Zbiorniki zaporowe – kolejne poważne źródło antropogenicznej emisji gazów cieplarnianych

Na podstawie pracy naukowej Renaty Grucy-Rokosz

Gazy cieplarniane takie jak dwutlenek węgla i metan są głównymi emitentami podwyższającymi efekt cieplarniany. Jak do tej pory mało mówi się o jeszcze jednym źródle emisji tych gazów. O zbiornikach zaporowych i elektrowniach wodnych, które mogą być z nimi powiązane.

Emisje CO₂ i CH₄ powstają przede wszystkim dzięki rozkładowi materii organicznej oraz szybszym procesom turbulencji w wodach zaporowych i dyfuzji z nich do atmosfery.

W 2012 r. oszacowano, że ok. 7% gazów cieplarnianych emitowanych ze źródeł antropogenicznych pochodzi ze zbiorników zaporowych.

Koncentracje dwutlenku węgla i metanu

Według badań z 2012 r., koncentracja dwutlenku węgla w 1770 r. wynosiła 278 ppm, a w 2005 r. 379 ppm, czyli o około 101 ppm więcej. Natomiast koncentracja metanu w latach 70 XVIII w. wynosiła 715 ppb (0,715 ppm), a w 2005 r. 1774 ppb (1,774 ppm), czyli o około 1059 ppb (1,059 ppm) więcej w ciągu 235 lat.

Zdjęcie 1. Tama Yacyretá w Paragwaju i w Argentynie

W 2004 roku, roczna emisja CO₂ wyniosła 77% wszystkich emisji antropogenicznych gazów cieplarnianych. A metanu około 20%.

W latach 1995-2005, średni przyrost koncentracji dwutlenku węgla wyniósł 1,9 ppm w ciągu roku, gdy w okresie czasu 1960-2005 miała ona tylko 1,4 ppm w ciągu roku. Z kolei, koncentracja metanu od czasów przedindustrialnych wzrosła od około 715 do 1732 ppb na początku lat 90. aż do 1774 ppb w 2005 r.

Pomimo to, że CH₄ utrzymuje się w powietrzu znacznie krócej niż CO₂, to jego potencjał tworzenia efektu cieplarnianego (GWP – Global Warming Potential) jest 23 razy wyższy niż CO₂.

Wody i osady w zbiornikach zaporowych

Wody w zbiornikach zaporowych (także w elektrowniach wodnych) mają swój niechlubny udział w emisjach gazów cieplarnianych przyczyniając się w pewnym zakresie do podnoszenia globalnej temperatury na całym świecie.

Zdjęcie 2. Tama Cataract w Australii.

Osady denne zawarte w tych zbiornikach są miejscem, gdzie materia organiczna transportowana z pobliskich brzegów (allochtoniczna) oraz produkowana (autochtoniczna) w środowisku wodnym ulegając rozkładowi powoduje emisje gazów cieplarnianych do atmosfery, jak się okazało, w znaczniejszym stopniu niż gdyby te gazy miałyby być pochłaniane przez wody zbiorników zaporowych.

W 2012 r., oszacowano, że zbiorniki zaporowe absorbują w skali globalnej 2,5% antropogenicznej emisji węgla, ale globalna emisja węgla z ich powierzchni jest 60% wyższa niż wynosi ilość, którą mogą kumulować w zbiornikach.

Cztery sfery wymiany węgla w trzech procesach

a) między atmosferą a biosferą

Biosfera gromadzi 1/3 węgla w obiegu węgla na Ziemi.

W biosferze istnieje cykl wymienny. Z jednej strony rośliny i glony pobierają dwutlenek węgla z atmosfery w procesie fotosyntezy i przekształcają go w materię organiczną. A z drugiej strony zwierzęta i grzyby oddychające tlenem wydychają dwutlenek węgla z powrotem do atmosfery.

W stanie niezakłóconym fotosynteza i oddychanie są ze sobą we względnej równowadze.

Zdjęcie 3. Tama Gileppe w Belgii.

