Відомо більше мільйона вуглецевих з’єднань, тисячі з яких беруть участь в біологічних процесах. Атоми вуглецю можуть знаходитися в одному з дев’яти можливих станів окислення: від +IV до -IV. Найпоширеніше явище – це повне окислення, тобто +IV, прикладами таких з’єднань можуть служити  і . Більше 99% вуглецю в атмосфері міститься у вигляді вуглекислого газу. Біля 97% вуглецю в океанах існує в розчиненій формі ( ), а в літосфері – у вигляді мінералів. Прикладом стану окислення +II є мала газова складова атмосфери , яка досить швидко окислюється до .Элементний карбон присутній в атмосфері в малих кількостях у вигляді графіту і алмаза, а в грунті – у формі деревного вугілля. Асиміляція вуглецю в процесі фотосинтезу приводить до утворення відновленого вуглецю, який присутній в біоті, мертвій органічній речовині грунту, у верхніх шарах осадових порід у вигляді вугілля, нафти і газу, схованого на великих глибинах, і в літосфері – у вигляді розсіяного недоокисленого вуглецю. Деякі газоподібні з’єднання, що містять недоокислений вуглець

Ізотопи вуглецю

В природі відомо сім ізотопів вуглецю, з яких істотну роль відіграють три. Два з них –  і  – є стабільними, а один –  – радіоактивним з періодом піврозпаду 5730 років. Необхідність вивчення різних ізотопів вуглецю обумовлена тим, що швидкості перенесення з’єднань вуглецю і умови рівноваги в хімічних реакціях залежать від того, які ізотопи вуглецю містять ці з’єднання. З цієї причини в природі спостерігається різний розподіл стабільних ізотопів вуглецю. Розподіл ізотопу , з одного боку, залежить від його утворення в ядерних реакціях з участю нейтронів і атомів азоту в атмосфері, а з іншою – від радіоактивного розпаду.

Вуглець в атмосфері

Атмосферний вуглекислий газ

Ретельні вимірювання вмісту атмосферного  були початі в 1957 році Киллінгом в обсерваторії Мауна-Лоа. Регулярні вимірювання вмісту атмосферного  проводяться також в ряду інших станцій. Виходячи з аналізу дослідів можна сказати, що річний хід концентрації  обумовлений в основному сезонними змінами циклу фотосинтезу і деструкції рослин на суші; на нього також впливає, хоча і меншій мірі, річний хід температури поверхні океану, від якого залежить розчинність  в морській воді. Третім, і, ймовірно, якнайменше важливим чинником є річний хід інтенсивності фотосинтезу в океані. Середній за кожний даний рік вміст  в атмосфері дещо вищий в північній півкулі, оскільки джерела антропогенного надходження  знаходяться переважно в північній півкулі. Крім того, спостерігаються невеликі міжрічні зміни вмісту, які, ймовірно, визначаються особливостями загальної циркуляції атмосфери. З наявних даних по зміні концентрації  в атмосфері основне значення мають дані про спостережуване протягом останніх 25 років по регулярному зростанні вмісту атмосферного . Більш ранні вимірювання вмісту атмосферного вуглекислого газу (починаючи з середини минулого століття) були, як правило, недостатньо повні. Зразки повітря відбиралися без необхідної ретельності і не проводилася оцінка похибки результатів. За допомогою аналізу складу пухирців повітря з льодовикових кусків стало можливим одержати дані для періоду з 1750 по 1960 рік. Було також виявлено, що визначені шляхом аналізу повітряних включень льодовиків значення концентрацій атмосферного  для 50-х років добре узгоджуються з даними обсерваторії Мауна-Лоа. Концентрація  протягом 1750-1800 років виявилася близькою до значення 280 млн , після чого вона стала дещо зростати і до 1984 року складала343 1 млн .

3.2 Вміст ізотопу С в атмосферному вуглекислому газі.

Вміст ізотопу  виражається відхиленням ( ) ( ) відношення  від загальноприйнятого стандарту. Перші вимірювання вмісту ізотопу  в атмосфері були проведені Килінгом в 1956 році і повторені ним же в 1978 році. Значення  для атмосферного  в 1956 році було рівне 7 , а в 1978 складало -7,65 . Недавно були опубліковані також дані вимірювань  у вуглекислому газі повітряних включень в льодовиках. В середньому оцінки зменшення  в атмосферному  протягом останніх 200 років складають 1,0-1,5 . Спостережувані зміни вмісту  викликані головним чином надходженням  в атмосферу з меншим значенням  при вирубці лісів, зміні характеру землекористування і спалювання викопного палива.

3.3 Вміст ізотопу С в атмосферному вуглекислому газі

Кількість ізотопу  на Землі залежить від балансу між утворенням  під впливом космічного випромінювання і його радіоактивним розпадом. Мабуть, до початку сільськогосподарської і промислової революції розподіл ізотопу  в різних резервуарах вуглецю зберігався приблизно незмінним. До початку помітних змін, викликаних викидами при випробуваннях ядерної зброї, з початку минулого століття до його середини відбувалося зменшення змісту . Воно було головним чином викликано викидом  за рахунок спалювання викопного палива, в якому не міститься радіоактивний ізотоп . Це привело до зменшення вмісту  в атмосфері. Починаючи з першими випробуваннями ядерної зброї в 1952 і 1954 роках спостерігалися істотні зміни вмісту  в атмосферному вуглекислому газі. Велике надходження  в атмосферу відбулося в результаті ядерних випробувань, проведених США в Тихому океані в 1958 році і СРСР в 1961-1962 роках. Після цього викиди були помітно обмежені. Спочатку велика частина радіоактивних продуктів переносилася в стратосферу. Оскільки час обміну між стратосферою і атмосферою складає декілька років, те зменшення концентрації ізотопу  в тропосфері, обумовлене взаємодією з континентальною біотою і океанами, починаючи з 1965 роком відбувалося не так швидко за рахунок надходження цього ізотопу з стратосфери.

Перемішування в атмосфері

Перемішування повітря в тропосфері відбувається досить швидко. Пасати в середніх широтах в обох півкулях огинають Землю в середньому приблизно за один місяць, вертикальне переміщення між земною поверхнею і тропопаузой (на висоті від 12 до 16 км) також відбувається протягом місяця, перемішування в напрямі з півночі на південь в межах півкулі відбувається приблизно за три місяці, а ефективний обмін між двома півкулями здійснюється приблизно за рік. Оскільки в даній роботі розглядаються процеси, зміни яких відбуваються за час порядку декількох років, десятиріч і сторіч, можна вважати, що тропосфера у будь-який момент часу добре перемішана. Це припущення засновано на тому, що середні річні значення концентрації  для високих північних і високих південних широт відрізняються тільки на 1,5-2,0 млн. В північній півкулі концентрація  вище, ніж в південному. Відмінність концентрацій в північному і південному півкулях, ймовірно, викликано тим, що біля 90% джерел промислових викидів розташоване в північній півкулі. За останні десятиріччя ця різниця збільшилася, оскільки споживання викопного палива також зросло.

Обмін між стратосферою і тропосферою відбувається значно повільніше, ніж в тропосфері, тому сезонні коливання концентрації атмосферного вуглекислого газу вище тропопаузи швидко зменшуються. В стратосфері зростання концентрації  значно запізнюється в порівнянні з її зростанням в тропосфері. Так, згідно вимірюванням, концентрації  на висоті 36 км приблизно на 7 млн менше ніж на рівні тропопаузи (тобто на висоті 15 км). Це відповідає часу перемішування між стратосферою і тропосферою, рівному 5-8 рокам.