粒子状無機炭素

粒子状無機炭素( PIC ) は、海洋中に存在するもう 1 つの無機炭素の形態である溶存無機炭素(DIC)と対比されます。これらの区別は海洋化学において重要です。粒子状無機炭素は、懸濁無機炭​​素と呼ばれることもあります。操作上は、粒子状の無機炭素は大きすぎて溶存無機炭素を分離するために使用されるフィルターを通過できない無機炭素として定義されます。

PIC のほとんどは炭酸カルシウム(CaCO _{3)で、特に}方解石の形をとりますが、アラゴナイトの形をとることもあります。炭酸カルシウムは多くの海洋生物の殻を構成しています。また、ホワイティング現象の際に形成され、浸透圧調節中に海洋魚によって排出されます。

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。^[4]

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。^[5]

粒子状無機炭素（PIC）は通常、炭酸カルシウム（CaCO ₃ ）の形をとり、海洋炭素循環において重要な役割を果たしている。^[8]この生物学的に固定された炭素は、多くのプランクトン種（円石藻、有孔虫）や大型海洋生物（軟体動物の殻）の保護コーティングとして使用されている。炭酸カルシウムは、魚による浸透圧調節中にも高率に排泄され、ホワイティングイベントで形成されることがある。^[9]この形態の炭素は大気収支から直接取得されるのではなく、CO ₂と平衡状態にある溶解した炭酸塩から形成され、隔離によってこの炭素を除去する役割を果たしている。^[10]

CO ₂ + H ₂ O → H ₂ CO ₃ → H ⁺ + HCO ₃ ⁻

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

このプロセスは大量の炭素を固定することに成功しているが、隔離された炭素1単位につき2単位のアルカリ度が隔離される。 ^{[11] [12]したがって、CaCO} ₃ の形成と沈降により、表層から深層へのアルカリ度勾配が促進され、表層水の pH が上昇し、溶存炭素の種別が変化して表層水の溶存 CO _2の部分圧が上昇し、実際に大気中の濃度が上昇する。さらに、CaCO ₃が堆積物に埋もれると、海洋全体のアルカリ度が低下し、風化によるアルカリ度の新たな流入によって相殺されない限り、pH が上昇し、それによって大気中の CO _{2濃度も上昇する傾向がある。} ^{[13]海底に永久に埋もれた炭素の部分は、地質学的記録の一部となる。炭酸カルシウムは、南イングランドの}ドーバーのホワイトクリフ の場合のように、地殻運動によって陸地に隆起する可能性のある注目すべき堆積物を形成することが多い。これらの崖は、ほぼ完全に埋もれた円石藻の板でできています。^[14]

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。^{[5]これらの殻の形成により、CaCO} ₃ ^[15]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。^[16]

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。 ^[5]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。^[18]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。^{[17]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。

炭酸ポンプは、生物ポンプの「硬組織」成分と呼ばれることもあります。^[19]ココリソフォアなどの一部の表層海洋生物は、重炭酸塩を固定することで、粒子状無機炭素の一種である炭酸カルシウムから硬質構造を生成します。^[20]このDICの固定は、海洋炭素循環の重要な部分です。

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

_{生物学的炭素ポンプが}無機炭素（CO2）を糖（C6H12O6）の形の粒状有機炭素に固定するのに対し_、炭酸_ポンプは無機重炭酸塩を固定し、 _CO2の純放出を引き起こす。^[20]このように、炭酸ポンプは炭酸カウンターポンプと呼ばれることがある。これは、生物学的ポンプからのCO2フラックスを打ち消すことによって、生物学的ポンプに逆らって働く。_[ 15 ^]

アラゴナイト海には、主な無機炭酸カルシウム沈殿物としてアラゴナイトと高マグネシウム方解石が含まれています。アラゴナイト 海が形成されるには、海水の化学条件がカルシウムに比べてマグネシウム含有量が著しく高い (Mg/Ca 比が高い) 必要があります。これは、カルシウムに比べてマグネシウム含有量が低い (Mg/Ca 比が低い) 海水が主な無機海洋炭酸カルシウム沈殿物として低マグネシウム方解石の形成を促進する方解石海とは対照的です。

