지구 대기의 이산화탄소

Carbon dioxide in Earth's atmosphere
1958년부터 2022년까지 마우나 로아 천문대에서 측정된 대기2 중 CO 농도(킬링 곡선이라고도 함). 이산화탄소 농도는 지구의 45억 4천만 년의 역사에 걸쳐 매우 다양했습니다. 그러나 2013년에는 대기 중 CO의2 일일 평균 농도가 400 [1]ppmv를 돌파했습니다 - 이 수준은 200만~400만 년 전 플라이오세 중반 이후 한 번도 도달한 적이 없습니다.[2]

지구 대기에서 이산화탄소는 온실 효과, 탄소 순환, 광합성, 해양 탄소 순환에 필수적인 역할을 하는 미량 가스입니다. 그것은 지구 대기의 여러 온실가스 중 하나입니다. 현재 전 세계 평균 대기 중 CO2 농도는 2022년 5월 기준 421ppm([3]0.04%)입니다. 이는 산업혁명이 시작된 이후 50% 증가한 것으로, 18세기 중반 이전 1만 년 동안 280ppm보다 증가한 것입니다.[4][3][5] 증가는 인간의 활동 때문입니다.[6] 화석 연료를 태우는 것은 이러한 CO2 농도 증가의 주요 원인이며 기후 변화의 주요 원인이기도 합니다.[7] 다른 대규모 인위적 공급원으로는 시멘트 생산, 산림전용 및 바이오매스 연소가 있습니다.

가시광선에는 투명하지만 이산화탄소는 온실가스로 적외선 활동 진동수 2개로 적외선을 흡수하고 방출합니다. CO는2 4.26μm(2,347cm−1)(비대칭 스트레칭 진동 모드) 및 14.99μm(667cm−1)(굴곡 진동 모드)의 파장에서 적외선을 흡수 및 방출합니다. 온실 효과를 통해 지구 표면 온도에 영향을 미치는 중요한 역할을 합니다.[8] 지구 표면에서 방출되는 빛은 가시광선 영역에서 가장 강렬한 반면,[9] 훨씬 뜨거운 태양에서 방출되는 빛은 적외선 영역에서−1 200에서 2500 cm 사이에서 가장 강렬합니다. 대기 중 CO의2 진동 주파수에서 적외선을 흡수하면 표면 근처의 에너지를 가두어 표면과 대기 하부를 따뜻하게 합니다. 더 적은 에너지가 대기 상층부로 도달하기 때문에 이 흡수로 인해 더 시원해집니다.[10]

대기2 중 CO와 메탄, 아산화질소, 오존과 같은 다른 장수 온실가스의 증가는 대기에 의한 적외선 복사의 흡수와 방출을 증가시켜 관측된 지구 평균 온도의 상승과 해양 산성화를 야기합니다. 또 다른 직접적인 효과는 CO2 수정 효과입니다. 이러한 변화는 기후 변화가 물리적 환경, 생태계 및 인간 사회에 미치는 다양한 간접적인 영향을 초래합니다. 이산화탄소는 다른 모든 온실가스를 합친 것보다 전반적으로 더 큰 온난화 영향을 미칩니다.[5] 이 활동이 지구의 빠른 탄소 순환에 부과한 불균형 때문에 추출되고 연소되는 화석 탄소의 누적 양에 따라 증가하는 대기 수명을 가지고 있습니다.[11] 이는 지금까지 전송된 화석 탄소의 일부(예상 20-35%)가 이러한 탄소 전송 활동이 가라앉기 시작한 후 수천2 년 동안 CO 수준이 상승하면서 대기 중에 지속된다는 것을 의미합니다.[12][13][14] 탄소 순환은 지구의 해양, 토양, 암석 및 생물권 사이에서 탄소가 교환되는 생물 지구화학적 순환입니다. 식물과 다른 광자가영양생물들은 태양 에너지를 이용하여 광합성을 통해 대기의 이산화탄소와 물로부터 탄수화물을 생산합니다. 거의 모든 다른 유기체들은 광합성에서 파생된 탄수화물과 탄소 화합물에 주요 에너지원으로 의존합니다.

현재 대기 중 CO2 농도는 1400만 년 동안 가장 높습니다.[15] 대기 중 CO2 농도는 약 5억 년 전 캄브리아기에는 4,000ppm까지 높았고, 지난 2백만 년 동안의 4차 빙하기에는 180ppm까지 낮았습니다.[4] 지난 4억 2천만 년 동안의 재구성된 온도 기록에 따르면 대기 중 CO2 농도는 데본기(4억 년) 동안 약 2,000ppm으로 최고조에 달했고, 트라이아스기(2억 2천만 ~ 2억 년)에는 다시 최고치를 기록했으며 쥐라기(201 ~ 1억 4천 5백만 년)에는 현재의 4배 수준이었습니다.[16][17]

현재의 집중도와 미래의 추세

참고 항목: 기후변화, 기후변화와 변화, 대기중 메탄, 홀로세 기후, 4차 기후
1850년에서 2019년 사이에 글로벌 탄소 프로젝트는 초과 이산화탄소 배출량의 약 2/3이 화석 연료를 태우는 것에 의해 발생했고, 그 중 절반이 조금 안 되는 양이 대기 중에 머물렀다고 추정합니다.

현재상황

산업혁명이 시작된 이후 대기 중2 CO 농도가 증가하면서 지구온난화와 해양 산성화의 원인이 되고 있습니다.[18] 2023년 10월, 계절적 변화에 따라 조정된 지구 대기의 평균 CO2 수준은 부피(ppm)당 422.17ppm이었습니다.[19] 수치는 미국 국립해양대기청(NOAA)에 의해 매달 발표됩니다.[20][21] 그 값은 18세기 중반까지 10,000년 동안 약 280ppm이었습니다.[4][3][5]

대기 중 CO의2 각 부분은 약 2.13 기가톤의 탄소 또는 7.82 기가톤의 CO를2 나타냅니다.[22]

2021년 "현재 주요 온실가스(이산화탄소, 메탄, 아산화질소)의 농도 증가 속도는 적어도 지난 80만 년 동안 전례가 없는 것"이라고 지적했습니다.[23]: 515

1850년 이후 인간의 활동으로 배출된 CO ₂은 2,400기가톤으로 추정되며 일부는 해양과 육지에 흡수되고 약 950기가톤이 대기 중에 남아 있습니다. 2020년경 배출량은 연간 40기가톤 이상이었습니다.[24]

