大気中のガスの構造とバランス。 大気の組成 地球の大気の組成

大気中の温室効果ガスの量を調節できるものは本当に何もないのでしょうか? もちろんそれは可能です。 酸素はこの仕事を完璧にこなします。 しかし問題は、地球の人口が容赦なく増加しており、より多くの酸素が消費されていることを意味します。 私たちの唯一の救いは植生、特に森林です。 彼らは過剰な二酸化炭素を吸収し、人間が消費するよりもはるかに多くの酸素を放出します。

温室効果と地球の気候

温室効果の影響について話すとき、私たちはそれが地球の気候に与える影響を理解しています。 まず第一に、これは地球温暖化です。 多くの人は「温室効果」と「地球温暖化」の概念を同一視していますが、それらは同等ではなく、相互に関連しています。前者は後者の原因です。

地球温暖化は海洋と直接関係しています。以下に 2 つの因果関係の例を示します。

1. 惑星の平均温度は上昇し、液体は蒸発し始めます。 これは世界の海洋にも当てはまります。一部の科学者は、数百年後には海洋が「干上がり」始めるのではないかと懸念しています。
2. 同時に、高温により、近い将来、氷河と海氷が活発に溶け始めるでしょう。 これは避けられない海面上昇につながるだろう。

私たちはすでに沿岸地域で定期的に洪水を観察していますが、世界の海洋の水位が大幅に上昇した場合、近隣の陸地はすべて浸水し、農作物は壊滅するでしょう。

人々の生活への影響

地球の平均気温の上昇は私たちの生活に影響を与えることを忘れないでください。 結果は非常に深刻になる可能性があります。 すでに干ばつに見舞われやすい地球上の多くの地域は完全に存続できなくなり、人々は他の地域へ大挙して移住し始めるだろう。 これは必然的に社会経済問題や第三次世界大戦、第四次世界大戦の勃発につながるだろう。 食糧不足、農作物の破壊 - これが次の世紀に私たちを待っていることです。

しかし、待つ必要があるのでしょうか？ それともまだ何かを変えることは可能ですか？ 人類は温室効果による害を減らすことができるでしょうか?

地球を救う行動

今日、温室効果ガスの蓄積につながる有害な要因はすべて知られており、それを阻止するために何をする必要があるのか​​もわかっています。 一人では何も変わらないとは思わないでください。 もちろん、その効果を達成できるのは全人類だけですが、おそらく現時点でさらに 100 人が同様の記事を読んでいるでしょうか。

森林保全

森林破壊を止める。 植物は私たちの救いです！ また、既存の森林を保全するだけでなく、新たな森林を積極的に植林していくことが必要です。

すべての人がこの問題を理解する必要があります。

光合成は非常に強力なので、私たちに大量の酸素を供給します。 人々の通常の生活と大気中からの有害なガスの除去には十分です。

電気自動車の利用

燃料自動車の使用を拒否する。 どの自動車も毎年膨大な量の温室効果ガスを排出しています。環境にとってより健康的な選択をしてみませんか? 科学者たちはすでに、燃料を使わない環境に優しい自動車である電気自動車を私たちに提供しています。 「燃料」自動車のマイナス面は、温室効果ガスの削減に向けた新たな一歩となります。 世界中でこの移行を加速させようとしていますが、これまでのところ、そのような機械の最新の開発は完璧には程遠いです。 こうした自動車が最も多く使われている日本でも、完全に自動車への切り替えは進んでいない。

炭化水素燃料の代替

代替エネルギーの発明。 人類は立ち止まっていないのに、なぜ石炭、石油、ガスを使い続けるのでしょうか? これらの天然成分を燃やすと大気中に温室効果ガスが蓄積するため、環境に優しいエネルギー形態に切り替える時期が来ています。

有害なガスを排出するものすべてを完全に放棄することはできません。 しかし、大気中の酸素を増やすことはできます。 木を植えるべきなのは本物の人だけではありません。すべての人がこれをしなければなりません。

大気（ギリシャ語の atmoc - 蒸気と球 - 球に由来）は、地球のガス（空気）の殻であり、地球とともに回転します。 大気が存在する限り、地球上には生命が存在できます。 すべての生物は呼吸に大気を使用しており、大気は生物に有害な宇宙線や温度、宇宙の冷たい「息」の悪影響から身を守っています。

大気は、地球の大気を構成するガスの混合物です。 空気は無臭で透明で、密度は 1.2928 g/l、水への溶解度は 29.18 cm~/l、液体状態では青みがかった色になります。 人間の生活は空気なし、水なし、食べ物なしでは不可能ですが、人が食べ物なしで数週間、水なしで数日間生きられるとしても、4〜5分後に窒息死が起こります。

大気の主成分は、窒素、酸素、アルゴン、二酸化炭素です。 アルゴンに加えて、他の不活性ガスも低濃度で含まれています。 大気中には常に水蒸気（約 3 ～ 4%）と固体粒子、つまり粉塵が含まれています。

地球の大気は、表面大気の組成が均一である下層（最大 100 km）恒気圏と、化学組成が不均一である上層好気圏に分かれています。 大気の重要な特性の 1 つは酸素の存在です。 地球の一次大気には酸素がありませんでした。 その出現と蓄積は、緑の植物の広がりと光合成のプロセスに関連しています。 物質と酸素との化学的相互作用の結果、生物は生命に必要なエネルギーを受け取ります。

大気を介して、地球と宇宙の間で物質の交換が行われますが、地球は宇宙の塵や隕石を受け取り、最も軽いガスである水素とヘリウムを失います。 大気には強力な太陽放射が浸透しており、これが惑星表面の熱状況を決定し、大気ガス分子の解離と原子のイオン化を引き起こします。 広大で薄い上層大気は主にイオンで構成されています。

大気の物理的特性と状態は、海抜高度、緯度、海からの距離に応じて、日中、季節、年、さらに宇宙空間でも時間の経過とともに変化します。

大気の構造

大気の総質量は 5.15 10 インチ トンで、地球の表面から約 3,000 km まで上向きに広がっています。 大気の化学組成や物理的性質は高度に応じて変化するため、対流圏、成層圏、中間圏、電離層（熱圏）、外気圏に分けられます。

