Carbonul din ocean - schimbările climatice

Carbonul din ocean își formează propriul ciclu, care face parte din ciclul general al carbonului și schimbă cu ciclul carbonului terestru și cu dioxidul de carbon din atmosferă. Schimbul cu atmosfera influențează puternic concentrația sa de dioxid de carbon.

Cuprins

  • 1 Stratul de acoperire oceanică
    • 1.1 Tampon chimic
    • 1.2 Tampon biologic
  • 2 Oceanul adânc
    • 2.1 Pompa fizică
    • 2.2 Pompa biologică
    • 2.3 Pompa contra carbonatului
  • 3 Rezumat
  • 4 dovezi individuale
  • 5 link-uri web
  • 6 literatură
  • 7 Notificare de licență

1 Stratul de acoperire oceanică

climatice

Proprietățile decisive ale dioxidului de carbon pentru schimbul dintre atmosferă și ocean sunt solubilitatea sa ușoară și reactivitatea sa chimică în apă. Solubilitatea este determinată de temperatură, salinitate, presiunea aerului, amestecarea dependentă de vânt și alți factori, temperatura având cea mai mare influență. Apa la o temperatură mai ridicată poate absorbi mai puțin carbon decât apa la o temperatură mai mică. Cu o creștere a temperaturii de 1 ° C, presiunea parțială a CO2 în stratul de acoperire oceanică crește cu 7-10 ppm pe o perioadă mai lungă de timp (secole). [3] În funcție de scenariu, acest efect poate reduce absorbția totală de CO2 cu 9-14% până la sfârșitul secolului. [4]

1.1 Tampon chimic

Există trei tipuri de compuși ai carbonului în ocean:

  1. carbon anorganic dizolvat (DIC),
  2. carbon organic dizolvat (DOC) și
  3. carbon organic sub formă de particule (POC).

Marea majoritate a acestuia este dizolvată anorganic, urmată de carbon organic dizolvat. DIC, DOC și POC sunt aproximativ într-un raport de 2000: 38: 1. [5] Carbonul anorganic dizolvat este predominant în ocean, adică 91% ca hidrogen carbonat (HCO3-), 8% ca carbonat (CO3 2-) și 1% ca CO2 dizolvat fizic. CO2 este aproape complet transformat în alți compuși atunci când este absorbit din atmosferă. Acest lucru diferențiază fundamental dioxidul de carbon din ocean de cel din atmosferă, unde nu intră în nicio reacție chimică. Pe mare, pe de altă parte, CO2 reacționează cu apă și carbonat pentru a forma hidrogen carbonat (CO2 + CO3 2- + H2O = 2 HCO3 -).

1.2 Tampon biologic

Dioxidul de carbon atmosferic dizolvat în stratul de acoperire oceanic nu este doar transformat chimic, ci și legat de fotosinteză prin fitoplancton. Carbonul este absorbit sub formă de dioxid de carbon sau hidrogen carbonat. Acest lucru reduce presiunea parțială a CO2 în stratul superior de apă și astfel promovează absorbția dioxidului de carbon din atmosferă. Producția primară brută de către fitoplanctonul oceanic este estimată la 103 Gt C pe an, respirația (respirația autotrofă) la 58 Gt C și producția primară netă în consecință la 45 Gt C pe an. Carbonul organic rezultat, care este legat de fitoplancton, este consumat de zooplancton, 34 Gt C pe an fiind eliberat din nou prin respirație heterotrofă. Restul devine deșeuri (resturi) direct sau indirect.

2 Oceanul adânc

Concentrația de carbon anorganic dizolvat crește semnificativ sub stratul de acoperire oceanică. Cauza constă în două procese fundamentale din interiorul oceanului: „pompa fizică” și „pompa biologică”. Cu pompa fizică, CO2 este transportat în adâncimi prin scufundarea maselor de apă, cu pompa biologică prin scufundarea substanțelor organice în care este legat carbonul.

