Papel de la precipitación de carbonato abiótico oceánico en la regulación futura del CO2 atmosférico

Oct 15, 2023

Scientific Reports volumen 12, Número de artículo: 15970 (2022) Citar este artículo

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Los océanos juegan un papel importante en el clima de la tierra al regular el CO2 atmosférico. Mientras que la productividad primaria oceánica y el entierro de carbono orgánico secuestran CO2 de la atmósfera, la precipitación de CaCO3 en el mar devuelve CO2 a la atmósfera. La precipitación abiótica de CaCO3 en forma de aragonito es potencialmente un importante mecanismo de retroalimentación para el ciclo global del carbono, pero este proceso no se ha cuantificado por completo. En un estudio de trampas de sedimentos realizado en el sureste del mar Mediterráneo, una de las regiones más oligotróficas y de calentamiento más rápido del océano, cuantificamos por primera vez el flujo de aragonito inorgánico en la columna de agua. Mostramos que este proceso es inducido cinéticamente por el calentamiento del agua superficial y la estratificación prolongada que resulta en un alto estado de saturación de aragonito (ΩAr ≥ 4). Sobre la base de estas relaciones, estimamos que la calcificación abiótica de aragonito puede representar el 15 ± 3% de la salida de CO2 reportada previamente desde la superficie del mar hacia la atmósfera en el sureste del Mediterráneo. Las predicciones modeladas de la temperatura de la superficie del mar y ΩAr sugieren que este proceso puede debilitarse en el futuro océano, lo que resultará en una mayor alcalinidad y capacidad amortiguadora del CO2 atmosférico.

La producción de minerales CaCO3 (a saber, aragonito y calcita) juega un papel importante en la regulación del balance de carbono del océano1,2. Mientras que la mayor parte de la producción de CaCO3 en los océanos es biogénica, una fracción se forma en reacciones abióticas. Hasta la fecha se ha observado producción abiótica de CaCO3 en forma de aragonito en determinadas localidades, como las Bahamas o el Golfo Pérsico, donde se presentan condiciones específicas. Sin embargo, a medida que se intensifica la acidificación de los océanos, la producción de CaCO3 abiótico disminuirá y es posible que ya haya disminuido significativamente, debido a la reducción del estado de saturación del ion carbonato. Aquí mostramos, por primera vez, la ocurrencia de producción abiótica de aragonito en el Mediterráneo oriental, en condiciones diferentes a las observadas anteriormente y un posible análogo a las futuras condiciones oceánicas bajo los efectos del calentamiento global. De acuerdo con el mecanismo propuesto, la producción abiótica de CaCO3 en las aguas superficiales puede mejorar mediante el calentamiento y la estratificación de los océanos, en lugar de la siembra adicional o la mezcla de masas de agua. Por el contrario, la acidificación de los océanos puede inhibir la producción abiótica de las aguas superficiales, contrarrestando el efecto positivo del calentamiento. Con base en nuestras observaciones, argumentamos que la producción de aragonito abiótico es más ubicua de lo que se consideraba anteriormente y delineamos el mecanismo de producción. Con base en modelos climáticos de última generación, ilustramos que el potencial de este mecanismo está disminuyendo y discutimos su impacto.

Se ha considerado que el intercambio de CO2 entre el océano y la atmósfera actúa como un importante mecanismo de retroalimentación que ayuda a regular el clima planetario1,2. Actualmente, se estima que ca. El 25% del CO2 antropogénico emitido a la atmósfera anualmente es absorbido por el océano3,4. La reacción química resultante del CO2 absorbido con el agua de mar produce ácido carbónico, lo que da como resultado un proceso conocido como acidificación del océano5. La producción de ácido carbónico no solo reduce el pH del agua de mar, sino que también cambia la especiación del carbono inorgánico disuelto (DIC = CO2 + HCO3− + CO3−2) en el agua de mar del carbonato (CO3−2) al bicarbonato (HCO3−) , según la siguiente ecuación estequiométrica – CO2 + H2O + CO3−2 → 2HCO3−.

