海洋炭素循環

海洋には主に2種類の無機炭素が存在します。^溶存無機炭素（DIC）は、重炭酸イオン（ _HCO₃⁻ ^）、炭酸イオン（CO₃²⁻ _）、二酸化炭素（溶存CO₂と炭酸H₂CO₃の両方を含む_）から_構成されます。DICは、 _{CaCO₃の沈殿（生物学的または非}生物学的）によって粒子状無機炭素（PIC）に変換されます。また、DICは光合成と化学合成独立栄養（すなわち一次生産）によって粒子状有機炭素（POC）に変換されることもあります。有機炭素粒子は沈降し呼吸されるため、DICは深度とともに増加します。好気呼吸中に酸素が消費されるため、DICが増加すると遊離酸素は減少します。

粒子状無機炭素（PIC）は、海洋に存在するもう1つの無機炭素の形態です。PICの大部分は、さまざまな海洋生物の殻を構成するCaCO _{3ですが、}ホワイティングイベントでも形成されることがあります。海洋魚は浸透圧調節の際に炭酸カルシウムを排泄します。^{[ 15 ]}

海洋中の無機炭素種の一部、例えば重炭酸塩や炭酸塩などは、酸性度（またはpH ）の急激な変化を防ぐ自然の海洋緩衝剤であるアルカリ度に大きく寄与している。海洋炭素循環はまた、一部の化学化合物の反応速度や溶解速度に影響を与え、大気中の二酸化炭素量や地球の温度を調節する。^{[ 16 ]}

無機炭素と同様に、海洋には主に2種類の有機炭素（溶存有機炭素と粒子状有機炭素）が存在する。溶存有機炭素（DOC）は、0.2μmのフィルターを通過できる有機分子として定義される 。DOCは従属栄養によって粒子状有機炭素に変換され、呼吸によって溶存無機炭素（DIC）に再び変換される。

フィルターに捕捉される有機炭素分子は、粒子状有機炭素（POC）と定義されます。POCは、生物（生死を問わず）、その排泄物、およびデトリタスから構成されます。POCは、分子の分解や植物プランクトンによる分泌などによって溶存有機炭素（DOC）に変換されることがあります。POCは一般的に、従属栄養と呼吸によって溶存無機炭素（DIC）に変換されます。

記事全文：溶解度ポンプ

海洋は、大気中の二酸化炭素が海水に溶解することによって生じる溶解性ポンプの結果として導入されるDICとして、地球上で最大の反応性炭素の貯蔵庫となっています。_[ ^{16 ]水溶液}中のCO2 、炭酸、重炭酸イオン、炭酸イオンの濃度が溶存無機炭素（DIC）を構成します。DICは熱塩循環によって海洋全体に循環し、海洋の膨大なDIC貯蔵能力を促進します。^{[ 17 ]}_{以下の化学式は、 CO2が}海洋に入り、水溶液に変化した後に受ける反応を示しています。

CO ₂ (水溶液) + H ₂ O → H ₂ CO ₃ 1

炭酸は急速に解離して、遊離水素イオン（厳密にはヒドロニウムイオン）と重炭酸イオンになる。

H ₂ CO ₃ → H ⁺⁺ HCO ₃ ⁻ 2

遊離した水素イオンは、 CaCO₃_の溶解によって水中に既に存在する炭酸イオンと出会い、反応してさらに重炭酸イオンを生成する。

H ⁺⁺ CO32− → _HCO3−3^​_​^​​

上記の式に含まれる溶存種（主に重炭酸塩）は、炭酸アルカリ度系を構成し、海水アルカリ度の主要な要因となっている。^{[ 10 ]}

炭酸塩ポンプ（炭酸塩逆ポンプとも呼ばれる）は、海洋表面の海洋生物が炭酸カルシウム（方解石またはアラゴナイト、CaCO ₃）の形で粒子状無機炭素（PIC）を生成することから始まります。このCaCO _3は、貝殻などの硬い体の部分を形成します。^{[ 16 ]}これらの貝殻の形成は、 CaCO ₃の生成により大気中のCO _{2を増加させます}^{[ 10 ]。}簡略化された化学量論による次の反応です。^{[ 18 ]}

