Океански јаглероден циклус

Океански јаглероден циклус (или морски јаглероден циклус) — се состои од процеси кои разменуваат јаглерод помеѓу различни базени во океанот, како и помеѓу атмосферата, внатрешноста на Земјата и морското дно. Јаглеродниот циклус е резултат на многу сили кои дејствуваат низ повеќе временски и просторни размери кои циркулираат јаглерод низ планетата, осигурувајќи дека јаглеродот е достапен на глобално ниво. Океанскиот јаглероден циклус е централен процес на глобалниот јаглероден циклус и содржи и неоргански јаглерод (јаглерод кој не е поврзан со живо суштество, како што е јаглерод диоксид) и органски јаглерод (јаглерод кој е, или бил инкорпориран во живо суштество). Дел од морскиот јаглероден циклус го трансформира јаглеродот помеѓу неживата и живата материја.

Три главни процеси (или пумпи) кои го сочинуваат морскиот јаглероден циклус го носат атмосферскиот јаглерод диоксид (CO₂) во внатрешноста на океаните и го пренесуваат низ океаните. Овие три пумпи се: (1) пумпа за растворливост, (2) карбонатна пумпа и (3) биолошка пумпа. Вкупниот активен базен на јаглерод на површината на Земјата за времетраење од помалку од 10.000 години е приближно 40.000 гигатони C (Gt C, гигатон е една милијарда тони, или тежина од приближно 6 милиони сини китови) и околу 95% (~ 38.000 Gt C) се складира во океанот, главно како растворен неоргански јаглерод.^[1][2] Видообразбата на растворениот неоргански јаглерод во морскиот јаглероден циклус е примарен контролер на киселинско-базната хемија во океаните.

Земјините растенија и алгите (примарни производители) се одговорни за најголемите годишни јаглеродни текови. Иако количината на јаглерод складирана во морската биота (~ 3 Gt C) е многу мала во споредба со копнената вегетација (~ 610 GtC), количината на јаглерод разменет од овие групи е речиси еднаков - околу 50 GtC секоја од нив.^[1] Морските организми ги поврзуваат циклусите на јаглеродот и кислородот преку процеси како што е фотосинтезата.^[1] Морскиот јаглероден циклус е исто така биолошки поврзан со циклусите на азот и фосфор со речиси константен стехиометриски сооднос C:N:P од 106:16:1,^[3] однос кој вели дека организмите имаат тенденција да земаат азот и фосфор инкорпорирајќи нов органски јаглерод. Исто така, органската материја разложена од бактерии ослободува фосфор и азот.

Врз основа на публикациите на НАСА, Светската метеоролошка организација, Меѓувладиниот панел за климатски промени и Меѓународниот совет за истражување на морето, како и научниците од Националната океанска и атмосферска управа, океанографската институција Вудс Хол, Институцијата за океанографија Скрипс, ЦСИРО и Националната лабораторија Оук Риџ, човечката влијанијата врз морскиот јаглероден циклус се значајни.^[4][5][6][7] Пред Индустриската револуција, океанот бил нето извор на CO₂ во атмосферата додека сега поголемиот дел од јаглеродот што влегува во океанот доаѓа од атмосферскиот јаглерод диоксид (CO₂).^[8] Согорувањето на фосилните горива и производството на цемент го промениле балансот на јаглерод диоксид помеѓу атмосферата и океаните,^[6] предизвикувајќи закиселување на океаните.^[8][9] Климатските промени, како резултат на вишокот CO₂ во атмосферата, ја зголемиле температурата на океанот и атмосферата (глобалното затоплување).^[10] Забавената стапка на глобално затоплување што се случува од 2000-2010 година ^[11] може да се припише на забележаното зголемување на содржината на топлина во горниот дел на океанот.^[12][13]

Јаглеродните соединенија може да се разликуваат како органски или неоргански, и растворени или честични, во зависност од нивниот состав. Органскиот јаглерод го формира столбот на клучната компонента на органските соединенија како што се белковините, липидите, јаглехидратите и нуклеинските киселини. Неорганскиот јаглерод се наоѓа првенствено во едноставни соединенија како што се јаглерод диоксид, јаглеродна киселина, бикарбонат и карбонат (CO₂, H₂CO₃, HCO₃⁻, CO₃²⁻ соодветно).

