Estructura y equilibrio de los gases en la atmósfera. Composición de la atmósfera Composición de la atmósfera terrestre

¿Realmente no hay nada que pueda regular la cantidad de gases de efecto invernadero en la atmósfera? Por supuesto que puede. El oxígeno hace este trabajo perfectamente. Pero el problema es que la población del planeta crece inexorablemente, lo que significa que cada vez se consume más oxígeno. Nuestra única salvación es la vegetación, especialmente los bosques. Absorben el exceso de dióxido de carbono y liberan mucho más oxígeno del que consumen los humanos.

El efecto invernadero y el clima de la Tierra

Cuando hablamos de las consecuencias del efecto invernadero, entendemos su impacto en el clima de la Tierra. En primer lugar, esto es el calentamiento global. Mucha gente equipara los conceptos de “efecto invernadero” y “calentamiento global”, pero no son iguales, sino que están interrelacionados: el primero es la causa del segundo.

El calentamiento global está directamente relacionado con los océanos. A continuación se muestra un ejemplo de dos relaciones de causa y efecto.

1. La temperatura media del planeta aumenta, el líquido comienza a evaporarse. Esto también se aplica al Océano Mundial: algunos científicos temen que dentro de un par de cientos de años comience a "secarse".
2. Al mismo tiempo, debido a las altas temperaturas, los glaciares y el hielo marino comenzarán a derretirse activamente en un futuro próximo. Esto conducirá a un aumento inevitable del nivel del mar.

Ya estamos viendo inundaciones periódicas en las zonas costeras, pero si el nivel del Océano Mundial aumenta significativamente, todas las zonas terrestres cercanas se inundarán y las cosechas perecerán.

Impacto en la vida de las personas.

No olvidemos que un aumento de la temperatura media de la Tierra afectará a nuestras vidas. Las consecuencias pueden ser muy graves. Muchas zonas de nuestro planeta, que ya son propensas a la sequía, se volverán absolutamente inviables y la gente comenzará a migrar en masa a otras regiones. Esto conducirá inevitablemente a problemas socioeconómicos y al estallido de la tercera y cuarta guerras mundiales. Falta de alimentos, destrucción de cultivos: esto es lo que nos espera en el próximo siglo.

¿Pero hay que esperar? ¿O todavía es posible cambiar algo? ¿Puede la humanidad reducir el daño del efecto invernadero?

Acciones que pueden salvar la Tierra

Hoy en día se conocen todos los factores nocivos que conducen a la acumulación de gases de efecto invernadero y sabemos qué hay que hacer para detenerla. No creas que una persona no cambiará nada. Por supuesto, sólo toda la humanidad puede lograr este efecto, pero quién sabe: ¿tal vez cien personas más estén leyendo un artículo similar en este momento?

Conservación forestal

Detener la deforestación. ¡Las plantas son nuestra salvación! Además, es necesario no sólo preservar los bosques existentes, sino también plantar activamente otros nuevos.

Cada persona debería entender este problema.

La fotosíntesis es tan poderosa que puede proporcionarnos enormes cantidades de oxígeno. Será suficiente para la vida normal de las personas y la eliminación de gases nocivos de la atmósfera.

Uso de vehículos eléctricos.

Negativa a utilizar vehículos propulsados ​​por combustible. Cada automóvil emite una enorme cantidad de gases de efecto invernadero cada año, así que ¿por qué no tomar una decisión más saludable para el medio ambiente? Los científicos ya nos ofrecen coches eléctricos: coches ecológicos que no utilizan combustible. La desventaja de un automóvil de "combustible" es otro paso hacia la eliminación de los gases de efecto invernadero. En todo el mundo se intenta acelerar esta transición, pero hasta el momento los desarrollos modernos de este tipo de máquinas están lejos de ser perfectos. Incluso en Japón, donde más se utilizan estos coches, no están preparados para cambiar completamente su uso.

Alternativa a los combustibles de hidrocarburos.

Invención de energías alternativas. La humanidad no se queda quieta, entonces ¿por qué nos quedamos estancados utilizando carbón, petróleo y gas? La quema de estos componentes naturales provoca la acumulación de gases de efecto invernadero en la atmósfera, por lo que es hora de cambiar a una forma de energía respetuosa con el medio ambiente.

No podemos abandonar por completo todo lo que emite gases nocivos. Pero podemos ayudar a aumentar el oxígeno en la atmósfera. No sólo un hombre de verdad debería plantar un árbol: ¡todas las personas deben hacerlo!

La atmósfera (del griego atmoc - vapor y esfera - bola) es la capa de gas (aire) de la Tierra que gira con ella. La vida en la Tierra es posible mientras exista la atmósfera. Todos los organismos vivos utilizan el aire atmosférico para respirar; la atmósfera protege de los efectos nocivos de los rayos cósmicos y de las temperaturas destructivas para los organismos vivos, el “aliento” frío del espacio.

El aire atmosférico es una mezcla de gases que forman la atmósfera terrestre. El aire es inodoro, transparente, su densidad es de 1,2928 g/l, su solubilidad en agua es de 29,18 cm~/l y en estado líquido adquiere un color azulado. La vida humana es imposible sin aire, sin agua y sin alimentos, pero si una persona puede vivir sin comida durante varias semanas, sin agua, durante varios días, la muerte por asfixia ocurre después de 4 a 5 minutos.

Los principales componentes de la atmósfera son: nitrógeno, oxígeno, argón y dióxido de carbono. Además del argón, también se encuentran otros gases inertes en pequeñas concentraciones. El aire atmosférico siempre contiene vapor de agua (aproximadamente entre un 3 y un 4%) y partículas sólidas: polvo.

La atmósfera de la Tierra se divide en la homosfera inferior (hasta 100 km) con una composición homogénea del aire de la superficie y la hetosfera superior con una composición química heterogénea. Una de las propiedades importantes de la atmósfera es la presencia de oxígeno. No había oxígeno en la atmósfera primaria de la Tierra. Su aparición y acumulación está asociada a la proliferación de plantas verdes y al proceso de fotosíntesis. Como resultado de la interacción química de sustancias con el oxígeno, los organismos vivos reciben la energía necesaria para su vida.

A través de la atmósfera se produce el intercambio de sustancias entre la Tierra y el espacio, mientras que la Tierra recibe polvo cósmico y meteoritos y pierde los gases más ligeros: hidrógeno y helio. La atmósfera está impregnada de una poderosa radiación solar, que determina el régimen térmico de la superficie del planeta, provoca la disociación de las moléculas de los gases atmosféricos y la ionización de los átomos. La vasta y delgada atmósfera superior está compuesta principalmente de iones.

Las propiedades físicas y el estado de la atmósfera cambian con el tiempo: durante el día, las estaciones, los años y en el espacio, dependiendo de la altitud sobre el nivel del mar, la latitud y la distancia al océano.

La estructura de la atmósfera.

La atmósfera, cuya masa total es de 5,15 toneladas, se extiende hacia arriba desde la superficie de la Tierra hasta aproximadamente 3.000 kilómetros. La composición química y las propiedades físicas de la atmósfera cambian con la altitud, por lo que se divide en troposfera, estratosfera, mesosfera, ionosfera (termósfera) y exosfera.

