Johannes TraplJohannes Trapl カルヌントゥム ヨハネス・トラプル 古代ローマ時代の文化遺跡を求めて、考古学者たちは何年もの間、カルヌントゥムの肥
[5] 物質循環と生物 - CPS Web Sitemosir/pub/2011/2011-07-12/01...2011/07/12 · GEOCARB III...
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惑星科学フロンティアセミナー 地球惑星環境学(田近) 2011/7/14
[5] 物質循環と生物
-
1. 顕生代における生物進化と気候変動
-
冥王代 原生代 太古代
0 6 21 40 46
-46 -40 -25 -6 0
地球形成 現在
地球史年表
(単位: 億年)
顕生代
古生代 中生代 新生代 カンブリア紀 オルドビス紀 シルル紀 デボン紀 石炭紀 白亜紀 ジュラ紀 三畳紀 ペルム紀 第三紀
5.42 2.5 0.65 0
-
外的強制力の変動に 起因する“ゆらぎ”
長期的減少傾向
時間
二酸化炭素レベル
二酸化炭素のゆらぎと気候変動
-
15
5
10
0 大気
CO
2 レベル
(現在
=1
)
古生代 中生代 新生代 カンブリア紀 オルドビス紀 シルル紀 デボン紀 石炭紀 白亜紀 ジュラ紀 三畳紀 ペルム紀 第三紀
GEOCARB III
GEOCARBSULF
古土壌を用いた推定値
氷河時代
25
20
2 3 4 6 5 0 1 年代 (億年前)
30
[Berner and Kothavala (2001), Berner (2006) に基づく]
過去約6億年間(顕生代)の気候変動
← 氷河時代
-
A 古環境指標の時代分布 C 推定データの時系列分布 B 手法別の推定データ D 推定データの加重平均
[Royer, GCA, 70, 5665, 2006]
古土壌,光合成の同位体分別効果,気孔,ホウ素同位体比
・モデル計算(GEOCARB)
顕生代におけるCO2変動の妥当性
■古二酸化炭素分圧推定法
・古土壌
・光合成の同位体分別効果
・気孔
・ホウ素同位体比
・モデル計算(GEOCARB)
古土壌 気孔 光合成プランクトン ホウ素同位体比 コケ植物
-
石炭紀後期(ゴンドワナ)氷河時代
[http://www.scotese.com/]
石炭紀後期 約3億年前
■風化効率の増加 ・大森林時代(風化効率の増加) ■大量の有機物が埋没 ・パンゲア超大陸形成による低湿地帯の拡大 ・維管束植物による難分解性有機物(リグニン,フミン等)の生産
CO2レベルの低下
-
時間
地表温度
C
O2 レベル
陸上生物進化 → 全球的な風化率の増加 → 平衡温度(定常状態におけるCO2や温度)の低下
* 陸上植物の拡散時間: ~7千万年程度 [Stewart, 1983] 被子植物の拡散時間: ~6千万年程度 [Lidgard and Crane, 1988]
陸上植物進化による気候の寒冷化
数千万年
数千万年
■ 陸上生物進化による風化促進 1. 無生物状態 (4600Ma~)
fE ~ 1/1000 [Schwartzman and Volk, 1989]
2. 微生物/地衣類の進出 (3800Ma?~)
fE ~ 1/7 ~ 1/3 [e.g., Drever and Zobrist, 1992]
3. 維管束植物の出現と進出 (420~350Ma)
fE ~ 2/5 ~ 3/4 [Volk, 1989]
4. 被子植物の進出 (140~80Ma)
fE = 1
風化率: FWS = kW
S・ fE(t) ・ fA(t) ・ fB(PCO2 , TS )
-
顕生代における海水の炭素同位体比
0
1 2
3 4
-1 -2 -3
5 6 7 海水の炭素同位体比
δ1
3C
(‰
)
6 5 4 3 2 1 0
年代 (億年前)
Lasaga (1989) [Original data from Lindh (1983), Arthur et al. (1985), Popp et al. (1986)]
