Impuls węglowy i jego usuwanie z atmosfery

Obieg węgla w przyrodzie obejmuje wiele zachodzących jednocześnie procesów o różnych skalach czasowych. Jak współgrają one w usuwaniu dwutlenku węgla z atmosfery? Aby zorientować się w ich możliwościach, prześledźmy los tzw. „impulsu dwutlenku węgla”, czyli dużej porcji tego gazu, która z jakiegoś powodu została uwolniona w krótkim czasie. Co będzie się z nim działo?

Uwaga: przed zapoznaniem się z artykułem rekomendujemy zapoznanie się z artykułami:
- Wolny cykl węglowy i termostat węglowy
- Szybki cykl węglowy: węgiel w oceanach

Rysunek 1: Ocean, roślinność i poddane wietrzeniu skały to główne przyrodnicze „pochłanacze” dwutlenku węgla.
Zdjęcie: Moorpheus (licencja Pixabay)

Głównym miejscem procesów neutralizacji impulsu CO2 jest ocean. Wprowadzenie do atmosfery impulsu CO2 powoduje wzrost jego koncentracji (zarówno w atmosferze, jak i w wodach powierzchniowych, a następnie głębszych), spadek współczynnika pH i nasycenia oceanów jonami węglanowymi. Rysunek 2. pokazuje wyniki symulacji zmian tych parametrów po podwojeniu atmosferycznego stężenia CO2 w zależności od tempa wzrostu stężenia CO2.

Rysunek 2: Wyniki symulacji reakcji oceanu na podwojenie koncentracji dwutlenku węgla (z 280 do 560 ppm). Poszczególne kolory linii oznaczają kolejne scenariusze, różniące się tempem, w jakim rosną stężenia CO2. A – zmiany koncentracji dwutlenku węgla w atmosferze, B – obliczone zmiany pH wody na powierzchni oceanów, C – obliczone średnie nasycenie wody węglanem wapnia. Skale: pozioma oraz czasu podwojenia koncentracji CO2 są logarytmiczne. Źródło Hönisch i in,, 2012.

Podwojenie stężenia CO2 (z przedprzemysłowych 280 ppm do 560 ppm), niezależnie od tego, ile czasu zajmuje, powoduje zbliżony spadek pH. Tymczasem nasycenie wody jonami węglanowymi nie spada znacząco jedynie wtedy, gdy zmiany koncentracji CO2 zachodzą bardzo powoli. Jeśli stężenie CO2 wzrasta gwałtownie (rozumiemy przez to skalę czasową krótszą od 10 000 lat), to koncentracja jonów węglanowych także gwałtownie spada. Koniec końców, niezależnie od tempa zmian zawartości dwutlenku węgla w atmosferze, po czasie rzędu 100 000 lat są one kompensowane przez wietrzenie skał.

Jak pamiętasz, aby budować swoje skorupki i szkieleciki, morskie stworzenia, takie jak małże, ślimaki czy koralowce, absorbują unoszące się w wodzie morskiej jony wapniowe (Ca2+) i węglanowe (CO32-). Usunięcie z wody jonów węglanowych jest dla morskich stworzeń skrajnie niekorzystne. „Doświadczalną” ilustrację tego zjawiska prezentuje Rysunek 2. Przedstawiono na nim dwie skamieliny glonów tego samego rodzaju pochodzące z okresu wysokich koncentracji CO2 w powietrzu, a więc i niskiego pH wody morskiej. Skamieniałość po lewej pochodzi z okresu, w którym ocean nie cierpiał na niedobór jonów węglanowych. Egzemplarz po prawej pochodzi zaś z okresu paleo-eoceńskiego maksimum termicznego (PETM), gdy nagły (w skali geologicznej, bo trwający tysiące lat) wzrost koncentracji CO2 w atmosferze spowodował spadek stężenia jonów węglanowych w oceanie i erodowanie delikatnych egzoszkieletów wapiennych.

