DataLife Engine > Версия для печати > Глобальний кругообіг вуглецю та клімат

ЗМІСТ

Введення

Глава I. Джерела вуглецю на Землі

1.1 Джерела та резерви вуглецю на Землі

1.2 Вуглець в біосфері та грунті

Висновки по I чолі

Глава II. Глобальний кругообіг вуглецю

2.1 Круговороти хімічних елементів в біосфері

2.2 Біогеохімічні кругообіги вуглецю: ландшафтний, малий та біосферний

Висновки по II главі

Глава III. Вплив кругообігу вуглецю на глобальний клімат

3.1 Концентрація вуглецю в системі літосфера - гідросфера - атмосфера

3.2 Зміна змісту вуглецю в атмосфері в різні геологічні періоди

3.3 Парникові гази і атмосферні аерозолі та клімат

3.4 Парниковий ефект і клімат

Висновки по III розділі

Глава IV. Способи пониження концентрації вуглекислого газу в атмосфері

4.1 Глобальне потепління клімату і протокол Кіото

4.2 Способи скорочення парникових газів в атмосфері

Висновки по IV чолі

Висновок

Література

Введення

Тема даної випускний кваліфікаційної роботи: В«Глобальний кругообіг вуглецю та кліматВ».

Актуальність. Людська діяльність призвела до разомкнутости біогеохімічного кругообігу діоксиду вуглецю (СО 2 ) в наземних екосистемах. Особливе місце в сучасних біогеохімічних циклах вуглецю займають спалювання горючих копалин (вугілля, нафти, газу та ін), випалювання вапна, лісові пожежі, вирубка лісів, розорювання земель. Наслідком чого з'явився прогресуючий зростання його вмісту в атмосфері, що каталізує парниковий ефект і може призвести до непередбачуваних наслідків - це в першу чергу незворотні глобальні зміни клімату в бік потепління, в результаті яких відбудеться танення льодовикових покривів, багаторічної мерзлоти і, як наслідок, підвищення рівня Світового океану. Буде порушена екологічна стабільність планети. Зниження викидів парникових газів можливо шляхом використання альтернативної енергетики, зниження енергоємності та загальної потужності господарської діяльності людини, а також відновлення природних лісів.

Мета роботи: виявити значення кругообігу вуглецю в глобальну зміну клімату та визначити шляхи вирішення пов'язаних з цим екологічних проблем.

Об'єкт дослідження: глобальний круговорот вуглецю.

Предмет дослідження: вплив концентрації вуглецю в атмосфері на зміну клімату.

Завдання дослідження:

1. Вивчити, проаналізувати літературу по даній темі;

2. Визначити джерела вуглецю на Землі;

3. Розглянути його біогеохімічні кругообіги;

4. Описати вплив концентрації вуглекислого газу на парниковий ефект;

5. Визначити механізм перерозподілу вуглецю між сферами географічної оболонки в різні геологічні епохи;

6. Виявити основні невизначеності впливу антропогенного вуглецю на клімат;

7. Виявити способи пониження концентрації вуглекислого газу в атмосфері.

Глава I. Джерела вуглецю на Землі

1.1 Джерела та резерви вуглецю на Землі

Як показують новітні дослідження виникнення Землі як планети пов'язано з існуванням у минулому подвійної зірки Юпітер-Сонце. Вона утворилася з 6-ї скинутої Юпітером оболонки в процесі його зоряної еволюції, яка закінчилася 3.3 млрд. Л.Н.

Цим зумовлений первинний склад речовини Землі, що включає всі елементи шести періодів таблиці Менделєєва, синтезовані Юпітером, в тому числі такі важливі для існування життя, як вуглець - основа біогеохімії.

Основний джерело вуглецю для живих організмів - це атмосфера Землі, де даний елемент присутній у вигляді діоксиду вуглецю (вуглекислого газу, СО 2 ). Маса цієї речовини в атмосфері оцінюється астрономічної цифрою 4 В· 10 11 тонн! У процесі вивітрювання і фотосинтезу щорічно з атмосфери поглинається більш 8 В· 10 8 тонн СО 2 . Якби не було механізму кругообігу, то за кілька тисяч років вуглець повністю зник би з атмосфери, виявився "похованим" в гірських породах. За сучасними оцінками, маса діоксиду вуглецю, "захованого" в гірських породах, приблизно в 500 разів перевищує його запаси в атмосфері. В атмосфері СО 2 переноситься вітрами як у вертикальному, так і в горизонтальному напрямках.

Діоксид вуглецю присутній у воді, де він легко розчиняється, утворюючи слабку вугільну кислоту Н 2 СО 3 . Ця кислота вступає в реакції з кальцієм та іншими елементами, утворюючи мінерали, звані карбонатами. Карбонатні породи, наприклад вапняк, знаходяться в рівновазі з діоксидом вуглецю, який міститься в контактує з ними воді. Аналогічним чином кількість СО 2 , розчиненого в океанах і прісних водах, визначається його концентрацією в атмосфері. Загальна кількість розчинених і осадових вуглецевмісних речовин оцінюється приблизно в 1,8 трлн. т.

Ще одним переносником вуглецю є метан. Його в атмосфері теж немало-близько 5 В· 10 9 тонн. Однак з атмосфери відбувається витік метану в стратосферу і далі в космічний простір. Крім того, метан витрачається і в результаті фотохімічних реакцій. Тривалість існування молекули метану в атмосфері в середньому становить 5 років.

Вуглець в з'єднанні з воднем та іншими елементами є одним з основних компонентів клітин рослин і тварин. Наприклад, в організмі людини він становить близько 18% маси тіла. Численність і дуже широке поширення живих організмів не дозволяють задовільно оцінити загальний зміст в них вуглецю. Можна, однак, приблизно оцінити сумарне кількість вуглецю, який пов'язують рослинами, а також виділяється у процесі дихання рослин, тварин і мікроорганізмів. Встановлено, що зелені рослини поглинають в рік близько 220 млрд. т CO 2 . Майже така ж кількість цієї речовини виділяється у неорганічне середовище в процесі дихання всіх живих організмів, а також в результаті розкладу і згоряння органічних речовин.

При певних умовах розкладання і згоранні створених живими організмами речовин не відбувається, що веде до накопичення вуглецевмісних сполук. Так, наприклад, деревина живих дерев може бути на 3-4 тисячоліття надійно захищена від мікробного розкладу і від пожежі корою, здатної протистояти дії мікробів та вогню. Деревина ж, потрапила в торф'яне болото, зберігається ще довше. В обох випадках пов'язаний в ній вуглець виявляється як би в пастці і надовго виводиться з кругообігу. В умовах, коли органічна речовина виявляється похованим і ізольованим від впливу повітря, воно розкладається тільки частково і що міститься в ньому вуглець зберігається. Якщо згодом протягом мільйонів років ці органічні залишки піддаються тиску вищерозміщених відкладень і нагріванню за допомогою земного тепла, значна частина його перетворюється на викопне паливо, наприклад в кам'яне вугілля або нафта. Викопне паливо утворює природний резерв вуглецю. Незважаючи на інтенсивне його спалювання, що почалося з 1700-х років, невитрачених ще залишаються приблизно 4,5 трлн. т.

Джерела поповнення вуглецю.

Якщо обмежитися традиційними рамками вуглецевого циклу, то весь резерв земної атмосфери, океану і біомаси вичерпався б в досить короткий термін-за 50-100 тисяч років. Однак цього не відбувається. Чому? Доводиться припустити, що запаси вуглецю на поверхні планети безперервно поповнюються. Основними джерелами надходження вуглецю вчені вважають космос і мантію Землі.

Космічний простір поставляє нам вуглець разом метеоритним речовиною. Точніше буде сказати: поставляло Нині надходження космічного вуглецю на планет незначно - всього 10 -10 від загальної кількості щорічно "складованого" в процесі опадонакопичення. Але, як вважають багато фахівців, так було далеко не завжди: в минулі геологічні епохи кількість метеоритів і космічного пилу було набагато більше.

Другий і на сьогоднішній день основний постачальник вуглецю - мантія планети, причому... не тільки під час вивержень вулканів як вважалося раніше, але і при дегазації надр, за рахунок, вже згадуваного газового дихання планети. Оскільки і тут вуглецеві запаси не безмежні, то вони, природно, повинні якось поповнюватися. І такий механізм поповнення справно діє й донині. Це затягування опадів океанічної кори в мантію при надвигания плит один на одного.

