Wahania koncentracji i składu izotopowego w atmosferycznym CO2

MAMCZAR J. 1960- \ 'zorcowy profil środkowego miocenu Polski

środkowej. Biul. Inst. Geol., 157: 13-68.

MAREK S. 1977- Budowa geologiczna wschodniej części niecki

mogileńsko-lódzkiej (strefa Goplo-Ponętów-Pabianice). Pr. Inst. Geol., 80: 5-165.

MARTON E. & F O DOR L. 1995-Combination o f palaeomagnetic and stress data- a case study from North Hungary. Tectonophysics, 242: 99-114.

MATL K., DOMAGAŁA M., ŚMIGIELSKA T. & WAGNER M. 1979 - Stratygrafia utworów trzeciorzędu i bezpośredniego podloża w

złożu węgla brunatnego Lubstów na podstawie wybranych próbek. [W:] Chlebowski Z. i in .. Dokumentacja geologiczna złoża węgla bru-natnego LubstÓ\\ w kategorii B+C,. Wrocław.

MATL K. & WAGNER M. 1987- The occurrence of tuffaceans hori-zons in the Tertiary ofthe Polish Lawland and the Carpathian Forede-ep. Ann. Inst. Geol. Hung., 70: 329-335.

MIDURA A. & STASZAK B. 1989- Dokumentacja badań sejsmicz-nych metodą refleksyjną odk ,'Wka Lubstów. MOŚiZN.

O LEN D SKI W. 1962 - O z viązku powstania złóż \ •ęgla brunatnego z

tektoniką podłoża. Prz. Geol., l 0: 576-579.

P1WOCKI M. 1975- Trzeciorzęd okolic Rawicza i jego węglonośność.

Z badań złóż węgli brunatnych w Polsce. Inst. Geol., Biul., 284: 73-I25. PIWOCKI M. 1995- Złoża węgla brunatnego na bloku przedsudecki m. LXVI Zjazd Poi.Tow. Geol. Rocz. Pol. Tow. Geol., Wacław: 7I-78. PIWOCKI M. 1998-An outline ofthe palaeogeographic and palae-oclimatic developments. [In:] Ważyńska H. (ed.). Palynology and pala-eogeography ofthe Neogene in the Polish Lowlands. Pr. Państw.lnst.

Geol., 160: 8-12.

PIWOCKI M. & TWORZYDŁO-ZIEMBIŃSKA M. I 995- Litostra-tygrafia i poziomy sporowo-pylko ve neogenu na Niżu Polskim. Prz. Geol., 43: 916-927.

POŻARYSKI W. 1970-Rowy tektoniczne kimeryjskie na tle ewolu-cji strukturalnej Niżu Polskiego. Kwart. Geol., 14: 270-282.

POŻARYSKI W. 1990 -Kaledonidy środkowej Europy- orogenem przesuwczym złożonym z terranów. Prz. Geol., 38: 1-9.

Przegląd Geologiczny, vol. 48, nr l O, 2000 POŻARYSKI W. & BROCHWICZ-LEWIŃSKI W. 1979- O aulako-genie środkowopolskim. Kwart. Geol., 23: 271-289.

POŻARYSKI W. & KARNKOWSKI P. 1992-Mapa tektoniczna Pol-ski w epoce warscyjskiej. 1:1 000 000. PIG.

ROUSSET D., BAYER R., GUILLON D. & EDEL J.B. 1992- Struc-ture o f the southem Rh in e Graben from gravity and refleclian seismic data. Tectonophysics, 221: 135-153.

STANDKE G., RASCHER J. & STRAUSS C. 1993- Relative sea-1evel fluctuations and brown coa1 formation around the Early-Mid-dle Miocene bonndary in the Lusatian Brown Coal District. Geol. Rundsch., 82: 295-305

STANKOWSKI W., BIEDROWSKI Z., STANKOWSKA A.,

KOŁODZIEJ G., WIDERA M. & \VILKOSZ P. 1995 -Litologia i stratygrafia kenozoiku okolic Konina. Prz. Geol., 43: 559-564.

ŚLĄCZKA A. & OSZCZYPKO N. 1987- O listostromes and overthru-sting in the Polish Carpathians. Ann. Inst. G eol. Hung., 70: 287-292. VINKEN R. (ed.) 1988- The Northwest EuropenTertiary Basin, Results o f the International Geologicał Correlation Programme, Project No 124. Geo1ogisches Jahrbuch Reihe A, 100. Hannover: 1-512. WALKIEWICZ Z. 1984-Trzeciorzęd na obszarze Wielkopolski. Seria Geologia, Wyd. Nauk. UAM, 10: 1-103.

WIDERA M. 1996- [W:] Stankawski W.-Wstęp do geologii keno-zoiku. Wyd. Nauk. UAM: 49.

WIDERA M. 1997a- Wpływ struktur solnych na rozwój elewacji

konińskiej. [W:] Burliga S. (red.). Tektonika solna regionu kujawskie-go. Wind. Wrocła\1: 51-60.

