Karbonkretsløpet

Fra Wikipedia, den frie encyklopedi
Hopp til navigering Hopp til søk
Skjema av det naturlige karbonkretsløpet. Halvfeite tall angir mengden av karbon i gigatonn (10¹² kg). Kursive tall angir flyt av karbon i gigatonn per år. (Mengdene i skjemaet tilsvarer tilstanden før den industrielle revolusjonen, det vil si inntil rundt 1750.)
Skjema av karbonkretsløpet i 2005. Endringene skyldes menneskelige karbondioksidutslipp på grunn av forbrenning av fossilt karbon.

Karbonkretsløpet (eller karbonsyklusen) betegner karbonets kretsløp gjennom luften (atmosfæren), vannmassene (hydrosfæren), levende organismer (biosfæren), jordsmonnet (pedosfæren) og berggrunnen (litosfæren).

Delene der karbonet inngår[rediger | rediger kilde]

Atmosfære–hydrosfære[rediger | rediger kilde]

Karbon forekommer i luften i form av karbondioksid (CO2), der det (før de menneskelige påvirkningene) utgjorde ca. 0,028 % av luftens volum. Luftens karbondioksid står i en dynamisk likevekt med CO2 i verdenshavenes vannmasser, der CO2 løser seg i havvannet (og derved blir til kullsyre, H2CO3). Mengden CO2 som til enhver tid kan løse seg i havene, er blant annet påvirket av havtemperaturen (i varmt vann kan det løse seg mindre CO2). Men grovt sett er mengden CO2 som havene opptar fra atmosfæren, like stor som mengden CO2 atmosfæren tar opp fra havene.

Atmosfære–biosfære–pedosfære[rediger | rediger kilde]

Karbondioksid tas også opp av planter og andre fotosyntetiserende organismer. Fotosyntese er en prosess der (blant annet) planter omdanner karbondioksid pluss vann (H2O) til sukker (for eksempel C6H1206) pluss oksygen (O2). Luftens karbon blir derved omdannet til organisk karbon – først og fremst sukker, som i sin tur kan omdannes til andre karbohydrater, proteiner eller fett. Disse organiske karbonforbindelsene føres så videre oppover i næringskjeden, når planter spises av dyr, og disse igjen av andre dyr osv. De aller fleste organismer (unntatt enkelte bakterier) dekker sitt energibehov ved å forbrenne disse karbonforbindelsene (med oksygen) til karbondioksid (og vann). På denne måten blir den samme mengden karbon som plantene har trukket ut av luften, igjen ført tilbake til atmosfæren.

Når planter eller dyr dør, blir deres organiske substans del av jordsmonnet, der det brytes ned av blant annet sopp og mikroorganismer. Også denne nedbrytingen er kjemisk sett en forbrenning. Et tre avgir altså like mye CO2 som det har tatt opp for å bygge opp sin egen biomasse – uansett om treet spises opp av en planteeter, om det dør og forråtner, eller om det forbrennes i en skogbrann eller som fyringsved.

I mindre mengder utvaskes også organisk karbon fra landjorda og havner via elver i havene.

Hydrosfæren–litosfæren[rediger | rediger kilde]

I havene synker dødt organisk materiale mot bunnen. Mesteparten av næringsstoffene blir tatt opp av andre organismer før det når bunnen, eller føres bort av havstrømmene og kommer til overflaten igjen ved en oppstrømning. En liten del sedimenterer derimot og akkumuleres ved havbunnen. Det er slike organiske karbonavsetninger som i geologisk tid kan omvandles til kull eller olje. Dette såkalte fossile karbonet er blitt en del av jordskorpen (litosfæren).

Kretsløpene[rediger | rediger kilde]

Diagram for den hurtige karbonsyklusen som viser bevegelsen av karbon mellom land, atmosfære og hav i milliarder tonn per år. Gule tall er naturlige strømmer, mens rød er menneskelige bidrag og hvitt indikerer lagret karbon.

