Будова та баланс газів в атмосфері. Склад атмосфери Склад земної атмосфери

Невже нічого не може врегулювати кількість парникових газів в атмосфері? Звісно, ​​може. З цим завданням чудово справляється кисень. Але біда - кількість населення планети невблаганно зростає, а значить, поглинається все більше кисню. Єдиний наш порятунок – рослинність, особливо ліси. Вони поглинають надлишковий вуглекислий газ, виділяють набагато більше кисню, ніж споживають люди.

Парниковий ефект та клімат Землі

Коли ми говоримо про наслідки парникового ефекту, ми розуміємо його вплив на клімат Землі. Насамперед – це глобальне потепління. Багато хто ототожнює поняття «парниковий ефект» та «глобальне потепління», але вони не рівні, а взаємопов'язані: перше – причина другого.

Глобальне потепління безпосередньо пов'язане зі Світовим океаном.Ось приклад двох причинно-наслідкових зв'язків.

1. Середня температура планети зростає, рідина починає випаровуватися. Це стосується й Світового океану: деякі вчені бояться, що за кілька сотень років він почне «висихати».
2. При цьому через високу температуру льодовики та морські льоди почнуть активно танути вже найближчим часом. Це спричинить неминуче зростання рівня Світового океану.

Ми вже спостерігаємо регулярні потопи в прибережних районах, але якщо рівень Світового океану суттєво зросте, затоплять усі наближені ділянки суші, загине врожай.

Вплив життя людей

Не слід забувати, що підвищення середньої температури Землі позначиться і нашому житті. Наслідки можуть бути дуже серйозними. Багато територій нашої планети, і так схильні до посухи, стануть абсолютно життєздатними, люди почнуть масово мігрувати в інші регіони. Це неминуче призведе до соціально-економічних проблем, до початку третьої та четвертої світових воєн. Нестача продовольства, знищення врожаїв – ось що чекає на нас у найближче століття.

Але чи обов'язково чекає? Чи таки можна щось змінити? Чи може людство понизити шкоду від парникового ефекту?

Дії, здатні врятувати Землю

На сьогоднішній день відомі всі шкідливі фактори, що призводять до накопичення парникових газів, і ми знаємо, що потрібно робити, щоб зупинити це. Не варто думати, що одна людина нічого не змінить. Звичайно, ефекту може добитися лише все людство, але хто знає – може, ще сотня людей у ​​цей момент читає таку статтю?

Збереження лісів

Зупинка вирубування лісів. Рослини – наш порятунок! Крім того, потрібно не лише зберігати існуючі ліси, а й активно висаджувати нові.

Зрозуміти цю проблему має кожна людина.

Фотосинтез настільки сильний, що здатний забезпечити нас величезною кількістю кисню. Його вистачить для нормального життя людей та усунення шкідливих газів з атмосфери.

Використання електромобілів

Відмова від використання автомобілів на пальному. Кожен автомобіль виділяє величезну кількість парникових газів на рік, то чому б не зробити вибір на користь здоров'я навколишнього середовища? Вчені вже пропонують нам електромобілі – екологічно чисті машини, які не використовують паливо. Мінус "паливний" автомобіль - ще один крок до усунення парникових газів. У всьому світі намагаються прискорити цей перехід, але поки що сучасні розробки таких машин далекі від досконалості. Навіть у Японії, де найбільше використання таких автомобілів, не готові повністю переходити на їхнє використання.

Альтернатива вуглеводневому паливу

Винахід альтернативної енергії. Людство не стоїть на місці, то чому ж ми «застрягли» на використанні вугілля, нафти та газу? Спалювання цих природних компонентів призводить до накопичення парникових газів в атмосфері, тому настав час перейти на екологічно чистий вид енергії.

Ми не можемо повністю відмовитися від того, що виділяє шкідливі гази. Проте ми можемо сприяти збільшенню кисню в атмосфері. Не тільки справжній чоловік повинен посадити дерево – це має зробити кожна людина!

Атмосфера (від грец. atmoc - пара і сфера - куля) - газова (повітряна) оболонка Землі, що обертається разом із нею. Життя на Землі можливе, поки існує атмосфера. Усі живі організми використовують повітря атмосфери для дихання, атмосфера захищає від шкідливого впливу космічних променів та згубної для живих організмів температури, холодного «дихання» космосу.

Атмосферне повітря - це суміш газів, у тому числі складається атмосфера Землі. Повітря не має запаху, прозоре, його щільність 1,2928 г/л, розчинність у воді 29,18 см~/л, в рідкому стані набуває блакитного забарвлення. Життя людей неможливе без повітря, без води та їжі, але якщо без їжі людина може прожити кілька тижнів, без води – кілька днів, то смерть від задухи настає через 4 – 5 хв.

Основними складовими частинами атмосфери є: азот, кисень, аргон та вуглекислий газ. Крім аргону, у малих концентраціях містяться інші інертні гази. В атмосферному повітрі завжди є пари води (приблизно 3 - 4%) і тверді частинки - пил.

Атмосфера Землі поділяється на нижню (до 100 км) – гомосферу з однорідним складом приземного повітря та верхню гетеросферу з неоднорідним хімічним складом. Однією з важливих властивостей атмосфери є наявність кисню. У первинній атмосфері Землі кисень був відсутній. Поява та накопичення його пов'язане з поширенням зелених рослин та процесом фотосинтезу. В результаті хімічної взаємодії речовин з киснем живі організми отримують енергію, необхідну для їхньої життєдіяльності.

Через атмосферу здійснюється обмін речовин між Землею та Космосом, при цьому Земля отримує космічний пил та метеорити і втрачає найлегші гази – водень та гелій. Атмосфера пронизана потужною сонячною радіацією, що визначає тепловий режим поверхні планети, викликає дисоціацію молекул атмосферних газів та іонізацію атомів. Велика розріджена верхня частина атмосфери складається з іонів.

Фізичні властивості та стан атмосфери змінюються у часі: протягом доби, сезонів, років – та у просторі залежно від висоти над рівнем моря, широти місцевості, віддаленості від океану.

Будова атмосфери

Атмосфера, загальна маса якої становить 5,15 10 т, простягається вгору від поверхні Землі приблизно до 3 тис. км. З висотою змінюються хімічний склад та фізичні властивості атмосфери, тому її поділяють на тропосферу, стратосферу, мезосферу, іоносферу (термосферу) та екзосферу.

