Karbonsyklusen

Karbon er et sentralt grunnstoff for livet og for klimaet på jorda. I karbonsyklusen sirkulerer det mellom forskjellige "lagre", som kort sagt er atmosfæren, vegetasjonen, jordsmonnet, havet, fossilt brennstoff og sedimenter på havbunnen. Det er et globalt kretsløp der både uorganiske og organiske prosesser inngår.

Siden som du leser nå, beskriver karbonsyklusen forholdsvis detaljert. Hvis du ønsker en enklere fremstilling, kan du lese dette blogginnlegget. Der kan du også legge inn kommentarer relatert til siden som du leser nå.

I atmosfæren er karbonet bundet til oksygen som karbondioksid CO₂. I andre lagre er karbonet også bundet til andre grunnstoffer. I dette innlegget brukes konsekvent vektenheten GtC (Gigatonn Carbon). Ett GtC er en milliard tonn karbon. Ofte brukes vekten av CO₂, som også inkluderer vekten av oksygenet. 3,67 milliarder tonn CO₂ inneholder ett GtC. I atmosfæren oppgis vanligvis CO₂ konsentrasjonen som parts per million, ppm. 1 ppm CO₂ tilsvarer 2,12 GtC. Gjennomsnittlig CO₂ konsentrasjonen i atmosfæren i perioden 2000 - 2009 var 391 ppm som tilsvarer 829 GtC.

Figur 1 viser skjematisk hvordan karbonet flyter mellom de forskjellige lagrene. De lyseblå lagrene er i området av Jorden der det finnes liv; et område som vi kaller biosfæren. De to nederste grå lagrene i figuren er geologiske lagre. Naturlig flyter det lite karbon mellom de geologiske lagrene og lagrene i biosfæren. Vår brenning av fossilt brennstoff har endret dette. Brenningen overfører mye karbon inn til biosfæren uten at overføringen fra biosfæren tilbake til geologiske lagre øker. Derfor øker karbonmengden i biosfæren.

Figur 1: Karbonsyklusen, en skjematisk fremstilling.
Lyseblå firkanter angir karbonlagre i biosfæren. Grå firkanter angir geologiske lagre.
Ellipsene angir prosesser som overfører karbon mellom lagrene. Overføringene angis med piler.
Ellipsene med sort tekst er naturlige prosesser. Ellipsen med rød tekst er menneskeskapt.
Tallene i lagrene angir GtC (Milliarder tonn karbon). Overføringene er GtC per år.
Sorte tall er verdier i førindustriell tid, dvs. før 1750.
Røde tall er endring fra førindustriell tid frem til gjennomsnittet i perioden 2000 til 2009.
Tallene er basert på Fig 6.1 i [IPCC AR5 WG1]. IPCC figuren er mer detaljert. Den angir usikkerheter, og den angir alle karbonoverføringene med ett siffer etter komma.

Hvert år flyter mange hundre GtC mellom lagrene i biosfæren. Dette er naturlige prosesser med en naturlig likevekt, og karbonmengden i atmosfæren endrer ikke pga. dette. Disse overføringene skifter ut de enkelte CO₂ molekylene i atmosfæren i løpet av noen år eller tiår.

Det flyter også naturlig litt karbon mellom atmosfæren og geologiske lagre. Utslippene fra vulkanene varierer fra år til år. Nå er de i snitt ca 0,1 GtC per år. En tilsvarende mengde karbon føres tilbake til de geologiske lagrene gjennom kjemisk forvitring av fjell og påfølgende avsettinger på havbunnen. Figur 1 viser at utslippene fra vulkaner i vår tid er litt mindre enn avsettinger i sedimenter på havbunnen. Uvanlig høy eller lav vulkansk aktivitet gjennom millioner av år  påvirker karbonmengden i biosfæren, og dermed også i atmosfæren. Men i tidsskalaer som vi mennesker og våre sivilisasjoner opererer med, betyr karbonutslippene fra vulkanene lite.

Vulkanene overfører karbon fra forholdsvis permanente geologiske lagre til atmosfæren og dermed til biosfærens lagre. Vi mennesker gjør tilsvarende når vi brenner gass, olje og kull. Figur 1 viser at disse menneskeskapte overføringene er mye større enn de naturlige overføringene fra vulkanene. US Geological Survey anslår forholdstallet i 2010 til å være 135:1 [USGS 2012].

Når vi brenner fossilt brennstoff, overfører vi karbon fra geologiske lagre inn til biosfæren uten å åpne en tilsvarende retur. Karbonmengden i biosfæren øker, og den økte mengden vil sirkulere mellom atmosfæren, havet, vegetasjonen og jordsmonnet. Dette øker på sikt avsettingene av karbonholdige sedimenter på havbunnen, men dette er en langsom prosess som tar i størrelsesorden hundre tusen år.

