10902 SNC03568

W długoterminowym obiegu węgla organicznego bierze też udział pew^ biosfery lądowej, która uniknęła rozkładu i zwiększyła zasoby paliw kopalnyt*? kość gromadzenia się węgla organicznego jest obecnie niewielka, ale w historii T były okresy, w których rozpad materii organicznej przebiegał znacznie wolniej nfc? synteza i pokłady węgla ropy naftowej i gazu rosły szybciej niż teraz.

W naturalnych warunkach tylko wietrzenie i erozja prowadzą do przejścia _w związanego w paliwach kopalnych do innych zbiorników węgla (rys. 2.8). Spalanie? rowców energetycznych przez człowieka znacznie przyspieszyło ten proces.

Zasoby węgla w pokładach paliw kopalnych sięgają 4200 Gt i są pięcioipólkr^ większe od zasobów węgla w atmosferze. Gdyby zużyć całe zasoby paliw, nic s/ając ich zawartości w innych zbiornikach niż atmosfera, stężenie dwutlenku węg w atmosferze mogłoby powiększyć się szcścioipółkrotnic. Węgiel, zaangażowany, pierwszym i drugim cyklu, uczestniczy w pewnej fazie obiegu w budowie organizmów^ wych. Jest to więc tzw. węgiel organiczny.

Rys. 2.8. Nieorganiczny cykl obiegu węgla w przyrodzie. Szybkość obiegu węgla w cyklu nieorganicznym (iysu-nck lewy) jest regulowana dostępnością jonów węglanowych, która zależy od cyklu larzemianowo-węglanowego

(rysunek prawy)

Węgiel nieorganiczny uczestniczy w trzecim, długoterminowym cyklu (rys. 2.8). Istotną rolę w tym obiegu odgrywa ocean. Dwutlenek węgla rozpuszcza się w wodzie, tworząc najpierw slaby kwas węglowy, który następnie ulega dysocjacji:

C0₂ + H₂0 <-» H₂C0₃ <->H⁺ + HOOj o 2H+ + CO^“

Zawarte w wodzie oceanicznej jony wapnia reagują z jonami dwuwęglanu tworząc węglan wapnia

Ca²⁺ + 2HCOj CaC0₃ + H₂C0₃

W podobny sposób powstaje węglan wapnia w skorupkach wapiennych organizmów morskich. Skorupki martwych organizmów opadają na dno i w stosunkowo płytkich morzach następuje akumulacja węglanu wapnia. Na dużych głębokościach kwasowość wody jest za wysoka i węglan wapnia rozpuszcza się, zanim dotrze do dna. Powstawanie osadów węglanowych zachodzi bardzo powoli, ale zgromadzony w oceanach wapń jest wystarczający do związania całkowitej masy węgla ze światowych zapasów paliw kopalnych. Na lądach wietrzenie wapieni odbywa się pod wpływem wody deszczowej, zawierającej słaby kwas węgłowy, tworzący się w reakcji wody z atmosferycznym dwutlenkiem węgła

C0₂*f H₂0    H₂C0₃

Pod wpływem kwasu węglowego węglan wapnia rozpada się („krasowieje*’), a węgiel powraca do hydrosfery

CaC0₃ + H₂C0₃ -* Ca²⁺ + 2HCOj

Nieorganiczny węgiel bierze również udział w cyklu krzcmianowo-węglanowym, regulującym dostępność jonów wapnia, niezbędnych do tworzenia węglanów (rys. 2.8). W tym cyklu wapienie przekształcają się w skały metamorficzne, a uwolniony dwutlenek węgla wraca do atmosfery podczas erupcji wulkanicznych

CaCOj + Si0₂ -»CaSiCO) + C0₂

Skały te również ulegają wietrzeniu pod wpływem kwasu węglowego, zawartego w wodzie deszczowej

CaSiC0₃ + 2HC0₃ -> Ca²⁺ + 2 HCOj + Si0₂ + H₂0

Powstawanie i wietrzenie skał metamorficznych pozostają w równowadze. Jednakże wzrost temperatury i opadów może przyśpieszyć wietrzenie, zwiększając dostępność jonów wapnia. W ten sposób zwiększy się szybkość powstawania wapieni, a zarazem zmniejszy się stężenie dwutlenku węgla w atmosferze. Cykl węglanowo-krzemianowy zawiera mechanizm ujemnego sprzężenia zwrotnego, regulującego w skali geologicznej globalne zmiany temperatury - ocieplenie klimatu powoduje ubytek zawartości C0₂ w atmosferze, czyli zmniejsza jej właściwości cieplarniane.

2.4. Powstawanie i rozpad ozonu w atmosferze

Ozon, będący trójatomową odmianą tlenu (0₃), w troposferze występuje w niewielkich ilościach. Jego stężenie waha się od 0,05 ppm w czystym powietrzu do 0,5 ppm w powietrzu zanieczyszczonym. W sposób naturalny ozon powstaje podczas wyładowań elektrycznych w atmosferze, pożarów leśnych oraz wskutek utleniania terpentyny w lasach iglastych (Tamulewicz, 1997). Większość troposferycznego ozonu stanowi jednakże tzw. smog fotochemiczny (zob. rodź. 2.5). Koncentracja ozonu w przyziemnych warstwach powietrza wzrosła 2-3-krotnie w porównaniu z okresem przed rozwojem motoryzacji.

Ozon jest silnie toksyczny, niszczy m.in. aparaty oddechowe zwierząt i roślin. Na szczęście większa część atmosferycznego ozonu (97%) znajduje się w stratosferze; maksymalne stężenia ozonu stratosferycznego mogą osiągać nawet 10 ppm.

Warstwa ozonowa w stratosferze pełni bardzo pożyteczną rolę, pochłaniając szkodliwe dla organizmów żyjących na Ziemi promieniowanie ultrafioletowe (fale poniżej 0,32 pm), docierające ze Słońca. Nadmiar promieniowania ultrafioletowego niszczy cząsteczki kwasów, z których zbudowane jest DNA, co może prowadzić do wzrostu