Въглерод в океана - изменение на климата

Въглеродът в океана формира свой собствен цикъл, който е част от общия въглероден цикъл и се обменя със земния въглероден цикъл и въглеродния диоксид в атмосферата. Обменът с атмосферата силно влияе върху концентрацията на въглероден диоксид.

Съдържание

  • 1 Океанският покривен слой
    • 1.1 Химичен буфер
    • 1.2 Биологичен буфер
  • 2 Дълбокият океан
    • 2.1 Физическата помпа
    • 2.2 Биологичната помпа
    • 2.3 Карбонатната противопомпа
  • 3 Резюме
  • 4 доказателствени доказателства
  • 5 уеб връзки
  • 6 литература
  • 7 Известие за лиценз

1 Океанският покривен слой

изменение

Решаващите свойства на въглеродния диоксид за обмена между атмосферата и океана са неговата лесна разтворимост и химическата му реактивност във вода. Разтворимостта се определя от температурата, солеността, въздушното налягане, зависимото от вятъра смесване и други фактори, като температурата има най-голямо влияние. Водата при по-висока температура може да абсорбира по-малко въглерод от водата при по-ниска температура. С повишаване на температурата от 1 ° C, парциалното налягане на CO2 в океанския покривен слой се увеличава със 7-10 ppm за по-дълъг период от време (векове). [3] В зависимост от сценария, този ефект може да намали общото поглъщане на CO2 с 9–14% до края на века. [4]

1.1 Химичен буфер

В океана има три вида въглеродни съединения:

  1. разтворен неорганичен въглерод (DIC),
  2. разтворен органичен въглерод (DOC) и
  3. частици органичен въглерод (POC).

По-голямата част от него е разтворен неорганичен, последван от разтворен органичен въглерод. DIC, DOC и POC са приблизително в съотношение 2000: 38: 1. [5] Разтвореният неорганичен въглерод е предимно в океана, т.е. 91% като хидрогенкарбонат (HCO3 -), 8% като карбонат (CO3 2-) и 1% като физически разтворен CO2. СО2 почти напълно се превръща в други съединения, когато се абсорбира от атмосферата. Това фундаментално отличава въглеродния диоксид в океана от този в атмосферата, където той не влиза в никакви химически реакции. В морето, от друга страна, CO2 реагира с вода и карбонат, образувайки хидрогенкарбонат (CO2 + CO3 2- + H2O = 2 HCO3 -).

1.2 Биологичен буфер

Разтвореният в океанския покривен слой въглероден диоксид в атмосферата не само се преобразува химически, но и се свързва чрез фотосинтеза от фитопланктона. Въглеродът се абсорбира под формата на въглероден диоксид или хидрогенкарбонат. Това намалява парциалното налягане на CO2 в горния воден слой и по този начин насърчава абсорбцията на въглероден диоксид от атмосферата. Брутното първично производство от океанския фитопланктон се оценява на 103 Gt C годишно, дишането (автотрофно дишане) на 58 Gt C и съответно нетното първично производство на 45 Gt C годишно. Органичният въглерод, който се получава и се свързва във фитопланктона, се консумира от зоопланктона, като 34 Gt C се освобождава отново годишно чрез хетеротрофно дишане. Останалото се превръща в отпадък, пряко или косвено (детрит).

2 Дълбокият океан

Концентрацията на разтворения неорганичен въглерод се увеличава значително под океанския покривен слой. Причината се крие в два основни процеса във вътрешността на океана: „физическата помпа“ и „биологичната помпа“. С физическата помпа CO2 се транспортира в дълбините чрез потъване на водни маси, а с биологичната помпа чрез потъване на органични вещества, в които е свързан въглеродът.