Ca ²⁺ + 2HCO ₃ ⁻ ↔ CaCO ₃ + CO ₂ + H ₂ O ^{[ 19 ]} 4

炭酸カルシウムの殻を生成するほぼ遍在する植物プランクトンのグループである円石藻は、炭酸ポンプの主要な貢献者です。 ^{[ 16 ]}_{円石藻は豊富に存在するため、生息する表層水とそれより下の海洋の炭酸化学に大きな影響を与えます。円石藻は、 CaCO3}の下方輸送のための大きなメカニズムを提供します。^{[ 20 ]}海洋生物群集によって誘発される大気と海洋間の CO2_{フラックス}は、降雨比、つまり海底に沈降する粒子状物質中の有機炭素に対する炭酸カルシウム由来の炭素の割合 (PIC/POC) によって決定できます。^{[ 19 ]}_{炭酸ポンプは、溶解ポンプによって海洋に取り込まれるCO2}に対する負のフィードバックとして機能します。その規模は溶解ポンプよりも小さいです。

生物生産によって生成された粒子状有機炭素は、一般に生物ポンプと呼ばれる流れで表層海洋から排出されるか、または呼吸によって無機炭素に戻される（式6）。前者の場合、溶存無機炭素は光合成（式5）やその他の形態の独立栄養によって有機物に生物学的に変換され^{[ 16 ]}、その後沈降し、従属栄養生物によって一部または全部が消化される。^{[ 21 ]}粒子状有機炭素は、生物が食物として分解できる容易さに基づいて、不安定、半不安定、または難分解性に分類できる。植物プランクトンによる光合成は、不安定および半不安定分子の主要な供給源であり、ほとんどの難分解性分子の間接的な供給源である。^{[ 22 ] [ 23 ]}不安定分子は細胞外に低濃度（ピコモル範囲）で存在し、海洋中に遊離している場合の半減期はわずか数分である。^{[ 24 ]}それらは生成後数時間から数日で微生物によって消費され、表層海洋に存在し、^{[ 23 ]}不安定炭素フラックスの大部分を占めています。^{[ 25 ]}半不安定分子は消費されにくく、代謝される前に表面から数百メートル下の深さまで到達することができます。^{[ 26 ]}難分解性DOMは、多環芳香族炭化水素やリグニンなどの高度に共役した分子で構成されています。^{[ 22 ]}難分解性DOMは1000メートルを超える深さまで到達し、数千年かけて海洋を循環します。^{[ 27 ] [ 23 ] [ 28 ]} 1年間で、約20ギガトンの光合成固定された不安定炭素と半不安定炭素が従属栄養生物によって取り込まれますが、難分解性炭素は0.2ギガトン未満しか消費されません。^{[ 23 ]}海洋溶存有機物(DOM) は、現在の大気中の CO ₂供給量と同じ量の炭素を貯蔵できますが、^{[ 28 ]}工業プロセスはこのサイクルのバランスを変えています。^{[ 29 ]}

産業革命以前は、海洋は大気へのCO _{2の供給源であり}^{[ 8 ]}、岩石の風化や陸上の粒子状有機炭素の影響を相殺していました。現在では、海洋は過剰な大気中の CO _{2の吸収源となっています}^{[ 31 ]}。二酸化炭素は、海洋表面で大気から吸収されますが、その交換速度は地域や時間によって変化します^{[ 32 ]。}しかし平均すると、海洋は年間約 2.9 Pg (29 億メトリックトンに相当) の炭素を大気中の CO _{2から正味吸収しています}^{[ 33 ]} 。二酸化炭素の溶解度は温度が低下すると増加するため、寒冷な地域ではより多くの CO ₂を含み、大気と平衡状態を保つことができます。対照的に、海面水温の上昇は、海洋が二酸化炭素を取り込む能力を低下させます。^{[ 34 ] [ 10 ]}北大西洋とノルウェー海は、単位面積当たりの炭素吸収量が世界で最も高く、^{[ 35 ]}北大西洋の深層対流では、難分解性でない炭素が年間約 197 Tg 深層に輸送される。^{[ 36 ]}