大気中の空気の大部分（最大 80%）は、下部の地上層である対流圏に位置しています。 対流圏の厚さは平均 11 ～ 12 km、極の上では 8 ～ 10 km、赤道の上では 16 ～ 18 km です。 対流圏で地表から離れると、気温は 1 km ごとに 6 "C ずつ低下します (図 8)。高度 18 ～ 20 km になると、温度の滑らかな低下は止まり、ほぼ一定のままになります。-60℃ ... - 70 "C。 大気のこの部分は対流圏界面と呼ばれます。 次の層である成層圏は、地球の表面から 20 ～ 50 km の高さを占めます。 残りの空気（20％）はそこに集中しています。 ここでの温度は、地表からの距離に応じて 1 km あたり 1 ～ 2 ℃ ずつ上昇し、高度 50 ～ 55 km の成層界面では 0 ℃に達します。 さらに高度 55 ～ 80 km に中間圏があります。 地球から遠ざかると、気温は 1 km ごとに 2 ～ 3 ℃ 低下し、高度 80 km の中圏圏では、気温は -75 ～ -90 ℃に達します。 高度 80 ～ 1000 km、1000 ～ 2000 km を占める熱圏と外気圏は、大気の最も希薄な部分です。 ここでは、ガスの個々の分子、原子、イオンのみが見つかり、その密度は地球の表面の数百万分の1です。 ガスの痕跡は高度1万～2万kmまで発見された。

空気殻の厚さは宇宙の距離と比較すると比較的小さく、地球の半径の 4 分の 1、地球から太陽までの距離の 1 万分の 1 です。 海面における大気の密度は 0.001 g/cm~、つまり 0.001 g/cm~ です。 水の密度の1000分の1です。

大気、地表、地球の他の球体の間では熱、湿気、ガスの交換が絶えず行われており、大気中の気団の循環と相まって、主要な気候形成プロセスに影響を与えます。 大気は、強力な宇宙放射線の流れから生物を守ります。 ガンマ線、X 線、紫外線、可視光線、赤外線などの宇宙線が毎秒、大気の上層に衝突します。 それらがすべて地表に到達した場合、数秒以内にすべての生命が滅ぼされてしまうでしょう。

オゾンスクリーンには最も重要な保護価値があります。 地表から高度20～50kmの成層圏に位置しています。 大気中のオゾン (Oz) の総量は 33 億トンと推定されています。この層の厚さは比較的薄く、通常の状態では赤道で合計 2 mm、極で 4 mm です。 オゾンの最大濃度は空気の 8 ppm で、高度 20 ～ 25 km にあります。

オゾンスクリーンの主な意義は、生体を硬紫外線から保護することです。 そのエネルギーの一部は反応に費やされます。 SO2 ↔ SO3。 オゾンスクリーンは波長約290nm以下の紫外線を吸収するため、高等動物や人間にとって有益で微生物にとって有害な紫外線が地表まで届きます。 1980年代初頭に注目されたオゾン層の破壊は、冷凍装置でのフロンの使用と日常生活で使用されるエアロゾルの大気中への放出によって説明されます。 当時、世界のフロン排出量は年間140万トンに達し、フロンによる大気汚染に対する各国の寄与度は、米国35％、日本とロシア各10％、EEC諸国40％、EEC諸国5％となった。他の国々。 連携した対策により、大気中へのフロンの放出を減らすことが可能になりました。 超音速の航空機や宇宙船の飛行は、オゾン層に壊滅的な影響を与えます。

大気は地球を多数の隕石から守っています。 毎秒、最大 2 億個の隕石が大気圏に突入し、肉眼で見ることができますが、それらは大気圏で燃え尽きます。 宇宙塵の小さな粒子は、大気中での動きを遅くします。 毎日、約 10 インチの小さな隕石が地球に落下します。これにより、地球の質量は年間 1,000 トン増加します。大気は断熱フィルターのような役割を果たします。大気がなければ、地球上の 1 日あたりの温度差は 500 トンに達します。 200 ℃ (午後は 100 ℃、夜間は -100 ℃)。

対流圏の大気の組成が比較的一定であることは、すべての生物にとって最も重要です。 大気中のガスのバランスは、生物によるガスの使用と大気中へのガスの放出という継続的なプロセスにより維持されています。 窒素は、強力な地質学的プロセス（火山噴火、地震）中および有機化合物の分解中に放出されます。 結節細菌の活動により、空気から窒素が除去されます。

しかし、近年、人間の経済活動により大気中の窒素バランスに変化が生じています。 窒素肥料の生産中の窒素固定は大幅に増加しました。 工業用窒素固定量は近い将来大幅に増加し、大気中への放出を超えると想定されている。 窒素肥料の生産量は 6 年ごとに 2 倍になると予測されています。 これは、窒素肥料に対する農業の増大するニーズに応えます。 しかし、大気からの窒素除去を補う問題は未解決のままである。 しかし、大気中の窒素の総量は膨大であるため、この問題は酸素と二酸化炭素のバランスほど深刻ではありません。

約35億年から40億年前には、主要な酸素生産者である緑色植物が存在しなかったため、大気中の酸素含有量は現在の1000分の1でした。 現在の酸素と二酸化炭素の比率は、生物の生命活動によって維持されています。 光合成の結果、緑色の植物は二酸化炭素を消費し、酸素を放出します。 すべての生物が呼吸に使用します。 CO3 と O2 の消費と大気中への放出という自然プロセスはバランスが取れています。

産業と輸送の発展に伴い、燃焼プロセスで使用される酸素の量はますます増加しています。 たとえば、ジェット機は 1 回の大西洋横断飛行中に 35 トンの酸素を消費します。 乗用車は 1.5,000 キロメートル走行するごとに 1 人分の 1 日に必要な酸素を消費します (平均すると、1 人は 1 日に 500 リットルの酸素を消費し、12 トンの空気が肺を通過します)。 専門家によると、現在、さまざまな種類の燃料の燃焼には、緑の植物が生成する酸素の 10 ～ 25% が必要です。 森林、サバンナ、草原の面積の減少と砂漠地帯の増加、都市の成長、交通高速道路の増加により、大気への酸素の供給は減少しています。 川、湖、海、海洋の汚染により、水生植物の中で酸素を生産する植物の数が減少しています。 今後 150 ～ 180 年以内に、大気中の酸素の量は現在の含有量と比較して 3 分の 1 に減少すると考えられています。

大気中への二酸化炭素の放出も同様に増加するのと同時に、埋蔵酸素の使用も増加しています。 国連によると、過去 100 年間で、地球の大気中の CO2 の量は 10 ～ 15% 増加しました。 もし意図した傾向が続けば、3 千年紀には大気中の CO2 の量は 25% 増加する可能性があります。 乾燥大気の体積の 0.0324 ～ 0.04%。 大気中の二酸化炭素のわずかな増加は、農作物の生産性にプラスの影響を与えます。 したがって、温室内の空気が二酸化炭素で飽和すると、光合成のプロセスが強化されるため、野菜の収量が増加します。 しかし、大気中の CO2 が増加すると、後述する複雑な地球規模の問題が生じます。

