این یک مقالهٔ خوب است. برای اطلاعات بیشتر اینجا را کلیک کنید.

چرخه کربن

از ویکی‌پدیا، دانشنامهٔ آزاد
پرش به ناوبری پرش به جستجو
فارسیEnglish

این نمودار چرخهٔ سریع کربن، حرکت کربن بین زمین، جو و اقیانوس‌ها را در میلیارد تن کربن در هر سال نشان می‌دهد. اعداد زرد شارهای طبیعی، و اعداد سرخ فعالیت‌های انسان در میلیارد تن کربن در هر سال و اعداد سفید کربن ذخیره‌شده را نشان می‌دهند.

چرخهٔ کربن چرخه‌ای بیوژئوشیمی است که فرایند مداوم ترکیب و آزادسازی کربن و اکسیژن را در میان زیست‌کره،[پ ۱] خاک‌کره،[پ ۲] آب‌کره،[پ ۳] خاک‌سپهر[پ ۴] و جو زمین[پ ۵] توصیف می‌کند و در آن انرژی و حرارت ذخیره و دفع می‌گردد.[۱] همراه با چرخهٔ نیتروژن و چرخهٔ آب، چرخهٔ کربن نیز شامل دنباله‌ای از رویدادها است که باعث برقراری زندگی روی زمین می‌شود.[۲] چرخهٔ کربن نقش بسیار مهمی بر اثر گلخانه‌ای و گرم‌شدن زمین دارد، از این‌رو آگاهی یافتن از عملکرد آن، دخالت انسان در آب و هوا را ممکن ساخته و برای اندازه‌گیری تأثیر آن و یافتن پاسخی مناسب برای آیندهٔ زمین امری کلیدی به‌شمار می‌رود.[۳]

کربن در طی چرخه‌اش به دو بخش سریع (کوتاه‌مدت) و کند (درازمدت) تقسیم می‌شود. چرخهٔ سریع کربن می‌تواند چند دقیقه تا چند سال را برگیرد؛ در مقابل آن چرخه کند کربن بازهٔ زمانی طولانی‌تری، چندین میلیون سال را دربردارد. تفاوت اصلی بین چرخه‌های کند و سریع کربن در نوع ذخیره‌سازی و مدت‌زمان آن است. چرخهٔ کربن برای اولین بار توسط جوزف پریستلی شیمیدان انگلیسی و آنتوان لاووازیه دانشمند فرانسوی کشف و توسط هامفری دیوی به عموم شناسانده شد.[۴]

از آغاز انقلاب صنعتی تاکنون، فعالیت‌های انسان چرخهٔ کربن را به‌طور مستقیم با اضافه‌کردن کربن به جو زمین تغییر بسیاری داده‌است.[۵] استفاده از سوخت‌های سنگواره‌ای، جنگل‌زدایی، تغییر پوشش زمین، آلودگی هوا و خسارت‌های گیاهی جزئی از این تغییرات هستند که تأثیر زیادی روی این چرخه گذاشته‌اند. غلظت کربن دی‌اکسید در جو زمین از سال ۲۰۰۰ تا ۲۰۰۹ به‌طور سالانه ۲ پی‌پی‌ام در حال افزایش بود[۶] و تا تاریخ اکتبر ۲۰۱۲ به ۳۹۱ پی‌پی‌ام رسیده‌است.[۷][۸] با توجه به نمودارهای سنجش، این غلظت پیش از انقلاب صنعتی کمتر از ۲۸۰ پی‌پی‌ام بود.[۹] سازمان جهانی دیده‌بان جو[پ ۶] در سال ۱۹۶۰ میلادی سازمان جهانی دیده‌بان جو[پ ۷] به منظور همین نگرانی‌ها و کنترل جو زمین با هدف «مشاهدهٔ ترکیبات شیمیایی و خصوصیات فیزیکی جو زمین در مقیاس‌های جهانی و منطقه‌ای» تأسیس گردید که توسط سازمان جهانی هواشناسی و سازمان ملل متحد برنامه‌ریزی و پشتیبانی می‌شود.[۱۰]

کربن دی‌اکسید در فتوسنتز مورد استفاده قرار می‌گیرد و نیز یک گاز گلخانه‌ای برجسته است. با وجود غلظت نسبتاً کوچکش نسبت به دیگر گازها در اتمسفر بخش مهمی از جو زمین است که اشعه مادون قرمز را در طول موج ۴٫۲۶ میکرومتر و ۱۴٫۹۹ میکرومتر جذب و ساطع می‌کند، در نتیجه نقش مهمی در اثر گلخانه‌ای دارد.[۱۱] سطح فعلی این گاز در اتمسفر بالاتر از هر سطح دیگری در طول تاریخ نسبت به ۸۰۰ هزارسال گذشته[۱۲] یا احتمالاً حتی ۲۰ میلیون سال گذشته[۱۳] رسیده‌است.

تعریف[ویرایش]

کربن موجود در چرخهٔ درازمدت، به عنوان مثال کربن ذخیره‌شده در سنگ‌ها، به‌طور طبیعی با کمک آتشفشان‌ها به جو زمین راه پیدا می‌کند. آتشفشان‌ها سالانه با سوزاندن سوخت‌های فسیلی حدود ۱۳۰ تا ۳۸۰ میلیون متریک تن کربن منتشر می‌کنند.[۱۴]

کربن که دارای اجزای دراز مدت و کوتاه مدت است، در میان منابع اصلی‌اش، زیست‌کره، خاک‌کره، آب‌کره، خاک‌سپهر و جو زمین، در حال حرکت است.[۱۵] هر نوع تغییری در این چرخه که کربن را از یکی از منابعش بکاهد باعث افزوده‌شدن آن به یکی از منابع دیگرش می‌شود. حرکت کربن در این چرخه به صورت «چرخهٔ کوتاه‌مدت یا سریع کربن»[پ ۸] و «چرخهٔ درازمدت یا کند کربن»[پ ۹] توصیف می‌شود. چرخه‌های سریع و کند کربن اگر دست‌نخورده باقی می‌مانند، غلظت آن‌ها در اتمسفر، زمین، گیاهان، و اقیانوس ثابت می‌ماند. اما زمانی که مقداری کربن به یکی از منابع اضافه‌شود، باعث برهم خوردن این ثبات شده و مخازن دیگر را تحت تأثیر قرار می‌دهد.[۱۶] دلیل اصلی تغییر در این چرخه انسان‌ها هستند که با سوزاندن سوخت‌های فسیلی و جنگل‌زدایی، که در حال حاضر انجام می‌شود[۱۷][۱۸][۱۹][۲۰] این‌کار را انجام می‌دهند.

چرخهٔ کند (درازمدت) کربن

مقدار زیادی از کربن طی فرایندی طولانی به چرخهٔ کند یا درازمدت تعلق می‌گیرد که بازهٔ زمانی آن می‌تواند تا میلیون‌ها سال را دربرگیرد. کربن همراه با فرایندهای گوناگون شیمیایی حدود ۱۰۰ تا ۲۰۰ میلیون سال را برای حرکت در بین سنگ‌ها، خاک، آب‌ها و جو زمین سپری می‌کند.[۱۴][۲۱] به‌طور مثال باقی‌ماندهٔ حیوانات و گیاهانی که میلیون‌ها سال پیش توسط لپه‌های گل زیر اقیانوس پوشیده شده بودند، با فشار و گرما کربن‌شان باعث ساختن نفت خام شده‌است.[۲۲][۲۳] حدود ۱۰۱۳ تا ۱۰۱۴ گرم (۱۰ تا ۱۰۰ میلیون متریک تن) کربن سالانه وارد چرخهٔ درازمدت کربن می‌شود.[۱۴]

چرخهٔ سریع (کوتاه‌مدت) کربن

چرخهٔ سریع یا کوتاه‌مدت کربن به فعالیت و بازگشت کربن، در خاک، آب یا اتمسفر از طریق موجودات زنده توسط فتوسنتز، تنفس و تجزیه اشاره دارد که بازهٔ زمانی آن می‌تواند چند دقیقه تا چند سال را دربرگیرد.[۲۴] هر ساله در حدود ۱۰۱۷ گرم (هزار تا یک میلیون متریک تن) کربن توسط این چرخهٔ سریع انتقال می‌یابد. گیاهان و فیتوپلانکتون‌ها جزء اجزای اصلی این چرخهٔ سریع محسوب می‌شوند. فیتوپلانکتون‌ها و گیاهان کربن دی‌اکسید را توسط سلول‌های‌شان جذب و از جو زمین می‌گیرند و طی واکنش زیر با استفاده از انرژی خورشید، کربن دی‌اکسید و آب را به شکر و اکسیژن تبدیل می‌کنند:[۲۴][۲۵]

چرخهٔ سریع کربن به فعالیت ارگانیک‌های زنده وابسته است و با تغییر فصل نوسان می‌کند.[۲۶] اوج کاهش ذخایر کربنی این چرخه در اواسط تابستان اندازه‌گیری شده‌است؛ با آغاز زمستان و اتمام پاییز تمام منابع کربنی ذخیره‌شده در ارگانیک‌های زنده و بخصوص گیاهی مرده، تجزیه شده و دوباره به جو زمین بازمی‌گردند.[۲۷]

ارتباط با آب‌وهوای جهان[ویرایش]

