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1、第第1 1讲讲 温室气体排放温室气体排放和大气温室气体浓度的变化和大气温室气体浓度的变化资源与环境学院魏秀国目录目录温室气体的排放与排放情景温室气体的排放与排放情景碳循环与大气温室气体浓度的变化碳循环与大气温室气体浓度的变化海洋和陆地的碳收支海洋和陆地的碳收支何谓温室效应大气温室效应是指大气物质对近地气层的增温作用。随着大气中CO2等增温物质的增多，使得能够更多地阻挡地面和近地气层向宇宙空间的长波辐射能量支出，从而使地球气候变暖。其可能的积极作用是使部分干旱区雨量增多，高纬度农业区热量状况改差，但更主要的是负面影晌，就是便热带和温带的旱、涝灾害发生频繁，以及冰山熔化，海平面上升，沿海三角洲被淹
2、没。 温室的特点：温度较室外高，不散热。 生活中我们可以见到的玻璃育花房和蔬菜大棚就是典型的温室。使用玻璃或透明塑料薄膜来做温室，是让太阳光能够直接照射进温室，加热室内空气，而玻璃或透明塑料薄膜又可以不让室内的热空气向外散发，使室内的温度保持高于外界的状态，以提供有利于植物快速生长的条件。 温室气体种类和作用温室效应逐渐增强全球变暖的证据: 气象观测证据冰芯记录树木年轮学证据遥感证据温室效应的影响 若是温室效应气体浓度不断增加，则将使地表温度增加，进而导致气候的变化，其影响包括： 北半球冬季将缩短，并更冷更湿，而夏季则变长且更干更热，亚热带地区则将更干，而热带地区则更湿。 由于气温增高水汽蒸发
3、加速。全球雨量每年将减少，各地区降水型态将会改变。 改变植物、农作物之分布及生长力，并加快生长速度，造成土壤贫瘠，作物生长终将受限制，且间接破坏生态环境，改变生态平衡。 海洋变暖、海平面将于2100年上升 1595公分，导致低洼地区海水倒灌，全世界三分之一居住于海岸边缘的人口将遭受威胁。 改变地区资源分布，导致粮食、水源、渔获量等的供应不平衡，引发国际间之经济、社会问题。排放温室气体的人类活动（一）化石能源燃烧活动（二氧化碳等）化石能源开采过程中的排放和泄漏（二氧化碳和甲烷）部分工业生产 过程(如水泥生产)（二氧化碳）排放温室气体的人类活动（二） 农业(如水稻) （甲烷） 畜牧业(如牛等反刍动
4、物消化) （甲烷） 废弃物处理 （甲烷和二氧化碳） 土地利用变化减少对二氧化碳的吸收（如森 林砍伐）排放情景排放情景排放情景是指为了制作未来全球和区域气候变化排放情景是指为了制作未来全球和区域气候变化的预测，根据一系列驱动因子（包括人口增长、的预测，根据一系列驱动因子（包括人口增长、经济发展、技术进步、环境条件、全球化、公平经济发展、技术进步、环境条件、全球化、公平原则等）的假设得出的未来温室气体和硫化物气原则等）的假设得出的未来温室气体和硫化物气溶胶排放的情况。溶胶排放的情况。早期的模式预测并没有特定的排放情景，主要进早期的模式预测并没有特定的排放情景，主要进行的是行的是CO2CO2加倍平衡
5、试验（加倍平衡试验（IPCCIPCC，19901990）。此后先）。此后先后发展了两套温室气体和气溶胶排放情景，即后发展了两套温室气体和气溶胶排放情景，即IS92IS92和和SRESSRES。 IS92IS92排放情景于排放情景于19921992年提出（年提出（IPCCIPCC，19921992），主要用于），主要用于SARSAR中气候模式的预测。中气候模式的预测。IS92IS92包含了六种不同的排放情景（包含了六种不同的排放情景（IS92aIS92a到到IS92fIS92f），分别代表未来世界不同的社会、），分别代表未来世界不同的社会、经济和环境条件。经济和环境条件。SRESSRES排放情景
6、于排放情景于20002000年提年提（IPCC 2001IPCC 2001），），主要用于替代主要用于替代IS92IS92用于用于TARTAR的气候预测。的气候预测。SRESSRES排放情景主要由四个框架组成：排放情景主要由四个框架组成： A1A1框架和情景系列框架和情景系列 描述的是一个描述的是一个经济快速增长，全球人口峰值出现经济快速增长，全球人口峰值出现在在2121世纪中叶、随后开始减少，新的和更高效的世纪中叶、随后开始减少，新的和更高效的技术迅速出现的未来世界。技术迅速出现的未来世界。其基本内容是其基本内容是强调地强调地区间的趋同发展、能力建设、不断增强的文化和区间的趋同发展、能力建设
7、、不断增强的文化和社会的相互作用、地区间人均收入差距的持续减社会的相互作用、地区间人均收入差距的持续减少。少。A1A1情景系列划分为情景系列划分为3 3个群组，分别描述了能源个群组，分别描述了能源系统技术变化的不同发展方向，以技术重点来区系统技术变化的不同发展方向，以技术重点来区分这三个分这三个A1A1情景组：化石密集（情景组：化石密集（A1FIA1FI）、非化石）、非化石能源（能源（A1TA1T）、各种能源资源均衡（）、各种能源资源均衡（A1BA1B）（此处）（此处的均衡定义为，在假设各种能源供应和利用技术的均衡定义为，在假设各种能源供应和利用技术发展速度相当的条件下，不过分依赖于某一特定发
8、展速度相当的条件下，不过分依赖于某一特定的能源资源）。的能源资源）。A2A2框架和情景系列框架和情景系列 描述的是一个描述的是一个极其非均衡发展的世界极其非均衡发展的世界。其。其基本点是自给自足和地方保护主义，地区基本点是自给自足和地方保护主义，地区间的人口出生率很不协调，导致持续的人间的人口出生率很不协调，导致持续的人口增长，经济发展主要以区域经济为主，口增长，经济发展主要以区域经济为主，人均经济增长与技术变化越来越分离，低人均经济增长与技术变化越来越分离，低于其它框架的发展速度。于其它框架的发展速度。 B1 B1框架和情景系列框架和情景系列 描述的是一个描述的是一个均衡发展的世界均衡发展的
9、世界，与，与A1A1描述描述具有相同的人口，人口峰值出现在世纪中具有相同的人口，人口峰值出现在世纪中叶，随后开始减少。不同的是，经济结构叶，随后开始减少。不同的是，经济结构向服务和信息经济方向快速调整，材料密向服务和信息经济方向快速调整，材料密度降低，引入清洁、能源效率高的技术。度降低，引入清洁、能源效率高的技术。其基本点是其基本点是在不采取气候行动计划的条件在不采取气候行动计划的条件下，更加公平地在全球范围实现经济、社下，更加公平地在全球范围实现经济、社会和环境的可持续发展。会和环境的可持续发展。 B2B2框架和情景系列框架和情景系列 描述的世界描述的世界强调区域性的经济、社会和环强调区域性
10、的经济、社会和环境的可持续发展。境的可持续发展。全球人口以低于全球人口以低于A2A2的增的增长率持续增长，经济发展处于中等水平，长率持续增长，经济发展处于中等水平，技术变化速率与技术变化速率与A1A1、B1B1相比趋缓、发展方相比趋缓、发展方向多样。同时，该情景所描述的世界也朝向多样。同时，该情景所描述的世界也朝着环境保护和社会公平的方向发展，但所着环境保护和社会公平的方向发展，但所考虑的重点仅仅局限于地方和区域一级。考虑的重点仅仅局限于地方和区域一级。SRESSRES以及以及IS92aIS92a主要温室气体和主要温室气体和SOSO2 2的排放情景的排放情景 图2碳循环与温室气体浓度的变化碳循
11、环与温室气体浓度的变化 碳循环之所以重要，是因为它碳循环之所以重要，是因为它调节着两种最重调节着两种最重要的温室气体要的温室气体COCO2 2与与CHCH4 4的大气浓度。的大气浓度。碳循环比较复碳循环比较复杂，它具有多种不同化学物质的化学转换。而水循杂，它具有多种不同化学物质的化学转换。而水循环中不同库间的交换过程涉及到相变，但只有一个环中不同库间的交换过程涉及到相变，但只有一个化学物质化学物质H H2 2O O的输送。在全球碳循环中有的输送。在全球碳循环中有四个大的碳四个大的碳库：大气、生物圈（湿地与海洋）、地壳（含地幔）库：大气、生物圈（湿地与海洋）、地壳（含地幔）和海洋碳库。和海洋碳库