1.2 Вуглець в біосфері і грунті

Вуглець (С) - активний повітряний і водний мігрант, створюючий в біосфері безліч органічних і мінеральних сполук - вуглеводнів (СО 2 , СН 4 , C 2 H 4 , С 2 Н 6 , СО і ін) та їх похідних, карбонатів і гідрокарбонатів. Він є головним хімічним елементом органічної речовини. Вуглець в біосфері (педосферой) може перебувати в різних фазових станах (Твердому, рідкому, газоподібному), що утворюють динамічну систему, параметри якої визначаються природними та антропогенно-техногенними факторами. Вуглець в біосфері представлений найбільш рухомий формою СО 2 (діоксид вуглецю, або вуглекислий газ).

В історії Землі основним джерелом СО 2 є вулканічна діяльність, пов'язана з віковою дегазацією мантії і нижніх горизонтів земної кори. Кларковое, або середнє, вміст вуглекислого газу в атмосфері 0,03% і в даний час воно зростає, досягаючи 0,035%, в земній корі - 0,023, у грунтах - 2%; в біосфері: чистих вапняках - 12%, живу речовину - 18, деревині - 50, кам'яному вугіллі - 80, нафти - 85% по обсягом. У вугіллі, нафті, вапняках і інших породах міститься близько 3 х 10 16 т вуглецю, в атмосфері - 6 х 10 11 , водах океанів і морів - 4 х 10 13 , літосфері - 2 х 10 17 , педосферой (вуглець гумусу) - 1,5 х 10 12 т. Повний оборот вуглекислого газу атмосфери Землі через фотосинтез оцінюється в 300 років.

педосферой є одним з основних резервуарів діоксиду вуглецю в біосфері. Грунти беруть участь в балансі СО 2 , СН 4 , пов'язуючи їх в різних формах або, навпаки, сприяючи їх вивільненню в атмосферу, тобто грунтовий покрив відіграє велику роль в газово-атмосферному режимі планети. Основним джерелом СО 2 в атмосфері служить дихання грунту, що включає подих коренів, мікроорганізмів і грунтових тварин. Наприклад, емісія СО 2 (в процесі мінералізації органічної речовини) грунтового покриву в Росії складає 3,12 млрд. т/рік. Грунтове органічне речовина є сховищем найбільших запасів (1395,3 Гт) вуглецю в наземних екосистемах. Таким чином, грунтовий покрив своєї газової функцією (по відношенню до вуглецю) виконує в біосфері найважливішу роль підтримки сучасного оптимального клімату.

Однією з головних складових частин газової фази грунту (грунтового повітря) є вуглекислий газ. Грунтовий повітря істотно відрізняється від атмосферного, в ньому в 10-100 разів більше СО 2 . Це пов'язано з тим, що грунт поглинає багатий киснем (21%) атмосферне повітря і виділяє СО 2 (що характерно для процесу дихання). Тому газообмін між грунтом і атмосферою називають "подихом" грунту. За кількістю виділеного СО 2 можна орієнтовно судити про біологічну активності грунту (характеризує інтенсивність біологічних процесів, що протікають в грунті). Чим інтенсивніше біологічні процеси в грунті, тим більше вона виділяє СО 2 . При однакових умовах (температурі, вологості тощо) чим вище вміст органічної речовини в грунті, тим більше вона виділяє СО 2 . У лісових грунтах повітря містить значно більше СО 2 (за рахунок дихання коренів рослин), ніж в орних.

Діоксид вуглецю бере безпосередню участь у процесах вивітрювання-грунтоутворення. Він є важливим фактором хімічного вивітрювання порід і мінералів (наприклад, карбонати переходять в бікарбонати і т.п.), впливає на кислотність-лужність грунтового розчину, збільшує розчинність фосфатів, підсилює мобілізацію поживних елементів, тобто перехід їх у доступне для рослин стан.

Діоксид вуглецю (Неодмінний компонент атмосферного повітря) в даний час розглядається як забруднююча речовина у зв'язку з тим, що за останні десятиліття його надходження в атмосферу в результаті спалювання горючих матеріалів (вугілля, нафти, газів, сланців та ін) настільки велике, що не може повністю перероблятися рослинами планети і розчинятися водами Світового океану.

Висновки по I чолі

Вся земне життя заснована на вуглеці. Кожна молекула живого організму побудована на основі вуглецевого скелета. Атоми вуглецю постійно мігрують з однієї частини біосфери (вузької оболонки Землі, де існує життя) в іншу. Відомий географ І.М.Забелін висловив думку, що природа створила спочатку життя для прискорення кругообігу вуглецю, а потім розум для того, щоб прискорити розвиток біосфери.

Основне джерело вуглецю для живих організмів - це атмосфера Землі, де даний елемент присутній у вигляді діоксиду вуглецю (вуглекислого газу, СО 2 ). Ще одним переносником вуглецю є метан. Однак з атмосфери відбувається витік метану в стратосферу і далі в космічний простір.

Якщо обмежитися традиційними рамками вуглецевого циклу, то весь резерв земної атмосфери, океану та біомаси вичерпався б в досить короткий термін-за 50-100 тисяч років. Однак цього не відбувається. Запаси вуглецю на поверхні планети безперервно поповнюються з космічного простору і мантії Землі.

Глава II. Глобальний кругообіг вуглецю

2.1 Круговороти хімічних елементів в біосфері

Зміни, що відбуваються в світі, поділяються на регулярні та хаотичні. Стійкі зміни часто мають циклічний характер, коли система знову і знову переходить в точно такий же стан, в якому вона була на початку процесу. Цикл (грецьке kyklos - коло) характеризується періодом, амплітудою, тобто розмахом коливань і порядком проходження подій переходу системи з одного стану в інше. Проміжок між послідовними подіями, змістом якого є один з взаємопов'язаних процесів циклу або одне з можливих станів системи являє собою фазу циклу.

Планетарний кругообіг речовин - процес переміщення і перетворення речовини, незмінно повторюваний цикл розвитку в системі земних геосфер (літосфері, гідросфері, атмосфері, педосферой) і, перш за все, в біосфері. Символом кругообігу служить не коло, а циклоїда - лінія, описувана точкою, що знаходиться на ободі рухається колеса, тобто рух (розвиток) по спіралі, що має більш-менш виражений циклічний характер. Як зазначає А.І. Перельман, термін "Кругообіг" не можна визнати вдалим, так як він створює враження про розвитку по колу, про повернення системи до попереднього стану. У дійсності кругообіг елементів звернемо не повністю, частина речовин з нього вилучається і фоссілізуется (Захороняется) в біосфері і стратісфере (осадовій оболонці Землі і шаруватих вулканічних породах) у вигляді гумусу, порід та мінералів (вапняків, торфу та ін.) В результаті системи не повертаються у колишній стан, для них характерно поступальний розвиток.

Кругообіг речовин - основна властивість геосфер різних рівнів, відбиток єдності речовини на планеті. Він створює основний механізм перетворення на Землі речовини (солей, газів, суспензій і т.д.) і енергії (Теплоти) і об'єднує різні верстви (оболонки) планети. Наприклад, вулканічні виверження поставляють СО 2 в атмосферу і гідросферу, а фотосинтез і карбонатообразованіе вилучають СО 2 , пов'язуючи вуглець в карбонатах і органічних сполуках. Таким чином, відбувається зворотний зв'язок між глибокими частинами земної кори (а можливо, і верхньої мантії) і біосферою, названа А.І. Перельманом В«геохімічним циклом (круговоротом) В», в якому бере участь земна кора (біосфера, стратісфера, метаморфічна і гранітна оболонки) і який включає в себе тектономагматіческіе і біосферні цикли [20].

Висвітлюючи питання про круговорот хімічних елементів, важливо відзначити,... що в природі постійно протікають різні хімічні реакції. Частина цих реакцій проходить без участі живих істот, а частина - за їх безпосередньої участі, тобто в живій природі. В результаті хімічних процесів атоми переміщаються, рухаються. Внаслідок цього відбувається обмін речовин і енергії між всіма оболонками Землі: літосферою, атмосферою, гідросферою, біосферою. Кругообіг хімічних елементів є причиною сталості перебігу хімічних реакцій. Можна сказати, що завдяки кругообігу хімічних елементів - повторюваним процесам перетворення і переміщення речовин в природі - можливе життя на Землі.

