โครงสร้างและความสมดุลของก๊าซในบรรยากาศ องค์ประกอบของชั้นบรรยากาศ องค์ประกอบของชั้นบรรยากาศโลก

ไม่มีอะไรที่สามารถควบคุมปริมาณก๊าซเรือนกระจกในชั้นบรรยากาศได้จริงหรือ? แน่นอนมันสามารถ ออกซิเจนทำหน้าที่นี้ได้อย่างสมบูรณ์แบบ แต่ปัญหาก็คือจำนวนประชากรของโลกเพิ่มขึ้นอย่างไม่สิ้นสุด ซึ่งหมายความว่ามีการใช้ออกซิเจนมากขึ้นเรื่อยๆ ความรอดเพียงอย่างเดียวของเราคือพืชผัก โดยเฉพาะป่าไม้ พวกมันดูดซับคาร์บอนไดออกไซด์ส่วนเกินและปล่อยออกซิเจนออกมามากกว่าที่มนุษย์บริโภค

ภาวะเรือนกระจกและภูมิอากาศของโลก

เมื่อเราพูดถึงผลที่ตามมาจากปรากฏการณ์เรือนกระจก เราก็เข้าใจถึงผลกระทบที่มีต่อสภาพอากาศของโลก ก่อนอื่นนี่คือภาวะโลกร้อน หลายคนถือเอาแนวคิดเรื่อง "ภาวะเรือนกระจก" และ "ภาวะโลกร้อน" แต่ก็ไม่เท่ากัน แต่มีความสัมพันธ์กัน ประการแรกคือสาเหตุของประการที่สอง

ภาวะโลกร้อนเกี่ยวข้องโดยตรงกับมหาสมุทรนี่คือตัวอย่างของความสัมพันธ์ระหว่างเหตุและผลสองประการ

1. อุณหภูมิเฉลี่ยของโลกสูงขึ้น ของเหลวเริ่มระเหย สิ่งนี้ใช้ได้กับมหาสมุทรโลกด้วย: นักวิทยาศาสตร์บางคนกลัวว่าในอีกสองสามร้อยปีมันจะเริ่ม "แห้ง"
2. ในเวลาเดียวกัน เนื่องจากอุณหภูมิสูง ธารน้ำแข็งและน้ำแข็งในทะเลจะเริ่มละลายอย่างรวดเร็วในอนาคตอันใกล้นี้ สิ่งนี้จะนำไปสู่การเพิ่มขึ้นของระดับน้ำทะเลอย่างหลีกเลี่ยงไม่ได้

เรากำลังสังเกตเห็นน้ำท่วมเป็นประจำในพื้นที่ชายฝั่งทะเล แต่หากระดับของมหาสมุทรโลกเพิ่มขึ้นอย่างมีนัยสำคัญ พื้นที่ใกล้เคียงทั้งหมดจะถูกน้ำท่วมและพืชผลจะพินาศ

ส่งผลกระทบต่อชีวิตของผู้คน

อย่าลืมว่าอุณหภูมิเฉลี่ยของโลกที่เพิ่มขึ้นจะส่งผลกระทบต่อชีวิตของเรา ผลที่ตามมาอาจร้ายแรงมาก พื้นที่หลายแห่งในโลกของเราซึ่งเสี่ยงต่อภาวะแห้งแล้งอยู่แล้ว จะไม่สามารถดำรงอยู่ได้อย่างแน่นอน ผู้คนจะเริ่มอพยพจำนวนมากไปยังภูมิภาคอื่น สิ่งนี้จะนำไปสู่ปัญหาทางเศรษฐกิจและสังคมและการระบาดของสงครามโลกครั้งที่สามและสี่อย่างหลีกเลี่ยงไม่ได้ การขาดอาหาร การทำลายพืชผล - นี่คือสิ่งที่รอเราอยู่ในศตวรรษหน้า

แต่มันต้องรอเหรอ? หรือยังเป็นไปได้ที่จะเปลี่ยนแปลงบางสิ่งบางอย่าง? มนุษยชาติสามารถลดอันตรายจากปรากฏการณ์เรือนกระจกได้หรือไม่?

การกระทำที่สามารถช่วยโลกได้

ปัจจุบันทราบปัจจัยที่เป็นอันตรายทั้งหมดที่นำไปสู่การสะสมของก๊าซเรือนกระจกแล้ว และเรารู้ว่าต้องทำอย่างไรเพื่อหยุดยั้งมัน อย่าคิดว่าคน ๆ หนึ่งจะไม่เปลี่ยนแปลงอะไร แน่นอนว่ามีเพียงมนุษยชาติทั้งหมดเท่านั้นที่สามารถบรรลุผลดังกล่าวได้ แต่ใครจะรู้ - อาจมีผู้คนอีกหลายร้อยคนกำลังอ่านบทความที่คล้ายกันในขณะนี้

การอนุรักษ์ป่าไม้

หยุดการตัดไม้ทำลายป่า พืชคือความรอดของเรา! นอกจากนี้ไม่เพียงแต่จะต้องรักษาป่าไม้ที่มีอยู่เท่านั้น แต่ยังต้องปลูกป่าใหม่ด้วย

ทุกคนควรเข้าใจปัญหานี้

การสังเคราะห์ด้วยแสงนั้นทรงพลังมากจนสามารถให้ออกซิเจนจำนวนมหาศาลแก่เราได้ จะเพียงพอสำหรับชีวิตปกติของผู้คนและการกำจัดก๊าซที่เป็นอันตรายออกจากชั้นบรรยากาศ

การใช้ยานพาหนะไฟฟ้า

การปฏิเสธที่จะใช้ยานพาหนะที่ใช้พลังงานเชื้อเพลิง รถยนต์ทุกคันปล่อยก๊าซเรือนกระจกจำนวนมากในแต่ละปี แล้วทำไมไม่ลองเลือกทางเลือกที่ดีต่อสุขภาพเพื่อสิ่งแวดล้อมดูล่ะ? นักวิทยาศาสตร์กำลังนำเสนอรถยนต์ไฟฟ้าให้เราแล้ว ซึ่งเป็นรถยนต์ที่เป็นมิตรต่อสิ่งแวดล้อมที่ไม่ใช้เชื้อเพลิง การลดจำนวนรถยนต์ที่ใช้ “เชื้อเพลิง” ถือเป็นอีกก้าวหนึ่งของการกำจัดก๊าซเรือนกระจก ทั่วโลกพวกเขากำลังพยายามเร่งการเปลี่ยนแปลงนี้ แต่จนถึงขณะนี้การพัฒนาที่ทันสมัยของเครื่องจักรดังกล่าวยังไม่สมบูรณ์แบบ แม้แต่ในญี่ปุ่นซึ่งมีผู้ใช้รถประเภทนี้มากที่สุดก็ยังไม่พร้อมที่จะเปลี่ยนมาใช้โดยสิ้นเชิง

ทางเลือกแทนเชื้อเพลิงไฮโดรคาร์บอน

การประดิษฐ์พลังงานทดแทน มนุษยชาติไม่หยุดนิ่ง แล้วทำไมเราถึงติดอยู่กับการใช้ถ่านหิน น้ำมัน และก๊าซ? การเผาไหม้ส่วนประกอบทางธรรมชาติเหล่านี้ทำให้เกิดการสะสมของก๊าซเรือนกระจกในชั้นบรรยากาศ ดังนั้นจึงถึงเวลาเปลี่ยนมาใช้พลังงานรูปแบบที่เป็นมิตรต่อสิ่งแวดล้อม

เราไม่สามารถละทิ้งทุกสิ่งที่ปล่อยก๊าซที่เป็นอันตรายได้อย่างสมบูรณ์ แต่เราช่วยเพิ่มออกซิเจนในบรรยากาศได้ ไม่เพียงแต่คนจริงเท่านั้นที่ควรปลูกต้นไม้ แต่ทุกคนต้องทำสิ่งนี้!

บรรยากาศ (จากบรรยากาศกรีก - ไอน้ำและทรงกลม - บอล) คือเปลือกก๊าซ (อากาศ) ของโลกที่หมุนไปตามมัน ชีวิตบนโลกเป็นไปได้ตราบใดที่ชั้นบรรยากาศมีอยู่ สิ่งมีชีวิตทุกชนิดใช้อากาศในบรรยากาศในการหายใจ บรรยากาศปกป้องจากอันตรายของรังสีคอสมิกและอุณหภูมิที่ทำลายสิ่งมีชีวิต "ลมหายใจ" เย็นของอวกาศ

อากาศในบรรยากาศเป็นส่วนผสมของก๊าซที่ประกอบเป็นชั้นบรรยากาศของโลก อากาศไม่มีกลิ่น โปร่งใส ความหนาแน่น 1.2928 g/l ความสามารถในการละลายในน้ำ 29.18 cm~/l และในสถานะของเหลวจะได้สีฟ้า ชีวิตมนุษย์เป็นไปไม่ได้หากไม่มีอากาศ ปราศจากน้ำและอาหาร แต่ถ้าบุคคลสามารถอยู่ได้โดยปราศจากอาหารเป็นเวลาหลายสัปดาห์โดยไม่มีน้ำ เป็นเวลาหลายวัน การเสียชีวิตจากการหายใจไม่ออกจะเกิดขึ้นหลังจากผ่านไป 4 - 5 นาที

ส่วนประกอบหลักของบรรยากาศ ได้แก่ ไนโตรเจน ออกซิเจน อาร์กอน และคาร์บอนไดออกไซด์ นอกจากอาร์กอนแล้ว ก๊าซเฉื่อยอื่นๆ ยังมีความเข้มข้นเล็กน้อยอีกด้วย อากาศในบรรยากาศประกอบด้วยไอน้ำ (ประมาณ 3 - 4%) และอนุภาคของแข็ง - ฝุ่นเสมอ

ชั้นบรรยากาศของโลกแบ่งออกเป็นโฮโมสเฟียร์ชั้นล่าง (สูงถึง 100 กม.) โดยมีองค์ประกอบที่เป็นเนื้อเดียวกันของอากาศบนพื้นผิวและเฮโตสเฟียร์ชั้นบนที่มีองค์ประกอบทางเคมีต่างกัน คุณสมบัติที่สำคัญอย่างหนึ่งของบรรยากาศคือการมีออกซิเจน ไม่มีออกซิเจนในชั้นบรรยากาศปฐมภูมิของโลก ลักษณะและการสะสมของมันสัมพันธ์กับการแพร่กระจายของพืชสีเขียวและกระบวนการสังเคราะห์ด้วยแสง อันเป็นผลมาจากปฏิกิริยาทางเคมีของสารกับออกซิเจน สิ่งมีชีวิตได้รับพลังงานที่จำเป็นสำหรับชีวิต

ผ่านชั้นบรรยากาศการแลกเปลี่ยนสสารระหว่างโลกและอวกาศเกิดขึ้นในขณะที่โลกได้รับฝุ่นจักรวาลและอุกกาบาตและสูญเสียก๊าซที่เบาที่สุด - ไฮโดรเจนและฮีเลียม บรรยากาศเต็มไปด้วยรังสีดวงอาทิตย์อันทรงพลังซึ่งกำหนดระบอบความร้อนของพื้นผิวโลกทำให้เกิดการแยกตัวของโมเลกุลของก๊าซในชั้นบรรยากาศและการแตกตัวเป็นไอออนของอะตอม บรรยากาศชั้นบนที่บางและกว้างใหญ่ประกอบด้วยไอออนเป็นหลัก

คุณสมบัติทางกายภาพและสถานะของบรรยากาศเปลี่ยนแปลงตามเวลา: ในระหว่างวัน ฤดูกาล ปี และในอวกาศ ขึ้นอยู่กับระดับความสูงเหนือระดับน้ำทะเล ละติจูด และระยะห่างจากมหาสมุทร

โครงสร้างของชั้นบรรยากาศ

ชั้นบรรยากาศซึ่งมีมวลรวม 5.15 10 ตัน ทอดตัวขึ้นไปจากพื้นผิวโลกเป็นระยะทางประมาณ 3 พันกิโลเมตร องค์ประกอบทางเคมีและคุณสมบัติทางกายภาพของบรรยากาศเปลี่ยนแปลงไปตามระดับความสูง ดังนั้นจึงแบ่งออกเป็นชั้นโทรโพสเฟียร์ สตราโตสเฟียร์ มีโซสเฟียร์ ไอโอโนสเฟียร์ (เทอร์โมสเฟียร์) และเอ็กโซสเฟียร์

