Углеродный цикл та клімату

Углеродный цикл та климата.

Реферат написав Артём Губанков МГУ, ф-т почвоведения.

Содержание.

Взаимосвязь між енергоспоживанням, економічної банківською діяльністю та надходженням в атмосферу.

Потребление енергії і викиди вуглекислого газа.

Углерод в природе.

Основные хімічні з'єднання та реакции.

Изотопы углерода.

Углерод в атмосфере.

Атмосферный вуглекислий газ.

Содержание ізотопу З в атмосферному вуглекислому газе.

Содержание ізотопу З в атмосферному вуглекислому газе.

Перемешивание в атмосфере.

Газообмен в системі атмосфера — океан.

Скорость газообмена.

Буферные властивості карбонатної системы.

Углерод у морській воде.

Полное зміст вуглецю і щёлочность.

Фотосинтез, розкладання і розчинення органічного вещества.

З в океане.

Донные опади океана.

Процессы перенесення в океане.

Углерод в континентальної біоті й у почвах.

Углерод в біоті і первинна продуктивность.

Углерод в почве.

Изменение змісту вуглецю в континентальних экосистемах.

Прогнозы концентрації вуглекислого газу атмосфері у майбутнє. Основні выводы.

Человек і климат.

Влияние особи на одне клімат початок виявлятися кілька тисячі років тому у зв’язку з розвитком землеробства. Багато районах в обробці землі знищувалася лісова рослинність, що призводило збільшення швидкості вітру у земної поверхні, деякому зміни режиму температури і вологості нижнього шару повітря, а також зміну режиму вологості грунту, випаровування та річкового стоку. У порівняно сухих областях знищення лісів часто супроводжується посиленням курних збурень і руйнацією грунтового покрову, помітно змінюють природні умови цих территориях.

Вместе з цим знищення лісів навіть у великих просторах надає обмежений вплив на метеорологічні процеси великого масштабу. Зменшення шорсткості земної поверхні і є певна зміна випаровування на освобождённых від лісів територіях кілька змінює режим опадів, така зміна порівняно невелика, якщо лісу замінюються інші види растительности.

Более значний вплив на опади може надати знищення рослинного покриву на деякою території, що неодноразово відбувався за минулому внаслідок господарську діяльність людини. Такі випадки вже мали місці після вирубки лісів в гірських районах зі слабко розвиненим грунтовим покровом. У умовах ерозія швидко руйнує не захищеним лісом грунт, у результаті стає неможливим подальшого існування розвиненого рослинного покриву. Схоже становище виникає у деяких сферах сухих степів, де природний рослинний покрив, знищений внаслідок необмеженого випасу сільськогосподарських тварин, не відновлюється, у зв’язку з ніж ці області перетворюються на пустыни.

Поскольку земна поверхню без рослинного покриву сильно нагрівається сонячної радіацією, відносна вогкість повітря у ньому падає, що підвищує рівень конденсації і може зменшувати кількість випадаючих опадів. Мабуть, саме цим можна пояснити випадки непоновлення природною рослинності в сухих районах її знищення человеком.

Другой шлях впливу діяльності на клімат пов’язані з застосуванням штучного зрошення. У посушливих районах зрошення використовують у надувалася протягом багатьох тисячоліть, починаючи з епохи найдавніших цивілізацій, які з’явились у долині Нілу та межиріччі Тигру і Ефрата.

Применение зрошення різко змінює мікроклімат зрошуваних полів. Через незначного збільшення витрати тепла на випаровування знижується температура земної поверхні, що призводить до зниженню температури та підвищення відносної вологості нижнього шару повітря. Проте така зміна метеорологічного режиму швидко загасає поза зрошуваних полів, тому зрошення наводить лише у змін місцевого клімату мало впливає метеорологічні процеси великого масштаба.

Другие види діяльності у минулому не надавали помітного впливу метеорологічний режим скільки-небудь великих просторів, тому до останнього часу кліматичні умови на планеті визначалися в основному природними чинниками. Такий стан почало змінюватися у середині сучасності через швидкого зростання кількості населення і побудову особливо через прискорення розвитку техніки і энергетики.

Современные впливу особи на одне клімат можна розділити на дві групи, з якої зводилася до першої ставляться спрямовані на гідрометеорологічний режим, а до другий — впливу, є побічними наслідками господарської діяльності человека.

Данная робота ставить за мету розглянути насамперед другу групу воздействиий, і, зокрема, вплив особи на одне вуглецевий цикл.

Введение

.

Деятельность людини сягнула вже цього рівня розвитку, у якому її впливом геть природу набуває глобального характеру. Природні системи — атмосфера, суша, океан, — і навіть життя в планеті загалом піддаються цим впливам. Відомо, що протягом останнього століття збільшувався вміст у атмосфері деяких газових складових, як-от двоокис вуглецю (), закис азоту (), метан () і тропосферный озон (). Додатково у повітря робили і інші гази, не є природними компонентами глобальної екосистеми. Головні їх — фторхлоруглеводороды. Ці газові домішки поглинають і випромінюють радіацію і здатні проводити клімат Землі. Всі ці гази разом можна назвати парниковыми.

