Реферат: Джерела і сток СО2

--PAGE_BREAK--3.3 Вміст ізотопу
<img width=«17» height=«21» src=«ref-1_857554476-93.coolpic» v:shapes="_x0000_i1083">С
в атмосферному вуглекислому газі
Кількість ізотопу <img width=«25» height=«20» src=«ref-1_857557634-110.coolpic» v:shapes="_x0000_i1084"> на Землі залежить від балансу між утворенням <img width=«25» height=«20» src=«ref-1_857557634-110.coolpic» v:shapes="_x0000_i1085"> під впливом космічного випромінювання і його радіоактивним розпадом. Мабуть, до початку сільськогосподарської і промислової революції розподіл ізотопу <img width=«25» height=«20» src=«ref-1_857557634-110.coolpic» v:shapes="_x0000_i1086"> в різних резервуарах вуглецю зберігався приблизно незмінним. До початку помітних змін, викликаних викидами при випробуваннях ядерної зброї, з початку минулого століття до його середини відбувалося зменшення змісту <img width=«25» height=«20» src=«ref-1_857557634-110.coolpic» v:shapes="_x0000_i1087">. Воно було головним чином викликано викидом <img width=«32» height=«21» src=«ref-1_857554662-122.coolpic» v:shapes="_x0000_i1088"> за рахунок спалювання викопного палива, в якому не міститься радіоактивний ізотоп <img width=«25» height=«20» src=«ref-1_857557634-110.coolpic» v:shapes="_x0000_i1089">. Це привело до зменшення вмісту <img width=«25» height=«20» src=«ref-1_857557634-110.coolpic» v:shapes="_x0000_i1090"> в атмосфері. Починаючи з першими випробуваннями ядерної зброї в 1952 і 1954 роках спостерігалися істотні зміни вмісту <img width=«25» height=«20» src=«ref-1_857557634-110.coolpic» v:shapes="_x0000_i1091"> в атмосферному вуглекислому газі. Велике надходження <img width=«25» height=«20» src=«ref-1_857557634-110.coolpic» v:shapes="_x0000_i1092"> в атмосферу відбулося в результаті ядерних випробувань, проведених США в Тихому океані в 1958 році і СРСР в 1961-1962 роках. Після цього викиди були помітно обмежені. Спочатку велика частина радіоактивних продуктів переносилася в стратосферу. Оскільки час обміну між стратосферою і атмосферою складає декілька років, те зменшення концентрації ізотопу <img width=«25» height=«20» src=«ref-1_857557634-110.coolpic» v:shapes="_x0000_i1093"> в тропосфері, обумовлене взаємодією з континентальною біотою і океанами, починаючи з 1965 роком відбувалося не так швидко за рахунок надходження цього ізотопу з стратосфери.

3.4 Перемішування в атмосфері
Перемішування повітря в тропосфері відбувається досить швидко. Пасати в середніх широтах в обох півкулях огинають Землю в середньому приблизно за один місяць, вертикальне переміщення між земною поверхнею і тропопаузой (на висоті від 12 до 16 км) також відбувається протягом місяця, перемішування в напрямі з півночі на південь в межах півкулі відбувається приблизно за три місяці, а ефективний обмін між двома півкулями здійснюється приблизно за рік. Оскільки в даній роботі розглядаються процеси, зміни яких відбуваються за час порядку декількох років, десятиріч і сторіч, можна вважати, що тропосфера у будь-який момент часу добре перемішана. Це припущення засновано на тому, що середні річні значення концентрації <img width=«32» height=«21» src=«ref-1_857554662-122.coolpic» v:shapes="_x0000_i1094"> для високих північних і високих південних широт відрізняються тільки на 1,5-2,0 млн.<img width=«15» height=«20» src=«ref-1_857559074-84.coolpic» v:shapes="_x0000_i1095">В північній півкулі концентрація <img width=«32» height=«21» src=«ref-1_857554662-122.coolpic» v:shapes="_x0000_i1096"> вище, ніж в південному. Відмінність концентрацій в північному і південному півкулях, ймовірно, викликано тим, що біля 90% джерел промислових викидів розташоване в північній півкулі. За останні десятиріччя ця різниця збільшилася, оскільки споживання викопного палива також зросло.

