Transcript 全球碳循环及人类对全球碳收支的影响

第5讲 温室气体排放
和大气温室气体浓度的变化
目录
• 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
• 海洋和陆地的碳收支
温室气体的排放与排放情景
温室气体种类和作用
种
类
增温效应(%)
生命期(年)
二氧化碳（CO2）
63
50－200
甲烷（CH4）
15
12－17
氧化亚氮（N2O）
4
120
氢氟碳化物（HFCS）
全氟化碳（PFCS）
11
13.3
50000
六氟化硫（SF6）及其它
7
？
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、
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
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
行的是CO2加倍平衡试验（IPCC，1990）。此后先
后发展了两套温室气体和气溶胶排放情景，即
IS92和SRES。
经济优先
A2
多元化社会模式
区域性
B2
地区共存型社会模式
环境优先
A1
高速增长社会模式
全球化
B1
持续发展型社会模式
• IS92排放情景于1992年提出（IPCC，
1992），主要用于SAR中气候模式的预测。
IS92包含了六种不同的排放情景（IS92a到
IS92f），分别代表未来世界不同的社会、
经济和环境条件。
• SRES排放情景于2000年提（IPCC 2001），
主要用于替代IS92用于TAR的气候预测。
SRES排放情景主要由四个框架组成：
A1框架和情景系列
描述的是一个经济快速增长，全球人口峰值出现
在21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。其基本内容是强调地
区间的趋同发展、能力建设、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
少。A1情景系列划分为3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
分这三个A1情景组：化石密集（A1FI）、非化石
能源（A1T）、各种能源资源均衡（A1B）（此处
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
的能源资源）。
A2框架和情景系列
描述的是一个极其非均衡发展的世界。其
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
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
于其它框架的发展速度。
B1框架和情景系列
描述的是一个均衡发展的世界，与A1描述
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
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。
其基本点是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
会和环境的可持续发展。
B2框架和情景系列
描述的世界强调区域性的经济、社会和环
境的可持续发展。全球人口以低于A2的增
长率持续增长，经济发展处于中等水平，
技术变化速率与A1、B1相比趋缓、发展方
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
考虑的重点仅仅局限于地方和区域一级。
SRES以及IS92a主要温室气体和SO2的排放情景
图2
碳循环与温室气体浓度的变化
碳循环之所以重要，是因为它调节着两种最重
要的温室气体CO2与CH4的大气浓度。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
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H2O的输送。在全球碳循环中有四个大的碳
库：大气、生物圈（湿地与海洋）、地壳（含地幔）
和海洋碳库。大气CO2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
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。
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，CO2由大
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，
地球系统至少在过去65万年内（6次冰期—间冰期循
环）没有达到目前大气CO2或CH4的浓度值。在那个
时期，大气CO2浓度一直在180ppm（冰期最盛时期）
和300ppm（暖的间冰期）。一般认为，在冰期盛期，
由大气中清除的CO2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，CO2和其它温
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。
在1750年之前，CO2的大气浓度稳定在260-280ppm已达
10万年。相对于自然变化，人类活动对碳循环的扰动是不明
显的。1750年之后，大气中CO2浓度以增长的速率由280ppm
上升到2005年近380ppm。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CO2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1750年的700ppb类似的上升到2005
年的1775ppb，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。CH4辐射强迫的增加量略
小于CO2的三分之一，是第二个重要的温室气体。
无论是CO2和CH4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
大量流动，在近十万年到1750年维持着稳定的大气
CO2和CH4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CO2；植物，土地和动
物呼吸（包括死亡，生物质分解），在厌氧条件下
把碳作为CO2和CH4又可返回到大气中。在年尺度上，
植被火灾可能是CO2与CH4的重要源。但如果植被再
生，在年代时间尺度大量CO2又可被陆地生物圈再度
捕获。
在大气与海洋间CO2被连续地交换，进入洋面的
CO2立即与水形成重碳酸盐（HCO3-）和碳酸盐（CO32）离子，CO2，HCO3-和CO32-一起被称作溶解性无机碳
（DIC）。相对于大气和其下海洋中层的物理交换
CO2在表层洋面作为DIC的存留时间不到10年。冬季，
