Oceany będą pochłaniały coraz mniej dwutlenku węgla

Oceany zaabsorbowały do tej pory 25-30% wpuszczonego przez nas do atmosfery CO2. Ceną za to są zmiany zachodzące w ich składzie chemicznym, które wraz ze wzrostem temperatury wody wpływają na fitoplankton, stanowiący podstawę morskiego cyklu węglowego.

Rysunek 1: Naukowcy wrzucają do wody boję pomiarową podczas rejsu po Oceanie Południowym w ramach misji SOCCOM. Fot.: Melissa Miller/Flickr CC BY 2.0

Mniejsze komórki w cieplejszej wodzie

Wzrost temperatury górnych warstw oceanów, wynikający z zaburzenia równowagi radiacyjnej planety, wpływa na procesy metaboliczne żyjących tam organizmów. W cieplejszej wodzie oddychanie i fotosynteza przebiegają szybciej, przez co przyspiesza tempo krążenia składników odżywczych (N. Gruber, 2011). Jest to sytuacja korzystna dla małych, krótko żyjących organizmów, modyfikacji ulega więc skład gatunkowy mikroskopijnych roślin unoszących się przy powierzchni oceanu – fitoplanktonu. Spada liczba przedstawicieli „dużych” okrzemek czy kokolitoforów, a zwiększa pikoplanktonu, np. sinic (K. H. Peter i U. Sommer, 2015, M. J. Henehan i in., 2017). Powoduje to wolniejsze tonięcie dużej części przypowierzchniowej materii organicznej - „pancerzyki” wapienne i z krzemionki działają bowiem jak balast. Dzięki nim prędkość opadania komórek kokolitoforów wynosi do 5 m dziennie, a okrzemek do 35 m dziennie i jest dużo większa niż pikoplanktonu (<0,5 m dziennie). Gdy w składzie fitoplanktonu dominują mniejsze, powoli tonące gatunki, żyjące przy powierzchni organizmy cudzożywne mają więcej czasu na ich zjedzenie, uwalniając w ten sposób węgiel i inne składniki odżywcze blisko powierzchni oceanu. Obecnie większość materii organicznej jest rozkładana w pierwszych 210 metrach pod powierzchnią wody. Gdyby ta granica leżała jedynie 24 m głębiej, fitoplankton mógłby zmniejszyć stężenie CO2 w atmosferze nawet o 27 ppm, gdyż więcej materii organicznej byłoby eksportowane w głębiny, gdzie węgiel może zostać wycofany z szybkiego cyklu węglowego do osadów. Jednak wraz z ogrzewaniem mórz granica ta coraz bardziej się wypłyca, co oznacza, że więcej dwutlenku węgla wraca do atmosfery (procesy oddychania), a mniej resztek organicznych opada na dno (L. Stemmann, G. A., Jackson, D. Ianson, 2004, L. Bopp i in., 2005).

Wzrost temperatury powierzchni oceanów ma jeszcze jedną poważną konsekwencję: coraz stabilniejsza staje się stratyfikacja jego wód. Ogranicza to mieszanie w pionie, przez co wiele składników odżywczych niezbędnych dla dużych gatunków fitoplanktonu (np.: cynk) nie jest dostarczanych z głębin do warstw położonych bliżej powierzchni. W pewnym stopniu skutki mocniejszej stratyfikacji mogłyby łagodzić duże morskie ssaki, które nurkując głęboko i wynurzając się na powierzchnię transportują min. azot, żelazo i fosfor. Jednak masowe polowania ograniczyły mocno ich rolę w procesach transportu, np.: w przypadku fosforu o 77% w stosunku do wartości sprzed epoki wielorybnictwa. Coraz słabszy import składników odżywczych do warstw powierzchniowych w pierwszej kolejności odbija się na dużych gatunkach fitoplanktonu, w tym efektywnie usuwających węgiel w głębiny okrzemkach (N. Cassar i in., 2003, E. Litchman i in., 2006, J. Miller i in., 2006, D. Vance i in., 2016, A. Godbold i in., 2016).

Rysunek 2: „Pompa wielorybia”. Zooplankton żywi się w strefie eufotycznej, a eksport składników odżywczych następuje przez odchody i migrację pionową zooplanktonu. Ryby zwykle uwalniają składniki odżywcze na tej samej głębokości, na której się żywią. Odchody ssaków morskich, które wynurzają się na powierzchnię w celu zaczerpnięcia oddechu, wypuszczane są o wiele płycej, niż te zwierzęta się żywią. Źródło: J. Roman, J.J. McCarthy, 2010.

