трусики женские украина

На головну

 Вуглецевий цикл і зміни клімату - Природознавство

Томський політехнічний університет

Кафедра

загальної

фізики

Вуглецевий цикл і

зміни клімату.

Виконав:

cтудент Молодих П.В.

гр.8г72

Прийняв: доцент Стародубцев В.А.

Томськ 1998р.

Зміст.

1 Введення.

1.1 Взаємозв'язок між енергоспоживанням, економічною діяльністю і поступленіемв атмосферу.

1.2 Споживання енергії і викиди вуглекислого газу.

2 Вуглець в природі.

2.1 Основні хімічні з'єднання і реакції.

2.2 Ізотопи вуглецю.

3 Вуглець в атмосфері.

3.1 Атмосферне вуглекислий газ.

3.2 Зміст ізотопаС в атмосферному вуглекислому газі.

3.3 Зміст ізотопаС в атмосферному вуглекислому газі.

3.4 Перемішування в атмосфері.

4 Газообмін в системі атмосфера - океан.

4.1 Швидкість газообміну.

4.2 Буферні властивості карбонатної системи.

5 Вуглець в морській воді.

5.1 Повний зміст вуглецю і лужність.

5.2 Фотосинтез, розкладання і розчинення органічної речовини.

6 Вуглець в континентальній біоті і в грунтах.

6.1 Зміна вмісту вуглецю в континентальних екосистемах.

7 Прогнози концентрації вуглекислого газу в атмосфері на майбутнє. Основні висновки.

8 Список літератури.

Введеніе.Для визначення мети своєї роботи дозвольте звернутися до прошлому.Как ми знаємо, людина стала впливати на клімат ще кілька тисяч років тому, у зв'язку з розвитком землеробства. Часто для обробки землі знищували лісову рослинність, що збільшувало швидкість вітру біля земної по-поверхні, змінювало режим температури і вологості нижнього шару повітря, а також вело до зміни режиму вологості грунту, випаровування і річкового сто-ка. У сухих областях знищення лісів і рости-ності вело до посилення пилових бур і раз-рушення грунтового покриву, що помітно змінювало природні умови на цих територіях.

Так як земна поверхня без рослинного покриву сильно нагрівається сонячною радіацією, то відносна вологість повітря на ній падає, що підвищує рівень конденсації і може зменшитися кількість опадів, що випадають. Може бути, тому в деяких випадках в сухих районах кількість природної рослинності не у-зобновлялось після її знищення людиною.

Людина впливав на клімат і шляхом застосування штучного зрошення, що різко змінювало мікроклімат зрошуваних полів, оскільки через незна-ве збільшення витрати тепла на випаровування знижується температура земної поверхні, що призводило до зниження температури і підвищення відносної вологості нижнього шару повітря. Але така зміна клімату швидко згасає за пре-справами зрошуваних полів, тому зрошення при-водить тільки до змін місцевого клімату і мало впливає на метеорологічні процеси великого масштабу.

Інші види діяльності людини в минулому не надавали великого впливу на метеориті-логічний режим великих просторів, тому до недавнього часу кліматичні умови на Землі визначалися в основному природними факторами. Таке становище почало змінюватися з настанням ХХ століття - через швидке зростання чис-лінощів населення і, особливо, через прискорення розвитку техніки та енергетики.

Сучасні впливу людини на клімат можна розділити на дві групи, до першої з ко-торих відносяться спрямовані впливи на гід-рометеорологіческій режим, а до другої - воз-дії, які є побічними наслідками господарською діяльності людини.

Отже, в даній роботі я спробую рассмот реть, насамперед, другу групу впливу, і, зокрема, вплив людини на вуглецевий цикл.

