NOAA. "Contenido de sal y calor oceánico global" . www.nodc.noaa.gov . Consultado el 26 de noviembre de 2017 .
- ^ Guemas, V; Doblas-Reyes, F; Andreu-Burillo, yo; Asif, M (2013). "Predicción retrospectiva de la desaceleración del calentamiento global en la última década" . Naturaleza Cambio Climático . 3 (7): 649–653. Código Bibliográfico : 2013NatCC ... 3..649G . doi : 10.1038 / nclimate1863 .
- ^ Wilson, RW; Millero, FJ; Taylor, JR; Walsh, PJ; Christensen, V .; Jennings, S .; Grosell, M. (16 de enero de 2009). "Contribución de los peces al ciclo del carbono inorgánico marino" . Ciencia . 323 (5912): 359–362. Código Bibliográfico : 2009Sci ... 323..359W . doi : 10.1126 / science.1157972 . ISSN 0036-8075 . PMID 19150840 . S2CID 36321414 .
- ^ a b c d e f g h yo j Emerson, Steven (2008). Oceanografía química y ciclo del carbono marino . Reino Unido: Cambridge University Press. ISBN 978-0-521-83313-4.
- ^ Falkowski, P .; Scholes, RJ; Boyle, E .; Canadell, J .; Canfield, D .; Elser, J .; Gruber, N .; Hibbard, K .; Högberg, P .; Linder, S .; MacKenzie, FT; Moore b, 3; Pedersen, T .; Rosenthal, Y .; Seitzinger, S .; Smetacek, V .; Steffen, W. (2000). "El ciclo global del carbono: una prueba de nuestro conocimiento de la Tierra como sistema". Ciencia . 290 (5490): 291–296. Código Bibliográfico : 2000Sci ... 290..291F . doi : 10.1126 / science.290.5490.291 . PMID 11030643 .CS1 maint: nombres numéricos: lista de autores ( enlace )
- ^ "ASLO: Limnología y Oceanografía: libros electrónicos" . aslo.org . Consultado el 28 de noviembre de 2017 .
- ^ a b Smith, SV; Key, GS (1 de mayo de 1975). "Dióxido de carbono y metabolismo en ambientes marinos1" . Limnología y Oceanografía . 20 (3): 493–495. Código bibliográfico : 1975LimOc..20..493S . doi : 10.4319 / lo.1975.20.3.0493 . ISSN 1939-5590 .
- ^ Rost, Björn; Riebesell, Ulf (2004). Cocolitóforos . Springer, Berlín, Heidelberg. págs. 99-125. CiteSeerX 10.1.1.455.2864 . doi : 10.1007 / 978-3-662-06278-4_5 . ISBN 9783642060168.
- ^ Kim, S; Kramer, R; Hatcher, P (2003). "Método gráfico para el análisis de espectros de masas de banda ancha de ultra alta resolución de materia orgánica natural, el diagrama de van Krevelen". Química analítica . 75 (20): 5336–5344. doi : 10.1021 / AC034415P . PMID 14710810 .
- ^ a b Brophy, Jennifer E .; Carlson, David J. (1989). "Producción de carbono orgánico disuelto biológicamente refractario por poblaciones microbianas de agua de mar natural". Investigación en aguas profundas, parte A. Documentos de investigación oceanográfica . 36 (4): 497–507. Código Bibliográfico : 1989DSRA ... 36..497B . doi : 10.1016 / 0198-0149 (89) 90002-2 .
- ^ a b c d Moran, M; Kujawinski, E; Stubbins, A; Fatland, R; Aluwihare, L; Buchan, A; Crump, B; Dorrestein, P; Dyhrman, S; Hess, N; Howe, B; Longnecker, K; Medeiros, P; Niggemann, J; Obernosterer, yo; Repeta, D; Waldbauer, J (2016). "Descifrando el carbono del océano en un mundo cambiante" . Actas de la Academia Nacional de Ciencias de los Estados Unidos de América . 113 (12): 3143–3151. Código bibliográfico : 2016PNAS..113.3143M . doi : 10.1073 / pnas.1514645113 . PMC 4812754 . PMID 26951682 .
