OBIEG WĘGLA w PRZYRODZIE

Zbiorniki węgla

Cykl pierwszy, krótkookresowy obejmuje wymianę węgla pomiędzy atmosferą a biosferą. W procesie fotosyntezy węgiel jest wiązany w tkankach roślin zielonych. Jego powrót do atmosfery następuje na skutek oddychania roślin i zwierząt oraz w procesie utleniania obumarłej masy organicznej. Pełen cykl trwa do kilkudziesięciu lat, a rocznie w wymianie bierze udział około 150 Gt węgla. Ponieważ biosfera lądowa jest większa niż wodna, podczas sezonu wegetacyjnego półkuli północnej dominuje akumulacja węgla w materii organicznej, a latem półkuli południowej procesy oddychania przeważają i rośnie stężenie CO2 w atmosferze. Wahania w cyklu rocznym sięgają 5 ppm.

Fotosynteza Respiracja (oddychanie)

Pompa biologiczna Istotnym czynnikiem wymiany w tym cyklu jest także biosfera oceaniczna, stanowiąca coś w rodzaju „biologicznej pompy”. W powierzchniowej warstwie oceanu o grubości około 100 m fitoplankton pobiera dwutlenek węgla i w procesie fotosyntezy przekształca go w tlen i cukry proste. Fitoplankton stanowi jednak dolne piętro łańcucha pokarmowego stworzeń morskich, które w czasie życia wiążą w swych organizmach znaczne ilości węgla organicznego (3 Gt).

W oceanie obieg węgla w procesach fotosyntezy i oddychania jest znacznie szybszy niż na lądzie, ponieważ nie występuje faza przetrzymywania węgla w glebie. Węgiel w postaci dwutlenku węgla szybko zwracany jest do obiegu, a jedynie drobny jego ułamek opada na dno oceanu, unika rozkładu i zasila pokłady paliw kopalnych, włączając się w długoterminowy cykl węgla organicznego. Bierze w nim udział również drobna część biosfery lądowej, która uniknęła procesu rozkładu i zwiększyła zasoby paliw kopalnych. Szybkość tego procesu jest obecnie niezmiernie mała, ale w historii Ziemi były okresy, gdy procesy rozpadu obumarłej materii organicznej przebiegały znacznie wolniej niż fotosyntezy i pokłady węgla, ropy naftowej i gazu ziemnego rosły znacznie szybciej. W warunkach naturalnych tylko procesy wietrzenia i erozji prowadzą do przejścia węgla związanego w paliwach kopalnych do innych zbiorników. Człowiek, produkując energię, znacznie przyspieszył ten proces. Zasoby węgla w pokładach paliw kopalnych sięgają 4200 Gt, czyli są pięcioipółkrotnie większe niż zasoby węgla w atmosferze.

CO2 + H2O  H2CO3  H+ + HCO3-  2H+ + CO32- W trzecim cyklu – długoterminowym związanym z nieorganicznymi związkami węgla – istotną rolę odgrywa ocean. CO2 rozpuszcza się w wodzie tworząc najpierw słaby kwas węglowy, który następnie ulega dysocjacji: CO2 + H2O  H2CO3  H+ + HCO3-  2H+ + CO32- Zawarte w wodzie oceanicznej jony wapnia reagują z jonami dwuwęglanu tworząc węglan wapnia: Ca2+ + 2HCO3  CaCO3 + H2CO3 W podobny sposób węglan wapnia tworzony jest przez różne organizmy morskie budujące sobie skorupki. Po ich śmierci skorupki te, opadają na dno. Akumulacja węglanu wapnia następuje na dnie stosunkowo płytkich mórz, ponieważ na dużych głębokościach kwasowość wody jest na tyle duża, że węglan wapnia rozpuszcza się zanim dotrze do dna.

prowadzi do powrotu węgla do atmosfery: Wietrzenie wapieni pod wpływem wody deszczowej zawierającej słaby kwas węglowy tworzący się w reakcji wody z dwutlenkiem węgla zawartym w powietrzu: CO2 + H2O  H2CO3 prowadzi do powrotu węgla do atmosfery: CaCO3 + H2CO3  Ca2+ + 2HCO3- Węgiel nieorganiczny bierze również udział w cyklu krzemianowo-węglanowym regulującym dostępność jonów wapnia niezbędnych do tworzenia węglanów. W tym cyklu wapienie ulegają przekształceniu w skały metamorficzne, a uwolniony w tym procesie dwutlenek węgla wraca do atmosfery podczas erupcji wulkanicznych.

W naturalnym środowisku procesy powstawania i wietrzenie skał metamorficznych są w równowadze. Wzrost temperatury i opadów może przyspieszyć procesy wietrzenia zwiększając dostępność jonów wapnia. Zwiększy to szybkość tworzenia wapieni, zmniejszając stężenie dwutlenku węgla w atmosferze. Cykl węglanowo-krzemianowy uruchamia mechanizm ujemnego sprzężenia zwrotnego regulującego globalne zmiany temperatury na Ziemi.

