Фотосинтез, розкладання й розчинення органiчноï речовини

Дiяльнiсть морськоï бiоти практично повнiстю обмежена поверхневими
шарами океану, де вiдбувається iнтенсивний фотосинтез у фотической
зонi й бактерiальне розкладання, що зосереджене головним чином також у
верхньому стометровому шарi океану. Очевидно, тiльки близько 10%
первинноï продукцiï у виглядi мертвоï органiки в
основному у формi фекальних пеллет i залишкiв органiзмiв досягає
бiльше глибоких шарiв океану, i, iмовiрно, близько 1% цiєï
речовини вiдкладається на океанiчному днi. Повна первинна
продуктивнiсть океану становить бiля г З/рiк, але швидкiсть фотосинтезу
на одиницю площi значно змiнюється: вiд 0,5 г
З/(м доба) i бiльше в зонах iнтенсивного апвеллинга до менш 10% цього
значення в пустельних областях океану, якi характеризуються
даунвеллингом i недолiком живильних речовин. Фотосинтез залежить вiд
доступноï кiлькостi живильних речовин. Скрiзь, де досить свiтла,
живильнi речовини витрачаються швидко. Вiдсутнiсть азоту й фосфору
найчастiше лiмiтує швидкiсть утворення первинноï
продукцiï. Однак у високих широтах, особливо в Пiвденному океанi,
наявнiсть порiвняно бiльших концентрацiй як азоту, так i фосфору в
поверхневих водах указує на те, що якийсь iнший фактор (iмовiрно,
освiтленiсть) лiмiтує первинну продуктивнiсть
У процесi утворення первинноï продукцiï, що включає як
органiчнi, так i неорганiчнi з'єднання вуглецю, концентрацiя
зменшується. Вплив цього процесу на лужнiсть може бути рiзним.
Кожний використаний при утвореннi органiчноï речовини мiкромоль
вуглецю збiльшує лужнiсть приблизно на 0,16 мкекв, а коли вуглець
використовується для утворення , вона зменшується на 2
мкекв. Таким чином, розходження в просторовому розподiлi й лужностi
мiстять iнформацiю про вiдноснi значення продукцiï й розкладання
або розчинення органiчноï й неорганiчноï речовини в океанi.
Безсумнiвно, що збiльшення концентрацiï атмосферного створює
потiк з атмосфери в океан, що у свою чергу повинен був змiнити
доиндустриальное розподiл у верхнiх шарах океану
Розподiл у розчиненому неорганiчному вуглецi у всiх океанах було
отримано в ходi експедицiй по програмi GEOSECS в 1972-1978 роках.
Виявилося, що максимальнi значення концентрацiï в поверхневих водах
океану довелися на початок 1970-х рокiв. Є також невелике число
даних (в основному для глибинних шарiв океану) про значення
концентрацiï в розчиненому органiчному вуглецi. Вони виявилися дуже
низькими. Це дає пiдставу вважати, що расворенний органiчний
вуглець в основному складається зi стiйких з'єднань.
речовини, що окисляються Легко (такi, як цукри й бiлки) є важливим
джерелом енергiï
Щорiчно бiля г З вiдкладається на днi океану, частина цих
вiдкладень являє собою органiчний вуглець, а iнша частина —
. Органiчний вуглець є основним джерелом енергiï для
органiзмiв, що живуть на днi моря, i тiльки мала його частина
захороняется в опадах, виключення становлять прибережнi зони й шельфи. У
деяких обмежених областях (наприклад, у деяких районах Балтiйського
моря) змiст кисню в придонних водах може бути дуже низьким, вiдповiдно
зменшується швидкiсть окислювання й значнi кiлькостi органiчного
вуглецю захороняются в опадах. Областi з бескислородними умовами
збiльшуються внаслiдок забруднення прибережних вод, i в останнi роки,
iмовiрно, кiлькiсть легко органiчноï речовини, що
окисляється, також збiльшилося. Вище лизокнина океанiчнi води
пересиченi стосовно , рiвень лизокнина в Атлантичному океанi
розташований на глибинi 4000 м, а в Тихому — усього лише на
глибинi 1000 м. Над лизокнином не вiдбувається скiльки-небудь
помiтного розчинення , у той час як на бiльших глибинах його розчинення
приводить до зменшення випадання в осад, а нижче глибини
карбонатноï компенсацiï осадження не вiдбувається
зовсiм. Тому що товщина верхнього осадового шару, у якому
вiдбувається перемiшування опадiв органiзмами, що живуть на днi
океану (биотурбация), становить приблизно 10 див, значна кiлькiсть
вуглецю ( г) у формi повiльно обмiнюється з неорганiчним вуглецем
морськоï води, головним чином на глибинi лизокнина. Змiст iзотопу в
океанiчних опадах досить швидко убуває iз глибиною, що дає
можливiсть визначити швидкiсть опадонакопичення (вона значно змiнювалася
iз часу останнього заледенiння). Проте повний змiст в опадах мало в
порiвняннi з його змiстом в атмосферi, бiосферi й океанах
Внаслiдок буферних властивостей карбонатноï системи, змiна
концентрацiï розчиненого сумарного неорганiчного вуглецю в морськiй
водi, необхiдне для досягнення стану рiвноваги зi зростаючою
концентрацiєю атмосферного вуглекислого газу, мало, i рiвноважний
стан мiж атмосферним i розчиненим у поверхневих водах
установлюється швидко. Роль океану в глобальному вуглецевому циклi
визначається головним чином швидкiстю обмiну вод вокеане.
