Дипломная работа на тему "Глобальный круговорот углерода и климат"

ГлавнаяЭкология → Глобальный круговорот углерода и климат




Не нашли то, что вам нужно?
Посмотрите вашу тему в базе готовых дипломных и курсовых работ:

(Результаты откроются в новом окне)

Текст дипломной работы "Глобальный круговорот углерода и климат":


СОДЕРЖАНИЕ

Введение

Глава I. Источники углерода на Земле

1.1  Источники и резервы углерода на Земле

1.2  Углерод в биосфере и почве

Выводы по I главе

Глава II. Глобальный круговорот углерода

2.1 Круговороты химических элементов в биосфере

2.2 Биогеохимические круговороты углерода: ландшафтный, малый и биосферный

Выводы по II главе

Глава III. Влияние круговорота углерода на глобальный климат

3.1 Концентрация углерода в системе литосфера - гидросфера - атмосфера

3.2 Изменение содержания углерода в атмосфере в разные геологические периоды

3.3 Парниковые газы и атмосферные аэрозоли и климат

3.4 Парниковый эффект и климат

Выводы по III главе

Глава IV. Способы понижения концентрации углекислого газа в атмосфере

4.1 Глобальное потепление климата и протокол Киото

4.2 Способы сокращения парниковых газов в атмосфере

Выводы по IV главе

Заключение

Литература

Введение

Тема данной выпускной квалификационной работы: «Глобальный круговорот углерода и климат».

Актуальность. Человеческая деятельность привела к разомкнутости биогеохимического круговорота диоксида углерода (СО2) в наземных экосистемах. Особое место в современных биогеохимических циклах углерода занимают сжигание горючих ископаемых (угля, нефти, газа и др.), обжиг извести, лесные пожары, вырубка лесов, распашка земель. Следствием чего явился прогрессирующий рост его содержания в атмосфере, что катализирует парниковый эффект и может привести к непредсказуемым последствиям – это в первую очередь необратимые глобальные изменения климата в сторону потепления, в результате которых произойдет таяние ледниковых покровов, многолетней мерзлоты и, как следствие, повышение уровня Мирового океана. Будет нарушена экологическая стабильность планеты. Снижение выбросов парниковых газов возможно путем использования альтернативной энергетики, снижения энергоемкости и общей мощности хозяйственной деятельности человека, а также восстановления естественных лесов.

Цель работы: выявить значение круговорота углерода в глобальном изменении климата и определить пути решения связанных с этим экологических проблем.

Объект исследования: глобальный круговорот углерода.

Предмет исследования: влияние концентрации углерода в атмосфере на изменение климата.

Задачи исследования:

1.  Изучить, проанализировать литературу по данной теме;

2.  Определить источники углерода на Земле;

3.  Рассмотреть его биогеохимические круговороты;

4.  Описать влияние концентрации углекислого газа на парниковый эффект;

5.  Определить механизм перераспределения углерода между сферами географической оболочки в разные геологические эпохи;

6.  Выявить основные неопределенности влияния антропогенного углерода на климат;

7.  Выявить способы понижения концентрации углекислого газа в атмосфере.

Глава I. Источники углерода на Земле

1.1  Источники и резервы углерода на Земле

Как показывают новейшие исследования возникновение Земли как планеты связано с существованием в прошлом двойной звезды Юпитер-Солнце. Она образовалась из 6-й сброшенной Юпитером оболочки в процессе его звездной эволюции, которая закончилась 3.3 млрд. л. н.

Этим обусловлен первоначальный состав вещества Земли, включающий все элементы шести периодов таблицы Менделеева, синтезированные Юпитером, в том числе такие важные для существования жизни, как углерод - основа биогеохимии.

Основной источник углерода для живых организмов — это атмосфера Земли, где данный элемент присутствует в виде диоксида углерода (углекислого газа, СО2). Масса этого вещества в атмосфере оценивается астрономической цифрой 4 · 1011 тонн! В процессе выветривания и фотосинтеза ежегодно из атмосферы поглощается более 8 · 108 тонн СО2. Если бы не было механизма кругооборота, то за несколько тысяч лет углерод полностью исчез бы из атмосферы, оказался “захороненным” в горных породах. По современным оценкам, масса диоксида углерода, “спрятанного” в горных породах, примерно в 500 раз превышает его запасы в атмосфере. В атмосфере СО2 переносится ветрами как в вертикальном, так и в горизонтальном направлениях.

Диоксид углерода присутствует в воде, где он легко растворяется, образуя слабую угольную кислоту Н2СО3. Эта кислота вступает в реакции с кальцием и другими элементами, образуя минералы, называемые карбонатами. Карбонатные породы, например известняк, находятся в равновесии с диоксидом углерода, который содержится в контактирующей с ними воде. Аналогичным образом количество СО2, растворенного в океанах и пресных водах, определяется его концентрацией в атмосфере. Общее количество растворенных и осадочных углеродсодержащих веществ оценивается примерно в 1,8 трлн. т.

Еще одним переносчиком углерода является метан. Его в атмосфере тоже немало—около 5 · 109 тонн. Однако из атмосферы происходит утечка метана в стратосферу и далее в космическое пространство. Кроме того, метан расходуется и в результате фотохимических реакций. Продолжительность существования молекулы метана в атмосфере в среднем составляет 5 лет.

Углерод в соединении с водородом и другими элементами является одним из основных компонентов клеток растений и животных. Например, в организме человека он составляет около 18% массы тела. Многочисленность и очень широкое распространение живых организмов не позволяют удовлетворительно оценить общее содержание в них углерода. Можно, однако, приблизительно оценить суммарное количество углерода, связываемого растениями, а также выделяемого в процессе дыхания растений, животных и микроорганизмов. Установлено, что зеленые растения поглощают в год около 220 млрд. т CO2. Почти такое же количество этого вещества выделяется в неорганическую среду в процессе дыхания всех живых организмов, а также в результате разложения и сгорания органических веществ.

При определенных условиях разложения и сгорании созданных живыми организмами веществ не происходит, что ведет к накоплению углеродсодержащих соединений. Так, например, древесина живых деревьев может быть на 3-4 тысячелетия надежно защищена от микробного разложения и от пожара корой, способной противостоять действию микробов и огня. Древесина же, попавшая в торфяное болото, сохраняется еще дольше. В обоих случаях связанный в ней углерод оказывается как бы в ловушке и надолго выводится из круговорота. В условиях, когда органическое вещество оказывается захороненным и изолированным от воздействия воздуха, оно разлагается только частично и содержащийся в нем углерод сохраняется. Если впоследствии в течение миллионов лет эти органические остатки подвергаются давлению вышележащих отложений и нагреванию за счет земного тепла, значительная часть его превращается в ископаемое топливо, например в каменный уголь или нефть. Ископаемое топливо образует природный резерв углерода. Несмотря на интенсивное его сжигание, начавшееся с 1700-х годов, неизрасходованными еще остаются примерно 4,5 трлн. т.

Источники пополнения углерода.

Если ограничиться традиционными рамками углеродного цикла, то весь резерв земной атмосферы, океана и биомассы исчерпался бы в довольно короткий срок—за 50—100 тысяч лет. Однако этого не происходит. Почему? Приходится допустить, что запасы углерода на поверхности планеты непрерывно пополняются. Основными источниками поступления углерода ученые считают космос и мантию Земли.

Космическое пространство поставляет нам углерод вместе метеоритным веществом. Точнее будет сказать: поставляло настоящее время поступление космического углерода на планет незначительно — всего 10-10 от общего количества ежегодно “складируемого” в процессе осадконакопления. Но, как полагают многие специалисты, так было далеко не всегда: в прошлые геологические эпохи количество метеоритов и космической пыли было намного больше.

