Dioxidul de carbon din atmosfera terestră

CO 2 - flux din biosferă în cursul zilei de 8 iulie 2006, adică în vara de nord ( NOAA -Carbon Tracker , trepte de 3 ore), fluxul negativ prin fotosinteza plantelor pe partea zilei este prezentat în nuanțe de albastru
La fel și pe 28 decembrie 2006, acum activitatea predomină în emisfera sudică

Dioxidul de carbon (CO 2 ) este un gaz de urmă cu o fracțiune de volum de aproximativ 0,04% (aproximativ 400  ppm ) în atmosfera terestră . Fracțiunea de masă este de aproximativ 0,06%.

În ciuda concentrației sale scăzute, dioxidul de carbon are o importanță elementară pentru viața pe pământ în multe feluri: plantele absorb gazul de care au nevoie și degajă oxigen ( fotosinteza ), în timp ce majoritatea ființelor vii și multe alte procese naturale respiră și eliberează dioxid de carbon. eliberat în atmosfera pământului.

Ca gaz cu efect de seră , CO 2 are o influență majoră asupra climei pământului prin efectul de seră și, prin solubilitatea sa în apă, valoarea pH - ului oceanelor. În cursul istoriei pământului , conținutul de CO 2 atmosferic a fluctuat considerabil și a fost adesea direct implicat într-o serie de evenimente grave ale schimbărilor climatice .

În aprilie 2021, o concentrație de peste 420 ppm a fost măsurată pentru prima dată la Observatorul Mauna Loa din Hawaii . Pentru părți mari ale erei preindustriale până la jumătatea secolului al XIX-lea, această valoare se afla încă în jurul valorii de 280 ppm.

Ciclul carbonului

Imagine color falsă a poluării cu fum și ozon din incendiu în Indonezia în 1997

Aproximativ 65.500.000 de gigatoni de carbon sunt depozitați în scoarța terestră . În 2008, în atmosfera terestră existau aproximativ 3.000 de gigatone de CO 2 . Aceasta corespunde la aproximativ 800 de gigați de carbon - aproximativ 0,0012 la sută din cantitatea din roca exterioară a pământului.

În ciclul carbonului , o cantitate foarte mare de carbon este în mod constant transferată între atmosferă și alte depozite, cum ar fi B. Mări, viețuitoare și soluri schimbate. Majoritatea surselor de CO 2 sunt de origine naturală și sunt compensate de chiuvete naturale de CO 2 . Concentrația atmosferică de dioxid de carbon este influențată de metabolismul ființelor vii de pe pământ, dar și de reacțiile care au loc independent de orice viață și își au originea în procesele fizice și chimice. Constantă de timp , adică H. viteza acestor procese variază foarte mult și variază de la câteva ore la câteva milenii.

Concentrația de dioxid de carbon a tinerei pământuri își are originea în activitatea vulcanică, care continuă să alimenteze dioxidul de carbon în atmosferă și în prezent eliberează în jur de 150 până la 260 megatoni de dioxid de carbon anual. De când pământul a existat, gazul de urmă a fost îndepărtat din atmosferă prin degradarea stâncii. O parte din aceasta este, de asemenea, depusă prin sedimentare biogenă și astfel retrasă din ciclu.

Spre deosebire de aceste procese abiotice, există fluxuri de materie considerabil mai mari care provin din respirația ființelor vii. Arderea materialului organic în incendiile forestiere este, de asemenea, una dintre sursele naturale de dioxid de carbon .

Deoarece CO 2 se dizolvă bine în apă, o modificare a concentrației acestui gaz de urmărire în aer afectează, de asemenea, conținutul de dioxid de carbon și, astfel, valoarea pH-ului mărilor și lacurilor lumii . Creșterea concentrației de dioxid de carbon atmosferic de la începutul revoluției industriale a condus, prin urmare, atât la acidificarea oceanelor - aproape jumătate din dioxidul de carbon adus în atmosferă de oameni este dizolvat în oceanele lumii -, cât și la acidificarea lacurilor de apă dulce .

Interacțiunea cu plantele

Dependența ratei fotosintezei de cantitatea de CO 2 din aer în plantele C 3 și C 4 .

Plantele folosesc fotosinteza pentru a transforma dioxidul de carbon în zahăr , în special glucoză . Aceștia câștigă energia de care au nevoie pentru această reacție din absorbția luminii solare de către clorofilă ; oxigenul este produs ca produs rezidual. Acest gaz este eliberat în atmosferă de către plante, unde este apoi utilizat pentru respirația organismelor heterotrofe și a altor plante; acest lucru creează un ciclu . Prin aceste fluxuri de materiale, dioxidul de carbon din atmosferă este complet schimbat în medie la fiecare 3 până la 5 ani. Plantele terestre absorb preferențial izotopul de carbon mai ușor 12 C. Acest efect poate fi măsurat cu ajutorul studiilor de izotopi .

Decăderea naturală a materialului organic din păduri și pajiști, precum și incendiile care reapar în natură duc la o eliberare anuală de aproximativ 439 gigați de dioxid de carbon. Creșterea plantelor noi compensează complet acest efect, deoarece absoarbe anual aproximativ 450 de gigatoni.

Concentrația pre-industrială de 280 ppm, dar și concentrația în prezent semnificativ crescută de peste 400 ppm, pentru plantele C 3 este sub valoarea optimă pentru o creștere ideală. În sere , conținutul de dioxid de carbon din aer este, prin urmare, crescut artificial la valori de 600 ppm și mai mult. Această fertilizare cu dioxid de carbon poate crește creșterea plantelor cu până la 40% în condiții altfel ideale. În natură, cu toate acestea, o astfel de creștere ridicată a creșterii prin CO 2 fertilizare poate fi de așteptat numai în cazul în care creșterea plantelor nu este limitată de un deficit de nutrienți și / sau apă. În perioada 1982-2010, a fost stabilit un efect semnificativ, detectabil la nivel global, al fertilizării cu CO 2 . În plus, biosfera a absorbit de două ori mai mult dioxid de carbon în 2010 decât în ​​1960; cu toate acestea, emisiile provocate de om au crescut de patru ori în această perioadă. Deși 90% din toate speciile de plante sunt plante C 3 , 40% din suprafața pământului sunt colonizate de plante C 4 (cum ar fi porumb , trestie de zahăr sau mei ), care are o mare importanță ecologică și economică. Similar plantelor CAM adaptate la habitate foarte uscate și calde , plantele C 4 reacționează doar la fertilizarea cu CO 2 cu o creștere a creșterii de câteva procente, deoarece au reușit să absoarbă foarte bine gazul urme chiar și în atmosfera preindustrială concentraţie.

Efectele schimbărilor climatice

Dioxidul de carbon ca factor climatic

Eficiența enzimei Rubisco, care este responsabilă pentru fotosinteza plantelor, depinde de temperatura acesteia și de concentrația de CO 2 din aerul ambiant. Deși toleranța la temperaturi mai ridicate crește și odată cu creșterea concentrației de CO 2 , este de așteptat ca încălzirea globală asociată cu creșterea conținutului de CO 2 din atmosferă să ducă la o scădere a ratei fotosintezei și astfel la o scădere a producției primare la unele specii de plante .

Influența creșterii concentrației de dioxid de carbon, care până acum a fost considerată benefică pentru unele culturi, a fost examinată în ceea ce privește biosfera ca parte a experimentului FACE . Rezultatele - în funcție de plantă - au variat.

În 2016 a fost confirmat faptul că odată cu creșterea atmosferică CO 2 concentrație în legătură cu valorile temperaturii crescute și feedback - ul de vapori de apă, a evenimentelor de ploaie grea crește.

Fluctuații spațiale și temporale ale concentrației atmosferice

Distribuția spațială a concentrației de dioxid de carbon în 2003. Concentrațiile mari de aproximativ 385 ppm sunt prezentate în roșu, concentrațiile scăzute de aproximativ 360 ppm sunt afișate în albastru.

Deoarece metabolismul plantelor este direct dependent de lumină, concentrațiile de CO 2 la nivelul solului fluctuează pe parcursul zilei . Cu o acoperire vegetală suficientă, există un maxim pe timp de noapte și un minim în timpul zilei. Concentrația de CO 2 este mare în și în zonele metropolitane, dar este semnificativ mai mică în păduri decât în ​​zona înconjurătoare. În unele regiuni din America de Sud și Africa există fluctuații de aproximativ 60 ppm în timpul zilei. În încăperile închise, concentrația poate crește de până la zece ori valoarea medie a concentrației medii în aer liber.

Când ne uităm la evoluția concentrației de mai mulți ani, se poate observa o fluctuație anuală de 3-9 ppmv, care este cauzată de perioada de vegetație din emisfera nordică. Influența emisferei nordice domină ciclul anual al fluctuațiilor concentrației de dioxid de carbon, deoarece există suprafețe terestre mult mai mari și deci o biomasă mai mare decât în ​​emisfera sudică. Concentrația este cea mai ridicată în luna mai în emisfera nordică, deoarece începerea primăverii începe în acest moment; atinge minimul în octombrie, când biomasa fotosintetică este cea mai mare.

Datorită dependenței de temperatură a metabolismului plantelor, există, de asemenea, o diferență între concentrațiile ecuatoriale de CO 2 și datele obținute în latitudinile arctice; acestea arată influența sezonieră a perioadei de creștere: în timp ce variația anuală a curbelor din apropierea ecuatorului este de doar aproximativ 3 ppm, în latitudinile arctice este de 20 ppm.

Charles Keeling a fost pionier în studiul concentrației de dioxid de carbon în atmosfera terestră . La sfârșitul anilor 1950, el nu numai că a descris pentru prima dată oscilațiile menționate mai sus, dar a putut, de asemenea, să utilizeze curba Keeling pe care a creat-o pentru a demonstra pentru prima dată că oamenii cresc concentrația acestui gaz de urmărire.

Importanța ca gaz cu efect de seră

Ilustrarea vibrațiilor de întindere și îndoire a dioxidului de carbon , care sunt excitate de absorbția radiațiilor infraroșii .

CO 2 este un important gaz cu efect de seră : absoarbe și emite radiații infraroșii la lungimi de undă de 4,26  µm și 14,99 µm ( vibrații de întindere și îndoire asimetrice ). Calculele model indică faptul că diferența în fluxul de radiații cu unde lungi (diferența de flux cu și fără gaze cu efect de seră) pe suprafața atmosferei are o valoare de 26% (cu un cer senin). Datorită longevității CO 2 în atmosferă, doar o reducere a emisiilor de dioxid de carbon poate oferi o ameliorare pe termen lung împotriva încălzirii globale.

Deși 60% din efectul de seră poate fi urmărit înapoi la vaporii de apă , concentrația vaporilor de apă din atmosfera terestră depinde numai de temperatura medie globală a pământului, adică de presiunea vaporilor , prin ecuația Clausius-Clapeyron și poate să fie modificate permanent numai prin aceasta. În acest fel, vaporii de apă au doar un efect intensificator asupra schimbărilor de temperatură globale. Acest lucru face din dioxidul de carbon cel mai important gaz cu efect de seră, a cărui concentrație poate fi modificată direct și durabil. Globală de încălzire Potențialul altor gaze urme este legată de cea a CO 2 .

De la mijlocul secolului al XIX-lea, concentrația de CO 2 a crescut din cauza activităților umane. O dublare a concentrației atmosferice de CO 2 de la valoarea pre-industrială de la 280 ppm la 560 ppm ar duce, conform stării actuale a științei, la încălzirea globală de 3 ° C. Această valoare se numește sensibilitate climatică .

Curs în istoria pământului

Modificări ale concentrației de CO 2 în timpul fanerozoicului , adică în ultimii 542 milioane de ani. Date mai recente sunt în partea dreaptă a graficului. Graficul începe în stânga, înainte de existența plantelor pe uscat și în timpul căruia producția soarelui era cu 4-5% mai mică decât în ​​prezent. Dacă vă deplasați spre dreapta în grafic, producția solară se apropie treptat de nivelul actual, pe măsură ce vegetația se extinde și elimină cantități mari de dioxid de carbon din atmosferă. Nivelurile de CO 2 de astăzi sunt afișate în partea dreaptă a imaginii . Această zonă este marcată pe abscisa diagramei cu litera N pentru Neogen ; În acest timp , specia umană s-a dezvoltat . Holocen , adică ultima aprox. 10.000 de ani, nu poate fi recunoscut în diagrama din cauza duratei sale relativ scurt și , prin urmare , nu este marcat.

