미립자 무기탄소

Particulate inorganic carbon
미립자 무기 탄소(PIC) 위성 이미지 – NASA 2014[1][2][3]

미립자 무기탄소(PIC)는 바다에서 발견되는 무기탄소의 다른 형태인 용해된 무기탄소(DIC)와 대조될 수 있다. 이러한 구분은 화학 해양학에서 중요하다. 미립자 무기탄소는 부유 무기탄소라고도 불린다. 운용상으로는 용해된 무기탄소를 분리하는 데 사용되는 필터를 통과하기에는 너무 큰 미립자 형태의 무기탄소로 정의된다.

대부분의 PIC는 탄산칼슘, CaCO이며3, 특히 석회질의 형태지만 아라곤이트의 형태도 있다. 탄산칼슘은 많은 해양생물의 껍질을 구성한다. 그것은 또한 고래잡이를 하는 동안 형성되고 삼모기를 하는 동안 해양 물고기에 의해 배설된다.

개요

다음 시리즈의 일부
탄소 순환
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리스트

탄소 화합물은 유기 화합물 또는 무기질 화합물로 구별할 수 있으며, 그 구성에 따라 용해 또는 미립자로 구분할 수 있다. 유기 탄소는 단백질, 지질, 탄수화물, 핵산과 같은 유기 화합물의 주요 성분의 중추를 형성한다. 무기탄소는 주로 이산화탄소, 탄산, 중탄산, 탄산염과 같은 단순한 화합물에서 발견된다(CO2, HCO23, HCO3−, CO32−, CO 각각).

해양 탄소는 더 나아가 미립자와 용해 단계로 분리된다. 이러한 풀은 물리적 분리에 의해 작동적으로 정의된다. 용해된 탄소는 0.2 μm 필터를 통과하지만 미립자 탄소는 그렇지 않다.

바다에서 발견되는 무기탄소의 주요 종류는 두 가지가 있다. 용존 무기질 탄소(DIC)는 중탄산염(HCO3−), 탄산염(CO32−), 이산화탄소(용존 CO와2 탄산 HCO 모두 포함23)로 구성된다. DIC는 CaCO의3 강수량(생물학적으로 또는 비생물학적으로)을 통해 미립자 무기탄소(PIC)로 변환할 수 있다. DIC는 또한 광합성 및 화학자극성(즉, 1차 생산)을 통해 미립자 유기 탄소(POC)로 변환될 수 있다. DIC는 유기 탄소 입자가 가라앉고 재생될 때 깊이에 따라 증가한다. 유산소 호흡 중에 산소가 소비되기 때문에 DIC가 증가함에 따라 자유산소는 감소한다.

미립자 무기탄소(PIC)는 바다에서 발견되는 무기탄소의 또 다른 형태다. 대부분의 PIC는 다양한 해양생물의 껍데기를 구성하는3 CaCO이지만, 징징 이벤트에서도 형성될 수 있다. 해양 생선은 또한 삼모게이션을 하는 동안 탄산칼슘을 배설한다.[4]

중탄산염과 탄산염과 같은 해양의 무기탄소종의 일부는 산성(또는 pH)의 급격한 변화를 막는 천연 해양 완충제인 알칼리성의 주요 원인이 된다. 해양 탄소 순환은 또한 일부 화학 화합물의 반응과 용해율에 영향을 미치며 대기 중 이산화탄소의 양과 지구의 온도를 조절한다.[5]

탄소는 유기체인지 유기체인지, 용해/부분화되었는지에 따라 4개의 뚜렷한 풀로 분리된다. 각 화살표와 관련된 프로세스는 한 저장소에서 다른 저장소로 탄소 전달과 관련된 변환을 설명한다.
해양에서의 자연입자 크기 분포
대양의 자연 입자 크기 분포는 바이러스와 박테리아에서 물고기와 고래에 이르는 많은 규모의 동력 법칙을 따른다. 입자 크기 분포에 포함된 비생물 물질에는 해양 눈, 쓰레기, 침전물 및 미세 플라스틱도 포함될 수 있다. 전력법 입자 크기 분포는 각 하위 모집단에 대한 로그 정규 분포의 합으로, 그 중 네 가지 예가 이 그림에 설명되어 있다. N은 직경의 입자 수, D는 체적당 1µm 입자 수, J는 멱함수 분포의 기울기이다.[6]
허드슨 만의 미립자 무기 탄소 예산
검은색 화살표는 PIC 해산에 의해 생산된 DIC를 나타낸다. 회색 선은 지상 PIC를 나타낸다.[7] 단위는 Tg C y이다−1.