На жаль, наша діяльність досягла вже такого рівня, при якому її вплив на природу набуває глобального характер.Такіе природні системи, як атмосфера, суша, океан, а також життя на планеті в цілому піддаються цим впливам. Відомо, що протягом XX сто-річчя збільшувався вміст в атмосфері-яких газових складових, таких, як двоокис вуглецю (), закис азоту (), метан () і тропосферний озон (). Додатково в атмосферу надходили й інші гази, які не є естест-веннимі компонентами глобальної екосистеми. Головні з них - фторхлоруглеводородов, поглинаючи ющіе та випромінювальні радіацію, і тому вони спо-собно впливати на клімат Землі. Всі ці гази в со-вокупности можна назвати парніковимі.Дело в тому, що ці гази, накопичуючись в атмосфері, вільно пропускають до поверхні землі і води теплове випромінювання Сонця, але затримують віддачу тепла від цієї поверхні, тобто виконують роль скла в парниках. Тому вплив на клімат зміни змісту зазначених газів в атмосфері називають парниковим ефектом.

У той час як для короткохвильового сонячної радіацііпрозрачен, що йде від земної поверхні довгохвильову радіацію цей газ поглинає і перевипромінює поглинену енергію в усіх напрямках. Внаслідок цього ефекту уве-личение концентрації атмосферногопріводіт до нагрівання поверхні Землі і нижньої атмосфери. Подальше зростання концентрації атмосфері може призвести до зміни глобального клімату, тому прогноз майбутніх концентрацій вуглекислого газу є важливим завданням.

Вуглець в природі.

Серед безлічі хімічних елементів, без яких неможливе існування життя на Землі, вуглець є головним. Хімічні перетворення органічних речовин пов'язані зі здатністю атома вуглецю утворювати довгі ковалентні ланцюги і кільця. Основними резервуарами вуглецю є атмосфера, континентальна біомаса, включаючи грунту, гідросфера і літосфера. Протягом останніх двох століть в системі атмосфера - біосфера - гідросфера відбуваються зміни пото-ков вуглецю, інтенсивність яких приблизно на порядок величини перевищує інтенсивність геоло-гічних процесів перенесення цього елемента. З цієї причини слід обмежитися аналізом вза-имодействия в межах цієї системи, включаючи грунту.

Основні хімічні з'єднання і реакції.

Відомо більше мільйона вуглецевих сої-динения, тисячі з яких беруть участь в биоло-гических процесах. Атоми вуглецю можуть знахо-диться в одному з дев'яти можливих станів окислення: від + IV до -IV. Найбільш розпрощався-ранённое явище - це повне окислювання, тобто + IV, прикладами таких сполук можуть служити. Більше 99% вуглецю в атмосфері міститься у вигляді вуглекислого газу. Близько 97% вуглецю в океанах існує в розчиненою формі (), а в літосфері - у вигляді мінералів. Прикладом стану окислення + II є мала газова складова атмосфери, яка до-вільно швидко окислюється до.Елементарний уг-лерод присутній в атмосфері в малих колі-чествах у вигляді графіту і алмазу, а в грунті - у формі деревного вугілля. Асиміляція вуглецю в процесі фотосинтезу призводить до утворення вос-становлення вуглецю, який присутній в біоті, мертвому органічному речовині грунту, у верхніх шарах осадових порід у вигляді вугілля, нафти і газу, похованих на великих глибинах, і в літосфері - у вигляді розсіяного недоокисленного вуглецю . В океанах міститься значна кількість розчинених сполук органічного вуглецю, процеси окислення яких доізвестни ще недостатньо добре.

Ізотопи вуглецю.

У природі відомо сім ізотопів вуглецю, з яких істотну роль відіграють три. Два з них -і- є стабільними, а один - радіоактивним з періодом напіврозпаду 5730 років. Необхідність вивчення різних ізотопів уг-лерода обумовлена ??тим, що швидкості перенесення сполук вуглецю й умови рівноваги в хімічних реакціях залежать від того, які ізотопи вуглецю містять ці сполуки. З цієї причини в природі спостерігається різне рас-прерозподіл стабільних ізотопів вуглецю. Рас-прерозподіл ж ізотопу, з одного боку, зави-сит від його освіти в ядерних реакціях за участю нейтронів і атомів азоту в атмосфері, а з іншого - від радіоактивного розпаду.

Вуглець в атмосфері.

