Chu trình cacbon

Bách khoa toàn thư mở Wikipedia
Bước tới: menu, tìm kiếm
Biểu đồ chu trình cacbon. Các số màu đen chỉ ra lượng cacbon được lưu giữ trong các nguồn chứa khác nhau, tính bằng tỉ tấn ("GtC" là viết tắt của GigaTons of Carbon (tỉ tấn cacbon) và các con số ước tính vào năm 2004). Các số màu xanh lam sẫm chỉ ra lượng cacbon di chuyển giữa các nguồn mỗi năm. Các loại trầm tích, như định nghĩa trong biểu đồ này, dkhông bao gồm ~70 triệu GtC trong các loại đá cacbonat và kerogen.

Chu trình cacbon là một chu trình sinh địa hóa học, trong đó cacbon được trao đổi giữa sinh quyển, thổ nhưỡng quyển, địa quyểnkhí quyển của Trái Đất. Nó là một trong các chu trình quan trọng nhất của Trái Đất và cho phép cacbon được tái chế và tái sử dụng trong khắp sinh quyển và bởi tất cả các sinh vật của nó[cần dẫn nguồn].

Chu trình cacbon khởi thủy được Joseph PriestleyAntoine Lavoisier phát hiện ra và được Humphry Davy phổ biến[1]. Hiện nay nó thường được coi như là bao gồm các nguồn chứa chính sau đây của cacbon, được liên kết với nhau bởi các con đường trao đổi:

Sự di chuyển hàng năm của cacbon, hay sự trao đổi cacbon giữa các nguồn chứa, xảy ra là do các quá trình hóa học, vật lý, địa chất và sinh học khác nhau. Đại dương chứa vũng hoạt hóa lớn nhất của cacbon gần bề mặt Trái Đất, nhưng phần đại dương sâu của vũng này lại không trao đổi nhanh với khí quyển vì thiếu ảnh hưởng và tác động từ bên ngoài, chẳng hạn như miệng phun thủy nhiệt hay rò rỉ giếng dầu vùng nước sâu không bị kiềm chế.

Quỹ cacbon toàn cầu là sự cân bằng của các trao đổi (thu nhận và giải phóng hay đến và đi) của cacbon giữa các nguồn chứa cacbon hay giữa một vòng trao đổi cụ thể (chẳng hạn như giữa khí quyển với sinh quyển) trong chu trình cacbon. Sự thẩm tra quỹ cacbon của một vũng hay một nguồn chứa có thể cung cấp thông tin về việc vũng hay nguồn chứa này đang vận hành như là một nguồn giải phóng hay nguồn thu giữ điôxít cacbon.

Trong khí quyển[sửa | sửa mã nguồn]

Nồng độ điôxít cacbon trong tầng đối lưu năm 2009.

Cacbon tồn tại trong khí quyển Trái Đấtchủ yếu dưới dạng khí điôxít cacbon (CO2). Mặc dù chỉ chiếm một tỷ lệ phần trăm nhỏ trong khí quyển (khoảng 0,04% tính theo mol), nhưng nó lại có vai trò thiết yếu trong việc hỗ trợ sự sống. Các khí khác chứa cacbon có trong khí quyển là mêtan và các clorofluorocacbon (các loại khí thứ hai này có nguồn gốc hoàn toàn nhân tạo). Cây cối và các loại thực vật xanh khác như cỏ chuyển hóa điôxít cacbon thành các cacbohydrat thông qua quang hợp, giải phóng ôxy trong quá trình này. Quá trình này là mạnh nhất trong các khu rừng tương đối mới, nơi sự phát triển của cây cối là nhanh hơn cả. Tác động là mạnh nhất trong các khu rừng lá sớm rụng vào giai đoạn ra lá trong mùa xuân. Điều này có thể thấy được như là tín hiệu hàng năm trong đường cong Keeling của hàm lượng CO2 đã đo đạc được kể từ năm 1958 tới nay. Sự giảm xuống hàng năm của hàm lượng điôxít cacbon tại Bắc bán cầu trong mùa xuân là chi phối, do tại đây có nhiều đất đai hơn trong các vĩ độ ôn đới so với ở Nam bán cầu.

