Поверхностный слой - океан
Cтраница 1
 |
Цикл углерода, показывающий его главные потоки и источники. Цифры указывают годовые потоки в Ггт. [1] |
Поверхностный слой океана в результате биологических и химических процессов поглощает 92 Ггт углерода. Дыхание фотопланктона, диффузия выделяет с поверхности океана около 90 Ггт углерода. Таким образом океан тоже ежегодно изымает из атмосферы 2 Ггт углерода. Поглощение углерода в наземной биоте и в океане уравновешивается периодическим поступлением углерода в составе С02 в результате вулканической деятельности. Поэтому в отсутствие антропогенных поступлений в атмосферу С02 углеродный цикл на планете находится в равновесии. [2]
В поверхностном слое океана биогены становятся биологически не накапливаемыми в отсутствие течений при полных штилях. [3]
 |
Основные элементы простой модели поглощения СО2 океанами. [4] |
Для резервуаров, относящихся к сравнительно хорошо перемешанным атмосфере и поверхностным слоям океанов, поток углерода между ними считается пропорциональным содержанию в них углерода. [5]
В статье [ Найденов, 1992 ] впервые показано, что в поверхностном слое океана возникает халинная конвекция Марангони, которая определяет нелинейный механизм газообмена между соленым слоем воды и воздухом. [6]
В этих моделях основными являются уравнения тепло - и влагообмена в атмосфере, теплообмена в поверхностном слое океана, что позволяет достаточно полно рассмотреть обратные связи радиации и облачности. Ряд других обратных связей в процессе теплообмена, например, температуры с границей ледяного покрова, также включены в модель. Динамические процессы, ответственные за перенос тепла и влаги, параметризуются по полю температур в океане и атмосфере. [7]
Для хорошо перемешанных резервуаров записывается уравнение сохранения вещества, в котором приход 14С в результате привноса в резервуар ( атмосферу или поверхностные слои океана) уравновешивается выносом в другие резервуары плюс радиоактивным распадом ( см. вставку 2.6) микроэлемента во время его нахождения в резервуаре. Для глубинных океанических вод сохранение вещества описывается частичным дифференциальным уравнением адвекции-диффузии. Берется тот коэффициент диффузии, который лучше всего соответствует измеренному глубинному распределению 14С в океанах. [8]
В настоящее время процесс достижения равновесия по радиоуглероду между атмосферой и океаном развивается во времени по мере поступления радиоуглерода из стратосферы в тропосферу и в поверхностный слой океана и по расчетам будет продолжаться еще 45 лет. [9]
В заключение упомянем некоторые проекты использования энергии океана, которые еще не так хорошо разработаны, как волновые преобразователи. Разница температур поверхностного слоя океана и глубинных слоев достигает 20 - 25 С. [10]
В результате фотосинтеза в атмосфере стало появляться все больше и больше кислорода и вокруг планеты образовался озоновый экран, ставший надежной защитой организмов от губительной ультрафиолетовой радиации солнца и коротковолнового космического излучения. Под его защитой стала бурно расцветать жизнь: скачала в поверхностных слоях океана стали развиваться взвешенные в воде растения ( фитопланктон), выделяющие кислород. Из океа-н-а органическая жизнь переместилась на сушу; первые живые существа начали заселять землю примерно 400 млн. лет назад. Организмы, развивающиеся на земле и способные к фотосинтезу ( растения), еще больше увеличили приток кислорода в атмосферу. Считают, что понадобилось не менее полумиллиарда лет, чтобы содержание кислорода в атмосфере достигло современного уровня, который не изменяется вот уже около 50 млн. лет. [11]
Допустим, что в определенной акватории концентрация азота в воде ограничивает рост фитопланктона и что его концентрация в слое воды глубиной 100 м в среднем равна 1 0 - 10 - 6 моля атомов азота на литр. Если половина этого количества азота превращается в фитопланктон, то какова полная масса растительного вещества в поверхностном слое океана толщиной 100 м и площадью один квадратный километр. [12]
Изучение распределения этого изотопа в океане представляет большой интерес для изучения как закономерностей кругооборота трития, так и циркуляции океанических масс воды. Общий характер динамики содержания трития в поверхностном слое океана в общем повторяет динамику трития в атмосферных осадках. В то же время абсолютное его содержание здесь на порядок ниже по сравнению с атмосферными осадками. Наиболее высокие концентрации фиксируют в средних широтах северной части океана, причем их резкое возрастание ( до 13) наблюдается с 1963 г., минимальные - в экваториальной зоне ( 1 - 3), равные, видимо, естественному уровню. Глубина слоя смешения трития возрастает от 100 м у экватора до нескольких сот метров в высоких широтах. [13]
Биота океана регулирует и стабилизирует концентрацию диоксида углерода ( СО2) в атмосфере. Механизм этой регуляции сводится к следующему. Атмосферная концентрация СО2 находится в равновесии с его концентрацией в поверхностном слое океана. Биота океана, регулируя концентрацию в поверхностном слое океана, фактически стабилизирует концентрацию в атмосфере. [14]
Источником поступления углекислого газа в атмосферу являются вулканические газы, горячие ключи, дыхание человека, животных, растений и, наконец, сжигание человеком горючих ископаемых. Сжигание топлива вносит ежегодно в атмосферу не менее 1 - Ю10 т углекислоты. Примерно МО т СО2 непрерывно находится в обменном состоянии между атмосферой и океаном. Обмен углекислоты в поверхностных слоях океана происходит в течение 5 - 25 лет, в глубоких - в течение 200 - 1000 лет. Полный обмен СО2 в атмосфере происходит за 300 - 500 лет. [15]
Страницы: 1 2