Вуглець в океані - зміна клімату
Вуглець в океані утворює власний цикл, який є частиною всього кругообігу вуглецю, і обмінюється із земним кругообігом вуглецю та вуглекислим газом в атмосфері. Обмін з атмосферою сильно впливає на його концентрацію вуглекислого газу.
Зміст
- 1 Океанічний покривний шар
- 1.1 Хімічний буфер
- 1.2 Біологічний буфер
- 2 Глибокий океан
- 2.1 Фізичний насос
- 2.2 Біологічний насос
- 2.3 Карбонатний зустрічний насос
- 3 Резюме
- 4 докази
- 5 веб-посилань
- 6 література
- 7 Повідомлення про ліцензію
1 Океанічний покривний шар
Властивості вуглекислого газу, які є визначальними для обміну між атмосферою та океаном, - це його легка розчинність та хімічна реакція у воді. Розчинність визначається температурою, солоністю, тиском повітря, вітрозалежним змішуванням та іншими факторами, причому найбільший вплив має температура. Вода з більш високою температурою може поглинати менше вуглецю, ніж вода з нижчою температурою. При підвищенні температури на 1 ° С парціальний тиск СО2 в шарі океанічного покриву збільшується на 7-10 проміле протягом тривалого періоду часу (століть). [3] Залежно від сценарію, цей ефект може зменшити загальне споживання СО2 на 9–14% до кінця століття. [4]
1.1 Хімічний буфер
В океані є три типи сполук вуглецю:
- розчинений неорганічний вуглець (ДВЗ),
- розчинений органічний вуглець (DOC) та
- твердий органічний вуглець (POC).
Переважна більшість його розчиняється неорганічним, а потім розчиненим органічним вуглецем. DIC, DOC і POC мають приблизно співвідношення 2000: 38: 1. [5] Розчинений неорганічний вуглець в океані переважно становить 91% у вигляді гідрокарбонату (HCO3 -), 8% у вигляді карбонату (CO3 2-) та 1% у вигляді фізично розчиненого CO2. СО2 майже повністю перетворюється в інші сполуки при поглинанні з атмосфери. Це принципово відрізняє вуглекислий газ в океані від атмосферного, де він не вступає в хімічні реакції. У морі, навпаки, CO2 реагує з водою та карбонатом, утворюючи карбонат гідрогену (CO2 + CO3 2- + H2O = 2 HCO3 -).
1.2 Біологічний буфер
Атмосферний вуглекислий газ, розчинений у шарі океанічного покриву, не тільки хімічно перетворюється, але й пов'язаний фотосинтезом з боку фітопланктону. Вуглець поглинається у вигляді вуглекислого газу або гідрокарбонату. Це зменшує парціальний тиск СО2 у верхньому шарі води і тим самим сприяє поглинанню вуглекислого газу з атмосфери. Валовий первинний видобуток океанічного фітопланктону оцінюється в 103 Гт С на рік, дихання (автотрофне дихання) - 58 Гт С, а чисте первинне виробництво відповідно 45 Гт С на рік. Утворений органічний вуглець, який зв’язаний у фітопланктоні, споживається зоопланктоном, при цьому 34 Гт С на рік знову виділяється через гетеротрофне дихання. Решта стає відходами, прямо чи опосередковано (детрит).
2 Глибокий океан
Концентрація розчиненого неорганічного вуглецю значно зростає нижче шару океанічного покриву. Причина криється у двох фундаментальних процесах у внутрішній частині океану: "фізичному насосі" та "біологічному насосі". За допомогою фізичного насоса СО2 транспортується в глибину за рахунок поглинання водних мас, а за допомогою біологічного насоса - через поглинання органічних речовин, в яких зв’язаний вуглець.
