Thông tin
Nếu thực vật và đại dương hấp thụ CO₂, tại sao nó lại tích tụ trong không khí? Trước Cách mạng Công nghiệp, những gì tự nhiên lấy từ không khí đều được trả lại đúng bằng như vậy. Phát thải của con người là một dòng thêm vào, không có dòng đối ứng. Thực vật và đại dương phản ứng với lượng dư và hấp thụ nhiều hơn, nhưng chỉ một phần. Trong mô phỏng, trong khoảng 750 GtC phát thải từ 1850 đến 2025, khoảng 42% còn lại trong không khí, 26% đi vào đại dương và phần còn lại, khoảng một phần ba, đi vào thực vật và đất (gần bằng lượng mà nạn phá rừng đã lấy đi của chúng). Hãy xem đồ thị Nơi đến.
Đại dương lớn như vậy, sao không hấp thụ hết lượng CO₂ tăng thêm? Vì ba lý do. Chỉ lớp trên cùng (khoảng 100 m) trao đổi CO₂ với không khí, và nước phải mất hàng chục năm để đến lớp trung gian và khoảng một nghìn năm để xuống tới đáy. Tiếp theo, CO₂ hòa tan phản ứng với nước và với ion carbonat hòa tan trong nước; đại dương đã hấp thụ càng nhiều carbon thì càng ít carbonat còn lại cho phản ứng này, và mỗi GtC tăng thêm càng khó hấp thụ (hệ số Revelle, từ 9,5 lên khoảng 11 hiện nay; đây cũng là hóa học của hiện tượng axit hóa đại dương). Cuối cùng, nước ấm hơn hòa tan ít khí hơn. Trong kịch bản Phát thải không đổi, năm 2100 đại dương hấp thụ nhiều carbon mỗi năm hơn hiện nay (4,2 so với 3,5 GtC/năm), nhưng với mỗi ppm CO₂ tăng thêm trong không khí, nó chỉ hấp thụ được một nửa so với hiện nay.
Đồ thị ΔT × GtC cho thấy điều gì? Mức nóng lên tăng gần như tỉ lệ thuận với tổng lượng carbon đã phát thải, chứ không phải với tốc độ phát thải. Trong mô phỏng, khoảng 1,6 °C cho mỗi 1000 GtC (IPCC ước tính 1,65 °C, với khoảng khả dĩ từ 1,0 đến 2,3 °C). Từ đó có khái niệm ngân sách carbon: để giữ mức nóng lên dưới một ngưỡng nhất định, chỉ được phát thải một tổng lượng có giới hạn, và nhiệt độ chỉ ngừng tăng khi phát thải giảm gần về 0.
Điều gì xảy ra khi phát thải về 0? Trong kịch bản Về 0 trong 25 năm, mức nóng lên đạt khoảng 1,4 °C vào khoảng năm 2050 rồi giảm chậm (1,3 °C vào năm 2100). Hai hiệu ứng gần như triệt tiêu nhau: CO₂ trong không khí giảm vì thực vật và đại dương tiếp tục hấp thụ, nhưng đại dương sâu, vẫn lạnh hơn bề mặt, ngày càng hấp thụ ít nhiệt hơn. CO₂ không trở về 280 ppm: trong kịch bản Xung, khoảng 43% lượng carbon thải ra vẫn còn trong không khí sau 100 năm, và 21% sau 1000 năm.
Tại sao mô phỏng chỉ xét CO₂? CO₂ là khí đóng góp nhiều nhất vào sự nóng lên và tồn tại lâu nhất trong không khí, đồng thời là khí duy nhất luân chuyển giữa các bể chứa được hiển thị ở đây. Các khí khác, như metan và nitơ oxit, cũng làm Trái Đất nóng lên, còn sol khí từ ô nhiễm thì làm nó mát đi. Vì vậy, ΔT của mô phỏng là mức nóng lên do CO₂ gây ra, và không nên so sánh trực tiếp với tổng mức nóng lên quan sát được. Các đường 1,5 °C và 2 °C trên đồ thị ΔT × GtC đánh dấu các mục tiêu của Thỏa thuận Paris, áp dụng cho tổng mức nóng lên (gồm tất cả các hiệu ứng đó): chúng chỉ để tham khảo, không phải để so sánh chính xác.