ปริมาณอากาศในชั้นบรรยากาศ (มากถึง 80%) อยู่ที่ชั้นล่างสุดของชั้นล่าง - โทรโพสเฟียร์ ความหนาของชั้นโทรโพสเฟียร์โดยเฉลี่ยอยู่ที่ 11 - 12 กม.: เหนือเสา 8 - 10 กม., เหนือเส้นศูนย์สูตร 16 - 18 กม. เมื่อเคลื่อนที่ออกจากพื้นผิวโลกในชั้นโทรโพสเฟียร์ อุณหภูมิจะลดลง 6 "C ต่อ 1 กม. (รูปที่ 8) ที่ระดับความสูง 18 - 20 กม. อุณหภูมิที่ลดลงอย่างราบรื่นจะหยุดลง โดยจะยังคงเกือบคงที่: - 60 ... - 70 "ซ. บรรยากาศส่วนนี้เรียกว่าโทรโพพอส ชั้นถัดไป - สตราโตสเฟียร์ - มีความสูง 20 - 50 กม. จากพื้นผิวโลก อากาศที่เหลือ (20%) มีความเข้มข้นอยู่ในนั้น ที่นี่อุณหภูมิจะเพิ่มขึ้นตามระยะทางจากพื้นผิวโลก 1 - 2 "C ต่อ 1 กม. และในสตราโตพอสที่ระดับความสูง 50 - 55 กม. จะถึง 0 "C ต่อไปที่ระดับความสูง 55-80 กม. จะเป็นที่ตั้งของชั้นมีโซสเฟียร์ เมื่อเคลื่อนตัวออกจากโลก อุณหภูมิจะลดลง 2 - 3 "C ต่อ 1 กม. และที่ระดับความสูง 80 กม. ในวัยหมดประจำเดือนจะถึง - 75... - 90 "C เทอร์โมสเฟียร์และเอ็กโซสเฟียร์ซึ่งมีระดับความสูง 80 - 1,000 และ 1,000 - 2,000 กม. ตามลำดับเป็นส่วนที่หายากที่สุดของบรรยากาศ ที่นี่พบเพียงโมเลกุลอะตอมและไอออนของก๊าซแต่ละโมเลกุลซึ่งมีความหนาแน่นน้อยกว่าพื้นผิวโลกหลายล้านเท่า พบร่องรอยของก๊าซที่ระดับความสูง 10 - 20,000 กม.

ความหนาของเปลือกอากาศค่อนข้างน้อยเมื่อเทียบกับระยะห่างของจักรวาล โดยเป็นหนึ่งในสี่ของรัศมีของโลก และหนึ่งในหมื่นของระยะห่างจากโลกถึงดวงอาทิตย์ ความหนาแน่นของบรรยากาศที่ระดับน้ำทะเลคือ 0.001 g/cm~ เช่น น้อยกว่าความหนาแน่นของน้ำถึงพันเท่า

มีการแลกเปลี่ยนความร้อน ความชื้น และก๊าซอย่างต่อเนื่องระหว่างชั้นบรรยากาศ พื้นผิวโลก และทรงกลมอื่น ๆ ของโลก ซึ่งเมื่อรวมกับการไหลเวียนของมวลอากาศในชั้นบรรยากาศแล้ว ส่งผลกระทบต่อกระบวนการสร้างสภาพภูมิอากาศหลัก ชั้นบรรยากาศปกป้องสิ่งมีชีวิตจากการไหลของรังสีคอสมิกอันทรงพลัง ทุกวินาที รังสีคอสมิกจะตกกระทบชั้นบนของบรรยากาศ: แกมมา รังสีเอกซ์ อัลตราไวโอเลต มองเห็นได้ อินฟราเรด หากพวกมันทั้งหมดมาถึงพื้นผิวโลก พวกมันจะทำลายสิ่งมีชีวิตทั้งหมดภายในไม่กี่นาที

หน้าจอโอโซนมีค่าการป้องกันที่สำคัญที่สุด ตั้งอยู่ในสตราโตสเฟียร์ที่ระดับความสูง 20 ถึง 50 กม. จากพื้นผิวโลก ปริมาณโอโซน (ออนซ์) ในชั้นบรรยากาศอยู่ที่ประมาณ 3.3 พันล้านตัน ความหนาของชั้นนี้ค่อนข้างน้อย โดยรวมแล้วอยู่ที่ 2 มม. ที่เส้นศูนย์สูตรและ 4 มม. ที่ขั้วภายใต้สภาวะปกติ ความเข้มข้นสูงสุดของโอโซน - 8 ส่วนต่อล้านส่วนของอากาศ - ตั้งอยู่ที่ระดับความสูง 20 - 25 กม.

ความสำคัญหลักของการกรองโอโซนคือการปกป้องสิ่งมีชีวิตจากรังสีอัลตราไวโอเลตอย่างหนัก พลังงานส่วนหนึ่งถูกใช้ไปกับปฏิกิริยา: SO2 ↔ SO3. หน้าจอโอโซนดูดซับรังสีอัลตราไวโอเลตที่มีความยาวคลื่นประมาณ 290 นาโนเมตรหรือน้อยกว่า ดังนั้นรังสีอัลตราไวโอเลตซึ่งเป็นประโยชน์ต่อสัตว์และมนุษย์ในระดับสูงกว่าและเป็นอันตรายต่อจุลินทรีย์จึงมาถึงพื้นผิวโลก การทำลายชั้นโอโซนที่สังเกตได้ในช่วงต้นทศวรรษ 1980 อธิบายได้จากการใช้ฟรีออนในหน่วยทำความเย็นและการปล่อยละอองลอยที่ใช้ในชีวิตประจำวันออกสู่ชั้นบรรยากาศ การปล่อยฟรีออนในโลกนั้นสูงถึง 1.4 ล้านตันต่อปี และการมีส่วนร่วมของแต่ละประเทศต่อมลพิษทางอากาศด้วยฟรีออนคือ: 35% - สหรัฐอเมริกา, 10% ต่อประเทศ - ญี่ปุ่นและรัสเซีย, 40% - ประเทศ EEC, 5% - ประเทศอื่น ๆ. มาตรการประสานงานทำให้สามารถลดการปล่อยฟรีออนสู่ชั้นบรรยากาศได้ การบินของเครื่องบินความเร็วเหนือเสียงและยานอวกาศมีผลกระทบร้ายแรงต่อชั้นโอโซน

ชั้นบรรยากาศปกป้องโลกจากอุกกาบาตจำนวนมาก ทุก ๆ วินาที อุกกาบาตมากถึง 200 ล้านลูกเข้าสู่ชั้นบรรยากาศ มองเห็นได้ด้วยตาเปล่า แต่พวกมันจะเผาไหม้ในชั้นบรรยากาศ อนุภาคฝุ่นจักรวาลขนาดเล็กทำให้การเคลื่อนที่ของพวกมันในชั้นบรรยากาศช้าลง อุกกาบาตขนาดเล็กประมาณ 10 นิ้วตกลงสู่โลกทุกวัน ส่งผลให้มวลโลกเพิ่มขึ้น 1,000 ตันต่อปี บรรยากาศเป็นตัวกรองฉนวนความร้อน หากไม่มีชั้นบรรยากาศ อุณหภูมิที่แตกต่างกันบนโลกต่อวันก็จะสูงถึง 200"C (จาก 100"C ในช่วงบ่ายถึง - 100"C ในเวลากลางคืน)

องค์ประกอบที่ค่อนข้างคงที่ของอากาศในชั้นบรรยากาศในโทรโพสเฟียร์มีความสำคัญมากที่สุดสำหรับสิ่งมีชีวิตทุกชนิด ความสมดุลของก๊าซในบรรยากาศจะคงอยู่เนื่องจากกระบวนการใช้งานของสิ่งมีชีวิตอย่างต่อเนื่องและการปล่อยก๊าซสู่ชั้นบรรยากาศ ไนโตรเจนถูกปล่อยออกมาในระหว่างกระบวนการทางธรณีวิทยาที่รุนแรง (การปะทุของภูเขาไฟ แผ่นดินไหว) และระหว่างการสลายตัวของสารประกอบอินทรีย์ ไนโตรเจนจะถูกกำจัดออกจากอากาศเนื่องจากการทำงานของแบคทีเรียที่เป็นปม

อย่างไรก็ตาม ในช่วงไม่กี่ปีที่ผ่านมา สมดุลของไนโตรเจนในบรรยากาศมีการเปลี่ยนแปลงไปเนื่องจากกิจกรรมทางเศรษฐกิจของมนุษย์ การตรึงไนโตรเจนในระหว่างการผลิตปุ๋ยไนโตรเจนเพิ่มขึ้นอย่างมีนัยสำคัญ สันนิษฐานว่าปริมาตรของการตรึงไนโตรเจนทางอุตสาหกรรมจะเพิ่มขึ้นอย่างมีนัยสำคัญในอนาคตอันใกล้นี้และเกินการปล่อยออกสู่ชั้นบรรยากาศ การผลิตปุ๋ยไนโตรเจนคาดว่าจะเพิ่มขึ้นสองเท่าทุกๆ 6 ปี สิ่งนี้ตอบสนองความต้องการทางการเกษตรที่เพิ่มขึ้นสำหรับปุ๋ยไนโตรเจน อย่างไรก็ตาม ปัญหาเรื่องการชดเชยการกำจัดไนโตรเจนออกจากอากาศในชั้นบรรยากาศยังคงไม่ได้รับการแก้ไข อย่างไรก็ตาม เนื่องจากไนโตรเจนในบรรยากาศมีจำนวนมหาศาล ปัญหานี้จึงไม่ร้ายแรงเท่ากับความสมดุลของออกซิเจนและคาร์บอนไดออกไซด์

ประมาณ 3.5 - 4 พันล้านปีก่อน ปริมาณออกซิเจนในบรรยากาศน้อยกว่าปัจจุบันถึง 1,000 เท่า เนื่องจากไม่มีผู้ผลิตออกซิเจนหลัก - พืชสีเขียว อัตราส่วนปัจจุบันของออกซิเจนและคาร์บอนไดออกไซด์จะคงอยู่โดยกิจกรรมสำคัญของสิ่งมีชีวิต จากการสังเคราะห์ด้วยแสง พืชสีเขียวจะใช้คาร์บอนไดออกไซด์และปล่อยออกซิเจนออกมา ใช้สำหรับการหายใจของสิ่งมีชีวิตทุกชนิด กระบวนการทางธรรมชาติของการบริโภค CO3 และ O2 และการปล่อยออกสู่ชั้นบรรยากาศนั้นมีความสมดุลกัน

ด้วยการพัฒนาของอุตสาหกรรมและการขนส่ง ออกซิเจนจึงถูกนำมาใช้ในกระบวนการเผาไหม้ในปริมาณที่เพิ่มขึ้นเรื่อยๆ ตัวอย่างเช่น ในระหว่างการบินข้ามมหาสมุทรแอตแลนติกครั้งหนึ่ง เครื่องบินไอพ่นจะเผาผลาญออกซิเจน 35 ตัน เป็นระยะทาง 1.5 พันกิโลเมตร รถยนต์โดยสารใช้ความต้องการออกซิเจนรายวันของบุคคล 1 คน (โดยเฉลี่ยแล้ว บุคคลหนึ่งใช้ออกซิเจน 500 ลิตรต่อวัน โดยส่งอากาศผ่านปอด 12 ตัน) ตามที่ผู้เชี่ยวชาญระบุว่า การเผาไหม้เชื้อเพลิงประเภทต่างๆ ในปัจจุบันต้องใช้ออกซิเจน 10 ถึง 25% ของออกซิเจนที่ผลิตโดยพืชสีเขียว ปริมาณออกซิเจนสู่ชั้นบรรยากาศลดลงเนื่องจากการลดลงในพื้นที่ป่า สะวันนา ทุ่งหญ้าสเตปป์ และพื้นที่ทะเลทรายที่เพิ่มขึ้น การเติบโตของเมือง และทางหลวงการคมนาคม จำนวนผู้ผลิตออกซิเจนในพืชน้ำลดลงเนื่องจากมลพิษในแม่น้ำ ทะเลสาบ ทะเล และมหาสมุทร เชื่อกันว่าในอีก 150 - 180 ปีข้างหน้า ปริมาณออกซิเจนในชั้นบรรยากาศจะลดลงถึงหนึ่งในสามเมื่อเทียบกับปริมาณที่มีอยู่ในปัจจุบัน

การใช้ออกซิเจนสำรองเพิ่มขึ้นในเวลาเดียวกันกับการปล่อยก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์ออกสู่ชั้นบรรยากาศเพิ่มขึ้นเทียบเท่ากัน จากข้อมูลขององค์การสหประชาชาติ ในช่วง 100 ปีที่ผ่านมา ปริมาณ CO~ ในชั้นบรรยากาศโลกเพิ่มขึ้น 10 - 15% หากแนวโน้มที่ตั้งใจไว้ยังคงดำเนินต่อไป ในช่วงสหัสวรรษที่สาม ปริมาณ CO~ ในชั้นบรรยากาศอาจเพิ่มขึ้น 25% กล่าวคือ จาก 0.0324 ถึง 0.04% ของปริมาตรอากาศในบรรยากาศแห้ง การเพิ่มขึ้นเล็กน้อยของก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์ในชั้นบรรยากาศส่งผลเชิงบวกต่อผลผลิตของพืชเกษตร ดังนั้นเมื่ออากาศในเรือนกระจกอิ่มตัวด้วยคาร์บอนไดออกไซด์ ผลผลิตผักจะเพิ่มขึ้นเนื่องจากกระบวนการสังเคราะห์ด้วยแสงเข้มข้นขึ้น อย่างไรก็ตาม เมื่อ COz ในชั้นบรรยากาศเพิ่มขึ้น ปัญหาระดับโลกที่ซับซ้อนก็เกิดขึ้น ซึ่งจะกล่าวถึงด้านล่าง