大気は、気象および気候形成の主要な要因の 1 つです。 気候形成システムには、大気、海洋、地表、雪氷圏、生物圏が含まれます。 これらのコンポーネントの可動性と慣性特性は異なり、隣接するシステムの外部外乱に対する反応時間が異なります。 したがって、大気や地表の場合、応答時間は数週間または数か月かかります。 大気は、水分と熱伝達の循環プロセスと低気圧活動に関連しています。

私たちの惑星の大気における温室効果は、地球の表面から上昇するスペクトルの赤外線範囲のエネルギーの流れが大気ガスの分子によって吸収され、さまざまな方向に放射されるという事実によって引き起こされます。その結果、温室効果ガスの分子によって吸収されたエネルギーの半分が地表に戻り、地球の温暖化が引き起こされます。 温室効果は自然の大気現象であることに注意してください（図5）。 地球に温室効果がまったくなかった場合、地球上の平均気温は約 -21°C になりますが、温室効果ガスのおかげで +14°C になります。 したがって、純粋に理論的には、地球の大気中への温室効果ガスの放出に関連する人間の活動は、地球のさらなる加熱につながるはずです。 主な温室効果ガスは、地球の熱収支への影響が推定される順に、水蒸気 (36 ～ 70%)、二酸化炭素 (9 ～ 26%)、メタン (4 ～ 9%)、ハロカーボン、一酸化窒素です。

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石炭火力発電所、工場の煙突、自動車の排気ガス、その他の人為的汚染源は、合わせて年間約 220 億トンの二酸化炭素やその他の温室効果ガスを大気中に排出しています。 畜産、肥料の使用、石炭の燃焼などにより、年間約 2 億 5,000 万トンのメタンが発生します。 人類が排出する温室効果ガスの約半分は大気中に残っています。 過去 20 年間の人為的温室効果ガス排出量の約 4 分の 3 は、石油、天然ガス、石炭の使用によって引き起こされています (図 6)。 残りのほとんどは、主に森林伐採などの景観の変化によって引き起こされます。

米。

水蒸気- 今日最も重要な温室効果ガス。 しかし、水蒸気は他の多くのプロセスにも関与しているため、状況が異なるとその役割が非常に曖昧になります。

まず、地球の表面からの蒸発と大気中でのさらなる凝縮の間に、大気中に入る全熱の最大 40% が対流により大気の下層 (対流圏) に伝達されます。 したがって、水蒸気が蒸発すると、表面温度がわずかに下がります。 しかし、大気中の凝縮の結果として放出される熱は、大気を暖め、その後、地球自体の表面を暖めます。

しかし、水蒸気が凝縮すると、水滴または氷の結晶が形成され、太陽光の散乱プロセスに集中的に関与し、太陽エネルギーの一部を宇宙に反射します。 これらの水滴や結晶の単なる蓄積である雲は、大気自体によって宇宙に反射される太陽エネルギー (アルベド) の割合を増加させます (その後、雲からの降水量が雪の形で降ってきて、地表のアルベドが増加します) ）。

しかし、水蒸気は、液滴や結晶に凝縮しても、スペクトルの赤外領域に強力な吸収バンドを持っており、同じ雲の役割は明確には程遠いことを意味します。 この二重性は、次のような極端な場合に特に顕著です。晴れた夏の天候で空が雲で覆われていると、表面温度は低下しますが、同じことが冬の夜に起こると、逆に温度は上昇します。 最終的な結果は雲の位置にも影響されます。低高度では厚い雲が多くの太陽エネルギーを反射し、この場合バランスは反温室効果に有利になる可能性がありますが、高高度では薄い巻雲が発生します。雲はかなりの量の太陽エネルギーを下方に伝達しますが、たとえ薄い雲であっても赤外線放射に対してはほとんど克服できない障害物であり、ここで温室効果の優位性について話すことができます。

水蒸気のもう一つの特徴 - 湿った大気は、別の温室効果ガスである二酸化炭素との結合にある程度寄与し、その二酸化炭素は降雨によって地表に移動し、さらなるプロセスの結果、地層で消費される可能性があります。炭酸塩と可燃性鉱物。

人間の活動が大気中の水蒸気の含有量に直接与える影響は非常に弱く、灌漑土地の面積の増加、湿地の面積の変化、およびエネルギーの働きによるものであり、影響は無視できます。地球の水面全体からの蒸発や火山活動が背景にあります。 このため、温室効果の問題を考える際には、ほとんど注目されないことがよくあります。

しかし、大気中の水蒸気含有量と他の温室効果ガスによる温暖化との間のフィードバックにより、水蒸気含有量に対する間接的な影響は非常に大きくなる可能性があり、これについてはこれから検討していきます。

温度が上昇すると水蒸気の蒸発も増加し、10 °C ごとに空気中に含まれる可能性のある水蒸気の含有量がほぼ 2 倍になることが知られています。 たとえば、0 °C では飽和蒸気圧は約 6 MB、+10 °C では約 12 MB、+20 °C では約 23 MB になります。

水蒸気の含有量は温度に強く依存することがわかり、何らかの理由で水蒸気の含有量が減少すると、第一に水蒸気自体の温室効果が減少し（含有量の減少により）、第二に水蒸気の凝縮が起こり、もちろん、これは凝縮熱の放出による温度低下を強力に抑制しますが、凝縮後は、大気自体（水滴や氷の結晶上での散乱）と表面（降雪）の両方で太陽エネルギーの反射が増加します。 、さらに温度が下がります。

温度が上昇すると、大気中の水蒸気の含有量が増加し、その温室効果が増大し、初期の温度上昇が激化します。 原則として、曇りも増加しています（より多くの水蒸気が比較的寒い地域に入ります）が、非常に弱く、I.モホフによれば、温暖化1度あたり約0.4％であり、太陽エネルギーの反射の増加に大きな影響を与えることはできません。

二酸化炭素- 今日の温室効果への2番目に大きな寄与者であり、気温が下がっても凍らず、地上条件で可能な最低温度でも温室効果を生み出し続けます。 おそらく、地球が強力な氷河期（赤道ですら厚い氷の層で覆われていたとき）の状態から抜け出すことができたのは、まさに火山活動の結果として大気中に二酸化炭素が徐々に蓄積したおかげだと考えられます。原生代の初めと終わりにこの状態に陥った。

二酸化炭素は、岩石圏、水圏、大気圏の強力な炭素循環に関与しており、地球の気候の変化は主に、大気中への二酸化炭素の流入と大気中からの除去のバランスの変化に関連しています。

