Підкислення морів - біологія
Коли Підкислення морів - термін, що використовується для опису зниження значення рН морської води. Це спричинено поглинанням вуглекислого газу (СО2) із земної атмосфери. [1] [2] Окрім глобального потепління, цей процес є одним з головних наслідків викидів в атмосферу парникових газів вуглекислого газу. Хоча діоксид вуглецю в атмосфері фізично призводить до підвищення температури на землі, він має хімічну дію в морській воді. Підкислення газами можна віднести лише до СО2; викиди інших парникових газів, таких як метан або закис азоту, цьому не сприяють. Крім того, певні ролі відіграють такі кислотні речовини, як розбавлена кислота та інші забруднення навколишнього середовища.
Наслідки цього підкислення спочатку впливають на організми, що утворюють вапнякові скелети, здатність яких утворювати захисні оболонки або внутрішні скелети знижується, коли значення рН падає. Оскільки ці види часто становлять основу харчових ланцюгів в океанах, це може мати подальші серйозні наслідки для численних морських істот, які залежать від них, і, як наслідок, для людей, які від них залежать.
Закислення океану також є предметом проекту “Майбутній океан”.
рН океану
Значення рН визначається для ідеально розведених розчинів і тому безпосередньо не застосовується до солоної морської води. Для того щоб забезпечити середні значення морської води, також слід використовувати моделі для імітації хімічної рівноваги океану. З цією метою в даний час використовуються три різні моделі з отриманими шкалами, які мають відстань до 0,12 одиниці. Отже, середні значення можна порівнювати лише в рамках базової моделі. [3] [4]
Морська вода слаболужна зі значенням рН близько 8. Згідно з підсумком Британського королівського товариства, сьогодні поверхневі води морів зазвичай мають значення рН від 7,9 до 8,25 до глибини 50 м, із середнім значенням 8,08. [1] Основними причинами такої різниці в 0,25 одиниць є температура води, місцева плавучість глибокої води, багатої діоксидом вуглецю, а також біологічна продуктивність, яка там, де вона висока, пов'язує багато вуглекислого газу у вигляді морських мешканців і глибше Шари води, що транспортуються.
Одним із способів відновлення попередніх значень рН є аналіз відкладень. З ізотопного складу гідроксидів бору можна визначити, що значення рН на поверхні моря становило приблизно 7,4 ± 0,2 близько 21 млн років тому, поки не досягло 8,2 ± близько 7,5 млн років тому 0,2 троянди. [5] Оскільки значення рН океанів безпосередньо пов’язане з концентрацією вуглекислого газу в атмосфері через коефіцієнт Генрі, концентрації палео-СО2 також можуть бути визначені таким чином. До початку закислення океану в результаті початку індустріалізації у 18 столітті та збільшення викидів вуглекислого газу це значення залишалося приблизно постійним.
Згідно з дослідженням Стенфордського університету, яке передбачає доіндустріальне значення рН приповерхневої морської води в середньому 8,25, стверджується, що значення рН знизилось до поточного значення 8,14 через поглинання вуглекислого газу. [6] Спільне дослідження США, проведене Національним науковим фондом (NSF), Національним управлінням океанів і атмосфери (NOAA) та Геологічною службою США (USGS), приходить до висновку, що середнє значення рН до індустріалізації становила 8,16, проти 8,05 сьогодні. [7] В обох випадках підкислення пояснюється викидами в організм вуглекислого газу і оцінюється в 0,11 одиниці рН.
Океани як поглинач вуглецю
Світовий океан відіграє важливу роль у кругообігу вуглецю на Землі як поглинач вуглецю, оскільки 70 відсотків земної поверхні покрито водою. За оцінками, у всій гідросфері зберігається 38000 гігатон (Gt) вуглецю. Вуглекислий газ потрапляє в океан через різницю парціального тиску СО2. Газ завжди тече з області більш високого парціального тиску (атмосфери) в область нижчого тиску (океану). Двоокис вуглецю розчиняється в морі до тих пір, поки парціальний тиск в атмосфері та в морі не буде однаковим. І навпаки, він також знову витікає, коли тиск в атмосфері нижчий, ніж у морі. Температура моря також впливає на поглинання вуглекислого газу, оскільки вода може поглинати менше вуглекислого газу при підвищенні температури.