- ^ Azam, F; Malfatti, F (2007). "Estructuración microbiana de ecosistemas marinos". Nature Reviews Microbiología . 5 (10): 782–791. doi : 10.1038 / nrmicro1747 . PMID 17853906 . S2CID 10055219 .
- ^ Moran, X; Ducklow, H; Erickson, M (2013). "Los flujos de carbono a través de las bacterias de los estuarios reflejan el acoplamiento con el fitoplancton". Serie del progreso de la ecología marina . 489 : 75–85. Código Bibliográfico : 2013MEPS..489 ... 75M . doi : 10.3354 / meps10428 .
- ^ Hansell, D; Carlson, C (1998). "Producción comunitaria neta de carbono orgánico disuelto" . Ciclos biogeoquímicos globales . 12 (3): 443–453. Código Bibliográfico : 1998GBioC..12..443H . doi : 10.1029 / 98gb01928 .
- ^ Follett, C; Repeta, D; Rothman, D; Xu, L; Santinelli, C (2014). "Ciclo oculto del carbono orgánico disuelto en las profundidades del océano" . Actas de la Academia Nacional de Ciencias de los Estados Unidos de América . 111 (47): 16706–16711. Código bibliográfico : 2014PNAS..11116706F . doi : 10.1073 / pnas.1407445111 . PMC 4250131 . PMID 25385632 .
- ^ a b Hansell, D (2013). "Fracciones de carbono orgánico disuelto recalcitrante". Revisión anual de ciencias marinas . 5 (1): 421–445. doi : 10.1146 / annurev-marine-120710-100757 . PMID 22881353 .
- ^ Doney, Scott; Ruckelshaus, Mary; Duffy, Emmett; Barry, James; Chan, Francis; Inglés, Chad; Galindo, Heather; Grebmeier, Jacqueline; Ahuecada, Anne; Knowlton, Nancy; Polovina, Jeffrey; Rabalais, Nancy; Sydeman, William; Talley, Lynne (2012). "Impactos del cambio climático en los ecosistemas marinos" . Revisión anual de ciencias marinas . 4 (1): 11–37. Código Bibliográfico : 2012ARMS .... 4 ... 11D . doi : 10.1146 / annurev-marine-041911-111611 . PMID 22457967 . S2CID 35349779 .
- ^ Capelle, David W .; Kuzyk, Zou Zou A .; Papakyriakou, Tim; Guéguen, Céline; Miller, Lisa A .; MacDonald, Robie W. (2020). "Efecto de la materia orgánica terrestre sobre la acidificación de los océanos y el flujo de CO2 en un mar de plataforma ártica" . Progreso en Oceanografía . 185 : 102319. Bibcode : 2020PrOce.18502319C . doi : 10.1016 / j.pocean.2020.102319 . El material se copió de esta fuente, que está disponible bajo una licencia internacional Creative Commons Attribution 4.0 .
- ^ Cuervo, JA; Falkowskli, PG (2009). "Sumideros oceánicos de CO2 atmosférico" (PDF) . Ciclos biogeoquímicos globales . 23 (1): GB1005. Código Bibliográfico : 2009GBioC..23.1005G . CiteSeerX 10.1.1.715.9875 . doi : 10.1029 / 2008gb003349 . hdl : 1912/3415 .
- ^ a b Takahashi, T; Sutherland, S; Sweeney, C; Poisson, A; Metzl, N (2002). "Flujo global de CO2 entre el mar y el aire basado en la pCO2 climatológica de la superficie del océano y los efectos biológicos y de temperatura estacionales". Investigación en aguas profundas Parte II: Estudios tópicos en oceanografía . 49 (9-10): 1601-1622. Código Bibliográfico : 2002DSRII..49.1601T . doi : 10.1016 / S0967-0645 (02) 00003-6 .