탄산칼슘

미립자 무기탄소(PIC)는 보통 탄산칼슘(CaCO3)의 형태를 띠며, 해양 탄소 순환의 핵심 역할을 한다.[8] 이 생물학적으로 고정된 탄소는 많은 플랑크톤 생물종(코콜리토포레, 포라미니페라)뿐만 아니라 더 큰 해양 생물(몰루스크 껍질)을 위한 보호 코팅으로 사용된다. 탄산칼슘은 또한 물고기에 의한 삼모세포 분비가 진행되는 동안 높은 비율로 배설되며, 채찍질 사건에서 형성될 수 있다.[9] 이러한 형태의 탄소는 대기 예산에서 직접 채취되지 않지만, CO와2 평형을 이루며 격리하여 이 탄소를 제거할 책임이 있는 용해된 형태의 탄소로 형성된다.[10]

CO2 + H2O → H2CO3 → H+ + HCO3−
Ca2+ + 2HCO3− → CaCO3 + CO2 + H2O

이 과정은 많은 양의 탄소를 고치는 데 성공하지만, 두 단위의 알칼리성은 격리된 탄소의 모든 단위에 대해 격리된다.[11][12] 따라서 CaCO의3 형성 및 침하로 인해 표면이 깊은 알칼리성 구배를 하게 되는데, 이는 지표수의 pH를 상승시키는 역할을 하며, 용존 탄소의 분산을 지표수에서 용존된2 CO의 부분 압력을 상승시키기 위해 이동시켜 대기 수준이 실제로 상승하게 된다. 또한, CaCO를3 퇴적물에 묻으면 전체 해양 알칼리도를 낮춰 pH를 높이고 풍화작용의 알칼리도를 새로 입력하여 균형을 유지하지 못하면 대기 중 CO2 수치를 낮출 수 있다.[13] 해저에 영구적으로 매장되는 탄소의 부분은 지질학적 기록의 일부가 된다. 탄산칼슘은 종종 주목할 만한 퇴적물을 형성하는데, 이것은 영국 남부의 도버의 하얀 절벽에서처럼 지각 운동을 통해 육지로 올라갈 수 있다. 이 절벽들은 거의 전적으로 묻혀있는 코코리토포레 판으로 만들어졌다.[14]

탄산염펌프

해수면 용해 무기질 탄소

탄산염 계수펌프라고도 불리는 탄산염 펌프는 바다 표면의 해양생물이 탄산칼슘(칼슘 또는 아라곤이트, CaCO3) 형태로 미립자 무기탄소(PIC)를 생성하는 것으로 시작한다. 이 CaCO는3 껍질처럼 단단한 신체 부위를 형성하는 것이다.[5] 이러한 쉘의 형성은 단순화된 스토이치측정법으로 다음과 같은 반응에서 CaCO의3[15] 생산으로 대기 중 CO를2 증가시킨다.[16]

Ca+2 + 2 HCO-3 ⇌ CaCO3 + CO2 + HO2[17]

(4)

탄산칼슘 껍데기를 생산하는 거의 어디서나 볼 수 있는 식물성 플랑크톤 집단인 코콜리토포레스는 탄산염 펌프의 주요 원인이다.[5] 코콜리토포레는 풍부하기 때문에, 그들이 서식하는 지표수와 아래의 바다에 있는 탄산염 화학에 중요한 영향을 미친다. 코콜리토포어는 CaCO의3 하향 수송을 위한 큰 메커니즘을 제공한다.[18] 해양 생물학계에 의해 유도된 공기-해상2 CO 플럭스는 빗비 - 침하되는 입자 물질 내 유기 탄소로부터 해저까지의 탄소 비율(PIC/POC)에 의해 결정될 수 있다.[17] 탄산염 펌프는 용해성 펌프에 의해 바다로 흡수되는 CO에2 대한 부정적인 피드백으로 작용한다. 용해성 펌프보다 작은 크기로 발생한다.

탄산염 펌프를 생물학 펌프의 "하드 티슈" 성분으로 부르기도 한다.[19] 코콜리토포레와 같은 일부 표면 해양 생물은 중탄산을 고정시킴으로써 미립자 무기탄소의 일종인 탄산칼슘으로 단단한 구조를 만들어낸다.[20] DIC의 고정은 해양 탄소 순환의 중요한 부분이다.

