ويكيبيديا

دورة الكربون المحيطية

تتكون دورة الكربون المحيطية oceanic carbon cycle (أو دورة الكربون البحرية marine carbon cycle) من عمليات يجري خلالها تبادل الكربون بين أحواض مختلفة داخل المحيط، وكذلك بين الغلاف الجوي وداخل الأرض وقاع البحر. دورة الكربون هي نتيجة للعديد من القوى المتفاعلة عبر نطاقات زمنية ومكانية متعددة تقوم بتدوير الكربون حول الأرض، مما يضمن توفر الكربون بصورة عامة. تُعد دورة الكربون المحيطية عملية مركزية من دورة الكربون العامة، وتحتوي على كربون غير عضوي (كربون غير مرتبط بكائن حي، مثل ثاني أكسيد الكربون) وكربون عضوي (كربون في كائن حي أو جرى دمجه في كائن حي). يقوم جزء من دورة الكربون البحري بتحويل الكربون بين الكائنات الحية وغير الحية.

Oceanic carbon cycle (IPCC)

هناك ثلاث عمليات رئيسية (أو مضخات) تُشكل دورة الكربون البحري، حيث تجلب ثاني أكسيد الكربون من الغلاف الجوي (CO2) إلى داخل المحيط وتوزعه عبر المحيطات. هذه المضخات الثلاث هي: (1) مضخة الذوبان solubility pump، و(2) مضخة الكربونات carbonate pump، و(3) المضخة البيولوجية biological pump. يبلغ إجمالي تجمع الكربون النشط على سطح الأرض لفترات تقل عن 10 آلاف عام قرابة 40 ألف جيجا طن من الكربون (يستخدم الرمز Gt C والذي يعني gigatons C، حيث الجيجا طن هو مليار طن، أو وزن ما يقرب من 6 ملايين حوت أزرق)، وهناك قرابة 95٪ (~ 38 ألف جيجا طن من الكربون) مخزنة في المحيطات، في الغالب على شكل كربون غير عضوي مذاب.[1][2] ويُعد الكربون غير العضوي المذاب في دورة الكربون البحرية هو المتحكم الأساسي في تفاعلات الحمض-والقاعدة في المحيطات.

تُعد نباتات الأرض والطحالب (المنتجون الأساسيون) هي المسؤولة عن أكبر إنتاج سنوي للكربون. على الرغم من أن كمية الكربون المخزنة في الكائنات الحية البحرية (حوالي 3 جيجا طن كربون) صغيرة جدًا مقارنة بالنباتات الأرضية (حوالي 610 جيجا طن كربون)، فإن كمية الكربون المتبادلة (التدفق) من هذه المجموعات متساوية تقريبًا - حوالي 50 جيجا طن لكل منها.[1] تربط الكائنات البحرية دورات الكربون والأكسجين من خلال عمليات مثل التمثيل الضوئي.[1] ترتبط دورة الكربون البحري أيضًا بيولوجيًا بدورات النيتروجين والفوسفور بنسبة متكافئة شبه ثابتة كربون:نيتروجين:فسفور C: N: P بنسبة 106: 16: 1، تُعرف أيضًا باسم نسبة Redfield Ketchum Richards (RKR)،[3] والتي تنص على أن الكائنات الحية تميل إلى امتصاص النيتروجين والفوسفور بدمج الكربون العضوي الجديد. وبالمثل، فإن المادة العضوية المتحللة بواسطة البكتيريا تُطلق الفوسفور والنيتروجين.

استنادًا إلى منشورات وكالة ناسا، والرابطة الدولية للأرصاد الجوية، والمجلس الدولي لاستكشاف البحار، بالإضافة إلى علماء من الإدارة الوطنية للمحيطات NOAA، ومعهد وودز هول لعلوم المحيطات، ومعهد سكريبس لعلوم المحيطات، و هيئة البحوث الاسترالية CSIRO، ومختبر أوك ريدج الوطني، فإن التأثيرات البشرية على دورة الكربون البحرية كبيرة.[4][5][6][7] قبل الثورة الصناعية، كان المحيط مصدرًا صافيًا لثاني أكسيد الكربون في الغلاف الجوي، بينما يأتي الآن غالبية الكربون الذي يدخل المحيط من ثاني أكسيد الكربون الموجود في الغلاف الجوي.[8] أدى حرق الوقود الأحفوري وإنتاج الأسمنت إلى تغيير توازن ثاني أكسيد الكربون بين الغلاف الجوي والمحيطات،[6] مما تسبب في تحمض المحيطات.[8][9] أدى تغير المناخ، نتيجة زيادة ثاني أكسيد الكربون في الغلاف الجوي، إلى زيادة درجة حرارة المحيط والغلاف الجوي ( ظاهرة الاحتباس الحراري).[10] قد يُعزى المعدل البطيء للاحتباس الحراري الذي حدث في الفترة من 2000-2010[11] إلى الزيادة الملحوظة في المحتوى الحراري العلوي للمحيطات.[12][13]قالب:Carbon cycle

الكربون البحري

عدل
 
ينقسم الكربون إلى أربعة مجمعات مختلفة بناءً على ما إذا كان عضويًا أو غير عضوي، وما إذا كان مذابًا أو في صورة جزيئات. تصف العمليات المرتبطة بكل سهم التحول المرتبط بنقل الكربون من أحد المجمعات إلى الآخر.

يمكن تمييز مركبات الكربون على أنها إما عضوية أو غير عضوية، أو إما مذابة أو جزيئية، اعتمادًا على تركيبها. يشكل الكربون العضوي العمود الفقري للمكونات الرئيسية للمركبات العضوية مثل - البروتينات والدهون والكربوهيدرات والأحماض النووية. يوجد الكربون غير العضوي بشكل أساسي في مركبات بسيطة مثل ثاني أكسيد الكربون وحمض الكربونيك والبيكربونات والكربونات (CO2، H2CO3، HCO3-، CO3-2 على التوالي).

يجري فصل الكربون البحري إلى مراحل جزيئية ومذابة. تُعرَّف هذه المجمعات من الناحية التشغيلية عن طريق الفصل المادي - يمر الكربون المذاب عبر مرشح 0.2 ميكرومتر، بينما لا يمر الكربون الجزيئي.

الكربون غير العضوي

عدل

هناك نوعان رئيسيان من الكربون غير العضوي الموجود في المحيطات. يتكون الكربون غير العضوي المذاب (Dissolved inorganic carbon DIC) من البيكربونات (HCO3-1) والكربونات (CO3-2) وثاني أكسيد الكربون (بما في ذلك كل من ثاني اكسيد الكربون المذاب وحمض الكربونيك H2CO3). يمكن تحويل DIC إلى كربون غير عضوي جزيئي (particulate inorganic carbonPIC) من خلال ترسيب كربونات الكالسيوم CaCO3 (بيولوجيًا أو غير حيوي). يمكن أيضًا تحويل DIC إلى كربون عضوي جزيئي (particulate organic carbon POC) من خلال التمثيل الضوئي وكيمياء التغذية (أي الإنتاج الأولي). يزداد DIC مع العمق حيث تغرق جزيئات الكربون العضوية وتُستهلك في التنفس. يتناقص الأكسجين الحر مع زيادة DIC لأن الأكسجين يُستهلك أثناء التنفس الهوائي.