- ^ a b Revelle, R; Suess, H (1957). "Intercambio de dióxido de carbono entre la atmósfera y el océano y la cuestión del aumento del CO2 atmosférico durante las últimas décadas". Tellus . 9 (1): 18-27. Código Bibliográfico : 1957TellA ... 9 ... 18R . doi : 10.1111 / j.2153-3490.1957.tb01849.x .
- ^ Takahashi, T; Sutherland, S; Wanninkhof, R; ...., ...; de Baar, H (2009). "Cambio climatológico medio y decenal en la superficie del océano pCO2 y flujo neto de CO2 de aire y mar sobre los océanos globales". Investigación en aguas profundas Parte II: Estudios tópicos en oceanografía . 56 (8-10): 554-577. Código bibliográfico : 2009DSRII..56..554T . doi : 10.1016 / j.dsr2.2008.12.009 .CS1 maint: nombres numéricos: lista de autores ( enlace )
- ^ Fontela, M; García Ibáñez, M; Hansell, D; Mercier, H; Pérez, F (2016). "Carbono orgánico disuelto en la circulación de vuelco meridional del Atlántico Norte" . Naturaleza . 6 : 26931. Código Bibliográfico : 2016NatSR ... 626931F . doi : 10.1038 / srep26931 . PMC 4886255 . PMID 27240625 .
- ^ Robbins, LL; Hansen, ME; Kleypas, JA; Meylan, Carolina del Sur (2010). CO2calc: una calculadora de carbono de agua de mar fácil de usar para Windows, Mac OS X e iOS (iPhone) . Informe de archivo abierto del Servicio Geológico de EE. UU. 2010-1280. pag. dieciséis.
- ^ Sabine, CL; Feely, RA; Gruber, N; Key, RM; Lee, K (2004). "El sumidero oceánico de CO2 antropogénico". Ciencia . 305 (5682): 367–371. Código bibliográfico : 2004Sci ... 305..367S . doi : 10.1126 / science.1097403 . hdl : 10261/52596 . PMID 15256665 . S2CID 5607281 .
- ^ Waldbusser, G; Powell, E; Mann, R. (2013). "Efectos del ecosistema de las agregaciones de conchas y el ciclo en las aguas costeras: un ejemplo de arrecifes de ostras de la Bahía de Chesapeake" . Ecología . 94 (4): 895–903. doi : 10.1890 / 12-1179.1 .
- ^ Galy, Valier; Peucker-Ehrenbrink, Bernhard; Eglinton, Timothy (2015). "Exportación global de carbono de la biosfera terrestre controlada por erosión". Naturaleza . 521 (7551): 204–207. Código bibliográfico : 2015Natur.521..204G . doi : 10.1038 / nature14400 . PMID 25971513 . S2CID 205243485 .
- ^ Velbel, Michael Anthony (1 de diciembre de 1993). "Dependencia de la temperatura de la meteorización de silicatos en la naturaleza: ¿Qué tan fuerte es la retroalimentación negativa sobre la acumulación a largo plazo de CO2 atmosférico y el calentamiento global del efecto invernadero?" . Geología . 21 (12): 1059–1062. Código Bibliográfico : 1993Geo .... 21.1059V . doi : 10.1130 / 0091-7613 (1993) 021 <1059: TDOSWI> 2.3.CO; 2 . ISSN 0091-7613 . S2CID 747129 .
- ^ a b c Emerson, S; Hedges, J (octubre de 1988). "Procesos que controlan el contenido de carbono orgánico de los sedimentos de mar abierto". Paleoceanografía . 3 (5): 621–634. Código bibliográfico : 1988PalOc ... 3..621E . doi : 10.1029 / pa003i005p00621 .
- ^ Ciais, Philippe; Alabama. (2014). Cambio climático 2013: la base de la ciencia física. Contribución del Grupo de Trabajo I al Quinto Informe de Evaluación del Panel Intergubernamental sobre Cambio Climático (PDF) . Prensa de la Universidad de Cambridge. págs. 465–470.
- ^ Fleming, RH; Revelle, R. (1939). "Procesos físicos en los océanos". En Trask, PD (ed.). Sedimentos marinos recientes . Tulsa: Asociación Estadounidense de Geólogos del Petróleo . págs. 48-141.