Кругова або спіральна впорядкованість проявляється і при взаємодії різнорідних систем. У біологічний кругообіг речовин залучена як відстала, так і жива природа: на поверхні суші і у верхніх шарах морів йдуть процеси акумуляції елементів у живих організмах, а в грунті і в глибинах водойм розкладання органіки призводить до мінералізації.

Биогеохимическая машина Землі представлена вЂ‹вЂ‹циклами елементів, пов'язаних між собою. Це вуглець, кисень, азот, кальцій, магній, фосфор, сірка, кремній, залізо.

Чільним є цикл органічного вуглецю (рис.1), з ним пов'язані цикли вуглекислоти і кисню.

Рис.1 Круговорот вуглецю

Перетворення неорганічного вуглецю в первинну продукцію відбувається в цьому циклі за рахунок використання сонячної енергії ціанобактеріями, водоростями, рослинами і в малому ступені хемоавтотрофи, використовують ендогенний водень. У процесі фотосинтезу створюються органічні речовини з вуглекислоти та води за участю ферментів у хлоропластах клітин автотрофів, перетворюють у свої тканини вуглекислоту, воду, мінеральні солі, основними елементами

Після атомів.

Варто зауважити, По закінченні

При цьому

Швидкість

Однак крім

Зв'язування

Переважаюча

Особливе місце На

Малий біогеохімічний круговорот вуглецю - Динамічна геохімічна система перетворення живої речовини, в якій відбувається безперервний кругообіг вуглецю за участю рослин, тварин і мікроорганізмів. У кругообігу беруть участь грунт (педосферой), рослинність і атмосфера, які об'єднані механізмом прямого і зворотного зв'язку (грунт в†” рослинність в†” атмосфера).

Головні компоненти, що забезпечують малий біогеохімічний круговорот вуглецю (як і ландшафтний круговорот): продуценти (Всі зелені рослини, що виробляють органічну речовину з неорганічних складових), консументи (всі групи тварин, паразитарні форми грибів, рослини-паразити) і редуценти (в першу чергу бактерії і гриби, здатні перетворювати органічні залишки в неорганічні речовини). Малий біогеохімічний круговорот вуглецю проявляється у відносно короткому циклі (годинник - сотні років) і пов'язаний зі складною взаємодією хімічних, біохімічних і біологічних процесів, які контролюються складним комплексом природно-екологічних (біотою, кліматом і т.д.) і антропогенних факторів. Малий біогеохімічний круговорот вуглецю розвивається на тлі біосферного біогеохімічного кругообігу і в екосистемах (біогеоценозах) протікає спільно з ландшафтним круговоротом, хоча і в різних формах, і з різною інтенсивністю. Малий та ландшафтний біогеохімічні круговороти вуглецю є наземними круговоротами, так як вони охоплюють екосистеми суші.

Біосферний біогеохімічний круговорот вуглецю - безперервний процес міграції, розподілу, розсіювання і концентрації вуглецю в системі "верхні шари літосфери - океан - нижня частина атмосфери", сумірний з геологічною історією земної кори. Даний кругообіг визначається як біологічними, так і геологічними процесами (тектонічні підняття, седиментогенез, вулканічна діяльність та ін), у своїй сукупності здійснюють обмін вуглецю між сушею, океаном і атмосферою. Кругообіг вуглецю в біосфері складається з двох різних циклів: наземного і морського, пов'язаних через кордон між океаном і атмосферою [20]. Кругообіг, що йде в океані, в основному автономний. Діоксид вуглецю, розчинений в морській воді, засвоюється фітопланктоном, а кисень йде в розчин. Зоопланктон і риби споживають вуглець, фіксований фітопланктоном, а кисень використовують при диханні. У результаті розкладання органічних речовин у воду повертається СО 2 , засвоєний фітопланктоном. Щорічне спалювання приблизно 5 млрд. т паливних копалин повинно збільшити атмосферне запас СО 2 на 0,7%, тобто до 320 млн. -1 (Сучасний зміст СО 2 ) щорічно має додаватися майже на 2 млн. -4 . На ділі ж за рік концентрація СО 2 в повітрі швидко йде з атмосфери або в океан, або в наземну флору. Біосферний кругообіг вуглецю складається з двох різних циклів - наземного і морського (океанічного).

Розподіл СО 2 між органічним речовиною грунту, рослинністю, атмосферою і океаном відіграє важливу роль у формуванні теплового балансу планети, який залежить як від природних (фотосинтез рослин, дихання коренів, тварин і мікроорганізмів, обмінна дифузія на поверхні океану, метаморфизация органічних матеріалів, надходження СО 2 з глибин земної кори), так і від антропогенно-техногенних (обробка землі, випалювання рослинності, згорання палива) процесів. Діяльність людини призводить до додаткового накопичення вуглецю в атмосфері, яке каталізує парниковий ефект, що може призвести до планетарного потепління клімату.

Річний рівень обміну вуглецю між поверхнею Землі і атмосферою складає 225 ГТС/рік, що приблизно в 30 разів перевищує кількість СО 2 , пов'язаного з антропогенними викидами. Близько 80% (або 60% СО 2 суші) пулу вуглецю зосереджено в північній циркумполярної області (тундра, тайга, ліси, луки), тропічних і субтропічних лісах. У бореальних лісах, 2/3 яких зосереджені в Росії, міститься більше 40% СО 2 суші. Три чверті запасів вуглецю циркумполярної Півночі зосереджені в лісових регіонах, складових більше 1500 млн. га суші (10% поверхні Землі). Основна частина цього пулу знаходиться у вигляді відмерлого органічної речовини в поверхневому шарі торф'яних і лісових грунтів. По відношенню до маси вуглецю коефіцієнти фоссілізаціі органічного вуглецю складають: в глибоководних частинах океану - 0,06%, на шельфі - Близько 1%, в озерах на континентах (у вигляді сапропелю) - 3,5%, в болотах - 8,6%. Вміст органічного вуглецю в детрит і гумусі педосфери досягає 2104 * 10 12 кгс, що в 2,9 рази перевищує його масу в атмосфері (728 * 10 12 кгс) і в 3,8 рази вище, ніж у біомасі наземної рослинності (560 * 10 12 кгс). Океан поглинає більше 4 ГТС/рік, з них більше 2 ГТС/рік припадає на частку біоти океану.

вуглець круговорот клімат парниковий

Висновки по II главі

Вуглець бере участь в глобальному круговороті. Живі організми в тій чи іншій мірі фіксують його, і він на мільйони років осідає в земній корі у зв'язаному стані у вигляді гірських порід, викопних палив - кам'яного вугілля, нафти, органічних газів. Постійно чинний конвеєр речовини планети захоплює вуглець на різні глибини, де він в результаті метаморфоза приймає найрізноманітніші форми і в підсумку розсіюється по всій земній корі.

Зазначені типи біогеохімічних кругообігів вуглецю в чому принципово подібні. Вони пов'язані між собою механізмами переносу вуглецю в межах біосфери, які вчиняються з використанням сонячної енергії та енергії хімічних реакцій. Відмінності полягають в основному в масштабах, темпах і терміни завершення циклу. Біосферний біогеохімічний круговорот протікає незрівнянно повільніше, ніж ландшафтний і малий кругообіги. Два останніх спрямовані головним чином на акумуляцію і утримання вуглецю в екосистемах (біогеоценозах). Будь порушення грунтового покриву призводить до втрати органічного вуглецю, що породжує глибокі зміни в сформованих біогеохімічних потоках вуглецю в геосфері.

Втрати органічного вуглецю викликані обробкою землі, лісовими пожежами, рубками лісу, загибеллю лісів в ...результаті хвороб і інвазії комах, а також промисловими забрудненнями. За масштабами впливу на вуглецевий бюджет лісових екосистем Європейської Росії основна роль належить рубок, а в Азіатської Росії - лісових пожеж, шкідливих комах і хвороб. Розміри пулів СО 2 в лісах Росії і масштаби його річного депонування в найближчі один - два десятиліття будуть визначатися двома основними чинниками - лісовими пожежами і промисловими рубками. Підвищення продуктивності та поліпшення структури ("омолодження") лісів, розширення площ вкритих лісом земель приведуть до збільшення депонування вуглецю лісовою рослинністю, що важливо для збалансованості біогеохімічних кругообігів СО 2 .