บรรยากาศเป็นหนึ่งในปัจจัยหลักด้านอุตุนิยมวิทยาและสภาพอากาศ ระบบสร้างสภาพภูมิอากาศประกอบด้วยชั้นบรรยากาศ มหาสมุทร พื้นผิวดิน ความเย็นเยือกแข็ง และชีวมณฑล ลักษณะการเคลื่อนที่และแรงเฉื่อยของส่วนประกอบเหล่านี้แตกต่างกัน โดยมีเวลาตอบสนองต่อการรบกวนภายนอกในระบบที่อยู่ติดกันต่างกัน ดังนั้นสำหรับบรรยากาศและพื้นผิวดิน เวลาตอบสนองคือหลายสัปดาห์หรือหลายเดือน บรรยากาศเกี่ยวข้องกับกระบวนการหมุนเวียนของความชื้นและการถ่ายเทความร้อนและกิจกรรมไซโคลน

ภาวะเรือนกระจกในชั้นบรรยากาศของโลกของเราเกิดจากการที่การไหลของพลังงานในช่วงอินฟราเรดของสเปกตรัมที่เพิ่มขึ้นจากพื้นผิวโลกถูกดูดซับโดยโมเลกุลของก๊าซในชั้นบรรยากาศและแผ่กลับไปในทิศทางที่ต่างกัน ส่งผลให้พลังงานครึ่งหนึ่งที่ถูกดูดซับโดยโมเลกุลของก๊าซเรือนกระจกกลับคืนสู่พื้นผิวโลกทำให้โลกร้อนขึ้น ควรสังเกตว่าปรากฏการณ์เรือนกระจกเป็นปรากฏการณ์ทางบรรยากาศตามธรรมชาติ (รูปที่ 5) หากไม่มีปรากฏการณ์เรือนกระจกบนโลกเลย อุณหภูมิเฉลี่ยบนโลกของเราก็จะอยู่ที่ประมาณ -21°C แต่เนื่องจากก๊าซเรือนกระจก อุณหภูมิจึงอยู่ที่ +14°C ดังนั้นตามหลักทฤษฎีแล้ว กิจกรรมของมนุษย์ที่เกี่ยวข้องกับการปล่อยก๊าซเรือนกระจกสู่ชั้นบรรยากาศของโลกควรนำไปสู่การให้ความร้อนแก่โลกมากขึ้น ก๊าซเรือนกระจกหลักตามลำดับผลกระทบต่อสมดุลความร้อนของโลก ได้แก่ ไอน้ำ (36-70%) คาร์บอนไดออกไซด์ (9-26%) มีเทน (4-9%) ฮาโลคาร์บอน ไนตริกออกไซด์

ข้าว.

โรงไฟฟ้าที่ใช้ถ่านหิน ปล่องโรงงาน ไอเสียรถยนต์ และแหล่งกำเนิดมลพิษที่มนุษย์สร้างขึ้นอื่นๆ ร่วมกันปล่อยก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์และก๊าซเรือนกระจกอื่นๆ ประมาณ 22 พันล้านตันสู่ชั้นบรรยากาศในแต่ละปี การเลี้ยงปศุสัตว์ การใช้ปุ๋ย การเผาไหม้ถ่านหิน และแหล่งอื่นๆ ผลิตมีเทนประมาณ 250 ล้านตันต่อปี ประมาณครึ่งหนึ่งของก๊าซเรือนกระจกทั้งหมดที่มนุษย์ปล่อยออกมายังคงอยู่ในชั้นบรรยากาศ ประมาณสามในสี่ของการปล่อยก๊าซเรือนกระจกที่เกิดจากการกระทำของมนุษย์ในช่วง 20 ปีที่ผ่านมามีสาเหตุมาจากการใช้น้ำมัน ก๊าซธรรมชาติ และถ่านหิน (รูปที่ 6) ส่วนที่เหลือส่วนใหญ่เกิดจากการเปลี่ยนแปลงของภูมิประเทศ โดยส่วนใหญ่เป็นการตัดไม้ทำลายป่า

ข้าว.

ไอน้ำ- ก๊าซเรือนกระจกที่สำคัญที่สุดในปัจจุบัน อย่างไรก็ตาม ไอน้ำยังเกี่ยวข้องกับกระบวนการอื่นๆ มากมาย ซึ่งทำให้บทบาทของไอน้ำไม่ชัดเจนในสภาวะต่างๆ

ประการแรก ในระหว่างการระเหยออกจากพื้นผิวโลกและการควบแน่นในชั้นบรรยากาศเพิ่มเติม ความร้อนมากถึง 40% ที่เข้าสู่ชั้นบรรยากาศจะถูกถ่ายโอนไปยังชั้นล่างของบรรยากาศ (โทรโพสเฟียร์) เนื่องจากการพาความร้อน ดังนั้นเมื่อไอน้ำระเหย อุณหภูมิพื้นผิวจะลดลงเล็กน้อย แต่ความร้อนที่ปล่อยออกมาเนื่องจากการควบแน่นในชั้นบรรยากาศจะทำให้บรรยากาศอุ่นขึ้น และต่อมาก็ทำให้พื้นผิวโลกอุ่นขึ้นด้วย

แต่หลังจากการควบแน่นของไอน้ำ หยดน้ำหรือผลึกน้ำแข็งก็ก่อตัวขึ้น ซึ่งมีส่วนร่วมอย่างมากในกระบวนการกระจายแสงอาทิตย์ โดยสะท้อนส่วนหนึ่งของพลังงานแสงอาทิตย์กลับคืนสู่อวกาศ เมฆ ซึ่งเป็นเพียงการสะสมของหยดและคริสตัลเหล่านี้ เพิ่มส่วนแบ่งของพลังงานแสงอาทิตย์ (อัลเบโด้) ที่สะท้อนจากชั้นบรรยากาศกลับคืนสู่อวกาศ (จากนั้นฝนจากเมฆก็ตกลงมาในรูปของหิมะ ทำให้อัลเบโด้ของพื้นผิวเพิ่มขึ้น ).

อย่างไรก็ตาม ไอน้ำแม้จะควบแน่นเป็นหยดและคริสตัล ยังคงมีแถบดูดกลืนแสงที่ทรงพลังในย่านอินฟราเรดของสเปกตรัม ซึ่งหมายความว่าบทบาทของเมฆกลุ่มเดียวกันนั้นยังไม่ชัดเจน ความเป็นคู่นี้สามารถสังเกตได้ชัดเจนเป็นพิเศษในกรณีที่รุนแรงดังต่อไปนี้ - เมื่อท้องฟ้าถูกปกคลุมไปด้วยเมฆในฤดูร้อนที่มีแสงแดดสดใส อุณหภูมิพื้นผิวจะลดลง และหากสิ่งเดียวกันนี้เกิดขึ้นในคืนฤดูหนาว อุณหภูมิจะเพิ่มขึ้น ในทางกลับกัน ผลลัพธ์สุดท้ายยังได้รับอิทธิพลจากตำแหน่งของเมฆด้วย - ที่ระดับความสูงต่ำ เมฆหนาจะสะท้อนพลังงานแสงอาทิตย์จำนวนมาก และความสมดุลในกรณีนี้อาจสนับสนุนผลต้านภาวะเรือนกระจก แต่ที่ระดับความสูงสูง จะมีขนบางบาง เมฆส่งพลังงานแสงอาทิตย์ลงไปค่อนข้างมาก แต่แม้แต่เมฆบางๆ ก็เกือบจะเป็นอุปสรรคต่อการแผ่รังสีอินฟราเรด และที่นี่เราสามารถพูดถึงความเด่นของปรากฏการณ์เรือนกระจกได้

คุณสมบัติอีกประการหนึ่งของไอน้ำ - บรรยากาศที่ชื้นในระดับหนึ่งมีส่วนช่วยในการจับตัวของก๊าซเรือนกระจกอื่น - คาร์บอนไดออกไซด์และการถ่ายโอนโดยสายฝนไปยังพื้นผิวโลกซึ่งเป็นผลมาจากกระบวนการเพิ่มเติมที่สามารถบริโภคได้ การก่อตัวของคาร์บอเนตและแร่ธาตุที่ติดไฟได้

กิจกรรมของมนุษย์มีผลโดยตรงต่อปริมาณไอน้ำในชั้นบรรยากาศที่อ่อนแอมาก - เพียงเพราะการเพิ่มขึ้นของพื้นที่ชลประทานการเปลี่ยนแปลงในพื้นที่หนองน้ำและการทำงานของพลังงานซึ่งไม่สำคัญกับ พื้นหลังของการระเหยจากผิวน้ำทั้งหมดของโลกและภูเขาไฟ ด้วยเหตุนี้จึงมักให้ความสนใจเพียงเล็กน้อยเมื่อคำนึงถึงปัญหาภาวะเรือนกระจก

อย่างไรก็ตาม ผลกระทบทางอ้อมต่อปริมาณไอน้ำอาจมีขนาดใหญ่มาก เนื่องจากการป้อนกลับระหว่างปริมาณไอน้ำในชั้นบรรยากาศและภาวะโลกร้อนที่เกิดจากก๊าซเรือนกระจกอื่นๆ ซึ่งเราจะพิจารณาต่อไป

เป็นที่ทราบกันว่าเมื่ออุณหภูมิเพิ่มขึ้น การระเหยของไอน้ำก็จะเพิ่มขึ้นเช่นกัน และทุกๆ 10 °C ปริมาณไอน้ำในอากาศที่เป็นไปได้จะเพิ่มขึ้นเกือบสองเท่า ตัวอย่างเช่น ที่อุณหภูมิ 0 °C ความดันไออิ่มตัวจะอยู่ที่ประมาณ 6 MB ที่ +10 °C - 12 MB และที่ +20 °C - 23 MB

จะเห็นได้ว่าปริมาณไอน้ำขึ้นอยู่กับอุณหภูมิอย่างมากและเมื่อมันลดลงด้วยเหตุผลบางประการ ประการแรก ภาวะเรือนกระจกของไอน้ำเองก็ลดลง (เนื่องจากปริมาณที่ลดลง) และประการที่สอง การควบแน่นของไอน้ำเกิดขึ้น ซึ่งแน่นอนว่ายับยั้งการลดลงของอุณหภูมิอย่างรุนแรงเนื่องจากการปลดปล่อยความร้อนจากการควบแน่น แต่หลังจากการควบแน่น การสะท้อนของพลังงานแสงอาทิตย์จะเพิ่มขึ้นทั้งในชั้นบรรยากาศ (การกระเจิงบนหยดและผลึกน้ำแข็ง) และบนพื้นผิว (หิมะ) ซึ่งจะทำให้อุณหภูมิลดลงอีก

เมื่ออุณหภูมิสูงขึ้น ปริมาณไอน้ำในบรรยากาศจะเพิ่มขึ้น ภาวะเรือนกระจกจะเพิ่มขึ้น ซึ่งจะทำให้อุณหภูมิเริ่มเพิ่มขึ้นรุนแรงขึ้น โดยหลักการแล้ว ความขุ่นมัวก็เพิ่มขึ้นเช่นกัน (ไอน้ำเข้าสู่พื้นที่ที่ค่อนข้างเย็นมากขึ้น) แต่ก็อ่อนแอมาก - ตามข้อมูลของ I. Mokhov ประมาณ 0.4% ต่อระดับของภาวะโลกร้อน ซึ่งไม่สามารถส่งผลกระทบอย่างมากต่อการเพิ่มขึ้นของการสะท้อนของพลังงานแสงอาทิตย์

คาร์บอนไดออกไซด์- มีส่วนทำให้เกิดปรากฏการณ์เรือนกระจกมากเป็นอันดับสองในปัจจุบัน โดยจะไม่แข็งตัวเมื่ออุณหภูมิลดลง และยังคงสร้างปรากฏการณ์เรือนกระจกต่อไปแม้ในอุณหภูมิต่ำสุดเท่าที่จะเป็นไปได้ในสภาวะภาคพื้นดิน อาจเป็นเพราะการสะสมของก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์ในชั้นบรรยากาศอย่างค่อยเป็นค่อยไปอันเป็นผลมาจากการระเบิดของภูเขาไฟที่ทำให้โลกสามารถโผล่ออกมาจากสภาวะน้ำแข็งอันทรงพลังได้ (เมื่อแม้แต่เส้นศูนย์สูตรก็ถูกปกคลุมไปด้วยชั้นน้ำแข็งหนา) ซึ่งตกลงไปที่จุดเริ่มต้นและจุดสิ้นสุดของโปรเทโรโซอิก