Teksten så langt viser forskjellen mellom å brenne ved og å brenne kull. Når vi brenner ved, overfører vi karbon mellom lagre i biosfæren, og naturlige prosesser utjevner dette i løpet av noen tiår. Når vi brenner kull, overfører vi karbon fra geologiske lagre til biosfæren, og naturlige prosesser bruker i størrelsesorden hundre tusen år på å utjevne dette.

I et tankeeksperiment kan vannet i et badekar representere karbonmengden i biosfæren. Fotosyntese, respirasjon og forbrenning er som kraftig omrøring i badekaret. Vulkanske utslipp er som en kran som drypper, og avsettingene av karbon i sedimenter på sjøbunnen er som en propp som lekker litt. Når det er balanse mellom drypp fra kranen og lekkasje i proppen, er mengden vann i badekaret konstant. Utslippene fra brenning av fossilt brennstoff er som å la det renne fra en ny kran uten at lekkasjen i proppen øker. Da stiger nivået i badekaret. Det hjelper ikke at omrøringen er kraftigere enn renningen fra den nye kranen.

Det finnes mange gode beskrivelser av karbonsyklusen. NASA har en god nettside som de ajourførte i 2011 [NASA 2011]. David Archer har skrevet to meget gode bøker, [Archer 2010] og [Archer 2011]. Per Jørgensen skrev en kortfattet og god artikkel i Geo April 2007 [Jørgensen 2007].


Levetiden til CO₂ i atmosfæren

Figur 1 viser at det er stor utskifting mellom CO₂ i atmosfæren og lagrene i havet, vegetasjonen og jorden. Det går i gjennomsnitt ca 5 år før et CO₂ molekyl i atmosfæren overføres til disse andre lagrene. Noen tror derfor at CO₂ konsentrasjonen i atmosfæren vil gå tilbake til førindustrielt nivå i løpet av noen tiår hvis de menneskeskapte utslippene stopper [Archer 2005]. Det gjør den ikke, fordi fluksen tilbake til atmosfæren fra hav, jord og vegetasjon har økt pga. mer karbon i biosfæren. De røde tallene i Figur 1 viser dette.

Figur 2 viser hvordan CO₂ konsentrasjonen i atmosfæren vil falle i de første tusen årene etter en stor CO₂ injeksjon. Vertikal akse i figuren er prosentvis gjenværende CO₂ konsentrasjon relativt den opprinnelige økningen etter injeksjonen. Figuren forteller ikke hvor lenge de enkelte CO₂ molekylene er i atmosfæren. Det er uinteressant i denne sammenhengen, fordi CO₂ molekylene utveksles hele tiden raskt mellom atmosfære, vegetasjon og havet. Det interessante er CO₂ konsentrasjonen i atmosfæren og hvordan den faller etter en injeksjon, noe figuren viser.

Figur 2: Ved tiden 0 injiseres en stor CO₂ mengde i atmosfæren.
Figuren viser hvordan den forhøyete CO₂ mengden i atmosfæren avtar med tiden.
Rød kurve er for en stor injeksjon, og blå kurve er for en moderat injeksjon.
Figuren er kopi av TFE.7, Figure 1 i [AR5 WG1].

De første månedene og årene etter injeksjonen faller CO₂ konsentrasjonen i atmosfæren raskt fordi mye CO₂ blir tatt opp av  vegetasjon, jord og de øvre lagene av havet. Men CO₂ fluksen tilbake til atmosfæren fra disse lagrene øker også, så reduksjonen går langsommere etter hvert. Havet vil fortsette å ta opp CO₂ når vann i de øvre lagene skiftes ut med vann i de dypere lagene. Men havet er et tregt system, og det tar i størrelsesorden tusen år før vannmassene er rørt om.

Figur 2 viser at reduksjonen i atmosfærisk CO₂ avhenger av størrelsen på pulsen som injiseres. Blå kurve viser en moderat injeksjon. Den tilsvarer ca ti års utslipp fra dagens (2015) brenning av fossilt brennstoff. Den røde kurven tilsvarer utslippene hvis vi brenner opp de antatte lagrene av kull, olje og gass. Med så store utslipp vil det oppstå metningsfenomener som reduserer opptaket i både vegetasjonen og havet.

