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, prześledzimy, co dzieje się w systemie klimatycznym, gdy wprowadzimy do niego nagle dużą porcję CO₂ – tak zwany „impuls węglowy”. Co będzie się z nim działo?

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.

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.

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 CO₃^2-. W skrajnych warunkach może to prowadzić nawet do „wyciągania” ich ze skorupek żywych zwierząt.

Dokąd wędruje węgiel?

Przyjrzyjmy się teraz usuwaniu nadwyżki dwutlenku węgla, jaka pojawiła się w obiegu, gdy wyemitowaliśmy nasz impuls węglowy. Podzielimy ten proces na etapy zgodnie z czasem działania, od procesów szybkich do wolnych, aż do finalnego zrównoważenia emisji i pochłaniania.

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.

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.

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.

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.

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.

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

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).

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 węglowego, 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.