Представление про тому, що клімат міг змінюватися в тому результаті викиду в атмосфери двоокису вуглецю, з’явилося не зараз. Арреніус зазначив, що спалювання викопного палива могла призвести до підвищення концентрації атмосферного і тим самим змінити радіаційний баланс Землі. У справжні час ми приблизно відомо, яке кількість надійшов у атмосферу рахунок спалювання викопного палива й змін — у використанні земель (відомості лісів і сільськогосподарських площ), і можна зв’язати бачимо збільшення концентрації атмосферного з діяльністю человека.

Механизм впливу на клімат полягає в так званому парниковий ефект. Тоді як короткохвильовою сонячної радіації прозорий, відмираючу від земної поверхні длинноволновую радіацію його поглинає і переизлучает поглощённую енергію на усіх напрямах. У результаті ефекту збільшення концентрації атмосферного призводить до нагріванню Землі та нижньої атмосфери. Незатухаючий зростання концентрації у атмосфері може змінити глобального клімату, тому прогноз майбутніх концентрацій вуглекислого газу є важливим задачей.

Поступление вуглекислого газу атмосферу внаслідок промислових выбросов.

Взаимосвязь між енергоспоживанням, економічної банківською діяльністю та надходженням вуглекислого газу атмосферу.

Основным антропогенним джерелом викидів є спалювання різноманітних видів углеродосодержащего палива. Нині економічне розвиток зазвичай пов’язують із зростанням індустріалізації. Історично склалося так, що піднімати економіку залежить від наявності доступних джерел енергії і кількості спалюваного викопного палива. Дані про розвиток економіки та енергетики більшість країн у період 1860−1973 рр. Свідчать не лише про зростання, а й зростанні енергоспоживання. Проте одне перестав бути наслідком іншого. Починаючи з 1973 року у багатьох країнах відзначається зниження питомих енерговитрат у разі зростання реальних ціни енергію. Недавнє дослідження промислового використання США показало, що починаючи з 1920 року відношення витрат первинної енергії до економічного еквівалентом вироблених товарів дедалі зменшувався. Більше ефективне використання енергії буває у результаті вдосконалення промислової технології, транспортних засобів і проектування будинків. З іншого боку, у низці промислово розвинутих країн сталися зрушення у структурі економіки, що втілилися у переході з розвитку сировинної й переробляє промисловості до розширення галузей, які виробляють кінцевий продукт.

Минимальный рівень споживання енергії душу населення, необхідний нині задоволення потреб медицини, освіти і рекреації, значно змінюється від регіону до регіону і південь від країни до країни. Багато країнах значне зростання споживання високоякісних видів палива на свою душу є істотним чинником задля досягнення вищого рівня життя. Зараз представляється імовірним, що далі економічного розвитку і досягнення бажаного рівень життя пов’язані з рівнем енергоспоживання на одну особу, проте це процес ще недостатньо изучен.

Можно припустити, щодо досягнення середини наступного століття економіка більшості країн зуміє пристосуватися до підвищеним цінами на енергію, зменшуючи потреби у робочої сили та інших видах ресурсів, і навіть збільшуючи швидкість оброблення і передачі чи, можливо, змінюючи структуру економічного балансу між виробництвом товарів і наданням послуг. Отже, від вибору стратегію розвитку енергетики з тим чи іншого часткою використання вугілля чи палива в енергетичної системі буде безпосередньо залежати швидкість промислових викидів .

Потребление енергії і викиди вуглекислого газа.

Энергия не виробляється заради самого виробництва енергії. У промислово розвинених країн основна частина вироблюваної енергії посідає промисловість, транспорт, обігрів і охолодження будинків. Багато недавно виконаних дослідженнях показано, що сучасний рівень споживання енергії в промислово розвинених станах може бути значно знижений рахунок застосування енергозберігаючих технологій. Так, був розрахований, якби США перейшли під час виробництва товарів широкого споживання у сфері послуг на найменш енергоємні з вже наявних технологій тим більше ж обсязі виробництва, кількість що надходить атмосферу зменшилося на 25%. Результуюче зменшення викидів загалом земному кулі у своїй становило б 7%. Такий ефект мав би місце та інших промислово розвинених країн. Подальшого зниження швидкості надходження у повітря можна досягти шляхом зміни структури економіки результаті запровадження більш ефективних методів виробництва товарів хороших і удосконалень у сфері надаваних послуг населенню.

Углерод в природе.

Среди безлічі хімічних елементів, без яких не можна існування життя Землі, вуглець головне. Хімічні перетворення органічних речовин пов’язані з здатністю атома вуглецю утворювати довгі ковалентные кайдани й посадили кільця. Биогеохимический цикл вуглецю, природно, дуже складний, оскільки вона вмикає як функціонування всіх форм життя Землі, а й перенесення неорганічних речовин як між різними резервуарами вуглецю, і всередині них. Основними резервуарами вуглецю є атмосфера, континентальна біомаса, включаючи грунту, гідросфера з підігрітою морською биотой і літосфера. Протягом двох століть у системі атмосфера — біосфера — гідросфера відбуваються зміни потоків вуглецю, інтенсивність яких приблизно порядок величини перевищує інтенсивність геологічних процесів перенесення цього елемента. По на цій причині слід обмежитися аналізом взаємодій не більше цієї системи, включаючи почвы.

Основные хімічні з'єднання заліза і реакции.