- ^ Berner, Robert A. (1 de enero de 1989). "Ciclos biogeoquímicos del carbono y azufre y su efecto sobre el oxígeno atmosférico durante el tiempo fanerozoico". Paleogeografía, Paleoclimatología, Paleoecología . La estabilidad a largo plazo del sistema terrestre. 75 (1): 97-122. Código Bibliográfico : 1989PPP .... 75 ... 97B . doi : 10.1016 / 0031-0182 (89) 90186-7 .
- ^ Henrichs, Susan (1992). "Diagénesis temprana de materia orgánica en sedimentos marinos: progreso y perplejidad". Química Marina . 39 (1-3): 119-149. doi : 10.1016 / 0304-4203 (92) 90098-U .
- ^ a b Cartapanis, Olivier; Bianchi, Daniele; Jaccard, Samuel; Galbraith, Eric (21 de enero de 2016). "Pulsos globales de enterramiento de carbono orgánico en sedimentos de aguas profundas durante máximos glaciares" . Comunicaciones de la naturaleza . 7 : 10796. Código Bibliográfico : 2016NatCo ... 710796C . doi : 10.1038 / ncomms10796 . PMC 4773493 . PMID 26923945 .
- ^ Claypool, GE; Kaplan, IR (1974). Gases naturales en sedimentos marinos . Plenum Press. págs. 99-139.
- ^ D'Hondt, S; Rutherford, S; Spivack, AJ (2002). "Actividad metabólica de la vida subterránea en sedimentos de aguas profundas". Ciencia . 295 (5562): 2067–2070. Código bibliográfico : 2002Sci ... 295.2067D . doi : 10.1126 / science.1064878 . PMID 11896277 . S2CID 26979705 .
- ^ Kvenvolden, KA; Lorenson, TD (2001). Charles K. Paull; William P. Dillon (eds.). Hidratos de gas natural: ocurrencia, distribución y detección . Serie de monografías geofísicas. 124 . Unión Geofísica Americana. págs. 3-18. ISBN 978-0-875-90982-0.
- ^ Huguet, Carme; de Lange, Gert J .; Gustafsson, Örjan; Middelburg, Jack J .; Sinninghe Damsté, Jaap S .; Schouten, Stefan (15 de diciembre de 2008). "Conservación selectiva de la materia orgánica del suelo en sedimentos marinos oxidados (Llanura abisal de Madeira)". Geochimica et Cosmochimica Acta . 72 (24): 6061–6068. Código bibliográfico : 2008GeCoA..72.6061H . doi : 10.1016 / j.gca.2008.09.021 .
- ^ a b c Hedges, John I .; Hu, Feng Sheng; Devol, Allan H .; Hartnett, Hilairy E .; Tsamakis, Elizabeth; Keil, Richard G. (1999). "Conservación de la materia orgánica sedimentaria: una prueba de degradación selectiva en condiciones óxicas" . Revista estadounidense de ciencia . 299 (7-9): 529. Código bibliográfico : 1999AmJS..299..529H . doi : 10.2475 / ajs.299.7-9.529 . ISSN 0002-9599 .
- ^ a b Kristensen, Erik; Ahmed, Saiyed I .; Devol, Allan H. (1 de diciembre de 1995). "Descomposición aeróbica y anaeróbica de materia orgánica en sedimentos marinos: ¿Cuál es la más rápida?". Limnología y Oceanografía . 40 (8): 1430–1437. Código Bibliográfico : 1995LimOc..40.1430K . doi : 10.4319 / lo.1995.40.8.1430 . ISSN 1939-5590 .
- ^ Smith, Richard; Bianchi, Thomas; Allison, Mead; Salvaje, Candida; Galy, Valier (2015). "Altas tasas de enterramiento de carbono orgánico en sedimentos de fiordos a nivel mundial". Geociencias de la naturaleza . 8 (6): 450. Bibcode : 2015NatGe ... 8..450S . doi : 10.1038 / ngeo2421 .