Figur 2 er basert på modellkjøringer, og de fargelagte områdene viser spredning i modellkjøringene. Det er umulig å vite hvor mye fossilt brennstoff vi mennesker vil brenne opp. Vi har allerede sluppet ut mye mer enn den moderate blå injeksjonen. Ingen tror at vi vil slippe ut så mye som den store røde injeksjonen. Når vi mennesker får kontroll over vår brenning av fossilt brennstoff, vil vi antagelig ha sluppet ut en mengde mellom den blå og den røde kurven. I de påfølgende tusen år vil havet ta opp mye av CO₂-en vi har sluppet ut, og atmosfærisk CO₂ vil falle betydelig. Men en betydelig del, ca en fjerdedel, vil fremdeles være igjen som forhøyet CO₂ konsentrasjon i atmosfæren. Temperaturen vil holde seg høy. Atmosfærisk CO₂ faller, men dyphavet varmes opp og vil ikke lenger kunne ta imot overskuddsenergien fra de øvre lagene i havet. Tusen år er lenge nok til at innlandsisen på Grønland og Antarktis kan smelte betydelig.

Store utslipp er dobbelt skadelige. Figur 2 viser at etter tusen år er 15% av det moderate utslippet fremdeles i atmosfæren, mens hele 40% av det store utslippet er igjen.

Etter tusen år overtar andre prosesser for å bringe atmosfærisk CO₂ innhold ned mot et nivå det ville hatt uten injeksjonen. Disse prosessene er langsomme. Figur 3 viser dette sammen med tidskonstantene til disse prosessene. Det er interessant å se hvordan CO₂ utslippene fra brenning av fossilt brennstoff vil påvirke atmosfærisk CO₂ innhold, og dermed klimaet på Jorden, i titusener og hundretusener år fremover. For våre sivilisasjoner er kanskje det mest interessant å konsentrere oss om de første tusen årene. Men i diskusjoner om radioaktivt avfall vurderer vi tidshorisonter mye lenger enn tusen år.

Figur 3: Ved tiden 0 injiseres en stor CO₂ mengde i atmosfæren.
Figuren viser hvordan den forhøyete CO₂ mengden i atmosfæren avtar med tiden. 

Figur 3 er basert på Figure 10-4 i [Archer 2011]. Den figuren angir ikke usikkerheter, og den angir ikke størrelsen på utslippet ved tiden null. Sammenligning med andre figurer i [IPCC AR5 WG1] tyder på at utslippet er i størrelsesorden to tusen GtC. Figuren er basert på Archers modellkjøringer og på kunnskapene i miljøet han jobber i. Figuren er også gjengitt i Nature artikkelen Carbon is forever.

Det grønne området  i Figur 3 illustrerer CO₂ opptak i vegetasjon, jord og hav. Det har vi allerede diskutert i forbindelse med Figur 2. Etter tusen år er ca 25% av den opprinnelige CO₂ økningen fremdeles igjen i atmosfæren.

Havet er basisk, men det blir mindre basisk når CO₂ konsentrasjonen øker. Dette kalles havforsurning. Det medfører at kalsiumkarbonat i sedimenter på havbunnen på visse dyp løses opp. Disse reaksjonene reduserer CO₂ mengden i havet, og derfor også i atmosfæren. Prosessen kalles karbonat-kompensasjon. Det blå området i Figur 3 illustrerer reduksjonen i atmosfærisk CO₂ pga. karbonat-kompensasjonen. Karbonat-kompensasjonen bidrar til å stabilisere havet surhetsgrad. Det er en treg prosess som tar i størrelsesorden ti tusen år Men økningen i atmosfærisk CO₂ og forsuringen av havet skjer nå i menneskelige hastigheter, dvs. mye raskere. Karbonat-kompensasjonen rekker ikke å stabilisere surhetsgraden. Vi vil derfor få en topp i havets surhetsgrad i de neste tusen årene.

Kalsiumkarbonat er en viktig bestanddel i skallet til skalldannende alger og plankton. Et surere hav gjør det vanskeligere for dem å danne og å vedlikeholde skallene sine. Det er først i den senere tiden at vitenskapen har begynt å forstå konsekvensene som dette kan ha for økosystemet i havet. Flere er bekymret for dette, noe som gjenspeiles i kapitel 3.2.8 i [IPCC AR5 WG1].

Etter ti tusen år er ca 10% av den opprinnelige CO₂ økningen fremdeles igjen i atmosfæren. Da overtar forvitring av vulkanske bergarter som den dominerende prosessen for å fjerne de siste restene av CO₂ injeksjonen. Rødt område i Figur 3 illustrerer denne prosessen. Den trenger mye mer tid enn de 25 tusen årene som Figur 3 dekker. Prosessen blir ofte kalt jordens silikat termostat. Den har regulert jordens temperatur gjennom geologiske tider. Perioder med stor vulkansk aktivitet fører til at atmosfærens CO₂ innhold stiger. Det blir varmere og våtere, og is smelter. Alt dette bidrar til at forvitringen øker og drar atmosfærens CO₂ innhold nedover igjen. Vi vet at Jorden i perioder har vært i snøball tilstand med sne og is helt ned til ekvator. Da eksponeres lite fjell for sur nedbør, og forvitringen er liten. Men vulkanene fortsetter som før med å slippe ut CO₂ til atmosfæren. Atmosfærens CO₂ innhold stiger, det blir varmere, is smelter og avdekker vulkanske bergarter, og forvitringen øker igjen [Archer 2011].