Второй и на сегодняшний день основной поставщик углерода - мантия планеты, причем не только во время извержений вулканов как считалось ранее, но и при дегазации недр, за счет, уже упоминавшегося газового дыхания планеты. Поскольку и здесь углеродные запасы не безграничны, то они, естественно, должны как-то пополняться. И такой механизм пополнения исправно действует и по сей день. Это затягивание осадков океанической коры в мантию при надвигании плит друг на друга.

1.2 Углерод в биосфере и почве

Углерод (С) – активный воздушный и водный мигрант, образующий в биосфере множество органических и минеральных соединений – углеводородов (СО2, СН4, C2H4, С2Н6, СО и др.) и их производных, карбонатов и гидрокарбонатов. Он является главным химическим элементом органического вещества. Углерод в биосфере (педосфере) может находиться в разных фазовых состояниях (твердом, жидком, газообразном), образующих динамическую систему, параметры которой определяются природными и антропогенно-техногенными факторами. Углерод в биосфере представлен наиболее подвижной формой СО2 (диоксид углерода, или углекислый газ).

В истории Земли основным источником СО2 является вулканическая деятельность, связанная с вековой дегазацией мантии и нижних горизонтов земной коры. Кларковое, или среднее, содержание углекислого газа в атмосфере 0,03 % и в настоящее время оно возрастает, достигая 0,035 %, в земной коре – 0,023, в почвах – 2 %; в биосфере: чистых известняках – 12 %, живом веществе – 18, древесине – 50, каменном угле – 80, нефти – 85 % по объему. В углях, нефти, известняках и других породах содержится около 3 х 1016 т углерода, в атмосфере – 6 х 1011, водах океанов и морей – 4 х 1013, литосфере – 2 х 1017, педосфере (углерод гумуса) – 1,5 х 1012 т. Полный оборот углекислого газа атмосферы Земли через фотосинтез оценивается в 300 лет.

Педосфера является одним из основных резервуаров диоксида углерода в биосфере. Почвы участвуют в балансе СО2, СН4, связывая их в различных формах или, наоборот, способствуя их высвобождению в атмосферу, т. е. почвенный покров играет большую роль в газово-атмосферном режиме планеты. Основным источником СО2 в атмосфере служит дыхание почвы, включающее дыхание корней, микроорганизмов и почвенных животных. Например, эмиссия СО2 (в процессе минерализации органического вещества) почвенного покрова в России составляет 3,12 млрд. т/год. Почвенное органическое вещество является хранилищем самых больших запасов (1395,3 Гт) углерода в наземных экосистемах. Таким образом, почвенный покров своей газовой функцией (по отношению к углероду) выполняет в биосфере важнейшую роль поддержания современного оптимального климата.

Одной из главных составных частей газовой фазы почвы (почвенного воздуха) является углекислый газ. Почвенный воздух существенно отличается от атмосферного, в нем в 10–100 раз больше СО2. Это связано с тем, что почва поглощает богатый кислородом (21 %) атмосферный воздух и выделяет СО2 (что характерно для процесса дыхания). Поэтому газообмен между почвой и атмосферой называют "дыханием" почвы. По количеству выделенного СО2 можно ориентировочно судить о биологической активности почвы (характеризует интенсивность биологических процессов, протекающих в почве). Чем интенсивнее биологические процессы в почве, тем больше она выделяет СО2. При одинаковых условиях (температуре, влажности и т. п.) чем выше содержание органического вещества в почве, тем больше она выделяет СО2. В лесных почвах воздух содержит значительно больше СО2 (за счет дыхания корней растений), чем в пахотных.

Диоксид углерода принимает непосредственное участие в процессах выветривания-почвообразования. Он является важным фактором химического выветривания пород и минералов (например, карбонаты переходят в бикарбонаты и т. п.), влияет на кислотность-щелочность почвенного раствора, увеличивает растворимость фосфатов, усиливает мобилизацию питательных элементов, т. е. переход их в доступное для растений состояние.

Диоксид углерода (непременный компонент атмосферного воздуха) в настоящее время рассматривается как загрязняющее вещество в связи с тем, что за последние десятилетия его поступление в атмосферу в результате сжигания горючих материалов (угля, нефти, газов, сланцев и др.) настолько велико, что не может полностью перерабатываться растениями планеты и растворяться водами Мирового океана.

Выводы по I главе

Вся земная жизнь основана на углероде. Каждая молекула живого организма построена на основе углеродного скелета. Атомы углерода постоянно мигрируют из одной части биосферы (узкой оболочки Земли, где существует жизнь) в другую. Известный географ И. М.Забелин высказал мысль, что природа создала сначала жизнь для ускорения круговорота углерода, а затем разум для того, чтобы ускорить развитие биосферы.

Основной источник углерода для живых организмов — это атмосфера Земли, где данный элемент присутствует в виде диоксида углерода (углекислого газа, СО2). Еще одним переносчиком углерода является метан. Однако из атмосферы происходит утечка метана в стратосферу и далее в космическое пространство.

Если ограничиться традиционными рамками углеродного цикла, то весь резерв земной атмосферы, океана и биомассы исчерпался бы в довольно короткий срок—за 50—100 тысяч лет. Однако этого не происходит. Запасы углерода на поверхности планеты непрерывно пополняются из космического пространства и мантии Земли.

Глава II. Глобальный круговорот углерода

2.1 Круговороты химических элементов в биосфере

Изменения, происходящие в мире, разделяются на регулярные и хаотические. Устойчивые изменения часто имеют циклический характер, когда система снова и снова переходит в точно такое же состояние, в котором она была в начале процесса. Цикл (греческое kyklos – круг) характеризуется периодом, амплитудой, т. е. размахом колебаний и порядком следования событий перехода системы из одного состояния в другое. Промежуток между последовательными событиями, содержанием которого является один из взаимосвязанных процессов цикла или одно из возможных состояний системы представляет собой фазу цикла.

Планетарный круговорот веществ – процесс перемещения и превращения вещества, неизменно повторяющийся цикл развития в системе земных геосфер (литосфере, гидросфере, атмосфере, педосфере) и, прежде всего, в биосфере. Символом круговорота служит не круг, а циклоида – линия, описываемая точкой, находящейся на ободе движущегося колеса, т. е. движение (развитие) по спирали, имеющее более или менее выраженный циклический характер. Как отмечает А. И. Перельман, термин "круговорот" нельзя признать удачным, так как он создает впечатление о развитии по кругу, о возвращении системы в прежнее состояние. В действительности круговорот элементов обратим не полностью, часть веществ из него изымается и фоссилизуется (захороняется) в биосфере и стратисфере (осадочной оболочке Земли и слоистых вулканических породах) в виде гумуса, пород и минералов (известняков, торфа и др.). В результате системы не возвращаются в прежнее состояние, для них характерно поступательное развитие.

Круговорот веществ – основное свойство геосфер различных уровней, отражение единства вещества на планете. Он создает основной механизм превращения на Земле вещества (солей, газов, взвесей и т. д.) и энергии (теплоты) и объединяет разные слои (оболочки) планеты. Например, вулканические извержения поставляют СО2 в атмосферу и гидросферу, а фотосинтез и карбонатообразование изымают СО2, связывая углерод в карбонатах и органических соединениях. Таким образом, происходит обратная связь между глубокими частями земной коры (а возможно, и верхней мантии) и биосферой, названная А. И. Перельманом «геохимическим циклом (круговоротом)», в котором участвует земная кора (биосфера, стратисфера, метаморфическая и гранитная оболочки) и который включает в себя тектономагматические и биосферные циклы [20].

Освещая вопрос о круговороте химических элементов, важно отметить, что в природе постоянно протекают различные химические реакции. Часть этих реакций проходит без участия живых существ, а часть — при их непосредственном участии, т. е. в живой природе. В результате химических процессов атомы перемещаются, движутся. Вследствие этого происходит обмен веществ и энергии между всеми оболочками Земли: литосферой, атмосферой, гидросферой, биосферой. Круговорот химических элементов является причиной постоянства протекания химических реакций. Можно сказать, что благодаря круговороту химических элементов - повторяющимся процессам превращения и перемещения веществ в природе - возможна жизнь на Земле.