高纬的冷水，重且富有CO2（作为DIC）由于溶解性
高）从表层下沉到深层，这种局地的下沉与MOC（经
向翻转环流）有关，被称作“溶解泵”。长时期看，
它被分布式向上扩散到暖表层水的DIC输送大致相平
衡。
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）
或转变成溶解有机碳（DOC）。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DIC
再循环到海表。其余的颗粒通量到达深海区（20006000m），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—几
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。
溶解和生物泵一起维持CO2在洋面（低值）到深层海
洋（高值）的垂直梯度（作为DIC），因而调节着
CO2在大气与海洋间的交换。
从全球看，溶解泵的浓度依赖于MOC的强度，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
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。
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
通量分别是120与90GtC/yr（约1995年）。只有不到1GtC/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
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，
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1750年前的1万年中净通量不到
0.1GtC/yr。
地球系统不同碳库间的碳循环
大气与海洋
光合
作用
呼吸与
衰亡
风
化
作
用
生物圈
埋
藏
地壳
俯
冲
海床
扩张
地幔层
图3
火山活动
1990年代全球碳循环示意图
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。
图4
海洋和陆地的碳收支
海洋中碳以三种形式存在：
（1）溶解的CO2或H2CO3（碳酸）
（2）与Ca2+与Mg2+及其它金属阳离子偶对的
碳酸盐粒子（CO2-3）
（3）重碳酸盐离子，这是海洋碳库含量最大
的。
陆地生态系统：总碳含量比海洋低很多，
18世纪中的估计表明总碳库容量为2300GtC，
其中80%在土壤和地表废弃物中，其余在地
上植被中：净初级生产力（NPP）每年把约
120GtC/y碳通过光合作用吸收到生态系统
中，而呼吸与生物质燃烧/衰亡又把同样的
碳量返到大气中。
（光合作用： CO2+H2O→ CH2O+O2;
呼吸与衰亡： CH2O+O2 → CO2+H2O；
即使有机物质氧化）
• 大气碳库主要由CO2和CH4构成，工业化前的大气
CO2浓度280ppm相当于约600GtC的碳库。大气与其
它碳库间的年通量为130GtC，这表明大气中碳的
更新十分迅速，每4-5年一次。42或65万年前南极
冰芯资料表明，CO2和CH4浓度变化与南极温度是
非常紧密的耦合在一起（冰期：180-220ppm，间
冰期：280-300ppm）。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CO2通量的明显变化（主
要是海洋）。之后引起大气CO2浓度的变化以及温
室强迫强度的变化。这种重要的反馈作用约为冰
期—间冰期循环振幅的50%左右。
过去1万年CO2浓度只在260-280ppm很小范围变
化。大气CO2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，
对于全新世大部分时期约为零。直到过去200年才发
生了变化。
另外，不到1GtC/y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0.1GtC/y来自
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
转换。
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
几百万年的量级。碳进入这些库是通过生物圈，尤
其是无机碳库主要由碳酸钙组成，几乎完全由海洋
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
气中，允许它氧化，以此完成长期无机碳循环中的
一环。目前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CO2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
活动在产生大气CO2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
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，
石灰岩转化为变质岩，即：CaCO3+SiO2
→CaSiO3+CO2
通过火山爆发，由此化学反应释放的CO2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
成的地壳形式再循环。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
原子在大气CO2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。
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：
CaSiO3+H2CO3→Ca2++2HCO3-+SiO2+H2O （1）
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
Ca2++2HCO3- →CaCO3+SiO2
（2）
（1）与（2）合并，
CaSiO3+CO2 →CaCO3+SiO2
（3）
故通过化学反应从大气和海洋中捕获CO2，将它
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CO2，
补充大气中的CO2。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，石灰石通过
化学反应变成变质岩。
CaCO3+SiO3 →CaSiO3+CO2
（4）
上述化学反应中释放出来的CO2通过火山爆发又
回到大气中。（4）式的变质反应，加上风化反应，
与形成碳酸盐的反应（3）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，所需时间为几千万或几亿年。