12、。大气大气COCO2 2库的大小在活跃的生物圈库库的大小在活跃的生物圈库（绿色植物，浮游生物，与整个食物链）和巨大的（绿色植物，浮游生物，与整个食物链）和巨大的地壳碳库之间，进出小库的交换率比进出大库的要地壳碳库之间，进出小库的交换率比进出大库的要快几个量级。快几个量级。 几百万年来，通过硅酸盐岩石的风化作用和由几百万年来，通过硅酸盐岩石的风化作用和由海洋植物固碳作用而埋藏于海洋沉积物中，海洋植物固碳作用而埋藏于海洋沉积物中，COCO2 2由大由大气中被清除。而化石燃料的燃烧又把地球在地质时气中被清除。而化石燃料的燃烧又把地球在地质时期捕获的碳重新释放到大气中。新的冰芯资料表明，期捕获的碳重新
13、释放到大气中。新的冰芯资料表明，地球系统至少在过去地球系统至少在过去6565万年内（万年内（6 6次冰期次冰期间冰期循间冰期循环）没有达到目前大气环）没有达到目前大气COCO2 2或或CHCH4 4的浓度值。的浓度值。在那个在那个时期，大气时期，大气COCO2 2浓度一直在浓度一直在180ppm180ppm（冰期最盛时期）（冰期最盛时期）和和300ppm300ppm（暖的间冰期）。一般认为，在冰期盛期，（暖的间冰期）。一般认为，在冰期盛期，由大气中清除的由大气中清除的COCO2 2被储存于海洋中，并提出了一些被储存于海洋中，并提出了一些因果的机理，它们把天文变化，气候，因果的机理，它们把天文变
14、化，气候，COCO2 2和其它温和其它温室气体，海洋环流与温度，生物生产力和营养供应室气体，海洋环流与温度，生物生产力和营养供应与海洋沉积物之相互作用联系起来。与海洋沉积物之相互作用联系起来。 在在17501750年之前，年之前，COCO2 2的大气浓度稳定在的大气浓度稳定在260-280ppm260-280ppm已达已达1010万年。相对于自然变化，人类活动对碳循环的扰动是不明显万年。相对于自然变化，人类活动对碳循环的扰动是不明显的。的。17501750年之后，大气中年之后，大气中COCO2 2浓度以增长的速率由浓度以增长的速率由280ppm280ppm上升上升到到20052005年近年近3
15、80ppm380ppm。这种增加主要产生自人类活动：主要是这种增加主要产生自人类活动：主要是化石燃料燃烧和毁林，也由于水泥生产，土地利用和管理的化石燃料燃烧和毁林，也由于水泥生产，土地利用和管理的变化（生物质燃烧，作物生产，草地变农用等）。其中人类变化（生物质燃烧，作物生产，草地变农用等）。其中人类活动造成的活动造成的COCO2 2排放是单一的对气候变化贡献最大的人类活动排放是单一的对气候变化贡献最大的人类活动因子。甲烷浓度从因子。甲烷浓度从17501750年的年的700ppb700ppb类似的上升到类似的上升到20052005年的年的1775ppb1775ppb，其排放源有：化石燃料，填埋废
16、弃物处理，泥地，其排放源有：化石燃料，填埋废弃物处理，泥地/ /湿地，反刍动物和稻米生产。湿地，反刍动物和稻米生产。CHCH4 4辐射强迫的增加量略小于辐射强迫的增加量略小于COCO2 2的三分之一，是第二个重要的温室气体。的三分之一，是第二个重要的温室气体。 无论是无论是COCO2 2和和CHCH4 4在自然碳循环中都起着重要的在自然碳循环中都起着重要的作用。它们在陆地生物圈，海洋和大气之间连续地作用。它们在陆地生物圈，海洋和大气之间连续地大量流动，在近十万年到大量流动，在近十万年到17501750年维持着稳定的大气年维持着稳定的大气COCO2 2和和CHCH4 4浓度。通过光合作用，碳被转
17、换成植物生浓度。通过光合作用，碳被转换成植物生物质。陆地植物由大气中捕获物质。陆地植物由大气中捕获COCO2 2；植物，土地和动；植物，土地和动物呼吸（包括死亡，生物质分解），在厌氧条件下物呼吸（包括死亡，生物质分解），在厌氧条件下把碳作为把碳作为COCO2 2和和CHCH4 4又可返回到大气中。在年尺度上，又可返回到大气中。在年尺度上，植被火灾可能是植被火灾可能是COCO2 2与与CHCH4 4的重要源。但如果植被再的重要源。但如果植被再生，在年代时间尺度大量生，在年代时间尺度大量COCO2 2又可被陆地生物圈再度又可被陆地生物圈再度捕获。捕获。 在大气与海洋间在大气与海洋间COCO2 2被
18、连续地交换，进入洋面的被连续地交换，进入洋面的COCO2 2立即与水形成重碳酸盐（立即与水形成重碳酸盐（HCOHCO3 3- -）和碳酸盐（）和碳酸盐（COCO3 32-2-）离子，）离子，COCO2 2，HCOHCO3 3- -和和COCO3 32-2-一起被称作溶解性无机碳一起被称作溶解性无机碳（DICDIC）。相对于大气和其下海洋中层的物理交换）。相对于大气和其下海洋中层的物理交换COCO2 2在表层洋面作为在表层洋面作为DICDIC的存留时间不到的存留时间不到1010年。冬季，年。冬季，高纬的冷水，重且富有高纬的冷水，重且富有COCO2 2（作为（作为DICDIC）由于溶解性）由于溶解
19、性高）从表层下沉到深层，这种局地的下沉与高）从表层下沉到深层，这种局地的下沉与MOCMOC（经（经向翻转环流）有关，被称作向翻转环流）有关，被称作“溶解泵溶解泵”。长时期看，长时期看，它被分布式向上扩散到暖表层水的它被分布式向上扩散到暖表层水的DICDIC输送大致相平输送大致相平衡。衡。 浮游生物通过光合作用摄取碳，以后作为死亡浮游生物通过光合作用摄取碳，以后作为死亡的有机物与颗粒，其中一些又从表层下沉（生物泵）的有机物与颗粒，其中一些又从表层下沉（生物泵）或转变成溶解有机碳（或转变成溶解有机碳（DOCDOC）。大部分下沉颗粒中的）。大部分下沉颗粒中的碳在表层通过细菌的作用又被氧化，并最终作为
20、碳在表层通过细菌的作用又被氧化，并最终作为DICDIC再循环到海表。其余的颗粒通量到达深海区（再循环到海表。其余的颗粒通量到达深海区（2000-2000-6000m6000m），一小部分到达深海沉积物，其中一些又重），一小部分到达深海沉积物，其中一些又重新悬浮起来，一些被埋存。中层海水以几十年新悬浮起来，一些被埋存。中层海水以几十年几几百年时间尺度混合，而深层水混合是千年时间尺度，百年时间尺度混合，而深层水混合是千年时间尺度，需要一些混合时间以使海洋达到其充分的缓冲能力。需要一些混合时间以使海洋达到其充分的缓冲能力。溶解和生物泵一起维持溶解和生物泵一起维持COCO2 2在洋面（低值）到深层海在
21、洋面（低值）到深层海洋（高值）的垂直梯度（作为洋（高值）的垂直梯度（作为DICDIC），因而调节着），因而调节着COCO2 2在大气与海洋间的交换。在大气与海洋间的交换。 从全球看，从全球看，溶解泵的浓度依赖于溶解泵的浓度依赖于MOCMOC的强度，的强度，洋面温度，洋面温度，盐分，层结和冰盖。生物泵的效率依赖于光合作用中由表层盐分，层结和冰盖。生物泵的效率依赖于光合作用中由表层海洋作为下沉颗粒物输出的那一部分，它受到海洋环流，营海洋作为下沉颗粒物输出的那一部分，它受到海洋环流，营养供应和浮游生物群组成和生理作用的影响。养供应和浮游生物群组成和生理作用的影响。 下图中，黑箭头是海洋，大气和陆地生
22、物圈间的自然或下图中，黑箭头是海洋，大气和陆地生物圈间的自然或未扰动碳交换。总的陆地生物圈与大气以及海洋与大气间的未扰动碳交换。总的陆地生物圈与大气以及海洋与大气间的通量分别是通量分别是120120与与90GtC/yr90GtC/yr（约（约19951995年）。只有不到年）。只有不到1GtC/yr1GtC/yr碳从陆地通过河流输入到海洋中。这些通量在长时期平均是碳从陆地通过河流输入到海洋中。这些通量在长时期平均是平衡的。对于长期地质年代具有重要性的，另外自然通量包平衡的。对于长期地质年代具有重要性的，另外自然通量包括由陆地植物的有机物质向土壤中惯性有机碳的不稳定转换，括由陆地植物的有机物质向
23、土壤中惯性有机碳的不稳定转换，岩石风化和沉积物积累（反风化作用）与火山活动释放，它岩石风化和沉积物积累（反风化作用）与火山活动释放，它们的量值总体上是小的。在们的量值总体上是小的。在17501750年前的年前的1 1万年中净通量不到万年中净通量不到0.1GtC/yr0.1GtC/yr。地球系统不同碳库间的碳循环地球系统不同碳库间的碳循环大气与海洋地壳生物圈地幔层光合作用呼吸与衰亡埋藏俯冲海床扩张风化作用火山活动图3图中给出的是年平均碳通量（Gtc/yr）。黑箭头：工业化前自然通量；红箭头：人类活动通量。净的陆地损失（-39Gtc）由累积化石燃料排放减大气增加再减海洋储存倒算得到。-140Gtc