Основна маса повітря в атмосфері (до 80%) знаходиться у нижньому, приземному шарі – тропосфері. Товщина тропосфери в середньому 11 – 12 км: 8 – 10 км – над полюсами, 16 – 18 км – над екватором. При віддаленні від Землі в тропосфері відбувається зниження температури на 6 " З 1 км (рис. 8). На висоті 18 - 20 км плавне зменшення температури припиняється, вона залишається майже постійної: - 60 ... - 70 "З. Ця ділянка атмосфери називається тропопаузою. Наступний шар – стратосфера – займає висоту 20 – 50 км від земної поверхні. У ній зосереджена решта (20%) частини повітря. Тут температура підвищується при віддаленні від Землі на 1 - 2 " З 1 км й у стратопаузі на висоті 50 - 55 км доходить до 0 " З. Далі на висоті 55-80 км розташована мезосфера. При віддаленні Землі температура знижується на 2 - 3 " З 1 км , і висоті 80 км , в мезопаузі , вона сягає - 75...- 90 " З. Термосфера і екзосфера, що займають висоти відповідно 80 - 1000 і 1000 - 2000 км, є найбільш розріджені частини атмосфери. Тут зустрічаються лише окремі молекули, атоми та іони газів, щільність яких у мільйони разів менша, ніж у поверхні Землі. Сліди газів виявлено до висоти 10 – 20 тис. км.

Товщина повітряної оболонки порівняно невелика у порівнянні з космічними відстанями: вона становить одну четверту радіуса Землі та одну десятитисячну частину відстані від Землі до Сонця. Щільність атмосфери лише на рівні моря дорівнює 0,001 г/см~, тобто. у тисячу разів менше густини води.

Між атмосферою, земною поверхнею та іншими сферами Землі відбувається постійний обмін теплом, вологою та газами, який разом із циркуляцією повітряних мас в атмосфері впливає на основні кліматоутворюючі процеси. Атмосфера захищає живі організми від потужного потоку космічного випромінювання. Щомиті на верхні шари атмосфери обрушується потік космічних променів: гамма, рентгенівські, ультрафіолетові, видимі, інфрачервоні. Якби всі вони досягали земної поверхні, то протягом кількох миттєвостей знищили все живе.

Найважливіше захисне значення має озоновий екран. Він розташований у стратосфері на висоті від 20 до 50 км від Землі. Загальна кількість озону (Оз) в атмосфері оцінюється в 3,3 млрд. т. Потужність цього шару порівняно невелика: сумарно вона становить 2 мм на екваторі та 4 мм у полюсів за нормальних умов. Максимальна концентрація озону – 8 частин на мільйон частин повітря – знаходиться на висоті 20 – 25 км.

Основне значення озонового екрану у тому, що він захищає живі організми від жорсткого ультрафіолетового випромінювання. Частина його енергії витрачається на реакцію: SО2 ↔ SО3. Озоновий екран поглинає ультрафіолетові промені з довжиною хвилі близько 290 нм і менше, тому до земної поверхні доходять ультрафіолетові промені, корисні для вищих тварин та людини та згубні для мікроорганізмів. Руйнування озонового шару, помічене на початку 1980-х рр., пояснюють застосуванням фреонів у холодильних установках та викидом в атмосферу аерозолів, що застосовуються у побуті. Викиди фреонів у світі тоді досягали 1,4 млн. т на рік, а внесок окремих країн у забруднення атмосфери фреонами становив: 35% - США, по 10% - Японія та Росія, 40% - країни ЄЕС, 5% - інші країни. Узгоджені заходи дозволили скоротити надходження фреонів до атмосфери. Руйнівний вплив на озоновий шар надають польоти надзвукових літаків та космічних апаратів.

Атмосфера захищає землю від численних метеоритів. Щомиті в атмосферу потрапляє до 200 млн. метеоритів, доступних для спостереження неозброєним оком, але вони згоряють в атмосфері. Уповільнюють свій рух у атмосфері дрібні частинки космічного пилу. Щодобово на Землю опускається близько 10” дрібних метеоритів. Це призводить до збільшення маси Землі на 1 тис. т. на рік. Атмосфера є теплоізоляційним фільтром. - 100"З вночі).

p align="justify"> Найбільше значення для всіх живих організмів має відносно постійний склад атмосферного повітря в тропосфері. Баланс газів в атмосфері підтримується за рахунок постійно йдуть процесів використання їх живими організмами та надходження газів в атмосферу. Азот виділяється при потужних геологічних процесах (виверження вулканів, землетрусах), при розкладанні органічних сполук. Вилучення азоту з повітря відбувається за рахунок діяльності бульбочкових бактерій.

Проте останніми роками відбувається зміна балансу азоту у атмосфері з допомогою господарську діяльність людей. Помітно збільшилося зв'язування азоту під час виробництва азотних добрив. Припускають, що обсяг промислової фіксації азоту найближчим часом значно зросте та перевищить його надходження до атмосфери. Згідно з прогнозами, виробництво азотних добрив подвоюється кожні 6 років. Его забезпечує зростаючі потреби сільського господарства в азотних добривах. Однак невирішеним залишається питання компенсації вилучення азоту із атмосферного повітря. У той же час через величезну загальну кількість азоту в атмосфері ця проблема не настільки серйозна, як баланс кисню та діоксиду вуглецю.

Близько 3,5 - 4 млрд. років тому вміст кисню в атмосфері був у 1000 разів меншим, ніж зараз, тому що не було основних продуцентів кисню - зелених рослин. Сучасне співвідношення кисню та діоксиду вуглецю підтримується життєдіяльністю живих організмів. В результаті фотосинтезу зелені рослини споживають діоксид вуглецю та виділяють кисень. Він використовується для дихання всіма живими організмами. Природні процеси споживання СО3 та О2 та їх надходження в атмосферу добре збалансовані.

З розвитком промисловості та транспорту кисень використовується на процеси горіння все у зростаючих розмірах. Наприклад, за один трансатлантичний рейс реактивний літак спалює 35 т кисню. Легковий автомобіль за 1,5 тис. км пробігу витрачає добову норму кисню однієї людини (у середньому людина споживає за добу 500 л кисню, пропускаючи через легені 12 т повітря). За підрахунками фахівців, на згоряння різноманітних видів палива зараз потрібно від 10 до 25% кисню, що виробляється зеленими рослинами. Зменшується надходження кисню в атмосферу через скорочення площ лісів, саван, степів та збільшення пустельних територій, зростання міст, транспортних магістралей. Скорочується кількість продуцентів кисню серед водних рослин через забруднення річок, озер, морів та океанів. Вважають, що у найближчі 150 - 180 років кількість кисню у атмосфері скоротиться на третину проти сучасним його змістом.

Використання запасів кисню збільшується одночасно з еквівалентним зростанням виділення діоксиду вуглецю в атмосферу. За даними ООН, протягом останніх 100 років кількість СО~ в атмосфері Землі збільшилася на 10 - 15%. Якщо намічена тенденція збережеться, то третьому тисячолітті кількість СО~ в атмосфері може зрости на 25%, тобто. з 0,0324 до 0,04 % обсягу сухого атмосферного повітря. Деяке збільшення діоксиду вуглецю в атмосфері позначається позитивно на продуктивності сільськогосподарських рослин. Так, при насиченні повітря теплиць вуглекислим газом урожайність овочів підвищується з допомогою інтенсифікації процесу фотосинтезу. Однак із збільшенням COz в атмосфері виникають складні глобальні проблеми, які будуть розглянуті нижче.

