Википедија

Океански јаглероден циклус

Океански јаглероден циклус (или морски јаглероден циклус) — се состои од процеси кои разменуваат јаглерод помеѓу различни базени во океанот, како и помеѓу атмосферата, внатрешноста на Земјата и морското дно. Јаглеродниот циклус е резултат на многу сили кои дејствуваат низ повеќе временски и просторни размери кои циркулираат јаглерод низ планетата, осигурувајќи дека јаглеродот е достапен на глобално ниво. Океанскиот јаглероден циклус е централен процес на глобалниот јаглероден циклус и содржи и неоргански јаглерод (јаглерод кој не е поврзан со живо суштество, како што е јаглерод диоксид) и органски јаглерод (јаглерод кој е, или бил инкорпориран во живо суштество). Дел од морскиот јаглероден циклус го трансформира јаглеродот помеѓу неживата и живата материја.

Океански јаглероден циклус}

Три главни процеси (или пумпи) кои го сочинуваат морскиот јаглероден циклус го носат атмосферскиот јаглерод диоксид (CO2) во внатрешноста на океаните и го пренесуваат низ океаните. Овие три пумпи се: (1) пумпа за растворливост, (2) карбонатна пумпа и (3) биолошка пумпа. Вкупниот активен базен на јаглерод на површината на Земјата за времетраење од помалку од 10.000 години е приближно 40.000 гигатони C (Gt C, гигатон е една милијарда тони, или тежина од приближно 6 милиони сини китови) и околу 95% (~ 38.000 Gt C) се складира во океанот, главно како растворен неоргански јаглерод.[1][2] Видообразбата на растворениот неоргански јаглерод во морскиот јаглероден циклус е примарен контролер на киселинско-базната хемија во океаните.

Земјините растенија и алгите (примарни производители) се одговорни за најголемите годишни јаглеродни текови. Иако количината на јаглерод складирана во морската биота (~ 3 Gt C) е многу мала во споредба со копнената вегетација (~ 610 GtC), количината на јаглерод разменет од овие групи е речиси еднаков - околу 50 GtC секоја од нив.[1] Морските организми ги поврзуваат циклусите на јаглеродот и кислородот преку процеси како што е фотосинтезата.[1] Морскиот јаглероден циклус е исто така биолошки поврзан со циклусите на азот и фосфор со речиси константен стехиометриски сооднос C:N:P од 106:16:1,[3] однос кој вели дека организмите имаат тенденција да земаат азот и фосфор инкорпорирајќи нов органски јаглерод. Исто така, органската материја разложена од бактерии ослободува фосфор и азот.

Врз основа на публикациите на НАСА, Светската метеоролошка организација, Меѓувладиниот панел за климатски промени и Меѓународниот совет за истражување на морето, како и научниците од Националната океанска и атмосферска управа, океанографската институција Вудс Хол, Институцијата за океанографија Скрипс, ЦСИРО и Националната лабораторија Оук Риџ, човечката влијанијата врз морскиот јаглероден циклус се значајни.[4][5][6][7] Пред Индустриската револуција, океанот бил нето извор на CO2 во атмосферата додека сега поголемиот дел од јаглеродот што влегува во океанот доаѓа од атмосферскиот јаглерод диоксид (CO2).[8] Согорувањето на фосилните горива и производството на цемент го промениле балансот на јаглерод диоксид помеѓу атмосферата и океаните,[6] предизвикувајќи закиселување на океаните.[8][9] Климатските промени, како резултат на вишокот CO2 во атмосферата, ја зголемиле температурата на океанот и атмосферата (глобалното затоплување).[10] Забавената стапка на глобално затоплување што се случува од 2000-2010 година [11] може да се припише на забележаното зголемување на содржината на топлина во горниот дел на океанот.[12][13]

Морски јаглерод

уреди
 
Јаглеродот е поделен на четири различни базени врз основа на тоа дали е органски/неоргански и дали е растворен/честички. Процесите поврзани со секоја стрелка ја опишуваат трансформацијата поврзана со трансферот на јаглерод од еден резервоар во друг.

Јаглеродните соединенија може да се разликуваат како органски или неоргански, и растворени или честични, во зависност од нивниот состав. Органскиот јаглерод го формира столбот на клучната компонента на органските соединенија како што се белковините, липидите, јаглехидратите и нуклеинските киселини. Неорганскиот јаглерод се наоѓа првенствено во едноставни соединенија како што се јаглерод диоксид, јаглеродна киселина, бикарбонат и карбонат (CO2, H2CO3, HCO3−, CO32− соодветно).

Морскиот јаглерод понатаму се дели на честички и растворени фази. Овие базени се оперативно дефинирани со физичко одвојување - растворениот јаглерод поминува низ филтер од 0,2 μm, а јаглеродот со честички не.

Неоргански јаглерод

уреди

Постојат два главни типа на неоргански јаглерод кои се наоѓаат во океаните. Растворениот неоргански јаглерод (РНО) се состои од бикарбонат (HCO3−), карбонат (CO32−) и јаглерод диоксид (вклучувајќи ги и растворениот CO2 и јаглеродната киселина H2 CO3). Растворениот неоргански јаглерод може да се претвори во неоргански јаглерод на честички (НЈЧ) преку таложење на CaCO3 (биолошки или абиотски). Растворениот неоргански јаглерод, исто така, може да се претвори во органски јаглерод со честички (ОЈЧ) преку фотосинтеза и хемоавтотрофија (т.е. примарно производство). Растворениот неоргански јаглерод се зголемува со длабочината додека органските честички на јаглерод тонат и се вдишуваат. Слободниот кислород се намалува како што се зголемува растворениот неоргански јаглерод бидејќи кислородот се троши за време на аеробното дишење.