En skiller gjerne mellom det raske (lille) og trege (store) kretsløpet, samt at en snakker om en serie med karbonlagre forbundet med strømmer av utveksling av karbon i forskjellige former. Det raske kretsløpet består av atmosfærens CO2, karbon i havet, sedimenter, plankton i havoverflaten og karbon på landjorden i form av vegetasjon, jordsmonn og i vassdrag. Omløpstiden for karbon er definert som reservoarets masse dividert på strømmen av utveksling. Denne varierer fra noen få år for atmosfæren, til tiår og hundreår for de store reservoarene av vegetasjon, jord og forskjellige reservoarer i havet. Det trege kretsløpet består av de store reservoarene av karbonlagre i berggrunnen og i sedimenter. Disse reservoarene kan ha utvekslinger med det raske kretsløpet via vulkaner, kjemisk forvitring, erosjon og sedimentdannelse på havbunnen. Omløpstiden for de trege geologiske reservoarene er 10 000 år, eller lengre. Videre er den naturlige utvekslingen mellom det raske- og trege kretsløpet både lite og stabilt over tid. Mekanismene her er vulkaner og sedimentering.[1] Det største karbonlagret på landjorden er biologisk materiale i jordsmonnet i områder med permafrost.[2]

Rekonstruksjoner viser at konsentrasjoner av CO2 i atmosfæren har variert fra 7 000 ppm (part per million) i løpet av kambrium, for 500 millioner år siden, til 180 ppm i løpet av kenozoiske istid de siste to millioner årene. Den globale årlige gjennomsnittlige CO2-konsentrasjonen har økt med mer enn 40 % siden starten av den industrielle revolusjon fra 280 ppm, det nivået den hadde i 10 000 år frem til midten av 1700-tallet,[3] til 403 ppm i 2016.[4] Nåværende konsentrasjon (2016) er den høyeste i alle fall de siste 800 000 årene,[5] og sannsynligvis den høyeste i de siste 20 millioner årene.[6]

Menneskets påvirkning av karbonkretsløpet[rediger | rediger kilde]

Utslipp av karbondioksid[rediger | rediger kilde]

Mennesket har i den industrielle revolusjonen begynt å brenne fossilt karbon.

Etter industrialiseringen har utvekslingen mellom det treg og raske karbonkretsløpet økt betraktelig, dette på grunn av det store uttaket av fossile brensler for energiproduksjon. Dette har ført til økting av CO2 og noen andre karbongasser i atmosfæren.[7]

En annen stor kilde til menneskeskapte utslipp av CO2 til atmosfæren er endringer relatert til landjorden, her er nedhugging av skog den dominerende enkeltårsaken.[8] En stor del av CO2 i atmosfæren blir tatt opp av havet. En kaller derfor havet for et karbonsluk. Dette har å gjøre med biologiske prosesser der blant annet mikroorganismer trenger CO2 for sine livssykluser.[9] Et annet stort karbonsluk er landjorden, der blant annet plantevekst som tar opp CO2, utgjør en stor del.[10]

Hovedforskjellen er at det ved brenning av fossilt karbon produseres mer CO2 enn det forbrukes. Dette har i løpet av de siste ca. 200 år ført til at det i dag (2005) finnes 319 gigatonn (10¹² kg) mer karbon i omløp enn før den industrielle revolusjonen. Mesteparten av dette karbonet finnes (som karbondioksid) i atmosfæren, der det forsterker drivhuseffekten og fører til global oppvarming. Om lag 114 gigatonn har havnet i havene, der det (som kullsyre) bidrar til å gjøre vannet surere.