Известно більш мільйона вуглецевих сполук, тисячі з котрих беруть участь у біологічних процесах. Атоми вуглецю можуть міститися у одному з країн можливих станів окислення: від +IV доIV. Найбільш поширене явище — це повне окислювання, тобто. +IV, прикладами таких сполук можуть бути і . Більше 99% вуглецю у атмосфері міститься у вигляді вуглекислого газу. Близько 97% вуглецю в океанах існує у растворённой формі (), а літосфері - як мінералів. Прикладом стану окислення +II є мала газова складова атмосфери , яка досить швидко окислюється до .Елементарний угрерод є у атмосфері у «малих кількостях як графіту і алмазу, а грунті - у вигляді деревного вугілля. Асиміляція вуглецю у процесі фотосинтезу призводить до утворення відновленого вуглецю, який є у біоті, мёртвом органічному речовині грунту, у верхніх шарах осадових порід у вигляді вугілля, нафти і є, захоронённых великих глибинах, й у літосфері - як розсіяного недоокисленного вуглецю. Деякі газоподібні сполуки, містять недоокисленный вуглець , зокрема метан, вступають у атмосферу за відновлення речовин, що відбувається в анаеробних процесах. Хоча за бактериальном розкладанні утворюється кілька різних газоподібних сполук, вони швидко окисляються, і вважатимуться, що у систему надходить . Винятком є метан, оскільки вона також впливає парниковий ефект. У океанах міститься значну кількість растворённых сполук органічного вуглецю, процеси окислення до відомі ще недостатньо хорошо.

Изотопы углерода.

В природі відомо сім ізотопів вуглецю, у тому числі істотну роль грають три. Два їх — і  — є стабільними, а один —  — радіоактивним з періодом полураспала 5730 років. Необхідність вивчення різних ізотопів вуглецю зумовлена тим, що швидкості перенесення сполук вуглецю й умови рівноваги в хімічних реакціях залежить від того, які ізотопи вуглецю містять ці сполуки. Через це у природі спостерігається різне розподіл стабільних ізотопів вуглецю. Розподіл ж ізотопу , з одного боку, залежить з його освіти у ядерних реакціях з участю нейтронів і атомів азоту у атмосфері, з другого — від радіоактивного распада.

Углерод в атмосфере.

Атмосферный вуглекислий газ.

Тщательные вимірювання вмісту атмосферного були розпочаті 1957 року Киллингом в обсерваторії Мауна-Лоа. Регулярні вимірювання вмісту атмосферного проводяться на ряд інших станцій. З аналізу спостережень можна зрозуміти, що річний хід концентрації обумовлений переважно сезонними змінами циклу фотосинтезу і деструкції рослин суші; нею також впливає, хоч і меншою мірою, річний хід температури поверхні океану, від якого розчинність у морській воді. Третім, і, мабуть, найменш важливим є річний хід інтенсивності фотосинтезу в океані. Середнє кожний даний рік зміст у атмосфері кілька вище на північ півкулі, оскільки джерела антропогенного надходження розташовані переважно на північ півкулі. З іншого боку, спостерігаються невеликі міжрокові зміни змісту , які, мабуть, визначаються особливостями загальної циркуляції атмосфери. З наявних даних із зміни концентрації у атмосфері основне значення мають даних про що спостерігається впродовж останніх 25 років регулярному зростанні змісту атмосферного . Більше ранні вимірювання вмісту атмосферного вуглекислого газу (починаючи з середини уже минулого століття) були, зазвичай, недостатньо сповнені. Зразки повітря відбиралися без необхідної ретельності і здійснювалася оцінка похибки результатів. З допомогою аналізу складу повітряних бульбашок з льодовикових кернів можна було отримати дані для періоду з 1750 по 1960 рік. Було так само виявлено, що певні шляхом аналізу повітряних включень льодовиків значення концентрацій атмосферного для 1950;х років добре узгоджуються з цими обсерваторії Мауна-Лоа. Концентрація протягом 1750−1800 років виявилася близька до значенням 280 млн, після що хоче стала повільно вона зростатиме і до 1984 року становила 3431 млн.

Содержание ізотопу З в атмосферному вуглекислому газе..

Содержание ізотопу виражається відхиленням () () відносини від узвичаєного стандарту. Перші вимірювання вмісту ізотопу у атмосфері були проведено Килингом в 1956 року і повторені ним у 1978 року. Значення для атмосферного в 1956 року було одно 7, а 1978 становила -7,65. Нещодавно були опубліковані також дані вимірів в вуглекислому газі повітряних включень в льодовиках. У середньому оцінки зменшення в атмосферному впродовж останніх 200 років становлять 1,0−1,5. Спостережувані зміни змісту викликані головним чином надходженням у повітря із меншим значенням при вирубування лісів, зміні характеру землекористування і спалювання викопного топлива.

Содержание ізотопу З в атмосферному вуглекислому газе..

Количество ізотопу Землі залежить від балансу між освітою під впливом космічного випромінювання та його радіоактивним розпадом. Очевидно, на початок сільськогосподарської та промислової революції розподіл ізотопу у різних резервуарах вуглецю зберігалося приблизно незмінним. На початок помітних змін, викликаних викидами при випробуваннях створення ядерної зброї, із початку минулого століття незалежності до середини поточного відбувалося зменшення . Він був переважно викликано викидом рахунок спалювання викопного палива, у якому немає радіоактивний ізотоп . Це спричинило зменшенню змісту у атмосфері. Починаючи із перших випробувань ядерної зброї в 1952 і 1954 роках спостерігалися суттєві зміни змісту в атмосферному вуглекислому газі. Велике надходження у повітря сталося внаслідок ядерних випробувань, проведених США в Тихому океані в 1958 року і СРСР 1961;1962 роках. Після цього викиди були помітно обмежені. Спочатку більшість радіоактивних продуктів переносилася в стратосферу. Оскільки час обміну між стратосферой і атмосферою становить кілька років, то зменшення концентрації ізотопу в тропосфері, обумовлене взаємодією із континентальною биотой і океанами, починаючи з 1965 року відбувалося більш повільно рахунок надходження цього ізотопу з стратосферы.

