炭素循環

地球の大気中の炭素は、二酸化炭素とメタンの2つの主要な形態で存在します。これらのガスはどちらも大気中で熱を吸収・保持し、温室効果の一因となっています。^{[ 8 ]}メタンは二酸化炭素に比べて体積あたりの温室効果が大きいですが、濃度ははるかに低く、寿命も二酸化炭素より短いです。そのため、地球規模の温室効果への寄与はメタンよりも二酸化炭素の方が大きいのです。^{[ 12 ]}

二酸化炭素は主に光合成によって大気から除去され、陸上および海洋の生物圏に入ります。二酸化炭素はまた、大気から直接水域（海、湖など）に溶け込むほか、雨滴が大気中を通過する際に降水にも溶け込みます。水に溶けた二酸化炭素は水分子と反応して炭酸を形成し、これが海洋の酸性化に寄与します。その後、風化によって岩石に吸収されることもあります。また、接触する他の表面を酸性化したり、海に流れ込んだりすることもあります。^{[ 13 ]}

過去 2 世紀の人間の活動により、大気中の炭素量は 2020 年時点で約 50% 増加しており、これは主に二酸化炭素の形で、生態系が大気から二酸化炭素を吸収する能力を変化させることと、化石燃料の燃焼やコンクリートの製造などによって直接排出することの両方によるものです。^{[ 4 ] [ 8 ]}

遠い未来（20億～30億年後）には、太陽の老化に伴う変化により、炭酸塩-ケイ酸塩サイクルを介して二酸化炭素が土壌に吸収される速度が増加する可能性が高い。太陽の光度が増加すると、地表の風化速度が速まる可能性が高い。^{[ 14 ]}これにより、最終的には大気中の二酸化炭素の大部分が炭酸塩として地殻に閉じ込められることになる。^{[ 15 ] [ 16 ] [ 17 ]}大気中の二酸化炭素濃度が約50ppmを下回ると（耐性は種によって異なる）、C3光合成はもはや不可能になる。^[ ₁₆ ^{]これは現在から6億年後に起こると予測されているが}、モデルによって異なる。^{[ 18 ]}

今から約 11 億年後に地球上の海が蒸発すると、^{[ 14 ]}プレートテクトニクスは潤滑油となる水がなくなるため停止する可能性が非常に高い。二酸化炭素を噴出する火山がなくなると、炭素循環は 10 億年から 20 億年後に終焉を迎えるだろう。^{[ 19 ]}

陸上生物圏には、生きている生物と死んでいる生物の両方の陸上生物に含まれる有機炭素と、土壌に蓄積された炭素が含まれます。地上には植物やその他の生物に約 500 ギガトンの炭素が蓄積されていますが^{[ 9 ]} 、土壌には約 1,500 ギガトンの炭素が含まれています^{[ 21 ]} 。陸上生物圏の炭素の大部分は有機炭素ですが^{[ 22 ]} 、土壌炭素 の約 3 分の 1 は炭酸カルシウムなどの無機形態で蓄積されています^{[ 23 ]}。有機炭素は、地球上に生息するすべての生物の主要な構成要素です。独立栄養生物は二酸化炭素の形で空気からそれを抽出し、有機炭素に変換しますが、従属栄養生物は他の生物を消費することによって炭素を受け取ります。

陸上生物圏における炭素吸収は生物的要因に依存するため、日周期および季節周期に従います。CO₂測定では、この特徴はキーリング曲線に明確に表れます。北半球は南半球よりも陸地面積が広いため、生態系が炭素を吸収・放出する余地がより多く、この_曲線は北半球で最も顕著に現れます。