Ca2+ + 2 HCO3− → CaCO3 + CO2 + H2O

생물 탄소 펌프는 무기 탄소(CO2)를 설탕(CHO6126) 형태로 미립자 유기 탄소(Co)로 고정하는 반면, 탄산수 펌프는 무기 중탄산염을 고정시켜2 CO의 순방출을 유발한다.[20] 이런 식으로 탄산염 펌프를 탄산염 카운터 펌프라고 할 수 있다. 생물학적 펌프에서 나오는 CO2 플럭스를 상쇄시켜 생물학적 펌프와 상충한다.[15]

석회암과 아라곤암 바다

지질학적 시간을 통한 석회암과 아라곤암의 교대

아라곤산염 바다는 1차 무기질 탄산칼슘 침전물로 아라곤산염과 고마그네슘 석산을 함유하고 있다. 바닷물의 화학적 조건은 칼슘(Mg/Ca 비율)에 비해 마그네슘 함량이 현저히 높아야 한다. 이는 칼슘에 비해 마그네슘 함량이 낮은 해수(Mg/Ca 비율)가 낮은 바닷물이 1차 무기질 해양 칼슘 탄산칼슘 침전물로 저마그네슘 생성을 선호하는 석회암 바다와는 대조적이다.

초기 고생대와 중후기 중생대양은 석회암이 주를 이루었던 반면, 초기 중생대와 신생대(오늘날 포함)를 통한 중생대양은 아라곤성 바다가 특징이다.[21][22][23][24][25][26][27][28]

아라곤이트 바다는 여러 가지 요인으로 발생하는데, 그 중 가장 확실한 것은 해수면 확산 속도가 느린 구간에서 발생하는 높은 해수 Mg/Ca 비율(Mg/Ca > 2)이다.[24] 그러나 주변 시스템의 해수면, 온도, 탄산칼슘 포화상태도 탄산칼슘(아로나이트, 저마그네슘 캘라이트, 고마그네슘 캘카이트)의 폴리모프(polymorphate, 고마그네슘 캘카이트)를 형성할지를 결정한다.[29][30]

마찬가지로 석회암의 발생은 아라곤성 바다를 지배하는 동일한 요인군에 의해 제어되며, 가장 분명한 것은 해수 Mg/Ca 비율이 낮은 것으로, 해수면이 급속하게 확산되는 간격에 발생하는 것이다.[24][28]

Whiting events

온타리오 호수의 휘몰아치는 강우구름의 항공경관
참고 항목: 휘팅이벤트

징징거리는 현상은 광합성 미생물학적 활동이나 퇴적물 교란으로 인해 주로 여름철에 미세한 응고된 탄산칼슘의 부유 구름이 수역에 침전될 때 발생하는 현상이다.[31][32][33] 그 현상은 물에 스며드는 하얗고 분필적인 색깔에서 그 이름을 얻었다. 이러한 사건들은 열대성뿐만 아니라 온대수에서도 발생한다는 것이 밝혀졌으며, 수백 미터까지 지속될 수 있다.[33] 그것들은 또한 해양 환경과 담수 환경 모두에서 발생할 수 있다.[34] 징징거리는 사건의 기원은 과학계에서 논의되고 있으며, 단 하나의 구체적인 원인이 있는지는 불분명하다. 일반적으로, 그것들은 바닥 침전물 재서스펜션 또는 식물성 플랑크톤과 같은 특정한 미세한 생물의 활동 증가에서 기인한다고 여겨진다.[35][36][31] 채찍질 사건은 수생화학, 물리적 특성, 탄소 순환에 영향을 미치기 때문에, 그 뒤의 메커니즘을 연구하는 것은 다양한 방법으로 과학적인 관련성을 가지고 있다.[37][32][38][39][40]

그레이트 캘커이트 벨트

남양 대석유적지대의 연도별 주기
주요 기사: 그레이트 캘커이트 벨트
다음에 대한 시리즈 일부
플랑크톤
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관련 항목

