Share to: share facebook share twitter share wa share telegram print page

 

Dwutlenek węgla w atmosferze młodej Ziemi

Zobacz też: dwutlenek węgla w atmosferze Ziemi.
Pięć sprzężonych części systemu klimatycznego(inne języki): hydrosfera, atmosfera, biosfera, litosfera i kriosfera

Dwutlenek węgla w atmosferze młodej Ziemi – CO2 w atmosferze Ziemi w okresie od powstania globu w młodym Układzie Słonecznym[1][2] do rozpoczęcia „antropocenu” i „szóstej katastrofy” („szóste wielkie wymieranie”).

Wiedza o młodej Ziemi jest wciąż gromadzona w takich dziedzinach nauki jak astrofizyka i astrochemia (w tym badania składu powierzchni innych planet ziemskich Układu Słonecznego i pyłu kosmicznego), biologia z astrobiologia, ekologia z ekologią ewolucyjną, stratygrafia z biostratygrafią, glacjologia, paleoklimatologia i inne.

Przed początkiem rozwoju cywilizacji w holocenie (zob. ewolucjonizm kulturowo-społeczny) zmiany stężenia atmosferycznego CO2 zachodziły pod wpływem globalnych i pozaziemskich czynników naturalnych, kształtujących ziemski system klimatyczny(inne języki) – globalny ekosystem nazywany „maszyną klimatyczną”[3], zrównoważony dopóki zmiany nie przekraczają „granic planetarnych”[4][5][6], porównywany z „Gają” Jamesa Lovelocka[7] i Lynn Margulis[8].

The Geologic Time Spiral, A Path to the Past[9] (ilustrowana tabela stratygraficzna[a]) Dwutlenek węgla od ok. 4,5 mld lat[b] uczestniczy w wymianie węgla między atmosferą, hydrosferą (z kriosferą), litosferą i biosferą („maszyna klimatyczna”[10][11]). Był czynnikiem kształtującym klimat i biosferę fanerozoiku[12][13].
Wulkan Pinatubo – element systemu powolnej globalnej cyrkulacji węgla (czerwiec 1991)

Istotną rolę odgrywają badania wykonywane z użyciem metod datowania izotopowego. Ich wyniki dotyczące fanerozoiku są wykorzystywane w czasie tworzenia matematycznych modeli obiegu węgla w przyrodzie, modeli klimatu i ogólnej cyrkulacji[14][15].

Globalne modele klimatu są podstawą programów działań zmierzających do zahamowania współczesnego globalnego ocieplenia, spowodowanego wzrostem stężenia CO2 w atmosferze[16].

O zintensyfikowanie podejmowanych działań apelują liczni klimatolodzy. Wallace S. Broecker(inne języki) (1931–2019), nazywany „dziadkiem klimatologii” i „prorokiem zmian klimatu”, autor ponad 1000 cenionych publikacji naukowych z tej dziedziny[17][18][19][20], niedługo przed śmiercią publicznie opowiadał się za szybkim zastosowaniem metod geoinżynierii klimatu („opcji Pinatubo”[21]). Twierdził, że dotychczasowe próby zapobieżenia klimatycznej katastrofie są niewystarczające[20].

Węgiel i tlen we Wszechświecie

Ekspansja Wszechświata
Singularity – zob. osobliwość (astronomia)

Według standardowego kosmologicznego modelu Wszechświata jego wiek wynosi 13,82 mld lat – jest czasem, który upłynął od Wielkiego Wybuchu. Po tym zdarzeniu, którego pozostałością jest mikrofalowe promieniowanie tła, rozpoczął się okres pierwotnej nukleosyntezy (powstawania jąder atomowych większych niż proton), a następnie dalsza ewolucja Wszechświata.

Około 500 mln lat trwały Wieki Ciemne, czyli bezgwiezdny okres różnicowania się gęstości materii. Powstające obłoki molekularnego wodoru zapadały się grawitacyjnie w kierunku centrum (zob. niestabilność Jeansa), co umożliwiło rozpoczęcie syntez jąder pierwiastków cięższych od helu (zob. pierwotna nukleosynteza i nukleosynteza), w kosmologicznym żargonie nazywanych „metalami” (pierwsze syntezy termojądrowe). Zależnie od masy zapadającego się obłoku w jego centrum powstawały obiekty o różnej wielkości, brązowe karły (np. Gl229B w konstelacji Zająca[22]) lub gwiazdy. Powstanie nieistniejących już gwiazd III populacji zakończyło Wieki Ciemne.

W początkowym okresie życia gwiazd dominują jądrowe reakcje „spalania” wodoru, prowadzące do powstawania helu-4 (zob. cykl protonowy). Reakcje zachodzące w kolejnych etapach ewolucji gwiazdy zależą przede wszystkim od jej masy, decydującej o temperaturze i ciśnieniu w centrum. Gromadzące się tam jądra helu mogą ulegać dalszym syntezom, jeżeli temperatura jest dostatecznie wysoka[23] (zob. częstość występowania pierwiastków we Wszechświecie).

W różnych warstwach bardzo dużych gwiazd mogą zachodzić[23]:

  • 108 K – reakcja „trzy alfa”, „spalanie”[24] helu, powstawanie jąder węgla, a obok nich (w wyższych temperaturach) również jąder tlenu, neonu, magnezu i krzemu,
  • 6·108 K – reakcje „spalania” węgla (w gwiazdach o masie > 8 mas Słońca), powstawanie jąder magnezu, sodu i neonu,
  • 109 K – reakcje „spalania” tlenu, powstawanie jąder siarki, fosforu i krzemu,
  • 3·109 K – reakcje „spalania” krzemu (ostatnia reakcja przed wybuchem supernowej), powstawanie jonów żelaza.
2
Atom helu – jądro i powłoka elektronowa
3
Proces 3-α (powstawanie 12C)
zob. też cykl protonowy, cykl CNO, błysk helowy
4
Mgławica Krab, kojarzona z supernową zarejestrowaną w 1054 roku
1
3
2
4
Schematy budowy atomów węgla i tlenu (modele Bohra) oraz ich widma emisyjne

Po 13,82 mld lat przemian jądrowych wśród istniejących we Wszechświecie pierwiastków (zob. lista pierwiastków chemicznych) dominują wodór i hel, co wykazano metodami spektrofotometrycznymi (zob. spektroskopia astronomiczna)[c]. Oszacowano, że liczba ich atomów jest odpowiednio 40000 i 3100 razy większa od liczby atomów krzemu. Na liście uporządkowanej według tak zdefiniowanej względnej powszechności kolejne pozycje pierwszej dziesiątki zajmują: tlen (22×), neon (8,6× bardziej powszechny), azot (6,6×), węgiel (3,5×) krzem (1), magnez (0,91×), żelazo (0,61×), siarka (0,38×)[25]. W paleontologii i paleoklimatologii istotną rolę odgrywają izotopy tlenu i węgla (zob. listy izotopów węgla i tlenu) oraz izotopy innych pierwiastków[26][27][28][29][30][31][32]

Planety ziemskie Układu Słonecznego

 Osobne artykuły: Powstanie i ewolucja Układu Słonecznego i planeta skalista.

Do planet ziemskich zalicza się Merkurego, Wenus, układ Ziemi i Księżyca oraz planetę Mars. Są to obiekty o średniej wielkości, niemal kuliste (lekko spłaszczone), zbudowane przede wszystkim z materiału w fazie stałej, wykazujące aktywność wulkaniczną i tektoniczną lub zachowujące w swojej budowie dowody wcześniejszej takiej aktywności. Powstały w procesach akrecji planetozymali i stałych cząstek obłoku pyłowo-gazowego. Po ich częściowym lub całkowitym stopieniu, pod wpływem ciepła zderzeń, dochodziło do rozdzielania składników o różnych ciężarach właściwych – dyferencjacji magmowej (w tym procesie wydzielały się dodatkowe ilości ciepła).

Budowa wewnętrzna planet typu ziemskiego oraz Księżyca
1
Orientacyjne porównanie składu atmosfer Ziemi, Wenus i Marsa
2
Powierzchnia i atmosfera Marsa (Viking 1, 1976)
3
Ziemia widziana z orbity Księżyca
(Apollo 8, 24 grudnia 1968)
Orientacyjne porównanie stężeń głównych składników atmosfery współczesnej Ziemi i innych planet grupy ziemskiej
(% cząsteczek)[33]
Składnik Merkury Wenusa Ziemiab Marsc
He 42
Ar 0,93 1,6
Ne 0,007 0,00025
Kr 0,00003
Xe 0,000008
O2 15 21 0,13
O3 0,003 0,000003
N2 3 78 2,7
H2O 0,03
CO 0,07
CO2 96 0,03 95,32

Długotrwałe zachowanie formy płynnej lub częściowo płynnej (plastycznej) umożliwia konwekcję i ruch płyt tektonicznych litosfery oraz związane tym zjawiska wulkanizmu, aktywności orogenicznej, sejsmiczności itp. Obecnie tektonika płyt występuje tylko na Ziemi (w przeszłości mogła występować także na Marsie i Wenus). Poza Ziemią bardzo wysoką aktywność wulkaniczną zachował Io (satelita Jowisza o promieniu podobnym do promienia Księżyca), bardzo odległy od Słońca, lecz nieustannie rozgrzewany wskutek grawitacyjnego oddziaływania swojej planety centralnej i jej innych satelitów[34][35].

Od wielkości planet w młodym Układzie Słonecznym oraz od ich położenia względem Słońca zależał również przebieg procesu uwalniania gazów w czasie stapiania zderzających się planetozymali oraz wychwytywania gazów z otoczenia – planety duże utrzymywały więcej gazów siłami grawitacji, a atmosfera planet położonych bliżej Słońca była intensywniej zrywana przez wiatr słoneczny. Skład pierwotnych atmosfer gazowych i ich grubość ulegała następnie stopniowym zmianom, decydującym o klimacie, co jest wciąż przedmiotem badań[36][37] (zob. badania Marsa, Mars Odyssey, Venus Express i in.).

Właściwości dwutlenku węgla i jego rola w ekosferach

Dwutlenek węgla jest jednym z bardzo licznych związków chemicznych, w których skład wchodzą atomy węgla i tlenu obok innych (zob. C1–C234 i O1–128). Będąc składnikiem atmosfer planet ziemskich uczestniczy w procesach geologicznych i klimatycznych (na Ziemi również w cyklu biogeochemicznym). Pochłania przechodzące przez atmosferę promieniowanie podczerwone, co jest konsekwencją budowy cząsteczki CO2. Centrosymetryczna cząsteczka (atom węgla między atomami tlenu) ma zerowy moment dipolowy. Długość wiązań wynosi 116,3 pm. Cząsteczka ma 4 wewnętrzne stopnie swobody. Wzbudzenie drgań normalnych jest związane z absorpcją promieniowania w zakresie podczerwieni (zob. spektroskopia w podczerwieni, spektroskopia oscylacyjna).

1
2
Wzbudzenie drgań zachodzi wskutek pochłonięcia odpowiednich kwantów energii z zakresu IR
i zajęcia przez elektrony wyższych orbitali molekularnych, MO (po lewej)[38][39][40]:
  • drgania rozciągające symetryczne – 1537 cm−1,
  • drgania rozciągające asymetryczne – 2349 cm−1, 4,25 μm,
  • drgania zginające symetryczne i niesymetryczne: 667 cm−1, 14,99 μm.
Wykres równowag faz CO2: 1 – ciało stałe (suchy lód), 2 – ciecz, 3 – gaz, 4 – ciecz nadkrytyczna (zob. nadkrytyczny dwutlenek węgla, scCO2), A – punkt potrójny, B – punkt krytyczny (31 °C, 7,38 MPa)

Zależnie od wartości ciśnienia i temperatury dwutlenek węgla może występować w jednym z trzech stanów skupienia, w fazie gazowej, ciekłej (ciecz lub ciecz nadkrytyczna) lub stałej.

Jako gaz dominuje w atmosferach Marsa i Wenus. Okresowo dominował również w atmosferze młodej Ziemi[d].

Nadkrytyczny CO2 (scCO2) ma liczne zastosowania przemysłowe. Jest przewidywane jego komercyjne stosowanie w instalacjach do równoczesnego wydobycia gazu z łupków (por. szczelinowanie hydrauliczne) i sekwestracji CO2 powstającego w czasie jego spalania[41][42]. Uważa się, że scCO2 mógł zastępować wodę w procesach biogenezy na Wenus i innych planetach pozaziemskich[43][44].

Suchy lód, znany z licznych zastosowań w chłodnictwie, występuje np. w czapach polarnych Marsa.

W warunkach ziemskich duże strumienie globalnego obiegu węgla krążą w hydrosferze, dzięki procesom rozpuszczania CO2 w wodzie (przypuszcza się, że w głębszych warstwach lodowców istnieją również klatraty; zob. klatrat dwutlenku węgla).

Alabastrowe klify
Côte d’Albâtre koło Étretat
Kalcytowe pancerze trylobitów są cennymi skamieniałościami przewodnimi okresu 530–250 mln lat temu
Aragonit stanowi 90% masy perłowej
Skamieniałość Dickinsonia costata (Ediakar)
Liść kopalnej paproci nasiennej (flora glossopterisowa)
Roślinność karbonu (Meyer, Konversationslexikon 1885–1890)
Antracyt
Struktura chemiczna węgla kamiennego
Cykl Calvina
Kwasy rybonukleinowe (zob. świat RNA, PAH world hypothesis i in.)

Podczas rozpuszczania dwutlenku węgla w wodzie powstaje słaby (zob. moc kwasu) i nietrwały kwas węglowy H
2CO
3:

H
2O + CO
2 ⇌ H
2CO
3 ⇌ HCO−
3 + H+
 ⇌ CO2−
3 + 2H+

Reakcje są przyczyną zakwaszania wód w zbiornikach naturalnych[e].

Cząsteczki H
2CO
3 stają się stabilne przy ciśnieniu ok. 24 tys. atm i w temperaturze powyżej 97 °C. Rozważa się możliwość ich występowania w przestrzeni kosmicznej, m.in. w ogonach komet i w czapach polarnych na biegunach Marsa[45][46][47][48].

Podstawowym składnikiem wielu minerałów, tj. kalcyt, aragonit i in. (zob. skała węglanowa) jest węglan wapnia, sól kwasu węglowego i wapnia[49], ulegająca termicznemu rozkładowi na tlenek wapnia (wapno palone) i dwutlenek węgla:

CaCO3 → CaO + CO2

Uczestnicząc w tzw. cyklu węglanowo-krzemianowym CO2 jest wiązany przez krzemiany wapnia i magnezu. Powstające mineralne węglany (węglan wapnia i węglan magnezu) mogą ulegać kolejnym przemianom (zob. diageneza, metamorfizm, cykl skalny).

