Sari la conținut

Curba Martin

De la Wikipedia, enciclopedia liberă
Concentrațiile de suprafață ale materiei organice în particule (POM)
așa cum au fost observate prin satelit⁠(d) în 2011

Curba Martin este o lege de putere utilizată de oceanografi pentru a descrie exportul de carbon organic în particule (POC) către fundul oceanului. Curba este controlată cu ajutorul a doi parametri: adâncimea de referință în coloana de apă și un parametru de remineralizare, care reprezintă o măsură a ratei de atenuare a fluxului vertical de POC.[1] Aceasta poartă numele oceanografului american John Martin.

Curba Martin a fost utilizată în studiul ciclului carbonului oceanic și a contribuit la înțelegerea rolului oceanului în reglarea nivelului de CO2 din atmosferă.

Context[modificare | modificare sursă]

Fluxul de POC în funcție de adâncime

Dinamica bazinului de carbon organic sub formă de particule (POC) din ocean este esențială pentru ciclul carbonului marin. POC reprezintă legătura dintre producția primară de suprafață, oceanul adânc și sedimentele marine. Rata la care POC este degradat în oceanul întunecat poate avea un impact asupra concentrației de CO2 din atmosferă.

Pompa biologică de carbon (BCP) este un mecanism crucial prin care CO2 atmosferic este absorbit de ocean și transportat în interiorul oceanului. Fără BCP, concentrația atmosferică de CO2 din perioada preindustrială (~280 ppm) ar fi crescut la ~460 ppm.[2] În prezent, s-a estimat că fluxul de particule de carbon organic (POC) din stratul de suprafață al oceanului către interiorul acestuia este de 4–13 Pg-C pe an-1.[3] Pentru a evalua eficiența BCP, este necesar să se cuantifice atenuarea verticală a fluxului POC în funcție de adâncime, deoarece cu cât POC este transportat mai adânc, cu atât mai mult timp CO2 va fi izolat de atmosferă. Astfel, o creștere a eficienței BCP are potențialul de a provoca o creștere a captării carbonului oceanic din CO2 atmosferic, ceea ce ar duce la o reacție negativă asupra încălzirii globale. Diferiți cercetători au investigat atenuarea verticală a fluxului POC încă din anii 1980.[4][5][6][7][8]

În 1987, Martin și alții au propus următoarea funcție de lege a puterii pentru a descrie atenuarea fluxului POC:[9]

                 (1)

unde z este adâncimea apei (m), iar Fz și F100 sunt fluxurile de POC la adâncimi de z metri și, respectiv, 100 de metri. Deși au fost propuse și validate și alte funcții, cum ar fi o curbă exponențială,[10][11] această funcție de tip lege de putere, cunoscută în mod obișnuit sub numele de „curba Martin”, a fost utilizată foarte frecvent în discuțiile privind BCP. Exponentul b din această ecuație a fost utilizat ca indice al eficienței BCP: cu cât exponentul b este mai mare, cu atât rata de atenuare verticală a fluxului POC este mai mare și eficiența BCP este mai mică.[12] În plus, simulările numerice au arătat că o modificare a valorii lui b ar schimba semnificativ concentrația de CO2 din atmosferă.[13][14][15]

Ulterior, alți cercetători au derivat profiluri alternative de remineralizare din ipoteze privind degradabilitatea particulelor și viteza de scufundare.[16][17][18][19][20][21][22] Cu toate acestea, curba Martin a devenit omniprezentă ca model care presupune că materia organică care se scufundă mai lent și/sau labilă se epuizează în mod preferențial în apropierea suprafeței, ceea ce determină creșterea vitezei de scufundare și/sau a timpului de remineralizare odată cu adâncimea.[23][24]

Curba lui Martin poate fi exprimată într-un mod ceva mai general astfel:

unde fp (z) este fracțiunea fluxului de materie organică sub formă de particule dintr-un strat productiv din apropierea suprafeței [25] care se scufundă prin orizontul de adâncime z [m], Cp [mb] este un coeficient de scalare, iar b este un exponent nondimensional care controlează modul în care fp scade cu adâncimea. Ecuația este adesea normalizată la o adâncime de referință zo, dar acest parametru poate fi ușor absorbit în Cp.

