Джерела і сток СО2

МІНІСТЕРСТВО ОСВІТИ І НАУКИ УКРАЇНИ

НАЦІОНАЛЬНИЙ АГРАРНИЙ УНІВЕРСИТЕТ



























РЕФЕРАТ

ДЖЕРЕЛА І СТОК СО2























Київ-2007


Зміст



	Людина і клімат

	Взаємозв’язок між енергоспоживанням, економічною діяльністю і надходженням СО2 в атмосферу

	Споживання енергії і викиди вуглекислого газу

	Вуглець в природі

	Основні хімічні з’єднання і реакції

	Ізотопи вуглецю

	Вуглець в атмосфері

	Атмосферний вуглекислий газ

	Зміст ізотопу С в атмосферному вуглекислому газі

	Зміст ізотопу С в атмосферному вуглекислому газі

	Перемішування в атмосфері

	Газообмін в системі атмосфера – океан

	Швидкість газообміну

	Буферні властивості карбонатної системи

	Вуглець в морській воді.

	Повний зміст вуглецю і лужність

	Фотосинтез, розкладання і розчинення органічної речовини

	С в океані

	Донні осідання океану

	Процеси перенесення в океані

	Вуглець в континентальній біоті і в грунтах

	Вуглець в біоті і первинна продуктивність

	Вуглець в грунті

	Зміна змісту вуглецю в континентальних екосистемах

	Прогнози концентрації вуглекислого газу в атмосфері на майбутнє. 

	Список літератури

	
1 Людина і клімат



Вплив людини на клімат почав виявлятися декілька тисяч років тому у зв’язку з розвитком землеробства. В багатьох районах для обробки землі знищувалася лісова рослинність, що призводило до збільшення швидкості вітру земної поверхні, деякій зміні режиму температури і вологості нижнього шару повітря, а також до зміни режиму вологості грунту, випаровування і річкового стоку. В порівняно сухих областях знищення лісів часто супроводжувалося посиленням запорошених бурь і руйнуванням грунтового покриву, помітно змінювало природні умови на цих територіях.

Разом з цим знищення лісів навіть на широких просторах робить обмежений вплив на метеорологічні процеси великого масштабу. Зменшення шорсткості земної поверхні і деяка зміна випаровування на звільнених від лісів територіях дещо змінює режим опадів, хоча така зміна порівняно невелика, якщо ліси замінюються іншими видами рослинності.

Більш істотний вплив на осідання може надати повне знищення рослинного покриву на деякій території, що неодноразово відбувалося у минулому в результаті господарської діяльності людини. Такі випадки мали місце після вирубки лісів в гірських районах із слабо розвиненим грунтовим покривом. В цих умовах ерозія швидко руйнує не захищений лісом грунт, внаслідок чого стає неможливим подальше існування розвиненого рослинного покриву. Схоже становище виникає в деяких областях сухих степів, де природний рослинний покрив, знищений внаслідок необмеженого випасу сільськогосподарських тварин, не поновлюється, у зв’язку з чим ці області перетворюються на пустелі.

Оскільки земна поверхня без рослинного покриву сильно нагрівається сонячною радіацією, відносна вологість повітря на ній падає, що підвищує рівень конденсації і може зменшувати кількість випадаючих опадів. Ймовірно, саме цим можна пояснити випадки невідновлення природної рослинності в сухих районах після її знищення людиною.

Інша форма впливу діяльності людини на клімат зв’язана із застосуванням штучного зрошування. В посушливих районах зрошування використовується протягом багатьох тисячоліть, починаючи з епохи найдавніших цивілізацій, що виникли в долині Ніла і межиріччі Тігра і Єфрата.

Вживання зрошування різко змінює мікроклімат зрошуваних полів. Через незначне збільшення витрат тепла на випаровування знижується температура земної поверхні, що призводить до пониження температури і підвищення відносної вологості нижнього шару повітря. Проте така зміна метеорологічного режиму швидко затухає за межами зрошуваних полів, тому зрошування призводить тільки до змін місцевого клімату і мало впливає на метеорологічні процеси великого масштабу.

Інші види діяльності людини у минулому не робили помітного впливу на метеорологічний режим різних за своєю структурою просторів, тому до недавнього часу кліматичні умови на нашій планеті визначалися в основному природними чинниками. Таке положення почало змінюватися в середині ХХ століття через швидке зростання чисельності населення і особливо через прискорення розвитку техніки і енергетики.

Сучасні дії людини на клімат можна розділити на дві групи, з якої до першої відносяться направлені дії на гідрометеорологічний режим, а до другої - дії, що є побічними наслідками господарської діяльності людини.

Діяльність людини досягла вже такого рівня розвитку, при якому її вплив на природу набуває глобального характеру. Природні системи – атмосфера, суша, океан, – а також життя на планеті вцілому піддаються цим діям. Відомо, що протягом останнього століття збільшувався вміст в атмосфері деяких газових складових, таких, як двоокис вуглецю (), закис азоту (), метан () і тропосферний озон (). Додатково в атмосферу поступали і інші гази, що не є природними компонентами глобальної екосистеми. Головні з них - фторхлоруглеводні. Ці газові домішки поглинають і випромінюють радіацію і тому здатні впливати на клімат Землі. Всі ці гази в сукупності можна назвати парниковими.