Viața, dar și procesele abiotice, au avut întotdeauna o influență majoră asupra concentrației de dioxid de carbon din atmosfera terestră, dar acestea au fost modelate și de aceasta. Deci există o relație reciprocă.

Mecanismul de control al pământului

În termeni geologici , (în cea mai mare parte) cauzată în principal de efectul de seră cu dioxid de carbon a avut o importanță decisivă. Pe pământ a existat apă în formă lichidă foarte devreme. Paradoxul tânărului soare slab descrie modul în care , în ciuda unui soare slab, temperaturi crescute a apărut pe pământ tânăr. Luminozitatea soarelui a crescut cu aproximativ 30% de la formarea sa acum 4,6 miliarde de ani. Acest lucru trebuie luat în considerare pe fondul faptului că dublarea sau înjumătățirea concentrației pre-industriale de CO 2 de 280 ppm determină aceeași modificare a forțelor radiative ca o modificare a constantei solare de 2%. Concentrația gazelor cu efect de seră - în special a dioxidului de carbon și a metanului  - a fluctuat puternic de mai multe ori în decursul istoriei pământului, dar a scăzut brusc în întreaga perioadă ca urmare a unui mecanism de autoreglare. Temperatura crescută a provocat o degradare crescută a suprafeței terestre și precipitarea dioxidului de carbon în mare sub formă de var . Ca rezultat, conținutul de dioxid de carbon a scăzut, în urma căruia temperatura a scăzut și a scăzut condițiile meteorologice și precipitațiile, iar temperatura s-a redus ulterior la vechea valoare cu un conținut mai redus de dioxid de carbon în atmosferă.

În timpul Marii catastrofe a oxigenului în urmă cu aproximativ 2,4 miliarde de ani, efectul de seră a slăbit foarte repede, deoarece metanul puternic cu efect de seră a fost oxidat la scară largă și, prin urmare, a dispărut aproape complet din atmosferă. Este foarte probabil ca acest proces să fi fost cauza glaciației paleoproterozoice , cu o durată de 300 de milioane de ani, probabil cel mai lung eveniment de pământ cu bulgări de zăpadă din istoria pământului. O mare parte din pământ a fost acoperită de gheață.

În timpul glaciației, vulcanii au continuat să emită gaze cu efect de seră, cum ar fi dioxidul de carbon, care s-a acumulat în atmosferă datorită faptului că intemperiile și precipitațiile nu mai au loc în mare. Conținutul de dioxid de carbon a crescut la niveluri extrem de ridicate pe o perioadă de aproximativ 10 milioane de ani până când efectul de seră a fost suficient de puternic pentru a topi gheața. Ca urmare, suprafața pământului, care a fost acum expusă din nou, a absorbit semnificativ mai multă lumină solară și a urmat un climat global de saună timp de aproximativ 10.000 de ani. Datorită condițiilor meteorologice și precipitațiilor acum severe, conținutul de dioxid de carbon a fost mult redus și s-au depus cantități uriașe de var într-un timp foarte scurt, ceea ce a condus în cele din urmă la un climat moderat din nou ca înainte, dar cu un conținut semnificativ redus de metan și CO 2 în atmosfera. În cele din urmă, doi regulatori climatici abiotici sunt responsabili pentru faptul că clima din perioadele geologice s-a redus din nou și din nou, în ciuda schimbării radiației radiației solare și a condițiilor de mediu schimbate de viața însăși la temperaturi moderate: vulcanismul și tectonica plăcilor ca reciclator al varului depozite și, astfel, ca producători de dioxid de carbon , precum și condițiile meteorologice și precipitațiile ca o scufundare de dioxid de carbon.

Precambrian (perioada pământului timpurie)

Se presupune că după formarea pământului în urmă cu 4,57 miliarde de ani, primele forme de viață au existat deja într-un stadiu foarte timpuriu. Cianobacteriile și algele au început să producă oxigen în Precambrian în urmă cu aproximativ 3,5 miliarde de ani - pentru care au absorbit CO 2 .

Determinarea concentrației atmosferice de dioxid de carbon în urmă cu sute de milioane de ani se realizează prin evaluarea diverselor date proxy . Ca parte a studiilor de izotopi sunt borați în cochilii de foraminifere analizate. Într-un mediu acid, 11 B este din ce în ce mai încorporat în acidul boric , care este necesar pentru structura învelișului acestor ființe vii. Acest lucru permite să se tragă concluzii cu privire la valoarea predominantă a pH-ului, inclusiv conținutul de acid carbonic din apa de mare. Concentrația de CO 2 poate fi determinată și cu ajutorul lui C13C (Delta-C-13), un alt test de izotop. În dezvoltarea atmosferei terestre , se presupune că „prima atmosferă” avea un conținut de dioxid de carbon de aproximativ 10%. Cu toate acestea, această ipoteză este plină de o mare incertitudine.

Fanerozoic

În urma Marelui dezastru de oxigen, concentrația de oxigen a crescut semnificativ atât în ​​oceane, cât și în atmosferă. Tranziția asociată de la anaerob la aerob , adică un metabolism care nu se bazează pe conversia oxigenului, ci pe un metabolism oxidativ, pe bază de oxigen, a dus probabil la dispariția în masă a organismelor anaerobe în biotopii anteriori fără oxigen, dar s-a deschis și up evolutie noi moduri, deoarece prin oxidare există mult mai multă energie disponibilă pentru procesele metabolice decât formele de viață anaerobe se pot utiliza. În momentul exploziei cambiane , când reprezentanții tuturor filelor animale care existau astăzi au apărut în decurs de 5 până la 10 milioane de ani, conținutul atmosferic de CO 2 era la un nivel ridicat de peste 0,6% (= 6000 ppm). În schimb, conținutul de oxigen din atmosferă a crescut doar foarte lent și a stagnat cu aproximativ 3% în cursul ulterior al proterozoicului . Abia la începutul lumii antice ( paleozoic ) acum 541 de milioane de ani, concentrația sa a crescut semnificativ. A atins prima dată valoarea actuală de 21% în urmă cu aproximativ 360 de milioane de ani, în pragul Carboniferei .

Eiszeitalter#Ordovizisches EiszeitalterEiszeitalter#Permokarbones EiszeitalterPerm-Trias-EreignisPaläozän/Eozän-TemperaturmaximumKreide-Paläogen-GrenzeKänozoisches EiszeitalterWarmklimaEiszeitalterKambriumOrdoviziumSilurDevon (Geologie)KarbonPerm (Geologie)Trias (Geologie)Jura (Geologie)Kreide (Geologie)PaläogenNeogenChristopher Scotese
Curbă de temperatură clicabilă a fanerozoicului (oarecum simplificată, după Christopher R. Scotese, 2018).

Ordovician la Carbon

Studii recente presupun că colonizarea continentului prin covoare de plante cu mușchi și forme timpurii de ciuperci a început încă din Cambrianul Mijlociu și apoi a continuat într-o măsură crescută în Ordovician . Acoperirea vegetativă în creștere a exercitat o influență puternică asupra sistemului climatic, deoarece meteorizarea chimică accelerată a suprafeței terestre a retras cantități considerabile de carbon din atmosferă. Dacă concentrația de CO 2 era încă în regiunea de 5000 ppm la începutul lui Ordovician, aceasta a scăzut constant pe durata perioadei, însoțită de o răcire globală treptată. Reducerea carbonului atmosferic este considerată a fi una dintre principalele cauze ale epocii de gheață Ordovician (de asemenea, Epoca de gheață andină-sahariană ), care a început în urmă cu 460 milioane de ani în Ordovicianul superior , care a atins apogeul în ultima etapă ordoviciană a Hirnantiumului și în Silurian înainte de a încheiat 430 de milioane de ani. În acest timp, a dispărut extincția în masă ordoviciană, una dintre cele mai mari crize biologice din istoria pământului. În cursul Devonianului, între 420 și 360 de milioane de ani în urmă, au apărut primele mari suprafețe de pădure adiacente, care au stocat, de asemenea, multe gigatoni de CO 2 în biomasa lor. Concentrația inițială de CO 2 în Devonian a fost de aproximativ 1.500 - 2.000 ppm și a fost redusă cu aproximativ 50 la sută prin apariția dioxidului de carbon.

În perioada carboniferă între 359 și 299 milioane de ani în urmă, a existat o răcire globală în creștere rapidă care a implicat mai mulți factori. Pe de o parte, masele continentale actuale din Africa de Sud, America de Sud, Australia și India se aflau în imediata apropiere a Polului Sud, ceea ce a promovat formarea ghețarilor și a straturilor de gheață interioare. În plus, continentele majore Laurussia și Gondwana au fuzionat în Carboniferul superior pentru a forma supercontinentul Pangea , care a întrerupt circulația curenților oceanici ecuatoriali. Un alt factor a fost răspândirea plantelor adânc înrădăcinate și împărțite de sol. Combinația dintre eroziunea crescută a solului și procesele extinse de coalificare a îndepărtat cantități mari de dioxid de carbon din atmosferă. Suma acestor procese a dus la epoca de gheață Permocarbon , care a durat până în Permian , cu o durată de cel puțin 80 de milioane de ani .

În cursul acestei dezvoltări, temperatura globală s-a scufundat treptat la un nivel al epocii glaciare, iar concentrația atmosferică de CO 2 a scăzut spre sfârșitul epocii la cel mai scăzut nivel din fanerozoic , cu un interval de fluctuație de 150 până la 700 legat de diferite faze reci și calde ppm. Conform unei reconstrucții climatice din 2017, concentrația de dioxid de carbon în zona temporală a graniței Carbon-Permian a scăzut la aproximativ 100 ppm, prin care sistemul climatic al Pământului a atins aproape punctul de vârf care ar fi adus planeta în starea climatică. de glazură globală, comparabilă cu pământul cu bulgări de zăpadă - Evenimente în neoproterozoic . În schimb, conținutul de oxigen a crescut la un nivel cuprins între 33 și 35%, ceea ce este și astăzi unic. În acest timp, au fost construite majoritatea zăcămintelor de cărbune din lume . Fosilele de plante din această epocă permit estimarea concentrației predominante de CO 2 în atmosferă prin analiza numărului de stomate, adică a stomei . Apariția putregaiului alb la capătul carbonului este probabil motivul pentru rata mai mică de formare a carbonului de atunci.

Limita triasică permiană

Cota atmosferică de CO 2 , care a fost mult redusă în Unterperm, s-a stabilizat doar încet la un nivel superior în cursul ulterior al epocii. Cea mai mare dispariție în masă cunoscută din istoria geologică a avut loc la granița Permian-Triasic acum 252,2 milioane de ani. Cauza principală este considerată a fi activitățile vulcanice la scară largă, cu o degajare considerabilă în zona Siberia de astăzi ( Trapp siberian ), care a durat câteva sute de mii de ani și a acoperit șapte milioane de kilometri pătrați cu bazalt (posibil în legătură cu incendii extinse de cărbune și depozite mondiale de cenușă zburătoare). Până la sfârșitul epocii, peste 90% din toată viața marină și aproximativ 75% din viața terestră, inclusiv multe specii de insecte, au dispărut. În plus față de plantele marine, vegetația terestră a fost, de asemenea, decimată într-o asemenea măsură încât conținutul de oxigen din atmosferă a scăzut rapid la 10 până la 15%.

