Јаглерод во океанот - климатски промени
Јаглеродот во океанот формира свој циклус, кој е дел од целиот јаглероден циклус и се разменува со копнениот јаглероден циклус и јаглеродниот диоксид во атмосферата. Размената со атмосферата силно влијае на нејзината концентрација на јаглерод диоксид.
Содржина
- 1 Океански слој на покривка
- 1.1 Хемиски пуфер
- 1.2 Биолошки пуфер
- 2 Длабокиот океан
- 2.1 Физичката пумпа
- 2.2 Биолошката пумпа
- 2.3 Пумпа за бројач на карбонат
- 3 Резиме
- 4 докази
- 5 веб-врски
- 6 литература
- 7 Известување за лиценца
1 Океански слој на покривка
Карактеристиките на јаглерод диоксид кои се одлучувачки за размената помеѓу атмосферата и океанот се неговата лесна растворливост и неговата хемиска реактивност во вода. Растворливоста се одредува според температурата, соленоста, притисокот на воздухот, мешањето зависно од ветер и други фактори, при што температурата има најголемо влијание. Водата на повисока температура може да апсорбира помалку јаглерод отколку водата на пониска температура. Со зголемување на температурата за 1 ° C, парцијалниот притисок на СО2 во океанскиот слој на покрив се зголемува за 7-10 ppm за подолг временски период (векови). [3] Во зависност од сценариото, овој ефект може да го намали вкупното внесување на СО2 за 9–14% до крајот на векот. [4]
1.1 Хемиски пуфер
Постојат три типа на јаглеродни соединенија во океанот:
- растворен неоргански јаглерод (DIC),
- растворен органски јаглерод (DOC) и
- органски јаглерод од честички (POC).
Огромното мнозинство е растворен во неоргански, проследено со растворен органски јаглерод. DIC, DOC и POC се приближно во сооднос 2000: 38: 1. [5] Растворениот неоргански јаглерод во океанот е претежно, т.е. 91%, како водород карбонат (HCO3 -), 8% како карбонат (CO3 2-) и 1% како физички растворен CO2. СО2 скоро целосно се претвора во други соединенија кога се апсорбира од атмосферата. Ова во основа го разликува јаглеродниот диоксид во океанот од оној во атмосферата, каде што не влегува во никакви хемиски реакции. Во морето, од друга страна, СО2 реагира со вода и карбонат и формира водород карбонат (СО2 + СО3 2- + H2O = 2 HCO3 -).
1.2 Биолошки пуфер
Атмосферскиот јаглерод диоксид растворен во слојот на океанскиот капак не само што е хемиски претворен, туку е врзан и со фотосинтеза од фитопланктон. Јаглеродот се апсорбира во форма на јаглерод диоксид или водород карбонат. Ова го намалува парцијалниот притисок на СО2 во горниот воден слој и со тоа се поттикнува апсорпција на јаглерод диоксид од атмосферата. Бруто примарното производство од страна на океанскиот фитопланктон се проценува на 103 Gt C годишно, дишењето (автотрофно дишење) на 58 Gt C и нето примарното производство соодветно на 45 Gt C годишно. Како резултат на органскиот јаглерод, кој е врзан во фитопланктонот, го троши зоопланктонот, при што 34 Gt C годишно се ослободува повторно преку хетеротрофно дишење. Остатокот станува отпад, директно или индиректно (детритус).
2 Длабокиот океан
Концентрацијата на растворен неоргански јаглерод значително се зголемува под океанскиот слој на покривка. Причината лежи во два фундаментални процеси во внатрешноста на океанот: „физичката пумпа“ и „биолошката пумпа“. Со физичката пумпа, СО2 се транспортира во длабочините со тонење на водени маси, со биолошката пумпа со тонење на органски материи во кои е врзан јаглеродот.