Уявлення про те, що клімат міг змінюватися в результаті викиду в атмосферу двоокису вуглецю, виникло не сьогодні. Арреніус вказав на те, що спалювання викопного палива могло привести до збільшення концентрації атмосферного  і тим самим змінити радіаційний баланс Землі. В теперішні часи час нам приблизно відомо, яка кількість  поступила в атмосферу за рахунок спалювання викопного палива і змін у використанні земель (знищення лісів і розширення сільськогосподарських угідь), і можна зв’язати збільшення концентрації атмосферної  внаслідок діяльністі людини.

Механізм дії  на клімат полягає в так званому парниковому ефекті. Тоді як для короткохвильової сонячної радіації  прозорий, довгохвильову радіацію, що йде від земної поверхні, цей газ поглинає і перевипромінює поглинену енергію у всіх напрямах. Внаслідок цього ефекту збільшення концентрації атмосферного  приводить до нагріву поверхні Землі і нижньої атмосфери. Зростання концентрації  в атмосфері, що продовжується, може привести до зміни глобального клімату, тому прогноз майбутніх концентрацій вуглекислого газу є важливою задачею.



1.1 Взаємозв’язок між енергоспоживанням економічною діяльністю і надходженням вуглекислого газу в атмосферу



Основним антропогенним джерелом викидів  є спалювання всіляких видів вуглеводовмісного палива. В даний час економічний розвиток звичайно зв’язується із зростанням індустріалізації. Історично склалося, що підйом економіки залежить від наявності доступних джерел енергії і кількості спалюваного викопного палива. Дані про розвиток економіки і енергетики для більшості країн за період 1860-1973 рр. свідчать не тільки про економічне зростання, але і про зростання енергоспоживання. Проте одне не є наслідком іншого. Починаючи з 1973 року в багатьох країнах наголошується зниження питомих енерговитрат при зростанні реальних цін на енергію. Недавнє дослідження промислового використовування енергії в США показало, що починаючи з 1920 року відношення витрат первинної енергії до економічного еквівалента вироблюваних товарів постійно зменшувалося. Більш ефективне використовування енергії досягається в результаті вдосконалення промислової технології, транспортних засобів і проектування будівель. Крім того, у ряді промислово розвинених країн відбулися зміни в структурі економіки, що виразилися в переході від розвитку сировинної і переробляючої промисловості до розширення галузей, які виробляють кінцевий продукт.

Мінімальний рівень споживання енергії на душу населення, необхідний в даний час для задоволення потреб медицини, освіти і рекреації, значно міняється від регіону до регіону і від країни до країни. В багатьох країнах, що розвиваються, значне зростання споживання високоякісних видів палива на душу населення є істотним чинником для досягнення більш високого рівня життя. Зараз представляється вірогідним, що продовження економічного зростання і досягнення бажаного рівня життя не пов’язано з рівнем енергоспоживання на душу населення, проте цей процес ще недостатньо вивчений.

Можна припустити, що до досягнення середини наступного сторіліття економіка більшості країн зуміє пристосуватися до підвищених цін на енергію, зменшуючи потреби в робочій силі і в інших видах ресурсів, а також збільшуючи швидкість обробки і передачі інформації або, можливо, змінюючи структуру економічного балансу між виробництвом товарів і наданням послуг. Таким чином, від вибору стратегії розвитку енергетики з тією або іншою часткою використання вугілля або ядерного палива в енергетичній системі безпосередньо залежатиме швидкість промислових викидів .

1.2 Споживання енергії і викиди вуглекислого газу



Енергія не виробляється заради самого виробництва енергії. В промислово розвинених країнах основна частина енергії, що виробляється, викоритовується на промисловість, транспорт, обігрів і охолоджування будівель. В багатьох виконаних дослідженнях показано, що сучасний рівень споживання енергії в промислово розвинених станах може бути істотно понижений за рахунок вживання енергозберігаючих технологій. Так, було розраховано, що якби США перейшли б при виробництві товарів широкого споживання і у сфері послуг на якнайменш енергоємні з вже наявних технологій при тому ж об’ємі виробництва, то кількість поступаючого в атмосферу вуглекислого газу зменшилася б на 25%. Загальне зменшення викидів вцілому по земній кулі при цьому склало б 7%. Подібний ефект мав би місце і в інших промислово розвинених країнах. Подальшого зниження швидкості надходження в атмосферу можна досягти шляхом зміни структури економіки в результаті упровадження більш ефективних методів виробництва товарів і удосконалень у сфері надання послуг населенню.




2 Вуглець в природі



Серед безлічі хімічних елементів, без яких неможливе існування життя на Землі, вуглець є головним. Хімічні перетворення органічних речовин пов’язані із здатністю атома вуглецю утворювати довгі ковалентні ланцюги і кільця. Біогеохімічний цикл вуглецю, природно, дуже складний, оскільки він включає не тільки функціонування всіх форм життя на Землі, але і перенесення неорганічних речовин як між різними резервуарами вуглецю, так і усередині них. Основними резервуарами вуглецю є атмосфера, континентальна біомаса, включаючи грунти, гідросфера з морською біотою і літосфера. Протягом останніх двох століть в системі атмосфера – біосфера – гідросфера відбуваються зміни потоків вуглецю, інтенсивність яких приблизно на порядок величини перевищує інтенсивність геологічних процесів перенесення цього елемента. З цієї причини слід обмежитися аналізом взаємодій в межах цієї системи, включаючи грунти.