炭素は、さまざまな方法とさまざまな時間スケールで陸上生物圏から放出されます。有機炭素の燃焼または呼吸によって、炭素は急速に大気中に放出されます。また、河川を通じて海洋に輸送されたり、不活性炭素の形で土壌中に隔離されたままになることもあります。 ^{[ 24 ]}土壌に蓄積された炭素は、侵食によって河川に流れ込んだり、土壌呼吸によって大気中に放出されるまで、数千年もの間そこに留まることがあります。1989年から2008年の間に、土壌呼吸は年間約0.1%増加しました。^{[ 25 ]} _{2008年には、土壌呼吸によって放出された世界のCO2}の総量は約980億トンで、これは現在人間が化石燃料を燃焼させて毎年大気中に放出している炭素の約3倍です（これは、呼吸が土壌炭素への投入によって大部分が相殺されるため、土壌から大気への炭素の正味の移動を表すものではありません）。この傾向にはいくつかのもっともらしい説明があるが、最も可能性の高い説明は、気温の上昇により土壌有機物の分解速度が増加し、 _CO2の流れが増加したというものである。土壌における炭素隔離の期間は、地域の気候条件に依存しており、したがって気候変動の過程によって変化する。^{[ 26 ]}

海洋は概念的に、水が頻繁に（毎日から年に一度）大気と接触する表層と、典型的な混合層の深さである数百メートル以下の深層に分けられ、深層では連続した接触の間隔が数世紀になることもある。表層の溶存無機炭素（DIC）は大気と急速に交換され、平衡が維持される。深海は、DICの濃度が約15%高いこと^{[ 27 ]}、そして主に体積が大きいことから、はるかに多くの炭素を含んでいる。深海は、活発に循環する炭素の世界最大のプールであり、大気の50倍もの炭素を含んでいる^{[ 8 ]} 。しかし、大気との平衡に達するまでの時間スケールは数百年である。熱塩循環によって駆動される2つの層間の炭素の交換は遅い。^{[ 8 ]}

炭素は主に大気中の二酸化炭素の溶解によって海洋に流入し、そのごく一部が炭酸塩に変換されます。また、溶存有機炭素として河川を通じて海洋に流入することもあります。生物は光合成によって炭素を有機炭素に変換し、食物連鎖を通じて交換されるか、死んだ軟組織や貝殻中の炭酸カルシウムとして、より炭素が豊富な海洋の深層に沈殿します。炭素はこの層で長期間循環した後、堆積物として沈殿するか、最終的には熱塩循環によって表層水に戻ります。^{[ 9 ]}

海洋はアルカリ性（現在のpH値は8.1～8.2）です。大気中の_CO2の増加は、海洋酸性化と呼ばれるプロセスで海洋のpHを中性に近づけます。海洋によるCO2の吸収は、_最も重要な炭素隔離形態の1つです。予測されるpH低下の速度は、炭酸カルシウムの生物学的沈殿を遅らせ、それによって海洋のCO2吸収能力を低下させる_可能性があります。^{[ 28 ] [ 29 ]}

炭素循環の地質学的要素は、地球規模の炭素循環の他の部分に比べてゆっくりと作用します。これは、大気中の炭素量、ひいては地球の気温を決定する最も重要な要素の1つです。^{[ 30 ]}

地球の炭素の大部分は、地球の岩石圏に不活性に貯蔵されている。^{[ 8 ]}地球のマントルに貯蔵されている炭素の多くは、地球が形成されたときにそこに貯蔵されたものである。^{[ 31 ]}その一部は、生物圏からの有機炭素の形で堆積した。^{[ 32 ]}地圏に貯蔵されている炭素のうち、約80%は石灰岩とその派生物であり、これらは海洋生物の殻に貯蔵された炭酸カルシウムの堆積によって形成される。残りの20%は、高温高圧下での陸上生物の堆積と埋没によって形成されたケロゲンとして貯蔵されている。地圏に貯蔵された有機炭素は、数百万年もそこに留まることができる。^{[ 30 ]}

炭素はいくつかの方法で地圏から放出される。二酸化炭素は、炭酸塩岩が地球のマントルに沈み込む際の変成作用中に放出される。この二酸化炭素は、火山やホットスポットを通じて大気や海洋に放出される。^{[ 31 ]}また、化石燃料の形でケロゲンを直接抽出することによって人間が除去することもできる。抽出後、化石燃料は燃焼され、エネルギーが放出され、そこに蓄えられていた炭素が大気中に放出される。