La especiación de DIC en el agua de mar también está influenciada por la temperatura a través de su efecto sobre las constantes de disociación termodinámica, donde el calentamiento desplaza el sistema de carbonato hacia el CO3−2. La mayor parte de la transformación de DIC en fase sólida, ya sea orgánica o inorgánica, está impulsada biológicamente6. Donde, la asimilación biológicamente mediada de DIC en fase sólida de carbono inorgánico (CaCO3) elimina Ca+2 del agua de mar y también da como resultado una reducción de la alcalinidad total (TA) del agua de mar. Este proceso tampoco es conservativo con los cambios de salinidad7. Mientras que el sumidero orgánico ("bomba biológica") remueve carbono de la atmósfera, el sumidero inorgánico (precipitación de minerales carbonatados), consume TA y desplaza el sistema carbonatado hacia el CO2 y su desgasificación desde la superficie del océano a la atmósfera8, actuando como un positivo retroalimentación al calentamiento global2,9. La precipitación de ambas formas cristalinas de CaCO3 (aragonito y calcita) en el océano es mayoritariamente biogénica10 y es un proceso muy complejo, afectado por las condiciones ambientales, como la temperatura, los niveles de nutrientes disueltos y, lo que es más notable, la proporción de Ca+2 y Producto de la actividad del ión CO3−2 a la constante de solubilidad de CaCO3, también conocida como estado de saturación de CaCO3 (Ω)9.

Las aguas superficiales oceánicas están en su mayoría sobresaturadas con respecto a CaCO3 (Ω > 1) y, por lo tanto, cabría esperar con razón que la precipitación abiótica de CaCO3 fuera un hecho común y un proceso importante en el ciclo del carbono oceánico y la regulación del clima. Sin embargo, hasta la fecha, la precipitación abiótica de CaCO3 a gran escala espacial (generalmente aragonito) en el ambiente marino se ha observado solo durante los eventos denominados "eventos de blanqueamiento", cuando el CaCO3 se precipita de manera abiótica en las aguas superficiales, volviéndolas de color blanco lechoso en aguas relativamente poco profundas11. ,12,13. Tales eventos ocurren casi exclusivamente en el Golfo Pérsico y las Bahamas. Si bien el mecanismo específico que impulsa los eventos de blanqueamiento sigue siendo un tema muy controvertido14,15,16, los niveles extremadamente altos de Ω parecen ser un factor importante que los desencadena.

La nucleación abiótica de CaCO3 en agua de mar está fuertemente inhibida cinéticamente17,18. También se sugirió que las partículas suspendidas, que proporcionan un área de superficie mineral para la nucleación ("siembra"), desempeñan un importante control de la precipitación de carbonato del agua de mar16,19. Sin embargo, los experimentos "sembrados" han concluido que la temperatura controla la mineralogía de la fase de precipitación y que la tasa de precipitación es proporcional al estado de saturación20,21. Por lo tanto, se sospecha que vastas regiones oceánicas de baja latitud, donde el estado de saturación es alto22 y se produce la mayor desgasificación de CO223, albergan la precipitación abiótica de aragonito. Sin embargo, este proceso pasa desapercibido en gran medida, ya que a menudo queda oculto por la señal biológica más grande8,9.

A medida que el océano se calienta y la estratificación se intensifica, la productividad primaria disminuye, sobre todo en las regiones oligotróficas25,26. Esto significaría que el ciclo del carbono en estas regiones puede pasar de una mediación biológica a un mayor control abiótico (químico y físico). Este proceso ya está en curso en el sureste del Mediterráneo27,28, lo que lo convierte en un buen sistema modelo para el futuro estratificado más cálido de los océanos. Como la mayoría de las cuencas oceánicas, la región está experimentando acidificación; sin embargo, la tasa de acidificación es relativamente baja debido al aumento de la alcalinidad (suplemento 1, Fig. S1.1). Por el contrario, la temperatura de la superficie del mar durante el verano ha aumentado a un ritmo excepcionalmente alto de hasta 1 °C/década durante las últimas tres décadas29,30, sustancialmente más altas que las tasas de calentamiento en otros mares tropicales de baja latitud31. Además, el estado oligotrófico de la región da como resultado una de las productividades primarias más bajas de cualquier cuerpo de agua marina en el mundo32.

