海洋炭素循環

海洋炭素循環（または海洋炭素循環）は、海洋内のさまざまなプール間、および大気、地球内部、海底の間で炭素を交換するプロセスで構成されています。炭素循環は、複数の時間および空間スケールにわたる多くの相互作用する力の結果であり、地球の周りで炭素を循環させ、炭素が地球全体で利用可能であることを保証します。海洋炭素循環は、地球規模の炭素循環の中心的なプロセスであり、無機炭素（二酸化炭素などの生物に関連しない炭素）と有機炭素（生物に組み込まれている、または組み込まれていた炭素）の両方が含まれます。海洋炭素循環の一部は、無生物と生物の間で炭素を変換します。

海洋炭素循環を構成する3つの主なプロセス（またはポンプ）は、大気中の二酸化炭素（CO2 _）を海洋内部に取り込み、海洋全体に分配します。これらの3つのポンプは、（1）溶解度ポンプ、（2）炭酸塩ポンプ、（3）生物ポンプです。1万年未満の期間に地球表面に存在する炭素の総量は、およそ4万ギガトンC（Gt C、1ギガトンは10億トン、または約600万頭のシロナガスクジラの体重）で、約95％（約38,000 Gt C）が海洋に蓄えられており、そのほとんどは溶存無機炭素です。^{[1] [2]}海洋炭素循環における溶存無機炭素の種別化^[要説明]は、海洋の 酸塩基化学の主な制御因子です。

地球上の植物と藻類（一次生産者）は、年間の炭素フラックスが最も大きい。海洋生物に貯蔵される炭素量（約3 Gt C）は陸上の植生（約610 GtC）と比較すると非常に少ないが、これらのグループによって交換される炭素量（フラックス）はほぼ同じで、それぞれ約50 GtCである。^{[1]海洋生物は、}光合成などのプロセスを通じて炭素循環と酸素循環を結び付けている。^[1]海洋の炭素循環は、C：N：Pのほぼ一定の化学量論比106：16：1によって窒素循環とリン循環にも生物学的に結びついており、これはレッドフィールド・ケッチャム・リチャーズ（RKR）比としても知られており、^{[3]生物は新しい有機炭素を取り込んで窒素とリンを摂取する傾向があることを示しています。同様に、}細菌によって分解された有機物はリンと窒素を放出します。

NASA、世界気象機関、IPCC、国際海洋探査評議会、およびNOAA、ウッズホール海洋研究所、スクリップス海洋研究所、CSIRO、オークリッジ国立研究所の科学者の発表に基づくと、海洋炭素循環に対する人間の影響は重大です。^{[4] [5] [6] [7]産業革命以前は、海洋は大気へのCO} ₂の純粋な発生源でしたが、現在では海洋に入る炭素の大部分は大気中の二酸化炭素（CO ₂）です。^[8]

近年、海洋は人為的二酸化炭素の吸収源として機能しており_、化石燃料の燃焼や土地利用の変化によって人間が排出する二酸化炭素の約4分の1を吸収しています。_{[ 9} ^]そうすることで、海洋は緩衝材として機能し、大気中の二酸化炭素レベルの上昇をある程度緩やかにしています。しかし、この人為的二酸化炭素の吸収は_海洋の酸性化も引き起こしています。^{[8] [10]}大気中のこの過剰な_{二酸化炭素}の結果としての気候変動は、海洋と大気の温度を上昇させました。 ^[11] 2000年から2010年にかけての地球温暖化の速度鈍化^[12]は、海洋上層の熱量の増加が観測されたことに起因する可能性があります。^{[13] [14]}

炭素化合物は、その組成に応じて、有機または無機、溶解または粒子として区別できます。有機炭素は、タンパク質、脂質、炭水化物、核酸などの有機化合物の主要成分の骨格を形成します。無機炭素は、主に二酸化炭素、炭酸、重炭酸塩、炭酸塩（それぞれ CO ₂、H ₂ CO ₃、HCO ₃ ⁻、CO ₃ ²⁻） などの単純な化合物に含まれています。

海洋炭素はさらに粒子状と溶解相に分けられます。これらのプールは物理的な分離によって操作的に定義されます。溶解炭素は 0.2 μm のフィルターを通過しますが、粒子状炭素は通過しません。

