炭酸塩補償深度

炭酸塩補償深度( CCD ) とは、海中で炭酸カルシウムの供給速度が溶媒和速度と一致する深さのことです。つまり、溶媒和が供給を「補償」します。CCD より下では溶媒和が速くなり、炭酸塩粒子が溶解し、動物の炭酸塩殻 (殻) は保存されません。海底がこの深さより下にある場合、炭酸塩粒子は堆積物に蓄積できません。

方解石はこれらの炭酸塩の中で最も溶解性が低いため、方解石の補償深度は通常 CCD です。アラゴナイト補償深度( ACD ) はアラゴナイト炭酸塩の補償深度です。アラゴナイトは方解石よりも溶解性が高く、アラゴナイト補償深度は通常、方解石補償深度と CCD の両方よりも浅くなります。

概要

図に示されているように、生物起源の炭酸カルシウム（CaCO ₃）岩石は海洋の光合成層（緑色の円）で生成されます。死ぬと、表面近くで溶解を逃れた岩石は粘土物質とともに沈殿します。海水中では、温度、圧力、深さの結果として溶解境界が形成され、飽和層として知られています。^[3]この層より上では、水は過飽和であり、CaCO ₃岩石は大部分が保存されています。それより下では、水深とともに溶解度が増加することと、有機物の腐敗によるCO _{2の放出の両方のために水は不飽和であり、CaCO}_{3 は}溶解します。残骸の沈降速度は速いため（太い淡い矢印）、溶解は主に堆積物の表面で起こります。

_{炭酸塩補償深度では、溶解速度は上からのCaCO 3}の供給速度と正確に一致する。定常状態では、この深度、CCDはスノーライン（炭酸塩の少ない堆積物が発生する最初の深度）に似ている。リソクラインとは、飽和深度と炭酸塩補償深度の間の深度間隔である。^[4]^[1]

炭酸塩の溶解度

炭酸カルシウムは、今日の海面水には本質的に不溶性です。より深い海に沈んだ死んだ石灰質プランクトンの殻は、溶解度が深さと圧力とともに劇的に増加する約 3.5 km の深さの地点である溶解度層に達するまで、実質的に変化しません。CCD に達するまでには^[^{説明が必要}^]、すべての炭酸カルシウムは次の式に従って溶解しています。

{\ce {CaCO3 + CO2 + H2O <=> Ca^2+ (aq) + 2HCO_3^- (aq)}}

CCDより上の水柱には、石灰質のプランクトンや堆積粒子が見られます。海底がCCDより上にある場合、底質は石灰質軟泥と呼ばれる石灰質堆積物で構成されます。これは基本的に石灰岩またはチョークの一種です。露出した海底がCCDより下にある場合、 CaCO ₃の小さな殻はこのレベルに達する前に溶解し、炭酸塩堆積物の堆積を防ぎます。海底が広がると、プレートの熱沈下によって深さが増し、炭酸塩層がCCDより下になる可能性があります。炭酸塩層の上に堆積した珪質軟泥や深海粘土などの上層の堆積物によって、炭酸塩層が海水と化学的に相互作用するのを防ぐことができます。 ^[5]

CCDの値の変化

CCD の正確な値は、炭酸カルシウムの溶解度に依存します。これは、温度、圧力、および水の化学組成、特に水中の溶解CO ₂_{の量によって決まります。炭酸カルシウムは、低温および高圧のほうが溶解性が高くなります。また、溶解 CO 2}の濃度が高い場合も溶解性が高くなります。上記の化学式に反応物を追加すると、平衡が右に押し進められ、より多くの生成物Ca ²⁺およびHCO ₃⁻が生成され、ルシャトリエの原理に従って、より多くの反応物 CO 2 および炭酸カルシウムが消費_されます。