연간 및 지역별 변동

대기 중 CO2 농도는 계절에 따라 약간 변동하며, 북반구 봄과 여름에는 식물이 가스를 소비함에 따라 떨어지고 식물이 휴면하거나 죽어 부패함에 따라 북반구 가을과 겨울에는 상승합니다. 북반구의 성장기인 5월부터 9월까지 약 6~7ppm(약 50Gt)이 감소한 후, 약 8~9ppm 상승합니다. 북반구는 남반구보다 국토 면적과 식물 생물량이 훨씬 많기 때문에 CO2 농도의 연간 주기를 지배하고 있습니다. 농도는 북반구 봄의 녹색이 시작되면서 5월에 최고조에 이르고, 성장기가 거의 끝나는 10월에는 최소한으로 감소합니다.[25][26]

농도 또한 지역에 따라 다르며, 가장 강하게 지면 근처에 있고, 훨씬 작은 변화가 있습니다. 도시 지역에서는 일반적으로 농도가 더 높고[27] 실내에서는 배경 수준의 10배에 이를 수 있습니다.

최근 과거에 이루어진 측정 및 예측

  • 2001년의 추정에 따르면 현재 대기 중 이산화탄소 농도는 지난 2천만 년 동안 가장 높을 수도 있다고 합니다.[28] 이 수치는 그 이후로 수정되었고, 최근의 추정치는 현재 1,400만 년 (2013년 추정치)입니다.[15] 가장 최근에 IPCC AR6(예: 그림 2.34 참조)는 플라이오센 온난기에 유사한 수준의 3-3.3mya를 보고했습니다. AR6는 이 기간을 현재 CO2 수준으로 기후 결과가 발생할 가능성이 있는 좋은 대용물로 보고합니다.
  • 2009년 데이터에 따르면 전 세계 평균 CO2 농도는 약 2ppm/년의 속도로 증가하고 가속화되고 있는 것으로 나타났습니다.[29][30]
  • Mauna Loa Observatory의 하루 평균 대기 CO2 농도는 2012년 6월 북극에서 이미 도달했지만 2013년[31][32] 5월 10일 처음으로 400ppm을 넘었습니다.[33] 2013년 데이터에 따르면 대기 중 이산화탄소 농도는 "측정한 지 55년 만에 처음으로, 그리고 아마도 지구 역사상 300만 년 이상" 이 정도로 높습니다.[34]
  • 2018년 기준 CO2 농도는 410ppm으로 측정되었습니다.[29][35]

측정기법

참고 항목: 탄소기둥 관측망 및 공간기반 이산화탄소 측정
2005년부터 2014년까지의 이산화탄소 관측치는 계절적 변화와 북반구와 남반구의 차이를 보여줍니다.

대기 중 이산화탄소 농도는 부피당 백만 분율로 표시됩니다(약칭은 ppmv 또는 just ppm). 일반적인 ppmv 단위에서 ppm 질량으로 변환하려면 CO의2 몰 중량과 공기의 몰 중량의 비율, 즉 1.52배(44.01을 28.96으로 나눈 값)를 곱합니다.

대기 중 CO의2 최초의 재현 가능한 정확한 측정은 1950년대에 Caltech의 Dave Keeling에 의해 이루어진 플라스크 샘플 측정으로부터 이루어졌습니다.[36] Mauna Loa에서의 측정은 1958년부터 계속되고 있습니다. 또한, 전 세계의 다른 많은 사이트에서도 측정이 이루어집니다. 많은 측정 사이트는 더 큰 글로벌 네트워크의 일부입니다. 글로벌 네트워크 데이터는 종종 공개적으로 제공됩니다.

데이터 네트워크

NOAA/ERSL,[37] WDCGG [38]및 RAMCES를 포함한 여러 표면 측정(플라스크 및 연속 현장 포함) 네트워크가 있습니다.[39] NOAA/ESRL 기준선 관측소 네트워크 및 스크립스 해양학 연구소 네트워크[40] 데이터는 ORNL의 CDIAC에서 호스팅됩니다. GAW의 일부인 온실가스 세계 데이터 센터(WDCGG)는 JMA에서 데이터를 호스팅합니다. RMCES(Reseau Metcherique de Mesure des Composes a Effet de Serre database)는 IPSL의 일부입니다.

이러한 측정을 통해 다양한 출처의 데이터를 통합하는 추가 제품이 만들어집니다. 이 제품은 또한 데이터 불연속성 및 희소성과 같은 문제를 해결합니다. GLOBALVIEW-CO는2 이러한 제품 중 하나입니다.[41]

현재 진행 중인 지반 기반 총 기둥 측정은 보다 최근에 시작되었습니다. 열 측정은 일반적으로 표면만 측정하는 것이 아니라 X로CO2 표시된 평균 열 양을 나타냅니다. 이러한 측정은 TCCON에서 수행됩니다. 또한 이러한 데이터는 CDIAC에서 호스팅되며, 데이터 사용 정책에 따라 공개적으로 제공됩니다.[42]

위성측량

이산화탄소의 우주 기반 측정은 최근 대기 XCO2 측정에 추가된 것이기도 합니다. ESA의 ENVISAT에 가입한 SCIMACHY는 2002년부터CO2 2012년까지 전 세계 열 X 측정을 수행했습니다. NASA의 Aqua 위성에 탑재된 AIRS는 글로벌 X 측정을 수행하며CO2 2012년 엔비셋 직후 발사되었습니다. 보다 최근의 위성들은 전 지구적 측정의 데이터 밀도와 정밀도를 크게 향상시켰습니다. 새로운 임무는 스펙트럼과 공간 해상도가 더 높습니다. JAXA의 GOSAT은 2009년 GHG 전용 감시 위성 중 처음으로 궤도를 성공적으로 달성했습니다. 2014년에 발사된 나사의 OCO-2는 두 번째였습니다. 대기 X를CO2 측정하기 위한 다양한 다른 위성 임무가 계획되어 있습니다.