Глава III. Вплив кругообігу вуглецю на глобальний клімат

3.1 Концентрація вуглецю в системі В«літосфера-гідросфера атмосфераВ»

Найбільше вуглецю сконцентровано в карбонатних гірських породах - вапняках CaCO 3 і доломіті СаСО 3 * MgCO 3 . Однак, що міститься в них вуглець практично виводиться з кругообігу.

Основне сполучна ланка в круговороті цього елемента - атмосфера, оскільки вуглець в ній міститься в найбільш рухомий формі - у вигляді оксиду вуглецю IV.

Оскільки оксид вуглецю розчинний у воді, атмосфера може обмінюватися з океаном. За запасами вуглецю океан значно перевершує повітряну оболонку. Однак вуглець не перетворюється на біомасу через брак там інших життєво важливих елементів - азоту і фосфору. Тим не менш океан підтримує концентрацію СО 2 в атмосфері більш-менш постійною, забираючи СО 2 , Якщо його ставати більше, і віддаючи - якщо його кількість зменшується. Згідно наявними даними спостережень [25, с.15], в даний час як Світовий океан, так і суша є глобальними стоками СО 2 , причому в океані це обумовлено хімічними та біологічними процесами, тоді як на суші пов'язано з посиленням В«фертилізаціяВ» рослинності за рахунок зростаючої концентрації СО 2 і азоту, а також із змінами землекористування.

СО 2 не виморожується при пониженні температури, і продовжує створювати парниковий ефект навіть при найнижчих температурах, можливих в земних умовах. Ймовірно, саме завдяки поступовому накопиченню вуглекислого газу в атмосфері, внаслідок вулканічної діяльності, Земля змогла вийти зі стану найпотужніших зледенінь (коли навіть на екватор був покритий найпотужнішим шаром льоду) на початку і кінці протерозою.

Вуглекислий газ залучений в потужний кругообіг вуглецю в системі літосфера-гідросфера-атмосфера, і зміна земного клімату пов'язують, насамперед, із зміною балансу його надходження в атмосферу і виведення з неї.

Великі потоки спостерігаються в системах океан (разом з живуть там організмами) - атмосфера, і наземна біота - атмосфера. В океан щорічно надходить з атмосфери близько 92 Гт вуглецю і 90 Гт повертається назад в атмосферу [31]. Таким чином, океаном щорічно додатково вилучається з атмосфери близько 2 Гт вуглецю. В той же час в процесах дихання і розкладання наземних померлих живих істот в атмосферу надходить близько 100 Гт вуглецю в рік. У процесах фотосинтезу наземної рослинністю вилучається з атмосфери теж близько 100 Гт вуглецю [31]. Як ми бачимо, механізм надходження і вилучення вуглецю з атмосфери достатньо збалансований, забезпечуючи приблизно рівні потоки. Сучасна життєдіяльність людини включає в цей механізм все збільшується додатковий потік вуглецю в атмосферу за рахунок спалювання горючих копалин (нафта, газ, вугілля та ін.) Також потік вуглецю в атмосферу збільшується і за рахунок вирубки і часткового спалювання лісів, при цьому приріст біомаси, сприяючий поглинанню СО 2 складає всього близько 0,2 Гт на рік замість майже 2 Гт на рік. Навіть враховуючи можливість поглинання близько 2 Гт додаткового вуглецю океаном, все одно залишається досить значущий додатковий потік (до теперішнього часу близько 6 Гт на рік), що збільшує вміст вуглекислого газу в атмосфері. Крім того, поглинання вуглекислого газу океаном вже в найближчому майбутньому може зменшитися, і навіть можливий зворотний процес - виділення вуглекислого газу з Світового океану. Це пов'язано зі зниженням розчинності вуглекислого газу при підвищенні температури води - так, наприклад, при підвищенні температури води всього з 5 до 10 В° С, коефіцієнт розчинності вуглекислого газу в ній зменшується приблизно з 1,4 до 1,2.

Отже, потік вуглекислого газу в атмосферу, викликається господарською діяльністю не великий у порівнянні з деякими природними потоками, однак його нескомпенсірованность призводить до поступового накопичення СО 2 в атмосфері, що руйнує баланс надходження і вилучення СО 2 , що складався за мільярди років еволюції Землі і життя на ній.

За період з 1750 р. по теперішній час концентрація СО 2 в атмосфері зросла приблизно на одну третину, сягнувши найвищого рівня за останні 420 тис. років, про що свідчать дані крижаних кернів.

Приблизно на дві третини зростання концентрації СО 2 за останні 20 років зумовлений викидами в атмосферу за рахунок спалювання викопних палив (решта припадає на частку вкладів від зведення лісів і в меншій ступеня цементної промисловості). На рис. 2 показаний зростання концентрації вуглекислого газу в атмосфері за останнє тисячоліття. У процесі спалювання палива в топках електростанцій і двигунах внутрішнього згоряння в атмосферу викидається величезна кількість СО 2 - в перерахунку на вуглець 6 гігатонн на рік, що становить цілком значущу величину в порівнянні з природним кругообігом вуглецю (160 Гт/рік), обумовленим масообмінних атмосфери з океаном і біосферою.

Наведені на рис.2 дані неспростовно свідчать про те, що за останні 200 років концентрація СО 2 виросла на 30% в порівнянні з доіндустріальним рівнем. Відповідно з численними прогнозами якщо не вживати ніяких заходів, то до середини ХХI століття внаслідок подальшого розвитку енергетики, транспорту та промисловості станеться подвоєння концентрації СО 2 в атмосфері в порівнянні з 1800 роком.

Рис.2 Зміна концентрації СО 2 в атмосфері Землі протягом останніх 1000 років

Ще одним компонентом вуглецевого циклу є метан, вміст якого в атмосфері оцінюється як 1,8 ppm (parts per million, частин на мільйон). Основні місця утворення метану - Це сільноувлажненние території, поклади вуглеводнів, включаючи газогідрати,.

Раніше вважалося, що потік метану з надр Землі невеликий, і його практично не враховували. Однак деякі сучасні оцінки надходження метану від дегазації надр, засновані на аналізі змісту різних ізотопів вуглецю, що входить до складу метану, дають уже вельми значущі цифри близько 0,2 Гт на рік, і навіть більше [10].

Потік метану в атмосферу може значно збільшитися при руйнуванні метангідратів, виявлених в останні десятиліття у вічній мерзлоті та в глибинах Світового океану. Метангідратів - Це фактично той же лід, в якому в каркасах молекул води за рахунок дії ван-дер-ваальсовскіх сил присутні ще молекули метану (хімічна взаємодія відсутня). Значна частина метангідратів знаходиться в метастабільному стані і наражається на небезпеку розкладання при невеликому підвищенні температури (порядку одного-декількох градусів).

Крім того, метан висачівается на дні океану через тріщини земної кори, виділяється в чималій кількості при гірських розробках і при спалюванні лісів.

Судячи з аналізу бульбашок повітря, запечатаних в льодах Антарктиди, зміст метану за останні 400 тисяч років демонструвало коливання, практично збігаються з коливаннями вмісту вуглекислого газу (СО 2 ) і змінами температури, хоча механізми утворення цих газів, так само як механізми вилучення їх з атмосфери, зовсім різні. Зростання концентрації метану в атмосфері викликає чимале занепокоєння. За останні два ст...оліття вона зросла в два рази, в той час як вуглекислого газу - Тільки на чверть. У 1970-80-ті роки зростання метану був особливо помітний, але останнім десятиліття ХХ століття він, по не дуже зрозумілих причин, різко сповільнилося. Основна причина міжрічних відмінностей в надходженні метану - це зміна стану боліт. Похолодання веде до ослаблення емісії метану, але й сильна спека також не сприяє його накопиченню, так як багато болота просто висихають.

3.2 Зміна змісту вуглецю в атмосфері в різні геологічні періоди

В атмосфері в даний час міститься близько 7,5 х10 2 Гт вуглецю. Невеликим вміст СО 2 в атмосфері було далеко не завжди - так в архее (близько 3,5 млрд. років тому) атмосфера складалася майже на 85-90% з вуглекислого газу, при істотно більшому тиску і температурі [36].

Завдяки виділенню радіогенного тепла, яке було в архее могутніше нинішнього (а також тепла з інших джерел), і низької теплопровідності порід, що дозволяло накопичуватися теплової енергії, поступово розігрівалися надра, і близько 4 млрд. років тому почалося часткове плавлення порід в них. Почала відбуватися сильна дегазація порід і формування потужної атмосфери, що складається з азоту, вуглекислого газу, пари води, метану, водню, аміаку та інших газів. Ця атмосфера мала вже дуже потужним парниковим ефектом, однак, на щастя, вийшло так, що він був все ж недостатнім, щоб виявитися незворотнім.