En un estudio de trampa de sedimentos que llevamos a cabo en el sureste del Mar Mediterráneo (Fig. 1), cuantificamos por primera vez el flujo de precipitación inorgánica de aragonito en la columna de agua durante el verano (suplemento 2). A diferencia de la calcita, solo hay unas pocas fuentes de aragonito biogénico en el área de estudio, por ejemplo, floraciones de pterópodos y resuspensión de caparazones de aragonito erosionados de organismos bénticos, ninguno de los cuales estaba presente en las trampas según el examen microscópico del material en las trampas y adyacentes. sedimentos superficiales. Las relaciones Sr/Ca en las trampas variaron entre 6,8 y 11,4 en los meses de verano cuando había aragonito (Fig. 2; suplemento 1, Tabla S1.1). Se encontró que la relación Sr/Ca en el sedimento era ~ 5,0 y las fuentes biogénicas, como los pterópodos, tenían relaciones que oscilaban entre 2,3 y 3,6 (suplemento 1, Tabla S1.2). Como resultado, ninguna de estas fuentes puede explicar la mayor relación Sr/Ca en las trampas. Sin embargo, estos valores concuerdan bien con la relación Sr/Ca (~ 9,0) de aragonito abiótico precipitado en experimentos de laboratorio con agua de mar en el rango de temperaturas de verano en el área de estudio33. Esto sigue siendo inferior al valor máximo de Sr/Ca = 11,4, donde el exceso de Sr probablemente proviene del polvo del Sahara, que tiene una relación Sr/Ca de ~ 3034,35. Sin embargo, el polvo no contiene aragonito y su tasa de suministro es baja durante el verano36. Por lo tanto, ni el polvo ni la resuspensión, dada la baja actividad de las olas durante el verano, explican la relación Sr/Ca relativamente alta en las trampas. Por lo tanto, es razonable concluir que es causado por la precipitación abiótica de aragonito (suplemento 1, Figs. S1.2–S1.3).

(a) Mapa de ubicación del mar Mediterráneo que muestra la temperatura de la superficie del mar (TSM) en °C para agosto de 2016, datos de MODIS|Aqua (https://oceancolor.gsfc.nasa.gov/). (b) mapa batimétrico de la plataforma israelí24 que muestra la ubicación de las estaciones Hadera y THEMO1. ( c ) Proliferación de la temperatura SST a lo largo del transecto que se muestra en ( a ).

Registro de la estación de Hadera que muestra (desde abajo), temperatura (a 26 m) y pCO2 inferido, salinidad mensual media para el mes dado y alcalinidad inferida, índice de saturación calculado para aragonito, fracción de aragonito del carbonato total, flujo de aragonito al trampa, desgasificación total de CO2 inferida de la precipitación de aragonito, relación Sr/Ca del sedimento en la trampa y retrodispersión acústica. Las áreas sombreadas indican períodos cuando el agua de mar ΩAr > 4 (ver Fig. 3).