Обмін між стратосферою і тропосферою відбувається значно повільніше, ніж в тропосфері, тому сезонні коливання концентрації атмосферного вуглекислого газу вище тропопаузи швидко зменшуються. В стратосфері зростання концентрації <img width=«32» height=«21» src=«ref-1_857554662-122.coolpic» v:shapes="_x0000_i1097"> значно запізнюється в порівнянні з її зростанням в тропосфері. Так, згідно вимірюванням, концентрації <img width=«32» height=«21» src=«ref-1_857554662-122.coolpic» v:shapes="_x0000_i1098"> на висоті 36 км приблизно на 7 млн<img width=«15» height=«20» src=«ref-1_857559074-84.coolpic» v:shapes="_x0000_i1099">менше ніж на рівні тропопаузи (тобто на висоті 15 км). Це відповідає часу перемішування між стратосферою і тропосферою, рівному 5-8 рокам.


4 Газообмін в системі атмосфера — океан

4.1 Швидкість газообміну
В стаціонарному стані, що існував в доіндустріальний час, більш 90% ізотопу<img width=«25» height=«20» src=«ref-1_857557634-110.coolpic» v:shapes="_x0000_i1100">, що міститься на Землі, знаходилося в морській воді і донних відкладеннях (вміст в останніх складає всього декілька відсотків). Існував зразковий баланс між перенесенням з атмосфери в океан і радіоактивним розпадом усередині океану. Середній глобальний обмін між атмосферою і океаном можна визначити шляхом вимірювання різниці вмісту у вуглекислому газі атмосфери і розчиненому в поверхневому шарі океану. Дані спостережень за зменшенням концентрації в атмосфері і її збільшенням в поверхневих водах океану після проведення випробувань ядерної зброї дають ще одну можливість визначити швидкість газообміну. Третій спосіб оцінки швидкості газообміну між атмосферою і океаном полягає у вимірюванні відхилення від стану рівноваги між і, обумовленого надходженням з океану в атмосферу. Середня швидкість газообміну між атмосферою і океаном при концентрації в атмосфері 300 млн, одержана на основі цих трьох способів, рівна 185 міль/(мгод). Це означає, що середній час перебування в атмосфері рівний 8,52 років. Швидкість газообміну на межі розподілу між атмосферою і океаном залежить від стану поверхні океану, від швидкості вітру і хвилювання.

4.2 Буферні властивості карбонатної системи
1.   При розчиненні <img width=«32» height=«21» src=«ref-1_857554662-122.coolpic» v:shapes="_x0000_i1101"> в морській воді відбувається реакція гідратації з утворенням вугільної кислоти<img width=«51» height=«21» src=«ref-1_857563427-154.coolpic» v:shapes="_x0000_i1102">, яка у свою чергу дисоціює на іони <img width=«124» height=«24» src=«ref-1_857563581-255.coolpic» v:shapes="_x0000_i1103">. Карбонатна система визначається сумарною концентрацією розчиненого неорганічного вуглецю (<img width=«19» height=«21» src=«ref-1_857563836-169.coolpic» v:shapes="_x0000_i1104">); повним вмістом боратів(<img width=«19» height=«21» src=«ref-1_857563836-169.coolpic» v:shapes="_x0000_i1105">В); лужним резервом (А); кислотністю (Розчинність <img width=«32» height=«21» src=«ref-1_857554662-122.coolpic» v:shapes="_x0000_i1106"> в морській воді і відповідно концентрація сумарного вуглецю, що знаходиться в рівновазі з атмосферною при заданому значенні концентрації останнього, залежать від температури).

2.   Обмін <img width=«32» height=«21» src=«ref-1_857554662-122.coolpic» v:shapes="_x0000_i1107"> між газовою фазою і розчином залежить від так званого буферного чинника, який також називають чинником Ревелла.