二酸化炭素は水への溶解度が比較的高いため、水圏（主に海洋）の二酸化炭素含有量は炭素換算で 4x104 Gt（ギガトン）になります（ここからは炭素換算の CO2 のデータを示します）。深層を含む (Putvinsky、1998)。 現在、大気には約 7.5x102 Gt の炭素が含まれています (Alekseev et al., 1999)。 大気中の CO2 含有量は必ずしも低いわけではありません。たとえば、始生代 (約 35 億年前) では、かなり高い圧力と温度で、大気はほぼ 85 ～ 90% の二酸化炭素で構成されていました (Sorokhtin、Ushakov、1997)。 しかし、内部のガス抜きと生命の出現の結果として、地球の表面に大量の水が供給されたことで、ほぼすべての大気と、水中に溶解した二酸化炭素のかなりの部分が確実に結合した。の炭酸塩 (約 5.5x107 Gt の炭素がリソスフェアに貯蔵されている (IPCC 報告書、2000))。 また、二酸化炭素は生物によってさまざまな形の可燃性鉱物に変換され始めました。 さらに、バイオマスの蓄積により二酸化炭素の一部の隔離も行われ、その総炭素埋蔵量は大気中の炭素埋蔵量に匹敵し、土壌を考慮するとその数倍になります。

しかし、私たちが主に興味を持っているのは、大気中に二酸化炭素を供給し、大気中から二酸化炭素を除去する流れです。 リソスフェアは現在、主に火山活動により大気中に入る二酸化炭素の非常に少量の流れを提供しています - 年間約 0.1 Gt の炭素です (Putvinsky、1998)。 海洋（そこに生息する生物を含む） - 大気系、および陸上生物相 - 大気系では、かなり大きな流れが観察されます。 年間約 92 Gt の炭素が大気から海洋に流入し、90 Gt が大気中に戻ります (Putvinsky、1998)。 したがって、海洋は毎年約 2 Gt の炭素を大気から除去します。 同時に、陸上で死んだ生物の呼吸と分解の過程で、年間約 100 Gt の炭素が大気中に流入します。 光合成の過程で、陸上植物も大気から約 100 Gt の炭素を除去します (Putvinsky、1998)。 ご覧のとおり、大気中からの炭素の摂取と除去のメカニズムは非常にバランスが取れており、ほぼ等しい流量が得られます。 現代の人間の活動には、化石燃料（石油、ガス、石炭など）の燃焼による大気中への炭素の増加の一途がこのメカニズムに含まれています。たとえば、1989 年から 1999 年のデータによると、年間平均約6.3Gt。 また、大気中への炭素の流入は森林伐採や森林の部分的焼失により増加し、年間最大 1.7 Gt (IPCC 報告書、2000) に達しますが、CO2 の吸収に寄与するバイオマスの増加は年間約 0.2 Gt にすぎません。年間ほぼ 2 Gt の代わりに。 海洋による追加の約 2 Gt の炭素吸収の可能性を考慮しても、依然としてかなりの量の追加の炭素の流れ (現在、年間約 6 Gt) が残っており、大気中の二酸化炭素含有量が増加します。 さらに、海洋による二酸化炭素の吸収は近い将来減少する可能性があり、逆のプロセス、つまり世界の海洋から二酸化炭素が放出される可能性さえあります。 これは、水温の上昇に伴う二酸化炭素の溶解度の低下によるものです。たとえば、水温がわずか 5 ℃から 10 ℃に上昇すると、水中の二酸化炭素の溶解係数は約 1.4 から 1.2 に減少します。

そのため、経済活動に伴う大気中への二酸化炭素の流れは、一部の自然の流れに比べれば大きくありませんが、その補償が受けられないために大気中に徐々に二酸化炭素が蓄積し、これまで培ってきた二酸化炭素の投入量と排出量のバランスが崩れます。何十億年にもわたる地球とその上の生命の進化。

地質学的および歴史的過去の数多くの事実は、気候変動と温室効果ガスの変動との関係を示しています。 40億年から35億年前にかけて、太陽の明るさは現在よりも約30％低かった。 しかし、若い「青白い」太陽の光の下でも、地球上で生命が発生し、堆積岩が形成されました。少なくとも地球の表面の一部では、温度が水の凝固点を超えていました。 一部の科学者は、当時の地球の大気には 1000 倍以上の地軸が含まれていたと示唆しています。 二酸化炭素これにより、地球から放出される熱の多くが大気中に残るため、太陽エネルギーの不足が補われました。 温室効果の増大は、中生代 (恐竜の時代) 後期の異常に温暖な気候の理由の 1 つである可能性があります。 化石遺跡の分析によると、当時の地球は現在より10～15度暖かかったという。 1億年前以前には、大陸は現代とは異なる位置を占めており、海洋循環も異なっていたため、熱帯から極地への熱の伝達がより大きかった可能性があることに注意する必要があります。 しかし、現在ペンシルベニア大学に在籍するエリック・J・バロン氏と他の研究者らの計算によると、古大陸地形は中生代の温暖化の半分に過ぎない可能性があることが示されている。 温暖化の残りの部分は、二酸化炭素レベルの上昇によって簡単に説明できます。 この仮定は、ソ連の科学者、国立水文研究所の A. B. ロノフと主要地球物理観測所の M. I. ブディコによって最初に提唱されました。 この提案を裏付ける計算は、国立大気研究センター (NCAR) のエリック・バロン、スターリー・L・トンプソンによって実行されました。 イェール大学のロバート A. バーナーとアントニオ C. ラサガ、そして故ロバートによって開発された地球化学モデルから。 1983年に干ばつがしばらく続いた後、テキサス州の田畑は砂漠と化した。コンピューターモデルを使った計算が示すように、地球温暖化の結果、中部地方の土壌水分が減少すると、この状況が多くの場所で観察される可能性がある。穀物の生産が集中している大陸の地域。