„Pompa biologiczna” w oceanach i morzach oraz jeziorach jest układem ekologicznym, w którym morski czy jeziorny fitoplankton pobiera dwutlenek węgla ze strefy eufotycznej i przekształca go potem w materię organiczną. Następnie, po obumarciu rozpuszczona w cząsteczkach materia organiczna transportowana jest do głębszych warstw wód, między innymi poprzez prądy głębinowe, zatrzymując węgiel w wodzie nawet do 1000 lat.

b) między atmosferą a litosferą

Litosfera gromadzi w glebie jako humus, martwą materię organiczną w wielkości 2/3 węgla. Rozpad materii organicznej (remineralizacja) powoduje odwrót CO₂ do atmosfery.

Zbiorniki zaporowe będące źródłem emisji gazów cieplarnianych często są poddawane działaniu tlenu atmosferycznego, czyli procesowi suszenia na powietrzu atmosferycznym. Uwalniają wówczas do atmosfery dwutlenek węgla.

Węgiel nieorganiczny bierze udział w długoterminowym obiegu, który trwa bardzo powoli. Wówczas węgiel jest uwięziony na długie lata w skałach osadowych i metamorficznych. Wskutek procesów wulkanicznych oraz procesów wietrzenia i erozji skał, węgiel ten może z powrotem wrócić do atmosfery.

Zdjęcie 4. Tama Trzech Wąwozów w Chinach.

c) między atmosferą a hydrosferą

Dwutlenek węgla jest gazem uczestniczącym w układzie pomiędzy atmosferą i oceanami dzięki fizykochemicznym i biologicznym procesom. Proces wymiany fizycznej zwany jest pompą rozpuszczalności. I jest on napędzany poprzez gradient stężeń pomiędzy powietrzem a oceanami.

Podczas wymiany, CO₂ jest rozpuszczany w wodzie powierzchniowej, a następnie jest transportowany w głąb oceanu, zwłaszcza na wyższych szerokościach geograficznych poprzez masy wodne. Również dzięki prądom głębinowym, które wcześniej zapadają się będąc wcześniej powierzchniowymi. Następnie, wypływające wody głębinowe stają się z powrotem powierzchniowymi przyczyniając się do powrotu CO₂ do atmosfery.

Produkcja dwutlenku węgla i metanu w zbiornikach zaporowych

W trakcie piętrzenia się wód w zbiornikach zaporowych następuje proces zalewania nimi danej powierzchni lądu, czyli gleb pokrytych roślinnością (drzewami, krzewami, roślinami zielnymi, runem, a także martwą materią organiczną).

W zbiorniku takim materia organiczna produkowana jest w procesie produkcji pierwotnej (materia autochtoniczna) oraz dostarczana ze zlewni (materia allochtoniczna). Są one gromadzone w zbiorniku jako materiał organiczny, który obumiera i deponowany jest w osadach dennych, gdzie rozkłada się przez bakterie.

Zdjęcie 5. Tama McPhee w Stanach Zjednoczonych.

Mineralizacja

Tak długo, jak dostępny jest tlen (O₂), jest on zużywany do mineralizacji materii organicznej, a produktem końcowym tego procesu jest CO₂.

Stratyfikacja wód często utrudnia dyfuzję tlenu w głąb zbiornika, dlatego w wodach hipolimnionu bardzo często występują warunki beztlenowe.

Poza tlenem w procesie mineralizacji materii organicznej mogą brać udział także inne utleniacze, takie jak: NO₃^–, Fe³⁺, Mn⁴⁺, SO₄^2-.

Procesy mineralizacji materii organicznej w warunkach z zawartością tlenu przebiegają według chemicznej reakcji:

C₆H₁₂O₆ + 6O₂ › 6CO₂ + 6H₂O

W przypadku gdy zabraknie utleniaczy materia organiczna rozkłada się przez metanogeniczne bakterie w procesie fermentacji, gdzie produktem końcowym tego procesu są CO₂ i CH₄.

C₆H₁₂O₆ › 3CO₂ + 3CH₄

Zdjęcie 6. Tama Kölnbrein w Austrii.

Fermentacja octanowa i redukcja CO₂

Biogeniczny metan w wodach zbiornika zaporowego jest tworzony przez dwa główne procesy:

– fermentację octanową

– redukcję CO₂

Pierwszy z mechanizmów jest bardziej powszechny w słodkowodnych, ale ubogich w siarczany środowiskach z dużą ilością łatwo dostępnej materii organicznej.

