炭酸塩補償深度
炭酸塩補償深度（CCD ）とは、海洋において炭酸カルシウムの供給速度と溶媒和速度が一致する深度です。つまり、溶媒和が供給を「補償」するということです。CCDより深度では溶媒和が速くなり、炭酸塩粒子は溶解し、動物の炭酸塩殻（殻殻）は保存されません。海底がこの深度より深い場所では、炭酸塩粒子は堆積物に蓄積しません。
方解石はこれらの炭酸塩の中で最も溶解性が低いため、方解石の場合、通常CCDが補償深度となります。アラゴナイト炭酸塩の場合、アラゴナイト補償深度（ACD）が補償深度となります。アラゴナイトは方解石よりも溶解性が高く、アラゴナイト補償深度は通常、方解石補償深度とCCDの両方よりも浅くなります。
概要
図に示されているように、生物起源炭酸カルシウム（CaCO 3）岩石は海洋の光合成層（緑色の円）で生成されます。死滅すると、表面近くで溶解を逃れたこれらの岩石は粘土物質とともに沈殿します。海水中では、温度、圧力、および深度の結果として溶解境界が形成され、飽和層として知られています。[ 3 ]この層より上では、水は過飽和であり、CaCO 3岩石は大部分が保存されます。この層より下では、深度とともに溶解度が増加することと、有機物の腐敗によって放出される CO 2の両方のために水は不飽和であり、CaCO 3は溶解します。堆積物の沈降速度は速いため（太い淡い矢印）、溶解は主に堆積物の表面で起こります。
炭酸塩補償深度では、溶解速度は上部からのCaCO 3供給速度と正確に一致する。定常状態において、この深度（CCD）は雪線（炭酸塩の少ない堆積物が発生する最初の深度）に類似する。溶解度線は、飽和深度と炭酸塩補償深度の間の深度間隔である。[ 4 ] [ 1 ]
炭酸塩の溶解度
炭酸カルシウムは、今日の海面水にはほとんど溶けません。死んだ石灰質プランクトンの殻は深海に沈み、溶解度が水深約3.5kmのリソクラインに達するまで実質的に変化しません。リソクラインを超えると、水深と圧力の増加に伴い溶解度が劇的に増加します。CCDに達するまでに、すべての炭酸カルシウムは次の式に従って溶解します。
![{\displaystyle {\mathrm {CaCO} {\vphantom {A}}_{\smash[{t}]{3}}{}+{}\mathrm {CO} {\vphantom {A}}_{\smash[{t}]{2}}{}+{}\mathrm {H} {\vphantom {A}}_{\smash[{t}]{2}}\mathrm {O} {}\mathrel {\longrightleftharpoons } {}\mathrm {Ca} {\vphantom {A}}^{2+}{\mskip {2mu}}(\mathrm {aq} ){}+{}2\,\mathrm {HCO} {\vphantom {A}}_{\smash[{t}]{3}}{\vphantom {A}}^{-}{\mskip {2mu}}(\mathrm {aq} )}}](https://wikimedia.org/api/rest_v1/media/math/render/svg/c5009be8cc2c14b7125419801310cdeb205c9875)
CCDより上の水柱には、石灰質のプランクトンや堆積粒子が見られます。海底がCCDより上にある場合、底質は石灰質軟泥と呼ばれる石灰質堆積物で構成されます。これは基本的に石灰岩またはチョークの一種です。露出した海底がCCDより下にある場合、CaCO 3の小さな殻はこのレベルに達する前に溶解し、炭酸塩堆積物の堆積を防ぎます。海底が広がると、プレートの熱沈下によって水深が深くなり、炭酸塩層がCCDより下に来ることがあります。炭酸塩層の上に堆積した珪質軟泥や深海粘土などの上層の堆積物によって、炭酸塩層が海水と化学的に反応するのを妨げられることがあります。[ 5 ]
CCDの値の変動
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CCDの正確な値は、炭酸カルシウムの溶解度に依存します。炭酸カルシウムの溶解度は、温度、圧力、そして水の化学組成、特に水中の溶存CO 2量によって決まります。炭酸カルシウムは、低温・高圧下でより溶解しやすくなります。また、溶存CO 2濃度が高い場合も溶解度が高くなります。上記の化学式に反応物を加えると、平衡は右方向に移動してCa 2+とHCO 3 −というより多くの生成物が生成され、ルシャトリエの原理に従って、より多くの反応物であるCO 2と炭酸カルシウムが消費されます。
現在、太平洋のCCDは、赤道湧昇帯下を除いて約4200～4500メートルで、赤道湧昇帯下では約5000メートルです。温帯および熱帯大西洋では、CCDは約5000メートルです。インド洋では、大西洋と太平洋の中間の約4300メートルです。CCDの深さの変動は、主に底層水が表層に露出してからの経過時間によって決まり、これを水塊の「年齢」と呼びます。これらの海盆の水の相対的な年齢は、熱塩循環によって決定されます。カイアシ類の糞便などの有機物は表層水から深層水へと沈降するため、深層水塊は年齢を重ねるにつれて溶存二酸化炭素を蓄積する傾向があります。最も古い水塊はCO2濃度が最も高く、したがってCCDは最も浅くなります。北大西洋と南極海の湧昇帯が発生する地域を除き、高緯度地域ではCCDは比較的浅くなります。この沈降作用により、二酸化炭素濃度が比較的低い若い表層水が深海に運ばれ、CCD が低下します。
