Shko te përmbajtja

Cikli karbonik detar

Nga Wikipedia, enciklopedia e lirë
Cikli karbonik detar

Cikli karbonik detar (ose cikli karbonik oqeanik) është proçesi i përbërë nga shkëmbimi i karbonit midis masave të ndryshme brenda oqeaneve, ashtu dhe midis atmosferës, brendësisë së Tokës dhe shtratit detar. Cikli i karbonit është rezultat i shumë forcave ndërvepruese përgjatë një përiudhe dhe hapsire të madhe që qarkullon karbon përreth Tokës, duke siguruar që karboni të jetë i disponueshëm. Cikli karbonik detar është proçesi qëndror i ciklit të përgjithshëm karbonik, duke përmbajtur si karbon inorganik (karbon jo i lidhur me një organizëm të gjallë, si dioksidi i karbonit) dhe karbon organik (që është ose ka qenë i përfshirë në një organizëm të gjallë). Një pjesë e ciklit detar të karbonit e transformon karbonin midis lëndës së gjallë dhe jo të gjallë.

Tre proçese (ose pompa) kryesore që formojnë ciklin detar të karbonit e sjellin dioksidin karbonik (CO2) atmosferik në brendësi të oqeanit dhe e shpërndajnë përgjatë oqeaneve. Këto tre pompa janë: (1) pompa e tretshëmrisë, (2) pompa e karbonatit dhe (3) pompa biologjike. Masa e përgjithshme aktive e karbonit në sipërfaqen e Tokës për periudha prej më pak se 10,000 vjetësh janë pak a shumë 40,000 gigatonë C (Gt C, një gigaton është një miliardë tonq, ose sa pesha e afërsisht 6 milionë [[balena e kaltër|balenash blu), ku rreth 95% (~38,000 Gt C) është depozituar në oqeane, kryesisht si karbon i tretur inorganik.[1][2] Diferencimi (format e ndryshme të një elementi ose kompozite) i karbonit të tretur inorganik në ciklin karbonik detar është së pari kontrollues i kimisë acide-baza në oqeane.

Bimët dhe algat (prodhuesit parësorë) janë përgjegjëse për flukset më të mëdha vjetore të karbonit. Megjithëse sasia e karbonit të depozituar në biotën detare (~3 Gt C) është shumë e vogël krahasuar me bimësinë tokësore (~610 GtC), sasia e karbonit të shkëmbyer (fluksi) nga këto grupe është afërsisht i barabartë – rreth 50 GtC secili. Organizmat detare lidhin ciklet e karbonit dhe oksigjenit përmes proçeseve si fotosinteza.[1] Cikli detar i karbonit është gjithashtu biologjikisht i lidhur me ciklet e azotit dhe fosforit nga një raport pothuajse kostant stekiometrik C:N:P of 106:16:1, të njohur edhe si Raporti Redfield Ketchum Richards (RKR),[3] që pohon se organizmat priren të marrin azot dhe fosfor duke trupëzuar karbon të ri organik. Në mënyrë të ngjashme, lënda organike e dekompozuar nga bakteriet çliron forsfor dhe azot.

Bazuar në publikime të NASA-s, World Meteorological Association, Intergovernmental Panel on Climate Change dhe International Council for the Exploration of the Sea, ashtu dhe shkencëtarë nga National Oceanic and Atmospheric Administration (NOAA), Woods Hole Oceanographic Institution, Scripps Institution of Oceanography, CSIRO dhe Oak Ridge National Laboratory, ndikimi njerëzor mbi ciklin karbonik detar është domethënës.[4][5][6][7] Para Revolucionit Industrial, oqeani ishte një burim neto i CO2 në atmosferë, ndërsa tani shumica e karbonit që hyn në oqeane vjen nga dioksidi karbonik (CO2) atmosferik.[8]

Në dekadat e fundit, oqeani ka vepruar si një depozitë për CO2 antropogjenik, duke përthithur rreth një të katërtën e CO2 të prodhuar nga njerëzit përmes djegies së lëndëve fosile dhe përdorimin e tokës për ndryshime.[9] Duke vepruar kështu, oqeani është kthyer në një ndërmjetës, duke e ngadalësuar disi ngritjen e niveleve atmosferike të CO2. Megjithatë, kjo përthithje e CO2 antropogjenik ka shkaktuar edhe acidifikimin oqeanik.[8][10] Ndryshimet klimatike, një pasojë e ksaj teprie CO2 në atmosferë, ka rritur temperaturat oqeanike dhe atmosferike.[11] Niveli i ngadalësuar i ngrohjes globale që ndodh nga viti 2000 deri në vitin 2010[12] mund ti atribuohet një rritje të vrojtuar në përmbajtjen e sipërme të nxehtësisë oqeanike.[13][14]

Karboni ndahet në katër masa duke u bazuar nëse është organik/inorganik dhe nëse është i tretur/grimcuar. Proçeset e lidhura me secilën shigjetë përshkruajnë shndërrimin e lidhur me transferimin e mëtejshëm të tij nga një depozitë në tjetrën.

Karboni detar

[Redakto | Redakto nëpërmjet kodit]

Kompozimet e karbonit mund të dallohen ose si organike ose inorganike dhe të tretura ose të grimcuara, në varësi të kompozimit të tyre. Karboni organik formon shtyllën kurrizore të përbërësit të kompozimeve organike si proteinat, lipidet, karbohidratet dhe acideve nukleike. Karboni inorganik gjendet së pari në kompozime të thjeshta si dioksidi i karbonit, acidi karbonik, bikarbonati dhe karbonati (CO2, H2CO3, HCO3−, CO32− përkatësisht).

Karboni detar ndahet më tej në faza të grimcuara dhe të tretura. Këto masa përcaktohen në mënyrë operacionale nga ndarja fizike – karboni i tretur kalon përmes një filtri 0.2 μm, ndërsa karboni i grimcuar jo.

Karboni inorganik

[Redakto | Redakto nëpërmjet kodit]

Ka dy lloje kryesore të karbonit inorganik që gjenden në oqeane. Karboni i tretur inorganik (Dissolved inorganic carbon, DIC) formohet nga bikarbonati (HCO3−), karbonati (CO32−) dhe dioksidi i karbonit (duke përfshirë si CO2 të tretur ashtu dhe acid karbonik H2CO3). DIC mund të shndërrohet në karbon të grimcuar inorganik (particulate inorganic carbon, PIC) përmes precipitimit të CaCO3 (biologjikisht ose abiotikisht). DIC mund të shndërrohet gjithashtu në karbon të grimcuar organik (particulate organic carbon, POC) përmes fotosintezëës dhe kemioautotropisë (d.m.th. prodhimit parësor). DIC rritet me thellësinë pasi grimcat organike të karbonit zhyten dhe ajrosen. Oksigjeni i lirë ulet pasi DIC rritet si pasojë e konsumimit të oksigjenit gjatë frymëmarrjes aerobike.