Атмосферне вуглекислий газ.

Ретельні вимірювання вмісту атмосфер-ногобилі розпочаті в 1957 році киллинг в обсерваторії Мауна-Лоа. Регулярні вимірювання вмісту атмосферногопроводятся також на ряді інших станцій. З аналізу спостережень можна зробити висновок, що річний хід концентрацііобусловлен в основному:

1.сезоннимі змінами циклу фотосинтезу рас-

тений на суші;

2.На нього також впливає, хоча і меншою мірою,

річний хід температури поверхні океану,

від якого залежить растворімостьв морс-

кой воді;

3.и, ймовірно, найменш важливим фактором є

річний хід інтенсивності фотосинтезу в

океані. Середнє за кожен даний рік з-тримання атмосфері дещо вищий в північній півкулі, оскільки джерела поступленіяв атмосферу розташовані переважно в північній півкулі. Крім того, спостерігаються невеликі меж-річні зміни змісту, які, ве-роятно, визначаються особливостями загальної цирку-ляції атмосфери. З наявних даних по зміні концентрації атмосфері основне значення, на жаль, мають дані про спостережуваний протягом останніх 25 років регулярному зростанні змісту атмо-сферного. Більш ранні вимірювання вмісту атмосферного вуглекислого газу (починаючи з середини минулого століття) були, як правило, недостатньо повні, так як зразки повітря відбиралися без необ-хідно ретельності і не проводилася оцінка похибки результатів. За допомогою аналізу складу пухирців повітря з льодовикових кернів стало можливим отримати дані для періоду з 1750 по 1960 рік. Було також виявлено, що певні шляхом аналізу повітряних включень льодовиків значення концентрацій атмосферногодля 50-х років добре узгоджуються з даними обсерваторії Мауна-Лоа.Ітак, концентраціяв протягом 1750-1800 років виявилася близькою до значення 280 млн, після чого вона стала повільно зростати і до 1984 року становила 3431 млн.

Зміст ізотопаС в

атмосферному вуглекислому газі.

Зміст ізотопавиражается відхиленням () () отношеніяот загальноприйнятого стандарту. Перші вимірювання вмісту ізотопав атмосфері були проведені Кілінг в 1956 році і повторені ним же в 1978 році. Значеніедля атмосферногов 1956 було дорівнює 7, а в 1978 становило -7,65. Нещодавно були опубли-ковані також дані ізмеренійв вуглекислому газі повітряних включень в льодовиках. У середньому оцінки уменьшеніяв атмосферномв протягом останніх 200 років становлять 1,0-1,5. Наб-Люда зміни содержаніявизвани головним чином поступленіемв атмосферу з меншим значеніемпрі вирубці лісів, зміні харак-тера землекористування та спалювання викопного топ-лива.

Зміст ізотопаС в атмосферному

вуглекислому газі.

Кількість ізотопана Землі залежить від балансу між образованіемпод впливом космічного випромінювання і його радіоактивним роз-будинок. Мабуть, до початку сільськогосподарської та промислової революції розподіл ізотопав різних резервуарах вуглецю зберігалося приблизно незмінним. До початку помітних зраді-ний, викликаних вибросаміпрі випробуваннях ядер-ного зброї, з початку минулого століття до середини поточного відбувалося зменшення вмісту. Воно було головним чином викликано вибросомза рахунок спалювання викопного палива, в якому не міститься радіоактивний ізотоп. Це призвело до зменшення содержаніяв атмосфері. Починаючи з перших випробувань ядерної зброї в 1952 і 1954 роках спостерігалися істотні зміни в со-триманням атмосферному вуглекислому газі. Біль-шое надходження атмосферу сталося в ре-док ядерних випробувань, проведених США в Тихому океані в 1958 році і СРСР в 1961-1962 роках. Після цього викиди були помітно огра-нічени. Спочатку велика частина радіоактивних продуктів переносилася в стратосферу. Оскільки час обміну між стратосферою і атмосферою сос-тавляет кілька років, то зменшення концент-рації ізотопав тропосфері, обумовлене вза-имодействия з континентальною біотою і океанами, починаючи з 1965 року відбувалося більш повільно за рахунок надходження цього ізотопу з стратосфери.