W skałach utworzonych w kolejnych epokach geologicznych zachowane są skamieniałości żyjących wówczas organizmów, np. kalcytowe płaszcze kambryjskich trylobitów (zob. fosylizacja), analizowane przez biostratygrafów[50][51].

Badania skamieniałości pozwoliły orientacyjnie określić, że życie pojawiło się na Ziemi ok. miliard lat po uformowaniu globu. Początkowo rozwijało się w beztlenowym środowisku wodnym (anaeroby, chemoautotrofizm, heterotrofizm). Wydarzeniem przełomowym w ewolucji pierwotnej ziemskiej biosfery było pojawienie się sinic (Cyanobacteria)[52] – bakterii zdolnych do tlenowej fotosyntezy (prawdopodobnie stały się później chloroplastami innych komórek[53]). W dalszych etapach rozwoju życia na Ziemi umożliwił budowę różnorodnych piramid ekologicznych, w których pierwszy poziom troficzny zajmują producenci – organizmy wytwarzające związki organiczne ze związków nieorganicznych[f]. Jest rozpatrywana hipoteza, że uwalniany przez sinice tlen spowodował katastrofę tlenową (paleoproterozoik, 2,4–2,0 mld lat temu)[54][55].

Dwutlenek węgla odgrywa kluczową rolę w cyklach biogeochemicznych biosfery[56]. Jest np.:

  • substratem w reakcjach fotosyntezy, takich jak np. przedstawiana w uproszczeniu synteza glukozy:
6H2O + 6CO2 + hν (energia świetlna) → C6H12O6 + 6O2↑
C6H12O6 + 6O2 → 6CO2↑ + 6H2O
3C6H12O6 + 9O2 → 2C6H8O7 + 6CO2↑ + 10H2O
C6H12O6 → 2C2H5OH + 2CO2↑


1
A
2
B
3
C
4
D
6
E
Wyjaśnienie roli CO2 obecnego w atmosferze dawnej Ziemi ułatwia wiedza o współczesnych ekosystemach, np. wyniki:


Ziemia jako złożony system

Przyczyny cyklicznych zmian klimatu (ekscentryczność orbity, inklinacja, precesja osi[62])
Ekscentryczność orbity
Nachylenie osi względem ekliptyki i precesja (lunisolarna i planetarna)
Nachylenie osi względem ekliptyki i precesja
Wyniki badań rdzeni lodowych stacji Vostok (Antarktyda) potwierdzające przewidywania Milankovića
Teoria Wegenera (1929)
Rozpad Pangei – część cyklu superkontynentalnego
Współczesne położenie kontynentów jest warunkiem istnienia globalnej pętli termohalinowej cyrkulacji wody[63]
Częścią termohalinowego transportera ciepła, który wciąż jest przedmiotem badań naukowych i polemik[64][10], jest strefa downwellingu Prądu Północnoatlantyckiego. Modele powstawania NADW ułatwiają prognozowanie zmian klimatu Ziemi[g]

Atmosfera Ziemi i inne geosfery (litosfera, hydrosfera, pedosfera, biosfera) są integralnymi częściami złożonego systemu (zob. system klimatyczny(inne języki), system ekologiczny, system autopojetyczny, teoria systemów) – dynamicznego układu badanego przez liczne zespoły interdyscyplinarne[65][66][67][68]. Historia każdej z geosfer jest nierozerwalnie związana z historią pozostałych. Rozpoczęła się ok. 4,6 miliarda lat temu w czasie powstawania Ziemi jako jednej z planet Układu Słonecznego[69]. Kolejne setki milionów lat trwało wyodrębnianie się jądra Ziemi otoczonego płaszczem i litosferą, a następnie wyodrębnianie się i przekształcenia geosfer. Procesy te przebiegały w polu grawitacyjnym innych obiektów kosmicznych i w warunkach zderzeń z innymi fragmentami dysku protoplanetarnego[h] (zob. hadeik, archaik). System geosfer powstawał w polu oddziaływania zmiennego promieniowania słonecznego (zob. paradoks słabego, młodego Słońca) i kosmicznego.

Zmiany aktywności słonecznej były obserwowane systematycznie od połowy XIX wieku (Samuel Heinrich Schwabe, Rudolf Wolf). W XX wieku promieniowaniem Słońca i mechaniką nieba zajmował się Milutin Milanković. Jego krzywa promieniowania słonecznego została spopularyzowana dzięki wykorzystaniu w pracy Wladimira Köppena i Alfreda Wegenera Die Klimate der geologischen Vorzeit (wyd, 1924)[70], z której autorami współpracował w czasie tworzenia podstawowych podręczników klimatologii i geofizyki (Handbuch der Klimatologie, wyd. 1939 i Handbuch der Geophysik, wyd. 1933)[71]. Jest znany przede wszystkim jako twórca nazwanej jego nazwiskiem koncepcji wiążącej cykliczne zlodowacenia Ziemi ze zmiennością ekscentryczności jej orbity, nachylenia osi obrotów względem ekliptyki i precesji (cykle Milankovicia)[72][73][74] (Canon of Insolation and the Ice-age Problem, wyd. 1941[75]). Alfreda Wegenera, autora pracy Die Entstehung der Kontinente und Ozeane (wyd. 1915), upamiętnia nazwa pierwszej teorii wędrówki kontynentów (Teoria Wegenera; zob. też historia listosfery i cykl superkontynentalny).

Coraz pełniejsza wiedza o przekształceniach skorupy ziemskiej umożliwia wyjaśnianie ich wpływu na całość systemu klimatycznego[57][58][59]. Ekspansji nowych fragmentów płyty oceanicznej wzdłuż grzbietów śródoceanicznych oraz procesom zachodzącym na przeciwległych granicach wędrujących płyt (np. orogeneza w strefach subdukcji) towarzyszy wulkanizm i inne ekshalacje powodujące bezpośrednie zmiany stężenia CO2 i innych gazów i pyłów w atmosferze (zob. np. pacyficzny pierścień ognia, ryfty kontynentalne itp., ... obserwacje Mauna Loa Baseline Observatory[76]). Wpływ pośredni wywierają np. spowodowane przemieszczaniem się kontynentów zmiany kierunków i prędkości głębinowych i powierzchniowych prądów morskich, wiatrów stałych itp. (zob. cykle oceaniczne Fischera, północnoatlantyckie wody głębinowe i cyrkulacja termohalinowa). Zachodzące na wędrujących kontynentach zmiany klimatu (insolacja, opady itp.), prowadzą m.in. do zmian struktury biotopów i przebiegu procesów przyrostu i pogrzebania biomasy. Mapy ilustrujące przesuwanie się granic stref klimatycznych (np. mapy Köppena-Geigera[77]) dostarczają istotnych informacji o zmienności warunków przebiegu przemian decydujących o obiegu materii w przyrodzie, w tym obiegu węgla (przemian geofizycznych, geochemicznych i biologicznych)[78].

Procesy zachodzące w różnych geosferach ulegają ujemnym lub dodatnim sprzężeniom zwrotnym, pogłębiając lub niwelując odchylenie od stabilności całego ziemskiego systemu[78] (zob. wpływ sprzężeń zwrotnych na przebieg globalnego ocieplenia).

Sprzężenia charakteryzują różnorodne biocenozy i całą biosferę (zob. równowaga biocenotyczna, sukcesja ekologiczna, klimaks, cykliczne zmiany biocenozy, superorganizm). Problematykę utrzymywania równowagi w ekosystemie traktowanym jako układ złożony ulegający samoorganizacji (koncepcja globalnej homeostazy) spopularyzowali James Lovelock, Lynn Margulis i James Watson m.in. dzięki opisom Gai – Matki Ziemi[79] i Daisyworld – modelu planety, której temperaturę reguluje jej fitocenoza: stokrotki białe i ciemne. Albedo powierzchni modelowego globu jest zależne od ich proporcji, a proporcja od zmiennych cech siedliska, np. temperatury[8][80][81][82].

Próby wyjaśnienia mechanizmów utrzymywania równowagi w rzeczywistym ziemskim układzie klimatycznym w okresie mierzonym miliardami lat są wielokrotnie podejmowane mimo braku możliwości wykonywania eksperymentów i braku kompletnego zapisu zdarzeń historycznych. Liczne badania są prowadzone m.in. w celu określenia przyczyn i przebiegu globalnych zlodowaceń (np. Ziemia śnieżka, epizody ok. 700 i ok. 620 mln lat temu trwające 10–30 mln lat)[83][66]. Uzyskanie odpowiedzi na podobne pytania ułatwia ustalanie punktów krytycznych w ziemskim systemie klimatycznym (np. NADW i pętla globalnej cyrkulacji oceanicznej)[63]. Może ułatwić znalezienie skutecznych metod niwelowania przyszłych zagrożeń.

Prawdopodobne globalne wahania temperatury i opadów na przestrzeni 4,6 mld lat (1–6 – zlodowacenia)

W czasie 4,6 miliarda lat globalnych wahań temperatury i opadów na Ziemi wystąpiło kilka okresów, w których atmosferyczne gazy cieplarniane nie uchroniły Ziemi przed długotrwałymi, rozległymi zlodowaceniami. Wystąpiły np. zlodowacenia:

  1. hurońskie – 2450–2220 mln lat temu, okres: sider/riak
  2. Kaigas, Sturtian, Marinoan Ziemia-śnieżka – 770–635 mln lat temu, okres: kriogen
  3. eokambryjskie, Gaskiers – 585–582 mln lat temu, okres: ediakar
  4. saharyjskie – 460–430 mln lat temu, okres: ordowik/sylur
  5. zlodowacenie Gondwany, Karoo – 360–260 mln lat temu, okres: perm/karbon
  6. czwartorzędowe – 2,58–0 mln lat temu, okres: plejstocen

Przypuszcza się, że zanik zlodowacenia Ziemi śnieżki nastąpił dzięki CO2 emitowanemu w czasie erupcji wulkanicznych, a niepochłanianemu w czasie wietrzenia skał pokrytych lodem. Po 10 mln lat jego gromadzenia się w atmosferze stężenie mogło wzrosnąć do ≥20% obj., co doprowadziło do rozpoczęcia topienia się pokrywy lodowej mimo jej wysokiego albedo. Pierwsze ciemne plamy wody i miejsca lodu pokryte pyłem wulkanicznym stały się czynnikiem rozpoczynającym wyjście z okresu lodowcowego (coraz szybsze dzięki dodatniemu sprzężeniu zwrotnemu)[83].

Elementy historii atmosfery

Historia ziemskiej atmosfery jest częścią historii Ziemi oraz historii życia, od jego powstania w oceanach do dzisiaj.

W opisach wieloetapowego procesu ewolucji ziemskiej atmosfery bywa wyróżniany okres początkowy, w którym dominowały lekkie gazy o dużej energii kinetycznej – wodór i hel[84]. Zostały utracone przez gorącą Ziemię wkrótce po uformowaniu się Układu Słonecznego (zob. orientacyjny skład chemiczny planet).

W czasie kolejnych miliardów lat skład atmosfery ulegał znacznym zmianom. Wyodrębnia się okresy opisywane z użyciem pojęć „pierwsza atmosfera”, „druga atmosfera” i „trzecia atmosfera” (podział związany z historią atmosferycznego tlenu[2][85][86][87][88][89]). Przejście od atmosfery drugiej do trzeciej zachodziło stopniowo w okresie 2,45–1,85 mld lat temu[87].

Paleoklimatolodzy analizujący zmiany klimatu w tak długich i odległych okresach historii Ziemi korzystają z różnorodnych informacji pośrednich (proxy klimatyczne)[90].

W badaniach paleoklimatologicznych dużą rolę odgrywają np. wskaźniki δ13C i δ18O, które wyznacza się określając nadwyżkę/niedobór rzadziej występującego izotopu i porównując tę wartość z określoną dla próbki standardowej[27]. W 2007 roku opublikowano udoskonaloną metodę określania wieku skamieniałości, która polega na oznaczaniu zawartości związanych ze sobą rzadkich izotopów tlenu i węgla. Ponieważ tworzeniu wiązań między 18O i 13C w skamieniałościach (np. muszle, koralowce) sprzyjają niskie temperatury, istnieje możliwość oszacowania temperatury wody morskiej, w której żyły organizmy wiązanie 13C-18O jako „paleotermometr”. Badania potwierdziły istnienie silnego sprzężenia między wartościami temperatury i stężeniami CO2[26]. Za miarę aktywności słonecznej uważa się wartości stężenia izotopu 10Be, bardzo dobrze skorelowane z liczbą plam na Słońcu[32] (zob. też cykliczność aktywności Słońca, diagram Hertzsprunga-Russella i ciąg główny, przyszłość Ziemi, Układu Słonecznego i Wszechświata).

Pierwsza atmosfera

Artystyczna wizja zderzenia z planetoidą w okresie, gdy mogły powstawać pierwsze formy życia
W rozwijających się ciemności pierwotnych ekosystemach głębinowych, tj. oazy otaczające kominy ryftowe, najniższy poziom troficzny zajmują chemoautotrofy.
„Łąki” długowiecznych rurkoczułkowców rozwijają się dzięki endosymbiozie z chemosyntetyzującymi prokariontami

Pierwsza atmosfera powstała ok. 4 mld lat temu (hadeik), przed osiągnięciem przez Słońce pełnej dojrzałości (zob. paradoks słabego, młodego Słońca[91]), w okresie powstawania skorupy ziemskiej[92][93]. Prawdopodobnie ok. 90% gazów uwalnianych z powierzchni stopionej materii oraz z głębi (podczas erupcji wulkanicznych) stanowiły: para wodna[i] (ok. 4/5 atmosfery), dwutlenek węgla i metan[j] oraz siarkowodór, amoniak, tlenek węgla, azot i in. Duży udział pary wodnej w atmosferze był konsekwencją nadal wysokiej temperatury, przekraczającej 100 °C.

Występujące we wszystkich ziemskich organizmach związki organiczne oraz najprostsze żywe komórki (zob. świat RNA, chemoton) mogły pojawić się w pobliżu kominów hydrotermalnych wkrótce po powstaniu skorupy ziemskiej i oceanów. Pierwsze hipertermofilne archeony mogły zasiedlać miejsca przypominające oazy hydrotermalne otoczenia współczesnych gejzerów i wulkanów np. w Parku Yellowstone (zob. Alvin)[94][95][96][97].