2.1 Физическата помпа

Ефектът от физическата помпа зависи, наред с други неща, върху циркулацията на термохалин. Тъй като CO2 е особено разтворим в студена вода, транспортирането на атмосферен въглероден диоксид в по-дълбокия океан се контролира предимно от образуването на студена вода с висока плътност в Северния Атлантик и района на Антарктическия циркумполярен ток. С потъването на големи маси вода в дълбините и тяхното по-нататъшно разпространение на големи разстояния, отчасти във всички океани CO2 се извежда ефективно от обмена с атмосферата за дълги периоди от десетилетия до векове. Това обаче означава също, че нарушението на вътрешно-океанския баланс на въглерода поради допълнително поглъщане на CO2 от атмосферата може да бъде компенсирано само за периоди до 1000 години, времето на преобръщане на океана от термохалинната циркулация. Основната причина за дългите времена на обмен е, че първо, водните маси на океанските дълбоки течения се движат много бавно и, второ, в големи части на океана, по-топъл и лек покривен слой предотвратява издигането на дълбоки води.

В резултат на глобалните климатични промени повърхностните води на океана също се затоплят и се образуват по-малко студени водни маси, които могат да потънат в дълбините. Това намалява транспорта на въглерод в по-дълбокия океан от „физическата помпа“. Поради комбинирания ефект от 1. нарастващото химическо насищане на повърхностните води и 2. нарастващото разслояване на водния стълб, две важни отрицателни обратни връзки в системата на въглерод-климат са отслабени и по този начин скоростта на усвояване на антропогенен въглерод от океана е намалена. Мащабът е от решаващо значение за това как океанската циркулация и химическата смес реагират на климатичното форсиране.

2.2 Биологичната помпа

Органичният материал, получен чрез фотосинтеза, потъва като тъканни частици (частици органичен въглерод = POC) на по-голяма дълбочина и там се реминерализира, т.е. разтворени в неговите компоненти. Този низходящ поток на органичен въглерод от горната част на океана, който представлява около 25% от въглерода, заловен в горния океан чрез фотосинтеза, е известен като "биологична помпа" и в момента се оценява на около 11 Gt C годишно. Само минимална част потъва в утайката, главно в крайбрежната зона. Останалият органичен въглерод се превръща обратно в разтворен неорганичен въглерод (DIC) в дълбокия океан чрез разлагане, който след това се връща на повърхността чрез издигаща се вода. Като цяло биологичната помпа гарантира, че концентрацията на CO2 в атмосферата е 150-200 ppm под стойността, която би съществувала без океанския фитопланктон.

2.3 Карбонатната противопомпа

В допълнение към тези процеси, някои видове фитопланктон и зоопланктон образуват калциеви (CaCO3) черупки, които потъват в по-дълбоки слоеве, където части от него са разтворени. Разтварянето става само на дълбочини, в които вече няма карбонатно насищане, т.е. под т. нар. лизоклин (където има силна промяна в разтворимостта, причинена от високото налягане), която е 5 км в северната част на Атлантическия океан и 1 км в северната част на Тихия океан. Транспортът на твърд органичен материал надолу също води до намаляване на DIC на повърхността, но той е карбонат, който се отстранява от повърхността. Поради обяснената по-горе реакция между карбонат и CO2, равновесието на буферната система се измества към повече CO2. Така че, въпреки че въглеродът потъва, този процес парадоксално увеличава количеството CO2 в атмосферата. Този механизъм понякога се нарича "карбонатна помпа", но понякога се разбира като част от биологичната помпа.

3 Резюме

От началото на индустриализацията количеството разтворен неорганичен въглерод (DIC) в океана се е увеличило със 118 Gt C, от които само 18 Gt C могат да бъдат намерени в горната част и 100 Gt C в по-дълбокия океан. За сравнение: увеличаването на атмосферата за същия период е 165 Gt C (виж въглеродния цикъл). Като цяло обаче повече от половината от антропогенния въглерод в океана все още е в горните 400 m. Делът на океанското поглъщане на CO2 в общите антропогенни емисии вероятно е намалял напоследък от 42% на 37%. [6]

Следните механизми вероятно ще гарантират, че поглъщането на антропогенен въглероден диоксид от атмосферата от океана ще намалее в бъдеще:

  • затоплянето на океана
  • отслабването на химичния буфер
  • отслабването на физическата помпа

Приемането на антропогенен въглероден диоксид може да се увеличи предимно чрез биологични процеси, а именно чрез:

  • укрепване на биологичния буфер
  • засилване на биологичната помпа