南フロリダ大学の M. ガレルズ氏は、上昇するマグマが新しい海底を形成する中央海嶺での非常に強い火山活動中に二酸化炭素が放出される可能性があると結論づけています。 氷河期における大気中の温室効果ガスと気候との関係を示す直接的な証拠は、降雪が圧縮された結果として太古の昔に形成された南極の氷に含まれる気泡から「抽出」することができる。 グルノーブルの氷河学・地球物理学研究所のクロード・ローリュー率いる研究チームは、南極のボストーク基地でソ連の研究者が入手した長さ2000メートルの氷柱（16万年の周期に相当）を研究した。 この氷柱に含まれるガスを実験室で分析したところ、古代の大気では二酸化炭素とメタンの濃度が連動して変化し、より重要なことに、局所的な平均気温の変化に「時間的に」変化していたことが分かりました（気温は地球温暖化によって決定されました）。水分子中の水素同位体の濃度の比）。 1万年続いた最後の間氷期と、同じく1万年続いたその前の間氷期（13万年前）の間、この地域の平均気温は氷河期よりも10度高かった。 (一般に、これらの期間、地球は 5 オス暖かかった。)これらの同じ期間、大気中に含まれる二酸化炭素は氷河期よりも 25% 増加し、メタンは 100,070 増加した。 温室効果ガスの変化が原因で気候変動が結果なのか、あるいはその逆なのかは不明である。 おそらく、氷河期の原因は地球の軌道の変化と、氷河の前進と後退の特別な力学であると考えられます。 しかし、これらの気候変動は、大気中の温室効果ガスの含有量に影響を与える生物相の変化や海洋循環の変動によって増幅された可能性があります。 過去 100 年間の温室効果ガスの変動と気候変動に関するさらに詳細なデータが入手可能であり、この間に二酸化炭素濃度はさらに 25%、メタン濃度は 100% 増加しました。 過去100年間の地球の平均気温の「記録」は、米国航空宇宙局のゴダード宇宙研究所のジェームズ・E・ハンセン氏とイースタン大学気候部門のT.M.L.ウィグリー氏が率いる2つの研究チームによって調査された。イングランド。

大気による熱の保持は、地球のエネルギーバランスの主な要素です（図8）。 太陽から来るエネルギーの約 30% は、雲、粒子、または地球の表面から反射されます (左)。 残りの70％は吸収されます。 吸収されたエネルギーは、惑星の表面から赤外線で再放射されます。

米。

これらの科学者は、全大陸に点在する気象観測所からの測定値を使用しました（気候部門チームは分析に海上での測定値も含めました）。 同時に、2つのグループは、観測結果を分析し、たとえば、一部の気象観測所が100年かけて別の場所に「移動」し、都市にある気象観測所の一部は影響を及ぼしたという事実に関連する「歪み」を考慮するために、異なる方法を採用した。 「汚染された」データ » 産業企業によって生成された熱、または建物や歩道によって日中に蓄積された熱の影響。 ヒートアイランドの出現につながる後者の影響は、米国などの先進国で非常に顕著です。 ただし、米国について計算された補正 (ノースカロライナ州アシュビルの国立気候データセンターのトーマス R. カールとイースト アングリア大学の P. D. ジョーンズによって導出された) が地球上のすべてのデータに拡張されたとしても、両方のエントリはそのまま残ります。<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.

大気と地球上のさまざまな「貯蔵所」との間の炭素の交換（図9）。 それぞれの数字は、年間の炭素（二酸化炭素の形）の流入または流出、または貯留層内の炭素の蓄積量を数十億トンで示します。 陸上と海洋のこれらの自然循環は、大気中に追加される二酸化炭素と同量の二酸化炭素を除去しますが、森林伐採や化石燃料の燃焼などの人間の活動により、大気中の炭素レベルが毎年 30 億ずつ増加しています。トン。 データはストックホルム大学のバート・ボーリン氏の研究から取得

図9

二酸化炭素排出量がどのように変化するかについて合理的な予測があると仮定しましょう。 この場合、大気中のこのガスの濃度によってどのような変化が起こるでしょうか? 大気中の二酸化炭素は植物だけでなく海洋でも「消費」され、化学的および生物学的プロセスで使い果たされます。 大気中の二酸化炭素の濃度が変化すると、このガスの「消費」速度も変化する可能性があります。 言い換えれば、大気中の二酸化炭素の含有量に変化を引き起こすプロセスにはフィードバックが含まれている必要があります。 二酸化炭素は植物の光合成の「原料」であるため、大気中に蓄積されると植物による二酸化炭素の消費量が増加し、その蓄積が遅くなる可能性があります。 同様に、海洋表層水中の二酸化炭素の含有量は大気中の二酸化炭素の含有量とほぼ平衡にあるため、海水による二酸化炭素の取り込みが増加すると、大気中への二酸化炭素の蓄積が遅くなります。 しかし、大気中の二酸化炭素やその他の温室効果ガスの蓄積により、気候への影響が増大する正のフィードバックメカニズムが引き起こされる可能性があります。 したがって、急速な気候変動は一部の森林やその他の生態系の消失につながる可能性があり、それによって生物圏の二酸化炭素吸収能力が弱まる可能性があります。 さらに、温暖化により、土壌中の死んだ有機物に蓄えられた炭素が急速に放出される可能性があります。 大気中に存在する量の 2 倍に相当するこの炭素は、土壌バクテリアによって継続的に二酸化炭素とメタンに変換されます。 温暖化によりその活動が加速され、その結果、二酸化炭素（乾燥土壌から）とメタン（水田、埋め立て地、湿地から）の放出が増加する可能性があります。 かなりの量のメタンが、大陸棚や北極の永久凍土層の下の堆積物にも、メタンと水分子からなる分子格子の形で貯蔵されており、大陸棚の水温の上昇と永久凍土の融解が放出につながる可能性がある。こうした不確実性にもかかわらず、多くの研究者は、植物や海洋による二酸化炭素の吸収により、少なくとも今後 50 ～ 100 年以内には、大気中への二酸化炭素の蓄積が遅くなると考えています。大気中に入る二酸化炭素の総量のうち、約半分がそこに残ることになります。 つまり、二酸化炭素濃度は 2030 年頃から 2080 年の間に 1900 年のレベルから 2 倍 (600 ppm に) 増加することになります。しかし、他の温室効果ガスはより速く大気中に蓄積すると考えられます。

温室効果ガス

温室効果ガスは、地球規模の温室効果を引き起こすと考えられているガスです。

主な温室効果ガスは、地球の熱平衡への影響が推定される順に、水蒸気、二酸化炭素、メタン、オゾン、ハロカーボン、亜酸化窒素です。

水蒸気

水蒸気は主要な天然温室効果ガスであり、その影響の 60% 以上を占めています。 この発生源に対する人為的直接的な影響はわずかです。 同時に、他の要因によって地球の温度が上昇すると、ほぼ一定の相対湿度で蒸発が増加し、大気中の水蒸気の総濃度が増加し、温室効果が増加します。 したがって、何らかの正のフィードバックが発生します。

