GLOBALNE CYKLE BIOGEOCHEMICZNE obieg węgla

GLOBALNE CYKLE BIOGEOCHEMICZNE obieg węgla

Rozpowszechnienie węgla (wagowo) Ziemia 350 ppm (14) Skorupa ziemska 200 ppm (17) Oceany (organiczny) 2 ppm (15) Oceany (nieorg.) 28 ppm (10) Atmosfera (CO2) 370 ppmv (4) Atmosfera (CH4) 1,8 ppmv (7) We wszechświecie 4 miejsce

Węgiel główny budulec organizmów żywych W organizmie ludzkim: mięśnie: 670 000 ppm, kości: 360 000 ppm. Dobowe spożycie: 300 g. Całkowita zawartość (70 kg): 16 kg

Aminokwasy COO H3N+ C H CH2 CH2 COO Kwas glutaminowy

Węglowodany glukoza

Tłuszczowce lecytyna

Znaczenie cyklu węglowego dla biosfery Cykl węglowy i powiązany z nim cykl tlenowy określają dynamikę biosfery. Węgiel w materii organicznej i cząsteczkowy tlen to dwa bieguny procesów utleniająco redukujących.

Fotosynteza/respiracja fotosynteza 6CO 2 + 6H 2O + energia świetlna C6 H12O6 + 6O 2 Respiracja (oddychanie) C6 H12O6 + 6O 2 6CO 2 + 6H 2O + energia

Fotosynteza, produkcja pierwotna 106CO 2 + 16 NO3 + 2HPO 4 + 122H 2 O + + 18H + + pierwiastki śladowe i energia C106 H 263O110 N16 P1 + 138O 2 Proporcja Redfielda: C:N:P = 106:16:1

PPB, PPN Produkcja Pierwotna Brutto: PPB Produkcja Pierwotna Netto: PPN PPB = PPN + Respiracja

Fotosynteza, produkcja pierwotna

Dekompozycja materii organicznej Resztki roślinne i zwierzęce Mineralizacja Butwienie (tlenowe) Humifikacja Gnicie Produkty humifikacji (beztl.) Kwasy fulwowe, Kwasy huminowe, huminy CO2, H2O, CO2, H2O, jony H2S, CH4,

Dekompozycja w środowiskach wodnych 1. Utlenianie CH 2O + O2 CO 2 + H 2O 2. Redukcja azotanów 5CH 2O + 4 NO3-2 N2 + CO2 + 4HCO3- + 3H2O 3. Redukcja tlenku manganu CH 2O + 2MnO2 + 3CO2 + H2O 2Mn 2+ + 4HCO3-

Dekompozycja w środowiskach wodnych 4. Redukcja tlenków (wodorotlenków) żelaza CH 2O + 4Fe(OH)3 + 7CO 2 4Fe2 + + 8HCO3- + 3H 2O 5. Redukcja siarczanów 2CH 2O + SO-4 H 2S + 2HCO3-6. Metanogeneza 2CH 2O CH 4 + CO 2

Grzyby

Dżdżownice

Strącanie/rozpuszczanie CaCO3 CaCO3 + CO 2(g) + H 2O Ca + + 2HCO3- K eq = [Ca 2+ ][HCO3 ] PCO 2 = 10 5,97 (CO 2 ) = K H (PCO 2 ) + (H )(HCO ) = K 1 (CO 2 ) 3

Minerały węglanowe Kalcyt CaCO3 theimage.com

Minerały węglanowe Dolomit (Ca,Mg)CO3 theimage.com

Minerały węglanowe Aragonit CaCO3 theimage.com

Biologiczne strącanie węglanów http://www.uq.edu.au/nanoworld

Fizykochemiczne strącanie węglanów trawertyny

Węgiel w litosferze Nieorganiczny, występuje w skałach osadowych: wapieniach, dolomitach Organiczny (kerogen), rozproszony w skałach osadowych, głównie łupkach