Rysunek 3: Skamieniałości wytwarzających wapienne szkielety zewnętrzne glonów z rodzaju Discoaster sprzed (po lewej) oraz z okresu (po prawej) paleo-eoceńskiego maksimum termicznego. Widoczne uszkodzenia skamieliny z okresu PETM są zgodne z występującym w tym okresie zakwaszaniem oceanu. Źródło Penman i in., 2014.

W przeszłości geologicznej Ziemi były okresy, kiedy stężenie CO2 sięgało tysięcy ppm, a życie w wodach oceanów miało się dobrze – było w nich bowiem dość rozpuszczonych jonów węglanowych, by zwierzęta miały z czego budować swoje muszle i szkieleciki. Jeśli dodatkowy dwutlenek węgla był wprowadzany do oceanów powoli, to naturalne procesy miały dość czasu, by uzupełniać niedobór jonów węglanowych. Jeśli jednak zmiany atmosferycznego stężenia CO2 są zbyt szybkie, wzrost stężenia jonów H+ prowadzi do drastycznego spadku stężenia jonów CO32-. W skrajnych warunkach może to prowadzić nawet do „wyciągania” ich ze skorupek żywych zwierząt.

Dokąd wędruje węgiel?

Przyjrzyjmy się teraz usuwaniu nadwyżki dwutlenku węgla z obiegu, dzieląc je na etapy zgodnie z czasem działania, od procesów szybkich do wolnych, aż do finalnego zrównoważenia emisji i pochłaniania.

Rysunek 4a: Ilustracja głównych mechanizmów naturalnych procesów usuwania CO2 z atmosfery. Skala czasowa 1–10 lat.
Źródło Lord i in., 2015.

W pierwszym etapie zadziałają szybkie procesy – efekt nawożenia dwutlenkiem węgla spowoduje szybszy wzrost roślin, a pochodząca z nich martwa materia organiczna naturalnie zacznie trafiać do gleb. Równolegle, w związku z powstaniem nierównowagi chemicznej CO2 między atmosferą a oceanem, będzie postępować rozpuszczanie dwutlenku węgla w warstwach powierzchniowych i reakcje, które opisaliśmy w artykule Szybki cykl węglowy: węgiel w oceanach.

Rysunek 4b: Ilustracja głównych mechanizmów naturalnych procesów usuwania CO2 z atmosfery. Skala czasowa ~100 lat.
Źródło Lord i in., 2015.

W miarę wzrostu temperatury powierzchni (związanego ze wzrostem stężenia CO2 w atmosferze) będzie przyspieszać rozkład materii organicznej w glebach, równoważąc (a później prawdopodobnie przewyższając) pochłanianie CO2 przez roślinność – ekosystemy przestaną pochłaniać nadwyżkę CO2 z atmosfery, a mogą na pewien czas stać się źródłem emisji netto. Dlaczego na pewien czas? Bo nie wyemitują więcej węgla, niż w sobie zgromadziły: kiedy pozbędą się dużej części zmagazynowanego w sobie węgla, nie będą miały już czego emitować. W końcu strumienie pochłaniania i emisji CO2 z ekosystemów lądowych znów się zrównoważą.

W tym samym czasie rozpuszczający się w wodach CO2 oraz nadwyżka HCO3- (oznaczonego na rysunku kolorem fioletowym), będą przedostawać się do głębszych warstw oceanów. Usuwany tą drogą z warstw powierzchniowych węgiel będzie „robił miejsce” dla kolejnych cząsteczek CO2. W warstwach powierzchniowych będzie rosła kwasowość, a stężenie jonów węglanowych będzie spadać.

Rysunek 4c: Ilustracja głównych mechanizmów naturalnych procesów usuwania CO2 z atmosfery. Skala czasowa ~1000 lat.
Źródło Lord i in., 2015.