  • Rừng lưu giữ khoảng 86% lượng cacbon trên mặt đất trong đất liền của Trái Đất và khoảng 73% lượng cacbon trong đất của hành tinh[2].
  • Tại bề mặt các đại dương về phía các địa cực thì nước biển trở thành lạnh hơn và vì thế có nhiều axít cacbonic được hình thành hơn, do CO2 trở nên dễ hòa tan hơn. Điều này đi liền với quá trình luân chuyển nhiệt muối của đại dương, vận chuyển nước bề mặt nặng hơn vào trong lòng đại dương (xem bài về bơm dung giải).
  • Tại các khu vực bề mặt đại dương, nơi có hiệu suất chuyển hóa sinh học cao, các sinh vật chuyển hóa cacbon bằng cách khử bớt nó vào các mô hay thành cacbonat trong các phần cứng của cơ thể như mai hoặc vỏ của chúng. Tương ứng với chúng là bơm mô mềm ôxi hóa và bơm cacbonat (hay bơm mô cứng) tái hòa tan ở các mức tính theo trung bình là thấp hơn của đại dương so với các mức mà chúng được hình thành, kết quả là tạo ra một luồng lắng xuống của cacbon (xem mục từ về bơm sinh học).
  • Sự phong hóa của các loại đá silicat (xem chu trình cacbonat-silicat). Axít cacbonic phản ứng với đá bị phong hóa để tạo ra các ion bicacbonat. Các ion bicacbonat đã sinh ra được vận chuyển tới các đại dương, nơi chúng được sử dụng để tạo ra các loại khoáng chất chứa cacbonat của đại dương. Không giống như CO2 hòa tan trong cân bằng hay các mô bị phân hủy, phong hóa không di chuyển cacbon vào bên trong nguồn chứa nó mà từ đó nó có thể sẵn sàng để hoàn trả lại cho khí quyển.
  • Năm 1958, hàm lượng điôxít cacbon trong khí quyển đo đạc tại Mauna Loa là khoảng 320 phần triệu (ppm), còn trong năm 2011 thì hàm lượng đo tại đây là khoảng 391 ppm[3].
  • Phát xạ CO2 trong tương lai có thể tính toán theo đồng nhất thức Kaya.

Cacbon được giải phóng vào khí quyển theo vài cách:

  • Thông qua hô hấp của độngthực vật. Đây là một loại phản ứng tỏa nhiệt và nó bao gồm sự phân rã glucoza (hay các phân tử hữu cơ khác) thành điôxít cacbon và nước.
  • Thông qua phân hủy các chất có nguồn gốc từ động vật và thực vật bởi vi khuẩn. Nấm và vi khuẩn phân hủy các hợp chất chứa cacbon trong động và thực vật chết và chuyển cacbon có trong đó thành điôxít cacbon (nếu có mặt ôxy), hay thành mêtan (nếu không có ôxy).
  • Thông qua quá trình cháy của vật chất hữu cơ, trong đó cacbon chứa trong vật chất này bị ôxi hóa, sinh ra điôxít cacbon (và các chất khác, như hơi nước). Việc đốt cháy các nhiên liệu hóa thạch như than, các sản phẩm từ dầu mỏkhí tự nhiên giải phóng cacbon đã lưu trữ trong địa quyển từ hàng triệu năm qua. Việc đốt cháy các nhiên liệu nông nghiệp cũng giải phóng điôxít cacbon chỉ được lưu giữ trong vài tháng hay vài năm.
  • Sản xuất xi măng. Điôxít cacbon được giải phóng khi đá vôi (cacbonat canxi) bị nung nóng để tạo ra vôi sống (ôxít canxi), một thành phần của xi măng.
  • Tại bề mặt đại dương, nơi nước trở nên ấm hơn, điôxít cacbon đã hòa tan được giải phóng ngược trở lại khí quyển, do độ hòa tan của nó giảm xuống.
  • Các vụ phun trào núi lửabiến chất giải phóng các khí vào khí quyển. Các khí núi lửa chủ yếu là hơi nước, điôxít cacbon và điôxít lưu huỳnh. Lượng điôxít cacbon giải phóng theo cách này về cơ bản là xấp xỉ bằng lượng hấp thụ trong quá trình phong hóa silicat[cần dẫn nguồn]; vì thế hai quá trình, về mặt hóa học là ngược lại nhau, có tổng xấp xỉ bằng không, và vì vậy gần như không ảnh hưởng tới nồng độ điôxít cacbon trong khí quyển, khi tính theo thang thời gian không ngắn hơn khoảng 100.000 năm.