Studiile izotopice oferă dovezi că, într-o fază de încălzire inițială, temperaturile medii au crescut cu 5 ° C în câteva milenii, ca urmare a concentrației în creștere a dioxidului de carbon vulcanic. În același timp, oceanele s-au încălzit într-o măsură considerabilă, ceea ce a dus la formarea unor zone marine fără oxigen , o scădere rapidă a valorii pH - ului și eliberarea de hidrat de metan . Ca urmare a aportului suplimentar de metan în atmosferă, temperatura a crescut cu încă 5 ° C în faza următoare, iar concentrația de gaze cu efect de seră a atins o valoare echivalentă a CO 2 de cel puțin 3000 ppm. In plus, mai multe studii postulăm un termen scurt care apar galloping efect de seră (engl efect de sera ) ppm bazat pe un nivel de dioxid de carbon de aproximativ 7000th

O altă cauză posibilă a prăbușirii aproape tuturor ecosistemelor este reproducerea în masă a protozoarelor marine în medii cu conținut scăzut de oxigen, care au emis produsele lor metabolice sub formă de hidrocarburi halogenate și cantități mari de hidrogen sulfurat (H 2 S) în atmosferă. Până de curând, durata crizei triasice permiene era estimată la peste 200.000 de ani; conform unor descoperiri mai recente, această perioadă a fost redusă la 60.000 de ani (± 48.000 de ani) și, potrivit unui studiu din 2019, ar putea avea chiar a întins doar câteva milenii.

Era mezozoică (era mezozoică)

În timpul perioadei Mesozoice în urmă cu 252 până la 66 de milioane de ani, concentrația atmosferică de CO 2 a fluctuat considerabil, dar a atins deseori valori cuprinse între 1.000 și 1.500 ppm și s-a scufundat doar mult timp în Cretacicul târziu ( Maastrichtian ), împreună cu o răcire clară. tendință de la 500 la 700 ppm. În consecință, condițiile climatice predominant subtropicale până la cele tropicale au predominat în această perioadă, deși au avut loc faze mai reci în Jurasicul târziu și în Cretacicul inferior , fiecare dintre ele a durat câteva milioane de ani.

O altă extincție masivă majoră a avut loc la granița Triasic-Jura în urmă cu 201,5 milioane de ani , pentru care se presupune că megavolcanismul este și cauza principală (provincia magmatică din Atlanticul Central) , cu efecte climatice similare erupțiilor din Trapps siberiene . Unul dintre evenimentele majore din Mesozoic este probabil, de asemenea, o activitate de superplume nedovedită încă în zona Pacificului de Vest în urmă cu aproximativ 120 până la 80 de milioane de ani. Poate exista o legătură cu condițiile extreme de seră din Cretacicul superior . În timpul temperaturii cu maxim 97 până la 91 de milioane de ani în urmă, straturile de apă aproape de suprafață ale unor mări tropicale s-au încălzit scurt până la 42 ° C. În această perioadă a existat probabil cel mai pronunțat climat tropical (condiții de căldură) din întregul fanerozoic .

Un studiu publicat în 2019 se referă la posibilitatea dezintegrării norilor stratocumulului la o concentrație de CO 2 peste 1200 ppm, ceea ce ar duce la o intensificare a încălzirii globale. Această dezvoltare s-ar fi putut produce atât în ​​timpul fazelor de încălzire puternică din Eocen, cât și în timpul optimului climatic Cretacic. În plus, în timpul Cretacicului au avut loc mai multe evenimente anoxice oceanice , care dovedesc o acidificare a oceanelor cu o scădere marcată a valorii pH - ului . O altă caracteristică specială a acestei epoci este cea mai puternică creștere a nivelului mării din istoria geologică cunoscută ( transgresiune ), care a dus la ape adânci de până la 200 de metri adâncime care inundau zone întinse ale maselor terestre continentale.

La sfârșitul Cretacicului a avut loc ultima dispariție în masă la nivel mondial, din care nu numai dinozaurii , ci și aproape toate celelalte familii de animale au fost afectate mai mult sau mai puțin sever. Principala cauză a dispariției a 75% din toate speciile este în prezent impactul unui asteroid mare de aproximativ 10 până la 15 km asupra peninsulei mexicane Yucatán ( craterul Chicxulub ). Multă vreme s-a presupus că vulcanismul puternic ar fi putut juca, de asemenea, un rol decisiv în formarea bazaltelor platoului Dekkan-Trapp din India de astăzi. În contrast, studii mai recente presupun în mod consecvent că criza biologică de la granița Cretacic-Paleogen a fost cauzată exclusiv de impactul Chicxulub.

Paleogen

Formarea stratelor de gheață în Arctica și Antarctica este strâns legată de concentrația de CO 2 ; graficul inferior arată profilul de temperatură, care a fost determinat cu ajutorul lui Δ18O , paralel cu profilul de concentrație .

În paleocenul timpuriu și mediu (66 până la 60 mya), concentrația de CO 2 a fost cuprinsă între 360 ​​și 430 ppm (conform altor analize, aproximativ 600 ppm) și, conform descoperirilor mai recente, a crescut la aproximativ începutul Eocenului cu o creștere corespunzătoare a temperaturii globale 1400 ppm. Cauzele probabile ale procesului de încălzire care se produce rapid sunt emisiile vulcanice ale provinciei magmatice din Atlanticul de Nord în timpul formării și expansiunii Atlanticului de Nord, precum și deriva foarte rapidă a Indiei de astăzi spre nord, în care cantități mari de seră gazele sunt eliberate în atmosferă ca parte a subducției fundului mării bogat în carbonat. Această creștere a luat sfârșit în urmă cu 50 de milioane de ani, după ce placa indiană s-a ciocnit cu continentul asiatic. Desfășurarea ulterioară a Himalaya a fost un factor primar pentru debutul acum al reducerii CO 2 , care a fost cauzat de eroziunea munților care se desfășurau. La scurt timp după aceea, în urmă cu 49 de milioane de ani, conținutul atmosferic de CO 2 a revenit la o valoare de aproximativ 1000 ppm în cursul evenimentului Azolla .

Cu toate acestea, acum 55,8 milioane de ani, la granița dintre paleocen și eocen, cantități mari de carbon au fost eliberate în atmosferă. În timpul paleocenului / temperaturii maxime eocene (PETM), se estimează că 2500 până la 6800 gigatoni de carbon au fost eliberați într-o perioadă de probabil 4000 de ani. Până în prezent, nu este clar din ce surse a venit această creștere extinsă de carbon; Cu toate acestea, încălzirea asociată de aproximativ 6 ° C a fost atât de mare încât este puțin probabil ca efectul cu efect de seră al dioxidului de carbon singur să fi fost suficient pentru aceasta. La fel cu Eocene Thermal Maximum 2 , care a avut loc două milioane de ani mai târziu, se presupune în principal că emisiile oceanice extinse de metan au accelerat și intensificat creșterea bruscă a temperaturii. Cu toate acestea, metanul rămâne în atmosferă doar o perioadă foarte scurtă de doisprezece ani; este oxidat la CO 2 și apă. Aceasta înseamnă că un aport de metan devine în cele din urmă un aport de dioxid de carbon. Fazele de încălzire ale PETM și Eocene Thermal Maximum 2 au avut fiecare o durată cuprinsă între 170.000 și 200.000 de ani.

La sfârșitul Eocenului, în urmă cu aproximativ 35 de milioane de ani, conținutul atmosferic de CO 2 era între 700 și 1000 ppm. La tranziția Eocen- Oligocen (33,9–33,7 mya) s-a produs o răcire bruscă globală pe uscat și în oceane, probabil cauzată de apariția Curentului Circumpolar Antarctic după separarea Antarcticii de America de Sud. Într-un timp foarte scurt, concentrația de CO 2 a scăzut cu 40% și, probabil, a scăzut chiar mai jos timp de câteva milenii. Schimbările climatice rapide au dus la o extincție majoră a speciilor, urmată de o schimbare de faună, Grande Coupure (Extincția în masă Eocen-Oligocen) și, în același timp, a început să crească stratul de gheață din Antarctica. Studii mai recente presupun că glaciația , în special Antarctica de Est , a început la un prag de CO 2 de aproximativ 600 ppm și a fost controlată într-o anumită măsură de modificarea parametrilor orbitei Pământului ( ciclurile Milanković ).

Există dovezi geologice că acum 23 de milioane de ani, la începutul Miocenului , concentrația de CO 2 s-a scufundat la o valoare de aproximativ 350 ppm. La vârful optimului climatic din Miocen, acum 17-15 milioane de ani, conținutul de CO 2 a crescut din nou la peste 500 ppm. În această perioadă caldă, care a fost cel mai probabil forțată de emisiile masive de dioxid de carbon din bazaltul Platoului Columbia , stratul de gheață din Antarctica de atunci și-a pierdut o mare parte din masă fără a se topi complet. Sub influența eroziunii puternice și a proceselor meteorologice, concentrația de CO 2 a scăzut la aproximativ 400 ppm spre sfârșitul optimului în urmă cu 14,8 milioane de ani, iar o fază climatică mai rece a început cu o expansiune reînnoită a stratului de gheață din Antarctica.

Neogen și cuaternar

Concentrațiile de CO 2 din ultimii 400.000 de ani. Precursorul omului neanderthalian , Homo heidelbergensis , a trăit în Europa acum 400.000 de ani . Conform teoriei din afara Africii , Homo sapiens a început colonizarea Eurasiei în urmă cu aproximativ 40.000 de ani .

Concentrațiile scăzute de dioxid de carbon ar fi putut fi declanșatorul evoluției plantelor C 4 , care au apărut din ce în ce mai mult la începutul oligocenului și s-au răspândit în întreaga lume în perioada de acum 7 până la 5 milioane de ani. Plantele C 4 sunt capabile să fixeze CO 2 mai eficient decât plantele C 3 , ceea ce înseamnă un avantaj evolutiv la concentrații atmosferice scăzute de CO 2 .

În Neogen în urmă cu 23 până la 2,6 milioane de ani, climatul mondial s-a răcit și mai mult, ceea ce a fost probabil cauzat de plierea Anzilor și a Himalaya. Cu toate acestea, acest proces nu a fost liniar, ci a fost întrerupt în mod regulat de faze climatice mai calde. Odată cu formarea stratelor de gheață din Antarctica și Arctica, a apărut o altă posibilitate de a reconstrui conținutul de CO 2 al atmosferei epocilor trecute. Această metodă este considerabil mai precisă decât o analiză corespunzătoare bazată pe probe de rocă. Cele mai lungi miezuri de gheață extrase în Antarctica acoperă o perioadă de 800.000 de ani. În ele sunt prinse mici bule de aer, al căror conținut de CO 2 a fost reținut. Majoritatea studiilor se bazează pe un număr mare de miezuri de gheață din Antarctica.

În ultimii 800.000 de ani, concentrațiile de CO 2 au variat între 180 și 210 ppm în timpul fazelor reci și au crescut la valori cuprinse între 280 și 300 ppm în interglacialele mai calde. Analizele miezurilor de gheață au condus la rezultatul că nivelul atmosferic de CO 2 a fost cuprins între 260 și 280 ppm înainte de începerea emisiilor industriale. Această concentrație a rămas în mare măsură stabilă pe parcursul Holocenului (adică în ultimii 11 700 de ani). În 1832, concentrația în miezurile de gheață din Antarctica era de 284 ppm.

Începutul agriculturii umane la începutul Holocenului ( Revoluția neolitică ) ar putea fi strâns legat de creșterea concentrațiilor de dioxid de carbon atmosferic observate după sfârșitul ultimei perioade glaciare . Această fertilizare cu dioxid de carbon a crescut creșterea plantelor și a redus necesitatea unei permeabilități ridicate a stomacului pentru absorbția eficientă a CO 2 , care la rândul său a redus pierderile de apă prin evaporare și a făcut plantele să utilizeze apa mai eficient.

Deoarece nu există un echivalent pentru actuala dezvoltare climatică și biostratigrafică din ultimele milioane de ani, este propusă zorii unei noi epoci geocronologice numită antropocen .