Перемішування в атмосфері.

Перемішування повітря в тропосфері від-ходить досить швидко. Пасати в середніх широтах в обох півкулях огинають Землю в середньому при-мірно за один місяць, вертикальне переміщення між земною поверхнею і тропопаузою (на ви-соте від 12 до 16 км) також відбувається протягом місяця, перемішування в напрямку з півночі на південь у межах півкулі відбувається приблизно за три місяці, а ефективний обмін між двома півкулями здійснюється приблизно за рік. Так як в даній роботі я розглядаю процеси, зміни яких відбуваються за час порядку декількох років, десятиліть і століть, можна вважати, що тропосфера в будь-який момент часу добре перемішана. Це припущення засноване на тому, що середні річні значення концентраціідля високих північних і високих південних широт отли-зустрічаються тільки на 1,5-2,0 млн.Очевідно, що в північній півкулі концентраціявише, ніж в південному. Різниця концентрацій у північній і південній півкулях, ймовірно, викликано тим, що близько 90% джерел промислових викидів розташоване в північній півкулі. За останні десятиліття ця різниця збільшилася, оскільки споживання іско-паєм палива також зросло.

Обмін між стратосферою і тропосферою про-виходить значно повільніше, ніж в тропосфері, тому сезонні коливання концентрації атмосфер-ного вуглекислого газу вище тропопаузи швидко зменшуються. У стратосфері зростання концентраціізначітельно запізнюється в порівнянні з її ростом в тропосфері. Так, відповідно до вимірів, концент-рацііна висоті 36 км приблизно на 7 млнменьше, ніж на рівні тропопаузи (тобто на висоті 15 км). Це відповідає часу перемішування між стратосферою і тропосферою, рівному 5-8 років.

Газообмін в системі атмосфера - океан.

Швидкість газообміну.

У стаціонарному стані, що існував в до-індустріальне час, більше 90% міститься на Землі ізотопанаходілось в морській воді і донних відкладеннях (зміст останніх сос-тавляет всього кілька відсотків). Існував приблизний баланс між переносоміз атмосфери в океан і радіоактивним розпадом всередині океану. Середній глобальний обменмежду атмосферою і океаном можна визначити шляхом вимірювання різниці содержаніяв вуглекислому газі атмосфери і растворённомв поверхневому шарі океану. Дані спостережень за зменшенням концентрації атмосфері і її збільшенням в поверхневих водах океану після проведення випробувань ядерної зброї дають ще одну можливість визначити швидкість газообміну. Третій спосіб оцінки швидкості газообміну між атмосферою і океаном полягає у вимірюванні відхилення від стану рівноваги междуі, обумовленого поступленіеміз океану в атмосферу. Середня швидкість газообменамежду атмосферою і океаном при концентрації атмосфері 300 млн, по-лучанин на основі цих трьох способів, дорівнює 185 моль / (Мгод). Це означає, що середній час пребиваніяв атмосфері одно 8,52 років. Швидкість газообміну на межі розділу між атмосферою і океаном залежить від стану поверхні океану, від швидкості вітру і хвилювання.

Буферні властивості карбонатної системи.

При розчиненні морській воді від-ходить реакція гідратації з утворенням вугільної кислоти, яка в свою чергу дисоціює на іони. Карбонатная система визна-ляется сумарною концентрацією розчиненого неорганічного вуглецю (), кислотністю (pH); парціальним тиском расворённого вуглекислого газу, яке за умови рівноваги з атмо-сферою одно парциальному давленіюв атмо-сфері. При поглощенііморской водою щё-лочность залишається незмінною, а освіту й розкладання органічних і неорганічних сполук призводить до зміни як. Карбо-натного система має такі основні особливості:

1. Растворімостьв морській воді і соот-льної концентрація сумарного вуглецю, що знаходиться в рівновазі з атмосфернимпрі заданому значенні концентрації послід-нього, залежать від температури.