Перемешивание в атмосфере.

Перемешивание повітря на тропосфері збувається доволі швидко. Пасати у широтах в обох півкулях оминають Землю загалом приблизно за місяць, вертикальне переміщення між земної поверхнею і тропопаузой (в розквіті від 12 до 16 км) також надається протягом місяці, перемішування у бік із півночі на південь в межах півкулі відбувається приблизно три місяці, а ефективний обмін між двома півкулями здійснюється приблизно протягом року. Бо у даної роботі розглядаються процеси, зміни яких відбуваються під час порядку кілька років, десятиліть століть, вважатимуться, що тропосфера у будь-якій час добре перемішана. Це грунтується у тому, що середні річні значення концентрації для високих північних і високих південних широт відрізняються лише з 1,5−2,0 млн. У північній півкулі концентрація вище, ніж у південному. Різниця концентрацій на північ і південному півкулях, мабуть, викликано тим, що близько 90 відсотків% джерел промислових викидів лежить у північній півкулі. За останні десятиліття ця різниця збільшилася, оскільки споживання викопного палива також возросло.

Обмен між стратосферой і тропосферой відбувається значно повільніше, ніж у тропосфері, тому сезонні коливання концентрації атмосферного вуглекислого газу вище тропопаузы швидко зменшуються. У стратосфері зростання концентрації значно запізнюється проти її зростом тропосфері. Так, відповідно до вимірам, концентрації в розквіті 36 км приблизно 7 млн менше, ніж рівні тропопаузы (тобто. в розквіті 15 км). Це відповідає часу перемішування між стратосферой і тропосферой, рівному 5−8 годам.

Газообмен в системі атмосфера — океан.

Скорость газообмена.

В стаціонарному стані, що у доіндустріальне час, більш 90% що міститься на Землі ізотопу перебував у морської води та донних відкладеннях (зміст на минулих становить лише відсотків). Існував приблизний баланс між перенесенням з атмосфери в океан і радіоактивним розпадом всередині океану. Середній глобальний обмін між атмосферою і океаном можна визначити шляхом виміру різниці змісту в вуглекислому газі атмосфери і растворённом в поверхневому шарі океану. Дані спостережень за зменшенням концентрації у атмосфері і її збільшенням в поверхневих водах океану після проведення випробувань ядерної зброї дають ще одну можливість визначити швидкість газообміну. Третій спосіб оцінки швидкості газообміну між атмосферою і океаном залежить від вимірі відхилення стану рівноваги між і , обумовленого надходженням з океану в атмосферу. Середня швидкість газообміну між атмосферою і океаном при концентрації у атмосфері 300 млн, отримана з урахуванням цих трьох способів, дорівнює 185 моль/(мрік). Це означає, що середнє час перебування у атмосфері одно 8,52 років. Швидкість газообміну за українсько-словацьким кордоном розділу між атмосферою і океаном залежить стану поверхні океану, від швидкості вітру і волнения.

Буферные властивості карбонатної системы.

При розчиненні у морській воді відбувається реакція гідратації із заснуванням вугільної кислоти , що у своє чергу диссоциирует на іони . Карбонатная система визначається сумарною концентрацією растворённого неорганічної вуглецю (); повним змістом боратов (У); лужним резервом (А); кислотністю (pH); парциальным тиском расворённого вуглекислого газу , яке за умови рівноваги з атмосферою одно парциальному тиску у атмосфері. При поглинанні морської водою щёлочность залишається незмінною, а освіту й розкладання органічних і неорганічних сполук призводить зміну як , і А. Карбонатная система має такі основні особенности:

Растворимость у морській води та відповідно концентрація сумарного вуглецю, що у рівновазі з атмосферним при заданому значенні концентрації останнього, залежить від температуры.

Обмен між газової фазою і розчином залежить від з так званого буферного чинника, також називають чинником Ревелла.

Растворимость і буферний чинник збільшуються при зниженні температури. Оскільки зміна парциального тиску вуглекислого газу напрямі від полюси до екватору невелика, загалом переноситься з атмосфери в океан у «високих широтах й у протилежному напрямі, у низьких, хоча спостерігаються відхилення від цього спрощеної картини через те, що у результаті апвеллинга з глибинних шарів океану до приносяться обогащённые вуглекислим газом води. Буферний чинник має величину порядку 10 і збільшується зі зростанням значень . Це означає, що відчутно до досить малим змін у питній воді. При збереженні рівноваги у системі атмосфера — поверхневі води океану зміна концентрації у атмосфері приблизно на 25% впродовж останніх 100 років викликає зміна змісту сумарного расворённого неорганічної вуглецю в поверхневих водах лише з 2−2,5%. Отже, здатність океану поглинати надлишковий атмосферне удесятеро менша від тієї, що було б очікувати з порівняння розмірів природних резервуарів углерода.

