SAMENVATTING. F = k w (C zeewater - C lucht ) (1)

Transcriptie

1 SAMENVATTING Menselijke activiteiten brengen een grote hoeveelheid kooldioxide (CO 2 ) in de atmosfeer. Het wordt nu algemeen erkend dat dit kan leiden tot opwarming van de aarde. Dit inzicht heeft geleid tot intensief onderzoek naar het CO 2 -budget op aarde, d.w.z de bronnen van dit gas en de vraag hoe en waar het wordt opgeslagen, b.v. in de oceanen of in bossen. Wetenschappelijke onderzoeksprogramma s richten zich onder andere op het kwantificeren van de uitwiseling (fluxen) van broeikasgassen (CO 2, maar ook b.v. CH 4 (methaan)) tussen enerzijds land en water (zeeën en oceanen), en anderzijds de atmosfeer. Er is grote onzekerheid over de omvang van de fluxen tussen water en atmosfeer, omdat er geen goede methode is om gasuitwisseling tussen deze compartimenten te meten. Boven land worden gasfluxen al decennia lang gemeten met behulp van micro-meteorologische meettechnieken zoals eddy-correlatie, waarmee de flux wordt bepaald uit de correlatie tussen turbulentie en gasconcentratie. Deze methode werkt echter alleen goed bij relatief hoge fluxen. Boven zee komen hoge fluxen alleen in bepaalde omstandigheden voor, b.v. tijdens de bloei van fytoplankton. De uitwisseling (F) van gassen tussen de zee en de atmosfeer wordt vaak beschreven als een product van een empirisch bepaalde uitwisselingssnelheid (k w ) en het verschil tussen de concentratie (C) in zeewater en de lucht: F = k w (C zeewater - C lucht ) (1) De uitwisselingssnelheid is een functie van de viscositeit, de moleculaire diffusie en de ruwheid van het wateroppervlak. Laboratorium- en veldmetingen laten zien dat wind, golven en een dunne laag van hoofdzakelijk organische afbraakproducten aan de oppervlakte van het water de ruwheid beïnvloeden. Het inbouwen van parameters voor al deze factoren in modellen die de gasuitwisseling voorspellen is niet eenvoudig. Modellen die het meest worden gebruikt (Liss en Merlivat, 1986; Wanninkhof, 1992) relateren de gasuitwisselingssnelheid dan ook alleen aan de windsnelheid (U) en de temperatuur van het wateroppervlak. In vereenvoudigde vorm kunnen de modellen van Liss en Merlivat (1986) en Wanninkhof (1992) worden geschreven als respectievelijk k w = 0,17 U 2 en k w = 0,31 U 2. Het verschil tussen de constanten in deze twee modellen illustreert de mate van onzekerheid omtrent de omvang van de gasuitwisseling. Het gevolg is dat huidige schattingen van de opname van kooldioxide door de oceanen variëren tussen 0,6 en 2, g koolstof (C) per jaar (Gruber, 2001). Schattingen van de jaarlijkse emissie van het zwavelhoudende gas dimethylsulfide (DMS) variëren van 15 tot g S

