Karbonil-szulfid

A karbonil-szulfid (COS) a troposzféra legnagyobb mennyiségben előforduló kéngáza. A 2000 és 2005 közötti 5 év légköri mérései alapján a COS átlagos keveredési aránya ~ 480 ppt volt a déli féltekén és 490 ppt az északi féltekén (Montzka et al., 2007). A légköri COS legnagyobb forrása a világóceán. A COS a felszíni vizekben a szerves kénvegyületek fotokémiai lebontása révén keletkezik. Az óceánok a széndiszulfid és a dimetilszulfid kibocsátása és légköri oxidációja révén a COS nagy közvetett forrása is (Chin és Davis, 1993; Kettle et al., 2002; Watts, 2000). A második legnagyobb COS-forrás a modern légkörben a szintetikus szálak gyártásához, valamint az alumínium- és széntermeléshez kapcsolódó antropogén kéngáz-kibocsátás (Campbell et al., 2015; Sturges et al., 2001a, b). A biomassza elégetése és az anoxikus talajokból, vizes élőhelyekről és vulkanizmusból származó kibocsátások további légköri COS-források (Watts, 2000; Kettle et al., 2002).

A légköri COS elsődleges veszteségmechanizmusa a szárazföldi növényzet általi felvétel. A COS a fotoszintézis során a CO2 mellett kerül felvételre, de a CO2-tól eltérően nem lélegezhető vissza, ami összekapcsolja a légköri COS-szintet a szárazföldi növények bruttó elsődleges termelékenységével (GPP) (Campbell et al., 2008; Sandoval-Soto et al., 2005; Seibt et al., 2010; Xu et al., 2002). A légköri COS egyéb kisebb jelentőségű, de jelentős eltávolítási mechanizmusai az OH általi oxidáció és az oxigéndús talajok általi felvétel. A legfrissebb becslések szerint a szárazföldi COS-felvétel nagysága elérheti az 1000 TgS year- 1 értéket, ami a légkörből történő COS-eltávolítás ~ 80%-át teszi ki, és 2 évnél rövidebb élettartamot eredményez. A kiegyensúlyozott légköri COS-háztartáshoz nagy, 800-1000 TgS év- 1 óceáni forrás szükséges (Berry et al., 2013; Glatthor et al., 2015; Kuai et al., 2015); megfigyelési becslések szerint azonban a közvetlen és közvetett kibocsátásokból származó kibocsátás együttesen legfeljebb 300-400 TgS év- 1 lehet (Lennartz et al., 2017). A légköri COS-szintet meghatározó kibocsátási és eltávolítási folyamatokról még sokat kell tanulnunk.

A COS és a földi GPP közötti kapcsolat az elsődleges oka annak, hogy a légköri és jégmag COS-mérések nagy tudományos figyelmet kaptak. A GPP a földi szénciklus fontos összetevője, és nem sokat tudunk az éghajlati érzékenységéről (Campbell et al., 2017). A COS-nak van némi közvetlen hatása az éghajlatra, bár nem tekintik fontos éghajlati szempontból releváns gáznak. A sztratoszférában a COS oxidálódva szulfát aeroszolokat képez, amelyek csökkentik a Földet érő napsugárzás mennyiségét. A sztratoszférikus aeroszolokon keresztüli potenciális hűtő hatást azonban bizonyos mértékig ellensúlyozza a troposzférában jelentkező potenciális melegítő hatás, mivel a COS hatékonyan elnyeli az infravörös tartományban (Brühl et al., 2012).

Az első jégmagból származó COS-felvétel a nyugat-antarktiszi Siple Dome (SDM-C) száraz fúrású sekély jégmagjából származik (Aydin et al., 2002; Montzka et al., 2004). E mérések gázkorát tekintve 1616 és Kr. u. 1950 között mozogtak. Az adatsor átlaga 350 ± 39 ppt (± 1σ) volt, és a XIX. század közepétől kezdődően növekvő tendenciát mutatott az időben. Ez a felvétel szolgáltatta az első bizonyítékot arra, hogy a COS szintje az iparosodás előtti légkörben lényegesen alacsonyabb volt, mint a mai légkörben. A jégmag COS-mérések hitelesítésének kritikus elemei voltak a fenyőlevegő mérések, mivel a fenyőlevegő méréseken alapuló légköri történetek korlátozzák a légkör huszadik századi változékonyságát, és összekötik a jégmag COS-méréseit a műszeres feljegyzésekkel (Sturges et al., 2001a; Montzka et al., 2004). Az Északi-sarkvidék és az Antarktisz több helyszínéről származó firnlevegő-adatokon alapuló légköri történetek a huszadik század során erőteljes növekedést jeleznek, ami megerősíti az emberi tevékenységnek a légköri COS-szintekre gyakorolt nagymértékű hatását.

