Серед безлічі хімічних елементів, без яких неможливе існування життя на Землі, вуглець є головним. Хімічні перетворення органічних речовин зв’язані зі здатністю атома вуглецю утворювати довгі ковалентні ланцюги й кільця. Біогеохімічний цикл вуглецю, природно, дуже складний, тому що він включає не тільки функціонування всіх форм життя на Землі, але й перенос неорганічних речовин як між різними резервуарами вуглецю, так і усередині них. Основними резервуарами вуглецю є атмосфера, континентальна біомаса, включаючи ґрунту, гідросфера з морською біотою й літосфера. Протягом останніх двох сторіч у системі атмосфера - біосфера - гідросфера відбуваються зміни потоків вуглецю, інтенсивність яких приблизно на порядок величини перевищує інтенсивність геологічних процесів переносу цього елемента. Із цієї причини варто обмежитися аналізом взаємодій у межах цієї системи, включаючи ґрунту

Відомо більше мільйона вуглецевих з’єднань, тисячі з яких беруть участь у біологічних процесах. Атоми вуглецю можуть перебувати в одному з дев’яти можливих станів окислювання: від +IV до -IV. Найпоширеніше явище - це повне окислювання, тобто +IV, прикладами таких з’єднань можуть служити й . Більше 99% вуглецю в атмосфері втримується у вигляді вуглекислого газу. Близько 97% вуглецю в океанах існує в розчиненій формі ( ), а в літосфері - у вигляді мінералів. Прикладом стану окислювання +II є мала газова складова атмосфери , що досить швидко окисляється до .Елементарний угрерод є присутнім в атмосфері в малих кількостях у вигляді графіту й алмаза, а в ґрунті - у формі деревного вугілля. Асиміляція вуглецю в процесі фотосинтезу приводить до утворення відновленого вуглецю, що є присутнім у біоті, мертвій органічній речовині ґрунту, у верхніх шарах осадових порід у вигляді вугілля, нафти й газу, похованих на більших глибинах, і в літосфері - у вигляді неуважного недоокисленого вуглецю. Деякі газоподібні з’єднання, що містять недоокислений вуглець , зокрема метан, надходять в атмосферу при відновленні речовин, що відбуває в анаеробних процесах. Хоча при бактеріальному розкладанні утвориться кілька різних газоподібних з’єднань, вони швидко окисляються, і можна вважати, що в систему надходить . Виключенням є метан, оскільки він також впливає на парниковий ефект. В океанах утримується значна кількість розчинених з’єднань органічного вуглецю, процеси окислювання яких до відомі ще недостатньо добре.

У природі відомо сім ізотопів вуглецю, з яких істотну роль грають три. Два з них - і - є стабільними, а один - - радіоактивним з періодом полураспала 5730 років. Необхідність вивчення різних ізотопів вуглецю обумовлена тим, що швидкості переносу з’єднань вуглецю й умови рівноваги в хімічних реакціях залежать від того, які ізотопи вуглецю містять ці з’єднання. Із цієї причини в природі спостерігається різний розподіл стабільних ізотопів вуглецю. Розподіл же ізотопу , з одного боку, залежить від його утворення в ядерних реакціях за участю нейтронів і атомів азоту в атмосфері, а з іншого боку - від радіоактивного розпаду

Ретельні виміри змісту атмосферного були початі в 1957 році Киллингом в обсерваторії Мауна-Лоа. Регулярні виміри змісту атмосферного проводяться також на ряді інших станцій. З аналізу спостережень можна укласти, що річний хід концентрації обумовлений в основному сезонними змінами циклу фотосинтезу й деструкції рослин на суші; на нього також впливає, хоча й меншого ступеня, річний хід температури поверхні океану, від якого залежить розчинність у морській воді. Третім, і, імовірно, найменш важливим фактором є річний хід інтенсивності фотосинтезу в океані. Середнє за кожний даний рік зміст в атмосфері трохи вище в північній півкулі, оскільки джерела антропогенного надходження розташовані переважно в північній півкулі. Крім того, спостерігаються невеликі межгодовие зміни змісту, які, імовірно, визначаються особливостями загальної циркуляції атмосфери. З наявних даних по зміні концентрації в атмосфері основне значення мають дані про спостережуваний протягом останніх 25 років регулярному росту змісту атмосферного . Більше ранні виміри змісту атмосферного вуглекислого газу (починаючи із середини минулого століття) були, як правило, недостатньо повні. Зразки повітря відбиралися без необхідної старанності й не вироблялася оцінка погрішності результатів. За допомогою аналізу складу пухирців повітря з льодовикових кернів стало можливим одержати дані для періоду з 1750 по 1960 рік. Було також виявлене, що певні шляхом аналізу повітряних включень льодовиків значення концентрацій атмосферного для 50-х років добре погодяться з даними обсерваторії Мауна-Лоа. Концентрація протягом 1750-1800 років виявилася близької до значення 280 млн , після чого вона стала повільно рости й до 1984 року становила 343 1 млн.