Recientemente, se sugirió que la precipitación de aragonito abiótico puede ser causada por la siembra, donde el aragonito cristaliza en partículas de nucleación suspendidas37,38. En este modelo, una alta carga de semillas de nucleación/área de superficie promueve una mayor precipitación9. El estado de saturación, aunque elevado (≥ 4), no parece ser suficiente para la nucleación espontánea de aragonito del agua de mar39. Por lo tanto, nuestros resultados respaldan la utilización de núcleos preexistentes en la masa de agua por un estado sostenido de saturación de aragonito alto durante el verano. Los datos de retrodispersión acústica del ADCP adyacente a la trampa de sedimentos (Fig. 2), un indicador de la turbidez en el agua, indicaron la turbidez más alta entre enero y mayo, y una turbidez mucho más baja durante los meses de verano. Esta tendencia se reflejó en la masa total y los flujos de CaCO3 en las trampas de sedimentos (suplemento 1; Tabla S1.1) disminuyeron de 82 y 15,8 gr m-2 d-1 en enero de 2016 a 2,9 y 0,7 gr m-2 d-1 en agosto de 2016, respectivamente. Como tal, argumentaríamos que incluso en ambientes estratificados de baja turbidez, los núcleos de precipitación no son un factor limitante para la precipitación inorgánica de aragonito.

El otro factor importante para la precipitación de aragonito es el estado de saturación de CaCO3 del agua de mar. Se ha demostrado que la nucleación abiótica del aragonito es posible con ΩAr ≈ 4, dado un tiempo de inducción (el período de tiempo necesario para iniciar una reacción) de alrededor de dos meses37. Para mantener condiciones estables de ΩAr, se requiere un período prolongado de estabilidad de la columna de agua que sea consistente con la estratificación del agua superficial. Nuestras observaciones muestran que la formación de aragonito comenzó a fines de la primavera y continuó durante los meses de verano, entre mayo y octubre de 2016 (Fig. 2), que corresponde a la época del año en que el calentamiento y la mezcla mecánica más débil provocan una intensa estratificación de la capa superficial (Fig. 2). . 3). En su vértice, el gradiente a lo largo de la termoclina estacional era del orden de 10 °C (suplemento 1; Fig. S1.4). Como esta capa concentra el calor en la superficie, los niveles de pCO2 alcanzan una sobresaturación superior a 450 μatm (Fig. 2). Durante el invierno, la columna de agua superior se mezcla (Fig. 3), la temperatura y el ΩAr son más bajos (Fig. 2), mientras que la producción biogénica y la carga de sedimentos son más altas, lo que suprime la formación abiótica de aragonito (Fig. 4a). La ausencia de aragonito abiótico en las trampas de sedimentos durante el otoño de 2015, cuando ΩAr fue en ocasiones > 4, es probablemente el resultado de dos eventos de enfriamiento notables (4–6 °C) que ocurrieron en agosto y septiembre de 2015. Estos eventos duraron varios días (Fig. 2) y rompió la estratificación, restableciendo el tiempo de inducción requerido de ΩAr. Cabe destacar que 2015 fue un año anómalo con el menor número de días con ΩAr > 4 en la última década (suplemento 1, Fig. S1.5). Además, mientras que las condiciones casi constantes de ΩAr > 4 en las aguas superficiales locales prevalecen durante el verano, cuando la estratificación es más intensa (suplemento 1, Fig. S1.6), cuando esa estratificación se rompe, como en invierno (suplemento 1, Fig. S1 .7), los valores de ΩAr caen por debajo de 4. El aragonito que se encontró en las trampas entre fines de mayo y principios de junio de 2016 probablemente se formó más arriba en la columna de agua, ya que las condiciones de estratificación y sobresaturación comenzaron a principios de abril a profundidades más someras y se extendieron. en el verano28 (Fig. 3), lo que permite la formación de aragonito (Fig. 4b).

Serie temporal de temperatura en los 100 m superiores de la columna de agua en la estación THEMO-1 (principios de 2018 a principios de 2019) que muestra la estratificación de la columna de agua durante el verano.

Modelo esquemático para la formación de aragonito en el Mediterráneo Oriental. Durante los eventos de enfriamiento y la mezcla vertical de la columna de agua (a), el agua más fría con mayor productividad actúa como sumidero de CO2. Durante períodos prolongados de calentamiento (b), la columna de agua se estratifica térmicamente, el CO2 se desgasifica debido a la sobresaturación, el CO3−2 y el ΩAr aumentan, y se produce la precipitación abiótica de aragonito e intensifica la sobresaturación y desgasificación del CO2.