CO2 발생원을 조사하기 위한 분석방법

  • 오랫동안 매장된 화석 연료를 연소하면 살아있는 식물과 다른 동위원소 비율의 탄소가 포함된 CO가2 방출되어 CO2 농도에 대한 자연적인 기여와 인간에 의한 기여를 구별할 수 있습니다.[43]
  • 전 세계 인구의 대부분이 살고 있는 북반구에는 남반구에 비해 대기 중 CO2 농도가 높습니다. 이 차이는 인위적인 배출이 증가하면서 커졌습니다.[44]
  • 지구 대기 중의 O2 농도는 화석 연료의 탄소와 반응하여 CO를2 형성함에 따라 감소하고 있습니다.[45]

현재증가원인

인위적2 CO배출량

참고 항목: 온실가스 배출량, 최근 기후변화의 영향 및 복사력
미국, 중국, 러시아는 누적적으로 1850년 이후 가장 많은 양의 CO를2 배출했습니다.[46]

CO의2 흡수와 방출은 항상 자연적인 과정의 결과로 일어나고 있지만, 최근 대기 중 CO2 농도의 상승은 주로 인간의 (인류성) 활동에 의한 것으로 알려져 있습니다.[23] 인위적인 탄소 배출량은 자연적인 흡수원에 의해 흡수되거나 균형을 잡을 수 있는 양을 초과합니다.[47] 따라서 이산화탄소는 대기 중에 점차 축적되어 2022년 5월 현재 이산화탄소 농도는 산업화 이전 수준보다 50% 높습니다.[3]

수백만 년 동안 지하에 있던 탄소를 방출하는 화석 연료의 추출과 연소는 CO의2 대기 농도를 증가시켰습니다.[5][18] 2019년 현재, 인간에 의한 지질학적 화석 탄소의 추출과 연소는 매년 30기가톤 이상의 이산화탄소2(90억 톤의 탄소)를 배출합니다.[48] 자연 균형에 대한 이러한 더 큰 교란은 최근 대기 중2 CO 농도의 증가에 책임이 있습니다.[35][49] 현재 화석연료의 연소로 배출되는 이산화탄소의 약 절반은 식물과 해양에 흡수되지 않고 대기 중에 남아 있습니다.[50]

석탄, 석유, 천연 가스와 같은 화석 연료를 태우는 것은 인위적인 이산화탄소 증가의 주요 원인이고, 산림전용은 두 번째 주요 원인입니다. 2010년에는 전 세계적으로 화석 연료와 시멘트 생산에서 9.14기가톤의 탄소(GtC, CO2 33.5기가톤 또는 지구 대기 중 약 4.3ppm에 해당)가 배출되었는데,[51] 1990년에는 6.15기가톤이었습니다. 또한 토지 용도 변화는 1990년의 1.45GtC에 비해 2010년에는 0.87GtC를 기여했습니다.[51] 1751년부터 1900년까지 약 12GtC가 화석 연료 연소로 인한 대기에 CO로2 방출된 반면 1901년부터 2013년까지는 약 380GtC였습니다.[52]

국제 에너지 기구는 2021년 전 세계 배출국 중 상위 1%가 각각 50톤 이상의 CO2 탄소 발자국을 가지고 있는 것으로 추정하고 있으며, 이는 하위 1% 배출국의 탄소 발자국보다 1,000배 이상 많은 것입니다. 전 세계 평균 에너지 관련 탄소 발자국은 1인당 약 4.7톤의 CO입니다2.[53]

지구상의 자연적 과정에서의 역할

온실효과

온실가스는 햇빛이 대기를 통과하여 행성을 가열하지만, 그 후 행성이 방출하는 적외선 복사(열)를 흡수하고 방향을 바꿉니다.
CO는2 우주로 방출되는 열복사의 흐름을 감소시켜(667cm−1 부근에서 큰 폭으로 감소), 온실 효과에 기여합니다.
수증기와 이산화탄소의 장파-적외선 흡수 계수. 15미크론에 가까운 파장의 경우2, 이산화탄소는 수증기보다 훨씬 더 강력한 흡수제입니다.
주요 기사: 온실효과, 기후변화, 방사능 강제력

지구의 자연적인 온실 효과는 우리가 알고 있는 생명체를 가능하게 하고 이산화탄소는 지구의 비교적 높은 온도를 제공하는 데 중요한 역할을 합니다. 온실 효과는 행성 대기로부터의 열복사가 행성의 대기가 없을 때 가질 수 있는 온도 이상으로 행성의 표면을 따뜻하게 하는 과정입니다.[54][55][56] 온실 효과가 없다면, 지구의 평균 표면 온도는 약 14 °C (57.2 °F)의 실제 평균 표면 온도와 비교하여 약 -18 °C (-0.4 °F)[57][58]가 될 것입니다.[59]

물은 전체 온실효과의 대부분(약 36~70%)을 담당하며, 온도에 따라 온실가스로서의 수증기의 역할이 달라집니다. 지구상에서 이산화탄소는 인류학적으로 가장 관련성이 높고 직접적인 영향을 받는 온실가스입니다. 이산화탄소는 산업화 이전(1750) 시대 이후 온실가스로서의 영향력이 증가한 상황에서 종종 언급됩니다. 2013년 CO의2 증가는 지구의 복사력 변화 2.63 Wm−2(약 70%)[60] 중 1.82 Wm의−2 원인으로 추정되었습니다.

대기의 CO가2 땅의 온도를 증가시킨다는 개념은 1896년에 스반테 아레니우스에 의해 처음 발표되었습니다.[61] 지구 대기 중 CO2 증가로 인한 복사력 증가는 CO의2 물리적 특성과 CO가2 나가는 장파 에너지를 흡수하는 비포화 흡수창에 기반을 두고 있습니다. 증가된 강제력은 지구의 에너지 균형과 장기적으로 지구의 기후를 더욱 변화시킵니다.[23]


영상 시리즈의 일부
탄소순환
지역별
이산화탄소
탄소의 형태
대사경로
탄소호흡
탄소펌프
탄소 격리
메탄
생물지구화학
다른.

