Rozpustnost čerpadlo - Solubility pump

Výměna CO mezi vzduchem a mořem₂

v oceánský biogeochemie, čerpadlo rozpustnosti je fyzikálně-chemický proces, který transportuje uhlík tak jako rozpuštěný anorganický uhlík (DIC) z povrchu oceánu do jeho nitra.

Přehled

Čerpadlo rozpustnosti je poháněno shodou dvou procesů v oceánu:

The rozpustnost z oxid uhličitý je silná inverzní funkce teplota mořské vody (tj. rozpustnost je větší v chladnější vodě)
The termohalinní cirkulace je poháněn tvorbou hluboké vody ve vysokých zeměpisných šířkách, kde je mořská voda obvykle chladnější a hustší

Protože hluboká voda (tj. Mořská voda v nitru oceánu) se tvoří za stejných povrchových podmínek, které podporují rozpustnost oxidu uhličitého, obsahuje vyšší koncentraci rozpuštěného anorganického uhlíku, než by se dalo očekávat od průměrných povrchových koncentrací. V důsledku toho tyto dva procesy působí společně a čerpají uhlík z atmosféry do nitra oceánu.

Jedním z důsledků toho je, že když se hluboká voda zvedne v teplejších rovníkových šířkách, silně odplyňuje oxid uhličitý do atmosféry kvůli snížené rozpustnosti plynu.

Rozpustné čerpadlo má biologický protějšek známý jako biologické čerpadlo. Přehled obou pump viz Raven & Falkowski (1999).^[1]

Rozpustnost oxidu uhličitého

Rozpustnost oxidu uhličitého ve vodě, teplotní závislost

Oxid uhličitý, stejně jako jiné plyny, je rozpustný ve vodě. Na rozdíl od mnoha jiných plynů (kyslík například), reaguje s vodou a tvoří rovnováhu několika iontových a neiontových druhů (souhrnně označovaných jako rozpuštěný anorganický uhlík nebo DIC). Jedná se o rozpuštěný volný oxid uhličitý (CO₂ _(aq)), kyselina uhličitá (H₂CO₃), hydrogenuhličitan (HCO₃⁻) a uhličitan (CO.)₃²⁻) a interagují s vodou následovně:

CO₂ _(aq) + H₂Ó

{ displaystyle leftrightarrow}

H₂CO₃

{ displaystyle leftrightarrow}

HCO₃⁻ + H⁺

{ displaystyle leftrightarrow}

CO₃²⁻ + 2 H⁺

Rovnováha těchto druhů uhličitanů (která v konečném důsledku ovlivňuje rozpustnost oxidu uhličitého) závisí na faktorech, jako jsou pH, jak je uvedeno v a Spiknutí Bjerrum. v mořská voda to je regulováno zůstatkem poplatku u řady kladných hodnot (např. Na⁺, K.⁺, Mg²⁺, Ca.²⁺ ) a negativní (např. CO₃²⁻ sám, Cl⁻, TAK₄²⁻, Br⁻ ) ionty. Běžně rovnováha těchto druhů zanechává čistý kladný náboj. Pokud jde o uhličitanový systém, tento přebytek kladného náboje posune rovnováhu druhů uhličitanů směrem k záporným iontům, aby se kompenzoval. Výsledkem je snížená koncentrace volného oxidu uhličitého a druhů kyseliny uhličité, což zase vede k oceánskému příjmu oxidu uhličitého z atmosféry k obnovení rovnováhy. Čím větší je nerovnováha kladného náboje, tím větší je rozpustnost oxidu uhličitého. Z hlediska chemie uhličitanu se tato nerovnováha označuje jako zásaditost.

Z hlediska měření jsou klíčové čtyři základní parametry: Celkový anorganický uhlík (TIC, T_CO2 nebo C._T), Celkový zásaditost (T._ALK nebo A._T), pH, a pCO₂. Měření jakýchkoli dvou z těchto parametrů umožňuje stanovení široké škály druhů závislých na pH (včetně výše zmíněných druhů). Tuto rovnováhu lze změnit řadou procesů. Například tok vzduch-moře CO₂, rozpuštění /srážky z CaCO₃ nebo biologická aktivita, jako je fotosyntéza /dýchání. Každý z nich má různé účinky na každý ze čtyř základních parametrů a společně mají silný vliv na globální cykly. Čistý a místní náboj oceánů zůstává neutrální během jakéhokoli chemického procesu.

Antropogenní změny

Vertikální soupis antropogenního CO „dnešní“ (90. léta)₂

The spalování z fosilní paliva, změny ve využívání půdy a produkce cement vedly k toku CO₂ do atmosféry. V současné době asi jedna třetina (přibližně 2 gigatony uhlíku za rok)^[2]^[3] antropogenních emisí CO₂ se předpokládá, že vstupují do oceánu. Čerpadlo rozpustnosti je primárním mechanismem pohánějícím tento tok, což má za následek antropogenní CO₂ se dostává do nitra oceánu prostřednictvím míst s vysokou šířkou hlubokých vod (zejména severního Atlantiku). Nakonec většina CO₂ emitované lidskou činností se rozpustí v oceánu,^[4] rychlost, jakou to oceán v budoucnu přijme, je však méně jistá.