คาร์บอนไดออกไซด์เกี่ยวข้องกับวัฏจักรคาร์บอนที่ทรงพลังในระบบธรณีภาค-ไฮโดรสเฟียร์-บรรยากาศ และการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศของโลกมีความเกี่ยวข้องหลักกับการเปลี่ยนแปลงสมดุลของการเข้าสู่และการกำจัดออกจากชั้นบรรยากาศ

เนื่องจากความสามารถในการละลายของคาร์บอนไดออกไซด์ในน้ำได้ค่อนข้างสูง ปริมาณของคาร์บอนไดออกไซด์ในไฮโดรสเฟียร์ (โดยหลักๆ คือในมหาสมุทร) ขณะนี้จึงมีปริมาณคาร์บอนอยู่ที่ 4x104 Gt (กิกะตัน) (จากนี้ไป จะมีการให้ข้อมูลเกี่ยวกับ CO2 ในรูปของคาร์บอน) รวมทั้งชั้นลึกด้วย (Putvinsky, 1998) ปัจจุบันบรรยากาศประกอบด้วยคาร์บอนประมาณ 7.5x102 Gt (Alekseev et al., 1999) ปริมาณ CO2 ในบรรยากาศไม่ได้ต่ำเสมอไป ตัวอย่างเช่น ใน Archean (ประมาณ 3.5 พันล้านปีก่อน) บรรยากาศประกอบด้วยคาร์บอนไดออกไซด์เกือบ 85-90% ที่ความดันและอุณหภูมิที่สูงขึ้นอย่างมีนัยสำคัญ (Sorokhtin, Ushakov, 1997) อย่างไรก็ตาม การจัดหาน้ำจำนวนมากสู่พื้นผิวโลกอันเป็นผลมาจากการลดก๊าซภายในรวมถึงการเกิดขึ้นของสิ่งมีชีวิต ทำให้มั่นใจได้ถึงการยึดเกาะของชั้นบรรยากาศเกือบทั้งหมดและส่วนสำคัญของก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์ที่ละลายในน้ำในรูปแบบ ของคาร์บอเนต (คาร์บอนประมาณ 5.5x107 Gt ถูกเก็บไว้ในเปลือกโลก (รายงาน IPCC, 2000)) นอกจากนี้สิ่งมีชีวิตก็เริ่มเปลี่ยนคาร์บอนไดออกไซด์ให้เป็นแร่ธาตุที่ติดไฟได้หลากหลายรูปแบบ นอกจากนี้ การกักเก็บคาร์บอนไดออกไซด์บางส่วนยังเกิดขึ้นเนื่องจากการสะสมของชีวมวล ปริมาณสำรองคาร์บอนทั้งหมดซึ่งเทียบได้กับปริมาณสำรองในชั้นบรรยากาศ และเมื่อคำนึงถึงดินแล้วก็จะสูงกว่าหลายเท่า

อย่างไรก็ตาม เราสนใจกระแสที่จ่ายก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์สู่ชั้นบรรยากาศและกำจัดมันออกจากบรรยากาศเป็นหลัก ขณะนี้ เปลือกโลกให้ก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์ไหลเข้าสู่ชั้นบรรยากาศเพียงเล็กน้อยเท่านั้น โดยหลักแล้วเกิดจากการปะทุของภูเขาไฟ - ประมาณ 0.1 Gt ของคาร์บอนต่อปี (Putvinsky, 1998) มีการสังเกตกระแสน้ำขนาดใหญ่อย่างมีนัยสำคัญในมหาสมุทร (รวมถึงสิ่งมีชีวิตที่อาศัยอยู่ที่นั่น) - บรรยากาศและสิ่งมีชีวิตบนบก - ระบบบรรยากาศ คาร์บอนประมาณ 92 Gt ไหลลงสู่มหาสมุทรทุกปีจากชั้นบรรยากาศ และ 90 Gt กลับคืนสู่ชั้นบรรยากาศ (Putvinsky, 1998) ดังนั้น มหาสมุทรจึงกำจัดคาร์บอนประมาณ 2 Gt ออกจากชั้นบรรยากาศทุกปี ในเวลาเดียวกัน ในระหว่างกระบวนการหายใจและการสลายตัวของสิ่งมีชีวิตที่ตายแล้วบนโลก คาร์บอนประมาณ 100 Gt ต่อปีจะเข้าสู่ชั้นบรรยากาศ ในกระบวนการสังเคราะห์ด้วยแสง พืชพรรณบนบกยังกำจัดคาร์บอนประมาณ 100 Gt ออกจากชั้นบรรยากาศด้วย (Putvinsky, 1998). ดังที่เราเห็น กลไกการรับและกำจัดคาร์บอนออกจากบรรยากาศค่อนข้างสมดุล โดยให้การไหลที่เท่ากันโดยประมาณ กิจกรรมของมนุษย์ยุคใหม่รวมถึงกลไกนี้ที่เพิ่มปริมาณการไหลของคาร์บอนสู่ชั้นบรรยากาศอันเนื่องมาจากการเผาไหม้เชื้อเพลิงฟอสซิล (น้ำมัน ก๊าซ ถ่านหิน ฯลฯ) - ตามข้อมูล เช่น ในช่วงปี 1989-99 โดยเฉลี่ยประมาณ 6.3 Gt ต่อปี นอกจากนี้ การไหลของคาร์บอนสู่ชั้นบรรยากาศเพิ่มขึ้นเนื่องจากการตัดไม้ทำลายป่าและการเผาไหม้ป่าบางส่วน - สูงถึง 1.7 Gt ต่อปี (รายงาน IPCC, 2000) ในขณะที่การเพิ่มขึ้นของชีวมวลที่มีส่วนช่วยในการดูดซับ CO2 เพียงประมาณ 0.2 Gt ต่อปี แทนที่จะเป็นเกือบ 2 Gt ในปีนี้ แม้จะคำนึงถึงความเป็นไปได้ที่มหาสมุทรจะดูดซับคาร์บอนเพิ่มเติมประมาณ 2 Gt แต่ยังคงมีการไหลเพิ่มเติมที่มีนัยสำคัญพอสมควร (ปัจจุบันประมาณ 6 Gt ต่อปี) ทำให้ปริมาณคาร์บอนไดออกไซด์ในชั้นบรรยากาศเพิ่มขึ้น นอกจากนี้การดูดซึมก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์ในมหาสมุทรอาจลดลงในอนาคตอันใกล้นี้และแม้กระทั่งกระบวนการย้อนกลับก็เป็นไปได้ - การปล่อยก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์จากมหาสมุทรโลก นี่เป็นเพราะความสามารถในการละลายของคาร์บอนไดออกไซด์ลดลงเมื่ออุณหภูมิของน้ำเพิ่มขึ้น - ตัวอย่างเช่นเมื่ออุณหภูมิของน้ำเพิ่มขึ้นจากเพียง 5 ถึง 10 ° C ค่าสัมประสิทธิ์การละลายของคาร์บอนไดออกไซด์ในนั้นจะลดลงจากประมาณ 1.4 เป็น 1.2

ดังนั้นการไหลของก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์สู่ชั้นบรรยากาศที่เกิดจากกิจกรรมทางเศรษฐกิจจึงมีขนาดไม่มากเมื่อเทียบกับกระแสธรรมชาติบางชนิด แต่การไม่ชดเชยจะนำไปสู่การสะสมของ CO2 ในชั้นบรรยากาศอย่างค่อยเป็นค่อยไป ซึ่งทำลายความสมดุลของอินพุตและเอาต์พุต CO2 ที่พัฒนาไปมากกว่า วิวัฒนาการของโลกและสิ่งมีชีวิตบนโลกเป็นเวลาหลายพันล้านปี

ข้อเท็จจริงมากมายจากอดีตทางธรณีวิทยาและประวัติศาสตร์บ่งบอกถึงความเชื่อมโยงระหว่างการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศและความผันผวนของก๊าซเรือนกระจก ในช่วง 4 ถึง 3.5 พันล้านปีก่อน ความสว่างของดวงอาทิตย์น้อยกว่าปัจจุบันประมาณ 30% อย่างไรก็ตาม แม้ภายใต้รังสีของดวงอาทิตย์อายุน้อยที่ "ซีด" สิ่งมีชีวิตก็ยังพัฒนาบนโลกและมีหินตะกอนก่อตัวขึ้น อย่างน้อยก็บนส่วนหนึ่งของพื้นผิวโลก อุณหภูมิก็สูงกว่าจุดเยือกแข็งของน้ำ นักวิทยาศาสตร์บางคนแนะนำว่าในเวลานั้นชั้นบรรยากาศของโลกมีแกนมากกว่า 1,000 เท่า คาร์บอนไดออกไซด์กว่าตอนนี้ และสิ่งนี้ชดเชยการขาดพลังงานแสงอาทิตย์ เนื่องจากความร้อนที่ปล่อยออกมาจากโลกยังคงอยู่ในชั้นบรรยากาศมากขึ้น ภาวะเรือนกระจกที่เพิ่มขึ้นอาจเป็นสาเหตุหนึ่งที่ทำให้สภาพอากาศอบอุ่นเป็นพิเศษในช่วงปลายยุคมีโซโซอิก (ยุคของไดโนเสาร์) จากการวิเคราะห์ซากฟอสซิล โลกในเวลานั้นมีอุณหภูมิอุ่นกว่าปัจจุบันประมาณ 10-15 องศา ควรสังเกตว่าเมื่อ 100 ล้านปีก่อนและก่อนหน้านี้ ทวีปต่างๆ ครอบครองตำแหน่งที่แตกต่างจากในยุคของเรา และการไหลเวียนของมหาสมุทรก็แตกต่างกันเช่นกัน ดังนั้นการถ่ายเทความร้อนจากเขตร้อนไปยังบริเวณขั้วโลกจึงอาจมากกว่านั้น อย่างไรก็ตาม การคำนวณของเอริค เจ. บาร์รอน ซึ่งขณะนี้อยู่ที่มหาวิทยาลัยเพนซิลวาเนีย และนักวิจัยคนอื่นๆ ระบุว่าภูมิศาสตร์ยุคดึกดำบรรพ์สามารถอธิบายภาวะโลกร้อนของมีโซโซอิกได้ไม่เกินครึ่งหนึ่ง ส่วนที่เหลือของภาวะโลกร้อนสามารถอธิบายได้อย่างง่ายดายด้วยระดับคาร์บอนไดออกไซด์ที่เพิ่มขึ้น สมมติฐานนี้เสนอครั้งแรกโดยนักวิทยาศาสตร์โซเวียต A. B. Ronov จากสถาบันอุทกวิทยาแห่งรัฐและ M. I. Budyko จากหอดูดาวธรณีฟิสิกส์หลัก การคำนวณที่สนับสนุนข้อเสนอนี้ดำเนินการโดย Eric Barron, Starley L. Thompson จากศูนย์วิจัยบรรยากาศแห่งชาติ (NCAR) จากแบบจำลองธรณีเคมีที่พัฒนาโดย Robert A. Berner และ Antonio C. Lasaga แห่งมหาวิทยาลัยเยล และ Robert ผู้ล่วงลับ ทุ่งนาในเท็กซัสกลายเป็นทะเลทรายหลังจากภัยแล้งกินเวลานานในปี 1983 ตามการคำนวณโดยใช้แบบจำลองคอมพิวเตอร์แสดงให้เห็น สามารถสังเกตได้ในหลายสถานที่ หากความชื้นในดินในบริเวณตอนกลางของทวีปเป็นผลมาจากภาวะโลกร้อน ลดลงโดยที่การผลิตธัญพืชมีความเข้มข้น