WIDERA M. 1997b- Geneza paleopowierzchni mezozoiku elewacji

konińskiej, Manuskrypt rozpr. Doktorskiej, Arch. Inst. G eol. UAM: 1-115. WIDERA l\1. 1998- Ewolucja paleomorfologiczna i paleOlektoniczna elewacji konińskiej. Continua, Wrocław: 55-103.

WYRZYKOWSKI T. 1990-Opracowanie map gradientów prędkości współczesnych pionowych ruchów powierzchni skorupy ziemskiej na obszarze Po1ski. Pr. Inst. Geod. Kart., 37: 221-248.

ZIEGLER P.A., CLOETINGH S. & WESS J. D. 1995- Dynamics of intra-plate compresional deformation: the Alpine foreland and other examples. Tectonophysics, 252: 7-59.

Wahania koncentracji i

składu

izotopowego w atmosferycznym C0

2

Janina Szaran

*

W Pracowni Spektrometrii Mas IF UMCS w Lublinie badano roczne i dobowe zmiany stężenia i fPC atmosferycznego C02 w różnych środowiskach. Znaleziono korelację między fPC i odwrotnością koncentracji dwutlenku węgla w powietrzu. TfYznaczono wartości

o

13 _{C dwutlenku węgla domieszanego do "czystego powietrza". Mieszczą się one w przedziale od -2 8 do -16%o, charakterystycznym}

dla biogenicznego co].

Słowa kluczowe: atmosfera, biosfera, dwutlenek węgla, izotopy węgla, delta C-13,frakcjonowanie izotopowe

Janina Szaran- Variations of concentration and isotopie composition in atmospheric C02• Prz. Geol., 48: 941-946.

S u m m ary. Annuat and diurnal variations in eoncentralian and

o

13 C o f atmospheric C02 in various environments have be en investi-gated in the Lublin Mass Spectrametry Laboratory. The correlation between

o

13C and reciprocal ofC02 concentration wasfound in

each observation.

o

13_{C ofC0}

2 admitted to "pure" atmosphere was inferredfrom intercept ofthe correlation line. These values drop into range between -28 and -16%o, w hi ch is characteristic for biogenic origin.

Key words: atmosphere, biosphere, carbon dioxide, carbon isotope, delta C-13, isotope fractionation

Już w 1896 r. szwedzki fizykochemik Svante Arrhe-nius, laureat nagrody Nobla, przewidywał, że dwutlenek węgla emitowany do atmosfety w wyniku spalania paliw kopalnych, takich jak: węgiel, ropa naftowa i gaz ziemny będzie powodował ocieplenie klimatu. Wzrost koncentra-cji dwutlenku węgla, jednego z gazów powodujących efekt cieplarniany, w atmosferze jest problemem w skali

świato-*Pracownia Spektrometrii Mas Instytutu Fizyki UMCS, p l. M. Curie-Skłodowskiej l, 20-031 Lublin,

e-mail: jszaran@tytan.umcs.lublin.pl

wej (Hasselmann, 1997; Wigley, 1997; Joos, 1996). Systematyczne pomiary koncentracji C02 w atmosferze zostały zapoczątkowane przez Keelinga (1958, 1961). Badania prowadzone w Mauna Loa Observatory na Hawa-jach (na wysokości ok. 4 km n.p.m.) wskazują na wzrost koncentracji dwutlenku węgla w "czystym powietrzu" od 315 ppm w 1955 r. do 375 ppm obecnie. Znajomość kon-centracji

co2

w atmosferze, 337 ppm (w 1980 r.) i efektyw-nej masy atmosfery 5,121021g (Trenberth, 1981) pozwoliły oszacować wielkość rezerwuaru atmosferycznego dwu-tlenku węgla na ok. 715 gigaton węgla.

Przegląd Geologiczny, vol. 48, nr 10, 2000

Atmosfera jest głównym rezerwuarem

odpowiedzial-nym za obieg węgla w przyrodzie. Stacje badawcze

roz-mieszczone na całym globie (obecnie jest ich ponad 40)

dostarczają danych dotyczących rozkładu czasowego i

przestrzennego koncentracji dwutlenku węgla. Na ich

podstawie można obliczać strumienie węgla

przepływające między atmosferą i oceanem oraz między atmosferą i biosferą. Są one rzędu l 00 Gt C na rok. Od 30 lat głównym problemem jeśli chodzi o atmosferyczny

dwutlenek węgla jest poszukiwanie absorbentów dwutlenku

węgla, tzw. missing sink (Denning i in., 1995; Drake i in.,

1997; Hungate i in., 1997; Fung i in., 1997). Z oszacowań

modelowych wynika bowiem, że ilość emitowanego z róż­

nych źródeł dwutlenku węgla przewyższa ilość

co2

absor-bowanego przez atmosferę, oceany i biosferę (Sundquist,

1993; Siegenthaler & Sarmiento, 1993; Peng i in., 1998).

Dzięki badaniom, oprócz koncentracji C02, składu

izo-topowego węgla w tej samej próbce powietrza można

okre-ślić, czy zaobserwowane zmiany są spowodowane przez

działalność człowieka, oceanów, czy też są pochodzenia

biogenicznego (Flanagan & Ehleringer, 1998).