남양의 GCB(Great Calcite Belt, Great Calcite Belt, GCB)는 이 지역이 규조류 우위성으로 알려져 있음에도 불구하고, coccolithopores에서 유래한 여름철 상층 해양 석회암 농도 상승의 지역이다. 이 지역의 특성인 동적 전두엽 시스템에서는 두 가지 주요 식물성 플랑크톤 그룹인 coccolithophores와 diatoms의 중첩이 이러한 분류학 그룹 내의 다른 종의 분포에 대한 환경적 영향을 연구하기 위한 이상적인 설정을 제공한다.[41]

남양의 호주 봄과 여름에 계절적으로 높아진 엽록소와 함께 발생하는 입자 무기 탄소(PIC)의 특징으로 정의되는 그레이트 캘커이트 벨트는 남해 면적(30~60°S)의 60% 이상을 차지하며 [43][44]기후 변동에 중요한 역할을 한다.[42][45] 30°와 50° S 사이의 지역은 북대서양과 북태평양 해역을 따라 인공 이산화탄소(CO2)를 가장 많이 흡수한다.[46] 상호작용이 남양의 식물성 플랑크톤 분포에 미치는 영향에 대한 지식은 제한적이다. 예를 들어, 빛과 철의 가용성 또는 온도와 pH가 어떻게 상호작용하여 식물성 플랑크톤 생물지리그래피를 제어하는지에 대한 더 많은 이해가 필요하다.[47][48][49] 따라서 모델 매개변수화를 개선하여 생물 화학적 변화에 대한 정확한 예측을 제공하려면 환경 드라이버의 전체 집합에 대한 다변량 이해가 필요하다.[50][41]

남양은 대형 규조류와 파이로시스티스 sp가 지배하는 식물성 플랑크톤 꽃을 가진 마이크로플랑크톤 위주(20~200µm) 시스템으로 종종 여겨져 왔다.[51][52][53] 단, GCB를 일관된[42][54] 특징으로 식별하고, 고영양 저염소(HNLC) 수역에서 피코플랭크톤(< 2µm)과 나노플랭크톤(2~20µm)의 중요성을 인식하기 때문에,[55] 소형(바이오)미네이션 플랑크톤과 그 수출의 역학을 인정할 필요가 있다. GCB에서 가장 우세한 생물학적으로 식물성 플랑크톤 그룹은 coccolithophores와 diatoms이다. 코콜리토포레스는 일반적으로 극전선의 북쪽에서 발견되지만,[56] 에밀리아 헉슬레이는 스코티아 해에서 58°S,[57] 드레이크 패스를 가로질러 61°S,[49] 오스트레일리아 남쪽 65°S까지 관측되었다.[58][41]

분광은 GCB 전체에 존재하며 극전선은 서로 다른 크기의 분율 사이에 강한 차이를 나타낸다.[59] 극전선의 북쪽에서는 사이비니츠시아 spp와 탈라시오시라 spp와 같은 작은 규조류 종들이 수적으로 지배하는 경향이 있는 반면, 규산 요구량이 높은 큰 규조류(예: 프래글리오시스 케겔렌시스)는 일반적으로 극전선의 남쪽이 더 풍부하다.[59] 파타고니아 선반과 스코티아 해에서도 나노플랭크톤(코콜리토포레, 작은 규조류, 번데기류)의 고농축이 관찰되었다.[60] 현재 작은 생물학적으로 식물성 플랑크톤을 종 수준으로 통합한 연구는 거의 없다.[59][51][52][60] 오히려 표본 보존 문제(즉, 산성화된 루골의 용액은 석회석을 용해하고, 가벼운 현미경 검사로 10µm 이하의 세포로 정확한 식별을 제한하는 등)로 인해 남양의 더 크고 계산되지 않는 종에 초점이 맞춰져 왔다.[60] 기후변화와 미래 생태계 기능의 맥락에서 식물성 식물성 플랑크톤의 분포는 식물성 플랑크톤과 탄산염 화학,[61][62] 해양 생물 지질화학과의 상호작용을 고려할 때 정의하는 것이 중요하다.[63][64][65][41]