_{人為的な排出により大気中のCO2}濃度が上昇したため、海洋によるCO2吸収率は時間とともに増加しています_。しかし、海洋の炭素吸収源はこれまで考えられていたよりも気候変動に敏感である可能性があり、気候変動による海洋の温暖化と循環の変化により、将来的に海洋が大気から吸収するCO2の量が予想よりも_{少なくなる可能性があります。} ^{[ 37 ]}

河川は、陸上のアルミノケイ酸塩（式7）や炭酸塩岩（式8）の風化や浸食によって有機炭素を海洋に運ぶこともできる。

2 NaAlSi ₃ O ₈ + 2 H ₂ CO ₃ + 9 H ₂ O → 2 Na ⁺ + 2 HCO ₃ ⁻ + 4 H ₄ SiO ₄ + Al ₂ Si ₂ O ₅ (OH) ₄ 7

CaCO ₃ + H ₂ CO ₃ → Ca ²⁺ + 2 HCO ₃ ⁻ 8

または生命の分解（式 5、例えば植物や土壌物質）によって。^{[ 1 ]}河川は、DIC と DOC をほぼ同量（約 0.4 GtC/年）海洋に供給しています。^{[ 1 ]}河川から海洋へは、年間約 0.8 GtC（DIC + DOC）が輸送されていると推定されています。^{[ 1 ]}チェサピーク湾に流れ込む河川（サスケハナ川、ポトマック川、ジェームズ川）は、年間約 0.004 Gt（6.5 × 10 ^{10モル）の DIC を供給しています。 [ 40 ]}河川による炭素輸送総量は、大気中の炭素総量の約 0.02% に相当します。^{[ 41 ]}小さいように見えますが、長い時間スケール（1000 ～ 10,000 年）で見ると、河川に流入する炭素（したがって大気には流入しない炭素）は、温室効果による温暖化を安定化させるフィードバックとして機能します。^{[ 42 ]}

堆積作用は、海洋における炭素の長期的な吸収源であると同時に、海洋システムからの炭素の最大の損失源でもある。^{[ 43 ]}深海の堆積物や地質構造は、地球上の生命の完全な記録と化石燃料の重要な供給源を提供するため重要である。^{[ 43 ]}海洋の炭素は、完全に分解または溶解することなく沈降して海底に埋没するデトリタスの形でシステムから出る可能性がある。海底表面の堆積物は、地球規模の炭素循環において1.75 × 10 ¹⁵ kg の炭素を占める。 ^{[ 44 ]}光エネルギーによる一次生産が行われる太平洋の有光層からの粒子状有機炭素のうち、海洋堆積物に埋没するのは最大でも 4% である。^{[ 43 ]}したがって、埋没する量よりも海洋への有機物の流入量が多いことから、その大部分が海洋内で消費または消費されることが示唆される。

炭酸カルシウムの沈殿は、アルカリ度の喪失と CO ₂の放出(式 4) をもたらすため重要であり、したがって炭酸カルシウムの保存速度の変化は地球の大気中のCO _{2の分圧を変化させる可能性がある。} ^{[ 16 ]} CaCO ₃は、海洋表層水の大部分で過飽和であり、深部では不飽和である。 ^{[ 10 ]}つまり、貝殻は海洋深部に沈むにつれて溶解する可能性が高くなる。CaCO _{3 は}代謝溶解 (つまり、食物として利用され排泄される) によっても溶解されるため、深海堆積物には炭酸カルシウムがほとんど含まれていない。^{[ 16 ]}海洋における炭酸カルシウムの沈殿と埋没は、海洋から粒子状無機炭素を除去し、最終的に石灰岩を形成する。^{[ 16 ]} 50 万年以上の時間スケールでは、地球の気候は岩石圏への炭素の流入と流出によって緩和される。^{[ 56 ]}海底で形成された岩石はプレートテクトニクスによって地表にリサイクルされ、風化したりマントルに沈み込んだりし、炭素は火山から放出される。^{[ 1 ]}