Druga atmosfera

„Drugą atmosferą” jest nazywana powłoka gazowa utworzona ok. 3,5 mld lat temu, po kondensacji pary wodnej. Dominował w niej dwutlenek węgla, uczestniczący w abiotycznym globalnym obiegu węgla w przyrodzie – rozpuszczanie się CO2 w wodzie prowadziło do powstawania chemogenicznych wapieni i do dalszych procesów cyklu skalnego (egzogeniczne i endogeniczne procesy geologiczne kształtujące powierzchnię Ziemi). Na skalnym dnie ówczesnych oceanów zostały zarejestrowane ślady wczesnej historii życia, które mogło pojawić się wcześniej ok. 4 mld lat temu (zob. ewolucja fotosyntezy i teoria endosymbiozy[53][98]. Śladami życia licznych mikroorganizmów prekambru są stromatolity o charakterystycznej laminacji, powstałe z mat mikrobiotycznych(inne języki). W matach liczne sinice prowadziły pierwotną fotosyntezę[99], dzięki czemu obok geochemicznych i geofizycznych procesów decydujących o obiegu materii w „maszynie klimatycznej” pojawiły się procesy biochemiczne.

Przypuszcza się, że pierwsze maty mikrobiotyczne powstały ponad 3,7 mld lat temu[100]. Obecnie stromatolity są obserwowane w wielu punktach Ziemi (struktury przypominające skamieniałe trombolity(inne języki) zaobserwowano na Marsie, w miejscu byłego jeziora krateru Gale[101]). Do najbardziej znanych należą aktywne współcześnie struktury w płytkiej wodzie Zatoki Rekina)[99]. Powstawały również m.in. w strefie szwu tektonicznego między prekambryjską platformą wschodnioeuropejską i platformą paleozoiczną Europy Zachodniej (szew transeuropejski). Wieloletnie badania wykonywano w Górach Świętokrzyskich[102] oraz w Tatrach (zob. geologia Karpat)[k].

Istnieją pośrednie dowody życia w paleoproterozoiku (2500–1600 mln lat temu) prawdopodobnie pierwszych eukariotycznych organizmów wielokomórkowych – gabonionta[103]. Bogate gatunkowo podwodne ekosystemy fauny ediakariańskiej powstały ok. 610 milionów lat temu (Ediakar, 635–541 mln lat temu).

Wiedza o ekosystemach okresu Ediakar jest wzbogacana dzięki zaskakującym odkryciom paleontologów, takim jak odkrycie śladów fauny edikariańskiej na dnie Morza Białego (obwód archangielski)[104]. W badaniach uczestniczył m.in. Jerzy Dzik, który np. wykazał m.in., że ediakarska Dickinsonia(inne języki) była przedstawicielem królestwa zwierząt (takson monofiletyczny Dipleurozoa). Rozkwit prekambryjskich „faun z Ediacara” wyjaśnił uformowaniem szkieletu hydraulicznego (z zachowującą się w stanie kopalnym kolagenową błoną podstawną)[105][106][107][108].

1
Endosymbioza i Symbiotic planet; A New Look at Evolution Lynn Margulis[98][53][109]
2
Stromatolity w Yalgorup National Park[110] (Australia Zachodnia)
3
Fauna ediakarańska[104]
(ok. 610–542 mln lat temu)
4
Wstęgowe rudy żelaziste[111]
1
"Gleba" bioty ediakarskiej[113]
3
Tiktaalik w środowisku rzecznego bagna (rekonstrukcja)
Przedstawiciele pierwotnej flory (wątrobowce, mszaki)[112] i fauny

Uważa się, że rozwój ekosystemów lądowych rozpoczął się po zakończeniu powstawania charakterystycznych dla prekambru wstęgowych rud żelazistych[111] (zob. pochodzenie rud, Grypania spiralis)

Trzecia atmosfera

„Trzecią” jest nazywana atmosfera zawierająca tlen i umożliwiająca życie na lądzie[85]. Jej początek jest zbieżny z wybuchem eksplozji kambryjskiej (543–530 mln lat temu)[114][115], która pozostawiła liczne ślady w zapisie skalnym analizowanym przez biostratygrafów. Eon trwający od 542 ± 1 mln lat temu do dnia dzisiejszego nazwano fanerozoik (gr. φανερός widoczny, ζωή życie). Geochronologiczne ślady życia paleontologia interpretuje stosując coraz bardziej precyzyjne metody datowania bezwzględnego, w tym przede wszystkim datowania izotopowego. Umożliwia to odtworzenie wczesnej historii życia na Ziemi i pozwala analizować zmiany struktury biosfery, nowej części ziemskiej „maszyny klimatycznej”, odgrywającej w niej rosnącą rolę (m.in. zwiększający się udział w globalnym obiegu węgla między częściami systemu klimatycznego):
litosfera ⇌ atmosfera ⇌ hydrosfera ⇌ kriosfera ⇌ biosfera

Część historii biosfery; eon: fanerozoik, okresy: kambr – paleocen
(zob. też ważniejsze wydarzenia paleozoiku, mezozoiku i kenozoiku)
Okres (mln lat temu) stężenie O2
% obj. 		stężenie CO2
ppm 		Wydarzenia geologiczne [116] Wydarzenia biologiczne[116]
Kambr
541–485,4		 12,5 4500 zawartość tlenu ok. 10% współczesnej jednokomórkowe glony, stawonogi, gąbki, szczyt trylobitów
Ordowik
485,4–443,8		 13,5 4200 połączenie kontynentów: Ameryka Pd, Afryka, Australia, Antaktyda i Indie; utworzenie Gondwany pierwsze zielenice, dominacja arkitarchów, konodonty, ramienionogi, szkarłupnie, rafy; wymieranie ordowickie (prawdopodobny rozbłysk gamma[117])
Sylur
443,8–419,2		 14 4500 połączenie kontynentów Ameryki Pn, Grenlandii i platformy wschodnioeuropejskiej psylofity, grzyby; szczyt graptolitów, ramienionogów, pierwsze ryby
Dewon
419,2–358,9		 15 2200 rozwój lądowych roślin naczyniowych, pajęczaki, wije, pierwsze płazy, początek amonitów; wielkie wymieranie dewońskie
Karbon
358,9–298,9		 32,5 800 połączenie kontynentów Ameryki Pn, Europy i platformy syberyjskiej rozwój otwornic, skorupiaków, pierwsze owady, dominacja płazów, szczyt paproci drzewiastych, widłaków i skrzypów
Perm
298,9–251,9		 23 900 wymieranie permskie[118] gady ssakokształtne, kotylozaury
Trias
251,9–201,3		 16 1750 rozpad Gondwany szczyt roślin iglastych, początek ekspansji gadów naczelnych, pierwsze ssaki; wymieranie triasowe[119][120][118]
Jura
201–145		 26 1950 orogeneza alpejska (okres wczesnoalpejski) dominacja gadów i owadów na lądach, Archaeopteryx, szczyt miłorząbów;
Kreda
145,0–66,0		 30 1700 orogeneza alpejska (okres wczesnoalpejski); w końcu okresu zderzenie z asteroidą szczyt dinozaurów, gadów latających i morskich oraz amonitów; rozwój ssaków i ptaków, wymieranie kredowe
Paleogen
66,0–23,03		 26 500 orogeneza alpejska (okres środkowoalpejski) rozwój okrytonasiennych, koewolucja kwiatów i owadów
Neogen
23,03–2,58		 21,5 280 orogeneza alpejska (okres późnoalpejski) biomy stepowe

Przedstawiciele różnych dziedzin i dyscyplin naukowych (fizyka, chemia, nauki biologiczne, przyrodnicze i inne nauki o Ziemi[l]) wciąż badają ślady wymienionych i wielu innych zdarzeń, zmierzając do zrozumienia ich mechanizmów, przyczyn zajścia, przyczyn zbieżności w czasie itp. Poszukiwane są m.in. odpowiedzi na pytania o przyczyny i mechanizmy szybkiego wzrostu liczby ziemskich gatunków (powstawanie nowych gatunków, dostosowania i in.), o przyczyny i skutki masowego wymierania (m.in. pod wpływem zasadniczych zmian klimatycznych spowodowanych regresją lub ingresją mórz, wzmożonym wulkanizmem, katastrofami kosmicznymi itp.). Analizowane są struktury ekosystemów w różnych strefach klimatycznych, wielkości przepływów materii i energii między strefami, między ekosystemami lub między poziomami piramid ekologicznych, w których związany biologicznie węgiel i inne pierwiastki biofilne oraz energia przepływają w łańcuchach i sieciach troficznych.

Podejmowane są badania struktury całej współczesnej biosfery, ułatwiające tworzenie hipotez dotyczących biosfery w minionych epokach. Badania zmierzają m.in. do określenia łącznej globalnej ilości biomasy organizmów wszystkich królestw, niezbędnej do zbilansowwania strumieni węgla przepływających z ich udziałem w globalnych obiegach. Oszacowano, że materia opisanej biomasy zawiera łącznie ok. 550 gigaton węgla, w tym rośliny (głównie lądowe) ok. 450 Gt, zwierzęta (głównie morskie) ok. 2 Gt, bakterie ok. 70 Gt i archeony ok. 7 Gt. Wykazano m.in., że biomasa lądowa jest większa od morskiej o ok. dwa rzędy wielkości, a łączna masa ludzi jest o rząd wielkości większa od łącznej masy wszystkich dzikich ssaków. W globalnej piramidzie biomasy morskiej znajduje się więcej konsumentów niż producentów[121] (piramidy odwrócone).

1
A
2
B
3
C
4
D
Ziemska „maszyna klimatyczna” działa w zmiennych warunkach, reagując na zmiany np. aktywności słonecznej i parametrów orbity m.in. dzięki zmianom przepływów CO2 między jego rezerwuarami (atmosfera, hydrosfera z kriosfera, litosfera, biosfera). Przepływy są rezultatem procesów zachodzących w skali globalnej, skali poszczególnych ekosystemów, mniejszych siedlisk lub poszczególnych organizmów. Różnego rodzaju przepływy tworzą obiegi, tj. cykl skalny lub cykle biogeochemiczne i inne (film dok. Nasza planeta oczami naukowców[122])

A. Zmiany bioróżnorodności w fanerozoiku[123]
B. Intensywność wymierania gatunków morskich
C. Mapa W. Köppena (Handbuch der Klimatologie 1939)[77] (zob. biomy Ziemi)

D. Schemat ilustrujący strukturę poglądowej „biosfery” z czterema ekosystemami o różnej strukturze[m]

Powstają opisy dziejów Ziemi traktowanej jako jednolity system fizyczno-chemiczno-biologiczny, złożony z wielu części o różnej wielkości wzajemnie powiązanych w sieci przepływów. Coraz bogatsza wiedza o tych powiązaniach jest wykorzystywana w czasie tworzenia matematycznych modeli umożliwiających prognozowanie zmian stanu całości, w tym oceny prawdopodobieństwa zakłócenia równowagi w biosferze. Podstawą tworzonych modeli są oszacowania szybkości przemieszczania się pierwiastków i związków chemicznych w cyklach między ich rezerwuarami atmosfera, oceany, warstwy skorupy ziemskiej, biomasa zespołów organizmów[121] (cykl hydrologiczny, cykl geologiczny, cykl skalny, cykle O2, CO2 i in.). Zmiany tempa dopływów lub odpływów powodują rozszerzanie się lub kurczenie odpowiednich rezerwuarów[124][66].

Elementy historii atmosferycznego dwutlenku węgla i tlenu

Historia zmian stężenia dwutlenku węgla we wczesnej atmosferze jest ściśle związana z historią zmian prężności cząstkowej tlenu(inne języki) w tym okresie oraz stopnia natlenienia wód oceanów. Fotosynteza prowadzona przez fitoplankton lub roślinność bagnistych wybrzeży powodowała wzrost ilości czerpanego z atmosfery CO2 i ilości emitowanego do niej tlenu, który zaczął się gromadzić w tym rezerwuarze[125]. Przypuszczano, że te procesy mogły doprowadzić do „katastrofy tlenowej”, jednak nie zostało to ostatecznie potwierdzone (badania są kontynuowane)[126][127][128][129].

Zakres oszacowań ciśnienia cząstkowego tlenu pO2 (atm) od 3,85 mld lat temu (Gyr, gigalat, mld lat) do dzisiaj[87] (objaśnienia w tekście)

Oszacowania stężenia atmosferycznego dwutlenku węgla i tlenu w atmosferze Ziemi były celem licznych prac naukowych. Dotyczyły najczęściej okresu 541–0 mln lat temu (fanerozoik). W czasie badań warunki i wielkości przepływów CO2 i O2 między rezerwuarami określa się m.in. na podstawie wartości stosunku ich lżejszych i cięższych izotopów w badanych próbkach: 13C/12C[130] i 18O/16O[131][132] (zob. też 14C w obiegu).

Stężenie dwutlenku węgla i tlenu w atmosferze w czasie ostatnich 550 mln lat[133][134][58]:
* czerwony – CO2, wielokrotność poziomu współczesnego
* niebieski – O2, procent obj.

W historii atmosferycznego tlenu obejmującej okres od 3,85 mld lat temu do dzisiaj wyróżniono 5 etapów[87]:

  • etap 1 (3,85-2,45 Gyr) – atmosfera niemal beztlenowa (możliwe wyjątki – „oazy tlenowe” w płytkich zbiornikach wodnych),
  • etap 2 (2,45-1,85 Gyr) – wzrost pO2 w atmosferze do wartości 0,02–0,04 atm (płytkie oceany lekko natlenione, głębokie oceany nadal beztlenowe),
  • etap 3 (1,85-0,85 Gyr) – brak znaczących zmian stężenia atmosferycznego O2; większość oceaniczmych wód powierzchniowych i wody głębinowe są słabo natlenione; tlen uwalniany z oceanów jest pochłaniany przez powierzchnie lądowe; powstaje warstwa ozonowa,
  • etap 4 (0,85-0,54 Gyr) – wzrost prężności atmosferycznego O2 do wartości niewiele mniejszych niż 0,2 atm, natlenienie oceanów płytkich, wody głębinowe są nadal beztlenowe (przynajmniej w czasie intensywnych zlodowaceń neoproterozoicznych),
  • etap 5 (0,54 Gyr–obecnie) – prawdopodobny wzrost do maksymalnej wartości około 0,3 atm w karbonie (przed powrotem do obecnej wartości), oceany płytkie są natlenione, a natlenienie oceanicznych wód głębinowych – silnie zmienne.