メタン

5,500万年前に海底下に蓄積されたメタンが大噴火し、地球は7℃温暖化しました。

同じことが今でも起こる可能性があります。この仮定は NASA の研究者によって確認されました。 彼らは、古代の気候のコンピューターシミュレーションを使用して、気候変動におけるメタンの役割をより深く理解しようとしました。 現在、温室効果に関するほとんどの研究は、この効果における二酸化炭素の役割に焦点を当てていますが、メタンが大気中の熱を保持する可能性は二酸化炭素の 20 倍です。

ガスを動力とするさまざまな家庭用機器が、大気中のメタン含有量の増加に寄与しています。

過去 200 年間で、大気中のメタンは、沼地や湿った低地での有機物の分解、ガスパイプラインや炭鉱、灌漑の増加や排ガスなどの人工物からの漏洩により 2 倍以上に増加しました。家畜。 しかし、メタンの別の発生源があります。それは、海底の下で冷凍保存されている海洋堆積物中の腐敗した有機物です。

通常、低温と高圧により海中のメタンは安定した状態に保たれますが、常にそうとは限りませんでした。 5,500 万年前に発生し 10 万年間続いた暁新世後期の熱極大期などの地球温暖化の期間中、特にインド亜大陸におけるリソスフェア プレートの移動により、海底の圧力が低下し、メタンの大量放出を引き起こします。 大気と海洋が温暖化し始めると、メタンの排出が増加する可能性があります。 一部の科学者は、現在の地球温暖化が海洋の温度を大幅に上昇させた場合、同じシナリオを引き起こす可能性があると考えています。

メタンが大気中に入ると、酸素および水素分子と反応して二酸化炭素と水蒸気が生成され、それぞれが温室効果を引き起こす可能性があります。 以前の予測によれば、排出されたメタンは約10年後にはすべて二酸化炭素と水に変わるという。 これが本当であれば、二酸化炭素濃度の増加が地球温暖化の主な原因となるでしょう。 しかし、過去を参照してこの推論を確認する試みは失敗に終わり、5,500万年前の二酸化炭素濃度増加の痕跡は発見されなかった。

新しい研究で使用されたモデルは、大気中のメタンのレベルが急激に増加すると、その中のメタンと反応する酸素と水素の含有量が（反応が停止するまで）減少し、残りのメタンは数百年間空気中に残ることを示しました。それ自体が地球温暖化の原因となっています。 そして、この数百年は大気を暖め、海の氷を溶かし、気候システム全体を変えるのに十分です。

人為的なメタンの主な発生源は、家畜の消化発酵、稲作、バイオマスの燃焼（森林破壊を含む）です。 最近の研究では、紀元後 1000 年紀に大気中のメタン濃度が急速に増加したことが示されています (おそらく農畜産物生産の拡大と森林焼成の結果として)。 1000 年から 1700 年の間に、メタン濃度は 40% 減少しましたが、ここ数世紀で再び上昇し始めました (おそらく、耕地と牧草地の拡大、森林の焼却、暖房用の木材の使用、家畜の数の増加の結果として) 、下水道、稲作）。 メタンの供給への寄与の一部は、石炭および天然ガス鉱床の開発中の漏洩、および廃棄物処分場で生成されるバイオガスの一部としてのメタンの排出によってもたらされます。

二酸化炭素

地球の大気中の二酸化炭素の発生源は、火山の噴出物、生物の生命活動、人間の活動です。 人為的発生源には、化石燃料の燃焼、バイオマスの燃焼 (森林破壊を含む)、および一部の工業プロセス (セメント生産など) が含まれます。 二酸化炭素の主な消費者は植物です。 通常、バイオセノーシスは、（バイオマスの崩壊によるものも含めて）生成するのとほぼ同量の二酸化炭素を吸収します。

温室効果の強さに対する二酸化炭素の影響。

炭素循環と、二酸化炭素の広大な貯蔵庫としての世界の海洋の役割については、まだ多くのことを学ぶ必要があります。 前述したように、人類は毎年、既存の 7,500 億トンに加えて、70 億トンの炭素を CO 2 の形で追加しています。 しかし、私たちの排出量のうち大気中に残るのはわずか約半分の 30 億トンだけです。 これは、ほとんどの CO 2 が陸生および海洋植物によって使用されたり、海洋堆積物に埋もれたり、海水に吸収されたり、その他の方法で吸収されたりするという事実によって説明できます。 この大部分の CO 2 (約 40 億トン) のうち、海洋は毎年約 20 億トンの大気中の二酸化炭素を吸収します。

これらすべてにより、答えのない疑問がさらに増えます。海水は正確にどのように大気と相互作用し、CO 2 を吸収するのでしょうか? 海はどれくらい多くの炭素を吸収できるのでしょうか?また、どの程度の地球温暖化がその能力に影響を与える可能性がありますか? 気候変動によって閉じ込められた熱を海洋が吸収して蓄える能力はどれくらいですか?

気候モデルを構築する際に、雲やエアロゾルと呼ばれる気流中の浮遊粒子の役割を考慮するのは簡単ではありません。 雲は地表を覆い、寒冷化をもたらしますが、その高さ、密度、その他の条件によっては、地表から反射した熱を閉じ込め、温室効果の強度を高めることもあります。 エアロゾルの影響も興味深い。 それらの中には、水蒸気を変化させて、雲を形成する小さな水滴に凝縮するものもあります。 これらの雲は非常に濃く、数週間にわたって地球の表面を覆い隠します。 つまり、降水が降るまで太陽光を遮断します。

複合的な影響は計り知れないものになる可能性があります。1991 年のフィリピンのピナトゥバ山の噴火では、膨大な量の硫酸塩が成層圏に放出され、2 年間続いた世界的な気温低下を引き起こしました。

したがって、主に硫黄を含む石炭や石油の燃焼によって引き起こされる私たち自身の汚染は、地球温暖化の影響を一時的に相殺する可能性があります。 専門家は、エアロゾルが 20 世紀の間に温暖化の量を 20% 減少させたと推定しています。 一般に、気温は 1940 年代から上昇していましたが、1970 年以降は低下しています。 エアロゾル効果は、前世紀半ばの異常な冷却を説明するのに役立つかもしれません。

2006 年には、大気中への二酸化炭素排出量は 240 億トンに達しました。 非常に活発な研究者グループは、人間の活動が地球温暖化の原因の一つであるという考えに反対しています。 彼女の意見では、重要なことは気候変動と太陽活動の増加という自然のプロセスです。 しかし、ハンブルクのドイツ気候学センター所長クラウス・ハッセルマン氏によると、自然原因で説明できるのはわずか5％で、残りの95％は人間の活動によって引き起こされる人為的要因だという。

