Gdzie jest ten węgiel?

Gdzie jest cały ten węgiel? Jeżeli chcemy zrozumieć konsekwencje emisji CO2, musimy wiedzieć, ile węgla jest w oceanach, glebie i roślinności, a ile w atmosferze.

Rys. 31.2. pokazuje, gdzie jest węgiel. Większość (40 000 Gt) znajduje się w oceanach (w postaci rozpuszczonego gazu CO2, węglanów, żywych roślin i zwierząt oraz rozkładającej się materii). Gleby i roślinność wspólnie zawierają około 3700 Gt. Dostępne paliwa kopalne [głównie węgiel kamienny) zawierają około 1600 Gt (a z uwzględnieniem złóż uważanych obecnie za nieopłacalne w eksploatacji i paliw niekonwencjonalnych może to być nawet 5000 Gt – red.] I wreszcie atmosfera zawiera 750 Gt węgla.

Jeszcze do niedawna wszystkie „magazyny” węgla trwały we względnej równowadze – wszystkie wypływy węgla z magazynu (czy to z gleby, roślin, czy z atmosfery) były równoważone przez taki sam dopływ do magazynu.

Wpływy i wypływy w magazynie paliw kopalnych były nieznaczne. Jednak później człowiek zaczął spalać paliwa kopalne. Stworzyło to dwa dodatkowe niezrównoważone strumienie, co widać na Rys. 31.3.

Tempo spalania paliw kopalnych wynosiło w przybliżeniu 1 Gt C w 1920 roku, 2 Gt C w 1955 roku i 8,4 Gt C w 2006 roku (z uwzględnieniem niewielkiego wkładu produkcji cementu, która uwalnia CO2 z wapienia).

Jak bardzo te dodatkowe strumienie zmieniły obraz z Rys. 31.2.? No cóż, dokładnie nie wiadomo. Rys. 31.3. pokazuje kluczowe kwestie, o których już nam wiadomo. Duża część tych dodatkowych 8,4 Gt C rocznie zostaje w atmosferze, podnosząc stężenie dwutlenku węgla. Atmosfera stosunkowo szybko wymienia węgiel z wodami powierzchniowymi mórz i oceanów (osiąganie stanu równowagi pomiędzy atmosferą i oceanami zajmuje zaledwie 5 – 10 lat), przez co zachodzi przepływ CO2 netto z atmosfery do wód powierzchniowych w wysokości 2 Gt C rocznie (ostatnie badania wskazują, że tempo wchłaniania węgla przez oceany może spadać). Ten nierównoważony przepływ do wód powierzchniowych prowadzi do zakwaszenia oceanów (co można porównać do robienia z oceanów wielkiej wody mineralnej, poprzez ich nasycanie dwutlenkiem węgla w tempie 1 miliona ton CO2 na godzinę), a to złe wieści dla raf koralowych.

Trochę węgla wchłania również roślinność i gleby (być może 1,5 Gt C rocznie), ale te przepływy nie zostały dobrze zbadane. Ponieważ mniej więcej połowa emisji węgla zostaje w atmosferze, dalsze zanieczyszczanie węglem zwiększa stężenie CO2 w atmosferze i w wodach powierzchniowych.

Gdzie na dłuższą metę wyląduje to dodatkowe CO2? No cóż, wziąwszy pod uwagę, że węgla w paliwach kopalnych jest znacznie mniej niż w morzach i oceanach, na dłuższą metę ten dodatkowy węgiel trafi do oceanu, a jego zawartość w atmosferze, roślinności i glebach wróci do normalnego poziomu.

Niemniej jednak ta „dłuższa meta” liczona jest w tysiącach lat.

Dla małego impulsu to prawda. Jeśli jednak spalimy całość dostępnych paliw kopalnych (według niektórych oszacowań nawet 5000 Gt C), to będziemy mieć DUŻY impuls.
W takiej sytuacji większa koncentracja jonów węglanowych w oceanach spowoduje rozpuszczenie znajdujących się tam osadów węglanowych (to zjawisko zwane dodatnim sprzężeniem zwrotnym, opisane jest w kolejnych akapitach). Kwasowość oceanów sięgnie poziomów niespotykanych od 250 mln lat – a wszystko w ciągu stulecia. W atmosferze nawet po 1000 lat pozostanie blisko połowa wyrzuconego przez nas CO2, trwale zmieniając panujące na Ziemi warunki.
Powrót kwasowości oceanów do punktu wyjścia zajmie setki tysięcy lat.
Dopiero wietrzenie węglanów, granitów i bazaltów wyciągnie CO2 z atmosfery.
Patrz np.: [3x6yh95].

Jak już powiedziałem, przywracanie równowagi pomiędzy atmosferą i wodami powierzchniowymi zachodzi szybko. Spójrzmy jednak na przerywaną linię na Rys. 31.2. i 31.3., oddzielającą wody powierzchniowe od reszty oceanu. W skali 50-ciu lat ta granica jest niczym solidny mur. Węgiel radioaktywny rozproszony po świecie w wyniku testów jądrowych w latach 60. i 70. spenetrował oceany zaledwie na głębokość 400 m. Tymczasem średnia głębokość oceanów wynosi około 4000 m.

Oceany cyrkulują powoli – woda głębinowa potrzebuje 1000 lat na podróż w tę i z powrotem (na powierzchnię, a potem w głębiny). W przeciwieństwie do cyrkulacji powierzchniowej, wzbudzanej przez wiatry cyrkulacja wód głębinowych jest stymulowana poprzez kombinację gradientu temperatur i gradientu zasolenia. Dlatego nazywa się ją cyrkulacją termohalinową.

Powolna rotacja wód oceanicznych ma fundamentalne konsekwencje – mamy wystarczająco dużo paliw kopalnych, by poważnie wpłynąć na klimat najbliższych tysiącleci.