Круговая или спиральная упорядоченность проявляется и при взаимодействии разнородных систем. В биологический круговорот веществ вовлечена как косная, так и живая природа: на поверхности суши и в верхних слоях морей идут процессы аккумуляции элементов в живых организмах, а в почве и в глубинах водоемов разложение органики приводит к минерализации.

Биогеохимическая машина Земли представлена циклами элементов, связанных между собой. Это углерод, кислород, азот, кальций, магний, фосфор, сера, кремний, железо.

Главенствующим является цикл органического углерода (рис.1), с ним сопряжены циклы углекислоты и кислорода.

Рисунок убран из работы и доступен только в оригинальном файле.

Рис.1 Круговорот углерода

Превращение неорганического углерода в первичную продукцию происходит в этом цикле за счет использования солнечной энергии цианобактериями, водорослями, растениями и в малой степени хемоавтотрофами, использующими эндогенный водород. В процессе фотосинтеза создаются органические вещества из углекислоты и воды при участии ферментов в хлоропластах клеток автотрофов, превращающих в свои ткани углекислоту, воду, минеральные соли, основными элементами которых являются калий, фосфор, азот, и поставляющих в атмосферу кислород. В деструкционной части цикла органического углерода участвуют органотрофные организмы; конечным продуктом деструкции является углекислота, замыкающая цикл органического углерода и сопрягающая его с циклом неорганического углерода и циклом кислорода. Выделение углекислоты в атмосферу идет на всех уровнях биоценоза. Поступление углекислого газа, продукта процессов окисления, имеет суточную и сезонную ритмику.

Цикл органического углерода дополняется циклами азота, кальция, магния, кремния, серы, железа. Из отдельных циклических процессов складывается круговорот – взаимосвязанное превращение и перемещение веществ в природе не полностью обратимое.

Циклические или органогенные элементы имеют наибольшую суммарную массу в биосфере. Для циклических элементов характерны многочисленные химические обратимые процессы. Их геохимическая история может быть выражена круговыми процессами (циклами). Каждый элемент дает характерные для определенной геосферы соединения, постоянно возобновляющиеся. После более или менее продолжительных и более или менее сложных изменений элемент возвращается к первичному соединению и начинает новый цикл, завершающийся для элемента новым возвращением к первоначальному состоянию. Великие ученые, открывшие в 1773 г. земные газы (O2, CO2, H2O, NH3, H2S, SO2, SO3, H2, CH4, CO, CHOH, CSO, NO2) и их свойства, предугадали эти характерные химические циклы. Имена этих ученых Д. Прингль и Д. Пристлей. Затем в 1842г. два французских ученых Ж. Б. Дюма и Ж. Буссенго дали яркую картину этих циклов. В 1850-х годах К. Бишоф, позже Ю. Либих и К. Мор перенесли эти представления на остальное вещество земной коры. Элементы, образующие циклы, характеризуются химическими соединениями, молекулами или кристаллами. Эти циклы обратимы лишь в главной части атомов, часть же элементов неизбежно и постоянно выходит из круговорота. Этот выход закономерен, т. е. круговой процесс не является вполне обратимым [30].

Среди форм такого выхода из цикла особое значение имеет рассеяние элемента, его выход в форме свободных атомов. Быть может, элемент этим путем выходит из цикла, иногда навсегда.

2.2 Биогеохимические круговороты углерода: ландшафтный, малый и биосферный

Биогеохимический круговорот углерода - это комбинация последовательных периодических (в течение суток – миллиардов лет) непрерывных замкнутых процессов превращения, перемещения, распределения, рассеяния и концентрации углерода через косную и органическую природу в биосфере при активном участии живых организмов. Биогеохимический круговорот углерода в биосфере в целом и в конкретном ландшафте – из диоксида углерода в живое вещество и обратно в диоксид углерода – приводится в действие диалектическим единством двух противоположно направленных процессов – фотосинтеза и минерализации. Но часть углерода посредством медленно идущих циклических процессов удаляется, отлагаясь в осадочных породах. Баланс атмосферного углерода определяется биогеохимическими круговоротами, в каждом из которых осуществляются приход и расход СО2 [20].

В ходе жизнедеятельности организмов (в процессе дыхания) и при вулканических извержениях углерод возвращается в атмосферу и гидросферу. Определенное количество его отлагается в литосфере и педосфере и расходуется на углекислотное выветривание алюмосиликатов и образование различных углеродистых соединений. При этом биологические компоненты ежегодного круговорота углерода значительно превосходят геологические составляющие этого процесса.

В течение четырех лет растения суши и моря усваивают столько углерода, сколько его содержится в атмосфере, а в течение 300 лет – в гидросфере. За время геологической истории углерод атмосферы и гидросферы, вероятно, многократно участвовал в круговоротах. Однако эти циклы (цикл – законченный круг миграции углерода в биогеохимических круговоротах) необратимы. Стоит заметить, что извлеченный из атмосферы углерод, и захороненный даже в виде карбонатов, не говоря уже о захороненной органике, извлекается из нее все же не навсегда. По прошествии некоторого, часто очень значительного времени (до сотен миллионов лет и более), он возвращается обратно в атмосферу и участвует в дальнейшем круговороте.

Предположим, что в определенный период времени начинается интенсивное образование осадков, содержащих углерод (хоть образование карбонатов, хоть захоронение органики, хоть и то, и то, вместе), и через некоторое время прекращается. Накопленные океанической корой большие запасы осадков постепенно в процессе субдукции попадают в недра, на большую глубину, где под действием очень высокой температуры происходит разложение этих больших запасов карбонатов и органики. В результате, по прошествии некоторого, довольно большого времени (которое требуется, чтобы часть плиты с высоким содержанием упомянутых осадков дошла до больших глубин до сотни километров) увеличиваются потоки углекислого газа и метана в атмосферу. Однако увеличение потоков этих газов в атмосферу в свою очередь стимулирует и рост биомассы (с последующим увеличением захоронения отмершей части), и накопление карбонатов, что приводит в дальнейшем к повторению цикла.

Цикл органического углерода определяется реакциями фотосинтеза, ведущими к образованию первичной продукции (новообразование органического вещества растений продуцентов):

СО2 + Н2О = [СН2О] + О2

где [СН2О] – сокращенное обозначение биомассы, и суммарной реакцией деструкции:

[СН2О] + О2 = СО2 + Н2О (дыхание).

Цикл органического углерода сопряжен с циклом неорганического углерода путем углекислотного выщелачивания изверженных пород и образования осадочных карбонатов по обратной реакции:

Са (НСО3)2 ↔ СаСО3 + СО2 + Н2О.

При этом карбонатное равновесие или устанавливается химически, или катализируется ферментом карбоангидразой. Углекислотное выветривание магматических пород привело к образованию огромных запасов минерального углерода в виде известняков и доломитов.

Скорость изменения массы углерода в атмосфере зависит от интенсивности изъятия его из воздушной оболочки и консервации. Выведение СО2 из круговоротов происходит в результате продукции органического вещества фотосинтезирующими растениями и связывания при образовании карбонатных пород в результате процессов выветривания-почвообразования. В химическом отношении роль СО2 при выветривании сводится к вытеснению из силикатов и алюмосиликатов щелочных и щелочноземельных металлов и переводу их в карбонаты. Например, образование каолинита из плагиоклазов, наиболее распространенных силикатных минералов литосферы, описывается реакциями альбит каолинит

2NaAlSi308 + 2СО2 + 3Н2О = Al2 [Si2O5] (OH)4 + 2NaHCO3 + 4SiO2,

анортит каолинит

СаА12SiO2О8 + 2СО2 + 3Н2О = Al2 [Si2O5] (OH)4 + Ca (HCO3)2.