Неоргански јаглерод со честички (НЈЧ) е другата форма на неоргански јаглерод што се наоѓа во океанот. Повеќето НЈЧ е CaCO3 што сочинува лушпи од различни морски организми. Морските риби, исто така, излачуваат калциум карбонат за време на осморегулацијата.[14]

Некои од неорганските видови на јаглерод во океанот, како што се бикарбонат и карбонат, се главни придонесувачи за алкалноста, природен океански тампон кој спречува драстични промени во киселоста (или pH). Морскиот јаглероден циклус, исто така, влијае на стапките на реакција и растворање на некои хемиски соединенија, ја регулира количината на јаглерод диоксид во атмосферата и температурата на Земјата.[15]

Органски јаглерод

уреди

Како и неорганскиот јаглерод, постојат две главни форми на органски јаглерод кои се наоѓаат во океанот (растворени и честички). Растворениот органски јаглерод (РОЈ) е оперативно дефиниран како секоја органска молекула која може да помине низ 0,2 µm филтер. Растворениот органски јаглерод може да се претвори во органски јаглерод со честички преку хетеротрофија и исто така може да се претвори назад во растворен неоргански јаглерод (РНЈ) преку дишење.

Оние молекули на органски јаглерод што се заробени на филтер се дефинирани како органски јаглерод со честички, кои се состојат од организми (мртви или живи), нивна фекална материја и детритус. Органскиот јаглерод со честичкиможе да се претвори во РОЈ преку расчленување на молекулите и со ексудација со фитопланктон.

Морски јаглеродни пумпи

уреди

Пумпа за растворливост

уреди
 
Дисоцијација на јаглерод диоксид според законот на Хенри

Океаните го складираат најголемиот базен на реактивен јаглерод на планетата како растворен неоргански јаглерод, кој се воведува како резултат на растворање на атмосферскиот јаглерод диоксид во морската вода - пумпата за растворливост.[15] Концентрациите на воден CO2, јаглеродна киселина, бикарбонат јони и карбонат јони содржат растворен неоргански јаглерод. растворен неоргански јаглерод циркулира низ целиот океан со термохалинска циркулација, што го олеснува огромниот капацитет за складирање на растворен неоргански јаглерод на океанот.[16] Следните хемиски равенки ги покажуваат реакциите на CO2 откако ќе влезе во океанот и ќе се трансформира во неговата водена форма.

 
Површината на морето растворен неоргански јаглерод Прво, јаглерод диоксидот реагира со вода за да формира јаглеродна киселина. концентрација во 1990-тите
 

 

 

 

 

(1)

Јаглеродната киселина брзо се дисоцира на слободен водороден јон (технички, хидрониум) и бикарбонат.

 

 

 

 

 

(2)

Слободниот водороден јон се среќава со карбонат, кој веќе е присутен во водата од растворањето на CaCO3, и реагира за да формира повеќе бикарбонат јон.

 

 

 

 

 

(3)

Растворените видови во равенките погоре, главно бикарбонати, го сочинуваат системот на карбонатска алкалност, доминантниот придонесувач за алкалноста на морската вода.[9]

Карбонатна пумпа

уреди

Карбонатната пумпа, понекогаш наречена карбонатна контра пумпа, започнува со морските организми на површината на океанот, произведувајќи неоргански јаглеродни честички (НЈЧ) во форма на калциум карбонат (калцит или арагонит, CaCO3). Овој CaCO3 е она што формира тврди делови од телото како школки.[15] Формирањето на овие обвивки го зголемува атмосферскиот CO2 поради производството на CaCO3 [9] во следната реакција со поедноставена стехиометрија:[17]

 [18]

 

 

 

 

(4)

Коколитофорите, речиси сеприсутна група на фитопланктони кои произведуваат обвивки од калциум карбонат, се доминантните придонесувачи за карбонатната пумпа.[15] Поради нивното изобилство, коколитофорите имаат значителни импликации врз хемијата на карбонат, во површинските води што ги населуваат и во океанот подолу: тие обезбедуваат голем механизам за надолен пренос на CaCO3.[19] Текот содржи воздух-морски CO2 предизвикан од морската биолошка заедница може да се определи со односот на дождот - процентот на јаглерод од калциум карбонат во споредба со оној од органскиот јаглерод во честичките што тоне на дното на океанот. Карбонатната пумпа делува како негативна повратна информација на CO2 земен во океанот од пумпата за растворливост. Се јавува со помала јачина од пумпата за растворливост.

Биолошка пумпа

уреди

Органскиот јаглерод со честички, создаден преку биолошко производство, може да се извезе од горниот дел на океанот во флукс кој вообичаено се нарекува биолошка пумпа или да се вдишат (равенка 6) назад во неоргански јаглерод. Во првиот, растворениот неоргански јаглерод биолошки се претвора во органска материја со фотосинтеза (равенка 5) и други форми на автотрофија [15] што потоа тоне и делумно или целосно се вари од хетеротрофи.[20] Органскиот јаглерод со честички може да се класифицира, врз основа на тоа колку лесно организмите можат да ги разградат за храна, како лабилен, полустабилен или огноотпорен. Фотосинтезата со фитопланктон е примарен извор за лабилни и полусабилни молекули и е индиректен извор за повеќето огноотпорни молекули.[21][22] Лабилните молекули се присутни во ниски концентрации надвор од клетките (во пикомоларниот опсег) и имаат полуживот од само неколку минути кога се слободни во океанот.[23] Тие се консумираат од микробите во рок од неколку часа или денови по производството и живеат во површинските океани,[22] каде што придонесуваат за поголемиот дел од лабилниот јаглероден флукс.[24] Полулабилните молекули, многу потешки за консумирање, можат да достигнат длабочини од стотици метри под површината пред да се метаболизираат.[25] Огноотпорната растворена органска материја во голема мера се состои од високо конјугирани молекули како што се Полициклични ароматични јаглеводороди или лигнин.[21] Огноотпорната растворена органска материја може да достигне длабочини поголеми од 1000 m и циркулира низ океаните во текот на илјадници години.[22][26][27] Во текот на една година, околу 20 гигатони фотосинтетички фиксиран лабилен и полусабилен јаглерод се земаат од хетеротрофи, додека помалку од 0,2 гигатони огноотпорен јаглерод се трошат.[22] Морската растворена органска материја (РОМ) може да складира онолку јаглерод како сегашното снабдување со CO2 во атмосферата,[27] но индустриските процеси ја менуваат рамнотежата на овој циклус.[28]

 

 

 

 

 

(5)

 

 

 

 

 

(6)

Влезови

уреди

Влезовите во морскиот јаглероден циклус се многубројни, но примарниот придонес, на нето основа, доаѓа од атмосферата и реките.[1] Хидротермалните отвори генерално обезбедуваат јаглерод еднаков на количината што ја трошат.[15]