Minęło ponad 1000 lat. Rezerwuary węgla w ekosystemach lądowych się ustabilizowały, cyrkulacja oceaniczna wprowadza w głębiny rozpuszczony w wodzie dwutlenek węgla. Rozpuszcza on CaCO3 w osadach na dnie oceanów, sam zaś jest przy tym wiązany w formie wodorowęglanów i przestaje być dostępny do wymiany z atmosferą. Zachodzące procesy powodują, że głębokość kompensacji węglanu wapnia (CCD, patrz artykuł Szybki cykl węglowy: węgiel w oceanach) przesuwa się ku powierzchni.

Rysunek 4d:. Ilustracja głównych mechanizmów naturalnych procesów usuwania CO2 z atmosfery. Skala czasowa ~10 tys. lat.
Źródło Lord i in., 2015.

W skali tysiącleci istotne znaczenie w procesie usuwania CO2 z szybkiego cyklu węglowego zaczyna mieć wietrzenie skał wapiennych na powierzchni Ziemi. Znajdujący się w nich CaCO3 jest rozpuszczany przez nasyconą CO2 wodę (tzw. procesy krasowienia skał), a następnie spływa rzekami do oceanu. Tam z kolei wapień i jony wodorowęglanowe wykorzystują organizmy morskie budujące pancerzyki z węglanu wapnia. Umierając, przenoszą go w głębiny.

W stabilnych warunkach procesy dostarczające do oceanów CaCO3 są (z definicji) równoważone przez procesy usuwania go do osadów oceanicznych. Ponieważ jednak, jak omawialiśmy powyżej, związane z impulsem węglowym zakwaszenie prowadzi do rozpuszczania się osadów oceanicznych CaCO3, tempo ich powstawania bardzo spada (dla dużych impulsów może stać się nawet ujemne). W rezultacie powstaje nierównowaga między strumieniami dostarczanego a usuwanego z oceanów CaCO3, więc jego zawartość w oceanach zaczyna rosnąć. Ponieważ rozpuszczony w wodzie CaCO3 jest przeciwdziałającą zakwaszaniu zasadą, wody oceanów absorbują dodatkowe ilości CO2, obniżając tym samym jego koncentrację w atmosferze. Stopniowo (w skali czasowej rzędu 10 000 lat) tempo usuwania CaCO3 do osadów znów zrównuje się z tempem dostarczania go do oceanów i ustala się nowa równowaga, przy wyższych zarówno ilości CaCO3 w wodzie, jak i stężeniu CO2.

Rysunek 4e: Ilustracja głównych mechanizmów naturalnych procesów usuwania CO2 z atmosfery. Skala czasowa ~100 tys. lat.
Źródło Lord i in., 2015.

W skali czasowej setek tysięcy lat porządek z całym zamieszaniem robi wreszcie termostat węglowy. Pompa biologiczna i krążenie oceaniczne rozprowadzają węglan wapnia w oceanie, kompensując tym samym wcześniejsze zmiany kwasowości (patrz Wolny cykl węglowy i termostat węglowy)

Jak się zmienia koncentracja CO2 w atmosferze?

Jesteśmy przyzwyczajeni, że wyemitowane przez nas do atmosfery zanieczyszczenia, takie jak dym czy aerozole siarczanowe, są z niej szybko usuwane przez opady i grawitację. Cząsteczki dwutlenku węgla zachowują się inaczej – gdy już trafią do szybkiego cyklu węglowego, to pozostają w nim na bardzo długo (nawet jeśli pojedyncza cząsteczka węgla będzie zmieniać miejsce pobytu, przenosząc się między atmosferą, biosferą i oceanami). Rysunek 5 pokazuje zmiany atmosferycznego stężenia CO2 po szybkim wyzwoleniu do atmosfery 3000 GtC dwutlenku węgla. Jak to już opisaliśmy, będzie on stopniowo pochłaniany – najpierw przez ocean, następnie przez wietrzenie wapieni, a wreszcie skał krzemianowych.