เอ็ม. การ์เรลส์ แห่งมหาวิทยาลัยเซาท์ฟลอริดา ตามมาด้วยว่าก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์อาจถูกปล่อยออกมาในระหว่างการระเบิดของภูเขาไฟที่รุนแรงเป็นพิเศษที่สันเขากลางมหาสมุทร ซึ่งแมกมาที่เพิ่มขึ้นก่อตัวเป็นพื้นมหาสมุทรใหม่ หลักฐานโดยตรงที่ชี้ถึงความเชื่อมโยงระหว่างการเยือกแข็งระหว่างก๊าซเรือนกระจกในชั้นบรรยากาศและสภาพอากาศสามารถ "สกัด" ได้จากฟองอากาศที่รวมอยู่ในน้ำแข็งแอนตาร์กติก ซึ่งก่อตัวขึ้นในสมัยโบราณอันเป็นผลมาจากการบดอัดของหิมะตก ทีมนักวิจัยที่นำโดย Claude Laurieux จากห้องปฏิบัติการธารน้ำแข็งและธรณีฟิสิกส์ใน Grenoble ศึกษาเสาน้ำแข็งยาว 2,000 เมตร (ตรงกับระยะเวลา 160,000 ปี) ซึ่งได้รับโดยนักวิจัยโซเวียตที่สถานี Vostok ในทวีปแอนตาร์กติกา การวิเคราะห์ทางห้องปฏิบัติการของก๊าซที่มีอยู่ในคอลัมน์น้ำแข็งนี้แสดงให้เห็นว่าในบรรยากาศโบราณความเข้มข้นของคาร์บอนไดออกไซด์และมีเทนเปลี่ยนแปลงไปพร้อมกันและที่สำคัญกว่านั้นคือ "ทันเวลา" เมื่อมีการเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิเฉลี่ยในท้องถิ่น (กำหนดโดย อัตราส่วนความเข้มข้นของไอโซโทปไฮโดรเจนในโมเลกุลของน้ำ) ในช่วงระหว่างน้ำแข็งครั้งสุดท้ายซึ่งกินเวลานานถึง 10,000 ปีและในช่วงระหว่างน้ำแข็งก่อนหน้านั้น (130,000 ปีก่อน) ซึ่งกินเวลา 10,000 ปีเช่นกัน อุณหภูมิเฉลี่ยในบริเวณนี้สูงกว่าในช่วงน้ำแข็ง 10 องศา (โดยทั่วไป โลกอุ่นขึ้น 5 OS ในช่วงเวลาเหล่านี้) ในช่วงเวลาเดียวกันนี้ บรรยากาศมีคาร์บอนไดออกไซด์มากกว่า 25% และมีเทนมากกว่า 100,070 มากกว่าในช่วงน้ำแข็ง ไม่ชัดเจนว่าการเปลี่ยนแปลงของก๊าซเรือนกระจกเป็นสาเหตุและการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศเป็นผลที่ตามมาหรือในทางกลับกัน เป็นไปได้มากว่าสาเหตุของการเกิดน้ำแข็งคือการเปลี่ยนแปลงในวงโคจรของโลกและการเปลี่ยนแปลงพิเศษของการเคลื่อนตัวและการถอยของธารน้ำแข็ง อย่างไรก็ตาม ความผันผวนของภูมิอากาศเหล่านี้อาจขยายวงกว้างขึ้นจากการเปลี่ยนแปลงของสิ่งมีชีวิตและความผันผวนของการไหลเวียนของมหาสมุทรซึ่งส่งผลต่อปริมาณก๊าซเรือนกระจกในชั้นบรรยากาศ ข้อมูลโดยละเอียดเพิ่มเติมเกี่ยวกับความผันผวนของก๊าซเรือนกระจกและการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศนั้นมีให้ในช่วง 100 ปีที่ผ่านมา ในระหว่างนั้นความเข้มข้นของก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์เพิ่มขึ้นอีก 25% และมีเทน 100% "สถิติ" อุณหภูมิเฉลี่ยทั่วโลกในช่วง 100 ปีที่ผ่านมาได้รับการตรวจสอบโดยทีมนักวิจัยสองทีม นำโดยเจมส์ อี. แฮนเซน จากสถาบันก็อดดาร์ดเพื่อการศึกษาอวกาศแห่งสถาบันการบินและอวกาศแห่งชาติ และที. เอ็ม. แอล. วิกลีย์ จากแผนกภูมิอากาศของมหาวิทยาลัยอีสเทิร์น อังกฤษ.

การกักเก็บความร้อนจากชั้นบรรยากาศเป็นองค์ประกอบหลักของสมดุลพลังงานของโลก (รูปที่ 8) ประมาณ 30% ของพลังงานที่มาจากดวงอาทิตย์สะท้อน (ซ้าย) จากเมฆ อนุภาค หรือพื้นผิวโลก ส่วนที่เหลืออีก 70% จะถูกดูดซึม พลังงานที่ดูดซับจะถูกแผ่รังสีอีกครั้งในอินฟราเรดโดยพื้นผิวของดาวเคราะห์

ข้าว.

นักวิทยาศาสตร์เหล่านี้ใช้การวัดจากสถานีตรวจอากาศที่กระจัดกระจายไปทั่วทุกทวีป (ทีมงานแผนกสภาพภูมิอากาศยังรวมการวัดในทะเลไว้ในการวิเคราะห์ด้วย) ในเวลาเดียวกัน ทั้งสองกลุ่มใช้วิธีการที่แตกต่างกันในการวิเคราะห์การสังเกตและคำนึงถึง "การบิดเบือน" ที่เกี่ยวข้อง เช่น การที่สถานีตรวจอากาศบางแห่ง "ย้าย" ไปยังสถานที่อื่นเป็นเวลากว่าร้อยปี และบางสถานีที่ตั้งอยู่ในเมืองก็ให้ ข้อมูลที่ "ปนเปื้อน" » อิทธิพลของความร้อนที่เกิดจากสถานประกอบการอุตสาหกรรมหรือสะสมในระหว่างวันจากอาคารและทางเท้า ผลกระทบอย่างหลังซึ่งนำไปสู่การเกิดขึ้นของหมู่เกาะความร้อน เห็นได้ชัดเจนมากในประเทศที่พัฒนาแล้ว เช่น สหรัฐอเมริกา อย่างไรก็ตาม แม้ว่าการแก้ไขที่คำนวณไว้สำหรับสหรัฐอเมริกา (มาจาก Thomas R. Carl จาก National Climatic Data Center ใน Asheville, North Carolina และ P. D. Jones จาก University of East Anglia) จะถูกขยายไปยังข้อมูลทั้งหมดบนโลกใน ทั้งสองรายการก็จะยังคงอยู่”<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.

การแลกเปลี่ยนคาร์บอนระหว่างชั้นบรรยากาศกับ “อ่างเก็บน้ำ” ต่างๆ บนโลก (รูปที่ 9) แต่ละตัวเลขระบุการไหลเข้าหรือการไหลของคาร์บอน (ในรูปของไดออกไซด์) ต่อปีหรือปริมาณคงเหลือในอ่างเก็บน้ำในหน่วยพันล้านตัน วัฏจักรทางธรรมชาติเหล่านี้ วงจรหนึ่งบนบกและอีกวงจรในมหาสมุทร กำจัดก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์ออกจากชั้นบรรยากาศมากเท่าที่มันเพิ่มเข้ามา แต่กิจกรรมของมนุษย์ เช่น การตัดไม้ทำลายป่าและการเผาไหม้เชื้อเพลิงฟอสซิล ทำให้ระดับคาร์บอนลดลงในชั้นบรรยากาศเพิ่มขึ้น 3 พันล้านต่อปี ตัน ข้อมูลนำมาจากผลงานของ Bert Bohlin จากมหาวิทยาลัยสตอกโฮล์ม

รูปที่ 9

สมมติว่าเรามีการคาดการณ์ที่สมเหตุสมผลว่าการปล่อยก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์จะเปลี่ยนแปลงไปอย่างไร การเปลี่ยนแปลงในกรณีนี้จะเกิดขึ้นกับความเข้มข้นของก๊าซนี้ในบรรยากาศอย่างไร? คาร์บอนไดออกไซด์ในชั้นบรรยากาศถูก "บริโภค" โดยพืช เช่นเดียวกับในมหาสมุทร ซึ่งถูกใช้จนหมดไปในกระบวนการทางเคมีและชีวภาพ เมื่อความเข้มข้นของคาร์บอนไดออกไซด์ในชั้นบรรยากาศเปลี่ยนแปลง อัตรา "การใช้" ของก๊าซนี้มีแนวโน้มที่จะเปลี่ยนแปลง กล่าวอีกนัยหนึ่ง กระบวนการที่ทำให้เกิดการเปลี่ยนแปลงในปริมาณคาร์บอนไดออกไซด์ในชั้นบรรยากาศจะต้องมีข้อมูลป้อนกลับด้วย คาร์บอนไดออกไซด์เป็น "วัตถุดิบ" สำหรับการสังเคราะห์ด้วยแสงในพืช ดังนั้นการบริโภคก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์จากพืชจึงมีแนวโน้มที่จะเพิ่มขึ้นเมื่อสะสมในชั้นบรรยากาศ ซึ่งจะทำให้การสะสมนี้ช้าลง ในทำนองเดียวกัน เนื่องจากปริมาณก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์ในน้ำทะเลผิวดินอยู่ที่ประมาณสมดุลกับปริมาณก๊าซดังกล่าวในชั้นบรรยากาศ การเพิ่มการดูดซึมก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์จากน้ำทะเลจะชะลอการสะสมในชั้นบรรยากาศ อย่างไรก็ตาม อาจเกิดขึ้นได้ว่าการสะสมของก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์และก๊าซเรือนกระจกอื่นๆ ในชั้นบรรยากาศจะกระตุ้นให้เกิดกลไกการตอบรับเชิงบวกที่จะเพิ่มผลกระทบต่อสภาพภูมิอากาศ ดังนั้นการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศอย่างรวดเร็วอาจนำไปสู่การสูญพันธุ์ของป่าไม้และระบบนิเวศอื่น ๆ ซึ่งจะทำให้ความสามารถของชีวมณฑลในการดูดซับคาร์บอนไดออกไซด์ลดลง นอกจากนี้ ภาวะโลกร้อนยังนำไปสู่การปล่อยคาร์บอนที่สะสมอยู่ในอินทรียวัตถุที่ตายแล้วในดินออกอย่างรวดเร็ว คาร์บอนนี้ซึ่งมีปริมาณเป็นสองเท่าของปริมาณที่พบในชั้นบรรยากาศ จะถูกเปลี่ยนเป็นคาร์บอนไดออกไซด์และมีเทนอย่างต่อเนื่องโดยแบคทีเรียในดิน ภาวะโลกร้อนอาจทำให้การทำงานเร็วขึ้น ส่งผลให้เกิดการปล่อยก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์ (จากดินแห้ง) และมีเทน (จากนาข้าว หลุมฝังกลบ และพื้นที่ชุ่มน้ำ) เพิ่มขึ้น มีเทนจำนวนมากถูกเก็บไว้ในตะกอนบนไหล่ทวีปและใต้ชั้นเพอร์มาฟรอสต์ในอาร์กติกในรูปแบบของคลาเทรต - โครงตาข่ายโมเลกุลที่ประกอบด้วยมีเทนและโมเลกุลของน้ำ การอุ่นน้ำในชั้นดินและการละลายของชั้นดินเยือกแข็งถาวรสามารถนำไปสู่การปลดปล่อย แม้จะมีความไม่แน่นอนเหล่านี้ แต่นักวิจัยหลายคนเชื่อว่าการดูดซึมก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์จากพืชและมหาสมุทรจะชะลอการสะสมของก๊าซในชั้นบรรยากาศ - อย่างน้อยในอีก 50 ถึง 100 ปีข้างหน้า การประมาณการโดยทั่วไปตามอัตราการปล่อยก๊าซเรือนกระจกในปัจจุบัน ของปริมาณคาร์บอนไดออกไซด์ที่เข้าสู่ชั้นบรรยากาศทั้งหมดจะยังคงอยู่ประมาณครึ่งหนึ่ง ความเข้มข้นของก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์จะเพิ่มขึ้นสองเท่าจากระดับ 1900 (เป็น 600 ppm) ระหว่างปี 2030 ถึง 2080 อย่างไรก็ตาม ก๊าซเรือนกระจกอื่นๆ มีแนวโน้มที่จะสะสมในชั้นบรรยากาศเร็วขึ้น

ก๊าซเรือนกระจก

ก๊าซเรือนกระจกคือก๊าซที่เชื่อว่าก่อให้เกิดภาวะเรือนกระจกทั่วโลก

ก๊าซเรือนกระจกหลักๆ เรียงตามผลกระทบโดยประมาณต่อสมดุลความร้อนของโลก ได้แก่ ไอน้ำ คาร์บอนไดออกไซด์ มีเทน โอโซน ฮาโลคาร์บอน และไนตรัสออกไซด์

ไอน้ำ

ไอน้ำเป็นก๊าซเรือนกระจกธรรมชาติหลัก ซึ่งก่อให้เกิดผลกระทบมากกว่า 60% ผลกระทบโดยตรงต่อมนุษย์ต่อแหล่งที่มานี้ไม่มีนัยสำคัญ ในเวลาเดียวกัน การเพิ่มขึ้นของอุณหภูมิของโลกที่เกิดจากปัจจัยอื่น ๆ จะทำให้การระเหยเพิ่มขึ้นและความเข้มข้นรวมของไอน้ำในบรรยากาศที่ความชื้นสัมพัทธ์เกือบคงที่ ซึ่งจะทำให้เกิดภาวะเรือนกระจกเพิ่มขึ้น ดังนั้นการตอบรับเชิงบวกจึงเกิดขึ้น