Поверхневi шари океану досить добре перемiшанi аж до верхньоï
границi термоклина, тобто до глибини близько 75 м в областi широт
приблизно 45 с. — 45 ю. У бiльше високих широтах зимове
охолодження вод приводить до перемiшування до значно бiльших глибин, а в
обмежених областях i протягом коротких iнтервалiв часу перемiшування вод
поширюється до дна океанiв (як, наприклад, у Гренландском море й
море Уедделла). Крiм того, з областей основних плинiв у широтному поясi
45-55 (Гольфстрiм у Пiвнiчнiй Атлантицi, Куросио в пiвнiчнiй частинi
Тихого океану й Антарктичний циркумполярний плин) вiдбувається
великомасштабний перенос холодних поверхневих вод в область головного
термоклина (глибина 100-1000 м). У шарi термоклина вiдбувається
також вертикальне перемiшування. Обидва процеси вiдiграють важливу роль
при переносi вуглецю вокеане.
Мiж вуглекислим газом в атмосферi й розчиненому неорганiчному вуглецi в
поверхневих шарах морськоï води рiвновага встановлюється
приблизно протягом року (якщо зневажити сезонними змiнами). Розчинений
неорганiчний вуглець переноситься разом з водними масами з поверхневих
вод у глибиннi шари океану. При русi водноï маси його змiст
звичайно зростає за рахунок надходження вуглекислого газу при
розкладаннi й розчиненнi детриту, що опускається з поверхневого
шару океану. Виникаюче в результатi збiльшення змiсту сумарного
розчиненого неорганiчного вуглецю можна обчислити, беручи до уваги
супутнiй рiст змiсту живильних речовин i лужностi. Однак, таким способом
не можна досить точно визначити значення концентрацiï для часу,
коли вiдбувалося утворення глибинних вод. Як було вiдзначено ранiше,
стацiонарний розподiл в океанах забезпечує зразковий баланс мiж
переносом, спрямованим у глибину (потiк детриту), i переносом,
спрямованим до поверхнi (перемiшування й апвеллинг iз глибоких шарiв з
бiльшими концентрацiями ). При поглинаннi антропогенного океаном потiк
розчиненого неорганiчного вуглецю iз глибинних шарiв до поверхневого
зменшується через пiдвищення концентрацiï в поверхневих шарах
океану, але при цьому спрямований долiлиць потiк детриту
залишається незмiнним. Справедливiсть цього припущення
пiдтверджує той факт, що первинна продуктивнiсть у поверхневому
шарi океану звичайно лiмiтується наявнiстю живильних речовин.
Однак живильнi речовини не є лимитирующим чинником для
продуктивностi в основних зонах апвеллинга, розташованих у пiвденнiй
частинi Антарктичного циркумполярного плину в широтному поясi 55-60 ю.ш.
Це обставина указиавет на те, що є iншi фактори, що лiмiтують рiст
фiтопланктону в таких широтах: наприклад, що приходить радiацiя, що
визначає поширення границь морського льоду в пiвнiчнi широти
навеснi й раннiм летом пiвденнiй пiвкулi. При iнших клiматичних режимах
фактори, що лiмiтують продуктивнiсть, можуть бути зовсiм iншими.