La mayor parte del aire de la atmósfera (hasta el 80%) se encuentra en la capa inferior del suelo: la troposfera. El espesor de la troposfera es en promedio de 11 a 12 km: de 8 a 10 km por encima de los polos, de 16 a 18 km por encima del ecuador. Al alejarse de la superficie de la Tierra en la troposfera, la temperatura disminuye 6 "C por 1 km (Fig. 8). A una altitud de 18 a 20 km, la disminución suave de la temperatura se detiene, permanece casi constante: - 60 ... - 70 "C. Esta parte de la atmósfera se llama tropopausa. La siguiente capa, la estratosfera, ocupa una altura de 20 a 50 km desde la superficie de la tierra. En él se concentra el resto (20%) del aire. Aquí la temperatura aumenta con la distancia desde la superficie de la Tierra de 1 a 2 "C por 1 km y en la estratopausa a una altitud de 50 a 55 km alcanza los 0 "C. Más adelante, a una altitud de 55-80 km, se encuentra la mesosfera. Al alejarse de la Tierra, la temperatura desciende entre 2 y 3 "C por 1 km, y a una altitud de 80 km, en la mesopausa, alcanza - 75... - 90 "C. La termosfera y la exosfera, que ocupan altitudes de 80 a 1000 y 1000 a 2000 km, respectivamente, son las partes más enrarecidas de la atmósfera. Aquí solo se encuentran moléculas individuales, átomos e iones de gases, cuya densidad es millones de veces menor que la de la superficie de la Tierra. Se encontraron rastros de gases hasta una altitud de 10 a 20 mil km.

El espesor de la capa de aire es relativamente pequeño en comparación con las distancias cósmicas: es un cuarto del radio de la Tierra y una diezmilésima parte de la distancia de la Tierra al Sol. La densidad de la atmósfera al nivel del mar es 0,001 g/cm~, es decir mil veces menor que la densidad del agua.

Existe un intercambio constante de calor, humedad y gases entre la atmósfera, la superficie terrestre y otras esferas de la Tierra, que, junto con la circulación de masas de aire en la atmósfera, incide en los principales procesos formadores del clima. La atmósfera protege a los organismos vivos del poderoso flujo de radiación cósmica. Cada segundo, una corriente de rayos cósmicos llega a las capas superiores de la atmósfera: gamma, rayos X, ultravioleta, visible, infrarrojo. Si todos llegaran a la superficie de la tierra, destruirían toda la vida en unos momentos.

La pantalla de ozono tiene el valor protector más importante. Se encuentra en la estratosfera a una altitud de 20 a 50 km de la superficie terrestre. La cantidad total de ozono (Oz) en la atmósfera se estima en 3,3 mil millones de toneladas. El espesor de esta capa es relativamente pequeño: en total es de 2 mm en el ecuador y de 4 mm en los polos en condiciones normales. La concentración máxima de ozono (8 partes por millón de partes de aire) se encuentra a una altitud de 20 a 25 km.

La principal importancia de la pantalla de ozono es que protege a los organismos vivos de la fuerte radiación ultravioleta. Parte de su energía se gasta en la reacción: SO2 ↔ SO3. La pantalla de ozono absorbe los rayos ultravioleta con una longitud de onda de aproximadamente 290 nm o menos, por lo que los rayos ultravioleta, que son beneficiosos para los animales superiores y los humanos y perjudiciales para los microorganismos, llegan a la superficie terrestre. La destrucción de la capa de ozono, observada a principios de los años 80, se explica por el uso de freones en las unidades de refrigeración y la liberación a la atmósfera de los aerosoles utilizados en la vida cotidiana. Las emisiones de freón en el mundo alcanzaron entonces 1,4 millones de toneladas por año, y la contribución de los países individuales a la contaminación del aire con freones fue: 35% - EE. UU., 10% cada uno - Japón y Rusia, 40% - los países de la CEE, 5% - otros países. Las medidas coordinadas han permitido reducir la liberación de freones a la atmósfera. Los vuelos de aviones y naves espaciales supersónicos tienen un impacto devastador sobre la capa de ozono.

La atmósfera protege a la Tierra de numerosos meteoritos. Cada segundo entran en la atmósfera hasta 200 millones de meteoritos, visibles a simple vista, pero que se queman en la atmósfera. Pequeñas partículas de polvo cósmico ralentizan su movimiento en la atmósfera. Cada día caen sobre la Tierra unos 10" pequeños meteoritos. Esto provoca un aumento de la masa de la Tierra de mil toneladas al año. La atmósfera es un filtro aislante del calor. Sin la atmósfera, la diferencia de temperatura en la Tierra por día alcanzaría 200" C (de 100 "C por la tarde a - 100 "C por la noche).

La composición relativamente constante del aire atmosférico en la troposfera es de gran importancia para todos los organismos vivos. El equilibrio de los gases en la atmósfera se mantiene debido a los procesos constantes de su uso por parte de organismos vivos y la liberación de gases a la atmósfera. El nitrógeno se libera durante fuertes procesos geológicos (erupciones volcánicas, terremotos) y durante la descomposición de compuestos orgánicos. El nitrógeno se elimina del aire debido a la actividad de las bacterias nódulos.

Sin embargo, en los últimos años se ha producido un cambio en el equilibrio del nitrógeno en la atmósfera debido a las actividades económicas humanas. La fijación de nitrógeno durante la producción de fertilizantes nitrogenados ha aumentado significativamente. Se supone que el volumen de fijación industrial de nitrógeno aumentará significativamente en un futuro próximo y superará su liberación a la atmósfera. Se prevé que la producción de fertilizantes nitrogenados se duplique cada 6 años. Esto satisface las crecientes necesidades agrícolas de fertilizantes nitrogenados. Sin embargo, sigue sin resolverse la cuestión de compensar la eliminación de nitrógeno del aire atmosférico. Sin embargo, debido a la enorme cantidad total de nitrógeno en la atmósfera, este problema no es tan grave como el equilibrio de oxígeno y dióxido de carbono.

Hace unos 3,5 - 4 mil millones de años, el contenido de oxígeno en la atmósfera era 1000 veces menor que ahora, ya que no existían los principales productores de oxígeno: las plantas verdes. La proporción actual de oxígeno y dióxido de carbono se mantiene gracias a la actividad vital de los organismos vivos. Como resultado de la fotosíntesis, las plantas verdes consumen dióxido de carbono y liberan oxígeno. Se utiliza para la respiración de todos los organismos vivos. Los procesos naturales de consumo de CO3 y O2 y su liberación a la atmósfera están bien equilibrados.

Con el desarrollo de la industria y el transporte, el oxígeno se utiliza en cantidades cada vez mayores en los procesos de combustión. Por ejemplo, durante un vuelo transatlántico, un avión a reacción quema 35 toneladas de oxígeno. Durante 1,5 mil kilómetros, un automóvil consume el requerimiento diario de oxígeno de una persona (en promedio, una persona consume 500 litros de oxígeno por día, haciendo pasar 12 toneladas de aire a través de los pulmones). Según los expertos, la combustión de distintos tipos de combustible requiere actualmente entre el 10 y el 25% del oxígeno que producen las plantas verdes. El suministro de oxígeno a la atmósfera está disminuyendo debido a la reducción de la superficie de bosques, sabanas, estepas y al aumento de las zonas desérticas, el crecimiento de las ciudades y las carreteras de transporte. El número de productores de oxígeno entre las plantas acuáticas está disminuyendo debido a la contaminación de ríos, lagos, mares y océanos. Se cree que en los próximos 150 a 180 años la cantidad de oxígeno en la atmósfera se reducirá en un tercio en comparación con su contenido actual.

El uso de las reservas de oxígeno está aumentando al mismo tiempo que un aumento equivalente en la liberación de dióxido de carbono a la atmósfera. Según la ONU, en los últimos 100 años la cantidad de CO~ en la atmósfera terrestre ha aumentado entre un 10 y un 15%. Si la tendencia prevista continúa, en el tercer milenio la cantidad de CO~ en la atmósfera podría aumentar un 25%, es decir, del 0,0324 al 0,04% del volumen de aire atmosférico seco. Un ligero aumento de dióxido de carbono en la atmósfera tiene un efecto positivo en la productividad de las plantas agrícolas. Así, cuando el aire de los invernaderos está saturado de dióxido de carbono, el rendimiento de hortalizas aumenta debido a la intensificación del proceso de fotosíntesis. Sin embargo, con el aumento de COz en la atmósfera, surgen problemas globales complejos, que se analizarán a continuación.