海水の炭素同位体比の変化 → 有機炭素の正味の固定(埋没率)
炭素同位体比の正異常
軽い炭素が取り除かれた
有機炭素の固定が増加
-
2. 顕生代における酸素濃度の変動
-
● 酸素の放出過程
CO2 + H2O → CH2O + O2 [有機炭素の埋没] (1)
15CH2O + 2Fe2O3 + 16Ca2+ + 16HCO3
- + 8SO42-
→ 4FeS2 + 16CaCO3 + 23H2O + 15CO2 [パイライトの形成] (2)
● 酸素の消費過程
CH2O + O2 → CO2 + H2O [ケロジェンの酸化的風化] (3)
4FeS2 + 16CaCO3 + 8H2O + 15O2 → 2Fe2O3 + 16Ca2+ + 16HCO3
- + 8SO42-
[パイライトの酸化的風化] (4)
酸素の生成は生命の光合成反応によるが,正味の酸素放出は 有機炭素(もしくはパイライト)の埋没によるもの
酸素収支とC-S-O-Fe サイクル
-
[Garrels and Lerman, 1984; Berner, 1987; Lasaga, 1989]
同位体質量収支モデル
有機炭素 CH2O
C5, δ13C5
パイライト FeS2
S1, δ34S1
炭酸塩 CaCO3
C6, δ13C6
石膏 CaSO4 S2, δ
34S2
大気海洋系 HCO3
-, SO42-
S3, δ34S3, C4, δ
13C4
風化 F13
沈殿 F31
埋没 F45
風化 F54 風化 F64
沈殿 F46
沈殿 F32
風化 F23
硫黄循環
炭素循環
-
[Lasaga, 1989]
顕生代における海水の同位体比変動
■ 炭素同位体比 ■ 硫黄同位体比
0
1 2
3 4
-1 -2 -3
5 6 7
海水の炭素同位体比
δ1
3C
(‰
)
6 5 4 3 2 1 0
年代 (億年前)
35
30
25
20
15
10
5 海水の硫黄同位体比
δ3
4S
(‰
) 6 5 4 3 2 1 0
年代 (億年前)
-
大気
O2 濃度
(%
)
古生代 中生代 新生代 カンブリア紀 オルドビス紀 シルル紀 デボン紀 石炭紀 白亜紀 ジュラ紀 三畳紀 ペルム紀 古第三紀
2 3 4 6 5 0 1 年代 (億年前)
40
35
30
25
20
15
10
現在の濃度=21%
顕生代の酸素濃度変動
森林全焼条件<35%!
森林火災の発生条件>15~13%!
[Berner, 2006,2009]
-
O/S F/F P/T T/J K/Pg 酸素濃度
(%
)
2 3 4 6 5 0 1
年代 (億年前)
古生代 中生代 新生代 カンブリア紀 オルドビス紀 シルル紀 デボン紀 石炭紀 白亜紀 ジュラ紀 三畳紀 ペルム紀 第三紀
[Berner, 2006]
40
35
30
25
20
15
10
5
0
酸素濃度の低下と大量絶滅
21%
酸素濃度低下と大量絶滅が関係?
-
酸素濃度
(%
)
2 3 4 6 5 0 1
年代 (億年前)
古生代 中生代 新生代 カンブリア紀 オルドビス紀 シルル紀 デボン紀 石炭紀 白亜紀 ジュラ紀 三畳紀 ペルム紀 第三紀
[GEOCARBSULF (Berner, 2006)]
顕生代の酸素濃度変動
40
35
30
25
20
15
10
5
0
~35%!
21%
光合成: CO2 + H2O → CH2O + O2 [Berner, 2006]
-
酸素濃度の増加と昆虫の巨大化
*石炭紀にみられる昆虫の多様化と巨大化 酸素代謝は酸素濃度が高い方が有利 (拡散浸透によって律速) 飛行力学的には大気密度が高い方が有利
石炭紀の巨大トンボ(Meganeura monyi)の模型(国立科学博物館)
-
O/S F/F P/T T/J 酸素濃度
(%
)
2 3 4 6 5 0 1
年代 (億年前)
古生代 中生代 新生代 カンブリア紀 オルドビス紀 シルル紀 デボン紀 石炭紀 白亜紀 ジュラ紀 三畳紀 ペルム紀 第三紀
[GEOCARBSULF (Berner, 2006)]
40
35
30
25
20
15
10
5
0
~13%!