มีเทน

การปะทุของมีเทนขนาดยักษ์ที่สะสมอยู่ใต้ก้นทะเลเมื่อ 55 ล้านปีก่อน ทำให้โลกอบอุ่นขึ้น 7 องศาเซลเซียส

สิ่งเดียวกันนี้สามารถเกิดขึ้นได้ในขณะนี้ - สมมติฐานนี้ได้รับการยืนยันโดยนักวิจัยจาก NASA พวกเขาพยายามทำความเข้าใจบทบาทของมีเทนต่อการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศโดยใช้คอมพิวเตอร์จำลองสภาพอากาศโบราณ ในปัจจุบัน การวิจัยส่วนใหญ่เกี่ยวกับปรากฏการณ์เรือนกระจกมุ่งเน้นไปที่บทบาทของก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์ในผลกระทบนี้ แม้ว่าศักยภาพของมีเทนในการกักเก็บความร้อนในบรรยากาศจะเกินความสามารถของก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์ถึง 20 เท่าก็ตาม

เครื่องใช้ในครัวเรือนที่ใช้แก๊สหลายชนิดมีส่วนทำให้ปริมาณมีเทนในชั้นบรรยากาศเพิ่มขึ้น

ในช่วง 200 ปีที่ผ่านมา มีเทนในชั้นบรรยากาศเพิ่มขึ้นมากกว่าสองเท่าเนื่องจากการย่อยสลายอินทรียวัตถุในหนองน้ำและที่ราบลุ่มเปียกชื้น รวมถึงการรั่วไหลจากวัตถุที่มนุษย์สร้างขึ้น เช่น ท่อส่งก๊าซ เหมืองถ่านหิน การชลประทานที่เพิ่มขึ้นและการปล่อยก๊าซจาก ปศุสัตว์. แต่มีอีกแหล่งหนึ่งของมีเทน นั่นคืออินทรียวัตถุที่สลายตัวในตะกอนมหาสมุทร ซึ่งถูกเก็บรักษาไว้จนแข็งตัวใต้ก้นทะเล

โดยปกติแล้ว อุณหภูมิต่ำและความดันสูงจะทำให้มีเธนอยู่ใต้มหาสมุทรอยู่ในสถานะคงที่ แต่ก็ไม่ได้เป็นเช่นนั้นเสมอไป ในช่วงภาวะโลกร้อน เช่น ความร้อนสูงสุดพาลีโอซีน ซึ่งเกิดขึ้นเมื่อ 55 ล้านปีก่อนและกินเวลานานนับแสนปี การเคลื่อนตัวของแผ่นเปลือกโลก โดยเฉพาะในอนุทวีปอินเดีย ส่งผลให้แรงกดดันต่อพื้นทะเลลดลงและสามารถ ทำให้เกิดก๊าซมีเทนจำนวนมาก เมื่อบรรยากาศและมหาสมุทรเริ่มอุ่นขึ้น การปล่อยก๊าซมีเทนก็อาจเพิ่มขึ้น นักวิทยาศาสตร์บางคนเชื่อว่าภาวะโลกร้อนในปัจจุบันอาจนำไปสู่สถานการณ์เดียวกันได้ หากมหาสมุทรอุ่นขึ้นอย่างมาก

เมื่อมีเทนเข้าสู่ชั้นบรรยากาศ มันจะทำปฏิกิริยากับโมเลกุลของออกซิเจนและไฮโดรเจนเพื่อสร้างก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์และไอน้ำ ซึ่งแต่ละอย่างสามารถทำให้เกิดภาวะเรือนกระจกได้ ตามการคาดการณ์ก่อนหน้านี้ มีเทนที่ปล่อยออกมาทั้งหมดจะกลายเป็นคาร์บอนไดออกไซด์และน้ำในเวลาประมาณ 10 ปี หากเป็นจริง ความเข้มข้นของก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์ที่เพิ่มขึ้นจะเป็นสาเหตุหลักของภาวะโลกร้อน อย่างไรก็ตาม ความพยายามที่จะยืนยันการให้เหตุผลโดยอ้างอิงถึงอดีตไม่ประสบผลสำเร็จ - ไม่พบร่องรอยของความเข้มข้นของคาร์บอนไดออกไซด์ที่เพิ่มขึ้นเมื่อ 55 ล้านปีก่อน

แบบจำลองที่ใช้ในการศึกษาใหม่แสดงให้เห็นว่าเมื่อระดับมีเทนในบรรยากาศเพิ่มขึ้นอย่างรวดเร็ว ปริมาณออกซิเจนและไฮโดรเจนที่ทำปฏิกิริยากับมีเทนในนั้นจะลดลง (จนกว่าปฏิกิริยาจะหยุด) และมีเทนที่เหลืออยู่ในอากาศเป็นเวลาหลายร้อย หลายปีจนกลายเป็นต้นเหตุของภาวะโลกร้อน และหลายร้อยปีนี้ก็เพียงพอที่จะทำให้บรรยากาศอุ่นขึ้น ละลายน้ำแข็งในมหาสมุทร และเปลี่ยนแปลงระบบภูมิอากาศทั้งหมด

แหล่งที่มาหลักสำหรับมนุษย์ของมีเทนคือการหมักในทางเดินอาหารในปศุสัตว์ การปลูกข้าว และการเผาไหม้ชีวมวล (รวมถึงการตัดไม้ทำลายป่า) การศึกษาล่าสุดแสดงให้เห็นว่าความเข้มข้นของก๊าซมีเทนในชั้นบรรยากาศเพิ่มขึ้นอย่างรวดเร็วเกิดขึ้นในช่วงสหัสวรรษแรก (สันนิษฐานว่าเป็นผลมาจากการขยายตัวของการผลิตทางการเกษตรและปศุสัตว์ และการเผาป่า) ระหว่างปี 1,000 ถึง 1700 ความเข้มข้นของก๊าซมีเทนลดลง 40% แต่เริ่มเพิ่มขึ้นอีกครั้งในช่วงหลายศตวรรษที่ผ่านมา (สันนิษฐานว่าเป็นผลมาจากการขยายพื้นที่เพาะปลูกและทุ่งหญ้าเลี้ยงสัตว์ และการเผาป่า การใช้ไม้เพื่อให้ความร้อน เพิ่มจำนวนปศุสัตว์ น้ำเสียและการปลูกข้าว) การมีส่วนร่วมบางส่วนในการจัดหามีเทนมาจากการรั่วไหลในระหว่างการพัฒนาของถ่านหินและก๊าซธรรมชาติ เช่นเดียวกับการปล่อยก๊าซมีเทนซึ่งเป็นส่วนหนึ่งของก๊าซชีวภาพที่เกิดขึ้นในสถานที่กำจัดของเสีย

คาร์บอนไดออกไซด์

แหล่งที่มาของก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์ในชั้นบรรยากาศของโลก ได้แก่ การปล่อยก๊าซภูเขาไฟ กิจกรรมที่สำคัญของสิ่งมีชีวิต และกิจกรรมของมนุษย์ แหล่งที่มาของมนุษย์ ได้แก่ การเผาไหม้เชื้อเพลิงฟอสซิล การเผาไหม้ชีวมวล (รวมถึงการตัดไม้ทำลายป่า) และกระบวนการทางอุตสาหกรรมบางอย่าง (เช่น การผลิตปูนซีเมนต์) ผู้ใช้ก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์หลักคือพืช โดยปกติ biocenosis จะดูดซับคาร์บอนไดออกไซด์ในปริมาณประมาณเท่ากันในขณะที่มันผลิต (รวมถึงผ่านการสลายตัวของมวลชีวมวลด้วย)

อิทธิพลของก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์ต่อความรุนแรงของปรากฏการณ์เรือนกระจก

ยังคงต้องเรียนรู้อีกมากเกี่ยวกับวัฏจักรคาร์บอนและบทบาทของมหาสมุทรในโลกในฐานะแหล่งกักเก็บคาร์บอนไดออกไซด์อันกว้างใหญ่ ตามที่กล่าวไว้ข้างต้น ทุกๆ ปีมนุษยชาติจะเพิ่มคาร์บอน 7 พันล้านตันในรูปของ CO 2 จากที่มีอยู่ 750 พันล้านตัน แต่การปล่อยก๊าซของเราเพียงประมาณครึ่งหนึ่ง - 3 พันล้านตัน - ยังคงอยู่ในอากาศ สิ่งนี้สามารถอธิบายได้ด้วยข้อเท็จจริงที่ว่า CO 2 ส่วนใหญ่ถูกใช้โดยพืชบนบกและในทะเล ถูกฝังอยู่ในตะกอนทะเล ถูกดูดซับโดยน้ำทะเล หรือถูกดูดซับโดยวิธีอื่น ใน CO 2 ส่วนใหญ่นี้ (ประมาณ 4 พันล้านตัน) มหาสมุทรดูดซับคาร์บอนไดออกไซด์ในชั้นบรรยากาศประมาณสองพันล้านตันในแต่ละปี

ทั้งหมดนี้เพิ่มจำนวนคำถามที่ยังไม่มีคำตอบ: น้ำทะเลมีปฏิกิริยากับอากาศในชั้นบรรยากาศและดูดซับ CO 2 ได้อย่างไร ทะเลสามารถดูดซับคาร์บอนได้มากเพียงใด และภาวะโลกร้อนระดับใดที่อาจส่งผลต่อความจุของทะเล ความสามารถของมหาสมุทรในการดูดซับและกักเก็บความร้อนที่เกิดจากการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศคืออะไร?

บทบาทของเมฆและอนุภาคแขวนลอยในกระแสอากาศที่เรียกว่าละอองลอยนั้นไม่ใช่เรื่องง่ายที่จะนำมาพิจารณาเมื่อสร้างแบบจำลองสภาพภูมิอากาศ เมฆบังพื้นผิวโลก นำไปสู่การเย็นตัวลง แต่ขึ้นอยู่กับความสูง ความหนาแน่น และเงื่อนไขอื่นๆ เมฆเหล่านั้นยังสามารถกักความร้อนที่สะท้อนจากพื้นผิวโลก ไว้ได้ ทำให้เกิดความรุนแรงของปรากฏการณ์เรือนกระจกมากขึ้น ผลของละอองลอยก็น่าสนใจเช่นกัน บางส่วนเปลี่ยนไอน้ำและควบแน่นเป็นหยดเล็กๆ ที่ก่อตัวเป็นเมฆ เมฆเหล่านี้มีความหนาแน่นมากและบดบังพื้นผิวโลกเป็นเวลาหลายสัปดาห์ กล่าวคือบังแสงแดดจนมีฝนตก

ผลกระทบที่รวมกันอาจมีมหาศาล: การปะทุของภูเขาไฟ Pinatuba ในฟิลิปปินส์ในปี 1991 ปล่อยซัลเฟตปริมาณมหาศาลออกสู่ชั้นบรรยากาศสตราโตสเฟียร์ ส่งผลให้อุณหภูมิทั่วโลกลดลงเป็นเวลานานถึงสองปี

ดังนั้น มลพิษของเราเองซึ่งส่วนใหญ่เกิดจากการเผาถ่านหินและน้ำมันที่มีกำมะถัน อาจชดเชยผลกระทบจากภาวะโลกร้อนได้ชั่วคราว ผู้เชี่ยวชาญประเมินว่าละอองลอยช่วยลดปริมาณความร้อนลง 20% ในช่วงศตวรรษที่ 20 โดยทั่วไป อุณหภูมิจะสูงขึ้นนับตั้งแต่ทศวรรษ 1940 แต่กลับลดลงมาตั้งแต่ปี 1970 ผลกระทบของละอองลอยอาจช่วยอธิบายความเย็นที่ผิดปกติในช่วงกลางศตวรรษที่ผ่านมา

ในปี 2549 การปล่อยก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์สู่ชั้นบรรยากาศมีจำนวน 24 พันล้านตัน กลุ่มนักวิจัยที่กระตือรือร้นมากโต้แย้งแนวคิดที่ว่ากิจกรรมของมนุษย์เป็นสาเหตุหนึ่งของภาวะโลกร้อน ในความเห็นของเธอ สิ่งสำคัญคือกระบวนการทางธรรมชาติของการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศและกิจกรรมแสงอาทิตย์ที่เพิ่มขึ้น แต่จากข้อมูลของเคลาส์ ฮัสเซลมานน์ หัวหน้าศูนย์ภูมิอากาศวิทยาแห่งเยอรมนีในฮัมบวร์ก ระบุว่ามีเพียง 5% เท่านั้นที่สามารถอธิบายได้ด้วยสาเหตุตามธรรมชาติ และอีก 95% ที่เหลือเป็นปัจจัยที่มนุษย์สร้างขึ้นซึ่งมีสาเหตุมาจากกิจกรรมของมนุษย์