Атмосфера є одним з основних метеорологічних та кліматоутворюючих факторів. Кліматоутворююча система включає атмосферу, океан, поверхню суші, кріосферу і біосферу. Рухливість та інерційні характеристики цих складових різні, вони мають різний час реакцію зовнішні обурення в суміжних системах. Так, для атмосфери і поверхні суші час реакції у відповідь становить кілька тижнів або місяців. З атмосферою пов'язані циркуляційні процеси перенесення вологи та тепла, циклонічна діяльність.

Парниковий ефект в атмосфері нашої планети викликаний тим, що потік енергії в інфрачервоному діапазоні спектра, що піднімається від поверхні Землі, поглинається молекулами газів атмосфери, і випромінюється назад у різні боки, в результаті половина поглиненої молекулами парникових газів енергії повертається назад до поверхні Землі, викликаючи її розігрів. Слід зазначити, що парниковий ефект – це природне атмосферне явище (рис.5). Якби на Землі взагалі не було парникового ефекту, то середня температура на нашій планеті була б близько -21°С, а так завдяки парниковим газам вона становить +14°С. Тому, суто теоретично, діяльність людини, пов'язана з викидом парникових газів в атмосферу Землі, має призводити до подальшого розігріву планети. Основними парниковими газами, як їх оцінюваного на тепловий баланс Землі, є водяна пара (36-70%), вуглекислий газ (9-26%), метан (4-9%), галовуглеці, оксид азоту.

Мал.

Вугільні електростанції, заводські труби, автомобільні вихлопи та інші створені людством джерела забруднення разом викидають в атмосферу близько 22 мільярдів тонн вуглекислого газу та інших парникових газів на рік. Тваринництво, застосування добрив, спалювання вугілля та інші джерела дають близько 250 мільйонів тонн метану на рік. Майже половина всіх парникових газів, викинутих людством, залишилося в атмосфері. Близько трьох чвертей усіх антропогенних викидів парникових газів за останні 20 років викликані використанням нафти, газу та вугілля (рис.6). Більшість іншого викликана змінами ландшафту, насамперед вирубуванням лісів.

Мал.

Водяна пара- Найголовніший на сьогодні парниковий газ. Однак водяна пара бере участь і в багатьох інших процесах, що робить його роль далеко неоднозначною в різних умовах.

Насамперед, при випаровуванні з поверхні Землі та подальшої конденсації в атмосфері, у нижні шари атмосфери (тропосферу) завдяки конвекції переноситься до 40% від усього тепла, що надходить в атмосферу. Таким чином, водяна пара при випаровуванні дещо знижує температуру поверхні. Але тепло, що виділилося в результаті конденсації в атмосфері, йде на її розігрів, і надалі, на розігрів і самої поверхні Землі.

Проте після конденсації водяної пари утворюються водяні крапельки чи кристалики льоду, які активно беруть участь у процесах розсіювання сонячного світла, відбиваючи частина сонячної енергії у космос. Хмари, що являють собою скупчення цих крапельок і кристаликів, збільшують частку сонячної енергії (альбедо), що відображається самою атмосферою назад в космос (а далі опади з хмар можуть випасти у вигляді снігу, збільшуючи альбедо поверхні).

Однак у водяної пари, навіть сконденсованої в крапельки та кристалики, все одно залишаються потужні смуги поглинання в інфрачервоній області спектру, а значить роль тих же хмар далеко не однозначна. Подвійність ця особливо помітна в таких крайніх випадках - при покритті хмарами піднебіння в сонячну літню погоду температура на поверхні знижується, а якщо те саме відбувається зимової ночі, то навпаки, підвищується. На остаточний результат впливає і положення хмар - на низьких висотах потужна хмарність відбиває багато сонячної енергії, і баланс може бути в даному випадку на користь антипарникового ефекту, а ось на великих висотах, розріджені перисті хмари пропускають багато сонячної енергії вниз, але навіть розріджені хмари є майже непереборними перешкодою для інфрачервоного випромінювання і, і тут можна говорити про переважання парникового ефекту.

Ще одна особливість водяної пари - волога атмосфера в деякій мірі сприяє зв'язуванню іншого парникового газу - вуглекислого, і перенесення його дощовими опадами до поверхні Землі, де він в результаті подальших процесів може бути витрачений у процесах утворення карбонатів та горючих корисних копалин.

Людська діяльність дуже слабко безпосередньо впливає зміст водяної пари у атмосфері - лише з допомогою зростання площі зрошуваних земель, зміни площі боліт і роботи енергетики, що у тлі випаровування з усієї водної поверхні Землі та вулканічної діяльності мізерно мало. Через це досить часто на ньому мало акцентується при розгляді проблеми парникового ефекту.

Однак непрямий вплив на вміст водяної пари може бути дуже великим, за рахунок зворотних зв'язків між вмістом водяної пари в атмосфері та потеплінням, викликаним іншими парниковими газами, що ми зараз і розглянемо.

Відомо, що при збільшенні температури збільшується і випаровування водяної пари, і на кожні 10 °С можливий вміст водяної пари в повітрі майже подвоюється. Наприклад, при 0 °С тиск насиченої пари становить близько 6 мб, при +10 °С - 12 мб, а при +20 °С - 23 мб.

Видно, що вміст водяної пари сильно залежить від температури, і при зниженні її з яких-небудь причин, по-перше, знижується сам парниковий ефект водяної пари (завдяки зменшенню вмісту), а по-друге, відбувається конденсація водяної пари, яка звичайно, сильно гальмує зниження температури з допомогою виділення конденсаційного тепла, проте вже після конденсації збільшується відбиток сонячної енергії, як самої атмосфери (розсіяння на крапельках і кристалах льоду), і поверхні (випадання снігу), що додатково знижує температуру.

При підвищенні температури вміст водяної пари в атмосфері зростає, її парниковий ефект збільшується, що посилює початкове підвищення температури. У принципі, зростає і хмарність (більше водяної пари потрапляє у відносно холодні області), проте вкрай слабко – за даними І. Мохова близько 0,4% на градус потепління, що не може сильно вплинути на зростання відбиття сонячної енергії.

Вуглекислий газ- другий за вкладом у парниковий ефект на сьогодні, не виморожується при зниженні температури, і продовжує створювати парниковий ефект навіть за найнижчих температур, можливих у земних умовах. Ймовірно, саме завдяки поступовому накопиченню вуглекислого газу в атмосфері внаслідок вулканічної діяльності, Земля змогла вийти зі стану найпотужніших зледенінь (коли навіть на екватор був покритий наймогутнішим шаром льоду), в які вона потрапляла на початку та наприкінці протерозою.