Атмосфера

уреди
 
Процеси на јаглеродниот циклус[29]

Пред Индустриската револуција, океанот бил извор на CO2 во атмосферата [8] балансирајќи го влијанието на временските услови на карпите и копнените честички органски јаглерод; сега станал мијалник за вишокот атмосферски CO2.[30] Јаглерод диоксидот се апсорбира од атмосферата на површината на океанот по курс кој варира локално [31] но во просек, океаните имаат нето апсорпција на CO2 2,2 Pg C годишно.[31] Бидејќи растворливоста на јаглерод диоксидот се зголемува кога температурата се намалува, студените области може да содржат повеќе CO2 и сепак да бидат во рамнотежа со атмосферата; Спротивно на тоа, зголемувањето на температурата на површината на морето го намалува капацитетот на океаните да внесуваат јаглерод диоксид.[9][32] СеверниотАтлантски и Нордиски океан имаат најголем внес на јаглерод по единица површина во светот,[33] а во северниот Атлантик длабоката конвекција премесува приближно 197 Tg годишно неогноотпорен јаглерод до длабочина.[34]

Курс на јаглерод диоксид помеѓу океанот и атмосферата

уреди

Стапките на океанско-атмосферска размена на CO2 зависат од концентрацијата на јаглерод диоксид веќе присутен и во атмосферата и во океанот, температурата, соленоста и брзината на ветерот.[35] Овој курс може да се приближи со Хенриевиот закон и може да се пресмета како S = kP, каде што растворливоста (S) на гасот од јаглерод диоксид е пропорционална на количината на гас во атмосферата или неговиот делумен притисок.[1]

Ревелов фактор

уреди

Бидејќи океанскиот внес на јаглерод диоксид е ограничен, приливот на CO2 може да се опише и со Ревеловиот фактор.[9][32] Ревеловиот фактор е сооднос на промената на јаглерод диоксидот со промената на растворениот неоргански јаглерод, кој служи како индикатор за растворање на јаглерод диоксид во мешаниот слој земајќи ја предвид пумпата за растворливост. Ревеловиот факторе израз за карактеризирање на термодинамичката ефикасност на базенот за апсорпција на CO2 во бикарбонат. Колку е помал факторот, толку е поголем капацитетот за океанската вода да внесува јаглерод диоксид. Додека Ревел пресметал фактор од околу 10 во своето време, во една студија од 2004 година, податоците покажале дека Ревеловиот фактор се движи од приближно 9 во тропските региони со мала ширина до 15 во јужниот океан во близина на Антарктикот.[36]

Реки

уреди

Реките исто така можат да пренесуваат органски јаглерод во океанот преку атмосферски влијанија или ерозија на алуминиосиликат (равенка 7) и карбонатни карпи (равенка 8) на копно,

 

 

 

 

 

(7)

 

 

 

 

 

(8)

или со распаѓање на животот (равенка 5, на пр. растителен и почвен материјал).[1] Реките придонесуваат приближно еднакви количини (~0,4 GtC/год.) на растворен неоргански јаглерод и растворен органски јаглерод во океаните.[1] Се проценува дека приближно 0,8 GtC се пренесуваат годишно од реките до океанот.[1] Реките што се влеваат во заливот Чесапик внесуваат приближно 0,004 Gt (6,5 x 10 10 молови) растворен органски јаглерод годишно.[37] Вкупниот пренос на јаглерод на реките претставува приближно 0,02% од вкупниот јаглерод во атмосферата.[38] Иако изгледа мал, во долги временски размери (1000 до 10.000 години) јаглеродот што влегува во реките (и затоа не влегува во атмосферата) служи како стабилизирачка повратна информација за затоплувањето на стаклена градина.[39]

Излези

уреди

Клучните резултати на морскиот јаглероден систем се зачувување на органски честички (ЗМЧ) и калциум карбонат, како и обратно атмосферско влијание.[1] Додека има региони со локална загуба на CO2 во атмосферата и хидротермални процеси, нето загуба во циклусот не се јавува.[15]

Зачувување на органски материи

уреди

Седиментацијата е долгорочно тонење за јаглерод во океанот, како и најголема загуба на јаглерод од океанскиот систем.[40] Длабоките морски седименти и геолошки формации се важни бидејќи обезбедуваат темелна евиденција за животот на Земјата и важен извор на фосилни горива.[40] Океанскиот јаглерод може да излезе од системот во форма на ѓубре што тоне и се закопува на морското дно без целосно да се распадне или раствори. Седиментите на површината на океанското дно сочинуваат 1,75x10 15 kg јаглерод во глобалниот јаглероден циклус [41] Најмногу, 4% од честичкиот органски јаглерод од еуфотичната зона во Тихиот Океан, каде што се јавува примарното производство на светлина, е закопано во морски седименти.[40] Потоа се подразбира дека бидејќи има поголем внес на органска материја во океанот од она што се закопува, голем дел од неа се троши.

Историски гледано, седиментите со највисока содржина на органски јаглерод често биле пронајдени во области со висока продуктивност на површинските води или оние со ниски концентрации на кислород во дното на водата.[42] 90% од закопувањето на органскиот јаглерод се случува во наоѓалишта на делтите и континенталните прагови и горните падини;[43] ова делумно се должи на краткото време на експозиција поради пократкото растојание до морското дно и составот на органската материја што веќе е депонирана во тие средини.[44] Губењето на органскиот јаглерод е исто така чувствително на климатските обрасци: стапката на акумулација на органскиот јаглерод била 50% поголема за време на глацијалниот максимум во споредба со меѓуглацијалните.[45]

Деградација

уреди

Органскиот јаглерод со честички се распаѓа со низа процеси водени од микроби, како што се метаногенеза и редукција на сулфати, пред да се закопа на морското дно.[46][47] Деградацијата, исто така, резултира со производство на микробен метан кој е главниот гасен хидрат на континенталните маргини.[48] Лигнинот и поленот се инхерентно отпорни на деградација, а некои студии покажуваат дека неорганските матрици може да ја заштитат и органската материја.[49] Стапките на зачувување на органската материја зависат од други меѓусебно зависни променливи кои варираат нелинеарно во време и простор.[50] Иако распаѓањето на органската материја се случува брзо во присуство на кислород, микробите кои користат различни хемиски видови (преку оксидационо-редукциона реакција) можат да ја разградат органската материја во аноксичните седименти.[50] Длабочината на закопување на која запира деградацијата зависи од стапката на седиментација, релативното изобилство на органска материја во седиментот, видот на органската материја што се закопува и безброј други променливи.[50] Додека распаѓањето на органската материја може да се случи во аноксичните седименти кога бактериите користат оксиданси различни од кислородот (нитрат, сулфат, Fe<sup id="mwAZk">3+</sup>), распаѓањето има тенденција да заврши без целосна минерализација.[51] Ова се случува поради преференцијалното распаѓање на лабилните молекули во однос на рефрактивните молекули.[51]