«سامانهٔ» زمین به عنوان یک سامانهٔ بسته در نظر گرفته می‌شود از این‌رو تأمین کربن توسط روش‌هایی چون شهاب سنگ‌ها یا فرایندهای شیمیایی هسته‌ای از طریق پرواز فضایی مورد توجه قرار نمی‌گیرد. در سطح کلان از این سامانه تمامی محتوای کربن ثابت است و هر یک از چهار زیرسامانه مشخصه‌های گوناگونی با توجه به ظرفیت ذخیره‌سازی، مدت‌زمان، جریان ورودی و جریان خروجی را دارا می‌باشند.[۲۸] مولکول‌های مبتنی بر کربن جزئی اصلی از ترکیبات بیولوژیکی محسوب می‌شوند و برای زندگی روی زمین بسیار مهم هستند. کربن همچنین یکی از اجزاء مهم بسیاری از مواد معدنی است و در اشکال مختلف در جو وجود دارد. دی اکسید کربن تا حدی مسئول اثر گلخانه‌ای و گاز گلخانه‌ای نیز می‌باشد.[۵][۲۹]

فعالیت‌های انسانی در دو قرن گذشته به‌طور جدی باعث تغییر چرخهٔ جهانی کربن، به ویژه در جو گردیده‌است. اگرچه سطح کربن دی‌اکسید به‌طور طبیعی در طول چند هزار سال گذشته تغییر کرده‌است اما فعالیت‌های انسان برای تولید گازهای گلخانه‌ای و کربن دی‌اکسید در اتمسفر بیش از نوسانات طبیعی است.[۵] تغییرات در میزان کربن دی‌اکسید موجود در اتمسفر به‌طور قابل ملاحظه‌ای باعث تغییر الگوهای آب‌وهوایی و به‌طور غیر مستقیم اقیانوس‌ها را تحت تأثیر قرار می‌دهد. سطح کنونی دی‌اکسید کربن در جو، از اندازه‌گیری‌های ۴۲۰٫۰۰۰ سال پیش فراتر رفته‌است و این سطوح به سرعت در حال افزایش هستند[۳۰] که این امر نشان‌دهندهٔ اهمیت دانستن طرز کار چرخهٔ کربن و اثرات آن بر روی آب و هوای زمین است.

ذخیره‌سازی و مخازن اصلی[ویرایش]

میزان کربن در مخازن بزرگ بر روی زمین[۵]
مخزن مقدار (گیگاتن)
اتمسفر ۷۲۰
اقیانوس‌ها ۳۸٫۴۰۰
غیر آلی ۳۷٫۴۰۰
آلی ۱٫۰۰۰
لایه سطحی ۶۷۰
لایه عمیق ۳۶٫۷۳۰
سنگ‌کره
کربنات رسوبی > ۶۰٫۰۰۰٫۰۰۰
کروژن ۱۵٫۰۰۰٫۰۰۰
زیست‌کره زمینی ۲٫۰۰۰
زیست‌توده‌های زنده ۶۰۰–۱٫۰۰۰
زیست‌توده‌های مرده ۱٫۲۰۰
زیست‌کره آبزیان ۱–۲
سوخت‌های فسیلی ۴٫۱۳۰
زغال سنگ ۳٫۵۱۰
روغن ۲۳۰
گاز ۱۴۰
دیگر (تورب) ۲۵۰

مقدار جهانی کربن حدود ۷۵ میلیون گیگاتن می‌باشد.[۲۸] چرخهٔ جهانی کربن در حال حاضر معمولاً به مخازن اصلی زیر تقسیم می‌شوند:

مبادلات کربن بین مخازن نتیجهٔ پروسه‌های مختلف شیمیایی، زمین‌شناسی، فیزیکی و بیولوژیکی می‌باشد. اقیانوس‌ها شامل بزرگترین منبع فعال کربن در نزدیکی سطح زمین هستند. جریان طبیعی کربن بین جو، اقیانوس‌ها و رسوبات به صورت متعادل است، به‌طوری‌که سطح کربن بدون دخالت‌های انسان نیز پایدار خواهد ماند.[۳۱]

جو زمین[ویرایش]

بنابه گزارشی در سال ۲۰۰۷ توسط هیئت بین دولتی تغییرات آب‌وهوایی، مقدار ۷۶۵ گیگاتن کربن در اتمسفر یافت می‌شود[۳۲] و این محتوا به‌طور سالانه حدود ۳ گیگاتن در حال افزایش است. در اتمسفر، کربن به صورت کربن دی‌اکسید و متان یافت می‌شود. هردوی این گازها جذبنده هستند و حرارت را در اتمسفر حفظ می‌کنند که تا حدی مسئول اثر گلخانه‌ای محسوب می‌شوند. انباشت میلیاردها تن از گاز کربن دی‌اکسید در اتمسفر مانند یک لایهٔ ضخیم، زمین را داغ‌تر می‌کند و ممکن است به مرور زمان به نابودی برخی از پدیده‌ها منجر شود.[۲۷] غلظت این گاز ۳۹۰ میلی‌گرم بر هر مترمکعب و مقدار آن چیزی در حدود ۸۰۰ گیگاتن می‌باشد البته این فقط چیزی در حدود ۰٫۰۰۱٪ از مقدار کلی کربن در جهان است.

مقدار کربن دی‌اکسید در اتمسفر به‌دلیل تغییرات در فتوسنتز و تنفس در طول شبانه‌روز متغیر است که متوسط مقدار کربن را در طول روز ۳۲۰ پی‌پی‌ام و در شب حدود ۵۰۰ پی‌پی‌ام برآورد کرده‌اند؛ البته این تغییر عملاً وابسته به نوع پوشش، میزان پوشش گیاهی و تراکم جانوری در منطقه است.[۳۳] اتمسفر و بیوسفر به عنوان ذخیره‌سازهای کوچک کربن محسوب می‌شوند؛ محتوای کربن موجود در اتمسفر به تغییر سرعت جریان، با حساسیت واکنش نشان می‌دهد. به دلیل فرایندهای بیوشیمیایی، اتمسفر بالاترین سرعت‌جریان‌های کربن را دارد و در نتیجه جزئی از چرخه‌های کوتاه مدت محسوب می‌شود.[۳۴] غلظت گازهای گلخانه‌ای مبتنی بر کربن از زمان شروع عصر صنعتی به‌طور چشمگیری افزایش یافته‌است. این امر موجب مهم شدن اهمیت درک استفادهٔ کربن در اتمسفر گردیده است. دو گاز اصلی گلخانه‌ای کربن متان و کربن دی‌اکسید هستند. برخی دیگر از گازها و آلاینده‌های موجود در اتمسفر عبارتند از:

غلظت مولار
در ppm
زمان پایداری در اتمسفر افزایش
٪ در سال
کربن دی‌اکسید [پ ۱۰] ۳۹۰ ۵–۲۰۰ سال ۰٫۴
متان [پ ۱۱] ۱٫۷۵ ۱۲ سال ۱٫۵
کربن مونوکسید [پ ۱۲] ۰٫۰۵–۰٫۲ ۶۰–۱۸۰ روز
کلروفلوئورو کربن‌ها[پ ۱۳] FCKW ۱۰−۳ ۷۰–۱۰۰ سال
کربن تتراکلرید [پ ۱۴] ۱۰−۴
هیدروکربن [پ ۱۵]
دوده [پ ۱۶]

مقدار کربن موجود در جو توسط منابع مختلف بین ۷۰۰ الی ۷۵۵ گیگاتن گزارش می‌شود. برخی از این مقادیر عبارتند از:

منبع [۳۵][۳۶][۳۷] [۳۸][۳۹] [۴۰] [۴۱] [۴۲]
مقدار گزارش‌شده ۷۰۰ گیگاتن ۷۲۰ گیگاتن ۷۳۵ گیگاتن ۷۵۰ گیگاتن ۷۵۵ گیگاتن

زیست‌کرهٔ زمینی[ویرایش]

دیاگرام شماتیک از چرخهٔ کربن در زیست‌کرهٔ زمینی. کربن دی‌اکسید از اتمسفر از طریق تولید ناخالص اولیه[پ ۱۷] (GPP) حذف و تبدیل به کربن آلی تبدیل گردیده‌است. در حدود نیمی از GPP به‌طور مستقیم به جو بازمی‌گردد.[۳۱] واحدها به گیگاتن هستند.

زیست‌کرهٔ زمینی[پ ۱۸] شامل کربن آلی در تمام موجودات زندهٔ زمینی اعم از زنده و مرده، و کربن ذخیره شده در خاک می‌باشد. در حدود ۵۰۰ گیگاتن کربن در گیاهان و موجودات زندهٔ دیگر روی زمین ذخیره شده‌است[۳۱] و خاک دارای حدود ۱۵۰۰ گیگاتن کربن است.[۴۳] بیشتر کربن موجود در زیست‌کرهٔ زمینی، کربن آلی است، و حدود یک سوم از کربن ذخیره شده در خاک به اشکال معدنی مانند کلسیم کربنات ذخیره شده‌است.[۴۴] کربن آلی جزء اصلی تمام موجودات زندهٔ روی زمین است. اتوتروف‌ها آن را از هوا در شکل کربن دی‌اکسید استخراج کرده و آن را به کربن آلی تبدیل می‌کند، در حالی که هتروتروف‌ها برای تأمین انرژی و رفع نیازهای غذایی خود از مواد ساخته‌شده سایر موجوات زنده استفاده می‌کنند. مرگ گیاهان و حیوانات اعم از گوشت‌خوار و گیاه‌خوار باعث رهاسازی کربن در سطح زمین و اتمسفر می‌گردد، به همین دلیل حجم قابل توجه‌ای از کربن که حدود یک‌هزار تا صدهزار میلیون تن تخمین‌زده می‌شود، هر روز راهی را از برگ گیاهان آغاز می‌کند و بخشی از آن طی یک دوره چند ساله دوباره به جو زمین بازمی‌گردد.[۲۷]

کربن در جهان و بر روی زمین یک عنصر نسبتاً نادر به حساب می‌آید، بنابراین توسعهٔ زندگی مبتنی بر کربن تنها در صورتی ممکن است که موجودات زنده تمام چرخه‌های جهانی کربن را استفاده کرده و دوباره چرخه‌ای بسته ایجاد کنند.