Karboni i grimcuar inorganik (PIC) është forma tjetër e karbonit inorganik që gjendet në oqeane. Shumica e PIC është CaCO3 që formon guaskat e organizmave të ndryshme detare, por mund të formohet edhe në evente zbardhuese. Peshqit e detit gjithashtu sekretojnë karbonat kalçumi gjatë osmo-rregullimit.[15]

Disa lloje karbonesh inorganike në oqean, si bikarbonati dhe karbonati, janë kontribuesit kryesorë të alkalinitetit, një ndërmjetës natyror oqeanik që pengon ngryshimet drastike në aciditet (ose pH). Cikli detar i karbonit ndikon edhe nivelin e reaksioneve dhe tretjes së disa komponimeve kimike, rregullon sasinë e dioksidit karbonik në atmosferë dhe temperaturën e Tokës.[16]

Karboni organik

[Redakto | Redakto nëpërmjet kodit]

Si karboni inorganik, ka dy forma kryesore të karbonit organik, që gjenden në oqeane (i tretur dhe grimcuar). Karboni i tretur organik (Dissolved organic carbon, DOC) përcaktohet në mënyrë operacionale si çdo molekulë organike që kalon përmes një filtri 0.2 μm. DOC mund të shndërrohet në karbon të grimcuar organik përmes heterotrofisë dhe mund të shndërrohet gjithashtu prapë në karbon të tretur inorganik (dissolved inorganic carbon, DIC) përmes frymëmarrjes.

Këto molekula karbonike organike duke u kapur në një filtër përcaktohen si karbon i grimcuar organik (particulate organic carbon, POC). POC është i përbërë nga organizma (të ngordhura ose të gjalla), lënda e tyre fekale dhe detritet. POC mund të shndërrohet në DOC përmes shpërbërjes së molekulave dhe nëpërmjet djersitjes nga fitoplanktonet, për shembull. POC përgjithësisht shndërrohet në DIC përmes heterotrofisë dhe frymëmarrjes.

Pompat karbonike detare

[Redakto | Redakto nëpërmjet kodit]

Pompa e tretshmërisë

[Redakto | Redakto nëpërmjet kodit]
Karboni i tretur inorganik i sipërfaqes detare

Oqeanet depozitojnë masën më të madhe të karbonit reaktiv në planet si DIC, i cili futet si pasojë e tretjes së dioksidit karbonik atmosferik në ujin e detit – pompa e tretshmërisë.[16] Përqëndrimet e CO2 ujor, acidit karbonik, joneve të bikarbonatit dhe joneve të karbonatit përfshijnë karbonin e tretur inorganik (DIC). DIC qarkullon përmes të gjithë oqeaneve nëpërmjet qarkullimit termohalin, i cili lehtëson kapacitetin e jashtëzakonshëm depozitues të DIC në oqeane.[17] Ekuacionet e mëposhtme kimike tregojnë reaksionet që CO2 pëson pasi hyn në oqean dhe shndërrohet në forma ujore.

Së pari, dioksidi i karbonit kryen reaksion me ujin për të formuar acid karbonik. Në vitet 1990 (nga klimatologjia e Global Ocean Data Analysis Project, GLODAP) përqëndrimi:

(Ekuacioni 1)

Acidi karbonik shkëputet me shpejtësi në jone të lira hidrogjeni (teknikisht, hidronium) dhe bikarbonat.

(Ekuacioni 2)

Shkëputja e dioksidit karbonik duke ndjekur ligjin e Henry-t

Joni i lirë i hidrogjenit takohet me karbonatin, tashmë të pranishëm në ujë nga shpërbërja e CaCO3, duke kryer reaksion për të formuar më shumë jone bikarbonati.

(Ekuacioni 3)

Llojet e tretura në ekuacionet e mësipërme, më së shumti bikarbonat, formojnë sistemin e alkalinitetit të karbonatit, kontributori mbizotërues i alkalinitetit të ujit të detit.[10]

Pompa e karbonatit

[Redakto | Redakto nëpërmjet kodit]

Pompa e karbonatit, ndonjëherë e quajtur kundër-pompa e karbonatit, nis me organizmat detare në sipërfaqen oqeanike duke prodhuar karbon të grimcuar inorganik (PIC) në formën e karbonatit të kalçumit (kalçit ose aragonit, CaCO3). Ky CaCO3 është ajo që formon pjesët e forta trupore si guaskat.[16] Formimi i këtyre guackave rrit CO2 atmosferik, si rrjedhojë e prodhimit të CaCO3[10] në reaksionin vijues me stekiometri të thjeshtëzuar:[18]

[19] (Ekuacioni 4)

Kokolitoforet, një grup pothuajse i kudondodhur fitoplanktonesh që prodhojnë guaska prej karbonat kalçumi, janë kontributorët kryesorë të pompës së karbonatit.[16] Si rrjedhojë e shumësisë së tyre, kokolitoforet kanë ndikime domethënëse në kiminë e karbonatit, në sipërfaqen e ujërave që ato jetojnë dhe në oqeanin poshtë: ato mundësojnë një mekanizëm të madh për bartjen e poshtme të CaCO3.[20] Fluksi ajër-det i CO2 i shtyrë nga një bashkësi biologjike detare mund të përcaktohet nga niveli i reshjeve – përpjesëtimi i karbonit nga karbonati i kalçumit krahasuar me atë që nga karboni organik në lëndën e grimcuar zhytet në shtratin oqeanik, (PIC/POC).[19] Pompa e karbonatit vepron si një rezultat negativ mbi CO2 të marrë në oqean nga pompa e tretshmërisë. Ajo zhvillohet me më pak intensitet sesa pompa e tretshmërisë.

Pompa biologjike

[Redakto | Redakto nëpërmjet kodit]

Karboni i grimcuar organik, i krijuar përmes prodhimit biologjik, mund të eksportohet nga oqeani i sipërm në një fluks, zakonisht të quajtur pompa biologjike, ose të ajrosur (ekuacioni 6) mbrapa në karbonin inorganik. Në të mëparshmin, karboni i tretur inorganik shndërrohet biologjikisht në lëndë organike nga fotosinteza (ekuacioni 5) dhe format e tjera të autotrofe[16] që pastaj zhytet dhe pjesërisht ose tërësisht, i tretur nga heterotrofët.[21] Karboni i grimcuar organik mund të klasifikohet, bazuar në mënyrën se sa lehtësisht mund ta shpërbëjnë për ushim organizmat, si i ndjeshëm, gjysëm i ndjeshëm, ose refraktar.

Fotosinteza nga fitoplanktonet është burimi parësor për molekulat e ndjeshme dhe gjysmë të ndjeshme, ndërsa është burim i tërthortë për shumicën e molekulave refraktare.[22] Molekulat e ndjeshme janë të pranishme në përqëndrime të ulëta jashtë qelizore (në gamën pikomolare) dhe kanë gjysmë jetë prej vetëm minutash, kur janë të lira në oqean.[23] Ato konsumohen nga mikrobet brenda orëve ose ditëve të prodhimit dhe qëndrojnë në sipërfaqen oqeanike,[24] kur kontribuojnë në shumicën e fluksit të ndjeshëm karbonik.[25] Molekulat gjysmë të ndjeshme, më të vështira për tu konsumuar, janë të afta të arrijnë thellësi prej qindra metrash poshtë sipërfaqes, para se të metabolizohen.[26] DOM refraktare më së shumti përfshin molekula tepër të bashkë-lidhura si hidrokarbonet policiclike aromatike ose linjin.[22]

DOM refraktar mund të arrijë thellësi më të mëdha sesa 1000 m dhe të qarkullojë përgjatë oqeaneve për mijëra vjetë.[27] Përgjatë vitit, afërsisht 20 gigatonë karbon i ndjeshëm, i fiksuar në mënyrë fotosintetike, merret nga heterotrofët, ndërsa karbon refraktar konsumohet më pak se 0.2 gigatonë.[24] Lënda e tretur organike Marine (dissolved organic matter, DOM) detare mund të depozitojë po aq karbon sa furnizimi i tanishmë me CO2 atmosferik,[28] por proçeset industriale po e ndryshojnë baraspeshën e këtij cikli.[29]