Rata de atenuare verticală[modificare | modificare sursă]

Rata de atenuare verticală a fluxului de POC depinde foarte mult de viteza de scufundare și de rata de descompunere a POC în coloana de apă. Deoarece POC este labil și are o flotabilitate negativă redusă, acesta trebuie să fie agregat cu materiale relativ grele numite balast pentru a se depune gravitațional în ocean. Printre materialele care pot servi drept balast se numără opalul biogenic (denumit în continuare "opal"), CaCO3 și aluminosilicații. În 1993, Ittekkot a emis ipoteza că scăderea drastică de la ~280 la ~200 ppm de CO2 atmosferic, care a avut loc în timpul ultimului maxim glaciar, a fost cauzată de o creștere a aportului de praf eolian (balast de aluminosilicați) în ocean, care a întărit BCP.[26] În 2002, Klaas și Archer, precum și Francois și alții, care au compilat și analizat datele globale ale capcanelor de sedimente, au sugerat că CaCO3, care are cea mai mare densitate dintre posibilele minerale de balast, este la nivel global cel mai important și eficient facilitator al transportului vertical de POC, deoarece eficiența transferului (raportul dintre fluxul de POC din adâncul mării și cel de la baza stratului mixt de suprafață) este mai mare în zonele subtropicale și tropicale unde CaCO3 este o componentă majoră a zăpezii marine.[27][28]

Vitezele de scufundare raportate ale particulelor bogate în CaCO3 sunt ridicate.[29][30] Simulările numerice care iau în considerare aceste constatări au indicat că viitoarea acidificare a oceanelor va reduce eficiența BCP prin scăderea calcificării oceanice.[31] În plus, raportul de export de POC (raportul dintre fluxul de POC dintr-un strat superior (o adâncime fixă, cum ar fi 100 de metri, sau zona eufotică sau stratul mixt) și productivitatea primară netă) în zonele subtropicale și tropicale este scăzut, deoarece temperaturile ridicate din stratul superior cresc ratele de descompunere a POC.[32] Rezultatul ar putea fi o eficiență mai mare a transferului și o corelație pozitivă puternică între POC și CaCO3 în aceste zone de latitudine joasă: POC labil, care este mai proaspăt și mai ușor de descompus de către microbi, se descompune în stratul superior, iar POC relativ refractar este transportat în interiorul oceanului în zonele de latitudine joasă.[33][34]

Panta efectivă a curbei lui Martin pentru POC
(conform unui model biogeochimic global numit M4AGO[35])

Pe baza observațiilor care au relevat o creștere mare a fluxurilor de POC în zonele de latitudine înaltă în timpul înfloririi diatomeelor și pe baza faptului că diatomeele sunt mult mai mari decât cocolitoforii[36][37][38] Honda și Watanabe au propus în 2010 că opalul, mai degrabă decât CaCO3, este crucial ca balast este crucial ca balast pentru un transport vertical eficient de POC în regiunile subarctice.[39] Weber și alții au raportat în 2016 o corelație negativă puternică între eficiența transferului și fracțiunea de picoplancton din plancton, precum și o eficiență mai mare a transferului în zonele de latitudine înaltă, unde predomină fitoplanctonul mare, cum ar fi diatomeele.[40] Aceștia au calculat, de asemenea, că fracțiunea de CO2 transportată pe verticală care a fost captată în interiorul oceanului timp de cel puțin 100 de ani este mai mare în regiunile de latitudine înaltă (polare și subpolare) decât în regiunile de latitudine joasă.[40]

În schimb, Bach și alții au efectuat în 2019 un experiment în mezocosmosă pentru a studia modul în care structura comunității de plancton afectează viteza de scufundare și au raportat că, în timpul perioadelor mai productive, viteza de scufundare a particulelor agregate nu a fost neapărat mai mare, deoarece particulele agregate produse atunci erau foarte pufoase; mai degrabă, viteza de sedimentare a fost mai mare atunci când fitoplanctonul era dominat de celule mici.[41] În 2012, Henson și alții au revizuit datele globale ale capcanelor de sedimente și au raportat că fluxul de POC este corelat negativ cu fluxul de export de opal și necorelat cu fluxul de export de CaCO3.[42]

Zonele din coloana de apă

Factorii cheie care influențează rata de descompunere biologică a POC care se scufundă în coloana de apă sunt temperatura apei și concentrația de oxigen dizolvat (DO): cu cât temperatura apei și concentrația de DO sunt mai scăzute, cu atât rata de respirație biologică este mai lentă și, în consecință, rata de descompunere a fluxului de POC.[43][44][45][46] De exemplu, în 2015, Marsay împreună cu alte persoane au analizat datele privind fluxul de POC din capcanele de sedimente cu flotabilitate neutră din partea superioară a coloanei de apă de 500 m și au constatat o corelație pozitivă semnificativă între exponentul b din ecuația (1) de mai sus și temperatura apei (adică fluxul de POC a fost atenuat mai rapid atunci când apa era mai caldă).[43] În plus, Bach și alții au constatat că ratele de descompunere a POC sunt ridicate (scăzute) atunci când diatomeele și Synechococcus⁠(d) (alge dăunătoare) sunt fitoplanctonul dominant, din cauza abundenței crescute (scăzute) a zooplanctonului și a creșterii (scăderii) consecvente a presiunii de pășunat.[47]