  • بیشترین عناصر در جهان: هیدروژن (۹۲٫۷٪) و هلیم (۷٫۲٪)، (کربن فقط ۰٫۰۰۸٪)
  • بیشترین عناصر در پوسته زمین: اکسیژن ۴۹٪، آهن ۱۹٪، سیلیکون ۱۴٪، منیزیم ۱۲٫۵٪ (در مقابل کربن فقط ۰٫۰۹۹٪)
  • بیشترین عناصر در بدن انسان: هیدروژن (۶۰٫۶٪)، اکسیژن (۲۵٫۷٪) و کربن (۱۰٫۷٪)

فرم‌های ذخیره‌سازی کربن در زیست‌کره توسط مواد آلی و کربنات دیگر (معمولاً کربنات کلسیم[پ ۱۹]) انجام می‌شود. استخوان‌بندی‌ها و اسکلت‌های خارجی از مواد آلی (کیتین در بندپایان (سخت‌پوستان، عنکبوتیان و حشرات)، اسکلت‌های خارجی از جنس کربنات در نرم‌تنان، روزن‌داران و هپتوفایتا[پ ۲۰] و اسکلت‌های داخلی از کربنات در مرجان‌ها در این میان از اهمیت ویژه‌ای برخوردار هستند.

اکوسیستم‌های زمینی حاوی حدود ۸۰۰ گیگاتن کربن، و دریایی حاوی ۳ گیگاتن در زیست‌کره هستند که معادل سهم ۰٫۰۰۱٪ از کل کربن جهانی است؛ بنابراین، بیوسفر نیز همانند اتمسفر به یکی از کوچکترین ذخیره‌سازهای کربن می‌پیوندد اما موتورهای چرخه‌های کوتاه مدت هستند.

سنگ‌کره[ویرایش]

سنگ‌کره یا لیتوسفر با داشتن ۹۹٫۹۵٪ از کربن، به عنوان بزرگ‌ترین ذخیره‌کنندهٔ آن محسوب می‌شود. با این‌حال سرعت جریان آن کم است و از این رو بخشی از چرخه دراز مدت کربن محسوب می‌شود.[۴۵]

گازهای هیدرات تحت «شرایط عادی» به صورت گازهایی هستند که مولکول‌هایشان با مولکول‌های ضعیف آب متصل هستند. ذخیره‌سازی مولکول‌های آب تحت شرایط زیر رخ می‌دهد: محلول در آب، دمای پایین و فشار بالا. هیدرات به دست آمده عمدتاً جامد است. مولکول‌های متان توسط آن‌ها در حفره‌هایی از شبکه کریستال قرار دارند و این هیدرات متان برای چرخهٔ کربن بسیار مهم است که در رسوبات‌دریایی و پرمافراست یافت می‌شوند. متان موجود در متان‌هیدرات توسط تجزیه بی‌هوازی مواد آلی تولید می‌شود. هیدرات متان از اِشباع آب با متان در دماهای بالاتر از انجماد و در فشار بالا (از ۵۰۰ متر عمق در دریا) تشکیل می‌شود. با تغییر در شرایط فشار و درجهٔ حرارت می‌تواند متان بیشتری منتشر، آزاد و وارد اتمسفر شود.[۴۶]

متان آزادشده از رسوبات می‌تواند تحت شرایطی در آب‌های بی‌اکسیژن (مناطقی در آب دریا یا آب شیرین که تهی از اکسیژن محلول هستند) توسط باستانیان مورد استفاده قرارگیرد: اسید استیک ساخته‌شده از متان در طول این جریان به شکل زیر تشکیل می‌شود.[۴۷]

این اسید استیک توسط باکتری دسولفوسارجینا[پ ۲۱] برای تولید انرژی در تنفس سولفاتی مورد استفاده قرار می‌گیرد:

مصرف ۳۰۰ میلیون تن متان به صورت سالانه توسط این همزیستی تخمین زده می‌شود، که بیش از ۸۰٪ از متان تولید شده توسط باستانیان در رسوبات است. در شرایط اکسیژ می‌توان متان را به‌طور کامل با استفاده از باکتری‌های هوازی و اکسیژن به دی‌اکسید کربن و آب اکسیده کرد.

آب‌کره و اقیانوس‌ها[ویرایش]

تمام آب‌ها، کلاهکهای یخی و یخچال‌های طبیعی به آب‌کره یا هیدروسفر تعلق می‌گیرند. اقیانوس‌ها شامل حدود ۳۶٫۰۰۰ گیگاتن کربن می‌باشند که ۹۰٪ آن در شکل ین بی‌کربنات و مابقی به صورت کربنات یافت می‌شوند.[۴۸] این مقدار فقط ۰٫۰۴۵٪از کربن موجود در جهان است. کربن دی‌اکسید به دام افتاده در یخ در پروسهٔ سریع تبادل با اتمسفر شرکت ندارد. اقیانوس‌ها حاوی فعال‌ترین کربن در جهان هستند و حدود ۳۶٫۰۰۰ گیگاتن کربن را بیشتر به شکل ین بی‌کربنات در خود جای‌داده‌اند.[۵] لایه‌های سطحی اقیانوس‌ها دارای مقادیر زیادی از کربن آلی محلول است که به سرعت با جو رد و بدل می‌شوند. غلظت لایه‌های کربن حل‌شده معدنی (دی‌آی‌سی[پ ۲۲]) در عمق حدود ۱۵ درصد بیشتر از لایه سطحی است.[۴۹] دی‌آی‌سی در لایه‌های عمیق در دوره‌های زمانی طولانی‌تری ذخیره می‌شود.[۳۱] کربن از طریق گردش دماشوری در بین این دو لایه رد و بدل می‌شود.

راه‌های ورود کربن به اقیانوس‌ها عمدتاً انحلال کربن دی‌اکسید موجود در جو و تبدیل‌شدن به کربنات یا از طریق رودخانه‌ها به شکل کربن آلی محلول می‌باشد. کربن توسط موجودات زنده از طریق فتوسنتز به کربن آلی تبدیل می‌شود و می‌تواند در سراسر زنجیرهٔ مواد غذایی رد و بدل یا در اعماق اقیانوس رسوب‌شده و به لایه‌های غنی کربن به عنوان کربنات کلسیم رسوب بپیوندد. در این لایه برای دوره‌های بلند مدّت باقی می‌ماند و در نهایت یا به عنوان رسوبات باقی‌می‌ماند یا به آب‌های سطحی از طریق گردش دماشوری بازمی‌گردد. [۳۱]

جذب اقیانوسی کربن دی‌اکسید یکی از مهم‌ترین انواع سلب کربن برای محدود کردن افزایش دی‌اکسید کربن توسط انسان در جو است. با این حال، این فرایند توسط تعدادی از عوامل خاص محدود شده‌است. از آنجا که نرخ انحلال کربن دی‌اکسید در اقیانوس به فرسایش سنگ‌ها در اثر هوا وابسته است و این فرایند آهسته‌تر از نرخ فعلی انتشار گازهای گلخانه‌ای توسط انسان طول می‌کشد، جذب کربن دی‌اکسید در اقیانوس در آینده کاهش می‌یابد.[۵] جذب کربن دی‌اکسید همچنین باعث اسیدی‌تر شدن آب می‌شود که بیوسیستم‌های اقیانوس را تحت تأثیر قرار می‌دهد. نرخ پیش‌بینی شدهٔ افزایش اسیدیتهٔ اقیانوسی ممکن است ته‌نشینی بیولوژیکی کلسیم کربنات را آهسته‌تر کند، که نتیجهٔ آن کاهش ظرفیت اقیانوس برای جذب کربن دی‌اکسید است.[۵۰][۵۱]

تأثیرات بشری[ویرایش]

فعالیت‌های انسانی از آغاز انقلاب صنعتی تعادل چرخهٔ کربن طبیعی را تحت تأثیر قرارداده‌است. واحدها به گیگاتن هستند.

از آغاز انقلاب صنعتی تاکنون، فعالیت‌های انسانی چرخهٔ کربن را با تغییر توابع آن به‌طور مستقیم با اضافه کردن کربن به اتمسفر تغییرداده‌است.[۵] بزرگ‌ترین و مستقیم‌ترین نفوذ انسان در چرخهٔ کربن استفادهٔ مستقیم از سوخت‌های سنگواره‌ای است که کربن به صورت مستقیم از خاک کره به جو زمین انتقال می‌یابد. انسان‌ها همچنین چرخهٔ کربن را به‌طور غیرمستقیم با تغییر بیوسفر زمینی و اقیانوسی تحت تأثیر قرار می‌دهند.[۵۲]

در طول چند سدهٔ گذشته، استفادهٔ انسان از زمین و تغییر پوشش آن منجر به از دست رفتن تنوع زیستی گردیده‌است؛ این کار به تنش‌های زیست‌محیطی تبدیل شده و کاهش انعطاف‌پذیری و توانایی اکوسیستم‌ها را برای دفع کربن از جو زمین به دنبال دارد.[۵۳] جنگل‌ها مقدار زیادی از کربن را گرفته و آن را تبدیل می‌کنند، اما جنگل‌زدایی برای مصارف کشاورزی این روند را دچار اختلال می‌کند. پوشش‌های جدید و بدون درخت مقادیر کمی از کربن را ذخیره می‌کنند که نتیجهٔ نهایی آن ذخیرهٔ بیشتر کربن در جو می‌باشد.[۵۴]