Detaljer

Resten av denne siden inneholder detaljer. Det er ikke nødvendig å lese dette hvis du primært ønsker å få en oversikt over karbonsyklusen, noe du har fått hvis du har forstått teksten så langt.

Fossilt brennstoff

De røde tallene i Figur 1 er endring fra førindustriell tid frem til gjennomsnittet i perioden 2000 til 2009. I figuren er de årlige utslippene til atmosfæren fra brenning av fossilt brennstoff 8 GtC per år. Det inkluderer 0,3 GtC per år fra sementproduksjon, hvorav ca halvparten er CO₂ som frigis i selve produksjonsprosessen (kalsineringen). Utslippene i 2013 fra brenning av fossilt brennstoff og produksjon av sement var 9,86 GtC [CDIAC 2014]. Det er en økning på 26% relativt gjennomsnittet i perioden 2000-2009.

De samlede menneskeskapte karbonutslippene frem til 2011 er 555 GtC (375 GtC fra fossilt brennstoff og sementproduksjon, 180 GtC fra avskoging og andre utslipp). Utslippene fra 2012 til 2100 må ikke overstige 270 GtC hvis vi med 66% sannsynlighet skal begrense global oppvarming til 2°C siden førindustriell tid. [TS.2.8.1, Table 6.1 og 12.5.4.3 i IPCC AR5 WG1].

Reserver av fossilt brennstoff er påviste lagre som kan utvinnes økonomisk med dagens teknologi. GEA [2012] anslår i kapitel 7 at disse reservene er 1470 GtC. IPCC anslår at reservene er mellom 1000 og 1930 GtC, med 1470 GtC som det mest sannsynlige anslaget med referanse til GEA. Potensielt er det mulig å utvinne mellom 8500 og 13600 GtC [Table 2 i IPCC AR5 Synthesis], så 1470 GtC er et konservativt anslag av reservene. Forrige avsnitt viste at vi må slippe ut mindre enn 270 GtC til atmosfæren hvis vi med en rimelig sannsynlighet skal begrense global oppvarming til 2°C. Det tilsvarer snaue 20% av reservene av fossilt brennstoff.


Reaksjoner i karbonsyklusen

Selv om karbonsyklusen er ett kretsløp, blir den ofte omtalt som en sakte geologisk del og en rask biologisk del. Vi vil nå forklare disse delene med noen av de kjemiske reaksjonene som inngår. Figur 4 viser de kjemiske forbindelsene som inngår i reaksjonene.

I litteraturen brukes ofte forenklede reaksjoner for å forhindre at det essensielle ikke blir skjult i detaljer. Av samme årsak omtales ikke alle de kjemiske forbindelser som inngår i karbonsyklusen. Bøker, artikler og nettsteder bruker ikke alltid de samme forenklingene og det samme utvalget av kjemiske forbindelser. Dette kapitlet prøver å gjengi det som vanligvis brukes. Det er lagt vekt på at de samme grunnstoffene er med i de forskjellige delene av syklusen for å vise at det virkelig er en syklus. Primært er [Archer 2010], [Archer 2011], [IPCC AR5 WG1], [Berner 2004],
[DTI 2005] og [EU JRC 2015] brukt som kilder.

Figur 4: Liste over kjemiske forbindelser som brukes videre i teksten.
Vanligvis bruker teksten navnet på forbindelsen, unntatt for karbondioksid der CO₂ brukes.

Både atomer og molekyler kan ha overskudd eller underskudd av elektroner, dvs. at de kan ha elektrisk ladning. Da kalles de ion, og det markeres ved + eller - som superskrift etter den kjemiske formelen. Eksempelvis mangler Ca²⁺ to elektroner, og det kalles et kalsiumion.
Litosfæren, som er jordskorpen og den øverste delen av mantelen, består vektmessig av 0,032% karbon. Oksygen og silisium og er de vanligste grunnstoffene; jordskorpen består henholdsvis 45% og 29% av disse to grunnstoffene [EOE 2012].

Den biologiske delen av karbonsyklusen

I den biologiske delen av karbonsyklusen overføres karbon mellom lagrene i biosfæren.

Figur 5:  Den biologiske delen av karbonsyklusen

Figur 5 viser noen av de kjemiske reaksjonene som inngår i den biologiske delen av karbonsyklusen. 

Fotosyntesen.

I fotosyntesen reagerer CO₂ med vann og danner druesukker og oksygen med hjelp av energi i sollys. Reaksjon 1 viser denne prosessen. Den skjer i planter og i phytoplankton. Druesukkeret omformes til mange andre karbonholdige forbindelser både i planter og i dyr, og det er grunnlaget for liv slik vi kjenner det. Mye av dette karbonet lagres i vegetasjonen og i jordsmonnet.

