Вуглець у природi

Серед безлiчi хiмiчних елементiв, без яких неможливе iснування життя на
Землi, вуглець є головним. Хiмiчнi перетворення органiчних речовин
зв'язанi зi здатнiстю атома вуглецю утворювати довгi ковалентнi ланцюги
й кiльця. Бiогеохiмiчний цикл вуглецю, природно, дуже складний, тому що
вiн включає не тiльки функцiонування всiх форм життя на Землi, але
й перенос неорганiчних речовин як мiж рiзними резервуарами вуглецю, так
i усерединi них. Основними резервуарами вуглецю є атмосфера,
континентальна бiомаса, включаючи ґрунту, гiдросфера з морською
бiотою й лiтосфера. Протягом останнiх двох сторiч у системi атмосфера
— бiосфера — гiдросфера вiдбуваються змiни потокiв вуглецю,
iнтенсивнiсть яких приблизно на порядок величини перевищує
iнтенсивнiсть геологiчних процесiв переносу цього елемента. Iз
цiєï причини варто обмежитися аналiзом взаємодiй у
межах цiєï системи, включаючи ґрунту

Вiдомо бiльше мiльйона вуглецевих з'єднань, тисячi з яких беруть
участь у бiологiчних процесах. Атоми вуглецю можуть перебувати в одному
з дев'яти можливих станiв окислювання: вiд +IV до -IV. Найпоширенiше
явище — це повне окислювання, тобто +IV, прикладами таких
з'єднань можуть служити й . Бiльше 99% вуглецю в атмосферi
втримується у виглядi вуглекислого газу. Близько 97% вуглецю в
океанах iснує в розчиненiй формi ( ), а в лiтосферi — у
виглядi мiнералiв. Прикладом стану окислювання +II є мала газова
складова атмосфери , що досить швидко окисляється до .Елементарний
угрерод є присутнiм в атмосферi в малих кiлькостях у виглядi
графiту й алмаза, а в ґрунтi — у формi деревного вугiлля.
Асимiляцiя вуглецю в процесi фотосинтезу приводить до утворення
вiдновленого вуглецю, що є присутнiм у бiотi, мертвiй органiчнiй
речовинi ґрунту, у верхнiх шарах осадових порiд у виглядi вугiлля,
нафти й газу, похованих на бiльших глибинах, i в лiтосферi — у
виглядi неуважного недоокисленого вуглецю. Деякi газоподiбнi
з'єднання, що мiстять недоокислений вуглець , зокрема метан,
надходять в атмосферу при вiдновленнi речовин, що вiдбуває в
анаеробних процесах. Хоча при бактерiальному розкладаннi утвориться
кiлька рiзних газоподiбних з'єднань, вони швидко окисляються, i
можна вважати, що в систему надходить . Виключенням є метан,
оскiльки вiн також впливає на парниковий ефект. В океанах
утримується значна кiлькiсть розчинених з'єднань органiчного
вуглецю, процеси окислювання яких до вiдомi ще недостатньо добре.

У природi вiдомо сiм iзотопiв вуглецю, з яких iстотну роль грають три.
Два з них — i — є стабiльними, а один — —
радiоактивним з перiодом полураспала 5730 рокiв. Необхiднiсть вивчення
рiзних iзотопiв вуглецю обумовлена тим, що швидкостi переносу
з'єднань вуглецю й умови рiвноваги в хiмiчних реакцiях залежать
вiд того, якi iзотопи вуглецю мiстять цi з'єднання. Iз
цiєï причини в природi спостерiгається рiзний розподiл
стабiльних iзотопiв вуглецю. Розподiл же iзотопу , з одного боку,
залежить вiд його утворення в ядерних реакцiях за участю нейтронiв i
атомiв азоту в атмосферi, а з iншого боку — вiд радiоактивного
розпаду