La atmósfera es uno de los principales factores meteorológicos y formadores del clima. El sistema formador del clima incluye la atmósfera, el océano, la superficie terrestre, la criosfera y la biosfera. La movilidad y las características inerciales de estos componentes son diferentes; tienen diferentes tiempos de reacción a perturbaciones externas en sistemas adyacentes. Así, para la atmósfera y la superficie terrestre, el tiempo de respuesta es de varias semanas o meses. La atmósfera está asociada con procesos de circulación de humedad y transferencia de calor y actividad ciclónica.

El efecto invernadero en la atmósfera de nuestro planeta se debe al hecho de que el flujo de energía en el rango infrarrojo del espectro, que se eleva desde la superficie de la Tierra, es absorbido por las moléculas de los gases atmosféricos y irradiado en diferentes direcciones. Como resultado, la mitad de la energía absorbida por las moléculas de los gases de efecto invernadero regresa a la superficie de la Tierra, provocando su calentamiento. Cabe señalar que el efecto invernadero es un fenómeno atmosférico natural (Fig. 5). Si no existiera ningún efecto invernadero en la Tierra, la temperatura media en nuestro planeta sería de unos -21°C, pero gracias a los gases de efecto invernadero es de +14°C. Por lo tanto, en teoría puramente, la actividad humana asociada con la liberación de gases de efecto invernadero a la atmósfera terrestre debería conducir a un mayor calentamiento del planeta. Los principales gases de efecto invernadero, en orden de su impacto estimado en el equilibrio térmico de la Tierra, son el vapor de agua (36-70%), el dióxido de carbono (9-26%), el metano (4-9%), los halocarbonos y el óxido nítrico.

Arroz.

Las centrales eléctricas alimentadas con carbón, las chimeneas de las fábricas, los gases de escape de los automóviles y otras fuentes de contaminación provocadas por el hombre emiten en conjunto alrededor de 22 mil millones de toneladas de dióxido de carbono y otros gases de efecto invernadero a la atmósfera cada año. La ganadería, el uso de fertilizantes, la combustión de carbón y otras fuentes producen alrededor de 250 millones de toneladas de metano al año. Aproximadamente la mitad de todos los gases de efecto invernadero emitidos por la humanidad permanecen en la atmósfera. Aproximadamente tres cuartas partes de todas las emisiones antropogénicas de gases de efecto invernadero en los últimos 20 años son causadas por el uso de petróleo, gas natural y carbón (Figura 6). Gran parte del resto se debe a cambios en el paisaje, principalmente a la deforestación.

Arroz.

vapor de agua- el gas de efecto invernadero más importante en la actualidad. Sin embargo, el vapor de agua también participa en muchos otros procesos, lo que hace que su papel sea ambiguo en diferentes condiciones.

En primer lugar, durante la evaporación de la superficie de la Tierra y una mayor condensación en la atmósfera, hasta el 40% de todo el calor que ingresa a la atmósfera se transfiere a las capas inferiores de la atmósfera (troposfera) debido a la convección. Así, cuando el vapor de agua se evapora, baja ligeramente la temperatura de la superficie. Pero el calor liberado como resultado de la condensación en la atmósfera calienta la atmósfera y, posteriormente, calienta la superficie de la Tierra.

Pero tras la condensación del vapor de agua se forman gotas de agua o cristales de hielo, que participan intensamente en los procesos de dispersión de la luz solar, reflejando parte de la energía solar de regreso al espacio. Las nubes, que son simplemente acumulaciones de estas gotas y cristales, aumentan la proporción de energía solar (albedo) reflejada por la propia atmósfera de regreso al espacio (y luego la precipitación de las nubes puede caer en forma de nieve, aumentando el albedo de la superficie). ).

Sin embargo, el vapor de agua, incluso condensado en gotas y cristales, todavía tiene potentes bandas de absorción en la región infrarroja del espectro, lo que significa que el papel de las mismas nubes no está nada claro. Esta dualidad es especialmente notable en los siguientes casos extremos: cuando el cielo está cubierto de nubes en un clima soleado de verano, la temperatura de la superficie disminuye y, si sucede lo mismo en una noche de invierno, por el contrario, aumenta. El resultado final también se ve influido por la posición de las nubes: a bajas altitudes, las nubes gruesas reflejan mucha energía solar y el equilibrio puede estar en este caso a favor del efecto anti-invernadero, pero a grandes altitudes, los cirros delgados Las nubes transmiten bastante energía solar hacia abajo, pero incluso las nubes finas son obstáculos casi insuperables para la radiación infrarroja y, aquí podemos hablar del predominio del efecto invernadero.

Otra característica del vapor de agua: una atmósfera húmeda contribuye en cierta medida a la unión de otro gas de efecto invernadero, el dióxido de carbono, y a su transferencia mediante lluvia a la superficie de la Tierra, donde, como resultado de procesos posteriores, puede consumirse en la formación de carbonatos y minerales combustibles.

La actividad humana tiene un efecto directo muy débil sobre el contenido de vapor de agua en la atmósfera, solo debido al aumento de la superficie de tierras de regadío, los cambios en la superficie de los pantanos y el trabajo de energía, que es insignificante contra el fondo de la evaporación de toda la superficie del agua de la Tierra y la actividad volcánica. Por esta razón, a menudo se le presta poca atención cuando se considera el problema del efecto invernadero.

Sin embargo, el efecto indirecto sobre el contenido de vapor de agua puede ser muy grande, debido a la retroalimentación entre el contenido de vapor de agua atmosférico y el calentamiento causado por otros gases de efecto invernadero, que consideraremos ahora.

Se sabe que a medida que aumenta la temperatura, también aumenta la evaporación del vapor de agua, y por cada 10 °C el posible contenido de vapor de agua en el aire casi se duplica. Por ejemplo, a 0 °C la presión de vapor saturado es de aproximadamente 6 MB, a +10 °C - 12 MB y a +20 °C - 23 MB.

Se puede ver que el contenido de vapor de agua depende en gran medida de la temperatura, y cuando disminuye por alguna razón, en primer lugar, disminuye el efecto invernadero del vapor de agua (debido a la disminución del contenido) y, en segundo lugar, se produce la condensación del vapor de agua. lo que, por supuesto, inhibe fuertemente la disminución de temperatura debido a la liberación de calor de condensación, pero después de la condensación aumenta la reflexión de la energía solar, tanto en la propia atmósfera (dispersándose en gotas y cristales de hielo) como en la superficie (nevadas). , lo que reduce aún más la temperatura.

A medida que aumenta la temperatura, aumenta el contenido de vapor de agua en la atmósfera, aumenta su efecto invernadero, lo que intensifica el aumento inicial de temperatura. En principio, la nubosidad también está aumentando (entra más vapor de agua en áreas relativamente frías), pero extremadamente débilmente: según I. Mokhov, alrededor del 0,4% por grado de calentamiento, lo que no puede afectar en gran medida el aumento de la reflexión de la energía solar.

Dióxido de carbono- el segundo mayor contribuyente al efecto invernadero en la actualidad, no se congela cuando la temperatura baja y continúa creando un efecto invernadero incluso a las temperaturas más bajas posibles en condiciones terrestres. Probablemente, fue precisamente gracias a la acumulación paulatina de dióxido de carbono en la atmósfera como consecuencia de la actividad volcánica que la Tierra pudo salir del estado de poderosas glaciaciones (cuando incluso el ecuador estaba cubierto por una gruesa capa de hielo), en el que cayó al principio y al final del Proterozoico.

El dióxido de carbono participa en un poderoso ciclo del carbono en el sistema litosfera-hidrosfera-atmósfera, y los cambios en el clima terrestre están asociados principalmente con cambios en el equilibrio de su entrada y salida de la atmósfera.