Розчинність і буферний чинник збільшуються при зниженні температури. Оскільки зміна парціального тиску вуглекислого газу в напрямі від полюса до екватора невелика, в середньому <img width=«32» height=«21» src=«ref-1_857554662-122.coolpic» v:shapes="_x0000_i1108"> переноситься з атмосфери в океан у високих широтах і в протилежному напрямі в низьких, хоча спостерігаються відхилення від цієї спрощеної картини унаслідок того, що в результаті апвеллінга з глибинних шарів океану до поверхні приносяться збагачені вуглекислим газом води. Буферний чинник має величину порядка 10 і збільшується із зростанням значень <img width=«19» height=«21» src=«ref-1_857563836-169.coolpic» v:shapes="_x0000_i1109">. Це означає, що <img width=«32» height=«24» src=«ref-1_857564709-149.coolpic» v:shapes="_x0000_i1110"> чутливе до досить малих змін <img width=«19» height=«21» src=«ref-1_857563836-169.coolpic» v:shapes="_x0000_i1111"> у воді. При збереженні рівноваги в системі атмосфера — поверхневі води океану зміна концентрації <img width=«32» height=«21» src=«ref-1_857554662-122.coolpic» v:shapes="_x0000_i1112"> в атмосфері приблизно на 25% протягом останні 100 років викличе зміну вмісту сумарного неорганічного вуглецю в поверхневих водах тільки на 2-2,5%. Таким чином, здатність океану поглинати надмірний атмосферний <img width=«32» height=«21» src=«ref-1_857554662-122.coolpic» v:shapes="_x0000_i1113"> в 10 разів менше тій, яку можна б було чекати виходячи з порівняння розмірів природних резервуарів вуглецю.




5
Вуглець в морській воді

5.1 Повний вміст вуглецю і лужність
Як показали дослідження, вміст сумарного неорганічного вуглецю в океані в 1983 році більш, ніж в 50 разів перевищувало вміст <img width=«32» height=«21» src=«ref-1_857554662-122.coolpic» v:shapes="_x0000_i1114"> в атмосфері. Крім того, в океані знаходяться значні кількості розчиненого органічного вуглецю. Вертикальний розподіл<img width=«19» height=«21» src=«ref-1_857563836-169.coolpic» v:shapes="_x0000_i1115"> не є однорідним, його концентрації в глибинних шарах океану вище, ніж в поверхневих. Спостерігається також збільшення концентрації <img width=«19» height=«21» src=«ref-1_857563836-169.coolpic» v:shapes="_x0000_i1116"> від досить низьких значень в глибинних водах Північного Льодовитого океану до більш високих значень в глибинних водах Атлантичного океану, до ще більш високим в Південному і Індійському океанах до максимальних в Тихому океані. Вертикальний розподіл лужності дуже схоже на розподіл<img width=«19» height=«21» src=«ref-1_857563836-169.coolpic» v:shapes="_x0000_i1117">, проте межі змін лужності значно менше і складають приблизно 30% змін <img width=«19» height=«21» src=«ref-1_857563836-169.coolpic» v:shapes="_x0000_i1118">. Цікаво відзначити, що поверхневі концентрації <img width=«19» height=«21» src=«ref-1_857563836-169.coolpic» v:shapes="_x0000_i1119"> були б на приблизно на 15% вище, якби океани були добре перемішані, що у свою чергу означало б, що концентрація <img width=«32» height=«21» src=«ref-1_857554662-122.coolpic» v:shapes="_x0000_i1120"> в атмосфері повинна бути близько 700 млн.<img width=«15» height=«20» src=«ref-1_857559074-84.coolpic» v:shapes="_x0000_i1121"> Наявність вертикальних градієнтів <img width=«19» height=«21» src=«ref-1_857563836-169.coolpic» v:shapes="_x0000_i1122">(так само як і лужності) в океанах робить істотний вплив на концентрації атмосферного <img width=«32» height=«21» src=«ref-1_857554662-122.coolpic» v:shapes="_x0000_i1123">.