Морскиот јаглерод понатаму се дели на честички и растворени фази. Овие базени се оперативно дефинирани со физичко одвојување - растворениот јаглерод поминува низ филтер од 0,2 μm, а јаглеродот со честички не.

Постојат два главни типа на неоргански јаглерод кои се наоѓаат во океаните. Растворениот неоргански јаглерод (РНО) се состои од бикарбонат (HCO₃⁻), карбонат (CO₃²⁻) и јаглерод диоксид (вклучувајќи ги и растворениот CO₂ и јаглеродната киселина H₂ CO₃). Растворениот неоргански јаглерод може да се претвори во неоргански јаглерод на честички (НЈЧ) преку таложење на CaCO₃ (биолошки или абиотски). Растворениот неоргански јаглерод, исто така, може да се претвори во органски јаглерод со честички (ОЈЧ) преку фотосинтеза и хемоавтотрофија (т.е. примарно производство). Растворениот неоргански јаглерод се зголемува со длабочината додека органските честички на јаглерод тонат и се вдишуваат. Слободниот кислород се намалува како што се зголемува растворениот неоргански јаглерод бидејќи кислородот се троши за време на аеробното дишење.

Неоргански јаглерод со честички (НЈЧ) е другата форма на неоргански јаглерод што се наоѓа во океанот. Повеќето НЈЧ е CaCO₃ што сочинува лушпи од различни морски организми. Морските риби, исто така, излачуваат калциум карбонат за време на осморегулацијата.^[14]

Некои од неорганските видови на јаглерод во океанот, како што се бикарбонат и карбонат, се главни придонесувачи за алкалноста, природен океански тампон кој спречува драстични промени во киселоста (или pH). Морскиот јаглероден циклус, исто така, влијае на стапките на реакција и растворање на некои хемиски соединенија, ја регулира количината на јаглерод диоксид во атмосферата и температурата на Земјата.^[15]

Како и неорганскиот јаглерод, постојат две главни форми на органски јаглерод кои се наоѓаат во океанот (растворени и честички). Растворениот органски јаглерод (РОЈ) е оперативно дефиниран како секоја органска молекула која може да помине низ 0,2 µm филтер. Растворениот органски јаглерод може да се претвори во органски јаглерод со честички преку хетеротрофија и исто така може да се претвори назад во растворен неоргански јаглерод (РНЈ) преку дишење.

Оние молекули на органски јаглерод што се заробени на филтер се дефинирани како органски јаглерод со честички, кои се состојат од организми (мртви или живи), нивна фекална материја и детритус. Органскиот јаглерод со честичкиможе да се претвори во РОЈ преку расчленување на молекулите и со ексудација со фитопланктон.

Океаните го складираат најголемиот базен на реактивен јаглерод на планетата како растворен неоргански јаглерод, кој се воведува како резултат на растворање на атмосферскиот јаглерод диоксид во морската вода - пумпата за растворливост.^[15] Концентрациите на воден CO₂, јаглеродна киселина, бикарбонат јони и карбонат јони содржат растворен неоргански јаглерод. растворен неоргански јаглерод циркулира низ целиот океан со термохалинска циркулација, што го олеснува огромниот капацитет за складирање на растворен неоргански јаглерод на океанот.^[16] Следните хемиски равенки ги покажуваат реакциите на CO₂ откако ќе влезе во океанот и ќе се трансформира во неговата водена форма.

${\displaystyle {\ce {CO2(aq) + H2O -> H2CO3}}}$

(1)

Јаглеродната киселина брзо се дисоцира на слободен водороден јон (технички, хидрониум) и бикарбонат.