그레이트 캘커라이트 벨트는 남양의 주요 순환 전선에 걸쳐 있다: 아북극성 전선, 극성 전선, 남극 대륙 순환 전류 전선, 그리고 때때로 남극 대륙 순환 전류의 남쪽 경계선이다.[66][67][68] 아열대 전선(약 10°C)은 GCB의 북쪽 경계 역할을 하며 PIC가 남쪽으로 급격히 증가하는 것과 관련이 있다.[45] 이들 전선은 구별되는 환경 및 생물 화학적 영역을 구분하여 GCB가 야외 해양의 식물성 플랑크톤 공동체에 대한 통제를 조사하기 위한 이상적인 연구 영역을 만든다.[53][47] 전지구 평균(0.2µmol PIC−1 L)과 상당한 양의 분리된 E. Huxleyi coccoliths mL([45]농도 20,000 coccoliths mL−1)에 비해 GCB(1µmol PIC L−1)에서 관측된 높은 PIC 농도는 모두 GCB의 특성을 나타낸다. GCB는 파타고니아 선반에서 대서양, 인도, 태평양을 가로지르고 드레이크 항로를 통해 남극 순환을 완료하는 위성사진에서 명확히 관찰된다.[41]

그레이트 캘커이트 벨트(Great Calcite Belt)에서 잠재적인 계절적 진행으로, 주 규조류 꽃이 핀 후 coccolithopores가 발달할 수 있다. 참고로 식물성 플랑크톤 이미지는 크기가 조정되지 않는다.[41]
그레이트 캘커이트 벨트를 따라 현저하게 다른 공동체 구조를 특징짓는 것으로 확인된 4종의 식물성 플랑크톤 종: (a) 에밀리아니아 헉슬리, (b) 프래글리옵시스 pragilariopsis phyonana, (c)[41] 프래글리옵시스 nana, (d) Physe-nitzschia spp.

코콜리토포스

에밀리아 헉슬리

산업혁명 이후 인공적인 CO의2 30%가 바다에 흡수되어 [71]해양 산성화가 발생하여 알가 석회화에 위협이 되고 있다.[72][73][74] 그 결과, 세계 탄소 순환에서 그들의 주요 역할로 인해 이러한 해조류 석회화에 깊은 관심이 있어 왔다.[75][76][77][78][79] 세계적으로 coccolithophores, 특히 Emiliania huxleyi는 가장 우세한 석회화 해조류로 여겨지고 있는데, 이 해조류는 심지어 우주에서도 꽃을 볼 수 있다.[80] 녹조를 석회화하면 탄산칼슘 혈소판(코콜리스)에서 외골격을 만들어 심해에 유기 및 무기질 탄소량을 증가시키는 밸러스트를 제공한다.[75][81] 유기탄소는 광합성을 통해 형성되는데, 여기서 CO는2 고정되어 유기분자로 전환되어 바닷물에서 CO를2 제거하게 된다. 반대로, coccolith의 생산은 바닷물에서 탄산이 제거되어 바닷물에서 CO가2 배출되어 알칼리성이 저하되고 산성화가 일어나게 된다.[82] 따라서 미립자 무기탄소(PIC)와 미립자유기탄소(POC)의 비율은 CO의2 순유출이나 흡수에 중요한 척도가 된다. 간단히 말해서, PIC:POC 비율은 기후 변화가 지구 해양 탄소 순환에 미치는 영향을 이해하고 예측하는 데 필요한 핵심 특성이다.[83][72][77][84][85][79][86]

칼슘 입자 형태론

해양 칼슘 입자의 전자 현미경 이미지 스캔
다른 형태학으로 [87]
A)와 B) 박테리아와 미세조직을 닮은 입자.
B) 및 D) 배양된 해양세균의 세포 표면에 침전하도록 기술된 Ca 탄산염과 유사한 입자.
E) 및 F) 하나의 평평한 표면을 가진 입자로 표면 또는 인터페이스에 형성되었음을 나타낸다.
G와 H) 심복 모양의 입자.
나)와 J) 바하만 우이드를 닮은 입자 같은 배턴.
모든 척도 막대는 d)를 제외하고 2µm이며, 여기서 1µm 및 f)는 10µm이다. 노르웨이 버겐 남쪽 해안 샘플링 스테이션인 라우네프호르덴에서 5m 깊이에서 샘플이 수집됐다.
현재 연간 평균 표면 오메가 석회석: 석회석의 정상화된 포화 상태. 값이 1 미만인 지역은 해산에 대한 호감(불포화)을 나타내는 반면, 1을 초과하면 해산에 대한 가능성이 낮은 지역(과포화)을 나타낸다.
탄산염 보상 깊이와 빛, 밀도, 온도 및 염도 등급이 수심에 따라 어떻게 변화하는지를 보여주는 층화된 해양수역

참고 항목

참조

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