Po zakończeniu okresu zlodowaceń przedczwartorzędowych (zob. przebieg i konsekwencje zlodowacenia hurońskiego) poziom tlenu w atmosferze Ziemi zaczął szybko wzrastać, a dwutlenek węgla stał się głównym gazem cieplarnianym (zastąpił metan)[135].

C. Stuart Gager, Heredity and evolution in plants (1920)[136]

Szybki spadek stężenia CO2 nastąpił w dewonie. Ewolucja roślin umożliwiła wówczas ekspansję lasów w głąb lądów, daleko poza bagienne rejony obrzeży jezior i rzek. Oszacowano (model R.A. Bernera, 1994), że wietrzenie (uwęglanowienie skał, zob. cykl węglanowo-krzemianowy) na tych obszarach wzrosło co najmniej siedmiokrotnie. Tendencja nasiliła się w karbonie wskutek pogrzebania wielkich ilości węgla organicznego w anoksycznych i zakwaszonych bagnach, co doprowadziło do osiągnięcia minimum stężenia atmosferycznego CO2 (poziom współczesny) na granicy z permem[137]. Okres zakończyło największe z masowych wymierań, którego przyczyny nie zostały ostatecznie wyjaśnione[138].

Klimat Ziemi w plejstocenie, po uformowaniu się współczesnych kontynentów i oceanów (ostatni milion lat), charakteryzują ślady cyklicznych zlodowaceń (zlodowacenia plejstoceńskie), umożliwiające sformułowanie koncepcji działania w tym okresie „maszyny klimatycznej”. Jest opisywana z wykorzystaniem teorii Milankovicia oraz koncepcji dotyczących południkowej cyrkulacji wymiennej (ang. Meridional Overturning Circulation, MOC; Thermohaline circulation, THC) spowodowanej zależnością gęstości wody morskiej od jej zasolenia i temperatury oraz zachodzącej pod wpływem prądów morskich i wiatrów. Istotna rola jest przypisywana różnicy między biegunami, decydującej o wrażliwości na zmiany ilości docierającej energii promieniowania słonecznego (południe – lądolód na kontynencie otoczonym wodą; północ – powierzchnia wód Oceanu Arktycznego otoczona lądami)[139].

1
A
2
B
Wyrywkowa charakterystyka ostatnich 417 tysięcy lat A. Zmiany stężenia CO2 (ppm) w czasie ostatnich 417 tys. lat określone na podstawie badań rdzeni wiertniczych ze stacji Vostok; czerwona linia prosta łączy wynik odnoszący się do okresu 2,342 tys. lat temu z maksimum krzywej Keelinga osiągniętym w 2014 roku (antropocen, po „przełączeniu trybu maszyny klimatycznej”[19])
B. Wartości stężenia CO2 (ppm) określone na podstawie badań rdzeni lodowych z Siple Dome[140] (Ziemia Marii Byrd na Antarktydzie Zachodniej). Wyniki zostały odniesione do ostatnich 40 tys. lat historii klimatu (zob. np. czas trwania zlodowacenia Vistulian i innych na terenie Polski).

W uproszczonych opisach mechanizmu działania globalnego „pasa transmisyjnego” (MOC) wyróżnia się etapy (daty dotyczą ostatniej deglacjacji)[139]:

  1. ocieplenie Arktyki na skutek wystąpienie orbitalnych warunków największego nasłonecznienia w lecie (19 tys. lat temu)
  2. topnienie lądolodów w Europie i Ameryce Północnej, wprowadzenie wielkich ilości słodkiej wody do Północnego Atlantyku
  3. zwolnienie cyrkulacji termohalinowej w Atlantyku – zahamowanie transportu ciepła z południa na północ i ogrzewanie oceanów półkuli południowej (początek ok. 18 tys. lat temu)
  4. uwalnianie rozpuszczonego CO2 z ogrzanych wód oceanicznych (ok. 17,5 tys. lat temu) i zmniejszenie efektywności działania fitoplanktonu jako oceanicznej pompy biologicznej
  5. globalne rozprzestrzenianie się CO2 uwolnionego do atmosfery, ocieplenie Antarktydy i transport na północ
  6. zanik lądolodów, zmniejszenie albedo, uruchomienie innych dodatnich sprzężeń zwrotnych...

W okresie maksimum ostatniego zlodowacenia na półkuli północnej warstwa pokrywy śnieżnej osiągnęła grubość 3–4 km. Lodowce istniały w Alpach, Himalajach i in. (zob. zlodowacenia na terenie Polski, zlodowacenie północnopolskie). Poziom mórz obniżył się o ok. 120 m.

Po zakończeniu ostatniego ze zlodowaceń plejstoceńskich nastąpiły zmiany klimatyczne, które mogły mieć wpływ na kierunki rozwoju rodzaju Homo (zob. młodszy dryas a początek rolnictwa, Żyzny Półksiężyc i historia rolnictwa). Po kolejnych tysiącleciach stężenie CO2 w atmosferze zaczęło ulegać zmianom pod wpływem intensywnej działalności rolniczej i przemysłowej, zmierzającej do zaspokojenia potrzeb szybko rosnącej liczby ludzi. Dzisiejsze wartości tego stężenia są regularnie mierzone, co umożliwia kontrolę poprawności prognoz i udoskonalanie matematycznych modeli opracowywanych przez paleoklimatologów[141].

Postęp nauk o Ziemi i prognozowanie przyszłości

Preuves de la théorie de la Terre[142] w Musée Buffon
Zestaw laboratoryjny Johna Tyndalla (1861)[143]
Wyniki pomiarów promieniowania słonecznego, wykonanych przez S. P. Langleya w 1893 roku na Mount Whitney (zob. historia pomiarów stałej słonecznej)
Svante August Arrhenius
(siedzi drugi z prawej)
wśród uczestników Kongresu Solvaya, Bruksela 1922
(1st Solvay Conference on Chemistry, Cinq Questions d’Actualité[144])
ENIAC – komputer używany w latach 50. XX w. m.in. przez Normana A. Phillipsa (1923–2019), twórcę pierwszego modelu klimatycznego[145]

Badania naukowe dotyczące przyrody (łac. natura) są niejednoznacznie określane jako nauki przyrodnicze. Należą do nich „nauki o Ziemi”, interesujące już starożytnych (np. żywioły Platona i in.). Ich zakres ulegał zmianom wraz z rozwojem wiedzy i naukowych metod jej poznawania i komunikowania[l]. W XVIII w. Georges-Louis Leclerc, Comte de Buffon (1707–1788), francuski filozof, przyrodnik (biologia, kosmologia) i matematyk, jeden z pierwszych uczonych poszukujących m.in. pozareligijnych wyjaśnień dla powstania Układu Słonecznego (był przedstawicielem deizmu). Opracował 44-tomowe dzieło Histoire naturelle, générale et particulière contenant les époques de la nature[142] (współpracownicy: Bernard Germain de Lacépède, Louis Jean Daubenton). Tom Epoki natury przetłumaczył na język polski Stanisław Staszic (wyd. Warszawa 1786, Kraków 1803[146].

Współcześni polscy naukowcy i autorzy popularnej książki „Nauka o klimacie” (PWN 2019) w rozdziale dot. historii klimatologii wyróżniają naukowców (XVIII–XX w.)[n][147]:

William Herschel (1738–1822)
– brytyjski astronom, odkrywca Urana, prekursor badań zmienności aktywności Słońca (autor m.in. Experiments on the refrangibility of the invisible rays of the Sun (1800)[148], odkrywca promieniowania podczerwonego
Jean Baptiste Joseph Fourier (1768–1830)
– francuski fizyk i matematyk (zob. np. Szereg Fouriera), który spostrzegł, że istnieje niewidzialne promieniowanie termiczne („ciemne ciepło”), a atmosfera ma własności izolacyjne[149] (korzystał z wynalazków Horacego Bénédicta de Saussure, 1740–1799); sporządził pierwszą ścisłą analizę energetycznego bilansu Ziemi, co sprawia, że bywa uznawany za ojca klimatologii fizycznej
John Tyndall (1820–1883)
– irlandzki filozof przyrody i badacz zajmujący się zjawiskami z zakresu magnetyzmu, glacjologii, chemii fizycznej, bakteriologii i in.[150] We wstępie do artykułu z 1861 roku napisał[143]:
Badania lodowców, które miałem zaszczyt przedstawiać od czasu do czasu do wiadomości Towarzystwa Królewskiego, skierowały moją uwagę w szczególny sposób na obserwacje i spekulacje De Saussure’a, Fouriera, M. Pouilleta i pana Hopkinsa, w sprawie przesyłania ciepła słonecznego i ziemskiego przez atmosferę ziemską…
Samuel Pierpont Langley (1834–1906)
– amerykański fizyk i astronom zainteresowany możliwościami pomiarów energii promieniowania słonecznego (zob. bolometr i metoda Langleya)
Svante Arrhenius (1859–1927)
– szwedzki chemik i fizyk, jeden z twórców chemii fizycznej[151][152], wyróżniony w 1903 roku Nagrodą Nobla w dziedzinie chemii za teorię dysocjacji elektrolitycznej (nagrodę w dziedzinie fizyki przyznano w tymże roku za odkrycie i badania radioaktywności; Henri Becquerel, Maria Skłodowska-Curie i Pierre Curie). Kontynuując prace Fouriera, Tyndalla i Langleya rozpoczął pionierskie poszukiwania odpowiedzi na pytanie, czy przyczyną opisywanych przez geologów epok lodowcowych mógł być spadek stężenia CO2 w atmosferze[153]. W obliczeniach uwzględniał zmiany temperatury powierzchni Ziemi, zmiany zawartości pary wodnej w powietrzu, zmiany albedo stref biegunowych. Wykazał, że spadek zawartości CO2 z ówczesnego poziomu 300 ppm do 150 ppm temperatura w Europie spowoduje prawdopodobnie obniżenie temperatury o 4–5 °C, a ochłodzenie będzie najsilniejsze w strefach polarnych. Wyniki obliczeń konsultował z Arvidem Högbomem(inne języki), geologiem zajmującym się m.in. emisjami wulkanicznymi. W 1908 roku twierdził, że podwojenie stężenia CO2 w powietrzu może spowodować wzrost temperatury powierzchni Ziemi o 5–6 °C w ciągu kilkuset lat[147].

W 1931 roku obliczenia powtórzył amerykański geofizyk E.O.Hulburt(inne języki) (1890–1982). Opierając się na dokładniejszych danych wykazał, że rezultatem tego podwojenia będzie wzrost temperatury o 4 °C[154][147].

Nowe techniki obliczeniowe i „kwantyfikacja cyklu węglowego”

W czasie II wojny światowej i późniejszym okresie zimnej wojny zintensyfikowano badania atmosfery finansowane przez Office of Naval Research(inne języki) (ONR), stosując udokonalane techniki obliczeń komputerowych. W 1956 roku należący do zespołu Jule Charney’a Norman A. Phillips(inne języki) (1923–2019), stworzył pierwszy numeryczny model globalnej cyrkulacji w atwmosferze[145] – protoplastę współczesnych modeli klimatu[155].

Rozwój metod modelowania matematycznego wymaga aktualizacji interdyscyplinarnej wiedzy o atmosferze i pozostałych częściach „maszyny klimatycznej” Ziemi. Konieczne są dalsze badania ich właściwości oraz szybkich i powolnych przekształceń, zachodzących w czasie cyrkulacji i wzajemnych oddziaływań. Konieczne jest równoczesne uwzględnienie takich procesów jak transpiracja, fotosynteza, ewolucja biologiczna, koewolucja, metamorfizm, erozja, wietrzenie i wiele innych.

Do czołówki geologów i geofizyków, zajmujących się komputerowym modelowaniem zmian stężenia atmosferycznego CO2 w fanerozoiku jest zaliczany Robert Berner (1935–2015) nazwany „geochemikiem, który określił ilościowo cykl węglowy”[156], autor licznych książek i artykułów naukowych[o][157][158][156], m.in.

  • Early Diagenesis: A Theoretical Approach (1980, 2020)[159]
  • The Phanerozoic Carbon Cycle: CO2 and O2 (2008)[14]
  • Global Environment: Water, Air, and Geochemical Cycles (wyd. 2 2012)[67]
  • A model for atmospheric CO2 over phanerozoic time (1991)[160]
  • The carbon cycle and CO2 over Phanerozoic time: the role of land plants (1998)[161]
  • A New Look at the Long-term Carbon Cycle (1999)[162]
  • Examination of hypotheses for the Permo–Triassic boundary extinction by carbon cycle modeling (2002)[163] (wymieranie permskie)
  • Robert A. Berner, The long-term carbon cycle, fossil fuels and atmospheric composition[58]

Robert Berner był również znany jako twórca i współtwórca cenionych modeli klimatycznych, m.in.:

  • BLAG Model (Berner, Lasaga, Garrels; 1983)[164]
  • GEOCARB III: A Revised Model of Atmospheric CO2 over Phanerozoic Time (2001)[165]
  • COPSE: A new model of biogeochemical cycling over Phanerozoic time (2004)[166]
  • GEOCARBSULF: A combined model for Phanerozoic atmospheric O2 and CO2 (2006)[167]
Zestawienie oszacowań stężenia dwutlenku węgla w atmosferze fanerozoiku,
wykonanych różnymi metodami (opis): * model geochemiczny GEOCARB III (Robert A. Berner, Zavareth Kothavala)[165] * model geochemiczny COPSE (Noam Bergman, Timothy M. i wsp.)[166] * analiza korelacji między radiometrycznymi sygnałami izotopów strontu (Sr86/Sr87) i węgla oraz globalnymi wskaźnikami wietrzenia i aktywności magmatycznej (Daniel Rothman[168])

Dorobek wymienionych i wielu innych naukowców, poszukujących odpowiedzi na pytania o rolę dwutlenku węgla w zmiennym ziemskim systemie klimatycznym od jego powstania do dzisiaj, jest wykorzystywany w czasie analiz skali zagrożeń spowodowanych współczesnym globalnym ociepleniem, wymagających radykalnego przeciwdziałania. Prace koordynuje Międzyrządowy Zespół ds. Zmian Klimatu (IPPC od. ang. Intergovernmental Panel on Climate Change) utworzony w 1988 roku w ONZ (wniosek WMO i UNEP).