Ретельнi вимiри змiсту атмосферного були початi в 1957 роцi Киллингом в
обсерваторiï Мауна-Лоа. Регулярнi вимiри змiсту атмосферного
проводяться також на рядi iнших станцiй. З аналiзу спостережень можна
укласти, що рiчний хiд концентрацiï обумовлений в основному
сезонними змiнами циклу фотосинтезу й деструкцiï рослин на сушi; на
нього також впливає, хоча й меншого ступеня, рiчний хiд
температури поверхнi океану, вiд якого залежить розчиннiсть у морськiй
водi. Третiм, i, iмовiрно, найменш важливим фактором є рiчний хiд
iнтенсивностi фотосинтезу в океанi. Середнє за кожний даний рiк
змiст в атмосферi трохи вище в пiвнiчнiй пiвкулi, оскiльки джерела
антропогенного надходження розташованi переважно в пiвнiчнiй пiвкулi.
Крiм того, спостерiгаються невеликi межгодовие змiни змiсту, якi,
iмовiрно, визначаються особливостями загальноï циркуляцiï
атмосфери. З наявних даних по змiнi концентрацiï в атмосферi
основне значення мають данi про спостережуваний протягом останнiх 25
рокiв регулярному росту змiсту атмосферного . Бiльше раннi вимiри змiсту
атмосферного вуглекислого газу (починаючи iз середини минулого столiття)
були, як правило, недостатньо повнi. Зразки повiтря вiдбиралися без
необхiдноï старанностi й не вироблялася оцiнка погрiшностi
результатiв. За допомогою аналiзу складу пухирцiв повiтря з льодовикових
кернiв стало можливим одержати данi для перiоду з 1750 по 1960 рiк. Було
також виявлене, що певнi шляхом аналiзу повiтряних включень льодовикiв
значення концентрацiй атмосферного для 50-х рокiв добре погодяться з
даними обсерваторiï Мауна-Лоа. Концентрацiя протягом 1750-1800
рокiв виявилася близькоï до значення 280 млн , пiсля чого вона
стала повiльно рости й до 1984 року становила 343 1 млн. Змiст iзотопу
виражається вiдхиленням ( ) ( ) вiдносини вiд загальноприйнятого
стандарту. Першi вимiри змiсту iзотопу в атмосферi були проведенi
Килингом в 1956 роцi й повторенi ïм же в 1978 роцi. Значення для
атмосферного в 1956 роцi було дорiвнює 7 , а в 1978 становило -
7,65 . Недавно були опублiкованi також данi вимiрiв у вуглекислому газi
повiтряних включень у льодовиках. У середньому оцiнки зменшення в
атмосферному протягом останнiх 200 рокiв становлять 1, 0-1,5 .
Спостережуванi змiни змiсту викликанi головним чином надходженням в
атмосферу з меншим значенням при вирубцi лiсiв, змiнi характеру
землекористування й спалювання копалини палива

Кiлькiсть iзотопу на Землi залежить вiд балансу мiж утворенням пiд
впливом космiчного випромiнювання i його радiоактивним розпадом.
Очевидно, до початку сiльськогосподарськоï й промисловоï
революцiï розподiл iзотопу в рiзних резервуарах вуглецю зберiгалося
приблизно незмiнним. До початку помiтних змiн, викликаних викидами при
випробуваннях ядерноï зброï, з початку минулого столiття до
середини поточного вiдбувалося зменшення змiсту . Воно було головним
чином викликано викидом за рахунок спалювання викопного палива, у якому
не втримується радiоактивний iзотоп . Це привело до зменшення
змiсту в атмосферi. Починаючи з перших випробувань ядерноï
зброï в 1952 i 1954 роках спостерiгалися iстотнi змiни змiсту в
атмосферному вуглекислому газi. Велике надходження в атмосферу вiдбулося
в результатi ядерних випробувань, проведених США в Тихому океанi в 1958
роцi й СРСР в 1961-1962 роках. Пiсля цього викиди були помiтно обмеженi.
Спочатку бiльша частина радiоактивних продуктiв переносилася в
стратосферу. Оскiльки час обмiну мiж стратосферою й атмосферою становить
кiлька рокiв, то зменшення концентрацiï iзотопу в тропосферi,
обумовлене взаємодiєю з континентальною бiотою й океанами,
починаючи з 1965 року вiдбувалося бiльш повiльно за рахунок надходження
цього iзотопу зi стратосфери

Перемiшування повiтря в тропосферi вiдбувається досить швидко.
Пасати в середнiх широтах в обох пiвкулях обгинають Землю в середньому
приблизно за один мiсяць, вертикальне перемiщення мiж земною поверхнею й
тропопаузою (на висотi вiд 12 до 16 км) також вiдбувається
протягом мiсяця, перемiшування в напрямку з пiвночi на пiвдень у межах
пiвкулi вiдбувається приблизно за три мiсяцi, а ефективний обмiн
мiж двома пiвкулями здiйснюється приблизно за рiк. Оскiльки в
данiй роботi розглядаються процеси, змiни яких вiдбуваються за час
порядку декiлькох рокiв, десятилiть i сторiч, можна вважати, що
тропосфера в будь-який момент часу добре перемiшана. Це припущення
засноване на тiм, що середнi рiчнi значення концентрацiï для
високих пiвнiчних i високих пiвденних широт вiдрiзняються тiльки на 1,
5-2,0 млн. У пiвнiчнiй пiвкулi концентрацiя вище, нiж у пiвденному.
Розходження концентрацiй у пiвнiчнiй i пiвденнiй пiвкулях, iмовiрно,
викликане тим, що близько 90% джерел промислових викидiв розташовано в
пiвнiчнiй пiвкулi. За останнi десятилiття ця рiзниця збiльшилася,
оскiльки споживання викопного палива також зросло

Обмiн мiж стратосферою й тропосферою вiдбувається значно
повiльнiше, нiж у тропосферi, тому сезоннi коливання концентрацiï
атмосферного вуглекислого газу вище тропопаузи швидко зменшуються. У
стратосферi рiст концентрацiï значно запiзнюється в
порiвняннi з ïï ростом у тропосферi. Так, вiдповiдно до
вимiрiв, концентрацiï на висотi 36 км приблизно на 7 млн менше, нiж
на рiвнi тропопаузи (тобто на висотi 15 км). Це вiдповiдає часу
перемiшування мiж стратосферою й тропосферою, рiвному 5-8 рокам