Вуглекислий газ залучений у потужний кругообіг вуглецю в системі літосфера-гідросфера-атмосфера, і зміна земного клімату пов'язують насамперед зі зміною балансу його надходження в атмосферу та виведення з неї.

Завдяки відносно високій розчинності вуглекислого газу у воді, вміст вуглекислого газу в гідросфері (насамперед океани) зараз становить 4х104 Гт (гігатон) вуглецю (звідси і далі наводяться дані по СО2 у перерахунку на вуглець), включаючи глибинні шари (Путвінський, 1998). У атмосфері нині міститься близько 7,5х102 Гт вуглецю (Алексєєв та інших., 1999). Невеликим вміст СО2 в атмосфері було далеко не завжди - так в археї (близько 3,5 млрд років тому) атмосфера складалася майже на 85-90% з вуглекислого газу, при істотно більшому тиску і температурі (Сорохтін, Ушаков, 1997). Однак надходження значних мас води на поверхню Землі внаслідок дегазації надр, а також виникнення життя забезпечило зв'язування майже всього атмосферного та значної частини розчиненого у воді вуглекислого газу у вигляді карбонатів (у літосфері зберігається близько 5,5х107 Гт вуглецю (доповідь МГЕЗК, 2000) . Також вуглекислий газ став перетворюватися живими організмами на різні форми горючих з корисними копалинами. Крім того, зв'язування частини вуглекислого газу відбулося і за рахунок накопичення біомаси, загальні запаси вуглецю в якій можна порівняти із запасами в атмосфері, а враховуючи ще й ґрунти - перевищує в кілька разів.

Однак, нас насамперед цікавлять потоки, що забезпечують надходження вуглекислого газу в атмосферу, та виводять його з неї. Літосфера зараз забезпечує дуже невеликий потік вуглекислого газу, що надходить в атмосферу насамперед завдяки вулканічній діяльності – близько 0.1 Гт вуглецю на рік (Путвінський, 1998). Значно великі потоки спостерігаються в системах океан (разом з організмами, що мешкають там) - атмосфера, і наземна біота - атмосфера. В океан щорічно надходить з атмосфери близько 92 Гт вуглецю та 90 Гт повертається назад в атмосферу (Путвінський, 1998). Таким чином, океан щорічно додатково вилучається з атмосфери близько 2 Гт вуглецю. Водночас у процесах дихання та розкладання наземних померлих живих істот в атмосферу надходить близько 100 Гт вуглецю на рік. У процесах фотосинтезу наземної рослинністю вилучається з атмосфери теж близько 100 Гт вуглецю (Путвінський, 1998). Як бачимо, механізм надходження та вилучення вуглецю з атмосфери досить збалансований, забезпечуючи приблизно рівні потоки. Сучасна життєдіяльність людини включає в цей механізм додатковий потік вуглецю, що все збільшується, в атмосферу за рахунок спалювання горючих копалин (нафта, газ, вугілля тощо) - за даними, наприклад, за період 1989-99 рр., в середньому близько 6,3 Гт на рік. Також потік вуглецю в атмосферу збільшується і за рахунок вирубки та часткового спалювання лісів - до 1,7 Гт на рік (доповідь МГЕІК, 2000), при цьому приріст біомаси, що сприяє поглинанню СО2, складає всього близько 0,2 Гт на рік замість майже 2 Гт. на рік. Навіть з огляду на можливість поглинання близько 2 Гт додаткового вуглецю океаном, все одно залишається досить значний додатковий потік (до теперішнього часу близько 6 Гт на рік), що збільшує вміст вуглекислого газу в атмосфері. Крім того, поглинання вуглекислого газу вікном вже найближчим часом може зменшитися, і навіть можливий зворотний процес - виділення вуглекислого газу зі Світового океану. Це з зниженням розчинності вуглекислого газу при підвищенні температури води - так, наприклад, при підвищенні температури води всього з 5 до 10 °С, коефіцієнт розчинності вуглекислого газу в ній зменшується приблизно з 1,4 до 1,2.

Отже, потік вуглекислого газу в атмосферу, що викликається господарською діяльністю невеликий у порівнянні з деякими природними потоками, проте його некоменсованість призводить до поступового накопичення СО2 в атмосфері, що руйнує баланс надходження та вилучення СО2, що складався за мільярди років еволюції Землі.

Численні факти геологічного та історичного минулого свідчать про зв'язок між змінами клімату та коливаннями вмісту парникових газів. У період від 4 до 3,5 млрд. років тому яскравість Сонця була приблизно на 30% меншою, ніж зараз. Однак і під променями молодого, «блідого» Сонця на Землі розвивалося життя і утворювалися осадові породи: принаймні на частині земної поверхні температура була вищою від точки замерзання води. Деякі вчені висловлюють припущення, що на той час у земній атмосфері містив вісь у 1000 разів більше діоксиду вуглецю, ніж зараз, і це компенсувало брак сонячної енергії, оскільки більше тепла, що випромінюється Землею, залишалося в атмосфері. Парниковий ефект, що посилювався, міг стати однією з причин виключно теплого клімату пізніше - в мезозойську еру (епоху динозаврів). За даними аналізу викопних залишків на Землі на той час було на 10-15 ос тепліше, ніж зараз. Слід зауважити, що тоді, 100 млн. років тому й раніше, континенти займали інше становище, ніж у наш час, і океанічна циркуляція також була іншою, тому перенесення тепла від тропіків до полярних районів могло бути більшим. Однак розрахунки, виконані Еріком Дж. Барроном, який працює зараз у Пенсільванському університеті, та іншими дослідниками, показують, що з палеоконтинентальною географією могло бути пов'язано не більше половини мезозойського потепління. Решту потепління легко пояснити зростанням вмісту діоксиду вуглецю. Це припущення було вперше висунуто радянськими вченими А. Б. Роновим із Державного гідрологічного інституту та М. І. Будиком із Головної геофізичної обсерваторії. Розрахунки, що підтверджують цю пропозицію, були проведені Еріком Барроном, Старлі Л. Томпсоном Національного центру атмосферних досліджень (NCAR). З геохімічної моделі, розробленої Робертом А. Бернером та Антоніо К. Ласагою з Єльського університету і нині покійним Робертом. Поля в штаті Техас перетворилися на пустелю, після того як тут у 1983 р. деякий час протрималася посуха. де зосереджено виробництво зерна.