当CO2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CO2浓度就会增加，
反之亦然。CO2进入大气的速度取决碳酸盐岩石变质
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。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
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
大气中CO2浓度，反之会增加其浓度。在上千万年的
时间里，（3）与（4）式的不平衡将会改变大气中
CO2的浓度，这已是不争的事实。
碳
钙
硅
大气
离子
W
W
W
海洋
M
石灰岩
变质岩
M
石英
M
石灰岩
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
图5
• 在火山爆发把CO2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CO2浓
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
冲时板块运动的速度。但风化作用正比于
水循环大气分支中水循环速度。后者是随
温度增加而增加。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。
海洋中碳的化学过程
CO2+H2O→H2O3 （1）
碳酸以后分解形成重碳酸离子和氢离子
H2CO3 → H+ +HCO3（2）
以此使海水变得更酸，增加的H+离子把碳酸盐与重
碳酸盐间的平衡
HCO3- →H+ +CO32（3）
移向左边，其反向反应为
CO2+CO32-+H2O →2HCO3（4）
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CO2的能力受到碳
酸盐库中离子多少的限制。
Ca2++2HCO3-→CaCO3+H2CO3
（5）
以此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。
CaCO3+HCO3 →Ca2++2HCO3（6）
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
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
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。
CaSiO3+H2CO3→Ca2++2HCO3-+SiO2+H2O （7）
组合（1）后，（5）与（7）式的净作用是：
CaSiO3+CO2→CaCO3+SiO2
（8）
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
藏着大量的碳。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
通量变化。几百万年的地质时期，CO2通过两
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
物中。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
化的尺度可能是未来几个世纪甲烷大气浓度演
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、
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
们的作用：
• 海洋是活跃碳循环中的最大碳库。工业化前，中
层和深海（包括海床沉积物）有37100GtC碳。最上
层100m有900GtC碳。因为深海海水循环到海表速度
很慢（通风作用与上翻作用）（～1000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
循环。海洋碳库对大气CO2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
大气之间吸收和释放约70GtC。
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CO2称作人类产生的
CO2, 它引起目前全球碳循环的扰动。人类排放由两
部分组成：（1）来自化石燃料燃烧和水泥生产的
CO2。前者是由地质年代几亿年以来储存的碳被重新
释放出来；（2）来自毁林和农业发展的CO2，这些
CO2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
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
的微小不平衡，这使大气CO2浓度有微小的增加。在
1900年之前土地利用变化一直是人类引起的CO2排放
的主要来源。
人类对全球甲烷收支的影响
今天，总的全球CH4排放是约600Mt/年，其中
60%以上是人类源。在1980年代大气CH4浓度以
10ppb/年的速度上升，表明全球收支净的不平衡值
为30Mt/年。但在1990年代，CH4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
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
能是主因。在不久的将来增长率可能会回到以前的
水平。
由南极冰芯资料重建的CO2浓度（黑点线），全新世CO2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
8000年前，冰芯CO2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（Ruddiman，2003）。
图6
迅速的工业化过程使CO2排放增加了新的源。到
1910年，化石燃料燃烧排放的CO2已超过土地利用的
排放。在1957年，科学家警告了大气CO2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
烧排放已增加到23亿吨碳/年，大气CO2浓度315ppm。
已超过过去65万年的冰芯中的CO2值。2000-2005年
平均排放为86亿吨碳/年。
排放到大气中的碳，约不到一半仍留在大气中以
增加大气中CO2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 系统和海洋库中。
清除的碳量每年变化很大，由小于20%到大于70%。
这是因为清除过程对全球气候的变化很敏感。
8
6
4
2
0
1900
1920
1940
人类排放入大气的CO2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50年它增加了三倍（加拿大
碳汇评估，2008）（GtC/yr）
图7
