thumb|180px|Pięć sprzężonych części : hydrosfera, atmosfera, biosfera, litosfera i kriosfera Dwutlenek węgla w atmosferze młodej Ziemi – w atmosferze Ziemi w okresie od powstania globu w młodym Układzie Słonecznym do rozpoczęcia „antropocenu” i „szóstej katastrofy” („szóste wielkie wymieranie”).

Wiedza o młodej Ziemi jest wciąż gromadzona w takich dziedzinach nauki jak astrofizyka i astrochemia (w tym badania składu powierzchni innych planet ziemskich Układu Słonecznego i pyłu kosmicznego), biologia z astrobiologia, ekologia z ekologią ewolucyjną, stratygrafia z biostratygrafią, glacjologia, paleoklimatologia i inne.

Przed początkiem rozwoju cywilizacji w holocenie (zob. ewolucjonizm kulturowo-społeczny) zmiany stężenia atmosferycznego zachodziły pod wpływem globalnych i pozaziemskich czynników naturalnych, kształtujących ziemski – globalny ekosystem nazywany „maszyną klimatyczną”, zrównoważony dopóki zmiany nie przekraczają „granic planetarnych”, porównywany z „Gają” Jamesa Lovelocka i Lynn Margulis.

thumb|center|400px|The Geologic Time Spiral, A Path to the Past (ilustrowana tabela stratygraficzna) Dwutlenek węgla od ok. 4,5 mld lat uczestniczy w wymianie węgla między atmosferą, hydrosferą (z kriosferą), litosferą i biosferą („maszyna klimatyczna”). Był czynnikiem kształtującym klimat i biosferę fanerozoiku.

thumb|200px|Wulkan Pinatubo – element systemu powolnej globalnej cyrkulacji węgla (czerwiec 1991) Istotną rolę odgrywają badania wykonywane z użyciem metod datowania izotopowego. Ich wyniki dotyczące fanerozoiku są wykorzystywane w czasie tworzenia matematycznych modeli obiegu węgla w przyrodzie, modeli klimatu i ogólnej cyrkulacji.

Globalne modele klimatu są podstawą programów działań zmierzających do zahamowania współczesnego globalnego ocieplenia, spowodowanego wzrostem stężenia w atmosferze.

O zintensyfikowanie podejmowanych działań apelują liczni klimatolodzy. (1931–2019), nazywany „dziadkiem klimatologii” i „prorokiem zmian klimatu”, autor ponad 1000 cenionych publikacji naukowych z tej dziedziny, niedługo przed śmiercią publicznie opowiadał się za szybkim zastosowaniem metod geoinżynierii klimatu („opcji Pinatubo”). Twierdził, że dotychczasowe próby zapobieżenia klimatycznej katastrofie są niewystarczające.

Węgiel i tlen we Wszechświecie thumb|200px|Ekspansja WszechświataSingularity – zob. osobliwość (astronomia) Według standardowego kosmologicznego modelu Wszechświata jego wiek wynosi 13,82 mld lat – jest czasem, który upłynął od Wielkiego Wybuchu. Po tym zdarzeniu, którego pozostałością jest mikrofalowe promieniowanie tła, rozpoczął się okres pierwotnej nukleosyntezy (powstawania jąder atomowych większych niż proton), a następnie dalsza ewolucja Wszechświata.

Około 500 mln lat trwały Wieki Ciemne, czyli bezgwiezdny okres różnicowania się gęstości materii. Powstające obłoki molekularnego wodoru zapadały się grawitacyjnie w kierunku centrum (zob. niestabilność Jeansa), co umożliwiło rozpoczęcie syntez jąder pierwiastków cięższych od helu (zob. pierwotna nukleosynteza i nukleosynteza), w kosmologicznym żargonie nazywanych „metalami” (pierwsze syntezy termojądrowe). Zależnie od masy zapadającego się obłoku w jego centrum powstawały obiekty o różnej wielkości, brązowe karły (np. Gl229B w konstelacji Zająca) lub gwiazdy. Powstanie nieistniejących już gwiazd III populacji zakończyło Wieki Ciemne.

W początkowym okresie życia gwiazd dominują jądrowe reakcje „spalania” wodoru, prowadzące do powstawania helu-4 (zob. cykl protonowy). Reakcje zachodzące w kolejnych etapach ewolucji gwiazdy zależą przede wszystkim od jej masy, decydującej o temperaturze i ciśnieniu w centrum. Gromadzące się tam jądra helu mogą ulegać dalszym syntezom, jeżeli temperatura jest dostatecznie wysoka (zob. częstość występowania pierwiastków we Wszechświecie).