2.1 Pompa fizică

Efectul pompei fizice depinde, printre altele, de pe circulația termohalină. Deoarece CO2 este deosebit de solubil în apă rece, transportul dioxidului de carbon atmosferic în oceanul mai adânc este controlat în principal de formarea apei reci de înaltă densitate în Atlanticul de Nord și curentul circumpolar antarctic. Odată cu scufundarea maselor mari de apă în adâncuri și extinderea lor pe distanțe mari, parțial pe toate oceanele, CO2 este efectiv retras din schimbul cu atmosfera pe perioade lungi de timp, de la decenii la secole. Totuși, acest lucru înseamnă, de asemenea, că o perturbare a echilibrului carbonului din oceanul interior datorită absorbției suplimentare de CO2 din atmosferă poate fi compensată numai pentru perioade de până la 1000 de ani, timpul de răsturnare al oceanului prin circulația termohalină. Motivul principal al timpilor lungi de schimb este că, în primul rând, masele de apă ale curenților adânci oceanici se mișcă foarte încet și, în al doilea rând, în părți mari ale oceanului, un strat de acoperire mai cald și mai ușor împiedică creșterea apei adânci.

Ca urmare a schimbărilor climatice globale, apa de suprafață a oceanului este de asemenea încălzită și se formează mase de apă mai puțin reci care ar putea să se scufunde în adâncuri. Acest lucru reduce transportul de carbon în oceanul mai adânc de către „pompa fizică”. Datorită efectului combinat de 1. saturația chimică în creștere a apei de suprafață și 2. stratificarea crescândă a coloanei de apă, două bucle importante de feedback negativ în sistemul carbon-climatic sunt slăbite și astfel rata de absorbție a carbonului antropogen de către ocean este redusă. Mărimea este în mod critic dependentă de modul în care circulația oceanică și amestecul chimic reacționează la forțarea climatică.

2.2 Pompa biologică

Materialul organic produs prin fotosinteză se scufundă sub formă de particule de țesut (carbon organic sub formă de particule = POC) la o adâncime mai mare și este remineralizat acolo, adică dizolvat în componentele sale. Acest flux descendent de carbon organic din oceanul superior, care reprezintă aproximativ 25% din carbonul captat în oceanul superior prin fotosinteză, este cunoscut sub numele de „pompă biologică” și este estimat în prezent la aproximativ 11 Gt C pe an. Doar o parte minimă se scufundă în sediment, în principal în zona de coastă. În oceanul adânc, carbonul organic rămas este transformat înapoi în carbon anorganic dizolvat (DIC) prin descompunere, care este returnat la suprafață prin creșterea apei. Per ansamblu, pompa biologică asigură că concentrația atmosferică de CO2 este cu 150-200 ppm sub valoarea care ar exista fără fitoplanctonul oceanic.

2.3 Pompa contra carbonatului

În plus față de aceste procese, unele specii de fitoplancton și zooplancton formează cochilii de calciu (CaCO3) care se scufundă în straturi mai adânci unde sunt dizolvate părți ale acestuia. Dizolvarea are loc numai la adâncimi în care nu mai există saturație de carbonat, adică sub așa-numita lizoclină (unde există o schimbare puternică a solubilității cauzată de presiunea ridicată), care este de 5 km în nordul Atlanticului și 1 km în nordul Pacificului. Transportul în jos al materialului organic solid duce, de asemenea, la o reducere a suprafeței DIC, dar carbonatul este îndepărtat de la suprafață. Datorită reacției dintre carbonat și CO2 explicată mai sus, echilibrul sistemului tampon se deplasează spre mai mult CO2. Deci, chiar dacă carbonul se scufundă, acest proces crește paradoxal cantitatea de CO2 din atmosferă. Acest mecanism este uneori denumit „pompă de carbonat”, dar este uneori înțeles ca parte a pompei biologice.

3 Rezumat

De la începutul industrializării, cantitatea de carbon anorganic dizolvat (DIC) în ocean a crescut cu 118 Gt C, dintre care doar 18 Gt C pot fi găsite în partea superioară și 100 Gt C în oceanul mai adânc. Pentru comparație: creșterea atmosferei în aceeași perioadă a fost de 165 Gt C (a se vedea ciclul carbonului). În ansamblu, însă, mai mult de jumătate din carbonul antropogen din ocean se află încă în cei 400 m superiori. Ponderea captării oceanice a CO2 în totalul emisiilor antropice a scăzut probabil recent de la 42% la 37%. [6]

Următoarele mecanisme vor asigura că absorbția dioxidului de carbon antropogen din atmosferă de către ocean va scădea în viitor:

  • încălzirea oceanului
  • slăbirea tamponului chimic
  • slăbirea pompei fizice

Absorbția de dioxid de carbon antropogen poate fi crescută în primul rând prin procese biologice, și anume prin:

  • o întărire a tamponului biologic
  • o intensificare a pompei biologice