Углерод в морської воде.

Полное зміст вуглецю і щёлочность.

Как показали дослідження, зміст сумарного неорганічної вуглецю в океані 1983 року більш, ніж в 50 разів перевищувало зміст у атмосфері. Крім цього у океані перебувають значні кількості растворённого органічного вуглецю. Вертикальне розподіл перестав бути однорідним, його концентрації в глибинних шарах океану вище, ніж у поверхневих. Спостерігається також наростити концентрації від досить низьких значень в глибинних водах Північного Льодовитого океану до вищим значенням в глибинних водах в Атлантичному океані, до ще більше високим під Одесою і Індійському океанах до максимальних У Тихому океані. Вертикальне розподіл щёлочности дуже схожі щодо розподілу , проте межі змін щёлочности значно менше (і становить приблизно 30% змін . Цікаво зазначити, що поверхневі концентрації було б на приблизно на 15% вище, якби океани були добре перемішані, що у своє чергу означало б, що концентрація у атмосфері повинна бути близько 700 млн. Наявність вертикальних градиендов (як і і щёлочности) в океанах має суттєвий впливом геть концентрації атмосферного .

Фотосинтез, розкладання і розчинення органічного вещества.

Деятельность морської біоти практично цілком обмежена поверхневими верствами океану, де відбувається інтенсивний фотосинтез в фотической зони і бактеріальне розкладання, яке зосереджено переважно й у верхньому стометровом шарі океану. Очевидно, лише 10% первинної продукції у вигляді мертвої органіки переважно у формі фекальних пеллет і залишків організмів сягає глибших шарів океану, і, мабуть, близько 1% цієї речовини відкладається на океанічному дні. Повна первинна продуктивність океану становить близько р С/год, але швидкість фотосинтезу на одиницю виміру площі значно змінюється: від 0,5 р

С/(мдобу) і більше на зонах інтенсивного апвеллинга до менш 10% цього значення пустельних областях океану, які характеризуються даунвеллингом і недоліком поживних речовин. Фотосинтез залежить від доступного кількості поживних речовин. Скрізь, де досить, живильні речовини витрачаються швидко. Відсутність азоту та фосфору найчастіше лімітує швидкість освіти первинної продукції. Однак у високих широтах, особливо у Південному океані, наявність порівняно великих концентрацій як азоту, і фосфору в поверхневих водах зазначає, що якоїсь іншої чинник (мабуть, освещённость) лімітує первинну продуктивность.

В процесі освіти первинної продукції, що включає як органічні, і неорганічні сполуки вуглецю, концентрація зменшується. Вплив цього процесу на щёлочность не завжди однаковий. Кожен використаний при освіті органічного речовини микромоль вуглецю збільшує щёлочность приблизно за 0,16 мкэкв, а коли вуглець використовується для освіти , зменшується на 2 мкэкв. Отже, розбіжності у просторовому розподілі і щёлочности містять інформацію про відносних значеннях продукції і на розкладання чи розчинення органічного й неорганічного речовини в океані. Безсумнівно, що передвиборне збільшення концентрації атмосферного створює потік з атмосфери в океан, який у часи чергу, повинен був змінити доіндустріальне розподіл у верхніх шарах океана.

З в океане..

Распределение в растворённом неорганическом вуглеці переважають у всіх океанах отримали під час експедицій по програмі GEOSECS в 1972;1978 роках. Виявилося, що максимальні значення концентрації в поверхневих водах океану припали початку 70-х років. Є також мало даних (в основному задля глибинних шарів океану) про значеннях концентрації в растворённом органічному вуглеці. Вони були дуже низькими. Це дає підстави вважати, що расворённый органічний вуглець переважно складається з стійких сполук. Легко окисляемые речовини (такі, як цукру й білки) є важливим джерелом энергии.

Донные опади океана.

Ежегодно близько р З відкладається дно якої океану, частину цих відкладень є органічний вуглець, іншу частина — . Органічний вуглець є є основним джерелом енергії для організмів, які живуть дні моря, и лише мала його частину захороняется в опадах, виняток складають прибережні зони і шельфи. У деяких обмежених областях (наприклад, у деяких районах Балтійського моря) зміст кисню в придонних водах може дуже низьким, відповідно зменшується швидкість окислення і великі кількості органічного вуглецю захороняются в опадах. Області з бескислородными умовами збільшуються внаслідок забруднення прибережних вод, і останні роки, мабуть, кількість легко окисляемого органічного речовини також збільшилося. Вище лизокнина океанічні води пересыщены стосовно , рівень лизокнина в Атлантичному океані розташований на глибині 4000 м, а Тихому — лише на глибині 1000 м. Над лизокнином не відбувається скільки-небудь помітного розчинення , тоді як у великих глибинах його розчинення наводить до зменшення випадання в осад, а нижче глибини карбонатної компенсації осадження немає зовсім. Оскільки товщина верхнього осадового шару, у якому відбувається перемішування опадів організмами, котрі живуть дно якої океану (биотурбация), становить приблизно 10 див, значну кількість вуглецю ( р) у вигляді повільно обмінюється з неорганічним вуглецем морської води, головним чином глибині лизокнина.