水循環における陸生炭素の移動は右の図に示されており、以下に説明されています。^{[ 39 ]}

1. 大気中の粒子は雲凝結核として働き、雲の形成を促進する。^{[ 40 ] [ 41 ]}
2. 雨滴は、地球に向かって落下する際に、粒子の除去と有機蒸気の吸着によって有機炭素と無機炭素を吸収します。 ^{[ 42 ] [ 43 ]}
3. 燃焼や火山噴火によって、高度に凝縮した多環芳香族分子（すなわちブラックカーボン）が生成され、 _CO2などの温室効果ガスとともに大気中に戻される。^{[ 44 ] [ 45 ]}
4. 陸上植物は光合成によって大気中の_{CO2を固定し、}呼吸によってその一部を大気中に戻します。^{[ 46 ]}リグニンとセルロースは、森林の有機炭素の最大80%、牧草地の有機炭素の最大60%を占めています。^{[ 47 ] [ 48 ]}
5. 落葉や根由来の有機炭素が堆積物と混ざり合って有機土壌を形成し、そこでは植物由来および石油由来の有機炭素が微生物や菌類の活動によって貯蔵および変換される。^{[ 49 ] [ 50 ] [ 51 ]}
6. 水は、森林の樹冠を通過する際（すなわち、樹冠を抜ける雨）、および植物の幹/茎に沿って流れる際（すなわち、樹幹流）に、植物および沈降したエアロゾル由来の溶存有機炭素（ DOC）および溶存無機炭素（DIC）を吸収します。^{[ 52 ]}水が土壌溶液および地下水貯留層に浸透すると生物地球化学的変化が起こり^{[ 53 ] [ 54 ]}、土壌が完全に飽和したとき^{[ 55 ]} 、または降雨が土壌の飽和よりも速く起こったときに地表流が発生します。^{[ 56 ]}
7. 陸上生物圏および現地での一次生産に由来する有機炭素は、河川や渓流の微生物群集によって物理的分解（すなわち光酸化）とともに分解され、その結果、河川から大気への CO ₂のフラックスは、陸上生物圏によって毎年隔離される炭素量と同程度のオーダーになります。^{[ 57 ] [ 58 ] [ 59 ]リグニン[ 60 ]}やブラックカーボン^{[ 6​​1 ]}などの陸上由来の高分子は、より小さな成分やモノマーに分解され、最終的には CO ₂、代謝中間体、またはバイオマスに変換されます。
8. 湖、貯水池、氾濫原は通常、大量の有機炭素と堆積物を蓄積しますが、水柱では正味の従属栄養も起こり、その結果、大気への CO ₂の正味のフラックスは河川よりも約 1 桁少なくなります。^{[ 62 ] [ 59 ]}また、氾濫原、湖、貯水池の無酸素堆積物ではメタン生成も通常高くなっています。^{[ 63 ]}
9. 河川のプルームでは、河川からの栄養塩の流出により、一次生産が一般的に増加します。^{[ 64 ] [ 65 ]}それにもかかわらず、河口水は地球規模で大気への_CO2の供給源となっています。^{[ 66 ]}
10. 沿岸湿地はブルーカーボンを貯蔵し、また排出する。^{[ 67 ] [ 68 ] [ 69 ]}湿地や沼地は、地球規模で河川と同等のCO2を大気中に放出していると考えられて_いる。^{[ 70 ]}
11. 大陸棚と外洋は通常、大気中の_{CO2を吸収する。} ^{[ 66 ]}
12. 海洋生物ポンプは、吸収された CO _{2のごく一部ではあるが重要な部分を}海洋堆積物中の有機炭素として隔離する（下記参照）。^{[ 71 ] [ 39 ]}

陸上生態系と海洋生態系は主に河川輸送によってつながっており、河川は侵食性の陸上由来物質が海洋系に流入する主要な経路として機能している。陸上生物圏と岩石圏間の物質およびエネルギーの交換、ならびに有機炭素の固定および酸化プロセスが一体となって生態系の炭素および酸素（O ₂）プールを調節している。^{[ 72 ]}

