Діяльність морської біоти практично повністю обмежена поверхневими шарами океану, де відбувається інтенсивний фотосинтез у фотической зоні й бактеріальне розкладання, що зосереджене головним чином також у верхньому стометровому шарі океану. Очевидно, тільки близько 10% первинної продукції у вигляді мертвої органіки в основному у формі фекальних пеллет і залишків організмів досягає більше глибоких шарів океану, і, імовірно, близько 1% цієї речовини відкладається на океанічному дні. Повна первинна продуктивність океану становить біля г З/рік, але швидкість фотосинтезу на одиницю площі значно змінюється: від 0,5 г

З/(м доба) і більше в зонах інтенсивного апвеллинга до менш 10% цього значення в пустельних областях океану, які характеризуються даунвеллингом і недоліком живильних речовин. Фотосинтез залежить від доступної кількості живильних речовин. Скрізь, де досить світла, живильні речовини витрачаються швидко. Відсутність азоту й фосфору найчастіше лімітує швидкість утворення первинної продукції. Однак у високих широтах, особливо в Південному океані, наявність порівняно більших концентрацій як азоту, так і фосфору в поверхневих водах указує на те, що якийсь інший фактор (імовірно, освітленість) лімітує первинну продуктивність

У процесі утворення первинної продукції, що включає як органічні, так і неорганічні з’єднання вуглецю, концентрація зменшується. Вплив цього процесу на лужність може бути різним. Кожний використаний при утворенні органічної речовини мікромоль вуглецю збільшує лужність приблизно на 0,16 мкекв, а коли вуглець використовується для утворення , вона зменшується на 2 мкекв. Таким чином, розходження в просторовому розподілі й лужності містять інформацію про відносні значення продукції й розкладання або розчинення органічної й неорганічної речовини в океані. Безсумнівно, що збільшення концентрації атмосферного створює потік з атмосфери в океан, що у свою чергу повинен був змінити доиндустриальное розподіл у верхніх шарах океану

Розподіл у розчиненому неорганічному вуглеці у всіх океанах було отримано в ході експедицій по програмі GEOSECS в 1972-1978 роках. Виявилося, що максимальні значення концентрації в поверхневих водах океану довелися на початок 1970-х років. Є також невелике число даних (в основному для глибинних шарів океану) про значення концентрації в розчиненому органічному вуглеці. Вони виявилися дуже низькими. Це дає підставу вважати, що расворенний органічний вуглець в основному складається зі стійких з’єднань. речовини, що окисляються Легко (такі, як цукри й білки) є важливим джерелом енергії

Щорічно біля г З відкладається на дні океану, частина цих відкладень являє собою органічний вуглець, а інша частина - . Органічний вуглець є основним джерелом енергії для організмів, що живуть на дні моря, і тільки мала його частина захороняется в опадах, виключення становлять прибережні зони й шельфи. У деяких обмежених областях (наприклад, у деяких районах Балтійського моря) зміст кисню в придонних водах може бути дуже низьким, відповідно зменшується швидкість окислювання й значні кількості органічного вуглецю захороняются в опадах. Області з бескислородними умовами збільшуються внаслідок забруднення прибережних вод, і в останні роки, імовірно, кількість легко органічної речовини, що окисляється, також збільшилося. Вище лизокнина океанічні води пересичені стосовно , рівень лизокнина в Атлантичному океані розташований на глибині 4000 м, а в Тихому - усього лише на глибині 1000 м. Над лизокнином не відбувається скільки-небудь помітного розчинення , у той час як на більших глибинах його розчинення приводить до зменшення випадання в осад, а нижче глибини карбонатної компенсації осадження не відбувається зовсім. Тому що товщина верхнього осадового шару, у якому відбувається перемішування опадів організмами, що живуть на дні океану (биотурбация), становить приблизно 10 див, значна кількість вуглецю ( г) у формі повільно обмінюється з неорганічним вуглецем морської води, головним чином на глибині лизокнина.