現在、太平洋の CCDは、赤道湧昇帯の下を除いて約 4200～4500 メートルで、赤道湧昇帯の下の CCD は約 5000 メートルです。温帯および熱帯大西洋では、CCD は約 5000 メートルです。インド洋では、大西洋と太平洋の中間の約 4300 メートルです。CCD の深さの変動は、主に底層水が表面に露出してからの時間の長さによって生じます。これは、水塊の「年齢」と呼ばれます。熱塩循環により、これらの盆地の水の相対的な年齢が決まります。カイアシ類の糞などの有機物は、表層水から深層水に沈むため、深層水塊は、年齢とともに溶存二酸化炭素を蓄積する傾向があります。最も古い水塊は CO ₂の濃度が最も高く、したがって CCD は最も浅くなります。CCD は、北大西洋と、湧昇帯が発生する南極海地域を除いて、高緯度では比較的浅くなります。この沈降作用により、二酸化炭素濃度が比較的低い若い表層水が深海に運ばれ、CCD が低下します。

地質学上の過去において、CCDの深さは大きな変動を示してきました。白亜紀から始新世にかけて、CCDは世界的に今日よりもはるかに浅いものでした。これは、この期間の激しい火山活動により、大気中のCO 2 濃度がはるかに高かったためです。CO 2 濃度の上昇により、海洋上のCO 2 分圧が高まりました。大気中のCO 2 の圧力が高まると、_海洋_混合表層に溶解_した_CO 2 が増加します。この影響は、この期間の深海の温度上昇により、いくらか緩和されました。_[ 6 ^] 始新世後期には、地球が温室状態から氷室状態に移行し、 CCDが深くなりました。

ジョン・マレーは炭酸カルシウムの溶解について調査・実験し、海洋における炭酸塩補償深度を初めて特定した。^[7]

気候変動の影響

化石燃料の燃焼による大気中の_CO2濃度の上昇はCCDの上昇を引き起こし、最初に沈降帯が影響を受けます。 ^{[8]大気中の二酸化炭素濃度の上昇によっても引き起こされる}海洋酸性化は、このような溶解を増加させ、数十年から数百年のタイムスケールで炭酸塩補償深度を浅くします。^[9]

堆積性泥

炭酸塩補償深度より上の海底では、最も一般的に見られる軟泥は石灰質軟泥であり、炭酸塩補償深度より下の海底では、最も一般的に見られる軟泥は珪質軟泥である。石灰質軟泥は主にリザリアから構成されるのに対し、珪質軟泥は主に放散虫と珪藻から構成される。^[10]^[11]

参照

参考文献

^ ab Middelburg, Jack J. (2019). 「生物地球化学プロセスと無機炭素ダイナミクス」。海洋炭素生物地球化学。SpringerBriefs in Earth System Sciences。pp. 77–105。doi :10.1007 / 978-3-030-10822-9_5。ISBN 978-3-030-10821-2. S2CID 104368944。変更された資料はこのソースからコピーされたもので、Creative Commons Attribution 4.0 International License に基づいて利用可能です。
^ Webb, Paul (2019)海洋学入門、第12章「海洋堆積物」、273〜297ページ、Rebus Community。2020年更新。変更されたテキストはこのソースからコピーされたもので、Creative Commons Attribution 4.0 International License に基づいて利用可能です。
^ 「大気中の二酸化炭素増加による海洋酸性化」英国王立協会。
^ Boudreau, Bernard P.; Middelburg, Jack J.; Luo, Yiming (2018). 「炭酸塩補償における石灰化の役割」Nature Geoscience . 11 (12): 894–900. Bibcode :2018NatGe..11..894B. doi :10.1038/s41561-018-0259-5. S2CID 135284130.
^ サーマン、ハロルド、アラン・トルヒージョ。海洋学入門。2004年。p151-152
^ 「温水浴槽よりも暖かい：大西洋の海水温は過去にずっと高かった」Physorg.com。2006 年 2 月 17 日。
^ Berger, Wolfgang H.; et al. ( 2016). 「方解石補償深度 (CCD)」。海洋地球科学百科事典。地球科学百科事典シリーズ。Springer Netherlands。pp. 71–73。doi :10.1007 / 978-94-007-6238-1_47。ISBN 978-94-007-6238-1。
^ Sulpis, Olivier; et al. (2018年10月29日). 「人為的CO2による海底でのCaCO3の現在の溶解」。米国科学アカデミー紀要。115 ( 46 ): 11700–11705。Bibcode :2018PNAS..11511700S。doi : 10.1073/ pnas.1804250115。PMC 6243283。PMID 30373837。
^ Boudreau, Bernard P.; Middelburg, Jack J.; Hofmann, Andreas F.; Meysman, Filip JR (2010). 「炭酸塩補償における進行中の過渡現象: 補償過渡現象」Global Biogeochemical Cycles . 24 (4): n/a. doi : 10.1029/2009GB003654 . S2CID 53062358.
^ Johnson, Thomas C.; Hamilton, Edwin L.; Berger, Wolfgang H. (1977-08-01). 「石灰質軟泥の物理的性質: 深部での溶解による制御」.海洋地質学. 24 (4): 259–277. Bibcode :1977MGeol..24..259J. doi :10.1016/0025-3227(77)90071-8. ISSN 0025-3227.
^ Webb, Paul (2023年8月). 「12.6 堆積物の分布」.海洋学入門. 2024年7月3日閲覧– ロジャーウィリアムズ大学経由。