М. Гаррелсом з Університету Південної Флориди, слід, що діоксид вуглецю міг виділятися при винятково сильної вулканічної активності на серединно-океанічних хребтах, де магма, що піднімається, формує нове океанічне дно. Прямі свідчення, що вказують на зв'язок під час зледеніння між вмістом в атмосфері парникових газів і кліматом, можна «витягти» з бульбашок повітря, включених в антарктичний лід, який утворився в давні епохи в результаті спресування снігу, що падає. Група дослідників, очолювана Клодом Лорью з Лабораторії гляціології та геофізики в Греноблі, вивчила стовпчик льоду довжиною 2000 м (відповідний період тривалістю 160 тис. років), отриманий радянськими дослідниками на станції «Схід» в Антарктиді. Лабораторний аналіз газів, укладених у цій колонці льоду, показав, що в давній атмосфері концентрації діоксиду вуглецю та метану змінювалися узгоджено і, що важливіше, «в такт» із змінами середньої локальної температури (вона була визначена по відношенню до концентрацій ізотопів водню в молекулах води ). Під час останнього міжльодовикового періоду, що триває вже 10 тис. років, і в попередньому міжльодовику (130 тис. років тому) тривалістю також 10 тис. років, середня температура в цьому районі була на 10 ос вище, ніж під час зледеніння. (У цілому на Землі в зазначені періоди було на 5 ос тепліше.) У ці ж періоди в атмосфері містив вісь на 25% більше діоксиду вуглецю і на 100 070 більше метану, ніж під час зледеніння. Неясно, чи була причина зміна вмісту парникових газів, а наслідком кліматичні зміни чи навпаки. Швидше за все, причиною заледенінь були зміни орбіти Землі та особлива динаміка просування та відступу льодовиків; проте ці кліматичні коливання могли посилюватися завдяки змінам біоти та коливанням океанічної циркуляції, що впливають на вміст парникових газів в атмосфері. Ще більш докладні дані про флуктуації вмісту парникових газів та зміни клімату є для останніх 100 років, за які відбулося подальше збільшення на 25% концентрації діоксиду вуглецю та на 100% метану. «Записи» середньої температури на земній кулі для останніх 100 років були вивчені двома групами дослідників, очолюваними Джеймсом Е. Хансеном з Годдардовського інституту космічних досліджень Національного управління з аеронавтики та дослідження космічного простору, та Т. М. Л. Віглі з Відділу клімату Англія.

Затримка тепла атмосферою – основний компонент енергетичного балансу Землі (рис.8). Приблизно 30% енергії, що надходить від Сонця, відбивається (ліворуч) або від хмар, або частинок, або від поверхні Землі; решта 70% поглинаються. Поглинена енергія перевипромінюється в інфрачервоному діапазоні поверхнею планети.

Мал.

Ці вчені скористалися даними вимірювань на метеостанціях, розкиданих по всіх континентах (група з Відділу клімату включила також аналіз даних вимірювань на море). Водночас у двох групах було прийнято різні методики аналізу спостережень та обліку «спотворень», пов'язаних, наприклад, з тим, що деякі метеостанції за сто років «переїхали» на інше місце, а деякі, розташовані в містах, давали дані, «забруднені». » Впливом тепла, що виділяється промисловими підприємствами або накопичується за день будівлями та бруківкою. Останній ефект, що призводить до появи «острівів тепла», дуже помітний у розвинених країнах, наприклад, у США. Разом з тим навіть якщо розраховану для США поправку (вона була отримана Томасом Р. Карлом з Національного центру кліматичних даних в Ешвіллі, шт. Північна Кароліна, і П. Д. Джоунсом з Університету Східної Англії) поширити на всі дані по земній кулі, в обох записах залишиться «<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.

Обмін вуглецем між атмосферою та різними «резервуарами» на Землі (рис.9). Кожне число вказує у мільярдах тонн прихід або догляд вуглецю (у формі діоксиду) за рік або його запас у резервуарі. У цих природних циклах, один з яких «замикається» на сушу, а інший на океан, з атмосфери видаляється рівно стільки діоксиду вуглецю, скільки в неї надходить, проте людська діяльність - зведення лісів і спалювання викопного палива - призводить до того, що вміст вуглецю в атмосфері щороку зростає на 3 млрд. тонн. Дані запозичені з роботи Берта Боліна, який працює у Стокгольмському університеті.

Рис.9

Припустимо, ми маємо розумний прогноз того, як змінюватиметься емісія діоксиду вуглецю. Які зміни у цьому випадку відбудуться із концентрацією цього газу в атмосфері? Атмосферний діоксид вуглецю "споживається" рослинами, а також океаном, де він витрачається на хімічні та біологічні процеси. Зі зміною концентрації атмосферного діоксиду вуглецю, ймовірно, змінюватиметься і швидкість споживання цього газу. Іншими словами, процеси, що зумовлюють зміну вмісту атмосферного діоксиду вуглецю, повинні включати зворотний зв'язок. Діоксид вуглецю є «сировиною» для фотосинтезу в рослинах, тому споживання його рослинами швидше за все збільшуватиметься з накопиченням його в атмосфері, що сповільнить це накопичення. Аналогічно цьому, оскільки вміст діоксиду вуглецю в поверхневих водах океану знаходиться в приблизному рівновазі з його вмістом в атмосфері, збільшення поглинання вуглецю діоксиду океанською водою призведе до уповільнення його накопичення в атмосфері. Проте може статися, що накопичення в атмосфері діоксиду вуглецю та інших парникових газів приведе в дію механізми позитивного зворотного зв'язку, які посилюватимуть кліматичний ефект. Так, швидкі зміни клімату можуть спричинити зникнення частини лісів та інших екосистем, що послабить здатність біосфери поглинати діоксид вуглецю. Більш того, потепління може призвести до швидкого вивільнення вуглецю, що міститься у ґрунті у складі мертвої органічної матерії. Цей вуглець, кількість якого вдвічі вища, ніж в атмосфері, постійно перетворюється на діоксид вуглецю та метан під дією ґрунтових бактерій. Потепління може прискорити їхню «роботу», внаслідок чого прискориться виділення діоксиду вуглецю (з сухих ґрунтів) та метану (із районів, зайнятих рисовими полями, зі звалищ та заболочених земель). Досить багато "метану запасено також в опадах на континентальному шельфі і нижче шару вічної мерзлоти в Арктиці у вигляді клатратів - молекулярних решіток, що складаються з молекул метану і води. Потепління шельфових вод і танення вічної мерзлоти можуть призвести до вивільнення метану. Багато дослідників вважають, що поглинання діоксиду вуглецю рослинами і океаном уповільнить накопичення цього газу в атмосфері - принаймні в найближчі 50-100 років. в атмосферу, залишатиметься там приблизно половина. З цього випливає, що подвоєння концентрації діоксиду вуглецю в порівнянні з 1900 р. (до рівня 600 млн. відбудеться приблизно між 2030 і 2080 рр.. Водночас інші парникові гази, швидше за все, накопичуватимуться в атмосфері швидше.

Парникові гази

Парникові гази - гази, які, ймовірно, викликають глобальний парниковий ефект.

Основними парниковими газами, в порядку їх оцінюваного впливу на тепловий баланс Землі, є водяна пара, вуглекислий газ, метан, озон, галовуглеці та оксид азоту.