탄소순환

주요기사 : 탄소순환과 대기탄소순환
이 빠른 탄소 순환의 도표는 연간 수십억 미터 톤의 탄소에서 육지, 대기, 해양 사이의 탄소 이동을 보여줍니다. 노란색 숫자는 자연유속, 빨간색은 인간의 기여, 흰색은 저장된 탄소입니다.[62]

대기의 이산화탄소는 지구의 탄소 순환에 필수적인 역할을 합니다. 예를 들어, 이산화탄소는 광합성과 탄산염의 침전과 같은 일부 자연적인 과정에 의해 대기에서 제거되어2 석회암을 형성합니다. 그리고 호흡과 탄산염 침전물의 산 용해와 같은 다른 자연적인 과정에 의해 대기에 다시 추가됩니다. 지구에는 빠른 탄소 순환과 느린 탄소 순환이라는 두 가지 넓은 탄소 순환이 있습니다. 탄소의 빠른 순환은 생물권의 생물과 환경 사이의 탄소의 이동을 의미하는 반면, 느린 탄소 순환은 대기, 해양, 토양, 암석, 화산 사이의 탄소의 이동을 의미합니다. 두 사이클은 본질적으로 상호 연결되어 있으며 대기 CO는2 연결을 용이하게 합니다.

대기 중 CO의2 자연적인 공급원은 화산 가스, 유기물 연소, 산불 및 살아있는 호기성 유기체의 호흡 과정을 포함합니다. 인공 CO의2 원천에는 난방, 발전 및 운송을 위한 화석 연료의 연소와 시멘트 제조와 같은 일부 산업 공정이 포함됩니다. 또한 발효와 세포 호흡에서 나오는 다양한 미생물에 의해 생성됩니다. 식물, 조류, 남조류는 광합성이라는 과정을 통해 이산화탄소를 탄수화물로 전환시킵니다. 그들은 엽록소와 다른 색소들에 의한 햇빛의 흡수로부터 이 반응에 필요한 에너지를 얻습니다. 광합성의 부산물로 생성된 산소는 대기로 방출되고 이후 종속영양생물과 다른 식물에 의해 호흡에 사용되어 탄소와 사이클을 형성합니다.

1960년부터 매년 발생하는 CO는2 인위적인 발생원(왼쪽)에서 지구 대기, 육지 및 해양 흡수원(오른쪽)으로 흘러갑니다. 연간 등가 기가톤 탄소 단위입니다.[48]

대부분의2 CO 배출원은 자연적이며 유사한 CO2 흡수원에 의해 다양한 정도로 균형을 이루고 있습니다. 예를 들어, 산림, 초원 및 산불을 포함한 기타 토지 식생에서 유기물의 부패는 매년 약 436 기가톤의 CO2(119 기가톤의 탄소 포함)를 방출하는 반면, 토지에서 새로운 성장에 의한 CO2 흡수는 이러한 방출을 상쇄하여 451 Gt(123 Gt C)를 흡수합니다.[63] 지구의 초기 대기에서 많은 이산화탄소가2 화산 활동에 의해 생성되었지만, 현대의 화산 활동은 매년 130에서 230 메가톤의 이산화탄소만을2 방출합니다.[64] 천연자원은 대기에서 CO를2 제거하는 화학적, 생물학적 과정의 형태로 천연 흡수원에 의해 다소 균형을 이루고 있습니다.

전반적으로, 육지와 바다 모두에서 생물권 안팎으로 대기 중 CO의2 자연적인 흐름이 많습니다.[65] 산업화 이전 시대에는 이들 각각의 플럭스가 탄소의 육지와2 해양 저장소 사이에 순 CO가 거의 흐르지 않을 정도로 균형을 이루었고, 대기 농도에는 거의 변화가 없었습니다. 인류의 산업화 이전 시대부터 1940년까지, 지구 생물권은 (주로 토지 이용 변화에 의해 주도되는) 대기 CO의2 순 공급원을 나타냈지만, 그 후 화석 탄소 배출량이 증가하면서 순 싱크로 전환되었습니다.[66] 2012년에는 인간이 배출하는 CO의2 약 57%가 대부분 화석 탄소를 태우는 데서 육지와 해양 흡수원이 차지했습니다.[67][66]

배출된 CO에2 대한 대기 CO의2 증가 비율을 공기 분율이라고 합니다. 이 비율은 단기적으로 변동하며 일반적으로 더 긴(5년) 기간 동안 약 45%입니다.[66] 전 세계 육상 식생의 추정 탄소는 1910년 약 740 기가톤에서 1990년 780 기가톤으로 증가했습니다.[68]

광합성

주 기사: 육상 생물 탄소 순환
참고 항목: 광합성, 탄소 고정, C3 탄소 고정 및 C 탄소4 고정
광합성은 햇빛을 화학적 에너지로 바꾸고 물을 쪼개서2 O를 유리시키고 CO를2 설탕으로 고정시킵니다.

지구 대기의 이산화탄소는 생명체와 대부분의 행성 생물권에 필수적입니다. 전 세계적으로 광합성에 의한 에너지 포획 속도는 약 130테라와트이며,[69][70][71] 이는 현재 인류 문명의 전력 소비량의 약 6배에 달합니다.[72] 광합성 생물은 또한 연간 약 100-1150억 미터톤의 탄소를 바이오매스로 전환시킵니다.[73][74]

광합성 생물은 광자가영양생물로 빛의 에너지를 이용해 CO와2 물에서 직접 음식을 합성할 수 있습니다. 그러나 광종속영양생물은 CO가2 아닌 유기화합물을 탄소원으로 사용하기 때문에 빛을 에너지원으로 사용하는 모든 생물이 광합성을 하는 것은 아닙니다.[75] 식물, 조류, 남조류에서 광합성은 산소를 방출합니다. 이것은 산소 광합성이라고 불립니다. 식물, 조류, 남조류의 산소 광합성에는 약간의 차이가 있지만, 전체적인 과정은 이 유기체들에서 상당히 비슷합니다. 그러나 일부 박테리아는 산소 발생 광합성을 수행하여 CO는2 소비하지만 산소는 방출하지 않습니다.[citation needed]

이산화탄소는 탄소 고정이라고 불리는 과정에서 당으로 전환됩니다. 탄소 고정은 흡열 산화 환원 반응이므로 광합성은 이 과정을 구동하는 에너지원과 CO를2 탄수화물로 전환하는 데 필요한 전자를 모두 공급해야 합니다. 이 전자의 추가는 환원 반응입니다. 일반적으로 그리고 사실상 광합성은 세포 호흡의 반대인데, 포도당과 다른 화합물을 산화시켜 CO와2 물을 만들고, 발열 화학 에너지를 방출하여 유기체의 대사를 유도하는 것입니다. 그러나 두 과정은 다른 일련의 화학 반응을 통해, 그리고 다른 세포 구획에서 일어납니다.[citation needed]

해양 탄소 순환

주 기사: 해양 탄소 순환
참고 항목: 생물학적 펌프, 용해도 펌프 및 해양 산성화
CO의2 대기-해상 교환

지구의 바다는 대기 중의 양보다 훨씬 많은 양의 CO를2 중탄산염과 탄산 이온의 형태로 포함하고 있습니다. 중탄산염은 암석, 물, 이산화탄소 사이의 반응에서 생성됩니다. 한 가지 예는 탄산칼슘의 용해입니다.