海には主に 2 種類の無機炭素があります。溶存無機炭素(DIC) は、重炭酸塩 (HCO ₃ ⁻ )、炭酸塩 (CO ₃ ²⁻ )、二酸化炭素 (溶存 CO ₂と炭酸 H ₂ CO _{3の両方を含む) で構成されています。DIC は、CaCO 3の沈殿 (生物学的または非生物的) によって}粒子状無機炭素(PIC)に変換されます。DIC は、光合成と化学合成独立栄養(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。DIC は、有機炭素粒子が沈降して呼吸されるため、深さとともに増加します。酸素は好気呼吸中に消費されるため、DIC が増加すると遊離酸素が減少します。

粒子状無機炭素（PIC）は、海洋に存在する無機炭素のもう一つの形態です。PICのほとんどは、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。海洋魚も浸透圧調節中に炭酸カルシウムを排出します。^[15]

海洋中の無機炭素種の中には、重炭酸塩や炭酸塩などがあり、アルカリ度に大きく寄与しています。アルカリ度は海洋の天然の緩衝材として酸性度（またはpH）の急激な変化を防ぎます。海洋炭素循環は、いくつかの化合物の反応速度や溶解速度にも影響を与え、大気中の二酸化炭素量や地球の気温を調節します。^[16]

無機炭素と同様に、海洋には主に 2 つの形態の有機炭素 (溶解性炭素と粒子状炭素) が存在します。溶解性有機炭素(DOC) は、0.2 μm のフィルターを通過できる有機分子として定義されます。DOC は従属栄養によって粒子状有機炭素に変換される可能性があり、呼吸によって再び溶解性無機炭素 (DIC) に変換される可能性もあります。

フィルターに捕捉された有機炭素分子は、粒子状有機炭素 (POC) として定義されます。POC は、生物 (死んでいるか生きているか)、その排泄物、およびデトリタスで構成されます。POC は、分子の分解や、たとえば 植物プランクトンによる浸出によって DOC に変換されます。POC は通常、従属栄養と呼吸によって DIC に変換されます。

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で生じる溶解度ポンプとして、地球上で最も多くの反応性炭素をDICとして蓄えています。^[16]水溶液中のCO ₂、炭酸、重炭酸イオン、炭酸イオンの濃度が溶存無機炭素（DIC）を構成しています。DICは熱塩循環によって海洋全体を循環しており、海洋の膨大なDIC貯蔵能力を促進しています。^[17]以下の化学式は、CO ₂が海に入り、水性形態に変化した後に起こる反応を示しています。

炭酸は急速に解離して、自由水素イオン（専門的には、水素イオン）と重炭酸イオンになります。

自由水素イオンは、 CaCO ₃の溶解によって水中にすでに存在する炭酸塩と反応して、さらに重炭酸イオンを形成します。

上記の式に溶解した物質は主に重炭酸塩であり、海水のアルカリ度に最も大きく寄与する炭酸塩アルカリ度システムを構成しています。^[10]

炭酸塩ポンプは炭酸塩カウンターポンプとも呼ばれ、海洋生物が海面上で炭酸カルシウム（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が殻のような硬い体の部分を形成します。^{[16]これらの殻の形成により、CaCO} ₃ ^[10]の生成により大気中のCO ₂が増加します。これは、単純化された化学量論による次の反応で起こります。^[18]

炭酸カルシウムの殻を作るほぼ普遍的な植物プランクトン群である円石藻は、炭酸ポンプの主な貢献者である。 ^[16]円石藻はその豊富さから、生息する表層水とその下の海洋における炭酸塩化学に大きな影響を与え、CaCO ₃を下方へ輸送する大きなメカニズムを提供している。^[20]海洋生物群集によって誘発される大気と海洋間の CO ₂フラックスは、降水比、つまり海底に沈む粒子状物質中の有機炭素と炭酸カルシウム由来の炭素の比率 (PIC/POC) によって決定することができる。^{[19]炭酸ポンプは、溶解度ポンプによって海洋に取り込まれる CO} ₂に対する負のフィードバックとして作用する。これは溶解度ポンプよりも小さい規模で起こる。