Водяна пара

Водяна пара - основний природний парниковий газ, відповідальний більш ніж за 60% ефекту. Пряма антропогенна дія на це джерело незначна. У той же час, збільшення температури Землі, спричинене іншими факторами, збільшує випаровування та загальну концентрацію водяної пари в атмосфері за практично постійної відносної вологості, що, у свою чергу, підвищує парниковий ефект. Таким чином, виникає деякий позитивний зворотний зв'язок.

Метан

Гігантський викид метану, що скупчився під морським дном, 55 мільйонів років тому розігрів Землю на 7 градусів за Цельсієм.

Те саме може статися і зараз - це припущення підтвердили дослідники з HАСА. Використовуючи комп'ютерні симуляції стародавнього клімату, вони намагалися краще зрозуміти роль метану у зміні. Зараз більшість досліджень парникового ефекту фокусується на ролі вуглекислого газу в цьому ефекті, хоча потенціал метану з утримання тепла в атмосфері перевищує здатність вуглекислого газу в 20 разів.

Різноманітні побутові прилади, що працюють на газі, вносять свою частку у збільшення вмісту метану в атмосфері

За останні 200 років вміст метану в атмосфері збільшився більш ніж у 2 рази завдяки розкладанню органічних останків у болотах та сирих низинах, а також витоків із створених людиною об'єктів: газових трубопроводів, вугледобувних шахт, внаслідок збільшення іригації та виділення газів худобою. Але існує ще одне джерело метану - органічні залишки, що розкладаються в океанічних відкладах, що збереглися в замерзлому вигляді під морським дном.

Зазвичай низькі температури і високий тиск утримують метан під океаном у стабільному стані, однак так не завжди. У періоди глобального потепління, як, наприклад, термічний максимум пізнього палеоцену, що мав місце 55 мільйонів років тому і триває 100 тисяч років, рух літосферних плит, зокрема, індійського субконтиненту, призвело до падіння тиску на морському дні і могло спричинити великий викид метану. Коли атмосфера та океан почали нагріватися, викиди метану могли збільшитися. Деякі вчені вважають, що нинішнє глобальне потепління може призвести до розвитку подій за цим сценарієм - якщо океан суттєво прогріється.

Коли метан потрапляє в атмосферу, він вступає в реакцію з молекулами кисню та водню, внаслідок чого виникають вуглекислий газ та водяна пара, кожен з яких здатний викликати парниковий ефект. За раніше зробленими прогнозами, весь викинутий метан перетвориться на вуглекислий газ і воду приблизно через 10 років. Якщо це так, збільшення концентрації вуглекислого газу стане основною причиною нагрівання планети. Однак спроби підтвердити міркування посиланнями на минуле не мали успіху - слідів збільшення концентрації вуглекислого газу 55 мільйонів років тому не виявлено.

Використані в новому дослідженні моделі показали, що при різкому зростанні рівня метану в атмосфері вміст в ній кисню і водню, що реагують з метаном, знижується (аж до припинення реакції), а решта метану зберігається в повітрі сотні років, сам по собі стаючи причиною глобального потепління. А цих сотень років цілком достатньо, щоб розігріти атмосферу, розтопити кригу в океанах та змінити всю кліматичну систему.

Основними антропогенними джерелами метану є травна ферментація у худоби, рисівництво, горіння біомаси (зокрема зведення лісів). Як показали недавні дослідження, швидке зростання концентрації метану в атмосфері відбувалося в першому тисячолітті нашої ери (імовірно в результаті розширення сільгоспвиробництва та скотарства та випалювання лісів). У період з 1000 по 1700 роки концентрація метану впала на 40%, але знову почала зростати в останні століття (імовірно в результаті збільшення орних земель і пасовищ та випалювання лісів, використання деревини для опалення, збільшення поголів'я худоби, кількості нечистот, вирощування рису) . Деякий внесок у надходження метану дають витоку при розробці родовищ кам'яного вугілля та природного газу, а також емісія метану у складі біогазу, що утворюється на полігонах поховання відходів.

Вуглекислий газ

Джерелами вуглекислого газу атмосфері Землі є вулканічні викиди, життєдіяльність організмів, діяльність людини. Антропогенними джерелами є спалювання викопного палива, спалювання біомаси (зокрема зведення лісів), деякі промислові процеси (наприклад виробництво цементу). Основними споживачами вуглекислого газу рослини. У нормі біоценоз поглинає приблизно стільки ж вуглекислого газу, скільки виробляє (в т. ч. за рахунок гниття біомаси).

Вплив діоксиду вуглецю на інтенсивність парникового ефекту.

Багато що ще має бути вивчене про кругообіг вуглецю та роль Світового океану як величезного сховища вуглекислого газу. Як було сказано вище, людство щороку додає 7 мільярдів тонн вуглецю у формі СО 2 до наявних 750 мільярдів тонн. Але лише близько половини наших викидів – 3 мільярди тонн – залишаються у повітрі. Це можна пояснити тим, більшість СО 2 використовується земними і морськими рослинами, ховається в морських осадових породах, поглинається морської водою чи інакше абсорбується. З цієї великої частини СО 2 (близько 4 мільярдів тонн) океаном поглинається близько двох мільярдів тонн атмосферного діоксиду вуглецю щороку.

Все це збільшує кількість невідповідних питань: Як саме морська вода взаємодіє з атмосферним повітрям, поглинаючи СО2? Скільки ще вуглецю можуть поглинути моря, і який рівень глобального потепління може вплинути на їхню ємність? Яка здатність океанів поглинати та зберігати тепло, затримане зміною клімату?

Роль хмар і суспензованих частинок повітряних потоках, званих аерозолями непросто врахувати при побудові кліматичної моделі. Хмари затіняють земну поверхню, приводячи до похолодання, але залежно від їхньої висоти, щільності та інших умов, вони можуть затримувати тепло, відбите від земної поверхні, підвищуючи інтенсивність парникового ефекту. Дія аерозолів також цікава. Деякі з них змінюють водяну пару, конденсуючи її в маленькі крапельки, що утворюють хмари. Ці хмари дуже щільні та затіняють поверхню Землі тижнями. Тобто вони блокують сонячне світло, доки не випадуть з опадами.

Комбінований ефект може бути величезний: виверження вулкана Пінатуба в 1991 році у Філіппінах викинуло в стратосферу колосальний обсяг сульфатів, що стало причиною всесвітнього зниження температури, яке тривало два роки.

Таким чином, наші власні забруднення, спричинені, головним чином, спалюванням сірковмісного вугілля та масел, можуть тимчасово згладити ефект глобального потепління. Фахівці оцінюють, що протягом ХХ століття аерозолі знизили обсяг потепління на 20%. Загалом температура піднімалася з 1940-х, але з 1970 року знизилася. Ефект аерозолів може допомогти пояснити аномальне похолодання у середині минулого століття.