5.2 Фотосинтез, розкладання і розчинення органічної речовини
Діяльність морської біоти практично повністю обмежена поверхневими шарами океану, де відбувається інтенсивний фотосинтез у фотичній зоні і бактеріальне розкладання, яке зосереджене головним чином також у верхньому стометровому шарі океану. Мабуть, тільки біля 10% первинної продукції у вигляді мертвої органіки в основному у формі фекальних пелет і залишків організмів досягає більш глибоких шарів океану, і, ймовірно, біля 1% цієї речовини відкладається на океанічному дні. Повна первинна продуктивність океану складає біля <img width=«53» height=«20» src=«ref-1_857566735-155.coolpic» v:shapes="_x0000_i1124">г С/год, але швидкість фотосинтезу на одиницю площі значно змінюється: від 0,5 г

С/(м<img width=«15» height=«20» src=«ref-1_857566890-88.coolpic» v:shapes="_x0000_i1125">сутки)і більш в зонах інтенсивного апвелінгадо менш 10% цього значення в пустинних областях океану, які характеризуються даунвелінгомі недоліком поживних речовин. Фотосинтез залежить від доступної кількості поживних речовин. Скрізь, де достатньо світла, поживні речовини витрачаються швидко. Відсутність азоту і фосфору частіше за все лімітує швидкість утворення первинної продукції. Проте у високих широтах, особливо в Південному океані, наявність порівняльно великих концентрацій як азоту, так і фосфору в поверхневих водах вказує на те, що якийсь інший чинник (ймовірно, освітленість) лімітує первинну продуктивність.

В процесі утворення первинної продукції, що включає як органічні, так і неорганічні сполуки вуглецю, концентрація <img width=«19» height=«21» src=«ref-1_857563836-169.coolpic» v:shapes="_x0000_i1126"> зменшується. Вплив цього процесу на лужністьможе бути різним. Кожний використаний при утворенні органічної речовини мікроміль вуглецю збільшує лужність приблизно на 0,16 мкекв, а коли вуглець використовується для утворення <img width=«49» height=«21» src=«ref-1_857567147-155.coolpic» v:shapes="_x0000_i1127">, вона зменшується на 2 мкекв. Таким чином, відмінності в просторовому розподілі <img width=«19» height=«21» src=«ref-1_857563836-169.coolpic» v:shapes="_x0000_i1128"> і лужності містять інформацію про відносні значення продукції і розкладання або розчинення органічної і неорганічної речовини в океані. Поза сумнівом, що збільшення концентрації атмосферного <img width=«32» height=«21» src=«ref-1_857554662-122.coolpic» v:shapes="_x0000_i1129">створює потік <img width=«32» height=«21» src=«ref-1_857554662-122.coolpic» v:shapes="_x0000_i1130">з атмосфери в океан, який у свою чергу повинен був змінити доіндустріальний розподіл <img width=«19» height=«21» src=«ref-1_857563836-169.coolpic» v:shapes="_x0000_i1131">у верхніх шарах океану.