2.1 Основні хімічні з’єднання і реакції



Відомо більше мільйона вуглецевих з’єднань, тисячі з яких беруть участь в біологічних процесах. Атоми вуглецю можуть знаходитися в одному з дев’яти можливих станів окислення: від +IV до -IV. Найпоширеніше явище – це повне окислення, тобто +IV, прикладами таких з’єднань можуть служити  і . Більше 99% вуглецю в атмосфері міститься у вигляді вуглекислого газу. Біля 97% вуглецю в океанах існує в розчиненій формі (), а в літосфері – у вигляді мінералів. Прикладом стану окислення +II є мала газова складова атмосфери, яка досить швидко окислюється до .Элементний карбон присутній в атмосфері в малих кількостях у вигляді графіту і алмаза, а в грунті – у формі деревного вугілля. Асиміляція вуглецю в процесі фотосинтезу приводить до утворення відновленого вуглецю, який присутній в біоті, мертвій органічній речовині грунту, у верхніх шарах осадових порід у вигляді вугілля, нафти і газу, схованого на великих глибинах, і в літосфері – у вигляді розсіяного недоокисленого вуглецю. Деякі газоподібні з’єднання, що містять недоокислений вуглець



2.2 Ізотопи вуглецю



В природі відомо сім ізотопів вуглецю, з яких істотну роль відіграють три. Два з них –  і  – є стабільними, а один –  – радіоактивним з періодом піврозпаду 5730 років. Необхідність вивчення різних ізотопів вуглецю обумовлена тим, що швидкості перенесення з’єднань вуглецю і умови рівноваги в хімічних реакціях залежать від того, які ізотопи вуглецю містять ці з’єднання. З цієї причини в природі спостерігається різний розподіл стабільних ізотопів вуглецю. Розподіл ізотопу, з одного боку, залежить від його утворення в ядерних реакціях з участю нейтронів і атомів азоту в атмосфері, а з іншою – від радіоактивного розпаду.




3 Вуглець в атмосфері



3.1 Атмосферний вуглекислий газ



Ретельні вимірювання вмісту атмосферного  були початі в 1957 році Киллінгом в обсерваторії Мауна-Лоа. Регулярні вимірювання вмісту атмосферного  проводяться також в ряду інших станцій. Виходячи з аналізу дослідів можна сказати, що річний хід концентрації  обумовлений в основному сезонними змінами циклу фотосинтезу і деструкції рослин на суші; на нього також впливає, хоча і меншій мірі, річний хід температури поверхні океану, від якого залежить розчинність  в морській воді. Третім, і, ймовірно, якнайменше важливим чинником є річний хід інтенсивності фотосинтезу в океані. Середній за кожний даний рік вміст  в атмосфері дещо вищий в північній півкулі, оскільки джерела антропогенного надходження  знаходяться переважно в північній півкулі. Крім того, спостерігаються невеликі міжрічні зміни вмісту, які, ймовірно, визначаються особливостями загальної циркуляції атмосфери. З наявних даних по зміні концентрації  в атмосфері основне значення мають дані про спостережуване протягом останніх 25 років по регулярному зростанні вмісту атмосферного . Більш ранні вимірювання вмісту атмосферного вуглекислого газу (починаючи з середини минулого століття) були, як правило, недостатньо повні. Зразки повітря відбиралися без необхідної ретельності і не проводилася оцінка похибки результатів. За допомогою аналізу складу пухирців повітря з льодовикових кусків стало можливим одержати дані для періоду з 1750 по 1960 рік. Було також виявлено, що визначені шляхом аналізу повітряних включень льодовиків значення концентрацій атмосферного  для 50-х років добре узгоджуються з даними обсерваторії Мауна-Лоа. Концентрація  протягом 1750-1800 років виявилася близькою до значення 280 млн, після чого вона стала дещо зростати і до 1984 року складала3431 млн.



3.2 Вміст ізотопу С в атмосферному вуглекислому газі.



Вміст ізотопу  виражається відхиленням () () відношення  від загальноприйнятого стандарту. Перші вимірювання вмісту ізотопу  в атмосфері були проведені Килінгом в 1956 році і повторені ним же в 1978 році. Значення  для атмосферного  в 1956 році було рівне 7, а в 1978 складало -7,65. Недавно були опубліковані також дані вимірювань  у вуглекислому газі повітряних включень в льодовиках. В середньому оцінки зменшення  в атмосферному  протягом останніх 200 років складають 1,0-1,5. Спостережувані зміни вмісту  викликані головним чином надходженням  в атмосферу з меншим значенням  при вирубці лісів, зміні характеру землекористування і спалювання викопного палива.