Z hydrolitycznego rozkładu octanu powstaje CO₂ i CH₄:

CH₃COOH › CO₂ + CH₄

Drugi z mechanizmów jest taki, że CO₂ metabolicznie redukuje się do CH₄. Źródłem elektronów jest tutaj wodór.

CO₂ + 4H₂ › CH₄ + 2H₂O

W większości ekosystemów głównie ma miejsce fermentacja metanowa, która polega na rozkładzie kwasu octowego lub redukcji CO₂. Udział pozostałych substratów organicznych jest wręcz znikomy. Szczególnie istotnymi substratami dla metanogenów mogą być grupy metylowe innych związków, takich jak: metanol, metyloamina, metylosiarczek.

W ekosystemach słodkowodnych tworzenie metanu w wyniku redukcji CO₂ jest z początku mało istotnym procesem, który dopiero staje się istotny, gdy zasoby innych substratów zaczynają kurczyć się, wówczas metanogeny (poza obligatoryjnymi metylotrofami) zaczynają redukować dwutlenek węgla.

Zdjęcie 7. Tama Junghua na Tajwanie.

Szacuje się, że fermentacja octanowa w ekosystemach słodkowodnych jest mechanizmem odpowiedzialnym z grubsza mniej więcej w 50÷70% za tworzenie metanu.

Ilość metanu jest transportowana do atmosfery poprzez granicę faz woda-powietrze i z reguły niestety nie jest równoważna produkcji w osadach, gdyż część wyprodukowanego metanu może utlenić się i wówczas dwoma głównymi akceptorami elektronów stają się cząsteczka tlenu O₂ i jon siarczanowy SO₄^2-.

Podczas utleniania metanu zachodzą następujące reakcje:

CH₄ + 2O₂ › HCO₃^– + H₂O + H⁺

lub

CH₄ + SO₄^2- › HCO₃^– + HS^– + H₂O

W zbiornikach zaporowych, z reguły pierwsza reakcja przeważa w warunkach zasobnych w tlen: w osadach albo w kolumnie wody. Natomiast w drugiej reakcji metan jest utleniany beztlenowo przez bakterie, które redukują siarczany, zanim ten gaz opuści osad.

Wyniki przeprowadzonych badań w różnorodnych ekosystemach słodkowodnych ukazały, że w procesie utleniania CH₄ przez metanotroficzne bakterie może zachodzić konsumpcja tego gazu, dyfundującego ze stref produkcyjnych, od 50 do nawet więcej niż 95% CH₄.

Zdjęcie 8. Tama Aldeadávila w Hiszpanii.

Produkcja dwutlenku węgla i metanu

Dwutlenek węgla może być poddany produkcji zarówno w warunkach tlenowych, jak i beztlenowych. Występuje wówczas w zalanych glebach i osadach dennych oraz w kolumnie wody badanego zbiornika zaporowego. Gaz ten ulega konsumpcji z reguły przez producentów wodnych (glony i rośliny) w eufotycznych strefach zbiorników.

Metan znowuż jest gazem produkowanym w warunkach zasobnych w tlen, zasadniczo w osadach dennych.

Czynniki metanogenetyczne

Czynnikami, które w zasadniczy sposób oddziałują na proces metanogenezy oraz prędkość transportu

metanu z naturalnych mokradeł, są takie czynniki jak:

– zasolenie

– potencjał redox (redukcja / utlenienie [oksydacja])

– zawartość nutrientów (składników mineralnych) i składników organicznych w osadach

– stężenie substratów i produktów końcowych

– produkcja pierwotna netto

– prędkość wiatru, ciśnienie atmosferyczne oraz temperatura

Dwutlenek węgla jest produkowany zarówno w osadach dennych, jak i w kolumnie wody zasobnej w tlen podczas procesów oddychania i rozkładu materii organicznej.

Podstawowym ujemnym źródłem dwutlenku węgla jest:

– metanogeneza (redukcja CO₂),

– produkcja pierwotna netto

– emisja do atmosfery CO₂

Wysoka wartość produkcji pierwotnej netto w zbiorniku oznaczająca także wysoki poziom eutrofizacji, jest ujemnym źródłem dwutlenku węgla, bez względu na wiek zbiornika i szerokość geograficzną, na której on się znajduje.