記事全文:生物学的ポンプ

生物学的生産によって生成される粒子状有機炭素は、一般に生物ポンプと呼ばれるフラックスで海洋上層部から輸出されるか、または呼吸（式 6）して無機炭素に戻ることができる。前者では、溶存無機炭素は光合成（式 5）およびその他の形態の独立栄養によって生物学的に有機物に変換され^[16]、その後沈み、従属栄養生物によって一部または全体が消化される。^[21]粒子状有機炭素は、生物が食物として分解す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、不安定分子と半不安定分子の主な発生源であり、ほとんどの難分解性分子の間接的な発生源である。^{[22] [23]不安定分子は細胞外で低濃度（}ピコモル範囲）で存在し、海洋で自由状態にある場合の半減期はわずか数分である。^[24]これらは生成後数時間または数日以内に微生物によって消費され、海洋表層に存在し、^[23]そこで不安定炭素フラックスの大部分を占めます。^[25]消費がはるかに難しい半不安定分子は、代謝される前に表層数百メートルの深さまで到達することができます。^{[26]難分解性DOMは主に、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、数千年にわたって海洋を循環します。^{[27] [23] [28] 1年間にわたって、光合成で固定された不安定炭素と半不安定炭素約20ギガトンが}従属栄養生物に取り込まれますが、消費される難分解性炭素は0.2ギガトン未満です。^[23]海洋溶存有機物（DOM）は、現在の大気中のCO2供給量と同量の炭素を貯蔵することができるが_[ 28 ^]、産業プロセスがこのサイクルのバランスを変えている。^[29]

海洋炭素循環への流入源は数多くあるが、純ベースで見ると、主な流入源は大気と河川である。^[1] 熱水噴出孔は、一般的に消費量と同量の炭素を供給している。^[16]

産業革命以前は、海洋は大気へのCO _{2の排出源であり}^[8]、岩石の風化と陸上の粒子状有機炭素の影響をバランスさせていました。現在では、海洋は大気中の過剰な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、その交換率は地域や時間によって変化します^[32]が、平均すると、海洋は年間約2.9 Pg（29億トンに相当）の炭素を大気中のCO _{2から正味で吸収しています。} ^[33]気温が下がると二酸化炭素の溶解度が上がるため、寒冷地では大気と平衡を保ちながらCO _{2 を}より多く含むことができます。対照的に、海面温度の上昇は海洋の二酸化炭素吸収能力を低下させます。^{[34] [10]}北大西洋と北欧の海は、単位面積あ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により、年間約197 Tgの非難溶性炭素が深層まで輸送されています。^[36]

海洋によるCO2吸収率は、人為的な排出により大気中のCO2濃度が上昇したため、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、海洋が大気から吸収するCO2の量は予想よりも少なくなる可能性があります。_[ ^37]

_{海洋と大気の間の二酸化炭素}の交換率は、大気と海洋の両方にすでに存在する二酸化炭素の濃度、温度、塩分濃度、風速に依存します。^{[38]この交換率は}ヘンリーの法則で近似でき、S = kPとして計算できます。ここで、二酸化炭素ガスの溶解度（S）は、大気中のガスの量、またはその分圧に比例します。^[1]

海洋への二酸化炭素の吸収には限界があるため、CO _2流入はRevelle 係数で表すこともできます。^{[34] [10]} Revelle 係数は、二酸化炭素の変化と溶存無機炭素の変化の比率であり、溶解度ポンプを考慮した混合層における二酸化炭素の溶解の指標として機能します。Revelle 係数は、DIC プールが CO _{2 を重炭酸塩に吸収する}熱力学的効率を特徴付ける表現です。Revelle 係数が低いほど、海水が二酸化炭素を吸収する能力が高くなります。Revelle は当時、係数を約 10 と計算していましたが、2004 年の研究データでは、Revelle 係数は低緯度の熱帯地域では約 9 から南極付近の南極海では 15 の範囲であることが示されました。^[39]

河川は、陸地のアルミノケイ酸塩岩（式7）や炭酸塩岩（式8） の風化や浸食を通じて、有機炭素を海洋に輸送することもある。

または生命の分解によっても発生します（式 5、例えば植物や土壌物質）。^[1]河川は、ほぼ同量（約 0.4 GtC/年）の DIC と DOC を海洋に排出しています。^[1]河川から海洋へは、毎年約 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 x 10 ^{10モル）の DIC を流入させています。 [40]}河川による炭素輸送量は、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 年から 10,000 年）では、河川に入る炭素（したがって大気には入らない）は、温室効果による温暖化の安定化フィードバックとして機能します。^[42]