2. Обменмежду газовою фазою і розчином залежить від так званого буферного чинника, який також називають фактором Ревелла.

Розчинність і буферний фактор збільшуються при зниженні температури. Так як зміна Парцій-ального тиску вуглекислого газу в напрямку від полюса до екватора невелика, в среднемпереносітся з атмосфери в океан у високих ши-ротах і в протилежному напрямку в низьких. Буферний фактор має величину порядку 10 і збільшується з ростом значень. Це означає, чточувствітельно до досить малим ізмененіямв воді. При збереженні рівноваги в системі ат-мосферу - поверхневі води океану зміна концентрації атмосфері приблизно на 25% протягом останніх 100 років викличе зміна змісту сумарного расворённого неорганічні-кого вуглецю в поверхневих водах тільки на 2-2,5%. Таким чином, здатність океану поглинати надлишкову атмосфернийв 10 разів менше тієї, яку можна було б очікувати виходячи з порівняння розмірів природних резервуарів вуглецю.

Вуглець в морській воді.

Повний зміст вуглецю і лужність.

Як показали дослідження, зміст сум-Марн неорганічного вуглецю в океані в 1983 році більше, ніж в 50 разів перевищує вміст атмосфері. Крім того, в океані знаходяться зна-ве кількості розчиненого органічного вуглецю. Вертикальне распределеніене є-ється однорідним, його концентрації в глибинних шарах океану вище, ніж в поверхневих. На-блюдается також збільшення концентрацііот досить низьких значень в глибинних водах Се-вірного Льодовитого океану до більш високих зна-ченіям в глибинних водах Атлантичного океану, до ще більш високим у Південному та Індійському океанах до максимальних в Тихому океані. Вертикальне розбраті-поділ лужності дуже схоже на розподіл, однак межі змін лужності значи-тельно менше і складають приблизно 30% змін. Цікаво відзначити, що поверхневі концент-раціібилі б на приблизно на 15% вище, якби океани були добре перемішані, що в свою чергу означало б, що концентраціяв атмосфері повинна бути близько 700 млн. Наявність вертикальних градіендов (так само як і лужності) в океанах робить істотний вплив на концентрації атмосферного.

 Фотосинтез, розкладання і розчинення

органічної речовини.

Діяльність морської біоти практично пів-ністю обмежена поверхневими шарами океану, де відбувається інтенсивний фотосинтез. У про-процесі утворення первинної продукції, що включає як органічні, так і неорганічні сполуки вуглецю, концентраціяуменьшается. Вплив цього процесу на лужність може бути разлічним.Несомненно, що збільшення концентрації атмосферногосоздаёт потокіз атмосфери в океан, який у свою чергу повинен був змінити доиндустриальное Розподіл верхніх шарах океану.

Щорічно Окологія З відкладається на дні океану, частина цих відкладень являє собою органічний вуглець, а інша частина -. Органічний вуглець є основним джерелом енергії для організмів, що мешкають на дні моря, і тільки мала його частина захороняется в опадах, виняток становлять прибережні зони і шельфи. У деяких обмежених областях (наприклад, в деяких районах Балтійського моря) вміст кисню в придонних водах може бути дуже низьким, відповідно зменшується швидкість окис-лення і значні кількості органічного уг-лерода захороняются в опадах. Області з біс-кисневими умовами збільшуються внаслідок забруднення прибережних вод, і в останні роки, ймовірно, кількість легко окисляемого органічні-кого речовини також збільшилася.

Внаслідок буферних властивостей карбонатної системи, зміна концентраціірастворённого сумарного неорганічного вуглецю в морській воді, необхідне для досягнення стану рав-ги зі зростаючою концентрацією атмосферного вуглекислого газу, мало, і рівноважний стан між атмосферним і розчиненим у поверхневих водахустанавлівается швидко. Роль океану в глобальному вуглецевому циклі визначається головним чином швидкістю обміну вод в океані.