- ^ Kasting, JF; Toon, OB; Pollack, JB (1 de febrero de 1988). "Cómo evolucionó el clima en los planetas terrestres". Scientific American . 258 (2): 90–97. Código Bibliográfico : 1988SciAm.258b..90K . doi : 10.1038 / scientificamerican0288-90 . ISSN 0036-8733 . PMID 11538470 .
- ^ Khatiwala, S; Primeau, F; Hall, T (2009). "Reconstrucción de la historia de las concentraciones antropogénicas de CO2 en el océano" . Naturaleza . 462 (7271): 346–349. Código Bibliográfico : 2009Natur.462..346K . doi : 10.1038 / nature08526 . PMID 19924213 . S2CID 2301279 .
- ^ Le Quere, C; Andrés, R; Boden, T; Conway, T; Houghton, R; House, J; Marland, G; Peters, G; van der Werf, G; Ahlstrom, A; Andrew, R; Bopp, L; Canadell, J; Ciais, P; Doney, S; Muy bien, C; Friedlingston, P; Huntingford, C; Jain, A; Jourdain, C; Kato, E; Keeling, R; Klein Goldewijk, K; Levis, S; Levy, P; Lomas, M; Poulter, B; Raupach, M; Schwinger, J; Sitch, S; Stocker, B; Viovy, N; Zaehle, S; Zheng, N (2013). "El presupuesto mundial de carbono 1959-2011" . Datos científicos del sistema terrestre . 5 (1): 165–185. Código bibliográfico : 2013ESSD .... 5..165L . doi : 10.5194 / essd-5-165-2013 .
- ^ Quay, PD; Tilbrook, B .; Wong, CS (3 de abril de 1992). "Captación oceánica de CO2 de combustibles fósiles: evidencia de carbono-13". Ciencia . 256 (5053): 74–79. Código Bibliográfico : 1992Sci ... 256 ... 74Q . doi : 10.1126 / science.256.5053.74 . ISSN 0036-8075 . PMID 17802595 . S2CID 9289370 .
- ^ Revelle, Roger; Suess, Hans E. (1 de febrero de 1957). "Intercambio de dióxido de carbono entre la atmósfera y el océano y la cuestión de un aumento de CO2 atmosférico durante las últimas décadas". Tellus . 9 (1): 18-27. Código Bibliográfico : 1957TellA ... 9 ... 18R . doi : 10.1111 / j.2153-3490.1957.tb01849.x . ISSN 2153-3490 .
- ^ Ciais, P; Sabine, C (2014). "6" (PDF) . Carbono y otros ciclos biogeoquímicos en el cambio climático 2013: La base de la ciencia física . Cambridge y Nueva York: Cambridge University Press. págs. 465–570.
- ^ Boer, G; Arora, V (2013). "Retroalimentación en los presupuestos mundiales de carbono impulsados por emisiones y concentrados" . Revista del clima . 26 (10): 3326–3341. Código bibliográfico : 2013JCli ... 26.3326B . doi : 10.1175 / JCLI-D-12-00365.1 .
- ^ Gregory, J; Jones, C; Cadule, P; Friedlingstein, P (2009). "Cuantificación de retroalimentaciones del ciclo del carbono". Revista del clima . 22 (19): 5232–5250. Código Bibliográfico : 2009JCli ... 22.5232G . doi : 10.1175 / 2009JCLI2949.1 .
- ^ Harvey, Fiona (4 de diciembre de 2019). "Abordar los océanos degradados podría mitigar la crisis climática - informe" . The Guardian . ISSN 0261-3077 . Consultado el 7 de diciembre de 2019 .
- ^ Harvey, Fiona (7 de diciembre de 2019). "Los océanos pierden oxígeno a un ritmo sin precedentes, advierten los expertos" . The Guardian . ISSN 0261-3077 . Consultado el 7 de diciembre de 2019 .
- ^ Caldeira, Ken; Wickett, Michael E. (25 de septiembre de 2003). "Oceanografía: carbono antropogénico y pH oceánico" . Naturaleza . 425 (6956): 365. Código Bibliográfico : 2003Natur.425..365C . doi : 10.1038 / 425365a . ISSN 1476-4687 . PMID 14508477 . S2CID 4417880 .