河川輸送はこれらのプールの主要な接続チャネルであるため、陸域から海洋系へ純一次生産量（主に溶存有機炭素（DOC）と粒子状有機炭素（POC）の形で）を輸送する役割を果たします。 ^{[ 73 ]}輸送中、DOCの一部は酸化還元反応によって急速に大気中に戻り、陸域と大気の貯蔵層の間で「炭素脱ガス」が発生します。^{[ 74 ] [ 75 ]}残りのDOCと溶存無機炭素（DIC）も海洋へ輸送されます。^{[ 76 ] [ 77 ] [ 78 ]} 2015年には、世界の河川からの無機炭素と有機炭素の輸出フラックスは、それぞれ0.50～0.70 Pg C y ⁻¹と0.15～0.35 Pg C y ⁻¹と評価されました。^{[ 77 ]}一方、POCは長期間にわたって堆積物中に埋没したままになる可能性があり、地球全体の年間陸域から海洋へのPOCフラックスは0.20 (+0.13,-0.07) Gg C y ⁻¹と推定されている。^{[ 79 ] [ 72 ]}

海洋生物ポンプとは、大気や陸地からの炭素を海洋深部や海底堆積物へ生物学的に隔離する海洋の働きである。^{[ 80 ]}生物ポンプは単一のプロセスの結果というよりは、生物ポンプに影響を与える可能性のある多数のプロセスの総和である。このポンプは毎年約110億トンの炭素を海洋内部へ輸送する。生物ポンプのない海洋では、大気中のCO2_濃度は現在よりも約400ppm高くなるだろう。 ^{[ 81 ] [ 82 ] [ 83 ]}

有機物や無機物に含まれる炭素のほとんどは海面で形成され、その後海底に沈み始めます。深海は、海洋雪の形で沈んでくる上層水柱から栄養分の大部分を得ています。海洋雪は、死んだ動物や微生物、糞便、砂、その他の無機物で構成されています。^{[ 84 ]}

生物ポンプは、溶存無機炭素（DIC）を有機バイオマスに変換し、それを粒子状または溶存状で深海に送り込む役割を担っています。無機栄養素と二酸化炭素は、植物プランクトンによる光合成中に固定され、植物プランクトンは溶存有機物（DOM）を放出し、草食動物プランクトンに消費されます。カイアシ類などの大型動物プランクトンは糞粒を排出 し、これは再摂取される可能性があり、沈降したり、他の有機デトリタスとともに集まって、より大きく、より速く沈降する凝集体を形成します。DOMは細菌によって部分的に消費され、呼吸されます。残りの難分解性DOMは移流され、深海に混ざります。深海に輸送されたDOMと凝集体は消費され、呼吸されるため、有機炭素はDICの巨大な深海貯蔵庫に戻されます。^{[ 85 ]}

単一の植物プランクトン細胞は、1日あたり約1メートルの沈降速度を持ちます。海の平均水深は約4キロメートルであるため、これらの細胞が海底に到達するには10年以上かかる可能性があります。しかし、凝集や捕食者の糞粒への排出などのプロセスを経て、これらの細胞は凝集体を形成します。これらの凝集体は、個々の細胞よりも桁違いに速い沈降速度を持ち、数日で深海への旅を完了します。^{[ 86 ]}

海洋表面から放出された粒子の約 1% が海底に到達し、消費、呼吸、または堆積物中に埋没します。これらのプロセスの正味の効果は、有機形態の炭素を表面から除去し、より深い深度で DIC に戻すことで、表面から深層までの DIC 勾配を維持することです。熱塩循環は、数千年スケールで深層 DIC を大気に戻します。堆積物中に埋没した炭素は、地球のマントルに沈み込み、ゆっくりとした炭素循環の一部として数百万年にわたって貯蔵される可能性があります (次のセクションを参照)。^{[ 85 ]}

ウイルスは、食物網や微生物ループの物質循環やエネルギーの流れに影響を与えるため、高速炭素循環の「調節因子」として機能します。^{[ 87 ]}地球の生態系炭素循環に対するウイルスの平均寄与率は8.6%で、そのうち海洋生態系への寄与率（1.4%）は、陸上生態系（6.7%）や淡水生態系（17.8%）への寄与率よりも低くなっています。過去2,000年の間に、人為的活動と気候変動により、生態系炭素循環プロセスにおけるウイルスの調節的役割が徐々に変化してきました。これは、急速な工業化とそれに伴う人口増加のため、過去200年間で特​​に顕著になっています。^{[ 72 ]}

