КГБ: Киевская городская библиотека		URL: http://lib.misto.kiev.ua/UKR/VPRAVA/BIOLOGIA/GENETIKA/vuglec_u_prirodi.dhtml

	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 .


URL: http://lib.misto.kiev.ua/UKR/VPRAVA/BIOLOGIA/GENETIKA/vuglec_u_prirodi.dhtml