Проте надходження значних мас води на поверхню Землі в результаті дегазації надр, а також виникнення життя забезпечило зв'язування майже всього атмосферного і значною частини розчиненого у воді вуглекислого газу у вигляді карбонатів (у літосфері зберігається близько 5,5 х10 7 Гт вуглецю [36]). Також вуглекислий газ став перетворюватися живими організмами в різні форми горючих корисних копалин.

Більш прохолодний клімат протерозою в порівнянні з архейських, ймовірно, обумовлювався значно меншим вмістом вуглекислого газу в атмосфері впродовж цього часу. В протерозої ще практично була відсутня киснева атмосфера і не працювали процеси окислення вуглецю, що повертають назад в атмосферу вуглекислий газ, поглинений біотою. Його вміст в атмосфері визначалося балансом як надходження в атмосферу завдяки вулканічній діяльності, так і виведення з атмосфери процесами триваючої гідратації силікатів (хоча і знов сильно сповільниться до середини протерозою, після формування серпентінітового шару), і процесами поховання органіки в безкисневих умовах.

В кінці протерозою, в період приблизно 900-600 млн. років тому, на Землі пройшла низка найсильніших зледенінь, подібних заледенінь початку протерозою, по потужності яким надалі вже не було рівних. Крижаний покрив досягав в цей час навіть екватора. Цю серію заледенінь пов'язують з тим, що приблизно в той же час спостерігалося найбільш інтенсивне в історії Землі До тих пір, В

Варто відзначити

Отже, зміст ери.

раніше).

Можна сказати, що стану.

даними. Однак

В результаті Не слід Однак,ізкіх температурах, і продовжує впливати на парниковий ефект постійно на великих висотах, і у високих широтах. Особливо важливо це було в часи глобальних заледенінь, що відбувалися в історії Землі.

Ще один парниковий газ - озон, який взаємодіє як з ультрафіолетовим, так і з інфрачервоним випромінюванням. Його внесок в парниковий ефект складає зараз близько 2,4 В° С. Однак завдяки людській діяльності його вміст в атмосфері, в загальному, понизилося за останні десятиліття (У стратосфері помітно знизилося, але в тропосфері підвищилося), завдяки чому його парниковий ефект виявився нижче, ніж міг би бути, на кілька десятих часток градуса. Незважаючи на вельми малий вміст озону в атмосфері, його здатність поглинати інфрачервоне випромінювання набагато вище, ніж у вуглекислого газу, що пояснює настільки значущий внесок у загальний парниковий ефект. Однак озон поглинає і ультрафіолетове випромінювання, що знижує приплив енергії від Сонця до земної поверхні, тому вплив озону на баланс розглянутих потоків енергії досить неоднозначно.

Закис азоту дає зараз близько 1,4 В° С в загальний парниковий ефект [25]. Її концентрація теж зростає завдяки людській діяльності (за рахунок спалювання різних відходів насамперед), але не настільки швидко, як у вуглекислого газу. Як і у озону, здатність поглинати інфрачервоне випромінювання у закису азоту значно вище, ніж у вуглекислого газу (в 310 разів), що пояснює її помітний внесок у парниковий ефект при значно менших концентраціях в атмосфері.

Однак найбільш пильну увагу варто звернути на метан, хоча поки ще його внесок у загальний парниковий ефект складає близько 0,8 В° С [25]. Його здатність поглинати інфрачервоне випромінювання більше ніж у вуглекислого газу в 21 разів (на одиницю маси). При цьому його концентрація росте дуже швидко - з початку індустріальної епохи вона зросла на 150% (причому в основному в останні десятиліття).

Питомий поглинання земної інфрачервоного випромінювання дуже велика і у фреонів - в 3 - 13 тис. разів вище, ніж у вуглекислого газу тієї ж маси. Однак зміст фреонів в атмосфері ще дуже мало для потужного парникового ефекту, і навряд чи виросте сильно в найближчому майбутньому - природних джерел фреонів не існує, все виробництво і виділення їх у атмосферу обумовлене лише людським фактором, потреби ж у них виростуть в осяжному майбутньому досить незначно. До того ж зараз відбувається заміна використовувалися типів фреонів на нові, які мають значно меншим часом життя в атмосфері і будуть досить швидко з неї виводитися, практично не накопичуючись.

Крім парникових газів, на баланс потоків енергії, які проходять через атмосферу, серйозно впливають і атмосферні аерозолі, які, незважаючи на невелике своє утримання в атмосфері (Всього близько 60 млн. тонн [25]), досить сильно впливають на її оптичні властивості. Сонячне випромінювання, проходячи через атмосферу до поверхні, відчуває розсіювання на частинках аерозолів і молекулах газів, що послаблює доходить до поверхні потік і повертає частину його назад в космос.

Частинки сажі в атмосфері теж відносять до аерозолів. Перебуваючи на різних висотах, вони по-різному впливають на радіаційний баланс поверхні Землі. Вони інтенсивно поглинають випромінювання безперервного спектру в широкій області (і видимої, і інфрачервоної), в подальшому перєїзлучить його в інфрачервоній області. Перебуваючи, в нижніх шарах атмосфери і випадаючи на поверхню, вони сприяють їх розігріву, а ось перебуваючи у верхніх шарах атмосфери, вони, фактично, перекривають шлях частини сонячної радіації. Знамениті розрахунки В«ядерної зими В»якраз і засновані на припущенні, що в результаті військового зіткнення великі маси сажових частинок потраплять у верхні шари атмосфери.

Слід зауважити, що антіпарніковий ефект аж ніяк не зменшує дію парникового ефекту так сильно, як це можна було б подумати. Парниковий ефект діє в будь-який час доби, а антіпарніковий ефект тільки вдень. До того ж парниковий ефект досить рівномірно розподілений по земній кулі. А антіпарніковий ефект від промислових викидів сульфатних аерозолів прив'язаний в основному до північній півкулі - світова промисловість, основна частина якої зосереджена саме в північній півкулі, викидає аерозолі в тропосферу, а час життя їх в тропосфері невелика (близько тижня, а то й менше), і досягти іншого півкулі вони часто не встигають.

3.4 Парниковий ефект і клімат

парниковий ефект атмосфери називається різниця між середньою температурою поверхні планети і її радіаційної (ефективної) температурою. Середня температура по всій Землі в цілому приблизно дорівнює +15 В° С, а її ефективна температура-18 В° С, отже, парниковий ефект на Землі зараз дорівнює +33 В° С [33 с.6]. Цілком очевидно, що такий слабкий парниковий ефект тільки лише створює сприятливі умови життя на Землі. Але підвищення парникового... ефекту може бути вже не настільки сприятливо, і суттєво відіб'ється на людстві вже при потеплінні всього на кілька градусів. А в умовах небувало швидкого потепління, що відбувається зараз, цілком реальна ситуація, коли компенсаційні механізми, існуючі в кліматичній системі, виявляться нездатними попередити подальше посилення парникового ефекту. У цьому випадку позитивні зворотні зв'язки між підвищенням температури і підвищенням вмісту парникових газів в атмосфері можуть призвести до потепління вже на десятки, і навіть сотні градусів.

Суть парникового ефекту полягає в тому, що безхмарна атмосфера подібно склу (поліетилену) в парниках досить слабо затримує сонячну радіацію і в значній мірі поглинає довгохвильове (Інфрачервоне) випромінювання земної поверхні, сприяючи тим самим збереженню тепла в атмосфері. Поліетилен поглинає як довгохвильову, так і короткохвильову радіацію. В атмосфері повної аналогії цього явища не спостерігається, тим не менш, поняття "Парниковий ефект" міцно увійшло в світову літературу. Цей термін пов'язаний з геоекологічні проблеми і, в першу чергу, із глобальними змінами природного середовища та клімату.

Середня температура в земної поверхні визначається інтенсивністю сонячної радіації, що приходить на Землю. Кількість сонячної радіації, відображеної назад у космос, залежить від хмарності, складу атмосферних золів і альбедо земної поверхні, яке в свою чергу визначається рослинністю, вологістю грунту, сніговим покривом і кількістю випромінювання атмосфери, надходить до земної поверхні. Остання величина залежить від вмісту парникових газів, які в основному прозорі для сонячної радіації, але поглинають теплове випромінювання земної поверхні і нижніх шарів атмосфери. Нагрівається атмосфера випромінює тепло, що призводить до додаткового нагрівання земної поверхні.