Закопување

уреди

Закопувањето на органскиот јаглерод е влез на енергија за подземните биолошки средини и може да го регулира кислородот во атмосферата на долги временски размери (> 10.000 години).[45] Закопувањето може да се изврши само ако органскиот јаглерод пристигне до морското дно, со што континенталните прагови и крајбрежните рабови ќе бидат главно складирање на органски јаглерод од примарното производство на копно и океан. Фјордовите, или карпите создадени од глацијална ерозија, исто така се идентификувани како области на значително закопување на јаглерод, со стапки сто пати поголеми од просекот на океанот.[52] Органскиот јаглерод со честички е закопан во океанските седименти, создавајќи патека помеѓу брзо достапниот јаглероден базен во океанот до неговото складирање за геолошки временски размери. Откако јаглеродот ќе се заглави на морското дно, тој се смета за син јаглерод. Стапките на закопување може да се пресметаат како разлика помеѓу брзината со која органската материја тоне и брзината со која таа се распаѓа.

Зачувување на калциум карбонат

уреди

Таложењето на калциум карбонат е важно бидејќи резултира со губење на алкалноста, како и ослободување на CO2 (равенка 4), и затоа промената во стапката на зачувување на калциум карбонат може да го промени делумниот притисок на CO2 во Земјината атмосфера.[15] CaCO3 е презаситен во поголемиот дел од површинските води на океаните и недоволно заситен на длабочина,[9] што значи дека лушпите се со поголема веројатност да се растворат додека тонат во океанските длабочини. CaCO3 може да се раствори и преку метаболичко растворање (т.е. може да се користи како храна и да се излачува) и на тој начин длабоките океански седименти имаат многу малку калциум карбонат.[15] Врнежите и закопувањето на калциум карбонат во океанот ги отстранува честичките неоргански јаглерод од океанот и на крајот формира варовник.[15] На временски скали поголеми од 500.000 години, климата на Земјата е умерена од флуксот на јаглерод во и надвор од литосферата.[53] Карпите формирани во морското дно на океанот се рециклираат преку тектониката на плочите назад на површината и се атмосферираат или се спуштаат во обвивката, јаглеродот што го испуштаат вулканите.[1]

Човечки влијанија

уреди

Океаните заземаат 15 – 40% од антропогениот CO2,[54][55] и досега приближно 40% од јаглеродот од согорувањето на фосилните горива е земен во океаните.[56] Бидејќи рееловиот фактор се зголемува со зголемување на CO2, помал дел од антропогениот флукс ќе биде преземен од океанот во иднина.[57] Тековниот годишен пораст на атмосферскиот CO2 е приближно 4 гигатони јаглерод.[58] Ова предизвикува климатски промени кои поттикнуваат концентрација на јаглерод и процеси на повратни информации од јаглерод-климата кои ја модифицираат циркулацијата на океаните и физичките и хемиските својства на морската вода, што го менува навлегувањето на CO2.[59][60] Прекумерниот риболов и пластичното загадување на океаните придонесуваат за деградирана состојба на најголемиот јаглероден мијалник во светот.[61][62]

Закиселување на океаните

уреди

PH на океаните се намалува поради навлегувањето на CO2 во атмосферата.[63] Зголемувањето на растворениот јаглерод диоксид ја намалува достапноста на карбонатниот јон, намалувајќи ја состојбата на сатурација на CaCO3, со што го прави термодинамички потешко да се направи обвивка од CaCO3.[64] Карбонатните јони преференцијално се врзуваат за водородните јони за да формираат бикарбонат,[9] на тој начин намалувањето на достапноста на карбонатните јони ја зголемува количината на неврзаните водородни јони и ја намалува количината на формираниот бикарбонат (Равенки 1-3). рН е мерење на концентрацијата на водородни јони, каде што ниската pH вредност значи дека има повеќе неврзани водородни јони. Според тоа, рН е показател за карбонатната видообразба во океаните и може да се користи за да се процени колку е здрав океанот.[64]

Списокот на организми кои може да се борат поради закиселувањето на океаните ги вклучува коколитофорите и фораминиферите (основата на морскиот синџир на исхрана во многу области), изворите на човечка храна како што се остриги и школки,[65] и можеби највпечатливиот, структура изградена од организми - коралните гребени.[64] Поголемиот дел од површинските води ќе останат презаситени во однос на CaCO3 (и калцит и арагонит) некое време на траекторијата на тековните емисии,[64] но организмите на кои им е потребен карбонат најверојатно ќе бидат заменети во многу области.[64] Коралните гребени се под притисок од прекумерен риболов, загадување со нитрати и затоплување на води; Закиселувањето на океаните ќе додаде дополнителен стрес на овие важни структури.[64]

Железо

уреди

Железното оплодување е аспект на геоинженерството, кое намерно манипулира со климатскиот систем на Земјата, обично во аспектите на јаглеродниот циклус или радијативното присилување. Од сегашен геоинженерски интерес е можноста за забрзување на биолошката пумпа за да се зголеми извозот на јаглерод од површинскиот океан. Овој зголемен извоз теоретски би можел да го отстрани вишокот на јаглерод диоксид од атмосферата за складирање во длабоките океани. Постојат тековни истраги во врска со вештачкото оплодување.[66] Поради обемот на океанот и брзото време на одговор на хетеротрофните заедници на зголемување на примарното производство, тешко е да се одреди дали оплодувањето со ограничувачки хранливи материи резултира со зголемување на извозот на јаглерод.[66] Сепак, мнозинството од заедницата не верува дека ова е разумен или остварлив пристап.[67]