Поверхневі шари океану досить добре перемішані аж до верхньої межі термокліну, тобто до глибини близько 75 м в області широт приблизно 45с. - 45ю. У більш високих широтах зимове охолодження вод призводить до перемішування до значно більших глибин, а в обмежених областях і протягом коротких інтервалів часу перемішування вод поширюється до дна океанів (як, наприклад, в цьому морі і морі Уед-делла). Крім того, з областей основних течій в широтному поясі 45-55 (Гольфстрім у Північній Атлантиці, Куросіо в північній частині Тихого океану і Течія Західних вітрів) про-виходить великомасштабний перенесення холодних поверхневих вод в область головного термокліна (глибина 100-1000 м). У шарі термокліна про-виходить також вертикальне перемішування. Обидва процеси відіграють важливу роль при перенесенні вуглецю в океані.

Між вуглекислим газом в атмосфері і розчиненим неорганічним вуглецем в поверхневих шарах морської води рівновага встановлюється приблизно протягом року (якщо знехтувати сезонними змінами). Розчинений неорганічний вуглець переноситься разом з водними масами з поверхневих вод в глибинні шари океану. Що виникає в результаті збільшення вмісту сумарного розчиненого неоргани-чеського вуглецю можна обчислити, беручи до уваги супутній зростання вмісту пита-них речовин і лужності. Однак, таким спо-собом не можна досить точно визначити значення концентраціідля часу, коли відбувалося утворення глибинних вод. При поглинанні ант-ропогенногоокеаном потік розчиненого НЕ-органічного вуглецю з глибинних шарів до по-верхностних зменшується через підвищення кон-центрації поверхневих шарах океану, але при цьому спрямований вниз потік детриту залишається НЕ-зміниться. Справедливість цього припущення під-тверждает той факт, що первинна продуктивність в поверхневому шарі океану зазвичай лімітується наявністю поживних речовин.

Автор статті, використаної в якості основи для написання цього реферату, проаналізував деякі з цих можливих чинників і показав, що при певних умовах в поверхневих шарах океану можуть спостерігатися більш низькі значення концентрацій розчиненого неорганічні-кого вуглецю в порівнянні з сучасними, відповідно концентрації атмосферногобудут також іншими .

При оцінках можливих значень концентрацій атмосферногов майбутньому зазвичай вважають, що об-щая циркуляція океанів не буде змінена. Однак безсумнівно, що в минулому вона змінювалася. Якщо по-тепленіе, викликане зростанням концентрації ат-атмосфері, буде значним, то, ймовірно, про-ізойдёт якась зміна циркуляції океану. Зокрема, може зменшитися інтенсивність обра-тання холодних глибинних вод, що в свою оче-редь може призвести до зменшення поглинання промишленногоокеаном.

Зміна кругообігу вуглецю могло б статися також при збільшенні сумарної кількості поживних речовин в океані. Якщо наявність поживних речовин в поверхневих шарах раніше буде основним чинником, лімітуючим фотосинтез, їх концентрації в цих шарах повинні бути дуже низькими. Отже, повинна відвели-чітся концентрація поживних речовин між збідненими цими речовинами поверхневими вода-ми і глибинними шарами. У цьому випадку за рахунок вертикального перемішування в океані в поверх-ностние шари буде переноситися більше пита-них речовин, що призведе до зростання інтенсивність-сивности фотосинтезу. Вертикальний градієнт концентраціітакже зросте, а поверхневі значеніяі парціальний давленіепрі цьому зменшаться.

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

Вуглець в континентальній біоті

і в грунтах.

Протягом останніх 20 років було зроблено численні спроби визначення запасів уг-лерода в континентальній рослинності і харак-теристик його річного круговороту - загальною пер-вичной продуктивності та дихання. Оцінка, харак-теризуется стан континентальної біомаси на 1980 без урахування сухостою, рівного С. У більш пізніх роботах, заснованих на більшій кількості даних, вказується, що ця оцінка вмісту вуглецю в живій речовині біомаси швидше за все завищена.