Utilizând observații radiochimice (observații ale fluxului POC pe bază de 234Th), Pavia și alții au constatat în 2019 că exponentul b al curbei Martin a fost semnificativ mai mic în zona ecuatorială a Pacificului estic cu conținut scăzut de oxigen (hipoxic) decât în alte zone; adică atenuarea verticală a fluxului POC a fost mai mică în zona hipoxică.[48] Aceștia au subliniat faptul că un ocean mai hipoxic în viitor ar duce la o atenuare mai mică a fluxului POC și, prin urmare, la o eficiență crescută a BCP și, prin urmare, ar putea fi un feedback negativ asupra încălzirii globale.[46] McDonnell și alții au raportat în 2015 că transportul vertical de POC este mai eficient în Antarctica, unde viteza de scufundare este mai mare și rata de respirație biologică este mai mică decât în Atlanticul subtropical.[49] Henson și alții au raportat, de asemenea, în 2019, un raport de export ridicat în timpul perioadei de înflorire timpurie, când productivitatea primară este scăzută, și un raport de export scăzut în timpul perioadei de înflorire târzie, când productivitatea primară este ridicată.[50] Aceștia au atribuit raportul de export scăzut în timpul înfloririi târzii presiunii de pășunat exercitate de microzooplancton și bacterii.[50]

În ciuda acestor numeroase cercetări ale BCP, factorii care guvernează atenuarea verticală a fluxului POC sunt încă în dezbatere. Observațiile efectuate în regiunile subarctice au arătat că eficiența transferului între adâncimile de 1000 și 2000 m este relativ scăzută, iar între fundul zonei eufotice și o adâncime de 1000 m este relativ ridicată.[51] Prin urmare, Marsay și alții au propus în 2015 că curba Martin nu exprimă în mod corespunzător atenuarea verticală a fluxului de POC în toate regiunile și că, în schimb, ar trebui elaborată o ecuație diferită pentru fiecare regiune.[43] Gloege și alții au discutat în 2017 despre parametrizarea atenuării verticale a fluxului POC[52] și au raportat că atenuarea verticală a fluxului POC în zona crepusculară (de la baza zonei eufotice până la 1 000 m) poate fi bine parametrizată nu numai printr-un model de lege de putere (curba Martin), ci și printr-un model exponențial [53] și un model de balast.[54]

Cu toate acestea, modelul exponențial tinde să subestimeze fluxul de POC în zona de la miezul nopții (adâncimi mai mari de 1000 de metri). Cael și Bisson au raportat în 2018 că modelul exponențial (modelul legii puterii) tinde să subestimeze fluxul POC în stratul superior și să îl supraestimeze în stratul de adâncime.[18] Cu toate acestea, capacitățile ambelor modele de a descrie fluxurile de POC au fost comparabile din punct de vedere statistic atunci când au fost aplicate la setul de date privind fluxul de POC din Pacificul de Est care a fost utilizat pentru a propune „curba Martin”.[23] Într-un studiu pe termen lung în Pacificul de nord-est, Smith și alții au observat în 2018 o creștere bruscă a fluxului de POC însoțită de o eficiență de transfer neobișnuit de mare; ei au sugerat că, deoarece curba Martin nu poate exprima o astfel de creștere bruscă, este posibil ca aceasta să subestimeze uneori puterea BCP.[55] În plus, contrar constatărilor anterioare, unele studii au raportat o eficiență de transfer semnificativ mai mare, în special către marea adâncă, în regiunile subtropicale decât în regiunile subarctice.[42][51][56] Acest model poate fi atribuit diferențelor mici de temperatură și de concentrație de DO în adâncul mării între regiunile de latitudine înaltă și cele de latitudine joasă, precum și unei viteze de scufundare mai mari în regiunile subtropicale, unde CaCO3 este o componentă majoră a zăpezii marine de adâncime. În plus, este posibil ca POC să fie mai refractar în zonele de latitudine joasă decât în zonele de latitudine înaltă.[34][43][44]

Incertitudinea în pompa biologică[modificare | modificare sursă]

Pompa biologică a oceanului reglează nivelurile de dioxid de carbon atmosferic și clima prin transferul carbonului organic produs la suprafață de către fitoplancton în interiorul oceanului prin intermediul zăpezii marine, unde carbonul organic este consumat și respirat de către microorganismele marine. Acest transport de la suprafață la adâncime este descris, de obicei, printr-o relație de tip lege de putere a concentrației particulelor care se scufundă cu adâncimea. Incertitudinea privind puterea pompei biologice poate fi legată de diferite valori ale variabilelor (incertitudine parametrică) sau de ecuațiile de bază (incertitudine structurală) care descriu exportul de materie organică. În 2021, Lauderdale a evaluat incertitudinea structurală folosind un model de biogeochimie oceanică prin înlocuirea sistematică a șase profiluri alternative de remineralizare potrivite unei curbe de referință a legii puterii. Incertitudinea structurală are o contribuție substanțială, aproximativ o treime în termeni de pCO2 atmosferic, la incertitudinea totală a pompei biologice, subliniind importanța îmbunătățirii caracterizării pompei biologice din observații și a includerii sale mecaniciste în modelele climatice.[57]