Брани и акумулации

уреди

Во светот има над 16 милиони брани [68] кои го менуваат преносот на јаглерод од реките до океаните.[69] Користејќи ги податоците од базата на податоци за глобални резервоари и брани, која содржи приближно 7000 резервоари кои содржат 77% од вкупниот волумен на вода што ја задржуваат браните (8000 km3), се проценува дека испораката на јаглерод во океанот е намалена за 13% од 1970 година и се предвидува да достигне 19% до 2030 година [70] Вишокот на јаглерод содржан во резервоарите може да испушта дополнителни ~0,184 Gt јаглерод во атмосферата годишно [71] и дополнителни ~0,2 GtC ќе бидат закопани во седимент.[70] Пред 2000 година, сливовите на Мисисипи, Нигер и реката Ганг сочинувале 25-31% од целокупното закопување на јаглерод во резервоари.[70] По 2000 година, речните сливови на Парана (дом на 70 брани) и Замбези (дом на најголемиот резервоар) го надминале Мисисипи.[70] Други големи придонесувачи за закопувањето на јаглеродот предизвикано од брани се јавуваат на реките Дунав, Амазон, Јангце, Меконг, Јенисеј и Токантинс.[70]

Неодамнешни мерења

уреди

Студијата од 2020 година во Nature Communications, предводена од Универзитетот во Ексетер, открила значително поголем нето проток на јаглерод во океаните во споредба со претходните студии. Новата студија користи сателитски податоци за да ги земе предвид малите температурни разлики помеѓу површината на океанот и длабочината од неколку метри каде што се прават мерењата.[72][73] Ова може да биде корисно во смисла на ублажување на климатските промени, но проблематично во однос на закиселувањето на океаните.