2 (Kettle en Andreae, 1999). Een beter inzicht in factoren die de uitwisseling van gassen tussen de oceaan en de atmosfeer bepalen zal ontstaan wanneer fluxen, net als boven land, direct kunnen worden gemeten. Daarmee kunnen dan ook betrouwbaardere modellen (met nauwkeuriger parameters) voor de gasuitwisselingssnelheid worden ontwikkeld. Transport van gassen is voornamelijk het gevolg van turbulentie; die kan nauwkeurig worden gemeten met behulp van micro-technieken. Als, naast de flux, ook het concentratieverschil van een gas tussen b.v. het oppervlaktewater en de atmosfeer wordt gemeten, dan kan de uitwisselingssnelheid worden berekend. Fluxen variëren nauwelijks in de onderste tien meter van de atmosfeer; daarom leidt de flux die met micro-meteorologische meetmethoden op een hoogte binnen deze grens boven het aardoppervlak wordt gemeten, tot betrouwbare schattingen van de uitwisselingssnelheid. Bepaling van de flux met behulp van eddy-correlatie vereist zeer snelle metingen van turbulentie, gelijktijdig met de bemonstering en analyse van de lucht. Snelle metingen van windsnelheid zijn technisch wel mogelijk, maar systemen die met voldoende hoge snelheid gassen analyseren zijn (voor de meeste gassen, behalve voor CO 2 ) nog niet ontwikkeld. Snelle metingen van CO 2 -fluxen tussen de zee en de atmosfeer zijn ook pas sinds kort mogelijk (Edson, 1998; Jacobs et al., 1999; McGillis et al., 2001a). Het kleine concentratieverschil tussen CO 2 opgelost in het water en CO 2 in de bovenliggende luchtlaag leidt echter tot zeer kleine fluxen, die rond de meetlimiet liggen. De flux van gassen met een grotere concentratiegradiënt tussen de oceaan en de atmosfeer zoals DMS is, althans in theorie, gemakkelijker te meten en daarom geschikter voor de bepaling van gasuitwisselingssnelheden. DMS komt in grote hoeveelheden voor in oceaanwater, vooral daar waar de hoeveelheid fytoplankton groot is. Met name de microalgenklasse van de Prymnesiophyceae is een belangrijke producent van dimethylsulphoniopropionaat, een osmoticum dat enzymatisch kan worden omgezet in DMS. Omdat de oceanen ten opzichte van de atmosfeer oververzadigd zijn met DMS, is er altijd een emissie van oceaan naar atmosfeer. DMS is een belangrijke component in de mondiale zwavelcyclus en is de grootste natuurlijke bron van zwaveldioxide in de atmosfeer. Eenmaal in de atmosfeer kan DMS het klimaat beïnvloeden, omdat atmosferische oxidatieproducten fungeren als condensatiekernen van waterdamp, die inkomende korte golfstraling van de zon reflecteren. Dit resulteert in een netto afname van de temperatuur aan het aardoppervlak. DMS vermindert daardoor de temperatuurstijging als gevolg van broeikasgassen

3 Daarnaast dragen oxidatieproducten van DMS bij aan zure depositie. Dit is een andere reden waarom er veel belangstelling is voor de fluxen van dit gas. Technieken, die kunnen worden gebruikt voor de meting van DMS-fluxen en die niet afhankelijk zijn van snelle gassensoren, zijn de "relaxed eddy accumulatie" (REA) en de "gradiënt flux" (GF) techniek, waarmee de flux respectievelijk wordt bepaald uit het verschil in gasconcentratie tussen opgaande en neergaande lucht, en uit de gasconcentratiegradiënt van het aardoppervlak naar een zekere hoogte in de atmosfeer. Deze technieken zijn relatief eenvoudig toe te passen bij een breed scala aan gassen. Ze zijn echter wel afhankelijk van empirische functies voor het bepalen van de flux. Deze functies zijn uitgebreid getest boven land, maar niet boven zee waar condities totaal anders kunnen zijn, en helemaal niet voor het bepalen van DMSfluxen. Het eerste probleem dat zich aandient bij het meten van DMS-fluxen is de lage concentratie in de atmosfeer. Dit maakt het noodzakelijk het gas te concentreren voordat het kan worden geanalyseerd met bijvoorbeeld een gaschromatograaf. Een populaire methode is om DMS te concentreren op Tenax. Tenax adsorbeert DMS goed, maar de mate van adsorbtie is afhankelijk van de temperatuur en vochtigheid van de Tenax (Hoofdstuk 4). Een goede controle van de temperatuur is in het veld, met name boven zee, erg moeilijk. Daarom is het niet goed om Tenax in te bouwen in de REA en GF systemen. Inplaats van DMS direct te concentreren op Tenax, kan de bemonsterde lucht worden verzameld in Tedlar-zakken, die de opslag van lucht toelaten zonder verlies van DMS. Dit maakt het mogelijk de analyse uit te stellen en uit te voeren in het laboratorium, waar temperatuur en vochtigheid goed kunnen worden beheerst. Zo kan de nauwkeurigheid van de DMS-metingen worden gewaarborgd. De eerste test van zo ontwikkelde meetsystemen (Hoofdstuk 5) werd in juni 2000 uitgevoerd vanaf een 20 meter lange pier in Vineyard Sound (Woods Hole, Massachusetts, USA). Fluxen varieerden tussen de 2 en 16 µmol m -2 d -1. Fluxen die werden gemeten met de REAmethode (gemiddelde waarde 7,1; SD 5,03 µmol m -2 d -1 ) verschilden niet significant (P>0.05) van fluxen gemeten met de GF-methode (gemiddelde waarde 5,3; SD 2,3 µmol m -2 d -1 ). De zo bepaalde gasuitwisselingssnelheden kwamen overeen met die welke werden berekend met de modellen van Liss en Merlivat (1986) en Wanninkhof (1992). Deze eerste metingen werden echter uitgevoerd vlakbij de kust waar specifieke condities, zoals obstakels en thermische instabiliteit, de turbulentie en gasuitwisseling beïnvloeden. Hierdoor wordt de vergelijking met