Содержание ізотопу в океанічних опадах досить швидко убуває з глибиною, що дає можливість визначити швидкість накопичення опадів (вона досить змінювалася від часу останнього зледеніння). Проте повний зміст в опадах мало по порівнянню з змістом у атмосфері, біосфері і океанах.

Процессы перенесення в океанах.

Вследствие буферних властивостей карбонатної системи, зміна концентрації растворённого сумарного неорганічної вуглецю у морській воді, необхідне досягнення стану рівноваги зі зростаючою концентрацією атмосферного вуглекислого газу, замало, й рівноважний стан між атмосферним і растворённым в поверхневих водах встановлюється швидко. Роль океану в глобальному углеродном циклі визначається переважно швидкістю обміну вод в океане.

Поверхностные верстви океану досить добре перемішані до верхньої межі термоклина, тобто. до глибини близько 75 метрів за області широт приблизно 45з. — 45ю. У високих широтах зимове охолодження вод призводить до перемішуванню до значно більших глибин, а обмежених областях і протягом коротких інтервалів часу перемішування вод поширюється до дна океанів (як, наприклад, в Гренландском морі та море Уэдделла). З іншого боку, з областей основних течій в широтному поясі 45−55 (Гольфстрім у Північній Атлантиці, Куросио у північній частини моря і Антарктичне циркумполярное протягом) відбувається великомасштабний перенесення холодних поверхневих вод до області головного термоклина (глибина 100−1000 м). У шарі термоклина відбувається також вертикальне перемішування. Обидва процесу відіграють істотне значення при перенесення вуглецю в океане.

Между вуглекислим газом у атмосфері і растворённым неорганічним вуглецем в поверхневих шарах морської води рівновагу встановлюється приблизно протягом року (якщо знехтувати сезонними змінами). Растворённый неорганічний вуглець переноситься разом із водними масами з поверхневих вод в глибинні верстви океану. При русі водної маси його зміст зазвичай зростає рахунок надходження вуглекислого газу при розкладанні і розчиненні детриту, опускається з поверхневого шару океану. Виникає внаслідок збільшення змісту сумарного растворённого неорганічної вуглецю можна обчислити, приймаючи до уваги супутній зростання змісту поживних речовин і щёлочности. Проте, у такий спосіб не можна досить точно визначити значення концентрації на час, коли відбувалося освіту глибинних вод. Як відзначалося раніше, стаціонарне розподіл в океанах забезпечує приблизний баланс між перенесенням, поданих у глибину (потік детриту), і перенесенням, спрямованим до (перемішування і апвеллинг з глибоких шарів з більшими на концентраціями ). При поглинанні антропогенного океаном потік растворённого неорганічної вуглецю з глибинних шарів до поверховим зменшується через підвищення концентрації в поверхневих шарах океану, та заодно спрямований вниз потік детриту залишається незмінним. Справедливість цього припущення підтверджує те, що первинна продуктивність в поверхневому шарі океану зазвичай лімітується наявністю поживних речовин. Проте живильні речовини є лимитирующим чинником для продуктивності в основних зонах апвеллинга, розміщених у південній частині Антарктичного циркумполярного течії в широтному поясі 55−60 ю.ш. Ця обставина указыавет те що, що є інші чинники, лімітуючі зростання фітопланктону в широтах: наприклад, мінлива радіація, визначальна поширення кордонів морського льоду в північні широти навесні і на початок літа південній півкулі. За інших кліматичних режимах чинники, лімітуючі продуктивність, можуть цілком іншими. Відповідно може змінюватися і глобальний вуглецевий цикл.

Авторы статті, використаної як підстави написання даної роботи, проаналізували дехто з тих можливих факторів, і показали, що з певних умовах в поверхневих шарах океану можуть спостерігатися нижчі значення концентрацій растворённого неорганічної вуглецю проти сучасними, відповідно концентрації атмосферного будуть також іншими. Цю вуглецевого циклу в океані можна назвати як механізм збільшення спрямованого вниз потоку вуглецю у разі, якби потепління у «високих широтах викликало зменшення площі морського крижаного покриву. Це — механізм негативною зворотний зв’язок між вуглецевим циклом і кліматичної системою, тобто. підвищення у атмосфері повинно призвести до збільшення поглинання океаном і поступового зменшення швидкості зростання в атмосфере.

При оцінках можливих значень концентрацій атмосферного у майбутньому зазвичай вважають, що це загальна циркуляція океанів нічого очікувати зміняться. Але немає сумніву, у минулому вона змінювалася. Якщо потепління, викликане зростанням концентрації у атмосфері, буде значним, то, мабуть, відбудеться якесь зміна циркуляції океану. У частковості, може зменшитися інтенсивність освіти холодних глибинних вод, що у своє чергу можуть призвести до зменшення поглинання антропогенного океаном.

Изменение круговороту вуглецю міг би статися також за збільшенні сумарного кількості поживних речовин, у океані. Якщо наявність поживних речовин, у поверхневих шарах продовжуватиме головним чинником, лимитирующим фотосинтез, їх концентрації у тих шарах мусять бути дуже низькими. Отже, повинен збільшиться вертикальний градієнт концентрації поживних речовин між обеднёнными цими речовинами поверхневими водами і глибинними верствами. І тут рахунок вертикального перемішування в океані в поверхневі шари буде переноситися більше поживних речовин, що приведе до зростання інтенсивності фотосинтезу, і, отже, збільшення потоку детриту в глибинні верстви океану. Вертикальне градієнт концентрації також зросте, а поверхневі значення і парціальний тиск у своїй уменьшатся.