顕生代の酸素濃度変動
-
鳥類の気嚢システム
■気嚢システム 効率的な酸素呼吸 ← 低い酸素濃度への適応?
*肺は何本かの管を束ねたような形状 *前後の開口部は「気嚢」につながっている. *肺への吸気・排気は,「気嚢」の拡大・縮小により,空気は一方向に流れる
アネハヅルのヒマラヤ越え
[平沢 (2010) 岩波科学] http://uc-itsumokamisama.seesaa.net/article/169217859.html
http://uc-itsumokamisama.up.seesaa.net/image/200610100214565B15D.jpg
-
恐竜は鳥類と同じ気嚢システムを持っていた
[O’Connor and Claessens, 2005]
頸椎には前方グループの気囊が入り込み,胴椎および仙椎は後方グループの気囊が入り込むという対応関係が判明
“含気孔”
-
恐竜は気嚢システムを持っていた
■気嚢システム 効率的な酸素呼吸 ← 低い酸素濃度への適応?
恐竜の系統図 [真鍋 (2009) JGL, 5(1), 10-12.)]
獣脚類
鳥類
[http://ameblo.jp/oldworld/entry-10153482359.html]
-
4. 海洋無酸素イベント
-
6 5 4 3 2 1 0 (億年前)
海洋無酸素イベント (Ocean Anoxic Events; OAEs)
海洋無酸素イベント(OAEs)
-
粒子状有機物
光合成
重力沈降
生物ポンプ
有光層 (水深
-
[Ridgewell, 2001]
水深1000mまでに
有機物の大部分が分解される
海洋の鉛直構造
酸素極小帯
-
富酸素
貧酸素
脱窒
硫酸還元
好気的分解
海洋における酸化還元反応
粒子状有機物の分解 酸化反応
硝化
硫化物の酸化
H2S
NH4
O2
-
0 0.05 0.1 0.15 0.2 0.25 0.3 0.35
0 10 20 30 40 50-6000
-5000
-4000
-3000
-2000
-1000
0
Pの河川流入率は一定 0.126 TmolP/yr、海洋循環は変化
0 0.05 0.1 0.15 0.2 0.25 0.3 0.35
0.05 0.1 0.15 0.2 0.25 0.3 0.35-6000
-5000
-4000
-3000
-2000
-1000
0
P の河川流入率 (TmolP/yr)
無酸素
Pの河川流入率を変化、 海洋循環は一定 17 Sv
海洋循環 (Sv = 106 m3/s)
[O2] (mol/m3)
[O2] (mol/m3)
[Ozaki et al. (2011) EPSL]
-
アノキシア
NO3
無酸素海洋の2つのタイプ 中層水アノキシア
Intermediate Water Anoxia (IWA)
NO3
深層水アノキシア
Deep Water Anoxia (DWA)
水深
(km)
1
2
3
4
5
6
1
2
3
4
5
6
水深
(km)
mol/m3 mol/m3
NH4
H2S
O2
H2S
O2
NH4 無酸素水塊
0 0.05 0.1 0 0.1 0.2 0.3
NO3
無酸素水塊
-
Pの河川流入率
(現在=1
)
0 10 20 30
海洋混合速度 (Sv)
現在
3.0
2.5
2.0
1.5
1.0
0.5
深層水アノキシア
海洋無酸素イベント(アノキシア)の発生条件
“アノキシア” : [O2] < 10-3 mol/m3
[Ozaki et al. (2011) EPSL]
リン流入増加(化学風化増加)で容易に無酸素海洋に
“ユーキシニア” : [H2S] > 0.1 mol/m3
→ 温暖化が原因!?