2.1 Фізичний насос
Ефект фізичного насоса, серед іншого, залежить від циркуляції термогаліну. Оскільки СО2 особливо розчиняється в холодній воді, транспортування атмосферного вуглекислого газу в глибші океани контролюється головним чином утворенням холодної води з високою щільністю в Північній Атлантиці та районі циркумполярного потоку Антарктики. Внаслідок занурення великих водних мас у глибину та їх подальшого розповсюдження на великі відстані, частково по всіх океанах, СО2 ефективно виводиться з обміну з атмосферою протягом тривалих періодів від десятиліть до століть. Однак це також означає, що порушення внутрішньоокеанського балансу вуглецю внаслідок додаткового поглинання СО2 з атмосфери може бути компенсовано лише протягом періодів до 1000 років, періоду перекидання океану через термогалінову циркуляцію. Основна причина тривалого періоду обміну полягає в тому, що, по-перше, водні маси океанічних глибоких течій рухаються дуже повільно, а, по-друге, у великих частинах океану більш теплий і легкий шар покриву не дає глибокій воді підніматися.
В результаті глобальних кліматичних змін поверхневі води океану також прогріваються, і утворюється менше маси холодної води, яка може зануритися в глибину. Це зменшує транспорт вуглецю в глибший океан за допомогою "фізичного насоса". Завдяки поєднаному ефекту 1. зростаючої хімічної насиченості поверхневих вод і 2. зростаючої стратифікації водного стовпа, дві важливі петлі негативного зворотного зв'язку у вуглецево-кліматичній системі послаблюються, і, таким чином, швидкість поглинання антропогенного вуглецю океаном зменшується. Величина критично залежить від того, як океанічна циркуляція та хімічна суміш реагують на кліматичне змушення.
2.2 Біологічний насос
Органічний матеріал, що утворюється в результаті фотосинтезу, опускається у вигляді частинок тканини (твердий органічний вуглець = POC) на більшу глибину і там ремінералізується, тобто розчиняється в своїх компонентах. Цей низхідний потік органічного вуглецю з верхніх частин океану, на частку якого припадає близько 25% вуглецю, захопленого у верхніх частинах океану внаслідок фотосинтезу, відомий як "біологічний насос" і в даний час, за оцінками, становить близько 11 Гт С на рік. Лише мінімальна частина опускається в осад, переважно в прибережній зоні. Решта органічного вуглецю перетворюється назад у розчинений неорганічний вуглець (ДВЗ) шляхом розкладання в глибокому океані, який потім повертається на поверхню піднімаючись водою. В цілому, біологічний насос забезпечує, щоб концентрація атмосферного СО2 була на 150-200 ppm нижче значення, яке існувало б без океанічного фітопланктону.
2.3 Карбонатний зустрічний насос
На додаток до цих процесів, деякі види фітопланктону та зоопланктону утворюють кальцієві (CaCO3) оболонки, які опускаються в глибші шари, де їх частини розчинені. Розчинення відбувається лише на глибинах, на яких вже немає насичення карбонатом, тобто нижче так званого лізокліну (де спостерігається сильна зміна розчинності, спричиненого високим тиском), яка становить 5 км у північній частині Атлантики та 1 км у північній частині Тихого океану . Транспорт твердого органічного матеріалу вниз також призводить до зменшення ДВЗ на поверхні, але це карбонат, який видаляється з поверхні. Через пояснення реакції між карбонатом та СО2 баланс буферної системи зміщується у бік більшої кількості СО2. Отже, навіть незважаючи на поглинання вуглецю, цей процес парадоксально збільшує кількість СО2 в атмосфері. Цей механізм іноді називають "карбонатним насосом", але іноді його розуміють як частину біологічного насоса.
3 Резюме
З початку індустріалізації кількість розчиненого неорганічного вуглецю (ДВЗ) в океані збільшилася на 118 Гт С, з яких у верхній частині можна знайти лише 18 Гт С, а в глибокому океані 100 Гт С. Для порівняння: приріст атмосфери за той самий період становив 165 Гт С (див. Цикл вуглецю). Однак загалом більше половини антропогенного вуглецю в океані все ще знаходиться у верхніх 400 м. Частка споживання СО2 в океані в загальних антропогенних викидах останнім часом, ймовірно, зменшилася з 42% до 37%. [6]
Наступні механізми можуть забезпечити зменшення поглинання океаном антропогенного вуглекислого газу з атмосфери в майбутньому:
- потепління океану
- ослаблення хімічного буфера
- ослаблення фізичного насоса
Поглинання антропогенного вуглекислого газу може бути збільшено в основному за допомогою біологічних процесів, а саме:
- посилення біологічного буфера
- інтенсифікація біологічного насоса