3.3 Вміст ізотопу С в атмосферному вуглекислому газі



Кількість ізотопу  на Землі залежить від балансу між утворенням  під впливом космічного випромінювання і його радіоактивним розпадом. Мабуть, до початку сільськогосподарської і промислової революції розподіл ізотопу  в різних резервуарах вуглецю зберігався приблизно незмінним. До початку помітних змін, викликаних викидами при випробуваннях ядерної зброї, з початку минулого століття до його середини відбувалося зменшення змісту . Воно було головним чином викликано викидом  за рахунок спалювання викопного палива, в якому не міститься радіоактивний ізотоп . Це привело до зменшення вмісту  в атмосфері. Починаючи з першими випробуваннями ядерної зброї в 1952 і 1954 роках спостерігалися істотні зміни вмісту  в атмосферному вуглекислому газі. Велике надходження  в атмосферу відбулося в результаті ядерних випробувань, проведених США в Тихому океані в 1958 році і СРСР в 1961-1962 роках. Після цього викиди були помітно обмежені. Спочатку велика частина радіоактивних продуктів переносилася в стратосферу. Оскільки час обміну між стратосферою і атмосферою складає декілька років, те зменшення концентрації ізотопу  в тропосфері, обумовлене взаємодією з континентальною біотою і океанами, починаючи з 1965 роком відбувалося не так швидко за рахунок надходження цього ізотопу з стратосфери.



3.4 Перемішування в атмосфері



Перемішування повітря в тропосфері відбувається досить швидко. Пасати в середніх широтах в обох півкулях огинають Землю в середньому приблизно за один місяць, вертикальне переміщення між земною поверхнею і тропопаузой (на висоті від 12 до 16 км) також відбувається протягом місяця, перемішування в напрямі з півночі на південь в межах півкулі відбувається приблизно за три місяці, а ефективний обмін між двома півкулями здійснюється приблизно за рік. Оскільки в даній роботі розглядаються процеси, зміни яких відбуваються за час порядку декількох років, десятиріч і сторіч, можна вважати, що тропосфера у будь-який момент часу добре перемішана. Це припущення засновано на тому, що середні річні значення концентрації  для високих північних і високих південних широт відрізняються тільки на 1,5-2,0 млн. В північній півкулі концентрація  вище, ніж в південному. Відмінність концентрацій в північному і південному півкулях, ймовірно, викликано тим, що біля 90% джерел промислових викидів розташоване в північній півкулі. За останні десятиріччя ця різниця збільшилася, оскільки споживання викопного палива також зросло.

Обмін між стратосферою і тропосферою відбувається значно повільніше, ніж в тропосфері, тому сезонні коливання концентрації атмосферного вуглекислого газу вище тропопаузи швидко зменшуються. В стратосфері зростання концентрації  значно запізнюється в порівнянні з її зростанням в тропосфері. Так, згідно вимірюванням, концентрації  на висоті 36 км приблизно на 7 млн менше ніж на рівні тропопаузи (тобто на висоті 15 км). Це відповідає часу перемішування між стратосферою і тропосферою, рівному 5-8 рокам.




4 Газообмін в системі атмосфера - океан



4.1 Швидкість газообміну



В стаціонарному стані, що існував в доіндустріальний час, більш 90% ізотопу, що міститься на Землі, знаходилося в морській воді і донних відкладеннях (вміст в останніх складає всього декілька відсотків). Існував зразковий баланс між перенесенням з атмосфери в океан і радіоактивним розпадом усередині океану. Середній глобальний обмін між атмосферою і океаном можна визначити шляхом вимірювання різниці вмісту у вуглекислому газі атмосфери і розчиненому в поверхневому шарі океану. Дані спостережень за зменшенням концентрації в 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 полягає у вимірюванні відхилення від стану рівноваги між і, обумовленого надходженням з океану в атмосферу. Середня швидкість газообміну між атмосферою і океаном при концентрації в атмосфері 300 млн, одержана на основі цих трьох способів, рівна 185 міль/(мгод). Це означає, що середній час перебування в атмосфері рівний 8,52 років. Швидкість газообміну на межі розподілу між атмосферою і океаном залежить від стану поверхні океану, від швидкості вітру і хвилювання.



4.2 Буферні властивості карбонатної системи



При розчиненні  в морській воді відбувається реакція гідратації з утворенням вугільної кислоти, яка у свою чергу дисоціює на іони . Карбонатна система визначається сумарною концентрацією розчиненого неорганічного вуглецю (); повним вмістом боратів (В); лужним резервом (А); кислотністю (Розчинність  в морській воді і відповідно концентрація сумарного вуглецю, що знаходиться в рівновазі з атмосферною при заданому значенні концентрації останнього, залежать від температури).

Обмін  між газовою фазою і розчином залежить від так званого буферного чинника, який також називають чинником Ревелла.

Розчинність і буферний чинник збільшуються при зниженні температури. Оскільки зміна парціального тиску вуглекислого газу в напрямі від полюса до екватора невелика, в середньому  переноситься з атмосфери в океан у високих широтах і в протилежному напрямі в низьких, хоча спостерігаються відхилення від цієї спрощеної картини унаслідок того, що в результаті апвеллінга з глибинних шарів океану до поверхні приносяться збагачені вуглекислим газом води. Буферний чинник має величину порядка 10 і збільшується із зростанням значень . Це означає, що  чутливе до досить малих змін  у воді. При збереженні рівноваги в системі атмосфера - поверхневі води океану зміна концентрації  в атмосфері приблизно на 25% протягом останні 100 років викличе зміну вмісту сумарного неорганічного вуглецю в поверхневих водах тільки на 2-2,5%. Таким чином, здатність океану поглинати надмірний атмосферний  в 10 разів менше тій, яку можна б було чекати виходячи з порівняння розмірів природних резервуарів вуглецю.




