Предыдущая страница реферата | 1  2  3  4  5 | Следующая страница реферата

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 поверхностью 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 поверхностных 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 185 моль/(мгод). Это означает, что среднее время пребывания  в атмосфере равно 8,52 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 атмосфере. При поглощении  морской водой щёлочность остаётся неизменной, а образование и разложение органических и неорганических соединений приводит к изменению как , так и А. Карбонатная система имеет следующие основные особенности:

Растворимость  в морской воде и соответственно концентрация суммарного углерода, находящегося в равновесии с атмосферным  при заданном значении концентрации последнего, зависят от температуры.

Обмен  между газовой фазой и раствором зависит от так называемого буферного фактора, который также называют фактором Ревелла.

Растворимость и буферный фактор увеличиваются при понижении температуры. Так как изменение парциального давления углекислого газа в направлении 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 поверхностными 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 г

С/(мсутки) и более в зонах интенсивного апвеллинга до менее 10% этого значения в пустынных областях океана, которые характеризуются даунвеллингом 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 органические, 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.

С в океане.

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 отложений 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 атмосфере, биосфере и океанах.

Процессы переноса в океанах.

Вследствие буферных свойств карбонатной системы, изменение концентрации  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 определяется 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 45с. - 45ю. 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). Растворённый 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 щёлочности. 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 неорганического 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.

Рекомендуем скачать другие рефераты по теме: титульный дипломной работы, диплом на заказ.





Предыдущая страница реферата | 1  2  3  4  5 | Следующая страница реферата