CaCO
3 + CO2 + H
2O ⇌ Ca2+
 + 2 HCO−
3

이와 같은 반응은 대기 중 CO의2 변화를 완충하는 경향이 있습니다. 반응의 오른쪽은 산성 화합물을 생성하기 때문에, 왼쪽에 CO를2 첨가하면 바닷물의 pH가 감소하는데, 이 과정을 바다 산성화(바다의 pH는 알칼리성 범위에 머물러 있지만 더 산성화)라고 합니다. CO와2 비탄산암 사이의 반응은 또한 바다에 중탄산염을 추가합니다. 이것은 나중에 위의 반응의 역반응을 거쳐 탄산암을 형성하여 중탄산염의 절반을 CO로2 방출할 수 있습니다. 수억 년에 걸쳐 이것은 엄청난 양의 탄산염 암석을 만들어냈습니다.

1850년부터 2022년까지 해양은 전체 인위적인 배출의 26%를 흡수했습니다.[18] 그러나 미래에 바다가 그것을 차지할 비율은 덜 확실합니다. 탄산염 광물의 용해를 포함하여 평형에 도달하더라도 중탄산염의 농도가 증가하고 탄산 이온의 농도가 감소하거나 변하지 않는 경우에는 미이온화 탄산 및 용해 CO의2 농도가 더 높아지게 됩니다. 이처럼 바다의 농도가 높아지면 기온이 높아지면 공기 중 CO의2 평형 농도가 높아집니다.[76][77]

탄소는 대기, 식물, 토양, 해양의 표층, 심해 사이를 이동합니다.

경상증가효과

직접효과

산업화 이전(1750)에 비해 2011년 기후 변화의 복사 강제 동인.

대기 중 CO2 농도 증가의 직접적인 영향으로는 지구 기온 상승, 해양 산성화 및 식물과 작물에 대한 CO2 수정 효과가 있습니다.[78]

육지의 기온상승

이 섹션은 계측기 온도 기록 § Total Warming 및 추세에서 발췌한 내용입니다.[편집]
최대 2500까지의 RCP 기후변화 시나리오에 대한 2000-2019년 기준 기간에 대한 예상 기온 및 해수면 상승.[79][80]

지구 평균 및 육지와 해양 표면 온도를 합하면, 독립적으로 생성된 여러 데이터 세트를 기반으로 1850–1900년에서 2011–2020년 사이에 1.09 °C(범위: 0.95 ~ 1.20 °C)의 온난화를 보여줍니다.[81]: 5 그 추세는 1970년대 이후로 적어도 지난 2000년 동안 다른 어떤 50년의 기간보다 더 빠릅니다.[81]: 8

관측된 온난화의 대부분은 1900년경부터 1940년경, 1970년경까지 두 시기에 걸쳐 발생했습니다.[82] 1940년부터 1970년까지의 냉각/고장은 대부분 황산염 에어로졸에 기인합니다.[83][84]: 207 이 기간 동안의 온도 변화 중 일부는 해양 순환 패턴 때문일 수도 있습니다.[85]

해양의 온도 상승

참고 항목: 해양열량
이 섹션은 기후 변화가 해양 § 상승에 미치는 영향에서 발췌한 것입니다.[편집]

기후변화로 인해 해양이 온난화되고 있고, 이러한 온난화 속도가 증가하고 있는 것은 분명합니다.[86]: 9 지구의 바다는 2022년 인간이 기록한 것 중 가장 따뜻했습니다.[87] 이는 2022년 이전의 2021년 최대치를 초과한 해양 열 함량에 의해 결정됩니다.[87] 해양 온도의 꾸준한 상승은 주로 온실가스의 증가로 인해 발생하는 지구의 에너지 불균형의 피할 수 없는 결과입니다.[87] 산업화 이전 시기부터 2011-2020년 사이에 바다 표면은 0.68에서 1.01 °C 사이로 가열되었습니다.[88]: 1214

대양 상층부(700m 이상)가 가장 빨리 온난화되고 있지만 온난화 추세는 광범위합니다. 해양 열 증가의 대부분은 남대양에서 발생합니다. 예를 들어, 1950년대와 1980년대 사이에 남극해의 온도는 지구 해양의 거의 두 배인 0.17 °C (0.31 °F) 상승했습니다.[89]

해양 산성화

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해양 산성화는 지구 해양의 pH가 지속적으로 감소하는 것입니다. 1950년에서 2020년 사이에 해수면의 평균 pH는 약 8.15에서 8.05로 떨어졌습니다.[90]인간의 활동으로 인한 이산화탄소 배출은 해양 산성화의 주요 원인이며, 대기 중 이산화탄소(CO2) 수치는 410ppm(2020년)을 넘습니다. 대기 중의 CO는2 바다에 의해 흡수됩니다. 이것은 탄산을 생성합니다.중탄산염23 이온(HCO-3)과 수소 이온(H+)으로 해리되는 HCO). 유리 수소 이온(H+)의 존재는 바다의 pH를 낮추어 산성도를 증가시킵니다(이것은 바닷물이 아직 산성이라는 것을 의미하지 않으며, pH가 8보다 높은 여전히 알칼리성입니다). 연체동물이나 산호와 같은 해양 석회화 생물은 껍질과 골격을 만들기 위해 탄산칼슘에 의존하기 때문에 특히 취약합니다.[91]

pH가 0.1 변화하면 전 세계 바다의 수소 이온 농도가 26% 증가하는 것을 나타냅니다(pH 척도는 로그이므로 pH 단위로 1개 변화하면 수소 이온 농도가 10배 변화하는 것과 동일합니다). 해수면 pH와 탄산염 포화 상태는 해양 깊이와 위치에 따라 다릅니다. 더 차갑고 위도가 높은 물은 더 많은 CO를2 흡수할 수 있습니다. 이로 인해 산성도가 높아져 이들 지역의 pH와 탄산염 포화 수준이 낮아질 수 있습니다. 대기-해양 이산화탄소2 교환 및 이에 따른 지역 해양 산성화에 영향을 미치는 다른 요인들은 해류 및 융기 지역, 큰 대륙 강에 대한 근접성, 해빙 범위, 화석 연료 연소 및 농업에서 발생하는 질소 및 황과의 대기 교환을 포함합니다.[92][93][94]