海洋炭素システムの主な成果は、粒子状有機物（POC）と炭酸カルシウム（PIC）の保存と逆風化です。^{[1]大気や熱水作用によって}_CO2が局所的に失われる地域もありますが、循環の純損失は発生しません。^[16]

堆積は海洋における炭素の長期的な吸収源であり、海洋システムからの炭素の最大の損失でもある。^[43]深海の堆積物と地層は、地球上の生命の詳細な記録を提供し、化石燃料の重要な供給源であるため重要である。^[43]海洋の炭素は、沈んで完全に分解または溶解されることなく海底に埋もれるデトリタスの形でシステムから出ることがある。海底表面の堆積物は、地球全体の炭素循環において1.75x10 ¹⁵ kgの炭素を占める。 ^{[44]光動力による}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最大4％が海洋堆積物に埋もれている。^[43]つまり、海洋への有機物の流入量は埋もれている量よりも多いため、その大部分は海洋内で使い果たされるか消費されるということが示唆されている。

歴史的に、有機炭素含有量が最も高い堆積物は、表層水の生産性が高い地域や底層の酸素濃度が低い地域でよく見られました。^[45]有機炭素の埋没の90%は、デルタ、大陸棚、上部斜面の堆積物に発生します。^[46]これは、海底までの距離が短いため露出時間が短いことと、それらの環境にすでに堆積している有機物の組成によるところが大きいです。^{[47]有機炭素の埋没は気候パターンにも敏感です。有機炭素の蓄積率は、}間氷期と比較して氷期最大期の方が50%高かったです。^[48]

POCは、メタン生成や硫酸塩還元などの一連の微生物主導のプロセスによって分解されてから、海底に埋もれます。^{[49] [50]} POCの分解は、大陸棚の主なガスハイドレートである微生物によるメタン生成にもつながります。^{[51]リグニンと花粉は本質的に}分解に耐性があり、いくつかの研究では、無機マトリックスも有機物を保護する可能性があることが示されています。^[52]有機物の保存速度は、時間と空間で非線形に変化する他の相互依存変数に依存します。^[53]有機物の分解は酸素の存在下で急速に起こりますが、さまざまな化学種を利用する微生物（酸化還元勾配経由）は、無酸素堆積物中の有機物を分解できます。^[53]分解が停止する埋没深度は、堆積速度、堆積物中の有機物の相対的な豊富さ、埋まっている有機物の種類、および無数の他の変数に依存します。^{[53]酸素欠乏の堆積物では、細菌が酸素以外の酸化剤（}硝酸塩、硫酸塩、Fe3 ⁺ ）を使用すると有機物の分解が起こる可能性があるが、分解は完全な鉱化に至らないまま終わる傾向がある。^[54]これは、不安定な分子が屈折分子よりも優先的に分解されるために起こる。^[54]

有機炭素の埋没は、地下の生物学的環境へのエネルギー入力であり、長期間（10,000年以上）にわたって大気中の酸素を調節することができる。^[48]埋没は、有機炭素が海底に到達した場合にのみ起こり得るため、大陸棚と沿岸域は、陸上および海洋の一次生産からの有機炭素の主な貯蔵庫となっている。フィヨルド、または氷河浸食によって形成された崖も、炭素埋没が著しい地域であることが確認されており、その速度は海洋平均の100倍である。^[55]粒子状有機炭素は海洋堆積物に埋没し、海洋の急速に利用可能な炭素プールと地質学的時間スケールでの貯蔵庫との間の経路を形成する。炭素が海底に隔離されると、ブルーカーボンとみなされる。埋没速度は、有機物が沈む速度と分解する速度の差として計算できる。