Rysunek 5: Zmiany atmosferycznej koncentracji CO2 pochodzącego szybkiego impulsu do atmosfery. Na wykresie jako poziom odniesienia została przyjęta przedprzemysłowa koncentracja CO2 w atmosferze równa 280 ppm. Grafika na podst. Inman, 2009.

Im większy jest impuls CO2, tym dłużej jest on pochłaniany.

Rysunek 6: Zmiany atmosferycznej koncentracji CO2 w czasie po wyemitowaniu impulsów 1000–20000 GtC. Czarna linia pokazuje poziom odniesienia z epoki przedprzemysłowej. Źródło Lord i in., 2015.

Dla dużych emisji, na poziomie kilku–kilkunastu tysięcy GtC (to ilość porównywalna z całkowitymi zasobami paliw kopalnych), potrzeba tysięcy lat, by usunąć z atmosfery połowę wyemitowanego do niej dwutlenku węgla. Wartości te są zgodne z naturalnymi, przeprowadzonymi przez Ziemię, „eksperymentami paleoklimatycznymi”, które miały miejsce w jej historii geologicznej, gdy do atmosfery trafiała duża ilość węgla (np. PETM) – powrót do wyjściowych warunków klimatycznych zajmował dziesiątki/setki tysięcy lat.

Stanowi to także wskazówkę dotyczącą naszych obecnych emisji dwutlenku węgla. Spalając znaczącą ilość paliw kopalnych i emitując przy tym dwutlenek węgla do atmosfery, musimy liczyć się z tym, że pozostanie on tam na bardzo długo. Szczególnie istotne z punktu widzenia ostatecznego rezultatu – wzrostu stężenia CO2, zakwaszania oceanów i zmiany wymuszenia radiacyjnego i temperatury – jest to, że liczy się, ile węgla w sumie wyemitujemy do atmosfery (a precyzyjniej mówiąc, do szybkiego cyklu węglowego), a nie w jakim tempie. Przedstawia to Rysunek 7, na którym ciągłe i kropkowane linie o tych samych kolorach oznaczają emisje tych samych sumarycznych ilości węgla, ale w różnym tempie (jednorazowo lub rozłożone na 300 lat).

Rysunek 7: Górny panel: zmiany atmosferycznej koncentracji CO2 w czasie po wyemitowaniu określonych ilości węgla. Środkowy panel: zmiany średniej temperatury powierzchni Ziemi. Dolny panel: zmiany pH powierzchni oceanów. Linie ciągłe pokazują zmiany stężenia CO2 w atmosferze w sytuacji natychmiastowego impulsu, linie kropkowane w przypadku stopniowej emisji trwającej 300 lat (w tempie odpowiadającym scenariuszom A2 z 4. Raportu IPCC). Po upływie 2000 –3500 lat następuje czasowe zatrzymanie spadku stężeń CO2 i anomalii temperatury i kwasowości, będące skutkiem cyrkulacji oceanicznej i wydostawania się na powierzchnię wód głębinowych, które wcześniej znajdując się na powierzchni, zostały silnie nasycone CO2, co jest szczególnie wyraźne dla symulacji emisji 640–1280 GtC. Źródło Eby i in., 2009.

Praktycznie takie same stężenia CO2 w atmosferze uzyskamy, emitując jego określoną ilość przez pewien okres, jak i o połowę mniej rocznie, ale przez dwukrotnie dłuższy czas. Wysokość maksymalnej anomalii temperatury również prawie nie zależy od tempa emisji. Co więcej, praktycznie niezależnie od rozmiaru impulsu, anomalia temperatury po 10 tysiącach lat wciąż wynosi ok. 75% maksymalnej temperatury, jaka wystąpiła w wyniku tego impulsu.

Artykuł jest przeredagowanym na potrzeby publikacji w internecie fragmentem książki Marcina Popkiewicza, Aleksandry Kardaś i Szymona Malinowskiego pt. Nauka o klimacie.

Opublikowano: 2019-10-15 16:02
Korzystanie z witryny bez zmiany ustawień przeglądarki oznacza akceptację polityki cookies.