Zdjęcie 9. Tama Salto Grande w Urugwaju i w Argentynie.

Wysokie zasilenie w nutrienty, zwłaszcza fosfor, stymuluje wzrost produkcji pierwotnej. Wówczas proces fotosyntezy zaczyna dominować nad procesem oddychania, podczas którego węgiel organiczny zostaje utleniony i emitowany do atmosfery, przy okazji redukując wartość CO₂.

Podczas gdy na granicy faz woda-powietrze stężenie rozpuszczonego wolnego dwutlenku węgla w wodzie jest niższe od stężenia równowagowego CO₂ w powietrzu atmosferycznym, wówczas może być on dodany do wody prosto z atmosfery.

Gdy mamy do czynienia z obniżeniem stężenia wolnego CO₂, to oznacza to, że organizmy fotosyntetyzujące, takie jak rośliny i glony, wychwytują ten gaz z powietrza. Wpływa to wówczas na wzrost pH wody, który z kolei wynika z przesunięcia równowagi w kierunku jonów (anionów) węglanowych HCO₃^– i CO₃^2- .

Podczas dni, w których jest bardzo wysoka produktywność pH (stężenia cieczy) w wodzie, może to zjawisko mieć ogromny wpływ na wzrost wartości pH nawet powyżej 10.

Izotopy DIC

Skład izotopowy rozpuszczonego węgla nieorganicznego ( (¹³C-DIC [Dissolved Inorganic carbon]) pomaga zrozumieć procesy, które zasadniczo mają wpływ na produkcję ¹³C-DIC w ekosystemach wodnych. Izotop bierze udział w następujących procesach na granicy faz powietrze – woda. (I na odwrót):

– atmosferyczny CO₂

– rozkład materii organicznej

– rozpuszczanie minerałów węglanowych oraz ich przekształcanie mające związek z fotosyntezą i respiracją

Izotopy ¹³C-DIC intensywnie oddziałują na fotosyntezę i respirację. Badania nad tymi izotopami muszą być oparte na odpowiednich obserwacjach fizykochemicznych własności wody, w szczególności jej zasadowości.

Zdjęcie 10. Tama Kaptai w Bangladeszu.

Mineralizacja materii organicznej lub rozpuszczanie CaCO₃ (węglanu wapnia) w osadach jeziornych uwalnia go do wody porowej, który jest izotopowo podobny do źródeł, czyli do węgla organicznego w osadach

DIC(DIC H₂CO₃ + HCO₃^– + CO₃^2-)

Z kolei izotopy DIC uwalniane są w procesie metanogenezy w bardzo wysoko redukcyjnych osadach wzbogaconych w 13C w stosunku do węgla organicznego w osadach.

Wyłapywanie lżejszego izotopu węgla ¹²C w procesie fotosyntezy powoduje wzrost wartości ¹³C-DIC w epilimnionie. Z kolei CO₂, będące produktem mineralizacji materii organicznej, charakteryzuje się niższą wartością ¹³C-DIC.

Drogi emisji węglowych gazów cieplarnianych ze zbiorników zaporowych

Emisje metanu i dwutlenku węgla odbywające się ze zbiorników zaporowych do atmosfery mogą tylko występować poprzez:

1) dyfuzyjny przepływ z powierzchni wody

2) uwalnianie bąbli gazowych (ebulicja) w płytkich warstwach zbiorników zaporowych

3) przepływ przez rośliny

4) odgazowywanie strumienia wody w rzece znajdującej się tuż poniżej zapory i zbiornika zaporowego

5) dyfuzyjny przepływ wzdłuż biegu rzeki poniżej zapory i zbiornika zaporowego

Procesy wywierające wpływ na dyfuzję gazów cieplarnianych na granicy faz woda – powietrze

Podczas gdy gazy cieplarniane osiągną powierzchnię wody, mogą one dyfundować do atmosfery. Proces dyfuzyjnego przepływu dwutlenku węgla i metanu do atmosfery zależy od gradientu stężeń na granicy faz woda-powietrze i prędkości transferu tych gazów.

Zdjęcie 11. Tama Avon w Wielkiej Brytanii.

