Содержание изотопа С
в атмосферном углекислом газе.
Содержание изотопа
выражается отклонением ( ) ( ) отношения
от общепринятого стандарта. Первые
измерения содержания изотопа
в атмосфере были проведены
Килингом в 1956 году и повторены
им же в 1978 году. Значение для
атмосферного в 1956 году было
равно 7 , а в 1978 составляло -7,65
. Недавно были опубликованы также
данные измерений в углекислом
газе воздушных включений в
ледниках. В среднем оценки уменьшения
в атмосферном в течение последних
200 лет составляют 1,0-1,5 . Наблюдаемые
изменения содержания вызваны
главным образом поступлением
в атмосферу с меньшим значением
при вырубке лесов, изменении
характера землепользования и
сжигания ископаемого топлива.
Содержание изотопа С
в атмосферном углекислом газе.
Количество изотопа
на Земле зависит от баланса
между образованием под воздействием
космического излучения и его
радиоактивным распадом. По-видимому,
до начала сельскохозяйственной
и промышленной революции распределение
изотопа в различных резервуарах
углерода сохранялось примерно
неизменным. До начала заметных
изменений, вызванных выбросами
при испытаниях ядерного оружия,
с начала прошлого века до
середины текущего происходило
уменьшение содержания . Оно было
главным образом вызвано выбросом
за счёт сжигания ископаемого
топлива, в котором не содержится
радиоактивный изотоп . Это привело
к уменьшению содержания в
атмосфере. Начиная с первых
испытаний ядерного оружия в
1952 и 1954 годах наблюдались существенные
изменения содержания в атмосферном
углекислом газе. Большое поступление
в атмосферу произошло в результате
ядерных испытаний, проведённых
США в Тихом океане в 1958 году
и СССР в 1961-1962 годах. После
этого выбросы были заметно
ограничены. Первоначально большая
часть радиоактивных продуктов
переносилась в стратосферу. Поскольку
время обмена между стратосферой
и атмосферой составляет несколько
лет, то уменьшение концентрации
изотопа в тропосфере, обусловленное
взаимодействием с континентальной
биотой и океанами, начиная с
1965 года происходило более медленно
за счёт поступления этого
изотопа из стратосферы.
Перемешивание в атмосфере.
Перемешивание воздуха
в тропосфере происходит довольно
быстро. Пассаты в средних широтах
в обоих полушариях огибают
Землю в среднем примерно за
один месяц, вертикальное перемещение
между земной поверх-ностью и
тропопаузой (на высоте от 12 до
16 км) также происходит в течение
месяца, перемешивание в направлении
с севера на юг в пределах
полушария происходит приблизительно
за три месяца, а эффективный
обмен между двумя полушариями
осуществляется примерно за год.
Поскольку в данной работе
рассматриваются процессы, изменения
которых происходят за время
порядка нескольких лет, десятилетий
и столетий, можно считать, что
тропосфера в любой момент
времени хорошо перемешана. Это
предположение основано на том,
что средние годовые значения
концентрации для высоких северных
и высоких южных широт отличаются
только на 1,5-2,0 млн . В северном
полушарии концентрация выше, чем
в южном. Различие концентраций
в северном и южном полушариях,
вероятно, вызвано тем, что около
90% источников промышленных выбросов
расположено в северном полушарии.
За последние десятилетия эта
разница увеличилась, поскольку
потребление ископаемого топлива
также возросло. Обмен между стратосферой
и тропосферой происходит значительно
медленнее, чем в тропосфере, поэтому
сезонные колебания концентрации
атмосферного углекислого газа
выше тропопаузы быстро уменьшаются.
В стратосфере рост концентрации
значительно запаздывает по сравнению
с её ростом в тропосфере. Так,
согласно измерениям, концентрации
на высоте 36 км примерно на 7 млн
меньше, чем на уровне тропопаузы
(т.е. на высоте 15 км). Это соответствует
времени перемешивания между
стратосферой и тропосферой, равному
5-8 годам.
Газообмен в системе атмосфера
- океан.
Скорость газообмена.
В стационарном состоянии,
существовавшем в доиндустриальное
время, более 90% содержащегося
на Земле изотопа находилось
в морской воде и донных
отложениях (содержание в последних
составляет всего несколько процентов).
Существовал примерный баланс
между переносом из атмосферы
в океан и радиоактивным распадом
внутри океана. Средний глобальный
обмен между атмосферой и океаном
можно определить путём измерения
разности содержания в углекислом
газе атмосферы и растворённом
в поверхностном слое океана.