Вуглець, що поглинається з атмосфери, розподіляється в океані протягом декількох років у шарі моря, освітленому сонцем. Існує два механізми проникнення в ще більші глибини. Найважливішим є т. Зв фізичний вуглецевий насос, Багаті вуглецем поверхневі води в Арктиці охолоджуються і стають важчими, тонуть і розподіляються на великих територіях в глибинах океанів холодними глибокими течіями Глобальної конвеєрної стрічки. Менш важливим, але не незначним, є т. Зв біологічний вуглецевий насос, на вуглець як Морський сніг (дощ з біогенних частинок) опускається в глибші регіони. Потрібно сотні-тисячі років, щоб антропогенний СО2, що поглинається з атмосфери, проникав у океани в найглибші шари води і розподіляв їх; сьогодні його можна виявити до середньої глибини 1000 м. [2] У підводних гір, на континентальних схилах і на мілководді (наприклад, в частинах моря Ведделла) [8] антропогенний СО2 вже може досягати морського дна.
Збільшення кількості вуглекислого газу в земній атмосфері за останні 200 років призвело до того, що океани поглинають 118 ± 19 Гт вуглецю або від 27% до 34% антропогенних викидів СО2. [9] У 2006 році в атмосферу по всьому світу було викинуто 36,3 Гт додаткового СО2, виробленого людиною, або близько 9,9 Гт вуглецю. [10] Включаючи природні джерела, гідросфера в даний час поглинає приблизно 92 Гт атмосферного вуглецю на рік. Близько 90 Гт цього виділяється Світовим океаном, і там зберігається 2 ± 1 Гт. [2] Дослідження, опубліковане в 2003 р., Оцінює поглинання вуглецю дещо точніше в період 1980–1989 рр. На рівні 1,6 ± 0,4 Гт і між 1990 та 1999 рр. - на 2,0 ± 0,4 Тт на рік. [11]
Хімічний процес підкислення
Двоокис вуглецю з повітря може розчинятися в морській воді, і тоді він значною мірою знаходиться у формі різних неорганічних сполук, відносна частка яких відображає рН океанів. Неорганічний вуглець міститься в океані до приблизно 1% у вугільній кислоті та діоксиді вуглецю, приблизно 91% у гідрокарбонатних іонах (HCO3 -) та приблизно 8% у карбонатних іонах (CO3 2−). Двоокис вуглецю, розчинений у воді, знаходиться в рівновазі з гідрокарбонатом, карбонатом та іонами оксонію (іони гідронію) за допомогою таких рівнянь реакції:
Вироблені в цьому процесі іони оксонію (H3O +) викликають падіння значення рН, яке визначається як негативний декадичний логарифм молярної концентрації (точніше: активності) іонів оксонію.
Підкислення, спричинене розчиненим CO2, протидіє присутності карбонату кальцію (CaCO3), який діє з гідрокарбонатом та карбонатними іонами як хімічна буферна система (→ буферний розчин) і, таким чином, пов'язує протони:
$ \ mathrm_3 \ rightleftharpoons \ mathrm ^ + \ mathrm_3 ^ $ $ \ mathrm < H^+ + CO_3^\rightleftharpoons HCO_3^- > $
Як і всі карбонати лужноземельних металів, карбонат кальцію лише важко розчиняється у воді. Карбонат кальцію в морській воді, по суті, походить з двох джерел, а саме відкладень на морському дні та надходжень від припливу прісної води. Карбонат потрапляє в останню через вивітрювання вапнякових порід. Щоб осад сприяв нейтралізації закислення, що міститься в ньому карбонат кальцію повинен бути розчинений і доставлений циркуляцією від морського дна до вищих шарів води. Якщо в модельних розрахунках вважати, що вхід, пов’язаний з погодою, є постійним (з 0,145 Гт на рік вуглецю у формі карбонату), закислення Світового океану призведе до зміни швидкості утворення осадів протягом декількох сотень років. Погодне введення карбонату кальцію могло компенсувати цей ефект лише через приблизно 8000 років. [12]