تغییرات انسان همانند آلودگی هوا، خسارت به گیاهان و خاک، شستن کربن از خاک و دیگر تغییرات زیست‌محیطی، بهره‌وری اکوسیستم‌ها و توانایی آن‌ها برای حذف کربن از اتمسفر را تحت تأثیر قرار می‌دهد. دمای بالا و سطح کربن دی‌اکسید در جو باعث افزایش میزان تجزیه در خاک می‌شود و نتیجهٔ آن بازگشت سریع‌تر کربن دی‌اکسید ذخیره شده در مواد گیاهی به اتمسفر است.[۵۵] افزایش سطح کربن دی‌اکسید در جو همچنین منجر به افزایش نرخ فتوسنتز می‌شود زیرا گیاهان دیگر نیاز به بازنگه‌داشتن روزنهٔ هوایی‌شان برای مدّت طولانی ندارند تا کربن دی‌اکسید بیشتری را جذب کنند و نتیجهٔ آن استفادهٔ بیشتر از آب است.[۵۶]

انسان بر چرخهٔ اقیانوسی کربن نیز تأثیر می‌گذارد؛ روند جاری در تغییرات آب و هوایی منجر به دمای بالاتر اقیانوس‌ها شده، در نتیجه تغییرات اکوسیستمی به‌عمل می‌آید. همچنین باران اسیدی و روان‌آب‌های آلودهٔ کشاورزی و صنعتی باعث تغییر چشمگیری در ترکیب شیمیایی اقیانوس می‌شوند. چنین تغییراتی تأثیرات چشمگیری در اکوسیستم‌های حساس همانند آب‌سنگ‌های مرجانی دارند و توانایی اقیانوس‌ها در جذب کربن از جو را در مقیاس منطقه‌ای محدود می‌کنند که کاهش تنوع زیستی اقیانوسی در سطح جهان را به دنبال دارد.[۵۲]

جستارهای وابسته[ویرایش]

همسنگ‌های انگلیسی[ویرایش]

  1. Biosphere
  2. Geosphere
  3. Hydrosphere
  4. Pedosphere
  5. Atmosphere
  6. Global Atmosphere Watch
  7. Global Atmosphere Watch
  8. The Fast Carbon Cycle
  9. The Slow Carbon Cycle
  10. CO2
  11. CH4
  12. CO
  13. Chlorofluorocarbon
  14. CCl4
  15. Hydrocarbon
  16. Soot
  17. Gross Primary Production
  18. Terrestrial biosphere
  19. CaCO3
  20. Haptophyta
  21. Desulfosarcina
  22. Dissolved Inorganic Carbon (DIC)

منابع[ویرایش]

  1. "What is the carbon cycle?". The Guardian. 25 Feb 2011. Archived from the original on 30 Dec 2012. Retrieved 29 Dec 2012.
  2. "The carbon and nitrogen cycles". BBC. Archived from the original on 30 Dec 2012. Retrieved 29 Dec 2012.
  3. "Are humans definitely causing global warming?". The Guardian. 30 Dec 2010. Archived from the original on 30 Dec 2012. Retrieved 29 Dec 2012.
  4. Holmes, Richard (2008). "The Age Of Wonder". Pantheon Books. ISSN 978-0-375-42222-5 Check |issn= value (help).
  5. ۵٫۰ ۵٫۱ ۵٫۲ ۵٫۳ ۵٫۴ ۵٫۵ ۵٫۶ Falkowski, P. (2000). "The Global Carbon Cycle: A Test of Our Knowledge of Earth as a System". Science. 290 (5490): 291–296. doi:10.1126/science.290.5490.291. ISSN 0036-8075.
  6. "Carbon Budget 2009 Highlights". globalcarbonproject.org. 2009. Archived from the original on 16 December 2011. Retrieved 30 Dec 2012.
  7. "NOAA Mauna Loa dataset". NOAA. Archived from the original on 30 Dec 2012. Retrieved 30 Dec 2012.
  8. Etheridge، D. M. (۱۹۹۶). «Natural and anthropogenic changes in atmospheric (CO2) over the last 1000 years from air in Antarctic ice and fire». Geophysics Researches (۱۰۱): ۴۱۱۵ - ۴۱۲۸. doi:10.1029/95JD03410. بیبکد:1996JGR...101.4115E. شاپا 0148-0227.
  9. "Information about GAW". GAW. Archived from the original on 1 September 2013. Retrieved 26 Dec 2012.
  10. Petty, G.W. (2004). "A First Course in Atmospheric Radiation". Sundog Publishing: 229-251. ISBN 978-0972903318.
  11. Amos, Jonathan (4 Sep 2006). "Deep ice tells long climate story". BBC. Archived from the original on 30 Dec 2012. Retrieved 30 Dec 2012.
  12. "Climate Change 2001: The Scientific Basis". Grida.no. Archived from the original on 27 April 2007. Retrieved 29 December 2012.
  13. ۱۴٫۰ ۱۴٫۱ ۱۴٫۲ Riebeek, Holli (June 16, 2011). "The Slow Carbon Cycle". NASA Earth Observatory. NASA. Retrieved 23 Jan 2013.
  14. Riebeek, Holli (June 16, 2011). "The Carbon Cycle". NASA Earth Observatory. NASA. Retrieved 23 Jan 2013.
  15. Riebeek, Holli (June 16, 2011). "Changes in the Carbon Cycle". NASA Earth Observatory. NASA. Retrieved 23 Jan 2013.
  16. "NASA – Top Story – NASA DATA SHOWS DEFORESTATION AFFECTS CLIMATE".
  17. "Massive deforestation threatens food security". Retrieved 23 Jan 2013.
  18. "Deforestation". ScienceDaily. Retrieved 23 Jan 2013.
  19. "Confirmed: Deforestation Plays Critical Climate Change Role". ScienceDaily. May 11, 2007. Retrieved 23 Jan 2013.
  20. "The Global Carbon Cycle". IPCC. Retrieved 23 Jan 2013.
  21. Braun, Robert L.; Burnham, lan K. (June 1993). "Chemical Reaction Model for Oil and Gas Generation from Type I and Type II Kerogen" (PDF). Lawrence Livermore National Laboratory. Retrieved 23 Jan 2013.
  22. Broad, William J. (August 2, 2010). "Tracing Oil Reserves to Their Tiny Origins". The New York Times. Retrieved 23 Jan 2013.
  23. ۲۴٫۰ ۲۴٫۱ Riebeek, Holli (June 16, 2011). "The Fast Carbon Cycle". NASA Earth Observatory. NASA. Retrieved 23 Jan 2013.
  24. "Zellbiologie" (PDF). Siegen Universität. Retrieved 23 Jan 2013.
  25. "The Fast Carbon Cycle". NASA. Archived from the original on 30 Dec 2012. Retrieved 29 Dec 2012.
  26. ۲۷٫۰ ۲۷٫۱ ۲۷٫۲ «چرخه کربن و آینده زمین». روزنامه جام جم. ۱۴ ژوئیه ۲۰۱۱. بایگانی‌شده از اصلی در ۳۰ دسامبر ۲۰۱۲. دریافت‌شده در ۱۸ دسامبر ۲۰۱۲.
  27. ۲۸٫۰ ۲۸٫۱ "Kohlenstoffzyklus". energie-info-24.de. Archived from the original on 30 Dec 2012. Retrieved 18 Dec 2012.
  28. Geochemie (به آلمانی). General Books. 2011. ISBN 1159008728. |access-date= requires |url= (help)
  29. Crawley, T.J. (2000). "Causes of Climate Change Over the Past 1000 Years". Science. 289 (5477): 270-277. Bibcode:2000Sci...289..270C. doi:10.1126/science.289.5477.270. ISBN 00368075 Check |isbn= value: length (help).
  30. ۳۱٫۰ ۳۱٫۱ ۳۱٫۲ ۳۱٫۳ ۳۱٫۴ Prentice, I.C. (2001). "Climate change 2001: the scientific basis: contribution of Working Group I to the Third Assessment Report of the Intergouvernmental Panel on Climate Change". Houghton, J.T. Archived from the original on 30 Dec 2012.
  31. "Contribution of Working Group I to the Fourth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change". IPCC. 2007. Archived from the original on 05 January 2013. Retrieved 03 Jan 2013. Check date values in: |تاریخ بازبینی=, |تاریخ بایگانی= (help)
  32. Nentwig، Wolfgang؛ Bacher، Sven؛ Brandl، Ronald (۲۰۱۱). Okologie Kompakt (به Deutsch) (ویراست ۳). Springer DE. ص. ۲۵. شابک ۹۷۸۳۸۲۷۴۲۸۳۷۰. بایگانی‌شده از اصلی در ۱۶ ژانویه ۲۰۱۳. دریافت‌شده در ۱۱ ژانویه ۲۰۱۳. بیش از یک پارامتر |کد زبان= و |زبان= داده‌شده است (کمک)
  33. . Lexikapool http://www.webcitation.org/6DIDDhTrH. Archived from the original on 30 Dec 2012. Retrieved 18 Dec 2012. Missing or empty |title= (help)
  34. George M. Woodwell: Das Kohlendioxidproblem. In: Spektrum der Wissenschaft. Erst-Edition, 1978. S. 17.
  35. Roger Revelle: Weltklima: Wärmer und feuchter durch Kohlendioxid. In: Spektrum der Wissenschaft. Oktober 1982, Heft 10, S. 19.
  36. Dieter Heinrich et al. : dtv-Atlas zur Ökologie. 1990, ISBN 3-423-03228-6. S. 62.
  37. Robert A. Berner et al. : Simulation des geochemischen Kohlenstoffkreislaufes. In: Spektrum der Wissenschaft. Mai 1985, Heft 5, S. 56.
  38. E.  R. Lucius et al. : Der globale Kohlenstoffkreislauf als System. In: Praxis der Naturwissenschaften – Biologie in der Schule. 53. Jahrgang, April 2004, Heft 3. S. 7.
  39. Richard A. Houghton und George M. Woodwell: Globale Veränderung des Klimas. In: Spektrum der Wissenschaft. Juni 1985, Heft 6, S. 109.
  40. Helmut Grimm: Gefährdung der Biosphäre. In: Unterricht Biologie. 15. Jahrgang 1991, Heft 162, S. 5.
  41. Malte Faber et al. : Wirtschaftliche Aspekte des Kohlendioxid-Problems. In: Spektrum der Wissenschaft. Juli 1993, Heft 7, S. 31.
  42. Charles W. Rice (15 Jan 2002). "Storing Carbon in Soil: Why and How?". American Geological Institute. Archived from the original on 30 Dec 2012. Retrieved 20 Dec 2012. خطای یادکرد: برچسب <ref> نامعتبر؛ نام «agiweb02jan» چندین بار با محتوای متفاوت تعریف شده‌است. (صفحهٔ راهنما را مطالعه کنید.).
  43. Rattan, Lal (2008). "Sequestration of atmospheric CO2 in global carbon pools". Energy and Environmental Science: 86-100. doi:10.1039/b809492f.
  44. ۴۵٫۰ ۴۵٫۱ "Carbon-Zyklus". Universität Regensburg. Archived from the original (PDF) on 30 Dec 2012. Retrieved 19 Dec. Check date values in: |تاریخ بازبینی= (help)
  45. Brandstetter, C. "Umweltschäden der fossilen Energieträger". Schultreff. Archived from the original on 05 January 2013. Retrieved 20 Dec 2012. Check date values in: |تاریخ بایگانی= (help)
  46. "Tiefseeforschung: Anaerobe Oxidation von Methan durch eine mikrobielle Symbiose". Bioespektrum. Archived from the original on 05 January 2013. Retrieved 20 Dec 2012. line feed character in |عنوان= at position 37 (help); Check date values in: |تاریخ بایگانی= (help)
  47. Soos, Andy (20, Jan 2011). "CO2 Ocean Sequestration". ENN. Retrieved 8, Jan 2013. Check date values in: |بازبینی=, |تاریخ= (help)
  48. Sarmiento، J.L. (۲۰۰۶). Biogeochemical dynamics of Ocean. Prinston, New Jersey, United States of America.
  49. Kleypas, J. A. (1999). "Geochemical Consequences of Increased Atmospheric Carbon Dioxide on Coral Reefs". Science. 284 (5411): 118–120. doi:10.1126/science.284.5411.118. ISSN 0036-8075.
  50. Langdon, Chris; Takahashi, Taro; Sweeney, Colm; Chipman, Dave; Goddard, John; Marubini, Francesca; Aceves, Heather; Barnett, Heidi; Atkinson, Marlin J. (2000). "Effect of calcium carbonate saturation state on the calcification rate of an experimental coral reef". Global Biogeochemical Cycles. 14 (2): 639–654. doi:10.1029/1999GB001195. ISSN 0886-6236.
  51. ۵۲٫۰ ۵۲٫۱ Frank, David C.; Esper, Jan (28 Jan 2010). "Ensemble reconstruction constraints on the global carbon cycle sensitivity to climate". Nature. 7280 (463). doi:10.1038/nature08769. Archived from the original on 30 December 2012. Retrieved 29 Dec 2012.
  52. Ellis, Erle; Pontius, Robert (18 April 2010). "Land-use and land-cover change". Encyclopedia of Earth. Archived from the original on 30 December 2012.
  53. "Carbon Cycle Science". Earth System Research Laboratory. Archived from the original on 30 Dec 2012. Retrieved 29 Dec 2012.
  54. "Acceleration of global warming due to carbon-cycle feedbacks in a coupled climate model". Nature. Nature Journal. 9 Nov 2000. doi:10.1038/35041539. Archived from the original on 30 Dec 2012. Retrieved 29 Dec 2012.
  55. "Effects of Changing the Carbon Cycle". NASA. Archived from the original on 30 Dec 2012. Retrieved 29 Dec 2012.