5 Вуглець в морській воді



5.1 Повний вміст вуглецю і лужність



Як показали дослідження, вміст сумарного неорганічного вуглецю в океані в 1983 році більш, ніж в 50 разів перевищувало вміст  в атмосфері. Крім того, в океані знаходяться значні кількості розчиненого органічного вуглецю. Вертикальний розподіл не є однорідним, його концентрації в глибинних шарах океану вище, ніж в поверхневих. Спостерігається також збільшення концентрації  від досить низьких значень в глибинних водах Північного Льодовитого океану до більш високих значень в глибинних водах Атлантичного океану, до ще більш високим в Південному і Індійському океанах до максимальних в Тихому океані. Вертикальний розподіл лужності дуже схоже на розподіл, проте межі змін лужності значно менше і складають приблизно 30% змін . Цікаво відзначити, що поверхневі концентрації  були б на приблизно на 15% вище, якби океани були добре перемішані, що у свою чергу означало б, що концентрація  в атмосфері повинна бути близько 700 млн. Наявність вертикальних градієнтів (так само як і лужності) в океанах робить істотний вплив на концентрації атмосферного .



5.2 Фотосинтез, розкладання і розчинення органічної речовини



Діяльність морської біоти практично повністю обмежена поверхневими шарами океану, де відбувається інтенсивний фотосинтез у фотичній зоні і бактеріальне розкладання, яке зосереджене головним чином також у верхньому стометровому шарі океану. Мабуть, тільки біля 10% первинної продукції у вигляді мертвої органіки в основному у формі фекальних пелет і залишків організмів досягає більш глибоких шарів океану, і, ймовірно, біля 1% цієї речовини відкладається на океанічному дні. Повна первинна продуктивність океану складає біля г С/год, але швидкість фотосинтезу на одиницю площі значно змінюється: від 0,5 г

С/( мсутки) і більш в зонах інтенсивного апвелінга до менш 10% цього значення в пустинних областях океану, які характеризуються даунвелінгом і недоліком поживних речовин. Фотосинтез залежить від доступної кількості поживних речовин. Скрізь, де достатньо світла, поживні речовини витрачаються швидко. Відсутність азоту і фосфору частіше за все лімітує швидкість утворення первинної продукції. Проте у високих широтах, особливо в Південному океані, наявність порівняльно великих концентрацій як азоту, так і фосфору в поверхневих водах вказує на те, що якийсь інший чинник (ймовірно, освітленість) лімітує первинну продуктивність.

В процесі утворення первинної продукції, що включає як органічні, так і неорганічні сполуки вуглецю, концентрація  зменшується. Вплив цього процесу на лужність може бути різним. Кожний використаний при утворенні органічної речовини мікроміль вуглецю збільшує лужність приблизно на 0,16 мкекв, а коли вуглець використовується для утворення , вона зменшується на 2 мкекв. Таким чином, відмінності в просторовому розподілі  і лужності містять інформацію про відносні значення продукції і розкладання або розчинення органічної і неорганічної речовини в океані. Поза сумнівом, що збільшення концентрації атмосферного створює потік з атмосфери в океан, який у свою чергу повинен був змінити доіндустріальний розподіл у верхніх шарах океану.



5.3 С в океані



Розподіл  в розчиненому неорганічному вуглеці у всіх океанах був одержаний в ході експедицій за програмою GEOSECS в 1972-1978 роках. Виявилося, що максимальні значення концентрації в поверхневих водах океану припали на початок 1970-х років. Є також невелике число даних (в основному для глибинних шарів океану) про значення концентрації в розчиненому органічному вуглеці. Вони виявилися дуже низькими. Це дає підставу вважати, що органічний вуглець в основному складається із стійких з’єднань. Речовини (такі, як цукор і білки), що легко окисляються, є важливим джерелом енергії.



5.4 Донні осідання океану



Щорічно біля г С відкладається на дні океану, частина цих відкладень є органічним вуглецем, а інша частина - . Органічний вуглець є основним джерелом енергії для організмів, що мешкають на дні моря, і лише мала його частина зберігається в осіданнях, виняток становлять прибережні зони і шельфи. В деяких обмежених областях (наприклад, в деяких районах Балтійського моря) вміст кисню в придонних водах може бути дуже низьким, відповідно зменшується швидкість окислення і значні кількості органічного вуглецю осяідають. Області з безкисневими умовами збільшуються внаслідок забруднення прибережних вод, і останніми роками, ймовірно, кількість органічної речовини, що легко окислюється, також збільшилася. Вище лізокнина океанічні води пересичені по відношенню до, рівень лізокнина в Атлантичному океані розташований на глибині 4000 м, а в Тихому - всього лише на глибині 1000 м. Над лізокнином не відбувається ніякого помітного розчинення, тоді як на великих глибинах його розчинення приводить до зменшення випадання в осад, а нижче за глибину карбонатної компенсації осадження не відбувається зовсім. Оскільки товщина верхнього осадового шару, в якому відбувається перемішування опадів організмами, що живуть на дні океану (біотурбація), складає приблизно 10 см,  Вміст ізотопу  в океанічних осіданнях досить швидко зменшується з глибиною, що дає можливість визначити швидкість осадонакопичення (вона значно змінювалася з часу останнього заледеніння). Проте повний вміст  в осіданнях малий в порівнянні з його вмістом в атмосфері, біосфері і океанах.