Roczna produkcja i spalanie ok. 7 gigaton węgla z

paliw kopalnych o średniej wartości

o

13_{C = -27 %o, w}

atmosferze zawierającej ok. 700 gigaton węgla w postaci

dwutlenku węgla o wartości

o

13C= -8 %o (Keeling i in.,

1995), mogłyby zmienić wartość

o

13C atmosferycznego

C02 o -0,2 %o na rok. Obserwowane zmiany są prawie l O

razy mniejsze (Mook i in., 1983). Są one wynikiem

proce-sów zachodzących podczas obiegu węgla. Po pierwsze:

tylko ok. 60%

co2

ze spalania paliw jest uwalniane do

atmosfery, reszta zaś jest rozpuszczana w oceanach i

pobie-rana przez biosferę oraz inne absorbenty. Po drugie:

roz-puszczony w wodzie węgiel nieorganiczny wymienia się

izotopowo z atmosferycznym dwutlenkiem węgla. Oceany

zawierają duże ilości węgla w postaci HC03-o wartościach

o

13_{C bliskich zeru, co praktycznie odpowiada stanowi}

rów-nowagi izotopowej z atmosferycznym dwutlenkiem

węgla. W procesach wymiany między atmosferą i biosferą

jest obserwowane znaczące frakcjonowanie izotopowe

węgla przede wszystkim podczas asymilacji dwutlenku

węgla (Park & Epstein, 1960; Vogel, 1980; Fung i in.,

1997; Flanagan & Ehleringer, 1998). Skład izotopowy

roślin lądowych zależy od sposobu fotosyntezy. Rośliny, w których fotosynteza przebiega zgodnie z cyklem C3

cha-rakteryzują się wartościami

o

13

C w przedziale od -32 do

-22 (Boutton, 1996; O'Leary, 1988). Rośliny te stanowią

ok. 90% całej roślinności występującej obecnie na Ziemi.

Dla roślin o cyklu fotosyntezy C4 wartości

o

13C są

zawar-te w przedziale od -17 do -9 %o (O'Leary, 1988).

Obserwuje się zmiany koncentracji atmosferycznego

dwutlenku węgla długoterminowe-wiekowe (Levin i in.,

1987a; 1987 b, 1995; Keeling i in., 1984; Mook i in., 1983; Inoue & Sugimura, 1985; Kuc & Zimnoch, 1994, 1998),

spowodowane głównie przez spalanie paliw kopalnych,

oraz krótkoterminowe - sezonowe i dobowe (Keeling,

1961; Kuc & Zimnoch, 1994; Szaran, 1998; Inoue & Sugi-mura; 1984; Zimnoch i in., 1995), spowodowane

perio-dycznością aktywności biologicznej i różnicami w

szybkości mieszania się gazów. Zmiany koncentracji dwu

-tlenku węgla wynikające z działalności biosfery są ściśle

skorelowane ze zmianami w składzie izotopowym. Są

dwie przyczyny takiego efektu. Pierwsząjest znaczne

frak-cjonowanie izotopów węgla w procesie fotosyntezy,

wynoszące średnio ok. 19%o (Merwe, 1989), drugą

-praktycznie brak frakcjonowania podczas oddychania

roślin i rozkładu materii organicznej (Martinelli, 1991; Boutton, 1996).

W niniejszej pracy przedstawię dobowe i roczne zmiany

składu izotopowego i koncentracji atmosferycznego C02 •

a) -8

..

.E

_..

...

_..

e

..

..

a.

..

..

..

~

-9

..

..

J)1

..

..

Q.l -10

.. ..

..

'O

....

-11 400

•

380

_•

_•

_••

E a.

_•

_•

a.

•

•

•

-

360

_•

N o

_••

••

u

_•

•

340

_•

_•

• •

o • • 320 L _ _ . L _ _ . . J . _ _ _ . L _ _J... _ _ _ L _ - - l _ _ L _ _ _ J b) E

e

a.

s5

~~ Q.l 'O

o

100 200 300

czas, dni (t=O dla 06.01.1988 r.)

time, days (t=O for 6 January, 1988)

-7~---~ l:> -8 -9 -10 l:> l:> -11 0.0024 0.0026 0.0028 0.0030 0.0032 1/[C0_{2 ) ,} 1/ppm 400

Ryc. l. Roczne zmiany

o

13

C i koncentracji CO, (a) oraz korelacja

między

o

13

C i 1/[CO,] obserwowane w Lublinie w 1988 r. (b). Prosta korelacji wyrażona jest równaniem:

o

13

C = -20,28 + 3920 l [CO,]; R' = 0,385 Fig. l. Annual variations of

o

13

C and C02 concentration (a), and

correlation between

o

13

C and li[C02] as recorded in Lublinduring

1988 (b). Correlation lineis given by equation:

o

13

Przygotowanie próbek do analizy

Do badań koncentracji i składu izotopowego węgla w atmosferycznym

co

2

są stosowane różne metody pobiera-nia próbek oraz ekstrakcji dwutlenku węgla.