پیوند به بیرون[ویرایش]

چرخه کربن در پروژه‌های خواهر

در ویکی‌انبار پرونده‌های مرتبط در ویکی‌انبار

Movement of carbon between land, atmosphere, and ocean in billions of tons per year. Yellow numbers are natural fluxes, red are human contributions, white are stored carbon. The effects of volcanic and tectonic activity are not included.[1]

The carbon cycle is the biogeochemical cycle by which carbon is exchanged among the biosphere, pedosphere, geosphere, hydrosphere, and atmosphere of the Earth. Carbon is the main component of biological compounds as well as a major component of many minerals such as limestone. Along with the nitrogen cycle and the water cycle, the carbon cycle comprises a sequence of events that are key to make Earth capable of sustaining life. It describes the movement of carbon as it is recycled and reused throughout the biosphere, as well as long-term processes of carbon sequestration to and release from carbon sinks.

The carbon cycle was discovered by Joseph Priestley and Antoine Lavoisier, and popularized by Humphry Davy.[2]

Main components

Carbon pools in the major reservoirs on earth.[3]
Pool Quantity (gigatons)
Atmosphere 720
Ocean (total) 38,400
Total inorganic 37,400
Total organic 1,000
Surface layer 670
Deep layer 36,730
Lithosphere
Sedimentary carbonates > 60,000,000
Kerogens 15,000,000
Terrestrial biosphere (total) 2,000
Living biomass 600 - 1,000
Dead biomass 1,200
Aquatic biosphere 1 - 2
Fossil fuels (total) 4,130
Coal 3,510
Oil 230
Gas 140
Other (peat) 250

The global carbon cycle is now usually divided into the following major reservoirs of carbon interconnected by pathways of exchange:[4]:5–6

The carbon exchanges between reservoirs occur as the result of various chemical, physical, geological, and biological processes. The ocean contains the largest active pool of carbon near the surface of the Earth.[3] The natural flows of carbon between the atmosphere, ocean, terrestrial ecosystems, and sediments are fairly balanced so that carbon levels would be roughly stable without human influence.[5][6]

Atmosphere

The ocean and land have continued to absorb about half of all carbon dioxide emissions into the atmosphere, even as anthropogenic emissions have risen dramatically in recent decades. It remains unclear if carbon absorption will continue at this rate.[7]
Epiphytes on electric wires. This kind of plant takes both CO
2
and water from the atmosphere for living and growing.

Carbon in the Earth's atmosphere exists in two main forms: carbon dioxide and methane. Both of these gases absorb and retain heat in the atmosphere and are partially responsible for the greenhouse effect.[3] Methane produces a larger greenhouse effect per volume as compared to carbon dioxide, but it exists in much lower concentrations and is more short-lived than carbon dioxide, making carbon dioxide the more important greenhouse gas of the two.[8]

Carbon dioxide is removed from the atmosphere primarily through photosynthesis and enters the terrestrial and oceanic biospheres. Carbon dioxide also dissolves directly from the atmosphere into bodies of water (ocean, lakes, etc.), as well as dissolving in precipitation as raindrops fall through the atmosphere. When dissolved in water, carbon dioxide reacts with water molecules and forms carbonic acid, which contributes to ocean acidity. It can then be absorbed by rocks through weathering. It also can acidify other surfaces it touches or be washed into the ocean.[9]

Human activities over the past two centuries have significantly increased the amount of carbon in the atmosphere, mainly in the form of carbon dioxide, both by modifying ecosystems' ability to extract carbon dioxide from the atmosphere and by emitting it directly, e.g., by burning fossil fuels and manufacturing concrete.[3]

In the extremely far future (i.e, 2-3 billion years), the rate at which carbon dioxide is absorbed into the soil via the carbonate–silicate cycle will likely increase due to expected changes in the sun as it ages. The expected increased luminosity of the Sun will likely speed up the rate of surface weathering.[10] This will eventually cause most of the carbon dioxide in the atmosphere to be squelched into the Earth's crust as carbonate. Though volcanoes will continue to pump carbon dioxide into the atmosphere in the short term, it will not be enough to keep the carbon dioxide level stable in the long term.[11][full citation needed] Once the carbon dioxide level falls below 50 parts per million, C3 photosynthesis will no longer be possible. This is expected to occur about 600 million years from now.[citation needed]

Once the oceans on the Earth evaporate in about 1.1 billion years from now,[10] plate tectonics will very likely stop due to the lack of water to lubricate them. The lack of volcanoes pumping out carbon dioxide will cause the carbon cycle to end between 1 billion and 2 billion years into the future.[12][full citation needed]

Terrestrial biosphere

A portable soil respiration system measuring soil CO
2
flux

The terrestrial biosphere includes the organic carbon in all land-living organisms, both alive and dead, as well as carbon stored in soils. About 500 gigatons of carbon are stored above ground in plants and other living organisms,[5] while soil holds approximately 1,500 gigatons of carbon.[13] Most carbon in the terrestrial biosphere is organic carbon,[14] while about a third of soil carbon is stored in inorganic forms, such as calcium carbonate.[15] Organic carbon is a major component of all organisms living on earth. Autotrophs extract it from the air in the form of carbon dioxide, converting it into organic carbon, while heterotrophs receive carbon by consuming other organisms.

Because carbon uptake in the terrestrial biosphere is dependent on biotic factors, it follows a diurnal and seasonal cycle. In CO
2
measurements, this feature is apparent in the Keeling curve. It is strongest in the northern hemisphere because this hemisphere has more land mass than the southern hemisphere and thus more room for ecosystems to absorb and emit carbon.

Carbon leaves the terrestrial biosphere in several ways and on different time scales. The combustion or respiration of organic carbon releases it rapidly into the atmosphere. It can also be exported into the ocean through rivers or remain sequestered in soils in the form of inert carbon.[16] Carbon stored in soil can remain there for up to thousands of years before being washed into rivers by erosion or released into the atmosphere through soil respiration. Between 1989 and 2008 soil respiration increased by about 0.1% per year.[17] In 2008, the global total of CO
2
released by soil respiration was roughly 98 billion tonnes, about 10 times more carbon than humans are now putting into the atmosphere each year by burning fossil fuel (this does not represent a net transfer of carbon from soil to atmosphere, as the respiration is largely offset by inputs to soil carbon). There are a few plausible explanations for this trend, but the most likely explanation is that increasing temperatures have increased rates of decomposition of soil organic matter, which has increased the flow of CO
2
. The length of carbon sequestering in soil is dependent on local climatic conditions and thus changes in the course of climate change.