(Ekuacioni 5)
(Ekuacioni 6)

Fluksi global ajër-det CO2 – IPCC 2007

Hyrjet

[Redakto | Redakto nëpërmjet kodit]

Hyrjet në ciklin karbonik detar janë të shumta, por kontributorët krysorë, mbi një bazë neto, vijnë nga atmosfera dhe lumenjtë.[1] Burimet hidrotermale përgjithsisht furnizojnë karbon të barabartë me sasinë që ata konsumojnë.[16]

Atmosfera

[Redakto | Redakto nëpërmjet kodit]

Para Revolucionit Industrial, oqeani ishte një burim i CO2 për atmosferën[8] duke baraspeshuar ndikimin e erozionit të shkëmbinjve dhe karbonit të grimcuar tokësor; tani ai është bërë një depozitues për CO2 e tepërt atmosferik.[30] Dioksidi i karbonit përthithet nga atmosfera në sipërfaqen oqeanike me një nivel shkëmbimi që varion në bazë të vendit dhe gjatë kohës,[31] por mesatarisht, oqeanet kanë një përthithje neto prej rreth 2.9 Pg (e barasvlefshme me 2.9 milirdë tonë metrikë) karbon nga CO2 atmosferik në vit.[32]

Proçeset e ciklit karbonik në gjerësi të mëdha të shelfeve detare[33]

Për shkak se tretshmëria e dioksidit karbonik rritet kur temperatura ulet, zonat e ftohta mund të përmbajnë më shumë CO2 dhe akoma të jenë në baraspeshë me atmosferën; Në dallim, rritja e temperaturës sipërfaqëosre detare e ulë kapacitetin e oqeaneve për të marrë dioksid karbonik.[34][10] Veriu i Atlantikut dhe oqeanet veriore kanë marrjen më të lartë të karbonin për njësi sipërfaqësore në botë,[35] dhe një në Atlantikun Verior të transportit konvencional të thellë afërsisht 197 Tg në vit karbon jo-refraktar ndaj thellësisë.[36]

Niveli i absorbimit të CO2 nga oqeanet është rritur gjatë kohës pasi përqëndrimet e CO2 atmosferik janë rritur për shkak të çlirimeve antropogjenike. Megjithatë, depozitimi oqeanik i karbonit mund të jetë më i ndjeshëm ndaj ndryshimeve klimatike sesa mendohej më parë dhe ngrohja oqeanike si dhe qarkullimi i ndryshimeve si rrjedhojë e ndryshimeve klimatike mund të rezultojnë në absorbimin e më pak CO2 nga atmosfera në oqean në të ardhmen sesa pritej.[37]

Niveli i shkëmbimeve të dioksidit karbonik mes oqeanit dhe atmosferës

[Redakto | Redakto nëpërmjet kodit]

Nivelet e shkëmbimit oqean-atmosferë të CO2 varen nga përqëndrimi i dioksidit karbonik tashmë të pranishëm si në atmosferë ashtu dhe në oqeane, temperatura, kripshmëria dhe shpejtësia e erës.[38] Ky nivel shkëmbimi mund të jetë përllogaritet me afërsi nëpërmjet ligjit të Henry-t duke u përllogaritur si S = kP, ku tretshmëria (S) e gazit të dioksidit karbonik është përpjesëtimor me sasinë gazit në atmosferë, ose trysnia e tij e pjesshme.[1]

Faktori Revelle

[Redakto | Redakto nëpërmjet kodit]

Meqë hyrjet oqeanike të dioksidit karbonik janë të kufizuara, fluksi hyrës i CO2 mund të përshkruhet edhe nga faktori Revelle.[34][10] Faktori Revelle është raporti i ndryshimit të dioksidit karbonik me ndryshimin e karbonit inorganik të tretur, që shërben si një tregues i shpërbërjes së dioksidit karbonik në shtresën e përzier duke konsideruar pompën e tretshmërisë. Faktori Revelle është një shprehje për të karakterizuar efiçencën termodinamike të masës DIC për të absorbuar CO2 në bikarbonat. Sa më i vogël faktori Revelle, aq më i madh kapaciteti i ujit oqeanik për të marrë dioksid karbonik. Ndërsa Revelle llogariti një faktor prej rreth 10 në kohën e tij, në një studim të vitit 2004 të dhënat tregonin një faktor Revelle që varionte nga afërsisht 9 në rajonet me gjerësi të ulëta tropikale deri në 15 në Oqeanin Jugor afër Antarkidës.[39]

Lumenjtë

[Redakto | Redakto nëpërmjet kodit]

Lumenjtë mund të trasportojnë gjithashtu karbon organik në oqean përmes erozionit ose erozionit të alumino-silikatit (ekuacioni 7) dhe shkëmbinjtë karbonatikë (ekuacioni 8) nga toka,

7

8

ose nëpërmjet dekompozimit të organizmave (ekuacioni 5, p.sh. bimët dhe lëndët tokësore). Lumenjtë kontribuojnë afërsisht sasi të barabarta (~0.4 GtC/vit) DIC dhe DOC në oqeane. Vlerësohet se afërsisht 0.8 GtC (DIC + DOC) transportohet çdo vit nga lumenjtë në oqean.[1] Lumenjtë që rrjedhin në Gjirin Çesëpik (Lumenjtë Suskuehana, Potomak dhe Xhejms) fusin afërsisht 0.004 Gt (6.5 x 1010 molë) DIC në vit.[40] Transporti i përgjithshëm i karbonit të lumenjve përfaqëson afërsisht 0.02% të tërësisë së karbonit në atmosferë.[41] Megjithëse ajo duket e vogël, përgjatë periudhave të gjatë kohore (1000 deri në 10,000 vjetë) karboni që hynë nga lumenjtë (dhe në këtë mënyrë duke mos hyrë në atmosferë) shërben si një efekt stabilizues për ngrohjen serë.[42]

Fati i lëndës organike të groposur

Daljet

[Redakto | Redakto nëpërmjet kodit]

Daljet krysore të sistemit karbonik detar janë lënda e grimcuar organike (particulate organic matter, POC) dhe ruajtjsa e karbonatit të kalçumit (PIC) ashtu dhe kundër-erozioni.[1] Ndërsa ka rajone me humbje vendore të CO2 në atmosferë dhe proçeset hidrotermale, në cikël nuk ndodh humbje neto.[16]

Depozitimi i lëndës organike

[Redakto | Redakto nëpërmjet kodit]

Sedimentimi është një depozitim afatgjatë i karbonit në oqean, ashtu si dhe humbja më e madhe e krabonit nga sistemi oqeanik. Sedimetet e thella detare dhe formacionet gjeologjike janë të rëndësishme pasi ato mundësojnë një regjistër të plotë të jetës në Tokë dhe një burim të rëndësishëm të karburantit fosil. Karboni oqeanik mund të dalë nga sistemi në formën e detriteve që zhyten dhe groposen në shtratin detar pa u dekompozuar ose shpërbërë plotësisht. Sasia e sedimenteve sipërfaqore të shtratit oqeanit për 1.75x1015 kg karbon në ciklin karbonik global.[43] Më së shumti 4% e karbonit të grimcuar organik nga zona eufotike në Oqeanin Paqësor, ku zhvillohet prodhimi parësor i energjizuar nga drita, groposet në sedimentet detare.[44] Pastaj mendohet se meqë ka më shumë hyrje të lëndës organike në oqean sesa ajo që groposet, një pjesë e madhe e tij përdoret ose konsumohet brenda.