Mô hình hộp với năm bể chứa carbon (trữ lượng tính bằng GtC; 1 ppm CO₂ ≈ 2,124 GtC) và hai lớp nhiệt độ, được tích phân bằng phương pháp Runge-Kutta bậc 4 (bước thời gian 0,25 năm).
Carbon. Khí quyển $C_A$, thảm thực vật $C_V$, đất $C_S$, đại dương bề mặt $C_M$ (đến 100 m) và đại dương sâu, chia thành lớp trung gian $C_I$ (100 đến 1000 m) và đáy $C_P$ (mô phỏng hiển thị tổng $C_I + C_P$):
$$\begin{aligned} \dot C_A &= R_V + R_S + F_{\text{out}} - P\\ &\quad - F_{\text{in}} + E_{\text{fos}} + E_{\text{def}}\\ \dot C_V &= P - R_V - L - E_{\text{def}}\\ \dot C_S &= L - R_S\\ \dot C_M &= F_{\text{in}} - F_{\text{out}} + F_{\text{up}} - F_{\text{down}}\\ \dot C_I &= F_{\text{down}} - F_{\text{up}} + G_{\text{up}} - G_{\text{down}}\\ \dot C_P &= G_{\text{down}} - G_{\text{up}} \end{aligned}$$Cộng sáu phương trình lại thì chỉ còn $E_{\text{fos}}$: tổng lượng carbon chỉ tăng do đốt nhiên liệu hóa thạch; phá rừng ($E_{\text{def}}$) chuyển carbon từ thảm thực vật vào khí quyển.
Các dòng trên đất liền. Quang hợp $P$, hô hấp của thực vật $R_V$, rụng lá và cành $L$ và hô hấp của đất $R_S$:
$$\begin{aligned} P &= P_0\,[1 + \beta \ln(C_A/C_{A0})]\\ R_V &= P/2\\ L &= \tfrac{P_0}{2}\,C_V/C_{V0}\\ R_S &= \tfrac{P_0}{2}\,(C_S/C_{S0})\,Q_{10}^{\,T/10} \end{aligned}$$với $P_0 = 120$ GtC/năm; hệ số $Q_{10}^{\,T/10}$ chỉ áp dụng khi bật phản hồi của đất.
Các dòng đại dương. Trao đổi với không khí ($F_{\text{in}}$, $F_{\text{out}}$), xáo trộn bề mặt với lớp trung gian ($F_{\text{down}}$, $F_{\text{up}}$) và xáo trộn lớp trung gian với đáy ($G_{\text{down}}$, $G_{\text{up}}$):
$$\begin{aligned} F_{\text{in}} &= k\,p_{\text{atm}}\\ F_{\text{out}} &= k\,p_{\text{oc}}\\ p_{\text{oc}} &= p_q(D)\,e^{0{,}0423\,T}\\ F_{\text{down}} &= \frac{C_{I0}}{\tau_{\text{mix}}}\,\frac{C_M}{C_{M0}}\\ F_{\text{up}} &= \frac{C_I}{\tau_{\text{mix}}}\\ G_{\text{down}} &= \frac{C_{P0}}{\tau_{\text{deep}}}\,\frac{C_I}{C_{I0}}\\ G_{\text{up}} &= \frac{C_P}{\tau_{\text{deep}}} \end{aligned}$$với $k = 80/280$ GtC/năm cho mỗi ppm, $p_{\text{atm}} = C_A/2{,}124$ và $p_{\text{oc}}$ tính bằng ppm, và $\tau_{\text{deep}} = 1000$ năm (tuổi của nước sâu theo carbon-14). Hệ số $e^{0{,}0423\,T}$ (4,2% mỗi °C) chỉ áp dụng khi bật phản hồi của đại dương.