24、代表土地利用变化造成的累积排放，并要求101Gtc的陆地生物圈汇。GPP是年平均总陆地初级生产力。19901990年代全球碳循环示意图年代全球碳循环示意图图4 海洋和陆地的碳收支海洋和陆地的碳收支海洋中碳以三种形式存在：海洋中碳以三种形式存在：（1 1）溶解的）溶解的COCO2 2或或H H2 2COCO3 3（碳酸）（碳酸）（2 2）与）与CaCa2+2+与与MgMg2+2+及其它金属阳离子偶对的及其它金属阳离子偶对的碳酸盐粒子（碳酸盐粒子（COCO2 2-3-3）（3 3）重碳酸盐离子，这是海洋碳库含量最大）重碳酸盐离子，这是海洋碳库含量最大的。的。 陆地生态系统：陆地生态系统：总碳含量比
25、海洋低很多，总碳含量比海洋低很多，1818世纪中的估计表明总碳库容量为世纪中的估计表明总碳库容量为2300GtC2300GtC，其中，其中80%80%在土壤和地表废弃物中，其余在在土壤和地表废弃物中，其余在地上植被中：净初级生产力（地上植被中：净初级生产力（NPPNPP）每年把）每年把约约120GtC/y120GtC/y碳通过光合作用吸收到生态系碳通过光合作用吸收到生态系统中，而呼吸与生物质燃烧统中，而呼吸与生物质燃烧/ /衰亡又把同样衰亡又把同样的碳量返到大气中。的碳量返到大气中。 （光合作用：（光合作用： CO CO2 2+H+H2 2O CHO CH2 2O+OO+O2 2; ; 呼吸与
26、衰亡：呼吸与衰亡： CH CH2 2O+OO+O2 2 CO CO2 2+H+H2 2O O； 即使有机物质氧化）即使有机物质氧化）大气碳库主要由大气碳库主要由COCO2 2和和CHCH4 4构成，工业化前的大气构成，工业化前的大气COCO2 2浓度浓度280ppm280ppm相当于约相当于约600GtC600GtC的碳库。大气与其的碳库。大气与其它碳库间的年通量为它碳库间的年通量为130GtC130GtC，这表明，这表明大气中碳的大气中碳的更新十分迅速，每更新十分迅速，每4-54-5年一次。年一次。4242或或6565万年前南极万年前南极冰芯资料表明，冰芯资料表明，COCO2 2和和CHCH
27、4 4浓度变化与南极温度是非浓度变化与南极温度是非常紧密的耦合在一起（冰期：常紧密的耦合在一起（冰期：180-220ppm180-220ppm，间冰，间冰期：期：280-300ppm280-300ppm）。冰期与间冰期循环可能由地）。冰期与间冰期循环可能由地球轨道参数变化引起或启动（它改变地球上太阳球轨道参数变化引起或启动（它改变地球上太阳辐射的数量和分布），但这种初始的气候变化引辐射的数量和分布），但这种初始的气候变化引起了大气与其它碳库间起了大气与其它碳库间COCO2 2通量的明显变化（主要通量的明显变化（主要是海洋）。之后引起大气是海洋）。之后引起大气COCO2 2浓度的变化以及温室浓度
28、的变化以及温室强迫强度的变化。这种重要的反馈作用约为冰期强迫强度的变化。这种重要的反馈作用约为冰期间冰期循环振幅的间冰期循环振幅的50%50%左右。左右。 过去过去1 1万年万年COCO2 2浓度只在浓度只在260-280ppm260-280ppm很小范围变很小范围变化。大气化。大气COCO2 2浓度变化是大气与其它碳库间碳净通量浓度变化是大气与其它碳库间碳净通量的一种度量。这表明，进出大气通量间的净年收支，的一种度量。这表明，进出大气通量间的净年收支，对于全新世大部分时期约为零。直到过去对于全新世大部分时期约为零。直到过去200200年才发年才发生了变化。生了变化。 另外，不到另外，不到1G
29、tC/y1GtC/y的碳通过河流由陆地输送到的碳通过河流由陆地输送到海洋（溶解或悬浮的颗粒物）。还有海洋（溶解或悬浮的颗粒物）。还有0.1GtC/y0.1GtC/y来自来自火山活动和由陆地植物向惰性有机碳（土壤，岩石火山活动和由陆地植物向惰性有机碳（土壤，岩石风化和沉积物累积（反风化作用）不稳定有机物风化和沉积物累积（反风化作用）不稳定有机物转换。转换。 地壳中的有机与无机碳库都很巨大，进出这些地壳中的有机与无机碳库都很巨大，进出这些库的交换很慢（化石燃料燃烧除外），居留时间在库的交换很慢（化石燃料燃烧除外），居留时间在几百万年的量级。碳进入这些库是通过生物圈，尤几百万年的量级。碳进入这些库是
30、通过生物圈，尤其是无机碳库主要由碳酸钙组成，几乎完全由海洋其是无机碳库主要由碳酸钙组成，几乎完全由海洋生物圈产生。有机碳库表现为天然气、煤、石油和生物圈产生。有机碳库表现为天然气、煤、石油和油页岩等。风化作用使沉积岩中的有机碳暴露于大油页岩等。风化作用使沉积岩中的有机碳暴露于大气中，允许它氧化，以此完成长期无机碳循环中的气中，允许它氧化，以此完成长期无机碳循环中的一环。目前一环。目前化石燃料燃烧仅在一年中就把几万年，化石燃料燃烧仅在一年中就把几万年，几十万年中风化作用所能产生的几十万年中风化作用所能产生的COCO2 2返回到大气中。返回到大气中。 在几亿到几十亿年时间尺度，板块构造和火山在几亿
31、到几十亿年时间尺度，板块构造和火山活动在产生大气活动在产生大气COCO2 2中起着基本作用，无机碳循环涉中起着基本作用，无机碳循环涉及俯冲，变质作用和风化作用。海床上的石灰岩沉及俯冲，变质作用和风化作用。海床上的石灰岩沉积物，沿板块边界俯冲入地幔中，结果大陆板块位积物，沿板块边界俯冲入地幔中，结果大陆板块位于更密实的海洋板块之上。在地幔的高温条件下，于更密实的海洋板块之上。在地幔的高温条件下，石灰岩转化为变质岩，即：石灰岩转化为变质岩，即：CaCOCaCO3 3+SiO+SiO2 2 CaSiOCaSiO3 3+CO+CO2 2通过火山爆发，由此化学反应释放的通过火山爆发，由此化学反应释放的C
32、OCO2 2最终回到大最终回到大气中。与硅酸盐化学组合中，含钙的变质岩以新形气中。与硅酸盐化学组合中，含钙的变质岩以新形成的地壳形式再循环。成的地壳形式再循环。变质反应，组合风化作用和变质反应，组合风化作用和碳酸形成反应，就形成了一个闭合回路，在其中碳碳酸形成反应，就形成了一个闭合回路，在其中碳原子在大气原子在大气COCO2 2库，地壳中的无机碳库来回循环，其库，地壳中的无机碳库来回循环，其时间尺度几千年到几百万年。时间尺度几千年到几百万年。地壳和大气的碳交换地壳和大气的碳交换 通过硅酸钙岩石的风化作用可产生离子通过硅酸钙岩石的风化作用可产生离子：CaSiOCaSiO3 3+H+H2 2COC
33、O3 3CaCa2+2+2HCO+2HCO3 3- -+SiO+SiO2 2+H+H2 2O O （1 1）钙离子与重碳酸盐离子被海洋有机体相结合到它们钙离子与重碳酸盐离子被海洋有机体相结合到它们的外壳和骨骼中的外壳和骨骼中CaCa2+2+2HCO+2HCO3 3- - CaCO CaCO3 3+SiO+SiO2 2 （2 2）（1 1）与（）与（2 2）合并，）合并，CaSiOCaSiO3 3+CO+CO2 2 CaCO CaCO3 3+SiO+SiO2 2 （3 3） 故通过化学反应从大气和海洋中捕获故通过化学反应从大气和海洋中捕获COCO2 2，将它，将它溶入更大的碳源中，即地壳的无机碳
34、沉积岩中。溶入更大的碳源中，即地壳的无机碳沉积岩中。 另一方面，通过板块运动和火山运动可产生另一方面，通过板块运动和火山运动可产生COCO2 2，补充大气中的，补充大气中的COCO2 2。海底的石灰石沉积沿着板块边。海底的石灰石沉积沿着板块边缘俯冲到地幔中，由于地幔中温度较高，石灰石通缘俯冲到地幔中，由于地幔中温度较高，石灰石通过化学反应变成变质岩。过化学反应变成变质岩。CaCOCaCO3 3+SiO+SiO3 3 CaSiO CaSiO3 3+CO+CO2 2 （4 4） 上述化学反应中释放出来的上述化学反应中释放出来的COCO2 2通过火山爆发又通过火山爆发又回到大气中。（回到大气中。（4