Debido a la solubilidad relativamente alta del dióxido de carbono en el agua, el contenido de dióxido de carbono en la hidrosfera (principalmente los océanos) es ahora de 4x104 Gt (gigatoneladas) de carbono (a partir de ahora se dan datos sobre el CO2 en términos de carbono), incluyendo capas profundas (Putvinsky, 1998). La atmósfera contiene actualmente alrededor de 7,5x102 Gt de carbono (Alekseev et al., 1999). El contenido de CO2 en la atmósfera no siempre fue bajo; por ejemplo, en el Arcaico (hace unos 3,5 mil millones de años), la atmósfera estaba compuesta por casi un 85-90% de dióxido de carbono, a una presión y temperatura significativamente más altas (Sorokhtin, Ushakov, 1997). Sin embargo, el suministro de importantes masas de agua a la superficie de la Tierra como resultado de la desgasificación del interior, así como el surgimiento de la vida, aseguró la unión de casi toda la atmósfera y una parte importante del dióxido de carbono disuelto en agua en forma. de carbonatos (alrededor de 5,5x107 Gt de carbono se almacenan en la litosfera (informe del IPCC, 2000)). Además, los organismos vivos comenzaron a convertir el dióxido de carbono en diversas formas de minerales combustibles. Además, el secuestro de parte del dióxido de carbono también se produjo debido a la acumulación de biomasa, cuyas reservas totales de carbono son comparables a las de la atmósfera y, teniendo en cuenta el suelo, son varias veces superiores.

Sin embargo, lo que más nos interesa son los flujos que suministran dióxido de carbono a la atmósfera y lo eliminan de ella. La litosfera actualmente proporciona un flujo muy pequeño de dióxido de carbono que ingresa a la atmósfera debido principalmente a la actividad volcánica: alrededor de 0,1 Gt de carbono por año (Putvinsky, 1998). Se observan flujos significativamente grandes en el océano (junto con los organismos que viven allí), la atmósfera, y en la biota terrestre, los sistemas atmosféricos. Aproximadamente 92 Gt de carbono ingresan anualmente al océano desde la atmósfera y 90 Gt regresan a la atmósfera (Putvinsky, 1998). Así, el océano elimina anualmente unas 2 Gt de carbono de la atmósfera. Al mismo tiempo, durante los procesos de respiración y descomposición de los seres vivos muertos terrestres, unas 100 Gt de carbono al año entran a la atmósfera. En los procesos de fotosíntesis, la vegetación terrestre también elimina alrededor de 100 Gt de carbono de la atmósfera (Putvinsky, 1998). Como podemos ver, el mecanismo de entrada y salida de carbono de la atmósfera está bastante equilibrado, proporcionando flujos aproximadamente iguales. La actividad humana moderna incluye en este mecanismo un flujo adicional cada vez mayor de carbono a la atmósfera debido a la combustión de combustibles fósiles (petróleo, gas, carbón, etc.); según datos, por ejemplo, para el período 1989-99, una media de unas 6,3 Gt al año. Además, el flujo de carbono a la atmósfera aumenta debido a la deforestación y la quema parcial de bosques - hasta 1,7 Gt por año (informe del IPCC, 2000), mientras que el aumento de la biomasa que contribuye a la absorción de CO2 es sólo de aproximadamente 0,2 Gt por año. en lugar de casi 2 Gt al año. Incluso teniendo en cuenta la posibilidad de que el océano absorba unas 2 Gt de carbono adicionales, todavía queda un flujo adicional bastante importante (actualmente unas 6 Gt al año), lo que aumenta el contenido de dióxido de carbono en la atmósfera. Además, la absorción de dióxido de carbono por el océano puede disminuir en un futuro próximo, e incluso es posible el proceso inverso: la liberación de dióxido de carbono del Océano Mundial. Esto se debe a una disminución en la solubilidad del dióxido de carbono al aumentar la temperatura del agua; por ejemplo, cuando la temperatura del agua aumenta de solo 5 a 10 ° C, el coeficiente de solubilidad del dióxido de carbono disminuye de aproximadamente 1,4 a 1,2.

Así, el flujo de dióxido de carbono a la atmósfera provocado por actividades económicas no es grande en comparación con algunos flujos naturales, pero su falta de compensación conduce a la acumulación gradual de CO2 en la atmósfera, lo que destruye el equilibrio de entrada y salida de CO2 que se ha desarrollado a lo largo de miles de millones de años de evolución de la Tierra y de la vida en ella.

Numerosos hechos del pasado geológico e histórico indican una conexión entre el cambio climático y las fluctuaciones de los gases de efecto invernadero. En el período comprendido entre hace 4 y 3.500 millones de años, el brillo del Sol era aproximadamente un 30% menor que el actual. Sin embargo, incluso bajo los rayos del joven y “pálido” Sol, se desarrolló vida en la Tierra y se formaron rocas sedimentarias: al menos en una parte de la superficie terrestre, la temperatura estaba por encima del punto de congelación del agua. Algunos científicos sugieren que en ese momento la atmósfera terrestre contenía 1000 veces más eje dióxido de carbono que ahora, y esto compensó la falta de energía solar, ya que una mayor parte del calor emitido por la Tierra permaneció en la atmósfera. El creciente efecto invernadero podría ser una de las razones del clima excepcionalmente cálido más tarde en la era Mesozoica (la era de los dinosaurios). Según un análisis de restos fósiles, la Tierra en aquella época estaba entre 10 y 15 grados más caliente que ahora. Cabe señalar que entonces, hace 100 millones de años y antes, los continentes ocupaban una posición diferente a la de nuestro tiempo, y la circulación oceánica también era diferente, por lo que la transferencia de calor de los trópicos a las regiones polares podría ser mayor. Sin embargo, los cálculos de Eric J. Barron, ahora en la Universidad de Pensilvania, y otros investigadores indican que la geografía paleocontinental podría explicar no más de la mitad del calentamiento mesozoico. El resto del calentamiento puede explicarse fácilmente por el aumento de los niveles de dióxido de carbono. Esta suposición fue propuesta por primera vez por los científicos soviéticos A. B. Ronov del Instituto Hidrológico Estatal y M. I. Budyko del Observatorio Geofísico Principal. Los cálculos que respaldan esta propuesta fueron realizados por Eric Barron, Starley L. Thompson del Centro Nacional de Investigación Atmosférica (NCAR). A partir de un modelo geoquímico desarrollado por Robert A. Berner y Antonio C. Lasaga de la Universidad de Yale y el fallecido Robert. Los campos de Texas se convirtieron en desiertos después de una sequía que duró algún tiempo en 1983. Esta imagen, como muestran los cálculos utilizando modelos informáticos, se puede observar en muchos lugares si, como resultado del calentamiento global, la humedad del suelo en las regiones centrales de los continentes disminuye, donde se concentra la producción de cereales.

M. Garrels de la Universidad del Sur de Florida, se deduce que el dióxido de carbono podría liberarse durante una actividad volcánica excepcionalmente fuerte en las dorsales oceánicas, donde el magma ascendente forma un nuevo fondo oceánico. Se pueden “extraer” pruebas directas de una conexión durante las glaciaciones entre los gases atmosféricos de efecto invernadero y el clima de las burbujas de aire incluidas en el hielo antártico, que se formaron en la antigüedad como resultado de la compactación de la nieve que caía. Un equipo de investigadores dirigido por Claude Laurieux del Laboratorio de Glaciología y Geofísica de Grenoble estudió una columna de hielo de 2.000 m de longitud (correspondiente a un período de 160.000 años) obtenida por investigadores soviéticos en la estación Vostok en la Antártida. Los análisis de laboratorio de los gases contenidos en esta columna de hielo mostraron que en la atmósfera antigua, las concentraciones de dióxido de carbono y metano cambiaban al mismo tiempo y, lo que es más importante, "en el tiempo" con los cambios en la temperatura local promedio (estaba determinada por el relación de las concentraciones de isótopos de hidrógeno en las moléculas de agua). Durante el último período interglaciar, que duró 10 mil años, y durante el período interglaciar que lo precedió (hace 130 mil años), que también duró 10 mil años, la temperatura media en esta zona fue 10 grados más alta que durante las glaciaciones. (En general, la Tierra estuvo 5 os más caliente durante estos períodos). Durante estos mismos períodos, la atmósfera contenía un 25% más de dióxido de carbono y 100.070 más metano que durante las glaciaciones. No está claro si los cambios en los gases de efecto invernadero fueron la causa y el cambio climático la consecuencia, o viceversa. Lo más probable es que la causa de las glaciaciones fueran los cambios en la órbita de la Tierra y la dinámica especial del avance y retroceso de los glaciares; sin embargo, estas fluctuaciones climáticas pueden haberse visto amplificadas por cambios en la biota y fluctuaciones en la circulación oceánica que influyen en el contenido de gases de efecto invernadero en la atmósfera. Se dispone de datos aún más detallados sobre las fluctuaciones de los gases de efecto invernadero y el cambio climático de los últimos 100 años, durante los cuales se ha producido un aumento adicional del 25% en las concentraciones de dióxido de carbono y del 100% en metano. El "récord" de temperatura global promedio de los últimos 100 años fue examinado por dos equipos de investigadores, dirigidos por James E. Hansen del Instituto Goddard de Estudios Espaciales de la Administración Nacional de Aeronáutica y del Espacio, y T. M. L. Wigley de la División del Clima de la Universidad del Este. Inglaterra.