Un studiu a contestat pretenția unor concentrații stabile de CO 2 în timpul interglaciarului actual în ultimii 10.000 de ani. Pe baza unei analize a frunzelor fosile, Wagner și colab. că concentrația de CO 2 în perioada de acum 7.000 la 10.000 de ani a fost semnificativ mai mare (≈ 300 ppm) și că au existat modificări substanțiale care au fost asociate cu schimbările climatice . Părțile terțe au contestat această afirmație, sugerând că este vorba mai degrabă de probleme de calibrare decât de modificări reale ale concentrației de dioxid de carbon. Miezurile de gheață din Groenlanda indică adesea concentrații mai mari și mai variate de CO 2 cauzate de descompunerea in situ a prafului de carbonat de calciu găsit în gheață. Ori de câte ori concentrația de praf în Groenlanda a fost scăzută - așa cum se întâmplă aproape întotdeauna în miezurile de gheață din Antarctica - este raportat un bun acord între măsurătorile arctice și antarctice.

Creșterea antropogenă a concentrației de CO 2

„ Curba Keeling ” a concentrației de dioxid de carbon
( stația de măsurare Mauna Loa )
Emisiile globale de carbon din surse fosile între 1800 și 2013
Concentrațiile atmosferice de dioxid de carbon pot fi măsurate din spațiu cu ajutorul senzorilor laser

Atunci când se cuantifică creșterea antropogenă a concentrației de CO 2 , trebuie făcută o distincție între volumul de carbon natural, care este practic în echilibru, și carbonul introdus suplimentar de activitățile umane. Intrarea antropogenă de CO 2 reprezintă doar 3% din emisiile naturale anuale, dar emisiile naturale de 97% sunt complet absorbite de chiuvete naturale de carbon , astfel încât ciclul natural este închis. Cu toate acestea, aportul creat de om reprezintă o sursă suplimentară pentru ciclul global al carbonului , din care doar jumătate este preluată până acum de oceane, soluri și plante. Restul, însă, rămâne în aer, ceea ce a dus la o creștere constantă a concentrației în atmosferă de la mijlocul secolului al XIX-lea.

Conform măsurătorilor efectuate pe miezurile de gheață , a existat o ușoară tendință descendentă a concentrației atmosferice de CO 2 în ultimele milenii , care a fost inversată în jurul anului 1850 . După media zilnică de 400 ppm (ppm = particule pe milion ) a fost depășită pentru prima dată pe 9 mai 2013 la stația de măsurare a agenției meteo americane Național Oceanic and Atmospheric Administration (NOAA) de pe Mauna Loa , concentrația de CO 2 a atins această valoare în martie 2015 pentru prima dată la nivel global. În vara anului 2019 a fost ajustat sezonier în jurul valorii de 412 ppm, cu creșterea accelerată: în anii 1960 era puțin sub 0,9 ppm pe an, în anii 2000 era de 2,0 ppm pe an și în prezent aproape 3 ppm pe an.

Concentrația actuală este cu aproape 50% peste nivelul pre-industrial de 280 ppm și cu 33% peste cea mai mare atinsă vreodată în ultimii 800.000 de ani. Chiar și în ultimii 14 milioane de ani (de la „ Miocenul Mijlociu ”) nu au existat valori semnificativ mai mari ale CO 2 decât în ​​prezent.

Creșterea bruscă recentă se datorează în totalitate activității umane. Cercetătorii știu acest lucru din patru motive: Pe de o parte, cantitatea de dioxid de carbon eliberată poate fi calculată folosind diferite statistici naționale; pe de altă parte, se poate studia raportul izotopilor de carbon din atmosferă , deoarece arderea carbonului din combustibilii fosili care a fost îngropată mult timp eliberează CO 2 , care are un raport izotop diferit de cel emis de plantele vii. Această diferență permite cercetătorilor să facă distincția între contribuțiile naturale și cele provocate de om la concentrația de CO 2 . În al treilea rând, arderea duce nu numai la o creștere a concentrației de CO 2 în atmosferă, ci și în aceeași măsură la o scădere a concentrației de O 2 . În schimb, o eliberare de CO 2 vulcanică nu este asociată cu o scădere a concentrației de oxigen: măsurătorile conținutului de O 2 atmosferic arată clar că CO 2 eliberat provine în mare parte din arsuri și nu este de origine vulcanică. În cele din urmă, pentru concentrațiile măsurate în anumite puncte din atmosferă, sursele pot fi acum localizate spațial folosind modelarea transportului. B. acumulări de emițători antropici astfel. B. Identificați zonele industriale.

Arderea combustibililor fosili precum cărbunele și petrolul este principalul motiv al creșterii antropice a concentrației de CO 2 ; Defrișarea este a doua cauză cea mai importantă: pădurile tropicale legate mai devreme z. B. sunt astăzi împărțite în 50 de milioane de fragmente; acest lucru mărește emisiile din defrișări și arderea lemnului i. H. v. 1 Gt CO 2 cu încă 30% pe an. Pădurile tropicale stochează aproximativ jumătate din carbonul stocat în întreaga vegetație globală ; acest volum a crescut de la aproximativ 740 Gt în 1910 la 780 Gt în 1990.

În 2012, 9,7 gigați (Gt) de carbon sau 35,6 Gt de CO 2 au fost eliberați din arderea combustibililor fosili și a producției de ciment ; în 1990 era 6,15 Gt carbon sau 22,57 Gt CO 2 , o creștere de 58% în 23 de ani. Schimbările de utilizare a terenului în 2012 au condus la eliberarea a 0,9 Gt CO 2 , în 1990 1,45 Gt. În cadrul evenimentului de smog asiatic pe scară largă din 1997, se estimează că a fost emisă între 13% și 40% din cantitatea medie globală de carbon eliberată prin arderea combustibililor fosili. În perioada cuprinsă între 1751 și 1900, aproximativ 12 Gt de carbon au fost eliberați sub formă de dioxid de carbon prin arderea combustibililor fosili. Aceasta înseamnă că dioxidul de carbon emis la nivel global numai în 2012 corespunde cu 80% din cantitatea de substanță eliberată la nivel global în cei 150 de ani cuprinși între 1750 și 1900.

Cantitatea de CO 2 eliberată de vulcani este mai mică de 1% din cantitatea produsă de oameni.

Emitenți

Cei mai mari șase emisori de dioxid de carbon sunt enumerați în următorul tabel:

Țări cu cele mai mari emisii de CO 2 (2018)
țară pe an
(milioane de tone) 		Cota mondială pe cap de locuitor și an
(tone)
Republica Populară ChinezăRepublica Populară Chineză Republica Populară Chineză 9528 28,1% 6.8
Statele UniteStatele Unite Statele Unite 5145 15,2% 15.7
IndiaIndia India 2479 7,3% 1.8
RusiaRusia Rusia 1551 4,6% 10.6
JaponiaJaponia Japonia 1148 3,4% 9.1
GermaniaGermania Germania 726 2,1% 8.7

Relația cu concentrația din oceane

Schimb de CO 2 între atmosferă și mare

Oceanele terestre conțin o cantitate mare de dioxid de carbon sub formă de hidrogen carbonat și ioni carbonat . Este de aproximativ 50 de ori mai mare decât în ​​atmosferă. Carbonatul de hidrogen se formează prin reacții între apă, rocă și dioxid de carbon. Un exemplu este soluția de carbonat de calciu:

CaCO 3 + CO 2 + H 2 O ⇌ Ca 2+ + 2 HCO 3 -

Modificările concentrației de CO 2 atmosferic sunt atenuate de reacții ca acestea. Deoarece partea dreaptă a reacției generează o componentă acidă, adăugarea de CO 2 pe partea stângă duce la scăderea pH-ului apei de mare. Acest proces este cunoscut sub numele de acidificare a oceanului (pH-ul oceanului devine mai acid, chiar dacă pH-ul rămâne în intervalul alcalin). Reacțiile dintre dioxidul de carbon și roca necarbonatată duc, de asemenea, la o creștere a concentrației de hidrogen carbonat în oceane. Această reacție poate fi ulterior inversată și duce la formarea de roci carbonatice. De-a lungul a sute de milioane de ani, aceasta a produs cantități mari de rocă carbonată.

În prezent, aproximativ 57% din CO 2 emis de oameni este eliminat din atmosferă din biosferă și oceane. Relația dintre cantitatea de dioxid de carbon rămasă în atmosferă și cantitatea totală de dioxid de carbon emisă se numește fracțiunea aeriană după Charles Keeling și este descrisă de factorul Revelle ; proporția variază în jurul unei medii pe termen scurt, dar este de obicei în jur de 45% pe o perioadă mai lungă de cinci ani. O treime până la jumătate din dioxidul de carbon preluat de mări s-a soluționat în regiunile oceanice la sud de paralela 30.

În cele din urmă, cea mai mare parte a dioxidului de carbon eliberat de activitățile umane va intra în soluție în oceane; după aproximativ 300 de ani se va stabili un echilibru între concentrația aerului și concentrația de acid carbonic din oceane. Chiar dacă se ajunge la un echilibru, adică mineralele carbonatice se dizolvă și în oceane, concentrația crescută de hidrogen carbonat și concentrația descrescătoare sau neschimbată a ionilor de carbonat duc la o creștere a concentrației de acid carbonic neionizat sau, mai ales, la un creșterea concentrației duce la o concentrație crescută de dioxid de carbon dizolvat. Pe lângă temperaturi medii globale mai ridicate, aceasta va însemna și concentrații mai mari de echilibru de CO 2 în aer.

Datorită dependenței de temperatură a constantei legii lui Henry , solubilitatea dioxidului de carbon în apă scade odată cu creșterea temperaturii.

„Ireversibilitate” și unicitate

Dezvoltarea conținutului de dioxid de carbon atmosferic în conformitate cu „ Avertismentul oamenilor de știință din lume către umanitate: un al doilea aviz ” 2017

Prin arderea completă a resurselor combustibililor fosili cunoscuți în prezent, conținutul de CO 2 din atmosferă ar crește la aproximativ 1600 ppm. În funcție de valoarea actuală, aproximativ cunoscută, a sensibilității climatice , aceasta ar duce la încălzirea globală între 4 ° C și 10 ° C, ceea ce ar avea consecințe imprevizibile. Pentru a opri creșterea concentrației atmosferice de la aproximativ 2 la 3 ppm pe an, emisiile de CO 2 ar trebui reduse cu 55% pe termen scurt. În acest caz , ar exista un echilibru temporar între emisiile umane și naturale rezervoarele care absorb CO 2 . Cu toate acestea, întrucât acestea sunt din ce în ce mai saturate, emisiile ar trebui reduse în continuare la 20% din rata actuală până în 2060 pentru a preveni o creștere suplimentară.

2 ° C a fost stabilit ca limită pentru o încălzire globală excesiv de periculoasă; este așa-numita țintă cu două grade . Pentru a atinge acest obiectiv, emisiile globale în 2050 ar trebui să fie cu 48% până la 72% mai mici decât emisiile din 2000.

În cursul unui studiu s-a presupus că intrarea de CO 2 este complet oprită de la un anumit punct încoace și se calculează concentrațiile care apar pe o perioadă mai lungă de timp. Indiferent dacă concentrația maximă la care se opresc complet emisiile este de 450 ppmV sau 1200 ppmV, conform calculelor pe parcursul întregului mileniu al treilea, o proporție relativ constantă de 40% din cantitatea introdusă în atmosferă ar rămâne. Presupunând pre-industrial 280 ppmV și în prezent (2015) 400 ppmV concentrația de dioxid de carbon atmosferic, aceasta înseamnă că 40% din cantitatea introdusă de (400 ppmV - 280 ppmV) * 40% = 120 ppmV * 40% = 48 ppmV fără măsuri de geoinginerie a rămas în atmosferă până la sfârșitul mileniului III. Cu toate acestea, acest lucru se aplică numai dacă toate emisiile provenite din combustibili fosili au fost oprite până la sfârșitul anului 2015. Concentrația în aer ar fi apoi de 328 ppmV la sfârșitul mileniului al treilea. După realizarea unui echilibru a fost stabilită între concentrația între oceane și atmosferă, CO 2 este apoi legat prin foarte lent CaCO 3 dezagregarea, adică dezagregarea carbonat. David Archer de la Universitatea din Chicago a calculat că, chiar și după 10.000 de ani, aproximativ 10% din cantitatea introdusă suplimentar de dioxid de carbon va fi încă în atmosferă. Această perioadă este atât de lungă încât provoacă mecanisme de feedback foarte lente, cum ar fi B. topirea stratelor de gheață din Antarctica sau decăderea hidraților de metan pot fi influențate semnificativ. Prin urmare, este probabil ca faza caldă inițiată de influențele umane să dureze o perioadă de 100.000 de ani, ceea ce ar duce la eșecul unui ciclu complet al erei glaciare. Acest lucru ar avea consecințe de anvergură, mai ales datorită influenței incalculabile a elementelor de basculare în sistemul Pământului în legătură cu schimbarea zonelor climatice și de vegetație, precum și topirea extinsă a stratelor de gheață din Antarctica și Groenlanda și creșterea corespunzătoare la nivelul mării cu câteva zeci de metri.