Rozpuszczanie dwutlenku węgla w wodzie pH>7 pH<7 wzrost stężenia CO2 zwiększa kwasowość oceanu

Rozpuszczanie dwutlenku węgla w wodzie pH>7 pH<7 oceaniczny CO3-2 < przyszłego antropogenicznego CO2 dalsza produkcja CO2 spowoduje zmniejszenie zdolności oceanu do jego rozpuszczania, co będzie skutkowało wzrostem zawartości CO2 w atmosferze

Cykl węglanowo - krzemianowy Wulkany są źródłem dwutlenku węgla w atmosferze Dwutlenek węgla jest usuwany z atmosfery w procesie tworzenia skał węglanowych

Cykl węglanowo - krzemianowy Procesy górotwórcze "faworyzują" ochłodzenie Wypiętrzenie eksponuje skały na wietrzenie Skały węglanowo-krzemowe ulegają wietrzeniu chemicznemu Wapń jest transportowany do oceanów, gdzie organizmy morskie wbudowują go w minerały węglanowe. W wyniku tworzenia węglanów dwutlenek węgla jest usuwany z atmosfery. Wietrzenie skał węglanowych powoduje powrót dwutlenku węgla do atmosfery

Cykl węglanowo - krzemianowy Na skutek wędrówki płyt tektonicznych pewna część skał węglanowych jest przesuwaną w głąb Ziemi. Na skutek ciepła uwalnia się dwutlenek węgla Dwutlenek węgla wraca do atmosfery Cykl nie wymaga udziału przyrody ożywionej, ale wymaga wody.

Globalny cykl węgla w latach 90-tych XX w Globalny cykl węgla w latach 90-tych XX w. Naturalne przepływy pokazano na czarno, antropogeniczne na czerwono. Rys 7.3 z pracy Denmana i in. (2007) opublikowany w: Climate Change 2007: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Fourth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change, Cambridge University Press, IPCC 2007

Dekompozycja materii organicznej resztki roślinne i zwierzęce mineralizacja humifikacja butwienie (tlenowe) gnicie (beztlenowe) produkty humifikacji: kwasy fulwowe kwasy huminowe huminy CO2, H2O jony CO2, H2O, H2S, CH4 N2

Dekompozycja w środowisku wodnym 1. utlenianie 2. redukcja azotanów 3. redukcja tlenku manganu

Dekompozycja w środowisku wodnym 4. redukcja tlenków (wodorotlenków) żelaza 5. redukcja siarczanów 6. metanogeneza

METAN

Ogólne informacje o metanie Źródła i zbiorniki CH4 w glebie CH4 w atmosferze Wnioski

Najobficiej obecny gaz śladowy w atmosferze Koncentracja wzrosła ponad dwukrotnie od początku epoki przemysłowej (obecnie ~1700 ppbv) Po CO2 i H2O najobficiej występujący w atmosferze gaz szklarniowy 20 do 30 razy bardziej efektywny gaz szklarniowy niż CO2

Rola CH4 Pomaga utrzymać odpowiednią ilość OH (hydroxyl) w troposferze Wpływa na koncentrację pary wodnej i O3 w stratosferze Odgrywa kluczową rolę w przejściu od reaktywnego Cl do mniej reaktywnego HCl w stratosferze Jako gaz szklarniowy wpływa na ocieplenie globalne

Rozkład geograficzny CH4 150 ppb gradient od bieguna do bieguna, wskazuje na intensywną produkcję w wysokich szerokościach na półkuli północnej

Źródła i zbiorniki

Naturalne źródła metanu mokradła termity oceany hydraty

Antropogeniczne źródła metanu produkcja energii składowiska odpadów przeżuwacze ścieki pola ryżowe spalanie biomasy inne

Zbiorniki metanu gleby troposfer. OH stratosfera

Atmosferyczny CH4 jest głównie (70-80%) pochodzenia biologicznego Produkowany w środowisku beztlenowym, przez anaerobowy rozkład materii organicznej Naturalne i uprawiane pod wodą gleby produkują ~55% emitowanego CH4 Gleby wyżynne (niezalewane) pochłaniają około ~5% atmosferycznego CH4

Powstawanie metanu w glebie Produkowany w środowisku beztlenowym, przez anaerobowy rozpad i mineralizację materii organicznej: C6H12O6  3CO2 + 3CH4 (przy niskich stężeniach SO42- and NO3-)

utlenianie Powodują je bakterie metanotroficzne Zachodzi w glebach o pH > 4.4 w strefie aerobowej Utlenianie metanu jest aerobowe  czynnikiem ograniczającym jest dostępność tlenu W ten sposób powstaje metan na polach ryżowych

pH i temperatura Powstawanie metanu jest najintensywniejsze przy pH obojętnym Metanotrofy tolerują zmiany pH Produkcja metanu jest najintensywniejsza między 30 a 40 oC Metanotrofy lepiej tolerują zmiany temperatury

Pola ryżowe i nawożenie Cel: Większe plony i mniejsza emisja metanu Nawozy organiczne przyspieszają produkcję metanu  Redukcja CH4 przez wprowadzenie siarki (e.g. SO4)

CH4 w atmosferze

Główne atmosferyczne zbiorniki CH4 Reakcja z grupą hydroksylową redukuje ~90% CH4 w troposferze OH powstaje przez fotodysocjację troposferycznego ozonu i pary wodnej OH jest podstawowym utleniaczem wielu troposferycznych zanieczyszczeń (CH4, CO, NOx) Ilość CH4 zależy od poziomu OH i tempa reakcji

Źródła OH Powstaje podczas fotodysocjacji ozonu O3: O3 + hv  O(1D) + O2 Który z kolei reaguje z parą wodną tworząc dwie grupy OH: O(1D) + H2O  OH + OH (OH powstaje również w stratosferze przez utlenianie CH4 ze względu na duże stężenie Cl)

Zbiorniki OH CH4 jest usuwany głównie w reakcji: CH4 + OH•  CH3• + H2O Stężenie OH nie tylko bezpośrednio wpływa na emisję metanu lecz również przez produkty jego utleniania, zwłaszcza CO Wzrost metanu prowadzi do dodatniego sprzężenia zwrotnego (feedback);

Wpływ CH4 na klimat CH4 absorbuje promieniowanie podczerwone  zwiększa efekt szklarniowy Globalnie ocenia się wpływ metanu na 1.3oC (cieplej) Dysocjacja CH4 prowadzi do powstania CO2: dodatkowy wpływ na klimat