（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）
化石燃料燃烧排放的CO2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50%（Danman，2007）
图8
工业化后，陆地—大气与海洋—大气通量明
显偏离平衡（不为零）（全球碳通量图中红线）。
虽然人类CO2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
碳含量出现可测量的变化（红色数值）。 自然碳
循环的这些扰动是气候变化的主要驱动力。据对
CO2脉动的响应函数计算，约50%大气CO2增加将在
30年内清除，另30%在几百年内清除，其余20%将
居留在大气中几千年到上万年。
1990年代约80%的人类CO2排放来自矿物燃料燃
烧。约20%来自土地利用变化（主要是毁林）。几乎
45%人类排放的CO2居留于大气中，海洋吸收了约30%
（118±19GtC）。如果没有海洋环流和生物条件变
化这个量正代表了大气CO2浓度增加量。另外一部分
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CO2施肥效应和N沉降等过程实现的。
因CO2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CO2。而是生物海洋碳循环
在高CO2浓度下发生变化通过以反馈过程响应变化的
气候。人类CO2被海洋有效吸收的速度取决于海表水
输入和与中、深层海水的混合速度。相当数量的人
类CO2能够通过把来自表层沉积物的CaCO3溶解于深
海的过程而缓冲或中性化。
大气中CO2浓度和增加可称为人类CO2总排
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。它具有明显的年变
化，主要是由于陆地吸收年变化的效应。第
一个C4MIP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
作用。它们趋于使陆地和海洋的CO2吸收减少。
从TAR（2001年）以后碳循环研究的新进展
1. 人类CO2收支的精度改进。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
含量与碳酸盐系统的相关变化。
2. 海表PH值正减少，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。
3. 对1750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CO2增加的过程与
机理有更好的了解。
4. 从全球尺度，用于推测全球碳循环重要通量的
量值与位置的反演技术日益成熟。
现代的碳收支
表1是全球碳收支（GtC/年），误差代表
±1σ。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
气的损失（汇）。注意：人类产生的CO2总汇
基本是一定的（倒算出来的，以平衡全球碳
收支）。所以，海洋←→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，
以此与总的汇相匹配。
表1 全球碳收支（IPCC)
1980s
1990s
2000-2005
TAR
修正的TAR
TAR
AR4
AR4
大气增加
3.3±0.1
3.3±0.1
3.2±0.1
3.2±0.1
4.1±0.1
排放（化石+
水泥）
5.4±0.1
5.4±0.1
6.4±0.4
6.4±0.4
7.2±0.3
净海气通量
-1.9±0.6
-1.8±0.8
-1.7±0.5
-2.2±0.4
-2.2±0.5
净陆气通量
-0.2±0.7
-0.3±0.9
-1.4±0.7
-1.0±0.6
-0.9±0.6
土地利用变
化通量
1.7
（0.6-2.5）
1.4
（0.4-2.3）
no
1.6
（0.5-2.7）
no
-1.9
-1.7
（-3.8～-0.3） （-3.4-0.2）
no
-2.6
（-4.3～-0.9）
no
陆地汇余项
（1）大气CO2的增加
平均年增加率见表1。
从1959到现在，气载部分平均值为0.55，每5年的平均值
变化甚小，因而过去45年陆地生物圈和海洋一起除去化石燃
料燃烧排放的CO2的45%。
最近更高的大气CO2增加率反应了化石燃料燃烧排放的增加。
大气中CO2的增加主要是由北半球排放源引起（见图2），比
值为0.5ppm/（GtC/年）。如果没有人类排放，大气中CO2南
半球比北半球高0.8ppm，这可能是由于海洋环流的输送结果。
1990s的6.4±0.4 GtC/年，从1990s到2000-2005年，又攀升
到7.2±0.3 GtC/年。对于土地利用变化，在TAR时期，为
1.7（0.6-2.5） GtC/年（1980s）。主要由热带毁林造成，
农业和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
项应是一大值的CO2汇。
图8 南北半球CO2浓度差（见Y轴）（PPM)，由Mauna Loa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
曲线。观测说明，Co2浓度南北差正比于化石燃料使用的增加，
验证了人类活动对排放的影响。
（2）海洋和陆地对CO2的吸收和全球碳收支
海—气通量：海洋中的碳以几种形式存在：DIC，DOC和颗
粒有机碳（POC），其近似比例是DIC：DOC：POC = 2000：
38：1。在工业革命前，海洋含有机碳比大气中多达60倍，
比陆地生物圈/土壤也多达20倍。海水通过无机过程由大
气吸收大量CO2，这是由于CO2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。CO2的交换主要取
决于海气间PCO2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 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CO2浓度：1）
气态CO2溶解度变化引起的吸收或释放（溶解泵）；2）通
过光合作用表层中碳固定在POC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的多
少所限制；
在CaCO3壳层物质形成中（由浮游生物），表层水
中CO2释放的变化（CaCO2反泵）。有机物颗粒通过
细菌的作用主要在海水柱最上1000m被重新矿物化
（氧化成其它DIC和其它无机化合物）。平均CaCO3
颗粒在它们发生溶解前要下沉得更深，因为深水对
CaCO3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
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
的有机碳由河流和海洋代谢过程进入海洋水柱。
