용해도펌프

Solubility pump
CO의2 항공-해상 교환

해양생물화학에서 용해성 펌프용해된 무기탄소(DIC)로서 탄소를 해양 표면에서 내부로 운반하는 물리화학 공정이다.

개요

용해성 펌프는 해양에서 두 가지 과정의 우연에 의해 구동된다.

이산화탄소 용해도를 촉진하는 동일한 지표면 조건에서 깊은 물(즉, 해양 내부의 해수)이 형성되기 때문에 평균 지표면 농도에서 예상할 수 있는 것보다 높은 농도의 용해된 무기질 탄소를 함유하고 있다. 결과적으로, 이 두 가지 과정은 대기의 탄소를 해양 내부로 퍼올리기 위해 함께 작용한다.

이것의 한 가지 결과는 깊은 물이 더 따뜻하고 적도 위도에 있을 때 기체의 용해도가 감소하기 때문에 이산화탄소를 대기로 강하게 흡수한다는 것이다.

용해성 펌프는 생물학적 펌프라고 알려진 생물학적 대응물을 가지고 있다. 두 펌프의 개요는 Raven & Falkowski(1999년)를 참조하십시오.[1]

이산화탄소 용해성

물의 이산화탄소 용해성, 온도 의존성

이산화탄소는 다른 가스들과 마찬가지로 물에 녹는다. 그러나 다른 많은 가스(예를 들어 산소)와는 달리 물과 반응하여 여러 이온종과 비이온종(통칭 용해된 무기탄소, DIC)의 균형을 이룬다. 이들은 용해된 자유 이산화탄소(CO2), 탄산(HCO23), 중탄산(HCO3), 탄산염(CO32−)이며, 다음과 같이 물과 상호작용한다.

CO2 + HO2 }HCO23 {\CO32− + 2H+

이러한 탄산염 종의 균형(결국 이산화탄소의 용해성에 영향을 미치는)은 비제럼 플롯에서 볼 수 있듯이 pH와 같은 요인에 의존한다. 해수에서 이것은 양의 수(예: Na+, K+, Mg2+, Ca2+)와 음의(예32−: CO 자체, Cl, SO42−, Br) 이온의 전하 균형에 의해 조절된다. 보통, 이 종의 균형은 순 양전하를 남긴다. 탄산염 계통에 관해서, 이 과도한 양의 전하가 탄산염 종의 균형을 음이온으로 이동시켜 보상한다. 그 결과는 자유 이산화탄소와 탄산종의 농도를 감소시켰고, 이것은 균형을 회복하기 위해 대기의 이산화탄소를 해양적으로 흡수하게 된다. 따라서 양전하 불균형이 클수록 이산화탄소의 용해성이 커진다. 탄산염 화학 용어로 이 불균형을 알칼리성이라고 한다.

측정의 측면에서 네 가지 기본 매개변수가 핵심적으로 중요하다. 총 무기 탄소(TIC, TCO2 또는T C), 총 알칼리성(TALK 또는 AT), pHpCO2. 이러한 변수들 중 어느 두 가지를 측정하면 광범위한 pH 의존종(위에서 언급한 종 포함)을 결정할 수 있다. 이 균형은 여러 공정에 의해 변경될 수 있다. 예를2 들어, CO의 공해 유동, CaCO3 분해/초기화 또는 광합성/재생과 같은 생물학적 활동. 이들 각각은 4가지 기본 매개변수 각각에 다른 영향을 미치며, 함께 글로벌 사이클에 강한 영향을 미친다. 해양의 순과 국부적 전하량은 화학적 과정 동안 중립을 유지한다.

인공적 변화

"현재"(1990년대) 인공적 CO의2 수직 재고

화석연료연소, 토지이용의 변화, 시멘트의 생산은 대기중으로 CO의2 유동화를 가져왔다. 현재 CO의2 인공 배출량의 약 3분의 1(연간 약 2기가톤)[2][3]이 바다로 유입되고 있는 것으로 추정된다. 용해성 펌프는 인공적인 CO가2 수심층 형성(특히 북대서양)의 높은 위도 지역을 통해 해양 내부에 도달하는 결과로 이러한 유속을 구동하는 일차적인 메커니즘이다. 궁극적으로 인간의 활동에 의해 배출되는 이산화탄소의2 대부분은 바다에서 용해될 것이지만,[4] 앞으로 바다가 그것을 가져갈 비율은 덜 확실하다.

21세기 말까지의 탄소 순환에 관한 연구에서는 콕스 등이 있다. (2000년)[5]는 CO2 흡수율이 2100년까지 연간 5기가톤의 탄소로 최대 속도로 포화되기 시작할 것이라고 예측했다. 이것은 부분적으로 해수 탄산염 시스템의 비선형성 때문이기도 했지만, 기후 변화 때문이기도 했다. 해양 온난화는 바닷물에서2 이산화탄소의 용해도를 감소시켜, 배출에 대한 해양의 반응을 늦춘다. 온난화는 또한 해양 성층화를 증가시켜 지표면 대양을 더 깊은 바다로부터 격리시키는 작용을 한다. 또한, 해양의 열분해 순환(특히 느려짐)[6]의 변화는 심해로 용해된2 CO의 수송을 감소시키는 작용을 할 수 있다. 그러나 이러한 공정의 규모는 여전히 불확실하여 용해성 펌프의 운명에 대한 장기적 추정은 막을 수 있다.

대기로부터의 인공적인2 CO의 해양 흡수는 기후 변화를 감소시키는 작용을 하는 반면, 해양 산성화를 유발하여 해양 생태계에 부정적인 영향을 미칠 것으로 생각된다.[7]

참고 항목

참조

  1. ^ 라벤, J. A., P. G. 팔코우스키(1999년). 대기 중 이산화탄소를2 위한 해양 싱크대 식물 세포 환경 22, 741-755.
  2. ^ Takahashi, Taro; Sutherland, Stewart C.; Sweeney, Colm; Poisson, Alain; Metzl, Nicolas; Tilbrook, Bronte; Bates, Nicolas; Wanninkhof, Rik; Feely, Richard A.; Sabine, Christopher; Olafsson, Jon; Nojiri, Yukihiro (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.
  3. ^ 오르, J. C., E. 마이어 레이머, U. 미콜라예비치, P. 몬프레, J. L. 사르미엔토, J. R. 토그바일러, 뉴욕 주 테일러, J. 파머, N. 그루버, C. L. 사빈, C. 르 퀘레, R. M. 키, J. 부틴(2001). 4개의 3차원 글로벌 해양 모델에서 인공 탄소 흡수 추정치. 글로벌 바이오게이케미컬. 사이클 15, 43-60.
  4. ^ Archer, D.(2005년). 지질학적 시간에 화석 연료 CO의2 운명. 지오피스 res, 110, doi:10.1029/2004JC002625.
  5. ^ Cox, P. M., Betts, R. A., Jones, C. D., Spall, S. A., 그리고 Totterdell, I. J. (2000). 결합된 기후 모델에서 탄소 순환 피드백으로 인한 지구 온난화의 가속. 네이처, 408, 184-187
  6. ^ Bryden, H. L., Longworth, H. R., Cunningham, S. A. (2005) 대서양 경맥이 25° N. 자연, 438, 655-657에서 순환을 늦춘다.
  7. ^ 오어, J. C. (2005). 21세기에 걸친 인공적인 해양 산성화와 그것이 유기체의 석회화에 미치는 영향. 네이처 437, 681-686