Данные наблюдений за уменьшением
концентрации в атмосфере и
её увеличением в поверхно-стных
водах океана после проведения
испытаний ядерного оружия дают
ещё одну возможность определить
скорость газообмена. Третий способ
оценки скорости газообмена между
атмосферой и океаном заключается
в измерении отклонения от
состояния равновесия между и
, обусловленного поступлением из
океана в атмосферу. Средняя
скорость газообмена между атмосферой
и океаном при концентрации
в атмосфере 300 млн , полученная
на основе этих трёх способов,
равна 18 5 моль/(м год). Это означает,
что среднее время пребывания
в атмосфере равно 8,5 2 лет. Скорость
газообмена на границе раздела
между атмосферой и океаном
зависит от состояния поверхности
океана, от скорости ветра и
волнения.
Буферные свойства карбонатной
системы.
При растворении в
морской воде происходит реакция
гидратации с образованием угольной
кислоты , которая в свою очередь
диссоциирует на ионы . Карбонатная
система определяется суммарной
концентрацией растворённого неорганического
углерода ( ); полным содержанием
боратов ( В); щелочным резервом (А);
кислотностью (pH); парциальным давлением
расворённого углекислого газа ,
которое при условии равновесия
с атмосферой равно парциальному
давлению в ат-мосфере. При
поглощении морской водой щёлочность
остаётся неиз-менной, а образование
и разложение органических и неорганических
соеди-нений приводит к изменению как
, так и А. Карбонатная система имеет следующие
основные особенности:
1. Растворимость в морской
воде и соответственно концентрация
суммарного углерода, находящегося
в равновесии с атмосферным
при заданном значении концентрации
последнего, зависят от температу-ры.
2. Обмен между газовой
фазой и раствором зависит
от так назы-ваемого буферного
фактора, который также называют
фактором Ревелла.
Растворимость и буферный
фактор увеличиваются при понижении
темпера-туры. Так как изменение
парциального давления углекислого
газа в на-правлении от полюса к
экватору невелико, в среднем переносится
из атмосферы в океан в высоких
широтах и в противоположном
направлении в низких, хотя наблюдаются
отклонения от этой упрощённой картины
вследствие того, что в результате
апвеллинга из глубинных слоёв океана
к поверхности приносятся обогащённые
углекислым газом воды. Буферный фактор
имеет величину порядка 10 и увеличивается
с ростом значений . Это означает,
что чувствительно к довольно
малым изменениям в воде. При сохранении
равновесия в системе атмосфера
- поверхностные воды океана изменение
концентрации в атмосфере примерно
на 25% в течение последних 100 лет
вызовет изменение содержания суммарного
расворённого неорганического углерода
в поверхностных водах только
на 2-2,5%. Таким образом, способность
океана поглощать избыточный атмосферный
в 10 раз меньше той, которую можно
было бы ожидать исходя из сравнения
размеров природных резервуаров
углерода.
Углерод в морской воде.
Полное содержание углерода
и щёлочность.
Как показали исследования,
содержание суммарного неорганического
углерода в океане в 1983 году
более, чем в 50 раз превышало
содержание в атмосфере. Кроме
того, в океане находятся значительные
количества растворённого органического
углерода. Вертикальное распределение
не является однородным, его концентрации
в глубинных слоях океана выше,
чем в поверхностных. Наблюдается
также увеличение концентрации
от довольно низких значений
в глубинных водах Северного
Ледовитого океана к более
высоким значениям в глубинных
водах Атлантического океана, к
ещё более высоким в Южном
и Индийском океанах до максимальных
В Тихом океане. Вертикальное
распределение щёлочности очень
похоже на распределение , однако
пределы изменений щёлочности
значительно меньше и составляют
примерно 30% изменений . Интересно
отметить, что поверхностные концентрации
были бы на примерно на 15% выше,
если бы океаны были хорошо
перемешаны, что в свою очередь
означало бы, что концентрация
в атмосфере должна быть около
700 млн . Наличие вертикальных
градиендов (так же как и щёлочности)
в океанах оказывает существенное
влияние на концентрации атмосферного
.
Фотосинтез, разложение и
растворение органического вещества.
Деятельность морской
биоты практически полностью
ограничена по-верхностными слоями
океана, где происходит интенсивный
фотосинтез в фотической зоне
и бактериальное разложение, которое
сосредоточено главным образом
также в верхнем стометровом
слое океана. По-видимому, только
около 10% первичной продукции
в виде мёртвой органики в
основном в форме фекальных
пеллет и остатков организмов
достигает более глубоких слоёв
океана, и, вероятно, около 1% этого вещества
откладывается на океаническом дне. Полная
первичная продуктивность океана составляет
около г С/год, но скорость фотосинтеза
на единицу площади значительно изменяется:
от 0,5 гС/(м сутки) и более в зонах интенсивного
апвеллинга до менее 10% этого значения
в пустынных областях океана, которые
характеризуются даунвел-лингом и недостатком
питательных веществ. Фотосинтез зависит
от доступного количества питательных
веществ. Везде, где достаточно света,
питательные вещества расходуются быстро.