الكربون غير العضوي الجزيئي (PIC) هو الشكل الآخر للكربون غير العضوي الموجود في المحيط. معظم PIC هو على صورة كربونات الكالسيوم CaCO3 التي يتكون منها أصداف الكائنات البحرية المختلفة، ولكن يمكن أن يتشكل أيضًا في أحداث البياض. تفرز الأسماك البحرية أيضًا كربونات الكالسيوم أثناء التنظيم الأسموزي.[14]

تُساهم بعض أنواع الكربون غير العضوي في المحيطات، مثل البيكربونات والكربونات، بشكل رئيسي في القلوية، وهي تُمثل عازل طبيعي للمحيطات تمنع التغيرات الجذرية في الحموضة (أو الرقم الهيدروجيني). تؤثر دورة الكربون البحري أيضًا على معدلات تفاعل وانحلال بعض المركبات الكيميائية، وتنظم كمية ثاني أكسيد الكربون في الغلاف الجوي ودرجة حرارة الأرض.[15]

الكربون العضوي

عدل

هناك نوعان رئيسيان من الكربون العضوي موجودان في المحيط (مذاب وجزيئي). يُعرَّف الكربون العضوي المذاب (Dissolved organic carbon DOC) من الناحية التشغيلية على أنه أي جزيء عضوي يمكن أن يمر عبر مُرشح 0.2 ميكرومتر. يمكن تحويل الكربون العضوي المذاب DOC إلى كربون عضوي جزيئي من خلال التغذية غير المتجانسة heterotrophyو يمكن أيضًا تحويله مرة أخرى إلى كربون غير عضوي مذاب (DIC) من خلال التنفس.

تُعرَّف جزيئات الكربون العضوي التي يجري التقاطها على المرشح على أنها كربون عضوي جزيئي (POC). ويتكون POC من كائنات حية (ميتة أو حية) وفضلاتها وحتاتها. يمكن تحويل POC إلى كربون عضوي مذاب DOC من خلال تفكيك الجزيئات وعن طريق النضح بواسطة العوالق النباتية، على سبيل المثال. يجري تحويل POC بشكل عام إلى DIC من خلال التغذية غير المتجانسة والتنفس.

مضخات الكربون البحرية

عدل

مضخة الذوبان

عدل

مقالة كاملة: مضخة الذوبان Solubility pump

 
تفكك ثاني أكسيد الكربون وفق قانون هنري

تخزن المحيطات أكبر تجمع للكربون التفاعلي على الأرض على صورة كربون غير عضوي مذاب DIC، والذي ينتُج لانحلال ثاني أكسيد الكربون الموجود في الغلاف الجوي في مياه البحر - مضخة الذوبان.[15] تشتمل تركيزات ثاني أكسيد الكربون المائي وحمض الكربونيك وأيون البيكربونات وأيون الكربونات على الكربون غير العضوي المذاب (DIC). ينتشر الكربون غير العضوي المذاب في جميع أنحاء المحيطات عن طريق الدورة الحرارية الملحية، مما يسهل سعة التخزين الهائلة للكربون غير العضوي المذاب في المحيطات.[16] توضح المعادلات الكيميائية أدناه التفاعلات التي يمر بها ثاني أكسيد الكربون بعد دخوله المحيط وتحويله إلى شكله المائي.

 
سطح البحر المذاب بالكربون غير العضوي أولاً، يتفاعل ثاني أكسيد الكربون مع الماء لتكوين حمض الكربونيك. التركيز في التسعينيات (من علم المناخ GLODAP )

 

 

 

 

 

(1)

يتفكك حمض الكربونيك بسرعة إلى أيون الهيدروجين الحر (تقنيًا، الهيدرونيوم ) وبيكربونات.

 

 

 

 

 

(2)

يلتقي أيون الهيدروجين الحر بالكربونات، الموجود بالفعل في الماء من انحلال كربونات الكالسيوم، ويتفاعل لتكوين المزيد من أيون البيكربونات.

 

 

 

 

 

(3)

تشكل الأنواع المذابة في المعادلات أعلاه، ومعظمها من البيكربونات، نظام قلوية الكربونات، المساهم الرئيسي في قلوية مياه البحر.[9]

مضخة الكربونات

عدل

تبدأ مضخة الكربونات، التي تسمى أحيانًا مضخة عداد الكربونات، بالكائنات البحرية على سطح المحيط لإنتاج جزيئات الكربون غير العضوي (PIC) على شكل كربونات الكالسيوم ( الكالسيت أو الأراجونيت، CaCO3 ). وكربونات الكالسيوم هي التي تُشكل أجزاء الجسم الصلبة مثل الأصداف.[15] يؤدي تكوين هذه الأصداف إلى زيادة ثاني أكسيد الكربون في الغلاف الجوي بسبب إنتاج كربونات الكالسيوم[9] في التفاعل التالي باستخدام القياس المتكافئ المبسط:[17]

 [18]

 

 

 

 

(4)

تُعد البذيرات الجيرية Coccolithophores، وهي مجموعة منتشرة في كل مكان تقريبًا من العوالق النباتية التي تُنتج أصداف كربونات الكالسيوم، هي المساهم الرئيسي في مضخة الكربونات.[15] نظرًا لوفرة هذه البذيرات، فإن لها آثارًا كبيرة على كيمياء الكربونات، وفي المياه السطحية التي تعيش فيها وفي المحيطات: فهي توفر آلية كبيرة لنقل كربونات الكالسيوم إلى أسفل.[19] يمكن تحديد تدفق ثاني أكسيد الكربون في الجو والبحر (air-sea CO2 flux) الناجم عن مجتمع بيولوجي بحري من خلال نسبة المطر - نسبة الكربون من كربونات الكالسيوم مقارنةً بالكربون من الكربون العضوي في المادة الجزيئية التي تغرق في قاع المحيط، (PIC/POC). تعمل مضخة الكربونات كرد فعل سلبي على ثاني اكسيد الكربون المأخوذ إلى المحيط بواسطة مضخة الذوبان. ويحدث ذلك بحجم أقل من مضخة الذوبان.

المضخة البيولوجية

عدل

مقالة كاملة: مضخة بيولوجية

يمكن انتقال الكربون العضوي الجزيئي، الذي نشأ من خلال الإنتاج البيولوجي، من أعالي المحيطات في تدفق يُطلق عليه عادةً المضخة البيولوجية، أو يُتَنَفَّس (المعادلة 6) مرة أخرى إلى الكربون غير العضوي. ثم يجري تحويل الكربون غير العضوي المذاب بيولوجيًا إلى مادة عضوية عن طريق التمثيل الضوئي (المعادلة 5) وأشكال أخرى من التغذية الذاتية[15] التي تغرق بعد ذلك ويجري هضمها جزئيًا أو كليًا بواسطة الكائنات ذات التغذية غير المتجانسة.[20] يمكن تصنيف الكربون العضوي الجزيئي، بناءً على مدى سهولة تفتيت الكائنات الحية له في الغذاء، على أنه قابل للتحلل labile أو شبه قابل للتحلل semilabileأ و مقاومة للحرارة. التمثيل الضوئي بواسطة العوالق النباتية هو المصدر الأساسي للجزيئات المقابل وللتحلل شبه القابلة للتحلل وهكذلك فو المصدر غير المباشر لمعظم الجزيئات المقاومة للحرارة.[21][22] توجد الجزيئات القابلة للتحلل بتركيزات منخفضة خارج الخلايا (في نطاق البيكومولار ) ولها عمر نصف يبلغ دقائق فقط عندما تكون حرة في المحيطات.[23] وتستهلكها الميكروبات في غضون ساعات أو أيام من إنتاجها وتعيش في المحيطات السطحية،[22] حيث تساهم بأغلبية تدفق الكربون القابل للتحلل.[24] الجزيئات شبه القابلة للتحلل، التي يصعب استهلاكها، قادرة على الوصول إلى أعماق تصل إلى مئات الأمتار تحت السطح قبل أن يجري استقلابها.[25] تشتمل المادة العضوية الذائبة dissolved organic matterDOM المقاومة للحرارة إلى حد كبير على جزيئات شديدة الاقتران مثل الهيدروكربونات العطرية متعددة الحلقات أو اللجنين.[21] يمكن أن تصل DOM المقاوِمَة للحرارة إلى أعماق تزيد عن ألف متر وتدور عبر المحيطات على مدى آلاف السنين.[26][22][27] على مدار عام، يُمتص ما يقرب من 20 جيجا طن من الكربون القابل للتحلل الضوئي وشبه القابل للتحلل بواسطة الكائنات غيرية التغذية، بينما يُستهلك أقل من 0.2 جيجا طن من الكربون المقاوم للحرارة.[22] يمكن للمادة العضوية البحرية الذائبة (DOM) أن تخزن قدرًا كبيرًا من الكربون مثل الإمداد الحالي بثاني أكسيد الكربون في الغلاف الجوي،[27] ولكن العمليات الصناعية تغير توازن هذه الدورة.[28]