5.5 Процеси перенесення в океанах



Унаслідок буферних властивостей карбонатної системи, зміна концентрації  розчиненого сумарного неорганічного вуглецю в морській воді, необхідне для досягнення стану рівноваги з зростаючою концентрацією атмосферного вуглекислого газу, мало, і рівноважний стан між атмосферним і розчиненим в поверхневих водах  встановлюється швидко. Роль океану в глобальному вуглецевому циклі визначається головним чином швидкістю обміну вод в океані.

Поверхневі шари океану досить добре перемішані аж до верхньої межі термокліна, тобто до глибини близько 75 м в області широт приблизно 45с. - 45ю. В більш високих широтах зимове охолоджування вод приводить до перемішування до значно великих глибин, а в обмежених областях і протягом коротких інтервалів часу перемішування вод розповсюджується до дна океанів (як, наприклад, в Гренландському морі і морі Уедделла). Крім того, з областей основних течій в широтному поясі 45-55 (Гольфстрім в Північній Атлантиці, Куросіо в північній частині Тихого океану і Антарктична течія) відбувається великомасштабне перенесення холодних поверхневих вод в область головного термокліна (глибина 100-1000 м). В шарі термокліна відбувається також вертикальне перемішування. Обидва процеси грають важливу роль при перенесенні вуглецю в океані.

Між вуглекислим газом в атмосфері і розчиненим неорганічним вуглецем в поверхневих шарах морської води рівновага встановлюється приблизно протягом року (якщо нехтувати сезонними змінами). Розчинений неорганічний вуглець переноситься разом з водними масами з поверхневих вод в глибинні шари океану. При русі водної маси його вміст звичайно зростає за рахунок надходження вуглекислого газу при розкладанні і розчиненні детриту, що опускається з поверхневого шару океану. Виникаюче в результаті збільшення вмісту сумарного розчиненого неорганічного вуглецю можна обчислити, беручи до уваги супутнє зростання вмісту поживних речовин і лужності. Проте, у такий спосіб не можна достатньо точно визначити значення концентрації  для часу, коли відбувалося утворення глибинних вод. Як було відзначено раніше, стаціонарний розподіл в океанах забезпечує зразковий баланс між перенесенням, направленим в глибину (потік детриту), і перенесенням, направленим до поверхні (перемішування і апвелінг з глибоких шарів з великими концентраціями ). При поглинанні антропогенного океаном потік розчиненого неорганічного вуглецю з глибинних шарів до поверхневих зменшується через підвищення концентрації в поверхневих  Автори статті, використаної як основа для написання даної роботи, проаналізували деякі з цих можливих чинників і показали, що за певних умов в поверхневих шарах океану можуть спостерігатися більш низькі значення концентрацій розчиненого неорганічного вуглецю в порівнянні з сучасними, відповідно концентрації атмосферного  будуть також іншими. Цю вуглецевого циклу в океані можна відзначити як можливий механізм збільшення направленого вниз потоку вуглецю у випадку, якщо б потепління у високих широтах викликало зменшення площі морського крижаного покриву. Це механізм негативного зворотного зв’язку між вуглецевим циклом і кліматичною системою, тобто підвищення температури в атмосфері повинне привести до збільшення поглинання  океаном і зменшенню швидкості росту  в атмосфері.

При оцінках можливих значень концентрацій атмосферного  в майбутньому звичайно рахують, що загальна циркуляція океанів не буде змінюється. Проте безперечно, що у минулому вона мінялася. Якщо потепління, викликане зростанням концентрації  в атмосфері, буде значним, то, ймовірно, відбудеться якась зміна циркуляції океану. Зокрема, може зменшитися інтенсивність утворення холодних глибинних вод, що у свою чергу може привести до зменшення поглинання антропогенного  океаном.

Зміна кругообігу вуглецю могла б відбутися також при збільшенні сумарної кількості поживних речовин в океані. Якщо наявність поживних речовин в поверхневих шарах як і раніше буде основним чинником, лімітуючим фотосинтез, їх концентрації в цих шарах повинні бути дуже низькими. Отже, повинен збільшиться вертикальний градієнт концентрації поживних речовин між збідненими цими речовинами поверхневими водами і глибинними шарами. В цьому випадку за рахунок вертикального перемішування в океані в поверхневі шари переноситиметься більше поживних речовин, що приведе до зростання інтенсивності фотосинтезу, і, отже, збільшенню потоку детриту в глибинні шари океану. Вертикальний градієнт концентрації  також зросте, а поверхневі значення  і парціальний тиск  при цьому зменшаться.