W przyszłości w wielu regionach warunki staną się niekorzystne dla okrzemek. Wedle prognoz klimatycznych obszar ze średnią temperaturą powierzchni wody przekraczającą 30oC rozrośnie się do roku 2100 z obecnych małych fragmentów oceanu światowego do około 5 milionów km2, obejmując także miejsca o wysokiej produktywności biologicznej (np.: strefy wynoszenia wód głębinowych w pasie równikowym) (S. C. Doney i in., 2012, Segschneider i Bendtsen, 2013, E. C. Carmack i in., 2016). Na tych ciepłych obszarach zacznie ostatecznie dominować pikoplankton. Wprawdzie jego masowe zakwity mogą utrzymać poziom produkcji pierwotnej (wbudowywania węgla w materię organiczną) na podobnym jak wcześniej poziomie, jednak zmiana ta odbije się na cyklu węglowym oceanów.

Pozornie z punktu widzenia klimatu zmiana gatunków fitoplanktonu nie ma większego znaczenia (mniej więcej tyle samo CO2 z powietrza jest gromadzone w fitoplanktonie). Jednak na dłuższą metę ograniczenie lub zahamowanie wzrostu stężenia CO2 w powietrzu wymaga wycofania węgla z szybkiego cyklu węglowego i odłożenia go na dobre do geologicznego magazynu. W przypadku oceanu droga do tego magazynu prowadzi przez morskie dno.

Rysunek 3: Okrzemki. Fot: NASA.

Szybszy rozkład = mniejsza sekwestracja

Transport węgla na dno oceanu jest obecnie zdominowany przez duże gatunki fitoplanktonu: 73% globalnie, z czego za 43% odpowiadają okrzemki, reszta to głównie gatunki tworzące pancerzyki wapienne, takie jak kokolitofory (Ch.Laufkötter i in. 2016). Powód jest prosty: tylko duże szczątki oraz te, które szybko opadają głębiej, mają szansę uniknąć rozkładu blisko powierzchni, gdzie węgiel błyskawicznie wraca do szybkiego cyklu węglowego. Dopiero poniżej 1000 m głębokości materia organiczna może przetrwać i zostać ewentualnie pogrzebana w osadach dennych. Stąd w eksporcie węgla na dno pewną rolę odgrywają także zwłoki dużych ryb i waleni (J. Roman, J.J. McCarthy, 2010). Po milionach lat z nagromadzonej w osadach dennych materii organicznej może wytworzyć się praktycznie niedostępna biologicznie ropa naftowa, a węgiel znajdujący się kiedyś w żywych organizmach przechodzi do wolnego cyklu węglowego. Im jednak mniej jest w oceanie okrzemek, kokolitoforów i otwornic, tym mniej materii organicznej dociera na dno. Szacunki dla Atlantyku mówią o zmniejszeniu ilości eksportowanego węgla w związku z ocieplaniem oceanów do 2100 roku o 27-43% (P. Falkowski i in., 2003, A. J. Miller i in., 2006, I. Nagelkerken i S. D. Connell, 2015, L. D. Talley i in., 2016, Ch.Laufkötter i in. 2016, M. Barange i in., 2017)

Czytaj także: Ocieplenie oceanów - co oznacza i czym się może skończyć?

Rysunek 4: „Pompa biologiczna”: eksport węgla do magazynów geologicznych przy pomocy organizmów żywych. Podobnie jak rośliny lądowe, fitoplankton pobiera z otoczenia CO2 i H2O i dzięki energii światła słonecznego zamienia je w glukozę i tlen. Glukoza napędza metabolizm komórek planktonu i może zostać przekształcona w składniki organiczne. Jeśli jest wystarczająco dużo składników odżywczych, to fitoplankton będzie rósł i się rozmnażał. Ostatecznie fitoplankton i zwierzęta, które bezpośrednio i pośrednio się nim żywią, umrą i opadną w głębiny. Źródło: NOC/V.Byfield.

Rysunek 5: Pompa fizyczna (rozpuszczanie) i biologiczna (2 elementy: węglowa i węglanowa – porównaj z rysunkiem 4). Źródło: IPCC

Rysunek 6: Zmiana dostawy węgla w Północnym Atlantyku na głębokość 1000 m (GtC rocznie) w stosunku do roku 1990, dla 2 różnych modeli i 2 scenariuszy IPCC (RCP 2.6 i RCP 8.5). Źródło: M. Barange i in., 2017