Наводи

уреди
  1. ↑ 1,00 1,01 1,02 1,03 1,04 1,05 1,06 1,07 1,08 1,09 H., Schlesinger, William (2013). Biogeochemistry : an analysis of global change. Bernhardt, Emily S. (3. изд.). Waltham, Mass.: Academic Press. ISBN 9780123858740. OCLC 827935936.
  2. ↑ Falkowski, P.; Scholes, R. J.; Boyle, E.; Canadell, J.; Canfield, D.; Elser, J.; Gruber, N.; Hibbard, K.; Högberg, P. (2000-10-13). „The Global Carbon Cycle: A Test of Our Knowledge of Earth as a System“. Science (англиски). 290 (5490): 291–296. Bibcode:2000Sci...290..291F. doi:10.1126/science.290.5490.291. ISSN 0036-8075. PMID 11030643.
  3. ↑ REDFIELD, ALFRED C. (1958). „The Biological Control of Chemical Factors in the Environment“. American Scientist. 46 (3): 230A–221. JSTOR 27827150. PMID 24545739.
  4. ↑ Holli, Riebeek (2011-06-16). „The Carbon Cycle : Feature Articles“. earthobservatory.nasa.gov (англиски). Посетено на 2017-11-30.
  5. ↑ „New report published on "Climate, Carbon and Coral Reefs“. World Meteorological Organization (англиски). 2015-11-05. Архивирано од изворникот на 2022-11-25. Посетено на 2017-11-30.
  6. ↑ 6,0 6,1 „Fifth Assessment Report – Climate Change 2013“. www.ipcc.ch. Посетено на 2017-11-30.
  7. ↑ „Sabine et al. – The Oceanic Sink for Anthropogenic CO2“. www.pmel.noaa.gov. Посетено на 2017-11-30.
  8. ↑ 8,0 8,1 8,2 Ocean acidification due to increasing atmospheric carbon dioxide (PDF). London: The Royal Society. 2005. ISBN 0-85403-617-2. Посетено на November 17, 2017.
  9. ↑ 9,0 9,1 9,2 9,3 9,4 9,5 9,6 Zeebe, R; Wolf-Gladrow, D (2001). CO2 in seawater: Equilibrium, Kinetics, Isotopes. Elsevier Science. стр. 360.
  10. ↑ „Fifth Assessment Report – Climate Change 2013“. www.ipcc.ch. Посетено на 2017-11-26.
  11. ↑ Knight, J (2009). „Global oceans: Do global temperature trends over the last decade falsify climate predictions?“. Bulletin of the American Meteorological Society. 90: S56–S57.
  12. ↑ Information, US Department of Commerce, NOAA National Centers for Environmental. „Global ocean heat and salt content“. www.nodc.noaa.gov (англиски). Посетено на 2017-11-26.
  13. ↑ Guemas, V; Doblas-Reyes, F; Andreu-Burillo, I; Asif, M (2013). „Retrospective prediction of the global warming slowdown in the past decade“. Nature Climate Change. 3 (7): 649–653. Bibcode:2013NatCC...3..649G. doi:10.1038/nclimate1863.[мртва врска]
  14. ↑ Wilson, R. W.; Millero, F. J.; Taylor, J. R.; Walsh, P. J.; Christensen, V.; Jennings, S.; Grosell, M. (2009-01-16). „Contribution of Fish to the Marine Inorganic Carbon Cycle“. Science (англиски). 323 (5912): 359–362. Bibcode:2009Sci...323..359W. doi:10.1126/science.1157972. ISSN 0036-8075. PMID 19150840.
  15. ↑ 15,00 15,01 15,02 15,03 15,04 15,05 15,06 15,07 15,08 15,09 Emerson, Steven (2008). Chemical Oceanography and the Marine Carbon Cycle. United Kingdom: Cambridge University Press. ISBN 978-0-521-83313-4.
  16. ↑ Falkowski, P.; Scholes, R. J.; Boyle, E.; Canadell, J.; Canfield, D.; Elser, J.; Gruber, N.; Hibbard, K.; Högberg, P. (2000). „The Global Carbon Cycle: A Test of Our Knowledge of Earth as a System“. Science. 290 (5490): 291–296. Bibcode:2000Sci...290..291F. doi:10.1126/science.290.5490.291. PMID 11030643.
  17. ↑ „ASLO : Limnology & Oceanography: e-Books“. aslo.org. Архивирано од изворникот на 2017-12-07. Посетено на 2017-11-28.
  18. ↑ Smith, S. V.; Key, G. S. (1975-05-01). „Carbon dioxide and metabolism in marine environments1“. Limnology and Oceanography (англиски). 20 (3): 493–495. Bibcode:1975LimOc..20..493S. doi:10.4319/lo.1975.20.3.0493. ISSN 1939-5590.
  19. ↑ Rost, Björn; Riebesell, Ulf (2004). Coccolithophores (англиски). Springer, Berlin, Heidelberg. стр. 99–125. CiteSeerX 10.1.1.455.2864. doi:10.1007/978-3-662-06278-4_5. ISBN 9783642060168.
  20. ↑ Kim, S; Kramer, R; Hatcher, P (2003). „Graphical method for analysis of ultrahigh-resolution broadband mass spectra of natural organic matter, the van Krevelen diagram“. Analytical Chemistry. 75 (20): 5336–5344. doi:10.1021/AC034415P. PMID 14710810.
  21. ↑ 21,0 21,1 Brophy, Jennifer E.; Carlson, David J. (1989). „Production of biologically refractory dissolved organic carbon by natural seawater microbial populations“. Deep Sea Research Part A. Oceanographic Research Papers. 36 (4): 497–507. Bibcode:1989DSRA...36..497B. doi:10.1016/0198-0149(89)90002-2.
  22. ↑ 22,0 22,1 22,2 22,3 Moran, M; Kujawinski, E; Stubbins, A; Fatland, R; Aluwihare, L; Buchan, A; Crump, B; Dorrestein, P; Dyhrman, S (2016). „Deciphering ocean carbon in a changing world“. Proceedings of the National Academy of Sciences of the United States of America. 113 (12): 3143–3151. Bibcode:2016PNAS..113.3143M. doi:10.1073/pnas.1514645113. PMC 4812754. PMID 26951682.
  23. ↑ Azam, F; Malfatti, F (2007). „Microbial structuring of marine ecosystems“. Nature Reviews Microbiology. 5 (10): 782–791. doi:10.1038/nrmicro1747. PMID 17853906.
  24. ↑ Moran, X; Ducklow, H; Erickson, M (2013). „Carbon fluxes through estuarine bacteria reflect coupling with phytoplankton“. Marine Ecology Progress Series. 489: 75–85. Bibcode:2013MEPS..489...75M. doi:10.3354/meps10428.
  25. ↑ Hansell, D; Carlson, C (1998). „Net community production of dissolved organic carbon“. Global Biogeochemical Cycles. 12 (3): 443–453. Bibcode:1998GBioC..12..443H. doi:10.1029/98gb01928.
  26. ↑ Follett, C; Repeta, D; Rothman, D; Xu, L; Santinelli, C (2014). „Hidden cycle of dissolved organic carbon in the deep ocean“. Proceedings of the National Academy of Sciences of the United States of America. 111 (47): 16706–16711. Bibcode:2014PNAS..11116706F. doi:10.1073/pnas.1407445111. PMC 4250131. PMID 25385632.
  27. ↑ 27,0 27,1 Hansell, D (2013). „Recalcitrant dissolved organic carbon fractions“. Annual Review of Marine Science. 5 (1): 421–445. doi:10.1146/annurev-marine-120710-100757. PMID 22881353.
  28. ↑ Doney, Scott; Ruckelshaus, Mary; Duffy, Emmett; Barry, James; Chan, Francis; English, Chad; Galindo, Heather; Grebmeier, Jacqueline; Hollowed, Anne (2012). „Climate change impacts on marine ecosystems“. Annual Review of Marine Science. 4 (1): 11–37. Bibcode:2012ARMS....4...11D. doi:10.1146/annurev-marine-041911-111611. PMID 22457967.