Fati i karbonit organik të zhytur

[Redakto | Redakto nëpërmjet kodit]

Historikisht, sedimentet me përmbajtje më të madhe të karbonit organik gjenden shpesh në zona me prodhimtari të lartë të sipërfaqes ujore ose ato me përqëndrim të ulët oksigjeni në fundin e ujërave.[45] 90% e groposjes së karbonit organik ndodh në depozitat e grykëderdhjet lumore, shelfet kontinentale dhe pjerrësitë e sipërme;[46] kjo pasi pjesërisht nga koha e shkurtër e ekspozimit pasi një largësi më e vogël e shtratit detar dhe kompozimi i lëndës organike që tashmë është depozituar në ato mjedise.[47] Groposja e karbonit organik është gjithashtu e ndjeshme ndaj modeleve klimatike: raporti i akumulimit të karbonit organik ishte 50% më i lartë gjatë maksimumit të fundit akullnajor, krahasuar me periudhat interglaciale.[48]

Degradimi

[Redakto | Redakto nëpërmjet kodit]

POC dekompozohet nga një seri proçsesh të menaxhuara nga mikrobe, si metanogjeneza dhe reduktimi i sulfatit, para groposjes në shtratin detar.[49][50] Degradimi i POC rezulton gjithashtu në prodhimin e metanit mikrobik që është krysisht gaz hidrati në skajet kontinentale.[51] Linjini dhe poleni janë rezistentë në mënyrë natyrore ndaj degradimit dhe disa studime tregojnë se matricat inorganike mund të mbrojnë gjithashtu lëndën organike.[52] Nivelet e ruajtjes së lëndës organike varen nga variabla të tjerë të ndërvarura që variojnë në kohë dhe hapsirë në mënyrë jo lineare. Megjithëse shpërbërja e lëndës organike zhvillohet me shpejtësi në prani të oksigjenit, mikrobet përdorin një larmi llojesh kimike (nëpërmjet shkallëve redoks) mund ta degradojnë lëndën organike në sedimente anoksike.[53]

Thellësia e groposjes në të cilën degradimi ndalon varet nga niveli i sedimentimit, shumësia relative e lëndës organike në sedimente, lloji i lëndës organike që groposet dhe variabla të tjera të shumta.[53] Ndërsa dekompozimi i lëndës organike mund të zhvillohet në sedimentet anoksike kur bakteriet përdorin oksidantët të tjerë në vend të oksigjenit (nitrati, sulfati, Fe3+), dekompozimi priret të përfundojë shpejtë në mineralizim të plotë. Kjo ndodh si rrjedhojë e dekompozimit preferencial të molekulave të ndjeshme krahasuar me molekulat refraktare.[54]

Groposja

[Redakto | Redakto nëpërmjet kodit]

Groposja e karbonit organik është një futje energjie për mjediset biologjike nëntokësore dhe mund të rregulloi oksigjenin në atmosferë në periudha të gjata kohore (> 10,000 vjetë).[48] Groposja mund të zhvillohet vetëm nëse karboni organik mbërrin në shtratin detar, duke i bërë shelftet kontinentale dhe skajet bregdetare depozitën kryesore të karbonit orgaqnik nga prodhimi parësor tokësor dhe oqeanik. Fjordet, ose shkëmbinjtë e krijuar nga erozioni akullnajor, janë identifikuar gjithashtu si zona me groposje domethënëse të karbonit, me nivele një qint herë më të mëdha sesa mesatarja oqeanike.[55] Karboni i grimcuar organik groposet në sedimentet oqeanike, duke krijuar një rrugë midis një depozite karboni të disponueshme nxitimthi në oqean për periudhat gjeologjike të depozitimit të tij. Kur karboni sekuestrohet në shtratin detar, konsiderohet karbon blu. Nivelet e groposjes mund të përllogariten si diferenca midis nivelit që lënda organike zhytet dhe nivelit në të cilin ajo dekompozohet.

Ruajtja e karbonatit të kalçumit

[Redakto | Redakto nëpërmjet kodit]

Precipitati i karbonatit të kalçumit është i rëndësishëm pasi ai rezulton në humbjen e alkalinitetit ashtu dhe në çlirimin e CO2 (ekuacioni 4) dhe kështu një ndryshim i nivelit të ruajtjes së karbonatit të kalçumit mund të ndryshojë trysninë e pjesshme të CO2 në atmosferën tokësore. CaCO3 është i tej saturuar në shumicën e ujërave sipërfaqësore oqeanike dhe i nënsaturuara në thellësi,[10] duke nënkuptuar se guaskat, me gjasa, janë më të prirura të shpërbëhen pasi ato zhyten në thellësitë oqeanike. CaCO3 gjithashtu mund të tretet nëpërmjet tretjes metabolike (d.m.th. mund të përdoret si ushqim dhe të ekskretohet) dhe kështu sedimentet e thellësisë oqeanike kanë shumë pak karbonat kalçumi. Precipitimi dhe groposja e karbonatit të kalçumit në oqean largon karbonin e grimcuar inorganik nga oqeani dhe në fund formon gëlqerorët.[16] Në periudha kohore më të mëdha se 500,000 vjetë, klima tokësore moderohet nga fluksit hyrës dhe dalës të karbonit nga litosfera.[56] Shkëmbinjtë e formuar në shtratin oqeanik riciklohen nëpërmjet pllakave tektonike prapë në sipërfaqe dhe erodohen ose nënvendosen në mantel, duke çliruar gaz karbonik nga vullkanet.[1]

Ndikimi njerëzor

[Redakto | Redakto nëpërmjet kodit]

Oqeanet marrin rreth 25 – 31% të CO2 antropogjenik.[57][58] Si rrjedhojë faktori Revelle rritet me rritjen e CO2, një pjesë e vogël e fluksit antropogjenik do të merret nga oqeani në të ardhmen.[59] Rritja e tanishme e CO2 atmosferik është afërsisht 4–5 gigatonë karbon,[60] rreth 2–3ppm CO2 në vit.[61][62] Kjo përfshin ndryshimet klimatike që shkaktojnë përqëndrimin e karbonit dhe proçeset e që rezultojnë nga ndikimi i karbonit në klimë, që modifikojnë qarkullimin oqeanik dhe vetitë fizike dhe kimike të ujit të detit, që ndryshon marrjen e CO2.[63][64] Mbipeshkimi dhe ndotja plastike e oqeaneve kontribuojnë në gjendjen e degraduar të depozitës më të madhe botërore të karbonit.[65][66]

Acidifikimi oqeanik

[Redakto | Redakto nëpërmjet kodit]

pH i oqeaneve është duke rënë për shkak të përthithjes së CO2 atmosferik.[67] Rritja e dioksidit karbonik të tretur pakëson disponueshmërinë e joneve të karbonatit, duke ulur gjendjen e ngopjes së CaCO3, duke e bërë atë në këtë mënyrë më të fortë termodinamikisht për tu bërë guackë CaCO3. Jonet e karbonatit lidhen në mënyrë preferenciale me jone hidrogjeni për të formuar bikarbonat,[10] kështu një reduktim në disponueshmërinë e joneve të karbonatit e rrit sasinë e joneve të palidhur të hidrogjenit dhe ulë sasinë e bikarbonatit të formuar (ekuacionet 1–3). pH është një matje e përqëndrimit të joneve të hidrogjenit, ku një pH i ulët do të thotë se ka më shumë jone hidrogjeni të palidhura. pH është në këtë mënyrë një tregues i speciezimit të karbonatit (formati i karbonit të pranishëm) në oqeane dhe mund të përdoret për të kuptuar se sa i shëndetshëm është oqeani.[68]