古生代前期と中期から後期中生代にかけての海は主に方解石の海であったが、中期古生代から前期中生代、新生代（現在を含む）にかけてはアラゴナイトの海が特徴である。^{[21] [22] [23] [24] [25] [26] [27] [28]}

アラゴナイト海はいくつかの要因によって発生しますが、最も明白なのは海水のMg/Ca比が高いこと（Mg/Ca > 2）で、これは海底の拡大が遅い時期に発生します。^[24]しかし、海面、温度、および周囲のシステムの炭酸カルシウム飽和状態によっても、炭酸カルシウムのどの多形（アラゴナイト、低マグネシウム方解石、高マグネシウム方解石）が形成されるかが決まります。^{[29] [30]}

同様に、方解石海の発生はアラゴナイト海の発生を制御するのと同じ一連の要因によって制御されており、最も明白なのは海底が急速に拡大している期間に発生する海水のMg/Ca比の低下（Mg/Ca < 2）である。^{[24] [28]}

ホワイティング現象は、典型的には夏季に、光合成による微生物活動または堆積物の撹乱の結果として、微粒子炭酸カルシウムの浮遊雲が水域に沈殿するときに起こる現象である。 ^{[31] [32] [33]}この現象は、水に白くチョークのような色を与えることからその名前が付けられている。これらの現象は、熱帯水域だけでなく温帯水域でも発生し、数百メートルに及ぶことがある。^[33]また、海洋環境と淡水環境の両方で発生する可能性がある。^[34]ホワイティング現象の原因は科学界で議論されており、単一の特定の原因があるかどうかは不明である。一般的に、底質の再浮遊、または植物プランクトンなどの特定の微生物の活動の増加によって生じると考えられている。^{[35] [36] [31]}ホワイティング現象は水生化学、物理的性質、炭素循環に影響を及ぼすため、その背後にあるメカニズムを研究することは様々な意味で科学的意義を持ちます。^{[37] [32] [38] [39] [40]}

南極海のグレート・カルサイト・ベルト（GCB）は、珪藻類が優勢なことで知られているにもかかわらず、夏季には海洋上層部の円石藻由来の方解石濃度が上昇する地域である。この地域の特徴である動的前線システムにおける円石藻と珪藻類という2つの主要な植物プランクトン群の重なりは、これらの分類群内の異なる種の分布に対する環境の影響を研究するのに理想的な環境を提供している。^[41]

グレート・カルサイト・ベルトは、南半球の春と夏に季節的に増加するクロロフィル aとともに発生する、粒子状無機炭素（PIC）の増加した特徴として定義され、 ^[42]気候変動において重要な役割を果たしており^{[43] [44] 、}南半球面積（南緯 30～60 度）の 60% 以上を占めています。^[45]南緯 30 度から 50 度の領域は、北大西洋と北太平洋と並んで、人為的な二酸化炭素（CO2）の吸収が最も高い領域です_。^[46]南半球における植物プランクトンの分布に対する相互作用する環境影響の影響に関する知識は限られています。たとえば、光と鉄の利用可能性、または温度と pH がどのように相互作用して植物プランクトンの生物地理学を制御するかについて、より多くの理解が必要です。^{[47] [48] [49]}したがって、モデルのパラメータ化を改善して生物地球化学的変化の正確な予測を提供するには、環境要因の全セットを多変量で理解する必要があります。^{[50] [41]}

南極海は、大型珪藻類やPhaeocystis sp.が優勢な植物プランクトンブルームを伴う、微小プランクトン優勢（20～200μm）のシステムであると考えられてきました。 ^{[51] [52] [53]} しかし、GCBが一貫した特徴として特定され^{[42] [54] 、}高栄養低クロロフィル（HNLC）水におけるピコプランクトン（< 2μm）とナノプランクトン（2～20μm）の重要性が認識されて以来、 ^{[55]小型の}（生物）鉱化プランクトンの動態とその輸出を認識する必要があります。GCBで優勢な2つの生物鉱化植物プランクトンは、円石藻類と珪藻類です。コッコリトフォアは一般的に極前線の北で発見されるが^[56]、エミリアニア・ハクスレイはスコシア海の南緯58度^[57]、ドレーク海峡の南緯61度^{[49] 、オーストラリアの南緯65度[58 ]}でも観察されている。^[41]