นักวิทยาศาสตร์บางคนไม่ได้เชื่อมโยงการเพิ่มขึ้นของ CO 2 กับอุณหภูมิที่เพิ่มขึ้น ผู้คลางแค้นกล่าวว่าหากอุณหภูมิที่สูงขึ้นถูกตำหนิจากการปล่อยก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์ที่เพิ่มขึ้น อุณหภูมิจะต้องสูงขึ้นในช่วงที่เศรษฐกิจเฟื่องฟูหลังสงคราม ซึ่งเป็นช่วงที่เชื้อเพลิงฟอสซิลถูกเผาในปริมาณมหาศาล อย่างไรก็ตาม เจอร์รี่ มอลล์แมน ผู้อำนวยการห้องปฏิบัติการพลศาสตร์ของไหลธรณีฟิสิกส์ คำนวณว่าการใช้ถ่านหินและน้ำมันที่เพิ่มขึ้นจะทำให้ปริมาณกำมะถันในชั้นบรรยากาศเพิ่มขึ้นอย่างรวดเร็ว ส่งผลให้เย็นตัวลง หลังปี 1970 ผลกระทบทางความร้อนของวงจรชีวิตที่ยาวนานของ CO 2 และมีเทนสามารถระงับละอองลอยที่สลายตัวอย่างรวดเร็ว ส่งผลให้อุณหภูมิเพิ่มสูงขึ้น ดังนั้นเราสามารถสรุปได้ว่าอิทธิพลของก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์ต่อความรุนแรงของปรากฏการณ์เรือนกระจกนั้นมีมากมายมหาศาลและไม่อาจปฏิเสธได้

อย่างไรก็ตาม ภาวะเรือนกระจกที่เพิ่มขึ้นอาจไม่ถือเป็นหายนะ อันที่จริงอุณหภูมิที่สูงอาจเป็นที่ยอมรับได้ซึ่งค่อนข้างหายาก ตั้งแต่ปี 1900 เป็นต้นมา มีการสังเกตภาวะโลกร้อนครั้งใหญ่ที่สุดที่ละติจูด 40 ถึง 70 0 ละติจูดเหนือ รวมถึงรัสเซีย ยุโรป และทางตอนเหนือของสหรัฐอเมริกา ซึ่งการปล่อยก๊าซเรือนกระจกทางอุตสาหกรรมเริ่มขึ้นเร็วที่สุด ภาวะโลกร้อนส่วนใหญ่เกิดขึ้นในเวลากลางคืน สาเหตุหลักมาจากมีเมฆปกคลุมเพิ่มขึ้น ซึ่งกักความร้อนที่ส่งออกไป เป็นผลให้ฤดูการหว่านขยายออกไปอีกหนึ่งสัปดาห์

นอกจากนี้ ภาวะเรือนกระจกอาจเป็นข่าวดีสำหรับเกษตรกรบางราย CO 2 ที่มีความเข้มข้นสูงสามารถส่งผลดีต่อพืชได้ เนื่องจากพืชใช้คาร์บอนไดออกไซด์ในระหว่างการสังเคราะห์ด้วยแสง และเปลี่ยนให้เป็นเนื้อเยื่อของสิ่งมีชีวิต ดังนั้นการมีพืชมากขึ้นหมายถึงการดูดซับ CO 2 จากชั้นบรรยากาศได้มากขึ้น ส่งผลให้ภาวะโลกร้อนช้าลง

ปรากฏการณ์นี้ศึกษาโดยผู้เชี่ยวชาญชาวอเมริกัน พวกเขาตัดสินใจสร้างแบบจำลองของโลกที่มีปริมาณ CO 2 ในอากาศเป็นสองเท่า ในการทำเช่นนี้ พวกเขาใช้ป่าสนอายุ 14 ปีในแคลิฟอร์เนียตอนเหนือ มีการสูบแก๊สผ่านท่อที่ติดตั้งไว้ตามต้นไม้ การสังเคราะห์ด้วยแสงเพิ่มขึ้น 50-60% แต่ไม่นานผลก็กลับตรงกันข้าม ต้นไม้ที่หายใจไม่ออกไม่สามารถรับมือกับปริมาณคาร์บอนไดออกไซด์ดังกล่าวได้ ข้อได้เปรียบในกระบวนการสังเคราะห์แสงก็หายไป นี่เป็นอีกตัวอย่างหนึ่งที่แสดงว่าการบงการของมนุษย์นำไปสู่ผลลัพธ์ที่ไม่คาดคิดได้อย่างไร

แต่แง่บวกเล็กๆ น้อยๆ ของปรากฏการณ์เรือนกระจกเหล่านี้ไม่สามารถเทียบเคียงกับแง่ลบได้ ตัวอย่างเช่น การทดลองกับป่าสนซึ่งมีปริมาตรของ CO 2 เพิ่มขึ้นเป็นสองเท่า และภายในสิ้นศตวรรษนี้ ความเข้มข้นของ CO 2 คาดว่าจะเพิ่มขึ้นเป็นสี่เท่า เราคงจินตนาการได้ว่าผลที่ตามมาอาจเป็นหายนะสำหรับพืชอย่างไร และในทางกลับกัน จะเพิ่มปริมาตรของ CO 2 เนื่องจากยิ่งมีพืชน้อยลง ความเข้มข้นของ CO 2 ก็จะยิ่งมากขึ้นเท่านั้น

ผลที่ตามมาของปรากฏการณ์เรือนกระจก

สภาพภูมิอากาศของก๊าซเรือนกระจก

เมื่ออุณหภูมิสูงขึ้น การระเหยของน้ำจากมหาสมุทร ทะเลสาบ แม่น้ำ ฯลฯ จะเพิ่มขึ้น เนื่องจากอากาศที่อุ่นขึ้นสามารถกักเก็บไอน้ำได้มากขึ้น สิ่งนี้จะสร้างเอฟเฟกต์ย้อนกลับที่ทรงพลัง: ยิ่งอากาศอุ่นขึ้น ปริมาณไอน้ำในอากาศก็จะยิ่งสูงขึ้นตามไปด้วย ซึ่งจะทำให้เกิดภาวะเรือนกระจกเพิ่มขึ้น

กิจกรรมของมนุษย์มีผลเพียงเล็กน้อยต่อปริมาณไอน้ำในบรรยากาศ แต่เราปล่อยก๊าซเรือนกระจกอื่นๆ ออกมา ซึ่งทำให้ปรากฏการณ์เรือนกระจกรุนแรงมากขึ้นเรื่อยๆ นักวิทยาศาสตร์เชื่อว่าการปล่อยก๊าซ CO 2 ที่เพิ่มขึ้น ซึ่งส่วนใหญ่มาจากการเผาไหม้เชื้อเพลิงฟอสซิล อธิบายภาวะโลกร้อนได้อย่างน้อยประมาณ 60% นับตั้งแต่ปี 1850 ความเข้มข้นของก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์ในชั้นบรรยากาศเพิ่มขึ้นประมาณ 0.3% ต่อปี และขณะนี้สูงกว่าก่อนการปฏิวัติอุตสาหกรรมประมาณ 30% หากเราแสดงสิ่งนี้ในแง่สัมบูรณ์ ทุกๆ ปีมนุษยชาติจะเพิ่มขึ้นประมาณ 7 พันล้านตัน แม้ว่านี่จะเป็นส่วนเล็ก ๆ ที่เกี่ยวข้องกับปริมาณคาร์บอนไดออกไซด์ทั้งหมดในชั้นบรรยากาศ - 750 พันล้านตันและยังน้อยกว่าเมื่อเทียบกับปริมาณ CO 2 ที่มีอยู่ในมหาสมุทรโลก - ประมาณ 35 ล้านล้านตัน แต่ก็ยังเหลืออยู่มาก สำคัญ. เหตุผล: กระบวนการทางธรรมชาติอยู่ในสภาวะสมดุล ปริมาณของ CO 2 ดังกล่าวจะเข้าสู่ชั้นบรรยากาศ ซึ่งถูกลบออกจากที่นั่น และกิจกรรมของมนุษย์จะเพิ่ม CO 2 เท่านั้น

ชั้นบรรยากาศเปรียบเสมือนเปลือกอากาศของโลก ขยายออกไปไกลถึง 3,000 กิโลเมตรจากพื้นผิวโลก ร่องรอยของมันสามารถสืบย้อนไปถึงระดับความสูงสูงสุด 10,000 กม. A. มีความหนาแน่นไม่เท่ากัน 50 5 มวลมีความเข้มข้นสูงสุด 5 กม., 75% - สูงสุด 10 กม., 90% - สูงสุด 16 กม.

บรรยากาศประกอบด้วยอากาศซึ่งเป็นส่วนผสมทางกลของก๊าซหลายชนิด

ไนโตรเจน(78%) ในชั้นบรรยากาศมีบทบาทเป็นตัวเจือจางออกซิเจน ควบคุมอัตราการเกิดออกซิเดชัน และส่งผลให้ความเร็วและความเข้มข้นของกระบวนการทางชีวภาพด้วย ไนโตรเจนเป็นองค์ประกอบหลักของชั้นบรรยากาศของโลก ซึ่งมีการแลกเปลี่ยนกับสิ่งมีชีวิตในชีวมณฑลอย่างต่อเนื่อง และส่วนประกอบของชีวมณฑลคือสารประกอบไนโตรเจน (กรดอะมิโน พิวรีน ฯลฯ) ไนโตรเจนถูกสกัดจากบรรยากาศโดยเส้นทางอนินทรีย์และชีวเคมี แม้ว่าจะมีความสัมพันธ์กันอย่างใกล้ชิดก็ตาม การสกัดอนินทรีย์เกี่ยวข้องกับการก่อตัวของสารประกอบ N 2 O, N 2 O 5, NO 2, NH 3 พบได้ในการตกตะกอนและเกิดขึ้นในบรรยากาศภายใต้อิทธิพลของการปล่อยกระแสไฟฟ้าระหว่างพายุฝนฟ้าคะนองหรือปฏิกิริยาโฟโตเคมีคอลภายใต้อิทธิพลของรังสีดวงอาทิตย์

การตรึงไนโตรเจนทางชีวภาพนั้นดำเนินการโดยแบคทีเรียบางชนิดในสิ่งมีชีวิตที่อยู่ร่วมกันกับพืชชั้นสูงในดิน ไนโตรเจนยังถูกตรึงโดยจุลินทรีย์แพลงก์ตอนและสาหร่ายบางชนิดในสิ่งแวดล้อมทางทะเล ในเชิงปริมาณ การตรึงไนโตรเจนทางชีวภาพมีมากกว่าการตรึงอนินทรีย์ การแลกเปลี่ยนไนโตรเจนทั้งหมดในชั้นบรรยากาศเกิดขึ้นภายในเวลาประมาณ 10 ล้านปี ไนโตรเจนพบได้ในก๊าซที่มีต้นกำเนิดจากภูเขาไฟและในหินอัคนี เมื่อตัวอย่างหินผลึกและอุกกาบาตต่างๆ ถูกให้ความร้อน ไนโตรเจนจะถูกปล่อยออกมาในรูปของโมเลกุล N 2 และ NH 3 อย่างไรก็ตาม รูปแบบหลักของการมีอยู่ของไนโตรเจนทั้งบนโลกและบนดาวเคราะห์ภาคพื้นดินนั้นเป็นโมเลกุล แอมโมเนียเข้าสู่ชั้นบรรยากาศชั้นบนจะออกซิไดซ์อย่างรวดเร็วและปล่อยไนโตรเจนออกมา ในหินตะกอนจะถูกฝังร่วมกับอินทรียวัตถุและพบในปริมาณที่เพิ่มขึ้นในคราบบิทูมินัส ในระหว่างการเปลี่ยนแปลงในระดับภูมิภาคของหินเหล่านี้ ไนโตรเจนจะถูกปล่อยออกสู่ชั้นบรรยากาศโลกในรูปแบบต่างๆ

วัฏจักรไนโตรเจนธรณีเคมี (

ออกซิเจน(21%) ถูกใช้โดยสิ่งมีชีวิตเพื่อการหายใจ และเป็นส่วนหนึ่งของอินทรียวัตถุ (โปรตีน ไขมัน คาร์โบไฮเดรต) โอโซน โอ 3 ชะลอรังสีอัลตราไวโอเลตที่ทำลายชีวิตจากดวงอาทิตย์