Значну кількість карбонату кальцію в осаді виробляють кальцитоутворюючий планктон, особливо глобігерини (група форамініфер), кокколітофори (група вапняних водоростей) та птероподи. Менша кількість утворюється, наприклад, у коралових рифах. Планктон може відкладатися на дні моря у вигляді багатих карбонатами біогенних осадів (вапняного мулу), якщо глибина води не надто велика. Якщо, з іншого боку, глибина компенсації кальциту та арагоніту для карбонатів кальцію кальциту та арагоніту перевищена, тоді вони повністю розчиняються. Ці глибини компенсації рухаються вгору в процесі закислення, і тому велика кількість вапняку розчиняється на морському дні. Для арагоніту на сьогоднішній день після індустріалізації було визначено збільшення на 400 м до 2500 м. Подальше збільшення на 700 м очікується до 2050 року. [13] [14] На від 300 до 800 м вище глибини компенсації кальциту знаходиться лізоклін - ділянка у воді, з якої починається процес розчинення. Як результат, тверді карбонати, такі як карбонат кальцію, також можуть бути розчинені в більш дрібних місцях, поки розчин знову не насититься іонами карбонату. Рівняння реакції для розчину вапна: [15]
Вплив на морське життя та екосистему океану
У морських організмах, які зазнають впливу морської води зі збільшеним вмістом СО2, відбувається процес, дуже схожий на розчинення СО2 в океані. СО2 може безперешкодно мігрувати через клітинні мембрани у вигляді газу і, таким чином, змінює значення рН клітин організму та крові або гемолімфи. Зміна природного кислотно-лужного балансу повинна бути компенсована організмом, що деякі види тварин роблять краще, а інші гірше. Постійне зміщення кислотно-основних показників в організмі може погіршити ріст або фертильність і, в гіршому випадку, загрожувати виживанню виду. [16]
Пошкодження коралів
Розчин вуглекислого газу уповільнює глобальне потепління, але в результаті повільне закислення Світового океану може мати серйозні наслідки для тварин із захисним шаром карбонату кальцію (або просто вапна). [17] [7] [15] Як описано вище, хімічна рівновага Світового океану змінюється за рахунок карбонатних іонів. Їх зв’язок із кальцієм у морській воді з утворенням карбонату кальцію має життєво важливе значення для морського життя, яке утворює вапняні черепашки. Океан, який стає більш кислим, заважає біомінералізації коралів, а також мікроорганізмів, таких як крихітні морські равлики та зоопланктон, хоча деякі з цих організмів спеціально підвищують рН води за рахунок зменшення кількості розчиненої вуглекислого газу, коли кристали вапна утворюються у власних клітинах. [18]
Інші організми, важливі для утворення рифів, також можуть страждати від закислення. У семитижневому експерименті червоні водорості з сімейства Corallinaceae, які відіграють важливу роль у розвитку коралових рифів, зазнали впливу штучно підкисленої морської води. Порівняно з групою порівняння, водорості у більш кислої воді показали різке зниження швидкості розмноження та зростання. З огляду на умови, в яких значення рН в океанах продовжує падати, це, ймовірно, матиме значні наслідки для уражених коралових рифів. [22]
Порушення іншого морського життя
До кінця 21 століття рівень кальцифікації синіх мідій може зменшитися на 25%, а тихоокеанських устриць - на 10%. Вчені дійшли до цих значень, дотримуючись конкретного сценарію МГЕЗК, який передбачає концентрацію атмосферного СО2 близько 740 проміле до 2100 року. Понад граничне значення в 1800 проміле, оболонка мідій навіть починає розчинятися, що, як правило, загрожує біорізноманіттю узбережжя та загрожує значним економічним збитком. [27]
Океанічний харчовий ланцюг базується на планктоні. Особливо вапняні водорості (т. Зв Haptophyta) залежать від утворення вапняної оболонки, щоб вижити. Якщо це вже неможливо через закислення, це може мати далекосяжні наслідки для харчового ланцюга Світового океану. [28] Дослідження, опубліковане в 2004 році колишнім Інститутом морських наук Лейбніца, вказує на численні комплексні ефекти, які може мати нижче значення рН на планктон, включаючи гіршу вихідну позицію для кальцифікації тваринних організмів порівняно з фітопланктоном (плаваючі водорості). У той же час наголошується на невизначеному стані досліджень, який на сьогодні не дає жодних далекосяжних прогнозів щодо розвитку цілих екосистем. [29] Зниження швидкості кальцифікації було виявлено у форамініфера порядку Globigerinida на півдні океану. Одноклітинні форамініфери відповідають за чверть-половину загального океанічного потоку вуглецю. В ході досліджень було зроблено форамініфери Булоїди Globigerina встановили, що вага вапняної оболонки на 30 - 35% менше маси мертвих зразків, витягнутих з осадів. Наслідки подальшого зниження рН невизначені. [30]