У стацiонарному станi, що iснував у доиндустриальное час, бiльше 90%
iзотопу, що втримується на Землi, перебувало в морськiй водi й
донних вiдкладеннях (змiст в останнi становить усього кiлька вiдсоткiв).
Iснував зразковий баланс мiж переносом з атмосфери в океан i
радiоактивний розпад усерединi океану. Середнiй глобальний обмiн мiж
атмосферою й океаном можна визначити шляхом вимiру рiзницi змiсту у
вуглекислому газi атмосфери й розчиненому в поверхневому шарi океану.
Данi спостережень за зменшенням концентрацiï в атмосферi i
ïï збiльшеннi в поверхневих водах океану пiсля проведення
випробувань ядерноï зброï дають ще одну можливiсть визначити
швидкiсть газообмiну. Третiй спосiб оцiнки швидкостi газообмiну мiж
атмосферою й океаном полягає у вимiрi вiдхилення вiд стану
рiвноваги мiж i , обумовленого надходженням з океану в атмосферу.
Середня швидкiсть газообмiну мiж атмосферою й океаном при
концентрацiï в атмосферi 300 млн , отримана на основi цих трьох
способiв, дорiвнює 18 5 мiль/(м рiк). Це означає, що
середнiй час перебування в атмосферi дорiвнює 8,5 2 рокiв.
Швидкiсть газообмiну на границi роздягнула мiж атмосферою й океаном
залежить вiд стану поверхнi океану, вiд швидкостi вiтру й хвилювання

При розчиненнi в морськiй водi вiдбувається реакцiя
гiдратацiï з утворенням вугiльноï кислоти , що у свою чергу
диссоциирует на iони . Карбонатна система визначається сумарною
концентрацiєю розчиненого неорганiчного вуглецю ( ); повним
змiстом боратов ( В); лужним резервом (А); кислотнiстю (p); парцiальним
тиском расворённого вуглекислого газу , що за умови рiвноваги з
атмосферою дорiвнює парцiальному тиску в атмосферi. При поглинаннi
морською водою лужнiсть залишається незмiнноï, а утворення й
розкладання органiчних i неорганiчних з'єднань приводить до змiни
як , так i А. Карбонатна система має наступнi основнi особливостi:

1. Розчиннiсть у морськiй водi й вiдповiдно концентрацiя сумарного
вуглецю, що перебуває в рiвновазi з атмосферним при заданому
значеннi концентрацiï останнього, залежать вiд температури 2.
Обмiн мiж газовою фазою й розчином залежить вiд так званого буферного
фактора, що також називають фактором Ревелла.

Розчиннiсть i буферний фактор збiльшуються при зниженнi температури.
Тому що змiна парцiального тиску вуглекислого газу в напрямку вiд полюса
до екватора невелико, у середньому переноситься з атмосфери в океан у
високих широтах i в протилежному напрямку в низьких, хоча
спостерiгаються вiдхилення вiд цiєï спрощеноï картини
внаслiдок того, що в результатi апвеллинга iз глибинних шарiв океану до
поверхнi приносяться збагаченi вуглекислим газом води. Буферний фактор
має величину порядку 10 i збiльшується з ростом значень . Це
означає, що вiдчутно до досить малих змiн у водi. При збереженнi
рiвноваги в системi атмосфера — поверхневi води океану змiна
концентрацiï в атмосферi приблизно на 25% протягом останнiх 100
рокiв викличе змiну змiсту сумарного расворённого неорганiчного вуглецю
в поверхневих водах тiльки на 2-2,5%. Таким чином, здатнiсть океану
поглинати надлишковий атмосферний в 10 разiв менше тоï, котру можна
було б очiкувати виходячи з порiвняння розмiрiв природних резервуарiв
вуглецю

Як показали дослiдження, змiст сумарного неорганiчного вуглецю в океанi
в 1983 роцi бiльш, нiж в 50 разiв перевищувало змiст в атмосферi. Крiм
того, в океанi перебувають значнi кiлькостi розчиненого органiчного
вуглецю. Вертикальний розподiл не є однорiдним, його
концентрацiï в глибинних шарах океану вище, нiж у поверхневi.
Спостерiгається також збiльшення концентрацiï вiд досить
низьких значень у глибинних водах Пiвнiчного Льодовитого океану до
бiльше високих значень у глибинних водах Атлантичного океану, до ще
бiльш високим у Пiвденному й Iндiйському океанах до максимальних У
Тихому океанi. Вертикальний розподiл лужностi дуже схоже на розподiл ,
однак межi змiн лужностi значно менше й становлять приблизно 30% змiн .
Цiкаво вiдзначити, що поверхневi концентрацiï були б на приблизно
на 15% вище, якби океани були добре перемiшанi, що у свою чергу означало
б, що концентрацiя в атмосферi повинна бути близько 700 млн . Наявнiсть
вертикальних градиендов (так само як i лужностi) в океанах впливає
на концентрацiï атмосферного .