Ciclo oceánico del carbono

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 lecho 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 todo el planeta, lo que garantiza que el carbono esté disponible a nivel mundial. El ciclo oceánico del carbono 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 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 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. La reserva activa total de carbono en la superficie de la Tierra para duraciones de menos de 10 000 años es de 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. La especiación 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. Los organismos marinos vinculan los ciclos del carbono y el oxígeno a través de procesos como la fotosíntesis. El ciclo del carbono marino también está ligado 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), que establece que los organismos tienden a para absorber nitrógeno y fósforo incorporando nuevo carbono orgánico. Asimismo, la materia orgánica descompuesta por bacterias libera fósforo y nitrógeno.

Con base en las publicaciones de la NASA, la Asociación Meteorológica Mundial, el IPCC y el Consejo Internacional para la Exploración del Mar, así como en las de científicos de la NOAA, la Institución Oceanográfica Woods Hole, la Institución Oceanográfica Scripps, CSIRO y el Laboratorio Nacional Oak Ridge, la los impactos en el ciclo del carbono marino son significativos. Antes de la Revolución Industrial, el océano era una fuente neta de CO ₂ a la atmósfera, mientras que ahora la mayor parte del carbono que ingresa al océano proviene del dióxido de carbono atmosférico (CO ₂). La quema de combustibles fósiles y la producción de cemento han cambiado el equilibrio de dióxido de carbono entre la atmósfera y los océanos, provocando la acidificación de los océanos. El cambio climático, consecuencia del exceso de CO₂ en la atmósfera, ha aumentado la temperatura del océano y la atmósfera (calentamiento global). La tasa más lenta de calentamiento global que se produjo entre 2000 y 2010 puede atribuirse a un aumento observado en el contenido de calor del océano superior.

Carbono marino

Los compuestos de carbono se pueden distinguir como orgánicos o inorgánicos, disueltos o en partículas, dependiendo de 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 el dióxido de carbono, el ácido carbónico, el bicarbonato y el carbonato (CO ₂, H ₂ CO ₃, HCO ₃, CO ₃ respectivamente).

El carbono marino se separa aún más en partículas y fases disueltas. Estos depósitos se definen operativamente por separación física: el carbono disuelto pasa a través de un filtro de 0,2 μm y el carbono particulado 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) 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). El DIC también se puede convertir en carbono orgánico particulado (POC) a través de la fotosíntesis y la quimioautotrofia (es decir, la producción primaria). El 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 los caparazones de varios organismos marinos, pero también puede formarse en eventos de merlán. Los peces marinos también excretan carbonato de calcio durante la osmorregulación.

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 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.

Carbón orgánico

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 pueda 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 volver a convertir en carbono inorgánico disuelto (DIC) a través de la respiración.

Las moléculas de carbono orgánico que se capturan en un filtro se definen como partículas de carbono orgánico (POC). El POC se compone de organismos (vivos o muertos), su materia fecal y detritos. El POC se puede convertir en DOC a través de la desagregación de moléculas y por exudación por fitoplancton, por ejemplo. El POC generalmente se convierte en DIC a través de la heterotrofia y la respiración.

Bombas marinas de carbón

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. Las concentraciones acuosas de CO ₂, ácido carbónico, ion bicarbonato e ion 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. 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.

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

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

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Las especies disueltas en las ecuaciones anteriores, en su mayoría bicarbonato, constituyen el sistema de alcalinidad de carbonato, el principal contribuyente a la alcalinidad del agua de mar.

Bomba de carbonato

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 lo que forma las partes duras del cuerpo como las conchas. La formación de estas capas aumenta el CO ₂ atmosférico debido a la producción de CaCO ₃ en la siguiente reacción con estequiometría simplificada:

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Los cocolitóforos, un grupo casi omnipresente de fitoplancton que produce caparazones de carbonato de calcio, son los principales contribuyentes a la bomba de carbonato. 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. 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 partículas que se hunden en el fondo del océano (PIC/POC). La bomba de carbonato actúa como una retroalimentación negativa sobre el CO ₂llevado 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 se puede 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 que luego se hunde y es, en parte o en su totalidad, digerida por los heterótrofos. El carbono orgánico particulado se puede clasificar, según 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.Las moléculas lábiles están presentes en bajas concentraciones fuera de las células (en el rango picomolar) y tienen vidas medias de solo unos minutos cuando están libres en el océano. Los microbios los consumen a las pocas horas o días de su producción y residen en la superficie de los océanos, donde contribuyen con la mayor parte del flujo de carbono lábil. Las moléculas semilábiles, mucho más difíciles de consumir, son capaces de alcanzar profundidades de cientos de metros bajo la superficie antes de ser metabolizadas. El DOM refractario comprende en gran medida moléculas altamente conjugadas como los hidrocarburos aromáticos policíclicos o la lignina. El DOM refractario puede alcanzar profundidades superiores a los 1000 m y circula a través de los océanos durante miles de años.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. La materia orgánica disuelta marina (DOM) puede almacenar tanto carbono como el suministro actual de CO ₂ atmosférico, pero los procesos industriales están alterando el equilibrio de este ciclo.