Węgiel w środowiskach wodnych DIC Dissolved Inorganic Carbon PIC Particulate Inorganic Carbon DOC Dissolved Organic Carbon POC Particulate Organic Carbon

Zbiornik Ilość C (Gt) Atmosfera 720 Oceany 38,400 C nieorganiczny 37,400 powierzchniowy 670 głeboki 36,730 C organiczny 1,000 Litosfera węglany osadowe >60,000,000 kerogen 15,000,000 Biosfera lądowa 2,000 biomasa żywa 600-1,000 biomasa martwa 1,200 Biosfera wodna 1-2 Paliwa kopalne 4,130 węgiel 3,510 ropa 230 gaz 140 inne (torf) 250

Globalny obieg węgla zasoby i strumienie Żródło: raport IPCC, http://www.ipcc.ch

Izotopy węgla Dwa trwałe izotopy węgla: C13 C12 98,9% 1,1% Standardem jest skała węglanowa VPDB. Promieniotwórczy izotop: 14 C- T1/2=5730 lat

Izotopy węgla δ13c ( ) +5 HCO 3- kalcyt 0-5 - 10-15 Atmosferyczny CO2 Oceaniczny CO2 Rośliny C4-20 - 25-30 Rośliny C3

Wpływ człowieka na obieg węgla CO2 i CH4 dwa najważniejsze gazy cieplarniane. Obecne stężenie CO2 w atmosferze jest, w wyniku działalności człowieka wyższe niż kiedykolwiek w ciągu ostatnich 20 mln lat.

Dowody na antropogeniczne przyczyny wzrostu stężenia CO2 1. Spadek stężenia O2 w atmosferze. 3. Zmiany składu izotopowego CO2 w atmosferze. 6. Szybszy wzrost stężenia CO2 na półkuli północnej

Los antropogenicznego CO2 Naturalne procesy asymilują znaczną część antropogenicznych emisji CO2, ale wzrost jego zawartości w atmosferze jest nieunikniony. Żródło: raport IPCC, http://www.ipcc.ch

Zagadka globalnego bilansu węgla (PgC/rok) Lata 80-te 90-te Przyrost atmosferyczny: -3,3 ± 0,1-3,2 ± 0,1 Emisje antropogeniczne: 5,4 ± 0,3 6,3 ± 0,4 Strumień atmosfera -powierzchnia: -0,2 ± 0,7-1,4 ± 0,7 Strumień atmosfera-ocean: -1,9 ± 0,6-1,7 ± 0,5 Zmiany użytkowania lądów: 1,7 (0,6-2,5)? residual terrestrial sink missing sink 1,9±(0,3 3,8) (2,8) Oszacowania IPCC oparte o długoletnie trendy CO2 i O2 w atmosferze

Zagadka globalnego bilansu węgla 1,9±(0,3 3,8) PgC/rok Asymilację tego strumienia węgla przypisuje się lądowej biosferze. Duża niepewność tego oszacowania wynika z niepewności oszacowań zasobu CO2 w atmosferze oraz strumienia związanego ze zmianami użytkowania lądów.

Zagadka globalnego bilansu węgla (PgC/rok) Lata 80-te 1850-1989 Przyrost atmosferyczny: -3,3 ± 0,1-141 ± 10 Emisje antropogeniczne: 5,4 ± 0,3 213 ± 20 Strumień atmosferapowierzchnia: -0,2 ± 0,7-39 ± 60 Strumień atmosfera-ocean: -1,9 ± 0,6-111 ± 56 Zmiany użytkowania lądów: 1,7 (0,6-2,5) 123 ± 40 residual terrestrial sink missing sink 1,9±(0,3 3,8) 80 ± 72

Atmosferyczny CO2 w przeszłości

Historia obiegu węgla Atmosfera pierwotnej Ziemi mogła zawierać nawet 3% CO2 silny efekt cieplarniany. Usuwanie CO2 z atmosfery w wyniku wietrzenia skał było równoważone przez emisje wulkaniczne. Pojawienie się życia znacząco zmniejszyło zawartość CO2 w atmosferze oraz zwiększyło o 3 rzędy wielkości strumienie C Przewaga produkcji pierwotnej nad dekompozycją w pewnych okresach prowadziła do akumulacji materii organicznej w osadach paliwa kopalne.

