- 2 -
Оглавление
ГЛАВА 1. Введение. История возникновения проблемы 3
ГЛАВА 2. Поглощение атмосферного углерода океаном в неорганической форме 8
ГЛАВА 3. Реакция биоты океана на рост концентрации атмосферной двуокиси 12
углерода
3.1. Биотический насос атмосферного углерода 12
3.2. Гомеостаз естественной биоты и окружающей среды 23
3.3. Изменение продукции растворенного органического вещества в 26
океане
3.4. Изменение глобального круговорота углерода 28
3.5. Глобальные изменения массы атмосферного углерода 36
ГЛАВА 4. Исследование данных по распределению концентраций изотопов углерода 44
12С, 13С и 14С в океане и атмосфере
4.1. Стационарное состояние РОУ 44
4.1.1. Времена оборота РОУ и PH У 44
4.1.2. Глубинные профили концентраций РОУ для 12С 51
4.1.3. Нестационарность медленнооборотной фракции РОУ 55
4.1.4. Распределение радиоуглерода в РОУ 60
4.2. Современное состояние РОУ 65
4.2.1. Поглощение бомбового радиоуглерода стационарным РОУ 67
4.2.2. Изменение поверхностной концентрации 12С в РОУ 69
4.2.3. Относительный прирост современной продукции РОУ 70
4.2.4. Оценка глобальной скорости поглощения углерода биотой океана 72
ГЛАВА 5. Поток поглощения атмосферного углерода океаном через поверхность 74
раздела вода-воздух
ЗАКЛЮЧЕНИЕ 80
ПРИЛОЖЕНИЕ 84
ЛИТЕРАТУРА 90
-3-
1 Введение. История возникновения проблемы
Углерод представляет собой основной элемент органических веществ. В среднем, углерод составляет около 45% всех химических элементов, образующих сухое органи-чекое вещество, из которого построены все организмы биосферы (Базилевич, Родин, 19G7; Degens et aL, 1984). Органический углерод биосферы синтезируется растениями из атмосферной двуокиси углерода - С-Ог и двуокиси углерода, растворенной в водной среде океанов, морей и пресноводных водоемов суши (Будыко и др., 1985; Бютнер, 1986).
Как было отмечено впервые Сванте Аррениусом в конце прошлого века, атмосферный С02 представляет собой один из основных парниковых газов, улавливающих тепловое излучение Земли и направляющих часть этого излучения обратно к поверхности (Мак-Ивен, Филлипс, 1978). Парниковый эффект количественно выражается в разности интенсивности излучения земной поверхности и верхнего радиационного слоя атмосферы (Кондратьев, Москаленко, 1984; Сорохтин, Ушаков, 1991; Довгалюк, Ивлев, 1998). Эта разность после ее усреднения по всей земной поверхности составляет около 150 Вт/м2. Атмосферный С02 в этой разности определяет около 50 Вт/м2 (Кондратьев, 1982; Кондратьев, Москаленко, 1984; Mitchell, 1989; IPCC, 1994).
В 1958 г. американским ученым Чарльзом Килингом были начаты систематические измерения атмосферного С02 в высотной обсерватории Мауна Лоа на Гавайских островах. С самого начала этих измерений стало ясно, что концентрация С02 в атмосфере непрерывно увеличивается. Аналогичные измерения стали проводиться затем на Южном Полюсе. Сейчас измерения концентрации атмосферного С02 проводятся на сотнях метеостанций по всему земному шару.