Ve studii o uhlíkový cyklus až do konce 21. století, Cox et al. (2000)^[5] předpovídal, že rychlost CO₂ absorpce začne saturovat maximální rychlostí 5 gigatony uhlíku ročně do roku 2100. To bylo částečně způsobeno nelinearity v systému uhličitanu mořské vody, ale také kvůli klimatická změna. Oteplování oceánu snižuje rozpustnost CO₂ v mořské vodě, což zpomaluje reakci oceánu na emise. Oteplování také působí na zvýšení stratifikace oceánu a izoluje povrchový oceán od hlubších vod. Navíc změny v oceánu termohalinní cirkulace (konkrétně zpomalení)^[6] může působit na snížení transportu rozpuštěného CO₂ do hlubokého oceánu. Velikost těchto procesů je však stále nejistá, což brání dobrým dlouhodobým odhadům osudu čerpadla rozpustnosti.

Zatímco oceánská absorpce antropogenního CO₂ z atmosféry působí na snížení změny klimatu, to způsobuje okyselení oceánu o kterém se předpokládá, že bude mít negativní důsledky pro mořské ekosystémy.^[7]

Viz také

Reference

^ Raven, J. A. a P. G. Falkowski (1999). Oceánské dřezy pro atmosférický CO₂. Plant Cell Environ. 22, 741-755.
^ 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). „Globální tok CO2 mezi mořem a vzduchem založený na klimatickém povrchovém oceánu pCO2 a sezónních biologických a teplotních účincích“. Deep Sea Research Část II: Aktuální studie v oceánografii. 49 (9–10): 1601–1622. Bibcode:2002DSRII..49.1601T. doi:10.1016 / S0967-0645 (02) 00003-6.
^ Orr, JC, E. Maier-Reimer, U. Mikolajewicz, P. Monfray, JL Sarmiento, JR Toggweiler, NK Taylor, J. Palmer, N. Gruber, CL Sabine, C. Le Quéré, RM Key a J. Boutin ( 2001). Odhady antropogenní absorpce uhlíku ze čtyř trojrozměrných globálních oceánských modelů. Globální biogeochem. Cykly 15, 43-60.
^ Archer, D. (2005). Osud fosilního paliva CO₂ v geologickém čase. J. Geophys. Res., 110, doi:10.1029 / 2004JC002625.
^ Cox, P. M., Betts, R. A., Jones, C. D., Spall, S. A. a Totterdell, I. J. (2000). Zrychlení globálního oteplování díky zpětným vazbám uhlíkového cyklu ve spojeném klimatickém modelu. Příroda, 408, 184-187.
^ Bryden, H. L., Longworth, H. R. a Cunningham, S. A. (2005). Zpomalení atlantického poledního převrácení oběhu při 25 ° severní šířky Příroda, 438, 655-657.
^ Orr, J. C. et al. (2005). Antropogenní okyselování oceánů v průběhu 21. století a jeho dopad na kalcifikující organismy. Příroda 437, 681-686.

[raven99-1] Raven, J. A. a P. G. Falkowski (1999). Oceánské dřezy pro atmosférický CO₂. Plant Cell Environ. 22, 741-755.

[tak02-2] 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). „Globální tok CO2 mezi mořem a vzduchem založený na klimatickém povrchovém oceánu pCO2 a sezónních biologických a teplotních účincích“. Deep Sea Research Část II: Aktuální studie v oceánografii. 49 (9–10): 1601–1622. Bibcode:2002DSRII..49.1601T. doi:10.1016 / S0967-0645 (02) 00003-6.

[orr01-3] Orr, JC, E. Maier-Reimer, U. Mikolajewicz, P. Monfray, JL Sarmiento, JR Toggweiler, NK Taylor, J. Palmer, N. Gruber, CL Sabine, C. Le Quéré, RM Key a J. Boutin ( 2001). Odhady antropogenní absorpce uhlíku ze čtyř trojrozměrných globálních oceánských modelů. Globální biogeochem. Cykly 15, 43-60.

[arch05-4] Archer, D. (2005). Osud fosilního paliva CO₂ v geologickém čase. J. Geophys. Res., 110, doi:10.1029 / 2004JC002625.

[cox00-5] Cox, P. M., Betts, R. A., Jones, C. D., Spall, S. A. a Totterdell, I. J. (2000). Zrychlení globálního oteplování díky zpětným vazbám uhlíkového cyklu ve spojeném klimatickém modelu. Příroda, 408, 184-187.

[bryd05-6] Bryden, H. L., Longworth, H. R. a Cunningham, S. A. (2005). Zpomalení atlantického poledního převrácení oběhu při 25 ° severní šířky Příroda, 438, 655-657.

[orr05-7] Orr, J. C. et al. (2005). Antropogenní okyselování oceánů v průběhu 21. století a jeho dopad na kalcifikující organismy. Příroda 437, 681-686.

[1]

[2]

[3]

[4]

[5]

[6]

[7]