地質学上の過去において、CCDの深さは大きく変化してきた。白亜紀から始新世にかけては、 CCDは現在よりも世界的にずっと浅かった。これは、この時代における活発な火山活動のため、大気中のCO2濃度が非常に高かったためである。CO2濃度の上昇は、海洋上のCO2分圧の上昇をもたらした。大気中のCO2分圧の上昇は、海洋混合表層における溶存CO2の増加につながる。この影響は、この時代における深海の水温上昇によっていくらか緩和された。[ 6 ] 始新世後期には、地球が温室状態から氷室状態へと移行し、 CCDが深くなった時期と一致した。
ジョン・マレーは炭酸カルシウムの溶解について調査・実験し、海洋における炭酸塩補償深度を初めて特定した。[ 7 ]
気候変動の影響
化石燃料の燃焼による大気中のCO2濃度の上昇はCCDの上昇を引き起こし、最初に沈降帯が影響を受けます。[ 8 ]大気中の二酸化炭素濃度の上昇によって引き起こされる海洋酸性化も、このような溶解を増加させ、数十年から数百年のタイムスケールで炭酸塩補償深を浅くします。[ 9 ]
堆積性軟泥
炭酸塩補償深度より上の海底では、石灰質軟泥が最も多く見られる。一方、炭酸塩補償深度より下の海底では、珪質軟泥が最も多く見られる。石灰質軟泥は主にリザリア類から構成されるのに対し、珪質軟泥は主に放散虫類と珪藻類から構成される。[ 10 ] [ 11 ]
参照
参考文献
- ^ a bミドルバーグ、ジャック・J. (2019). 「生物地球化学プロセスと無機炭素動態」.海洋炭素生物地球化学. SpringerBriefs in Earth System Sciences. pp. 77– 105. doi : 10.1007/978-3-030-10822-9_5 . ISBN 978-3-030-10821-2. S2CID 104368944 .
変更された資料はこのソースからコピーされたもので、Creative Commons Attribution 4.0 International Licenseに基づいて利用可能です。 - ^ Webb, Paul (2019)『海洋学入門』第12章 海洋堆積物、273～297ページ、Rebus Community。2020年更新。このソースから改変されたテキストをコピーしたもので、クリエイティブ・コモンズ 表示4.0 国際ライセンスの下で利用可能です。
- ^ 「大気中の二酸化炭素増加による海洋酸性化」英国王立協会。
- ^ Boudreau, Bernard P.; Middelburg, Jack J.; Luo, Yiming (2018). 「炭酸塩補償における石灰化の役割」. Nature Geoscience . 11 (12): 894– 900. Bibcode : 2018NatGe..11..894B . doi : 10.1038/s41561-018-0259-5 . S2CID 135284130 .
- ^サーマン、ハロルド、アラン・トルヒージョ著『海洋学入門』 2004年、p151-152
- ^ 「温水浴槽よりも暖かい：過去の大西洋の気温ははるかに高かった」 Physorg.com、2006年2月17日。
- ^ Berger, Wolfgang H.; et al. (2016). 「方解石補償深度（CCD）」.海洋地球科学百科事典. 地球科学百科事典シリーズ. Springer Netherlands. pp. 71– 73. doi : 10.1007/978-94-007-6238-1_47 . ISBN 978-94-007-6238-1。
- ^ Sulpis, Olivier; et al. (2018年10月29日). 「人為的CO2による海底CaCO3の溶解」 . Proceedings of the National Academy of Sciences of the United States of America . 115 (46): 11700– 11705. Bibcode : 2018PNAS..11511700S . doi : 10.1073 / pnas.1804250115 . PMC 6243283. PMID 30373837 .
- ^ Boudreau, Bernard P.; Middelburg, Jack J.; Hofmann, Andreas F.; Meysman, Filip JR (2010). 「炭酸塩補償における進行中の過渡現象：補償過渡現象」 . Global Biogeochemical Cycles . 24 (4): n/a. doi : 10.1029/2009GB003654 . S2CID 53062358 .
- ^ Johnson, Thomas C.; Hamilton, Edwin L.; Berger, Wolfgang H. (1977-08-01). 「石灰質軟泥の物理的性質：深部での溶解による制御」 .海洋地質学. 24 (4): 259– 277. Bibcode : 1977MGeol..24..259J . doi : 10.1016/0025-3227(77)90071-8 . ISSN 0025-3227 .
- ^ Webb, Paul (2023年8月). 「12.6 堆積物分布」 .海洋学入門. 2024年7月3日閲覧– ロジャー・ウィリアムズ大学経由.