35、 4）式的变质反应，加上风化反应，）式的变质反应，加上风化反应，与形成碳酸盐的反应（与形成碳酸盐的反应（3 3）就构成了一个完整的碳循）就构成了一个完整的碳循环，使碳原子在大气和地壳中的无机碳源中不断循环，使碳原子在大气和地壳中的无机碳源中不断循环，所需时间为几千万或几亿年。环，所需时间为几千万或几亿年。 当当COCO2 2通过火山爆发进入大气的速度大于风化作通过火山爆发进入大气的速度大于风化作用产生钙离子的速度时，大气中的用产生钙离子的速度时，大气中的COCO2 2浓度就会增加，浓度就会增加，反之亦然。反之亦然。COCO2 2进入大气的速度取决碳酸盐岩石变质进入大气的速度取决碳酸盐岩石变质反
36、应的速度，而变质反应的速度又依赖于板块聚集反应的速度，而变质反应的速度又依赖于板块聚集运动的速度。运动的速度。而风化作用的速度则跟大气中的水汽而风化作用的速度则跟大气中的水汽循环速度有关，它随温度的升高而增加。风化过程循环速度有关，它随温度的升高而增加。风化过程包含化学反应使这种依赖温度的关系更为明显。因包含化学反应使这种依赖温度的关系更为明显。因此，较高的环境温度和较慢板块运动将有益于降低此，较高的环境温度和较慢板块运动将有益于降低大气中大气中COCO2 2浓度，反之会增加其浓度。在上千万年的浓度，反之会增加其浓度。在上千万年的时间里，（时间里，（3 3）与（）与（4 4）式的不平衡将会改变
37、大气中）式的不平衡将会改变大气中COCO2 2的浓度，这已是不争的事实。的浓度，这已是不争的事实。大气海洋石灰岩碳WM石灰岩离子变质岩石英MWMW长期无机碳循环，或碳酸硅酸循环。S：沉积；M：变质作用；W：风化作用钙硅图5 在火山爆发把在火山爆发把COCO2 2喷射入大气的速率超过由喷射入大气的速率超过由风化作用产生的钙离子速率时，大气风化作用产生的钙离子速率时，大气COCO2 2浓浓度增加，反之也然。喷发率决定于碳酸岩度增加，反之也然。喷发率决定于碳酸岩变质率，后者又取决于沿辐合边缘出现俯变质率，后者又取决于沿辐合边缘出现俯冲时板块运动的速度。但风化作用正比于冲时板块运动的速度。但风化作用正
38、比于水循环大气分支中水循环速度。后者是水循环大气分支中水循环速度。后者是随随温度增加而增加。温度增加而增加。风化作用涉及化学反应风化作用涉及化学反应的事实使对温度的依赖性甚至更强。的事实使对温度的依赖性甚至更强。海洋中碳的化学过程海洋中碳的化学过程COCO2 2+H+H2 2OHOH2 2O O3 3 （1 1）碳酸以后分解形成重碳酸离子和氢离子碳酸以后分解形成重碳酸离子和氢离子H H2 2COCO3 3 H H+ + +HCO+HCO3 3- - （2 2）以此使海水变得更酸，增加的以此使海水变得更酸，增加的H+H+离子把碳酸盐与重离子把碳酸盐与重碳酸盐间的平衡碳酸盐间的平衡HCOHCO3
39、3- - H H+ + +CO+CO3 32-2- （3 3）移向左边，其反向反应为移向左边，其反向反应为COCO2 2+CO+CO3 32-2-+H+H2 2O 2HCOO 2HCO3 3- - （4 4）这把加入的碳送入重碳酸盐库中，而海洋酸度并无这把加入的碳送入重碳酸盐库中，而海洋酸度并无增加，海洋以这种方式吸收和缓冲增加，海洋以这种方式吸收和缓冲COCO2 2的能力受到碳的能力受到碳酸盐库中离子多少的限制。酸盐库中离子多少的限制。CaCa2+2+2HCO+2HCO3 3- -CaCOCaCO3 3+H+H2 2COCO3 3 （5 5）以此产生的碳酸钙盐沉入到海床上，形成石灰岩沉积以此
40、产生的碳酸钙盐沉入到海床上，形成石灰岩沉积物，而其余的通过逆过积溶解掉。物，而其余的通过逆过积溶解掉。CaCOCaCO3 3+HCO+HCO3 3 Ca Ca2+2+2HCO+2HCO3 3- - （6 6）石灰岩沉积物趋于集中在热带浅海下方的大陆架中。石灰岩沉积物趋于集中在热带浅海下方的大陆架中。它们是有利于珊瑚生长，在海洋的这些层中，水的酸它们是有利于珊瑚生长，在海洋的这些层中，水的酸性很低，因而沉积于海床上的壳类和骨骼并不溶解。性很低，因而沉积于海床上的壳类和骨骼并不溶解。海洋有机物把吸收到它们的贝壳中，它是通过岩石的海洋有机物把吸收到它们的贝壳中，它是通过岩石的风蚀作用，由河中带入到海
41、洋中，某些离子可由钙风蚀作用，由河中带入到海洋中，某些离子可由钙硅岩石的风化形成。硅岩石的风化形成。CaSiOCaSiO3 3+H+H2 2COCO3 3CaCa2+2+2HCO+2HCO3 3- -+SiO+SiO2 2+H+H2 2O O （7 7）组合（组合（1 1）后，（）后，（5 5）与（）与（7 7）式的净作用是：）式的净作用是：CaSiOCaSiO3 3+CO+CO2 2CaCOCaCO3 3+SiO+SiO2 2 （8 8）工业化前的碳循环工业化前的碳循环 沉积岩和矿物沉积物在百万年尺度上，蕴沉积岩和矿物沉积物在百万年尺度上，蕴藏着大量的碳。这种碳库的自然变化一般很小，藏着大量
42、的碳。这种碳库的自然变化一般很小，它们一般不参与百年尺度及更短时间尺度的碳它们一般不参与百年尺度及更短时间尺度的碳通量变化。几百万年的地质时期，通量变化。几百万年的地质时期，COCO2 2通过两通过两种过程由大气中除去：硅酸盐岩石的风化作用种过程由大气中除去：硅酸盐岩石的风化作用与沉入到由海洋植物固碳作用形成的海洋沉积与沉入到由海洋植物固碳作用形成的海洋沉积物中。物中。例外是海床下冻结水合物对甲烷的突然例外是海床下冻结水合物对甲烷的突然释放，这会造成灾难性结果。这种百年气候变释放，这会造成灾难性结果。这种百年气候变化的尺度可能是未来几个世纪甲烷大气浓度演化的尺度可能是未来几个世纪甲烷大气浓度演
43、变的一个重要因子。变的一个重要因子。 另一方面，作为活跃碳循环的各个部分，海洋、另一方面，作为活跃碳循环的各个部分，海洋、湖泊沉积物、陆地土壤、废弃物和地上生物质等，湖泊沉积物、陆地土壤、废弃物和地上生物质等，在数天到数百年时间尺度上处于常通量状态下，它在数天到数百年时间尺度上处于常通量状态下，它们的作用：们的作用： 海洋是活跃碳循环中的最大碳库。海洋是活跃碳循环中的最大碳库。工业化前，中工业化前，中层和深海（包括海床沉积物）有层和深海（包括海床沉积物）有37100GtC37100GtC碳。最上碳。最上层层100m100m有有900GtC900GtC碳。因为深海海水循环到海表速度碳。因为深海海
44、水循环到海表速度很慢（通风作用与上翻作用）（很慢（通风作用与上翻作用）（10001000年），故大年），故大多数深海的碳可隔离在深海几百年而不参加全球碳多数深海的碳可隔离在深海几百年而不参加全球碳循环。海洋碳库对大气循环。海洋碳库对大气COCO2 2变化的调整时间尺度取决变化的调整时间尺度取决于深海通风时间（约几百年）。海表水每年平均与于深海通风时间（约几百年）。海表水每年平均与大气之间吸收和释放约大气之间吸收和释放约70GtC70GtC。人类活动对自然碳循环的影响人类活动对自然碳循环的影响由人类活动另外增加到大气中的由人类活动另外增加到大气中的COCO2 2称作人类产生的称作人类产生的COC
45、O2 2, , 它引起目前全球碳循环的扰动。人类排放由两它引起目前全球碳循环的扰动。人类排放由两部分组成：（部分组成：（1 1）来自）来自化石燃料燃烧和水泥生产化石燃料燃烧和水泥生产的的COCO2 2。前者是由地质年代几亿年以来储存的碳被重新。前者是由地质年代几亿年以来储存的碳被重新释放出来；（释放出来；（2 2）来自）来自毁林和农业发展毁林和农业发展的的COCO2 2，这些，这些COCO2 2已储存了几十到几百年。亚洲人类活动影响全球已储存了几十到几百年。亚洲人类活动影响全球碳循环的开始时间在全新世早期，是由农耕导致的碳循环的开始时间在全新世早期，是由农耕导致的人类定居为起点的。虽然年平均排
46、放量很小，但缓人类定居为起点的。虽然年平均排放量很小，但缓慢的累积结果造成了陆地生态系统与大气间碳通量慢的累积结果造成了陆地生态系统与大气间碳通量的微小不平衡，这使大气的微小不平衡，这使大气COCO2 2浓度有微小的增加。在浓度有微小的增加。在19001900年之前土地利用变化一直是人类引起的年之前土地利用变化一直是人类引起的COCO2 2排放排放的主要来源。的主要来源。人类对全球甲烷收支的影响人类对全球甲烷收支的影响 今天，总的全球今天，总的全球CHCH4 4排放是约排放是约600Mt/600Mt/年，其中年，其中60%60%以上是人类源。在以上是人类源。在19801980年代大气年代大气C