Forbrenning, respirasjon.

Mye av energien som opprinnelig ble bundet i druesukkeret i fotosyntesen, frigis ved respirasjon og forbrenning i planter, dyr og zooplankton. Energien kan også frigis ved brann. Dette vises med reaksjon 2.

Forråtnelse.

Planter kan råtne når oksygen ikke er tilgjengelig, som f.eks. i myrer. Da dannes metan og CO₂, som vist i reaksjon 3a. Metanet som frigis til atmosfæren vil i løpet av ca et tiår oksidere og bli til vanndamp og CO₂, som vist i reaksjon 3b.

Mesteparten av karbonet i vegetasjonen ender opp igjen som CO₂ i atmosfæren i løpet av noen år eller tiår. Klimapanelet angir tidsskalaen for denne karbonsirkulasjonen til mellom ett og 100 år [Box 6.1 i IPCC AR5 WG1]. Når vi hogger et tre og bruker det som brensel, overfører vi karbon fra vegetasjonen til atmosfæren. I løpet av noen år vil et nytt tre vokse opp, og balansen gjenopprettes. (Dagens praksis med flatehogst kompliserer bildet fordi flatehogsten gjør at også jordsmonnet frigjør karbon.)

Den geologiske delen av karbonkretsløpet

I den geologiske delen av karbonkretsløpet overføres karbon mellom biosfæren og geologiske lagre i jordskorpen og i den øverste delen av mantelen. Dette er vist skjematisk i Figur 6 sammen med noen kjemiske reaksjoner som inngår i kretsløpet.

Vår brenning av fossilt brennstoff inngår i den geologiske delen av karbonsyklusen. Vi henter karbon fra ganske permanente geologiske lagre, brenner det og slipper CO₂ fra forbrenningen ut i atmosfæren. Reaksjoner ved brenning av fossilt brennstoff vises derfor i Figur 6.

Havet inneholder ca 50 ganger mer oppløst uorganisk karbon enn det som er bundet som CO₂ i atmosfæren. Det er stor utvekslingen av CO₂ mellom havet og atmosfæren. Når konsentrasjonen av CO₂ i atmosfæren øker, øker også konsentrasjonen av oppløst uorganisk karbon i havet. Men den prosentvise økningen i havet er mye mindre enn i atmosfæren. Havets karbonat buffersystem regulerer både havets surhetsgrad og fordelingen mellom kjemiske forbindelser der det oppløste uorganiske karbonet inngår. Reaksjoner i denne bufringen vises også i Figur 6. 

Figur 6: Den geologiske delen av karbonsyklusen

pH som mål for surhet

pH er en måleenhet for surhetsgrad i vannløsninger. Rent vann er nøytralt med pH lik 7. Løsninger med pH under 7 er sure, og de med pH over 7 er basiske. pH verdien bestemmes av konsentrasjonen av hydroniumioner H₃O⁺. Verdien regnes ut logaritmisk, og en pH reduksjon på 1 vil si at konsentrasjonen av hydroniumioner er tidoblet.

I de fleste lærebøker og på de fleste nettsteder står det at pH verdien bestemmes av konsentrasjonen av hydrogenioner H⁺. Det er en forenkling, for hydrogenioner reagerer umiddelbart med vann og danner hydroniumioner. Men reaksjonene blir enklere å beskrive når vi opererer med hydrogenioner i stedet for hydroniumioner. Figur 6 og resten av denne siden benytter denne forenklingen.

Havet som karbonlager

Det er stor utveksling av CO₂  mellom atmosfæren og havet. Reaksjon 4 viser dette. Henrys lov sier at i likevekt med stabil temperatur står partialtrykket til CO₂ i luften og i havoverflaten i et konstant forhold til hverandre. Når vi øker konsentrasjonen av CO₂ i atmosfæren, øker konsentrasjonen tilsvarende i havoverflaten. Noe av karbonet i havet lagres som oppløst CO₂, men mesteparten lagres som bikarbonat- og karbonationer. Reaksjonene 5, 6 og 7 er pH reaksjonene i havet  [Archer 2011]. Pilene i reaksjonene går begge veier. Når vi øker konsentrasjonen av CO₂ i havet, går reaksjon 5 mot høyre som igjen fører til at reaksjon 6 også gjør det. Det dannes flere hydrogenioner, noe som gir et surere (mindre basisk) hav. Det er få hydrogenioner i havet, så når konsentrasjonen av det øker vil reaksjon 7 gå mot venstre. Når havets pH er mellom 7,5 og 8,5 kan reaksjonene 5, 6 og 7 grovt sett kombineres til reaksjon 8.  Den viser at når konsentrasjonen av oppløst CO₂ i havet øker, vil konsentrasjonen av karbonationer reduseres og konsentrasjonen av bikarbonationer øke. Dessuten vil konsentrasjonen av hydrogenioner øke.