Брокер проаналізував можливі механізми, які могли б грати істотну роль при переході від льодового періоду до міжльодового, особливо підкресливши роль фосфатів. Дія цих механізмів могла б пояснити досить низькі концентрації вуглекислого газу в атмосфері, які мали місце в кінці льодовикової епохи, і високі концентрації  в атмосфері в більш теплий період часу. Показано, що складні вторинні механізми можуть вносити свій внесок в можливі зміни концентрації атмосферного  протягом найближчі 100 років, крім безпосередньої дії антропогенних викидів .

Як вуглець, так і фосфор поступають в океан з річковим стоком. Потік вуглецю складає біля г С/год але може збільшиться через інтенсифікацію сільськогосподарської діяльності і лісокористування. Оскільки цикли вуглецю і фосфору взаємозв’язані, корисно оцінити зростання споживання фосфору як добрива в сільському господарстві і промисловості. Річне добування фосфору в 1972 році складало  р. І надалі значно зросло. У водні системи (озера, річки, морити) поступає не більш 50% фосфору, а можливо, і значно менше, оскільки частина фосфору, використаного як добрива на полях і в лісах, залишається в грунтах.

Для грубої оцінки можливого зростання первинної продуктивності у водних системах можна вважати, що в процесі фотосинтезу використовується 20-50 % наявної кількості фосфатів і що освічена таким чином органічна речовина стає частиною вуглецевого циклу в океані або залишається у відкладеннях. Така зміна продуктивності приведе до видалення з атмосфери і поверхневих шарів водних систем  р. С/рік. Ця кількість відповідає 2-6 % річного викиду вуглецю в атмосферу за рахунок спалювання викопного палива в 1972 році, тому даний процес не можна не враховувати при побудові моделей зміни глобального клімату.




6 Вуглець в континентальній біоті і в грунтах



6.1 Вуглець в біоті і первинна продуктивність



Протягом останніх 20 років були зроблені численні спроби визначення запасів вуглецю в континентальній рослинності і характеристик його річного кругообігу: загальної первинної продуктивності, дихання і утворення детриту. Оцінка, що характеризує стан континентальної біомаси на 1950 рік без урахування сухостою, рівна  г С. В більш пізніх роботах, заснованих на більшій кількості даних, вказується, що ця оцінка вмісту вуглецю в живій речовині біомаси швидше за все завищена. В двох дослідженнях, виконаних Дювінье і ін., а також Олсоном і ін., більш детально розглядається неоднорідність існуючих біомів, особливо в тропічних регіонах. Згідно цим двом дослідженням, вміст вуглецю в резервуарі живої континентальної фитомаси на 1970 рік був рівний  г С. Однако різні оцінки продуктивності важко порівнювати через відмінність використаних систем класифікації. Зараз стає зрозумілим, що вміст вуглецю у вторинних лісах значний менше ніж в невинних тропічних лісах, а площа, займана першими, більша, ніж вважалася раніше. Багато площ, які раніше передбачалися повністю зайнятими зімкнутими лісами, зараз виявилися зайнятими частково зімкнутими лісами.

Середній час перебування вуглецю в лісових системах складає 16-20 років, але середній вік дерев принаймні в два рази більше, оскільки менше половини чистої первинної продукції перетворюється на целюлозу. Середній час життя вуглецю в рослинах, що не входять в лісові системи, рівний приблизно 3 рокам.




6.2 Вуглець в грунті



За різними оцінками, сумарний вміст вуглецю в складає біля  г С. Головна невизначеність існуючих оцінок обумовлена недостатньою повнотою відомостей про площі і вміст вуглецю в торф’яниках планети.

Більш повільний процес розкладання вуглецю в грунтах холодних кліматичних зон приводить до більшої концентрації вуглецю грунтів (на одиницю поверхні) в бореальних лісах і трав’янистих угрупувань середніх широт в порівнянні з тропічними екосистемами. Проте тільки невелика кількість (декілька відсотків або навіть менше) детриту, що поступає щорічно в резервуар грунтів, залишається в них протягом довгого часу. Велика частина мертвої органічної речовини окислюється доза декілька років. В чорноземах біля 98% вуглецю підстилки характеризується часом обігу близько 5 місяців, а 2% вуглецю підстилки залишаються в грунті в середньому протягом 500-1000 років. Ця характерна межа грунтоутворюючого процесу виявляється також в тому, що вік грунтів в середніх широтах, що визначається радіоізотопним методом, складає від декількох сотень до тисячі років і більш. Проте швидкість розкладання органічної речовини при трансформації земель, зайнятих природною рослинністю, в сільськогосподарські угіддя абсолютно інша. Наприклад, висловлюється думка, що 50% органічного вуглецю в грунтах, що використовуються в сільському господарстві Північної Америки, могло бути втрачене унаслідок окислення, оскільки ці грунти почали експлуатуватися до початку минулого століття або на самому його початку.