Okresowe zmiany wywołane przez wiatry i opady deszczowe mają również wpływ na szybkość wymiany gazowej

Wiatr o mniejszej sile raczej ma znikomy wpływ na proces wymiany gazów, ale już o silniejszym potencjale z reguły prowadzi do znacznie zwiększonej turbulencji w zbiorniku i tym samym do zwiększonego przepływu gazów cieplarnianych do atmosfery.

Temperatura jest także czynnikiem, który wywiera wpływ na wymianę gazową na granicy faz woda-powietrze. Podczas wysokich temperatur zazwyczaj daje się zauważyć w przprowadzonych badaniach zwiększony przepływ gazów, a zwłaszcza metanu do atmosfery.

Powstające pęcherzyki gazów w osadach dennych na ogół uwalniają się do kolumny wody, wtedy gdy suma ciśnień cząstkowych rozpuszczonych gazów staje się wyższa aniżeli ciśnienie hydrostatyczne. Pęcherzyki gazów mogą również przenikać przez kolumnę wody i uwalniać się do atmosfery. Większość badań mówi, że najważniejszym składnikiem pęcherzyków gazowych jest metan, a ilość dwutlenku węgla wówczas jest zdecydowanie minimalna i stanowi tylko do ok. 2% objętości.

Wpływ turbin zaporowych na emisje gazów cieplarnianych z wody do atmosfery

Nagłe i gwałtowne uwolnienie wody z głębokiego zbiornika poprzez turbiny zapory może spowodować natychmiastową zmianę ciśnienia i temperatury w tejże wodzie. W wyniku tego ogromne ilości metanu i dwutlenku węgla uwalniają się do atmosfery. Zmiany ciśnienia i temperatury, które powodują uwalnianie się gazów cieplarnianych do atmosfery, wpływają na to, że bakterie metanotroficzne nie zdążą utlenić CH₄ do CO_2.

Zdjęcie 12. Tama Akosombo w Ghanie.

Według badań związanych z prędkością transferu gazów cieplarnianych w tropikalnych zbiornikach w dół rzeki, około 2/3 metanu, którego ilość jest zawarta w wodzie po przejściu przez turbinę, uchodzi do atmosfery.

Zwiększona turbulencja wody w rzece poniżej zapory

W rzece poniżej zapory i zbiornika zaporowego obserwowany jest znaczny wzrost turbulencji wody w stosunku do wody zawartej w zbiorniku zaporowym. Ponieważ woda w rzece, tam gdzie nie ma zbiornika zaporowego, jest dobrze wymieszana, gazy wówczas mają ułatwioną drogę do dyfuzji oraz mogą one szybciej przechodzić do powietrza atmosferycznego.

W przypadku trzech tropikalnych zbiorników zaporowych: Samuel i Balbina z Brazylii oraz Petit Saut z Gujany, emisja metanu z rzeki poniżej zapory wynosiła od 5 do 33% całkowitej emisji z powierzchni zbiornika (dyfuzja + ebulicja), a emisja dwutlenku węgla tym samym szlakiem zawierała 20% (Samuel) i 7% (Balbina).

Emisja dwutlenku węgla i metanu ze zbiorników zaporowych w różnych strefach klimatycznych.

W literaturze naukowej jest sporo informacji na temat emisji gazów cieplarnianych ze zbiorników zaporowych, które są zlokalizowane w tropikalnej oraz borealnej strefie klimatycznej. Jednak mniej danych jest na temat emisji tychże gazów w zbiornikach strefy umiarkowanej. Ilość gazów cieplarnianych, która jest uwalniana w poszczególnych zbiornikach zaporowych waha się w dość wyraźny sposób. We wszystkich strefach klimatycznych emisja dwutlenku węgla jest wyższa niż emisja metanu.

Biorąc pod uwagę dane naukowe z 2012 r., emisje ze zbiorników skoncentrowanych w klimacie borealnym nie są tak duże, porównując je z emisjami ze zbiorników znajdujących się w tropikalnej i umiarkowanej strefie klimatycznej. W tym drugim przypadku wysokie temperatury powietrza atmosferycznego wywierają dość znaczny wpływ na temperaturę wód w zbiornikach zaporowych, a to z kolei oddziałuje na to, że są większe emisje gazów cieplarnianych z wód do atmosfery.