W zakres pracy wymienionych agend ONZ wchodzi modelowanie klimatu obejmujące coraz większy zakres powiązanych zjawisk[141]:

połowa lat 70. XX w.
promieniowanie słoneczne, efekt cieplarniany, podstawowe zjawiska meteorologiczne, takie jak opady
połowa lat 80 XX w.
dodatkowo: powierzchnia lądowa z roślinnością, pokrywa lodowa, zachmurzenie
1990 – 1 raport IPPC, FAR
First Assessment Report(inne języki): dodatkowo: ocean traktowany jako nieruchomy zbiornik wodny
1995 – 2 raport IPPC, SAR
Second Assessment Report(inne języki): dodatkowo: aerozole siarczanowe i wulkany
2001 – 3 raport IPPC, TAR
Third Assessment Report: dodatkowo inne aerozole, cykl węglowy, rzeki i cyrkulacja oceaniczna
2007 – 4 raport IPPC, AR4
Fourth Assessment Report: ulepszone algorytmy, poprawiona rozdzielczość modeli; od 2007 roku jest też aktywny projekt CMIP5 – międzynarodowa inicjatywa porównywania połączonych modeli klimatu, opisujących oddziaływanie atmosfery i oceanu
2014 – 5 raport IPPC, AR5
Fifth Assessment Report
Współczesne superkomputery NASA tworzą symulacje zawartości dwutlenku węgla w atmosferze np. w sytuacji, gdy ląd i ocean pochłoną ok. połowę globalnej emisji CO2

Publikację Szóstego Raportu Oceniającego, AR6 (ang. Sixth Assessment Report) zaplanowano na 2022 rok. W okresie między publikacjami AR5 i AR6 opracowano trzy raporty specjalne nt.[169][170]:

  • Globalne ocieplenie klimatu o 1,5 °C
  • Zmiana klimatu i systemy lądowe
  • Oceany i kriosfera

W 2018 roku opublikowano raport zawierający kluczową konkluzję dotyczącą ograniczenia wzrostu globalnej temperatury do 1,5 °C: aby mieć 66-procentową szansę osiągnięcia tego celu, światowe emisje gazów cieplarnianych do 2030 roku powinny spaść o ponad połowę. Raport został oparty na ok. 20 tys. publikacji i 100 tys. opinii 2,5 tys. recenzentów[141].

Zobacz też

Uwagi

  1. ↑ W okresie od XVII do końca XIX wieku tabele stratygraficzne opracowywano metodami chronostratygrafii (zob. geochronologia). W XX wieku rozpoczęto zainspirowane przez Ernesta Rutherforda badania z użyciem metod datowania izotopowego. Prace umożliwiają przypisanie orientacyjnych dat (astronomiczne jednostki czasu) granicom między jednostkami geochronologicznymi oraz oszacowanie wieku Ziemi (wiek zachowanych fragmentów najstarszych skał, zob. najstarsze datowane skały(inne języki)). Pionierem w tej dziedzinie był Bertram Boltwood(inne języki), który w 1907 roku opublikował informację, że wiek zbadanych próbek wynosił 400 mln do 2,2 mld lat[171] (pierwsze zastosowanie datowania U-Pb(inne języki)). W następnych latach ustalono, że Ziemia powstała wcześniej niż 4,5 mld lat temu (wiek cyrkonu, zawartego w próbkach)[172][173]. Badania są kontynuowane (np. cyrkon w gnejsach otoczenia Kirkenes[174] lub w brekcjach księżycowych)[175]. Stwierdzenie, że historia Ziemi jest 40-krotnie dłuższa od określanej przed wprowadzeniem datowania izotopowego jest zagadkowe – prawdopodobnie zarejestrowane w skałach wydarzenia (np. proces powstawania skał osadowych w wyniku sedymentacji) stanowią niewielką część wszystkich procesów. Tjeerd H. van Andel komentował wątpliwości dotyczące wieku Ziemi pisząc: „Za dużo czasu, za mało zdarzeń” (Poglądy na czas[176]).
  2. ↑ Ziemia powstała ok. 109 lat temu. Na schemacie zamieszczono datę „4,5 billions years ago”, zgodnie ze „skalą krótką”, stosowaną w większości krajów anglojęzycznych. Zgodnie ze „skalą długą”, stosowaną w Polsce i większości krajów europejskich, 109 = 1 miliard (zob. liczebniki główne potęg tysiąca).
  3. ↑ Stosunek ilości wodoru do helu jest brany pod uwagę w czasie rozpatrywania problemu "ciemnej materii”, która oddziałuje grawitacyjnie, lecz nie uczestniczy w reakcjach termojądrowych (wyniki badań świadczą o potrzebie modyfikacji modelu standardowego). Oszacowano, że gdyby uczestniczyła w tych reakcjach należałoby się spodziewać większych ilości helu niż wodoru[177].
  4. ↑ Współczesne ziemskie wulkany emitują rocznie 130–230 mln ton gazowego CO2[178] (zob. też erupcja wulkanu, wulkanizm, mofeta i inne ekshalacje). Wielkość powodowanego przez nie efektu cieplarnianego zależy od równoczesnej emisji innych gazów i pyłów (np. wzrost albedo chmur[179][21]).
  5. ↑ Współczesna eksploatacja paliw kopalnych może spowodować, że w ciągu kilku najbliższych stuleci zajdą większe zmiany pH niż jakiekolwiek wywnioskowane z zapisu geologicznego z ostatnich 300 milionów lat (z możliwym wyjątkiem takich wydarzeń ekstremalnych, jak zderzenie z bolidem lub katastrofalne odgazowanie hydratu metanu)[180].
  6. ↑ Pojęcie „związki organiczne” oznaczało początkowo te związki chemiczne, które powstają ze związków nieorganicznych dzięki procesom życiowym (zob. organizm życie). Dzięki rozwojowi chemii organicznej mogą być otrzywane w laboratoriach chemicznych. Uzasadnieniem zasady podziału związków chemicznych na „nieorganiczne” i „organiczne” jest tradycja[181].
  7. ↑ Niektóre zdarzenia poprzedzające utworzenie globalnego systemu cyrkulacji termohalinowej:
  8. ↑ Przykłady: powstanie Księżyca (teoria wielkiego zderzenia), Wielkie Bombardowanie, prawdopodobne przyczyny wymierania kredowego ok. 66 mln lat temu i inne mniejsze katastrofy kosmiczne
  9. ↑ Para wodna i chmury mają nadal największy udział w pochłanianiu lub odbijaniu promieniowania podczerwonego przez atmosferę, jednak mitem klimatycznym jest twierdzenie, że zmniejszanie emisji CO2 jest niepotrzebne. Obserwowany wzrost stężenia pary wodnej w atmosferze nie jest skutkiem wymuszenia słonecznego, ani stopniowego powrotu do stanu sprzed wybuchu Pinatubo, lecz wzrostu stężenia CO2[183][184].
  10. ↑ Określony dla metanu potencjał tworzenia efektu cieplarnianego (GWP od ang. global warming potential) jest 23 razy większy niż dla CO2 (wartość GWP zależy od stopnia absorpcji promieniowania podczerwonego i czasu „życia” substancji w atmosferze).
  11. ↑ Przykłady:
    • Michał Szulczewski, Stromatolity z batonu wierchowego Tatr (1963)[185], Ekologiczne uwarunkowania zespołów faunistycznych w śródszelfowych basenach fameńskich Gór Świętokrzyskich (1992)[186]
    • Jerzy Niegodzisz, Stromatolity z albu Wierchowego Tatr (1965)[187]
    • Krzysztof P. Krajewski, Pelagiczne stromatolity z wapieni albu wierchowego Tatr (1981)[188]
    • Mirosław Słowakiewicz, Upper Permian Main Dolomite microbial carbonates as potential source rocks for hydrocarbons (2011) i in.[189]
  12. ↑ a b Zakres „nauk o Ziemi” nie został ściśle określony
  13. ↑ Na schemacie wyróżniono 4 typy biotopu (różne kolory tła A, B, C, D),
    • w każdym z ekosystemów organizmy zajmują cztery poziomy troficzne:
      1 – producenci (kolor zielony),
      2 – konsumenci I (roślinożercy, kolor żółtozielony),
      3 – konsumenci II (drapieżnicy I, kolor pomarańczowy),
      4 – konsumenci III (drapieżcy II, kolor czerwony),
    • niewypełnione okręgi w polach poszczególnych poziomów troficznych oznaczają populacje, punkty wewnątrz tych okręgów – organizmy,
    • strzałki ilustrują wzajemne zależności między elementami systemu.
  14. ↑ M. Popkiewicz i wsp., Nauka o klimacie, inne osoby spośród wymienionych w rozdziale Historia badań klimatu[147]:
  15. ↑ We wstępie do autobiograficznego artykułu z 2013 roku pt. From black mud to earth system science: A scientific autobiography ostrzegał czytelników, że podchodzi do problemów naukowych eklektycznie, jednak uważa to za niezbędne (I do not apologize)[132].