Sammenhenger mellom nitrogen- og karbonkretsløpet[rediger | rediger kilde]

Det er tre viktige prosesserer for utslipp av reaktivt nitrogen og klima: Utslipp av N2O ved produksjon av kunstgjødsel og forbrenning, som er en potent drivhusgass. Videre utslipp av NOx som skaper ozon (O3) i troposfæren som gir stor drivhuseffekt, men som også reduserer metan (CH4) og i tillegg bidrar til aerosoldannelse som har en nedkjølende effekt, samt at en indirekte nedkjølende effekt på grunn av skydannelse. En tredje prosess er utslipp av NO3 som gir aerosoldannelse. Alle de tre første NOx-bidragene, samt NO3, bidrar til nedkjøling.[11]

Nitrogen i jordsmonnet vil generelt stimulere plantevekst, altså bidra til å øke netto primærproduksjon. Men forskere har også begynt å interessere seg for effekter av motsatt effekt, blant annet utslipp av drivhusgassen NO2 fra jordsmonn som gjødsles med kunstgjødsel.[12]

Prosesser som gir indirekte kobling mellom menneskeskapt reaktivt nitrogen og klimaendringer er: Endringer i jordsmonnets nedbryting av organisk materiale der nitrogen inngår og der CO2-utslipp påvirkes. En annen endring er biosfærens evne til å oppta CO2.[11] Halvparten av all CO2 som slippes ut i atmosfæren tas opp av biosfæren, og reaktivt nitrogen har påvirkning på opptaket av CO2 i organismer på landjorden, elver og sjø. Dette skjer ved at det gir økt biologisk produksjon og reduserer hastigheten av biologisk nedbrytning, som øker CO2-opptaket. Men det finnes også tilfeller der nitrogen akselerer organisk nedbryting, slik at det hemmer nettoopptaket av CO2. Dessuten påvirker det opptaket av CO2 i havet, noe som i sin tur forsurer havet og har en reduserende effekt på CO2-opptaket. En tredje indirekte påvirkning er en generell økning av havets primærproduksjon som øker opptaket av CO2. En fjerde effekt er dannelse av O3 i troposfæren som igjen gir dannelse av flyktige organiske forbindelser som reduserer plantevekst og dermed har en reduserende effekt på CO2-opptaket. Totalt er alle disse prosessene estimert til å gi en nedkjøende effekt, beregnet til å redusere strålingspådrivet med 0,24 W/m2.[13]

Påvirkning av nitrogensyklusen er forventet å påvirke klimasystemets kilder til CO2-utslipp og -opptak, samt en effekt på utslippene av NO2-utslipp fra land og hav. Imidlertid er prosessene mange og meget komplekse, blant annet involverer de prosesser i atmosfæren, land og sjø. Sikkerheten for størrelsen, og om de gir positiv- eller negative tilbakekoblinger, er lav.[14]

Referanser[rediger | rediger kilde]

  1. ^ Stocker et al: Fifth Assessment Report side 470.
  2. ^ Stocker et al: Fifth Assessment Report side 526.
  3. ^ Eggleton, R. A. Eggleton, Tony (2013). A Short Introduction to Climate Change. Cambridge University Press. s. 52. 
  4. ^ Dlugokencky, E (5. februar 2016). «Annual Mean Carbon Dioxide Data». National Oceanic & Atmospheric Administration. Besøkt 12. februar 2016. 
  5. ^ Amos, J (4. september 2006). «Deep ice tells long climate story». BBC News. Besøkt 28. april 2010. 
  6. ^ «Climate Change 2001: The Scientific Basis» (PDF). Arkivert fra originalen (PDF) 18. september 2017. Besøkt 25. august 2017. 
  7. ^ Stocker et al: Fifth Assessment Report side 470.
  8. ^ Stocker et al: Fifth Assessment Report side 474.
  9. ^ Stocker et al: Fifth Assessment Report side 472.
  10. ^ Stocker et al: Fifth Assessment Report side 487.
  11. ^ a b Stocker et al: Fifth Assessment Report side 477.
  12. ^ Sönke Zaehle (4. august 2011). «Anthropogenic nitrogen plays a double role in climate change». Phys.org. Arkivert fra originalen . 
  13. ^ Stocker et al: Fifth Assessment Report side 478.
  14. ^ Stocker et al: Fifth Assessment Report side 514.

Litteratur[rediger | rediger kilde]