La retención de calor por parte de la atmósfera es el componente principal del equilibrio energético de la Tierra (Fig. 8). Aproximadamente el 30% de la energía proveniente del Sol se refleja (a la izquierda) ya sea en nubes, partículas o en la superficie de la Tierra; el 70% restante se absorbe. La energía absorbida es reirradiada en el infrarrojo por la superficie del planeta.

Arroz.

Estos científicos utilizaron mediciones de estaciones meteorológicas repartidas por todos los continentes (el equipo de la División del Clima también incluyó mediciones en el mar en el análisis). Al mismo tiempo, los dos grupos adoptaron diferentes métodos para analizar las observaciones y tener en cuenta las "distorsiones" asociadas, por ejemplo, con el hecho de que algunas estaciones meteorológicas "se trasladaron" a otro lugar durante cien años, y algunas ubicadas en ciudades dieron datos que estaban “contaminados” » por la influencia del calor generado por empresas industriales o acumulado durante el día por edificios y aceras. Este último efecto, que conduce a la aparición de islas de calor, es muy notorio en países desarrollados, como Estados Unidos. Sin embargo, incluso si la corrección calculada para Estados Unidos (derivada por Thomas R. Carl del Centro Nacional de Datos Climáticos de Asheville, Carolina del Norte, y P. D. Jones de la Universidad de East Anglia) se extiende a todos los datos del planeta, en ambas entradas permanecerá”<реальное» потепление величиной 0,5 О С, относящееся к последним 100 годам. В согласии с общей тенденцией 1980-е годы остаются самым теплым десятилетием, а 1988, 1987 и 1981 гг. - наиболее теплыми годами (в порядке перечисления). Можно ли считать это «сигналом» парникового потепления? Казалось бы, можно, однако в действительности факты не столь однозначны. Возьмем для примера такое обстоятельство: вместо неуклонного потепления, какое можно ожидать от парникового эффекта, быстрое повышение температуры, происходившее до конца второй мировой войны, сменилось небольшим похолоданием, продлившимся до середины 1970-х годов, за которым последовал второй период быстрого потепления, продолжающийся по сей день. Какой характер примет изменение температуры в ближайшее время? Чтобы дать такой прогноз, необходимо ответить на три вопроса. Какое количество диоксида углерода и других парниковых газов будет выброшено в атмосферу? Насколько при этом возрастет концентрация этих газов в атмосфере? Какой климатический эффект вызовет это повышение концентрации, если будут действовать естественные и антропогенные факторы, которые могут ослаблять или усиливать климатические изменения? Прогноз выбросов - нелегкая задача для исследователей, занимающихся анализом человеческой деятельности. Какое количество диоксида углерода попадет в атмосферу, зависит главным образом от того, сколько ископаемого топлива будет сожжено и сколько лесов вырублено (последний фактор ответствен за половину прироста парниковых газов с 1800 г. и за 20070прироста в наше время). И тот и другой фактор зависят в свою очередь от множества причин. Так, на потреблении ископаемого топлива сказываются рост населения, переход к альтернативным источникам энергии и меры по экономии энергии, а также состояние мировой экономики. Прогнозы в основном сводятся к тому, что потребление ископаемого топлива на земном шаре в целом будет увеличиваться примерно с той же скоростью, что и сегодня намного медленнее, чем до энергетического кризиса 1970-х годов. В результате эмиссия (поступление в атмосферу) диоксида углерода в ближайшие несколько десятилетий, будет увеличиваться на 0,5-2070 в год. Другие парниковые газы, такие как ХФУ, оксиды азота и тропосферный озон, могут вносить в потепление климата почти столь же большой вклад, что и диоксид углерода, хотя в атмосферу их попадает значительно меньше: объясняется это тем, что они более эффективно поглощают солнечную радиацию. Предсказать, какова будет эмиссия этих газов - задача еще более трудная. Так, например, не вполне ясно происхождение некоторых газов, в частности метана; величина выбросов других газов, таких как ХФУ или озон, будет зависеть от того, какие изменения в технологии и политике произойдут в ближайшем будущем.

Intercambio de carbono entre la atmósfera y varios “depósitos” de la Tierra (Fig. 9). Cada número indica, en miles de millones de toneladas, la entrada o salida de carbono (en forma de dióxido) por año o su stock en el reservorio. Estos ciclos naturales, uno en la tierra y otro en el océano, eliminan de la atmósfera tanto dióxido de carbono como el que añade, pero la actividad humana como la deforestación y la quema de combustibles fósiles hace que los niveles de carbono en la atmósfera aumenten anualmente en 3 mil millones. montones. Datos extraídos del trabajo de Bert Bohlin en la Universidad de Estocolmo

Fig.9

Supongamos que tenemos un pronóstico razonable de cómo cambiarán las emisiones de dióxido de carbono. ¿Qué cambios se producirán en este caso con la concentración de este gas en la atmósfera? El dióxido de carbono atmosférico es “consumido” por las plantas, así como por el océano, donde se utiliza en procesos químicos y biológicos. A medida que cambia la concentración de dióxido de carbono atmosférico, es probable que cambie la tasa de “consumo” de este gas. En otras palabras, los procesos que provocan cambios en el contenido de dióxido de carbono atmosférico deben incluir retroalimentación. El dióxido de carbono es la "materia prima" para la fotosíntesis en las plantas, por lo que su consumo por parte de las plantas probablemente aumentará a medida que se acumula en la atmósfera, lo que ralentizará esta acumulación. Asimismo, dado que el contenido de dióxido de carbono en las aguas superficiales del océano está aproximadamente en equilibrio con su contenido en la atmósfera, aumentar la absorción de dióxido de carbono por el agua del océano desacelerará su acumulación en la atmósfera. Sin embargo, puede suceder que la acumulación de dióxido de carbono y otros gases de efecto invernadero en la atmósfera desencadene mecanismos de retroalimentación positiva que aumenten el efecto climático. Por tanto, un rápido cambio climático puede provocar la desaparición de algunos bosques y otros ecosistemas, lo que debilitará la capacidad de la biosfera para absorber dióxido de carbono. Además, el calentamiento puede provocar la rápida liberación de carbono almacenado en la materia orgánica muerta del suelo. Este carbono, que es el doble de la cantidad que se encuentra en la atmósfera, las bacterias del suelo lo convierten continuamente en dióxido de carbono y metano. El calentamiento puede acelerar su funcionamiento, lo que resultará en una mayor liberación de dióxido de carbono (de suelos secos) y metano (de arrozales, vertederos y humedales). Una gran cantidad de metano también se almacena en los sedimentos de la plataforma continental y debajo de la capa de permafrost en el Ártico en forma de clatratos, redes moleculares formadas por moléculas de metano y agua. El calentamiento de las aguas de la plataforma y el deshielo del permafrost pueden provocar su liberación. A pesar de estas incertidumbres, muchos investigadores creen que la absorción de dióxido de carbono por las plantas y los océanos ralentizará la acumulación de este gas en la atmósfera, al menos en los próximos 50 a 100 años. Las estimaciones típicas basadas en las tasas de emisión actuales. que de la cantidad total de dióxido de carbono que ingresa a la atmósfera, aproximadamente la mitad permanecerá allí. De ello se deduce que las concentraciones de dióxido de carbono se duplicarán desde los niveles de 1900 (a 600 ppm) entre 2030 y 2080 aproximadamente. Sin embargo, es probable que otros gases de efecto invernadero se acumulen en la atmósfera más rápidamente.