47、H4CH4浓度以浓度以10ppb/10ppb/年的速度上升，表明年的速度上升，表明全球收支净的不平衡值全球收支净的不平衡值为为30Mt/30Mt/年。年。但在但在19901990年代，年代，CHCH4 4浓度几乎不增加。浓度几乎不增加。研究表明，对于这种增长率的减少，无论是人类排研究表明，对于这种增长率的减少，无论是人类排放的变化或大气清除过程的增加都不能予以解释。放的变化或大气清除过程的增加都不能予以解释。专家们认为全球生态系统对气候变异的自然影响可专家们认为全球生态系统对气候变异的自然影响可能是主因。在不久的将来增长率可能会回到以前的能是主因。在不久的将来增长率可能会回到以前的水平。水平。
48、由南极冰芯资料重建的由南极冰芯资料重建的COCO2 2浓度（黑点线），全新世浓度（黑点线），全新世COCO2 2预测预测值。这是根据上一次间冰期达到的值估计得到。可以看到在值。这是根据上一次间冰期达到的值估计得到。可以看到在80008000年前，冰芯年前，冰芯COCO2 2记录与预测趋势出现偏差。这标志着人类记录与预测趋势出现偏差。这标志着人类土地利用影响的开始（土地利用影响的开始（RuddimanRuddiman，20032003）。）。图6 迅速的工业化过程使迅速的工业化过程使COCO2 2排放增加了新的源。到排放增加了新的源。到19101910年，化石燃料燃烧排放的年，化石燃料燃烧排放的
49、COCO2 2已超过土地利用的已超过土地利用的排放。在排放。在19571957年，科学家警告了大气年，科学家警告了大气COCO2 2的增长率。的增长率。指出它可能影响全球气候系统。到那时化石燃料燃指出它可能影响全球气候系统。到那时化石燃料燃烧排放已增加到烧排放已增加到2323亿吨碳亿吨碳/ /年，大气年，大气COCO2 2浓度浓度315ppm315ppm。已超过过去已超过过去6565万年的冰芯中的万年的冰芯中的COCO2 2值。值。2000-20052000-2005年年平均排放为平均排放为8686亿吨碳亿吨碳/ /年。年。 排放到大气中的碳，约不到一半仍留在大气中以排放到大气中的碳，约不到一
50、半仍留在大气中以增加大气中增加大气中COCO2 2的浓度。其余部分通过光合作用和吸的浓度。其余部分通过光合作用和吸收过程清除掉，存储于陆地生态收过程清除掉，存储于陆地生态 系统和海洋库中。系统和海洋库中。清除的碳量每年变化很大，由小于清除的碳量每年变化很大，由小于20%20%到大于到大于70%70%。这是因为清除过程对全球气候的变化很敏感。这是因为清除过程对全球气候的变化很敏感。人类排放入大气的人类排放入大气的COCO2 2逐步增加，上世纪初化石燃料排放已超逐步增加，上世纪初化石燃料排放已超过土地利用变化的排放。过去过土地利用变化的排放。过去5050年它增加了三倍（加拿大碳年它增加了三倍（加拿
51、大碳汇评估，汇评估，20082008）（）（GtC/yrGtC/yr）19401920190002468图7化石燃料燃烧排放的化石燃料燃烧排放的COCO2 2存储于大气部分的变化趋势，可以看存储于大气部分的变化趋势，可以看到其年际变化很大，平均约到其年际变化很大，平均约50%50%（DanmanDanman，20072007）（a）大气CO2浓度的年增长率（IPCC,2007）（b）矿物燃料燃烧排放的CO2居留于大气中部分的变化趋势。通过陆地生态系统和海洋的吸收，清除50%左右。但这个量逐年变化很大。（Denman，2007）图8 工业化后，陆地工业化后，陆地大气与海洋大气与海洋大气通量明大气
52、通量明显偏离平衡（不为零）（全球碳通量图中红线）。显偏离平衡（不为零）（全球碳通量图中红线）。虽然人类虽然人类COCO2 2通量对于上两种库之间只有总自然通通量对于上两种库之间只有总自然通量的百分之几，但它们造成了工业化以来各库的量的百分之几，但它们造成了工业化以来各库的碳含量出现可测量的变化（红色数值）。碳含量出现可测量的变化（红色数值）。 自然碳自然碳 循环的这些扰动是气候变化的主要驱动力。循环的这些扰动是气候变化的主要驱动力。据对据对COCO2 2脉动的响应函数计算，约脉动的响应函数计算，约50%50%大气大气COCO2 2增加将在增加将在3030年内清除，另年内清除，另30%30%在几
53、百年内清除，其余在几百年内清除，其余20%20%将将居留在大气中几千年到上万年。居留在大气中几千年到上万年。 19901990年代约年代约80%80%的人类的人类COCO2 2排放来自矿物燃料燃排放来自矿物燃料燃烧。约烧。约20%20%来自土地利用变化（主要是毁林）。几乎来自土地利用变化（主要是毁林）。几乎45%45%人类排放的人类排放的COCO2 2居留于大气中，海洋吸收了约居留于大气中，海洋吸收了约30%30%（11819GtC11819GtC）。如果没有海洋环流和生物条件）。如果没有海洋环流和生物条件变化这个量正代表了大气变化这个量正代表了大气COCO2 2浓度增加量。另外一部浓度增加量
54、。另外一部分被陆地生态系统吸收。这是通过替代植被生长，分被陆地生态系统吸收。这是通过替代植被生长，陆地管理，升高的陆地管理，升高的COCO2 2施肥效应和施肥效应和N N沉降等过程实现沉降等过程实现的。的。 因因COCO2 2并不明显限制海洋中的光合作用，故生物并不明显限制海洋中的光合作用，故生物泵不直接摄取和存储人类泵不直接摄取和存储人类COCO2 2。而是生物海洋碳循环。而是生物海洋碳循环在高在高COCO2 2浓度下发生变化通过以反馈过程响应变化的浓度下发生变化通过以反馈过程响应变化的气候。人类气候。人类COCO2 2被海洋有效吸收的速度取决于海表水被海洋有效吸收的速度取决于海表水输入和与
55、中、深层海水的混合速度。相当数量的人输入和与中、深层海水的混合速度。相当数量的人类类COCO2 2能够通过把来自表层沉积物的能够通过把来自表层沉积物的CaCOCaCO3 3溶解于深溶解于深海的过程而缓冲或中性化。海的过程而缓冲或中性化。 大气中大气中COCO2 2浓度和增加可称为人类浓度和增加可称为人类COCO2 2总排总排放量（化石燃料燃烧，水泥生产，净土地利放量（化石燃料燃烧，水泥生产，净土地利用通量）中的气载部分。它具有用通量）中的气载部分。它具有明显的年变明显的年变化，化，主要是由于陆地吸收年变化的效应。第主要是由于陆地吸收年变化的效应。第一个一个C C4 4MIPMIP表明，当模式中
56、包括碳循环时，所表明，当模式中包括碳循环时，所有模式都模拟了对陆地和海洋碳循环的反馈有模式都模拟了对陆地和海洋碳循环的反馈作用。它们趋于使陆地和海洋的作用。它们趋于使陆地和海洋的COCO2 2吸收减少。吸收减少。从从TARTAR（20012001年）以后碳循环研究的新进展年）以后碳循环研究的新进展1.1.人类人类COCO2 2收支的精度改进收支的精度改进。尤其是海洋高质量的。尤其是海洋高质量的碳系统资料用于计算可靠的人类碳的海洋累积碳系统资料用于计算可靠的人类碳的海洋累积含量与碳酸盐系统的相关变化。含量与碳酸盐系统的相关变化。2.2.海表海表PHPH值正减少值正减少，说明需了解它与变化气候之，
57、说明需了解它与变化气候之相互作用及对海洋有机物的潜在影响。相互作用及对海洋有机物的潜在影响。3.3.对对17501750年以来土地利用及陆面与陆地生物圈与年以来土地利用及陆面与陆地生物圈与变化的气候之相互作用使大气变化的气候之相互作用使大气COCO2 2增加的增加的过程与过程与机理机理有更好的了解。有更好的了解。4.4.从全球尺度，用于推测全球碳循环重要通量的从全球尺度，用于推测全球碳循环重要通量的量值与位置的量值与位置的反演技术反演技术日益成熟。日益成熟。现代的碳收支现代的碳收支 表表1 1是全球碳收支（是全球碳收支（GtC/GtC/年），误差代表年），误差代表11。大气的增加由进出大气的净