Mook i in. (1983) przebadali 517 próbek powietrza zebranych w czterech stacjach na półkuli północnej w

pobliżu Pacyfiku i na Biegunie Południowym a Keeling i

a) E

e

o.

o

M ~ Q) -o E o. o.

-

N o ~ b) E

e

o. Mo ~ Q) -o -8 -10 -12 -14 -16 -18 -20

... ...

... ...

...

...

...

las iglasty coniferous forest

l

l

l

l

l

l

l

l

l

l

l

l

l

l

l

l

l

l

l

l

l

700 600

•

500

_•

•

•

•

400

•

•

•

•

300 h 8 12 16 20 24 4 8 12 16 20 24 -6 -8 -10 -12 ~ l:> -14 0.0015 0.0020 0.0025 0.0030 1/[C0_{2 ],} 1/ppm

Ryc. 2. Dobowe zmiany

o

13

C i koncentracji CO, (a) oraz korela-cja między

o

13_{C i 11[C0}

2] obserwowane w lesie iglastym

(sier-pień 1989 r.) (b). Prosta korelacji wyrażonajest równaniem:

o

13

C = -20,72 + 4637 l [CO,]; R2

=0,895.

Fig. 2. Diurnał variations of

o

13

C and C02 concentration (a),

and correlation between 6l3C and 11[C02] as recorded in a

coni-ferous forest (August 1989) (b). Correlation lineis given by equation: 6\JC = -20.72 + 4637 l [CO,]; R2 =0.895

Przegląd Geologiczny, vol. 48, nr 10, 2000

in. (1984) 151 próbek podczas wyprawy oceanicznej na Pacyfiku między 20°N i l 7°S (FGGE-First GZobal Geo-physical Experiment). Próbki powietrza były pobierane do

5-litrowych odpompowanych ampuł szklanych. Na podsta-a) · -E o ... o. o M 2 Q) -o E o. o. ~ N

o

S2.. b) ·-E

e

o. ~o ~ Q) -o -8 -10 -12 -14 -16 -18 -20 700 600 500

•

•

400 300 8h _{12 16 20 24} -8 -9

...

"'"'

"'

"'

"'

las liściasty deciduous forest

l

l

l

•

•

•

•

• •

4 8 12 16 20 24 -10 L__ _ __j_ _ _ ...L_ _ _ L _ _ _L. _ _ ...L_ _ _ j 0.0022 0.0024 0.0026 0.0028 1/[C0₂], 1/ppm

Ryc. 3. Dobowe zmiany 613C i koncentracji C02 (a) oraz

korela-cja między 613C i II[C02] obserwowane w lesie liściastym

(sier-pień 1990 r.) (b). Prosta korelacji wyrażona jest równaniem:

613C = -16,07 + 2828 l [C02] ; R2 =0,892

Fig. 3. Diurnał variations of 613C and C02 concentration (a), and correlation between 613C and 11[C02] as recorded in a deciduous

forest (August 1990) (b). Correlation lineis given by equation:

613C = -16.07 + 2828/ [C02]; R2 =0.892

Przegląd Geologiczny, vol. 48, nr 10, 2000

wie badania widm w podczerwieni określano koncentrację

dwutlenku węgla w poszczególnych ampułach. Dwutlenek

węgla ekstrahowano podczas pompowania powietrza przez odpowiednią wymrażarkę zanurzoną w ciekłym azo -cie przy ciśnieniu 1+1 O mm Hg. Kondensat oczyszczano z

pary wodnej i poddawano analizie izotopowej na spektra

-a) -8 _.t. .t. ·- .t. .t. .t. E -10

e

c_ -12 u

..

-14 ~ Q) _-16 "O -18 .t. _{.t. łąka} -20 .t. .t. meadow

l

l

l l

l

l

l

l

l

l

l

l l

l

_l

l

l

l

l

900

•

•

•

•

800 E 700 c_ c_ ~ 600 N

o

S2.

500

•

•

•

400

_•

•

•

300 ~h~~~~~~~~~~-L~~~~~~ 8 12 16 20 24 4 8 12 16 20 24 b) -8 l) -10 -12

.E

e

-14 c_ u

..

-~ -16 Qi -o -18 -20 l) -22 0.0010 0.0020 0.0030 1/[C0₂] , 1/ppm

Ryc. 4. Dobowe zmiany o"C i koncentracji C02 (a) oraz korela

-cja między o 13C i 11[ C02] obserwowane nad łąką (wrzesień 1991

r.) (b). Prosta korelacji wyrażona jest równaniem: o13

C =

-28,22 + 7666 l [C02] ; R2 =0,978

Fig. 4. Diurnał variations of o13C and C02 concentration (a), and correlation between o13

C and 1, [C02] as recorded above meadow (September 1991) (b). Correlation lineis given by equation: o"C = -28.22 + 7666 l [C02] ; R2

=0.978

metrze mas. Metoda zastosowana przez Mooka i in. (1983)

pozwala określić chwilowe wartości koncentracji dwutlen-ku węgla w powietrzu i jego

o

13C.