Gases de invernadero

Los gases de efecto invernadero son gases que se cree que causan el efecto invernadero global.

Los principales gases de efecto invernadero, por orden de su impacto estimado en el equilibrio térmico de la Tierra, son el vapor de agua, el dióxido de carbono, el metano, el ozono, los halocarbonos y el óxido nitroso.

vapor de agua

El vapor de agua es el principal gas natural de efecto invernadero, responsable de más del 60% del efecto. El impacto antropogénico directo sobre esta fuente es insignificante. Al mismo tiempo, un aumento de la temperatura de la Tierra provocado por otros factores aumenta la evaporación y la concentración total de vapor de agua en la atmósfera a una humedad relativa casi constante, lo que a su vez aumenta el efecto invernadero. Por tanto, se produce alguna retroalimentación positiva.

Metano

Una gigantesca erupción de metano acumulado bajo el lecho marino hace 55 millones de años calentó la Tierra 7 grados centígrados.

Lo mismo puede suceder ahora: esta suposición fue confirmada por investigadores de la NASA. Utilizando simulaciones por computadora de climas antiguos, intentaron comprender mejor el papel del metano en el cambio climático. Hoy en día, la mayoría de las investigaciones sobre el efecto invernadero se centran en el papel del dióxido de carbono en este efecto, aunque el potencial del metano para retener calor en la atmósfera supera en 20 veces la capacidad del dióxido de carbono.

Diversos electrodomésticos que funcionan con gas contribuyen al aumento del contenido de metano en la atmósfera.

En los últimos 200 años, el metano en la atmósfera se ha más que duplicado debido a la descomposición de la materia orgánica en pantanos y tierras bajas húmedas, así como a fugas de objetos hechos por el hombre como gasoductos, minas de carbón, mayor irrigación y liberación de gases de ganado. Pero hay otra fuente de metano: la materia orgánica en descomposición en los sedimentos oceánicos, conservados congelados bajo el lecho marino.

Normalmente, las bajas temperaturas y la alta presión mantienen el metano bajo el océano en un estado estable, pero no siempre fue así. Durante los períodos de calentamiento global, como el Máximo Térmico del Paleoceno tardío, que ocurrió hace 55 millones de años y duró 100 mil años, el movimiento de las placas litosféricas, particularmente en el subcontinente indio, provocó una caída de la presión en el fondo marino y podría provocar una gran liberación de metano. A medida que la atmósfera y el océano comenzaron a calentarse, las emisiones de metano podrían aumentar. Algunos científicos creen que el calentamiento global actual podría conducir al mismo escenario, si el océano se calienta significativamente.

Cuando el metano ingresa a la atmósfera, reacciona con las moléculas de oxígeno e hidrógeno para crear dióxido de carbono y vapor de agua, cada uno de los cuales puede causar el efecto invernadero. Según previsiones anteriores, todo el metano emitido se convertirá en dióxido de carbono y agua en unos 10 años. Si esto es cierto, entonces el aumento de las concentraciones de dióxido de carbono será la principal causa del calentamiento del planeta. Sin embargo, los intentos de confirmar el razonamiento con referencias al pasado no tuvieron éxito: no se encontraron rastros de un aumento en la concentración de dióxido de carbono hace 55 millones de años.

Los modelos utilizados en el nuevo estudio mostraron que cuando el nivel de metano en la atmósfera aumenta bruscamente, el contenido de oxígeno e hidrógeno que reacciona con el metano disminuye (hasta que la reacción se detiene), y el metano restante permanece en el aire durante cientos de años. años, convirtiéndose en sí mismo en una causa del calentamiento global. Y estos cientos de años son suficientes para calentar la atmósfera, derretir el hielo de los océanos y cambiar todo el sistema climático.

Las principales fuentes antropogénicas de metano son la fermentación digestiva en el ganado, el cultivo de arroz y la quema de biomasa (incluida la deforestación). Estudios recientes han demostrado que en el primer milenio d.C. se produjo un rápido aumento de las concentraciones de metano en la atmósfera (presumiblemente como resultado de la expansión de la producción agrícola y ganadera y de la quema de bosques). Entre 1000 y 1700, las concentraciones de metano cayeron un 40%, pero comenzaron a aumentar nuevamente en los últimos siglos (presumiblemente como resultado de la expansión de las tierras cultivables y los pastos y la quema de bosques, el uso de madera para calefacción, el aumento del número de cabezas de ganado). , aguas residuales y cultivo de arroz). Parte del aporte al suministro de metano proviene de fugas durante el desarrollo de depósitos de carbón y gas natural, así como de la emisión de metano como parte del biogás generado en los vertederos de desechos.

Dióxido de carbono

Las fuentes de dióxido de carbono en la atmósfera terrestre son las emisiones volcánicas, la actividad vital de los organismos y la actividad humana. Las fuentes antropogénicas incluyen la combustión de combustibles fósiles, la quema de biomasa (incluida la deforestación) y algunos procesos industriales (por ejemplo, la producción de cemento). Los principales consumidores de dióxido de carbono son las plantas. Normalmente, la biocenosis absorbe aproximadamente la misma cantidad de dióxido de carbono que produce (incluso a través de la descomposición de la biomasa).

La influencia del dióxido de carbono en la intensidad del efecto invernadero.

Aún queda mucho por aprender sobre el ciclo del carbono y el papel de los océanos del mundo como vastos reservorios de dióxido de carbono. Como se mencionó anteriormente, cada año la humanidad agrega 7 mil millones de toneladas de carbono en forma de CO 2 a los 750 mil millones de toneladas existentes. Pero sólo alrededor de la mitad de nuestras emisiones (3 mil millones de toneladas) permanecen en el aire. Esto puede explicarse por el hecho de que la mayor parte del CO 2 es utilizado por plantas terrestres y marinas, enterradas en sedimentos marinos, absorbidas por el agua de mar o absorbidas de otro modo. De esta gran porción de CO 2 (alrededor de 4 mil millones de toneladas), el océano absorbe alrededor de dos mil millones de toneladas de dióxido de carbono atmosférico cada año.

Todo esto aumenta el número de preguntas sin respuesta: ¿Cómo interactúa exactamente el agua de mar con el aire atmosférico, absorbiendo CO 2? ¿Cuánto carbono más pueden absorber los mares y qué nivel de calentamiento global podría afectar su capacidad? ¿Cuál es la capacidad de los océanos para absorber y almacenar el calor atrapado por el cambio climático?

El papel de las nubes y las partículas suspendidas en las corrientes de aire llamadas aerosoles no es fácil de tener en cuenta a la hora de construir un modelo climático. Las nubes dan sombra a la superficie de la Tierra, lo que provoca un enfriamiento, pero dependiendo de su altura, densidad y otras condiciones, también pueden atrapar el calor reflejado desde la superficie de la Tierra, aumentando la intensidad del efecto invernadero. También es interesante el efecto de los aerosoles. Algunos de ellos alteran el vapor de agua, condensándolo en pequeñas gotas que forman nubes. Estas nubes son muy densas y oscurecen la superficie de la Tierra durante semanas. Es decir, bloquean la luz solar hasta que cae con la precipitación.

El efecto combinado puede ser enorme: la erupción del monte Pinatuba en Filipinas en 1991 liberó un volumen colosal de sulfatos a la estratosfera, provocando una caída de la temperatura mundial que duró dos años.