Carbonul și nutrienții sunt consumați de fitoplanctonul de la suprafața oceanului în timpul producției primare, ceea ce duce la un flux descendent de materie organică. Această „zăpadă marină” este transformată, respirată și degradată de organismele heterotrofe din apele mai adânci, eliberând în cele din urmă acești constituenți înapoi în formă anorganică dizolvată. Turbulențele oceanice și amestecul turbulent readuc apele de adâncime bogate în resurse înapoi în stratul de suprafață luminat de soare, menținând productivitatea globală a oceanelor. Pompa biologică menține acest gradient vertical de nutrienți prin absorbție, transport vertical și remineralizare a materiei organice, stocând carbonul în adâncurile oceanului, care este izolat de atmosferă la scări temporale de ordinul secolelor și mileniilor, reducând nivelul de CO2 din atmosferă cu câteva sute de microatmosfere.[58][59] Pompa biologică rezistă la o caracterizare mecanică simplă din cauza complexității proceselor biologice, chimice și fizice implicate,[60] astfel încât soarta carbonului organic exportat este descrisă de obicei cu ajutorul unui profil dependent de adâncime pentru a evalua degradarea particulelor care se scufundă.

Note[modificare | modificare sursă]

  1. ^ Olli, Kalle (). „Unraveling the uncertainty and error propagation in the vertical flux Martin curve”. Progress in Oceanography. 135: 146–155. Bibcode:2015PrOce.135..146O. doi:10.1016/j.pocean.2015.05.016. 
  2. ^ Villa-Alfageme, M.; De Soto, F. C.; Ceballos, E.; Giering, S. L. C.; Le Moigne, F. A. C.; Henson, S.; Mas, J. L.; Sanders, R. J. (). „Geographical, seasonal, and depth variation in sinking particle speeds in the North Atlantic”. Geophysical Research Letters. 43 (16): 8609–8616. Bibcode:2016GeoRL..43.8609V. doi:10.1002/2016GL069233. 
  3. ^ Lima, I. D.; Lam, P. J.; Doney, S. C. (). „Dynamics of particulate organic carbon flux in a global ocean model”. Biogeosciences. 11 (4): 1177–1198. Bibcode:2014BGeo...11.1177L. doi:10.5194/bg-11-1177-2014. 
  4. ^ Suess, Erwin (). „Particulate organic carbon flux in the oceans—surface productivity and oxygen utilization”. Nature. 288 (5788): 260–263. Bibcode:1980Natur.288..260S. doi:10.1038/288260a0. 
  5. ^ Betzer, Peter R.; Showers, William J.; Laws, Edward A.; Winn, Christopher D.; Ditullio, Giacomo R.; Kroopnick, Peter M. (). „Primary productivity and particle fluxes on a transect of the equator at 153°W in the Pacific Ocean”. Deep Sea Research Part A. Oceanographic Research Papers. 31 (1): 1–11. Bibcode:1984DSRA...31....1B. doi:10.1016/0198-0149(84)90068-2. 
  6. ^ Berger, W. H., Fischer, K., Lai, C., and Wu, G. (1987). "Ocean carbon flux: global maps of primary production and export production,". In: Biogeochemical Cycling and Fluxes between the Deep Euphotic Zone and Other Oceanic Realms", Vol. 3, ed. C. Agegian (Silver Spring, MD: NOAA), pages 87–30.
  7. ^ Pace, Michael L.; Knauer, George A.; Karl, David M.; Martin, John H. (). „Primary production, new production and vertical flux in the eastern Pacific Ocean”. Nature. 325 (6107): 803–804. Bibcode:1987Natur.325..803P. doi:10.1038/325803a0. 
  8. ^ Eroare la citare: Etichetă <ref> invalidă; niciun text nu a fost furnizat pentru referințele numite Honda2020
  9. ^ Martin, John H.; Knauer, George A.; Karl, David M.; Broenkow, William W. (). „VERTEX: Carbon cycling in the northeast Pacific”. Deep Sea Research Part A. Oceanographic Research Papers. 34 (2): 267–285. Bibcode:1987DSRA...34..267M. doi:10.1016/0198-0149(87)90086-0. 
  10. ^ Gloege, Lucas; McKinley, Galen A.; Mouw, Colleen B.; Ciochetto, Audrey B. (). „Global evaluation of particulate organic carbon flux parameterizations and implications for atmospheric pCO2”. Global Biogeochemical Cycles. 31 (7): 1192–1215. Bibcode:2017GBioC..31.1192G. doi:10.1002/2016GB005535. 
