Sulfid karbonylu

Sulfid karbonylu (COS) je nejrozšířenějším plynem síry v troposféře. Průměrný směšovací poměr COS byl ~ 480 ppt na jižní a 490 ppt na severní polokouli na základě atmosférických měření v průběhu 5 let mezi lety 2000 a 2005 (Montzka et al., 2007). Největším zdrojem atmosférického COS je světový oceán. COS vzniká v povrchových vodách fotochemickým rozkladem organických sloučenin síry. Oceány jsou také velkým nepřímým zdrojem COS prostřednictvím emisí a atmosférické oxidace disulfidu uhlíku a dimethylsulfidu (Chin a Davis, 1993; Kettle a kol., 2002; Watts, 2000). Druhým největším zdrojem COS v současné atmosféře jsou antropogenní emise sirných plynů spojené s výrobou syntetických vláken a výrobou hliníku a uhlí (Campbell et al., 2015; Sturges et al., 2001a, b). Dalším zdrojem COS v atmosféře je spalování biomasy a emise z anoxických půd, mokřadů a vulkanismu (Watts, 2000; Kettle et al., 2002).

Primárním mechanismem ztráty COS v atmosféře je absorpce suchozemskou vegetací. COS je přijímán během fotosyntézy spolu s CO2, ale na rozdíl od CO2 není zpětně respirován, což spojuje atmosférické hladiny COS s hrubou primární produktivitou (GPP) suchozemských rostlin (Campbell et al., 2008; Sandoval-Soto et al., 2005; Seibt et al., 2010; Xu et al., 2002). Dalšími menšími, ale významnými mechanismy odstraňování atmosférického COS jsou oxidace OH a absorpce oxickými půdami. Podle nejnovějších odhadů může velikost pohlcování COS v terestrickém prostředí dosahovat až 1000 TgS rok-1 , což představuje ~ 80 % odstranění COS z atmosféry a má za následek životnost kratší než 2 roky. Pro vyrovnaný atmosférický rozpočet COS je zapotřebí velký oceánský zdroj 800 až 1000 TgS ročně- 1 (Berry et al., 2013; Glatthor et al., 2015; Kuai et al., 2015); odhady z pozorování však naznačují maximálně 300-400 TgS ročně- 1 emisí z přímých a nepřímých emisí dohromady (Lennartz et al., 2017). O emisních a odstraňovacích procesech, které řídí hladinu COS v atmosféře, je třeba se ještě mnoho dozvědět.

Vazba mezi COS a pozemskou GPP je hlavním důvodem, proč měření COS v atmosféře a v ledových jádrech přitahují velkou vědeckou pozornost. GPP je důležitou složkou terestrického koloběhu uhlíku a o její klimatické citlivosti toho není mnoho známo (Campbell et al., 2017). COS má určitý přímý vliv na klima, i když není považován za důležitý klimaticky relevantní plyn. Ve stratosféře COS oxiduje za vzniku síranových aerosolů, které snižují množství slunečního záření dopadajícího na Zemi. Potenciální ochlazovací účinky prostřednictvím stratosférických aerosolů jsou však do jisté míry kompenzovány potenciálními oteplovacími účinky v troposféře, protože COS účinně absorbuje v infračervené oblasti (Brühl et al., 2012).

První záznam COS v ledovém jádře pochází z mělkého ledového jádra vrtaného za sucha ze Siple Dome v západní Antarktidě (SDM-C) (Aydin et al., 2002; Montzka et al., 2004). Tato měření se pohybovala ve stáří plynu od roku 1616 do roku 1950 našeho letopočtu. Průměrná hodnota souboru dat byla 350 ± 39 ppt (± 1σ) a od poloviny 19. století vykazovala rostoucí trend v čase. Tento záznam poskytl první důkaz, že hladiny COS v předindustriální atmosféře byly podstatně nižší než v současné atmosféře. Měření firnového vzduchu byla rozhodující složkou validace měření COS v ledovém jádře, protože historie atmosféry založená na měření firnového vzduchu omezuje variabilitu atmosféry během dvacátého století a propojuje měření COS v ledovém jádře s instrumentálním záznamem (Sturges et al., 2001a; Montzka et al., 2004). Atmosférické historie založené na údajích o firnovém vzduchu z více míst v Arktidě a Antarktidě ukazují na prudký nárůst během dvacátého století, což potvrzuje velký vliv lidské činnosti na úroveň COS v atmosféře.