 

 

 

 

 

(5)

 

 

 

 

 

(6)

المدخلات

عدل

تتعدد المدخلات في دورة الكربون البحري، لكن المساهمات الأولية، على أساس صافٍ، تأتي من الغلاف الجوي والأنهار.[1] تزود الفتحات المائية الحرارية عمومًا الكربون بالكمية التي تستهلكها.[15]

الجو

عدل
 
Global air-sea CO2 flux – IPCC 2007
 
Carbon cycle processes in high-latitude shelf seas [29]

قبل الثورة الصناعية، كان المحيط مصدرًا لثاني أكسيد الكربون في الغلاف الجوي[8] فيوازن تأثير الجو على الصخور والكربون العضوي الجزيئي الأرضي. الآن أصبح المحيط حوضًا لثاني أكسيد الكربون الزائد في الغلاف الجوي.[30] يُمتص ثاني أكسيد الكربون من الغلاف الجوي عند سطح المحيط بمعدلات تختلف محليًا[31] ولكن في المتوسط، تمتص المحيطات قرابة 2.2 Pg C من ثاني أكسيد الكربون سنويًا.[31] نظرًا لأن قابلية ذوبان ثاني أكسيد الكربون تزداد عندما تنخفض درجة الحرارة، يمكن أن تحتوي المناطق الباردة على المزيد من ثاني أكسيد الكربون وتظل في حالة توازن مع الغلاف الجوي؛ في المقابل، يؤدي ارتفاع درجات حرارة سطح البحر إلى انخفاض قدرة المحيطات على امتصاص ثاني أكسيد الكربون.[32][9] تتميز محيطات شمال الأطلسي وشمال أوروبا بأعلى امتصاص للكربون لكل وحدة مساحة في العالم،[33] وفي شمال المحيط الأطلسي ينقل الحمل الحراري العميق ما يقرب من 197 تيراغرام سنويًا من الكربون غير المقاوم للحرارة إلى العمق.[34]

وجدت دراسة أجريت عام 2020 ارتفاعًا ملحوظًا في صافي تدفق الكربون إلي المحيطات مقارنة بالدراسات السابقة. استخدمت الدراسة الجديدة بيانات الأقمار الصناعية لحساب الاختلافات الطفيفة في درجات الحرارة بين سطح المحيط وعمق بضعة أمتار حيث تُجرى القياسات.[35]

معدلات تبادل ثاني أكسيد الكربون بين المحيطات والغلاف الجوي

عدل

تعتمد معدلات تبادل ثاني أكسيد الكربون بين المحيط والغلاف الجوي على تركيز ثاني أكسيد الكربون الموجود بالفعل في كل من الغلاف الجوي والمحيطات ودرجة الحرارة والملوحة وسرعة الرياح.[36] يمكن تقريب معدل التبادل بواسطة قانون هنري ويمكن حسابه على أنه S = kP، حيث تتناسب قابلية الذوبان (S) لغاز ثاني أكسيد الكربون مع كمية الغاز في الغلاف الجوي، أو ضغطه الجزئي (P).[1]

عامل Revelle

عدل

نظرًا لأن المدخول المحيطي لثاني أكسيد الكربون محدود، يمكن أيضًا وصف تدفق ثاني أكسيد الكربون بواسطة عامل Revelle.[32][9] وعامل Revelle هو نسبة تغير ثاني أكسيد الكربون إلى التغير في الكربون غير العضوي المذاب، والذي يعمل كمؤشر على انحلال ثاني أكسيد الكربون في الطبقة المختلطة بالنظر إلى مضخة الذوبان. عامل Revelle هو تعبير لوصف الكفاءة الديناميكية الحرارية لمجمع الكريون غير العضوي المذاب لامتصاص ثاني أكسيد الكربون وتحويله إلى بيكربونات. كلما انخفض عامل Revelle، زادت قدرة مياه المحيطات على امتصاص ثاني أكسيد الكربون. أظهرت بيانات دراسة أجريت عام 2004 أن عامل Revelle يتراوح من قرابة 9 في المناطق الاستوائية ذات خطوط العرض المنخفضة إلى 15 في المحيط الجنوبي بالقرب من القارة القطبية الجنوبية.[37]

الأنهار

عدل

يمكن للأنهار أيضًا نقل الكربون العضوي إلى المحيط من خلال عملية التجوية أو تآكل ألومنيوسيليكات (المعادلة 7) وصخور الكربونات (المعادلة 8) على الأرض،

 

 

 

 

 

(7)

 

 

 

 

 

(8)

أو عن طريق تحلل الحياة (المعادلة 5، مثل مادة النبات والتربة).[1] تساهم الأنهار بكميات متساوية تقريبًا (~ 0.4 جيجا طن كربون سنويًا) من الكربون غير العضوي المذاب DIC و الكربون العضوي المذاب DOC في المحيطات.[1] تشير التقديرات إلى أن ما يقرب من 0.8 جيجا طن من الكربون (DIC + DOC) يجري نقلها سنويًا من الأنهار إلى المحيط.[1] الأنهار التي تتدفق إلى خليج تشيسابيك (أنهار سسكويهانا وبوتوماك وجيمس ) تُدخل حوالي 0.004 جيجا طن (6.5 × 10 10 مول) من الكربون غير العضوي المذاب سنويًا.[38] يمثل إجمالي انتقال الكربون في الأنهار حوالي 0.02٪ من إجمالي الكربون في الغلاف الجوي.[39] على الرغم من أنها تبدو صغيرة، إلا أن الكربون الذي يدخل الأنهار (وبالتالي لا يدخل الغلاف الجوي) على نطاقات زمنية طويلة (من ألف إلى 10 آلاف سنة) يعمل كـ "رد فعل استقرار" لظاهرة الاحتباس الحراري.[40]

المخرجات

عدل
 
مصير المواد العضوية المدفونة

تتمثل المخرجات الرئيسية لنظام الكربون البحري في الحفاظ على الجسيمات العضوية (كربون عضوي جزيئي POC) وكربونات الكالسيوم (كربون غير عضوي جزيئي PIC) بالإضافة إلى التجوية العكسية.[1] في حين أن هناك مناطق بها فقدان محلي لثاني أكسيد الكربون في الغلاف الجوي والعمليات الحرارية المائية، فلا تحدث خسارة صافية في الدورة.[15]

الحفاظ على المادة العضوية

عدل

الترسيب هو استنزاف طويل الأجل للكربون في المحيطات، حيث يمثل أكبر خسارة للكربون من النظام المحيطي.[41] تعتبر الرواسب البحرية العميقة والتكوينات الجيولوجية مهمة لأنها توفر سجلاً شاملاً للحياة على الأرض ومصدرًا مهمًا للوقود الأحفوري.[41] يمكن أن يخرج الكربون المحيطي من النظام على شكل مخلفات تغرق وتُدفن في قاع البحر دون أن تتحلل أو تذوب تمامًا. تمثل رواسب سطح المحيط 1.75 × 10 15 كجم من الكربون في دورة الكربون العامة[42] على الأكثر، يُدفن 4٪ من الكربون العضوي الجزيئي في الرواسب البحرية من منطقة euphotic في المحيط الهادئ، حيث يحدث الإنتاج الأولي بالطاقة الخفيفة.[41] ومن ثم يُفهم ضمنيًا أنه نظرًا لوجود مدخلات من المواد العضوية في المحيط أعلى مما يُدفن، يُستخدم جزء كبير منه أو يُستهلك في الداخل.