W niektórych laboratoriach jest stosowana metoda

adsorpcji atmosferycznego dwutlenku węgla: na sicie

a) -8 .t. .t. .t. .t. .t.

.E

_-10

e

.t. a. _-12

u

.t.

..

-14 ~ .t. Qi _-16 -o -18 pole uprawne

-20 cultivated field

l

l

l

l

l

l

_l

l

_l

l

l

l

l

l

l

l

l

l

l

l

_l

700

•

600 E

•

a. a. ~ 500 N

o

_•

Q 400

•

•

•

•

300 8_{h 12 16 20 24 4 8 12 16 20 24} b) -8 -8 ·-E

e

-10 c_

.. u

-:m

-12 Q) "O -14 ·16 ' - -- L ' ' ' -0.0010 0.0020 C.0030 0.0040 1/[C02], 1/ppm Ryc. 5. Dobowe zmiany o'3

C i koncentracji C02 (a) oraz korela

-cja między o13C i 1/[C02] obserwowane nad polem uprawnym

(czerwiec 1990 r.) (b). Prosta korelacji wyrażona jest r ówna-niem:o13C = -21,48 + 4488 l [C0₂]; R2 = 0,978

Fig. 5. Diurnał variations of o13C and C02 concentration (a), and correlation between o"C and li[C02] as recorded above cultiva

-ted field (June 1990) (b). Correlation lineis given by equation:

o13_{C = -21.48 + 4488 l [C0}

molekularnym, podczas wymuszonego przepływu

powie-trza (Florkowski & Kuc, 1979) lub absorpcji C02 przez roztwór NaOH. Ponieważ w tym przypadku czas zbierania

odpowiedniej ilości dwutlenku węgla jest stosunkowo

długi, uzyskiwane wyniki koncentracji i

o

13_{C reprezentują}

wartości średnie dla czasu próbkowania. W przypadku,

gdy próbki są absorbowane lub adsorbowane w warunkach

statycznych (bez wymuszania odpowiedniego przepływu powietrza) skład izotopowy węgla uzyskanych próbek

może znacznie odbiegać od rzeczywistego ze względu na

frakcjonowanie izotopowe. Wielkość tego frakcjonowania

zależy m.in. od temperatury, prędkości wiatru i może

dochodzić do 19%o (uzyskiwane wartości

o

13C są mocno

zaniżone; Rakowski, 1999).

Do oznaczeniakoncentracji dwutlenku węgla w

powie-trzu stosuje się analizę widmową w podczerwieni, metodę

wolumetryczną lub metodę opartą na pomiarze prądów

jonowych za pomocą spektrometru mas.

W Pracowni Spektrometrii Mas Instytutu Fizyki UMCS jest możliwe oznaczanie składu izotopowego

węgla nanomolowych ilości próbek (Hałas & Krouse,

1983). Z tego względu do badań atmosferycznego

dwu-tlenku węgla wystarczyło pobieranie próbek powietrza do

odpompowanych ampuł szklanych o pojemności ok. 0,5 l. Ekstrakcja dwutlenku węgla jest analogiczna do stosowa-nej przez Mooka i in. (1983), absolutna zaś wartość

kon-centracji C02 jest określana metodą spektrometrii mas

przez pomiar natężenia wiązki jonowej 12C160/ danej próbki i znanej ilości

co

2

preparowanej do kalibracji.

Uzyskane wyniki i dyskusja

Do badania zmian koncentracji dwutlenku węgla i

składu izotopowego węgla w powietrzu pobierano próbki

w pięciu różnych miejscach. Systematyczne długotermino­

we ( 1986-1996) pomiary zostały przeprowadzone dla

pró-bek powietrza pobieranych praktycznie co dwa tygodnie na

dachu budynku Instytutu Fizyki UMCS w Lublinie o

wyso-kości ok. 34m. Do obserwacji dobowych zmian wybrano 4

odmienne tereny: las iglasty, las liściasty, łąkę i pole

uprawne. Próbki pobierano co kilka godzin w ciągu doby. Wyniki l O-letnich pomiarów są w trakcie opracowy-wania. Zmiany

o

13C i koncentracji dwutlenku węgla w

atmosferze w 1988 r. oraz prostą korelacji między składem

izotopowym i odwrotnością koncentracji dwutlenku węgla

przedstawiono na ryc. l. Widocznyjest spadek

koncentra-cji C02 w miesiącach letnich i wzrost wartości

o

13

C,

jedna-kże korelacja między tymi wielkościami jest prawie niewidoczna (współczynnik korelacji R wynosi zaledwie 0,62). Koncentracja dwutlenku węgla zmienia się w prze-dziale od 320 ppm do 400 ppm, podczas gdy

o

13C od -11 do

-8 %o, podobnie jak zaobserwowali Kuc i Zimnoch (1998) dla atmosferycznego dwutlenku węgla w Krakowie w

latach 1983-1994. Tak duże wahania są wywołane przez

aktywność biosfery i działalność człowieka. W miesiącach

letnich maleje zawartość dwutlenku węgla w atmosferze w wyniku wzmożonej fotosyntezy C02 oraz mniejszego

zużycia paliw kopalnych w porównaniu z sezonem

grzew-czym.