炭素は主に、海洋地殻のテクトニックプレート上の炭酸塩に富む堆積物の形でマントルに入り込み、プレートが沈み込む際に炭素をマントルに引き込みます。マントル、特に地球深部における炭素循環についてはあまり知られていませんが、多くの研究が、この領域における元素の移動と形態についての理解を深めようと試みてきました。例えば、2011年の研究では、炭素循環が下部マントルまで及んでいることが示されました。この研究では、ブラジルのジュイナにある場所で希少な超深部ダイヤモンドを分析し、ダイヤモンドの包有物の一部のバルク組成が、下部マントルの温度と圧力下での玄武岩の融解と結晶化の予想される結果と一致することを明らかにしました。^{[ 92 ]}したがって、この調査結果は、玄武岩質の海洋リソスフェアの断片が、炭素を地球深部へ輸送する主要なメカニズムとして機能していることを示しています。これらの沈み込んだ炭酸塩は、下部マントルのケイ酸塩と相互作用し、最終的に発見されたような超深部ダイヤモンドを形成します。^{[ 93 ]}

しかし、下部マントルに沈降する炭酸塩は、ダイヤモンドの形成以外にも様々な運命をたどります。2011年、炭酸塩は 地球の深部1800km、下部マントルの深部と類似した環境にさらされました。その結果、マグネサイト、菱鉄鉱、および多数の種類のグラファイトが形成されました。^{[ 94 ]}他の実験や岩石学的観察もこの主張を裏付けており、マグネサイトは実際にはマントルの大部分で最も安定した炭酸塩相であることを示しています。これは主にマグネサイトの融点が高いことによるものです。^{[ 95 ]}その結果、科学者たちは、炭酸塩はマントルに沈降するにつれて還元され、その後、深部で低酸素フガシティ環境によって安定化されると結論付けました。 ^{[ 96 ]}マグネシウム、鉄、およびその他の金属化合物は、プロセス全体を通して緩衝材として機能します。^{[ 97 ]}グラファイトのような還元された元素状の炭素の存在は、炭素化合物がマントルに沈降するにつれて還元されることを示しています。

多形性は、地球内部のさまざまな深さで炭酸塩化合物の安定性を変化させます。例として、実験室シミュレーションと密度汎関数理論計算は、四面体配位の炭酸塩が核と_マントルの境界に近い深さで最も安定であることを示唆しています。^{[ 98 ] [ 94 ]} 2015年の研究では、下部マントルの高圧により炭素結合がsp2混成軌道からsp3混成軌道に遷移し_、炭素が酸素と四面体結合することが示されています。^{[ 99 ]} CO3_三角グループは重合可能なネットワークを形成できませんが、四面体CO4は_{形成できるため、炭素の}配位数が増加し、下部マントルの炭酸塩化合物の特性が劇的に変化します。例として、予備的な理論研究では、高圧により炭酸塩溶融物の粘度が増加することを示唆しています。粘度の増加による溶融物の移動性の低下により、マントル深部に大量の炭素が堆積します。^{[ 100 ]}

したがって、炭素は長期間下部マントルに留まることができますが、高濃度の炭素は頻繁に岩石圏に戻ります。このプロセスは炭素放出と呼ばれ、炭酸塩マントルが減圧融解を起こすことと、マントルプルームが炭素化合物を地殻に向かって運ぶことによって起こります。^{[ 101 ]}炭素は火山ホットスポットに向かって上昇する際に酸化され、そこでCO2として放出されます_。これは、炭素原子がそのような地域で噴出する玄武岩の酸化状態と一致するように起こります。^{[ 102 ]}