Ocean

The ocean can be conceptually divided into a surface layer within which water makes frequent (daily to annual) contact with the atmosphere, and a deep layer below the typical mixed layer depth of a few hundred meters or less, within which the time between consecutive contacts may be centuries. The dissolved inorganic carbon (DIC) in the surface layer is exchanged rapidly with the atmosphere, maintaining equilibrium. Partly because its concentration of DIC is about 15% higher[18] but mainly due to its larger volume, the deep ocean contains far more carbon—it's the largest pool of actively cycled carbon in the world, containing 50 times more than the atmosphere[3]—but the timescale to reach equilibrium with the atmosphere is hundreds of years: the exchange of carbon between the two layers, driven by thermohaline circulation, is slow.[3]

Carbon enters the ocean mainly through the dissolution of atmospheric carbon dioxide, a small fraction of which is converted into carbonate. It can also enter the ocean through rivers as dissolved organic carbon. It is converted by organisms into organic carbon through photosynthesis and can either be exchanged throughout the food chain or precipitated into the ocean's deeper, more carbon-rich layers as dead soft tissue or in shells as calcium carbonate. It circulates in this layer for long periods of time before either being deposited as sediment or, eventually, returned to the surface waters through thermohaline circulation.[5] Oceans are basic (~pH 8.2), hence CO
2
acidification shifts the pH of the ocean towards neutral.

Oceanic absorption of CO
2
is one of the most important forms of carbon sequestering limiting the human-caused rise of carbon dioxide in the atmosphere. However, this process is limited by a number of factors. CO
2
absorption makes water more acidic, which affects ocean biosystems. The projected rate of increasing oceanic acidity could slow the biological precipitation of calcium carbonates, thus decreasing the ocean's capacity to absorb carbon dioxide.[19][20]

Geosphere

The geologic component of the carbon cycle operates slowly in comparison to the other parts of the global carbon cycle. It is one of the most important determinants of the amount of carbon in the atmosphere, and thus of global temperatures.[21]

Most of the earth's carbon is stored inertly in the earth's lithosphere.[3] Much of the carbon stored in the earth's mantle was stored there when the earth formed.[22] Some of it was deposited in the form of organic carbon from the biosphere.[23] Of the carbon stored in the geosphere, about 80% is limestone and its derivatives, which form from the sedimentation of calcium carbonate stored in the shells of marine organisms. The remaining 20% is stored as kerogens formed through the sedimentation and burial of terrestrial organisms under high heat and pressure. Organic carbon stored in the geosphere can remain there for millions of years.[21]

Carbon can leave the geosphere in several ways. Carbon dioxide is released during the metamorphism of carbonate rocks when they are subducted into the earth's mantle. This carbon dioxide can be released into the atmosphere and ocean through volcanoes and hotspots.[22] It can also be removed by humans through the direct extraction of kerogens in the form of fossil fuels. After extraction, fossil fuels are burned to release energy, thus emitting the carbon they store into the atmosphere

Deep carbon cycle

Although deep carbon cycling is not as well-understood as carbon movement through the atmosphere, terrestrial biosphere, ocean, and geosphere, it is nonetheless an incredibly important process. The deep carbon cycle is intimately connected to the movement of carbon in the Earth's surface and atmosphere. If the process did not exist, carbon would remain in the atmosphere, where it would accumulate to extremely high levels over long periods of time.[24] Therefore, by allowing carbon to return to the Earth, the deep carbon cycle plays a critical role in maintaining the terrestrial conditions necessary for life to exist.

Figure depicting the movement of oceanic plates—which carry carbon compounds—through the mantle

Furthermore, the process is also significant simply due to the massive quantities of carbon it transports through the planet. In fact, studying the composition of basaltic magma and measuring carbon dioxide flux out of volcanoes reveals that the amount of carbon in the mantle is actually greater than that on the Earth's surface by a factor of one thousand.[25] Drilling down and physically observing deep-Earth carbon processes is evidently extremely difficult, as the lower mantle and core extend from 660 to 2,891 km and 2,891 to 6,371  km deep into the Earth respectively. Accordingly, not much is conclusively known regarding the role of carbon in the deep Earth. Nonetheless, several pieces of evidence—many of which come from laboratory simulations of deep Earth conditions—have indicated mechanisms for the element's movement down into the lower mantle, as well as the forms that carbon takes at the extreme temperatures and pressures of said layer. Furthermore, techniques like seismology have led to a greater understanding of the potential presence of carbon in the Earth's core.

Carbon in the lower mantle

Carbon principally enters the mantle in the form of carbonate-rich sediments on tectonic plates of ocean crust, which pull the carbon into the mantle upon undergoing subduction. Not much is known about carbon circulation in the mantle, especially in the deep Earth, but many studies have attempted to augment our understanding of the element's movement and forms within said region. For instance, a 2011 study demonstrated that carbon cycling extends all the way to the lower mantle. The study analyzed rare, super-deep diamonds at a site in Juina, Brazil, determining that the bulk composition of some of the diamonds' inclusions matched the expected result of basalt melting and crytallisation under lower mantle temperatures and pressures.[26] Thus, the investigation's findings indicate that pieces of basaltic oceanic lithosphere act as the principle transport mechanism for carbon to Earth's deep interior. These subducted carbonates can interact with lower mantle silicates, eventually forming super-deep diamonds like the one found.[27]

Diagram of carbon tetrahedrally bonded to oxygen

However, carbonates descending to the lower mantle encounter other fates in addition to forming diamonds. In 2011, carbonates were subjected to an environment similar to that of 1800 km deep into the Earth, well within the lower mantle. Doing so resulted in the formations of magnesite, siderite, and numerous varieties of graphite.[28] Other experiments—as well as petrologic observations—support this claim, indicating that magnesite is actually the most stable carbonate phase in most part of the mantle. This is largely a result of its higher melting temperature.[29] Consequently, scientists have concluded that carbonates undergo reduction as they descend into the mantle before being stabilised at depth by low oxygen fugacity environments. Magnesium, iron, and other metallic compounds act as buffers throughout the process.[30] The presence of reduced, elemental forms of carbon like graphite would indicate that carbon compounds are reduced as they descend into the mantle.

Nonetheless, it is noteworthy that polymorphism alters carbonate compounds' stability at different depths within the Earth. To illustrate, laboratory simulations and density functional theory calculations suggest that tetrahedrally coordinated carbonates are most stable at depths approaching the core–mantle boundary.[31][28] A 2015 study indicates that the lower mantle's high pressure causes carbon bonds to transition from sp2 to sp3 hybridised orbitals, resulting in carbon tetrahedrally bonding to oxygen.[32] CO3 trigonal groups cannot form polymerisable networks, while tetrahedral CO4 can, signifying an increase in carbon's coordination number, and therefore drastic changes in carbonate compounds' properties in the lower mantle. As an example, preliminary theoretical studies suggest that high pressure causes carbonate melt viscosity to increase; the melts' lower mobility as a result of its increased viscosity causes large deposits of carbon deep into the mantle.[33]

Figure depicting carbon outgassing through various processes[34]

Accordingly, carbon can remain in the lower mantle for long periods of time, but large concentrations of carbon frequently find their way back to the lithosphere. This process, called carbon outgassing, is the result of carbonated mantle undergoing decompression melting, as well as mantle plumes carrying carbon compounds up towards the crust.[35] Carbon is oxidised upon its ascent towards volcanic hotspots, where it is then released as CO2. This occurs so that the carbon atom matches the oxidation state of the basalts erupting in such areas.[36]

Carbon in the core

Analysis of shear wave velocities has played an integral role in the development of knowledge about carbon's existence in the core

Although the presence of carbon in the Earth's core is well-constrained, recent studies suggest large inventories of carbon could be stored in this region. Shear (S) waves moving through the inner core travel at about fifty percent of the velocity expected for most iron-rich alloys.[37] Because the core's composition is believed to be an alloy of crystalline iron and a small amount of nickel, this seismic anomaly indicates the presence of light elements, including carbon, in the core.[38] In fact, studies using diamond anvil cells to replicate the conditions in the Earth's core indicate that iron carbide (Fe7C3) matches the inner core's wave speed and density. Therefore, the iron carbide model could serve as an evidence that the core holds as much as 67% of the Earth's carbon.[39] Furthermore, another study found that in the pressure and temperature condition of the Earth's inner core, carbon dissolved in iron and formed a stable phase with the same Fe7C3 composition—albeit with a different structure from the one previously mentioned.[40] In summary, although the amount of carbon potentially stored in the Earth's core is not known, recent studies indicate that the presence of iron carbides can explain some of the geophysical observations.

Human influence

Human perturbation of the carbon cycle
Human activity since the industrial era has changed the balance in the natural carbon cycle. Units are in gigatons.[5]
CO
2
in Earth's atmosphere if half of global-warming emissions are not absorbed.[41][42][43][44]
(NASA computer simulation).

Since the industrial revolution, human activity has modified the carbon cycle by changing its components' functions and directly adding carbon to the atmosphere.[3]

The largest human impact on the carbon cycle is through direct emissions from burning fossil fuels, which transfers carbon from the geosphere into the atmosphere. The rest of this increase is caused mostly by changes in land-use, particularly deforestation.

Another direct human impact on the carbon cycle is the chemical process of calcination of limestone for clinker production, which releases CO
2
.[45] Clinker is an industrial precursor of cement.