5.3 <img width=«17» height=«21» src=«ref-1_857554476-93.coolpic» v:shapes="_x0000_i1132">С
в океані
Розподіл <img width=«25» height=«20» src=«ref-1_857557634-110.coolpic» v:shapes="_x0000_i1133"> в розчиненому неорганічному вуглеці у всіх океанах був одержаний в ході експедицій за програмою GEOSECS в 1972-1978 роках. Виявилося, що максимальні значення концентрації <img width=«25» height=«20» src=«ref-1_857557634-110.coolpic» v:shapes="_x0000_i1134">в поверхневих водах океану припали на початок 1970-х років. Є також невелике число даних (в основному для глибинних шарів океану) про значення концентрації <img width=«25» height=«20» src=«ref-1_857557634-110.coolpic» v:shapes="_x0000_i1135">в розчиненому органічному вуглеці. Вони виявилися дуже низькими. Це дає підставу вважати, що органічний вуглець в основному складається із стійких з’єднань. Речовини (такі, як цукор і білки), що легко окисляються, є важливим джерелом енергії.
5.4 Донні осідання океану
Щорічно біля <img width=«56» height=«23» src=«ref-1_857568307-163.coolpic» v:shapes="_x0000_i1136">г Свідкладається на дні океану, частина цих відкладень є органічним вуглецем, а інша частина — <img width=«49» height=«21» src=«ref-1_857567147-155.coolpic» v:shapes="_x0000_i1137">. Органічний вуглець є основним джерелом енергії для організмів, що мешкають на дні моря, і лише мала його частина зберігається в осіданнях, виняток становлять прибережні зони і шельфи. В деяких обмежених областях (наприклад, в деяких районах Балтійського моря) вміст кисню в придонних водах може бути дуже низьким, відповідно зменшується швидкість окислення і значні кількості органічного вуглецю осяідають. Області з безкисневими умовами збільшуються внаслідок забруднення прибережних вод, і останніми роками, ймовірно, кількість органічної речовини, що легко окислюється, також збільшилася. Вище лізокнина океанічні води пересичені по відношенню до<img width=«49» height=«21» src=«ref-1_857567147-155.coolpic» v:shapes="_x0000_i1138">, рівень лізокнина в Атлантичному океані розташований на глибині 4000 м, а в Тихому — всього лише на глибині 1000 м. Над лізокнином не відбувається ніякого помітного розчинення<img width=«49» height=«21» src=«ref-1_857567147-155.coolpic» v:shapes="_x0000_i1139">, тоді як на великих глибинах його розчинення приводить до зменшення випадання в осад, а нижче за глибину карбонатної компенсації осадження<img width=«49» height=«21» src=«ref-1_857567147-155.coolpic» v:shapes="_x0000_i1140"> не відбувається зовсім. Оскільки товщина верхнього осадового шару, в якому відбувається перемішування опадів організмами, що живуть на дні океану (біотурбація), складає приблизно 10 см, <img width=«81» height=«20» src=«ref-1_857569090-188.coolpic» v:shapes="_x0000_i1141"> Вміст ізотопу <img width=«25» height=«20» src=«ref-1_857557634-110.coolpic» v:shapes="_x0000_i1142"> в океанічних осіданнях досить швидко зменшується з глибиною, що дає можливість визначити швидкість осадонакопичення (вона значно змінювалася з часу останнього заледеніння). Проте повний вміст <img width=«25» height=«20» src=«ref-1_857557634-110.coolpic» v:shapes="_x0000_i1143"> в осіданнях малий в порівнянні з його вмістом в атмосфері, біосфері і океанах.

5.5 Процеси перенесення в океанах

Унаслідок буферних властивостей карбонатної системи, зміна концентрації <img width=«19» height=«21» src=«ref-1_857563836-169.coolpic» v:shapes="_x0000_i1144"> розчиненого сумарного неорганічного вуглецю в морській воді, необхідне для досягнення стану рівноваги з зростаючою концентрацією атмосферного вуглекислого газу, мало, і рівноважний стан між атмосферним і розчиненим в поверхневих водах <img width=«32» height=«21» src=«ref-1_857554662-122.coolpic» v:shapes="_x0000_i1145"> встановлюється швидко. Роль океану в глобальному вуглецевому циклі визначається головним чином швидкістю обміну вод в океані.

Поверхневі шари океану досить добре перемішані аж до верхньої межі термокліна, тобто до глибини близько 75 м в області широт приблизно 45<img width=«12» height=«20» src=«ref-1_857569789-75.coolpic» v:shapes="_x0000_i1146">с. — 45<img width=«12» height=«20» src=«ref-1_857569789-75.coolpic» v:shapes="_x0000_i1147">ю. В більш високих широтах зимове охолоджування вод приводить до перемішування до значно великих глибин, а в обмежених областях і протягом коротких інтервалів часу перемішування вод розповсюджується до дна океанів (як, наприклад, в Гренландському морі і морі Уедделла). Крім того, з областей основних течій в широтному поясі 45-55<img width=«12» height=«20» src=«ref-1_857569789-75.coolpic» v:shapes="_x0000_i1148"> (Гольфстрім в Північній Атлантиці, Куросіо в північній частині Тихого океану і Антарктична течія) відбувається великомасштабне перенесення холодних поверхневих вод в область головного термокліна(глибина 100-1000 м). В шарі термоклінавідбувається також вертикальне перемішування. Обидва процеси грають важливу роль при перенесенні вуглецю в океані.