Przypisy

  1. ↑ atmosphere – Stratosphere and mesosphere, [w:] Encyclopædia Britannica [dostęp 2019-04-03] (ang.).
  2. ↑ a b evolution of the atmosphere, [w:] Encyclopædia Britannica [dostęp 2019-04-18] (ang.).
  3. ↑ Popkiewicz, Kardaś i Malinowski 2019 ↓, s. 37–198.
  4. ↑ Earth’s boundaries?, „Nature”, 461 (7263), 2009, s. 447–448, DOI: 10.1038/461447b, ISSN 0028-0836 [dostęp 2020-01-04] (ang.).
  5. ↑ Johan Rockström i inni, Planetary Boundaries: Exploring the Safe Operating Space for Humanity Planetary Boundaries, „Ecology and Society”, 14 (2), 2009, art32, DOI: 10.5751/ES-03180-140232, ISSN 1708-3087 [dostęp 2020-01-04] (ang.).
  6. ↑ Will Steffen, Katherine Richardson, Johan Rockström i in. Planetary boundaries: Guiding human development on a changing planet. „Science”. 347 (6223), 13 February 2015. AAAS (American Association for the Advancement of Science, United States). DOI: 10.1126/science.1259855. ISSN 0036-8075. (ang.). 
  7. ↑ James Lovelock: Gaia: A New Look at Life on Earth. Oxford: Oxford Landmark Science, 28 wrz 2000, s. 176. ISBN 0-19-160669-3.
  8. ↑ a b Jan Lasa: Geofizjologia. 30 lat hpotezy Gai. [w:] Raport Nr 1/POP [on-line]. Instytut Fizyki Jądrowej im. Henryka Niewodniczańskiego Polskiej Akademii Nauk, Kraków, maj 2003. s. 1–61. [dostęp 2021-05-13].
  9. ↑ Joseph Graham, William Newman, and John Stacy: The Geologic Time Spiral; A Path to the Past. [w:] Strona internetowa United States Geological Survey [on-line]. USGS, 2008. [dostęp 2021-03-11]. (ang.).
  10. ↑ a b Jacek Piskozub. [w:] Strona internetowa Institute of Oceanology PAN [on-line]. IO PAN. [dostęp 2021-06-13].(publikacje autora).
  11. ↑ Jacek Piskozub: Wykład 1: Maszyna klimatyczna Ziemia (zmienność w skali geologicznej). [w:] Jacek Piskozub “Klimat a ocean: wczoraj, dziś i jutro”, kurs wykładów dla doktorantów [on-line]. IO PAN, X 2017 – I 2018. [dostęp 2021-06-13].
  12. ↑ Royer, Dana L., Robert A. Berner, Isabel P. Montañez, Neil J. Tabor, David J. Beerling. CO2 as a primary driver of Phanerozoic climate. „GSA Today”. 14 (3), s. 4–10, 2004. DOI: 10.1130/1052-5173. (ang.). 
  13. ↑ James R. Ehleringer, Thure E. Cerling, M. Denise Dearing. A History of Atmospheric CO2 and Its Effects on Plants, Animals, and Ecosystems. „Ecological Studies, Analysis and Synthesis”. 177, s. ss 530, 2005. Springer Science & Business Media. ISSN 0070-8356. (ang.). 
  14. ↑ a b Robert A. Berner: The Phanerozoic Carbon Cycle: CO2 and O2. Oxford University Press, 2004, s. 138. ISBN 978-0-19-534665-7.
  15. ↑ Popkiewicz, Kardaś i Malinowski 2019 ↓, s. 199–228.
  16. ↑ Popkiewicz, Kardaś i Malinowski 2019 ↓, s. 370–389.
  17. ↑ Wallace S. Broecker (1931-2019). [w:] Google Scholar [on-line]. [dostęp 2021-05-04]. (ang.).
  18. ↑ Kevin Krajick: Wallace Broecker, Prophet of Climate Change A World Explorer of Oceans and Atmosphere. 1931-2019. [w:] State of the Planet, News from the Columbia Climate School [on-line]. Columbia Climate School, February 19, 2019. [dostęp 2021-05-02]. (ang.).
  19. ↑ a b Wallace S. Broecker; Research Interests: Role of the oceans in climate change using isotopes. [w:] Strona internetowa EESC, Faculty and Instructional Staff [on-line]. Department of Earth and Environmental Sciences at Columbia University. [dostęp 2021-06-04]. (ang.).
  20. ↑ a b James Rainey: Wallace Smith Broecker, the ‘grandfather’ of climate science, leaves a final warning for Earth Days before his death. [w:] Green Energy Times Be Energy Independent! [on-line]. WordPress & Atahualpa, March 3, 2019. [dostęp 2021-05-04]. (ang.).
  21. ↑ a b Paul Crutzen. Albedo Enhancement by Stratospheric Sulfur Injections: A Contribution to Resolve a Policy Dilemma?. „Climatic Change”. 77 (211), 25 July 2006. Springer Science+Business Media. DOI: 10.1007/s10584-006-9101-y. ISSN 0165-0009. (ang.). 
  22. ↑ Jarosław Włodarczyk. Brązowe karły są na świecie. „Wiedza i Życie”, luty 1996. Prószyński i S-ka. ISSN 0137-8929. 
  23. ↑ a b Ewa Czuchry 2002 ↓, s. 26–32.
  24. ↑ Reakcje jądrowe. [w:] Strona internetowa INCT [on-line]. Institute of Nuclear Chemistry and Technology. [dostęp 2021-05-18].
  25. ↑ Rozpowszechnienie pierwiastków w przyrodzie. chemfan.pg.gda.pl. [dostęp 2011-11-30].
  26. ↑ a b Rosemarie E. Came, John M. Eiler, Ján Veizer, Karem Azmy, Uwe Brand, Christopher R. Weidman. Coupling of surface temperatures and atmospheric CO2 concentrations during the Palaeozoic era. „Nature”. 449 (7159), s. 198–201, 13 September 2007. DOI: 10.1038/nature06085. (ang.). 
  27. ↑ a b Marcin Popkiewicz i Aleksandra Kardaś, konsultacja merytoryczna: dr hab. Jarosław Tyszka i inni: Paleoklimatologia: izotopy tlenu a temperatura. [w:] Portal Nauka o klimacie dla sceptycznych [on-line]. Naukaoklimacie.pl ; Agencja Kreatywna Pong, 2017-11-27. [dostęp 2019-03-27].
  28. ↑ Matthias Saurer. The influence of climate on the oxygen isotopes in tree rings. „Isotopes Environ Health Stud.”. 38 (2), s. 105–112, 2003 Jun. DOI: 10.1080/1025601031000108633. (ang.). 
  29. ↑ Roland Werner. The online 18O/16O analysis: development and application. „Isotopes Environ Health Stud.”. 39 (2), s. 85–104, 2003 Jun. (ang.). 
  30. ↑ C. Kendal, J.J. McDonnell (Eds.): Chapter 22. Isotopes as Indicators of Environmental Change. [w:] Resources on Isotopes; Isotope Tracers in Catchment Hydrology [on-line]. USGS National Research Program, Elsevier Science B.V., Amsterdam, 1998. s. 761–816. [dostęp 2019-03-17]. (ang.).
  31. ↑ W. Dansgaard. Stable isotopes in precipitation. „Tellus B”. XVI (4), s. 436–468, 1964. DOI: 10.3402/tellusa.v16i4.8993. ISSN 0280-6509. (ang.). 
  32. ↑ a b Marcin Popkiewicz, konsultacja merytoryczna: prof. Szymon Malinowski: Paleoklimatologia: Aktywność słoneczna i radioaktywne izotopy. [w:] Nauka o klimacie dla sceptycznych [on-line]. Agencja Kreatywna Pong, 2017-12-11. [dostęp 2019-04-16].
  33. ↑ Układ Słoneczny. [w:] Portal astronomiczny „Secrets of the Universe – Tajemnice Wszechświata” [on-line]. Marcin Gryszko. [dostęp 2021-02-21].
  34. ↑ Gorący księżyc Io. „Wiedza i Życie”. Prószyński i S-ka. ISSN 0137-8929. 
  35. ↑ Michał Różyczka. Io w zbliżeniu. „Wiedza i Życie”, 1999. Prószyński i S-ka. ISSN 0137-8929. 
  36. ↑ Jeffrey S. Kargel, Robert S. Strom. Globalna zmiana klimatu na Marsie. „Świat Nauki”, s. 48–56, styczeń 1997. 
  37. ↑ Mark A. Bulock, David H. Grinspoon. Globalna zmiana klimatu na Wenus. „Świat Nauki”, s. 26–33, maj 1999. 
  38. ↑ Carbon dioxide > Infrared Spectrum. [w:] NIST Chemistry WebBook, SRD 69 [on-line]. National Institute of Standards and Technology (NIST). [dostęp 2019-03-01]. (ang.).
  39. ↑ IR Absorption Bands of Functional Groups in Organic Compounds. [w:] IR and NMR tables [on-line]. Rose-Hulman Institute of Technology. [dostęp 2019-03-01]. (ang.).
  40. ↑ Spektroskopia w podczerwieni. [w:] Prezentacja dydaktyczna na enauczanie.pg.edu.pl [on-line]. Centrum Usług informatycznych Politechniki Gdańskiej. [dostęp 2019-03-11].
  41. ↑ Richard Middleton, Hari Viswanathan, Robert Currier, Rajan Gupta. CO2 as a fracturing fluid: Potential for commercial-scale shale gas production and CO2 sequestration. „Energy Procedia”. 63, s. 7780–7784, 2014. Elsevier. DOI: 10.1016/j.egypro.2014.11.812. ISSN 1876-6102. (ang.). 
  42. ↑ Lucyna Więcław-Solny, Agata Czardybon, Analiza komercyjnych technologii wykorzystania dwutlenku węgla pod kątem ich zastosowania w Polsce, Instytut Chemicznej Przeróbki Węgla, Zabrze, listopad 2012; zleceniodawca: Ministerstwo Gospodarki.
  43. ↑ Nediljko Budisa, Dirk Schulze-Makuch. Supercritical Carbon Dioxide and Its Potential as a Life-Sustaining Solvent in a Planetary Environment. „Life”, s. 331–340, September 2014. DOI: 10.3390/life4030331. ISSN 2075-1729. (ang.). 
  44. ↑ Dirk Schulze-Makuch: Alien life could thrive on ‘supercritical’ C02 instead of water. [w:] WSU’s Web; News [on-line]. Washington State University, 2014. [dostęp 2021-03-30]. (ang.).
  45. ↑ Carbonic acid is stabilized by high pressure and high temperature. Max-Planck-Institut für Chemie, 2016-02-02. [dostęp 2016-09-11].
  46. ↑ Hongbo Wang i inni, Stable solid and aqueous H2CO3 from CO2 and H2O at high pressure and high temperature, „Scientific Reports”, 6 (1), 2016, s. 19902, DOI: 10.1038/srep19902, PMID: 26813580, PMCID: PMC4728613 (ang.).
  47. ↑ J.Bernard i in: Gas-phase Carbonic Acid Isolated. 11.01.2011 r. [dostęp 2011-04-27]. (ang.).
  48. ↑ Thomas Loerting i inni, On the Surprising Kinetic Stability of Carbonic Acid, „Angewandte Chemie International Edition”, 39 (5), 2000, DOI: 10.1002/(SICI)1521-3773(20000303)39:5<891::AID-ANIE891>3.0.CO;2-E [dostęp 2011-04-27] [zarchiwizowane z adresu 2016-08-07] (ang.).
  49. ↑ Encyklopedia popularna, Tom IV. Wyd. II. Warszawa: PWN, 1987. ISBN 83-01-00000-7.
  50. ↑ J. R. Ehleringer, T. E. Cerling, Maria-Denise Dearing: A History of Atmospheric CO2 and Its Effects on Plants, Animals, and Ecosystems. 2005. ISBN 0-387-22069-0.
  51. ↑ Clare Milsom, Sue Rigby: Fossils at a Glance at a Glance. John Wiley & Sons, 2009 (2nd ed.), s. 134. ISBN 1-4051-9336-0.
  52. ↑ A. M. McKenna, N. Ohkouchi, C. J. Boreham, J. Beghin, E. J. Javau i in. 1.1-billion-year-old porphyrins establish a marine ecosystem dominated by bacterial primary producers. „PNAS”. 30 (115), s. E6978-E6986, July 24, 2018. National Academy of Sciences. DOI: 10.1073/pnas.1803866115. ISSN 0027-8424. (ang.). 
  53. ↑ a b c Lynn Margulis: Origin of Eukaryotic Cells; evidence and research implications for a theory of the origin and evolution of microbial, plant, and animal cells on the Precambrian earth. New Haven, Connecticut: Yale University Press, 1970, s. 1–349. ISBN 0-300-01353-1. (ang.).
  54. ↑ Stanley 2002 ↓, s. 326–340.
  55. ↑ Krzysztof Zawierucha: Kiedy naszą planetę przykrył lód; Okresy Ziemi Śnieżki. [w:] magazyn Biologia w Szkole NR 39 (Maj 2020) [on-line]. Forum Media Polska, 20 maja 2020. [dostęp 2021-06-10].
  56. ↑ Weiner 2003 ↓, s. 142–175.
  57. ↑ a b John Mason: Understanding the long-term carbon-cycle: weathering of rocks – a vitally important carbon-sink. [w:] Skeptical Science.com [on-line]. 2 July, 2013. [dostęp 2021-04-22]. (ang.).
  58. ↑ a b c d Robert A. Berner. The long-term carbon cycle, fossil fuels and atmospheric composition. „Nature”. 426, s. 323–326, 20 November 2003. Nature Publishing Group. (ang.). 
  59. ↑ a b Marcin Popkiewicz, Aleksandra Kardaś i Szymon Malinowski (Przeredagowany na potrzeby publikacji w internecie fragment książki pt. Nauka o klimacie): Wolny cykl węglowy i termostat weglowy. [w:] Portal Nauka o klimacie dla sceptycznych; Instytut Geofizyki, Wydział Fizyki Uniwersytetu Warszawskiego [on-line]. Agencja Kreatywna Pong. [dostęp 2021-04-25].
  60. ↑ Marta Miedźwiedziew: Wietrzenie mechaniczne i chemiczne skał i minerałów. [w:] Materiały szkoleniowe dla uczniów szkół ponadgimnazjalnych [on-line]. Zespół Szkół Handlowo-Ekonomicznych im. Mikołaja Kopernika w Białymstoku. [dostęp 2019-03-18].
  61. ↑ Nicholas D. Ward, Thomas S. Bianchi, Patricia M. Medeiros, Michael Seidel, Jeffrey E. Richey, Richard G. Keil, Henrique O. Sawakuchi. Where Carbon Goes When Water Flows: Carbon Cycling across the Aquatic Continuum. „Front. Mar. Sci.”. 4 (7), 31 January 2017. Frontiers Media S.A.. DOI: 10.3389/fmars.2017.00007. (ang.). 
  62. ↑ van Andel 1997 ↓, s. 74–84.
  63. ↑ a b Sławomir Swerpel. Niezwykła pętla. „Wiedza i Życie”, s. 12–16, wrzesień 1998. ISSN 0137-8929. 
  64. ↑ Jacek Piskozub: Wykład 5: Północny Atlantyk – kuźnia klimatu (cyrkulacja termohalinowa). [w:] Jacek Piskozub “Klimat a ocean: wczoraj, dziś i jutro”, kurs wykładów dla doktorantów [on-line]. IO PAN, X 2017 – I 2018. [dostęp 2021-06-13].
  65. ↑ van Andel 1997 ↓, s. 1–301.
  66. ↑ a b c Stanley 2002 ↓, s. 307–340.
  67. ↑ a b Elizabeth Kay Berner, Robert A. Berner: Global Environment: Water, Air, and Geochemical Cycles – Second Edition. Princeton University Press, 22 kwi 2012 wyd, 2 poprawione, s. 488. ISBN 978-1-4008-4276-6.
  68. ↑ Janusz Kindler. System klimatyczny ziemi i zaburzenia jego elementów z uwzględnieniem cyklu hydrologicznego. „Przyszłość. Świat-Europa-Polska”, s. 59–70, 2016. ICM UW. 
  69. ↑ Hannes Alfvén, Gustaf Arrhenius: 26. Origin Of The Earth’s Ocean And Atmosphere. [w:] SP-345 Evolution of the Solar System [on-line]. National Aeronautics and Space Administration, NASA History Office, 1976. [dostęp 2019-02-27]. (ang.).
  70. ↑ Wladimir Peter Köppen, Alfred Wegener: Die klimate der geologischen vorzeit. Gebrüder Borntraeger, 1924, s. 255.
  71. ↑ Даница Спасова, Ђуро Радиновић, Владо Милићевић, Славко Максимовић: Milutin Milanković – A Traveler Through Distant Worlds and Times. Београд: Удружење Милутин Миланковић и Завод за унапређивање образовања и васпитања, 2008. ISBN 978-86-910617-0-8. (ros. • ang.).
  72. ↑ N.J. Shackleton, The 100,000-Year Ice-Age Cycle Identified and Found to Lag Temperature, Carbon Dioxide, and Orbital Eccentricity, „Science”, 289 (5486), 2000, s. 1897–1902, DOI: 10.1126/science.289.5486.1897.
  73. ↑ J.D. Hays, John Imbrie, N.J. Shackleton. Variations in the Earth’s Orbit: Pacemaker of the Ice Ages For 500,000 years, major climatic changes have followed variations in obliquity and precession. „Science”. 194 (4270), s. 1121–1132, 10 December 1976. American Association for the Advancement of Science. ISSN 0036-8075. (ang.). 
  74. ↑ J. Zachos, Trends, Rhythms, and Aberrations in Global Climate 65 Ma to Present, „Science”, 292 (5517), 2001, s. 686–693, DOI: 10.1126/science.1059412.
  75. ↑ Milutin Milanković: Canon of insolation and the ice-age problem: (Kanon der Erdbestrahlung und seine Anwendung auf das Eiszeitenproblem). Belgrade: Königlich serbische Akademie, 1941. OCLC 51263. [dostęp 2016-10-15].
  76. ↑ Mauna Loa Baseline Observatory. [w:] Global Monitoring Laboratory; Earth System Research Laboratories [on-line]. [dostęp 2021-06-01]. (ang.).
  77. ↑ a b Markus Kottek, Franz Rubel: World maps and computer animations of our updated Köppen-Geiger climate classification. [w:] Strona internetowa Climate Change & Infectious Diseases Group [on-line]. Veterinärmedizinische Universität Wien (Vetmeduni Vienna). [dostęp 2021-05-02]. (ang.).
  78. ↑ a b Stanley 2002 ↓, s. 324–329.
  79. ↑ Marcin Ryszkiewicz: Matka Ziemia W Przyjaznym Kosmosie. Gaja I Zasada Antropiczna W Dziejach Myśli Przyrodniczej. Warszawa: PWN, 1994, s. 421. ISBN 83-01-11222-0.
  80. ↑ James E. Lovelock & Lynn Margulis. Atmospheric homeostasis by and for the biosphere: the gaia hypothesis. „Tellus B”. 26 (1–2), 1974. DOI: 10.3402/tellusa.v26i1-2.9731. ISSN 0280-6509. (ang.). 
  81. ↑ Andrew J. Watson & James E. Lovelock. Biological homeostasis of the global environment: the parable of Daisyworld. „Tellus B: Chemical and Physical Meteorology”. 35 (4), s. 284–289, 1983. DOI: 10.3402/tellusb.v35i4.14616. (ang.). 
  82. ↑ Timothy M. Lenton & James E. Lovelock. Daisyworld revisited: quantifying biological effects on planetary self-regulation. „Tellus B: Chemical and Physical Meteorology”. 53 (3), s. 288–305, 01 April 2003. Co-action Publishing (Sweden). DOI: 10.1034/j.1600-0889.2001.01191.x. ISSN 0280-6509. (ang.). 
  83. ↑ a b Popkiewicz, Kardaś i Malinowski 2019 ↓, s. 226–228.
  84. ↑ Dieter Kasang: Geschichte der Erdatmosphäre. [w:] Hauptseite 1 Klimawandel Und Klimafolgen [on-line]. wiki.bildungsserver.de. [dostęp 2019-02-27]. (niem.).
  85. ↑ a b David C. Catling, Mark W. Claire. How Earth’s atmosphere evolved to an oxic state. A status report. „Earth and Planetary Science Letters (EPSL)”. 237, s. 1–20, 2005. Elsevier. ISSN 0012-821X. (ang.). 
  86. ↑ Julia Rosen, Ph.D.; Anne E. Egger, Ph.D: La Historia de la Atmósfera de la Tierra I: El Origen de la Atmósfera de la Tierra. [w:] Visionlearning > Ciencias de la Tierra > Atmósfera y Océanos [on-line]. Visionlearning, Inc; La Fundación Nacional de la Ciencia y el Departamento de Educación de Estados, 2014. [dostęp 2019-03-13]. (hiszp.).
  87. ↑ a b c d Heinrich D. Holland. The oxygenation of the atmosphere and oceans. „Philosophical Transactions of the Royal Society B”. 361 (1470), 2006-05-19. DOI: 10.1098/rstb.2006.1838. ISSN 0962-8436. (ang.). 
  88. ↑ Gerhard Manier (Prof. Dr.): 1.2 Entstehung der Ur- oder Primordialatmosphäre. [w:] Einführung in die Umweltmeteorologie Ein Computer-Lernprogramm des Fachgebiets Meteorologie der TU Darmstadt; Die Zusammensetzung der Atmosphäre und ihre Entstehung [on-line]. TU Darmstadt. [dostęp 2019-03-13]. (niem.).
  89. ↑ red: Atmosfera Ziemi napełniła się tlenem wcześniej, niż sądzono. [w:] Nauka w Polsce [on-line]. Ministerstwo Nauki i Szkolnictwa Wyższego, Fundacja PAP, 2013-09-27. [dostęp 2019-03-13].
  90. ↑ Marcin Popkiewicz i Aleksandra Kardaś, konsultacja merytoryczna: dr hab. Jarosław Tyszka: Paleoklimatologia; O co w tym w ogóle chodzi?. [w:] portal „Nauka o klimacie” [on-line]. naukaoklimacie.pl, 2017-08-07. [dostęp 2021-06-11].
  91. ↑ Carl Sagan, George Mullen. Earth and Mars: Evolution of Atmospheres and Surface Temperatures. „Science”. 177 (4043), s. 52–56, 07 Jul 1972. DOI: 10.1126/science.177.4043.52. ISSN 0036-8075. (ang.). 
  92. ↑ Stephen Moorbath. Oldest rocks, earliest life, heaviest impacts, and the Hadean–Archaean transition. „Applied Geochemistry”. 20 (5), s. 819–824, 2005. Elsevier. ISSN 0883-2927. (ang.). 
  93. ↑ Martin J Van Kranendonk. Two types of Archean continental crust: Plume and plate tectonics on early Earth. „American Journal of Science”. 10 (310), s. 1187–1209, December 2010. DOI: 10.2475/10.2010.01. ISSN 0002-9599. (ang.). 
  94. ↑ oazy hydrotermalne, [w:] Encyklopedia PWN [online], Wydawnictwo Naukowe PWN [dostęp 2021-04-03].