CO 2 の増加と気温の上昇を結び付けていない科学者もいます。 懐疑論者は、CO 2 排出量の増加が気温上昇のせいだとするなら、化石燃料が大量に燃やされた戦後の好況期に気温が上昇したに違いないと主張する。 しかし、地球物理流体力学研究所所長のジェリー・モールマン氏は、石炭と石油の使用量の増加により大気中の硫黄分が急速に増加し、寒冷化を引き起こすと計算した。 1970 年以降、CO 2 とメタンの長いライフサイクルによる熱効果により、エアロゾルの急速な崩壊が抑制され、気温が上昇しました。 したがって、温室効果の強さに対する二酸化炭素の影響は非常に大きく、否定できないと結論付けることができます。

しかし、温室効果の増大は壊滅的なものではない可能性があります。 確かに、高温が非常にまれである場合には、高温は歓迎されるかもしれません。 1900 年以来、最大の温暖化は、産業による温室効果ガスの排出が最も早く始まったロシア、ヨーロッパ、米国北部を含む北緯 40 度から 70 度の地域で観察されています。 温暖化のほとんどは夜間に起こりますが、これは主に雲量の増加により、外へ出る熱が閉じ込められるためです。 その結果、種まき期間は1週間延長されました。

さらに、温室効果は一部の農家にとっては朗報かもしれない。 植物は光合成中に二酸化炭素を使用し、二酸化炭素を生体組織に変換するため、高濃度の CO 2 は植物にプラスの影響を与える可能性があります。 したがって、植物が増えると大気からの二酸化炭素の吸収が増え、地球温暖化が遅くなります。

この現象はアメリカの専門家によって研究されました。 彼らは、空気中の二酸化炭素の量が 2 倍になった世界のモデルを作成することにしました。 これを行うために、彼らは北カリフォルニアにある樹齢 14 年の松林を使用しました。 ガスは木の間に設置されたパイプを通してポンプで送られました。 光合成は50〜60％増加しました。 しかし、その効果はすぐに逆になりました。 窒息した木々は、これほどの量の二酸化炭素に耐えることができませんでした。 光合成の過程における利点は失われました。 これは、人間による操作が予期せぬ結果につながることを示すもう 1 つの例です。

しかし、温室効果のこれらの小さなプラスの側面は、マイナスの側面と比較することはできません。 たとえば、松林での実験では CO 2 の量が 2 倍になり、今世紀末までに CO 2 の濃度は 4 倍になると予測されています。 その結果が植物にとってどれほど壊滅的なものになるかは想像できるでしょう。 そして、植物の数が減ればCO 2 の濃度も高くなるため、CO 2 の量も増加します。

温室効果の影響

温室効果ガス 気候

気温が上昇すると、海、湖、川などからの水の蒸発が増加します。 暖かい空気はより多くの水蒸気を保持できるため、これにより強力なフィードバック効果が生じます。空気が暖かくなるほど、空気中の水蒸気含有量が増加し、温室効果が増大します。

人間の活動は大気中の水蒸気の量にほとんど影響を与えません。 しかし、私たちは他の温室効果ガスも排出しており、それが温室効果をますます強力にしています。 科学者たちは、主に化石燃料の燃焼による CO 2 排出量の増加が、1850 年以降の地球温暖化の少なくとも約 60% を説明すると信じています。 大気中の二酸化炭素濃度は年間約 0.3% ずつ増加しており、現在では産業革命前と比べて約 30% 増加しています。 これを絶対値で表現すると、人類は毎年約 70 億トンを増加させます。 これは大気中の二酸化炭素の総量 - 7,500 億トンと比較するとほんの一部であり、世界の海洋に含まれる二酸化炭素の量 - 約 35 兆トンと比較するとさらに少ないにもかかわらず、依然として非常に多いです。重要な。 理由: 自然プロセスは平衡状態にあり、そのような量の CO 2 が大気中に流入し、そこから除去されます。 そして人間の活動は二酸化炭素を追加するだけです。

大気は地球の空気の外皮です。 地表から最大3000kmまで広がります。 その痕跡は高度 10,000 km まで追跡できます。 A. 密度は不均一です 50 5。その質量は 5 km まで、75% - 10 km まで、90% - 16 km まで集中しています。

大気は、いくつかのガスの機械的混合物である空気で構成されています。

窒素大気中の(78%) は酸素希釈剤の役割を果たし、酸化速度を制御し、その結果、生物学的プロセスの速度と強度を制御します。 窒素は地球の大気の主要元素であり、生物圏の生物と継続的に交換しており、生物圏の構成部分は窒素化合物（アミノ酸、プリンなど）です。 窒素は無機経路と生化学経路によって大気から抽出されますが、それらは密接に関連しています。 無機抽出は、その化合物である N 2 O、N 2 O 5、NO 2、NH 3 の生成に関連します。 それらは降水中に存在し、雷雨時の放電または太陽放射の影響下での光化学反応の影響下で大気中で形成されます。

窒素の生物学的固定は、土壌中で高等植物と共生する一部の細菌によって行われます。 窒素は、海洋環境内の一部のプランクトン微生物や​​藻類によっても固定されます。 量的には、窒素の生物学的固定は無機固定を上回ります。 大気中の窒素はすべて約 1,000 万年以内に交換されます。 窒素は火山起源のガスや火成岩に含まれています。 結晶岩や隕石のさまざまなサンプルが加熱されると、窒素が N 2 および NH 3 分子の形で放出されます。 しかし、地球上でも地球型惑星でも、窒素の存在の主な形態は分子です。 アンモニアは大気上層部に入ると急速に酸化し、窒素を放出します。 堆積岩では有機物と一緒に埋もれており、瀝青質の堆積物で大量に見つかります。 これらの岩石の局所的な変成作用中に、窒素がさまざまな形で地球の大気中に放出されます。

地球化学的窒素循環 (

酸素(21%) は生物によって呼吸に使用され、有機物 (タンパク質、脂肪、炭水化物) の一部です。 オゾンO 3. 生命を破壊する太陽からの紫外線放射を遅らせます。

酸素は大気中に 2 番目に広く普及している気体であり、生物圏の多くのプロセスにおいて非常に重要な役割を果たしています。 その存在の主な形態は O 2 です。 大気の上層では紫外線の影響で酸素分子の解離が起こり、高度約200kmでは原子状酸素と分子状酸素の比（O：O 2 ）が10になります。酸素の形態は、大気中 (高度 20 ～ 30 km)、オゾンベルト (オゾンスクリーン) で相互作用します。 オゾン（O 3 ）は生物にとって必要であり、生物にとって有害な太陽からの紫外線のほとんどを遮断します。