-
-5 0 5 10
海水温の偏差(℃)
0.30
0.25
0.20
0.15
酸素濃度
(気圧
)
深層水 アノキシア
+深層水 ユーキシニア
+中層水 ユーキシニア
海洋無酸素イベント(アノキシア)の発生条件
*温暖化・酸素濃度の低下はアノキシアを引き起こす
酸素の溶解度低下
“アノキシア” : [O2] < 10-3 mol/m3 “ユーキシニア” : [H2S] > 0.1 mol/m3
[Ozaki et al. (2011) EPSL]
-
Ca5(PO4)3F
リンの挙動
海洋底層水
海底堆積物
富酸素条件 貧酸素条件 Porg
DIP Porg
PCa
PFe
酸化還元境界
0.73 TmolP/yr
0.6 TmolP/yr
~50%
~25%
~25%
“アノキシア-生物生産フィードバック”(A-P feedback)
正のフィードバック過程!
貧酸素的条件: Pの埋没効率低下
溶存態 無機リン
Porg
DIP Porg
PCa
溶存態 無機リン
Pの再生効率大 Pの再生効率小
吸着
[e.g., Ozaki et al (2011); Kraal et al. (2010); Algeo et al. (2007); Ingall and Jahnke (1994)]
→ 海洋のP濃度上昇
→ 生物生産増大 → 貧酸素水塊の拡大
有機態リン 有機態リン
有機物 有機物
アパタイト アパタイト
水酸化鉄
Fe(OH)3 Ca5(PO4)3F
-
リンの流入率増加が海洋無酸素イベントをもたらす
■ Pの供給率増加
→ 富栄養化(P濃度上昇)
→ 生物生産の増加
→ 無酸素水塊の拡大
→ Pの再生効率増加
→ 富栄養化(P濃度上昇)
→ 生物生産の増加
<正のフィードバック!>
0.5 0.75 1.0 1.25 1.5
Pの河川流入率(現在=1)
Pの河川流入率(現在=1) 0.6 0.8 1.0 1.2 1.4
Anoxia (O20.001 mol/m3)
Euxinia (H2S>0.1 mol/m3)
O2 海洋無酸素イベントは酸素濃度の増大をもたらす?
-
溶存酸素濃度低下を引き起こす要因
化学風化促進
栄養塩供給率の増大 生物生産の増大
+ リンの再生
海洋循環の停滞
貧酸素環境
地球温暖化と海洋無酸素イベント
酸素の溶解度減少
貧酸素環境では P の再生効率増加
→正のフィードバック機構
火山活動の活発化
温室効果気体の供給
温暖化
-
還元的水塊での脱窒反応(&アナモックス)により 硝酸に枯渇した海洋表層環境
有光層において硫化水素が存在するような海洋環境
海洋無酸素イベントと生態系
*海洋無酸素イベントの地層からバイオマーカーが検出
・イソレニアレテン (緑色硫黄細菌に由来)
・ジメチルホパノール (シアノバクテリアに由来)
*海洋有光層にまで酸化還元境界が上昇!? (有光層アノキシア/有光層ユーキシニア)
Grice et al. (2005)
Sinninghe Damste and Koster (1998) Hays et al. (2006)
Pancost et al. (2004) Kuypers et al. (2004)
Ohkouchi et al. (2006) Kashiyama et al. (2007)
*硫化水素が大気中に漏れ出す!? → 陸上生物の大量絶滅 (P/T境界イベント?)
-
現代の有光層アノキシア/ユーキシニア:黒海
[Konovalov et al., 2005]
O2 NO3
NH4
H2S Mn2+
POM分解に伴いO2が枯渇すると脱窒反応のためにNO3の濃度が減少 O2, NO3が使い尽くされると硫酸還元が促進される O2が使い尽くされた水深以深にはMn2+が蓄積 NO3の枯渇した水深以深ではNH4, H2Sが蓄積 O2, H2Sがともに低濃度(< mol/m
3)の領域(SubOxic Layer)が形成されている
脱窒
好気的分解
硫酸還元
Suboxic zone
Yakushev (2006)
オーシャン・デッドゾーン
*地球温暖化予測でも重要な研究課題 http://news.mongabay.com/2010/0722-hance_deadzones_nasa.html
-
参考文献 • ROBERT A. BERNER and ZAVARETH KOTHAVALA, 2001: GEOCARB III:
A REVISED MODEL OF ATMOSPHERIC CO2 OVER PHANEROZOIC
TIME, Science, Vol. 301, February, P. 182–204
• Berner, Robert A, 2006: GEOCARBSULF: A combined model for
Phanerozoic atmospheric O2 and CO, Geochimica et Cosmochimica Acta,
Volume 70, Issue 23, p. 5653-5664
• Royer, Dana L, 2006: CO2-forced climate thresholds during the
Phanerozoic, Geochimica et Cosmochimica Acta, Volume 70, Issue 23, p.