Вiдповiдно може змiнюватися й глобальний вуглецевий цикл
Автори статтi, використаноï як основу для написання даноï
роботи, проаналiзували деякi iз цих можливих факторiв i показали, що за
певних умов у поверхневих шарах океану можуть спостерiгатися бiльше
низькi значення концентрацiй розчиненого неорганiчного вуглецю в
порiвняннi iз сучасними, вiдповiдно концентрацiï атмосферного
будуть також iншими. Цю вуглецевого циклу в океанi можна вiдзначити як
можливий механiзм збiльшення спрямованого долiлиць потоку вуглецю у
випадку, якби потеплiння у високих широтах викликало зменшення площi
морського крижаного покриву. Це механiзм негативного зворотного зв'язка
мiж вуглецевим циклом i клiматичною системою, тобто пiдвищення
температури в атмосферi повинне привести до збiльшення поглинання
океаном i зменшенню швидкостi росту ватмосфере.
При оцiнках можливих значень концентрацiй атмосферного в майбутньому
звичайно вважають, що загальна циркуляцiя океанiв не буде змiняться.
Однак безсумнiвно, що в прошлом вона мiнялася. Якщо потеплiння,
викликане ростом концентрацiï в атмосферi, буде значним, те,
iмовiрно, вiдбудеться якась змiна циркуляцiï океану. Зокрема, може
зменшитися iнтенсивнiсть утворення холодних глибинних вод, що у свою
чергу може привести до зменшення поглинання антропогенного океаном
Змiна круговороту вуглецю могло б вiдбутися також при збiльшеннi
сумарноï кiлькостi живильних речовин в океанi. Якщо наявнiсть
живильних речовин у поверхневих шарах як i ранiше буде основним
фактором, що лiмiтує фотосинтез, ïхньоï
концентрацiï в цих шарах повиннi бути дуже низькими. Отже, повинен
збiльшиться вертикальний градiєнт концентрацiï живильних
речовин мiж збiдненими цими речовинами поверхневими водами й глибинними
шарами. У цьому випадку за рахунок вертикального перемiшування в океанi
в поверхневi шари буде переноситися бiльше живильних речовин, що приведе
до росту iнтенсивностi фотосинтезу, i, отже, збiльшенню потоку детриту в
глибиннi шари океану. Вертикальний градiєнт концентрацiï
також зросте, а поверхневi значення й парцiальний тиск при цьому
зменшаться Брокер проаналiзував можливi механiзми, якi могли б
вiдiгравати iстотну роль при переходi вiд ледниковья до межледниковью,
особливо пiдкресливши роль фосфатiв. Дiя цих механiзмiв могло б пояснити
досить низькi концентрацiï вуглекислого газу в атмосферi, якi мали
мiсце наприкiнцi льодовиковоï епохи, i високi концентрацiï в
атмосферi в бiльше теплий перiод часу. Показано, що складнi вториннi
механiзми можуть вносити свiй внесок у можливi змiни концентрацiï
атмосферного протягом найближчих 100 рокiв, крiм безпосереднього впливу
антропогенних викидiв .
Як вуглець, так i фосфор надходять в океан з рiчковим стоком. Потiк
вуглецю становить бiля г З/рiк але може збiльшиться через iнтенсифiкацiю
сiльськогосподарськоï дiяльностi й лесопользования. Оскiльки цикли
вуглецю й фосфору взаємозалежнi, корисно оцiнити рiст споживання
фосфору як добрива в сiльському господарствi й промисловостi. Рiчний
видобуток фосфору в 1972 роцi становив г. И в подальшому значно зросла.
У воднi системи (озера, рiки, моря) надходить не бiльше 50% фосфору, а
можливо, i значно менше, тому що частина фосфору, використаного як
добрива на полях i в лiсах, залишається впочвах.
Для грубоï оцiнки можливого росту первинноï продуктивностi у
водних системах можна вважати, що в процесi фотосинтезу
використовується 20-50 % наявноï кiлькостi фосфатiв i що
утворене в такий спосiб органiчна речовина стає частиною
вуглецевого циклу в океанi або захороняется у вiдкладеннях. Така змiна
продуктивностi приведе до видалення з атмосфери й поверхневих шарiв
водних систем г. З/рiк. Ця кiлькiсть вiдповiдає 2-6 % рiчного
викиду вуглецю в атмосферу за рахунок спалювання викопного палива в 1972
роцi, тому даний процес не можна не враховувати при побудовi моделей
змiни глобального клiмату.