Kiedy rozpoczął się wpływ człowieka? Kiedy zaczęła się era antropogeniczna (ze względu na wzrost atmosferycznej zawartości CO2 i CH4)? Powszechny pogląd: 150 200 lat temu, ale: The anthropogenic greenhouse era began thousands of years ago W. F. Ruddiman, Climatic Change, 61, 2003

Kiedy rozpoczął się wpływ człowieka? Materiały archeologiczne, historyczne, kulturowe i geologiczne z obszaru Eurazji dowodzą, że: 8000 lat temu rozpoczęła się wycinka lasów na potrzeby uprawne, 5000 lat temu rozpoczęto nawadnianie pól ryżowych. W ostatnim tysiącleciu te emisje gazów szklarniowych spowodowały globalny wzrost temperatury o 0,8 ºC (na dużych szerokościach o 0,8 ºC). Zaobserwowane dla ostatniego tysiąclecia wahania stężenia CO2 mogły być wywołane wzrostem lesistości po wielkich epidemiach.

Czy żyjemy w okresie historii Ziemi wyjątkowym ze względu na obieg węgla?

Czy żyjemy w okresie historii Ziemi wyjątkowym ze względu na obieg węgla?

Czy żyjemy w okresie historii Ziemi wyjątkowym ze względu na obieg węgla? Wzrosty stężenia szybsze od spadków asymetria w wymianie CO2 pomiędzy atmosferą i oceanami oraz lądową biosferą. Dotychczasowa stabilizacja wahań dzięki ujemnym sprzężeniom zwrotnym.

Wpływy antropogeniczne a naturalne fluktuacje CO2

Wpływy antropogeniczne a naturalne fluktuacje CH4

Rola oceanów

Rola oceanów procesy abiotyczne Zasób C nieorganicznego rozpuszczonego w oceanach jest 50 razy większy od zasobu C w atmosferycznym CO2. To oceany kontrolują poziom CO2 w atmosferze, nie odwrotnie. Zdolność oceanów do asymilacji CO2 jest ograniczona: -Dostawa kationów pochodzących z wietrzenia skał jest zbyt wolna. -Cyrkulacja termohalinowa osłabia się w wyniku ocieplenia oceanów. ALE:

Rola oceanów procesy biotyczne Fitoplankton obniża stężenie atmosferycznego CO2 o 150 200 ppm. Pompa biologiczna Dodatkowo szkielety i skorupki węglanowe oraz odchody i fragmenty martwych organizmów opadając na dno usuwają C z powierzchniowej warstwy oceanu. Pompa węglanowa Wzrost wydajności pomp oceanicznych wymaga wzrostu dostępności pierwiastków biogennych.

Hydraty metanu Metan rozpuszczony w wodzie morskiej tworzy w niskiej temperaturze i pod wysokim ciśnieniem (poniżej głębokości 300 m) hydrat krystaliczną, przezroczystą substancję przypominającą lód.

Środowiskowe znaczenie hydratów metanu Zasób węgla zawarty w hydratach dwukrotnie przewyższa zasób węgla w paliwach kopalnych! Potencjalne źródło energii Poważny czynnik w efekcie szklarniowym zawierają 3000 razy więcej metanu niż atmosfera Uwalnianie metanu z hydratów może wywoływać podmorskie osuwiska (tsunami)

Rubisco Enzym tworzący materię organiczną. Działa wolno, asymiluje tylko 3 atomy C w ciągu sekundy, najbardziej rozpowszechniony enzym. Jego aktywność rośnie ze stężeniem CO2 do 800 1000 ppm.