Отсутствие азота и фосфора чаще всего
лимитирует скорость образования первичной
продукции. Однако в высоких широтах, особенно
в Южном океане, наличие сравнительно
больших концентраций как азота, так и
фосфора в поверхностных водах указывает
на то, что какой-то другой фактор (вероятно,
освещённость) лимитирует первичную продуктивность.
В процессе образования первичной продукции,
включающей как орга-нические, так и неорганические
соединения углерода, концентрация уменьшается.
Влияние этого процесса на щёлочность
может быть различным. Каждый использованный
при образовании органического вещества
микромоль углерода увеличивает щёлочность
примерно на 0,16 мкэкв, а когда углерод
используется для образования , она уменьшается
на 2 мкэкв. Таким образом, различия в пространственном
распределении и щёлочности содержат
информацию об относительных значениях
продукции и разложения или растворения
органического и неорганического вещества
в океане. Несомненно, что увеличение концентрации
атмосферного создаёт поток из атмосферы
в океан, который в свою очередь должен
был изменить доиндустриальное распределение
в верхних слоях океана. Распределение
в растворённом неорганическом углероде
во всех океанах было получено в ходе экспедиций
по программе GEOSECS в 1972-1978 годах. Оказалось,
что максимальные значения концентрации
в поверхностных водах океана пришлись
на начало 1970-х годов. Имеется также небольшое
число данных (в основном для глубинных
слоёв океана) о значениях концентрации
в растворённом органическом углероде.
Они оказались очень низкими. Это даёт
основание считать, что расворённый органический
углерод в основном состоит из устойчивых
соединений. Легко окисляемые вещества
(такие, как сахара и белки) являются важным
источником энергии.
Донные осадки океана.
Ежегодно около г
С откладывается на дне океана,
часть этих от-ложений представляет
собой органический углерод, а
другая часть - . Органический
углерод является основным источником
энергии для организмов, обитающих
на дне моря, и только малая
его часть захороняется в осадках,
исключение составляют прибрежные
зоны и шельфы. В некоторых
ограниченных областях (например, в
некоторых районах Балтийского
моря) содержание кислорода в
придонных водах может быть
очень низким, соответственно уменьшается
скорость окисления и значительные
количества органического углерода
захороняются в осадках. Области
с бескислородными условиями
увеличиваются вследствие загрязнения
прибрежных вод, и в последние
годы, вероятно, количество легко
окисляемого органического вещества
также увеличилось. Выше лизокнина
океанические воды пересыщены
по отношению к , уровень лизокнина
в Атлантическом океане расположен
на глубине 4000 м, а в Тихом
- всего лишь на глубине 1000 м.
Над лизокнином не происходит
сколько-нибудь заметного растворения
, в то время как на больших
глубинах его растворение приводит
к уменьшению выпадения в осадок,
а ниже глубины карбонатной
компенсации осаждения не происходит
совсем. Так как толщина верхнего
осадочного слоя, в котором происходит
перемешивание осадков организмами,
живущими на дне океана (биотурбация),
составляет примерно 10 см, значительное
количество углерода ( г) в форме
медленно обменивается с неорганическим
углеродом морской воды, главным
образом на глубине лизокнина.
Содержание изотопа в океанических
осадках довольно быстро убывает
с глубиной, что даёт возможность
определить скорость осадконакопления
(она значительно изменялась со времени
последнего оледенения). Тем не менее полное
содержание в осадках мало по сравнению
с его содержанием в ат-мосфере, биосфере
и океанах.
Процессы переноса в океанах.
Вследствие буферных свойств
карбонатной системы, изменение
концен-трации растворённого суммарного
неорганического углерода в морской
воде, необходимое для достижения
состояния равновесия с возрастающей
концентрацией атмосферного углекислого
газа, мало, и равновесное состояние
между атмосферным и растворённым
в поверхностных водах устанавливается
быстро. Роль океана в глобальном углеродном
цикле оп-ределяется главным образом
скоростью обмена вод в океане.
Поверхностные слои океана довольно
хорошо перемешаны вплоть до верхней
границы термоклина, т.е. до глубины
около 75 м в области широт примерно
45 с. - 45 ю. В более высоких широтах
зимнее охлаждение вод приводит к
перемешиванию до значительно больших
глубин, а в ограниченных областях
и в течение коротких интервалов
времени перемешивание вод распространяется
до дна океанов (как, например, в Гренландском
море и море Уэдделла). Кроме того,
из областей основных течений в широтном
поясе 45-55 (Гольфстрим в Северной Атлантике,
Куросио в северной части Тихого
океана и Антарктическое циркумполярное
течение) происходит крупномасштабный
перенос холодных поверхностных
вод в область главного термоклина
(глубина 100-1000 м). В слое термоклина
происходит также вертикальное перемешивание.