Додаткове надходження парникових газів (особливо СО 2 ) від антропогенних джерел порушує природний вуглецевий баланс в атмосфері (в атмосферу щорічно виділяється приблизно 140 млрд. т СО 2 ) і каталізує парниковий ефект. При цьому в атмосфері залишається тільки 35-45% СО 2 , утворюється при спалюванні палива, інша частина вуглекислого газу поглинається океаном (головним чином, його холодними ділянками) і рослинністю (із збільшенням концентрації СО 2 в атмосфері активніше йде процес фотосинтезу).

На думку багатьох вчених, в XX в. вміст СО 2 в повітрі нижній частині атмосфери збільшилася з 0,028% у 1956 р. до 0,034% у 1985 р. Передбачається, що до початку XXI сторіччя среднеглобальной температура приземного шару повітря збільшиться на 1-2 В° С у порівнянні з доіндустріальним періодом, а до 2025 р. - на 2-3 В° С. Зростання концентрації антропогенних парникових газів в атмосфері і пов'язане з ним можливе планетарне потепління клімату відзначають багато дослідників. За даними зарубіжних дослідників, в кінці XXI в. додаткове накопичення СО 2 в повітрі призведе до підвищення планетарної температури на 3 В° С, при цьому підвищення температурного режиму по широті (від екватора до полюсів) може скласти 7-8 В° С в середніх широтах і 12 В° С на полюсах. Це призведе до аридизації клімату і розширенню площ посушливих областей.

Справедливості заради, треба відзначити, що не всі вчені єдині в своїх оцінках впливу техногенної емісії СО 2 на клімат Землі [32, с.41]. Деякі фахівці вважають, що спостерігалися і раніше коливання температури земної поверхні зв'язані з природними природними причинами, такими, як періодична зміна світимості Сонця, вулканічні виверження, явище Ель-Ніньо, процеси в біосфері.

За даними МГЕЗК підвищення температури при подвоєнні концентрації парникових газів знаходиться в межах 1,5 - 4,5 В° С [18].

Але, на думку акад. Кондратьєва К.Я. і його співробітників, існує багато невизначеностей, пов'язаних з роллю парникових газів в потеплінні клімату. Загальні оцінки викидів вуглецю за рахунок спалювання копалин палив, вирубки лісів, зміни землекористування без їх кількісної прив'язки до людського фактору не дають можливості адекватно моделювати круговорот антропогенних викидів вуглецю [18].

Вони вважають, що в ХХI столітті внесок антропогенного втручання в потепління може бути досить скромним - не більше 0,5-0,6 В° С.

А також немає переконливого відповіді на питання, чому інструментальні дані не підтверджують основоположний висновок МГЕЗК про більш суттєве потепління полярних регіонів. Ці розбіжності між реальними і модельними даними не є малозначущими.

Безсумнівно, залежність між температурою і кількістю парникових газів існує. Але виникає питання: В«Що первинно? В»Підвищення температури або ж збільшення антропогенних викидів СО2.

Можливо, на даному етапі відбувається теплове забруднення [27]. Тобто виділення великої кількості тепла людиною підвищує глобальну температуру атмосфери, тим самим, збільшуючи концентрацію вільного вуглецю за рахунок виділення його з океану.

На думку академіка РАПН О.Г.Сорохтіна, насичення атмосфери вуглекислим газом, незважаючи на поглинання їм теплового випромінювання, завжди призводить не до підвищення, як це прийнято думати, а тільки до пониження і парникового ефекту, і середньої поверхневої температури планети [33].

Пояснюються ці, здавалося б, парадоксальні, результати тим, що винос тепла з тропосфери в основному відбувається завдяки конвекції, а головними чинниками в цьому процесі, визначальними температурний режим тропосфери, є тиск атмосфери і її ефективна теплоємність. Дійсно, нагріті за рахунок поглинання інфрачервоного (теплового) випромінювання об'єми повітря розширюються, стають легше оточуючих повітряних мас і тому швидко піднімаються вгору, аж до низів стратосфери, де вони і втрачають надлишки свого тепла в результаті радіаційного випромінювання. Таким чином, насичення атмосфери вуглекислим газом може призвести тільки до прискорення конвективного масообміну в тропосфері, але не до зміни її температурного режиму. Через більшої щільності вуглекислого газу в порівнянні з земним повітрям, вуглекислотна атмосфера виявляється більш тонкої і, подібно тонкому ковдрі, гірше зберігає тепло на поверхні планети в порівнянні з більш товстим В«пуховимВ» ковдрою азотно-кисневої атмосфери, що володіє до того ж і більшою теплоємністю.

З наведених оцінок, на думку О.Г.Сорохтіна [33], випливає важливий практичний висновок, що навіть значні викиди техногенного вуглекислого газу в земну атмосферу фактично не змінюють осереднених показників теплового режиму Землі та парникового ефекту атмосфери. Якщо ж глобальний клімат Землі в даний час все-таки дійсно відчуває помітне потепління, то, швидше за все, це виявиться тимчасовим явищем, і причину йому треба шукати в інших процесах і явищах. Наприклад: у нерівномірності сонячного випромінювання, в прецесії власного обертання Землі, в нестійкості океанічних течій або в змінах їх циркуляції, викликаних іншими причинами.

Однак навіть у тому випадку, якщо вплив викидів вуглецю на клімат виявиться менше, ніж ми зараз передбачаємо, подвоєння його концентрації повинно викликати істотні зміни в біосфері. Зміна співвідношення Про 2 /СО 2 може зробити сильний вплив на біологічну рівновагу в тонкому біосферному шарі планети, оскільки кисень і вуглекислий газ є ключовими субстратами найважливіших життєвих процесів. Небезпека сучасної екологічної ситуації таїться в тому, що до різкої зміни складу атмосфери швидше за все будуть адаптуватися найпростіші види організмів; звідси висока ймовірність появи нових форм хвороботворних мікроорганізмів. Цей фактор ризику в повній мірі може бути віднесений до наслідків спалювання викопного органічного палива.

Висновки по III розділі

Вуглекислий газ залучений в потужний кругообіг вуглецю в системі літосфера-гідросфера-атмосфера, і потепління земного клімату пов'язують, насамперед, із з...більшенням його надходження в атмосферу.

Ще одним компонентом вуглецевого циклу є метан. Раніше вважалося, що потік метану з надр Землі невеликий, і його практично не враховували. Потік метану в атмосферу може значно збільшитися при руйнуванні метангідратів, виявлених в останні десятиліття в вічній мерзлоті і в глибинах Світового океану.

Але не всі вчені єдині у своїх оцінках впливу техногенної емісії СО 2 на клімат Землі. Деякі фахівці вважають, що спостерігалися і раніше коливання температури земної поверхні зв'язані з природними природними причинами. На думку академіка РАПН О.Г.Сорохтіна, насичення атмосфери вуглекислим газом, незважаючи на поглинання їм теплового випромінювання, завжди приводить не до підвищення, як це прийнято думати, а тільки до пониження і парникового ефекту, і середньої поверхневої температури планети.

Простежуючи еволюцію вмісту вуглекислого газу в геологічні періоди, можна визначити залежність між вмістом СО2 і переходом від заледеніння до межледниковью. У результаті інтенсивного вилучення вуглекислого газу з атмосфери відбувалося падіння парникового ефекту і наступало потужне заледеніння. Крижаний покрив і низькі температури сильно пригнічували фотосинтез, приводили до відмирання значної частини біомаси, витяг вуглекислоти з атмосфери сильно уповільнювався. Відбувалося накопичення вуглекислого газу в атмосфері завдяки вулканічній діяльності, а також повернення його в атмосферу від оксидів органіки. У свою чергу, відбувалося потепління знижувало розчинність вуглекислого газу у воді і приводило до його переходу в атмосферу, що ще більш збільшувало парниковий ефект. Отже, обледеніння відступало до тих пір, поки розплоду біота знову не виводила майже всі запаси вуглекислого газу з атмосфери, і цикл починався знову.

Цікаво також, що за даними льодовикових кернів, при переході від льодовикової епохи до межледниковью вміст СО2 і температура міняються синхронно, то при зворотному переході (наприклад, 115 і 75 тис. років тому) концентрація вуглекислого газу зменшується пізніше, ніж знижується температура. Ця альтернативна точка зору може стати науковою базою для вирішення даної проблеми.