El flujo estimado de aragonito basado en los datos de la trampa de 2016 sería ~ 0,20 ± 0,04 mol m-2 año-1 para el período de despliegue. Suponiendo que se trata de un flujo representativo de la producción de carbonato inorgánico, esto correspondería a una salida de CO28 de 0,12 ± 0,01 mol CO2 m−2 año−1 (suplemento 4). El flujo neto anual total de CO2 a la atmósfera en el sureste del mar Mediterráneo se estimó previamente en 0,85 ± 0,27 mol m−228. Esto sugiere que la precipitación abiótica de aragonito puede representar ~ 15 ± 3% del flujo neto anual de CO2 desde la superficie del mar hacia la atmósfera en el sureste del Mediterráneo. Las condiciones de temperatura y salinidad de la superficie del mar relativamente estables y consistentes en la región40 permiten suponer que esto representa al menos la región de la cuenca del Levante y posiblemente se extiende más allá en el sureste del Mediterráneo. Este flujo de calcificación anual neto por unidad de área es solo ~ 0,5% del flujo de CaCO3 estimado para los arrecifes de coral41, pero el área potencial de producción es mucho más grande, lo que lo convierte en una fuente importante de CO2 atmosférico.

Esta es la primera vez que se demuestra la relación entre el calentamiento, la estratificación, la precipitación abiótica de aragonito y la liberación de CO2 en un sistema marino. El vínculo observado entre el calentamiento de la superficie y la salida de CO2 debido a la precipitación abiótica de aragonito proporciona un nuevo mecanismo por el cual el calentamiento reduce la capacidad amortiguadora del sureste del mar Mediterráneo para secuestrar el CO2 atmosférico (y posiblemente incluso convertirse en una fuente de CO228). Este es un nuevo mecanismo de retroalimentación del sistema de carbonato bajo el calentamiento global.

En términos más generales, se demostró recientemente que gran parte de la superficie del océano en latitudes más bajas se caracteriza por ΩAr ≥ 4, y que ΩAr está positivamente correlacionado con la temperatura22,42,43. A medida que el océano en latitudes más bajas se calienta, gran parte de ese calor se almacena en las aguas superficiales, lo que da como resultado una mayor estratificación y oligotrofia25,26,31. Es probable que estas tres propiedades (calentamiento, estratificación y oligotrofia) modifiquen el equilibrio del sistema de carbono, lo que afectará la capacidad del océano para almacenar CO244. El calentamiento, en particular, tiene una importancia significativa ya que afecta la velocidad aparente de precipitación de CaCO3 a través del coeficiente de velocidad cinética KT y el orden de reacción nT (que dependen de la temperatura; suplemento 3; Fig. S3.1). Por lo tanto, si la temperatura aumenta KT y nT más rápido que la acidificación del océano disminuye ΩAr, la tasa de precipitación neta aparente de CaCO3 puede aumentar. Sin embargo, la acumulación atmosférica de CO2 es más rápida que el calentamiento en términos de sus efectos combinados e individuales sobre KT y ΩAr (suplemento 3). Solo bajo la influencia del calentamiento, la tasa global potencial de producción de aragonito aumentaría, pero debido al efecto de la acidificación inducida por el CO2, se espera que continúe cayendo (Fig. 5). Como resultado, el sumidero de aragonito abiótico puede estar debilitándose, lo que resulta en una absorción reducida de TA y una acumulación no conservadora de TA en los océanos, como lo sugiere la serie de tiempo de TA normalizada por salinidad de la serie temporal del océano de Hawái (suplemento 1, Fig. S1. 8). A su vez, esta acumulación de TA podría aumentar potencialmente la capacidad de amortiguación del océano para aumentar el CO2 atmosférico, aumentando la absorción oceánica. Sin embargo, cabe señalar que los cambios decenales en la escorrentía terrestre, la mezcla profunda y los regímenes de evaporación en el Pacífico y sus alrededores también podrían explicar la tendencia no conservadora a largo plazo de la salinidad45. Independientemente, la contribución exacta de la precipitación de aragonito abiótico en la columna de agua superior no se puede cuantificar completamente en este momento, pero es un mecanismo de retroalimentación que debe investigarse más a fondo e incorporarse a los modelos planetarios para avanzar hacia una descripción más completa del océano/atmósfera. sistema.