Trong sinh quyển[sửa | sửa mã nguồn]

Cacbon là thành phần thiết yếu của sự sống trên Trái Đất. Khoảng một nửa trọng lượng khô của phần lớn các sinh vật là cacbon. Nó có vai trò quan trọng trong kết cấu, hóa sinh họcdinh dưỡng của mọi tế bào. Các sinh khối giữ khoảng 575 tỉ tấn cacbon, phần lớn trong số này dưới dạng gỗ. Đất giữ khoảng 1.500 tỉ tấn[4], chủ yếu dưới dạng cacbon hữu cơ, và có lẽ với khoảng một phần ba của nó là các dạng cacbon vô cơ, như cacbonat canxi[5].

  • Sinh vật tự dưỡng là các sinh vật có khả năng tạo ra các hợp chất hữu cơ của chính chúng bằng cách sử dụng điôxít cacbon từ không khí hay từ trong nước mà trong đó chúng sống. Để làm điều này, chúng cần có nguồn năng lượng từ bên ngoài. Gần như mọi sinh vật tự dưỡng đều sử dụng bức xạ mặt trời (ánh nắng) để có nguồn năng lượng này, và vì thế quá trình sản xuất của chúng được gọi là quang hợp. Một lượng nhỏ sinh vật tự dưỡng khai thác các nguồn năng lượng hóa học trong quá trình gọi là hóa tổng hợp. Các sinh vật tự dưỡng quan trọng nhất của chu trình cacbon là cây cối trong các khu rừng trên cạn và các thực vật phiêu sinh trên mặt đại dương. Quá trình quang hợp về cơ bản có thể coi là tuân theo phản ứng sau: 6CO2 + 6H2O → C6H12O6 + 6O2.
  • Cacbon được di chuyển trong phạm vi sinh quyển nhưlaf nguồn thức ăn của các sinh vật dị dưỡng, khi chúng ăn các sinh vật khác hay các bộ phận của sinh vật khác (như hoa, quả, củ). Quá trình này cũng bao gồm cả việc hấp thụ các vật chất hữu cơ từ sinh vật chết của nấm và vi khuẩn (trong quá trình lên men hay phân hủy).
  • Phần lớn cacbon rời khỏi sinh quyển thông qua hô hấp. Khi có mặt ôxy, hô hấp hiếu khí diễn ra và giải phóng điôxít cacbon vào không khí hay nước bao quanh, tuân tho phản ứng: C6H12O6 + 6O2 → 6CO2 + 6H2O. Khi không có ôxy, hô hấp kị khí xảy ra và giải phóng mêtan vào môi trường xung quanh, và cuối cùng là thoát vào khí quyển hay thủy quyển (như khí đầm lầy hay khí thoát ra từ trung tiện).
  • Sự đốt cháy sinh khối (như cháy rừng, đốt củi gỗ để lấy nhiệt v.v.) cũngchuyerenr một lượng đáng kể cacbon vào khí quyển.
  • Cacbon cũng luân chuyển trong phạm vi sinh quyển khi vật chất hữu cơ chết (như than bùn) nập vào trong địa quyển. Mai hay vỏ của động vật chứa cacbonat canxi cuối cùng cũng có thể chuyển thành đá vôi thông qua quá trình trầm tích hóa.
  • Còn nhiều vấn đề với chu trình cacbon trong lòng biển thẳm cần phải nghiên cứu thêm. Chẳng hạn, phát hiện gần đây cho thấy các sinh vật sống đuôi có cuống (Appendicularia) tạo ra một lượng lớn các ổ dịch nhầy, tới mức chúng có thể chuyển cả một lượng lớn cacbon vào lòng biển thẳm, cũng lớn như đã được phát hiện trước đây bởi các bẫy trầm tích[6]. Do kích thước và thành phần của chúng, các ổ này hiếm khi thu thập được trong các bẫy trầm tích, vì thế phần lớn các phân tích sinh địa hóa học đã bỏ qua chúng một cách sai lầm.

