Zobacz też: dwutlenek węgla w atmosferze Ziemi.

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].

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].

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.

Atom helu – jądro i powłoka elektronowa

Proces 3-α (powstawanie ¹²C)
zob. też cykl protonowy, cykl CNO, błysk helowy

Mgławica Krab, kojarzona z supernową zarejestrowaną w 1054 roku

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]}

 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).

Orientacyjne porównanie składu atmosfer Ziemi, Wenus i Marsa

Powierzchnia i atmosfera Marsa (Viking 1, 1976)

Ziemia widziana z orbity Księżyca
(Apollo 8, 24 grudnia 1968)

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.).

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).

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.

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).

Obieg węgla w przyrodzie (przykłady)

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↑

• produktem oddychania komórkowego, np. utleniania glukozy:

C₆H₁₂O₆ + 6O₂ → 6CO₂↑ + 6H₂O

• produktem w reakcjach biodegradacji biomasy, np. takich jak fermentacja cytrynowa, alkoholowa i inne:

3C₆H₁₂O₆ + 9O₂ → 2C₆H₈O₇ + 6CO₂↑ + 10H₂O

C₆H₁₂O₆ → 2C₂H₅OH + 2CO₂↑

A

B

C

D

E

Wyjaśnienie roli CO₂ obecnego w atmosferze dawnej Ziemi ułatwia wiedza o współczesnych ekosystemach, np. wyniki:

• ekologicznych badań struktur ekosystemów (A) i piramid troficznych (B),
• badań mechanizmów i szybkości obiegu węgla w przyrodzie (C), w tym globalnego „obiegu wolnego”^{[57][58][59][60]} („termostat węglowy” Ziemi)(D),
• biochemicznych i mikrobiologicznych badań mechanizmów transportu pierwiastków biogennych w ramach różnorodnych biotopów biosfery – ekosystemów wodnych, podmokłych^[61] (E), leśnych i innych.

Dryf kontynentów i prądy morskie

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.

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].

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).

Życie bez fotosyntezy

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]}.

„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]}.

Endosymbioza i Symbiotic planet; A New Look at Evolution Lynn Margulis^{[98][53][109]}

Stromatolity w Yalgorup National Park^[110] (Australia Zachodnia)

Fauna ediakarańska^[104]
(ok. 610–542 mln lat temu)

Wstęgowe rudy żelaziste^[111]

"Gleba" bioty ediakarskiej^[113]

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)

„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

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).

A

B

C

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].

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]}.

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).

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 p_O2 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].

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].

A

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].

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]

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

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].

• Dwutlenek węgla w atmosferze Ziemi

• Ewa Czuchry (red.), i współautorzy: Fizyka. Spojrzenie na czas, przestrzeń i materię. Warszawa: Wydawnictwo Naukowe PWN, 2002, seria: Encyklopedia PWN. ISBN 83-01-13766-5.
• Fred Adams, Greg Laughlin: Ewolucja Wszechświata. Warszawa: Wydawnictwo Naukowe PWN, 2000. ISBN 83-01-13203-5. Brak numerów stron w książce
• Steven M. Stanley, tłum. Ireneusz Walaszczyk: Historia Ziemi. Warszawa: Wydawnictwo Naukowe PWN, 2002-01-01, s. 705. ISBN 83-01-13625-1.
• Tjeerd H. van Andel: Nowe spojrzenie na starą planetę. Zmienne oblicze Ziemi. Warszawa: Wydawnictwo Naukowe PWN, 1997.
• January Weiner: Życie i ewolucja biosfery. Podręcznik ekologii ogólnej. Warszawa: Wydawnictwo Naukowe PWN, 2003. ISBN 83-01-14047-X.
• Jerzy Dzik: Dzieje życia na Ziemi. Warszawa: Wydawnictwo Naukowe PWN, 2003, s. 524. ISBN 83-01-14038-0.
• Marcin Popkiewicz, Aleksandra Kardaś, Szymon Malinowski: Nauka o klimacie. Warszawa: Sonia Draga Sp. z o.o., 2019, s. 542. ISBN 978-83-8110-752-5.