Różnice emisji gazów cieplarnianych pomiędzy zbiornikami zaporowymi w tym samym klimacie

Oprócz obecności różnic emisji gazów cieplarnianych w różnych strefach klimatycznych badane są również emisje tych gazów pomiędzy różnymi zbiornikami w tej samej strefie klimatycznej. Okazało się, że nie tylko temperatura, ale i także inne czynniki mają wpływ na regulację emisję gazów cieplarnianych do atmosfery. Jednym z takich czynników jest z pewnością zasobność osadów dennych w materię organiczną. Nie bez znaczenia jest też pochodzenie tejże materii.

Zdjęcie 13. Tama Owen Falls w Ugandzie.

Wyniki przeprowadzonych badań pod względem emisji metanu oraz składu izotopowego węgla, a także azotu w osadach dennych zbiornika zaporowego w Nieliszu (Polska) pozwoliły ustalić, że łatwiejszy rozkład materii pochodzenia autochtonicznego jest lepszym substratem dla procesu metanogenezy niż materia pochodzenia terygenicznego (allochtonicznego).

Glony po śmierci rozkładają się do metanu i dwutlenku węgla 10 razy szybciej aniżeli roślinność.

Wiek zbiorników zaporowych

Kolejnym czynnikiem oddziałującym na emisję gazów cieplarnianych ze zbiorników zaporowych jest wiek zbiornika.

Według badań naukowych ustalono, że bezpośrednio po zalaniu danego zbiornika występuje duża emisja gazów cieplarnianych, która z biegiem czasu stopniowo obniżyła się i ustabilizowała na stosunkowo stałym poziomie przez cały okres życia zbiornika.

Literatura fachowa pokazuje, że w młodszych zbiornikach (istniejących mniej niż 15 lat) podstawowym źródłem węgla jest zatopiona biomasa.

Zdjęcie 14. Tama Eguzon we Francji.

Szacunki pokazały, że dla zbiorników w klimacie borealnym maksymalne emisje gazów cieplarnianych pojawiają się w wieku od 3 do 5 roku po zatrzymaniu wody.

Wyniki badań dwóch tropikalnych zbiorników Nam Ngum i Nam Leuk w Laosie (płd-wsch Azja) powiedziały, że wiek może być dość znaczącym czynnikiem, który ma tendencje do regulacji emisji gazów cieplarnianych.

Jeśli chodzi o pierwszy zbiornik, który zalano w 1971 roku bez większego usunięcia biomasy, pomiary przepływów gazów cieplarnianych były znacznie niższe aniżeli w przypadku innych tropikalnych zbiorników. Dla dwutlenku węgla były to nawet wartości ujemne, wobec czego szacunki mówiły, że zbiornik jest zdolny pochłaniać węgiel z atmosfery w ilości –53±35 GgC·rok–1.

Jeśli chodzi o drugi zbiornik, który utworzono znacznie później, bo w 1999 roku, po częściowym usunięciu i wypaleniu roślinności, pomiary emisji gazów, po 10 latach od czasu zalania tegoż zbiornika, pokazały, że ich wartości są dość znaczące i zupełnie podobne do wartości pomiarów dla innych zbiorników tropikalnych.

W zeutrofizowanych systemach, nieistotne w jakim wieku są, jest zaobserwowany dość duży udział emisji metanu.

Bardzo obfite zasilenie w nutrienty przyspieszyło produkcję pierwotną netto, a, jak wiadomo, glony są znacznie lepszym substratem dla procesu metanogenezy aniżeli rośliny. Wzmożony proces fotosyntezy ma wpływ na zmniejszenie emisji CO₂ do atmosfery.

Elektrownie wodne a emisje gazów cieplarnianych z wód do atmosfery

Barros i inni, ze względu na to, że w zeutrofizowanych systemach (bez względu na ich wiek) zaobserwowali znaczną emisję metanu, obliczyli, że elektrownie wodne stanowią 20% wszystkich sztucznych zbiorników zaporowych oraz emitują do atmosfery rocznie 48 TgC w postaci CO₂ i 3 TgC w postaci CH₄, co z kolei stanowi 16% emisji ze sztucznych zbiorników zaporowych i 4% globalnej emisji węgla ogólnie z ekosystemów słodkowodnych (naturalnych oraz stworzonych przez człowieka, np. stawy).

Zdjęcie 15. Tama Kurobe w Japonii.