58、通量决定。大气的增加由进出大气的净通量决定。正通量是进入大气（排放），负通量代表大正通量是进入大气（排放），负通量代表大气的损失（汇）。注意：人类产生的气的损失（汇）。注意：人类产生的COCO2 2总汇总汇基本是一定的（倒算出来的，以平衡全球碳基本是一定的（倒算出来的，以平衡全球碳收支）。所以，海洋收支）。所以，海洋大气通量是负相关，大气通量是负相关，即一个变大，则另一个必须变小，反之亦然，即一个变大，则另一个必须变小，反之亦然，以此与总的汇相匹配。以此与总的汇相匹配。表表1 1 全球碳收支（全球碳收支（IPCCIPCC)（1 1）大气）大气COCO2 2的增加的增加 平均年增加率见表平均年增
59、加率见表1 1。 从从19591959到现在，气载部分平均值为到现在，气载部分平均值为0.550.55，每，每5 5年的平均值年的平均值变化甚小，因而过去变化甚小，因而过去4545年陆地生物圈和海洋一起除去化石燃年陆地生物圈和海洋一起除去化石燃料燃烧排放的料燃烧排放的COCO2 2的的45%45%。最近更高的大气最近更高的大气COCO2 2增加率反应了化石燃料燃烧排放的增加。增加率反应了化石燃料燃烧排放的增加。大气中大气中COCO2 2的增加主要是由北半球排放源引起（见图的增加主要是由北半球排放源引起（见图2 2），比），比值为值为0.5ppm/0.5ppm/（GtC/GtC/年）。如果没有人
60、类排放，大气中年）。如果没有人类排放，大气中COCO2 2南南半球比北半球高半球比北半球高0.8ppm0.8ppm，这可能是由于海洋环流的输送结果。，这可能是由于海洋环流的输送结果。1990s1990s的的6.40.4 GtC/6.40.4 GtC/年，从年，从1990s1990s到到2000-20052000-2005年，又攀升年，又攀升到到7.20.3 GtC/7.20.3 GtC/年。对于土地利用变化，在年。对于土地利用变化，在TARTAR时期，为时期，为1.71.7（）（） GtC/ GtC/年（年（1980s1980s）。主要由热带毁林造成，农业和）。主要由热带毁林造成，农业和森林是
61、全球碳收支中最不确定的部分，如果在全球碳收支中森林是全球碳收支中最不确定的部分，如果在全球碳收支中土地利用源取高值，则未扰动生态系统吸收的陆地余项应是土地利用源取高值，则未扰动生态系统吸收的陆地余项应是一大值的一大值的COCO2 2汇。汇。图图8 8 南北半球南北半球CO2CO2浓度差（见浓度差（见Y Y轴）（轴）（PPM)PPM)，由，由Mauna LoaMauna Loa与南极与南极年平均浓度计算得到。横坐标是年化石燃烧排放，直线是回归曲年平均浓度计算得到。横坐标是年化石燃烧排放，直线是回归曲线。观测说明，线。观测说明，CoCo2 2浓度南北差正比于化石燃料使用的增加，验浓度南北差正比于化
62、石燃料使用的增加，验证了人类活动对排放的影响。证了人类活动对排放的影响。 （2 2）海洋和陆地对）海洋和陆地对COCO2 2的吸收和全球碳收支的吸收和全球碳收支 海海气通量：海洋中的碳以几种形式存在：气通量：海洋中的碳以几种形式存在：DICDIC，DOCDOC和颗和颗粒有机碳（粒有机碳（POCPOC），其近似比例是），其近似比例是DICDIC：DOCDOC：POC = 2000POC = 2000：3838：1 1。在工业革命前，海洋含有机碳比大气中多达。在工业革命前，海洋含有机碳比大气中多达6060倍，比陆地生物圈倍，比陆地生物圈/ /土壤也多达土壤也多达2020倍。海水通过无机过程倍。海水
63、通过无机过程由大气吸收大量由大气吸收大量COCO2 2，这是由于，这是由于COCO2 2是弱酸性气体。地质年是弱酸性气体。地质年代溶解于海洋中的矿物质使海水呈弱碱性。代溶解于海洋中的矿物质使海水呈弱碱性。COCO2 2的交换主的交换主要取决于海气间要取决于海气间PCOPCO2 2的海气梯度。随风速气体交换增加，的海气梯度。随风速气体交换增加，另外也依赖于降水，热通量，海冰另外也依赖于降水，热通量，海冰 和表面活性剂。除平和表面活性剂。除平流和混合变化外，海洋尚可通过三种机制改变大气流和混合变化外，海洋尚可通过三种机制改变大气COCO2 2浓浓度度：1 1）气态）气态COCO2 2溶解度变化引起
64、的吸收或释放（溶解泵）；溶解度变化引起的吸收或释放（溶解泵）；2 2）通过光合作用表层中碳固定在）通过光合作用表层中碳固定在POCPOC与这种碳通过有机颗与这种碳通过有机颗粒物下沉脱离表层（生物泵），这个过程首先被光和营养粒物下沉脱离表层（生物泵），这个过程首先被光和营养的多少所限制；的多少所限制； 在在CaCOCaCO3 3壳层物质形成中（由浮游生物），表层水壳层物质形成中（由浮游生物），表层水中中COCO2 2释放的变化（释放的变化（CaCOCaCO2 2反泵）。有机物颗粒通过反泵）。有机物颗粒通过细菌的作用主要在海水柱最上细菌的作用主要在海水柱最上1000m1000m被重新矿物化被重新矿
65、物化（氧化成其它（氧化成其它DICDIC和其它无机化合物）。平均和其它无机化合物）。平均CaCOCaCO3 3颗粒在它们发生溶解前要下沉得更深，因为深水对颗粒在它们发生溶解前要下沉得更深，因为深水对CaCOCaCO3 3是未饱和的。颗粒物通量其余部分进入海洋沉是未饱和的。颗粒物通量其余部分进入海洋沉积物，或者再溶解，或者累积在沉积物内，通过三积物，或者再溶解，或者累积在沉积物内，通过三维海洋环流循环是闭合的。上翻水把无机碳和营养维海洋环流循环是闭合的。上翻水把无机碳和营养又带到海表，导致排放和生物源颗粒的产生。溶解又带到海表，导致排放和生物源颗粒的产生。溶解的有机碳由河流和海洋代谢过程进入海洋
66、水柱。的有机碳由河流和海洋代谢过程进入海洋水柱。三种主要海洋碳泵制约着自然的大气CO2变化：溶解泵，生物碳泵和碳酸钙反泵。海洋对人类CO2的吸收由海表无机碳的吸收与人类碳从海表到深海的吸收决定。如海洋环流不变，因为营养循环不变，生物泵不受太大影响。如果海洋环流减慢，人类碳的吸收由无机缓冲过程和物理输送决定。但如果其下沉速度不变，海洋颗粒物通量可达到深海。海气界面与碳循环图10海表和低层大气相互作用图排放径流气溶胶降雨感热潜热交换干湿沉降pH调节氧化化学冰辐射海盐质点气体交换营养物浮游植物 细菌浮游动物 病菌光化学溶解有机物图11 结合全球混合或结合全球混合或1 1千年量级的千年量级的翻转翻转时
67、间，时间，大的海洋碳库如有小的变化可引起大气大的海洋碳库如有小的变化可引起大气COCO2 2浓浓度的明显变化。类似，大气度的明显变化。类似，大气pCOpCO2 2的扰动能够的扰动能够被海洋缓冲。冰期被海洋缓冲。冰期间冰期大气间冰期大气COCO2 2含量的变含量的变化可能被归因于海洋碳泵功能的改变。对海化可能被归因于海洋碳泵功能的改变。对海洋吸收人类源碳的时间，海水的向下输送起洋吸收人类源碳的时间，海水的向下输送起着关键作用。它可使人类产生的碳进入海洋着关键作用。它可使人类产生的碳进入海洋内部。有机碳循环和内部。有机碳循环和CaCOCaCO3 3反泵调制但不是主反泵调制但不是主宰着海洋对人类产生
68、的碳的净吸收。宰着海洋对人类产生的碳的净吸收。 评估平均海洋碳汇的方法评估平均海洋碳汇的方法 有有：（：（1 1）观）观测洋面测洋面COCO2 2分压力，计算气体交换；（分压力，计算气体交换；（2 2）根）根据不同据不同COCO2 2观测和大气输送模式倒算；（观测和大气输送模式倒算；（3 3）海水中碳、氧、营养和氯氟碳观测，以此计海水中碳、氧、营养和氯氟碳观测，以此计算大气算大气COCO2 2浓度；（浓度；（4 4）据）据CFCCFC观测和大气观测和大气COCO2 2历历史估算水年令的分布；（史估算水年令的分布；（5 5）同时观测大气）同时观测大气COCO2 2增加与大气增加与大气O O2 2