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Entradas

Las entradas al ciclo del carbono marino son numerosas, pero las principales contribuciones, en términos netos, provienen de la atmósfera y los ríos. Los respiraderos hidrotermales generalmente suministran una cantidad de carbono igual a la cantidad que consumen.

Atmósfera

Antes de la Revolución Industrial, el océano era una fuente de CO ₂ para la atmósfera 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. El dióxido de carbono se absorbe de la atmósfera en la superficie del océano a una tasa de cambio que varía localmente pero, en promedio, los océanos tienen una absorción neta de CO ₂ 2,2 Pg C por año. Debido a que la solubilidad del dióxido de carbono aumenta cuando la temperatura disminuye, las áreas frías pueden contener más CO ₂ y aun así 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. Los océanos del Atlántico Norte y Nórdico tienen la mayor absorción de carbono por unidad de área en el mundo, y en el Atlántico Norte la convección profunda transporta aproximadamente 197 Tg por año de carbono no refractario a profundidad.

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

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. Esta tasa de intercambio se puede aproximar por 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.

Factor de desvelo

Dado que la entrada oceánica de dióxido de carbono es limitada, la entrada de CO ₂ también puede describirse mediante el factor Revelle. 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 de dióxido de carbono en la capa de mezcla considerando la bomba de solubilidad. El Factor Revelle es una expresión para caracterizar la eficiencia termodinámica de la piscina 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 de Revelle que oscilaba entre aproximadamente 9 en las regiones tropicales de baja latitud y 15 en el océano austral cerca de la Antártida.

Ríos

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

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o por la descomposición de la vida (ecuación 5, por ejemplo, material vegetal y del suelo). Los ríos aportan cantidades aproximadamente iguales (~0,4 GtC/año) de DIC y DOC a los océanos. Se estima que anualmente se transportan aproximadamente 0,8 GtC (DIC + DOC) de los ríos al océano. Los ríos que desembocan en la bahía de Chesapeake (ríos Susquehanna, Potomac y James) ingresan aproximadamente 0,004 Gt (6,5 x 10 moles) de DIC por año. El transporte de carbono total de los ríos representa aproximadamente el 0,02% del carbono total en la atmósfera. 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 efecto invernadero.

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. 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.

Conservación de 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. Los sedimentos marinos profundos y las formaciones geológicas son importantes ya que proporcionan un registro completo de la vida en la Tierra y una importante fuente de combustible fósil. El carbono oceánico puede salir del sistema en forma de detritos que se hunden y se entierran en el lecho marino sin descomponerse ni disolverse por completo. Los sedimentos de la superficie del suelo oceánico representan 1,75 x 10 kg de carbono en el ciclo global del carbono. Como máximo, el 4 % del carbono orgánico particulado de la zona eufótica del Océano Pacífico, donde se produce la producción primaria de energía lumínica, está enterrado en los sedimentos marinos.Entonces 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 dentro.

El destino de hundir el carbono orgánico

Históricamente, los sedimentos con los contenidos más altos 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 de fondo. El 90% del entierro de carbono orgánico ocurre en depósitos de deltas y plataformas continentales y taludes superiores; esto se debe en parte al corto tiempo de exposición debido a una menor distancia al fondo del mar y la composición de la materia orgánica que ya está depositada en esos ambientes. 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 interglaciales.

Degradación

El POC se descompone mediante una serie de procesos impulsados ​​por microbios, como la metanogénesis y la reducción de sulfato, antes de enterrarse en el lecho marino. La degradación de COP también da como resultado la producción microbiana de metano, que es el principal hidrato de gas en los márgenes continentales. 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. 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. 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.La profundidad de enterramiento a la que se detiene la degradación depende de la tasa de sedimentación, la abundancia relativa de materia orgánica en el sedimento, el tipo de materia orgánica que se entierra y otras innumerables variables. Si bien la descomposición de la materia orgánica puede ocurrir en sedimentos anóxicos cuando las bacterias usan oxidantes distintos al oxígeno (nitrato, sulfato, Fe), la descomposición tiende a terminar antes de llegar a la mineralización completa. Esto ocurre debido a la descomposición preferencial de moléculas lábiles sobre moléculas refráctiles.