  11. ^ Cael, B. B.; Bisson, Kelsey (). „Particle Flux Parameterizations: Quantitative and Mechanistic Similarities and Differences”. Frontiers in Marine Science. 5. doi:10.3389/fmars.2018.00395. 
  12. ^ Berelson, W. M. (2001). "The flux of particulate organic carbon into the ocean interior.: a comparison of four U.S. JGOFS regional studies". Oceanography, 14: 59–64.
  13. ^ Yamanaka, Yasuhiro; Tajika, Eiichi (). „The role of the vertical fluxes of particulate organic matter and calcite in the oceanic carbon cycle: Studies using an ocean biogeochemical general circulation model”. Global Biogeochemical Cycles. 10 (2): 361–382. Bibcode:1996GBioC..10..361Y. doi:10.1029/96gb00634. 
  14. ^ Kwon, Eun Young; Primeau, François; Sarmiento, Jorge L. (). „The impact of remineralization depth on the air–sea carbon balance”. Nature Geoscience. 2 (9): 630–635. Bibcode:2009NatGe...2..630K. doi:10.1038/ngeo612. 
  15. ^ Wilson, Jamie D.; Barker, Stephen; Edwards, Neil R.; Holden, Philip B.; Ridgwell, Andy (). „Sensitivity of atmospheric CO2 to regional variability in particulate organic matter remineralization depths”. Biogeosciences. 16 (14): 2923–2936. Bibcode:2019BGeo...16.2923W. doi:10.5194/bg-16-2923-2019. 
  16. ^ Armstrong, Robert A.; Lee, Cindy; Hedges, John I.; Honjo, Susumu; Wakeham, Stuart G. (). „A new, mechanistic model for organic carbon fluxes in the ocean based on the quantitative association of POC with ballast minerals”. Deep-Sea Research Part II: Topical Studies in Oceanography. 49 (1–3): 219–236. Bibcode:2001DSRII..49..219A. doi:10.1016/S0967-0645(01)00101-1. 
  17. ^ Banse, Karl (). „New views on the degradation and disposition of organic particles as collected by sediment traps in the open sea”. Deep Sea Research Part A. Oceanographic Research Papers. 37 (7): 1177–1195. Bibcode:1990DSRA...37.1177B. doi:10.1016/0198-0149(90)90058-4. 
  18. ^ a b Cael, B. B.; Bisson, Kelsey (). „Particle Flux Parameterizations: Quantitative and Mechanistic Similarities and Differences”. Frontiers in Marine Science. 5. doi:10.3389/fmars.2018.00395. 
  19. ^ Kriest, I.; Oschlies, A. (). „On the treatment of particulate organic matter sinking in large-scale models of marine biogeochemical cycles”. Biogeosciences. 5 (1): 55–72. Bibcode:2008BGeo....5...55K. doi:10.5194/bg-5-55-2008. 
  20. ^ Lutz, Michael; Dunbar, Robert; Caldeira, Ken (). „Regional variability in the vertical flux of particulate organic carbon in the ocean interior”. Global Biogeochemical Cycles. 16 (3): 11–1–11–18. Bibcode:2002GBioC..16.1037L. doi:10.1029/2000GB001383. 
  21. ^ Schwinger, Jörg; Goris, Nadine; Tjiputra, Jerry F.; Kriest, Iris; Bentsen, Mats; Bethke, Ingo; Ilicak, Mehmet; Assmann, Karen M.; Heinze, Christoph (). „Evaluation of NorESM-OC (Versions 1 and 1.2), the ocean carbon-cycle stand-alone configuration of the Norwegian Earth System Model (NorESM1)”. Geoscientific Model Development. 9 (8): 2589–2622. Bibcode:2016GMD.....9.2589S. doi:10.5194/gmd-9-2589-2016. 
  22. ^ Suess, Erwin (). „Particulate organic carbon flux in the oceans—surface productivity and oxygen utilization”. Nature. 288 (5788): 260–263. Bibcode:1980Natur.288..260S. doi:10.1038/288260a0. 
  23. ^ a b Martin, John H.; Knauer, George A.; Karl, David M.; Broenkow, William W. (). „VERTEX: Carbon cycling in the northeast Pacific”. Deep Sea Research Part A. Oceanographic Research Papers. 34 (2): 267–285. Bibcode:1987DSRA...34..267M. doi:10.1016/0198-0149(87)90086-0. 
  24. ^ Kriest, I.; Oschlies, A. (). „Numerical effects on organic-matter sedimentation and remineralization in biogeochemical ocean models”. Ocean Modelling. 39 (3–4): 275–283. Bibcode:2011OcMod..39..275K. doi:10.1016/j.ocemod.2011.05.001. 