Datorită capacității termice foarte mari a oceanelor și a radiației lente a energiei termice mari stocate, temperatura medie a pământului nu ar scădea semnificativ timp de 1000 de ani, chiar dacă concentrația de încălzire a gazelor cu efect de seră ar putea fi redusă foarte repede la -nivel industrial.

Archer și alți autori subliniază că, în percepția publică, durata de timp în care dioxidul de carbon rămâne în atmosferă - spre deosebire de risipa mult discutată de produse de fisiune radioactivă - este puțin discutată, dar este un fapt care nu poate fi respins din mână. Cantități mari de carbon au fost eliberate în atmosferă în timpul temperaturii maxime Paleocen / Eocen . Cercetările au arătat că durata încălzirii cauzate de aceasta este în acord cu modelul.

Contra-strategii

Cea mai economică utilizare a energiei și utilizarea eficientă a acesteia sunt factori decisivi în reducerea emisiilor antropogene de CO 2 .

În plus față de obiectivele convenite în cadrul conferinței anuale a ONU privind clima privind reducerea emisiilor globale și respectarea anumitor obiective și limite ale încălzirii globale (de exemplu, „ țintă cu 2 grade ”), comercializarea drepturilor pentru emisii și crearea unui CO 2 bugetele sunt , de asemenea , instrumente importante pentru gestionarea corespunzătoare ( a se vedea , de asemenea , CO 2 pret sau CO 2 impozit ). Captarea și stocarea CO 2 vor fi, de asemenea, discutate . Crearea bilanțului de CO 2 al unei activități sau al unui produs este un instrument pentru transparența ciclurilor materiale .

Finanțarea măsurilor pentru evitarea emisiilor de gaze cu efect de seră ( pierderi și daune , atenuare ) a fost un subiect care a fost discutată controversat în întreaga lume de ani de zile; O foaie de parcurs a fost întocmită la Conferința ONU privind clima de la Marrakech 2016 ( COP 22 ) pentru promisiunea țărilor industrializate de a furniza anual 100 de miliarde de dolari începând cu 2020 pentru a sprijini țările afectate în mod deosebit de schimbările climatice globale : ultimele 43 din „ Coaliția încălzirii globale a țărilor afectate în mod deosebit ”( Climate Vulnerable Forum , Round of the Climate Vulnerable , CVF), potrivit Greenpeace, emit împreună la fel de multe gaze cu efect de seră ca Rusia , al cincilea cel mai mare producător mondial de CO 2 singur.

Cu procesul direct de captare a aerului , a cărui fezabilitate a fost demonstrată în 2007, este posibil să se extragă dioxidul de carbon direct din atmosferă și, în cel mai simplu caz, prin separarea și stocarea CO 2 , să se preseze în pământ pentru stocare temporară sau sub aceasta Pentru a reduce utilizarea energiei la combustibili sintetici , al căror consum ar crea o economie circulară în jurul carbonului.

Până în 2020, 127 de state au stabilit sau au planificat obiective nete pe termen lung în contribuțiile definite la nivel național la Acordul de la Paris .

animaţie

O mijlocul lunii decembrie a publicat în 2016 Animație a Goddard Space Flight Center al NASA folosește date de la măsurarea satelitul „ Orbiting Carbon Observatory -2“ și un model de atmosferic dezvoltare și distribuție a dioxidului de carbon în atmosferă într - un an , între septembrie 2014 până în septembrie 2015: suprafața pământului este prezentată ca un disc eliptic , astfel încât mișcarea și concentrația CO 2 pot fi văzute clar în întreaga lume la diferite înălțimi ale învelișului pământului .

perspectivă

Potrivit opiniei științifice unanime, aportul antropogen de dioxid de carbon în atmosferă va scădea treptat, chiar și cu o oprire de emisii viitoare și va avea un impact durabil asupra sistemului climatic în cantități semnificative în următorii milenii. Unele studii merg cu un pas mai departe și postulează o fază de încălzire auto-întăritoare cu o durată similară cu cea maximă a temperaturii paleocenului / eocenului , ținând cont de sensibilitatea climatică a sistemului Pământ și de diferitele elemente de basculare . Dacă emisiile antropice persistă la nivelul actual, probabil vor apărea efecte de feedback care vor crește și mai mult concentrația atmosferică de CO 2 . Calculele într-un scenariu normal arată că la mijlocul acestui secol solul nu va mai fi o chiuvetă, ci o sursă de dioxid de carbon. Începând cu anul 2100, vor emite probabil mai mult decât oceanele pot absorbi. Simulările au arătat că acest efect ar duce la o încălzire de 5,5 K în loc de 4 K fără acest feedback până la sfârșitul secolului.

Diverse calcule ajung la concluzia că intemperiile carbonatice vor fi saturate în aproximativ 30.000 de ani și că, prin urmare, nu va mai exista o scădere a concentrației de CO 2 în atmosferă și oceane. Deoarece degradarea silicatului are loc mai lent, în 100.000 de ani, aproximativ 5% din cantitatea de carbon introdusă de oameni va fi prezentă în atmosferă. Numai în aproximativ 400.000 de ani cantitatea de carbon va reveni la valorile care existau înainte de intervenția umană în ciclul carbonului.

Evenimentele care au avut loc în trecut, cum ar fi fluctuațiile climatice , extincțiile în masă sau megavolcanismul unei mari provincii magmatice, vor continua să fie, probabil, factori esențiali în istoria viitoare a pământului. În perioade geologice de câteva sute de milioane de ani, pe măsură ce interiorul Pământului se răcește, atât vulcanismul, cât și procesele tectonice asociate plăcii se vor slăbi, iar revenirea CO 2 în atmosferă va încetini. Pentru plantele C 3 , conținutul de dioxid de carbon va scădea mai întâi la o concentrație mai mică de 150 ppmV, ceea ce reprezintă o amenințare pentru însăși existența plantei. Pe de altă parte, pentru plantele C 4 , limita inferioară este de 10 ppmV. Diferitele studii oferă răspunsuri foarte diferite despre perioada de timp pentru aceste schimbări.

Vezi si

Portal: Schimbări climatice  - O prezentare generală a subiectului poate fi găsită în portalul Wikipedia Schimbări climatice