${\displaystyle {\ce {H2CO3 -> H+ + HCO3^-}}}$

(2)

Слободниот водороден јон се среќава со карбонат, кој веќе е присутен во водата од растворањето на CaCO₃, и реагира за да формира повеќе бикарбонат јон.

${\displaystyle {\ce {H+ + CO3^2- -> HCO3^-}}}$

(3)

Растворените видови во равенките погоре, главно бикарбонати, го сочинуваат системот на карбонатска алкалност, доминантниот придонесувач за алкалноста на морската вода.^[9]

Карбонатната пумпа, понекогаш наречена карбонатна контра пумпа, започнува со морските организми на површината на океанот, произведувајќи неоргански јаглеродни честички (НЈЧ) во форма на калциум карбонат (калцит или арагонит, CaCO₃). Овој CaCO₃ е она што формира тврди делови од телото како школки.^[15] Формирањето на овие обвивки го зголемува атмосферскиот CO₂ поради производството на CaCO₃ ^[9] во следната реакција со поедноставена стехиометрија:^[17]

${\displaystyle {\ce {Ca^2+ + 2HCO3^- <=> CaCO3 + CO2 + H2O}}}$[18]

(4)

Коколитофорите, речиси сеприсутна група на фитопланктони кои произведуваат обвивки од калциум карбонат, се доминантните придонесувачи за карбонатната пумпа.^[15] Поради нивното изобилство, коколитофорите имаат значителни импликации врз хемијата на карбонат, во површинските води што ги населуваат и во океанот подолу: тие обезбедуваат голем механизам за надолен пренос на CaCO₃.^[19] Текот содржи воздух-морски CO₂ предизвикан од морската биолошка заедница може да се определи со односот на дождот - процентот на јаглерод од калциум карбонат во споредба со оној од органскиот јаглерод во честичките што тоне на дното на океанот. Карбонатната пумпа делува како негативна повратна информација на CO2 земен во океанот од пумпата за растворливост. Се јавува со помала јачина од пумпата за растворливост.

Органскиот јаглерод со честички, создаден преку биолошко производство, може да се извезе од горниот дел на океанот во флукс кој вообичаено се нарекува биолошка пумпа или да се вдишат (равенка 6) назад во неоргански јаглерод. Во првиот, растворениот неоргански јаглерод биолошки се претвора во органска материја со фотосинтеза (равенка 5) и други форми на автотрофија ^[15] што потоа тоне и делумно или целосно се вари од хетеротрофи.^[20] Органскиот јаглерод со честички може да се класифицира, врз основа на тоа колку лесно организмите можат да ги разградат за храна, како лабилен, полустабилен или огноотпорен. Фотосинтезата со фитопланктон е примарен извор за лабилни и полусабилни молекули и е индиректен извор за повеќето огноотпорни молекули.^[21][22] Лабилните молекули се присутни во ниски концентрации надвор од клетките (во пикомоларниот опсег) и имаат полуживот од само неколку минути кога се слободни во океанот.^[23] Тие се консумираат од микробите во рок од неколку часа или денови по производството и живеат во површинските океани,^[22] каде што придонесуваат за поголемиот дел од лабилниот јаглероден флукс.^[24] Полулабилните молекули, многу потешки за консумирање, можат да достигнат длабочини од стотици метри под површината пред да се метаболизираат.^[25] Огноотпорната растворена органска материја во голема мера се состои од високо конјугирани молекули како што се Полициклични ароматични јаглеводороди или лигнин.^[21] Огноотпорната растворена органска материја може да достигне длабочини поголеми од 1000 m и циркулира низ океаните во текот на илјадници години.^[22][26][27] Во текот на една година, околу 20 гигатони фотосинтетички фиксиран лабилен и полусабилен јаглерод се земаат од хетеротрофи, додека помалку од 0,2 гигатони огноотпорен јаглерод се трошат.^[22] Морската растворена органска материја (РОМ) може да складира онолку јаглерод како сегашното снабдување со CO₂ во атмосферата,^[27] но индустриските процеси ја менуваат рамнотежата на овој циклус.^[28]