Однако кроме силикатных пород углекислотному выветриванию подвержены также осадочные карбонатные породы, взаимодействие которых с атмосферным СО2 идет по реакции

СаСО3 + СО2 + Н2O = Са (НСO3)2.

Связывание атмосферного СО2 при выветривании происходит опосредованно через цикл продукции и деструкции органического вещества почв. В этом отношении почвенный покров является своеобразным химическим реактором, где идут процессы выветривания.

Преобладающая часть атомов углерода земной коры сосредоточена в известняках и доломитах (минеральный, или неорганический углерод). Отношение захороненного углерода (103 ГтС) в продуктах фотосинтеза к углероду в карбонатных породах (107 ГтС) составляет 1:4 [20]. Время, в течение которого происходило накопление углерода в литосфере, очень велико и сравнимо с временем существования биосферы.

Особое место в современных биогеохимических циклах углерода занимают сжигание горючих ископаемых (угля, нефти, газа и др.), обжиг известняка, лесные пожары, вырубка лесов, распашка земель и т. п., связанные с деятельностью человека. В результате в атмосферу возвращается около 1,5 млрд. т углерода, т. е. примерно столько же, сколько его ежегодно связывается в ходе выветривания (образование СаСО3 и других минералов). Биогеохимические круговороты углерода протекают в пространстве и времени. По длительности (периодичности) и пространственному развитию можно выделить относительно короткие (часы – тысячи лет) биогеохимические круговороты (малый и ландшафтный биогеохимические циклы углерода) и биогеохимический цикл, соизмеримый с геологической историей (большой биогеохимический цикл углерода). В пространственном отношении первые протекают в широком спектре экосистем (ландшафтов) разных уровней, второй – охватывает всю биосферу. Малый и ландшафтный биогеохимические круговороты (циклы) углерода развиваются на фоне большого биогеохимического круговорота (цикла) и являются его составной частью.

В биогеохимических круговоротах углерода особо важная роль принадлежит почве, поскольку она служит важнейшим накопителем органического вещества, представленного органическими остатками и гумусом, которые служат одновременно и аккумулятором, и донором СО2. Педосфера, являясь одной из главных фаз биосферного круговорота, выполняет в отношении углерода следующие функции: резервуара для стока и трансформации атмосферного углерода, ассимилированного при фотосинтезе наземной растительностью; генератора и аккумулятора устойчивых соединений углерода в форме гумуса и карбонатов; генератора и источника подвижных соединений и бикарбонатов в виде углеродосодержащих газов (прежде всего СО2) и водорастворимых органических соединений и бикарбонатов.

Педогенный углерод, включаясь в воздушные и водные миграционные потоки, связывает биоту, атмосферу, гидросферу, литосферу в единый биосферный биогеохимический круговорот веществ.

Ландшафтный биогеохимический круговорот углерода – миграция, распределение, рассеяние и концентрация углерода, осуществляющиеся на литологически однородном участке земной поверхности (части географической оболочки Земли) от элювиальных ландшафтов к супераквальным и субаквальным (аквальным), представляющем сложную биокосную систему, в которой почва, кора выветривания, континентальные отложения, грунтовые и поверхностные воды, растительность, животный мир, приземный слой атмосферы тесно между собой связаны миграцией атомов углерода. Между компонентами ландшафта существуют радиальные, или вертикальные (между атмосферой, растительным и животным миром, почвами, горными породами, подземными и поверхностными водами), и латеральные, или горизонтальные (между соседними геосистемами разных рангов), миграции углерода.

Природный ландшафтный биогеохимический круговорот углерода складывается из его абиогенной (физико-химической, механической) и биогенной (фотосинтез, разложение органического вещества и т. д.) миграции. На данном типе круговорота акцентируется внимание при решении локальных и региональных задач, связанных с циклами и балансом углерода, при изучении элювиальных (автономных), трансэлювиальных (транзитных), супераквальных и субаквальных элементарных геохимически сопряженных ландшафтов. Вертикальная мощность ландшафта измеряется слоем, в котором наиболее активно взаимодействуют все отдельные среды.

Малый биогеохимический круговорот углерода – динамическая геохимическая система превращения живого вещества, в которой происходит беспрерывный круговорот углерода при участии растений, животных и микроорганизмов. В круговороте участвуют почва (педосфера), растительность и атмосфера, которые объединены механизмом прямой и обратной связи (почва ↔ растительность ↔ атмосфера).

Главные компоненты, обеспечивающие малый биогеохимический круговорот углерода (как и ландшафтный круговорот): продуценты (все зеленые растения, производящие органическое вещество из неорганических составляющих), консументы (все группы животных, паразитарные формы грибов, растения-паразиты) и редуценты (в первую очередь бактерии и грибы, превращающие органические остатки в неорганические вещества). Малый биогеохимический круговорот углерода проявляется в относительно коротком цикле (часы – сотни лет) и связан со сложным взаимодействием химических, биохимических и биологических процессов, которые контролируются сложным комплексом природно-экологических (биотой, климатом и т. д.) и антропогенных факторов. Малый биогеохимический круговорот углерода развивается на фоне биосферного биогеохимического круговорота и в экосистемах (биогеоценозах) протекает совместно с ландшафтным круговоротом, хотя и в разных формах, и с разной интенсивностью. Малый и ландшафтный биогеохимические круговороты углерода являются наземными круговоротами, так как они охватывают экосистемы суши.

Биосферный биогеохимический круговорот углерода – непрекращающийся процесс миграции, распределения, рассеяния и концентрации углерода в системе "верхние слои литосферы – океан – нижняя часть атмосферы", соизмеримый с геологической историей земной коры. Данный круговорот определяется как биологическими, так и геологическими процессами (тектонические поднятия, седиментогенез, вулканическая деятельность и др.), в своей совокупности осуществляющими обмен углерода между сушей, океаном и атмосферой. Круговорот углерода в биосфере состоит из двух разных циклов: наземного и морского, связанных через границу между океаном и атмосферой [20]. Круговорот, идущий в океане, в основном автономен. Диоксид углерода, растворенный в морской воде, усваивается фитопланктоном, а кислород уходит в раствор. Зоопланктон и рыбы потребляют углерод, фиксированный фитопланктоном, а кислород используют при дыхании. В результате разложения органических веществ в воду возвращается СО2, усвоенный фитопланктоном. Ежегодное сжигание примерно 5 млрд. т горючих ископаемых должно увеличить атмосферный запас СО2 на 0,7 %, т. е. к 320 млн.–1 (современное содержание СО2) ежегодно должно прибавляться почти на 2 млн.–4. На деле же за год концентрация СО2 в воздухе быстро уходит из атмосферы или в океан, или в наземную флору. Биосферный круговорот углерода состоит из двух разных циклов – наземного и морского (океанического).

Распределение СО2 между органическим веществом почвы, растительностью, атмосферой и океаном играет важную роль в формировании теплового баланса планеты, который зависит как от природных (фотосинтез растений, дыхание корней, животных и микроорганизмов, обменная диффузия на поверхности океана, метаморфизация органических материалов, поступление СО2 из глубин земной коры), так и от антропогенно-техногенных (обработка земли, выжигание растительности, сгорание топлива) процессов. Деятельность человека приводит к дополнительному накоплению углерода в атмосфере, которое катализирует парниковый эффект, что может привести к планетарному потеплению климата.