COS je dnes v extratropické atmosféře jižní polokoule rozložena rovnoměrně (Montzka et al., 2007). Pokud by hladiny COS ve vzduchových bublinách ledového jádra byly chemicky změněny během nebo po zachycení, bylo by možné očekávat variabilitu měření v ledovém jádře závislou na místě a související s chemickými a fyzikálními vlastnostmi ledu. Od zveřejnění záznamu SDM-C byla COS měřena v šesti různých ledových jádrech ze čtyř různých antarktických lokalit: ledové jádro SPRESSO z jižního pólu, ledová jádra 05A a 06A z rozvodí Západního antarktického ledového štítu (WAIS), ledové jádro SDM-A ze Siple Dome, ledové jádro Byrd z WAIS a ledové jádro M3C1 z Taylor Dome (Aydin et al., 2008, 2014, 2016). Dvě z těchto ledových jader (SPRESSO a WDC-05A) byla vrtána za sucha a čtyři ledová jádra (WDC-06A, SDM-A, Byrd a Taylor Dome M3C1) byla vrtána pomocí vrtných kapalin na bázi uhlovodíků. Ačkoli se tato ledová jádra liší časovým rozsahem a rozlišením, s výjimkou záznamů Byrd a SDM-A obsahují dostatečný počet měření z předindustriální éry pro důkladné srovnání (obr. 3).

Hladiny CO ve vzorcích ledových jader z různých suchých a fluidních vrtů antarktických ledových jader vykazují během posledního tisíciletí dobrou shodu, což poskytuje jistotu, že měření antarktických ledových jader odrážejí skutečné hladiny atmosféry během předindustriální éry. Měření SPRESSO a WDC-05A představují dva soubory dat s vysokým rozlišením, které umožňují zkoumat změny COS v atmosféře ve stoletém měřítku. Data nevykazují žádný dlouhodobý trend od roku 1000 do roku 1800 n. l., ale v období 1550-1750 n. l. je patrná pozitivní exkurze COS o 10-20 ppt (obr. 3). Načasování této pozitivní exkurze COS se shoduje s obdobím chladnějšího klimatu v předindustriální éře obecně známým jako malá doba ledová (LIA). Velikost pozitivní exkurze je srovnatelná s rozptylem patrným v měřeních ledových jader, což může vysvětlovat, proč tento rys není patrný v souboru dat WDC-06A s nižším rozlišením. Období LIA se vyznačovalo chladnějším klimatem a nižšími hladinami CO2 v atmosféře (Rubino et al., 2016; MacFarling Meure et al., 2006; Neukom et al., 2014). Zvýšená hladina COS během LIA byla přisuzována poklesu pozemské GPP (Rubino et al., 2016).

COS byl naměřen v ledu (WDC-06A) starém až 54 000 let před současností (Aydin et al., 2016). Interpretace dat z ledu staršího než tisíc let před současností je složitá, protože se začínají objevovat rozdíly mezi současnými soubory dat, přičemž v ledových jádrech z relativně teplejších lokalit je COS trvale nižší. To je vidět na obr. 3, kde jsou měření WAIS Divide postupně chudší než měření z jižního pólu a Taylorova dómu v horizontech starších než 1000 let našeho letopočtu. Tato odchylka mezi měřeními z lokalit s různou teplotní historií byla přičítána pomalé hydrolýze COS in situ, což je reakce závislá na teplotě, která způsobuje vyčerpání v čase (Aydin et al., 2014). Odhadovaná životnost COS s ohledem na hydrolýzu in situ v ledových jádrech se pohybuje od několika tisíc let na teplých lokalitách, jako je Siple Dome, po přibližně milion let na chladnějších lokalitách, jako je jižní pól.

Podrobná analýza údajů o COS z hlubokých ledových jader naznačuje, že COS se stává chemicky stabilní (tj. hydrolýza in situ se zastaví), jakmile se všechny vzduchové bubliny pod hydrostatickým tlakem přemění na vzduchové klatráty. Na základě této interpretace v současnosti dostupné údaje naznačují, že atmosférické hladiny COS během posledního glaciálu byly srovnatelné s hladinami během holocénu (Aydin et al., 2016). Tato pozorování je třeba potvrdit měřeními z dalších ledových jader. Očekává se, že probíhající měření z ledového jádra na jižním pólu (spicecore.org) poskytnou 50 000 let starý záznam COS srovnatelný se stávajícími měřeními WDC-06A z WAIS Divide.

Měření COS z ledu severní polokoule jsou omezená a sestávají ze dvou krátkých záznamů z jednoho suchého a jednoho fluidního vrtaného jádra ze Summitu v Grónsku (ledová jádra GISP2B a GISP2D) (Aydin et al., 2007). Tyto údaje pokrývají období od roku 1681 do roku 1868 n. l. a vykazují průměrnou hodnotu 325 ± 23 ppt (± 1σ, n = 25), která se výrazně neliší od průměru současných měření antarktických ledových jader (obr. 3). Tyto údaje naznačují malý nebo žádný mezihemisférický gradient COS v předindustriální atmosféře. Ke studiu možné variability mezihemisférického gradientu COS v delším časovém měřítku je zapotřebí dalších měření z grónských ledových jader

Sulfid karbonylu

Napsat komentář Zrušit odpověď na komentář