Na półkuli południowej zmiany sezonowe mają

mniejszą amplitudę niż na północnej ze względu na

mniejszą ilość obszarów lądowych pokrytych roślinnością

i mniejszymi wpływami antropogenicznymi. Sezonowe zmiany koncentracji dwutlenku węgla w tzw. "czystym

Przegląd Geologiczny, vol. 48, nr l O, 2000

powietrzu" (Mauna Loa Observatory na Hawajach) mieszczą się w granicach 7 ppm, towarzyszą im niewielkie

(rzędu promila) zmiany wartości

o

13_{C. W ciągu ostatnich}

50 lat następował systematyczny wzrost koncentracji dwu-tlenku węgla w czystym powietrzu od ok. 31 O ppm do 3 7 5

ppm. Na podstawie modeli cyrkulacji oceanu i

rozpuszcza-nia dwutlenku węgla w wodzie morskiej oszacowano, że ok. 40%

co2

uwalnianego podczas spalania paliw kopal-nych pochłaniają oceany (Siegenthaler & Sarmiento, 1993; Quay i in., 1992). Z badań powietrza uwięzionego w lodach Grenlandii i Antarktyki ( World Climate Research

Program,I983) wynika, że przez okres prawie 1000 lat

przed erą przemysłową koncentracja dwutlenku węgla w

atmosferze wykazywała małe wahania (kilka procent)

wokół wartości 280 ppm,

o

13C wynosiła zaś ok. -6,5%o

(Lauenberger i in., 1992).

Wyniki badań dobowych zmian koncentracji i składu izotopowego dwutlenku węgla, w próbkach powietrza z 4

różnych miejsc poboru, uzyskane przez autorkę są

przed-stawione na ryc. 2-5. We wszystkich przypadkach widać wzrost koncentracji dwutlenku węgla w powietrzu w

godzinach wieczornych aż do wystąpienia maksimum tuż

przed świtem i następnie spadek koncentracji. Wzrostowi koncentracji

co

2

towarzyszy zmniejszanie się wartości

o

13

C. Próbki powietrza były pobierane w sezonie letnim

(czerwiec-wrzesień) na wysokości l ,5 m nad

powierzch-nią ziemi. Najmniejsze zmiany koncentracji dwutlenku

węgla (ok. 90 ppm) i wartości

o

13_{C (ok. l ,5%o)}

zaobserwo-wano w lesie liściastym, grabowo-dębowym, oddalonym

ok. 30 km od Lublina (ryc. 3). Podczas dnia temperatura

dochodziła wtedy do 28°C, przed świtem zaś spadała do l5°C. W lesie było bardzo sucho, od 2 tygodni nie padał deszcz. W lesie iglastym zmiany dobowe były znacznie

większe (ryc. 2) niż w lesie liściastym, ale mniejsze niż w przypadku powietrza pobranego nad polem uprawnym

(ryc. 5) i łąką (ryc. 4). Tak duża amplituda wahań

dobo-wych (ryc. 4) koncentracji dwutlenku węgla w atmosferze (ponad 500 ppm) i składu izotopowego jego węgla (ok. 12%o) nie była dotychczas odnotowana w literaturze. Róż­ nica temperatur między dniem i nocą wynosiła wtedy

ponad 20°C, co świadczy o "zamykaniu się atmosfery" na

pewnej wysokości w wyniku wystąpienia nocąinwersji w

rozkładzie wysokościowym temperatury. Zaobserwowany

w godzinach nocnych wzrost koncentracji dwutlenku

węgla i przesunięcie składu izotopowego węgla w kierun-ku bardziej ujemnych wartości

o

13

C daje informację o

uwalnianiu się do atmosfery lekkiego izotopowo węgla

pochodzącego z procesów oddychania (zarówno gleby,jak

i roślin). Badania zmian dobowych glebowego dwutlenku

węgla pobranego na głębokościach l O i 50 cm (Dudziak,

1993; Dudziak & Hałas, 1996) wykazały, że najwyższe

wartości

o

13

C i najmniejszakoncentracja dwutlenku węgla

w glebie miały miejsce w godzinach nocnych, tuż przed

świtem (odwrotnie niż dla atmosferycznego C02).

Charakter zaobserwowanych dobowych zmian kon-centracji i składu izotopowego

co2

sugeruje, że zachodzi

mieszanie "czystego powietrza" o wartości

o

13

C zbliżonej

do -8%o z dwutlenkiem węgla wydychanym przez rośliny i mikroorganizmy rozkładające substancję organiczną. Na

podstawie przedstawionych na ryc. 1-5 prostych korelacji

(b) można określić skład izotopowy dwutlenku węgla

wprowadzonego do "czystego powietrza". Wielkość ta jest

reprezentowana przez wyraz wolny w równaniu prostej korelacji. Wyniki przedstawione w niniejszej pracy

Przegląd Geologiczny, vol. 48, nr l O, 2000

świadczą o bardzo dobrej korelacji wspomnianych

wielko-ści w przypadku powietrza pobranego nad łąką i polem uprawnym oraz o nieco gorszej korelacji dla próbek pobra-nych w lesie iglastym i liściastym. Obliczone wartości

o

13C oddechowego dwutlenku węgla mieszczą się w przedziale od -16 do -28%o.