Годовой уровень обмена углерода между поверхностью Земли и атмосферой составляет 225 ГтС/год, что примерно в 30 раз превышает количество СО2, связанного с антропогенными выбросами. Около 80 % (или 60 % СО2 суши) пула углерода сосредоточено в северной циркумполярной области (тундра, тайга, леса, луга), тропических и субтропических лесах. В бореальных лесах, 2/3 которых сосредоточены в России, содержится более 40 % СО2 суши. Три четверти запасов углерода циркумполярного Севера сосредоточены в лесных регионах, составляющих более 1500 млн. га суши (10 % поверхности Земли). Основная часть этого пула находится в виде отмершего органического вещества в поверхностном слое торфяных и лесных почв. По отношению к массе углерода коэффициенты фоссилизации органического углерода составляют: в глубоководных частях океана – 0,06 %, на шельфе – около 1%, в озерах на континентах (в виде сапропеля) – 3,5%, в болотах – 8,6 %. Содержание органического углерода в детрите и гумусе педосферы достигает 2104* 1012 кгС, что в 2,9 раза превышает его массу в атмосфере (728 *1012 кгС) и в 3,8 раза выше, чем в биомассе наземной растительности (560* 1012 кгС). Океан поглощает более 4 ГтС/год, из них более 2 ГтС/год приходится на долю биоты океана.

углерод круговорот климат парниковый

Выводы по II главе

Углерод участвует в глобальном круговороте. Живые организмы в той или иной мере фиксируют его, и он на миллионы лет оседает в земной коре в связанном состоянии в виде горных пород, ископаемых топлив - каменного угля, нефти, органических газов. Постоянно действующий конвейер вещества планеты увлекает углерод на различные глубины, где он в результате метаморфоза принимает самые разнообразные формы и в итоге рассеивается по всей земной коре.

Указанные типы биогеохимических круговоротов углерода во многом принципиально сходны. Они связаны между собой механизмами переноса углерода в пределах биосферы, которые совершаются с использованием солнечной энергии и энергии химических реакций. Различия заключаются в основном в масштабах, темпах и сроках завершения цикла. Биосферный биогеохимический круговорот протекает несопоставимо медленнее, чем ландшафтный и малый круговороты. Два последних направлены главным образом на аккумуляцию и удержание углерода в экосистемах (биогеоценозах). Любое нарушение почвенного покрова приводит к потере органического углерода, что порождает глубокие изменения в сложившихся биогеохимических потоках углерода в геосферах.

Потери органического углерода вызваны обработкой земли, лесными пожарами, рубками леса, гибелью лесов в результате болезней и инвазии насекомых, а также промышленными загрязнениями. По масштабам воздействия на углеродный бюджет лесных экосистем Европейской России основная роль принадлежит рубкам, а в Азиатской России – лесным пожарам, вредным насекомым и болезням. Размеры пулов СО2 в лесах России и масштабы его годичного депонирования в ближайшие один - два десятилетия будут определяться двумя основными факторами – лесными пожарами и промышленными рубками. Повышение продуктивности и улучшение структуры ("омоложение") лесов, расширение площадей покрытых лесом земель приведут к увеличению депонирования углерода лесной растительностью, что важно для сбалансированности биогеохимических круговоротов СО2.

Глава III. Влияние круговорота углерода на глобальный климат

3.1 Концентрация углерода в системе «литосфера-гидросфера атмосфера»

Больше всего углерода сконцентрировано в карбонатных горных породах - известняке CaCO3 и доломите СаСО3*MgCO3 . Однако, содержащийся в них углерод практически выводится из круговорота.

Основное связующее звено в круговороте этого элемента - атмосфера, поскольку углерод в ней содержится в наиболее подвижной форме - в виде оксида углерода IV.

Поскольку оксид углерода растворим в воде, атмосфера может обмениваться с океаном. По запасам углерода океан значительно превосходит воздушную оболочку. Однако углерод не превращается в биомассу из-за нехватки там других жизненно важных элементов - азота и фосфора. Тем не менее океан поддерживает концентрацию СО2 в атмосфере более или менее постоянной, забирая СО2 , если его становиться больше, и отдавая - если его количество уменьшается. Согласно имеющимся данным наблюдений [25,с.15], в настоящее время как Мировой океан, так и суша являются глобальными стоками СО2 , причем в океане это обусловлено химическими и биологическими процессами, тогда как на суше связано с усилением «фертилизации» растительности за счет возрастающей концентрации СО2 и азота, а также с изменениями землепользования.

СО2 не вымораживается при понижении температуры, и продолжает создавать парниковый эффект даже при самых низких температурах, возможных в земных условиях. Вероятно, именно благодаря постепенному накоплению углекислого газа в атмосфере, вследствие вулканической деятельности, Земля смогла выйти из состояния мощнейших оледенений (когда даже на экватор был покрыт мощнейшим слоем льда) в начале и конце протерозоя.

Углекислый газ вовлечен в мощный круговорот углерода в системе литосфера-гидросфера-атмосфера, и изменение земного климата связывают, прежде всего, с изменением баланса его поступления в атмосферу и выведения из нее.

Большие потоки наблюдаются в системах океан (вместе с обитающими там организмами) – атмосфера, и наземная биота – атмосфера. В океан ежегодно поступает из атмосферы около 92 Гт углерода и 90 Гт возвращается обратно в атмосферу [31]. Таким образом, океаном ежегодно дополнительно изымается из атмосферы около 2 Гт углерода. В то же время в процессах дыхания и разложения наземных умерших живых существ в атмосферу поступает около 100 Гт углерода в год. В процессах фотосинтеза наземной растительностью изымается из атмосферы тоже около 100 Гт углерода [31]. Как мы видим, механизм поступления и изъятия углерода из атмосферы достаточно сбалансирован, обеспечивая приблизительно равные потоки. Современная жизнедеятельность человека включает в этот механизм все увеличивающийся дополнительный поток углерода в атмосферу за счет сжигания горючих ископаемых (нефть, газ, уголь и пр.). Также поток углерода в атмосферу увеличивается и за счет вырубки и частичного сжигания лесов, при этом прирост биомассы, способствующий поглощению СО2 составляет всего около 0,2 Гт в год вместо почти 2 Гт в год. Даже учитывая возможность поглощения около 2 Гт дополнительного углерода океаном, все равно остается довольно значимый дополнительный поток (к настоящему времени около 6 Гт в год), увеличивающий содержание углекислого газа в атмосфере. Кроме того, поглощение углекислого газа океаном уже в ближайшем будущем может уменьшиться, и даже возможен обратный процесс – выделение углекислого газа из Мирового океана. Это связано с понижением растворимости углекислого газа при повышении температуры воды – так, например, при повышении температуры воды всего с 5 до 10 °С, коэффициент растворимости углекислого газа в ней уменьшается приблизительно с 1,4 до 1,2.

Итак, поток углекислого газа в атмосферу, вызываемый хозяйственной деятельностью не велик по сравнению с некоторыми естественными потоками, однако его нескомпенсированность приводит к постепенному накоплению СО2 в атмосфере, что разрушает баланс поступления и изъятия СО2, складывавшийся за миллиарды лет эволюции Земли и жизни на ней.

За период с 1750 г. по настоящее время концентрация СО2 в атмосфере возросла примерно на одну треть, достигнув самого высокого уровня за последние 420 тыс. лет, о чем свидетельствуют данные ледяных кернов.

Примерно на две трети рост концентрации СО2 за последние 20 лет обусловлен выбросами в атмосферу за счет сжигания ископаемых топлив (остальное приходится на долю вкладов от сведения лесов и в меньшей степени цементной промышленности). На рис. 2 показан рост концентрации углекислого газа в атмосфере за последнее тысячелетие. В процессе сжигания топлива в топках электростанций и двигателях внутреннего сгорания в атмосферу выбрасывается огромное количество СО2 – в пересчете на углерод 6 гигатонн в год, что составляет вполне значимую величину по сравнению с естественным кругооборотом углерода (160 Гт/год), обусловленным массообменом атмосферы с океаном и биосферой.

Приведенные на рис.2 данные неопровержимо свидетельствуют о том, что за последние 200 лет концентрация СО2 выросла на 30% по сравнению с доиндустриальным уровнем. В соответствии с многочисленными прогнозами если не принимать никаких мер, то к середине ХХI века вследствие дальнейшего развития энергетики, транспорта и промышленности произойдет удвоение концентрации СО2 в атмосфере по сравнению с 1800 годом.