Cacbon lưu giữ trong sinh quyển chịu ảnh hưởng của một số quá trình ở các thang thời gian khác nhau. Trong khi sản xuất chủ đạo ròng tuân theo chu kỳ hàng ngày và chu kỳ mùa, cacbon có thể được lưu giũ tới vài trăm năm trong cây gỗ và tới hàng nghìn năm trong đất. Các thay đổi trong các vũng cacbon dài hạn này (như chặt phá hay trồng rừng hoặc thông qua các thay đổi có liên quan tới nhiệt độ trong sự hô hấp của đất) có thể ảnh hưởng tới sự thay đổi khí hậu toàn cầu.

Trong thủy quyển[sửa | sửa mã nguồn]

Hàm lượng cacbon vô cơ hòa tan tại mặt biển "ngày nay" (thập niên 1990) (lấy theo khí hậu học của Global Ocean Data Analysis Project (GLODAP).

Các đại dương chứa khoảng 36.000 tỉ tấn cacbon, chủ yếu dưới dạng ion bicacbonat (trên 90%, với phần còn lại là cacbonat). Các trận bão tố lớn vùi lấp một lượng lớn cacbon, do chúng cuốn trôi nhiều trầm tích. Chẳng hạn, một tổ nghiên cứu từ Đại học bang Ohio đã thông báo trong số phát hành tháng 7 năm 2008 của tạp chí Geology rằng chỉ một trận bão tại Đài Loan đã vùi lấp một lượng cacbon trong lòng đại dương dưới dạng trầm tích cũng nhiều bằng lượng cacbon bị vùi lấp do toàn bộ các trận mưa trong cả một năm tại vùng đất này cộng lại[7]. Cacbon vô cơ (các hợp chất cacbon không chứa liên kết cacbon-cacbon hay cacbon-hiđrô), là quan trọng trong các phản ứng của chúng với nước. Sự trao đổi cacbon này là quan trọng trong việc kiểm soát độ pH trong lòng đại dương và cũng có thể thay đổi như là nguồn cung cấp hay thu cacbon. Cacbon cũng sẵn sàng trao đổi giữa khí quyển và đại dương. Trong khu vực có sóng cuộn từ dưới lên của đại dương, cacbon được giải phóng vào khí quyển. Ngược lại, tại các khu vực sóng cuộn từ bề mặt xuống sâu thì cacbon dưới dạng CO2 lại từ không khí chuyển vào lòng đại dương. Khi CO2 chuyển vào lòng đại dương, nó tham gia vào một loạt các phản ứng, được cân bằng ở quy mô cục bộ:

Hòa tan:

CO2(khí quyển) CO2(hòa tan)

Chuyển hóa thành axít cacbonic:

CO2(hòa tan) + H2O H2CO3

Ion hóa bậc nhất:

H2CO3 H+ + HCO3 (ion bicacbonat)

Ion hóa bậc hai:

HCO3 H+ + CO3−− (ion cacbonat)

Mỗi phản ứng trong chuỗi các phản ứng hóa học này đều có hệ số cân bằng riêng của chính mình, xác định dạng mà cacbon vô cơ chiếm giữ trong lòng đại dương[8]. Các hệ số này, từng được xác định theo công thức kinh nghiệm cho nước biển, là các hàm số phụ thuộc vào nhiệt độ, áp suất và sự tồn tại của các ion khác (đặc biệt là ion borat). Trong lòng đại dương, các cân bằng nghiêng về phía ion bicacbonat. Do ion này là bước thứ ba trong quá trình loại CO2 từ khí quyển, nên mức độ lưu giữ cacbon vô cơ trong lòng đại dương không tỷ lệ thuận với áp suất thành phần của CO2 trong khí quyển. Hệ số đối với đại dương là khoảng 10, nghĩa là khi CO2 trong khí quyển tăng (giảm) 10% thì cân bằng lưu giữ trong đại dương chỉ tăng (giảm) khoảng 1%, với hệ số chính xác phụ thuộc vào các điều kiện tại khu vực đo đạc. Hệ số đệm này thường được gọi là "hệ số Revelle", đặt theo tên nhà khoa học Roger Revelle.