Podsumowanie

Badania koncentracji dwutlenku węgla w powietrzu są

ważnym narzędziem w poznawaniu procesÓ\

zachodzących podczas obiegu węgla. Ze względu na fakt,

że atmosferajest stosunkowo dobrze mieszanym

rezerwu-arem, zmiany w jej składzie mogą dać informacje nie tylko

o procesach naturalnych, ale również o zanieczyszczeniach

wprowadzanych do atmosfery w wyniku działalności człowieka, a w szczególności o wzroście efektu cieplarnia-nego. Badanie rozkładu czasowego i przestrzennego dwu-tlenku węgla w atmosferze w połączeniu z badaniami

składu izotopowego węgla, dostarczą dodatkowych infor-macji potrzebnych do opracowywania modeli klimatycz-nych. W chwili obecnej jest na świecie ponad 40 laboratoriów zajmujących się systematycznymi badaniami m.in. atmosferycznego dwutlenku węgla. W Polsce taka

stacja badawcza została uruchomiona w 1996 r. na

Kasprowym Wierchu przez Zakład Fizyki Środowiska

WFiTJ AGH z Krakowa. Im większą bazą danych (w skali globalnej i regionalnej) będą dysponować naukowcy, tym

większe będą szanse prawidłowego przewidywania

cze-kających nas zmian środowiskowych i klimatycznych. Literatura

BOUTTON T. W. 1996-Stable carbon isotope ratios ofsoil organie matter and their use as indicators o f vegetation and climate change. [In:) Mass Spectrametry ofSoils ed. by T. W. Bontton & Shin-ichi

Yamasaki, M. Dekker, Inc. New York: 47-82.

DENNINO A.S., FUNO !.Y. & RANDALL D. 1995- Latitudinal gra-dient o f atmospheric CO, due to seasonal exchange with land biota. Nature, 376: 240-243.

DRAKE B.O., OONZALEZ-MELER M.A. & LONO S.P.

1997-Mo re efficient plants: a consequence o f rising atmospheric CO,? Ann.

Rev. Plant Physiol. Plant MolecuJar Biol., 48: 609-639.

DUDZIAK A. 1993-Badanie czasowej zmienności "co,."'co, powietrza glebowego. Praca doktorska. Politechnika Lubelska, Lublin. DUDZIAK A. & HAŁAS S. 1996- Diurnał cycle o f carbon isotope ratio in soi! CO, in various ecosystems. Plant and Soi!, 183: 291-299.

FLANAOAN L.B. & EHLERINOER A.R. 1998- Ecosys

tem-atmo-sphere CO, exchange: interpreting signals o f change using stable isoto-pe ratios. Trend s in Ecology and Evolution, 13: l 0-14.

FLORKOWSKI T. & KUC T. 1979- Carbon isotopes and suifur

eon-tent as indicators o f atmospheric polluli on from burning fossil fuels.

Environment International, 2: 431-435.

FUNO 1., FIELD C.B., BERRY J.A., THOMPSON M. V., R.\

NDER-SON J.T., MALMSTROM C.M., VITOUSEK P.M., COLLATZ O.J.,

SELLERS P.J., RANDALL D .A., DENNINO A. S., BADECK F. &

JOHN J.1997- Carbon 13 exchanges between the atmosphere and

biosphere. Olabal Biogeochemical Cyc! es, li: 507-533.

HAŁAS S. & KROUSE H.R. 1983- Isotopie analysis of nanomole

gas sampies by means o f dynamie flow mass spectra metry. Rev. Sci.

lnstruments, 54: 437-443.

HASSELMANN K. 1997- Climate- change research after Kyoto. Nature, 390: 225-226.

HOEFS J. 1997- Stable isotope geochemistry. Springer-Verlag Ber-lin Heidelberg.

HUNOATE B.A., HOLLAND E.A., JACKSON R.B .. CK PIN III

F. S., MOONEY H.A. & FIELD C.8. 1997- The fa te of carbon in

grasslands under carbon dioxide enrichment. Nature, 388: 576-579.

INOUE H. & SUGIMURA Y. 1984- Diurnał change in ue

ofatmo-spheric CO, at Tsukuba, Ja pan. Geochem. J., 18: 315-320.

INOUE H. & SUGIMURA Y. 1985 - The carbon isotopie ratio of atmospheric carbon dioxide at Tsukuba, Japan. J. Atmosph. Chem., 2: 331-344.

JOOS F. 1996- The atmospheric carbon dioxide perturbation.

Europhysics News, 27: 213-218.