  29. ↑ Capelle, David W.; Kuzyk, Zou Zou A.; Papakyriakou, Tim; Guéguen, Céline; Miller, Lisa A.; MacDonald, Robie W. (2020). „Effect of terrestrial organic matter on ocean acidification and CO2 flux in an Arctic shelf sea“. Progress in Oceanography. 185: 102319. Bibcode:2020PrOce.18502319C. doi:10.1016/j.pocean.2020.102319.   Material was copied from this source, which is available under a Creative Commons Attribution 4.0 International License.
  30. ↑ Raven, J.A.; Falkowskli, P.G. (2009). „Oceanic sinks for atmospheric CO2“ (PDF). Global Biogeochemical Cycles. 23 (1): GB1005. Bibcode:2009GBioC..23.1005G. CiteSeerX 10.1.1.715.9875. doi:10.1029/2008gb003349.
  31. ↑ 31,0 31,1 Takahashi, T; Sutherland, S; Sweeney, C; Poisson, A; Metzl, N (2002). „Global sea–air CO2 flux based on climatological surface ocean pCO2, and seasonal biological and temperature effects“. Deep Sea Research Part II: Topical Studies in Oceanography. 49 (9–10): 1601–1622. Bibcode:2002DSRII..49.1601T. doi:10.1016/S0967-0645(02)00003-6.
  32. ↑ 32,0 32,1 Revelle, R; Suess, H (1957). „Carbon dioxide exchange between atmosphere and ocean and the question of an increase of atmospheric CO2 during the past decades“. Tellus. 9 (1): 18–27. Bibcode:1957TellA...9...18R. doi:10.1111/j.2153-3490.1957.tb01849.x.
  33. ↑ Takahashi, T; Sutherland, S; Wanninkhof, R; ...., ...; de Baar, H (2009). „Climatological mean and decadal change in surface ocean pCO2, and net sea-air CO2 flux over the global oceans“. Deep Sea Research Part II: Topical Studies in Oceanography. 56 (8–10): 554–577. Bibcode:2009DSRII..56..554T. doi:10.1016/j.dsr2.2008.12.009.CS1-одржување: бројчени имиња: список на автори (link)
  34. ↑ Fontela, M; Garcia-Ibanez, M; Hansell, D; Mercier, H; Perez, F (2016). „Dissolved organic carbon in the North Atlantic meridional overturning circulation“. Nature. 6: 26931. Bibcode:2016NatSR...626931F. doi:10.1038/srep26931. PMC 4886255. PMID 27240625.
  35. ↑ Robbins, L.L.; Hansen, M.E.; Kleypas, J.A.; Meylan, S.C. (2010). CO2calc—A user-friendly seawater carbon calculator for Windows, Mac OS X, and iOS (iPhone). U.S. Geological Survey Open-File Report 2010-1280. стр. 16.
  36. ↑ Sabine, C.L.; Feely, R.A.; Gruber, N; Key, R.M.; Lee, K (2004). „The oceanic sink for anthropogenic CO2“ (PDF). Science. 305 (5682): 367–371. Bibcode:2004Sci...305..367S. doi:10.1126/science.1097403. PMID 15256665. |hdl-access= бара |hdl= (help)
  37. ↑ Waldbusser, G; Powell, E; Mann, R (2013). „Ecosystem effects of shell aggregations and cycling in coastal waters: an example of Chesapeake Bay oyster reefs“. Ecology. 94 (4): 895–903. doi:10.1890/12-1179.1.
  38. ↑ Galy, Valier; Peucker-Ehrenbrink, Bernhard; Eglinton, Timothy (2015). „Global carbon export from the terrestrial biosphere controlled by erosion“. Nature. 521 (7551): 204–207. Bibcode:2015Natur.521..204G. doi:10.1038/nature14400. PMID 25971513.
  39. ↑ Velbel, Michael Anthony (1993-12-01). „Temperature dependence of silicate weathering in nature: How strong a negative feedback on long-term accumulation of atmospheric CO2 and global greenhouse warming?“. Geology (англиски). 21 (12): 1059–1062. Bibcode:1993Geo....21.1059V. doi:10.1130/0091-7613(1993)021<1059:TDOSWI>2.3.CO;2. ISSN 0091-7613.
  40. ↑ 40,0 40,1 40,2 Emerson, S; Hedges, J (October 1988). „Processes Controlling the Organic Carbon Content of Open Ocean Sediments“. Paleoceanography. 3 (5): 621–634. Bibcode:1988PalOc...3..621E. doi:10.1029/pa003i005p00621.
  41. ↑ Ciais, Philippe; al. (2014). Climate Change 2013: the physical science basis. Contribution of Working Group I to the Fifth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change (PDF). Cambridge University Press. стр. 465–470.
  42. ↑ Fleming, R.H.; Revelle, R. (1939). „Physical processes in the oceans“. Во Trask, P.D. (уред.). Recent Marine Sediments. Tulsa: American Association of Petroleum Geologists. стр. 48–141.
  43. ↑ Berner, Robert A. (1989-01-01). „Biogeochemical cycles of carbon and sulfur and their effect on atmospheric oxygen over phanerozoic time“. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. The Long Term Stability of the Earth System. 75 (1): 97–122. Bibcode:1989PPP....75...97B. doi:10.1016/0031-0182(89)90186-7.
  44. ↑ Henrichs, Susan (1992). „Early diagenesis of organic matter in marine sediments: progress and perplexity“. Marine Chemistry. 39 (1–3): 119–149. doi:10.1016/0304-4203(92)90098-U.
  45. ↑ 45,0 45,1 Cartapanis, Olivier; Bianchi, Daniele; Jaccard, Samuel; Galbraith, Eric (2016-01-21). „Global pulses of organic carbon burial in deep-sea sediments during glacial maxima“. Nature Communications. 7: 10796. Bibcode:2016NatCo...710796C. doi:10.1038/ncomms10796. PMC 4773493. PMID 26923945.
  46. ↑ Claypool, G.E.; Kaplan, I.R. (1974). Natural Gases in Marine Sediments. Plenum Press. стр. 99–139.
  47. ↑ D'Hondt, S; Rutherford, S; Spivack, A.J. (2002). „Metabolic activity of subsurface life in deep-sea sediments“. Science. 295 (5562): 2067–2070. Bibcode:2002Sci...295.2067D. doi:10.1126/science.1064878. PMID 11896277.
  48. ↑ Kvenvolden, K.A.; Lorenson, T.D. (2001). Charles K. Paull; William P. Dillon (уред.). Natural Gas Hydrates: Occurrence, Distribution, and Detection. Geophysical Monograph Series. 124. American Geophysical Union. стр. 3–18. ISBN 978-0-875-90982-0.
  49. ↑ Huguet, Carme; de Lange, Gert J.; Gustafsson, Örjan; Middelburg, Jack J.; Sinninghe Damsté, Jaap S.; Schouten, Stefan (2008-12-15). „Selective preservation of soil organic matter in oxidized marine sediments (Madeira Abyssal Plain)“. Geochimica et Cosmochimica Acta. 72 (24): 6061–6068. Bibcode:2008GeCoA..72.6061H. doi:10.1016/j.gca.2008.09.021.
  50. ↑ 50,0 50,1 50,2 Hedges, John I.; Hu, Feng Sheng; Devol, Allan H.; Hartnett, Hilairy E.; Tsamakis, Elizabeth; Keil, Richard G. (1999). „Sedimentary organic matter preservation: A test for selective degradation under oxic conditions“. American Journal of Science (англиски). 299 (7–9): 529. Bibcode:1999AmJS..299..529H. doi:10.2475/ajs.299.7-9.529. ISSN 0002-9599.