Link-uri web

Dovezi individuale

  1. ↑ Masa dioxidului de carbon atmosferic IGSS, Institutul pentru științe ecologice și durabile
  2. ↑ Cele mai mari niveluri de CO 2 Mauna Loa din istoria umană înregistrată și nu numai .
  3. ^ Ciclul carbonului . Observatorul Pământ al NASA . Pentru cantitatea de carbon din scoarța terestră, vezi și: Bert Bolin , Egon T. Degens , Stephan FJ Kempe , P. Ketner: Scope 13 - the Global Carbon Cycle . 13 Ciclul Carbon in the Rock - Rezumat ( online ( amintire din 2 martie 2009 în Arhiva Internet )).
  4. ↑ Prezentare generală a gazelor vulcanice și a schimbărilor climatice . USGS
  5. ^ Lecții ale curbei Keeling . Scripps Institution of Oceanography. 2016. Adus 15 februarie 2016.
  6. ↑ CO2 în aer și apă - acidificarea afectează și animalele de apă dulce . În: Deutschlandfunk . ( deutschlandfunk.de [accesat pe 4 februarie 2018]).
  7. ↑ Timpul de rulare global și rezervoarele . Departamentul de Științe ale Sistemului Pământului, Universitatea din California
  8. ^ Charles D. Keeling : Concentrația și abundențele izotopice de dioxid de carbon în atmosferă . În: Tellus A . bandă 12 , nr. 2 , mai 1960, p. 200–203 , doi : 10.3402 / tellusa.v12i2.9366 (engleză, PDF ( Memento din 4 martie 2016 în Arhiva Internet ) [accesat la 20 iunie 2019]).
  9. ↑ Schimbările climatice 2007 (AR4) Al patrulea raport de evaluare al IPCC
  10. ↑ IPCC AR4 , Capitolul 2.3.1 Dioxid de carbon atmosferic online, PDF ( Memento din 12 octombrie 2012 în Arhiva Internet )
  11. ↑ a b Organizația Meteorologică Mondială : Concentrațiile de gaze cu efect de seră în atmosferă ating încă un nivel ridicat. 25 noiembrie 2019, accesat 25 noiembrie 2019 .
  12. ↑ Otto Domke: gaz natural în creșe. BDEW Asociația Federală pentru Managementul Energiei și Apei e. V., 2009, accesat la 25 februarie 2013 .
  13. ↑ Frank Ackerman, Elizabeth A. Stanton: Impactele climatice asupra agriculturii: o provocare pentru satisfacere? (PDF; 211 kB) În: Document de lucru nr. 13-01. Global Development and Environment Institute, februarie 2013, accesat la 2 martie 2013 .
  14. ↑ Marlies Uken: La urma urmei, CO2 nu este super îngrășământul. În: Zeit Online . 28 februarie 2013, accesat la 2 martie 2013 .
  15. ↑ De ce plantele nu mai absorb atât de mult dioxid de carbon. Universitatea din Augsburg , 9 aprilie 2021, accesat la 10 aprilie 2021 . doi : 10.1126 / science.abb7772
  16. ↑ Randall Donohue: Deșerturile „ecologizează” din creșterea CO2. (Nu mai este disponibil online.) Commonwealth Scientific and Industrial Research Organization , 3 iulie 2013, arhivat din original la 15 august 2013 ; accesat pe 20 iunie 2019 .
  17. ↑ AP Ballantyne, CB Alden, JB Miller, PP Tans, JW White: Creșterea absorbției nete observate de dioxid de carbon de către uscat și oceane în ultimii 50 de ani. În: Natura . Volumul 488, numărul 7409, august 2012, pp. 70-72. doi: 10.1038 / nature11299 . PMID 22859203 .
  18. ↑ a b Michaela Schaller, Hans-Joachim Weigel: Analiza situației asupra efectelor schimbărilor climatice asupra agriculturii germane și măsuri de adaptare . Ed.: Institutul Federal de Cercetare pentru Agricultură. Număr special 316, 2007, ISBN 978-3-86576-041-8 ( bibliothek.uni-kassel.de [PDF; 11.1 MB ; accesat la 20 iunie 2019]). Aici paginile 88–101.
  19. ↑ Dieter Kasang: Efecte ale concentrațiilor mai mari de CO2. În: Schimbări climatice și agricultură. Hamburger Bildungsserver, 30 august 2013, accesat la 30 august 2013 .
  20. ^ SJ Crafts-Brandner, ME Salvucci: Rubisco activase constrânge potențialul fotosintetic al frunzelor la temperatură ridicată și CO 2 . În: PNAS . 97, nr. 24, noiembrie 2000, pp. 13430-13435. doi : 10.1073 / pnas.230451497 .
  21. ^ Wolfram Schlenker, Michael J. Roberts: Efectele neliniare ale temperaturii indică daune grave producției culturilor americane în condițiile schimbărilor climatice . În: PNAS . 106, nr. 37, septembrie 2009, pp. 15594-15598. doi : 10.1073 / pnas.0906865106 .
  22. ↑ Elizabeth Ainsworth, Stephen Long: Ce am învățat de la 15 ani de îmbogățire a CO2 cu aer liber (FACE)? În: New Phytologist, 165 (2): 351-371. Februarie 2005, accesat la 27 octombrie 2017 .
  23. ↑ Erich Fischer: La început a existat o predicție. În: ETH Zurich . 8 noiembrie 2016, accesat la 2 decembrie 2020 .
  24. ↑ a b Programul CO 2 Scripps : curba Early Keeling, pagina 1 ( Memento de la 1 septembrie 2009 în Arhiva Internet )
  25. ↑ Calitatea aerului interior: dioxid de carbon (CO 2 ), temperatură și umiditate în sălile de clasă școlare. Adus pe 19 mai 2013 .
  26. ↑ Întrebări frecvente . Centrul de analiză a informațiilor privind dioxidul de carbon (CDIAC). Arhivat din original la 17 august 2011. Adus la 25 septembrie 2013.
  27. ^ Charles Keeling, JFS Chin, TP Whorf: Activitate crescută a vegetației nordice dedusă din măsurătorile atmosferice ale CO2 . În: Natura . 382, iulie 1996, pp. 146-149. doi : 10.1038 / 382146a0 .
  28. ^ GW Petty: Un prim curs de radiații atmosferice . Editura Sundog, 2004, pp. 229-251.
  29. ^ JT Kiehl, Kevin E. Trenberth : bugetul global anual de energie al Pământului . (PDF) În: Buletinul Societății Meteorologice Americane . 78, nr. 2, 1997, pp. 197-208. doi : 10.1175 / 1520-0477 (1997) 078 <0197: EAGMEB> 2.0.CO; 2 .
  30. ↑ Peter Rüegg: Fără bandaje rapide împotriva încălzirii globale. În: ETH Zurich . 4 noiembrie 2014, accesat la 2 decembrie 2020 .
  31. ↑ Royer: praguri climatice forțate cu CO 2 în timpul fanerozoicului Arhivat din original la 27 septembrie 2019. (PDF) În: Geochimica et Cosmochimica Acta . 70, nr. 23, 2006, pp. 5665-5675. cod bib : 2006GeCoA..70.5665R . doi : 10.1016 / j.g aprox . 2005.11.031 . Adus pe 2 iulie 2012.
  32. ^ EF Guinan, I. Ribas: Soarele nostru în schimbare: rolul evoluției nucleare solare și al activității magnetice asupra atmosferei și climatului Pământului . În: Soarele în evoluție și influența sa asupra mediilor planetare (Ed.): Lucrările conferinței ASP . bandă 269 . Societatea Astronomică din Pacific, San Francisco 2002, ISBN 1-58381-109-5 , pp. 85 .
  33. ^ J. Hansen și colab.: Eficacitatea forțelor climatice . În: Journal of Geophysical Research : Atmospheres . bandă 110 , D18, 27 septembrie 2005, p. 104 , doi : 10.1029 / 2005JD005776 .
  34. ↑ a b c J. CG Walker, PB Hays, JF Kasting: Un mecanism de feedback negativ pentru stabilizarea pe termen lung a temperaturii suprafeței Pământului . (pdf) În: Journal of Geophysical Research . 86, nr. 10, octombrie 1981, pp. 1147-1158. doi : 10.1029 / JC086iC10p09776 .
  35. ↑ J. Quirk, JR Leake, SA Banwart, LL Taylor, DJ Beerling: Meteorizarea prin ciuperci de asociere a rădăcinilor copacilor se diminuează în declinul simulat al CO 2 atmosferic cenozoic . În: Biogeosciences . Nu. 11 , 2014, p. 321–331 , doi : 10.5194 / bg-11-321-2014 ( PDF ).
  36. ↑ a b P.F. Hoffman, DP Schrag: The Snowball Earth hypothesis: Testing the limits of global change Arhivat din original la 3 iunie 2013. (PDF) În: Terra Nova . 14, nr. 3, 2002, pp. 129-155. Adus pe 29 martie 2013.
  37. ↑ C. Culberson, RM Pytkowicx: Efectul presiunii asupra acidului carbonic, acidului boric și a pH-ului în apa de mare . În: Limnologie și Oceanografie . bandă 13 , nr. 3 , iulie 1968, p. 403-417 , doi : 10.4319 / lo.1968.13.3.0403 .
  38. ↑ KH Freeman, JM Hayes: Fracționarea izotopilor de carbon de către fitoplancton și estimări ale nivelurilor antice de CO2. În: Cicluri biogeochimice globale . Volumul 6, numărul 2, iunie 1992, pp. 185-198. PMID 11537848 .
  39. ^ Rob Rye, Phillip H. Kuo, Heinrich D. Holland: Concentrații atmosferice de dioxid de carbon înainte de 2,2 miliarde de ani în urmă . În: Natura . 378, nr. 6557, decembrie 1995, pp. 603-605. doi : 10.1038 / 378603a0 .
  40. ↑ De ce pământul timpuriu nu era un bulgăre de zăpadă: „Paradoxul soarelui tânăr și slab” Articolul de la Institutul Potsdam pentru Cercetarea Impactului Climatic
  41. ^ Schimbările climatice 2001: Grupul de lucru I: Bazele științifice. (Nu mai este disponibil online.) În: www.grida.no. 2001, arhivat din original la 27 aprilie 2007 ; accesat pe 2 iulie 2019 .
  42. ↑ Jennifer L. Morris, Mark N. Puttick, James W. Clark, Dianne Edwards, Paul Kenrick, Silvia Pressel, Charles H. Wellman, Ziheng Yang, Harald Schneider, Philip CJ Donoghue: Timescala evoluției timpurii a plantelor terestre . În: PNAS . Februarie 2018. doi : 10.1073 / pnas.1719588115 .
  43. ↑ Timothy M. Lenton, Michael Crouch, Martin Johnson, Nuno Pires, Liam Dolan: Primele plante au răcit Ordovicianul . (PDF) În: Nature Geoscience . 5, februarie 2012, pp. 86-89. doi : 10.1038 / ngeo1390 .
  44. ↑ Pascale F. Poussart, Andrew J. Weaver, Christopher R. Barne: Glaciația ordoviciană târzie sub CO 2 atmosferic ridicat : O analiză a modelului cuplat . În: Paleoceanografie . bandă 14 , nr. 4 , august 1999, p. 542–558 (engleză, onlinelibrary.wiley.com [PDF; accesat la 2 iulie 2019]).
  45. ↑ David AT Hapera, Emma U. Hammarlund, Christian M. Ø. Rasmussen: sfârșitul extincțiilor ordovicianice: o coincidență a cauzelor . (PDF) În: Gondwana Research (Elsevier) . 25, nr. 4, mai 2014, pp. 1294-1307. doi : 10.1016 / j.gr.2012.12.021 . Adus la 16 mai 2015
  46. ↑ Alexander J. Hetherington, Joseph G. Dubrovsky, Liam Dolan: Unique Cellular Organization in the Oldest Root Meristem . În: Biologie actuală . 26, nr. 12, iunie 2016, pp. 1629–1633. doi : 10.1016 / j.cub.2016.04.072 .
  47. ↑ Isabel P. Montañez, Neil J. Tabor, Deb Niemeier, William A. DiMichele, Tracy D. Frank, Christopher R. Fielding, John L. Isbell, Lauren P. Birgenheier, Michael C. Rygel: CO 2 -Clima forțată și Instabilitatea vegetației în timpul degradării paleozoice târzii . (PDF) În: Știință . 315, nr. 5808, ianuarie 2007, pp. 87-91. doi : 10.1126 / science.1134207 .
  48. ^ Peter Franks: Noi constrângeri asupra concentrației atmosferice de CO 2 pentru fanerozoic . (PDF) În: Scrisori de cercetare geofizică . 31, nr. 13, iulie 2014. doi : 10.1002 / 2014GL060457 .
  49. ↑ Isabel P. Montañez, Jennifer C. McElwain, Christopher J. Poulsen, Joseph D. White, William A. DiMichele, Jonathan P. Wilson, Galen Griggs, Michael T. Hren: Climate, pCO 2 și legături ale ciclului de carbon terestru în timpul târziu Cicluri paleozoice glaciare - interglaciare . (PDF) În: Nature Geoscience . 9, nr. 11, noiembrie 2016, pp. 824-828. doi : 10.1038 / ngeo2822 .
  50. ^ Georg Feulner: Formarea majorității cărbunelui nostru a adus Pământul aproape de glaciația globală . În: PNAS . 114, nr. 43, octombrie 2017, pp. 11333–11337. doi : 10.1073 / pnas.1712062114 .