  25. ^ Buesseler, Ken O.; Boyd, Philip W.; Black, Erin E.; Siegel, David A. (). „Metrics that matter for assessing the ocean biological carbon pump”. Proceedings of the National Academy of Sciences. 117 (18): 9679–9687. Bibcode:2020PNAS..117.9679B. doi:10.1073/pnas.1918114117. PMC 7211944 Accesibil gratuit. PMID 32253312. 
  26. ^ Ittekkot, Venugopalan (). „The abiotically driven biological pump in the ocean and short-term fluctuations in atmospheric CO2 contents”. Global and Planetary Change. 8 (1–2): 17–25. Bibcode:1993GPC.....8...17I. doi:10.1016/0921-8181(93)90060-2. 
  27. ^ Klaas, Christine; Archer, David E. (). „Association of sinking organic matter with various types of mineral ballast in the deep sea: Implications for the rain ratio”. Global Biogeochemical Cycles. 16 (4): 63–1–63–14. Bibcode:2002GBioC..16.1116K. doi:10.1029/2001GB001765. 
  28. ^ Francois, Roger; Honjo, Susumu; Krishfield, Richard; Manganini, Steve (). „Factors controlling the flux of organic carbon to the bathypelagic zone of the ocean”. Global Biogeochemical Cycles. 16 (4): 34–1–34–20. Bibcode:2002GBioC..16.1087F. doi:10.1029/2001GB001722. 
  29. ^ Fischer, G.; Karakaș, G. (). „Sinking rates and ballast composition of particles in the Atlantic Ocean: Implications for the organic carbon fluxes to the deep ocean”. Biogeosciences. 6 (1): 85–102. Bibcode:2009BGeo....6...85F. doi:10.5194/bg-6-85-2009. 
  30. ^ Sukigara, Chiho; Mino, Yoshihisa; Kawakami, Hajime; Honda, Makio C.; Fujiki, Tetsuichi; Matsumoto, Kazuhiko; Wakita, Masahide; Saino, Toshiro (). „Sinking dynamics of particulate matter in the subarctic and subtropical regions of the western North Pacific”. Deep Sea Research Part I: Oceanographic Research Papers. 144: 17–27. Bibcode:2019DSRI..144...17S. doi:10.1016/j.dsr.2018.11.004. 
  31. ^ Heinze, C. (). „Simulating oceanic CaCO3export production in the greenhouse”. Geophysical Research Letters. 31 (16). Bibcode:2004GeoRL..3116308H. doi:10.1029/2004GL020613. 
  32. ^ Laws, Edward A.; Falkowski, Paul G.; Smith, Walker O.; Ducklow, Hugh; McCarthy, James J. (). „Temperature effects on export production in the open ocean”. Global Biogeochemical Cycles. 14 (4): 1231–1246. Bibcode:2000GBioC..14.1231L. doi:10.1029/1999gb001229. 
  33. ^ Francois, Roger; Honjo, Susumu; Krishfield, Richard; Manganini, Steve (). „Factors controlling the flux of organic carbon to the bathypelagic zone of the ocean”. Global Biogeochemical Cycles. 16 (4): 34–1–34–20. Bibcode:2002GBioC..16.1087F. doi:10.1029/2001GB001722. 
  34. ^ a b Henson, Stephanie A.; Sanders, Richard; Madsen, Esben (). „Global patterns in efficiency of particulate organic carbon export and transfer to the deep ocean”. Global Biogeochemical Cycles. 26 (1): n/a. Bibcode:2012GBioC..26.1028H. doi:10.1029/2011GB004099. 
  35. ^ Maerz, Joeran; Six, Katharina D.; Stemmler, Irene; Ahmerkamp, Soeren; Ilyina, Tatiana (). „Microstructure and composition of marine aggregates as co-determinants for vertical particulate organic carbon transfer in the global ocean”. Biogeosciences. 17 (7): 1765–1803. Bibcode:2020BGeo...17.1765M. doi:10.5194/bg-17-1765-2020 Accesibil gratuit. hdl:21.11116/0000-0004-BD3E-3 Accesibil gratuit. 
  36. ^ Buesseler, Ken O. (). „The decoupling of production and particulate export in the surface ocean”. Global Biogeochemical Cycles. 12 (2): 297–310. Bibcode:1998GBioC..12..297B. doi:10.1029/97GB03366. 
  37. ^ Buesseler, K. O.; Lamborg, C. H.; Boyd, P. W.; Lam, P. J.; Trull, T. W.; Bidigare, R. R.; Bishop, J. K. B.; Casciotti, K. L.; Dehairs, F. (). „Revisiting Carbon Flux Through the Ocean's Twilight Zone”. Science. 316 (5824): 567–570. Bibcode:2007Sci...316..567B. doi:10.1126/science.1137959. PMID 17463282. 