W różnych warstwach bardzo dużych gwiazd mogą zachodzić: 108 K – reakcja „trzy alfa”, „spalanie” helu, powstawanie jąder węgla, a obok nich (w wyższych temperaturach) również jąder tlenu, neonu, magnezu i krzemu, 6·108 K – reakcje „spalania” węgla (w gwiazdach o masie > 8 mas Słońca), powstawanie jąder magnezu, sodu i neonu, 109 K – reakcje „spalania” tlenu, powstawanie jąder siarki, fosforu i krzemu, 3·109 K – reakcje „spalania” krzemu (ostatnia reakcja przed wybuchem supernowej), powstawanie jonów żelaza.

Po 13,82 mld lat przemian jądrowych wśród istniejących we Wszechświecie pierwiastków (zob. lista pierwiastków chemicznych) dominują wodór i hel, co wykazano metodami spektrofotometrycznymi (zob. spektroskopia astronomiczna). Oszacowano, że liczba ich atomów jest odpowiednio 40000 i 3100 razy większa od liczby atomów krzemu. Na liście uporządkowanej według tak zdefiniowanej względnej powszechności kolejne pozycje pierwszej dziesiątki zajmują: tlen (22×), neon (8,6× bardziej powszechny), azot (6,6×), węgiel (3,5×) krzem (1), magnez (0,91×), żelazo (0,61×), siarka (0,38×). W paleontologii i paleoklimatologii istotną rolę odgrywają izotopy tlenu i węgla (zob. listy izotopów węgla i tlenu) oraz izotopy innych pierwiastków

Planety ziemskie Układu Słonecznego

Do planet ziemskich zalicza się Merkurego, Wenus, układ Ziemi i Księżyca oraz planetę Mars. Są to obiekty o średniej wielkości, niemal kuliste (lekko spłaszczone), zbudowane przede wszystkim z materiału w fazie stałej, wykazujące aktywność wulkaniczną i tektoniczną lub zachowujące w swojej budowie dowody wcześniejszej takiej aktywności. Powstały w procesach akrecji planetozymali i stałych cząstek obłoku pyłowo-gazowego. Po ich częściowym lub całkowitym stopieniu, pod wpływem ciepła zderzeń, dochodziło do rozdzielania składników o różnych ciężarach właściwych – dyferencjacji magmowej (w tym procesie wydzielały się dodatkowe ilości ciepła). thumb|center|615px|Budowa wewnętrzna planet typu ziemskiego oraz Księżyca

+ Orientacyjne porównanie stężeń głównych składników atmosfery współczesnej Ziemi i innych planet grupy ziemskiej(% cząsteczek) Składnik Merkury Wenusa Ziemiab Marsc He 42 Ar 0,93 1,6 Ne 0,007 0,00025 Kr 0,00003 Xe 0,000008 15 21 0,13 0,003 0,000003 3 78 2,7 0,03 CO 0,07 96 0,03 95,32 Długotrwałe zachowanie formy płynnej lub częściowo płynnej (plastycznej) umożliwia konwekcję i ruch płyt tektonicznych litosfery oraz związane tym zjawiska wulkanizmu, aktywności orogenicznej, sejsmiczności itp. Obecnie tektonika płyt występuje tylko na Ziemi (w przeszłości mogła występować także na Marsie i Wenus). Poza Ziemią bardzo wysoką aktywność wulkaniczną zachował Io (satelita Jowisza o promieniu podobnym do promienia Księżyca), bardzo odległy od Słońca, lecz nieustannie rozgrzewany wskutek grawitacyjnego oddziaływania swojej planety centralnej i jej innych satelitów.

Od wielkości planet w młodym Układzie Słonecznym oraz od ich położenia względem Słońca zależał również przebieg procesu uwalniania gazów w czasie stapiania zderzających się planetozymali oraz wychwytywania gazów z otoczenia – planety duże utrzymywały więcej gazów siłami grawitacji, a atmosfera planet położonych bliżej Słońca była intensywniej zrywana przez wiatr słoneczny. Skład pierwotnych atmosfer gazowych i ich grubość ulegała następnie stopniowym zmianom, decydującym o klimacie, co jest wciąż przedmiotem badań (zob. badania Marsa, Mars Odyssey, Venus Express i in.).