Elektrownie wodne przez długi czas były uważane za „czyste” i ekologiczne źródło energii, które nie może mieć żadnego wpływu na globalne ocieplenie. Okazało się jednak, że ostatnie badania ujawniły, że mogą one mieć dość znaczący udział w emisji gazów cieplarnianych i niestety nie są zbyt „przyjazne” dla klimatu.

Wciąż istnieje wiele kontrowersyjnych hipotez dotyczących globalnego wpływu tychże emisji. Są tacy naukowcy, którzy próbują udowodnić, że są one znaczące i mają również znaczący wpływ na zmianę klimatu, ale są i też tacy naukowcy, którzy uważają, że dane z ujemnym wpływem elektrowni wodnych na ocieplenie klimatu są mocno przesadzone.

Porównanie emisji z gazowni do emisji ze zbiorników z klimatu borealnego oraz z klimatu tropikalnego

Według Duchemina i innych, średnia emisja netto dotycząca borealnych zbiorników zaporowych wynosi od 20 do 60 g CO₂ eq (ekwiwalentu) na wygenerowaną kilowatogodzinę. Z kolei emisja netto z tropikalnych jezior umiejscowiona jest w zakresie 200÷3000 g CO₂ eq na kWh.

Dla porównania gazownia, która spala gaz w cyklu mieszanym emituje około 430÷635 g CO₂ eq na kWh (łącznie z ulatnianiem się metanu podczas jego wydobywania i przesyłania).

Zdjęcie 16. Tama Kouris na Cyprze.

Wyniki obliczeń z 2012 r. pokazują, że wpływ nowoczesnego zakładu gazowniczego na ocieplenie klimatu jest od 5 do 8 razy większy aniżeli zbiornik borealny z wysokimi emisjami gazów cieplarnianych. Jednak już tropikalny zbiornik może wywierać aż 66-krotnie większy wpływ na postępujące globalne ocieplenie niż nowoczesna gazownia. W tabeli 2 (w artykule poniżej) ukazany został udział różnych metod wytwarzania energii elektrycznej w dobie globalnego ocieplenia.

Podsumowanie

Jak zostało pokazane wyżej, rola tropikalnych zbiorników zaporowych w globalnym ociepleniu jest bardzo znacząca. Wstępne badania emisji węglowych gazów cieplarnianych do atmosfery z kilku przykładowych zbiorników zaporowych południowo-wschodniej Polski wykazały, że emisje metanu do atmosfery mogą osiągać tak samo równie wysokie wartości jak nawet w klimacie tropikalnym.

A więc, na to wygląda, że upalnym latem np. na zbiorniku solińskim emisje gazów cieplarnianych mogą dorównywać emisjom gazów cieplarnianych ze zbiorników zaporowych w Ghanie, w Zambezi czy w Sudanie. Ale raczej, dotyczy to głównie zbiorników w znacznym stopniu zdegradowanych, zarówno w Polsce, jak i w Afryce.

W związku z planami tworzenia nowych zbiorników zaporowych wciąż jest zapotrzebowanie na wiele badań, które by oszacowały rolę tychże ekosystemów w globalnym ociepleniu.

Dokładne określenie emisji gazów cieplarnianych ze zbiorników jest jednak zadaniem dość bardzo trudnym. Błędne pomiary mogą wynikać bowiem z ogromnych różnic przestrzennych, sezonowych oraz tworzenia i ucieczki pęcherzyków metanu, które są na ogół dość trudne do dokładnego określenia ilościowego.

Uzyskanie wyczerpujących i zadowalających informacji na temat produkcji węglowych gazów cieplarnianych w osadach dennych zbiorników zaporowych zlokalizowanych w umiarkowanej strefie klimatycznej oraz określenie mechanizmów kontrolujących tworzenie tychże gazów oraz ich przepływy przez granice faz:

• osad – woda nadosadowa
• woda – atmosfera

znacznie urozmaici naszą wiedzę na temat złożonego funkcjonowania ekosystemów wodnych oraz będzie bardzo ważnym ogniwem w globalnym bilansie węgla.

https://en.wikipedia.org/wiki/List_of_dams_and_reservoirs

https://is.pcz.pl/static/pdf/2012/zeszyt1/2012_1_5-GRUCA.pdf