Wpływ bezpośredni („pompa fizyczna”, patrz rysunek 5) i pośredni („pompa biologiczna”) na zmniejszenie strumienia węgla docierającego na dno ma także zakwaszanie oceanu. Bo choć miejsce okrzemek w eksporcie węgla mogłyby zająć nieco mniejsze gatunki, takie jak otwornice i kokolitofory, to zadanie mają bardzo utrudnione. Są to organizmy kalcyfikujące (tworzące pancerzyki wapienne), muszą więc konkurować o niezbędne im do budowy ciała jony CO32- (których jest w wodzie morskiej około 9%, w porównaniu do prawie 90% jonów HCO3-) w coraz mocniej zakwaszającym się na skutek antropogenicznych emisji CO2 środowisku (czytaj więcej: Mit: Zakwaszanie oceanu nie szkodzi morskim stworzeniom). Ofiarą zmian pH jest m.in. Emiliania huxleyi, jeden z najbardziej licznych i rozpowszechnionych gatunków fitoplanktonu, którego zakwity mogą zajmować nawet 250 000 km2 (R. A. Feely i in., 2001, L. Bopp i in., 2005, N. Gruber, 2011, S. Collins, B. Rost, T.A. Rynearson, 2013, J. Segschneider i J. Bendtsen, 2013, N. Jiao i in., 2014, I. Nagelkerken i S. D. Connell, 2015, I. Nagelkerken i S. D. Connell, 2015, A. Yamamoto, A. Abe-Ouchi, Y. Yamanaka, 2017, S. L. Deppeler i A. T. Davidson, 2017).

Rysunek 7: Zdjęcia z elektronowego mikroskopu skaningowego kokolitoforów wzrastających w warunkach odpowiadających stężeniu CO2 w atmosferze 300 ppm (a, b, c) i 780-850 ppm (d, e, f). Źródło: U. Riebesell i in., 2000.

Problemy związane z tworzeniem pancerzyków wapiennych zagrażają wielkości eksportu węgla na dno morskie również bezpośrednio. Z jednej strony wraz z budową coraz cieńszych pancerzyków w coraz bardziej kwasowej wodzie zmniejsza się bowiem „balast”, a z drugiej na dno trafia mniej węglanu wapnia (CaCO3), będącego budulcem otwornic i kokolitoforów. Węglan wapnia potrafi wiązać węgiel w osadach przez miliony lat – z jego pokładów pod wysokim ciśnieniem i wysoką temperaturą tworzą się bowiem skały wapienne*.

Rysunek 8: Skały węglanowe (klify w Dover). Źródło: Wikipedia

Mniejsza ilość fitoplanktonu kalcyfikującego oznacza także niekorzystne zmiany zasadowości wody morskiej, gdyż otwornice dostarczają około 32-80% całkowitego głębokomorskiego budżetu kalcytu (formy CaCO3 pochodzenia biologicznego). Zmienia to dalej właściwości chemiczne wody. Dodatkowo zaburzeniu ulegają łańcuchy pokarmowe, których ogniwa odgrywają ważne role w krążeniu pierwiastków w oceanach, a to powoduje dalsze przekształcenia w zespołach fitoplanktonu (U. Riebesell i in., 2000, R. A. Feely i in. 2004, A. J. Pinsonneault i in., 2012, S. Collins, B. Rost, T.A. Rynearson, 2013, I. Nagelkerken i S. D. Connell, 2015, H. Zhang i L. Cao, 2016, J. Gutt i in., 2016, raport AMS, 2017, S. A. Henson i in., 2017, M. J. Henehan i in., 2017, M. A. Salter i in,. 2017, J. Howard i in., 2017).

Droga do wielkiego wymierania

Zmniejszenie eksportu resztek organicznych („pompa biologiczna”) i możliwości rozpuszczania dwutlenku węgla w wodzie („pompa fizyczna”) powoduje spadek efektywności oceanów w regulowaniu stężenia CO2 w atmosferze. Wciąż istnieją spore niepewności względem tego, w jak dużym stopniu zmiany te negatywnie odbiją się na klimacie. Same szacunki ilości węgla grzebanego obecnie w osadach wraz z materią organiczną i pancerzykami z węglanu wapnia są bardzo zróżnicowane i wahają się od 0,06 do 3,5 GtC rocznie (G. Battaglia, M. Steinacher, F. Joos, 2016, R. Keil, 2017, Seggschneider i Bendtsen, 2013)*. Spore niepewności dotyczą też mechanizmów stojących za przekształcaniem rozpuszczonego organicznego węgla w bardziej trwałą formę (RDOC = recalcitrant dissolved organic carbon), dzięki czemu może on przetrwać w wodzie oceanicznej nawet 6 tys. lat (N. Jiao i in., 2011, N. Jiao i in., 2014). Jasne jest już jednak, że ewentualny sam wzrost produkcji pierwotnej fitoplanktonu nie oznacza automatycznie, że więcej węgla zostanie wycofane z szybkiego cyklu węglowego. Fitoplankton prawdopodobnie nie zrekompensuje także prognozowanego dla połowy XXI wieku spadku o 8-25% poboru CO2 przez „pompę fizyczną” w rezultacie spadku rozpuszczalności CO2 w cieplejszej i bardziej zakwaszonej wodzie (A. J. Miller i in., 2006, J. Roman, J.J. McCarthy, 2010, D. G. Boyce i in., 2010, T. DeVries i T. Weber, 2017).