炭酸カルシウムの沈殿はアルカリ度の喪失とCO ₂の放出をもたらすため重要であり（式4）、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の部分圧を変えることができる。} ^[16] CaCO ₃は海洋表層水の大部分では過飽和であるが深部では不飽和であり、^[10]貝殻は深海に沈むにつれて溶解する可能性が高くなることを意味する。CaCO _{3 は}代謝溶解によっても溶解するため（すなわち、食物として利用され、排泄される）、深海堆積物には炭酸カルシウムがほとんど含まれない。^[16]海洋における炭酸カルシウムの沈殿と埋没により、粒子状の無機炭素が海洋から除去され、最終的に石灰岩が形成される。^{[16] 50万年以上の時間スケールでは、地球の気候は}岩石圏に出入りする炭素のフラックスによって緩和されている。^[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再び地表に戻り、風化したりマントルに沈み込んだりして、火山によって炭素が放出されます。^[1]

_{海洋は人為的CO 2}の約25～31%を吸収します。^{[57] [58]} Revelle係数はCO _{2 の}増加とともに増加するため、将来的には人為的フラックスのより小さな部分が海洋に吸収されることになります。^{[59]現在、大気中のCO} ₂の年間増加量は約4～5ギガトンの炭素であり、^[60]年間約2～3ppmのCO _{2 です。} ^{[61] [62]}これにより、炭素濃度と炭素-気候フィードバックプロセスが促進される気候変動が誘発され、海洋循環と海水の物理的および化学的性質が変化し、CO ₂吸収が変化します。^{[63] [64]} 乱獲と海洋のプラスチック汚染は、世界最大の炭素吸収源の劣化状態の一因となっています。^{[65] [66]}

記事全文:海洋酸性化

_{海洋の pH は大気中のCO2}の吸収により低下している。^[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飽和状態が低下するため、熱力学的に CaCO 3}殻を作ることが困難になる。 ^[68]炭酸イオンは水素イオンと優先的に結合して重炭酸塩を形成するため、^[10]炭酸イオンの利用可能性が低下すると、未結合の水素イオンの量が増加し、形成される重炭酸塩の量は減少する（式 1～3）。 pH は水素イオン濃度の測定値であり、pH が低いということは未結合の水素イオンが多いことを意味する。したがって、pH は海洋における炭酸塩の種分化（存在する炭素の形式）の指標であり、海洋の健康状態を評価するために使用できる。 ^[68]

海洋酸性化によって苦しむ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）、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生物が構築した構造であるサンゴ礁が含まれます。 [68 ^{]現在の排出量の軌道では、ほとんどの表層水はCaCO} ₃ （方解石とアラゴナイトの両方）に関してしばらく過飽和状態のままになりますが、^[68]多くの地域で炭酸塩を必要とする生物が置き換えられる可能性があります。^[68]サンゴ礁は乱獲、硝酸塩汚染、水温上昇による圧力を受けており、海洋酸性化はこれらの重要な構造にさらなるストレスを加えることになります。^[68]

記事全文:鉄肥料

鉄肥料による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あり、典型的には炭素循環や放射強制の側面において行われる。現在地球工学の関心は、生物ポンプを加速させて海面からの炭素の輸出を増やす可能性である。この輸出増加により、理論的には大気中の過剰な二酸化炭素を除去し、深海に貯蔵することができる。人工施肥に関する調査が進行中である。^[70]海洋の規模と、一次生産の増加に対する従属栄養生物群集の反応時間が速いことから、制限栄養肥料による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ある。^[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ない。^[71]

世界には1600万以上のダムがあり^[72]、河川から海洋への炭素輸送を変えています。^[73]ダムによって堰き止められた水の総量（8000 km ³）の77％を保持する約7000の貯水池を含む世界の貯水池とダムのデータベースのデータを使用すると、海洋への炭素の供給は1970年以降13％減少し、2030年までに19％に達すると予測されています。^[74]貯水池に含まれる余分な炭素は、年間約0.184 Gtの炭素を追加で大気中に放出する可能性があり^[75]、さらに約0.2 GtCが堆積物に埋もれます。^[74] 2000年より前は、ミシシッピ川、ニジェール川、ガンジス川の流域が貯水池の炭素埋没全体の25〜31％を占めていました。^[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炭素埋没量を上回りました。^{[74 ] ダム建設による炭素埋没のその他の大きな要因は、}ドナウ川、アマゾン川、揚子江、メコン川、エニセイ川、トカンチンス川です。^[74]

• リン循環

• 海面における二酸化炭素分圧の現在の世界地図
• 現在の海と大気の二酸化炭素フラックス密度の世界地図