Зміст ізотопу в океанічних опадах досить швидко убуває із глибиною, що дає можливість визначити швидкість опадонакопичення (вона значно змінювалася із часу останнього заледеніння). Проте повний зміст в опадах мало в порівнянні з його змістом в атмосфері, біосфері й океанах

Внаслідок буферних властивостей карбонатної системи, зміна концентрації розчиненого сумарного неорганічного вуглецю в морській воді, необхідне для досягнення стану рівноваги зі зростаючою концентрацією атмосферного вуглекислого газу, мало, і рівноважний стан між атмосферним і розчиненим у поверхневих водах установлюється швидко. Роль океану в глобальному вуглецевому циклі визначається головним чином швидкістю обміну вод вокеане.

Поверхневі шари океану досить добре перемішані аж до верхньої границі термоклина, тобто до глибини близько 75 м в області широт приблизно 45 с. - 45 ю. У більше високих широтах зимове охолодження вод приводить до перемішування до значно більших глибин, а в обмежених областях і протягом коротких інтервалів часу перемішування вод поширюється до дна океанів (як, наприклад, у Гренландском море й море Уедделла). Крім того, з областей основних плинів у широтному поясі 45-55 (Гольфстрім у Північній Атлантиці, Куросио в північній частині Тихого океану й Антарктичний циркумполярний плин) відбувається великомасштабний перенос холодних поверхневих вод в область головного термоклина (глибина 100-1000 м). У шарі термоклина відбувається також вертикальне перемішування. Обидва процеси відіграють важливу роль при переносі вуглецю вокеане.

Між вуглекислим газом в атмосфері й розчиненому неорганічному вуглеці в поверхневих шарах морської води рівновага встановлюється приблизно протягом року (якщо зневажити сезонними змінами). Розчинений неорганічний вуглець переноситься разом з водними масами з поверхневих вод у глибинні шари океану. При русі водної маси його зміст звичайно зростає за рахунок надходження вуглекислого газу при розкладанні й розчиненні детриту, що опускається з поверхневого шару океану. Виникаюче в результаті збільшення змісту сумарного розчиненого неорганічного вуглецю можна обчислити, беручи до уваги супутній ріст змісту живильних речовин і лужності. Однак, таким способом не можна досить точно визначити значення концентрації для часу, коли відбувалося утворення глибинних вод. Як було відзначено раніше, стаціонарний розподіл в океанах забезпечує зразковий баланс між переносом, спрямованим у глибину (потік детриту), і переносом, спрямованим до поверхні (перемішування й апвеллинг із глибоких шарів з більшими концентраціями ). При поглинанні антропогенного океаном потік розчиненого неорганічного вуглецю із глибинних шарів до поверхневого зменшується через підвищення концентрації в поверхневих шарах океану, але при цьому спрямований долілиць потік детриту залишається незмінним. Справедливість цього припущення підтверджує той факт, що первинна продуктивність у поверхневому шарі океану звичайно лімітується наявністю живильних речовин. Однак живильні речовини не є лимитирующим чинником для продуктивності в основних зонах апвеллинга, розташованих у південній частині Антарктичного циркумполярного плину в широтному поясі 55-60 ю.ш. Це обставина указиавет на те, що є інші фактори, що лімітують ріст фітопланктону в таких широтах: наприклад, що приходить радіація, що визначає поширення границь морського льоду в північні широти навесні й раннім летом південній півкулі. При інших кліматичних режимах фактори, що лімітують продуктивність, можуть бути зовсім іншими. Відповідно може змінюватися й глобальний вуглецевий цикл

Автори статті, використаної як основу для написання даної роботи, проаналізували деякі із цих можливих факторів і показали, що за певних умов у поверхневих шарах океану можуть спостерігатися більше низькі значення концентрацій розчиненого неорганічного вуглецю в порівнянні із сучасними, відповідно концентрації атмосферного будуть також іншими. Цю вуглецевого циклу в океані можна відзначити як можливий механізм збільшення спрямованого долілиць потоку вуглецю у випадку, якби потепління у високих широтах викликало зменшення площі морського крижаного покриву. Це механізм негативного зворотного зв’язка між вуглецевим циклом і кліматичною системою, тобто підвищення температури в атмосфері повинне привести до збільшення поглинання океаном і зменшенню швидкості росту ватмосфере.

Pages: 1 2