2006 року викиди вуглекислого газу в атмосферу склали 24 мільярди тонн. Дуже активна група дослідників заперечує думку, що однією з причин глобального потепління є діяльність людини. На її думку, головне полягає в природних процесах зміни клімату та підвищення сонячної активності. Але, за словами Клауса Хассельмана, керівника Німецького кліматологічного центру в Гамбурзі, лише 5% можна пояснити природними причинами, а решта 95% – це техногенний фактор, спричинений діяльністю людини.

Деякі вчені також не пов'язують збільшення об'єму 2 з підвищенням температури. За словами скептиків, якщо звинувачувати у підвищенні температури збільшення викидів СО 2 , то температура мала піднятися протягом повоєнного економічного буму, коли викопне паливо спалювалося у величезних кількостях. Однак Джеррі Мелмен, директор Геофізичної лабораторії динаміки рідин, обчислив, що збільшення використання вугілля та олій швидко збільшило вміст сірки в атмосфері, викликаючи похолодання. Після 1970 року термічний ефект довгого життєвого циклу СО 2 і метану придушив аерозолі, що швидко розпадаються, викликаючи підвищення температури. Таким чином, можна зробити висновок, що вплив діоксиду вуглецю на інтенсивність парникового ефекту величезний і незаперечний.

Однак парниковий ефект, що збільшується, може не бути катастрофічним. Насправді, високі температури можуть вітатись там, де вони досить рідкісні. З 1900 найбільше потепління спостерігається від 40 до 70 0 північної широти, включаючи Росію, Європу, північну частину США, де перш за все починалися промислові викиди парникових газів. Більшість потепління належить до нічного часу, передусім, через збільшення хмарного покриву, який затримував вихідне тепло. Як наслідок, посівний сезон збільшився на тиждень.

Більше того, парниковий ефект може бути гарною новиною для деяких фермерів. Висока концентрація 2 може мати позитивний ефект на рослини, так як рослини використовують вуглекислий газ в процесі фотосинтезу, перетворюючи його в живу тканину. Отже, більше рослин означає більше поглинання 2 з атмосфери, уповільнюючи глобальне потепління.

Це було досліджено американськими фахівцями. Вони вирішили створити модель світу з подвійним вмістом СО2 у повітрі. Для цього вони використали чотирнадцятирічний сосновий ліс у Північній Каліфорнії. Газ нагнітається через трубки, встановлені серед дерев. Фотосинтез збільшився на 50-60%. Але ефект незабаром став зворотним. Дерева, що задихаються, не справлялися з таким обсягом вуглекислого газу. Перевага у процесі фотосинтезу була втрачена. Це ще один приклад, як людські маніпуляції призводять до несподіваних результатів.

Але ці невеликі позитивні аспекти парникового ефекту не йдуть у жодне порівняння з негативними. Взяти хоча б досвід із сосновим лісом, де обсяг СО 2 був збільшений вдвічі, а до кінця цього століття прогнозується збільшення концентрації СО 2 у чотири рази. Можна уявити, якими катастрофічними можуть бути наслідки для рослин. А це, у свою чергу, підвищить обсяг СО 2 , оскільки чим менше рослин, тим більша концентрація СО 2 .

Наслідки парникового ефекту

парниковий ефект гази клімат

З підвищенням температури збільшиться випаровування води з океанів, озер, річок тощо. Так як нагріте повітря може містити в собі більший обсяг водяної пари, це створює потужний ефект зворотного зв'язку: чим тепліше стає, тим вище вміст водяної пари в повітрі, а це, у свою чергу, збільшує парниковий ефект.

Людська діяльність мало впливає обсяг водяної пари в атмосфері. Але ми викидаємо інші парникові гази, що робить парниковий ефект все більш інтенсивним. Вчені вважають, що збільшення обсягу викидів СО 2 в основному від спалювання викопного палива пояснює принаймні близько 60% потепління на Землі, що спостерігалося з 1850 року. Концентрація діоксиду вуглецю в атмосфері зростає приблизно на 0,3% на рік і зараз становить приблизно на 30% вище, ніж до індустріальної революції. Якщо це висловити в абсолютних вимірниках, то щороку людство додає приблизно 7 мільярдів тонн. Незважаючи на те, що це невелика частина по відношенню до всієї кількості вуглекислого газу в атмосфері - 750 мільярдів тонн, і ще менша порівняно з кількістю СО 2 , що міститься в Світовому океані - приблизно 35 трильйонів тонн, вона залишається дуже значною. Причина: природні процеси перебувають у рівновазі, в атмосферу надходить такий обсяг СО 2 який звідти вилучається. А людська діяльність лише додає СО2.

Атмосфера – це повітряна оболонка Землі. Що простягається вгору на 3000 км від земної поверхні. Її сліди простежуються до висоти до 10000 км. А. має нерівномірну щільність 50 5 її маси зосереджені до 5 км, 75% - до 10 км, 90% до 16 км.

Атмосфера складається з повітря – механічної суміші кількох газів.

Азот(78 %) в атмосфері грає роль розріджувача кисню, регулюючи темп окислення, отже, швидкість і напруженість біологічних процесів. Азот - головний елемент земної атмосфери, який безперервно обмінюється з живою речовиною біосфери, причому складовими частинами останнього є сполуки азоту (амінокислоти, пурини та ін). Вилучення азоту з атмосфери відбувається неорганічним та біохімічним шляхами, хоча вони тісно взаємопов'язані. Неорганічне вилучення пов'язані з утворенням його сполук N 2 O, N 2 O 5 , NO 2 , NH 3 . Вони перебувають у атмосферних опадах і утворюються у атмосфері під впливом електричних розрядів під час гроз чи фотохімічних реакцій під впливом сонячної радіації.

Біологічне зв'язування азоту здійснюється деякими бактеріями у симбіозі з вищими рослинами у ґрунтах. Азот також фіксується деякими мікроорганізмами планктону та водоростями у морському середовищі. У кількісному відношенні біологічне зв'язування азоту перевищує неорганічну фіксацію. Обмін всього азоту атмосфери відбувається приблизно 10 млн. років. Азот міститься у газах вулканічного походження та у вивержених гірських породах. При нагріванні різних зразків кристалічних порід та метеоритів азот звільняється у вигляді молекул N 2 та NH 3 . Однак головною формою присутності азоту як на Землі, так і на планетах земної групи є молекулярна. Аміак, потрапляючи до верхніх шарів атмосфери, швидко окислюється, вивільняючи азот. В осадових гірських породах він захоронюється разом з органічною речовиною і перебуває у підвищеній кількості бітумінозних відкладеннях. У процесі регіонального метаморфізму цих порід азот у різній формі виділяється в атмосферу Землі.

Геохімічний кругообіг азоту (

Кисень(21%) використовується живими організмами для дихання, входить до складу органічної речовини (білки, жири, вуглеводи). Озон О 3 . затримує згубну життя ультрафіолетову радіацію Сонця.