Por lo tanto, nuestra propia contaminación, causada principalmente por la quema de carbón y petróleo que contiene azufre, puede compensar temporalmente los efectos del calentamiento global. Los expertos estiman que los aerosoles redujeron la cantidad de calentamiento en un 20% durante el siglo XX. En general, las temperaturas han aumentado desde la década de 1940, pero han disminuido desde 1970. El efecto aerosol puede ayudar a explicar el enfriamiento anómalo de mediados del siglo pasado.

En 2006, las emisiones de dióxido de carbono a la atmósfera ascendieron a 24 mil millones de toneladas. Un grupo muy activo de investigadores se opone a la idea de que la actividad humana sea una de las causas del calentamiento global. En su opinión, lo principal son los procesos naturales del cambio climático y el aumento de la actividad solar. Pero, según Klaus Hasselmann, director del Centro Climatológico Alemán en Hamburgo, sólo el 5% puede explicarse por causas naturales, y el 95% restante es un factor provocado por la actividad humana.

Algunos científicos tampoco relacionan el aumento de CO 2 con un aumento de temperatura. Los escépticos dicen que si se debe atribuir el aumento de las temperaturas al aumento de las emisiones de CO 2, las temperaturas deben haber aumentado durante el auge económico de la posguerra, cuando se quemaron combustibles fósiles en enormes cantidades. Sin embargo, Jerry Mallman, director del Laboratorio de Dinámica de Fluidos Geofísicos, calculó que el mayor uso de carbón y petróleo aumentó rápidamente el contenido de azufre en la atmósfera, provocando un enfriamiento. Después de 1970, el efecto térmico de los largos ciclos de vida del CO 2 y el metano suprimió los aerosoles en rápida descomposición, lo que provocó un aumento de las temperaturas. Así, podemos concluir que la influencia del dióxido de carbono sobre la intensidad del efecto invernadero es enorme e innegable.

Sin embargo, el creciente efecto invernadero puede no ser catastrófico. De hecho, las altas temperaturas pueden ser bienvenidas cuando son bastante raras. Desde 1900, el mayor calentamiento se ha observado entre los 40 y los 70 0 de latitud norte, incluidas Rusia, Europa y la parte norte de los Estados Unidos, donde las emisiones industriales de gases de efecto invernadero comenzaron antes. La mayor parte del calentamiento se produce durante la noche, principalmente debido al aumento de la nubosidad, que atrapa el calor saliente. Como resultado, la temporada de siembra se extendió una semana.

Además, el efecto invernadero puede ser una buena noticia para algunos agricultores. Las altas concentraciones de CO 2 pueden tener un efecto positivo en las plantas porque las plantas utilizan dióxido de carbono durante la fotosíntesis, convirtiéndolo en tejido vivo. Por tanto, más plantas significan más absorción de CO 2 de la atmósfera, frenando el calentamiento global.

Este fenómeno fue estudiado por especialistas estadounidenses. Decidieron crear un modelo del mundo con el doble de CO 2 en el aire. Para ello utilizaron un bosque de pinos de catorce años del norte de California. El gas se bombeaba a través de tuberías instaladas entre los árboles. La fotosíntesis aumentó entre un 50 y un 60%. Pero el efecto pronto fue el contrario. Los árboles asfixiados no podían hacer frente a semejantes volúmenes de dióxido de carbono. Se perdió la ventaja en el proceso de fotosíntesis. Este es otro ejemplo de cómo la manipulación humana conduce a resultados inesperados.

Pero estos pequeños aspectos positivos del efecto invernadero no se pueden comparar con los negativos. Tomemos, por ejemplo, el experimento con un bosque de pinos, donde se duplicó el volumen de CO 2 y se prevé que para finales de este siglo la concentración de CO 2 se cuadriplicará. Uno puede imaginar cuán catastróficas podrían ser las consecuencias para las plantas. Y esto, a su vez, aumentará el volumen de CO 2, ya que cuantas menos plantas, mayor será la concentración de CO 2.

Consecuencias del efecto invernadero

gases de efecto invernadero clima

A medida que aumenten las temperaturas, aumentará la evaporación del agua de los océanos, lagos, ríos, etc. Dado que el aire más cálido puede contener más vapor de agua, esto crea un poderoso efecto de retroalimentación: cuanto más caliente se vuelve, mayor es el contenido de vapor de agua en el aire, lo que a su vez aumenta el efecto invernadero.

La actividad humana tiene poco efecto sobre la cantidad de vapor de agua en la atmósfera. Pero emitimos otros gases de efecto invernadero, lo que hace que el efecto invernadero sea cada vez más intenso. Los científicos creen que el aumento de las emisiones de CO 2, en su mayoría procedentes de la quema de combustibles fósiles, explica al menos alrededor del 60% del calentamiento de la Tierra desde 1850. La concentración de dióxido de carbono en la atmósfera aumenta aproximadamente un 0,3% al año y ahora es aproximadamente un 30% más alta que antes de la revolución industrial. Si expresamos esto en términos absolutos, cada año la humanidad añade aproximadamente 7 mil millones de toneladas. A pesar de que esta es una pequeña parte en relación con la cantidad total de dióxido de carbono en la atmósfera (750 mil millones de toneladas, e incluso menos en comparación con la cantidad de CO 2 contenida en el Océano Mundial), aproximadamente 35 billones de toneladas, sigue siendo muy significativo. Motivo: los procesos naturales están en equilibrio, tal volumen de CO 2 ingresa a la atmósfera, que se elimina de allí. Y la actividad humana sólo añade CO 2.

La atmósfera es la envoltura de aire de la Tierra. Extendiéndose hasta 3000 km desde la superficie terrestre. Sus huellas se remontan a altitudes de hasta 10.000 km. A. tiene una densidad desigual 50 5 sus masas se concentran hasta 5 km, 75% - hasta 10 km, 90% - hasta 16 km.

La atmósfera se compone de aire, una mezcla mecánica de varios gases.

Nitrógeno(78%) en la atmósfera desempeña el papel de diluyente de oxígeno, regulando la velocidad de oxidación y, en consecuencia, la velocidad e intensidad de los procesos biológicos. El nitrógeno es el elemento principal de la atmósfera terrestre, que se intercambia continuamente con la materia viva de la biosfera, y los componentes de esta última son compuestos nitrogenados (aminoácidos, purinas, etc.). El nitrógeno se extrae de la atmósfera por vías inorgánicas y bioquímicas, aunque están estrechamente interrelacionadas. La extracción inorgánica está asociada a la formación de sus compuestos N 2 O, N 2 O 5, NO 2, NH 3. Se encuentran en la precipitación y se forman en la atmósfera bajo la influencia de descargas eléctricas durante tormentas eléctricas o reacciones fotoquímicas bajo la influencia de la radiación solar.

La fijación biológica del nitrógeno la llevan a cabo algunas bacterias en simbiosis con las plantas superiores del suelo. El nitrógeno también lo fijan algunos microorganismos del plancton y algas en el medio marino. Cuantitativamente, la fijación biológica de nitrógeno supera a su fijación inorgánica. El intercambio de todo el nitrógeno de la atmósfera se produce en aproximadamente 10 millones de años. El nitrógeno se encuentra en gases de origen volcánico y en rocas ígneas. Cuando se calientan varias muestras de rocas cristalinas y meteoritos, se libera nitrógeno en forma de moléculas de N 2 y NH 3. Sin embargo, la principal forma de presencia del nitrógeno, tanto en la Tierra como en los planetas terrestres, es molecular. El amoníaco, al entrar a la atmósfera superior, se oxida rápidamente y libera nitrógeno. En las rocas sedimentarias está enterrado junto con la materia orgánica y se encuentra en mayores cantidades en los depósitos bituminosos. Durante el metamorfismo regional de estas rocas, el nitrógeno se libera en diversas formas a la atmósfera terrestre.

Ciclo geoquímico del nitrógeno (

Oxígeno(21%) es utilizado por organismos vivos para la respiración y forma parte de la materia orgánica (proteínas, grasas, carbohidratos). Ozono O 3. retrasa la radiación ultravioleta del sol, que destruye la vida.