${\displaystyle {\ce {{\underset {carbon~dioxide}{6CO2}}+{\underset {water}{6H2O}}->[light~energy]{\underset {carbohydrate}{C6H12O6}}+{\underset {oxygen}{6O2}}}}}$

(5)

${\displaystyle {\ce {{\underset {carbohydrate}{C6H12O6}}+{\underset {oxygen}{6O2}}->{\underset {carbon~dioxide}{6CO2}}+{\underset {water}{6H2O}}+heat}}}$

(6)

Влезовите во морскиот јаглероден циклус се многубројни, но примарниот придонес, на нето основа, доаѓа од атмосферата и реките.^[1] Хидротермалните отвори генерално обезбедуваат јаглерод еднаков на количината што ја трошат.^[15]

Пред Индустриската револуција, океанот бил извор на CO₂ во атмосферата ^[8] балансирајќи го влијанието на временските услови на карпите и копнените честички органски јаглерод; сега станал мијалник за вишокот атмосферски CO₂.^[30] Јаглерод диоксидот се апсорбира од атмосферата на површината на океанот по курс кој варира локално ^[31] но во просек, океаните имаат нето апсорпција на CO₂ 2,2 Pg C годишно.^[31] Бидејќи растворливоста на јаглерод диоксидот се зголемува кога температурата се намалува, студените области може да содржат повеќе CO₂ и сепак да бидат во рамнотежа со атмосферата; Спротивно на тоа, зголемувањето на температурата на површината на морето го намалува капацитетот на океаните да внесуваат јаглерод диоксид.^[9][32] СеверниотАтлантски и Нордиски океан имаат најголем внес на јаглерод по единица површина во светот,^[33] а во северниот Атлантик длабоката конвекција премесува приближно 197 Tg годишно неогноотпорен јаглерод до длабочина.^[34]

Стапките на океанско-атмосферска размена на CO₂ зависат од концентрацијата на јаглерод диоксид веќе присутен и во атмосферата и во океанот, температурата, соленоста и брзината на ветерот.^[35] Овој курс може да се приближи со Хенриевиот закон и може да се пресмета како S = kP, каде што растворливоста (S) на гасот од јаглерод диоксид е пропорционална на количината на гас во атмосферата или неговиот делумен притисок.^[1]

Бидејќи океанскиот внес на јаглерод диоксид е ограничен, приливот на CO₂ може да се опише и со Ревеловиот фактор.^[9][32] Ревеловиот фактор е сооднос на промената на јаглерод диоксидот со промената на растворениот неоргански јаглерод, кој служи како индикатор за растворање на јаглерод диоксид во мешаниот слој земајќи ја предвид пумпата за растворливост. Ревеловиот факторе израз за карактеризирање на термодинамичката ефикасност на базенот за апсорпција на CO₂ во бикарбонат. Колку е помал факторот, толку е поголем капацитетот за океанската вода да внесува јаглерод диоксид. Додека Ревел пресметал фактор од околу 10 во своето време, во една студија од 2004 година, податоците покажале дека Ревеловиот фактор се движи од приближно 9 во тропските региони со мала ширина до 15 во јужниот океан во близина на Антарктикот.^[36]

Реките исто така можат да пренесуваат органски јаглерод во океанот преку атмосферски влијанија или ерозија на алуминиосиликат (равенка 7) и карбонатни карпи (равенка 8) на копно,

${\displaystyle {\ce {2 NaAlSi3O8 + 2 H2CO3 + 9 H2O -> 2 Na+ + 2 HCO3^- + 4 H4SiO4 + Al2Si2O5(OH)4}}}$

(7)