Між вуглекислим газом в атмосфері і розчиненим неорганічним вуглецем в поверхневих шарах морської води рівновага встановлюється приблизно протягом року (якщо нехтувати сезонними змінами). Розчинений неорганічний вуглець переноситься разом з водними масами з поверхневих вод в глибинні шари океану. При русі водної маси його вміст звичайно зростає за рахунок надходження вуглекислого газу при розкладанні і розчиненні детриту, що опускається з поверхневого шару океану. Виникаюче в результаті збільшення вмісту сумарного розчиненого неорганічного вуглецю можна обчислити, беручи до уваги супутнє зростання вмісту поживних речовин і лужності. Проте, у такий спосіб не можна достатньо точно визначити значення концентрації <img width=«32» height=«21» src=«ref-1_857554662-122.coolpic» v:shapes="_x0000_i1149"> для часу, коли відбувалося утворення глибинних вод. Як було відзначено раніше, стаціонарний розподіл <img width=«19» height=«21» src=«ref-1_857563836-169.coolpic» v:shapes="_x0000_i1150">в океанах забезпечує зразковий баланс між перенесенням, направленим в глибину (потік детриту), і перенесенням, направленим до поверхні (перемішування і апвелінгз глибоких шарів з великими <img width=«19» height=«21» src=«ref-1_857563836-169.coolpic» v:shapes="_x0000_i1151">концентраціями ). При поглинанні <img width=«19» height=«21» src=«ref-1_857563836-169.coolpic» v:shapes="_x0000_i1152">антропогенного океаном потік <img width=«32» height=«21» src=«ref-1_857554662-122.coolpic» v:shapes="_x0000_i1153">розчиненого неорганічного вуглецю з глибинних шарів до поверхневих зменшується через підвищення концентрації в поверхневих <img width=«19» height=«21» src=«ref-1_857563836-169.coolpic» v:shapes="_x0000_i1154"> Автори статті, використаної як основа для написання даної роботи, проаналізували деякі з цих можливих чинників і показали, що за певних умов в поверхневих шарах океану можуть спостерігатися більш низькі значення концентрацій розчиненого неорганічного вуглецю в порівнянні з сучасними, відповідно концентрації атмосферного <img width=«32» height=«21» src=«ref-1_857554662-122.coolpic» v:shapes="_x0000_i1155"> будуть також іншими. Цю вуглецевого циклу в океані можна відзначити як можливий механізм збільшення направленого вниз потоку вуглецю у випадку, якщо б потепління у високих широтах викликало зменшення площі морського крижаного покриву. Це механізм негативного зворотного зв’язку між вуглецевим циклом і кліматичною системою, тобто підвищення температури в атмосфері повинне привести до збільшення поглинання <img width=«32» height=«21» src=«ref-1_857554662-122.coolpic» v:shapes="_x0000_i1156"> океаном і зменшенню швидкості росту <img width=«32» height=«21» src=«ref-1_857554662-122.coolpic» v:shapes="_x0000_i1157"> в атмосфері.

При оцінках можливих значень концентрацій атмосферного <img width=«32» height=«21» src=«ref-1_857554662-122.coolpic» v:shapes="_x0000_i1158"> в майбутньому звичайно рахують, що загальна циркуляція океанів не буде змінюється. Проте безперечно, що у минулому вона мінялася. Якщо потепління, викликане зростанням концентрації <img width=«32» height=«21» src=«ref-1_857554662-122.coolpic» v:shapes="_x0000_i1159"> в атмосфері, буде значним, то, ймовірно, відбудеться якась зміна циркуляції океану. Зокрема, може зменшитися інтенсивність утворення холодних глибинних вод, що у свою чергу може привести до зменшення поглинання антропогенного <img width=«32» height=«21» src=«ref-1_857554662-122.coolpic» v:shapes="_x0000_i1160"> океаном.