Rola biosfery lądowej Brak pomp. Asymilowany C gromadzony w formie substancji organicznych. C wraca do atmosfery poprzez procesy o różnych skalach czasowych: - respiracja autotroficzna - respiracja heterotroficzna - zaburzenia o charakterze katastrof, np. pożary lasów. Organizmy lądowe i gleby zawierają 3 razy więcej C niż atmosfera, ale jego czas przebywania jest rzędu dekad.

Czy biosfera lądowa nas uratuje? Ujemne sprzężenie zwrotne pomiędzy stężeniem CO2 i intensywnością fotosyntezy jest osłabiane przez: - niedostatek biogenów - wzrost respiracji heterotroficznej z temperaturą - zaburzenia gleb i ekosystemów

4 PPB 120 60 55 respiracja PPN 60 zwierzęta spalanie? Węgiel refrakcyjny τ = > 1000 lat (150) DOC 0,4 <0,1 Detrytus τ <10 lat (300) Zmodyfikowany węgiel glebowy, τ = 10 do 1000 lat (1050)

Zmiany sposobu użytkowania ziemi Wylesianie Użytkowanie rolnicze Osuszanie terenów podmokłych

Sekwestracja CO2 Wykorzystanie naturalnych procesów nie pozwala na usunięcie wymaganych ilości CO2 na odpowiednio długi czas. Biologiczna niewystarczająca pojemność, powoduje wystąpienie innych środowiskowych problemów. Np. zalesianie powoduje zmniejszenie odpływu powierzchniowego, wzrost zasolenia i zakwaszenia gleb. Absorpcja kwasu węglowego przez oceany ograniczona pojemność, zbyt krótki czas przebywania, ograniczony mieszaniem oceanów.

Sekwestracja CO2 Metody technologiczne - Pompowanie do złóż ropy i gazu (ograniczona pojemność, możliwość ucieczki) - Głębokie poziomy wodonośne (możliwość ucieczki) Trwałe usunięcie CO2 zapewnia jedynie: -neutralizacja kwasu węglowego (wymaga dużych stężeń CO2 - elektrownie nie emitujące żadnych gazów)

Sekwestracja CO2 EOR Wtłaczanie pod ziemię 103 Węgiel oceaniczny Ocean kwaśny 102 D G 10 1 Ocean neutralny Ograniczenie tlenowe 104 Minerały węglanowe C kopalny Roczna emisja CZAS PRZEBYWANIA C [LATA] 105 CO2 atmosf. C w biomasie C glebowy Oceaniczny HCO3- D biomasa drzewna L liście (opadłe) EOR Enhanced Oil Recovery G C glebowy Zużycie paliw Mieszanie oceanu Infrastruk -tura L 1 10 102 103 104 105 ZDOLNOŚĆ GROMADZENIA C [Gt] 106

Globalny obieg węgla czynniki determinujące stężenie CO2 w atmosferze Strumienie są ważniejsze niż zasoby, np. węglany pustynne zawierają 0,9 1018 g C, ale czas jego wymiany z atmosferą wynosi 85 000 lat. Obserwowany wzrost zawartości CO2 w atmosferze związany jest wyłącznie ze zmianami strumieni C zachodzącymi w tej samej skali czasowej, np. pożary lasów wpływają na poziom CO2 jeżeli rośnie ich częstotliwość lub obszar.

Globalny obieg węgla czynniki determinujące stężenie CO2 w atmosferze Niewielkie względne zmiany w dużych rezerwuarach węgla mogą dramatycznie wpływać na atmosferyczny CO2. Przyrost biomasy o 0,2 %/rok wystarczyłby do zbilansowania CO2 w atmosferze. Wzrost tempa rozkładu lądowej materii organicznej o 1 % uwalniałby do atmosfery 0,6 1015 g C/rok.

Perspektywy Globalny obieg węgla tworzą duże, szybkie strumienie natury biogeochemicznej nałożone na niewielkie, wolne transformacje geologiczne. Wzrost tempa wietrzenia wywołany wzrostem temperatury i stężenia CO2 w atmosferze jest niewystarczający dla zrównoważenia, w krótkiej skali czasu, antropogeniczych emisji CO2 do atmosfery.