Оба процесса играют важную роль при
переносе углерода в океане.
Между углекислым газом в
атмосфере и растворённым неорганическим
углеродом в поверхностных слоях
морской воды равновесие устанавливается
примерно в течение года (если пренебречь
сезонными изменениями). Рас-творённый
неорганический углерод переносится
вместе с водными массами из поверхностных
вод в глубинные слои океана. При
движении водной массы его содержание
обычно возрастает за счёт поступления
углекислого газа при разложении
и растворении детрита, опускающегося
из поверхностного слоя океана. Возникающее
в результате увеличение содержания
суммарного растворённого неорганического
углерода можно вычислить, принимая
во внимание сопутствующий рост содержания
питательных веществ и щёлоч-ности.
Однако, таким способом нельзя достаточно
точно определить значения концентрации
для времени, когда происходило
образование глубинных вод. Как
было отмечено ранее, стационарное распределение
в океанах обеспечивает примерный
баланс между переносом, направленным
в глубину (поток детрита), и переносом,
направленным к поверхности (перемешивание
и апвеллинг из глубоких слоёв
с большими концентрациями ). При
поглощении антропогенного океаном
поток растворённого неорганического
углерода из глубинных слоёв к
поверхностным уменьшается из-за
повышения концентрации в поверхностных
слоях океана, но при этом направленный
вниз поток детрита остаётся неизменным.
Справедливость этого предположения
подтверждает тот факт, что первичная
продуктивность в поверхностном
слое океана обычно лимитируется наличием
питательных веществ. Однако питательные
вещества не являются лимитирующим фактором
для продуктивности в основных зонах
апвеллинга, расположенных в южной
части Антарктического циркумполярного
течения в широтном поясе 55-60 ю.ш.
Это обстоятельство указыавет на
то, что имеются другие факторы, лимитирующие
рост фитопланктона в таких широтах:
например, приходящая радиация, определяющая
распространение границ морского льда
в северные широты весной и ранним
летом южном полушарии. При других
климатических режимах факторы,
лимитирующие продуктивность, могут
быть совершенно иными. Соответственно
может изменяться и глобальный углеродный
цикл. Авторы статьи, использованной в
качестве основы для написания данной
работы, проанализировали некоторые
из этих возможных факторов и показали,
что при определённых условиях в
поверхностных слоях океана могут наблюдаться
более низкие значения концентраций растворённого
не-органического углерода по сравнению
с современными, соответственно концентрации
атмосферного будут также другими. Эту
углеродного цикла в океане можно отметить
как возможный механизм увеличения направленного
вниз потока углерода в случае, если бы
потепление в высоких широтах вызвало
уменьшение площади морского ледяного
покрова. Это механизм отрицательной обратной
связи между углеродным циклом и климатической
системой, т.е. повышение температуры в
атмосфере должно привести к увеличению
поглощения океаном и уменьшению скорости
роста в атмосфере. При оценках возможных
значений концентраций атмосферного в
будущем обычно считают, что общая циркуляция
океанов не будет изменятся. Однако несомненно,
что в прошлом она менялась. Если потепление,
вызванное ростом концентрации в атмосфере,
будет значительным, то, вероятно, произойдёт
какое-то изменение циркуляции океана.
В частности, может уменьшиться интенсивность
образования холодных глубинных вод, что
в свою очередь может привести к уменьшению
поглощения антропогенного океаном. Изменение
круговорота углерода могло бы произойти
также при увеличении суммарного количества
питательных веществ в океане. Если наличие
питательных веществ в поверхностных
слоях по-прежнему будет основным фактором,
лимитирующим фотосинтез, их концентрации
в этих слоях должны быть очень низкими.
Следовательно, должен увеличится вертикальный
градиент концентрации питательных веществ
между обеднёнными этими веществами поверхностными
водами и глубинными слоями. В этом случае
за счёт вертикального перемешивания
в океане в поверхностные слои будет переноситься
больше питательных веществ, что приведёт
к росту интенсивности фотосинтеза, и,
следовательно, увеличению потока детрита
в глубинные слои океана. Вертикальный
градиент концентрации также возрастёт,
а поверхностные значения и парциальное
давление при этом уменьшатся.Брокер проанализировал
возможные механизмы, которые могли бы
играть существенную роль при переходе
от ледниковья к межледниковью, особенно
подчеркнув роль фосфатов. Действие этих
механизмов могло бы объяснить до-вольно
низкие концентрации углекислого газа
в атмосфере, которые имели ме-сто в конце
ледниковой эпохи, и высокие концентрации
в атмосфере в бо-лее тёплый период времени.
Показано, что сложные вторичные механизмы
мо-гут вносить свой вклад в возможные
изменения концентрации атмосферного
в течение ближайших 100 лет, помимо непосредственного
воздействия антропогенных выбросов .