Рисунок убран из работы и доступен только в оригинальном файле.

Рис.2 Изменение концентрации СО2 в атмосфере Земли в течение последних 1000 лет

Еще одним компонентом углеродного цикла является метан, содержание которого в атмосфере оценивается как 1,8 ppm (parts per million, частей на миллион). Основные места образования метана — это сильноувлажненные территории, залежи углеводородов, включая газогидраты,.

Ранее считалось, что поток метана из недр Земли невелик, и его практически не учитывали. Однако некоторые современные оценки поступления метана от дегазации недр, основанные на анализе содержания различных изотопов углерода, входящего в состав метана, дают уже весьма значимые цифры около 0,2 Гт в год, и даже более [10].

Поток метана в атмосферу может значительно увеличиться при разрушении метангидратов, обнаруженных в последние десятилетия в вечной мерзлоте и в глубинах Мирового океана. Метангидраты – это фактически тот же лед, в котором в каркасах молекул воды за счет действия ван-дер-ваальсовских сил присутствуют еще молекулы метана (химическое взаимодействие отсутствует). Значительная часть метангидратов находится в метастабильном состоянии и подвергается опасности разложения при небольшом повышении температуры (порядка одного-нескольких градусов).

Кроме того, метан высачивается на дне океана через трещины земной коры, выделяется в немалом количестве при горных разработках и при сжигании лесов.

Судя по анализу пузырьков воздуха, запечатанных во льдах Антарктиды, содержание метана за последние 400 тысяч лет демонстрировало колебания, практически совпадающие с колебаниями содержания углекислого газа (СО2) и изменениями температуры, хотя механизмы образования этих газов, так же как механизмы изъятия их из атмосферы, совершенно разные. Рост концентрации метана в атмосфере вызывает немалое беспокойство. За последние два столетия она возросла в два раза, в то время как углекислого газа — только на четверть. В 1970-80-е годы рост метана был особенно заметен, но в последнее десятилетие ХХ века он, по не очень понятным причинам, резко замедлился. Основная причина межгодовых различий в поступлении метана — это изменение состояния болот. Похолодание ведет к ослаблению эмиссии метана, но и сильная жара также не способствует его накоплению, так как многие болота просто высыхают.

3.2 Изменение содержания углерода в атмосфере в разные геологические периоды

В атмосфере в настоящее время содержится около 7,5х102 Гт углерода. Небольшим содержание СО2 в атмосфере было далеко не всегда – так в архее (около 3,5 млрд. лет назад) атмосфера состояла почти на 85-90% из углекислого газа, при существенно большем давлении и температуре [36].

Благодаря выделению радиогенного тепла, которое было в архее мощнее нынешнего (а также тепла из других источников), и низкой теплопроводности пород, что позволяло накапливаться тепловой энергии, постепенно разогревались недра, и около 4 млрд. лет назад началось частичное плавление пород в них. Начала происходить сильная дегазация пород и формирование мощной атмосферы, состоящей из азота, углекислого газа, паров воды, метана, водорода, аммиака и других газов. Эта атмосфера обладала уже очень мощным парниковым эффектом, однако, к счастью, получилось так, что он был все же недостаточным, чтобы оказаться необратимым.

Однако поступление значительных масс воды на поверхность Земли в результате дегазации недр, а также возникновение жизни обеспечило связывание почти всего атмосферного и значительной части растворенного в воде углекислого газа в виде карбонатов (в литосфере хранится около 5,5х107 Гт углерода [36]). Также углекислый газ стал преобразовываться живыми организмами в различные формы горючих полезных ископаемых.

Более прохладный климат протерозоя по сравнению с архейским, вероятно, обуславливался значительно меньшим содержанием углекислого газа в атмосфере на протяжении этого времени. В протерозое еще практически отсутствовала кислородная атмосфера и не работали процессы окисления углерода, возвращающие обратно в атмосферу углекислый газ, поглощенный биотой. Его содержание в атмосфере определялось балансом как поступления в атмосферу благодаря вулканической деятельности, так и вывода из атмосферы процессами продолжающейся гидратации силикатов (хотя и вновь сильно замедлившимися к середине протерозоя, после формирования серпентинитового слоя), и процессами захоронения органики в бескислородных условиях.

В конце протерозоя, в период приблизительно 900-600 млн. лет назад, на Земле прошла череда сильнейших оледенений, подобных оледенениям начала протерозоя, по мощности которым в дальнейшем уже не было равных. Ледяной покров достигал в это время даже экватора. Эту серию оледенений связывают с тем, что приблизительно в то же время наблюдалось наиболее интенсивное в истории Земли захоронение неокисленной органики, что очевидно, значительно уменьшало содержание углекислого газа в атмосфере и парниковый эффект в ней.

Когда, в результате интенсивного извлечения углекислого газа из атмосферы, происходило падение парникового эффекта, и наступало мощное оледенение. Ледяной покров и низкие температуры сильно угнетали фотосинтез, приводили к отмиранию значительной части биомассы, извлечение углекислоты из атмосферы сильно замедлялось.

Вследствие действия перечисленных факторов происходило накопление углекислого газа в атмосфере благодаря вулканической деятельности (скорость вывода его биотой в такие периоды была мала), а также возвращение его в атмосферу от окислившейся органики. В свою очередь, происходившее потепление снижало растворимость углекислого газа в воде и приводило к его переходу в атмосферу, что еще более увеличивало парниковый эффект. Вероятно, содержание углекислого газа в атмосфере в теплые периоды верхнего протерозоя могло превышать современное в триста раз.

Итак, оледенение отступало. До тех пор, пока расплодившаяся биота опять не выводила почти все запасы углекислого газа из атмосферы, и цикл начинался опять.

Вероятно, в результате этого и возникали в палеозойскую эру несколько оледенений. Это оледенение пермо-карбоновое (350-230 млн. лет назад), начавшегося в каменноугольном периоде, а также оледенения на границе верхнего ордовика - нижнего силура (460-420 млн. лет назад), и оледенение верхнего девона (370-355 млн. лет назад).

Такие оледенения, продолжавшиеся несколько миллионов (а то и десятков миллионов) лет, чередовались с теплыми периодами, и продолжались эти колебания до тех пор, пока не сформировались биологические механизмы, усилившие и сделавшие более стабильным приток кислорода в глубинные слои, что обеспечило возвращение почти всего извлекаемого из атмосферы углекислого газа обратно [36].

По окончании пермо-карбонового оледенения, с наступлением мезозойской эры, на планете установился очень теплый климат, с полным отсутствием полярных ледяных шапок. Теплый климат на протяжении почти всего мезозоя, со средними температурами на 10-15°С, превышающими современные, вероятно обеспечивало довольно высокое содержание парниковых газов в атмосфере, появившееся после мощной вулканической активности и сильнейшего вымирания на границе палеозоя и мезозоя, и поддерживавшееся на приблизительно том же уровне и далее, до конца мезозоя. В меловом периоде, например, концентрация углекислого газа в атмосфере была выше в 6-10 раз современной [36].

Одной из причин, по которой в большей части мезозоя сохранялось высокое содержание углекислого газа в атмосфере, вероятно, было совершенствование круговорота углерода, обеспечившее более эффективный возврат его в атмосферу. Кстати, за время накопления всех каустобиолитов (уголь, нефть и пр.) в фанерозое, примерно 40% созданных запасов приходится на палеозой, 50% на кайнозой, и только 10% на мезозой [36].

Содержание углекислого газа в атмосфере в начале кайнозоя (палеоцен-эоцен) было приблизительно в пять раз выше современного. Средние температуры тогда были выше современных приблизительно на 8°С. Даже в Северном море в палеоцене температура поверхностных вод составляла около 17-18°С, увеличившись в эоцене до 22-23 °С [36].