El cambio en \(R_{ai}\) (tasa de precipitación de aragonito abiótico) a lo largo del tiempo a partir de simulaciones de modelos. \(R_{ai}\) (línea negra), \(R_{ai}^{SST - solo}\)(línea roja) y \(R_{ai}^{\Omega - solo}\)(línea azul ) de CMIP6 Histórica y ScenarioMIP SSP2-4.5 para el Mediterráneo oriental. El escenario \(R_{ai}\) refleja la predicción CMIP 'verdadera', mientras que \(R_{ai}^{SST - solo}\) y \(R_{ai}^{\Omega - solo}\) los escenarios fijan \(\Omega_{Ar}\) y SST, respectivamente, en valores climatológicos de 1850–1899. Los paneles superior, central e inferior son UKESM1-0-LL, GFDL-CM4 y CanESM5, respectivamente. El área sombreada indica el rango de error, mientras que las líneas representan la media anual (de la media mensual \(R_{ai}\) calculada en todo el Mediterráneo oriental) y la región sombreada abarca el rango anual.

En el registro geológico, los cambios entre períodos de aridez y fuerte estratificación oceánica con altas proporciones de aragonito/calcita y períodos de alta humedad, condiciones de columna de agua mixta más fría con bajas proporciones de aragonito/calcita, son evidentes en núcleos de sedimentos de bajas latitudes42. Teniendo en cuenta que la pCO2 del agua de mar superficial depende principalmente de la temperatura, y que las temperaturas del océano seguirán aumentando en el futuro cercano46, es de esperar una reducción en la capacidad del océano para absorber CO2 bajo una estratificación prolongada. Tanto en el pasado como en el futuro cercano de la Tierra, el calentamiento debido a los cambios orbitales de la Tierra podría aumentar la formación de carbonato abiótico, lo que podría resultar en una mayor liberación de CO2 de las aguas superficiales. El cambio de aguas más frías (períodos glaciales/de hielo), donde el carbono es eliminado por la bomba biológica, a aguas superficiales cálidas (período interglaciar/de efecto invernadero), estratificadas y oligotróficas, donde se precipita aragonito abiótico, puede haber alterado la capacidad de amortiguación oceánica. Esto significa que el agua superficial se convertirá en un sumidero mucho menos efectivo y, en escenarios extremos, áreas más grandes de la superficie del océano pueden convertirse en una fuente de CO2. Sin embargo, nuestro mecanismo de retroalimentación propuesto sugiere una reducción futura en la precipitación de aragonito abiótico bajo el efecto creciente de la acidificación del océano. La tasa sin precedentes del cambio climático antropogénico no se combina con un aumento comparable en la meteorización continental. En el pasado geológico, la meteorización puede haber proporcionado TA para sostener este mecanismo, al menos en mares epicontinentales que podrían desacoplarse con respecto al Ca2+ y Mg2+ del océano47.

Por lo tanto, sugerimos que la retroalimentación entre el calentamiento, la acidificación y la liberación inducida de CO2 debido a la precipitación abiótica de aragonito puede considerarse como una retroalimentación potencial del calentamiento global, que se suma a una lista creciente de retroalimentación, como la reducción de la productividad primaria en el océano, la desertificación y derretimiento del permafrost46 y, por lo tanto, debe tenerse en cuenta en la estimación futura de la evolución de los océanos en respuesta al cambio climático.