全文：海洋酸性化

_{大気中の CO 2}の吸収により、海洋の pH が低下しています。^{[ 67 ]}溶存二酸化炭素の増加により炭酸イオンの利用可能性が低下し、CaCO _{3 の}飽和状態が低下するため、CaCO _{3 の}殻を作ることが熱力学的に難しくなります。^{[ 68 ]}炭酸イオンは水素イオンと優先的に結合して重炭酸イオンを形成するため、^{[ 10 ]}炭酸イオンの利用可能性の低下は、結合していない水素イオンの量を増加させ、形成される重炭酸イオンの量を減少させます (式 1-3)。pH は水素イオン濃度の測定値であり、pH が低いほど結合していない水素イオンが多いことを意味します。したがって、pH は海洋中の炭酸塩の形態(存在する炭素の形式) の指標であり、海洋の健全性を評価するために使用できます。 ^{[ 68 ]}

海洋酸性化によって影響を受ける可能性のある生物のリストには、円石藻類や有孔虫（多くの地域で海洋食物連鎖の基盤となっている）、カキやムール貝などの人間の食料源^{[ 69 ]}、そしておそらく最も目立つのは、生物によって作られた構造物であるサンゴ礁^{[ 68 ]}が含まれます。現在の排出経路では、ほとんどの表層水はしばらくの間、CaCO3（方解石とアラゴナイトの両方）_に対して過飽和状態のままですが^{[ 68 ]}、炭酸塩を必要とする生物は多くの地域で置き換えられる可能性が高いです^{[ 68 ]} 。サンゴ礁は乱獲、硝酸塩汚染、温暖化する海水によって圧力を受けており、海洋酸性化はこれらの重要な構造物にさらなるストレスを加えるでしょう^{[ 68 ] 。}

記事全文：鉄肥料

鉄施肥は地球工学の一側面であり、地球の気候システムを意図的に操作するもので、通常は炭素循環や放射強制力の側面が対象となります。現在の地球工学の関心事は、生物ポンプを加速させて表層海洋からの炭素の輸出を増やす可能性です。この輸出の増加により、理論的には大気中の過剰な二酸化炭素を除去して深海に貯蔵することが可能になります。人工施肥に関する継続的な研究が存在します。^{[ 70 ]}海洋の規模と従属栄養生物群集の一次生産の増加に対する応答時間の速さから、制限栄養素施肥が炭素輸出の増加につながるかどうかを判断することは困難です。^{[ 70 ]}しかし、コミュニティの大多数は、これが合理的または実行可能なアプローチであるとは考えていません。^{[ 71 ]}

世界には1600万を超えるダムがあり^{[ 72 ]}、河川から海洋への炭素輸送を変化させている^{[ 73 ]} 。ダムによって貯留される水の総量（8000  km ³）の77%を貯留する約7000の貯水池を含むグローバル貯水池およびダムデータベースのデータを使用すると、海洋への炭素供給は1970年以降13%減少しており、2030年までに19%に達すると予測されている^{[ 74 ]。}貯水池に含まれる過剰な炭素は、年間約0.184 Gtの炭素を大気中に放出する可能性があり^{[ 75 ]}、さらに約0.2 GtCが堆積物に埋没する^{[ 74 ]} 。 2000年以前は、ミシシッピ川、ニジェール川、ガンジス川流域が、貯水池の炭素埋没全体の25～31%を占めていた。^{[ 74 ]} 2000年以降、パラナ川（70のダムがある）とザンベジ川（最大の貯水池がある）の流域は、ミシシッピ川による埋没量を上回った。^{[ 74 ]}ダム建設による炭素埋没に大きく寄与している他の河川は、ドナウ川、アマゾン川、長江、メコン川、エニセイ川、トカンチンス川である。^{[ 74 ]}