Humans also influence the carbon cycle indirectly by changing the terrestrial and oceanic biosphere.[46] Over the past several centuries, direct and indirect human-caused land use and land cover change (LUCC) has led to the loss of biodiversity, which lowers ecosystems' resilience to environmental stresses and decreases their ability to remove carbon from the atmosphere. More directly, it often leads to the release of carbon from terrestrial ecosystems into the atmosphere. Deforestation for agricultural purposes removes forests, which hold large amounts of carbon, and replaces them, generally with agricultural or urban areas. Both of these replacement land cover types store comparatively small amounts of carbon so that the net product of the process is that more carbon stays in the atmosphere.

Other human-caused changes to the environment change ecosystems' productivity and their ability to remove carbon from the atmosphere. Air pollution, for example, damages plants and soils, while many agricultural and land use practices lead to higher erosion rates, washing carbon out of soils and decreasing plant productivity.

Humans also affect the oceanic carbon cycle.[46] Current trends in climate change lead to higher ocean temperatures, thus modifying ecosystems.[47][48][49] Also, acid rain and polluted runoff from agriculture and industry change the ocean's chemical composition. Such changes can have dramatic effects on highly sensitive ecosystems such as coral reefs,[50][51][52] thus limiting the ocean's ability to absorb carbon from the atmosphere on a regional scale and reducing oceanic biodiversity globally.

Arctic methane emissions indirectly caused by anthropogenic global warming also affect the carbon cycle and contribute to further warming in what is known as climate change feedback.

On 12 November 2015, NASA scientists reported that carbon dioxide in the atmosphere from human sources continues to increase, reaching levels not seen in hundreds of thousands of years. Currently, the rate carbon dioxide released by the burning of fossil fuels is about double the net uptake by vegetation and the ocean.[41][42][43][44]