El oxígeno es el segundo gas más extendido en la atmósfera y desempeña un papel extremadamente importante en muchos procesos de la biosfera. La forma dominante de su existencia es el O 2. En las capas superiores de la atmósfera, bajo la influencia de la radiación ultravioleta, se produce la disociación de las moléculas de oxígeno y, a una altitud de aproximadamente 200 km, la proporción de oxígeno atómico a molecular (O: O 2) se vuelve igual a 10. Cuando estos Las formas de oxígeno interactúan en la atmósfera (a una altitud de 20 a 30 km), un cinturón de ozono (pantalla de ozono). El ozono (O 3) es necesario para los organismos vivos, ya que bloquea la mayor parte de la radiación ultravioleta del sol, que es perjudicial para ellos.

En las primeras etapas del desarrollo de la Tierra, el oxígeno libre apareció en cantidades muy pequeñas como resultado de la fotodisociación del dióxido de carbono y las moléculas de agua en las capas superiores de la atmósfera. Sin embargo, estas pequeñas cantidades fueron rápidamente consumidas por la oxidación de otros gases. Con la aparición de organismos fotosintéticos autótrofos en el océano, la situación cambió significativamente. La cantidad de oxígeno libre en la atmósfera comenzó a aumentar progresivamente, oxidando activamente muchos componentes de la biosfera. Así, las primeras porciones de oxígeno libre contribuyeron principalmente a la transición de formas ferrosas de hierro a formas de óxido y de sulfuros a sulfatos.

Con el tiempo, la cantidad de oxígeno libre en la atmósfera terrestre alcanzó una determinada masa y se equilibró de tal manera que la cantidad producida llegó a ser igual a la cantidad absorbida. En la atmósfera se ha establecido un contenido relativamente constante de oxígeno libre.

Ciclo geoquímico del oxígeno (VIRGINIA. Vronsky, G.V. Voitkevich)

Dióxido de carbono, participa en la formación de materia viva y, junto con el vapor de agua, crea el llamado "efecto invernadero (invernadero)".

Carbono (dióxido de carbono): la mayor parte de la atmósfera se encuentra en forma de CO 2 y mucho menos en forma de CH 4. La importancia de la historia geoquímica del carbono en la biosfera es extremadamente grande, ya que forma parte de todos los organismos vivos. Dentro de los organismos vivos predominan las formas reducidas de carbono y en el entorno de la biosfera predominan las formas oxidadas. Así, se establece el intercambio químico del ciclo vital: CO 2 ↔ materia viva.

La fuente de dióxido de carbono primario en la biosfera es la actividad volcánica asociada con la desgasificación secular del manto y los horizontes inferiores de la corteza terrestre. Parte de este dióxido de carbono surge durante la descomposición térmica de calizas antiguas en diversas zonas metamórficas. La migración de CO 2 en la biosfera se produce de dos maneras.

El primer método se expresa en la absorción de CO 2 durante la fotosíntesis con la formación de sustancias orgánicas y su posterior entierro en condiciones reductoras favorables en la litosfera en forma de turba, carbón, esquisto bituminoso y bituminoso. Según el segundo método, la migración de carbono conduce a la creación de un sistema de carbonato en la hidrosfera, donde el CO 2 se convierte en H 2 CO 3, HCO 3 -1, CO 3 -2. Luego, con la participación del calcio (menos comúnmente magnesio y hierro), los carbonatos se depositan a través de vías biogénicas y abiogénicas. Aparecen gruesas capas de piedra caliza y dolomita. Según A. B. Ronov, la proporción de carbono orgánico (Corg) a carbono carbonatado (Ccarb) en la historia de la biosfera fue de 1:4.

Junto con el ciclo global del carbono, también existen varios ciclos pequeños del carbono. Entonces, en la tierra, las plantas verdes durante el día absorben CO 2 para el proceso de fotosíntesis y por la noche lo liberan a la atmósfera. Con la muerte de los organismos vivos en la superficie terrestre, se produce la oxidación de sustancias orgánicas (con la participación de microorganismos) con la liberación de CO 2 a la atmósfera. En las últimas décadas, un lugar especial en el ciclo del carbono lo ha ocupado la combustión masiva de combustibles fósiles y el aumento de su contenido en la atmósfera moderna.

Ciclo del carbono en la envoltura geográfica (según F. Ramad, 1981)

Argón- el tercer gas atmosférico más extendido, lo que lo distingue claramente de otros gases inertes, que están muy escasamente distribuidos. Sin embargo, el argón en su historia geológica comparte el destino de estos gases, que se caracterizan por dos rasgos:

1. la irreversibilidad de su acumulación en la atmósfera;
2. estrecha relación con la desintegración radiactiva de ciertos isótopos inestables.

Los gases inertes están fuera del ciclo de la mayoría de los elementos cíclicos de la biosfera de la Tierra.

Todos los gases inertes se pueden dividir en primarios y radiogénicos. Los principales incluyen aquellos que fueron capturados por la Tierra durante su formación. Son extremadamente raros. La parte primaria del argón está representada principalmente por los isótopos 36 Ar y 38 Ar, mientras que el argón atmosférico está formado íntegramente por el isótopo 40 Ar (99,6%), que es indudablemente radiogénico. En las rocas que contienen potasio, la acumulación de argón radiogénico ocurrió y continúa ocurriendo debido a la desintegración del potasio-40 mediante la captura de electrones: 40 K + e → 40 Ar.

Por tanto, el contenido de argón en las rocas está determinado por su edad y la cantidad de potasio. En este sentido, la concentración de helio en las rocas es función de su edad y del contenido de torio y uranio. El argón y el helio se liberan a la atmósfera desde las entrañas de la Tierra durante las erupciones volcánicas, a través de grietas en la corteza terrestre en forma de chorros de gas y también durante la erosión de las rocas. Según los cálculos realizados por P. Dimon y J. Culp, el helio y el argón en la era moderna se acumulan en la corteza terrestre y entran a la atmósfera en cantidades relativamente pequeñas. La tasa de entrada de estos gases radiogénicos es tan baja que durante la historia geológica de la Tierra no se pudo asegurar su contenido observado en la atmósfera moderna. Por lo tanto, queda por suponer que la mayor parte del argón de la atmósfera provino de las entrañas de la Tierra en las primeras etapas de su desarrollo y mucho menos se añadió posteriormente durante el proceso de vulcanismo y durante la erosión de las rocas que contienen potasio.

Así, a lo largo del tiempo geológico, el helio y el argón han tenido diferentes procesos de migración. Hay muy poco helio en la atmósfera (alrededor de 5 * 10 -4%), y la "respiración de helio" de la Tierra era más ligera, ya que, como gas más ligero, se evaporaba en el espacio exterior. Y la “respiración de argón” era intensa y el argón permaneció dentro de los límites de nuestro planeta. La mayoría de los gases nobles primordiales, como el neón y el xenón, estaban asociados con el neón primordial capturado por la Tierra durante su formación, así como con su liberación durante la desgasificación del manto a la atmósfera. Todo el conjunto de datos sobre la geoquímica de los gases nobles indica que la atmósfera primaria de la Tierra surgió en las primeras etapas de su desarrollo.

La atmósfera contiene vapor de agua Y agua en estado líquido y sólido. El agua en la atmósfera es un importante acumulador de calor.

Las capas inferiores de la atmósfera contienen una gran cantidad de polvos y aerosoles minerales y tecnogénicos, productos de combustión, sales, esporas y polen, etc.

Hasta una altitud de 100-120 km, debido a la mezcla completa del aire, la composición de la atmósfera es homogénea. La relación entre nitrógeno y oxígeno es constante. Arriba predominan los gases inertes, el hidrógeno, etc. En las capas inferiores de la atmósfera hay vapor de agua. Con la distancia de la tierra su contenido disminuye. Cuanto más cambia la proporción de gases, por ejemplo, a una altitud de 200 a 800 km, el oxígeno predomina sobre el nitrógeno entre 10 y 100 veces.