  51. ↑ 51,0 51,1 Kristensen, Erik; Ahmed, Saiyed I.; Devol, Allan H. (1995-12-01). „Aerobic and anaerobic decomposition of organic matter in marine sediment: Which is fastest?“. Limnology and Oceanography (англиски). 40 (8): 1430–1437. Bibcode:1995LimOc..40.1430K. doi:10.4319/lo.1995.40.8.1430. ISSN 1939-5590.
  52. ↑ Smith, Richard; Bianchi, Thomas; Allison, Mead; Savage, Candida; Galy, Valier (2015). „High rates of organic carbon burial in fjord sediments globally“. Nature Geoscience. 8 (6): 450. Bibcode:2015NatGe...8..450S. doi:10.1038/ngeo2421.
  53. ↑ Kasting, J. F.; Toon, O. B.; Pollack, J. B. (1988-02-01). „How climate evolved on the terrestrial planets“. Scientific American. 258 (2): 90–97. Bibcode:1988SciAm.258b..90K. doi:10.1038/scientificamerican0288-90. ISSN 0036-8733. PMID 11538470.
  54. ↑ Khatiwala, S; Primeau, F; Hall, T (2009). „Reconstruction of the history of anthropogenic CO2 concentrations in the ocean“. Nature. 462 (7271): 346–349. Bibcode:2009Natur.462..346K. doi:10.1038/nature08526. PMID 19924213.
  55. ↑ Le Quere, C; Andres, R; Boden, T; Conway, T; Houghton, R; House, J; Marland, G; Peters, G; van der Werf, G (2013). „The global carbon budget 1959–2011“. Earth System Science Data. 5 (1): 165–185. Bibcode:2013ESSD....5..165L. doi:10.5194/essd-5-165-2013.
  56. ↑ Quay, P. D.; Tilbrook, B.; Wong, C. S. (1992-04-03). „Oceanic Uptake of Fossil Fuel CO2: Carbon-13 Evidence“. Science. 256 (5053): 74–79. Bibcode:1992Sci...256...74Q. doi:10.1126/science.256.5053.74. ISSN 0036-8075. PMID 17802595.
  57. ↑ Revelle, Roger; Suess, Hans E. (1957-02-01). „Carbon Dioxide Exchange Between Atmosphere and Ocean and the Question of an Increase of Atmospheric CO2 during the Past Decades“. Tellus (англиски). 9 (1): 18–27. Bibcode:1957TellA...9...18R. doi:10.1111/j.2153-3490.1957.tb01849.x. ISSN 2153-3490.
  58. ↑ Ciais, P; Sabine, C (2014). „6“ (PDF). Carbon and other biogeochemical cycles in Climate Change 2013: The Physical Science Basis. Cambridge and New York: Cambridge University Press. стр. 465–570. Архивирано од изворникот (PDF) на 2018-10-03. Посетено на 2022-02-04.
  59. ↑ Boer, G; Arora, V (2013). „Feedbacks in emission-driven and concentration-driven global carbon budgets“. Journal of Climate. 26 (10): 3326–3341. Bibcode:2013JCli...26.3326B. doi:10.1175/JCLI-D-12-00365.1.
  60. ↑ Gregory, J; Jones, C; Cadule, P; Friedlingstein, P (2009). „Quantifying carbon cycle feedbacks“ (PDF). Journal of Climate. 22 (19): 5232–5250. Bibcode:2009JCli...22.5232G. doi:10.1175/2009JCLI2949.1.
  61. ↑ Harvey, Fiona (2019-12-04). „Tackling degraded oceans could mitigate climate crisis - report“. The Guardian (англиски). ISSN 0261-3077. Посетено на 2019-12-07.
  62. ↑ Harvey, Fiona (2019-12-07). „Oceans losing oxygen at unprecedented rate, experts warn“. The Guardian (англиски). ISSN 0261-3077. Посетено на 2019-12-07.
  63. ↑ Caldeira, Ken; Wickett, Michael E. (2003-09-25). „Oceanography: Anthropogenic carbon and ocean pH“. Nature (англиски). 425 (6956): 365. Bibcode:2003Natur.425..365C. doi:10.1038/425365a. ISSN 1476-4687. PMID 14508477.
  64. ↑ 64,0 64,1 64,2 64,3 64,4 64,5 Ocean acidification. Gattuso, Jean-Pierre., Hansson, Lina. Oxford [England]: Oxford University Press. 2011. ISBN 9780199591091. OCLC 823163766.CS1-одржување: друго (link)
  65. ↑ Barton, Alan (2015). „Impacts of Coastal Acidification on the Pacific Northwest Shellfish Industry and Adaptation Strategies Implemented in Response“ (PDF). Oceanography. 25 (2): 146–159. doi:10.5670/oceanog.2015.38.
  66. ↑ 66,0 66,1 Aumont, O.; Bopp, L. (2006-06-01). „Globalizing results from ocean in situ iron fertilization studies“. Global Biogeochemical Cycles (англиски). 20 (2): GB2017. Bibcode:2006GBioC..20.2017A. doi:10.1029/2005gb002591. ISSN 1944-9224.
  67. ↑ Chisholm, S; Falkowski, P; Cullen, J (2001). „Dis-crediting ocean fertilization“. Science. 294 (5541): 309–310. doi:10.1126/science.1065349. PMID 11598285.
  68. ↑ Lehner, B; Liermann, C; Revenga, C; Vorosmarty, C; Fekete, B; Crouzet, P; Doll, P; Endejan, M; Frenken, K (2011). „High-resolution mapping of the world's reservoirs and dams for sustainable river-flow management“. Frontiers in Ecology and the Environment. 9 (9): 494–502. doi:10.1890/100125.
  69. ↑ Regnier, P; Friedlingstein, P; ..., ...; Thullner, M (2013). „Anthropogenic perturbation of the carbon fluxes from land to ocean“. Nature Geoscience. 6 (8): 597–607. Bibcode:2013NatGe...6..597R. doi:10.1038/ngeo1830. |hdl-access= бара |hdl= (help)CS1-одржување: бројчени имиња: список на автори (link)
  70. ↑ 70,0 70,1 70,2 70,3 70,4 Maavara, T; Lauerwald, R; Regnier, P; Van Cappellen, P (2016). „Global perturbation of organic carbon cycling by river damming“. Nature. 8: 15347. Bibcode:2017NatCo...815347M. doi:10.1038/ncomms15347. PMC 5442313. PMID 28513580.
  71. ↑ Barros, N; Cole, J; Tranvik, L; Prairie, Y; Bastviken, D; Huszar, V; del Giorgio, P; Roland, F (2011). „Carbon emission from hydroelectric reservoirs linked to reservoir age and latitude“. Nature Geoscience. 4 (9): 593–596. Bibcode:2011NatGe...4..593B. doi:10.1038/ngeo1211.
  72. ↑ „Ocean carbon uptake widely underestimated“. Phys.org. 4 September 2020.
  73. ↑ Watson, Andrew J.; Schuster, Ute; Shutler, Jamie D.; Holding, Thomas; Ashton, Ian G. C.; Landschützer, Peter; Woolf, David K.; Goddijn-Murphy, Lonneke (4 September 2020). „Revised estimates of ocean-atmosphere CO 2 flux are consistent with ocean carbon inventory“. Nature Communications (англиски). 11 (1): 4422. Bibcode:2020NatCo..11.4422W. doi:10.1038/s41467-020-18203-3. ISSN 2041-1723. PMC 7474059. PMID 32887875.   Text and images are available under a Creative Commons Attribution 4.0 International License.

Надворешни врски

уреди
Преземено од „https://mk.wikipedia.org/w/index.php?title=Океански_јаглероден_циклус&oldid=5289372“