${\displaystyle {\ce {CaCO3 + H2CO3 -> Ca^2+ + 2 HCO3^-}}}$

(8)

или со распаѓање на животот (равенка 5, на пр. растителен и почвен материјал).^[1] Реките придонесуваат приближно еднакви количини (~0,4 GtC/год.) на растворен неоргански јаглерод и растворен органски јаглерод во океаните.^[1] Се проценува дека приближно 0,8 GtC се пренесуваат годишно од реките до океанот.^[1] Реките што се влеваат во заливот Чесапик внесуваат приближно 0,004 Gt (6,5 x 10 ¹⁰ молови) растворен органски јаглерод годишно.^[37] Вкупниот пренос на јаглерод на реките претставува приближно 0,02% од вкупниот јаглерод во атмосферата.^[38] Иако изгледа мал, во долги временски размери (1000 до 10.000 години) јаглеродот што влегува во реките (и затоа не влегува во атмосферата) служи како стабилизирачка повратна информација за затоплувањето на стаклена градина.^[39]

Клучните резултати на морскиот јаглероден систем се зачувување на органски честички (ЗМЧ) и калциум карбонат, како и обратно атмосферско влијание.^[1] Додека има региони со локална загуба на CO₂ во атмосферата и хидротермални процеси, нето загуба во циклусот не се јавува.^[15]

Седиментацијата е долгорочно тонење за јаглерод во океанот, како и најголема загуба на јаглерод од океанскиот систем.^[40] Длабоките морски седименти и геолошки формации се важни бидејќи обезбедуваат темелна евиденција за животот на Земјата и важен извор на фосилни горива.^[40] Океанскиот јаглерод може да излезе од системот во форма на ѓубре што тоне и се закопува на морското дно без целосно да се распадне или раствори. Седиментите на површината на океанското дно сочинуваат 1,75x10 ¹⁵ kg јаглерод во глобалниот јаглероден циклус ^[41] Најмногу, 4% од честичкиот органски јаглерод од еуфотичната зона во Тихиот Океан, каде што се јавува примарното производство на светлина, е закопано во морски седименти.^[40] Потоа се подразбира дека бидејќи има поголем внес на органска материја во океанот од она што се закопува, голем дел од неа се троши.

Историски гледано, седиментите со највисока содржина на органски јаглерод често биле пронајдени во области со висока продуктивност на површинските води или оние со ниски концентрации на кислород во дното на водата.^[42] 90% од закопувањето на органскиот јаглерод се случува во наоѓалишта на делтите и континенталните прагови и горните падини;^[43] ова делумно се должи на краткото време на експозиција поради пократкото растојание до морското дно и составот на органската материја што веќе е депонирана во тие средини.^[44] Губењето на органскиот јаглерод е исто така чувствително на климатските обрасци: стапката на акумулација на органскиот јаглерод била 50% поголема за време на глацијалниот максимум во споредба со меѓуглацијалните.^[45]

Органскиот јаглерод со честички се распаѓа со низа процеси водени од микроби, како што се метаногенеза и редукција на сулфати, пред да се закопа на морското дно.^[46][47] Деградацијата, исто така, резултира со производство на микробен метан кој е главниот гасен хидрат на континенталните маргини.^[48] Лигнинот и поленот се инхерентно отпорни на деградација, а некои студии покажуваат дека неорганските матрици може да ја заштитат и органската материја.^[49] Стапките на зачувување на органската материја зависат од други меѓусебно зависни променливи кои варираат нелинеарно во време и простор.^[50] Иако распаѓањето на органската материја се случува брзо во присуство на кислород, микробите кои користат различни хемиски видови (преку оксидационо-редукциона реакција) можат да ја разградат органската материја во аноксичните седименти.^[50] Длабочината на закопување на која запира деградацијата зависи од стапката на седиментација, релативното изобилство на органска материја во седиментот, видот на органската материја што се закопува и безброј други променливи.^[50] Додека распаѓањето на органската материја може да се случи во аноксичните седименти кога бактериите користат оксиданси различни од кислородот (нитрат, сулфат, Fe<sup id="mwAZk">3+</sup>), распаѓањето има тенденција да заврши без целосна минерализација.^[51] Ова се случува поради преференцијалното распаѓање на лабилните молекули во однос на рефрактивните молекули.^[51]