Lista e organizmave që mund të vuajnë si rrjedhojë e acidifikimit oqeanik përfshijnë kokolitoforet dhe foraminiferët (baza e zinxhirit ushqimor detar në shumë zona), burimet e ushqimit njerëzor si stridhet dhe midhjet,[69] dhe ndoshta më masiven, një strukturë e ndërtuar nga organizmat – barrierën koralore. Shumica e sipërfaqes ujore do të mbetet e mbingopur në lidhje me CaCO3 (si kalçit dhe aragonit) për disa kohë gjatë trajektores së tanishme të emisioneve, por organizmat që kërkojnë karbonat, me gjasa do të zëvendësohen në shumë zona. Barrierat koralore janë nën trysni nga mbipeshkimi, ndotja me nitrat dhe ngrohja e ujërave; [[acidifikimi i oqeanit do ta shtojë stresin mbi këto struktura të rëndësishme.[68]

Fertilizimi hekuror

[Redakto | Redakto nëpërmjet kodit]

Fertilizimi hekuror është një çështje gjeo-inxhinierike, që manipulon qëllimisht sistemin klimatik tokësor, tipikisht në aspektet e ciklit karbonik ose forcën rrezatuese. Me interes të tanishëm për gjeo-inxhinierinë është mundësia e përshpejtimit të pompës biologjike për të rritur largimin e karbonit nga sipërfaqja oqeanike. Ky largim i rritur teorikisht mund ta largojë dioksidin karbonik të tepërt nga atmosfera për ta depozituar në thellësinë oqeanike. Aktualisht janë në vazhdim hulumtimet në lidhje me fertilizimin artificial. Si rrjedhojë e shkallës oqeanike dhe kohëve të shpejta reaguese të bashkësive heterotrofike ndaj rritjes së prodhimit parësor, është e vështirë të përcaktohet nëse fertilizimi ushqyes kufizues rezulton në një rritje të largimit të karbonit.[70] Gjithësesi, shumica e bashkësisë nuk beson se kjo është një qasje e arsyshme dhe e mundshme.[71]

Digat dhe ujëmbledhësit

[Redakto | Redakto nëpërmjet kodit]

Në botë ndodhen më shumë se 16 milionë diga[72] që ndryshojnë transportin e karbonit nga lumenjtë në oqeane.[73] Duke përdorur të dhëna nga dabaza e Global Reservoirs and Dams, që përmban afërsisht 7000 ujëmbledhës që mbajnë 77% të volumit të përgjithshëm të ujit nga digat (8000 km3), vlerësohet se dërgimi i karbonit në oqean është ulur me 13% që nga viti 1970 dhe projektohet të arrijë 19% nga viti 2030. Karboni i tepërt i mbajtur në ujëmbledhës mund të çliroi një sasi shtesë karboni në atmosferë prej ~0.184 Gt në vit[74] dhe sasi shtesë prej ~0.2 GtC do të groposet në sedimente. Para vitit 2000, basenet e Misisipit, Nigerit dhe Gangut llogarisnin 25 – 31% të depozitimit të karbonit të groposur. Pas vitit 2000, basenet lumore të Paranás (që përfshin 70 diga) dhe Zambezit (me ujëmbledhësin më të madh) e tejkalojnë groposjen nga Misisipi. Kontributorë të tjerë të mëdhenjë të karbonit të groposur të shkaktar nga digat ndodhin në Danub, Amazonë, Jangce, Mekong, Jenisei dhe Tokantine.[75]

Shiko edhe

[Redakto | Redakto nëpërmjet kodit]