Дослідження впливу нижчого значення рН на більших морських тварин показали, що, наприклад, нерест і личинки можуть бути пошкоджені. Випробування проводили при значно нижчих значеннях рН, ніж можна було очікувати найближчим часом, так що вони мають обмежену інформативну цінність. [1]
Поточний та майбутній розвиток
Під час детального восьмирічного розслідування на американському острові Татуш, недалеко від Олімпійського півострова у штаті Вашингтон, місцеве значення рН коливалося значно більше протягом дня та протягом року, ніж передбачалося раніше, до однієї одиниці рН протягом року та на 1,5 одиниці в досліджуваний період 2000-2007 рр. У той же час загальна концентрація рН значно знизилася, у середньому на -0,045 одиниць на рік, значно швидше, ніж розраховували моделі. Ці скорочення мали помітний вплив на місцеву біологію. Згодом зменшились каліфорнійські мідії, мідії та вусачі, тоді як різні молюски та деякі види водоростей зросли. [33]
Без ефекту поглинання Світового океану атмосферна концентрація вуглекислого газу сьогодні була б на 55 проміле вище, тобто щонайменше 435 проміле замість нинішніх 380 проміле. Протягом століть океани повинні мати можливість поглинати від 65% до 92% антропогенних викидів CO2. Однак такі явища, як збільшення коефіцієнта Ревеля, гарантують, що із підвищенням температури та збільшенням частки атмосферного СО2 здатність Світового океану поглинати вуглець зменшується. [9] До 2100 року здатність води поглинати СО2, ймовірно, зменшиться приблизно на 7–10%. [34] Потепління морської води також призводить до зменшення споживання вуглекислого газу, ймовірно, на 9-14% до кінця 21 століття. [35]
Загалом, згідно з модельними розрахунками, здатність Світового океану занурюватися до кінця 21 століття, ймовірно, зменшиться приблизно на 5–16%. [34] Є дані, що цей процес, можливо, вже розпочався. Що стосується теоретично передбачуваного поглинання, Південний океан, мабуть, забирав 0,08 Гт вуглецю на рік між 1981 і 2004 роками занадто мало. [36] Це особливо важливо, оскільки моря на південь від 30 ° південної південності (Південний океан знаходиться на південь від 60 ° південної південності) поглинають від третини до половини вуглекислого газу, пов'язаного океанами у всьому світі. [37] У Північній Атлантиці здатність поглинання не тільки теоретично ослабла, але вона фактично зменшилася між 1994-1995 та 2002-2005 роками більш ніж на 50% або приблизно на 0,24 Гт вуглецю. [38] Це свідчить про суттєво знижену буферну здатність моря до атмосферного вуглекислого газу. [39] В обох випадках зміни вітру або зменшення змішування поверхневої та глибокої води, ймовірно, є причиною зниження.
Якщо концентрація CO2 в атмосфері подвоїться в порівнянні з доіндустріальним рівнем 280 ppm (частин на мільйон), очікується подальше зниження значення рН до 7,91 з потроєнням до 7,76 [7] або приблизно на 0,5 бала. [1] До кінця 21 століття в океанах очікується таке низьке значення рН, яке не спостерігалося щонайменше 650 000 років. Якщо період оцінки продовжити на кілька століть у майбутньому, здається можливим зниження значення рН до 0,7 балів. Цей найгірший сценарій передбачає, що більшість викопного палива, яке все ще доступне, споживається, включаючи сміттєві відкладення, які не можна використовувати економічно. Це, швидше за все, було б більш закисленим, ніж будь-коли раніше за останні 300 мільйонів років, за винятком можливих рідкісних та екстремальних катастрофічних подій. [19] Такий гіпотетичний стан навряд чи був би оборотним у людському масштабі часу; знадобилося б щонайменше кілька десятків тисяч років, перш ніж доіндустріальне значення рН було природно знову досягнуто, якщо взагалі.