6.3 Зміни вмісту вуглецю в континентальних екосистемах



За останні 200 років відбулися значні зміни в континентальних екосистемах в результаті зростаючої антропогенної дії. Коли землі, зайняті лісами і трав’янистимиугрупуваннями, перетворюються на сільськогосподарські угіддя, органічна речовина, тобто жива речовина рослин і мертва органічна речовина грунтів, окислюється і поступає в атмосферу у формі . Якась кількість елементарного вуглецю може також зберігатися в грунті у вигляді деревного вугілля (як продукт, що залишився від спалювання лісу) і, таким чином, вилучатися з швидкого обміну у вуглецевому циклі. Вміст вуглецю в різних компонентах екосистем змінюється, оскільки відновлення і деструкція органічної речовини залежать від географічної широти і типу рослинності.

Були проведені численні дослідження, що мали на своїй меті дозволити існуючу невизначеність в оцінці змін запасів вуглецю в континентальних екосистемах. Грунтуючись на даних цих досліджень, можна прийти до висновку про те, що надходження  в атмосферу з 1860 по 1980 рік склало  г З і що в 1980 році біотичний викид вуглецю був рівний  г С/рік. Крім того, можливий вплив зростаючих атмосферних концентрацій  і викидів забруднюючих речовин, таких, як і




7 Прогнози концентрації вуглекислого газу в атмосфері на майбутнє.

Основні висновки



За останні десятиріччя була створена велика кількість моделей глобального вуглецевого циклу, розглядати які в даній роботі не представляється доцільним через те, що вони в достатній мірі складні і об’ємні. Розглянемо лише стисло основні їх висновки. Різні сценарії, використані для прогнозу вмісту  в атмосфері в майбутньому, дали схожі результати. Нижче приведена спроба підвести загальний підсумок наших сьогоднішніх знань і припущень, що стосуються проблеми антропогенної зміни концентрації  в атмосфері.

З 1860 по 1984 рік в атмосферу поступило  г; за рахунок спалювання викопного палива, швидкість викиду (за даними на 1984 рік) рівна г С/рік.

Протягом цього ж періоду часу надходження  в атмосферу за вирубки лісів і зміни характеру землекористування склало г С, інтенсивність цього надходження рівна г С/рік.

З середини минулого століття концентрація  в атмосфері збільшилася від до млн в 1984 році.

Основні характеристики глобального вуглецевого циклу добре вивчені. Стало можливим створення кількісних моделей, які можуть бути встановлені в основу прогнозів зростання концентрації  в атмосфері при використовуванні певних сценаріїв викиду.

невизначеності прогнозів вірогідних змін концентрації  в майбутньому, одержуваних на основі сценаріїв викидів, значно менше значно менше неточності самих сценаріїв викидів.

Якщо інтенсивність викидів  в атмосферу протягом найближчих чотирьох десятиріч залишиться постійною або зростатиме дуже поволі (не більш 0,5% в рік) і у віддаленішому майбутньому також ростиме дуже поволі, то до кінця XXI століття концентрація атмосферного складе близько 440 млн, тобто не більш, ніж на 60% перевищить доіндустріалльний рівень.

Якщо інтенсивність викидів  протягом найближчих чотирьох десятиріч зростатиме в середньому на 1-2 % в рік, тобто також, як вона зростала з 1973 року до теперішнього часу, а у віддаленішому майбутньому темпи її зростання сповільняться, то подвоєння вмісту в атмосфері в порівнянні з доіндустріальним рівнем відбудеться до кінця XXI століття.

Основні невизначеності прогнозів концентрації  в атмосфері викликані недостатнім знанням ролі наступних чинників:

швидкості водообміну між поверхневими, проміжними і глибинними шарами океану;

чутливості морської первинної продукції до змін змісту поживних речовин в поверхневих водах;

зберігання органічної речовини в осіданнях в прибережних районах (і озерах);

зміна лужності, і, отже, буферного чинника морської води, викликаних зростанням змісту розчиненого неорганічного вуглецю;

збільшення інтенсивності фотосинтезу і зростання біомаси і грунтової органічної речовини в континентальних екосистемах за рахунок зростання концентрації  в атмосфері і можливого відкладення поживних речовин, що поступають з антропогенних джерел;

збільшення швидкості розкладання органічної речовини грунтів, особливо в процесі експлуатації лісів;

утворення деревного вугілля в процесі горіння біомаси.

Величина очікуваної зміни середньої глобальної температури при подвоєнні концентрації  приблизно відповідає величині її зміни при переході від останнього льодовикового періоду до міжльодового. Більш помірне споживання викопного палива протягом найближчих десятиріч могло б продовжити можливість його використовування на віддаленішу перспективу. В цьому випадку концентрація в атмосфері не досягне подвоєного значення в порівнянні з доіндустріальним.

Проблема зміни клімату в результаті емісії парникових газів повинна розглядатися як одна з найважливіших сучасних проблем, пов’язаних з довгостроковими діями на оточуюче середовище, і розглядати її потрібно в сукупності з іншими проблемами, викликаними антропогенними діями на природу.




Список літератури



Парниковий ефект, зміна клімату і екосистеми. / Під редакцією б. Боліна, Би. Р. Десса, Дж. Ягера, Р. Уорріка. / Ленінград, Гидрометеоїздат - 1989.

М.І. Будико. Клімат і життя. / Ленінград, Гидрометеоїздат - 1971.

М.І. Будико. Зміни клімату. / Ленінград, Гидрометеоїздат - 1974.