Глава IV. Способи пониження концентрації вуглекислого газу в атмосфері

4.1 Глобальне потепління клімату і протокол Кіото

Клімат Землі стає все м'якше. Кордону суцільних морських льодів зміщуються всі далі і далі на північ. Супутникові фотографії з усією неопровержимостью показують, що покрив арктичних льодів з 1970 по 2002 рік скоротився приблизно на 25% [28 с.14]. Фізичні причини глобальних змін клімату вивчаються давно. Сьогодні його основною рушійною силою прийнято вважати так званий парниковий ефект, який створюють парникові гази. Головну небезпеку складає вуглекислий газ. На думку ряду вчених, глобальне потепління клімату пов'язано саме із зростанням обсягу його викидів. Кількість парникових газів у повітрі стало помітно рости після початку промислової революції в Європі, близько 1750 року.

З початку 1990-х років рішення проблеми зниження викидів парникових газів стало одним із пріоритетних завдань світової спільноти. Першим практичним кроком до її вирішення вважається Кіотський протокол, підписаний в грудні 1997 року. Його основною метою оголошено скорочення розвиненими країнами до 2008-2012 років сумарних викидів в атмосферу вуглекислого газу на 5,2% порівняно з викидами 1990 року.

На країни, що розвиваються Протокол взагалі не покладає ніяких зобов'язань, крім побажань перейти по можливості на використання енергозберігаючих технологій. За домовленістю Протокол вступає в дію після ратифікації його країнами, разом викидають в атмосферу не менше 55% вуглекислого газу. Його ратифікували 120 країн (включаючи Європейський Союз, Японію, Китай і Індію), виробляють приблизно 44% вуглекислоти. Після декількох Росії

17]. наслідків.

Росії. споруд. захисних заходів. Тимчасові Тим світ. шість років. Тому

В·

2. Світового океану.

ське речовина рослин піддають нагріванню в умовах дефіциту кисню (процесу піролізу) і отримують деревне вугілля. Зміст вуглецю в деревному вугіллі приблизно в два рази вище, ніж безпосередньо в масі рослинних залишків, але бактерії і гриби не можуть використовувати його для своїх потреб. Тому, будучи внесеним в грунт, деревне вугілля може там зберігатися досить довго - сторіччя, а можливо, й тисячоліття (принаймні, такого віку природно утворився деревне вугілля відомий).

Можливостям подібної форми поховання вуглецю присвячена недавно з'явилася в журналі Science стаття Йоханнеса Лемана (Johannes Lehmann) з Факультету зернового господарства і землеробства Корнельського університету (Ітака, США). Схема запропонованої технології показана на рис. 3.

Рис.3. Схема звичайного кругообігу вуглецю в природній екосистемі (Зліва) і включає переробку рослинних залишків у ході піролізу (праворуч)

В ході звичайного кругообігу речовин в природних екосистемах вуглець CO 2 зв'язується в процесі фотосинтезу, після чого приблизно половина його витрачається на дихання самих рослин, а половина у вигляді органічної речовини рослинних залишків потрапляє на поверхню грунту, де розкладається грибами і бактеріями до простих компонентів. Весь CO 2 , виділився при диханні як рослин, так і редуцентів, повертається в атмосферу. Можна, звичайно, рослинні залишки зібрати і пустити на переробку, отримавши з нього В«біопаливоВ». Це, загалом, непогано, так як економиться викопне паливо, але по відношенню до вуглецю, що знаходиться в атмосфері у вигляді СО 2 , дана технологія нейтральна: при спалюванні біопалива весь CO 2 , колись пов'язаний в ході фотосинтезу, знову повертається в атмосферу.

Набагато краще, на думку автора статті, технологія перетворення рослинних залишків у деревне вугілля (що також показано на схемі), особливо якщо гази, що виділяються в процесі піролізу, уловлені і використані як біопаливо [35]. Утворився деревне вугілля вноситься в грунт, наприклад, в суміші з гноєм або мінеральними добривами.

На основі проведених розрахунків Леман вважає, що технологія зв'язування атмосферного вуглецю в деревному вугіллі може бути широко використана в трьох випадках. По-перше, це піроліз залишків дерев при промисловій заготівлі лісу. По-друге, піроліз швидко зростаючої рослинності на занедбаних сільськогосподарських угіддях. По-третє, піроліз залишків сільськогосподарських культур.

У всіх випадках мається на увазі, що деревне вугілля вноситься в грунт, а не спалюється. Очевидно, що стратегія зв'язування вуглецю в деревному вугіллі виправдана тільки там, де є у великій кількості запаси дешевої біомаси. Впровадження даного методу в практику визначається тим, наскільки вигідніше буде зберігати деревне вугілля в грунті в порівнянні з його спалюванням.

Висновки по IV чолі

З початку 1990-х років рішення проблеми зниження викидів парникових газів стало одним із пріоритетних завдань світового спільноти. Першим практичним кроком до її вирішення вважається Кіотський протокол, підписаний в грудні 1997 року. Його метою є скорочення розвиненими країнами до 2008-2012 років сумарних викидів в атмосферу вуглекислого газу на 5,2% порівняно з викидами 1990 року.

Кіотський протокол - перша спільне зусилля держав Землі з регулювання клімату. Зобов'язуючий характер Протоколу змушує з усією серйозністю поставитися до розвитку альтернативних джерел енергії, таких, як сонячна, термоядерна та інші її види. Кіотський протокол зобов'язує переходити на енергозберігаючі технол...огії і вимагає від розвинених країн передачі цих технологій країнам, що розвиваються.

Зниження концентрації діоксиду вуглецю в атмосфері є актуальним завданням. Тому виникає необхідність розробки теоретичних підходів і екологічних програм, що забезпечують зниження викидів парникових газів в атмосферу, які включають традиційні, нетрадиційні та альтернативні напрямки.

Звичайно, не менш важливо застосування принципово нових підходів до зменшення концентрації вуглекислого газу в атмосфері. Наприклад, ідея консервації вироблюваних парникових газів в підземних сховищах. Суть якої полягає в тому, що в міру вичерпання запасів мінеральної сировини ми зможемо ефективно використовувати підземний простір для вирішення екологічних завдань. Або, щоб зменшити кількість вуглекислого газу в атмосфері, вчені пропонують рослинні залишки, що утворюються як відходи лісової промисловості та сільського господарства, не спалювати, а перетворювати в деревне вугілля, яке потім можна вносити в грунт.

Висновок

В процесі виконання даної роботи ми пропрацювали 35 наукових джерел.

Ми визначили, що биогеохимическая машина Землі представлена вЂ‹вЂ‹циклами елементів, пов'язаних між собою. Це вуглець, кисень, азот, кальцій, магній, фосфор, сірка, кремній, залізо. І чільним є цикл органічного вуглецю. В історії Землі основним джерелом СО 2 є вулканічна діяльність, пов'язана з віковою дегазацією мантії і нижніх горизонтів земної кори. В ході життєдіяльності організмів (в процесі дихання) і при вулканічних виверженнях вуглець повертається в атмосферу і гідросферу. Певне кількість його відкладається в літосфері і педосферой і витрачається на вуглекислотне вивітрювання алюмосилікатів і утворення різних вуглецевих сполук. Витягнутий з атмосфери вуглець, і похований навіть у вигляді карбонатів, не кажучи вже про похованої органіці, витягується з неї все ж не назавжди. По закінченні деякого, часто дуже значного часу (до сотень мільйонів років і більше), він повертається назад в атмосферу і бере участь в подальшому круговороті.

Нами розглянуті біогеохімічні кругообіги вуглецю, які протікають у просторі та часі.

По тривалості (періодичності) і просторовому розвитку можна виділити відносно короткі (годинник - тисячі років) біогеохімічні круговороти (малий та ландшафтний біогеохімічні цикли вуглецю) і біогеохімічний цикл, сумірний з геологічною історією (великий біогеохімічний цикл вуглецю).

Вуглекислий газ залучений в потужний кругообіг вуглецю в системі літосфера-гідросфера-атмосфера. Основна сполучна ланка в круговороті цього елемента - атмосфера, оскільки вуглець в ній міститься в найбільш рухомий формі - у вигляді оксиду вуглецю (IV).