5665-5675
• Schwartzman, David W. Volk, Tyler, 1989: Biotic enhancement of
weathering and the habitability of earth, Nature, vol. 340, Aug. 10, 1989, p.
457-460
• Drever, James I. Zobrist, Jürg, 1992: Chemical weathering of silicate rocks
as a function of elevation in the southern Swiss Alps, Geochimica et
Cosmochimica Acta, vol. 56, Issue 8, pp.3209-3216
• Volk, Tyler, 1989: Rise of angiosperms as a factor in long-term climatic
cooling, Geology, vol. 17, Issue 2, p.107
• Stewart, G. R. 1983: Measurement of low-temperature specific heat, Review
of Scientific Instruments, Volume 54, Issue 1, January 1983, pp.1-11
-
参考文献 • Lidgard, Scott, Crane, Peter R, 1988: Quantitative analyses of the early
angiosperm radiation, Nature, Volume 331, Issue 6154, pp. 344-346
• Robert M. Garrels, Abraham Lerman, 1984: Coupling of the sedimentary
sulfur and carbon cycles; an improved model, American Journal of Science,
Vol. 284, P.989-1007
• Berner,E.K. and Berner,R.A. 1987: The Global Water Cycle, Prentice Hall,
pp.397
• Berner, Robert A.; Lasaga, Antonio C, 1989: Modeling the geochemical
carbon cycle, Scientific American, vol. 260, March 1989, p. 74-81
• Berner, Robert A, 2006: GEOCARBSULF: A combined model for
Phanerozoic atmospheric O2 and CO2, Geochimica et Cosmochimica Acta,
Volume 70, Issue 23, p. 5653-5664
• Vecoli, M., Strother, P. K., Servais, T., 2009: Changing CO2 and the
evolution of terrestrial and marine photosynthetic organisms during the
terrestrialization process in the Palaeozoic, EGU General Assembly 2009,
held 19-24 April, 2009 in Vienna, p.13795
• 平沢達矢, 2010, 科学 11月号 恐竜の進化とその時代 岩波書店
-
参考文献
• O‘Connor, Patrick M. Claessens, Leon P. A. M., 2005: Basic avian pulmonary
design and flow-through ventilation in non-avian theropod dinosaurs, Nature,
Volume 436, Issue 7048, pp. 253-256
• 真鍋真, JGL, Vol.5 No.1(2009/01)
• Ozaki, Kazumi; Tajima, Shigeo; Tajika, Eiichi, 2011: Conditions required for
oceanic anoxia/euxinia: Constraints from a one-dimensional ocean
biogeochemical cycle model, Earth and Planetary Science Letters, Volume
304, Issue 1-2, p. 270-279
• Haug, Erik W. Kraal, Erin R. Sewall, Jacob O. Van Dijk, Maurits. Diaz,
Guillermo Chong, 2010: Climatic and geomorphic interactions on alluvial fans
in the Atacama Desert, Chile, Geomorphology, v. 121, iss. 3-4, p. 184-196
• Turgeon, Steven C.; Creaser, Robert A.; Algeo, Thomas J. 2007: Re Os
depositional ages and seawater Os estimates for the Frasnian Famennian
boundary: Implications for weathering rates, land plant evolution, and
extinction mechanisms, Earth and Planetary Science Letters, Volume 261,
Issue 3-4, p. 649-661
• Ingall, Ellery. Jahnke, Richard, 1994: Evidence for enhanced phosphorus
regeneration from marine sediments overlain by oxygen depleted waters