Зміст ізотопу виражається відхиленням ( ) ( ) відносини від загальноприйнятого стандарту. Перші виміри змісту ізотопу в атмосфері були проведені Килингом в 1956 році й повторені їм же в 1978 році. Значення для атмосферного в 1956 році було дорівнює 7 , а в 1978 становило -7,65 . Недавно були опубліковані також дані вимірів у вуглекислому газі повітряних включень у льодовиках. У середньому оцінки зменшення в атмосферному протягом останніх 200 років становлять 1, 0-1,5 . Спостережувані зміни змісту викликані головним чином надходженням в атмосферу з меншим значенням при вирубці лісів, зміні характеру землекористування й спалювання копалини палива

Кількість ізотопу на Землі залежить від балансу між утворенням під впливом космічного випромінювання і його радіоактивним розпадом. Очевидно, до початку сільськогосподарської й промислової революції розподіл ізотопу в різних резервуарах вуглецю зберігалося приблизно незмінним. До початку помітних змін, викликаних викидами при випробуваннях ядерної зброї, з початку минулого століття до середини поточного відбувалося зменшення змісту . Воно було головним чином викликано викидом за рахунок спалювання викопного палива, у якому не втримується радіоактивний ізотоп . Це привело до зменшення змісту в атмосфері. Починаючи з перших випробувань ядерної зброї в 1952 і 1954 роках спостерігалися істотні зміни змісту в атмосферному вуглекислому газі. Велике надходження в атмосферу відбулося в результаті ядерних випробувань, проведених США в Тихому океані в 1958 році й СРСР в 1961-1962 роках. Після цього викиди були помітно обмежені. Спочатку більша частина радіоактивних продуктів переносилася в стратосферу. Оскільки час обміну між стратосферою й атмосферою становить кілька років, то зменшення концентрації ізотопу в тропосфері, обумовлене взаємодією з континентальною біотою й океанами, починаючи з 1965 року відбувалося більш повільно за рахунок надходження цього ізотопу зі стратосфери

Перемішування повітря в тропосфері відбувається досить швидко. Пасати в середніх широтах в обох півкулях обгинають Землю в середньому приблизно за один місяць, вертикальне переміщення між земною поверхнею й тропопаузою (на висоті від 12 до 16 км) також відбувається протягом місяця, перемішування в напрямку з півночі на південь у межах півкулі відбувається приблизно за три місяці, а ефективний обмін між двома півкулями здійснюється приблизно за рік. Оскільки в даній роботі розглядаються процеси, зміни яких відбуваються за час порядку декількох років, десятиліть і сторіч, можна вважати, що тропосфера в будь-який момент часу добре перемішана. Це припущення засноване на тім, що середні річні значення концентрації для високих північних і високих південних широт відрізняються тільки на 1, 5-2,0 млн. У північній півкулі концентрація вище, ніж у південному. Розходження концентрацій у північній і південній півкулях, імовірно, викликане тим, що близько 90% джерел промислових викидів розташовано в північній півкулі. За останні десятиліття ця різниця збільшилася, оскільки споживання викопного палива також зросло

Обмін між стратосферою й тропосферою відбувається значно повільніше, ніж у тропосфері, тому сезонні коливання концентрації атмосферного вуглекислого газу вище тропопаузи швидко зменшуються. У стратосфері ріст концентрації значно запізнюється в порівнянні з її ростом у тропосфері. Так, відповідно до вимірів, концентрації на висоті 36 км приблизно на 7 млн менше, ніж на рівні тропопаузи (тобто на висоті 15 км). Це відповідає часу перемішування між стратосферою й тропосферою, рівному 5-8 рокам

Pages: 1 2