Trong lòng đại dương, cacbonat hòa tan có thể kết hợp với canxi hòa tan để kết tủa dưới dạng cacbonat canxi (CaCO3) rắn, chủ yếu dưới dạng mai hay vỏ của các vi sinh vật. Khi các sinh vật này chết đi, lớp vỏ của chúng trầm lắng xuống và tích tụ trên đáy biển. Theo thời gian, các trầm tích cacbonat này tạo thành đá vôi, nguồn chứa cacbon lớn nhất trong chu trình cacbon. Canxi hòa tan trong đại dương đến từ phong hóa hóa học của các loại đá silicat canxi, trong đó axít cacbonic và các axít khác có trong nước ngầm phản ứng với các khoáng vật chứa canxi, giải phóng ra các ion canxi tự do vào trong dung dịch và để lại phần bã của các khoáng vật sét giàu nhôm mới được hình thành cùng các khoáng chất không hòa tan, như thạch anh.

Luồng hấp thụ điôxít cacbon vào trong lòng đại dương chịu ảnh hưởng bởi sự có mặt của các virus phổ biến rộng trong nước biển, gây nhiễm trùng cho nhiều loài vi khuẩn. Sự chết đi hàng loạt của vi khuẩn dẫn tới kết quả là làm gia tăng sự hô hấp điôxít cacbon tại bề mặt tiếp giáp của khí quyển và đại dương, góp phần làm tăng vai trò của đại dương như là nguồn hấp thụ cacbon[9].

Ghi chú[sửa | sửa mã nguồn]

  1. ^ Holmes Richard. "The Age Of Wonder", Pantheon Books, 2008. ISBN 978-0-375-42222-5.
  2. ^ Sedjo Roger.1993. The Carbon Cycle and Global Forest Ecosystem. Water, Air, and Soil Pollution 70, 295-307. (Oregon Wild Report on Forests, Carbon, and Global Warming)
  3. ^ Trends in Carbon Dioxide — NOAA Earth System Research Laboratory
  4. ^ Charles W. Rice, Storing Carbon in Soil: Why and How?
  5. ^ Lal, Rattan (2008). “Sequestration of atmospheric CO2 in global carbon pools”. Energy and Environmental Science 1: 86–100. doi:10.1039/b809492f. 
  6. ^ “"Sinkers" provide missing piece in deep-sea puzzle” (Thông cáo báo chí). Monterey Bay Aquarium Research Institute (MBARI). 9 tháng 6 năm 2005. Truy cập ngày 13 tháng 5 năm 2011. 
  7. ^ Typhoons Bury Tons of Carbon in the Oceans. Newswise, Tra cứu 13-5-2011.
  8. ^ Millero, Frank J. (2005). Chemical Oceanography (ấn bản 3). CRC Press. ISBN 0849322804. 
  9. ^ C.Michael Hogan. 2010. Virus. Encyclopedia of Earth. National Council for Science and the Environment. S.Draggan và C.Cleveland (chủ biên)

Đọc thêm[sửa | sửa mã nguồn]

  • Appenzeller, Tim (2004). “The case of the missing carbon”. National Geographic Magazine.  - bài viết về nguồn hấp thụ cacbon bị bỏ sót
  • 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 0471997102. Truy cập ngày 13 tháng 5 năm 2011. 
  • Houghton, R. A. (2005). “The contemporary carbon cycle”. Trong William H Schlesinger (chủ biên). Biogeochemistry. Amsterdam: Elsevier Science. tr. 473–513. ISBN 0080446426. 
  • Janzen, H. H. (2004). “Carbon cycling in earth systems—a soil science perspective”. Agriculture, ecosystems and environment 104 (3): 399–417. doi:10.1016/j.agee.2004.01.040. 
  • Millero, Frank J. (2005). Chemical Oceanography (ấn bản 3). CRC Press. ISBN 0849322804. 
  • Sundquist, Eric; Wallace S. Broecker (chủ biên) (1985). The Carbon Cycle and Atmospheric CO2: Natural variations Archean to Present. Geophysical Monographs Series (32). Hiệp hội Địa vật lý Hoa Kỳ. 

Liên kết ngoài[sửa | sửa mã nguồn]