Rysunek 9: Porównanie obecnego, przeszłego i przyszłego stanu ekosystemu oceanicznego. W przeszłości geologicznej (środek) cieplejszy, mniej natleniony ocean wspierał dłuższe łańcuchy pokarmowe oparte na fitoplanktonie mniejszym niż współczesny. Relatywnie niski przepływ energii pomiędzy poziomami troficznymi powodował mniejszą różnorodność i liczebność drapieżników oraz mniejsze usuwanie materii organicznej do osadów. Wietrzenie skał było w równowadze z wysokim poziomem dwutlenku węgla, dzięki czemu węglany kumulowały się w części głębokiego oceanu. W przyszłości ocieplenie spowoduje pojawienie się w oceanie wielu cech z przeszłości, ale przejściowo doda zakwaszenie i stratyfikację. Zakwaszenie zostanie ostatecznie zbuforowane przez rozpuszczenie węglanów w głębinach (horyzont czasowy > 10 000 lat). Stratyfikacja i zanik wieloletniego lodu morskiego stopniowo wyeliminują część polarnych ekosystemów oraz ograniczą występowanie krótkich łańcuchów pokarmowych, podtrzymujących życie morskich kręgowców w morzach polarnych. Źródło: R.D. Norris i in., 2013

Może się wydawać, że ze względu na stosunkowo niewielką ilość węgla więzionego rocznie w osadach, problemy z fitoplanktonem nie powinny nas szczególnie martwić. Jednak zaburzenia tego mechanizmu są podejrzewane o wywołanie w geologicznej przeszłości epizodów masowego odtleniania oceanów, prowadzących do wymierania życia na Ziemi. Według wyliczeń prof. Rothmana możemy zapoczątkować kolejne, jeśli wyemitujemy w sumie ponad 300 Gt. Stawka jest więc bardzo wysoka, a metody geoinżynieryjne typu nawożenie oceanów żelazem, w świetle badań dotyczących fitoplanktonu i cyrkulacji oceanicznej okażą się raczej nieskuteczne. Spadek masy dużych gatunków fitoplanktonu oznacza ograniczenie ilości węgla wycofywanego z szybkiego obiegu, co przybliża nas do granicy „wytrzymałości” oceanów. Do dna będzie bowiem docierać mniej materii organicznej i węglanu wapnia (CaCO3). Szacunki mówią o zmniejszeniu magazynowania antropogenicznego CO2 przez oceany o około 0,2 GtC rocznie na koniec XXI wieku. Aby zrozumieć, jak ważny jest fitoplankton dla klimatu, wystarczy spojrzeć na obliczenia mówiące, że gdyby któregoś dnia te mikroskopijne roślinki zaprzestały pochłaniania dwutlenku węgla, rosnące obecnie stężenie tego gazu zwiększyłoby się ostatecznie o dodatkowe 200 ppm. Jeśli więc nie chcemy przyspieszyć niekorzystnych zmian na Ziemi i wyeliminować kolejnego sojusznika w naszej walce ze zmianą klimatu, musimy zadbać o lepsze warunki życia dla fitoplanktonu, czyli po prostu ograniczyć emisje gazów cieplarnianych (P. Falkowski i in., 2003, L. Bopp i in., 2005, J. Segschneider, J. Bendtsen, 2013, R. D. Norris i in., 2013, S-J. Wang, L. Cao, N. Li, 2014, N. Jiao i in., 2014, W. Fu, J. T. Randerson i J. K. Moore, 2015, M. Barange i in., 2017, raport AMS, 2017, J. Howard i in., 2017, S. L. Deppeler i A. T. Davidson, 2017, S. Roshan i T. DeVries, 2017).

FILMY

Prezentacja programu SOCCOM mającego na celu badanie Oceanu Południowego i jego roli w pochłanianiu dwutlenku węgla (około 4 min., jęz. angielski):

Wpływ zakwaszania oceanu na organizmy żywe (około 5 min., jęz. angielski):

Polecamy również film o problemach hodowców ostryg związanych z zakwaszaniem oceanu (około 4,5 min., jęz. angielski): link.

* J.L. Sarmiento, N. Gruber "Ocean Biogeochemical Dynamics", Princeton University Press, 2006

Anna Sierpińska, konsultacja merytoryczna: prof. Jan Marcin Węsławski

Opublikowano: 2018-06-25 17:16
Tagi

dwutlenek węgla ocean zakwaszanie oceanu

Korzystanie z witryny bez zmiany ustawień przeglądarki oznacza akceptację polityki cookies.