Avsnittet over har benyttet le Chateliers prinsipp i forklaringene. Det sier at når vi øker konsentrasjonen på den ene siden i en reaksjon, vil reaksjonen gå mot den andre siden for å reetablere likevekt. Prinsippet gjelder for enkle reaksjoner, men ikke for sekvensielle og koblede reaksjoner som reaksjon 6 og 7. Et tankeeksperiment illustrerer det. Tenk at vi øker konsentrasjonen av hydrogenioner. le Chateliers prinsipp anvendt isolert på reaksjon 7 sier at den vil gå mot venstre og at det dannes flere bikarbonationer. Men anvendt isolert på reaksjon 6 sier det motsatte, at bikarbonationer vil bli brukt til å lage kullsyre. Nettoeffekten er som forklart i forrige avsnitt. Figur 3 i [Mackie 2011] viser detaljer rundt dette.

CO₂, bikarbonat- og karbonationer i havet kalles oppløst uorganisk karbon. Disse tre formene er omtrent i forholdstallet 1:100:10 til hverandre. Dvs. at karbonet i oppløst CO₂ er mindre enn 1% av det totalt oppløste uorganiske karbonet.

Når partialtrykket til CO₂ i havet øker, øker ikke mengden oppløst uorganisk karbon tilsvarende. Det styres av Revelle faktoren, som nå er omkring 10. Prosentvis økning av oppløst uorganisk karbon er prosentvis økning av CO₂ dividert med Revelle faktoren. Dette har vært kjent siden slutten av 1950-tallet.

Reduksjonen av karbonationer pga. mer oppløst CO₂ reduserer havets evne til å ta opp karbon fra atmosfæren, dvs. at Revellefaktoren øker. Denne effekten er stor. Det er en myte at havets evne til å ta opp karbon er nærmest ubegrenset. Myten lever fremdeles i mange miljøer, selv om den ble tilbakevist for mer enn 50 år siden.

Reaksjon 5 viser hvordan CO₂ og vann reagerer til karbonsyre. Det skjer både i havet og i regnvann. Regnvann er svakt surt med pH ca 5,6. Havet er basisk med pH ca 8,1. Havets pH verdi har sunket med 0,1 siden førindustriell tid, noe som betyr 25% økning i konsentrasjonen av hydrogenioner.

Reaksjon 4, 5, 6 og 7 skjer raskt i havets overflate. De bidrar, sammen med vegetasjonen på land, til at atmosfærisk CO₂ konsentrasjon faller raskt i de første tiårene etter utslippet i Figur 2. Men det tar i størrelsesorden tusen år før sirkulasjonen i havet har utvekslet vannmassene i overflate og bunn. Når det har skjedd vil ikke lenger disse reaksjonene bidra til å redusere atmosfærisk CO₂.

Havet som pHstat

Oppløselighet utrykkes ofte med den enkleste ligningen for reaksjonen. Reaksjon 9 viser hvordan kalsiumkarbonat kan løses opp (reaksjonen går mot høyre) eller felles ut (reaksjonen går mot venstre) i havet. Når havet blir surere reduseres konsentrasjonen av karbonationer, og det bidrar til at reaksjonen 9 går mot høyre, dvs. at kalsiumkarbonat løses opp. Når konsentrasjonen av karbonationer øker, bidrar det til at reaksjonen går mot venstre, dvs. at kalsiumkarbonat dannes. Både havdypet og konsentrasjonen av kalsium- og karbonationer avgjør retningen på reaksjon 9. (Reaksjonene 10 og 12, som omtales senere, viser mer fullstendig hvordan kalsiumkarbonat løses opp og felles ut.)

Volumet av kalsiumkarbonat er større enn volumet av ionene som danner det, noe som bidrar til at kalsiumkarbonat løses lettere opp i dyphavet enn i overflaten. Kalsiumkarbonat inngår i mineralene kalsitt og aragonitt. Aragonitt løses opp lettere enn Kalsitt. I overflaten er konsentrasjonen av karbonationer overmettet og i dyphavet er den undermettet. Ca en fjerdedel av havbunnen er grunnere enn overgangen mellom over- og undermettet tilstand for kalsitt. Denne overgangen kalles CCD (Calcite Compensation Depth). Konsentrasjonen av karbonationer varierer både med dypet og med lokasjon, og CCD varierer tilsvarende.