地球の核に炭素が存在することは十分に制約されているが、最近の研究では、この領域に大量の炭素が貯蔵されている可能性があることが示唆されている。内核を伝わるせん断波（S波）は、ほとんどの鉄を多く含む合金で予想される速度の約50%で伝わる。^{[ 103 ]}核の組成は結晶鉄と少量のニッケルの合金であると考えられているため、この地震異常は、核に炭素を含む軽元素が存在することを示している。実際、ダイヤモンドアンビルセルを使用して地球の核の条件を再現する研究では、炭化鉄（Fe ₇ C ₃）が内核の波の速度と密度に一致することが示されている。したがって、炭化鉄モデルは、核が地球の炭素の最大67%を保持しているという証拠として役立つ可能性がある。^{[ 104 ]}さらに、別の研究では、地球の内核の圧力と温度条件下では、炭素が鉄に溶解し、前述のものとは異なる構造ではあるものの、同じ Fe ₇ C _{3組成の安定相を形成することがわかった。} ^{[ 105 ]}要約すると、地球の核に潜在的に蓄積されている炭素の量は不明であるが、最近の研究では、炭化鉄の存在が地球物理学的観測の一部を説明できることが示されている。^{[ 106 ]}

気候変動の現在の傾向は、海洋温度と酸性度の上昇につながり、海洋生態系を変化させています。^{[ 111 ]}また、酸性雨や農業および産業からの汚染された流出水は、海洋の化学組成を変化させます。このような変化は、サンゴ礁などの非常に敏感な生態系に劇的な影響を与える可能性があり、^{[ 112 ]}地域規模で海洋が大気から炭素を吸収する能力を制限し、世界的に海洋の生物多様性を減少させます。

大気と地球システムの他の構成要素との間の炭素の交換は、総称して炭素循環と呼ばれ、現在、人為的な炭素排出が気候変動に及ぼす影響に対する重要な負の（抑制）フィードバックを構成しています。陸地と海洋の炭素吸収源は、それぞれ現在、毎年人為的な炭素排出量の約4分の1を吸収しています。^{[ 113 ] [ 110 ]}

これらのフィードバックは将来弱まることが予想され、人為的な炭素排出が気候変動に及ぼす影響を増幅させる。^{[ 114 ]}しかし、その弱まる程度は非常に不確実であり、地球システムモデルは、大気中の濃度や排出シナリオが同じであっても、陸と海の炭素吸収量に大きな幅があると予測している。^{[ 115 ] [ 110 ] [ 116 ]}人為的な地球温暖化によって間接的に引き起こされる北極のメタン排出も炭素循環に影響を与え、さらなる温暖化に寄与する。

化石燃料の採掘と燃焼

炭素循環と生物圏に対する人間の影響の中で最大かつ最も急速に拡大しているものの1つは、化石燃料の採掘と燃焼であり、これは炭素を地圏から大気圏に直接移動させる。二酸化炭素は、クリンカー製造のための石灰石の焼成中にも生成され放出される。 ^{[ 118 ]}クリンカーはセメントの工業的前駆体である。

2020年現在これまでに約 450 ギガトンの化石炭素が採掘されており、これは地球上のすべての陸上生物量に含まれる炭素量に匹敵する量です。^{[ 117 ]} 近年、大気中への直接的な地球規模の排出量は、植生や海洋による吸収量を上回っています。^{[ 119 ] [ 120 ] [ 121 ] [ 122 ]}これらの吸収源は、約 1 世紀以内に大気中に追加された炭素の約半分を除去すると予想され、実際に観測されています。^{[ 117 ] [ 123 ] [ 124 ]}それにもかかわらず、海洋のような吸収源は飽和特性が変化しており、追加された炭素のかなりの割合 (結合モデルに基づくと 20 ～ 35% ) が数世紀から数千年にわたって大気中に残ると予測されています。^{[ 125 ] [ 126 ]}

農業の発明以来、人間は陸上生物圏の植生の混合を変化させることで、数世紀にわたる時間スケールで炭素循環に直接的かつ徐々に影響を与えてきた。^{[ 123 ]}過去数世紀にわたり、人間が直接的および間接的に引き起こした土地利用と土地被覆の変化（LUCC）は生物多様性の喪失につながり、生態系の環境ストレスに対する回復力を低下させ、大気から炭素を除去する能力を低下させている。より直接的には、陸上生態系から大気への炭素の放出につながることが多い。

農業目的の森林伐採は、大量の炭素を蓄えている森林を破壊し、一般的には農地や都市部に置き換えます。これらの代替地はどちらも比較的少量の炭素しか蓄えていないため、結果として大気中に残る炭素量が増加します。しかし、再植林によって、大気および炭素循環全体への影響を意図的に、あるいは自然に逆転させることができます。