  95. ↑ John B. Corliss, Jack Dymond, Louis I. Gordon, John M. Edmond, Richard P. von Herzen, Robert D. Ballard, Kenneth Green3, David Williams4, Arnold Bainbridge, Kathy Crane, Tjeerd H. van Andel. Submarine Thermal Springs on the Galápagos Rift. „Science”. 203 (4385), s. 1073–1083, 16 Mar 1979. American Association for the Advancement of Science. DOI: 10.1126/science.203.4385.1073. ISSN 0036-8075. (ang.). 
  96. ↑ Najbardziej niezwykłe ekosystemy świata. W: Marcin Ryszkiewicz: Ziemia i życie. Rozważania o ewolucji i ekologii. Warszawa: Prószyński i S-ka, 1995, s. 180–186. ISBN 83-86669-60-8.
  97. ↑ Marcin Ryszkiewicz: Ziemia i Życie –Kronika. [w:] Wiedza i Życie > Archiwum [on-line]. Prószyński i S-ka, grudzień 2001. [dostęp 2021-04-03].
  98. ↑ a b Lynn Margulis: Symbiotic planet; A New Look at Evolution. 1998.
  99. ↑ a b Stanley 2002 ↓, s. 365–373.
  100. ↑ Allen P. Nutman, Vickie C. Bennett, Clark R. L. Friend, Martin J. Van Kranendonk, Allan R. Chivas. Rapid emergence of life shown by discovery of 3,700-million-year-old microbial structures. „Nature”, 2016. DOI: 10.1038/nature19355. 
  101. ↑ Rhawn G. Joseph, Olivier Planchon, N. S. Duxbury, K. Latif, G. J. Kidron, L. Consorti, R. A. Armstrong, C. Gibson, R. Schild. Oceans, Lakes, and Stromatolites on Mars. „Advances in Astronomy”, s. 1–15, 2020. Hindawi. DOI: 10.1155/2020/6959532. (ang.). 
  102. ↑ Geopark Kielce, ABC … Świętokrzyskiej Geologii, 2016.
  103. ↑ Ariel D. Anbar, Yun Duan, Timothy W. Lyons i wsp. REPORT A Whiff of Oxygen Before the Great Oxidation Event?. „Science”. 317 (5846), s. 1903–1906, 28 September 2007. AAAS. DOI: 10.1126/science.1140325. (ang.). 
  104. ↑ a b I. Bobrovskiy, J.M. Hope, E. Golubkova i in. Food sources for the Ediacara biota communities 11, 1261 (2020). „Nature Communications”. 1261 (2), 09 March 2020. Nature Research. DOI: 10.1038/s41467-020-15063-9. (ang.). 
  105. ↑ Dzik 2003 ↓, s. 110–134.
  106. ↑ Department of Evolutionary Paleobiology, Jerzy Dzik, Ph.D., D.Sc., Professor. [w:] Strona internetowa Polish Academy of Sciences, Institute of Paleobiology [on-line]. IP PAN. [dostęp 2021-05-18]. (pol. • ang.).
  107. ↑ Jerzy Dzik. Anatomical Information Content in the Ediacaran Fossils and Their Possible Zoological Affinities. „Integrative and Comparative Biology”. 43 (1), s. 114–126, 1 February 2003. DOI: 10.1093/icb/43.1.114. (ang.). 
  108. ↑ Jerzy Dzik. Skamieniałości najstarszych zwierząt. „Świat Nauki”, s. 66–75, luty 2003. Prószyński Media. ISSN 0867-6380. 
  109. ↑ Lynn Sagan. On the origin of mitosing cells. „J Theor Bio.”. 14 (3), s. 255–274, 1967. DOI: 10.1016/0022-5193(67)90079-3. PMID: 11541392. (ang.). 
  110. ↑ Yalgorup National Park. [w:] Oficjalna strona internetowa [on-line]. Parks and Wildlife Service. [dostęp 2021-05-21]. (ang.).
  111. ↑ a b James St. John: Banded iron formations (BIFs). Ohio State University, Newark. [dostęp 2019-03-23]. [zarchiwizowane z tego adresu (2015-01-08)].
  112. ↑ Barbara Fojcik. Na początku były mszaki – czyli jak to było z wyjściem roślin na ląd. „Kosmos. Problemy Nauk Biologicznych”. 63 (3 (304)), s. 429–441, 2014. Polskie Towarzystwo Przyrodników im. Kopernika. ISSN 0023-4249. 
  113. ↑ Retallack, G.J. Ediacaran fossils in thin section. „Alcheringa”. 40 (4), s. 583–600, 2006. DOI: 10.1080/03115518.2016.1159412. (ang.). 
  114. ↑ SA Bowring, JP Grotzinger, CE Isachsen, AH Knoll, SM Pelechaty, P Kolosov. Calibrating rates of early Cambrian evolution. „Science”. 261 (5126), s. 1293–1298, 03 Sep 1993. DOI: 10.1126/science.11539488. (ang.). 
  115. ↑ SA Bowring, JP Grotzinger, CE Isachsen, AH Knoll, SM Pelechaty, P Kolosov. Calibrating rates of early Cambrian evolution. „Science”. 261 (5126), s. 1293–1298, 03 Sep 1993. American Association for the Advancement of Science (United States). DOI: 10.1126/science.11539488. ISSN 0036-8075. (ang.). 
  116. ↑ a b Weiner 2003 ↓, s. 63.
  117. ↑ Explosions in Space May Have Initiated Ancient Extinction on Earth. NASA. [dostęp 2017-10-17].
  118. ↑ a b Popkiewicz, Kardaś i Malinowski 2019 ↓, s. 222–226.
  119. ↑ Richard W. Carlson i wsp: Zircon U-Pb Geochronology Links the End-Triassic Extinction with the Central Atlantic Magmatic Province. [dostęp 2021-05-20].; [1]
  120. ↑ Mariusz Błoński: Znamy przyczynę wymierania triasowego. [w:] kopalniawiedzy.pl [on-line]. 25 marca 2013. [dostęp 2021-05-20].
  121. ↑ a b Yinon M. Bar-On, Rob Phillips, Ron Milo, Ed. by Paul G. Falkowski, Rutgers. The biomass distribution on Earth. „PNAS”. 115 (25), s. 6506–6511, June 19, 2018; first published May 21, 2018;. National Academy of Sciences. DOI: 10.1073/pnas.1711842115. (ang.). 
  122. ↑ David Attenborough i Johan Rockström: Świat na granicy: Nasza planeta oczami naukowców. [w:] film dokumentalny (1 godz. 14 min) [on-line]. NETFLIX, 2021. [dostęp 2021-06-24]. (ang.).
  123. ↑ Robert A. Rohde, Richard A. Muller. Cycles in fossil diversity. „Nature”. 434, s. 208–210, 10 March 2005. Nature Publishing Group. ISSN 0028-0836. (ang.). 
  124. ↑ Stanley 2002 ↓, s. 25–27.
  125. ↑ Stanley 2002 ↓, s. 25.
  126. ↑ Robert E. Kopp, Joseph L. Kirschvink, Isaac A. Hilburn, Cody Z. Nash. The Paleoproterozoic snowball Earth: A climate disaster triggered by the evolution of oxygenic photosynthesis. „Proc Natl Acad Sci U S A.”. 97 (4), s. 1400–1405, February 15, 2000. DOI: 10.1073/pnas.97.4.1400. (ang.). 
  127. ↑ Francis A. Macdonald, Mark D. Schmitz, James L. Crowley, Charles F. Roots, David S. Jones, Adam C. Maloof, Justin V. Strauss, Phoebe A. Cohen, David T. Johnston, Daniel P. Schrag. Calibrating the Cryogenian. „Science”. 327 (5970), s. 1241–1243, 05 Mar 2010. AAAS. DOI: 10.1126/science.1183325. ISSN 1095-9203. (ang.). 
  128. ↑ Lawrence M. Och, Graham A. Shields-Zhou i wsp. The Neoproterozoic oxygenation event: Environmental perturbations and biogeochemical cycling. „Earth-Science Reviews”. 110 (1–4), s. 26–57, January 2012. DOI: 10.1016/j.earscirev.2011.09.004. (ang.). 
  129. ↑ Matthew R. Warke, Tommaso Di Rocco, Aubrey L. Zerkle i inni. The Great Oxidation Event preceded a Paleoproterozoic “snowball Earth”. „PNAS (Proceedings of the National Academy of Sciences of the United States of America)”. 117 (24), s. 13314–13320, June 16, 2020. DOI: 10.1073/pnas.2003090117. ISSN 0027-8424. (ang.). 
  130. ↑ Marcin Popkiewicz, konsultacja merytoryczna: dr hab. Jarosław Tyszka i inni: Paleoklimatologia: Co nam powie skład izotopowy węgla. [w:] Nauka o klimacie dla sceptycznych [on-line]. 2017-09-18. [dostęp 2021-05-30].; Redakcja portalu.
  131. ↑ Marcin Popkiewicz i Aleksandra Kardaś, konsulltacja merytoryczna: dr hab. Jarosław Tyszka i inni: Paleoklimatologia: Izotopy tlenu a temperatura. [w:] Nauka o klimacie dla sceptycznych [on-line]. 2017-11-27. [dostęp 2021-05-30].; Redakcja portalu).
  132. ↑ a b Robert A. Berner. From black mud to earth system science: A scientific autobiography. „American Journal of Science”. 313, s. 1–60, January 2013. DOI: 10.2475/01.2013.01. ISSN 0002-9599. (ang.). 
  133. ↑ van Andel 1997 ↓, s. 211.
  134. ↑ Stanley 2002 ↓, s. 318=329.
  135. ↑ Andrey Bekkera, Alan J. Kaufman. Oxidative forcing of global climate change: A biogeochemical record across the oldest Paleoproterozoic ice age in North America. „Earth and Planetary Science Letters”. 258 (3–4), s. 486–499, 30 June 2007. Elsevier. DOI: 10.1016/j.epsl.2007.04.009. (ang.). 
  136. ↑ Charles Stuart Gager (1872–1943): Heredity and evolution in plants. Philadelphia: P. Blakiston’s Son & Co, 1920, s. 296.
  137. ↑ Stanley 2002 ↓, s. 223–329.
  138. ↑ Michael J. Benton (tłum. Andrzej Hołdys): Gdy życie prawie wymarło. Tajemnica największego masowego wymierania w dziejach Ziemi. Warszawa: Prószyński Media, 2017, s. 485, seria: Na ścieżkach nauki. ISBN 83-8097-074-8.
  139. ↑ a b Popkiewicz, Kardaś i Malinowski 2019 ↓, s. 200–209.
  140. ↑ Jinho Ahn, Martin Wahlen, Bruce L. Deck, Ed J. Brook, Paul A. Mayewski, Kendrick C. Taylor, W. C. White. A record of atmospheric CO2during the last 40,000 yearsfrom the Siple Dome, Antarctica ice core. „J. Geophys. Res.”. 109 (D13305), s. 1–8, 15 July 2004. DOI: 10.1029/2003JD004415. (ang.). 
  141. ↑ a b c Popkiewicz, Kardaś i Malinowski 2019 ↓, s. 500–503.
  142. ↑ a b Buffon, Georges Louis Leclerc, comte de, 1707-1788: Histoire naturelle, générale et particulière contenant les époques de la nature. A Paris: De l’Imprimerie royale, 1778, s. 504. (The Epochs of Nature 2018, 9780226395432).
  143. ↑ a b John Tyndall. I. The Bakerian Lecture. – On the absorption and radiation of heat by gases and vapours, and on the physical connexion of radiation, absorption, and conduction. „Phil. Trans. R. Soc.1511–36”. 151, 31 January 1861. Royal Society. DOI: 10.1098/rstl.1861.0001. ISSN 0261-0523. (ang.). 
  144. ↑ Institut international de chimie Solvay (1925). Rapports et discussions sur cinq questions d’actualité: premier conseil de chimie tenu à Bruxelles du 21 au 27 avril 1922. Université libre de Bruxelles, 1922, 1925. [dostęp 2021-06-20]. (fr.).
  145. ↑ a b In memory of Norman Phillips. [w:] Applying systems thinking to computing, climate and sustainability [on-line]. Serendipity, 26. May 2019. [dostęp 2021-06-28]. (ang.).
  146. ↑ Buffon, Georges Louis Leclerc de (1707–1788); Stanisław Staszic – tłumaczenie i Myśl tłomacza nt. Natura: Epoki natury (wyd. 2). Kraków: Repozytorium Cyfrowe Instytutów Naukowych, 1803., |wyd. 1, Warszawa 1786.
  147. ↑ a b c d Popkiewicz, Kardaś i Malinowski 2019 ↓, s. 417–479.
  148. ↑ William Herschel. Experiment XIV. Experiments on the refrangibility of the invisible rays of the sun. „Philosophical Transactions”. 90, s. 284–292, 01 January 1800. Royal Society. DOI: 10.1098/rstl.1800.0015. ISSN 0261-0523. (ang.). 
  149. ↑ Jean-Baptiste-Joseph Fourier: The Analytical Theory of Heat. Cambridge University Press, 1878 (1945, 1955, 2003), s. 466.
  150. ↑ Books by Tyndall, John (sorted by popularity), [3].
  151. ↑ red: Der Vater des Treibhauseffekts Wann wurde der menschliche Einfluss auf das Weltklima entdeckt?. [w:] tagesschau.de [on-line]. Hessischer Rundfunk, Deutscher Wetterdienst, 2018-11-23. [dostęp 2019-03-15]. (niem.).
  152. ↑ Svante Arrhenius, [w:] Encyclopædia Britannica [dostęp 2019-03-15] (ang.).
  153. ↑ Svante Arrhenius. On the Influence of Carbonic Acid in the Air upon the Temperature of the Groun. „Philosophical Magazine and Journal of Science Series 5”. 41 (251), s. 237–276, April 1896. Taylor & Francis. ISSN 1478-6435. (ang.). 
  154. ↑ Edward Olson Hulburt. The Temperature of the Lower Atmosphere of the Earth. „Phys. Rev.”. 38 (10), 15 November 1931. American Physical Society. DOI: 10.1103/PhysRev.38.1876. ISSN 0031-899X. (ang.). 
  155. ↑ SOCCOM, What is an Earth System Model (ESM)? [online], soccom.princeton.edu [dostęp 2021-06-05] (ang.).
  156. ↑ a b Don Canfield. Robert A. Berner (1935–2015) ; Geochemist who quantified the carbon cycle. „Nature”. 518, s. 484, 26 February 2015. DOI: 10.1038/518484a. (ang.). 
  157. ↑ Robert Berner (1935-2015); Professor of Geology and Geophysics, Yale University. [w:] Google Scholar (295 publikacji z lat 1958–2008) [on-line]. scholar.google.com. [dostęp 2019-03-02]. (ang.).
  158. ↑ Robert A. Berner Remembrance. [w:] Strona internetowa Yale University [on-line]. Yale. [dostęp 2021-03-11]. (ang.).
  159. ↑ Robert A. Berner: Early Diagenesis: A Theoretical Approach. Princeton University Press, 1980, 2020, s. 256. ISBN 978-0-691-20940-1.
  160. ↑ Robert A Berner. A model for atmospheric CO2 over phanerozoic time. „American Journal of Science;(United States)”. 291 (4), 1991. (ang.). 
  161. ↑ Robert A. Berner. The carbon cycle and CO2 over Phanerozoic time: the role of land plants. „Philosophical Transactions of the Royal Society B”, s. 75–82, 1998. Royal Society (United Kingdom). DOI: 10.1098/rstb.1998.0192. ISSN 0962-8436. (ang.). 
  162. ↑ Robert A. Berner. A New Look at the Long-term Carbon Cycle. „GSA TODAY”. 9 (11), s. 1–6, November 1999. The Geological Society of America, Inc. ISSN 1052-5173. (ang.). 
  163. ↑ Robert A. Berner. Examination of hypotheses for the Permo–Triassic boundary extinction by carbon cycle modeling. „PNAS (Proceedings of the National Academy of Sciences of the United States of America)”. 99 (7), s. 4172–4177, April 2, 2002. DOI: 10.1073/pnas.032095199. (ang.). 
  164. ↑ J F Kasting. Comments on the BLAG model: the carbonate-silicate geochemical cycle and its effect on atmospheric carbon dioxide over the past 100 million years. „American Journal of Science”. 284 (10), s. 1175–1182, 1984 Dec. Am J Sci (United States of America). DOI: 10.2475/ajs.284.10.1175. (ang.). 
  165. ↑ a b Robert A. Berner, Zavareth Kothavala. Geocarb III: A Revised Model of Atmospheric CO2 over Phanerozoic Time. „American Journal of Science”. 301 (2), s. 182–204, February 2001. DOI: 10.2475/ajs.301.2.182. ISSN 0002-9599. (ang.).  (pdf).
  166. ↑ a b Noam M. Bergman, Timothy M. Lenton, Andrew. J. Watson. COPSE: A new model of biogeochemical cycling over Phanerozoic time. „American Journal of Science”. 304 (5), s. 397–437, May 2004. ISSN 0002-9599. (ang.). 
  167. ↑ Robert A. Berner. GEOCARBSULF: A combined model for Phanerozoic atmospheric O2 and CO2. „Geochimica et Cosmochimica Acta (A special issue honoring Bob Berner)”. 70 (23), s. 5653–5664, December 2006. Elsevier. DOI: 10.1016/j.gca.2005.11.032. ISSN 0016-7037. (ang.). 
  168. ↑ Daniel H. Rothman. Atmospheric carbon dioxide levels for the last 500 million years. „Proceedings of the National Academy of Sciences of the United States of America”. 99 (7), s. 4167–4171, April 2, 2002. DOI: 10.1073/pnas.022055499. (ang.). 
  169. ↑ Marcin Popkiewicz na podst. Yale Climate Connections Coming attraction: IPCC’s upcoming major climate assessment: Już niedługo 6 raport IPPC. [w:] portal „Nauka o klimacie” [on-line]. naukaoklimacie.pl, 2021-03-08. [dostęp 2021-06-11].
  170. ↑ Sixth Assessment Report ; The Sixth Assessment Report is underway. 2021 Intergovernmental Panel on Climate Change (IPCC), 2021. [dostęp 2021-06-11]. (ang.).
  171. ↑ Bertram Borden Boltwood. Ultimate disintegration products of the radioactive elements; Part II, Disintegration products of uranium. „American Journal of Science”. s4-23 (134), s. 78–88, February 1907. DOI: 10.2475/ajs.s4-23.134.78. ISSN 0002-9599. (ang.). 
  172. ↑ Simon A. Wilde, John W. Valley, William H. Peck, Colin M. Graham. Evidence from detrital zircons for the existence of continental crust and oceans on the Earth 4.4 Gyr ago. „Nature”, s. 175–178, 11 January 2001. DOI: 10.1038/35051550. (ang.). 
  173. ↑ T. Mark Harrison. The Hadean Crust: Evidence from >4 Ga Zircons. „Annu. Rev. Earth Planet. Sci.”, s. 479–505, 2009. Annual Reviews. DOI: 10.1146/annurev.earth.031208.100151. (ang.). 
  174. ↑ Pavel K. Kepezhinskas, Glenn M. D. Eriksen, Nikita P. Kepezhinskas. Geochemistry of Ultramafic to Mafic Rocks in the Norwegian Lapland: Inferences on Mantle Sources and Implications for Diamond Exploration. „Earth Science Research (ESR)”. 5 (2), s. 148–187, 2016. Canadian Center of Science and Education. DOI: 10.5539/esr.v5n2p148. ISSN 1927-0542. (ang.). 
  175. ↑ A. Nemchin, N. Timms, R. Pidgeon, T. Geisler, S. Reddy, C. Meyer. Timing of crystallization of the lunar magma ocean constrained by the oldest zircon. „Nature Geoscience”, s. 133–136, 25 January 2009. (ang.). 
  176. ↑ van Andel 1997 ↓, s. 30–39.
  177. ↑ Rozdział 5. Ciemna materia (s. 79). W: Neil deGrasse Tyson, tłum. Jeremi K.Ochab: Astrophysics for People in a Hurry Astrofizyka dla zabieganych. Kraków: Insignis Media, 2017, s. 208. ISBN 978-83-65743-53-4.
  178. ↑ Volcanic Gases and Their Effects.
  179. ↑ Gregg J. S. Bluth, Scott D. Doiron, Charles C. Schnetzler, Arlin J. Krueger, Louis S. Walter. Global tracking of the SO2 clouds from the June, 1991 Mount Pinatubo eruptions. „Geophysical Research Letters”. 19 (2), s. 151–154, 24 January 1992. American Geophysical Union (United States). ISSN 1944-8007. (ang.). 
  180. ↑ Caldeira, K., Wickett, M. Anthropogenic carbon and ocean pH. „Nature”, s. 365, 25 September 2003. 425. DOI: 10.1038/425365a. (ang.). 
  181. ↑ The language of organic chemistry. W: Andrew Burrows, John Holman. Andrew Parson, Gwen Pilling, Gareth Price: Chemistry³: introducing inorganic, organic and physical chemistry. Oxford: Oxford University Press, 2009, s. 405–409. ISBN 978-0-19-927789-6.
  182. ↑ van Andel 1997 ↓, s. 164–171.
  183. ↑ John Cook, tłum. Marcin Popkiewicz, konsultacja merytoryczna: prof. Szymon P. Malinowski, skrót na podstawie wersji pełnej: Marta Śmigowska: Mit: para wodna jest najważniejszym gazem cieplarnianym. [w:] Nauka o klimacie dla sceptycznych [on-line]. naukaoklimacie.pl, 2015. [dostęp 2019-02-28].
  184. ↑ Brian J. Soden, Isaac M. Held. An Assessment of Climate Feedbacks in Coupled Ocean–Atmosphere Models. „Journal of Climate”. 19, s. 3354–3360, 15 July 2006. American Meteorological Society (United States). DOI: 10.1175/JCLI3799.1. ISSN 0894-8755. (ang.). 
  185. ↑ Michał Szulczewski. Stromatolity z batonu wierchowego Tatr. „Acta Geologica Polonica”. XIII (1), s. 125-146 (+ plansze), 1963. 
  186. ↑ Michał Szulczewski. Ekologiczne uwarunkowania zespołów faunistycznych w śródszelfowych basenach fameńskich Gór Świętokrzyskich. „Przegląd Geologiczny”. 40 (10), s. 610, 1992. 
  187. ↑ Jerzy Niegodzisz. Stromatolity z albu wierchowego Tatr. „Acta Geologica Polonica”. 15 (4), s. 529-549 + plansze, 1965. 
  188. ↑ Krzysztof P. Krajewski. Pelagiczne stromatolity z wapieni albu wierchowego Tatr. „Kwartalnik Geologiczny”. 25 (4), s. 731–759, 1981. 
  189. ↑ Mirosław Słowakiewicz; publikacje (np. Upper Permian Main Dolomite microbial carbonates as potential source rocks for hydrocarbons). [w:] Google Scholar [on-line]. [dostęp 2021-05-09]. (ang.).