  51. ^ David Beerling: Planeta de smarald: Cum au schimbat plantele istoria Pământului . Oxford University Press, 2008, ISBN 978-0-19-954814-9 .
  52. ↑ Dimitrios Floudas, Manfred Binder, Robert Riley, Kerrie Barry, Robert A. Blanchette, Bernard Henrissat, Angel T. Martínez, Robert Otillar, Joseph W. Spatafora, Jagjit S. Yadav, Andrea Aerts, Isabelle Benoit, Alex Boyd, Alexis Carlson , Alex Copeland, Pedro M. Coutinho, Ronald P. de Vries, Patricia Ferreira, Keisha Findley, Brian Foster, Jill Gaskell, Dylan Glotzer, Paweł Górecki, Joseph Heitman, Cedar Hesse, Chiaki Hori, Kiyohiko Igarashi, Joel A. Jurgens, Nathan Kallen, Phil Kersten, Annegret Kohler, Ursula Kües , TK Arun Kumar, Alan Kuo, Kurt LaButti, Luis F. Larrondo, Erika Lindquist, Albee Ling, Vincent Lombard, Susan Lucas, Taina Lundell, Rachael Martin, David J. McLaughlin, Ingo Morgenstern, Emanuelle Morin, Claude Murat, Laszlo G. Nagy, Matt Nolan, Robin A. Ohm, Aleksandrina Patyshakuliyeva, Antonis Rokas, Francisco J. Ruiz-Dueñas, Grzegorz Sabat, Asaf Salamov, Masahiro Samejima, Jeremy Schmutz, Jason C. Slot, Franz St. John, Jan Stenlid, Hui Sun, Sheng Sun, Khajamohiddin Syed, Adrian Tsang, Ad Wiebenga, Darcy Young, Antonio Pisabarro, Daniel C. Eastwood, Francis Martin, Dan Cullen, Igor V. Grigoriev, David S. Hibbett: The Paleozoic Origin of Enzymatic Lignin Decomposition Reconstructed from 31 Fungal Genomes . (PDF) În: Știință . 336, nr. 6089, iunie 2012, pp. 1715-1719. doi : 10.1126 / science.1221748 .
  53. ↑ Stephen E. Grasby, Hamed Sanei, Benoit Beauchamp: Dispersarea catastrofală a cenușii zburătoare de cărbune în oceane în timpul celei mai recente dispariții permiene . (PDF) În: Nature Geoscience . 4, februarie 2011, pp. 104-107. doi : 10.1038 / ngeo1069 .
  54. ↑ Borja Cascales-Miñana, Christopher J. Cleal: Înregistrările fosile ale plantelor reflectă doar două evenimente mari de dispariție . (PDF) În: Terra Nova . 26, nr. 3, iunie 2013, pp. 195-200. doi : 10.1111 / ter.12086 .
  55. ↑ Michael M. Joachimski, Xulong Lai, Shuzhong Shen, Haishui Jiang, Genming Luo, Bo Chen, Jun Chen, Yadong Sun: Încălzirea climei în cea mai recentă extincție în masă Permian și Permian - Triasic . (PDF) În: Geologie . 40, nr. 3, ianuarie 2012, pp. 195-198. doi : 10.1130 / G32707.1 .
  56. ↑ Yadong Sun, Michael M. Joachimski, Paul B. Wignall, Chunbo Yan, Yanlong Chen, Haishui Jiang, Lina Wang, Xulong Lai: temperaturi fierbinți letale în timpul primei sere triasice . (PDF) În: Știință . 338, nr. 6105, octombrie 2012. doi : 10.1126 / science.1224126 .
  57. ↑ Michael J. Benton, Richard J. Twitchett: How to kill (almost) all life: the end-Permian extinct event . (PDF) În: Tendințe în ecologie și evoluție . 18, nr. 7, iulie 2003, pp. 358-365. doi : 10.1016 / S0169-5347 (03) 00093-4 .
  58. ↑ Michael J. Benton, Andrew J. Newell: Impactul încălzirii globale asupra ecosistemelor terestre Permo-Triasice . (PDF) În: Gondwana Research . 25, nr. 4, mai 2014, pp. 1308-1337. doi : 10.1016 / j.gr.2012.12.010 .
  59. ^ Extincții în masă: Peter Ward : Microbii lovesc înapoi, New Scientist 9 februarie 2008; Spiegel, 2009 .
  60. ^ Daniel H. Rothman, Gregory P. Fournier, Katherine L. French, Eric J. Alm, Edward A. Boyle, Changqun Cao, Roger E. Convocări: explozie metanogenă în ciclul carbonului final din Permian. În: PNAS. 2014, doi: 10.1073 / pnas.1318106111
  61. ^ Seth D. Burgess, Samuel Bowring, Shu-zong Shen: cronologie de înaltă precizie pentru cea mai severă dispariție a Pământului . În: PNAS . 111, nr. 9, 2014. doi : 10.1073 / pnas.1317692111 .
  62. ↑ Shu-Zhong Shen, Jahandar Ramezani, Jun Chen, Chang-Qun Cao, Douglas H. Erwin, Hua Zhang, Lei Xiang, Shane D. Schoepfer, Charles M. Henderson, Quan-Feng Zheng, Samuel A. Bowring, Yue Wang , Xian-Hua Li, Xiang-Dong Wang, Dong-Xun Yuan, Yi-Chun Zhang, Lin Mu, Jun Wang, Ya-Sheng Wu: O dispariție bruscă în masă permiană în sudul Chinei . (PDF) În: GSA Bulletin (The Geological Society of America) . 131, nr. 1-2, ianuarie 2019, pp. 205-223. doi : 10.1130 / B31909.1 .
  63. ↑ Michael Wagreich, Xiumian Hu, Brad Sageman: Cauzele modificărilor oxic-anoxice în mediile marine cretacice și implicațiile acestora pentru sistemele Pământului - O introducere . (PDF) În: Geologia sedimentară (Elsevier) . 235 (Ediție specială), 2011, pp. 1-4. doi : 10.1016 / j.sedgeo.2010.10.012 .
  64. ↑ Terrence J. Blackburn, Paul E. Olsen, Samuel A. Bowring, Noah M. McLean, Dennis V. Kent, John Puffer, Greg McHone, E. Troy Rasbury, Mohammed Et-Touhami: Zircon U-Pb Geochronology Link the End -Estingere trisică cu provincia magmatică din Atlanticul Central . (PDF) În: Știință . 349, nr. 366, mai 2013, pp. 941-945. doi : 10.1126 / science.1234204 .
  65. ↑ Tom S. Romdal, Miguel B. Araújo, Carsten Rahbek: Viața pe o planetă tropicală: conservatorism de nișă și gradientul diversității globale . (PDF) În: Ecologie globală și biogeografie . 22, nr. 3, martie 2013, pp. 344-350. doi : 10.1111 / j.1466-8238.2012.00786.x .
  66. ^ Kyle G. Pressel, Colleen M. Kaul, Tapio Schneider: Posibile tranziții climatice de la ruperea punților de stratocumul sub încălzirea cu efect de seră . (PDF) În: Nature Geoscience . 12, nr. 3, martie 2019, pp. 163–167. doi : 10.1038 / s41561-019-0310-1 .
  67. ↑ KB Foellmi: Viața cretacică timpurie, clima și anoxia . În: Cercetarea Cretacicului . 33, 2012, pp. 230-257. doi : 10.1016 / j.cretres.2011.12.005 .
  68. ↑ Pincelli M. Hull, André Bornemann, Donald E. Penman, Michael J. Henehan, Richard D. Norris, Paul A. Wilson, Peter Blum, Laia Alegret, Sietske J. Batenburg, Paul R. Bown, Timothy J. Bralower, Cecile Cournede, Alexander Deutsch, Barbara Donner, Oliver Friedrich, Sofie Jehle, Hojung Kim, Dick Kroon, Peter C. Lippert, Dominik Loroch, Iris Moebius, Kazuyoshi Moriya, Daniel J. Peppe, Gregory E. Ravizza, Ursula Röhl, Jonathan D Schueth, Julio Sepúlveda, Philip F. Sexton, Elizabeth C. Sibert, Kasia K. Śliwińska, Roger E. Summons, Ellen Thomas, Thomas Westerhold, Jessica H. Whiteside, Tatsuhiko Yamaguchi, James C. Zachos: On impact and vulcanism across the Limita Cretacic-Paleogen . (PDF) În: Știință . 367, nr. 6475, ianuarie 2020, pp. 266-272. doi : 10.1126 / science.aay5055 .
  69. ↑ Margret Steinthorsdottir, Vivi Vajda, Mike Poled: Tendințe globale ale pCO 2 peste granița Cretacic - Paleogen susținută de prima reconstrucție pCO 2 bazată pe proxy stomatic din emisfera sudică . În: Paleogeografie, Paleoclimatologie, Paleoecologie . 464, decembrie 2016, pp. 143–152. doi : 10.1016 / j.palaeo.2016.04.033 .
  70. ↑ Jennifer B. Kowalczyk, Dana L. Royer, Ian M. Miller, Clive W. Anderson, David J. Beerling, Peter J. Franks, Michaela Grein, Wilfried Konrad, Anita Roth - Nebelsick, Samuel A. Bowring, Kirk R. Johnson, Jahandar Ramezani: Estimări multiple ale proxy-ului CO 2 atmosferic dintr-o pădure tropicală paleocenică timpurie . (PDF) În: Paleoceanografie și Paleoclimatologie . 33, nr. 12, decembrie 2018, pp. 1427–1438. doi : 10.1029 / 2018PA003356 .
  71. ↑ Eleni Anagnostou, Eleanor H. John, Kirsty M. Edgar, Gavin L. Foster, Andy Ridgwell, Gordon N. Inglis, Richard D. Pancost, Daniel J. Lunt, Paul N. Pearson: Schimbarea concentrației atmosferice de CO 2 a fost principalul conducător al climei cenozoice timpurii . (pdf) În: Natura . 533, mai 2016, pp. 380-384. doi : 10.1038 / nature17423 .
  72. ↑ Camilla M. Wilkinson, Morgan Ganerød, Bart WH Hendriks, Elizabeth A. Eide: Compilare și evaluare a datelor geocronologice din provincia nordică a Atlanticului de Nord (NAIP) . În: Geological Society, Londra, publicații speciale (Colecția Lyell) . 447, noiembrie 2016, pp. 69-103. doi : 10.1144 / SP447.10 .
  73. ^ Dennis V. Kent, G. Muttoni: Convergența ecuatorială a Indiei și tendințele climatice cenozoice timpurii . În: PNAS . 105, nr. 42, 2008, pp. 16065-16070. doi : 10.1073 / pnas.0805382105 . Adus pe 21 septembrie 2013.
  74. ^ Richard E. Zeebe, Andy Ridgwell, James C. Zachos : Rata antropogenă de eliberare a carbonului fără precedent în ultimii 66 de milioane de ani . (PDF) În: Nature Geoscience . 9, nr. 4, aprilie 2016, pp. 325-329. doi : 10.1038 / ngeo2681 .
  75. ↑ K. Panchuk, A. Ridgwell, LR Kump: Răspuns sedimentar la paleocen-eocen termic Eliberare maximă de carbon: o comparație model-date . În: Geologie . 36, nr. 4, aprilie 2008, pp. 315-318. doi : 10.1130 / G24474A.1 .
  76. ^ Richard E. Zeebe, James C. Zachos , Gerald R. Dickens: Forțarea dioxidului de carbon singură insuficientă pentru a explica încălzirea maximă termică paleocenică - eocenică . În: Nature Geoscience , 2, 2009, pp. 576-580, doi: 10.1038 / ngeo578
  77. ↑ Al patrulea raport de evaluare IPCC , cap. 2 (PDF; 8,0 MB) Tabelul 2.14, p. 212
  78. ↑ Ursula Röhl, T. Westerhold, TJ Bralower, JC Zachos: Pe durata maximului termic paleocen-eocen (PETM) . În: Geochimie Geofizică Geosisteme . 8, nr. 12, 2007, p. Q12002. doi : 10.1029 / 2007GC001784 .
  79. ↑ KA Farley, SF Eltgroth: Un model de vârstă alternativ pentru paleocen - Eocen maxim termic folosind extraterestru 3 He . În: Scrisori ale Pământului și Științei Planetare . 208, nr. 3-4, 2003, pp. 135-148. doi : 10.1016 / S0012-821X (03) 00017-7 .
  80. ↑ Mark Pagani, Matthew Huber, Zhonghui Liu, Steven M. Bohaty, Jorijntje Henderiks, Willem Sijp, Srinath Krishnan, Robert M. DeConto: Rolul dioxidului de carbon în timpul declanșării glaciației antarctice . (PDF) În: Știință . 334, nr. 6060, decembrie 2011, pp. 1261-1264. doi : 10.1126 / science.1203909 .
  81. ↑ Simone Galeotti, Robert DeConto, Timothy Naish, Paolo Stocchi, Fabio Florindo, Mark Pagani, Peter Barrett, Steven M. Bohaty, Luca Lanci, David Pollard, Sonia Sandroni, Franco M. Talarico, James C. Zachos: Antarctic Ice Sheet variaibility de-a lungul tranziției climatice la limita Eocen-Oligocen . (PDF) În: Știință . 352, nr. 6281, aprilie 2016, pp. 76-80. doi : 10.1126 / science.aab0669 .
  82. ↑ Scăderea nivelului de dioxid de carbon a dus la apariția stratului de gheață polar, se arată în studiu. Adus la 11 februarie 2015 .
  83. ↑ Wolfram M. Kürschner, Zlatko Kvaček, David L. Dilcher: Impactul fluctuațiilor de dioxid de carbon atmosferic ale Miocenului asupra climei și evoluția ecosistemelor terestre . În: PNAS . 105, nr. 2, 2007, pp. 449-453. doi : 10.1073 / pnas.0708588105 .