  38. ^ Buesseler, K.O.; Trull, T.W.; Steinberg, D.K.; Silver, M.W.; Siegel, D.A.; Saitoh, S.-I.; Lamborg, C.H.; Lam, P.J.; Karl, D.M. (). „VERTIGO (VERtical Transport in the Global Ocean): A study of particle sources and flux attenuation in the North Pacific”. Deep-Sea Research Part II: Topical Studies in Oceanography. 55 (14–15): 1522–1539. Bibcode:2008DSRII..55.1522B. doi:10.1016/j.dsr2.2008.04.024. 
  39. ^ Honda, Makio C.; Watanabe, Shuichi (). „Importance of biogenic opal as ballast of particulate organic carbon (POC) transport and existence of mineral ballast-associated and residual POC in the Western Pacific Subarctic Gyre”. Geophysical Research Letters. 37 (2): n/a. Bibcode:2010GeoRL..37.2605H. doi:10.1029/2009GL041521. 
  40. ^ a b Weber, Thomas; Cram, Jacob A.; Leung, Shirley W.; Devries, Timothy; Deutsch, Curtis (). „Deep ocean nutrients imply large latitudinal variation in particle transfer efficiency”. Proceedings of the National Academy of Sciences. 113 (31): 8606–8611. Bibcode:2016PNAS..113.8606W. doi:10.1073/pnas.1604414113. PMC 4978250 Accesibil gratuit. PMID 27457946. 
  41. ^ Bach, L. T.; Stange, P.; Taucher, J.; Achterberg, E. P.; Algueró‐Muñiz, M.; Horn, H.; Esposito, M.; Riebesell, U. (). „The Influence of Plankton Community Structure on Sinking Velocity and Remineralization Rate of Marine Aggregates”. Global Biogeochemical Cycles. 33 (8): 971–994. Bibcode:2019GBioC..33..971B. doi:10.1029/2019GB006256. 
  42. ^ a b Henson, Stephanie A.; Sanders, Richard; Madsen, Esben (). „Global patterns in efficiency of particulate organic carbon export and transfer to the deep ocean”. Global Biogeochemical Cycles. 26 (1): n/a. Bibcode:2012GBioC..26.1028H. doi:10.1029/2011GB004099. 
  43. ^ a b c d Marsay, Chris M.; Sanders, Richard J.; Henson, Stephanie A.; Pabortsava, Katsiaryna; Achterberg, Eric P.; Lampitt, Richard S. (). „Attenuation of sinking particulate organic carbon flux through the mesopelagic ocean”. Proceedings of the National Academy of Sciences. 112 (4): 1089–1094. Bibcode:2015PNAS..112.1089M. doi:10.1073/pnas.1415311112. PMC 4313834 Accesibil gratuit. PMID 25561526. 
  44. ^ a b Devries, Tim; Weber, Thomas (). „The export and fate of organic matter in the ocean: New constraints from combining satellite and oceanographic tracer observations”. Global Biogeochemical Cycles. 31 (3): 535–555. Bibcode:2017GBioC..31..535D. doi:10.1002/2016GB005551. 
  45. ^ Laufkötter, C.; John, Jasmin G.; Stock, Charles A.; Dunne, John P. (). „Temperature and oxygen dependence of the remineralization of organic matter”. Global Biogeochemical Cycles. 31 (7): 1038–1050. Bibcode:2017GBioC..31.1038L. doi:10.1002/2017GB005643. 
  46. ^ a b Pavia, Frank J.; Anderson, Robert F.; Lam, Phoebe J.; Cael, B. B.; Vivancos, Sebastian M.; Fleisher, Martin Q.; Lu, Yanbin; Zhang, Pu; Cheng, Hai (). „Shallow particulate organic carbon regeneration in the South Pacific Ocean”. Proceedings of the National Academy of Sciences. 116 (20): 9753–9758. Bibcode:2019PNAS..116.9753P. doi:10.1073/pnas.1901863116. PMC 6525517 Accesibil gratuit. PMID 31036647. 
  47. ^ Bach, L. T.; Stange, P.; Taucher, J.; Achterberg, E. P.; Algueró‐Muñiz, M.; Horn, H.; Esposito, M.; Riebesell, U. (). „The Influence of Plankton Community Structure on Sinking Velocity and Remineralization Rate of Marine Aggregates”. Global Biogeochemical Cycles. 33 (8): 971–994. Bibcode:2019GBioC..33..971B. doi:10.1029/2019GB006256. 
  48. ^ Pavia, Frank J.; Anderson, Robert F.; Lam, Phoebe J.; Cael, B. B.; Vivancos, Sebastian M.; Fleisher, Martin Q.; Lu, Yanbin; Zhang, Pu; Cheng, Hai (). „Shallow particulate organic carbon regeneration in the South Pacific Ocean”. Proceedings of the National Academy of Sciences. 116 (20): 9753–9758. Bibcode:2019PNAS..116.9753P. doi:10.1073/pnas.1901863116. PMC 6525517 Accesibil gratuit. PMID 31036647. 