Стоит отметить продолжавшееся снижение парникового эффекта – так содержание углекислого газа в атмосфере уже в раннем миоцене (около 20 млн. лет назад) понизилось по сравнению с палеоценом и эоценом приблизительно вдвое (до 0,09% с 0,16%), и составляло одну треть от своего содержания в атмосфере во время мелового периода (около 0,27%) [36].

Итак, содержание углекислого газа, накопленного в результате мощной дегазации пород в атмосфере во времена архея (когда он являлся основным газом земной атмосферы, приблизительно на порядок более плотной нежели сейчас), в ходе всей последующей эволюции планеты постепенно снижалось, что уменьшало парниковый эффект, который во времена архея поднимал температуру поверхности Земли приблизительно на пару сотен градусов выше температуры лучистого равновесия для того времени. Правда, на эту долговременную, в миллиарды лет, тенденцию накладывались довольно значимые колебания – стоит вспомнить и великие оледенения начала и конца протерозоя, и теплую обстановку мезозойской эры.

Конечно, мощный парниковый эффект архейской атмосферы определялся отнюдь не одним углекислым газом, огромную роль играли и большие запасы накопленных в атмосфере паров воды. Но при этом, так как, по всей видимости, в архее условия на поверхности планеты все же позволяли существовать воде в жидком состоянии, далеко не вся выделявшаяся при дегазации недр вода оставалась в атмосфере, значительная часть ее конденсировалась и выпадала на поверхность. Концентрация водяных паров в атмосфере по мере выведения углекислого газа из нее должна была снижаться тоже – снижение содержания углекислого газа приводило к некоторому остыванию атмосферы, что в свою очередь приводило к дополнительной конденсации водяных паров в ней и к дальнейшему понижению парникового эффекта. А переход дополнительно части парообразной воды в жидкое состояние из-за понижения температуры, в свою очередь способствовал дальнейшему выведению углекислого газа из атмосферы (механизмы чего были описаны ранее).

Вообще, пожалуй стоит признать крайне важную роль углекислого газа если не в формировании абсолютной величины парникового эффекта на Земле (как мы видели в самом начале, сейчас основной вклад в парниковый эффект вносят прежде всего водяные пары), то в его изменении. Можно сказать, что фактически изменение содержания углекислого газа в атмосфере модулирует содержание другого основного парникового газа – водяного пара. Это связано с высокой чувствительностью содержания водяных паров в атмосфере к изменениям температуры окружающей среды, и переходом воды из состояния пара в жидкую и твердую фазу, с дальнейшим удалением из атмосферы в виде осадков. Углекислый же газ, с его весьма низкой точкой замерзания, при всех известных колебаниях температуры на Земле не переходил в другие фазовые состояния. К примеру, во времена великих оледенений протерозоя, когда содержание водяных паров в атмосфере было ничтожно мало, именно накопление углекислого газа в атмосфере в результате вулканической деятельности привело к разогреву поверхности и таянию мощнейшего ледяного панциря.

Не стоит, конечно, забывать и о другой обратной связи – о влиянии содержания водяных паров в атмосфере и парникового эффекта от них, на содержание в атмосфере углекислого газа. Но данное влияние проявляется только в температурных границах существования жидкой воды – речь, прежде всего, идет о свойстве растворимости углекислого газа в воде.

Однако параллельно очень медленному постепенному снижению парникового эффекта изменялся и другой фактор, определяющий термический режим поверхности планеты – постепенно росла светимость Солнца (приблизительно на 30% за период от момента образования Земли по сегодняшний день), что увеличивало приток энергии к Земле. В результате, эти процессы частично друг друга компенсировали в формировании температурного режима Земли. Если бы этого не происходило, сейчас на поверхности планеты было бы либо чрезвычайно холодно (в случае неизменности светимости Солнца при постепенном снижении содержания углекислого газа в атмосфере), либо чрезвычайно жарко (в случае неизменного содержания углекислого газа в атмосфере при постепенном росте светимости Солнца). Например, увеличение нынешней светимости Солнца на 40%, при неизменном содержании парниковых газов должно поднять температуру на поверхности до точки кипения воды и привести к испарению океанов [36].

Древняя атмосфера во льду.

Когда фирн превращается в лед, атмосферный воздух замыкается в пузырьках. Поэтому, выделяя его из керна, можно узнать о прошлом составе атмосферы, и в частности о содержании парниковых газов. Современная техника анализов позволяет извлекать изо льда и измерять с большой точностью ряд газовых примесей, прежде всего углекислый газ и метан.

Анализ кернов из глубоких скважин показал, что в максимуме валдайского оледенения концентрация СO2 была на 25 % ниже, чем в голоцене (190—200 и 260— 280 ppm) [37]. Очевидно, первый уровень типичен для эпох оледенения, а второй — для теплых интервалов.

По кернам со станции Восток выявлено соответствие изменений концентрации СO2 и температур, вычисленных по изотопным данным. Это первое прямое доказательство тесной связи содержания углекислого газа в атмосфере и изменений климата на протяжении всего климатического цикла. Однако спад концентрации СО2 около 110 тыс. лет назад был не таким резким, как снижение температуры. Любопытно также, что если при переходе от ледниковой эпохи к межледниковью содержание СО2 и температура меняются синхронно, то при обратном переходе (например, 115 и 75 тыс. лет назад) концентрация углекислого газа уменьшается позднее, чем снижается температура.

Подобная корреляция изменений температуры и содержания СО2 на протяжении всего ледниково-межледникового цикла, очевидно, свидетельствует о наличии причинно-следственной связи. Однако где здесь причина, а где следствие, из этих данных не вытекает. Многие специалисты считают причиной изменение концентрации углекислого газа, но отмеченное запаздывание ее изменений как будто свидетельствует о первичности изменений температуры, за которыми следуют изменения СО2, в свою очередь усиливающие температурные колебания [37].

Такой опережающий ход температур создает проблему оценки первичной роли парниковых газов в потеплении климата.

Рисунок убран из работы и доступен только в оригинальном файле.

Рис.3 Содержание парниковых газов в керне со станции Восток

Содержание другого углеродного соединения — метана — в древней атмосфере также тесно связано с ходом палеотемператур. Резкие изменения концентрации метана приходятся на оба ледниково-межледниковых перехода: 150—135 тыс. и 18—9 тыс. лет назад. В эти периоды она резко возрастала (от 0,35 ppm в разгар оледенения до 0,6—0,7 ppm в межледниковые оптимумы). Для валдайской ледниковой эпохи характерны четыре максимума содержания СН4 во время относительно теплых интервалов, что не так заметно в ходе изменений CO2.

А так же анализ ледяного керна позволил выявить способность климата к неожиданно резким, внезапным колебаниям. Судя по графикам, весь сдвиг на границе плейстоцена и голоцена занял лишь тысячу лет. А окончание последней холодной стадии, приуроченной к этой границе, произошло менее чем за 20 лет (метановая осцилляция).

3.3 Парниковые газы и атмосферные аэрозоли и климат

Водяные пары, углекислый газ, метан и некоторые другие, содержащиеся в атмосфере газы, поглощают инфракрасное тепловое излучение с поверхности Земли, нагреваемой солнечным светом. В результате происходит разогрев атмосферы, который называют «парниковым эффектом». Не следует думать, что это какое-то новое, не наблюдавшееся раньше явление. Он действует на Земле с тех пор, как появилась атмосфера. Без парникового эффекта средняя температура поверхности Земли была бы ниже 0°С. Но об этом ниже. Пока же поговорим еще непосредственно о парниковых газах.

Самым главным парниковым газом в земной атмосфере на сегодняшний день является водяной пар, что связано с высоким содержанием его в атмосфере и наличием у него широких и мощных полос поглощения в инфракрасной области спектра. Кроме того, у водяного пара присутствуют и полосы поглощения в ближней инфракрасной области спектра и даже в красной области видимого спектра (т. е. захватывается и крайняя часть спектра солнечного излучения), однако эти последние полосы довольно слабы. Вклад водяного пара в общий парниковый эффект составляет ныне около 20,6 °С.