Havforsurningen reduserer konsentrasjonen av karbonationer og bidrar derfor til grunnere CCD. Det gjør at mer kalsiumkarbonat løses opp, dvs. at reaksjon 9 netto går mot høyre. Det dannes flere karbonationer som vil reagere med hydrogenionene, dvs. at reaksjon 7 går mot venstre. Denne prosessen gjør havet mer basisk, og den motvirker derfor forsurningen. Prosessen kalles karbonat-kompensasjon eller havets karbonat pHstat. En pHstat prøver å stabilisere pH verdien, akkurat som en termostat prøver å stabilisere temperaturen.

Klimapanelet anslår tidsskalaen for karbonat-kompensasjonen til mellom tusen og ti tusen år [Box 6.1 i IPCC AR5 WG1]. I et geologisk tidsperspektiv er dette raskt, og karbonat-kompensasjonen har derfor tidligere klart å stabilisere havets pH verdi selv om atmosfærisk CO₂ konsentrasjon har endret seg. Pga. menneskelig aktivitet, primært brenning av fossilt brennstoff, øker nå atmosfærisk CO₂ innhold et par størrelsesordener raskere enn det tidligere har gjort, og karbonat-kompensasjonen rekker ikke å stabilisere havets pH verdi. Vi kan derfor forvente et hav som er surere enn hva livet der har tilpasset seg. Et surere hav vil bidra til å løse opp kalsiumkarbonatet i skalldannende alger og andre organismer. Da blir det vanskeligere for dem å danne og å vedlikeholde skallene sine. Slike organismer er basisen i næringskjeden i havet.

Forvitring av kalstein

Kalksteinfjell ble opprinnelig dannet som sedimenter på havbunnen. Landheving har senere ført dem opp i dagen. Der forvitrer de ved at de blir oppløst av det svakt sure regnvannet. Reaksjon 10 viser denne reaksjonen. Ionene som dannes i reaksjonen, flyter med grunnvann og elver ut i havet. Reaksjonen binder et CO₂-molekyl, men det frigis igjen når ionene senere blir brukt til å lage kalsiumkarbonat.

Forvitring av vulkanske bergarter

Kalsiumsilikat er en vanlig kalsiumforbindelse som forekommer blant annet i feltspat, granitt og basalt. Reaksjon 11 viser hvordan kalsiumsilikat forvitrer ved å reagere med CO₂ og vann. Resultatet av reaksjonen er kalsiumioner, bikarbonationer og silisiumsyre. Disse renner med grunnvannet til elvene og så ut i havet. Der inngår de senere i reaksjonene 12 og 13.

Også andre silikatbergarter forvitrer på tilsvarende måte, med magnesium-, kalium- og natriumioner som resultat. Også disse ionene føres ut i havet.

Avsetting av sedimenter på havbunnen

Reaksjon 12 viser hvordan et kalsiumkarbonatmolekyl dannes vha. to bikarbonationer og ett kalsiumion. Reaksjonen foregår primært i biologiske skalldannende prosesser.  Skallene vil etterhvert synke og legge seg på havbunnen som kalkfjellsediment. I dyphavet vil imidlertid reaksjonen reverseres, så sedimenteringen av kalkfjell skjer på havbunn grunnere enn ca 4 km.

Reaksjon 12 reduserer mengden uorganisk karbon som inngår i pH reaksjonene 5, 6 og 7. Reaksjonen danner et CO₂ molekyl. I forvitringen av kalsiumsilikat (reaksjon 11) ble det bundet to CO₂ molekyler. Nettoeffekten av reaksjonene 12 og 11 er derfor at ett CO₂ molekyl fjernes fra biosfæren.

Reaksjon 13 viser hvordan silisiumsyre reagerer til silika (silisiumdioksid). Dette er en biologisk prosess i diatom plankton der celleveggen inneholder silika. Silika inngår i forbindelser som avsettes som sedimenter på havbunnen.

Reaksjonene 12 og 13 går begge veier, for det vil dannes en likevekt mellom høyre og venstre siden. I Figur 6 er de tegnet mot høyre for å illustrere nettoresultatet når kalsiumkarbonat og silika avsettes på sjøbunnen etter forvitring av fjell.

Dødt organisk materiale oppløses i vannet og synker mot bunnen. Det konverteres til oppløst uorganisk karbon gjennom oksidering, primært i de øverste tusen meter av havet. Men noe organisk materiale synker dypere. Noe avsettes på havbunnen, og noe bringes tilbake til overflaten med havstrømmene. Disse prosessene fører karbon ned i havet og kalles den biologiske pumpen.

Vulkansk aktivitet

Ved platesubduksjon skyves en havplate med sine karbonholdige sedimenter inn  under en landplate. Der utsettes sedimentene for voldsomt trykk og varme, og kalsiumkarbonat og silika omdannes til kalsiumsilikat og CO₂. Reaksjon 14 viser denne metamorforiske prosessen. Dette skaper vulkansk aktivitet.  Kalsiumsilikatet kommer tilbake til jordoverflaten som lava og blir vulkansk bergart, og CO₂ kommer tilbake til atmosfæren.