ออกซิเจนเป็นก๊าซที่แพร่หลายมากเป็นอันดับสองในชั้นบรรยากาศ โดยมีบทบาทสำคัญอย่างยิ่งในกระบวนการต่างๆ ในชีวมณฑล รูปแบบที่โดดเด่นของการดำรงอยู่ของมันคือ O 2 ในชั้นบนของบรรยากาศภายใต้อิทธิพลของรังสีอัลตราไวโอเลตโมเลกุลออกซิเจนจะแตกตัวและที่ระดับความสูงประมาณ 200 กม. อัตราส่วนของออกซิเจนอะตอมมิกต่อโมเลกุล (O: O 2) จะเท่ากับ 10 เมื่อสิ่งเหล่านี้ รูปแบบของออกซิเจนทำปฏิกิริยาในบรรยากาศ (ที่ระดับความสูง 20-30 กม.) แถบโอโซน (ม่านโอโซน) โอโซน (O 3) เป็นสิ่งจำเป็นสำหรับสิ่งมีชีวิต โดยปิดกั้นรังสีอัลตราไวโอเลตส่วนใหญ่จากดวงอาทิตย์ซึ่งเป็นอันตรายต่อสิ่งมีชีวิต

ในช่วงแรกของการพัฒนาโลก ออกซิเจนอิสระปรากฏขึ้นในปริมาณที่น้อยมากอันเป็นผลมาจากการแยกตัวด้วยแสงของคาร์บอนไดออกไซด์และโมเลกุลของน้ำในชั้นบนของชั้นบรรยากาศ อย่างไรก็ตาม ปริมาณเล็กน้อยเหล่านี้ถูกใช้ไปอย่างรวดเร็วโดยปฏิกิริยาออกซิเดชันของก๊าซอื่นๆ ด้วยการปรากฏตัวของสิ่งมีชีวิตสังเคราะห์แสงออโตโทรฟิคในมหาสมุทร สถานการณ์จึงเปลี่ยนไปอย่างมาก ปริมาณออกซิเจนอิสระในบรรยากาศเริ่มเพิ่มขึ้นอย่างต่อเนื่อง โดยออกซิไดซ์ส่วนประกอบต่างๆ ของชีวมณฑลอย่างแข็งขัน ดังนั้นส่วนแรกของออกซิเจนอิสระมีส่วนทำให้การเปลี่ยนรูปเหล็กของเหล็กไปเป็นรูปแบบออกไซด์และซัลไฟด์ไปเป็นซัลเฟตเป็นหลัก

ในที่สุด ปริมาณออกซิเจนอิสระในชั้นบรรยากาศของโลกก็มีมวลถึงระดับหนึ่งและมีความสมดุลในลักษณะที่ทำให้ปริมาณที่ผลิตได้เท่ากับปริมาณที่ดูดซึม ปริมาณออกซิเจนอิสระคงที่สัมพัทธ์ได้ถูกสร้างขึ้นในชั้นบรรยากาศ

วัฏจักรออกซิเจนธรณีเคมี (วีเอ Vronsky, G.V. วอยท์เควิช)

คาร์บอนไดออกไซด์เข้าสู่การก่อตัวของสิ่งมีชีวิตและร่วมกับไอน้ำทำให้เกิดสิ่งที่เรียกว่า "ปรากฏการณ์เรือนกระจก (เรือนกระจก)"

คาร์บอน (คาร์บอนไดออกไซด์) - ส่วนใหญ่ในบรรยากาศอยู่ในรูปของ CO 2 และน้อยกว่ามากในรูปของ CH 4 ความสำคัญของประวัติศาสตร์ธรณีเคมีของคาร์บอนในชีวมณฑลนั้นยิ่งใหญ่มาก เนื่องจากเป็นส่วนหนึ่งของสิ่งมีชีวิตทั้งหมด ภายในสิ่งมีชีวิต รูปแบบรีดิวซ์ของคาร์บอนจะมีอิทธิพลเหนือกว่า และในสภาพแวดล้อมของชีวมณฑล รูปแบบออกซิไดซ์จะมีอิทธิพลเหนือกว่า ดังนั้นการแลกเปลี่ยนทางเคมีของวงจรชีวิตจึงเกิดขึ้น: CO 2 ↔ สิ่งมีชีวิต

แหล่งที่มาของก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์ปฐมภูมิในชีวมณฑลคือกิจกรรมของภูเขาไฟที่เกี่ยวข้องกับการสลายก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์ในเนื้อโลกและขอบฟ้าด้านล่างของเปลือกโลก คาร์บอนไดออกไซด์ส่วนหนึ่งเกิดขึ้นระหว่างการสลายตัวด้วยความร้อนของหินปูนโบราณในบริเวณแปรสภาพต่างๆ การอพยพของ CO 2 ในชีวมณฑลเกิดขึ้นได้สองวิธี

วิธีแรกแสดงในการดูดซับ CO 2 ในระหว่างการสังเคราะห์ด้วยแสงด้วยการก่อตัวของสารอินทรีย์และการฝังในเวลาต่อมาในสภาวะรีดิวซ์ที่ดีในเปลือกโลกในรูปแบบของพีท ถ่านหิน น้ำมัน และหินน้ำมัน ตามวิธีที่สอง การอพยพของคาร์บอนนำไปสู่การสร้างระบบคาร์บอเนตในไฮโดรสเฟียร์ โดยที่ CO 2 เปลี่ยนเป็น H 2 CO 3, HCO 3 -1, CO 3 -2 จากนั้น ด้วยการมีส่วนร่วมของแคลเซียม (แมกนีเซียมและธาตุเหล็กน้อยกว่า) คาร์บอเนตจะถูกสะสมผ่านวิถีทางชีวภาพและอะบิเจนิก ชั้นหินปูนและโดโลไมต์หนาปรากฏขึ้น ตามที่ A.B. โรนอฟ อัตราส่วนของคาร์บอนอินทรีย์ (Corg) ต่อคาร์บอนคาร์บอเนต (Ccarb) ในประวัติศาสตร์ของชีวมณฑลคือ 1:4

นอกจากวัฏจักรคาร์บอนทั่วโลกแล้ว ยังมีวัฏจักรคาร์บอนเล็กๆ อีกจำนวนหนึ่งด้วย ดังนั้นบนบก พืชสีเขียวจะดูดซับ CO 2 สำหรับกระบวนการสังเคราะห์แสงในช่วงกลางวัน และในเวลากลางคืนจะปล่อยมันออกสู่ชั้นบรรยากาศ เมื่อสิ่งมีชีวิตเสียชีวิตบนพื้นผิวโลก การเกิดออกซิเดชันของสารอินทรีย์ (โดยการมีส่วนร่วมของจุลินทรีย์) จะเกิดขึ้นพร้อมกับการปล่อย CO 2 ออกสู่ชั้นบรรยากาศ ในช่วงไม่กี่ทศวรรษที่ผ่านมา สถานที่พิเศษในวัฏจักรคาร์บอนถูกครอบครองโดยการเผาไหม้เชื้อเพลิงฟอสซิลจำนวนมหาศาลและการเพิ่มขึ้นของปริมาณเชื้อเพลิงในบรรยากาศสมัยใหม่

วัฏจักรคาร์บอนในขอบเขตทางภูมิศาสตร์ (อ้างอิงจาก F. Ramad, 1981)

อาร์กอน- ก๊าซบรรยากาศที่แพร่หลายมากเป็นอันดับสามซึ่งแยกความแตกต่างอย่างมากจากก๊าซเฉื่อยอื่น ๆ ที่กระจัดกระจายอย่างเบาบางมาก อย่างไรก็ตาม อาร์กอนในประวัติศาสตร์ทางธรณีวิทยามีชะตากรรมร่วมกันของก๊าซเหล่านี้ ซึ่งมีคุณลักษณะสองประการ:

1. การสะสมในชั้นบรรยากาศกลับไม่ได้
2. การเชื่อมต่ออย่างใกล้ชิดกับการสลายตัวของกัมมันตภาพรังสีของไอโซโทปที่ไม่เสถียรบางชนิด

ก๊าซเฉื่อยอยู่นอกวงจรขององค์ประกอบที่เป็นวัฏจักรส่วนใหญ่ในชีวมณฑลของโลก

ก๊าซเฉื่อยทั้งหมดสามารถแบ่งออกเป็นก๊าซปฐมภูมิและสารกัมมันตภาพรังสี วัตถุหลัก ได้แก่ วัตถุที่โลกยึดครองระหว่างการก่อตัว พวกมันหายากมาก ส่วนปฐมภูมิของอาร์กอนจะแสดงด้วยไอโซโทป 36 Ar และ 38 Ar เป็นหลัก ในขณะที่อาร์กอนในชั้นบรรยากาศประกอบด้วยไอโซโทป 40 Ar (99.6%) ทั้งหมด ซึ่งเป็นสารก่อรังสีอย่างไม่ต้องสงสัย ในหินที่มีโพแทสเซียม การสะสมของอาร์กอนกัมมันตภาพรังสีเกิดขึ้นและยังคงเกิดขึ้นต่อไปเนื่องจากการสลายตัวของโพแทสเซียม-40 โดยการจับอิเล็กตรอน: 40 K + e → 40 Ar

ดังนั้นปริมาณอาร์กอนในหินจึงถูกกำหนดโดยอายุและปริมาณโพแทสเซียม ในระดับนี้ ความเข้มข้นของฮีเลียมในหินขึ้นอยู่กับอายุและปริมาณทอเรียมและยูเรเนียมของหิน อาร์กอนและฮีเลียมถูกปล่อยออกสู่ชั้นบรรยากาศจากส่วนลึกของโลกระหว่างการปะทุของภูเขาไฟ ผ่านรอยแตกในเปลือกโลกในรูปของไอพ่นก๊าซ และระหว่างการผุกร่อนของหินด้วย จากการคำนวณของ P. Dimon และ J. Culp ฮีเลียมและอาร์กอนในยุคปัจจุบันสะสมอยู่ในเปลือกโลกและเข้าสู่ชั้นบรรยากาศในปริมาณที่ค่อนข้างน้อย อัตราการเข้าถึงของก๊าซกัมมันตภาพรังสีเหล่านี้ต่ำมากจนในช่วงประวัติศาสตร์ทางธรณีวิทยาของโลกไม่สามารถรับประกันเนื้อหาที่สังเกตได้ในบรรยากาศสมัยใหม่ ดังนั้นจึงยังคงสันนิษฐานได้ว่าอาร์กอนส่วนใหญ่ในชั้นบรรยากาศมาจากบาดาลของโลกในช่วงแรกของการพัฒนา และน้อยมากที่ถูกเติมเข้าไปในภายหลังในระหว่างกระบวนการภูเขาไฟและในระหว่างการผุกร่อนของหินที่มีโพแทสเซียม

ดังนั้น เมื่อเวลาผ่านไปทางธรณีวิทยา ฮีเลียมและอาร์กอนจึงมีกระบวนการอพยพที่แตกต่างกัน ในชั้นบรรยากาศมีฮีเลียมน้อยมาก (ประมาณ 5 * 10 -4%) และ "การหายใจด้วยฮีเลียม" ของโลกนั้นเบากว่าเนื่องจากมันระเหยไปในอวกาศในฐานะก๊าซที่เบาที่สุด และ “การหายใจด้วยอาร์กอน” นั้นหนักมาก และอาร์กอนยังคงอยู่ภายในขอบเขตของโลกของเรา ก๊าซมีตระกูลในยุคดึกดำบรรพ์ส่วนใหญ่ เช่น นีออนและซีนอน มีความสัมพันธ์กับนีออนในยุคดึกดำบรรพ์ที่โลกยึดไว้ระหว่างการก่อตัว เช่นเดียวกับการปล่อยก๊าซออกมาในระหว่างการไล่ก๊าซของเนื้อโลกออกสู่ชั้นบรรยากาศ ข้อมูลทั้งหมดเกี่ยวกับธรณีเคมีของก๊าซมีตระกูลบ่งชี้ว่าชั้นบรรยากาศปฐมภูมิของโลกเกิดขึ้นในช่วงแรกของการพัฒนา

บรรยากาศประกอบด้วย ไอน้ำและ น้ำในสถานะของเหลวและของแข็ง น้ำในบรรยากาศเป็นตัวสะสมความร้อนที่สำคัญ

ชั้นล่างของบรรยากาศประกอบด้วยแร่ธาตุและฝุ่นเทคโนโลยีและละอองลอย ผลิตภัณฑ์จากการเผาไหม้ เกลือ สปอร์และละอองเกสรดอกไม้จำนวนมาก ฯลฯ

สูงถึงระดับความสูง 100-120 กม. เนื่องจากการผสมอากาศโดยสมบูรณ์ องค์ประกอบของบรรยากาศจึงเป็นเนื้อเดียวกัน อัตราส่วนระหว่างไนโตรเจนและออกซิเจนคงที่ เหนือก๊าซเฉื่อย ไฮโดรเจน ฯลฯ มีไอน้ำเหนือกว่าในชั้นล่างของบรรยากาศ เมื่อระยะห่างจากพื้นโลก ปริมาณของมันจะลดลง ยิ่งอัตราส่วนของการเปลี่ยนแปลงของก๊าซสูงขึ้น เช่น ที่ระดับความสูง 200-800 กม. ออกซิเจนจะมีอิทธิพลเหนือไนโตรเจน 10-100 เท่า