غرق الكربون العضوي

عدل

تاريخياً، وُجدت الرواسب ذات المحتوى العالي من الكربون العضوي بشكل متكرر في المناطق ذات الإنتاجية العالية للمياه السطحية أو تلك التي تحتوي على تركيزات منخفضة من الأكسجين في المياه السفلية.[43] 90٪ من دفن الكربون العضوي يحدث في رواسب الدلتا والجرف القاري والمنحدرات العليا؛[44] يرجع هذا جزئيًا إلى قِصَر وقت التعرض بسبب المسافة الأقصر لقاع البحر وتكوين المادة العضوية المترسبة بالفعل في تلك البيئات.[45] يعتبر دفن الكربون العضوي حساسًا أيضًا لأنماط المناخ: كان معدل تراكم الكربون العضوي أكبر بنسبة 50 ٪ خلال الذروة الجليدية الأخيرة مقارنةً فترة بين الجليديين.[46]

الانحلال

عدل

قالب:Biogeochemical cycle sidebar يتحلل الكربون العضوي الجزيئي POC من خلال سلسلة من العمليات التي تحركها الميكروبات، مثل توليد الميثان واختزال الكبريتات، قبل دفنه في قاع البحر.[47][48] يؤدي تدهور الكربون العضوي الجزيئي أيضًا إلى إنتاج الميثان الميكروبي microbial methane وهو الغاز الرئيسي على الحواف القارية.[49] اللجنين وحبوب اللقاح مقاومة بطبيعتها للتحلل الحيوي، وتظهر بعض الدراسات أن المصفوفات غير العضوية قد تحمي أيضًا المادة العضوية.[50] تعتمد معدلات حفظ المادة العضوية على متغيرات أخرى مترابطة تختلف بشكل غير خطي في الزمان والمكان.[51] على الرغم من أن تحلل المادة العضوية يحدث بسرعة في وجود الأكسجين، إلا أن الميكروبات التي تستخدم مجموعة متنوعة من الأنواع الكيميائية (عبر تدرجات الأكسدة والاختزال) يمكن أن تتحلل من المادة العضوية في الرواسب الخالية من الأكسجين.[51] يعتمد عمق الدفن الذي يتوقف عنده التحلل على معدل الترسيب، والوفرة النسبية للمادة العضوية في الرواسب، ونوع المادة العضوية التي يجري دفنها، ومتغيرات أخرى لا حصر لها.[51] بينما يمكن أن يحدث تحلل المواد العضوية في رواسب نقص الأكسجين عندما تستخدم البكتيريا مؤكسدات أخرى غير الأكسجين ( النترات، الكبريتات، الحديد <a href="https://en.wikipedia.org/wiki/Ferric" rel="mw:ExtLink" title="Ferric" class="mw-redirect cx-link" data-linkid="1087">Fe<sup>3+</sup></a>)، فإن التحلل يميل إلى الانتهاء دون التمعدن الكامل.[52] يحدث هذا بسبب التحلل التفضيلي للجزيئات القابلة للتحلل على الجزيئات المقاومة للحرارة.[52]

الدفن

عدل

يعتبر دفن الكربون العضوي أحد مدخلات الطاقة للبيئات البيولوجية تحت الأرض ويمكنه تنظيم الأكسجين في الغلاف الجوي على نطاقات زمنية طويلة (أكبر من 10 آلاف سنة).[46] يحدث الدفن فقط عندما يصل الكربون العضوي إلى قاع البحر، مما يجعل الأرفف القارية والحواف الساحلية هي المخزن الرئيسي للكربون العضوي الناتج عن الإنتاج الأولي البري والمحيطي. تُعد المضايق، أو المنحدرات الناتجة عن تآكل الأنهار الجليدية، مناطق دفن كربوني كبيرة، حيث تزيد المعدلات بها مائة مرة عن متوسط المعدلات في المحيطات.[53] يُدفن الكربون العضوي الجزيئي في رواسب المحيطات، مما يخلق مسارًا بين تجمع الكربون المتاح بسرعة في المحيط إلى تخزينه للمقاييس الزمنية الجيولوجية. بمجرد أن يُعزل الكربون في قاع البحر، فإنه يعتبر كربون أزرق. يمكن حساب معدلات الدفن على أنها الفرق بين المعدل الذي تغرق به المادة العضوية ومعدل تحللها.

حفظ كربونات الكالسيوم

عدل

يعتبر ترسيب كربونات الكالسيوم أمرًا مهمًا لأنه يؤدي إلى فقدان القلوية وكذلك إطلاق ثاني أكسيد الكربون (المعادلة 4)، وبالتالي فإن التغيير في معدل الحفاظ على كربونات الكالسيوم يمكن أن يغير الضغط الجزئي لثاني أكسيد الكربون في جو الأرض.[15] يحدث تشبع فائق لكربونات الكالسيوم في الغالبية العظمى من مياه سطح المحيط، بينما تكون غير مشبعة في العمق،[9] مما يعني أن الأصداف من المرجح أن تذوب عندما تغرق في أعماق المحيط. يمكن أيضًا إذابة كربونات الكالسيوم من خلال الانحلال الأيضي metabolic dissolution( أي يمكن استخدامه كغذاء وإفرازه) وبالتالي فإن رواسب أعماق المحيط تحتوي على القليل جدًا من كربونات الكالسيوم.[15] يؤدي ترسيب ودفن كربونات الكالسيوم في المحيط إلى إزالة جلكربون غير العضوي مالجزيئي ن المحيط وتشكيل الحجر الجيري في النهاية.[15] على النطاقات الزمنية التي تزيد عن 5000 ألفسنة، يتحدثتعديل ملناخ الأرض من خلال تدفق الكربون داخل وخارج الغلاف الصخري.[54] يتجريإعادة تدوير الصخور المتكونة في قاع المحيط من خلال الصفائح التكتونية مرة أخرى إلى السطح وتتعرض للعوامل الجوية أو تنغمس في الوشاح، وهو الكربون الذي تنفثه البراكين.[1]

التأثيرات البشرية

عدل

تستحوذ المحيطات على 15-40٪ من ثاني أكسيد الكربون بشري المنشأ،[55][56] وحتى الآن يُمتص ما يقرب من 40٪ من الكربون الناتج عن احتراق الوقود الأحفوري في المحيطات.[57] نظرًا لأن عامل Revelle يزداد مع زيادة ثاني أكسيد الكربون، فسيُمتص جزء أصغر من التدفق بشري المنشأ بواسطة المحيط في المستقبل.[58] تبلغ الزيادة السنوية الحالية في ثاني أكسيد الكربون في الغلاف الجوي قرابة 4 جيجا طن من الكربون.[59] يؤدي هذا إلى تغير المناخ الذي يؤدي إلى تركيز الكربون وعمليات التغذية المرتدة للمناخ الكربوني التي تعدل الدورة الحرارية الملحية في المحيطات والخصائص الفيزيائية والكيميائية لمياه البحر، مما يغير امتصاص ثاني أكسيد الكربون.[60][61] يساهم الصيد الجائر والتلوث البلاستيكي للمحيطات في تدهور حالةِ أكبر حوض للكربون في العالم.[62][63]