  49. ^ McDonnell, A. M. P.; Boyd, P. W.; Buesseler, K. O. (). „Effects of sinking velocities and microbial respiration rates on the attenuation of particulate carbon fluxes through the mesopelagic zone”. Global Biogeochemical Cycles. 29 (2): 175–193. Bibcode:2015GBioC..29..175M. doi:10.1002/2014GB004935. 
  50. ^ a b Henson, Stephanie; Le Moigne, Fred; Giering, Sarah (). „Drivers of Carbon Export Efficiency in the Global Ocean”. Global Biogeochemical Cycles. 33 (7): 891–903. Bibcode:2019GBioC..33..891H. doi:10.1029/2018GB006158. PMC 7006809 Accesibil gratuit. PMID 32063666. 
  51. ^ a b Marsay, Chris M.; Sanders, Richard J.; Henson, Stephanie A.; Pabortsava, Katsiaryna; Achterberg, Eric P.; Lampitt, Richard S. (). „Attenuation of sinking particulate organic carbon flux through the mesopelagic ocean”. Proceedings of the National Academy of Sciences. 112 (4): 1089–1094. Bibcode:2015PNAS..112.1089M. doi:10.1073/pnas.1415311112. PMC 4313834 Accesibil gratuit. PMID 25561526. 
  52. ^ Gloege, Lucas; McKinley, Galen A.; Mouw, Colleen B.; Ciochetto, Audrey B. (). „Global evaluation of particulate organic carbon flux parameterizations and implications for atmospheric pCO2”. Global Biogeochemical Cycles. 31 (7): 1192–1215. Bibcode:2017GBioC..31.1192G. doi:10.1002/2016GB005535. 
  53. ^ Banse, Karl (). „New views on the degradation and disposition of organic particles as collected by sediment traps in the open sea”. Deep Sea Research Part A. Oceanographic Research Papers. 37 (7): 1177–1195. Bibcode:1990DSRA...37.1177B. doi:10.1016/0198-0149(90)90058-4. 
  54. ^ Armstrong, Robert A.; Lee, Cindy; Hedges, John I.; Honjo, Susumu; Wakeham, Stuart G. (). „A new, mechanistic model for organic carbon fluxes in the ocean based on the quantitative association of POC with ballast minerals”. Deep-Sea Research Part II: Topical Studies in Oceanography. 49 (1–3): 219–236. Bibcode:2001DSRII..49..219A. doi:10.1016/S0967-0645(01)00101-1. 
  55. ^ Smith, Kenneth L.; Ruhl, Henry A.; Huffard, Christine L.; Messié, Monique; Kahru, Mati (). „Episodic organic carbon fluxes from surface ocean to abyssal depths during long-term monitoring in NE Pacific”. Proceedings of the National Academy of Sciences. 115 (48): 12235–12240. Bibcode:2018PNAS..11512235S. doi:10.1073/pnas.1814559115. PMC 6275536 Accesibil gratuit. PMID 30429327. 
  56. ^ Devries, Tim; Weber, Thomas (). „The export and fate of organic matter in the ocean: New constraints from combining satellite and oceanographic tracer observations”. Global Biogeochemical Cycles. 31 (3): 535–555. Bibcode:2017GBioC..31..535D. doi:10.1002/2016GB005551. 
  57. ^ New Research Reveals Uncertainty in How Much Carbon the Ocean Absorbs Over Time – Climate Projections Could Be Off SciTechDaily, 8 May 2021.
  58. ^ Ito, Takamitsu; Follows, Michael J. (). „Preformed phosphate, soft tissue pump and atmospheric CO2”. Journal of Marine Research. 63 (4): 813–839. doi:10.1357/0022240054663231. 
  59. ^ Volk, Tyler; Hoffert, Martin I. (). „Ocean Carbon Pumps: Analysis of Relative Strengths and Efficiencies in Ocean-Driven Atmospheric CO2 Changes”. The Carbon Cycle and Atmospheric CO2 : Natural Variations Archean to Present. Geophysical Monograph Series. pp. 99–110. doi:10.1029/GM032p0099. ISBN 9781118664322. 
  60. ^ Boyd, Philip W.; Claustre, Hervé; Levy, Marina; Siegel, David A.; Weber, Thomas (). „Multi-faceted particle pumps drive carbon sequestration in the ocean” (PDF). Nature. 568 (7752): 327–335. Bibcode:2019Natur.568..327B. doi:10.1038/s41586-019-1098-2. PMID 30996317. 

Vezi și[modificare | modificare sursă]

Adus de la https://ro.wikipedia.org/w/index.php?title=Curba_Martin&oldid=16324408