Bibliografia
Index: pl ar de en es fr it arz nl ja pt ceb sv uk vi war zh ru af ast az bg zh-min-nan bn be ca cs cy da et el eo eu fa gl ko hi hr id he ka la lv lt hu mk ms min no nn ce uz kk ro simple sk sl sr sh fi ta tt th tg azb tr ur zh-yue hy my ace als am an hyw ban bjn map-bms ba be-tarask bcl bpy bar bs br cv nv eml hif fo fy ga gd gu hak ha hsb io ig ilo ia ie os is jv kn ht ku ckb ky mrj lb lij li lmo mai mg ml zh-classical mr xmf mzn cdo mn nap new ne frr oc mhr or as pa pnb ps pms nds crh qu sa sah sco sq scn si sd szl su sw tl shn te bug vec vo wa wuu yi yo diq bat-smg zu lad kbd ang smn ab roa-rup frp arc gn av ay bh bi bo bxr cbk-zam co za dag ary se pdc dv dsb myv ext fur gv gag inh ki glk gan guw xal haw rw kbp pam csb kw km kv koi kg gom ks gcr lo lbe ltg lez nia ln jbo lg mt mi tw mwl mdf mnw nqo fj nah na nds-nl nrm nov om pi pag pap pfl pcd krc kaa ksh rm rue sm sat sc trv stq nso sn cu so srn kab roa-tara tet tpi to chr tum tk tyv udm ug vep fiu-vro vls wo xh zea ty ak bm ch ny ee ff got iu ik kl mad cr pih ami pwn pnt dz rmy rn sg st tn ss ti din chy ts kcg ve
Prefix: a b c d e f g h i j k l m n o p q r s t u v w x y z 0 1 2 3 4 5 6 7 8 9

Portal di Ensiklopedia Dunia

Portal : Agama
Agama
Portal : Bahasa
Bahasa
Portal : Biografi
Biografi
Portal : Budaya
Budaya
Portal : Ekonomi
Ekonomi
Portal : Elektronika
Elektronika
Portal : Film
Film
Portal : Filsafat
Filsafat
Portal : Geografi
Geografi
Portal : Indonesia
Indonesia
Portal : Ilmu
Ilmu
Portal : Lingkungan
Lingkungan
Portal : Masyarakat
Masyarakat
Portal : Matematika
Matematika
Portal : Militer
Militer
Portal : Mitologi
Mitologi
Portal : Musik
Musik
Portal : Olahraga
Olahraga
Portal : Pendidikan
Pendidikan
Portal : Politik
Politik
Portal : Sastra
Sastra
Portal : Sejarah
Sejarah
Portal : Seni
Seni
Portal : Teknologi
Teknologi
Kembali kehalaman sebelumnya