تحمض المحيطات

عدل

مقالة كاملة: تحمض المحيطات

ينخفض الرقم الهيدروجيني pH للمحيطات بسبب امتصاص ثاني أكسيد الكربون من الغلاف الجوي.[64] يؤدي ارتفاع ثاني أكسيد الكربون المذاب إلى تقليل توافر أيون الكربونات، مما يقلل من حالة تشبع كربونات الكالسيوم، مما يجعل صنع غلاف كربونات الكالسيوم صعبًا من الناحية الديناميكية الحرارية.[65] ترتبط أيونات الكربونات بشكل تفضيلي بأيونات الهيدروجين لتكوين البيكربونات،[9] وبالتالي يؤدي انخفاض توفر أيونات الكربونات إلى زيادة كمية أيونات الهيدروجين غير المرتبطة، وتقليل كمية البيكربونات المتكونة (المعادلات 1-3). الرقم الهيدروجيني هو قياس لتركيز أيون الهيدروجين، حيث يعني انخفاض الرقم الهيدروجيني وجود المزيد من أيونات الهيدروجين غير المرتبطة. وبالتالي فإن الرقم الهيدروجيني هو مؤشر على تنوع الكربونات speciation( شكل الكربون الموجود) في المحيطات ويمكن استخدامه لتقييم مدى صحة المحيط.[65]

تشمل قائمة الكائنات الحية التي قد تعاني بسبب تحمض المحيطات البذيرات الجيرية coccolithophores والمنخربات foraminifera (قاعدة السلسلة الغذائية البحرية في العديد من المناطق)، ومصادر الغذاء البشرية مثل المحار وبلح البحر،[66] وربما الأكثر وضوحًا، وهي البنية التي تبنيها الكائنات الحية - الشعاب المرجانية.[65] ستبقى معظم المياه السطحية مفرطة التشبع بكربونات الكالسيوم (كالسيت وأراغونيت) لبعض الوقت في مسارات الانبعاثات الحالية،[65] ولكن من المرجح أن تُستبدل الكائنات الحية التي تتطلب كربونات في العديد من المناطق.[65] تتعرض الشعاب المرجانية لضغط من الصيد الجائر، وتلوث النترات، وارتفاع درجة حرارة المياه ؛ وسيضيف تحمض المحيطات ضغطًا إضافيًا على هذه الهياكل المهمة.[65]

تسميد الحديد

عدل

مقالة كاملة: تسميد الحديد

التخصيب بالحديد هو أحد جوانب هندسة المناخ، التي تعالج بشكل هادف نظام مناخ الأرض، عادةً في جوانب دورة الكربون أو التأثير الإشعاعي. تهتم هندسة المناخ الحالية بإمكانية تسريع المضخة البيولوجية لزيادة تصدير الكربون من سطح المحيط. يمكن أن يؤدي هذا التصدير المتزايد نظريًا إلى إزالة ثاني أكسيد الكربون الزائد من الغلاف الجوي لتخزينه في أعماق المحيط. توجد دراسات جارية بشأن الإخصاب الاصطناعي.[67] نظرًا لحجم المحيط وأوقات الاستجابة السريعة للمجتمعات غير المتجانسة للزيادات في الإنتاج الأولي، من الصعب تحديد ما إذا كان الإخصاب المحدود للمغذيات يؤدي إلى زيادة في تصدير الكربون.[67] ومع ذلك، فإن غالبية المجتمع لا تعتقد أن هذا نهج معقول أو قابل للتطبيق.[68]

السدود والخزانات

عدل

يوجد أكثر من 16 مليون سد في العالم[69] تعمل على تغيير انتقال الكربون من الأنهار إلى المحيطات.[70] باستخدام بيانات من قاعدة بيانات الخزانات والسدود العالمية، والتي تحتوي على ما يقرب من 7 آلاف خزان تحتوي على 77 ٪ من إجمالي حجم المياه التي تحتجزها السدود (8 آلاف كم3)، تشير التقديرات إلى أن توصيل الكربون إلى المحيط قد انخفض بنسبة 13٪ منذ عام 1970 ومن المتوقع أن ينخفض إلى 19٪ بحلول عام 2030.[71] قد ينبعث الكربون الزائد الموجود في الخزانات حوالي 0.184 جيجا طن من الكربون إلى الغلاف الجوي سنويًا[72] وسيُدفن حوالي 0.2 جيجا طن من الكربون في الرواسب.[71] قبل عام 2000، كانت أحواض نهر المسيسيبي والنيجر والجانج تمثل 25-31 ٪ من جميع دفن الكربون في الخزانات.[71] بعد عام 2000، تجاوزت أحواض نهر بارانا (موطن لـ 70 سدًا) ونهر زامبيزي (موطن لأكبر خزان) دفن نهر المسيسيبي.[71] ومن ضمن أكبر السدود المساهِمة في دفن الكربون نجد السدود على نهر الدانوب والأمازون ونهر يانغتسي ونهر ميكونغ ونهر ينيسي وتوكانتينز.[71]