Зміна кругообігу вуглецю могла б відбутися також при збільшенні сумарної кількості поживних речовин в океані. Якщо наявність поживних речовин в поверхневих шарах як і раніше буде основним чинником, лімітуючим фотосинтез, їх концентрації в цих шарах повинні бути дуже низькими. Отже, повинен збільшиться вертикальний градієнт концентрації поживних речовин між збідненими цими речовинами поверхневими водами і глибинними шарами. В цьому випадку за рахунок вертикального перемішування в океані в поверхневі шари переноситиметься більше поживних речовин, що приведе до зростання інтенсивності фотосинтезу, і, отже, збільшенню потоку детриту в глибинні шари океану. Вертикальний градієнт концентрації <img width=«19» height=«21» src=«ref-1_857563836-169.coolpic» v:shapes="_x0000_i1161"> також зросте, а поверхневі значення <img width=«19» height=«21» src=«ref-1_857563836-169.coolpic» v:shapes="_x0000_i1162"> і парціальний тиск <img width=«32» height=«21» src=«ref-1_857554662-122.coolpic» v:shapes="_x0000_i1163"> при цьому зменшаться.

Брокер проаналізував можливі механізми, які могли б грати істотну роль при переході від льодового періоду до міжльодового, особливо підкресливши роль фосфатів. Дія цих механізмів могла б пояснити досить низькі концентрації вуглекислого газу в атмосфері, які мали місце в кінці льодовикової епохи, і високі концентрації <img width=«32» height=«21» src=«ref-1_857554662-122.coolpic» v:shapes="_x0000_i1164"> в атмосфері в більш теплий період часу. Показано, що складні вторинні механізми можуть вносити свій внесок в можливі зміни концентрації атмосферного <img width=«32» height=«21» src=«ref-1_857554662-122.coolpic» v:shapes="_x0000_i1165"> протягом найближчі 100 років, крім безпосередньої дії антропогенних викидів <img width=«32» height=«21» src=«ref-1_857554662-122.coolpic» v:shapes="_x0000_i1166">.

Як вуглець, так і фосфор поступають в океан з річковим стоком. Потік вуглецю складає біля <img width=«56» height=«23» src=«ref-1_857568307-163.coolpic» v:shapes="_x0000_i1167">г С/год але може збільшиться через інтенсифікацію сільськогосподарської діяльності і лісокористування. Оскільки цикли вуглецю і фосфору взаємозв’язані, корисно оцінити зростання споживання фосфору як добрива в сільському господарстві і промисловості. Річне добування фосфору в 1972 році складало <img width=«52» height=«20» src=«ref-1_857572655-144.coolpic» v:shapes="_x0000_i1168"> р. І надалі значно зросло. У водні системи (озера, річки, морити) поступає не більш 50% фосфору, а можливо, і значно менше, оскільки частина фосфору, використаного як добрива на полях і в лісах, залишається в грунтах.

Для грубої оцінки можливого зростання первинної продуктивності у водних системах можна вважати, що в процесі фотосинтезу використовується 20-50 % наявної кількості фосфатів і що освічена таким чином органічна речовина стає частиною вуглецевого циклу в океані або залишається у відкладеннях. Така зміна продуктивності приведе до видалення з атмосфери і поверхневих шарів водних систем <img width=«96» height=«24» src=«ref-1_857572799-221.coolpic» v:shapes="_x0000_i1169"> р. С/рік. Ця кількість відповідає 2-6 % річного викиду вуглецю в атмосферу за рахунок спалювання викопного палива в 1972 році, тому даний процес не можна не враховувати при побудові моделей зміни глобального клімату.


    продолжение
--PAGE_BREAK--