CO비료효과2

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CO2 수정 효과 또는 탄소 수정 효과는 식물의 잎 증산을 제한하면서 광합성 속도를 증가시킵니다. 두 과정 모두 대기 중 이산화탄소(CO2)의 증가로 인해 발생합니다.[95][96] 탄소 수정 효과는 식물 종, 공기 및 토양 온도, 물 및 영양소의 가용성에 따라 다릅니다.[97][98] 순 1차 생산성(NPP)은 탄소 비료 효과에 긍정적으로 반응할 수 있습니다.[99] 그러나 CO2 수정으로 인해 식물의 광합성 속도가 향상되었다고 해서 모든 식물의 성장이 직접적으로 향상되지는 않으며 따라서 탄소 저장이 향상된다는 증거가 있습니다.[97] 탄소 비료 효과는 2000년대 이후 총 1차 생산성(GPP) 증가의 44%의 원인으로 보고되었습니다.[100] 지구 시스템 모델, 토지 시스템 모델 및 동적 지구 식생 모델은 증가하는 대기 CO2 수준과 관련된 식생 경향을 조사하고 해석하는 데 사용됩니다.[97][101] 그러나 CO2 수정 효과와 관련된 생태계 과정은 여전히 불확실하며 따라서 모델링하기가 어렵습니다.[102][103]

지구 생태계는 대기 중2 CO 농도를 감소시키고 기후 변화 영향을 부분적으로 완화시켰습니다.[104] 탄소 비료 효과에 대한 식물의 반응은 대기 CO에2 대한 인위적인 영향이 증가함에 따라 다음 세기 동안 대기 CO2 농도를 크게 감소시키지 않을 것입니다.[96][97][105][106] 지구의 초목 지대들은 1980년대[107] 초부터 대기 중의2 이산화탄소 수치의 증가로 인해 상당한 녹색을 보여왔습니다.[108][109][110][111]

이론상으로는 탄소 수정 효과로 인해 열대 지방의 흡수량이 가장 클 것으로 예측하고 있지만, 이는 관측되지 않고 있습니다. CO 비료로 인한 CO 흡수량은 또한 산림이 기후 변화에 어떻게 대응하는지, 그리고 산림전용로부터 보호받는지에 달려 있습니다.

기타직접효과

또한2 CO 배출로 인해 1980년 이후 성층권이 400미터나 위축되어 위성 운영, GPS 시스템 및 무선 통신에 영향을 미칠 수 있습니다.[113]

간접효과 및 영향

Thick orange-brown smoke blocks half a blue sky, with conifers in the foreground
A few grey fish swim over grey coral with white spikes
Desert sand half covers a village of small flat-roofed houses with scattered green trees
large areas of still water behind riverside buildings
일부 기후변화 영향, 왼쪽 위에서 시계방향으로: 더위와 건조로 인한 산불, 해양 산성화와 난방으로 인한 표백된 산호, 폭풍과 해수면 상승으로 인한 해안 침수, 사막화로 인한 환경 이동
이 섹션은 기후 변화의 영향에서 발췌한 것입니다.[편집]
기후 변화는 물리적 환경, 생태계 및 인간 사회에 영향을 미칩니다. 기후 시스템의 변화에는 전반적인 온난화 추세, 더 극단적인 날씨, 해수면 상승 등이 포함됩니다. 이것들은 차례로 자연과 야생, 그리고 인간의 정착지와 사회에 영향을 미칩니다.[114] 인간에 의한 기후 변화의 영향은 광범위하고 광범위합니다. 특히 중요한 기후 조치가 없을 경우 더욱 그렇습니다. 전문가들은 때때로 기후 변화의 예상되고 관찰된 부정적인 영향을 기후 위기라고 설명합니다.
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기후 변화와 그 영향이 해양에 미치는 영향에 대한 개요. 지역 효과는 이탤릭체로 표시됩니다.[115]
기후 변화가 해양에 미치는 영향은 많습니다. 주요한 것 중 하나는 해수 온도 상승입니다. 더 빈번한 해양 폭염이 이와 관련이 있습니다. 기온 상승은 해수면 상승의 원인이 됩니다. 다른 영향으로는 해양 산성화, 해빙 감소, 해양 성층화 증가, 산소 수준 감소 등이 있습니다. 대서양 자오선 전복 순환의 약화를 포함한 해류의 변화도 중요한 영향입니다.[86] 이러한 모든 변화는 해양 생태계를 방해하는 노크온 효과를 가지고 있습니다. 이러한 변화의 주요 원인은 인간의 온실가스 배출로 인한 기후변화입니다. 이산화탄소와 메탄은 온실가스의 예입니다. 이것은 바다가 기후 시스템에서 추가 열의 대부분을 차지하기 때문에 해양 온난화로 이어집니다.[116] 바다는 대기 중의 여분의 이산화탄소의 일부를 흡수합니다. 이로 인해 바다의 pH 값이 떨어집니다.[117] 과학자들은 바다가 인간이 배출하는 모든 이산화탄소의2 약 25%를 흡수하는 것으로 추정하고 있습니다.[117]

CO2 농도 저감 방안

2014년 9월 1일부터 2015년 8월 31일까지 대기 중 탄소의 거동에 대한 모델. 지구 대기의 높이와 지형은 수직으로 과장되어 정상보다 약 40배 높게 나타나 대기 흐름의 복잡성을 보여줍니다.
주요 기사: 기후변화 완화, 탄소 격리, 이산화탄소 제거, 탄소 포집 및 저장

이산화탄소는 기후 변화에 독특한 장기적인 영향을 미치는데, 이는 배출 중단 후 1000년 동안 거의 "돌이킬 수 없는" 것입니다(더 이상의 배출 제로). 온실가스인 메탄과 아산화질소는 이산화탄소와 같은 방식으로 시간이 지나도 지속되지 않습니다. 인간의 이산화탄소 배출이 완전히 중단된다 해도 대기 온도는 단기적으로 크게 줄어들지 않을 것으로 예상됩니다. 공기 온도는 온실가스로 인한 난방과 바다로의 열전달로 인한 냉방의 균형에 의해 결정되기 때문입니다. 배출을 멈추면 CO2 수치와 난방 효과가 천천히 감소하지만, 동시에 열 전달로 인한 냉각이 감소하여(바다 온도가 공기 온도에 가까워지기 때문에) 결과적으로 공기 온도가 천천히 감소할 것입니다. 해수면 온도는 계속 상승하여 열팽창과 일부 해수면 상승의 원인이 될 것입니다.[76] 지구 온도를 더 빠르게 낮추려면 탄소 격리 또는 지구 공학이 필요합니다.