Właściwości dwutlenku węgla i jego rola w ekosferach Dwutlenek węgla jest jednym z bardzo licznych związków chemicznych, w których skład wchodzą atomy węgla i tlenu obok innych (zob. C1–C234 i O1–128). Będąc składnikiem atmosfer planet ziemskich uczestniczy w procesach geologicznych i klimatycznych (na Ziemi również w cyklu biogeochemicznym). Pochłania przechodzące przez atmosferę promieniowanie podczerwone, co jest konsekwencją budowy cząsteczki . Centrosymetryczna cząsteczka (atom węgla między atomami tlenu) ma zerowy moment dipolowy. Długość wiązań wynosi 116,3 pm. Cząsteczka ma 4 wewnętrzne stopnie swobody. Wzbudzenie drgań normalnych jest związane z absorpcją promieniowania w zakresie podczerwieni (zob. spektroskopia w podczerwieni, spektroskopia oscylacyjna).

thumb|180px|Wykres równowag faz : 1 – ciało stałe (suchy lód), 2 – ciecz, 3 – gaz, 4 – ciecz nadkrytyczna (zob. nadkrytyczny dwutlenek węgla, sc), A – punkt potrójny, B – punkt krytyczny (31 °C, 7,38 MPa) Zależnie od wartości ciśnienia i temperatury dwutlenek węgla może występować w jednym z trzech stanów skupienia, w fazie gazowej, ciekłej (ciecz lub ciecz nadkrytyczna) lub stałej.

Jako gaz dominuje w atmosferach Marsa i Wenus. Okresowo dominował również w atmosferze młodej Ziemi.

Nadkrytyczny () ma liczne zastosowania przemysłowe. Jest przewidywane jego komercyjne stosowanie w instalacjach do równoczesnego wydobycia gazu z łupków (por. szczelinowanie hydrauliczne) i sekwestracji powstającego w czasie jego spalania. Uważa się, że mógł zastępować wodę w procesach biogenezy na Wenus i innych planetach pozaziemskich.

Suchy lód, znany z licznych zastosowań w chłodnictwie, występuje np. w czapach polarnych Marsa.

W warunkach ziemskich duże strumienie globalnego obiegu węgla krążą w hydrosferze, dzięki procesom rozpuszczania w wodzie (przypuszcza się, że w głębszych warstwach lodowców istnieją również klatraty; zob. klatrat dwutlenku węgla).

Podczas rozpuszczania dwutlenku węgla w wodzie powstaje słaby (zob. moc kwasu) i nietrwały kwas węglowy :

Reakcje są przyczyną zakwaszania wód w zbiornikach naturalnych.

Cząsteczki stają się stabilne przy ciśnieniu ok. 24 tys. atm i w temperaturze powyżej 97 °C. Rozważa się możliwość ich występowania w przestrzeni kosmicznej, m.in. w ogonach komet i w czapach polarnych na biegunach Marsa.

Podstawowym składnikiem wielu minerałów, tj. kalcyt, aragonit i in. (zob. skała węglanowa) jest węglan wapnia, sól kwasu węglowego i wapnia, ulegająca termicznemu rozkładowi na tlenek wapnia (wapno palone) i dwutlenek węgla:

Uczestnicząc w tzw. cyklu węglanowo-krzemianowym jest wiązany przez krzemiany wapnia i magnezu. Powstające mineralne węglany (węglan wapnia i węglan magnezu) mogą ulegać kolejnym przemianom (zob. diageneza, metamorfizm, cykl skalny).

W skałach utworzonych w kolejnych epokach geologicznych zachowane są skamieniałości żyjących wówczas organizmów, np. kalcytowe płaszcze kambryjskich trylobitów (zob. fosylizacja), analizowane przez biostratygrafów.

Badania skamieniałości pozwoliły orientacyjnie określić, że życie pojawiło się na Ziemi ok. miliard lat po uformowaniu globu. Początkowo rozwijało się w beztlenowym środowisku wodnym (anaeroby, chemoautotrofizm, heterotrofizm). Wydarzeniem przełomowym w ewolucji pierwotnej ziemskiej biosfery było pojawienie się sinic (Cyanobacteria) – bakterii zdolnych do tlenowej fotosyntezy (prawdopodobnie stały się później chloroplastami innych komórek). W dalszych etapach rozwoju życia na Ziemi umożliwił budowę różnorodnych piramid ekologicznych, w których pierwszy poziom troficzny zajmują producenci – organizmy wytwarzające związki organiczne ze związków nieorganicznych. Jest rozpatrywana hipoteza, że uwalniany przez sinice tlen spowodował katastrofę tlenową (paleoproterozoik, 2,4–2,0 mld lat temu).

Dwutlenek węgla odgrywa kluczową rolę w cyklach biogeochemicznych biosfery. Jest np.: substratem w reakcjach fotosyntezy, takich jak np. przedstawiana w uproszczeniu synteza glukozy: produktem oddychania komórkowego, np. utleniania glukozy: produktem w reakcjach biodegradacji biomasy, np. takich jak fermentacja cytrynowa, alkoholowa i inne:

Ziemia jako złożony system