See also

References

  1. ^ Riebeek, Holli (16 June 2011). "The Carbon Cycle". Earth Observatory. NASA. Archived from the original on 5 March 2016. Retrieved 5 April 2018.
  2. ^ Holmes, Richard (2008). "The Age Of Wonder", Pantheon Books. ISBN 978-0-375-42222-5.
  3. ^ a b c d e f g h Falkowski, P.; Scholes, R. J.; Boyle, E.; Canadell, J.; Canfield, D.; Elser, J.; Gruber, N.; Hibbard, K.; Högberg, P.; Linder, S.; MacKenzie, F. T.; Moore b, 3.; Pedersen, T.; Rosenthal, Y.; Seitzinger, S.; Smetacek, V.; Steffen, W. (2000). "The Global Carbon Cycle: A Test of Our Knowledge of Earth as a System". Science. 290 (5490): 291–296. Bibcode:2000Sci...290..291F. doi:10.1126/science.290.5490.291. PMID 11030643.
  4. ^ Archer, David (2010). The global carbon cycle. Princeton: Princeton University Press. ISBN 9781400837076.
  5. ^ a b c d Prentice, I.C. (2001). "The carbon cycle and atmospheric carbon dioxide". In Houghton, J.T. (ed.). Climate change 2001: the scientific basis: contribution of Working Group I to the Third Assessment Report of the Intergouvernmental Panel on Climate Change. hdl:10067/381670151162165141.
  6. ^ "An Introduction to the Global Carbon Cycle" (PDF). University of New Hampshire. 2009. Archived (PDF) from the original on 8 October 2016. Retrieved 6 February 2016.
  7. ^ Lynch, Patrick (12 November 2015). "GMS: Carbon and Climate Briefing - November 12, 2015". National Aeronautics and Space Administration. Goddard Media Studios. Retrieved 7 November 2018.
  8. ^ Forster, P.; Ramawamy, V.; Artaxo, P.; Berntsen, T.; Betts, R.; Fahey, D.W.; Haywood, J.; Lean, J.; Lowe, D.C.; Myhre, G.; Nganga, J.; Prinn, R.; Raga, G.; Schulz, M.; Van Dorland, R. (2007). "Changes in atmospheric constituents and in radiative forcing". Climate Change 2007: The Physical Basis. Contribution of Working Group I to the Fourth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change.
  9. ^ "Many Planets, One Earth // Section 4: Carbon Cycling and Earth's Climate". Many Planets, One Earth. 4. Archived from the original on 17 April 2012. Retrieved 24 June 2012.
  10. ^ a b O'Malley-James, Jack T.; Greaves, Jane S.; Raven, John A.; Cockell, Charles S. (2012). "Swansong Biospheres: Refuges for life and novel microbial biospheres on terrestrial planets near the end of their habitable lifetimes". International Journal of Astrobiology. 12 (2): 99–112. arXiv:1210.5721. Bibcode:2013IJAsB..12...99O. doi:10.1017/S147355041200047X.
  11. ^ Brownlee 2010, p. 95.
  12. ^ Brownlee 2010, p. 94.
  13. ^ Rice, Charles W. (January 2002). "Storing carbon in soil: Why and how?". Geotimes. 47 (1): 14–17. Archived from the original on 5 April 2018. Retrieved 5 April 2018.
  14. ^ Yousaf, Balal; Liu, Guijian; Wang, Ruwei; Abbas, Qumber; Imtiaz, Muhammad; Liu, Ruijia (2016). "Investigating the biochar effects on C-mineralization and sequestration of carbon in soil compared with conventional amendments using the stable isotope (δ13C) approach". GCB Bioenergy. 9 (6): 1085–1099. doi:10.1111/gcbb.12401.
  15. ^ Lal, Rattan (2008). "Sequestration of atmospheric CO
    2
    in global carbon pools". Energy and Environmental Science. 1: 86–100. doi:10.1039/b809492f.
  16. ^ Li, Mingxu; Peng, Changhui; Wang, Meng; Xue, Wei; Zhang, Kerou; Wang, Kefeng; Shi, Guohua; Zhu, Qiuan (2017). "The carbon flux of global rivers: A re-evaluation of amount and spatial patterns". Ecological Indicators. 80: 40–51. doi:10.1016/j.ecolind.2017.04.049.
  17. ^ Bond-Lamberty, Ben; Thomson, Allison (2010). "Temperature-associated increases in the global soil respiration record". Nature. 464 (7288): 579–582. Bibcode:2010Natur.464..579B. doi:10.1038/nature08930. PMID 20336143.
  18. ^ Sarmiento, J.L.; Gruber, N. (2006). Ocean Biogeochemical Dynamics. Princeton University Press, Princeton, New Jersey, USA.
  19. ^ Kleypas, J. A.; Buddemeier, R. W.; Archer, D.; Gattuso, J. P.; Langdon, C.; Opdyke, B. N. (1999). "Geochemical Consequences of Increased Atmospheric Carbon Dioxide on Coral Reefs". Science. 284 (5411): 118–120. Bibcode:1999Sci...284..118K. doi:10.1126/science.284.5411.118. PMID 10102806.
  20. ^ Langdon, C.; Takahashi, T.; Sweeney, C.; Chipman, D.; Goddard, J.; Marubini, F.; Aceves, H.; Barnett, H.; Atkinson, M. J. (2000). "Effect of calcium carbonate saturation state on the calcification rate of an experimental coral reef". Global Biogeochemical Cycles. 14 (2): 639. Bibcode:2000GBioC..14..639L. doi:10.1029/1999GB001195.
  21. ^ a b NASA (16 June 2011). "The Slow Carbon Cycle". Archived from the original on 16 June 2012. Retrieved 24 June 2012.
  22. ^ a b The Carbon Cycle and Earth's Climate Information sheet for Columbia University Summer Session 2012 Earth and Environmental Sciences Introduction to Earth Sciences I
  23. ^ Berner, Robert A. (November 1999). "A New Look at the Long-term Carbon Cycle" (PDF). GSA Today. 9 (11): 1–6.
  24. ^ "The Deep Carbon Cycle and our Habitable Planet | Deep Carbon Observatory". deepcarbon.net. Retrieved 19 February 2019.
  25. ^ Wilson, Mark (2003). "Where do Carbon Atoms Reside within Earth's Mantle?". Physics Today. 56 (10): 21–22. Bibcode:2003PhT....56j..21W. doi:10.1063/1.1628990.
  26. ^ "Carbon cycle reaches Earth's lower mantle: Evidence of carbon cycle found in 'superdeep' diamonds From Brazil". ScienceDaily. Retrieved 6 February 2019.
  27. ^ Stagno, V.; Frost, D. J.; McCammon, C. A.; Mohseni, H.; Fei, Y. (5 February 2015). "The oxygen fugacity at which graphite or diamond forms from carbonate-bearing melts in eclogitic rocks". Contributions to Mineralogy and Petrology. 169 (2): 16. Bibcode:2015CoMP..169...16S. doi:10.1007/s00410-015-1111-1. ISSN 1432-0967.
  28. ^ a b Fiquet, Guillaume; Guyot, François; Perrillat, Jean-Philippe; Auzende, Anne-Line; Antonangeli, Daniele; Corgne, Alexandre; Gloter, Alexandre; Boulard, Eglantine (29 March 2011). "New host for carbon in the deep Earth". Proceedings of the National Academy of Sciences. 108 (13): 5184–5187. Bibcode:2011PNAS..108.5184B. doi:10.1073/pnas.1016934108. ISSN 0027-8424. PMC 3069163. PMID 21402927.
  29. ^ Dorfman, Susannah M.; Badro, James; Nabiei, Farhang; Prakapenka, Vitali B.; Cantoni, Marco; Gillet, Philippe (1 May 2018). "Carbonate stability in the reduced lower mantle". Earth and Planetary Science Letters. 489: 84–91. Bibcode:2018E&PSL.489...84D. doi:10.1016/j.epsl.2018.02.035. ISSN 0012-821X.
  30. ^ Kelley, Katherine A.; Cottrell, Elizabeth (14 June 2013). "Redox Heterogeneity in Mid-Ocean Ridge Basalts as a Function of Mantle Source". Science. 340 (6138): 1314–1317. Bibcode:2013Sci...340.1314C. doi:10.1126/science.1233299. ISSN 0036-8075. PMID 23641060.
  31. ^ "ScienceDirect". www.sciencedirect.com. Retrieved 7 February 2019.
  32. ^ Mao, Wendy L.; Liu, Zhenxian; Galli, Giulia; Pan, Ding; Boulard, Eglantine (18 February 2015). "Tetrahedrally coordinated carbonates in Earth's lower mantle". Nature Communications. 6: 6311. arXiv:1503.03538. Bibcode:2015NatCo...6.6311B. doi:10.1038/ncomms7311. ISSN 2041-1723. PMID 25692448.
  33. ^ Carmody, Laura; Genge, Matthew; Jones, Adrian P. (1 January 2013). "Carbonate Melts and Carbonatites". Reviews in Mineralogy and Geochemistry. 75 (1): 289–322. Bibcode:2013RvMG...75..289J. doi:10.2138/rmg.2013.75.10. ISSN 1529-6466.
  34. ^ Dasgupta, Rajdeep (10 December 2011). "From Magma Ocean to Crustal Recycling: Earth's Deep Carbon Cycle".
  35. ^ Dasgupta, Rajdeep; Hirschmann, Marc M. (15 September 2010). "The deep carbon cycle and melting in Earth's interior". Earth and Planetary Science Letters. 298 (1): 1–13. Bibcode:2010E&PSL.298....1D. doi:10.1016/j.epsl.2010.06.039. ISSN 0012-821X.
  36. ^ Frost, Daniel J.; McCammon, Catherine A. (2008). "The Redox State of Earth's Mantle". Annual Review of Earth and Planetary Sciences. 36: 389–420. Bibcode:2008AREPS..36..389F. doi:10.1146/annurev.earth.36.031207.124322.
  37. ^ "Does Earth's Core Host a Deep Carbon Reservoir? | Deep Carbon Observatory". deepcarbon.net. Retrieved 9 March 2019.
  38. ^ "Does Earth's Core Host a Deep Carbon Reservoir? | Deep Carbon Observatory". deepcarbon.net. Retrieved 5 February 2019.
  39. ^ Li, Jie; Chow, Paul; Xiao, Yuming; Alp, E. Ercan; Bi, Wenli; Zhao, Jiyong; Hu, Michael Y.; Liu, Jiachao; Zhang, Dongzhou (16 December 2014). "Hidden carbon in Earth's inner core revealed by shear softening in dense Fe7C3". Proceedings of the National Academy of Sciences. 111 (50): 17755–17758. Bibcode:2014PNAS..11117755C. doi:10.1073/pnas.1411154111. ISSN 0027-8424. PMC 4273394. PMID 25453077.
  40. ^ Hanfland, M.; Chumakov, A.; Rüffer, R.; Prakapenka, V.; Dubrovinskaia, N.; Cerantola, V.; Sinmyo, R.; Miyajima, N.; Nakajima, Y. (March 2015). "High Poisson's ratio of Earth's inner core explained by carbon alloying". Nature Geoscience. 8 (3): 220–223. Bibcode:2015NatGe...8..220P. doi:10.1038/ngeo2370. ISSN 1752-0908.
  41. ^ a b Buis, Alan; Ramsayer, Kate; Rasmussen, Carol (12 November 2015). "A Breathing Planet, Off Balance". NASA. Archived from the original on 14 November 2015. Retrieved 13 November 2015.
  42. ^ a b Staff (12 November 2015). "Audio (66:01) - NASA News Conference - Carbon & Climate Telecon". NASA. Archived from the original on 17 November 2015. Retrieved 12 November 2015.
  43. ^ a b St. Fleur, Nicholas (10 November 2015). "Atmospheric Greenhouse Gas Levels Hit Record, Report Says". The New York Times. Archived from the original on 11 November 2015. Retrieved 11 November 2015.
  44. ^ a b Ritter, Karl (9 November 2015). "UK: In 1st, global temps average could be 1 degree C higher". AP News. Archived from the original on 17 November 2015. Retrieved 11 November 2015.
  45. ^ IPCC (2007) 7.4.5 Minerals Archived 25 May 2016 at the Wayback Machine in Climate Change 2007: Working Group III: Mitigation of Climate Change,
  46. ^ a b Morse, John W.; Morse, John W. Autor; Morse, John W.; MacKenzie, F. T.; MacKenzie, Fred T. (1990). "Chapter 9 the Current Carbon Cycle and Human Impact". Geochemistry of Sedimentary Carbonates. Developments in Sedimentology. 48. pp. 447–510. doi:10.1016/S0070-4571(08)70338-8. ISBN 9780444873910.
  47. ^ Laws, Edward A.; Falkowski, Paul G.; Smith, Walker O.; Ducklow, Hugh; McCarthy, James J. (2000). "Temperature effects on export production in the open ocean". Global Biogeochemical Cycles. 14 (4): 1231–1246. Bibcode:2000GBioC..14.1231L. doi:10.1029/1999GB001229.
  48. ^ Takahashi, Taro; Sutherland, Stewart C.; Sweeney, Colm; Poisson, Alain; Metzl, Nicolas; Tilbrook, Bronte; Bates, Nicolas; Wanninkhof, Rik; Feely, Richard A.; Sabine, Christopher; Olafsson, Jon; Nojiri, Yukihiro (2002). "Global sea–air CO2 flux based on climatological surface ocean pCO2, and seasonal biological and temperature effects". Deep Sea Research Part Ii: Topical Studies in Oceanography. 49 (9–10): 1601–1622. Bibcode:2002DSRII..49.1601T. doi:10.1016/S0967-0645(02)00003-6.
  49. ^ Sanford, E. (1999). "Regulation of Keystone Predation by Small Changes in Ocean Temperature". Science. 283 (5410): 2095–2097. Bibcode:1999Sci...283.2095S. doi:10.1126/science.283.5410.2095. PMID 10092235.
  50. ^ Kleypas, J. A.; Buddemeier, Robert W.; Archer, David; Gattuso, Jean-Pierre; Langdon, Chris; Opdyke, Bradley N. (1999). "Geochemical Consequences of Increased Atmospheric Carbon Dioxide on Coral Reefs". Science. 284 (5411): 118–120. Bibcode:1999Sci...284..118K. doi:10.1126/science.284.5411.118. PMID 10102806.
  51. ^ Hughes, T. P.; Baird, A. H.; Bellwood, D. R.; Card, M.; Connolly, S. R.; Folke, C.; Grosberg, R.; Hoegh-Guldberg, O.; Jackson, J. B.; Kleypas, J.; Lough, J. M.; Marshall, P.; Nyström, M.; Palumbi, S. R.; Pandolfi, J. M.; Rosen, B.; Roughgarden, J. (2003). "Climate Change, Human Impacts, and the Resilience of Coral Reefs". Science. 301 (5635): 929–933. Bibcode:2003Sci...301..929H. doi:10.1126/science.1085046. PMID 12920289.
  52. ^ Orr, James C.; Fabry, Victoria J.; Aumont, Olivier; Bopp, Laurent; Doney, Scott C.; Feely, Richard A.; Gnanadesikan, Anand; Gruber, Nicolas; Ishida, Akio; Joos, Fortunat; Key, Robert M.; Lindsay, Keith; Maier-Reimer, Ernst; Matear, Richard; Monfray, Patrick; Mouchet, Anne; Najjar, Raymond G.; Plattner, Gian-Kasper; Rodgers, Keith B.; Sabine, Christopher L.; Sarmiento, Jorge L.; Schlitzer, Reiner; Slater, Richard D.; Totterdell, Ian J.; Weirig, Marie-France; Yamanaka, Yasuhiro; Yool, Andrew (2005). "Anthropogenic ocean acidification over the twenty-first century and its impact on calcifying organisms" (PDF). Nature. 437 (7059): 681–686. Bibcode:2005Natur.437..681O. doi:10.1038/nature04095. PMID 16193043.

Further reading

  • Appenzeller, Tim (February 2004). "The case of the missing carbon". National Geographic Magazine. (Article about the missing carbon sink.)
  • Bolin, Bert; Degens, E. T.; Kempe, S.; Ketner, P. (1979). The global carbon cycle. Chichester ; New York: Published on behalf of the Scientific Committee on Problems of the Environment (SCOPE) of the International Council of Scientific Unions (ICSU) by Wiley. ISBN 978-0-471-99710-8. Archived from the original on 28 October 2002. Retrieved 8 July 2008.
  • Houghton, R. A. (2005). "The contemporary carbon cycle". In William H Schlesinger (ed.). Biogeochemistry. Amsterdam: Elsevier Science. pp. 473–513. ISBN 978-0-08-044642-4.
  • Janzen, H. H. (2004). "Carbon cycling in earth systems—a soil science perspective". Agriculture, Ecosystems & Environment. 104 (3): 399–417. CiteSeerX 10.1.1.466.622. doi:10.1016/j.agee.2004.01.040.
  • Millero, Frank J. (2005). Chemical Oceanography (3 ed.). CRC Press. ISBN 978-0-8493-2280-8.
  • Volk, Tyler; Hoffert, Martin I. (1985). "Ocean Carbon Pumps: Analysis of Relative Strengths and Efficiencies in Ocean‐Driven Atmospheric CO2 Changes". In Sundquist, Eric; Broecker, Wallace S. (eds.). The Carbon cycle and atmospheric CO₂ natural variations, Archean to present. Washington DC American Geophysical Union Geophysical Monograph Series. 32. p. 99. Bibcode:1985GMS....32...99V. doi:10.1029/GM032p0099. ISBN 978-1-118-66432-2.

External links