  84. ↑ Shiming Wan, Wolfram M. Kürschner, Peter D. Clift, Anchun Li, Tiegang Li: Meteorizare / eroziune extremă în timpul optimului climatic Miocen: Dovezi din înregistrările de sedimente din Marea Chinei de Sud . În: Scrisori de cercetare geofizică . 36, nr. 19, octombrie 2009. doi : 10.1029 / 2009GL040279 .
  85. ↑ Jennifer Kasbohm, Blair Schoene: Erupția rapidă a inundației bazaltului râului Columbia și corelația cu optimul climatic mediu Miocen . (PDF) În: Science Advances . 4, nr. 9, septembrie 2018. doi : 10.1126 / sciadv.aat8223 .
  86. ↑ Edward Gasson, Robert M. DeConto, David Pollard, Richard H. Levy: Stratul de gheață din antarctica dinamică la începutul Miocenului mijlociu . În: PNAS . 113, nr. 13, martie 2016, pp. 3459-3464. doi : 10.1073 / pnas.1516130113 .
  87. ↑ Maureen E. Raymo, William F. Ruddiman, Philip N. Froelich: Influența construcției montane târzii cenozoice asupra ciclurilor geochimice oceanice . În: Geologie , 16.07.1988
  88. ↑ a b Jonathan Amos: Gheața adâncă spune o lungă istorie climatică . În: BBC News , 4 septembrie 2006. Accesat la 28 aprilie 2010. 
  89. ↑ Hileman B: Ice Core Record Extended: Analizele aerului prins arată CO 2 curent la cel mai înalt nivel din 650.000 de ani . În: Știri despre chimie și inginerie . 83, nr. 48, noiembrie 2005, p. 7.
  90. ↑ Date Vostok Ice Core CO 2
  91. ↑ a b Înregistrare istorică de CO 2 derivată dintr-o potrivire a splinei (limită de 20 de ani) a miezurilor de gheață Law Dome DE08 și DE08-2 . Arhivat din original la 12 iulie 2012. Adus la 12 iunie 2007.
  92. ↑ Richerson PJ, Boyd R, Bettinger RL: A fost imposibilă agricultura în timpul Pleistocenului, dar obligatorie în timpul Holocenului? . (PDF) În: American Antiquity . 66, nr. 3, iulie 2001, pp. 387-411. JSTOR 2694241 . doi : 10.2307 / 2694241 .
  93. ↑ KD Burke, JW Williams, MA Chandler, AM Haywood, DJ Lunt, BL Otto-Bliesner: Pliocene și Eocene oferă cele mai bune analogi pentru climele din viitorul apropiat . În: PNAS . 115, nr. 52, decembrie 2018, pp. 132882-13293. doi : 10.1073 / pnas.1809600115 .
  94. ^ Paul J. Crutzen: Geologia omenirii (PDF) În: Nature , 415, 2002, 23; și mai noi: W. Steffen, PJ Crutzen, JR McNeill: Antropocenul: Oamenii copleșesc acum marile forțe ale naturii? În: Ambio , 36, 2007, pp. 614-621, doi : 10.1579 / 0044-7447 (2007) 36 [614: TAAHNO] 2.0.CO; 2
  95. ↑ Friederike Wagner, Bent Aaby, Henk Visscher: modificări rapide ale CO 2 atmosferice asociate cu evenimentul de răcire de 8.200 de ani BP . În: Proceedings of the National Academy of Sciences . bandă 99 , nr. 19 , 2002, pp. 12011–12014 , doi : 10.1073 / pnas.182420699 .
  96. ↑ Andreas Indermühle, Bernhard Stauffer, Thomas F. Stocker , Dominique Raynaud și Jean-Marc Barnola: Concentrații atmosferice de CO 2 atmosferice timpurii . În: Știință . bandă 286 , nr. 5446 , 1999, pp. 1815 , doi : 10.1126 / science.286.5446.1815a .
  97. ↑ Markus Reichstein : universal și peste tot. Ciclul carbonului terestru în sistemul climatic . În: Jochem Marotzke , Martin Stratmann (ed.): Viitorul climei. Noi perspective, noi provocări. Un raport al Societății Max Planck . Beck, München 2015, ISBN 978-3-406-66968-2 , pp. 123-136, în special pp. 124-127.
  98. ^ Biroul american de informații privind schimbările globale , gcrio.org: Întrebări frecvente despre schimbările climatice
  99. ↑ https://www.wetteronline.de/klimawandel/neuer-hoechststand-an-co2-erstmals-400-ppm-erreich-2013-05-11-vl
  100. ↑ Mauna Loa înregistrează NOAA
  101. ↑ Puncte de atracție pentru bugetul de carbon 2009 . globalcarbonproject.org. Arhivat din original la 16 decembrie 2011. Adus pe 2 noiembrie 2012.
  102. ^ DM Etheridge, LP Steele, RL Langenfelds, RJ Francey, J.-M. Barnola, VI Morgan: Modificări naturale și antropice în CO 2 atmosferic în ultimii 1000 de ani de la aerul din gheața și firnul antarctic . În: Journal of Geophysical Research . 101, nr. D2, 1996, pp. 4115-4128. doi : 10.1029 / 95JD03410 .
  103. ^ Yi Ge Zhang, Mark Pagani, Zhonghui Liu, Steven M. Bohaty, Robert DeConto: A 40-million-year history of atmosferic CO 2 . (PDF) În: The Royal Society (Philosophical Transactions A) . 371, nr. 2001, septembrie 2013. doi : 10.1098 / rsta.2013.0096 . (Accesat la 21 mai 2015)
  104. ↑ a b de ex. Prosenjit Gosh, Willi A. Brand: Spectrometrie de masă a raportului izotop stabil în cercetarea globală a schimbărilor climatice . (PDF) În: International Journal of Mass Spectrometry . 228, 2003, pp. 1-33. doi : 10.1016 / S1387-3806 (03) 00289-6 .
  105. ^ Scripps O2 Global Oxygen Measurements . În: Scripps O2 Program - Atmospheric Oxygen Research . Scripps Institution of Oceanography. 2013. Adus la 17 octombrie 2013.
  106. ↑ Nature Communications ; Conform badische-zeitung.de , Bildung & Wissen , 8 aprilie 2017: fragmentarea pădurilor tropicale dăunează (8 aprilie 2017)
  107. ↑ WM Post, AW King, SD Wullschleger, FM Hoffman: variații istorice în depozitarea carbonului terestru biosferic . În: CDIAC, Departamentul de Energie al SUA (Ed.): DOE Research Summary . 34, iunie 1997, p. 99. doi : 10.1029 / 96GB03942 .
  108. ↑ a b Corinne Le Quéré , Glen Peters și colab.: Bugetul global al carbonului 2012 (PDF; 2,6 MB) În: proiectul global al carbonului . Tyndall Center for Climate Change Research . 2 decembrie 2012. Arhivat din original la 27 septembrie 2013. Adus la 7 aprilie 2013.
  109. ↑ cifor.org: Incendii în Indonezia: cauze, costuri și implicații politice (PDF; 949 kB)
  110. ↑ Pagină, S.; Siegert, F.; Rieley, J.; Boehm, H.; Jaya, A.; Limin, S. (2002). "Cantitatea de carbon eliberată din turbă și incendiile forestiere din Indonezia în 1997". Nature 420 (6911): 61-65 . doi : 10.1038 / nature01131 . Adus la 25 septembrie 2013.
  111. ^ Cat Lazaroff: Incendiile indoneziene au accelerat încălzirea globală . În: Serviciu mediu nou . 8 noiembrie 2002. Adus pe 7 noiembrie 2011.
  112. ^ US Geological Survey, " Gazele vulcanice și efectele lor " , usgs.gov
  113. ↑ BP Statistical Review of World Energy 2019 CO 2 Emissions .
  114. ↑ Cât timp poate Oceanul să încetinească încălzirea globală? Adus la 17 martie 2013 .
  115. ↑ JG Canadell, C Le Quéré, MR Raupach și colab.: Contribuții la accelerarea creșterii atmosferice a CO 2 din activitatea economică, intensitatea carbonului și eficiența chiuvetelor naturale . În: Proc. Natl. Acad. Știință. SUA . 104, nr. 47, noiembrie 2007, pp. 18866-70. doi : 10.1073 / pnas.0702737104 . PMID 17962418 . PMC 2141868 (text complet gratuit).
  116. ↑ James C. Orr, Ernst Maier-Reimer, Uwe Mikolajewicz și alții: estimări ale captării antropice de carbon din patru modele oceanice globale tridimensionale. (PDF; 5,7 MB) În: Cicluri biogeochimice globale. 2001, Vol. 15, Nr. 1, pp. 43-60.
  117. ↑ a b c d e D. Archer: Soarta combustibilului fosil CO 2 în timp geologic . În: J. Geophys. Rez . 110, 2005. doi : 10.1029 / 2004JC002625 .
  118. ↑ William J. Ripple, Christopher Wolf, Thomas M. Newsome, Mauro Galetti, Mohammed Alamgir, Eileen Crist, Mahmoud I. Mahmoud, William F. Laurance și 15.364 oameni de știință din 184 de țări: World Scientists 'Warning to Humanity: A Second Notice . În: BioScience . bandă 67 , nr. 12 , 2017, p. 1026-1028 , doi : 10.1093 / biosci / bix125 .
  119. ↑ Curba Keeling: Acum ce? . Scripps Institution Of Oceanography. Adus la 31 mai 2013.
  120. ↑ Cât de aproape suntem de limita de două grade? (PDF; 184 kB) Notă informativă UNEP, 2010
  121. ↑ a b c d Susan Solomon, Gian-Kasper Plattner, Reto Knutti , Pierre Friedlingstein: Schimbări climatice ireversibile din cauza emisiilor de dioxid de carbon . În: pnas . 106, nr. 6, 2008, pp. 1704-1709. doi : 10.1073 / pnas.0812721106 .
  122. ^ A b Richard E. Zeebe: Sensibilitatea climatică dependentă de timp și moștenirea emisiilor antropogene de gaze cu efect de seră . În: pnas . 110, nr. 34, august 2013, pp. 13739-13744. doi : 10.1073 / pnas.1222843110 .
  123. ↑ A. Ganopolski, R. Winkelmann, HJ Schellnhuber: Relație critică de insolație - CO2 pentru diagnosticarea începutului glaciar trecut și viitor . În: Natura . 529, nr. 7585, 13 ianuarie 2016, p. 200. doi : 10.1038 / nature16494 .
  124. ↑ Peter U. Clark, Jeremy D. Shakun, Shaun A. Marcott, Alan C. Mix, Michael Eby, Scott Kulp, Anders Levermann, Glenn A. Milne, Patrik L. Pfister, Benjamin D. Santer, Daniel P. Schrag, Susan Solomon, Thomas F. Stocker, Benjamin H. Strauss, Andrew J. Weaver, Ricarda Winkelmann, David Archer, Edouard Bard, Aaron Goldner, Kurt Lambeck, Raymond T. Pierrehumbert, Gian-Kasper Plattner: Consecuences of the 21st -first century politica pentru schimbările climatice și la nivelul mării multimilenare . (PDF) În: Nature Climate Change . 6, aprilie 2016, pp. 360–369. doi : 10.1038 / nclimate2923 .
  125. ↑ TM Lenton, H. Held, E. Kriegler, JW Hall, W. Lucht, S. Rahmstorf, HJ Schellnhuber: Elementele de basculare în sistemul climatic al Pământului . În: PNAS . 105, nr. 6, februarie 2008, pp. 1786-1793. doi : 10.1073 / pnas.0705414105 .
  126. ^ A b Mason Inman: Carbonul este pentru totdeauna. În: Nature Reports Climate Change. 2008, p. 156, doi: 10.1038 / climate.2008.122 .
  127. ↑ badische-zeitung.de , Brennpunkte , 18 noiembrie 2016: Sfârșitul conferinței climatice: țările sărace vor eliminarea cărbunelui ( amintire din 20 noiembrie 2016 în Arhiva Internet ) (19 noiembrie 2016)
  128. ^ Prima demonstrație de succes a tehnologiei de captare a aerului cu dioxid de carbon realizată de omul de știință și compania privată a Universității Columbia . În: Universitatea Columbia . 24 aprilie 2007. Arhivat din original la 22 iunie 2010. Adus la 30 august 2019.
  129. ↑ În cele din urmă începeți! WWF Germania, 12 decembrie 2020, accesat pe 12 decembrie 2020 .
  130. ↑ scinexx.de , 15 decembrie 2016: O nouă privire asupra CO2 terestru (17 decembrie 2016)
  131. ↑ Peter M. Cox, Richard A. Betts, Chris D. Jones, Steven A. Spall, Ian J. Totterdell: Accelerarea încălzirii globale datorită reacțiilor la ciclul carbonului într-un model climatic cuplat . În: Natura . 408, nr. 6809, august, p. 184. doi : 10.1038 / 35041539 .
  132. ↑ Masaki Yoshida, M. Santosh: Supercontinent, dinamica manta si placile tectonice: o perspectivă bazate pe modele numerice vs. conceptuale . (PDF) În: Earth-Science Reviews . 105, nr. 1-2, martie 2011, pp. 1-24. doi : 10.1016 / j.earscirev.2010.12.002 .
  133. ↑ John A. Raven, Charles S. Cockell, Christina L. De La Rocha: Evoluția mecanismelor anorganice de concentrare a carbonului în fotosinteză . (PDF) În: Philosophical Transactions B (The Royal Society) . 363, august 2008, pp. 2641-2650. doi : 10.1098 / rstb.2008.0020363 .