Ми визначили, що в атмосфері в даний час утримується близько 7,5 х10 2 Гт вуглецю. Але невеликим вміст СО 2 в атмосфері було далеко не завжди - так в архее (близько 3,5 млрд. років тому) атмосфера складалася майже на 85-90% з вуглекислого газу.

В роботі описані містяться в атмосфері гази (водяні пари, вуглекислий газ, метан і деякі інші), які поглинають інфрачервоне теплове випромінювання з поверхні Землі, що нагрівається сонячним світлом. У результаті відбувається розігрівання атмосфери, який називають В«парниковим ефектомВ». Додаткове надходження парникових газів (особливо СО 2 ) від антропогенних джерел порушує природний вуглецевий баланс в атмосфері і каталізує парниковий ефект.

Але існує думка, що насичення атмосфери вуглекислим газом, незважаючи на поглинання їм теплового випромінювання, завжди призводить не до підвищення, як це прийнято думати, а тільки до пониження і парникового ефекту. Однак подвоєння його концентрації повинно викликати істотні зміни в біосфері.

Також простежено еволюція змісту вуглекислого газу в геологічні епохи: нагромадження СО2 в міжльодовикові періоди, інтенсивне витяг з атмосфери, мінімальний вміст і наступ зледенінь, уповільнення поховання СО 2 і знову накопичення. Цікаво, що за даними льодовикових кернів, при переході від льодовикової епохи до межледниковью вміст СО2 і температура змінюються синхронно, то при зворотному переході концентрація вуглекислого газу зменшується пізніше, ніж знижується температура. Ця альтернативна точка зору може стати науковою базою для вирішення даної проблеми.

Можливо, на даному етапі відбувається теплове забруднення. Тобто виділення великої кількості тепла людиною підвищує глобальну температуру атмосфери, тим самим, збільшуючи концентрацію вільного вуглецю за рахунок виділення його з океану.

Нами виявлено, що кількість парникових газів у повітрі стало помітно рости після початку промислової революції в Європі, близько 1750 року. З початку 1990-х років рішення проблеми зниження викидів парникових газів стало одним із пріоритетних завдань світової спільноти. Першим практичним кроком до її вирішення вважається Кіотський протокол, підписаний в грудні 1997 року.

Проаналізувавши аспекти Кіотського протоколу, ми прийшли до висновку, що він необхідний, як перше спільне зусилля держав Землі з регулювання клімату. Зобов'язуючий характер Протоколу змушує з усією серйозністю поставитися до розвитку альтернативних джерел енергії, таких, як сонячна, термоядерна та інші її види.

Ми вважаємо, що зниження концентрації діоксиду вуглецю в атмосфері є актуальною задачею, вирішення якої необхідно для сталого розвитку людської цивілізації. Нами розглянуті можливі шляхи вирішення цієї проблеми (традиційні, нетрадиційні та альтернативні напрямки і принципово нові підходи), напрацьовані світовою практикою.

Література

1. Антонов Б.І., Пронін І.С., Пронін С.І. Про Кіотському протоколі і не тільки про нього Додаток до журн. "Безпека життєдіяльності ". - 2005. - N 2. - С.12-24.

2. Ареф'єв В.Н., Каменоградскій Н.Є., Кашин Ф.В. Вуглекислий газ в континентальній атмосфері// метеоролого. і гідролого. - 1995. - N 4. - С.87-96.

3. Богданкевич О.В. Лекції з екології. - М.2002.

4. Борисенков Є.П. Клімат і його зміни. - М.: Знание. - 1976.-64с.

5. Борисенков Є.П., Кондратьєв К.Я. Кругообіг вуглецю і клімат. - Л.: Гидрометеоиздат, 1988

6. Будико М.І. Глобальна екологія. - М.: Думка, 1977.

7. Будико М.І., Єфімова Н.А., Лугина К.М. Сучасне потепління// метеоролого. і гідролого. - 1993. - N 7. - С.29-34. - Бібліогр.: 14 назв.

8. Будико М.І. Клімат в минулому і майбутньому. - Л.: Гидрометеоиздат, 1980

9. Будико М.І. Проблема вуглекислого газу. - СПб.: Гидрометеоиздат, 1997.-60с.

10. Валяєв Б.М., "Вуглеводнева дегазація Землі і генезис нафтогазових родовищ"// "Геологія нафти і газу", № 9, 1997 р.

11. Величко А.А. Потепління клімату - погляд в майбутнє// Наука в Росії. 2002. - N 3. - С.43-52.

12. Вернадський В.І. Біосфера. - М.: Думка, 1967.

13. Виноградова М.Г. Космічні витоки абіогенного вуглецю і його похідних// Известия РГО.2006.-Т.138, вип.4. -С.30-36.

14. Воробйов В.М., Саруханян Е.І., Смирнов Н.П. "Глобальне потепління" міф чи реальність? // Проблеми теоретичної та прикладної екології: Сб науч. тр. - СПб.: РГГМУ, 2005. - С.10-26. - Бібліогр.: 31 назв.

15. Вантажу Г.В., Ранькова Е.Я. Потепління невідворотно? // Земля і Всесвіт. - 2003. - N 3. - С.21-30.

16. Гурне Кевін. Глобальне потепління і парниковий ефект// Енергетика та безпеку. - 1998. - N 5. - С.3-4, 10-12. - Бібліогр.: 7 назв.

17. Демірчян К.К., Демірчян К.С., Кондратьєв К.Я. Темп зростання концентрації СО 2 і уточнення його прогнозних оцінок// Изв. АН. Енергетика. - 2001. - N 1. - С.3-25. - Бібліогр.: 19 назв.

18. Демірчян К.С., Кондратьєв К.Я. Глобальний кругообіг вуглецю та клімат// Известия РГО.2004.-Т.136, вип.1. - С.16-24.

19. Дядьків Ю.А., Гущин А.Л., "Газові гідрати"// МОР, № 3, 1998 р.

20. Єршов Ю.І. Органічна речовина біосфери і грунту. - Новосибірськ: Наука, 2004. - 104 с.

21. Іллінський А.А. Економічні та екологічні аспекти реалізації Кіотського договору// ЕКО. - 2005. - № 1. - С.39-45.

22. Кислов А.В. Перспективи зміни клімату в найближчому майбутньому/Кислов, Баженов// Географія в школі. - 2005. - № 5.-С.4-9.

23. Кондратьєв К.Я. Глобальний клімат. - СПб.: Наука, 1992.

24. Кондратьєв К.Я., Москаленко Н.І. Парниковий ефект атмосфери і клімат. Підсумки науки і техніки// Метеорологія і кліматологія. - т.12. вЂ‹вЂ‹- М.: треба ввійти, 1984.

25. Кондратьєв К.Я. Пріоритети глобальної кліматології// Известия РГО.2004.Т.136. Вип.2. -С.1-23.

26. Котляков В.М., Гросвальд М.Г., Лоріус К. Клімати минулого з глибини льодовикових щитів// Нове в житті, науці, техніці. Науки про Землю. 12/1991.

27. Кочуров Б.І. та ін Аналіз впливу ментальних характеристик населення на ефективність регіонального природознавства// Матеріали міжнародної практичної конференції проблем фізичної географії та геології: наукові та освітні аспекти. - С.143-157.

28. Лисцов В.Н. Загрозливе потепління// Наука і життя. - № 2.-2005.

29. Монин А.С., Шишков Ю.А. "Клімат як проблема фізики"// УФН, тому 170, № 4, 2000 р.

30. Перельман А.І. Геохімія біосфери. - М.: Наука, 1973.

31. Путвінскій С.В., "Чи можлива майбутня світова енергетична система без ядерного синтезу"// УФН, № 11, 1998 р.

32. Сафонов М.С., Лисичкин Г.В. Чи можна зменшити концентрацію вуглекислого газу в атмосфері// Соросівський освітній журнал.-Т7-№ 7.-2001.

33. Сорохтін О.Г. Варто Чи боятися накопичення CO 2 в тропосфері і озонових дір в стратосфері// Географія. Еженед. газета. Ізд.д. В«Перше вересняВ». - 2004. - № 36.-С.5-11

34. Сун В., Балюнас С., Демірчян К.С. та ін Вплив антропогенних викидів СО 2 на клімат: невирішені проблеми// Известия РГО. - 2001. - Т.133, вип.2. - С.1-19. - Бібліогр.: 129 назв.

35. Johannes Lehmann. A handful of carbon// Nature. 2007. V. 447. P. 143-144.

Вернуться назад