O carbono é muito mais do que um simples elemento químico (C, número atômico 6). É a base da vida orgânica e um dos principais reguladores do clima do nosso planeta. Sua viagem perpétua entre os grandes reservatórios terrestres: a atmosfera, a hidrosfera (oceanos), a biosfera (florestas, solos) e a geosfera (subsolo), forma um sistema de complexidade e harmonia notáveis.
O ciclo do carbono foi gradualmente compreendido como uma rede complexa de fluxos e estoques, ligando a biogeoquímica e a climatologia. A identificação do CO2 como gás participante nas trocas entre atmosfera, oceanos e biosfera começou com os experimentos de Joseph Priestley (1733–1804) e Antoine Lavoisier (1743–1794), que demonstraram o papel das plantas na produção de oxigênio e na absorção de CO2.
No meio do século XIX, Eunice Newton Foote (1819–1888) mostrou que o CO2 absorve o calor solar, destacando seu papel no aquecimento e na regulação térmica da atmosfera, um elemento chave para entender o ciclo do carbono.
No século XIX, estudos sobre a respiração animal e a decomposição orgânica também mostraram que o carbono podia circular entre os organismos vivos e a atmosfera. No século XX, a quantificação dos fluxos oceânicos e terrestres permitiu formalizar o ciclo do carbono, distinguindo os reservatórios rápidos (biosfera, atmosfera, oceanos superficiais) e lentos (sedimentos, combustíveis fósseis, litosfera).
Hoje, o uso de modelos climáticos e medições isotópicas permite rastrear com precisão a transferência de carbono entre reservatórios e compreender o impacto das atividades humanas no CO2 atmosférico e no aquecimento global.
O ciclo do carbono é o conjunto de processos físicos, químicos e biológicos que garantem a circulação do carbono entre os principais reservatórios da Terra: atmosfera, biosfera, hidrosfera e litosfera.
O ciclo do carbono atua em escalas de tempo muito variadas: desde trocas rápidas entre a atmosfera, a biosfera e os oceanos superficiais (anos a décadas) até transferências lentas para os sedimentos e a litosfera (milhares a milhões de anos). Essa sobreposição de dinâmicas rápidas e lentas regula o clima terrestre e condiciona a resposta a perturbações naturais ou antropogênicas.
| Reservatório de origem | Quantidade armazenada (GtC) | Reservatório alvo | Processo | Fluxo anual (GtC/ano) | Transformação dominante | Escala de tempo |
|---|---|---|---|---|---|---|
| Atmosfera (CO2) | ≈ 880 | Biosfera vegetal | Fotossíntese | ≈ 120 | \( CO_2 + H_2O \xrightarrow{\text{energia solar}} CH_2O + O_2 \) (Redução do carbono mineral em carbono orgânico) | Anos |
| Biosfera vegetal | ≈ 450 a 650 | Biosfera animal | Transferência de carbono orgânico | ≈ 60 | \( CH_2O_{\text{planta}} \rightarrow CH_2O_{\text{animal}} + CO_2 \) | Anos a décadas |
| Biosfera (vegetal e animal) | ≈ 2.000 (incluindo solos) | Atmosfera (CO2) | Respiração, decomposição | ≈ 120 | \( CH_2O + O_2 \rightarrow CO_2 + H_2O + \text{energia} \) (Oxidação biológica do carbono orgânico) | Anos |
| Atmosfera (CO2) | ≈ 880 | Oceanos superficiais | Dissolução oceânica | ≈ 90 | \(CO_2 + H_2O \rightleftharpoons H_2CO_3 \rightleftharpoons H^+ + HCO_3^- \rightleftharpoons 2H^+ + CO_3^{2-}\) (Equilíbrios CO2/HCO3-/CO32-) | Meses a séculos |
| Oceanos (carbono dissolvido) | ≈ 38.000 | Sedimentos marinhos | Biomineralização | ≈ 0,5 a 1 | \(Ca^{2+} + HCO_3^- \rightleftharpoons CaCO_3(s) + H^+\) (Formação de carbonatos CaCO3) | Séculos a milênios |
| Biosfera e sedimentos | ≈ 15.000 | Combustíveis fósseis | Enterro, diagênese | ≈ 0,1 | \(CH_2O_{\text{matéria orgânica}} \rightarrow C_{\text{fóssil}} + H_2O + CO_2\) (Concentração e fossilização do carbono) | Milhões de anos |
| Combustíveis fósseis | ≈ 4.000 | Atmosfera (CO2) | Combustão | ≈ 10 | \(C_6H_{12}O_6 (\text{fóssil}) + 6\,O_2 \rightarrow 6\,CO_2 + 6\,H_2O\) (Oxidação rápida do carbono fóssil) | Instantânea a décadas |
| Litosfera (rochas carbonatadas) | > 60.000.000 | Atmosfera (CO2) | Subducção, vulcanismo | ≈ 0,1 | \(CaCO_3(\text{sedimento}) + \text{magma} \rightarrow CaO + CO_2(\text{vulcânico})\) (Desgaseificação do manto de carbono) | Milhões de anos |
N.B.:
A vegetação absorve CO2 atmosférico por meio da fotossíntese, mas também o libera durante a respiração e a decomposição da matéria orgânica. Assim, a biosfera age como sumidouro e fonte de carbono, com um balanço líquido que depende dos fluxos sazonais e das perturbações ecológicas.
N.B.:
O equilíbrio climático em escala geológica resulta da retroação entre a desgasificação vulcânica (que libera CO2 dos reservatórios litosféricos) e o intemperismo de silicatos (que captura CO2 atmosférico). Um aquecimento acelera o intemperismo, reduzindo o CO2 e resfriando o clima. Esse mecanismo vincula estoques e fluxos de carbono, atuando como um termostato planetário lento, mas eficaz.
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