Referime

[Redakto | Redakto nëpërmjet kodit]
  1. 1 2 3 4 5 6 7 Schlesinger, William H.; Bernhardt, Emily S. (2013). Biogeochemistry: an analysis of global change (në anglisht) (bot. i 3-ë). Waltham, Mas.: Academic Press. ISBN 978-012385874-0. OCLC 827935936.
  2. ↑ P. Falkowski; R. J. Scholes; E. Boyle; J. Canadell; D. Canfield; J. Elser; N. Gruber; K. Hibbard; P. Högberg (13 tetor 2000). "The Global Carbon Cycle: A Test of Our Knowledge of Earth as a System". Science (në anglisht). 290 (5490): 291–296. Bibcode:2000Sci...290..291F. doi:10.1126/science.290.5490.291. ISSN 0036-8075. PMID 11030643.
  3. ↑ Redfield, Alfred C. (1958). "The Biological Control of Chemical Factors in the Environment". American Scientist (në anglisht). 46 (3): 230A–221. JSTOR 27827150. PMID 24545739.
  4. ↑ Holli, Riebeek (16 qershor 2011). "The Carbon Cycle: Feature Articles". earthobservatory.nasa.gov (në anglisht). Marrë më 30 nëntor 2017.
  5. ↑ "New report published on "Climate, Carbon and Coral Reefs". World Meteorological Organization (në anglisht). 2015-11-05. Arkivuar nga origjinali më 18 dhjetor 2023. Marrë më 30 nëntor 2017.
  6. ↑ "Fifth Assessment Report – Climate Change 2013". ipcc.ch (në anglisht). Marrë më 30 nëntor 2017.
  7. ↑ "Sabine et al. – The Oceanic Sink for Anthropogenic CO2". pmel.noaa.gov (në anglisht). Marrë më 30 nëntor 2017.
  8. 1 2 3 Ocean acidification due to increasing atmospheric carbon dioxide (PDF) (në anglisht). Londër: The Royal Society. 2005. ISBN 0-85403-617-2. Marrë më 17 nëntor 2017.
  9. ↑ Friedlingstein, Pierre; O'Sullivan, Michael; Jones, Matthew W.; Andrew, Robbie M.; Bakker, Dorothee C. E.; Hauck, Judith; Landschützer, Peter; Le Quéré, Corinne; Luijkx, Ingrid T.; Peters, Glen P.; Peters, Wouter; Pongratz, Julia; Schwingshackl, Clemens; Sitch, Stephen; Canadell, Josep G. (5 dhjetor 2023). "Global Carbon Budget 2023". Earth System Science Data (në anglisht). 15 (12): 5301–5369. doi:10.5194/essd-15-5301-2023. hdl:20.500.11850/665569. ISSN 1866-3508.
  10. 1 2 3 4 5 6 7 R. Zeebe; D. Wolf-Gladrow (2001). CO2 in seawater: Equilibrium, Kinetics, Isotopes (në anglisht). Elsevier Science. fq. 360.
  11. ↑ "Fifth Assessment Report – Climate Change 2013". ipcc.ch (në anglisht). Marrë më 26 nëntor 2017.
  12. ↑ J. Knight (2009). "Global oceans: Do global temperature trends over the last decade falsify climate predictions?". Bulletin of the American Meteorological Society (në anglisht). 90: S56–S57.
  13. ↑ "Global ocean heat and salt content". nodc.noaa.gov (në anglisht). US Department of Commerce, NOAA National Centers for Environmental Information. Arkivuar nga origjinali më 1 maj 2023. Marrë më 26 nëntor 2017.
  14. ↑ V. Guemas; F. Doblas-Reyes; I. Andreu-Burillo; M. Asif (2013). "Retrospective prediction of the global warming slowdown in the past decade". Nature Climate Change (në anglisht). 3 (7): 649–653. Bibcode:2013NatCC...3..649G. doi:10.1038/nclimate1863. Arkivuar nga origjinali më 25 nëntor 2022. Marrë më 10 dhjetor 2019.
  15. ↑ R. W. Wilson; F. J. Millero; J. R. Taylor; P. J. Walsh; V. Christensen; S. Jennings; M. Grosell (16 janar 2009). "Contribution of Fish to the Marine Inorganic Carbon Cycle". Science (në anglisht). 323 (5912): 359–362. Bibcode:2009Sci...323..359W. doi:10.1126/science.1157972. ISSN 0036-8075. PMID 19150840. S2CID 36321414.
  16. 1 2 3 4 5 6 7 8 Emerson, Steven (2008). Chemical Oceanography and the Marine Carbon Cycle (në anglisht). UK: Cambridge University Press. ISBN 978-0-521-83313-4.
  17. ↑ P. Falkowski; R. J. Scholes; E. Boyle; J. Canadell; D. Canfield; J. Elser; N. Gruber; K. Hibbard; P. Högberg; S. Linder; F. T. MacKenzie; B. Moore III; T. Pedersen; Y. Rosenthal; S. Seitzinger; V. Smetacek; W. Steffen (2000). "The Global Carbon Cycle: A Test of Our Knowledge of Earth as a System". Science (në anglisht). 290 (5490): 291–296. Bibcode:2000Sci...290..291F. doi:10.1126/science.290.5490.291. PMID 11030643.
  18. ↑ "ASLO : Limnology & Oceanography: e-Books". aslo.org (në anglisht). Arkivuar nga origjinali më 7 dhjetor 2017. Marrë më 28 nëntor 2017.
  19. 1 2 S. V. Smith; G. S. Key (1 maj 1975). "Carbon dioxide and metabolism in marine environments". Limnology and Oceanography (në anglisht). 20 (3): 493–495. Bibcode:1975LimOc..20..493S. doi:10.4319/lo.1975.20.3.0493. ISSN 1939-5590.
  20. ↑ Rost, Björn; Riebesell, Ulf (2004). "Coccolithophores and the biological pump: Responses to environmental changes". Coccolithophores (në anglisht). Berlin, Heidelberg: Springer. fq. 99–125. CiteSeerX 10.1.1.455.2864. doi:10.1007/978-3-662-06278-4_5. ISBN 978-364206016-8.
  21. ↑ S. Kim; R. Kramer; P. Hatcher (2003). "Graphical method for analysis of ultrahigh-resolution broadband mass spectra of natural organic matter, the van Krevelen diagram". Analytical Chemistry (në anglisht). 75 (20): 5336–5344. doi:10.1021/AC034415P. PMID 14710810.
  22. 1 2 Brophy, Jennifer E.; Carlson, David J. (1989). "Production of biologically refractory dissolved organic carbon by natural seawater microbial populations". Deep Sea Research Part A. Oceanographic Research Papers (në anglisht). 36 (4): 497–507. Bibcode:1989DSRA...36..497B. doi:10.1016/0198-0149(89)90002-2.
  23. ↑ F. Azam; F. Malfatti (2007). "Microbial structuring of marine ecosystems". Nature Reviews Microbiology (në anglisht). 5 (10): 782–791. doi:10.1038/nrmicro1747. PMID 17853906. S2CID 10055219.
  24. 1 2 M. Moran; E. Kujawinski; A. Stubbins; R. Fatland; L. Aluwihare; A. Buchan; B. Crump; P. Dorrestein; S. Dyhrman; N. Hess; B. Howe; K. Longnecker; P. Medeiros; J. Niggemann; I. Obernosterer; D. Repeta; J. Waldbauer (2016). "Deciphering ocean carbon in a changing world". Proceedings of the National Academy of Sciences of the United States of America (në anglisht). 113 (12): 3143–3151. Bibcode:2016PNAS..113.3143M. doi:10.1073/pnas.1514645113. PMC 4812754. PMID 26951682.
  25. ↑ X. Moran; H. Ducklow; M. Erickson (2013). "Carbon fluxes through estuarine bacteria reflect coupling with phytoplankton". Marine Ecology Progress Series (në anglisht). 489: 75–85. Bibcode:2013MEPS..489...75M. doi:10.3354/meps10428.
  26. ↑ D. Hansell; C. Carlson (1998). "Net community production of dissolved organic carbon". Global Biogeochemical Cycles (në anglisht). 12 (3): 443–453. Bibcode:1998GBioC..12..443H. doi:10.1029/98gb01928.
  27. ↑ C. Follett; D. Repeta; D. Rothman; L. Xu; C. Santinelli (2014). "Hidden cycle of dissolved organic carbon in the deep ocean". Proceedings of the National Academy of Sciences of the United States of America (në anglisht). 111 (47): 16706–16711. Bibcode:2014PNAS..11116706F. doi:10.1073/pnas.1407445111. PMC 4250131. PMID 25385632.