انظر أيضا

عدل

المراجع

عدل
  1. ^ ا ب ج د ه و ز ح ط ي Schlesinger، William H.؛ Bernhardt، Emily S. (2013). Biogeochemistry : an analysis of global change (ط. 3rd). Waltham, Mass.: Academic Press. ISBN:9780123858740. OCLC:827935936.
  2. ^ Falkowski, P.; Scholes, R. J.; Boyle, E.; Canadell, J.; Canfield, D.; Elser, J.; Gruber, N.; Hibbard, K.; Högberg, P. (13 Oct 2000). "The Global Carbon Cycle: A Test of Our Knowledge of Earth as a System". Science (بالإنجليزية). 290 (5490): 291–296. Bibcode:2000Sci...290..291F. DOI:10.1126/science.290.5490.291. ISSN:0036-8075. PMID:11030643.
  3. ^ Redfield، Alfred C. (1958). "The Biological Control of Chemical Factors in the Environment". American Scientist. ج. 46 ع. 3: 230A–221. JSTOR:27827150. PMID:24545739.
  4. ^ Holli, Riebeek (16 Jun 2011). "The Carbon Cycle: Feature Articles". earthobservatory.nasa.gov (بالإنجليزية). Archived from the original on 2023-01-14. Retrieved 2017-11-30.
  5. ^ "New report published on "Climate, Carbon and Coral Reefs". World Meteorological Organization (بالإنجليزية). 5 Nov 2015. Archived from the original on 2022-11-25. Retrieved 2017-11-30.
  6. ^ ا ب "Fifth Assessment Report – Climate Change 2013". www.ipcc.ch. مؤرشف من الأصل في 2023-01-13. اطلع عليه بتاريخ 2017-11-30.
  7. ^ "Sabine et al. – The Oceanic Sink for Anthropogenic CO2". www.pmel.noaa.gov. مؤرشف من الأصل في 2022-11-25. اطلع عليه بتاريخ 2017-11-30.
  8. ^ ا ب ج Ocean acidification due to increasing atmospheric carbon dioxide (PDF). London: The Royal Society. 2005. ISBN:0-85403-617-2. مؤرشف من الأصل (PDF) في 2023-03-13. اطلع عليه بتاريخ 2017-11-17.
  9. ^ ا ب ج د ه و ز Zeebe، R؛ Wolf-Gladrow، D (2001). CO2 in seawater: Equilibrium, Kinetics, Isotopes. Elsevier Science. ص. 360.
  10. ^ "Fifth Assessment Report – Climate Change 2013". www.ipcc.ch. مؤرشف من الأصل في 2023-01-13. اطلع عليه بتاريخ 2017-11-26.
  11. ^ Knight، J (2009). "Global oceans: Do global temperature trends over the last decade falsify climate predictions?". Bulletin of the American Meteorological Society. ج. 90: S56–S57.
  12. ^ "Global ocean heat and salt content". www.nodc.noaa.gov (بالإنجليزية). US Department of Commerce, NOAA National Centers for Environmental Information. Archived from the original on 2023-05-01. Retrieved 2017-11-26.
  13. ^ Guemas، V؛ Doblas-Reyes، F؛ Andreu-Burillo، I؛ Asif، M (2013). "Retrospective prediction of the global warming slowdown in the past decade". Nature Climate Change. ج. 3 ع. 7: 649–653. Bibcode:2013NatCC...3..649G. DOI:10.1038/nclimate1863. مؤرشف من الأصل في 2022-11-25.
  14. ^ Wilson, R. W.; Millero, F. J.; Taylor, J. R.; Walsh, P. J.; Christensen, V.; Jennings, S.; Grosell, M. (16 Jan 2009). "Contribution of Fish to the Marine Inorganic Carbon Cycle". Science (بالإنجليزية). 323 (5912): 359–362. Bibcode:2009Sci...323..359W. DOI:10.1126/science.1157972. ISSN:0036-8075. PMID:19150840. Archived from the original on 2022-11-26.
  15. ^ ا ب ج د ه و ز ح ط ي Emerson، Steven (2008). Chemical Oceanography and the Marine Carbon Cycle. United Kingdom: Cambridge University Press. ISBN:978-0-521-83313-4.
  16. ^ Falkowski، P.؛ Scholes، R. J.؛ Boyle، E.؛ Canadell، J.؛ Canfield، D.؛ Elser، J.؛ Gruber، N.؛ Hibbard، K.؛ Högberg، P. (2000). "The Global Carbon Cycle: A Test of Our Knowledge of Earth as a System". Science. ج. 290 ع. 5490: 291–296. Bibcode:2000Sci...290..291F. DOI:10.1126/science.290.5490.291. PMID:11030643.
  17. ^ "ASLO : Limnology & Oceanography: e-Books". aslo.org. مؤرشف من الأصل في 2022-11-25. اطلع عليه بتاريخ 2017-11-28.
  18. ^ Smith, S. V.; Key, G. S. (1 May 1975). "Carbon dioxide and metabolism in marine environments1". Limnology and Oceanography (بالإنجليزية). 20 (3): 493–495. Bibcode:1975LimOc..20..493S. DOI:10.4319/lo.1975.20.3.0493. ISSN:1939-5590.
  19. ^ Rost, Björn; Riebesell, Ulf (2004). Coccolithophores (بالإنجليزية). Springer, Berlin, Heidelberg. pp. 99–125. CiteSeerX:10.1.1.455.2864. DOI:10.1007/978-3-662-06278-4_5. ISBN:9783642060168.
  20. ^ Kim، S؛ Kramer، R؛ Hatcher، P (2003). "Graphical method for analysis of ultrahigh-resolution broadband mass spectra of natural organic matter, the van Krevelen diagram". Analytical Chemistry. ج. 75 ع. 20: 5336–5344. DOI:10.1021/AC034415P. PMID:14710810.
  21. ^ ا ب Brophy، Jennifer E.؛ Carlson، David J. (1989). "Production of biologically refractory dissolved organic carbon by natural seawater microbial populations". Deep Sea Research Part A. Oceanographic Research Papers. ج. 36 ع. 4: 497–507. Bibcode:1989DSRA...36..497B. DOI:10.1016/0198-0149(89)90002-2.
  22. ^ ا ب ج د Moran، M؛ Kujawinski، E؛ Stubbins، A؛ Fatland، R؛ Aluwihare، L؛ Buchan، A؛ Crump، B؛ Dorrestein، P؛ Dyhrman، S (2016). "Deciphering ocean carbon in a changing world". Proceedings of the National Academy of Sciences of the United States of America. ج. 113 ع. 12: 3143–3151. Bibcode:2016PNAS..113.3143M. DOI:10.1073/pnas.1514645113. PMC:4812754. PMID:26951682.
  23. ^ Azam، F؛ Malfatti، F (2007). "Microbial structuring of marine ecosystems". Nature Reviews Microbiology. ج. 5 ع. 10: 782–791. DOI:10.1038/nrmicro1747. PMID:17853906.
  24. ^ Moran، X؛ Ducklow، H؛ Erickson، M (2013). "Carbon fluxes through estuarine bacteria reflect coupling with phytoplankton". Marine Ecology Progress Series. ج. 489: 75–85. Bibcode:2013MEPS..489...75M. DOI:10.3354/meps10428.
  25. ^ Hansell، D؛ Carlson، C (1998). "Net community production of dissolved organic carbon". Global Biogeochemical Cycles. ج. 12 ع. 3: 443–453. Bibcode:1998GBioC..12..443H. DOI:10.1029/98gb01928.
  26. ^ Follett، C؛ Repeta، D؛ Rothman، D؛ Xu، L؛ Santinelli، C (2014). "Hidden cycle of dissolved organic carbon in the deep ocean". Proceedings of the National Academy of Sciences of the United States of America. ج. 111 ع. 47: 16706–16711. Bibcode:2014PNAS..11116706F. DOI:10.1073/pnas.1407445111. PMC:4250131. PMID:25385632.
  27. ^ ا ب Hansell، D (2013). "Recalcitrant dissolved organic carbon fractions". Annual Review of Marine Science. ج. 5 ع. 1: 421–445. DOI:10.1146/annurev-marine-120710-100757. PMID:22881353.