Второй по вкладу в общий парниковый эффект сейчас – это углекислый газ. Его вклад составляет сейчас около 7,2 °С [25]. Однако, как раз на содержание этого газа в атмосфере человечество влияет непосредственно и очень сильно, и современное повышение температуры обусловлено, прежде всего, повышением именно его концентрации в атмосфере. За последние два с половиной столетия (т. е. с начала индустриальной эпохи) его содержание в атмосфере выросло приблизительно на 30% , причем наиболее интенсивно этот рост происходит в последние десятилетия, что вполне понятно – интенсивно растет потребление энергии человечеством, большую часть которой дает сжигание угля и углеводородов. Как и другие парниковые газы, кроме водяного пара, двуокись углерода не вымораживается при низких температурах, и продолжает оказывать влияние на парниковый эффект постоянно на больших высотах, и в высоких широтах. Особенно важно это было во времена глобальных оледенений, происходивших в истории Земли.

Еще один парниковый газ – озон, который взаимодействует как с ультрафиолетовым, так и с инфракрасным излучением. Его вклад в парниковый эффект составляет сейчас около 2,4 °С. Однако благодаря человеческой деятельности его содержание в атмосфере, в общем, понизилось за последние десятилетия (в стратосфере заметно понизилось, но в тропосфере повысилось), благодаря чему его парниковый эффект оказался ниже, чем мог бы быть, на несколько десятых долей градуса. Несмотря на весьма малое содержание озона в атмосфере, его способность поглощать инфракрасное излучение намного выше, чем у углекислого газа, что объясняет столь значимый вклад в общий парниковый эффект. Однако озон поглощает и ультрафиолетовое излучение, что снижает приток энергии от Солнца к земной поверхности, поэтому влияние озона на баланс рассматриваемых потоков энергии довольно неоднозначно.

Закись азота дает сейчас около 1,4 °С в общий парниковый эффект [25]. Ее концентрация тоже растет благодаря человеческой деятельности (за счет сжигания различных отходов прежде всего), но не столь быстро, как у углекислого газа. Как и у озона, способность поглощать инфракрасное излучение у закиси азота значительно выше, чем у углекислого газа (в 310 раз), что объясняет ее заметный вклад в парниковый эффект при значительно меньших концентрациях в атмосфере.

Однако наиболее пристальное внимание стоит обратить на метан, хотя пока еще его вклад в общий парниковый эффект составляет около 0,8 °С [25]. Его способность поглощать инфракрасное излучение больше чем у углекислого газа в 21 раз (на единицу массы). При этом его концентрация растет очень быстро – с начала индустриальной эпохи она выросла на 150% (причем в основном в последние десятилетия).

Удельное поглощение земного инфракрасного излучения очень велико и у фреонов – в 3 – 13 тыс. раз выше, чем у углекислого газа той же массы. Однако содержание фреонов в атмосфере еще очень мало для мощного парникового эффекта, и навряд ли вырастет сильно в ближайшем будущем – природных источников фреонов не существует, все производство и выделение их в атмосферу обусловлено только человеческим фактором, потребности же в них вырастут в обозримом будущем довольно незначительно. К тому же сейчас происходит замена использовавшихся типов фреонов на новые, которые обладают значительно меньшим временем жизни в атмосфере и будут довольно быстро из нее выводиться, практически не накапливаясь.

Кроме парниковых газов, на баланс потоков энергии, проходящих через атмосферу, серьезно влияют и атмосферные аэрозоли, которые, несмотря на небольшое свое содержание в атмосфере (всего около 60 млн. тонн [25]), довольно сильно влияют на ее оптические свойства. Солнечное излучение, проходя через атмосферу к поверхности, испытывает рассеяние на частицах аэрозолей и молекулах газов, что ослабляет доходящий до поверхности поток и возвращает часть его назад в космос.

Частички сажи в атмосфере тоже относят к аэрозолям. Находясь на разных высотах, они по-разному влияют на радиационный баланс поверхности Земли. Они интенсивно поглощают излучение непрерывного спектра в широкой области (и видимой, и инфракрасной), в дальнейшем переизлучая его в инфракрасной области. Находясь, в нижних слоях атмосферы и выпадая на поверхность, они способствуют их разогреву, а вот находясь в верхних слоях атмосферы, они, фактически, преграждают путь части солнечной радиации. Знаменитые расчеты «ядерной зимы» как раз и основаны на предположении, что в результате военного столкновения большие массы сажевых частиц попадут в верхние слои атмосферы.

Следует заметить, что антипарниковый эффект отнюдь не уменьшает действие парникового эффекта так сильно, как это можно было бы подумать. Парниковый эффект действует в любое время суток, а антипарниковый эффект только днем. К тому же парниковый эффект достаточно равномерно распределен по земному шару. А антипарниковый эффект от промышленных выбросов сульфатных аэрозолей привязан в основном к северному полушарию – мировая промышленность, основная часть которой сосредоточена именно в северном полушарии, выбрасывает аэрозоли в тропосферу, а время жизни их в тропосфере невелико (порядка недели, а то и меньше), и достигнуть другого полушария они часто не успевают. >

3.4 Парниковый эффект и климат

Парниковым эффектом атмосферы называется разность между средней температурой поверхности планеты и ее радиационной (эффективной) температурой. Средняя температура по всей Земле в целом приблизительно равна +15°С, а ее эффективная температура-18°С, следовательно, парниковый эффект на Земле сейчас равен +33°С [33 с.6]. Вполне очевидно, что такой слабый парниковый эффект только лишь создает благоприятные условия жизни на Земле. Но повышение парникового эффекта может быть уже не столь благоприятно, и существенно отразится на человечестве уже при потеплении всего на несколько градусов. А в условиях небывало быстрого потепления, происходящего сейчас, вполне реальна ситуация, когда компенсационные механизмы, существующие в климатической системе, окажутся неспособными предотвратить дальнейшее усиление парникового эффекта. В этом случае положительные обратные связи между повышением температуры и повышением содержания парниковых газов в атмосфере могут привести к потеплению уже на десятки, и даже сотни градусов.

Суть парникового эффекта состоит в том, что безоблачная атмосфера подобно стеклу (полиэтилену) в парниках довольно слабо задерживает солнечную радиацию и в значительной степени поглощает длинноволновое (инфракрасное) излучение земной поверхности, способствуя тем самым сохранению тепла в атмосфере. Полиэтилен поглощает как длинноволновую, так и коротковолновую радиацию. В атмосфере полной аналогии этому явлению не наблюдается, тем не менее, понятие "парниковый эффект" прочно вошло в мировую литературу. Этот термин связан с геоэкологическими проблемами и, в первую очередь, с глобальными изменениями природной среды и климата.

Средняя температура у земной поверхности определяется интенсивностью солнечной радиации, приходящей на Землю. Количество солнечной радиации, отражаемой обратно в космос, зависит от облачности, состава атмосферных золей и альбедо земной поверхности, которое в свою очередь определяется растительностью, влажностью почвы, снежным покровом и количеством излучения атмосферы, по

Здесь опубликована для ознакомления часть дипломной работы "Глобальный круговорот углерода и климат". Эта работа найдена в открытых источниках Интернет. А это значит, что если попытаться её защитить, то она 100% не пройдёт проверку российских ВУЗов на плагиат и её не примет ваш руководитель дипломной работы!
Если у вас нет возможности самостоятельно написать дипломную - закажите её написание опытному автору»


Просмотров: 640

Другие дипломные работы по специальности "Экология":

Причины рыночной и государственной неэффективности в охране окружающей среды

Смотреть работу >>

Эколого–экономические последствия нехватки чистой питьевой воды

Смотреть работу >>

Эколого-экономическая безопасность

Смотреть работу >>

Проблемы экологического бизнеса в биоэнергетике

Смотреть работу >>

Сущность, содержание и структура природопользования

Смотреть работу >>