  28. ↑ D. Hansell (2013). "Recalcitrant dissolved organic carbon fractions". Annual Review of Marine Science (në anglisht). 5 (1): 421–445. doi:10.1146/annurev-marine-120710-100757. PMID 22881353.
  29. ↑ Doney, Scott; Ruckelshaus, Mary; Duffy, Emmett; Barry, James; Chan, Francis; English, Chad; Galindo, Heather; Grebmeier, Jacqueline M.; Hollowed, Anne; Knowlton, Nancy; Polovina, Jeffrey; Rabalais, Nancy; Sydeman, William; Talley, Lynne (2012). "Climate change impacts on marine ecosystems". Annual Review of Marine Science (në anglisht). 4 (1): 11–37. Bibcode:2012ARMS....4...11D. doi:10.1146/annurev-marine-041911-111611. PMID 22457967. S2CID 35349779.
  30. ↑ J. A. Raven; P. G. Falkowskli (2009). "Oceanic sinks for atmospheric CO2" (PDF). Global Biogeochemical Cycles (në anglisht). 23 (1): GB1005. Bibcode:2009GBioC..23.1005G. CiteSeerX 10.1.1.715.9875. doi:10.1029/2008gb003349. hdl:1912/3415. S2CID 17471174.
  31. ↑ T. Takahashi; S. Sutherland; C. Sweeney; A. Poisson; N. Metzl (2002). "Global sea–air CO2 flux based on climatological surface ocean pCO2, and seasonal biological and temperature effects". Deep Sea Research Part II: Topical Studies in Oceanography (në anglisht). 49 (9–10): 1601–1622. Bibcode:2002DSRII..49.1601T. doi:10.1016/S0967-0645(02)00003-6.
  32. ↑ Friedlingstein, Pierre; O'Sullivan, Michael; Jones, Matthew W.; Andrew, Robbie M.; Bakker, Dorothee C. E.; Hauck, Judith; Landschützer, Peter; Le Quéré, Corinne; Luijkx, Ingrid T.; Peters, Glen P.; Peters, Wouter; Pongratz, Julia; Schwingshackl, Clemens; Sitch, Stephen; Canadell, Josep G. (5 dhjetor 2023). "Global Carbon Budget 2023". Earth System Science Data (në anglisht). 15 (12): 5301–5369. doi:10.5194/essd-15-5301-2023. hdl:20.500.11850/665569. ISSN 1866-3508.
  33. ↑ Capelle, David W.; Kuzyk, Zou Zou A.; Papakyriakou, Tim; Guéguen, Céline; Miller, Lisa A.; MacDonald, Robie W. (2020). "Effect of terrestrial organic matter on ocean acidification and CO2 flux in an Arctic shelf sea". Progress in Oceanography (në anglisht). 185: 102319. Bibcode:2020PrOce.18502319C. doi:10.1016/j.pocean.2020.102319. hdl:1993/34767.
  34. 1 2 R. Revelle; H. Suess (1957). "Carbon dioxide exchange between atmosphere and ocean and the question of an increase of atmospheric CO2 during the past decades". Tellus (në anglisht). 9 (1): 18–27. Bibcode:1957Tell....9...18R. doi:10.1111/j.2153-3490.1957.tb01849.x.
  35. ↑ T. Takahashi; S. Sutherland; R. Wanninkhof; C. Sweeney; R. A. Feely; etj. (2009). "Climatological mean and decadal change in surface ocean pCO2, and net sea-air CO2 flux over the global oceans". Deep Sea Research Part II: Topical Studies in Oceanography (në anglisht). 56 (8–10): 554–577. Bibcode:2009DSRII..56..554T. doi:10.1016/j.dsr2.2008.12.009.
  36. ↑ M. Fontela; M. Garcia-Ibanez; D. Hansell; H. Mercier; F. Perez (2016). "Dissolved organic carbon in the North Atlantic meridional overturning circulation". Nature (në anglisht). 6: 26931. Bibcode:2016NatSR...626931F. doi:10.1038/srep26931. PMC 4886255. PMID 27240625.
  37. ↑ Gruber, Nicolas; Bakker, Dorothee C. E.; DeVries, Tim; Gregor, Luke; Hauck, Judith; etj. (24 janar 2023). "Trends and variability in the ocean carbon sink". Nature Reviews Earth & Environment (në anglisht). 4 (2): 119–134. Bibcode:2023NRvEE...4..119G. doi:10.1038/s43017-022-00381-x. hdl:20.500.11850/595538. ISSN 2662-138X.
  38. ↑ L. L. Robbins; M. E. Hansen; J. A. Kleypas; S. C. Meylan (2010). CO2calc—A user-friendly seawater carbon calculator for Windows, Mac OS X, and iOS (iPhone) (në anglisht). U.S. Geological Survey Open-File Report 2010-1280. fq. 16.
  39. ↑ C. L. Sabine; R. A. Feely; N. Gruber; R. M. Key; K. Lee (2004). "The oceanic sink for anthropogenic CO2" (PDF). Science (në anglisht). 305 (5682): 367–371. Bibcode:2004Sci...305..367S. doi:10.1126/science.1097403. hdl:10261/52596. PMID 15256665. S2CID 5607281.
  40. ↑ G. Waldbusser; E. Powell; R. Mann (2013). "Ecosystem effects of shell aggregations and cycling in coastal waters: an example of Chesapeake Bay oyster reefs". Ecology (në anglisht). 94 (4): 895–903. Bibcode:2013Ecol...94..895W. doi:10.1890/12-1179.1. Arkivuar nga origjinali më 25 nëntor 2022. Marrë më 15 prill 2025.
  41. ↑ Galy, Valier; Peucker-Ehrenbrink, Bernhard; Eglinton, Timothy (2015). "Global carbon export from the terrestrial biosphere controlled by erosion". Nature (në anglisht). 521 (7551): 204–207. Bibcode:2015Natur.521..204G. doi:10.1038/nature14400. PMID 25971513. S2CID 205243485.
  42. ↑ Velbel, Michael Anthony (1 dhjetor 1993). "Temperature dependence of silicate weathering in nature: How strong a negative feedback on long-term accumulation of atmospheric CO2 and global greenhouse warming?". Geology (në anglisht). 21 (12): 1059–1062. Bibcode:1993Geo....21.1059V. doi:10.1130/0091-7613(1993)021<1059:TDOSWI>2.3.CO;2. ISSN 0091-7613. S2CID 747129.
  43. ↑ Ciais, Philippe; Sabine, Christopher (2014). Climate Change 2013: the physical science basis. Contribution of Working Group I to the Fifth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change (PDF) (në anglisht). Cambridge University Press. fq. 465–470.
  44. ↑ S. Emerson; J. Hedges (tetor 1988). "Processes Controlling the Organic Carbon Content of Open Ocean Sediments". Paleoceanography (në anglisht). 3 (5): 621–634. Bibcode:1988PalOc...3..621E. doi:10.1029/pa003i005p00621.
  45. ↑ R. H. Fleming; R. Revelle (1939). "Physical processes in the oceans". përmbledhur nga P. D. Trask (red.). Recent Marine Sediments (në anglisht). Tulsa: American Association of Petroleum Geologists. fq. 48–141.
  46. ↑ Berner, Robert A. (1 janar 1989). "Biogeochemical cycles of carbon and sulfur and their effect on atmospheric oxygen over phanerozoic time". Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. The Long Term Stability of the Earth System (në anglisht). 75 (1): 97–122. Bibcode:1989PPP....75...97B. doi:10.1016/0031-0182(89)90186-7.
  47. ↑ Henrichs, Susan (1992). "Early diagenesis of organic matter in marine sediments: progress and perplexity". Marine Chemistry (në anglisht). 39 (1–3): 119–149. Bibcode:1992MarCh..39..119H. doi:10.1016/0304-4203(92)90098-U.
  48. 1 2 Cartapanis, Olivier; Bianchi, Daniele; Jaccard, Samuel; Galbraith, Eric (21 janar 2016). "Global pulses of organic carbon burial in deep-sea sediments during glacial maxima". Nature Communications (në anglisht). 7: 10796. Bibcode:2016NatCo...710796C. doi:10.1038/ncomms10796. PMC 4773493. PMID 26923945.
  49. ↑ G. E. Claypool; I. R. Kaplan (1974). Natural Gases in Marine Sediments (në anglisht). Plenum Press. fq. 99–139.
  50. ↑ S. D'Hondt; S. Rutherford; A. J. Spivack (2002). "Metabolic activity of subsurface life in deep-sea sediments". Science (në anglisht). 295 (5562): 2067–2070. Bibcode:2002Sci...295.2067D. doi:10.1126/science.1064878. PMID 11896277. S2CID 26979705.