[Middelburg2019-1] Middelburg, Jack J. (2019). 「生物地球化学プロセスと無機炭素ダイナミクス」。海洋炭素生物地球化学。SpringerBriefs in Earth System Sciences。pp. 77–105。doi :10.1007 / 978-3-030-10822-9_5。ISBN 978-3-030-10821-2. S2CID 104368944。変更された資料はこのソースからコピーされたもので、Creative Commons Attribution 4.0 International License に基づいて利用可能です。

[Webb2019-2] Webb, Paul (2019)海洋学入門、第12章「海洋堆積物」、273〜297ページ、Rebus Community。2020年更新。変更されたテキストはこのソースからコピーされたもので、Creative Commons Attribution 4.0 International License に基づいて利用可能です。

[raven05-3] 「大気中の二酸化炭素増加による海洋酸性化」英国王立協会。

[4] Boudreau, Bernard P.; Middelburg, Jack J.; Luo, Yiming (2018). 「炭酸塩補償における石灰化の役割」Nature Geoscience . 11 (12): 894–900. Bibcode :2018NatGe..11..894B. doi :10.1038/s41561-018-0259-5. S2CID 135284130.

[5] サーマン、ハロルド、アラン・トルヒージョ。海洋学入門。2004年。p151-152

[6] 「温水浴槽よりも暖かい：大西洋の海水温は過去にずっと高かった」Physorg.com。2006 年 2 月 17 日。

[7] ^ Berger, Wolfgang H.; et al. ( 2016). 「方解石補償深度 (CCD)」。海洋地球科学百科事典。地球科学百科事典シリーズ。Springer Netherlands。pp. 71–73。doi :10.1007 / 978-94-007-6238-1_47。ISBN 978-94-007-6238-1。

[8] Sulpis, Olivier; et al. (2018年10月29日). 「人為的CO2による海底でのCaCO3の現在の溶解」。米国科学アカデミー紀要。115 ( 46 ): 11700–11705。Bibcode :2018PNAS..11511700S。doi : 10.1073/ pnas.1804250115。PMC 6243283。PMID 30373837。

[9] Boudreau, Bernard P.; Middelburg, Jack J.; Hofmann, Andreas F.; Meysman, Filip JR (2010). 「炭酸塩補償における進行中の過渡現象: 補償過渡現象」Global Biogeochemical Cycles . 24 (4): n/a. doi : 10.1029/2009GB003654 . S2CID 53062358.

[10] Johnson, Thomas C.; Hamilton, Edwin L.; Berger, Wolfgang H. (1977-08-01). 「石灰質軟泥の物理的性質: 深部での溶解による制御」.海洋地質学. 24 (4): 259–277. Bibcode :1977MGeol..24..259J. doi :10.1016/0025-3227(77)90071-8. ISSN 0025-3227.

[11] Webb, Paul (2023年8月). 「12.6 堆積物の分布」.海洋学入門. 2024年7月3日閲覧– ロジャーウィリアムズ大学経由。