Entierro

El entierro de carbono orgánico es un insumo de energía para los ambientes biológicos subterráneos y puede regular el oxígeno en la atmósfera a escalas de tiempo largas (> 10 000 años). El entierro solo 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 de la producción primaria terrestre y oceánica. Los fiordos, o acantilados creados por la erosión glacial, también se han identificado como áreas de entierro significativo de carbono, con tasas cien veces mayores que el promedio oceánico.El carbono orgánico particulado se entierra en los sedimentos oceánicos, lo que crea un camino entre un depósito de carbono rápidamente disponible en el océano y su almacenamiento para escalas de tiempo geológicas. Una vez que el carbono se secuestra en el lecho marino, se considera carbono azul. Las tasas de enterramiento se pueden calcular como la diferencia entre la tasa a la que se hunde la materia orgánica y la tasa 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. El CaCO ₃ está sobresaturado en la gran mayoría de las aguas superficiales del océano y subsaturado en profundidad, 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 puede disolverse mediante disolución metabólica (es decir, puede usarse como alimento y excretarse) y, por lo tanto, los sedimentos del océano profundo tienen muy poco carbonato de calcio. La precipitación y el entierro de carbonato de calcio en el océano elimina partículas de carbono inorgánico del océano y finalmente forma piedra caliza. En escalas de tiempo superiores a 500.000 años, el clima de la Tierra es moderado por el flujo de carbono que entra y sale de la litosfera. Las rocas formadas en el lecho marino del océano se reciclan a través de la tectónica de placas de regreso a la superficie y se meteorizan o subducen en el manto, el carbono es desprendido por los volcanes.

Impactos humanos

Los océanos absorben entre el 15 y el 40 % del CO ₂ antropogénico y, hasta el momento, aproximadamente el 40 % del carbono procedente de la quema de combustibles fósiles se ha absorbido en los océanos. 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. El aumento anual actual del CO ₂ atmosférico es de aproximadamente 4 gigatoneladas de carbono. 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.La sobrepesca y la contaminación plástica de los océanos contribuyen al estado degradado del sumidero de carbono más grande del mundo.

Acidificación oceánica

Artículo completo: Acidificación de los océanos

_{El pH de los océanos está disminuyendo debido a la absorción de CO 2} atmosférico. 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 termodinámicamente sea más difícil formar una capa de CaCO ₃. Los iones de carbonato se unen preferentemente a los iones de hidrógeno para formar bicarbonato, 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 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 formatode carbono presente) en los océanos y se puede utilizar para evaluar la salud del océano.

La lista de organismos que pueden tener problemas 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, y quizás el más conspicuo, una estructura construida por organismos: el los arrecifes de coral. 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, pero es probable que los organismos que requieren carbonato sean reemplazados en muchas áreas. 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.

Fertilización con hierro

Artículo completo: Fertilización con hierro

La fertilización con hierro es una faceta de la geoingeniería, que manipula deliberadamente el sistema climático de la Tierra, generalmente en aspectos del ciclo del carbono o el forzamiento radiativo. De interés actual para la 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 con respecto a la fertilización artificial. 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 resulta en un aumento en la exportación de carbono. Sin embargo, la mayoría de la comunidad no cree que este sea un enfoque razonable o viable.

Presas y embalses

Hay más de 16 millones de represas en el mundo que alteran el transporte de carbono de los ríos a los océanos. 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 las represas (8000 km), se estima que la entrega de carbono al océano ha disminuido en un 13 % desde 1970 y se prevé que alcance el 19 % para 2030. El exceso de carbono contenido en los embalses puede emitir ~0,184 Gt de carbono adicionales a la atmósfera por año y ~0,2 GtC adicionales se enterrarán en los sedimentos. 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 de los embalses. Después de 2000, las cuencas de los ríos Paraná (hogar de 70 represas) y Zambezi (hogar del embalse más grande) superaron el entierro por el Mississippi. Otros grandes contribuyentes al entierro de carbono causado por la construcción de represas ocurren en los ríos Danubio, Amazonas, Yangtze, Mekong, Yenisei y Tocantins.

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 dar cuenta de las pequeñas diferencias de temperatura entre la superficie del océano y la profundidad de unos pocos metros donde se realizan las mediciones. Esto puede ser beneficioso en términos de mitigación del cambio climático, pero problemático en términos de acidificación de los océanos.