Брокер проаналізував можливі механізми, які б відігравати суттєву роль під час переходу від ледниковья до межледниковью, особливо підкресливши роль фосфатів. Дія саме цих механізмів міг би пояснити низькі концентрації вуглекислого газу атмосфері, які мали місце наприкінці льодовикової епохи, і високі концентрації у атмосфері на більш теплий період. Показано, що складні вторинні механізми можуть вносити свій внесок у можливі зміни концентрації атмосферного протягом найближчих 100 років, крім безпосереднього впливу антропогенних викидів .

Как вуглець, і фосфор вступають у океан з річковим стоком. Потік вуглецю становить близько р С/год, а може збільшиться через інтенсифікації сільськогосподарської роботи і лісокористування. Оскільки цикли вуглецю і фосфору взаємопов'язані, корисно оцінити зростання фосфору як добрив сільському господарстві і промисловості. Річний видобуток фосфору в 1972 року становила р. І надалі значно зросла. У водні системи (озёра, річки, моря) надходить трохи більше 50% фосфору, а можливо, і від, бо частина фосфору, використаного як добрива з полів й у лісах, залишається в почвах.

Для грубої оцінки можливого зростання первинної продуктивності у водних системах можна вважати, у процесі фотосинтезу використовується 20−50% наявного кількості фосфатів І що освічене в такий спосіб органічна речовина стає частиною вуглецевого циклу в океані чи захороняется у відкладеннях. Таке зміна продуктивності призведе до видалення з атмосфери і поверхневих шарів водних систем р. С/год. Це кількість відповідає 2−6% річного викиду вуглецю у повітря рахунок спалювання викопного палива на 1972 року, а тому цей процес мушу враховувати під час побудові моделей зміни глобального клімату.

Углерод в континентальної біоті й у почвах.

Углерод в біоті і первинна продуктивность.

В протягом останніх 20 років було здійснено численні спроби визначення запасів вуглецю в континентальної рослинності і характеристик його річного круговороту: загальної первинної продуктивності, подиху і освіти детриту. Оцінка, характеризує стан континентальної біомаси на 1950 рік без обліку сухостоя, дорівнює р З. У пізніх роботах, заснованих на виключно більшій кількості даних, вказується, що ця оцінка змісту вуглецю в живу речовину біомаси швидше за все завищена. У дослідженнях, виконаних Дювинье та інших., і навіть Олсоном та інших., докладніше розглядається неоднорідність існуючих биомов, особливо у тропічних регіонах. Відповідно до цих двом дослідженням, зміст вуглецю в резервуарі живої континентальної фітомаси на 1970 року було одно р З. Проте різні оцінки продуктивності важко порівнювати через відмінності використаних систем класифікації. Зараз стає зрозуміло, що відсотковий вміст вуглецю у вторинних лісах значно менше, ніж у незайманих тропічних лісах, а площа, зайнята першими, більше, ніж вважалася раніше. Багато площі, які раніше передбачалися повністю зайнятими зімкнутими лісами, нині опинилися зайнятими частково зімкнутими лесами.

Среднее час перебування вуглецю в лісових системах становить 16−20 років, але середній вік дерев по крайнього заходу вдвічі більше, оскільки менше половини чистої первинної продукції перетворюється на целюлозу. Середнє тривалість життя вуглецю в рослинах, не які входять у лісові системи, дорівнює приблизно 3 годам.

Углерод в почве.

По різним оцінкам, сумарне зміст вуглецю в становить близько р З. Головна невизначеність існуючих оцінок обумовлена недостатньою повнотою даних про площах міст і змісті вуглецю в торфовищах планеты.

Более повільний процес розкладання вуглецю у ґрунтах холодних кліматичних зон призводить до більшої концентрації вуглецю грунтів (на одиницю поверхні) в бореальных лісах і трав’янистих співтовариствах середніх широт проти тропічними екосистемами. Але тільки небагато (кілька відсотків і навіть менше) детриту, що надходить щорічно у резервуар грунтів, залишається у яких в протягом багато часу. Більшість мертвого органічного речовини окислюється до кілька років. У чернозёмах близько 98% вуглецю підстилки характеризується часом обороту близько 5 місяців, а 2% вуглецю підстилки залишаються у грунті у середньому протягом 500−1000 років. Ця характерна риса почвообразовательного процесу проявляється й тому, що вік грунтів у широтах, визначається радиоизотопным методом, становить від кількох основних сотень близько тисячі років і більше. Проте швидкість розкладання органічного речовини при трансформації земель, зайнятих природною рослинністю, в сільськогосподарські угіддя зовсім інша. Наприклад, можна почути думку, що 50% органічного вуглецю у ґрунтах, які у сільське господарство Північної Америки, може бути втрачено внаслідок окислення, тому що ці грунту почали експлуатуватися на початок уже минулого століття чи на самому його начале.

Изменения змісту вуглецю в континентальних экосистемах.