地球の発展の初期段階では、大気の上層で二酸化炭素と水分子の光解離の結果として、非常に少量の遊離酸素が出現しました。 しかし、これらの少量は他のガスの酸化によってすぐに消費されてしまいます。 独立栄養性の光合成生物が海洋に出現したことにより、状況は大きく変わりました。 大気中の遊離酸素の量は徐々に増加し始め、生物圏の多くの構成要素を積極的に酸化させました。 したがって、遊離酸素の最初の部分は主に、鉄の第一鉄形態から酸化物形態への移行、および硫化物から硫酸塩への移行に寄与した。

やがて、地球大気中の遊離酸素の量は一定の質量に達し、生成量と吸収量が等しくなるようにバランスがとれました。 大気中の遊離酸素の含有量は比較的一定であることが確立されています。

地球化学的酸素循環 (VA ヴロンスキー、G.V. フォイトケヴィッチ)

二酸化炭素、生物の形成に入り込み、水蒸気とともに、いわゆる「温室（温室）効果」を生み出します。

炭素 (二酸化炭素) - 大気中の大部分は CO 2 の形であり、CH 4 の形で存在するものははるかに少ないです。 炭素はすべての生物の一部であるため、生物圏における炭素の地球化学史の重要性は非常に大きいです。 生物体内では炭素の還元型が優勢であり、生物圏の環境では酸化型が優勢です。 したがって、CO 2 ↔ 生物物質というライフサイクルの化学交換が確立されます。

生物圏における一次二酸化炭素の供給源は、マントルと地殻の下層の長期にわたる脱ガスに伴う火山活動です。 この二酸化炭素の一部は、さまざまな変成帯の古代の石灰岩の熱分解中に発生します。 生物圏における CO 2 の移動は 2 つの方法で起こります。

最初の方法は、有機物質の形成を伴う光合成中の CO 2 の吸収と、その後の泥炭、石炭、石油、オイルシェールの形でリソスフェア内の好ましい還元条件に埋設されることで表されます。 2 番目の方法によれば、炭素の移動により水圏に炭酸塩系が形成され、そこで CO 2 が H 2 CO 3、HCO 3 -1、CO 3 -2 に変化します。 次に、カルシウム（あまり一般的ではありませんがマグネシウムと鉄）の関与により、炭酸塩が生物起源および非生物起源の経路を介して沈着します。 石灰岩とドロマイトの厚い層が現れます。 AB さんによると、 ロノフによれば、生物圏の歴史における有機炭素 (Corg) と炭酸炭素 (Ccarb) の比率は 1:4 でした。

地球規模の炭素循環のほかに、小規模な炭素循環も数多くあります。 したがって、陸上では、緑の植物は日中に光合成のプロセスのためにCO 2 を吸収し、夜にはそれを大気中に放出します。 地表の生物が死ぬと、（微生物の関与により）有機物質の酸化が起こり、CO 2 が大気中に放出されます。 ここ数十年、炭素循環における特別な位置は、化石燃料の大量燃焼と現代の大気中の化石燃料含有量の増加によって占められてきました。

地理的範囲内の炭素循環 (F. Ramad、1981 による)

アルゴン- 3 番目に広く分布している大気ガスで、非常にまばらに分布している他の不活性ガスとは明確に区別されます。 しかし、地質学的歴史におけるアルゴンは、これらのガスと運命を共にしており、次の 2 つの特徴によって特徴付けられます。

1. 大気中でのそれらの蓄積の不可逆性。
2. 特定の不安定な同位体の放射性崩壊と密接な関係があります。

不活性ガスは、地球の生物圏のほとんどの周期的元素のサイクルの外側にあります。

すべての不活性ガスは、一次ガスと放射性ガスに分類できます。 主なものには、地球の形成期に地球によって捕獲されたものが含まれます。 それらは非常にまれです。 アルゴンの主要部分は主に同位体 36 Ar と 38 Ar で表されますが、大気中のアルゴンは完全に同位体 40 Ar (99.6%) で構成されており、これは間違いなく放射性物質です。 カリウムを含む岩石では、電子捕獲によるカリウム 40 の崩壊 (40 K + e → 40 Ar) により、放射性アルゴンの蓄積が発生し、蓄積が継続します。

したがって、岩石中のアルゴン含有量は、岩石の年齢とカリウムの量によって決まります。 この程度まで、岩石中のヘリウム濃度は、岩石の年齢、トリウムおよびウランの含有量の関数です。 アルゴンとヘリウムは、火山噴火中、ガスジェットの形で地殻の亀裂を通して、また岩石の風化中に地球の腸から大気中に放出されます。 P. ダイモンと J. カルプによって実行された計算によると、現代のヘリウムとアルゴンは地殻に蓄積し、比較的少量が大気中に流入します。 これらの放射性ガスの侵入速度は非常に低いため、地球の地質学的歴史において、現代の大気中でのそれらの含有量が確実に観測されることはありませんでした。 したがって、大気中のアルゴンの大部分は地球の発達の初期段階で地球の腸から来ており、その後の火山活動の過程やカリウムを含む岩石の風化中に加えられたアルゴンははるかに少ないと考えられています。

したがって、地質時代を通じて、ヘリウムとアルゴンは異なる移動プロセスを経てきました。 大気中にはヘリウムがほとんどなく (約 5 * 10 -4%)、最も軽いガスとして宇宙空間に蒸発したため、地球の「ヘリウム呼吸」はさらに軽くなりました。 そして「アルゴン呼吸」は激しく、アルゴンは地球の境界内に留まりました。 ネオンやキセノンなどの原始希ガスのほとんどは、地球の形成中に地球に捕らえられた原始ネオンや、マントルから大気中への脱ガス中に放出されたものと関連していました。 希ガスの地球化学に関する一連のデータは、地球の一次大気がその発達の初期段階で発生したことを示しています。

雰囲気には含まれています 水蒸気そして 水液体と固体の状態。 大気中の水は重要な蓄熱体です。

大気の下層には、大量の鉱物および技術起源の粉塵、エアロゾル、燃焼生成物、塩、胞子、花粉などが含まれています。

高度 100 ～ 120 km までは、空気が完全に混合されているため、大気の組成は均一です。 窒素と酸素の比率は一定です。 上層では不活性ガス、水素などが優勢で、大気の下層には水蒸気が存在します。 地球から離れると、その含有量は減少します。 ガスの変化の比率が高くなると、たとえば高度 200 ～ 800 km では、酸素が窒素よりも 10 ～ 100 倍優勢になります。