До 1958 г. систематических измерений концентрации атмосферного С02 не проводилось. Поэтому единственным источником данных об атмосферной концентрации С02 до этого времени и в доиндустриальную эпоху являются данные исследования пузырьков воздуха в ледовых кернах Антарктиды и Гренландии (Борисенков, Кондратьев, 1988). Эти данные дают величины атмосферной концентрации С02 за последнюю тысячу лет, рис. 1, которые сшиваются с измерениями, начатыми в 1958
системы океан-атмосфера. После прекращения возмущения обратная величина (ks-)~l представляет собой характерное время возврата системы к равновесному состоянию. Чистый поток поглощения атмосферного углерода океаном, описываемый формулой (2.1), прекращается, когда избыток атмосферного углерода обращается в ноль. В действительности, физико-химическая система океана может изменять положение равновесия после прекращения возмущения. Выражение (2.1) выполняется, во-первых, в силу относительной малости произошедших возмущений (современная величина гпа/Мцо < 0.3), во-вторых, в силу буферности системы РНУ океана, подробно рассмотренной в разделе (3.1) (относительное изменение COj в атмосфере приводит к десять раз меньшему относительному изменению РНУ в океане) и, наконец, благодаря присутствию биотической отрицательной обратной связи (раздел 3.2), возвращающей окружающую среду к оптимальному для биоты состоянию после любого внешнего возмущения.
Если известны величины и та для определенного момента времени, то из этих величин может быть определена константа к*-. Эта константа определяется характеристиками невозмущенной системы. Поэтому при не очень больших возмущениях эта константа остается не зависящей от времени харак теристикой невозмущенной системы атмосфера-океан.
Несмотря на то, что значение величины та достаточно хорошо известно для любого периода истории глобальных изменений, рис. 1, величину скорости поглощения углерода физико-химической системой океана измерить непосредственно пока не удается. Единственной возможностью определения та- является анализ изменения отношения изотопов углерода 13С/12С в поверхностных водах мирового океана. Этот анализ был выполнен в работе (Quay et al., 1992). Точность полученною этим методом результата была впоследствии проанализирована в работах (Горшков, 1993; Heimann, Maier-Reimer, 1996).
Опишем основной принцип получения результата этим методом. Для изотопа 13С может быть записан закон сохранения вещества, в форме уравнения (1.1):
13 Д 13 і 13 і із • _ л із • _ із • ,із • 0\
та “І“ т j "X* ^ в “■ в — і ь К )
В уравнении (2.2) скорости изменения 13С в органическом углероде суши и оке-
-10-
ана для удобства объединены в один член по следующей причине. Изотоп углерода 13С представляет собой стабильный изотоп, составляющий в среднем около 1% от основною изотопа 12С. Относительное содержание изотопа 13С может быть измерено с точностью, существенно превышающей 1%. Оказывается, что при точных измерениях относительное содержание 13С в различных средах устойчиво различаются. Это различие количественно выражается с помощью следующего символа:
<5i3C=
* (13C/12C)S ’ '
где (13С/,2С), - измеренное отношение в образце, а (13С/12С), - отношение в некотором стандартном образце, в качестве которого принят PDB стандарт, см., например, (Stuivcr and Pollach, 1977). При синтезе органическою вещества биотой происходит изотопная дискриминация редкою изотопа. Поэтому в биоте как суши, так и океана, относительное содержание 13С, т.е. величина 5В, составляет около —25° j 0о- Того же порядка содержание 13С и в ископаемом топливе. В то же время в атмосфере и PH У океана содержание 13С существенно больше. Приблизительное совпадение содержания 13С в биотах суши и океана позволяет объединить эти два члена в уравнении (2.2).
Очевидно, что уравнение (2.2) может быть переписано в виде:
} = 0, m, т(.
Деля это уравнение почленно на (тт§) 11 вычитая почленно уравнение (1.1), получаем:
—(Е,т, й) = S щ 6, 4- Em; Si = 0. (2.4)
at
Домножая все члены уравнения (1.1) на постоянный множитель 6В и вычитая Е т, 6В из уравнения (2.4), можно удалить из этого уравнения член тв Sr. Как уже указывалось, точность выполнения уравнений (1.1) и (2.2) существенно выше точности, с которой известны отдельные, входящие в уравнение члены. Поэтому подобная процедура вычитания позволяет существенно уточнить полученный выше результат. Окончательно имеем для преобразованного уравнения (2.4):
та ($а - 6И)+ т/ (6/ - (5/?)+ т,- (Ss- - 6В) 4- та Sa 4-т,- Ss- +m.B 6в - 0. (2.5)
- Київ+380960830922