Forvitring av vulkansk fjell (reaksjon 11), dannelse av karbonholdige sedimenter på havbunnen (reaksjonene 12 og 13), og metamorfose og vulkansk aktivitet (reaksjon 14) er jordens geologiske silikat CO₂ termostat [Archer 2011]. Den regulerer atmosfærisk CO₂ med tidsskala i størrelsesorden hundre tusen år. Etter et stort CO₂ utslipp til atmosfæren, som f.eks. vår brenning av fossilt brennstoff i en periode, vil denne termostaten redusere atmosfærisk CO₂ innhold så det til slutt ikke lenger er forhøyet pga. utslippet.

Fossilt brennstoff

Planterester kan avsettes i sedimenter uten å råtne, og omdannes til kull, olje eller gass. Olje og gass kan bindes i skifer og sand. Det ble avsatt mer til disse fossile lagrene i tidligere tidsepoker enn det gjøres nå. Kull inneholder bare karbon. Når vi brenner kull, er avgassen CO₂, som vist i reaksjon 15. Når parafiner (reaksjon 16) og metan (reaksjon 17) brenner, dannes CO₂ og vann.

Sementproduksjon

Sementproduksjon gir store CO₂ utslipp, både pga. energibehovet i selve prosessen og pga. CO₂ utslipp fra kjemiske reaksjoner i prosessen. Sistnevnte kalles kalsinering, og er vist i reaksjon 18. Utslippene pga. energibehovet og fra kalsineringen er omtrent like store [DTI 2005].

Betong som utsettes for luft, og dermed for CO₂, utsettes over tid for karbonatisering. Det er en langsom prosess som gradvis skjer gjennom betongens levetid. CO₂ må diffundere inn i betongen og oppløses i væske inne i porene. Grovt sagt skjer motsatt reaksjon av kalsineringen, og CO₂ trekkes ut fra atmosfæren igjen. Denne prosessen fremskyndes når betongkonstruksjonene demonteres og knuses. I løpet av en betonglevetid på 70 år etterfulgt av 30 år som knust betong, binder karbonatiseringen opp til 57% av CO₂-et som ble frigjort under kalsineringen [DTI 2005].

Referanser

Archer 2005: Archer, David,  Fate of fossil fuel CO₂ in geological time.     http://onlinelibrary.wiley.com/doi/10.1029/2004JC002625/full
Archer 2010: David Archer,  The Global Carbon Cycle
     http://press.princeton.edu/titles/9379.html
Archer 2011: David Archer,  Global Warming: Understanding the Forecast
     http://www.amazon.com/Global-Warming-Understanding-David-Archer/dp/0470943416
Berner 2004: Berner, Robert A, The Phanerozoic Carbon Cycle : CO₂ and O2
     http://books.google.no/books?id=f919uGDqLOoC
CDIAC 2014: Carbon Dioxide Information Analysis Center, Global Carbon Budget 2014
     http://cdiac.ornl.gov/GCP/carbonbudget/2014/
DTI 2005: Danish Technology Institute, The CO₂ Balance of Concrete in a Life Cycle Perspective
     http://www.dti.dk/reports-on-CO₂-uptake-from-the-carbonation-of-concrete/CO₂-balance/18487,6
EOE 2012: The Encyclopedia of Eart, Carbon Cycle
     http://www.eoearth.org/view/article/150923/
EU JRC 2015: EU Joint Research Centre, p 119 i Soil Atlas of the Northern Circumpolar Region
     http://eusoils.jrc.ec.europa.eu/library/maps/Circumpolar/download.cfm?myID=119
GEA 2012: IIASA, Global Energy Assessment - Toward a Sustainable Future
     http://www.globalenergyassessment.org/
IPCC AR5 Synthesis: IPCC, Climate Change 2014 - Synthesis Report
     http://www.ipcc.ch/report/ar5/syr/
IPCC AR5 WG1: IPCC, Climate Change 2013 - The Physical Science Basis
     http://www.ipcc.ch/report/ar5/wg1/
Jørgensen 2007: Per Jørgensen, Karbonets globale kretsløp
     http://www.geoaktuelt.no/geoaktuelt/sfiles/5/06/5/file/karbon32.pdf
Mackie 2011: Mackie, Doug m.fl., OA not OK - Chemistry of Ocean Acidification
     http://www.skepticalscience.com/docs/OA_not_OK_Mackie_McGraw_Hunter.pdf
NASA 2011: NASA Earth Observatory, The Carbon Cycle
     http://earthobservatory.nasa.gov/Features/CarbonCycle/
USGS 2012: U.S. Geological Survey, Volcanic Gases and Climate Change Overview
     http://volcanoes.usgs.gov/hazards/gas/climate.php  (nettsiden lest 2015 01 22)