  28. ^ Doney، Scott؛ Ruckelshaus، Mary؛ Duffy، Emmett؛ Barry، James؛ Chan، Francis؛ English، Chad؛ Galindo، Heather؛ Grebmeier، Jacqueline؛ Hollowed، Anne (2012). "Climate change impacts on marine ecosystems". Annual Review of Marine Science. ج. 4 ع. 1: 11–37. Bibcode:2012ARMS....4...11D. DOI:10.1146/annurev-marine-041911-111611. PMID:22457967. مؤرشف من الأصل في 2022-11-25.
  29. ^ Capelle، David W.؛ Kuzyk، Zou Zou A.؛ Papakyriakou، Tim؛ Guéguen، Céline؛ Miller، Lisa A.؛ MacDonald، Robie W. (2020). "Effect of terrestrial organic matter on ocean acidification and CO2 flux in an Arctic shelf sea". Progress in Oceanography. ج. 185: 102319. Bibcode:2020PrOce.18502319C. DOI:10.1016/j.pocean.2020.102319.   Material was copied from this source, which is available under a Creative Commons Attribution 4.0 International License.
  30. ^ Raven، J.A.؛ Falkowskli، P.G. (2009). "Oceanic sinks for atmospheric CO2" (PDF). Global Biogeochemical Cycles. ج. 23 ع. 1: GB1005. Bibcode:2009GBioC..23.1005G. DOI:10.1029/2008gb003349. مؤرشف من الأصل (PDF) في 2023-04-15.
  31. ^ ا ب Takahashi، T؛ Sutherland، S؛ Sweeney، C؛ Poisson، A؛ Metzl، N (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. ج. 49 ع. 9–10: 1601–1622. Bibcode:2002DSRII..49.1601T. DOI:10.1016/S0967-0645(02)00003-6.
  32. ^ ا ب Revelle، R؛ Suess، H (1957). "Carbon dioxide exchange between atmosphere and ocean and the question of an increase of atmospheric CO2 during the past decades". Tellus. ج. 9 ع. 1: 18–27. Bibcode:1957Tell....9...18R. DOI:10.1111/j.2153-3490.1957.tb01849.x.
  33. ^ Takahashi، T؛ Sutherland، S؛ Wanninkhof، R؛ وآخرون (2009). "Climatological mean and decadal change in surface ocean pCO2, and net sea-air CO2 flux over the global oceans". Deep Sea Research Part II: Topical Studies in Oceanography. ج. 56 ع. 8–10: 554–577. Bibcode:2009DSRII..56..554T. DOI:10.1016/j.dsr2.2008.12.009.
  34. ^ Fontela، M؛ Garcia-Ibanez، M؛ Hansell، D؛ Mercier، H؛ Perez، F (2016). "Dissolved organic carbon in the North Atlantic meridional overturning circulation". Nature. ج. 6: 26931. Bibcode:2016NatSR...626931F. DOI:10.1038/srep26931. PMC:4886255. PMID:27240625.
  35. ^ "Ocean carbon uptake widely underestimated". Phys.org. 4 سبتمبر 2020. مؤرشف من الأصل في 2022-11-25.
  36. ^ Robbins، L.L.؛ Hansen، M.E.؛ Kleypas، J.A.؛ Meylan، S.C. (2010). CO2calc—A user-friendly seawater carbon calculator for Windows, Mac OS X, and iOS (iPhone). U.S. Geological Survey Open-File Report 2010-1280. ص. 16.
  37. ^ Sabine، C.L.؛ Feely، R.A.؛ Gruber، N؛ Key، R.M.؛ Lee، K (2004). "The oceanic sink for anthropogenic CO2" (PDF). Science. ج. 305 ع. 5682: 367–371. Bibcode:2004Sci...305..367S. DOI:10.1126/science.1097403. PMID:15256665. مؤرشف من الأصل (PDF) في 2022-11-25.
  38. ^ Waldbusser، G؛ Powell، E؛ Mann، R (2013). "Ecosystem effects of shell aggregations and cycling in coastal waters: an example of Chesapeake Bay oyster reefs". Ecology. ج. 94 ع. 4: 895–903. DOI:10.1890/12-1179.1. مؤرشف من الأصل في 2022-11-25.
  39. ^ Galy، Valier؛ Peucker-Ehrenbrink، Bernhard؛ Eglinton، Timothy (2015). "Global carbon export from the terrestrial biosphere controlled by erosion". Nature. ج. 521 ع. 7551: 204–207. Bibcode:2015Natur.521..204G. DOI:10.1038/nature14400. PMID:25971513.
  40. ^ Velbel, Michael Anthony (1 Dec 1993). "Temperature dependence of silicate weathering in nature: How strong a negative feedback on long-term accumulation of atmospheric CO2 and global greenhouse warming?". Geology (بالإنجليزية). 21 (12): 1059–1062. Bibcode:1993Geo....21.1059V. DOI:10.1130/0091-7613(1993)021<1059:TDOSWI>2.3.CO;2. ISSN:0091-7613. Archived from the original on 2022-11-25.
  41. ^ ا ب ج Emerson، S؛ Hedges، J (أكتوبر 1988). "Processes Controlling the Organic Carbon Content of Open Ocean Sediments". Paleoceanography. ج. 3 ع. 5: 621–634. Bibcode:1988PalOc...3..621E. DOI:10.1029/pa003i005p00621.
  42. ^ Ciais، Philippe؛ Sabine، Christopher (2014). Climate Change 2013: the physical science basis. Contribution of Working Group I to the Fifth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change (PDF). Cambridge University Press. ص. 465–470. مؤرشف من الأصل (PDF) في 2022-12-18.
  43. ^ Fleming، R.H.؛ Revelle، R. (1939). "Physical processes in the oceans". في Trask, P.D. (المحرر). Recent Marine Sediments. Tulsa: American Association of Petroleum Geologists. ص. 48–141.
  44. ^ Berner، Robert A. (1 يناير 1989). "Biogeochemical cycles of carbon and sulfur and their effect on atmospheric oxygen over phanerozoic time". Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. The Long Term Stability of the Earth System. ج. 75 ع. 1: 97–122. Bibcode:1989PPP....75...97B. DOI:10.1016/0031-0182(89)90186-7.
  45. ^ Henrichs، Susan (1992). "Early diagenesis of organic matter in marine sediments: progress and perplexity". Marine Chemistry. ج. 39 ع. 1–3: 119–149. DOI:10.1016/0304-4203(92)90098-U.
  46. ^ ا ب Cartapanis، Olivier؛ Bianchi، Daniele؛ Jaccard، Samuel؛ Galbraith، Eric (21 يناير 2016). "Global pulses of organic carbon burial in deep-sea sediments during glacial maxima". Nature Communications. ج. 7: 10796. Bibcode:2016NatCo...710796C. DOI:10.1038/ncomms10796. PMC:4773493. PMID:26923945.
  47. ^ Claypool، G.E.؛ Kaplan، I.R. (1974). Natural Gases in Marine Sediments. Plenum Press. ص. 99–139.
  48. ^ D'Hondt، S؛ Rutherford، S؛ Spivack، A.J. (2002). "Metabolic activity of subsurface life in deep-sea sediments". Science. ج. 295 ع. 5562: 2067–2070. Bibcode:2002Sci...295.2067D. DOI:10.1126/science.1064878. PMID:11896277.
  49. ^ Kvenvolden، K.A.؛ Lorenson، T.D. (2001). Charles K. Paull؛ William P. Dillon (المحررون). Natural Gas Hydrates: Occurrence, Distribution, and Detection. Geophysical Monograph Series. American Geophysical Union. ج. 124. ص. 3–18. ISBN:978-0-875-90982-0.
  50. ^ Huguet، Carme؛ de Lange، Gert J.؛ Gustafsson، Örjan؛ Middelburg، Jack J.؛ Sinninghe Damsté، Jaap S.؛ Schouten، Stefan (15 ديسمبر 2008). "Selective preservation of soil organic matter in oxidized marine sediments (Madeira Abyssal Plain)". Geochimica et Cosmochimica Acta. ج. 72 ع. 24: 6061–6068. Bibcode:2008GeCoA..72.6061H. DOI:10.1016/j.gca.2008.09.021.