KEELINO C.O. 1958- The concentration and isotopie abundances of

carbon dioxide in rura! areas. Geochim. Cosmochim. Acta, 13: 322-334.

KEELINO C.O. 1961-The concentration and isotopie abundances of

carbon dioxide in rura! and marin e air. Oeoch. Cosmochim. Acta, 24: 277-298.

KEELINO C.O., CARTER A. F. & MOOK W. O. 1984 -Seasonal,

latitudinal, and secular variations in the abundance and isotopie ratios o f atmospheric C0,.2. Results from oceanographi c cruises in the

tropi-cal Pacific ocean. J. Oeoph. Res., 89:4615-4628.

KEELINO C.O., WHORF T.P., WAHLEN M. & VAN DER PLICHT J.

1995- Interannual extremes in the rate ofrise ofatmospheric carbon dioxide since 1980. Nature, 375: 666-670.

KUC T. & ZIMNOCH M. 1994- Evolution ofisotopic composition and concentration of atmospheric CO, as result o f anthropogenic influ-ences. Oeograph. Pol., 62: 61-72.

KUC T. & ZIMNOCH M. 1998- Changes ofthe CO, sources and

sinks in a polluted urban area (Southern Poland) over the last decade, derived from the carbon isotope composition.Radiocarbon, 40: 417-423.

LAUENBERGER M., SIEOENTHALER U. & LANOWAY C.C. 1992 - Carbon isotope composili on of atmospheric CO, during the last ice

age from an Antarctic ice core. Nature, 357: 488-490.

LEVIN l. 1987a-Atmospheric CO, in continental Europe- an

alternative approach to clean air CO, data. Tellus, 398: 21-28.

LEVIN 1., KROMER B., WAGEN8ACH D. & MONNICH K.O.

1987b - Carbon isotope measurements o f atmospheric CO, at a

coastal station in Antarctica. Tellus, 39B: 89-95.

LEVIN 1., ORAUL R. & TRIVETT N.B.A. 1995- Long-term

abse-r ations of atmospheric CO, and carbon isotopes at continental sites in

Oennany. Tellus, 478: 23-34.

MARTINELLI L.A., DEVOL A.H.,VICTORIA R. L. & RICHEY J.E. 1991 - Stable carbon isotope \ .1riation in C, and C. plan ts along the

Amazon River. Nature,353: 57-59.

\':m derMERWEN .J. & MEDINA E. 1989-Photosynthesis and uC/12C ratios in Amazonian rai n forests. Oeochim. Cosmochim. Acta,

53: 1091-1094.

MOOK W. G., KOOPMANS M., CARTER A.F. & KEELING C.O.

1983 - Seasona1, latitudinal, and secu1ar variations in the abundance and isotopie ratios o f atmospheric CO,. l. Results from land stations. J.

Geophys. Res., 88: 10915-10933.

O'LEARY M.H. 1988- Carbon isotopes in photosynthesis.

8ioscien-ce, 38: 328-336.

PARK R. & EPSTEIN S. 1960- Carbon isotope fractionation during

photosynthesis. Geochim. Cosmochim. Acta, 21: 110-126.

PENG C. H., GUJOT J. & VAN CAMPO E. 1998-Past and future

carbon ba lance of European ecosystems from pollen data and climali c

models simulations. Global and Planetary Change, 18: 189-200. QUAY P.D., T!LBROOK B. & WONG C.S. 1992- Oceanie uptake of

fossil fuel carbon dioxide: carbon-13 evidence. Science, 256: 74-79.

RAKOWSKI A. 1999-Antropogeniczne zmiany składu izotopo vego

węgla · środowisku Górnego Sląska zapisane w rocznych przyrostach

drze\ ' i atmosferycznym CO,. Prac doktorska. Politechnika Śląska,

Gliwice.

S!EGENTHALER U. & SARMIENTO J.L. 1993- Atmospheric

car-bon dioxide and the ocean. Nature, 365:119-125.

SUNDQUIST E.T. 1993 - The global carbon dioxide budget. Science,

259: 934-941.

SZARAN J. 1998- Seasonal variations o f

o

13

C values and CO,

eon-centralian in the air during vegetation growth. lsotopes in

Environmen-tal and Health Studies, 34: 341-348.

TREN 8ERTH K.E. 1981 - Seasonal 'ariations in global sea level

pressure and the total mass o f the atmosphere. J. Geoph. Res., 86:

5238-5246.

VOGEL J.C. 1980- fractionation ofthe Carbon lsotopes During

Photosynthesis. Springer Verlag, New York.

WIGLEY T.M.L. 1997- Implications ofrecent CO, emiss

ion-limita-tion proposais for stabilization of atmospheric concentrations. Nature, 390: 267-270.

Worłd Climate Research Program 1983 - Report o f t he WMO (CAS)

meeting of experts on the CO, concentrations from pre ... industrial time to !GY (WCP-53), Rep. 10, World Meteorol. Organ., Geneva.

ZIMNOC H M., NĘCKI J. & FLORKOWSKI T. 1995- Diurnal

chan-ges in the isotope composition o f atmospheric CO, in Kraków.