Закопувањето на органскиот јаглерод е влез на енергија за подземните биолошки средини и може да го регулира кислородот во атмосферата на долги временски размери (> 10.000 години).^[45] Закопувањето може да се изврши само ако органскиот јаглерод пристигне до морското дно, со што континенталните прагови и крајбрежните рабови ќе бидат главно складирање на органски јаглерод од примарното производство на копно и океан. Фјордовите, или карпите создадени од глацијална ерозија, исто така се идентификувани како области на значително закопување на јаглерод, со стапки сто пати поголеми од просекот на океанот.^[52] Органскиот јаглерод со честички е закопан во океанските седименти, создавајќи патека помеѓу брзо достапниот јаглероден базен во океанот до неговото складирање за геолошки временски размери. Откако јаглеродот ќе се заглави на морското дно, тој се смета за син јаглерод. Стапките на закопување може да се пресметаат како разлика помеѓу брзината со која органската материја тоне и брзината со која таа се распаѓа.

Таложењето на калциум карбонат е важно бидејќи резултира со губење на алкалноста, како и ослободување на CO₂ (равенка 4), и затоа промената во стапката на зачувување на калциум карбонат може да го промени делумниот притисок на CO₂ во Земјината атмосфера.^[15] CaCO₃ е презаситен во поголемиот дел од површинските води на океаните и недоволно заситен на длабочина,^[9] што значи дека лушпите се со поголема веројатност да се растворат додека тонат во океанските длабочини. CaCO₃ може да се раствори и преку метаболичко растворање (т.е. може да се користи како храна и да се излачува) и на тој начин длабоките океански седименти имаат многу малку калциум карбонат.^[15] Врнежите и закопувањето на калциум карбонат во океанот ги отстранува честичките неоргански јаглерод од океанот и на крајот формира варовник.^[15] На временски скали поголеми од 500.000 години, климата на Земјата е умерена од флуксот на јаглерод во и надвор од литосферата.^[53] Карпите формирани во морското дно на океанот се рециклираат преку тектониката на плочите назад на површината и се атмосферираат или се спуштаат во обвивката, јаглеродот што го испуштаат вулканите.^[1]

Океаните заземаат 15 – 40% од антропогениот CO₂,^[54][55] и досега приближно 40% од јаглеродот од согорувањето на фосилните горива е земен во океаните.^[56] Бидејќи рееловиот фактор се зголемува со зголемување на CO₂, помал дел од антропогениот флукс ќе биде преземен од океанот во иднина.^[57] Тековниот годишен пораст на атмосферскиот CO₂ е приближно 4 гигатони јаглерод.^[58] Ова предизвикува климатски промени кои поттикнуваат концентрација на јаглерод и процеси на повратни информации од јаглерод-климата кои ја модифицираат циркулацијата на океаните и физичките и хемиските својства на морската вода, што го менува навлегувањето на CO₂.^[59][60] Прекумерниот риболов и пластичното загадување на океаните придонесуваат за деградирана состојба на најголемиот јаглероден мијалник во светот.^[61][62]

PH на океаните се намалува поради навлегувањето на CO₂ во атмосферата.^[63] Зголемувањето на растворениот јаглерод диоксид ја намалува достапноста на карбонатниот јон, намалувајќи ја состојбата на сатурација на CaCO₃, со што го прави термодинамички потешко да се направи обвивка од CaCO₃.^[64] Карбонатните јони преференцијално се врзуваат за водородните јони за да формираат бикарбонат,^[9] на тој начин намалувањето на достапноста на карбонатните јони ја зголемува количината на неврзаните водородни јони и ја намалува количината на формираниот бикарбонат (Равенки 1-3). рН е мерење на концентрацијата на водородни јони, каде што ниската pH вредност значи дека има повеќе неврзани водородни јони. Според тоа, рН е показател за карбонатната видообразба во океаните и може да се користи за да се процени колку е здрав океанот.^[64]