За останні 200 років сталися значні зміни в континентальних екосистемах в результаті зростаючого антропогенного впливу. Коли землі, зайняті лісами і трав’янистими співтовариствами, перетворюються на сільськогосподарські угіддя, органічна речовина, тобто. живе речовина рослин i мертве органічне речовина грунтів, окислюється і надходить у атмосферу у вигляді . Певний кількість елементарного вуглецю може також захораниваться у грунті як деревного вугілля (як продукт, що залишилося від спалювання лісу) отже, вилучатися з швидкого обороту в углеродном циклі. Зміст вуглецю у різних компонентах екосистем змінюється, оскільки відновлення та деструкція органічного речовини залежить від географічної широти і між типу растительности.

Были проведено численні дослідження, мали за мету дозволити існуючу невизначеність щодо оцінки змін запасів вуглецю в континентальних екосистемах. Базуючись на даних цих досліджень, можна зробити висновок у тому, що надходження у повітря з 1860 по 1980 1999 рік становила р З повагою та що у 1980 року биотический викид вуглецю дорівнював р С/год. З іншого боку, можливо вплив зростаючих атмосферних концентрацій і викидів забруднюючих речовин, як-от і , на інтенсивність фотосинтезу і деструкції органічного речовини континентальних екосистем. Очевидно, інтенсивність фотосинтезу із збільшенням концентрації у атмосфері. Найбільш мабуть, що зростання уражає сільськогосподарських культур, а природних континентальних екосистемах підвищення ефективність використання води міг би призвести до прискоренню освіти органічного вещества.

Прогнозы концентрації вуглекислого газу атмосфері на будущее.

Основные выводы.

За останні десятиліття було створено дуже багато моделей глобального вуглецевого циклу, розглядати які живуть у роботі видається доцільним тому, що вони у достатній мірі складні, і объёмны. Розглянемо лише коротко основні їх висновки. Різні сценарії, використані для прогнозу змісту у атмосфері в майбутньому, дали подібні результати. Нижче приведёна спроба підвести загальний підсумок наших сьогоднішніх знань і припущень, що стосуються проблеми антропогенного зміни концентрації в атмосфере.

С 1860 по 1984 рік у атмосферу надійшло р З рахунок спалювання викопного палива, швидкість викиду нині (по дані 1984 рік) дорівнює р С/год.

В протягом цього ж періоду часу надходження у повітря за вирубки лісів та характеру землекористування становило р З, інтенсивність цього надходження у час дорівнює р С/год.

С середини уже минулого століття концентрація у атмосфері збільшилася від до млн в 1984 году.

Основные характеристики глобального вуглецевого циклу добре вивчені. Стала можливою створення кількісних моделей, що потенційно можуть побут покладено основою прогнозів зростання концентрації у атмосфері при використанні певних сценаріїв выброса.

Неопределённости прогнозів ймовірних змін концентрації у майбутньому, одержуваних з урахуванням сценаріїв викидів, значно менше значно менше неопределённостей самих сценаріїв выбросов.

Если інтенсивність викидів у повітря протягом найближчих чотирьох десятиліть залишиться постійної або вона буде зростати дуже повільно (трохи більше 0,5% на рік) й більш віддаленому майбутньому також зростати надто повільно, чи до кінцю ХХІ сторіччя концентрація атмосферного становить близько 440 млн, тобто. трохи більше, ніж 60% перевищить доіндустріальний уровень.

Если інтенсивність викидів протягом найближчих чотирьох десятиліть зростатиме загалом на 1−2% на рік, тобто. як і вона зростала з 1973 року по нашого часу, а більш віддаленому майбутньому темпи її зростання сповільняться, то подвоєння змісту у атмосфері по порівнянню з доиндустриальным рівнем відбудеться до кінця XXI века.

Основные невизначеності прогнозів концентрації у атмосфері викликані недостатнім знанням ролі наступних факторов:

скорости водообміну між поверхневими, проміжними і глибинними верствами океана;

чувствительности морської первинної продукції до змін змісту поживних речовин, у поверхневих водах;

захоронения органічного речовини в опадах в прибережних районах (і озёрах);

изменение щёлочности, і, отже, буферного чинника морської води, викликаних зростанням змісту растворённого неорганічної углерода;

увеличения інтенсивності фотосинтезу і зростання біомаси і грунтового органічного речовини в континентальних екосистемах рахунок зростання концентрації у атмосфері і можливого відкладення поживних речовин, надходили з антропогенних источников;

увеличения швидкості розкладання органічного речовини грунтів, особливо у процесі експлуатації лесов;

образования деревного на процесі горіння биомассы.

Величина очікуваного зміни середньої глобальної температури при подвоєнні концентрації приблизно відповідає величині її зміни під час переходу від нього льодовикового періоду до сучасного межледниковью. Більше помірковане споживання викопного палива на наступних десятиліть міг би продовжити можливість його використання більш отдалённую перспективу. І тут концентрація у атмосфері не досягне подвоєного значення проти доиндустриальным уровнем.

Проблема зміни клімату внаслідок емісії парникових газів має розглядатись як із найважливіших сучасних проблем, що з довгостроковими впливами на довкілля, і розглядати її у поєднанні з інші проблеми, викликаними антропогенними впливами на природу.

Список литературы

.

Парниковый ефект, зміна клімату і екосистеми. / Під редакцією Б. Болина, Б. Р. Десса, Дж. Ягера, Р. Уоррика. / Ленінград, Гидрометеоиздат — 1989.

М. І. Будыко. Клімат життя й. / Ленінград, Гидрометеоиздат — 1971.

М. І. Будыко. Зміни клімату. / Ленінград, Гидрометеоиздат — 1974.