  51. ↑ K. A. Kvenvolden; T. D. Lorenson (2001). Charles K. Paull; William P. Dillon (red.). Natural Gas Hydrates: Occurrence, Distribution, and Detection. Geophysical Monograph Series (në anglisht). Vëll. 124. American Geophysical Union. fq. 3–18. ISBN 978-0-875-90982-0.
  52. ↑ Huguet, Carme; de Lange, Gert J.; Gustafsson, Örjan; Middelburg, Jack J.; Sinninghe Damsté, Jaap S.; Schouten, Stefan (15 dhjetor 2008). "Selective preservation of soil organic matter in oxidized marine sediments (Madeira Abyssal Plain)". Geochimica et Cosmochimica Acta (në anglisht). 72 (24): 6061–6068. Bibcode:2008GeCoA..72.6061H. doi:10.1016/j.gca.2008.09.021.
  53. 1 2 Hedges, John I.; Hu, Feng Sheng; Devol, Allan H.; Hartnett, Hilairy E.; Tsamakis, Elizabeth; Keil, Richard G. (1999). "Sedimentary organic matter preservation: A test for selective degradation under oxic conditions". American Journal of Science (në anglisht). 299 (7–9): 529. Bibcode:1999AmJS..299..529H. doi:10.2475/ajs.299.7-9.529. ISSN 0002-9599.
  54. ↑ Kristensen, Erik; Ahmed, Saiyed I.; Devol, Allan H. (1 dhjetor 1995). "Aerobic and anaerobic decomposition of organic matter in marine sediment: Which is fastest?". Limnology and Oceanography (në anglisht). 40 (8): 1430–1437. Bibcode:1995LimOc..40.1430K. doi:10.4319/lo.1995.40.8.1430. ISSN 1939-5590.
  55. ↑ Smith, Richard; Bianchi, Thomas; Allison, Mead; Savage, Candida; Galy, Valier (2015). "High rates of organic carbon burial in fjord sediments globally". Nature Geoscience (në anglisht). 8 (6): 450. Bibcode:2015NatGe...8..450S. doi:10.1038/ngeo2421.
  56. ↑ J. F. Kasting; O. B. Toon; J. B. Pollack (1 shkurt 1988). "How climate evolved on the terrestrial planets". Scientific American (në anglisht). 258 (2): 90–97. Bibcode:1988SciAm.258b..90K. doi:10.1038/scientificamerican0288-90. ISSN 0036-8733. PMID 11538470.
  57. ↑ Gruber, Nicolas; Clement, Dominic; Carter, Brendan R.; Feely, Richard A.; van Heuven, Steven; etj. (15 mars 2019). "The oceanic sink for anthropogenic CO 2 from 1994 to 2007". Science (në anglisht). 363 (6432): 1193–1199. doi:10.1126/science.aau5153. ISSN 0036-8075. PMID 30872519.
  58. ↑ Gruber, Nicolas; Bakker, Dorothee C. E.; DeVries, Tim; Gregor, Luke; Hauck, Judith; etj. (24 janar 2023). "Trends and variability in the ocean carbon sink". Nature Reviews Earth & Environment (në anglisht). 4 (2): 119–134. Bibcode:2023NRvEE...4..119G. doi:10.1038/s43017-022-00381-x. hdl:20.500.11850/595538. ISSN 2662-138X.
  59. ↑ Revelle, Roger; Suess, Hans E. (1 shkurt 1957). "Carbon Dioxide Exchange Between Atmosphere and Ocean and the Question of an Increase of Atmospheric CO2 during the Past Decades". Tellus (në anglisht). 9 (1): 18–27. Bibcode:1957Tell....9...18R. doi:10.1111/j.2153-3490.1957.tb01849.x. ISSN 2153-3490.
  60. ↑ Friedlingstein, Pierre; O'Sullivan, Michael; Jones, Matthew W.; Andrew, Robbie M.; Bakker, Dorothee C. E.; Hauck, Judith; etj. (5 dhjetor 2023). "Global Carbon Budget 2023". Earth System Science Data (në anglisht). 15 (12): 5301–5369. doi:10.5194/essd-15-5301-2023. hdl:20.500.11850/665569. ISSN 1866-3508.
  61. ↑ Copernicus Climate Change Service. "Greenhouse gas concentrations". climate.copernicus.eu (në anglisht). Marrë më 21 shtator 2024.
  62. ↑ Lindsey, Rebecca (9 prill 2024). Dlugokencky, Ed (red.). "Climate Change: Atmospheric Carbon Dioxide". climate.gov (në anglisht). Arkivuar nga origjinali më 24 qershor 2013. Marrë më 21 shtator 2024.
  63. ↑ G. Boer; V. Arora (2013). "Feedbacks in emission-driven and concentration-driven global carbon budgets". Journal of Climate (në anglisht). 26 (10): 3326–3341. Bibcode:2013JCli...26.3326B. doi:10.1175/JCLI-D-12-00365.1.
  64. ↑ J. Gregory; C. Jones; P. Cadule; P. Friedlingstein (2009). "Quantifying carbon cycle feedbacks" (PDF). Journal of Climate (në anglisht). 22 (19): 5232–5250. Bibcode:2009JCli...22.5232G. doi:10.1175/2009JCLI2949.1. S2CID 59385833.
  65. ↑ Harvey, Fiona (4 dhjetor 2019). "Tackling degraded oceans could mitigate climate crisis - report". The Guardian (në anglishte britanike). ISSN 0261-3077. Marrë më 7 dhjetor 2019.
  66. ↑ Harvey, Fiona (7 dhjetor 2019). "Oceans losing oxygen at unprecedented rate, experts warn". The Guardian (në anglishte britanike). ISSN 0261-3077. Marrë më 7 dhjetor 2019.
  67. ↑ Caldeira, Ken; Wickett, Michael E. (25 shtator 2003). "Oceanography: Anthropogenic carbon and ocean pH". Nature (në anglisht). 425 (6956): 365. Bibcode:2003Natur.425..365C. doi:10.1038/425365a. ISSN 1476-4687. PMID 14508477. S2CID 4417880.
  68. 1 2 Gattuso, Jean-Pierre; Hansson, Lina (2011). Ocean acidification (në anglisht). Oksford: Oxford University Press. ISBN 978-019959109-1. OCLC 823163766.
  69. ↑ Barton, Alan (2015). "Impacts of Coastal Acidification on the Pacific Northwest Shellfish Industry and Adaptation Strategies Implemented in Response" (PDF). Oceanography (në anglisht). 25 (2): 146–159. doi:10.5670/oceanog.2015.38.
  70. ↑ O. Aumont; L. Bopp (1 qershor 2006). "Globalizing results from ocean in situ iron fertilization studies". Global Biogeochemical Cycles (në anglisht). 20 (2): GB2017. Bibcode:2006GBioC..20.2017A. doi:10.1029/2005gb002591. ISSN 1944-9224.
  71. ↑ S. Chisholm; P. Falkowski; J. Cullen (2001). "Dis-crediting ocean fertilization". Science (në anglisht). 294 (5541): 309–310. doi:10.1126/science.1065349. PMID 11598285. S2CID 130687109.
  72. ↑ B. Lehner; C. Liermann; C. Revenga; C. Vorosmarty; B. Fekete; etj. (2011). "High-resolution mapping of the world's reservoirs and dams for sustainable river-flow management". Frontiers in Ecology and the Environment (në anglisht). 9 (9): 494–502. Bibcode:2011FrEE....9..494L. doi:10.1890/100125.
  73. ↑ Regnier, Pierre; Friedlingstein, Pierre; Ciais, Philippe; Mackenzie, Fred T.; Gruber, Nicolas; etj. (2013). "Anthropogenic perturbation of the carbon fluxes from land to ocean". Nature Geoscience (në anglisht). 6 (8): 597–607. Bibcode:2013NatGe...6..597R. doi:10.1038/ngeo1830. hdl:10871/18939. S2CID 53418968.
  74. ↑ N. Barros; J. Cole; L. Tranvik; Y. Prairie; D. Bastviken; etj. (2011). "Carbon emission from hydroelectric reservoirs linked to reservoir age and latitude". Nature Geoscience (në anglisht). 4 (9): 593–596. Bibcode:2011NatGe...4..593B. doi:10.1038/ngeo1211. S2CID 52245758.
  75. ↑ T. Maavara; R. Lauerwald; P. Regnier; P. Van Cappellen (2016). "Global perturbation of organic carbon cycling by river damming". Nature (në anglisht). 8: 15347. Bibcode:2017NatCo...815347M. doi:10.1038/ncomms15347. PMC 5442313. PMID 28513580.

Biobliografia

[Redakto | Redakto nëpërmjet kodit]

Lidhje të jashtme

[Redakto | Redakto nëpërmjet kodit]
Marrë nga "https://sq.wikipedia.org/w/index.php?title=Cikli_karbonik_detar&oldid=2879901"