Списокот на организми кои може да се борат поради закиселувањето на океаните ги вклучува коколитофорите и фораминиферите (основата на морскиот синџир на исхрана во многу области), изворите на човечка храна како што се остриги и школки,^[65] и можеби највпечатливиот, структура изградена од организми - коралните гребени.^[64] Поголемиот дел од површинските води ќе останат презаситени во однос на CaCO₃ (и калцит и арагонит) некое време на траекторијата на тековните емисии,^[64] но организмите на кои им е потребен карбонат најверојатно ќе бидат заменети во многу области.^[64] Коралните гребени се под притисок од прекумерен риболов, загадување со нитрати и затоплување на води; Закиселувањето на океаните ќе додаде дополнителен стрес на овие важни структури.^[64]

Железното оплодување е аспект на геоинженерството, кое намерно манипулира со климатскиот систем на Земјата, обично во аспектите на јаглеродниот циклус или радијативното присилување. Од сегашен геоинженерски интерес е можноста за забрзување на биолошката пумпа за да се зголеми извозот на јаглерод од површинскиот океан. Овој зголемен извоз теоретски би можел да го отстрани вишокот на јаглерод диоксид од атмосферата за складирање во длабоките океани. Постојат тековни истраги во врска со вештачкото оплодување.^[66] Поради обемот на океанот и брзото време на одговор на хетеротрофните заедници на зголемување на примарното производство, тешко е да се одреди дали оплодувањето со ограничувачки хранливи материи резултира со зголемување на извозот на јаглерод.^[66] Сепак, мнозинството од заедницата не верува дека ова е разумен или остварлив пристап.^[67]

Во светот има над 16 милиони брани ^[68] кои го менуваат преносот на јаглерод од реките до океаните.^[69] Користејќи ги податоците од базата на податоци за глобални резервоари и брани, која содржи приближно 7000 резервоари кои содржат 77% од вкупниот волумен на вода што ја задржуваат браните (8000 km³), се проценува дека испораката на јаглерод во океанот е намалена за 13% од 1970 година и се предвидува да достигне 19% до 2030 година ^[70] Вишокот на јаглерод содржан во резервоарите може да испушта дополнителни ~0,184 Gt јаглерод во атмосферата годишно ^[71] и дополнителни ~0,2 GtC ќе бидат закопани во седимент.^[70] Пред 2000 година, сливовите на Мисисипи, Нигер и реката Ганг сочинувале 25-31% од целокупното закопување на јаглерод во резервоари.^[70] По 2000 година, речните сливови на Парана (дом на 70 брани) и Замбези (дом на најголемиот резервоар) го надминале Мисисипи.^[70] Други големи придонесувачи за закопувањето на јаглеродот предизвикано од брани се јавуваат на реките Дунав, Амазон, Јангце, Меконг, Јенисеј и Токантинс.^[70]

Студијата од 2020 година во Nature Communications, предводена од Универзитетот во Ексетер, открила значително поголем нето проток на јаглерод во океаните во споредба со претходните студии. Новата студија користи сателитски податоци за да ги земе предвид малите температурни разлики помеѓу површината на океанот и длабочината од неколку метри каде што се прават мерењата.^[72][73] Ова може да биде корисно во смисла на ублажување на климатските промени, но проблематично во однос на закиселувањето на океаните.

• Тековна глобална карта на делумниот притисок на јаглерод диоксид на површината на океанот
• Тековна глобална карта на густината на флуксот на јаглерод диоксид во морето-воздух