珪藻類はGCB全体に生息しており、極前線によって異なるサイズの分画が明確に区別されている。^{[59]極前線の北では、} Pseudo-nitzschia spp.やThalassiosira spp.などの小型珪藻類が数的に優勢である傾向があるのに対し、ケイ酸要求量が高い大型珪藻類（ Fragilariopsis kerguelensisなど）は、極前線の南側で一般的に豊富に見られる。^[59]パタゴニア棚^[52]やスコシア海でも、ナノプランクトン（円石藻、小型珪藻類、クリソファイト）の多量な生息が観察されている。^[60]現在、小型のバイオミネラリゼーション植物プランクトンを種レベルに組み入れた研究はほとんどない。^{[59] [51] [52] [60]}むしろ、サンプル保存の問題（酸性ルゴール溶液は方解石を溶解し、光学顕微鏡では10μmを超える細胞を正確に識別できないなど）により、南極海のより大型で非石灰化種に焦点が当てられることが多い。 ^{[60]気候変動と将来の生態系機能の文脈では、}炭酸塩化学、^{[61] [62]}および海洋生物地球化学と植物プランクトンの相互作用を考慮する際に、バイオミネラル化植物プランクトンの分布を定義することが重要である。^{[63] [64] [65] [41]} 

大方解石ベルトは、南極海の主要な周極前線にまたがっている。亜南極前線、極前線、南極周極海流前線、そして時には南極周極海流の南の境界である。^{[66] [67] [68]}亜熱帯前線（約10℃）はGCBの北の境界として機能し、南に向かうPICの急激な増加と関連している。^[45]これらの前線は明確な環境ゾーンと生物地球化学的ゾーンを分割しているため、GCBは外洋の植物プランクトン群集に対する制御を調べるのに理想的な研究領域となっている。^{[53] [47]} GCBでは、世界平均（0.2 μmol PIC L ^{−1 ）と比較して高いPIC濃度（1 μmol PIC L −1} ）が観測され、分離したE. huxleyiコッコリス（濃度20,000コッコリスmL ⁻¹以上）が相当量存在することが、GCBの特徴です。GCBは、衛星画像^{[42]で明確に観測されており、}パタゴニア棚^{[69] [70]}から大西洋、インド洋、太平洋にまたがり、ドレーク海峡を経由して南極を一周しています。^[41]  

産業革命以来、人為的なCO2の30％が_海洋に吸収され、^[71]海洋酸性化を引き起こし、^[72]石灰化 藻類への脅威となっている。^{[73] [74]}その結果、これらの石灰化藻類は地球規模の炭素循環において重要な役割を果たしていることから、大きな関心を集めている。^{[75] [76] [77] [78] [79]}世界的には、円石藻類、特にエミリアニア・ハクスレイが最も優勢な石灰化藻類であると考えられており、その繁殖は宇宙からも見ることができる。^[80]石灰化藻類は炭酸カルシウムの小板（円石）から外骨格を作り、深海への有機・無機炭素の流入を増やすバラストを提供する。 ^{[75] [81]}有機炭素は光合成によって形成され、CO2_が固定されて有機分子に変換され、海水からCO2が除去されます_。直感に反して、コッコリスの生成は海水から炭酸塩が除去されるため海水中へのCO2の放出につながり、アルカリ度が低下して_酸性化を引き起こします。^{[82]したがって、粒子状無機炭素（PIC）と}粒子状有機炭素（POC）の比率は、_CO2の純放出または吸収の重要な指標です。つまり、PIC：POC比は、気候変動が地球規模の海洋炭素循環に与える影響を理解し予測するために必要な重要な特性です。^{[83] [72] [77] [84] [85] [79] [86]}

• 原生生物の殻
• 
  コッコリトゥス・ペラギクス
• 
  有孔虫

• 炭酸塩補償深度
• アラゴナイト補償深度
• リソクライン
• 石灰質の泥
• 炭酸ポンプ
• 海洋生物起源の石灰化
• 雪線: 定常状態下で炭酸塩が堆積物から消失する深さ

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