69、的减少；（的减少；（6 6）各种用大气或）各种用大气或海洋中海洋中1313C C变化观测的方法；（变化观测的方法；（7 7）全球海洋环）全球海洋环流模式。所有方法（带订正）得到的全球海流模式。所有方法（带订正）得到的全球海洋汇基本上是一致的。洋汇基本上是一致的。 人类产生的人类产生的COCO2 2的化学缓冲在定量上是海洋碳汇的化学缓冲在定量上是海洋碳汇中最重要的过程。进入海洋的中最重要的过程。进入海洋的COCO2 2通过通过COCO3 32-2-离子的清离子的清除及转化成除及转化成HCOHCO3 3- -而得到缓冲，这可使气态海水而得到缓冲，这可使气态海水COCO2 2浓浓度的增加比加载单位海
70、水体积中的度的增加比加载单位海水体积中的COCO2 2量要小。海水量要小。海水中中COCO2 2的缓冲作用由的缓冲作用由RevelleRevelle因子定量表达。这个量因子定量表达。这个量把重新平衡后海水把重新平衡后海水PCOPCO2 2的分部变化与总的分部变化与总DICDIC的分部变的分部变化联系起来：化联系起来： Revell Revell因子因子= =（COCO2 2/CO/CO2 2/(DIC/DIC)/(DIC/DIC)RevellRevell因子越低，海水缓冲能力越强。缓冲因子的因子越低，海水缓冲能力越强。缓冲因子的变化主要依赖于变化主要依赖于PCOPCO2 2与与DICDIC总碱
71、度比之变化。目前一总碱度比之变化。目前一般在般在8-118-11。由于从大气中吸收。由于从大气中吸收COCO2 2，海洋的碱性变小，海洋的碱性变小，因而将来海洋的缓冲能力肯定减弱。因而将来海洋的缓冲能力肯定减弱。 深海碳储存增加导致饱和层厚度之下碳酸盐沉积物的溶深海碳储存增加导致饱和层厚度之下碳酸盐沉积物的溶解，解，CaCOCaCO3 3溶解使大气溶解使大气PCOPCO2 2增加的反馈是负的。在增加的反馈是负的。在1-100Kyr1-100Kyr时时间尺度是明显的，间尺度是明显的，CaCOCaCO3 3的溶解可达吸收的人类产生的的溶解可达吸收的人类产生的COCO2 2排排放的放的60-70%6
72、0-70%，而海水柱在，而海水柱在0.1-1Kyr0.1-1Kyr时间尺度将占时间尺度将占22-33%22-33%。其。其余余7-8%7-8%可以被长期的陆地风化循环所补偿，这涉及硅酸盐与可以被长期的陆地风化循环所补偿，这涉及硅酸盐与碳酸盐。由于碳酸盐。由于CaCOCaCO3 3缓冲机制和硅酸盐风化都是慢过程，大气缓冲机制和硅酸盐风化都是慢过程，大气PCOPCO2 2将达一个新的平衡值（几万年之后）。将达一个新的平衡值（几万年之后）。 在暖气候下，在暖气候下，海洋密度层结增加，海洋环流更慢海洋密度层结增加，海洋环流更慢，这将，这将减速碳，碱性和营养的垂直输送以及表层海水的更新，这使减速碳，碱性
73、和营养的垂直输送以及表层海水的更新，这使人类产生的人类产生的COCO2 2侵入海洋的瓶颈变窄。从而对大气温室气体浓侵入海洋的瓶颈变窄。从而对大气温室气体浓度产生正反馈。在度产生正反馈。在1990s1990s与与2001-20052001-2005年净海气通量增加，达年净海气通量增加，达到到-2.20.5GtC/-2.20.5GtC/年（中心年为年（中心年为19981998年）。年）。陆气通量陆气通量：陆地生物圈与大气间碳的净交换是光：陆地生物圈与大气间碳的净交换是光合作用吸收的碳与植物和土壤呼吸，扰动过程合作用吸收的碳与植物和土壤呼吸，扰动过程（火灾，毁林，病虫害，再造林等）释放的碳之（火灾，
74、毁林，病虫害，再造林等）释放的碳之间的差值。过去间的差值。过去3030年，所有这些过程的净结果是年，所有这些过程的净结果是通过陆地生态系统吸收通过陆地生态系统吸收COCO2 2。影响陆地生态系统碳。影响陆地生态系统碳循环的驱动力是循环的驱动力是：（：（1 1）直接的气候效应（降水，）直接的气候效应（降水，温度，辐射条件的变化）；（温度，辐射条件的变化）；（2 2）大气成分的影响）大气成分的影响（COCO2 2施肥，营养沉降，污染破坏）；（施肥，营养沉降，污染破坏）；（3 3）土地）土地利用变化的作用（毁林，造林），农业活动及其利用变化的作用（毁林，造林），农业活动及其长期效应。长期效应。 因而
75、通量是土地利用变化因而通量是土地利用变化COCO2 2通量与过去土地利用结果，气通量与过去土地利用结果，气候，增加的候，增加的COCO2 2或或N N沉降两部分造成。由于陆地生态碳通量观测太沉降两部分造成。由于陆地生态碳通量观测太稀少，且生态系统分布太不均匀，很难以足够的准确度估计全稀少，且生态系统分布太不均匀，很难以足够的准确度估计全球净陆地通量。涡动相关法的直接通量观测（球净陆地通量。涡动相关法的直接通量观测（eddy covariance eddy covariance techniquetechnique）只在一些点上进行。大部分还没有长期的记录，尚）只在一些点上进行。大部分还没有长期
76、的记录，尚需经相当的升尺度计算得到全球通量值。可用两种方法得到净需经相当的升尺度计算得到全球通量值。可用两种方法得到净全球平均陆气通量值全球平均陆气通量值：（：（1 1）作为化石与水泥排放与海洋吸收和）作为化石与水泥排放与海洋吸收和大气增加的差，作为余数推出该量；（大气增加的差，作为余数推出该量；（2 2）用大气）用大气COCO2 2资料，以及资料，以及陆地和海洋过程（用陆地和海洋过程（用O O2 2/N/N2 2与与1313C C观测区分）以反演分析或质量平观测区分）以反演分析或质量平衡计算推出陆气通量与海洋汇。结果表明：衡计算推出陆气通量与海洋汇。结果表明：1980s1980s为为- -0
77、.30.9GtC/0.30.9GtC/年，是一弱汇。年，是一弱汇。1990s1990s为为1.00.6GtC/1.00.6GtC/年是一大的年是一大的碳汇，过去碳汇，过去5 5年又回到中等程度的汇年又回到中等程度的汇-0.90.6GtC/-0.90.6GtC/年。年。（3 3）剩余的陆地汇）剩余的陆地汇 从土地利用变化角度看，毁林作用超过森林再生。从土地利用变化角度看，毁林作用超过森林再生。但陆地生物圈对但陆地生物圈对COCO2 2实际上是有净吸收作用，这意味实际上是有净吸收作用，这意味着一定存在另外的陆地生态系统的吸收。这种作用着一定存在另外的陆地生态系统的吸收。这种作用过去叫过去叫“丢失的
78、汇丢失的汇”，现在叫，现在叫剩余陆地汇。它的计剩余陆地汇。它的计算一定取决于土地利用变化通量。算一定取决于土地利用变化通量。对于高土地利用对于高土地利用源这一项在源这一项在1980s1980s和和1990s1990s分别为分别为-2.3-2.3（-4.0-4.0-0.3)-0.3)和和 -3.2(-4.5 -3.2(-4.5-1.9)-1.9)。对于小土地利用源，这一项。对于小土地利用源，这一项分别为分别为-0.9-0.9（-2.0-2.0-0.3-0.3）和）和-1.9-1.9（-2.9-2.9-1.0-1.0）。）。用它们的平均值，则为用它们的平均值，则为-1.7-1.7（-3.4-3.4
79、-0.2-0.2）和）和-2.6-2.6（-4.3-4.3-0.9-0.9）（4 4）未扰动热带森林：它们是）未扰动热带森林：它们是COCO2 2汇吗？汇吗？ 目前的研究指出，全球热带生物群碳的净目前的研究指出，全球热带生物群碳的净吸收为吸收为0.60.3GtC/0.60.3GtC/年。上升的年。上升的COCO2 2可促进光可促进光合作用。可能使吸收增加（因生态系统吸收合作用。可能使吸收增加（因生态系统吸收落后），大气落后），大气COCO2 2浓度增加率为浓度增加率为1.5ppm1.5ppm（0.450.45）/ /年，说明增加光合作用应约年，说明增加光合作用应约0.25%0.25%，但最近该
80、热带地区的增暖（约，但最近该热带地区的增暖（约0.26/0.26/十年）可能增加水胁迫与呼吸，十年）可能增加水胁迫与呼吸，COCO2 2促进作用可能受到营养的限制。促进作用可能受到营养的限制。（5 5）碳收支的新发现）碳收支的新发现由土地利用变化释放到大气中的由土地利用变化释放到大气中的COCO2 2通量在通量在1990s1990s估计为估计为1.61.6（）（）GtC/GtC/年。年。1980sTAR1980sTAR估算的向下修正估算的向下修正为为1.41.4（）（）GtC/GtC/年，表明年，表明1980s1980s和和1990s1990s没有什么变没有什么变化。化。净剩余陆地汇估算表明，