Se recogieron muestras de trampas de sedimentos instaladas a 2 km de la costa de Hadera, Israel, a 25 m de profundidad en el fondo. El análisis de las muestras de sedimentos se llevó a cabo mediante fluorescencia de rayos X (XRF) y difracción de rayos X (XRD). Los parámetros químicos del carbonato de agua de mar se estimaron a partir de mediciones in situ de temperatura y salinidad de la base de datos ISRAMR, que se convirtieron en pCO2 y alcalinidad total, respectivamente. Consulte el suplemento 2 para obtener más información sobre los métodos. El estado global del sistema de carbono se estimó a partir de los productos de la CMIP6; consulte el suplemento 3 para obtener más información.

Los guiones, los resultados y el material adicional para las simulaciones de modelos están disponibles a través del repositorio de Figshare en https://doi.org/10.6084/m9.figshare.15121131; el resto del material del suplemento está disponible en https://doi.org/10.6084/m9.figshare.1972181. Los datos oceanográficos utilizados en este manuscrito están disponibles a través de las bases de datos ISRAMAR (https://isramar.ocean.org.il/isramar2009/). consulte https://themo.haifa.ac.il/ para obtener más información sobre el proyecto THEMO. En los suplementos 2 y 3 se enumeran notas adicionales sobre los datos.

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Descargar referencias

Esta investigación fue financiada por el Ministerio de Energía de Israel Contrato No. 21417028 a TK y Onn Crouvi (GSI). Agradecemos a Barak Herut de IOLR, quien dirigió la "investigación de la plataforma continental de Israel" y obtuvo los fondos para ejecutar la investigación de la trampa de sedimentos. OMB recibió el apoyo de la beca Marie Skłodowska Curie (101003394—RhodoMalta) y actualmente cuenta con el apoyo del Laboratorio Internacional Helmholtz de Alemania (GEOMAR) - Israelí (Universidad de Haifa): El Centro del Mar Mediterráneo Oriental: un sistema modelo de alerta temprana para nuestro futuro Océanos (EMS FORE). Agradecimientos adicionales se indican en el suplemento 2.

O M. Bialik

Dirección actual: Dr. Moses Strauss Departamento de Geociencias Marinas, Universidad de Haifa, Haifa, Israel

Geología Marina y Topografía del Fondo Marino, Departamento de Geociencias, Universidad de Malta, Msida, Malta

O M. Bialik

Investigación oceanográfica y limnológica de Israel (IOLR), Haifa, Israel

Guy Sisma-Ventura, Jacob Silverman y Timor Katz

Departamento de Ciencias de la Tierra, Universidad de Oxford, Oxford, Reino Unido

Noam Vogt-Vincent

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OMB—Conceptualización, aportó datos y herramientas de análisis, realizó análisis y participó en la redacción del manuscrito. GSV—Conceptualización, aportó datos y herramientas de análisis, realizó análisis y participó en la redacción del manuscrito. NVV—Realizó análisis y contribuyó a la redacción de este manuscrito. JS: contribuyó con herramientas de análisis y contribuyó a la redacción de este manuscrito. TK—Conceptualización, concibió el diseño de la recolección de datos, obtuvo fondos, aportó datos y herramientas de análisis, realizó análisis y participó en la redacción del manuscrito.

Correspondencia a Or M. Bialik o Guy Sisma-Ventura.

Los autores declaran no tener conflictos de intereses.

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Reimpresiones y permisos

Bialik, OM, Sisma-Ventura, G., Vogt-Vincent, N. et al. Papel de la precipitación de carbonato abiótico oceánico en la regulación futura del CO2 atmosférico. Informe científico 12, 15970 (2022). https://doi.org/10.1038/s41598-022-20446-7

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Recibido: 03 Mayo 2022

Aceptado: 13 de septiembre de 2022

Publicado: 24 septiembre 2022

DOI: https://doi.org/10.1038/s41598-022-20446-7

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