Середній час перебування вуглецю в лісових системах становить 16-20 років, але середній вік дерев принаймні в два рази більше, так як менше половини чистої первинної продукції перетворюється в целюлозу. Середній час життя уг-лерода в рослинах, що не входять в лісові системи, дорівнює приблизно 3 років.

За різними оцінками, сумарний вміст вуглецю в становить Окологія С. Головна невизначеність існуючих оцінок обумовлена ??недостатньою повнотою відомостей про площі і змісті вуглецю в торфовищах планети.

Зміни вмісту вуглецю в

континентальних екосистемах.

За останні 200 років відбулися значні зміни в континентальних екосистемах в ре-док зростаючого антропогенного воздейст вія. Коли землі, зайняті лісами і трав'янистими співтовариствами, перетворюються на сільськогосподарські угіддя, органічна речовина, тобто живе вещест-во рослин і мертве органічна речовина грунтів, окислюється і надходить в атмосферу у формі. Якась кількість елементарного вуглецю може також захораниваться в грунті у вигляді деревного вугілля (як продукт, що залишився від спалювання лісу) і, таким чином, вилучатися з швидкого обороту в вуглецевому циклі. Вміст вуглецю в різних компонентах екосистем змінюється, оскільки відновлення органічної речовини залежить від географічної широти і типу рослинності.

Були проведені численні дослідження, мали за мету дозволити існує не-визначеність в оцінці змін запасів вугле-роду в континентальних екосистемах. Грунтуючись на даних цих досліджень, можна прийти до ви-воду про те, що надходження атмосферу з 1860 по 1990 рік составілог С і що в 1990 році біотичний викид вуглецю був равенг С / рік. Крім того, можливий вплив зростаючих атмосферних концентраційі виб-росів забруднюючих речовин, таких, каки, ??на інтенсивність фотосинтезу органічної ве-вин континентальних екосистем. Мабуть, інтенсивність фотосинтезу зростає із збільшенням концентрації атмосфері. Найбільш ймовірно, що це зростання характерний для сільськогосподарських культур, а в природних континентальних еко-системах підвищення ефективності використання води могло б призвести до прискорення утворення органічної речовини.

Прогнози концентрації вуглекислого

газу в атмосфері на майбутнє.

Основні висновки.

За останні десятиліття було створено біль-ШОЕ кількість моделей глобального вуглецевого циклу, рассматреть які в даній роботі я не зміг через те, що вони складні і об'ємні. Розгляну лише коротко основні їх висновки. Раз-особисті сценарії, використані для прогнозу со-держаніяв атмосфері в майбутньому, дали подібні результати. Нижче я спробував підвести загальний підсумок, що стосуються проблеми антропогенної зміни кон-центрації атмосфері.

· З 1860 по 1984 рік в атмосферу поступілог С за рахунок спалювання викопного топ-лива, швидкість викидайте даний час (за даними на 1990 рік) рівного С / рік.

· Протягом цього ж періоду часу надходження атмосферу за вирубки лісів і зміни характеру землекористування составілог С, інтенсивність цього надходження в нас-тоящее час рівного С / рік.

· З середини минулого століття концентраціяв атмосфері збільшилася отдомлнв 1990 році.

· Основні характеристики глобального вуглецевого циклу добре вивчені. Стало можливим створення кількісних моделей, які можуть побут покладені в основу прогнозів зростання концентрації атмосфері при використанні певних сценаріїв викиду.

· Якщо інтенсивність вибросовв атмосферу протягом найближчих чотирьох десятиліть залишиться постійної або буде зростати дуже повільно (не більше 0,5% на рік) і в більш віддаленому бу-дущем також буде рости дуже повільно, то до кінця XXI століття концентрація атмосферногосоставіт близько 440 млн , тобто не більше, ніж на 60% перевищить доіндустріальний рівень.

· Якщо інтенсивність вибросовв протягом бли-жайших чотирьох десятиліть буде зростати в середньому на 1-2% на рік, тобто також, як вона зростала з 1973 року до теперішнього часу, а в більш віддаленому майбутньому темпи її зростання за-зволікати, то подвоєння содержаніяв атмо-сфері в порівнянні з доіндустріальним рівнем відбудеться до кінця XXI століття.