대기 중의 과잉 이산화탄소를 제거하기 위한 다양한 기술이 제안되었습니다.

이 섹션은 이산화탄소 제거에서 발췌한 내용입니다.[편집]
이산화탄소 제거(CDR)는 탄소 제거, 온실가스 제거(GGR) 또는 음의 배출로도 알려져 있으며, 이산화탄소 가스(CO2)가 인간의 의도적인 활동에 의해 대기에서 제거되어 지질, 육상 또는 해양 저장소 또는 제품에 지속적으로 저장되는 과정입니다.[118]: 2221 온실가스 순 배출 제로 목표의 맥락에서 [119]CDR은 기후 변화 완화 전략의 한 요소로서 기후 정책에 점점 더 통합되고 있습니다.[120] 순 제로 배출량을 달성하려면 배출량을 대폭 줄이고 CDR을 사용해야 하지만 CDR은 현재 기후 해결책이 아닙니다.[121] 미래에 CDR은 일부 농업 및 산업 배출과 같이 기술적으로 제거하기 어려운 배출을 상쇄할 수 있을 것입니다.[122]: 114

지질학적 과거의 농도

참고 항목: 고기후학, 산화 대사건 및 희미한 젊은 태양 역설
지난 5억 년 동안의 이산화탄소2 농도
마지막 빙하 최대치부터 현재까지 지난 40,000년 동안의 대기 CO2 농도. 현재 증가율은 지난 탈백석 기간의 어느 시점보다 훨씬 높습니다.

이산화탄소는 45억 4천만 년의 역사 동안 지구의 온도를 조절하는 데 중요한 역할을 한 것으로 믿어지고 있습니다. 지구 생명의 초기에, 과학자들은 태양의 생산량이 오늘날의 70% 밖에 되지 않았다고 믿어지고 있음에도 불구하고, 액체 상태의 물이 따뜻한 세상을 나타내는 증거를 발견했습니다. 초기 지구 대기의 이산화탄소 농도가 높으면 이 희미한 젊은 태양 역설을 설명하는 데 도움이 될 수 있습니다. 지구가 처음 형성되었을 때, 지구의 대기는 더 많은 온실가스를 포함하고 있었을 것이고 CO2 농도는 1,000 kPa (10 bar)만큼 큰 것으로 추정되며, 그 이유는 그 가스를 탄소 화합물과 산소로 환원시키는 박테리아 광합성이 없었기 때문입니다. 매우 활동적인 온실가스인 메탄도 더 널리 퍼졌을 수 있습니다.[123][124]

이산화탄소 농도는 홀로세와 플라이스토세의 깊은 빙하기 동안 약 180 ppm에서 간빙기 동안 280 ppm까지 여러 주기의 변화를 보여주었습니다. 이산화탄소 농도는 지구의 역사에 따라 매우 다양했습니다. 이것은 지구가 형성된 직후, 지구의 첫 번째 대기에 존재했던 것으로 여겨집니다. 주로 질소와 CO로
2 구성된 두 번째 대기는 화산 활동으로 인한 가스로 인해 생성되었으며, 거대한 소행성에 의한 지구의 후기 집중 폭격 동안 생성된 가스로 보충되었습니다.[125] 이산화탄소 배출의 주요 부분은 곧 물에 용해되어 탄산염 퇴적물에 포함되었습니다.

남세균 광합성에 의한 활성산소의 생성은 결국 24억 년 전 지구 제2의 대기를 종식시키고 지구 제3의 대기(현대의 대기)를 불러온 산소 대재앙으로 이어졌습니다. 약 5억 년 전 캄브리아기에는 이산화탄소 농도가 백만 분의 4,000ppm에서 2만 년 전에는 백만 분의 180ppm까지 떨어졌습니다.[4]

고대-지구 이산화탄소2 농도의 동인

참고 항목: 생물지구화학적 순환

장기적인 규모에서 대기 중 CO2 농도는 퇴적물에 유기 탄소 매장, 규산염 암석 풍화 및 화산 탈가스를 포함한 지구화학적 과정 간의 균형에 의해 결정됩니다. 수천만 년에서 수 억 년에 걸쳐 탄소 순환의 약간의 불균형이 가져오는 순수한 효과는 대기 중의 CO를2 줄이는 것이었습니다. 수십억 년의 기간 동안, 화산 활동으로 인한 매장된 탄소의 대규모 역사적 방출이 때때로 덜 빈번해질 것이기 때문에 (지구 맨틀 냉각과 내부 방사성 열의 점진적인 고갈이 더 진행됨에 따라) 이러한 하향 추세는 무한정 계속될 것으로 보입니다. 이러한 과정의 속도는 매우 느리기 때문에 향후 수백 년 또는 수천 년 동안의 대기 중 CO2 농도와는 관련이 없습니다.

지질학적 과거의 광합성

지구의 지질학적 역사를 통해 이산화탄소2 농도는 생물학적 진화에 역할을 했습니다. 최초의 광합성 생물은 아마도 생명의 진화 역사 초기에 진화했으며 물보다는 수소나 황화수소와 같은 환원제를 전자의 공급원으로 사용했을 가능성이 높습니다.[126] 시아노박테리아는 나중에 나타났고, 그들이 만들어낸 과잉 산소가 산소 대재앙의 원인이 [127]되어 복잡한 생명체의 진화를 가능하게 했습니다. 최근 지질학적 시기에는 600 ppm 미만의 낮은 CO2 농도가 덜 효율적인 C3 대사 경로를 사용하는 식물보다 700만 년에서 500만 년 전 사이에 풍부하게 증가한 C 식물의4 진화를 선호하는 자극제였을 수 있습니다.[128] 현재 대기압에서 광합성은 대기 중 CO2 농도가 150ppm과 200ppm 이하로 떨어지면 중단되지만 일부 미생물은 훨씬 낮은 농도로 공기 중에서 탄소를 추출할 수 있습니다.[129][130]