  51. ^ ا ب ج Hedges, John I.; Hu, Feng Sheng; Devol, Allan H.; Hartnett, Hilairy E.; Tsamakis, Elizabeth; Keil, Richard G. (1999). "Sedimentary organic matter preservation: A test for selective degradation under oxic conditions". American Journal of Science (بالإنجليزية). 299 (7–9): 529. Bibcode:1999AmJS..299..529H. DOI:10.2475/ajs.299.7-9.529. ISSN:0002-9599. Archived from the original on 2022-12-06.
  52. ^ ا ب Kristensen, Erik; Ahmed, Saiyed I.; Devol, Allan H. (1 Dec 1995). "Aerobic and anaerobic decomposition of organic matter in marine sediment: Which is fastest?". Limnology and Oceanography (بالإنجليزية). 40 (8): 1430–1437. Bibcode:1995LimOc..40.1430K. DOI:10.4319/lo.1995.40.8.1430. ISSN:1939-5590.
  53. ^ Smith، Richard؛ Bianchi، Thomas؛ Allison، Mead؛ Savage، Candida؛ Galy، Valier (2015). "High rates of organic carbon burial in fjord sediments globally". Nature Geoscience. ج. 8 ع. 6: 450. Bibcode:2015NatGe...8..450S. DOI:10.1038/ngeo2421.
  54. ^ Kasting، J. F.؛ Toon، O. B.؛ Pollack، J. B. (1 فبراير 1988). "How climate evolved on the terrestrial planets". Scientific American. ج. 258 ع. 2: 90–97. Bibcode:1988SciAm.258b..90K. DOI:10.1038/scientificamerican0288-90. ISSN:0036-8733. PMID:11538470.
  55. ^ Khatiwala، S؛ Primeau، F؛ Hall، T (2009). "Reconstruction of the history of anthropogenic CO2 concentrations in the ocean". Nature. ج. 462 ع. 7271: 346–349. Bibcode:2009Natur.462..346K. DOI:10.1038/nature08526. PMID:19924213. مؤرشف من الأصل في 2022-11-25.
  56. ^ Le Quere، C؛ Andres، R؛ Boden، T؛ Conway، T؛ Houghton، R؛ House، J؛ Marland، G؛ Peters، G؛ van der Werf، G (2013). "The global carbon budget 1959–2011". Earth System Science Data. ج. 5 ع. 1: 165–185. Bibcode:2013ESSD....5..165L. DOI:10.5194/essd-5-165-2013.{{استشهاد بدورية محكمة}}: صيانة الاستشهاد: دوي مجاني غير معلم (link)
  57. ^ Quay، P. D.؛ Tilbrook، B.؛ Wong، C. S. (3 أبريل 1992). "Oceanic Uptake of Fossil Fuel CO2: Carbon-13 Evidence". Science. ج. 256 ع. 5053: 74–79. Bibcode:1992Sci...256...74Q. DOI:10.1126/science.256.5053.74. ISSN:0036-8075. PMID:17802595.
  58. ^ Revelle, Roger; Suess, Hans E. (1 Feb 1957). "Carbon Dioxide Exchange Between Atmosphere and Ocean and the Question of an Increase of Atmospheric CO2 during the Past Decades". Tellus (بالإنجليزية). 9 (1): 18–27. Bibcode:1957TellA...9...18R. DOI:10.1111/j.2153-3490.1957.tb01849.x. ISSN:2153-3490.
  59. ^ Ciais، P؛ Sabine، C (2014). "6" (PDF). Carbon and other biogeochemical cycles in Climate Change 2013: The Physical Science Basis. Cambridge and New York: Cambridge University Press. ص. 465–570. مؤرشف من الأصل (PDF) في 2018-10-03. اطلع عليه بتاريخ 2023-05-07.
  60. ^ Boer، G؛ Arora، V (2013). "Feedbacks in emission-driven and concentration-driven global carbon budgets". Journal of Climate. ج. 26 ع. 10: 3326–3341. Bibcode:2013JCli...26.3326B. DOI:10.1175/JCLI-D-12-00365.1.
  61. ^ Gregory، J؛ Jones، C؛ Cadule، P؛ Friedlingstein، P (2009). "Quantifying carbon cycle feedbacks" (PDF). Journal of Climate. ج. 22 ع. 19: 5232–5250. Bibcode:2009JCli...22.5232G. DOI:10.1175/2009JCLI2949.1. مؤرشف من الأصل (PDF) في 2023-01-24.
  62. ^ Harvey, Fiona (4 Dec 2019). "Tackling degraded oceans could mitigate climate crisis - report". The Guardian (بالإنجليزية البريطانية). ISSN:0261-3077. Archived from the original on 2023-03-27. Retrieved 2019-12-07.
  63. ^ Harvey, Fiona (7 Dec 2019). "Oceans losing oxygen at unprecedented rate, experts warn". The Guardian (بالإنجليزية البريطانية). ISSN:0261-3077. Archived from the original on 2023-02-01. Retrieved 2019-12-07.
  64. ^ Caldeira, Ken; Wickett, Michael E. (25 Sep 2003). "Oceanography: Anthropogenic carbon and ocean pH". Nature (بالإنجليزية). 425 (6956): 365. Bibcode:2003Natur.425..365C. DOI:10.1038/425365a. ISSN:1476-4687. PMID:14508477. Archived from the original on 2023-04-08.
  65. ^ ا ب ج د ه و Gattuso، Jean-Pierre؛ Hansson، Lina (2011). Ocean acidification. Oxford [England]: Oxford University Press. ISBN:9780199591091. OCLC:823163766.
  66. ^ Barton، Alan (2015). "Impacts of Coastal Acidification on the Pacific Northwest Shellfish Industry and Adaptation Strategies Implemented in Response" (PDF). Oceanography. ج. 25 ع. 2: 146–159. DOI:10.5670/oceanog.2015.38. مؤرشف من الأصل (PDF) في 2022-11-25.
  67. ^ ا ب Aumont, O.; Bopp, L. (1 Jun 2006). "Globalizing results from ocean in situ iron fertilization studies". Global Biogeochemical Cycles (بالإنجليزية). 20 (2): GB2017. Bibcode:2006GBioC..20.2017A. DOI:10.1029/2005gb002591. ISSN:1944-9224.
  68. ^ Chisholm، S؛ Falkowski، P؛ Cullen، J (2001). "Dis-crediting ocean fertilization". Science. ج. 294 ع. 5541: 309–310. DOI:10.1126/science.1065349. PMID:11598285.
  69. ^ Lehner، B؛ Liermann، C؛ Revenga، C؛ Vorosmarty، C؛ Fekete، B؛ Crouzet، P؛ Doll، P؛ Endejan، M؛ Frenken، K (2011). "High-resolution mapping of the world's reservoirs and dams for sustainable river-flow management". Frontiers in Ecology and the Environment. ج. 9 ع. 9: 494–502. DOI:10.1890/100125. مؤرشف من الأصل في 2022-11-25.
  70. ^ Regnier، Pierre؛ Friedlingstein، Pierre؛ Ciais، Philippe؛ وآخرون (2013). "Anthropogenic perturbation of the carbon fluxes from land to ocean". Nature Geoscience. ج. 6 ع. 8: 597–607. Bibcode:2013NatGe...6..597R. DOI:10.1038/ngeo1830. مؤرشف من الأصل في 2022-11-25.{{استشهاد بدورية محكمة}}: صيانة الاستشهاد: أسماء عددية: قائمة المؤلفين (link)
  71. ^ ا ب ج د ه Maavara، T؛ Lauerwald، R؛ Regnier، P؛ Van Cappellen، P (2016). "Global perturbation of organic carbon cycling by river damming". Nature. ج. 8: 15347. Bibcode:2017NatCo...815347M. DOI:10.1038/ncomms15347. PMC:5442313. PMID:28513580.
  72. ^ Barros، N؛ Cole، J؛ Tranvik، L؛ Prairie، Y؛ Bastviken، D؛ Huszar، V؛ del Giorgio، P؛ Roland، F (2011). "Carbon emission from hydroelectric reservoirs linked to reservoir age and latitude". Nature Geoscience. ج. 4 ع. 9: 593–596. Bibcode:2011NatGe...4..593B. DOI:10.1038/ngeo1211.


<references group="" responsive="1">

روابط خارجية

عدل


مجلوبة من «https://ar.wikipedia.org/w/index.php?title=دورة_الكربون_المحيطية&oldid=68408201»