Кисень – другий за поширенням газ атмосфери, що грає винятково важливу роль у багатьох процесах біосфери. Панівною формою існування є Про 2 . У верхніх шарах атмосфери під впливом ультрафіолетової радіації відбувається дисоціація молекул кисню, а на висоті приблизно 200 км відношення атомарного кисню до молекулярного (О: Про 2) стає рівним 10. При взаємодії цих форм кисню в атмосфері (на висоті 20-30 км) озоновий пояс (озоновий екран). Озон (О 3) необхідний живим організмам, затримуючи згубну їм більшу частину ультрафіолетової радіації Сонця.

На ранніх етапах розвитку Землі вільний кисень виникав у дуже малих кількостях внаслідок фотодисоціації молекул вуглекислого газу та води у верхніх шарах атмосфери. Однак ці малі кількості швидко витрачалися на окислення інших газів. З появою в океані автотрофних фотосинтезуючих організмів становище суттєво змінилося. Кількість вільного кисню у атмосфері стало прогресивно зростати, активно окислюючи багато компонентів біосфери. Так, перші порції вільного кисню сприяли насамперед переходу закисних форм заліза в окисні, а сульфідів у сульфати.

Зрештою кількість вільного кисню в атмосфері Землі досягла певної маси і виявилася збалансованою таким чином, що кількість виробленого дорівнювала кількості поглинається. У атмосфері встановилося відносне сталість вмісту вільного кисню.

Геохімічний кругообіг кисню (В.А. Вронський, Г.В. Войткевич)

Вуглекислий газ, йде на освіту живої речовини, а разом із водяною парою створює так званий «оранжерейний (парниковий) ефект».

Вуглець (вуглекислота) - його більша частина в атмосфері знаходиться у вигляді 2 і значно менша у формі СН 4 . Значення геохімічної історії вуглецю у біосфері винятково велике, оскільки він входить до складу всіх живих організмів. У межах живих організмів переважають відновлені форми знаходження вуглецю, а навколишньому середовищі біосфери – окислені. Таким чином, встановлюється хімічний обмін життєвого циклу: 2 ↔ жива речовина.

Джерелом первинної вуглекислоти в біосфері є вулканічна діяльність, пов'язана із віковою дегазацією мантії та нижніх горизонтів земної кори. Частина цієї вуглекислоти виникає при термічному розкладі стародавніх вапняків у різних зонах метаморфізму. Міграція 2 в біосфері протікає двома способами.

Перший спосіб виявляється у поглинанні СО 2 у процесі фотосинтезу з утворенням органічних речовин і в подальшому похованні у сприятливих відновлювальних умовах у літосфері у вигляді торфу, вугілля, нафти, горючих сланців. За другим способом міграція вуглецю призводить до створення карбонатної системи в гідросфері, де 2 переходить в Н 2 3 , НСО 3 -1 , 3 -2 . Потім за участю кальцію (рідше магнію та заліза) відбувається осадження карбонатів біогенним та абіогенним шляхом. Виникають потужні товщі вапняків та доломітів. За оцінкою А.Б. Ронова, співвідношення органічного вуглецю (С орг) до карбонатного вуглецю (С карб) в історії біосфери становило 1:4.

Поряд із глобальним кругообігом вуглецю існує ще ряд його малих кругообігів. Так, на суші зелені рослини поглинають 2 для процесу фотосинтезу в денний час, а в нічний - виділяють його в атмосферу. З загибеллю живих організмів на земній поверхні відбувається окислення органічних речовин (з участю мікроорганізмів) із СО 2 в атмосферу. В останні десятиліття особливе місце у кругообігу вуглецю займає масове спалювання викопного палива та зростання його вмісту в сучасній атмосфері.

Кругообіг вуглецю в географічній оболонці (за Ф. Рамадом, 1981)

Аргон- третій за розповсюдженням атмосферний газ, що різко відрізняє його від вкрай мізерно поширених інших інертних газів. Проте аргон у своїй геологічній історії поділяє долю цих газів, котрим характерні дві особливості:

1. незворотність їхнього накопичення в атмосфері;
2. тісний зв'язок із радіоактивним розпадом певних нестійких ізотопів.

Інертні гази знаходяться поза кругообігом більшості циклічних елементів у біосфері Землі.

Усі інертні гази можна поділити на первинні та радіогенні. До первинних відносяться ті, які були захоплені Землею під час її утворення. Вони поширені дуже рідко. Первинна частина аргону представлена ​​переважно ізотопами 36 Ar і 38 Ar, тоді як атмосферний аргон складається повністю з ізотопу 40 Ar (99,6%), який, безперечно, є радіогенним. У калійвмісних породах відбувалося і відбувається накопичення радіогенного аргону за рахунок розпаду калію-40 шляхом електронного захоплення: 40 К + е → 40 Аr.

Тому вміст аргону в гірських породах визначається їх віком та кількістю калію. Такою мірою концентрація гелію в породах служить функцією їхнього віку та вмісту торію та урану. Аргон та гелій виділяються в атмосферу із земних надр під час вулканічних вивержень, по тріщинах у земній корі у вигляді газових струменів, а також при вивітрюванні гірських порід. Згідно з розрахунками, виконаними П. Даймоном і Дж. Калпом, гелій і аргон в сучасну епоху накопичуються в земній корі і порівняно малих кількостях надходять в атмосферу. Швидкість надходження цих радіогенних газів настільки мала, що не могла протягом геологічної історії Землі забезпечити спостережуваний вміст їх у сучасній атмосфері. Тому залишається припустити, що більша частина аргону атмосфери надійшла з надр Землі на ранніх етапах її розвитку і значно менша додалася згодом у процесі вулканізму і при вивітрюванні гірських порід, що містять калій.

Таким чином, протягом геологічного часу гелій і аргон мали різні процеси міграції. Гелія в атмосфері дуже мало (близько 5*10 -4 %), причому «гелієве дихання» Землі було полегшеним, оскільки він, як найлегший газ, випаровувався в космічний простір. А «аргонове дихання» – важким і аргон залишався в межах нашої планети. Більшість первинних інертних газів, як неон і ксенон, пов'язані з первинним неоном, захопленим Землею під час її утворення, і навіть із виділенням при дегазації мантії у повітря. Вся сукупність даних з геохімії благородних газів свідчить про те, що первинна атмосфера Землі виникла на ранніх стадіях свого розвитку.

В атмосфері міститься і водяна параі водау рідкому та твердому стані. Вода в атмосфері є важливим акумулятором тепла.

У нижніх шарах атмосфери міститься велика кількість мінерального та техногенного пилу та аерозолів, продуктів горіння, солей, спор та пилку рослин тощо.

До висоти 100-120 км, внаслідок повного перемішування повітря склад атмосфери однорідний. Співвідношення між азотом та киснем постійно. Вище переважають інертні гази, водень та ін. У нижніх шарах атмосфери знаходиться водяна пара. З віддаленням від землі утримання його падає. Вище співвідношення газів змінюється, наприклад, на висоті 200- 800 км, кисень переважає над азотом в 10-100 разів.