A COS ma egyenletesen oszlik el az extratrópusi déli félteke légkörében (Montzka et al., 2007). Ha a jégmag légbuborékaiban a COS szintje kémiailag megváltozott a magba záródás során vagy azt követően, akkor a jégmag méréseiben a jég kémiai és fizikai jellemzőivel kapcsolatos helyfüggő változékonyságot várnánk. Az SDM-C rekord közzététele óta COS-t mértek hat különböző jégmagban négy különböző antarktiszi helyszínről: SPRESSO jégmag a Déli-sarkról, 05A és 06A jégmagok a Nyugat-antarktiszi jégtakaró (WAIS) megosztottságából, SDM-A jégmag a Siple Dome-ból, Byrd jégmag a WAIS-ból és az M3C1 jégmag a Taylor Dome-ból (Aydin et al., 2008, 2014, 2016). E jégmagok közül kettőt (SPRESSO és WDC-05A) szárazon fúrtak, négy jégmagot (WDC-06A, SDM-A, Byrd és Taylor Dome M3C1) pedig szénhidrogénalapú fúrófolyadékkal fúrtak. Bár ezek a jégmagok időbeli tartományban és felbontásban eltérnek egymástól, a Byrd és az SDM-A felvételek kivételével elegendő számú mérést tartalmaznak az iparosodás előtti korszakból a szigorú összehasonlításhoz (3. ábra).

A különböző száraz és folyadékkal fúrt antarktiszi jégmagmintákból származó jégmagminták COS-szintjei jó egyezést mutatnak az elmúlt évezred során, ami bizalmat ad annak, hogy az antarktiszi jégmagok mérései a valós légköri szinteket tükrözik az iparosodás előtti korszakban. Az SPRESSO és a WDC-05A mérések két nagy felbontású adatsort alkotnak, amelyek lehetővé teszik a légköri COS-változások évszázados skálájú vizsgálatát. Az adatok nem mutatnak hosszú távú tendenciát a Kr. u. 1000 és 1800 közötti időszakban, de Kr. u. 1550-1750 között egy 10-20 ppt-es pozitív COS-kiugrás látható (3. ábra). Ennek a pozitív COS-kiugrásnak az időzítése egybeesik az iparosodás előtti korszak hidegebb éghajlatú időszakával, amelyet általában kis jégkorszaknak (LIA) neveznek. A pozitív kitérés nagysága hasonló a jégmagmérésekben megfigyelhető szóráshoz, és ez magyarázatot adhat arra, hogy ez a jellemző miért nem látható a kisebb felbontású WDC-06A adatsorban. Az LIA-t hűvösebb éghajlat és alacsonyabb légköri CO2-szint jellemezte (Rubino et al., 2016; MacFarling Meure et al., 2006; Neukom et al., 2014). Az LIA alatti emelkedett COS-szinteket a szárazföldi GPP csökkenésének tulajdonították (Rubino et al., 2016).

COS-t mértek a jégben (WDC-06A) már a jelenkor előtt 54 000 évvel (Aydin et al., 2016). A jelenkor előtti ezer évnél régebbi jégből származó adatok értelmezése összetett, mivel az egyidejű adatsorok között eltérések kezdenek mutatkozni, a viszonylag melegebb helyekről származó jégmagokban a COS következetesen alacsonyabb. Ez látható a 3. ábrán, ahol a WAIS Divide mérései a Kr. u. 1000-nél idősebb korhorizontokon fokozatosan kimerülnek a Déli-sarkról és a Taylor Dome-ról származó méréseknél. A különböző hőmérsékleti előzményekkel rendelkező helyek mérései közötti eltérést a COS lassú in situ hidrolízisének tulajdonítják, amely hőmérsékletfüggő reakció, és idővel kimerülést okoz (Aydin et al., 2014). A COS becsült élettartama a jégmagokban az in situ hidrolízis tekintetében néhány ezer évtől egy olyan meleg helyen, mint a Siple Dome, körülbelül egymillió évig terjed egy olyan hidegebb helyen, mint a Déli-sark.

A mély jégmagokból származó COS-adatok részletes elemzése arra utal, hogy a COS kémiailag stabillá válik (azaz az in situ hidrolízis leáll), amint minden légbuborék hidrosztatikus nyomás alatt légklatrátokká alakul át. Ezen értelmezés alapján a jelenleg rendelkezésre álló adatok arra utalnak, hogy a légköri COS-szintek az utolsó jégkorszakban hasonlóak voltak, mint a holocén idején (Aydin et al., 2016). Ezeket a megfigyeléseket más jégmagokból származó mérésekkel kell megerősíteni. A Déli-sarki jégmagból (spicecore.org) folyamatban lévő mérések várhatóan a WAIS Divide-ból származó WDC-06A meglévő mérésekhez hasonló, 50 000 éves COS-felvételt fognak szolgáltatni.

Az északi félteke jégéből származó COS-mérések korlátozottak, és két rövid, egy száraz és egy folyadékkal fúrt magból származó, a grönlandi Summitból (GISP2B és GISP2D jégmagok) származó felvételből állnak (Aydin et al., 2007). Ezek az adatok a Kr. u. 1681 és 1868 közötti időszakra vonatkoznak, és 325 ± 23 ppt (± 1σ, n = 25) átlagot mutatnak, ami nem különbözik jelentősen a korabeli antarktiszi jégmagok méréseinek átlagától (3. ábra). Ezek az adatok arra utalnak, hogy az iparosodás előtti légkörben a féltekék közötti COS-gradiens kicsi volt, vagy egyáltalán nem volt. A grönlandi jégmagokból származó további mérések szükségesek a féltekék közötti COS-gradiens hosszabb időskálán való lehetséges változékonyságának tanulmányozásához.

Karbonil-szulfid

Szólj hozzá! Kilépés a válaszból