고대-지구 CO2 농도 측정

참고 항목: 기후재건 프록시
400,000년 이상의 빙핵 데이터: 보스토크 빙핵에서 CO2(녹색), 재구성된 온도(파란색) 및 먼지(빨간색) 그래프
지난 800,000년 동안의 기온과 대기 중 CO의2 일치

기기 샘플링 전 기간 동안 대기 중 이산화탄소 농도를 측정하는 가장 직접적인 방법은 남극 또는 그린란드 빙상에 갇힌 공기(유체 또는 가스 포함물)의 기포를 측정하는 것입니다. 이러한 연구 중 가장 널리 받아들여지는 것은 다양한 남극 중심부에서 나온 것으로, 대기 중 CO2 농도는 산업 배출이 시작되기 직전 약 260~280ppm이었고 이전 10,000년 동안 이 수준과 크게 다르지 않았음을 나타냅니다.[131][132] 가장 긴 얼음 핵 기록은 남극 동쪽에서 나온 것으로, 얼음은 80만 년 전까지 표본으로 추출되었습니다.[133] 이 기간 동안 대기 중 이산화탄소 농도는 빙하기 동안 180에서 210ppm 사이로 변화했으며 따뜻한 빙하기 동안 280-300ppm으로 증가했습니다.[134][135]

대기 중 CO2 몰 분율은 1900년대 이후 약 35% 증가하여 2009년 280ppm에서 387ppm으로 증가했습니다. 화석화된 잎의 기공의 증거를 사용한 한 연구는 10년에서 7천년 전 기간 동안 CO2 몰 분율이 300ppm을 초과하여 더 큰 변동성을 시사하지만,[136] 다른 사람들은 이러한 발견이 실제 CO2 변동성보다는 보정 또는 오염 문제를 반영할 가능성이 더 높다고 주장했습니다.[137][138] 공기가 얼음에 갇히는 방식(얼음의 기공이 천천히 닫혀서 전나무 깊은 곳에서 기포를 형성)과 분석된 각 얼음 샘플에 표시된 시간 기간 때문에 이 수치는 연간 또는 10년 단위가 아닌 최대 몇 세기 동안의 대기 농도의 평균을 나타냅니다.

얼음 코어는 지난 80만 년 동안의 온실가스 농도 변화에 대한 증거를 제공합니다. CO와2 CH
4 농도는 빙하기와 간빙기 사이에 모두 다르며 이러한 변화는 온도와 밀접한 관련이 있습니다. 얼음 코어 기록에 나타난 것보다 이전 기간에는 직접적인 데이터가 존재하지 않으며, 이 기록은 CO2 몰 분율이 지난 250년 동안 증가할 때까지 지난 80만 년 동안 180ppm에서 280ppm 범위 내에 머물렀다는 것을 나타냅니다. 그러나 다양한 대리 측정 및 모델은 과거 시대에 더 큰 변화를 시사합니다: 5억 년 전 CO2 수준은 지금보다 10배 더 높았을 가능성이 있습니다.[139]

과거 수백만 년 동안 대기 CO2 농도를 측정하기 위해 다양한 대리 측정이 사용되었습니다. 여기에는 특정 유형의 해양 퇴적물의 붕소 및 탄소 동위원소 비율, 화석 식물 잎에서 관찰되는 기공의 수가 포함됩니다.[128]

피탄은 디테르페노이드 알칸의 한 종류입니다. 그것은 엽록소의 분해 생성물이며, 현재 고대 CO2 수치를 추정하는 데 사용됩니다.[140] 피탄은 두 가지 모두 연속적인 CO2 농도 기록을 제공하지만 또한 5억 년 이상의2 CO 기록을 깨는 것과 겹칠 수 있습니다.[140]

6억~4억년전에

6억 년에서 4억 년 전 사이에 6,000 ppm 이상의 높은 CO2 농도와 2억 년에서 1억 5천만 년 전 사이에 3,000 ppm 이상의 CO 농도가 있다는 증거가 있습니다.[28]

실제로, 더 높은 CO2 농도는 중생대에는 현재 농도의 4~6배, 고생대 초기에는 약 4억 년 전 데본기 중기 중기까지 10~15배의 현재 농도로 대부분의 Phanerozoic Eon에 걸쳐 우세했던 것으로 생각됩니다.[141][142][143] 육상 식물의 확산은 데본기 후기 동안 CO2 농도를 감소시킨 것으로 생각되며, CO의2 공급원과 흡수원으로서의 식물 활동은 안정화 피드백을 제공하는 데 중요했습니다.[144]

앞서 적도 부근까지 이어진 2억 년의 간헐적이고 광범위한 빙하기(눈덩이 지구)는 대기의 CO2 농도를 현대의 약 350배 수준인 12%로 갑자기 상승시킨 거대한 화산 분출로 인해 약 550Ma로 갑자기 종료된 것으로 보입니다. 하루에 약 1 mm의 비율로 석회암과 같은 극단적인 온실 조건과 탄산염 침전을 야기합니다.[145] 이 에피소드는 선캄브리아기 언의 마지막을 장식했고, 다세포 동식물이 진화하는 동안 일반적으로 따뜻한 판에로조틱의 조건이 뒤따랐습니다. 그 이후로 비슷한 규모의 화산 CO2 방출은 발생하지 않았습니다. 현대에는 화산에서 대기로 배출되는 이산화탄소가2 연간 약 6억4천500만 톤인데 반해, 인간은 매년 290억 톤의 이산화탄소를2 배출하고 있습니다.[146][145][147][148]

6천만~5백만년전

대기 중 CO2 농도는 약 6천만 년 전 이후에도 계속 떨어졌습니다. 에오세-올리고세 멸종 사건의 시점이자 남극 빙하가 지금의 모습을 띠기 시작한 약 3400만 년 전, CO는2 약 760ppm이었고,[149] 약 2000만 년 전까지 농도가 300ppm 미만이었다는 지구화학적 증거가 있습니다. 남극 빙하를 강제하는 주요 원인은 600ppm의 티핑포인트를 가진 CO2 농도 감소였습니다.[150] 낮은 CO2 농도는 700만 년에서 500만 년 전 사이에 풍부하게 증가한 C4 식물의 진화를 선호하는 자극제였을 수 있습니다.[128]

참고 항목

참고문헌

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