· Основні невизначеності прогнозів концент-раціів атмосфері викликані недостатнім знанням ролі таких факторів, як:

· Швидкості водообміну між поверхневими, проміжними і глибинними шарами океану;

· Чутливості морської первинної продукції до змін змісту пита-них речовин у поверхневих водах;

· Поховання органічної речовини в облог-ках в прибережних районах (і озерах);

· Зміна лужності, і, отже, буферного чинника морської води, викликаних зростанням вмісту розчиненого неоргани-чеського вуглецю;

· Збільшення інтенсивності фотосинтезу і рос-та біомаси та грунтового органічного ве-вин в континентальних екосистемах за рахунок зростання концентрації атмосфері і можливого відкладення поживних речовин, що надходять з антропогенних джерел;

· Збільшення швидкості розкладання органічні-кого речовини грунтів, особливо в процесі експлуатації лісів;

· Утворення деревного вугілля в процесі го-ренію біомаси.

Величина очікуваної зміни середньої гло-бальної температури при подвоєнні концентрацііпріблізітельно відповідає величині її вимірюв-вати при переході від останнього льодовикового пе-риода до сучасного межледниковью. Більш розумі-ренное споживання викопного палива протягом найближчих десятиліть могло б продовжити воз-можность його використання на більш віддалену перспективу. У цьому випадку концентраціяв ат-атмосфері не досягне подвоєного значення по срав-рівняно з доіндустріальним рівнем.

Проблема зміни клімату в результаті емісії парникових газів повинна розглядатися як одна з найважливіших сучасних проблем, пов'язаних з довгостроковими впливами на навколишнє середовище, і розглядати її потрібно в со-вокупности з іншими проблемами, викликаними ант-ропогеннимі впливами на природу.

Список літератури.

1. Парниковий ефект, зміна клімату і екосистеми. / За редакцією Б. Болина, Б. Р. Десса, Дж. Ягер, Р. Уоррік. / Ленінград, Гидрометеоиздат - 1989.

2. "Земля і Всесвіт", 2-93: "Вуглекислий газ і кліматичні зміни" - С.А.Щепінов

3. "Земля і Всесвіт", 1-95: "Екологічні наслідки розпочатого глобального потепління Землі" - А.Л. Яншин

Авіація і космонавтика
Автоматизація та управління
Архітектура
Астрологія
Астрономія
Банківська справа
Безпека життєдіяльності
Біографії
Біологія
Біологія і хімія
Біржова справа
Ботаніка та сільське господарство
Валютні відносини
Ветеринарія
Військова кафедра
Географія
Геодезія
Геологія
Діловодство
Гроші та кредит
Природознавство
Журналістика
Зарубіжна література
Зоологія
Видавнича справа та поліграфія
Інвестиції
Інформатика
Історія
Історія техніки
Комунікації і зв'язок
Косметологія
Короткий зміст творів
Криміналістика
Кримінологія
Криптологія
Кулінарія
Культура і мистецтво
Культурологія
Логіка
Логістика
Маркетинг
Математика
Медицина, здоров'я
Медичні науки
Менеджмент
Металургія
Музика
Наука і техніка
Нарисна геометрія
Фільми онлайн
Педагогіка
Підприємництво
Промисловість, виробництво
Психологія
Психологія, педагогіка
Радіоелектроніка
Реклама
Релігія і міфологія
Риторика
Різне
Сексологія
Соціологія
Статистика
Страхування
Будівельні науки
Будівництво
Схемотехніка
Теорія організації
Теплотехніка
Технологія
Товарознавство
Транспорт
Туризм
Управління
Керуючі науки
Фізика
Фізкультура і спорт
Філософія
Фінансові науки
Фінанси
Фотографія
Хімія
Цифрові пристрої
Екологія
Економіка
Економіко-математичне моделювання
Економічна географія
Економічна теорія
Етика

8ref.com

© 8ref.com - українські реферати


енциклопедія  бефстроганов  рагу  оселедець  солянка