Hóa học carbonat. CO₂ hòa tan phản ứng với nước ($\text{CO}_2 + \text{H}_2\text{O} \rightleftharpoons \text{H}^+ + \text{HCO}_3^- \rightleftharpoons 2\text{H}^+ + \text{CO}_3^{2-}$), và chỉ phần nhỏ còn ở dạng CO₂ mới trở lại không khí. Carbon vô cơ hòa tan ở bề mặt là $D = D_0\,C_M/C_{M0}$ ($D_0 \approx 1986$ µmol/kg). Với độ kiềm cố định ($A_T = 2300$ µmol/kg), $[\text{H}^+]$ được tìm từ
$$\begin{aligned} A_T &= D\,\frac{K_1[\text{H}^+] + 2K_1K_2}{[\text{H}^+]^2 + K_1[\text{H}^+] + K_1K_2}\\ &\quad + \frac{B_T K_B}{K_B + [\text{H}^+]} + \frac{K_w}{[\text{H}^+]} - [\text{H}^+] \end{aligned}$$rồi $p_q = D\,[\text{H}^+]^2 / \{K_0\,([\text{H}^+]^2 + K_1[\text{H}^+] + K_1K_2)\}$, với các hằng số cân bằng của nước biển ở 18 °C và độ mặn 35. Hệ số Revelle, $\xi = (\Delta p_q/p_q)/(\Delta D/D)$, có được từ phép tính: ≈ 9,5 ở thời kỳ tiền công nghiệp, và tăng dần khi đại dương hấp thụ carbon (≈ 11 hiện nay); mỗi GtC tăng thêm càng khó hấp thụ. Khi tắt hệ số Revelle, $p_q = 280\,C_M/C_{M0}$ (CO₂ sẽ hòa tan như một chất khí bình thường, $\xi = 1$).
Phát thải. $E_{\text{fos}}$ và $E_{\text{def}}$ theo dữ liệu lịch sử đến năm cuối cùng có dữ liệu; sau đó theo các giá trị của bảng “Phát thải của con người”, được giảm trong các kịch bản cắt giảm. Trong kịch bản “Xung”, toàn bộ carbon đi vào trong năm đầu tiên.
Khí hậu. Cân bằng năng lượng hai lớp: bề mặt (khí quyển + lớp xáo trộn đại dương, dị thường $T$) và đại dương sâu ($T_p$):
$$\begin{aligned} C_s\,\dot T &= \Delta F - \lambda T - \gamma\,(T - T_p)\\ C_p\,\dot T_p &= \gamma\,(T - T_p) \end{aligned}$$với cưỡng bức $\Delta F = 5{,}35\,\ln(C_A/C_{A0})$ W/m², $\lambda = F_{2\times}/S$ ($F_{2\times} = 5{,}35 \ln 2 \approx 3{,}7$ W/m² và $S$ là độ nhạy khí hậu), $C_s = 0{,}094\,h$ ($h$ tính bằng mét), $C_p = 106$ W·năm/(m²·°C) và $\gamma = 0{,}73$ W/(m²·°C).
Cân bằng tiền công nghiệp. $C_{A0} = 594{,}7$ (280 ppm), $C_{V0} = 450$, $C_{S0} = 1700$, $C_{M0} = 900$, $C_{I0} = 9000$ và $C_{P0} = 28\,000$ GtC, với $T = T_p = 0$: mọi đạo hàm đều bằng 0 (ví dụ, khí quyển nhận 60 + 60 + 80 và mất 120 + 80 GtC/năm).
Carbon có nguồn gốc hóa thạch được theo dõi như một chất đánh dấu trong mọi bể chứa (mỗi dòng mang theo phần hóa thạch của bể chứa mà nó đi ra). Trữ lượng hóa thạch bắt đầu từ 5000 GtC, cỡ bậc của các nguồn tài nguyên ước tính. Mô hình mang tính giáo dục: chỉ xét CO₂ (không có các khí nhà kính khác và không có sol khí). Lượng phát thải lịch sử hằng năm (nhiên liệu hóa thạch và xi măng, trừ đi quá trình carbonat hóa; thay đổi sử dụng đất) lấy từ Global Carbon Budget 2025, từ 1850 đến 2024, cộng với dự báo cho năm 2025.
Bạn có thực sự muốn xóa mô phỏng này không?