2.1 Физичката пумпа
Ефектот на физичката пумпа, меѓу другото, зависи од циркулацијата на термохалин. Бидејќи СО2 е особено растворлив во ладна вода, транспортот на атмосферскиот јаглерод диоксид во подлабокиот океан се контролира пред се со формирање на ладна вода со голема густина во Северен Атлантик и областа на Антарктичката циркумполарна струја. Со потонувањето на големите водни маси во длабочините и нивното понатамошно ширење на големи растојанија, делумно на сите океани, СО2 ефективно се повлекува од размена со атмосферата за долги временски периоди од децении до векови. Сепак, ова исто така значи дека нарушувањето на рамнотежата на јаглеродот во внатрешноста на океаните, како резултат на дополнителното внесување на СО2 од атмосферата, може да се компензира само за повеќе од 1000 години, времето на превртување на океанот со циркулацијата на термохалин. Главната причина за долгите времиња на размена е што, прво, водените маси на океанските длабоки струи се движат многу бавно и, второ, во големи делови на океанот, потопол и полесен слој на покривање спречува да се крене длабока вода.
Како резултат на глобалните климатски промени, површинските води на океанот исто така се загреваат, а се формираат помалку ладни водени маси кои можат да потонат во длабочините. Ова го намалува транспортот на јаглерод во подлабокиот океан од страна на „физичката пумпа“. Како резултат на комбинираниот ефект од 1. зголемената хемиска сатурација на површинската вода и 2. зголемената раслојување на водната колона, ослабени се две важни негативни повратни јамки во јаглерод-климатскиот систем и со тоа се намалува стапката на навлегување на антропоген јаглерод од страна на океанот. Големината е критично зависна од тоа како реагираат океанската циркулација и хемиската мешавина на климатското присилување.
2.2 Биолошката пумпа
Органскиот материјал произведен од фотосинтезата тоне како честички на ткивото (честички органски јаглерод = POC) на поголема длабочина и се реминерализира таму, односно се раствора во неговите компоненти. Овој надолен проток на органски јаглерод од горниот океан, што претставува околу 25% од јаглеродот зафатен во горниот океан со фотосинтеза, е познат како „биолошка пумпа“ и во моментов се проценува дека е околу 11 Gt C годишно. Само минимален дел тоне во талог, главно во крајбрежната област. Останатиот органски јаглерод се претвора назад во растворен неоргански јаглерод (DIC) со распаѓање во длабокиот океан, кој потоа се враќа на површината со зголемувањето на водата. Генерално, биолошката пумпа гарантира дека концентрацијата на CO2 во атмосферата е 150-200 ppm под вредноста што би постоела без океанскиот фитопланктон.
2.3 Пумпа за бројач на карбонат
Покрај овие процеси, некои видови фитопланктон и зоопланктон формираат лушпи од калциум (CaCO3) кои тонат во подлабоки слоеви каде што се раствораат делови од него. Распуштањето се одвива само на длабочини на кои веќе нема никаква заситеност со карбонат, т.е. под т.н. лизоклин (каде има силна промена во растворливоста предизвикана од високиот притисок), што е 5 км во северниот дел на Атлантикот и 1 км во северниот дел на Пацификот . Транспортот на цврст органски материјал надолу доведува и до намалување на површинскиот DIC, но тоа е карбонат, кој се отстранува од површината. Поради реакцијата помеѓу карбонат и СО2 објасни погоре, рамнотежата на тампон системот е поместена кон повеќе СО2. Значи, иако јаглерод тоне, овој процес парадоксно ја зголемува количината на СО2 во атмосферата. Овој механизам понекогаш се нарекува „карбонатна пумпа“, но понекогаш се сфаќа како дел од биолошката пумпа.
3 Резиме
Од почетокот на индустријализацијата, количината на растворен неоргански јаглерод (DIC) во океанот се зголеми за 118 Gt C, од кои само 18 Gt C може да се најдат во горниот и 100 Gt C во подлабокиот океан. За споредба: зголемувањето на атмосферата во истиот период беше 165 Gt C (види јаглероден циклус). Генерално, сепак, повеќе од половина од антропогениот јаглерод во океанот е сè уште во горниот дел од 400 м. Уделот на океанскиот внес на СО2 во вкупните антропогени емисии веројатно е намален од 42% на 37% во последно време. [6]
Следните механизми веројатно ќе обезбедат внесување на антропоген јаглерод диоксид од атмосферата покрај океанот во иднина:
- затоплувањето на океанот
- слабеењето на хемискиот пуфер
- слабеењето на физичката пумпа
Навлегувањето на антропоген јаглерод диоксид може да се зголеми првенствено преку биолошки процеси, имено преку:
- зајакнување на биолошкиот тампон
- засилување на биолошката пумпа