- ^ a b c d e f Acidificación del océano . Gattuso, Jean-Pierre., Hansson, Lina. Oxford [Inglaterra]: Oxford University Press. 2011. ISBN 9780199591091. OCLC 823163766 .CS1 maint: otros ( enlace )
- ^ Barton, Alan (2015). "Impactos de la acidificación costera en la industria de mariscos del noroeste del Pacífico y estrategias de adaptación implementadas en respuesta" (PDF) . Oceanografía . 25 (2): 146-159. doi : 10.5670 / oceanog.2015.38 .
- ^ a b Aumont, O .; Bopp, L. (1 de junio de 2006). "Globalización de resultados de estudios de fertilización con hierro in situ en el océano" . Ciclos biogeoquímicos globales . 20 (2): GB2017. Código bibliográfico : 2006GBioC..20.2017A . doi : 10.1029 / 2005gb002591 . ISSN 1944-9224 .
- ^ Chisholm, S; Falkowski, P; Cullen, J (2001). "Desacreditar la fertilización del océano". Ciencia . 294 (5541): 309–310. doi : 10.1126 / science.1065349 . PMID 11598285 . S2CID 130687109 .
- ^ Lehner, B; Liermann, C; Revenga, C; Vorosmarty, C; Fekete, B; Crouzet, P; Doll, P; Endejan, M; Frenken, K; Magome, J; Nilsson, C; Robertson, J; Rodel, R; Sindorf, N; Wisser, D (2011). "Mapeo de alta resolución de los embalses y presas del mundo para la gestión sostenible del caudal de los ríos" . Fronteras en Ecología y Medio Ambiente . 9 (9): 494–502. doi : 10.1890 / 100125 .
- ^ Regnier, P; Friedlingstein, P; ..., ...; Thullner, M (2013). "Perturbación antropogénica de los flujos de carbono de la tierra al océano" . Geociencias de la naturaleza . 6 (8): 597–607. Código Bibliográfico : 2013NatGe ... 6..597R . doi : 10.1038 / ngeo1830 . hdl : 10871/18939 .CS1 maint: nombres numéricos: lista de autores ( enlace )
- ^ a b c d e Maavara, T; Lauerwald, R; Regnier, P; Van Cappellen, P (2016). "Perturbación global del ciclo del carbono orgánico por represas de ríos" . Naturaleza . 8 : 15347. Bibcode : 2017NatCo ... 815347M . doi : 10.1038 / ncomms15347 . PMC 5442313 . PMID 28513580 .
- ^ Barros, N; Cole, J; Tranvik, L; Prairie, Y; Bastviken, D; Huszar, V; del Giorgio, P; Roland, F (2011). "Emisión de carbono de los embalses hidroeléctricos vinculados a la edad y latitud del embalse". Geociencias de la naturaleza . 4 (9): 593–596. Código Bibliográfico : 2011NatGe ... 4..593B . doi : 10.1038 / ngeo1211 .
- ^ "Absorción de carbono oceánico ampliamente subestimada" . Phys.org. 4 de septiembre de 2020.
- ^ Watson, Andrew J .; Schuster, Ute; Shutler, Jamie D .; Sosteniendo, Thomas; Ashton, Ian GC; Landschützer, Peter; Woolf, David K .; Goddijn-Murphy, Lonneke (4 de septiembre de 2020). "Las estimaciones revisadas del flujo de CO 2 océano-atmósfera son consistentes con el inventario de carbono oceánico" . Comunicaciones de la naturaleza . 11 (1): 4422. doi : 10.1038 / s41467-020-18203-3 . ISSN 2041-1723 . Consultado el 8 de octubre de 2020 . El texto y las imágenes están disponibles bajo una licencia internacional Creative Commons Attribution 4.0 .
enlaces externos
- Mapa global actual de la presión parcial de dióxido de carbono en la superficie del océano
- Mapa mundial actual de la densidad de flujo de dióxido de carbono aire-mar