4 condities boven de open oceaan en met algemene gasuitwisselingsmodellen, die fluxen enkel relateren aan windsnelheid en temperatuur, onzeker. Beide systemen werden vervolgens uitgebreid getest tijdens de Fluxes, Air-Sea Interaction, and Remote Sensing (FAIRS)-vaartocht in 2000 (Hoofdstuk 6 en 7). Deze tocht gaf de gelegenheid om DMS-fluxen te meten boven de oostelijke Pacifische Oceaan, ongeveer 200 km van de Californische kust. Dit gebied wordt gekarakteriseerd door hoge biologische productie en relatief hoge windsnelheden. Gasuitwisselingssnelheden die werden gemeten met behulp van de REA-methode waren gemiddeld hoger dan de waarden gemeten met de GF-methode. De relatie tussen gasuitwisselingssnelheid en de windsnelheid, verkregen met de REA-methode was k w(rea) = 0,61 U 2, de relatie verkregen met de GF-methode k w(gf) = 0,18 U 2. Het verschil, globaal overeenkomend met het verschil tussen de modellen van Wanninkhof (1992) en Liss en Merlivat (1986), kon niet worden gerelateerd aan een specifiek technisch effect of aan specifieke omgevingsfactoren. Er is dan ook vooralsnog geen basis om het gebruik van één van deze technieken voor de meting van DMS-fluxen te preferen boven de andere. Tijdens een volgende vaartocht (GasEx-2001 cruise) werden gasuitwisselingssnelheden m.b.v. de GF-methode gemeten boven de equatoriaal Pacifische Oceaan. Dit gebied wordt gekenmerkt door een lage biologische productie en relatief lage windsnelheden. De waarden die tijdens deze tocht werden gemeten waren een factor twee tot drie hoger dan snelheden berekend m.b.v de modellen van Liss en Merlivat (1986) en Wanninkhof (1992). De relatie tussen gasuitwisselingssnelheid en windsnelheid was in dit geval k w(gf) = 0,60 U 2 voor windsnelheden tussen 2 en 7,5 m s -1. Gasuitwisselingssnelheden die werden gemeten tijdens GasEx-2001 kwamen overeen met de waarden die werden gemeten met de REA-methode boven de noordoostelijke Pacifische Oceaan. De relatie tussen gasuitwisselingssnelheid en windsnelheid verkregen m.b.v. de gecombineerde databestanden (GasEx-GF en FAIRS-REA) was k w(rea) = 0,48 U 2, voor windsnelheden tussen 2 en 13 m s -1. Ofschoon de samenvoeging van de databestanden statistisch geoorloofd was, moet benadrukt worden dat verschillende eigenschappen van het water in de twee gebieden, zoals het voorkomen van oppervlaktefilms, golven en deining (en mogelijk andere factoren die we nog niet kennen), de gasuitwisseling en de gebruikte meettechnieken beïnvloed kunnen hebben. In de empirische functies die de basis vormen van de REA- en GF-technieken wordt geen rekening gehouden met deze factoren, zodat het nog niet mogelijk is overeenkomsten of verschillen tussen de twee methoden toe te schrijven aan goed gedefinieerde oorzaken (Hoofdstuk 8)

5 Deze studie toont aan dat het mogelijk is om DMS-fluxen met de REA-en de GFmethoden te meten. DMS kan daardoor ook worden gebruikt als modelgas om de toepasbaarheid van de REA- en GF-methoden voor andere gassen in het mariene milieu te testen. Bovendien maakt het verzamelen van luchtmonsters in zakken het mogelijk ook de fluxen van andere sporengassen te meten. DMS-metingen kunnen dan worden gebruikt als maat voor de nauwkeurigheid. Omdat met micro-meteorologische methoden fluxen in een relatief klein brongebied (10 tot 1000 m) kunnen worden gemeten, kunnen ze een goed inzicht geven in de fysische en (bio-)geochemische processen die gasuitwisseling en -transport bepalen. Uiteindelijk kan dit leiden tot een beter inzicht in chemische processen in de atmosfeer. Bovendien zijn micrometeorologische methoden zeer geschikt om de uitwisseling van gassen op variabele tijdschalen, van minder dan een uur tot maanden en zelfs jaren, te bepalen

6