81、净剩余陆地汇估算表明，1990s1990s的值比其前后期皆的值比其前后期皆大。这种瞬变的增加解释了这个时期观测到气载大。这种瞬变的增加解释了这个时期观测到气载部分有较低值。在部分有较低值。在1980s1980s和和1990s1990s间海洋吸收增加间海洋吸收增加22%22%，但被海洋吸收的排放部分（化石，但被海洋吸收的排放部分（化石+ +土地利用）土地利用）仍然未变。仍然未变。（6 6）碳循环和气候的耦合）碳循环和气候的耦合（1 1）在）在2121世纪所有世纪所有C C4 4MIPMIP模式预测总人类模式预测总人类COCO2 2排放的排放的气载部分将增加；气载部分将增加；（2 2）只是）只是C
82、OCO2 2增加将导致陆地和海洋的连续吸收，增加将导致陆地和海洋的连续吸收，但其吸收效率将减少。这是通过海洋中碳酸盐的但其吸收效率将减少。这是通过海洋中碳酸盐的缓冲机制和陆地碳汇的饱和引起。缓冲机制和陆地碳汇的饱和引起。（3 3）只是气候变暖将压制陆地和海洋的碳吸收，增）只是气候变暖将压制陆地和海洋的碳吸收，增加存留在大气中的人类排放的加存留在大气中的人类排放的COCO2 2部分，对气候产部分，对气候产生正反馈。反馈量随模式而变。生正反馈。反馈量随模式而变。COCO2 2增加率从增加率从4-4-44%44%的增加，平均为的增加，平均为1811%1811%。附录：附录：海洋的化学过程与酸化海洋的
83、化学过程与酸化 海水通过无机过程吸收大量来自大气的海水通过无机过程吸收大量来自大气的COCO2 2，这，这是因为是因为COCO2 2是弱酸性气体，而溶解于海洋中的矿物质是弱酸性气体，而溶解于海洋中的矿物质在地质年代产生一弱碱性的海水。在地质年代产生一弱碱性的海水。COCO2 2的海气交换主的海气交换主要决定于海洋与大气间要决定于海洋与大气间pCOpCO2 2的海气梯度。在约一年的海气梯度。在约一年时间尺度上，海面和大气可达到平衡。气体交换率时间尺度上，海面和大气可达到平衡。气体交换率随风速增加，并取决于其它因子，如降水，热通量，随风速增加，并取决于其它因子，如降水，热通量，海冰和海表活性剂。在
84、强风时，局地气体交换的不海冰和海表活性剂。在强风时，局地气体交换的不确定性最大。确定性最大。 除了平流和混合外，海洋通过三种机制改变大除了平流和混合外，海洋通过三种机制改变大气中的气中的COCO2 2：（1 1）由于气态）由于气态COCO2 2溶解度变化造成的溶解度变化造成的COCO2 2吸收或释放吸收或释放溶解泵溶解泵; ;（2 2）由光合作用和通过有机颗粒由表层下沉过程使）由光合作用和通过有机颗粒由表层下沉过程使其固定于其固定于POCPOC（颗粒物有机碳）的变化（有机碳泵或（颗粒物有机碳）的变化（有机碳泵或生物泵）。这个过程受到光合营养物多少的限制生物泵）。这个过程受到光合营养物多少的限制
85、（如磷酸盐，硝酸盐，硅酸，铁等）；（如磷酸盐，硝酸盐，硅酸，铁等）；（3 3）浮游生物形成）浮游生物形成CaCOCaCO3 3壳物质期间。海表水中壳物质期间。海表水中COCO2 2释放的变化（释放的变化（CaCOCaCO3 3反泵）。反泵）。 在千年尺度，大的海洋碳库如出现不大的变化在千年尺度，大的海洋碳库如出现不大的变化就可能引起大气就可能引起大气COCO2 2浓度的明显变化。同样，大气浓度的明显变化。同样，大气COCO2 2浓度的扰动能被海洋缓冲。冰期浓度的扰动能被海洋缓冲。冰期间冰期大气间冰期大气COCO2 2含量的变化可能归因于海洋生物泵功能的变化。表含量的变化可能归因于海洋生物泵功能
86、的变化。表层水的向下输送在决定吸收人类碳的时间上起着关层水的向下输送在决定吸收人类碳的时间上起着关键作用，以此高载荷的人类碳可进入深海。有机碳键作用，以此高载荷的人类碳可进入深海。有机碳循环和循环和CaCOCaCO3 3反泵调节着（但不是主导着）海洋对人反泵调节着（但不是主导着）海洋对人类碳的净吸收。类碳的净吸收。 海洋碳酸盐缓冲系统可只据溶解度远超过海洋海洋碳酸盐缓冲系统可只据溶解度远超过海洋吸收能力的情况下允许海洋吸入吸收能力的情况下允许海洋吸入COCO2 2，以此并控制着，以此并控制着海洋的海洋的PHPH值。这是通过一系列反学反应把加入的值。这是通过一系列反学反应把加入的COCO2 2转
87、变为转变为HCOHCO3 3和和COCO3 32-2-而实现的。这三种溶解物的近似比而实现的。这三种溶解物的近似比例（统称例（统称DICDIC，溶解性无机碳）是，溶解性无机碳）是COCO2 2：HCOHCO3 3- -:HCO:HCO3 32-2-=1:100:10.CO=1:100:10.CO2 2是弱酸性，当它溶解时与水反应形成是弱酸性，当它溶解时与水反应形成碳酸，它以后又分解为一个氢离子（碳酸，它以后又分解为一个氢离子（H H+ +）和一个）和一个HCOHCO3 3- -离子。以后又有一些离子。以后又有一些H+H+与与COCO3 32-2-反应形成第二次反应形成第二次HCOHCO3 3-
88、 -。COCO2 2+H+H2 2OHOH+ + +HCO+HCO3 3- - 2H 2H+ + +CO+CO3 32-2- (9) (9)COCO2 2+H+H2 2O+COO+CO3 32-2-HCOHCO3 3- -+H+H+ + +CO+CO3 32-2- 2HCO 2HCO3 3- - (10)(10) 因而海水中加因而海水中加COCO2 2净的结果是增加净的结果是增加H+H+和和HCOHCO3 3- -，而，而减少减少COCO3 32-2-。随随COCO2 2增加，增加，COCO3 32-2-减少又减低了整个缓冲减少又减低了整个缓冲能力，结果海水溶液中能力，结果海水溶液中H+H+成
89、比例增多，酸性增加。成比例增多，酸性增加。海洋酸化导致海洋中海洋酸化导致海洋中CaCOCaCO3 3饱和状态的降低。这会引饱和状态的降低。这会引起两个主要的作用：（起两个主要的作用：（1 1）阻止或减缓水柱中珊瑚以）阻止或减缓水柱中珊瑚以及浮游生物和动物的产生。（及浮游生物和动物的产生。（2 2）海床处）海床处CaCOCaCO3 3的溶的溶解增加。工业化革命开始之后，海面解增加。工业化革命开始之后，海面PHPH下降了下降了0.10.1单单位。相应于位。相应于30%30%左右左右H H离子浓度的增加，预期将来几离子浓度的增加，预期将来几百年中百年中PHPH值不断下降将导致海洋值不断下降将导致海洋
90、PHPH达到过去几亿年达到过去几亿年前的值。前的值。根据北太平洋碳循环研究，其输送过程为：1. 大气CO2海洋CO26. C源有机碳（如甲烷）无机碳（碳酸盐）4. C汇无机有机O2被埋藏的有机碳3. C输送通风沉积上翻2.光合作用CO2+营养=有机C+O25. 再矿物化有机C+O2=CO2+营养加拿大碳汇评估，2008图12 陆地生态系统中，较高的大气陆地生态系统中，较高的大气COCO2 2，更暖的气候，更暖的气候与增加的氮营养物，造成了直接的正效应，与增加的氮营养物，造成了直接的正效应，可增加可增加全球植被生产力以及通过光合作用对全球植被生产力以及通过光合作用对COCO2 2的摄取能力。的摄
91、取能力。在过去在过去1010年中，这种净通量在年中，这种净通量在2-3GtC/2-3GtC/年量级。在扣年量级。在扣除由土地利用变化造成的人类排放后，从大气到陆除由土地利用变化造成的人类排放后，从大气到陆地的净碳通量仍有地的净碳通量仍有1GtC/1GtC/年。更高的大气年。更高的大气COCO2 2浓度也浓度也使更多的使更多的COCO2 2进入海洋表层水，造成每年进入海洋通进入海洋表层水，造成每年进入海洋通量增加。工业化前为量增加。工业化前为70GtC/70GtC/年，现为年，现为92GtC/92GtC/年。每年。每年由海洋到大气释放的量也增加，但速度缓慢。净年由海洋到大气释放的量也增加，但速度缓慢。净的结果是每年下沉入海洋的碳从的结果是每年下沉入海洋的碳从19901990年以来是年以来是2.2GtC2.2GtC。