图10
海气界面与碳循环
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。
氧化化学
pH调节
排放
气溶胶
降雨
径流
辐射
冰
感热潜热交换
海盐质点
干湿沉降
气体交换
浮游植物 细菌
光化学
营养物
浮游动物 病菌
图11
溶解有机物
海表和低层大气相互作用图
结合全球混合或1千年量级的翻转时间，
大的海洋碳库如有小的变化可引起大气CO2浓
度的明显变化。类似，大气pCO2的扰动能够
被海洋缓冲。冰期—间冰期大气CO2含量的变
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
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CaCO3反泵调制但不是主
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 有：（1）观
测洋面CO2分压力，计算气体交换；（2）根
据不同CO2观测和大气输送模式倒算；（3）
海水中碳、氧、营养和氯氟碳观测，以此计
算大气CO2浓度；（4）据CFC观测和大气CO2历
史估算水年令的分布；（5）同时观测大气
CO2增加与大气O2的减少；（6）各种用大气或
海洋中13C变化观测的方法；（7）全球海洋环
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。
人类产生的CO2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CO2通过CO32-离子的清
除及转化成HCO3-而得到缓冲，这可使气态海水CO2浓
度的增加比加载单位海水体积中的CO2量要小。海水
中CO2的缓冲作用由Revelle因子定量表达。这个量
把重新平衡后海水PCO2的分部变化与总DIC的分部变
化联系起来：
Revell因子=（△[CO2]/[CO2]/(△[DIC]/[DIC])
Revell因子越低，海水缓冲能力越强。缓冲因子的
变化主要依赖于PCO2与DIC总碱度比之变化。目前一
般在8-11。由于从大气中吸收CO2，海洋的碱性变小，
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
解，CaCO3溶解使大气PCO2增加的反馈是负的。在1-100Kyr时
间尺度是明显的，CaCO3的溶解可达吸收的人类产生的CO2排
放的60-70%，而海水柱在0.1-1Kyr时间尺度将占22-33%。其
余7-8%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CaCO3缓冲机制和硅酸盐风化都是慢过程，大
气PCO2将达一个新的平衡值（几万年之后）。
在暖气候下，海洋密度层结增加，海洋环流更慢，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
人类产生的CO2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1990s与2001-2005年净海气通量增加，
达到-2.2±0.5GtC/年（中心年为1998年）。
• 陆气通量：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
（火灾，毁林，病虫害，再造林等）释放的碳之
间的差值。过去30年，所有这些过程的净结果是
通过陆地生态系统吸收CO2。影响陆地生态系统碳
循环的驱动力是：（1）直接的气候效应（降水，
温度，辐射条件的变化）；（2）大气成分的影响
（CO2施肥，营养沉降，污染破坏）；（3）土地
利用变化的作用（毁林，造林），农业活动及其
长期效应。
因而通量是土地利用变化CO2通量与过去土地利用结果，气
候，增加的CO2或N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
全球净陆地通量。涡动相关法的直接通量观测（eddy
covariance technique）只在一些点上进行。大部分还没有长
期的记录，尚需经相当的升尺度计算得到全球通量值。可用两
种方法得到净全球平均陆气通量值：（1）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；（2）用大气
CO2资料，以及陆地和海洋过程（用O2/N2与13C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：1980s
为-0.3±0.9GtC/年，是一弱汇。1990s为1.0±0.6GtC/年是一
大的碳汇，过去5年又回到中等程度的汇-0.9±0.6GtC/年。
（3）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。
但陆地生物圈对CO2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
过去叫“丢失的汇”，现在叫剩余陆地汇。它的计
算一定取决于土地利用变化通量。对于高土地利用
源这一项在1980s和1990s分别为-2.3（-4.0～-0.3)
和 -3.2(-4.5～-1.9)。对于小土地利用源，这一
项分别为-0.9（-2.0～-0.3）和-1.9（-2.9～1.0）。用它们的平均值，则为-1.7（-3.4～-0.2）
和-2.6（-4.3～-0.9）
（4）未扰动热带森林：它们是CO2汇吗？
目前的研究指出，全球热带生物群碳的净
吸收为0.6±0.3GtC/年。上升的CO2可促进光
合作用。可能使吸收增加（因生态系统吸收
落后），大气CO2浓度增加率为1.5ppm（0.45）
/年，说明增加光合作用应约0.25%，但最近
该热带地区的增暖（约0.26℃/十年）可能增
加水胁迫与呼吸，CO2促进作用可能受到营养
的限制。
（5）碳收支的新发现
• 由土地利用变化释放到大气中的CO2通量在1990s
估计为1.6（0.5-2.7）GtC/年。1980sTAR估算的
向下修正为1.4（0.4-2.3）GtC/年，表明1980s和
1990s没有什么变化。
• 净剩余陆地汇估算表明，1990s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
部分有较低值。在1980s和1990s间海洋吸收增加
22%，但被海洋吸收的排放部分（化石+土地利用）
仍然未变。
（6）碳循环和气候的耦合
（1）在21世纪所有C4MIP模式预测总人类CO2排放的
气载部分将增加；
（2）只是CO2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
缓冲机制和陆地碳汇的饱和引起。
（3）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CO2部分，对气候产
生正反馈。反馈量随模式而变。CO2增加率从444%的增加，平均为18±11%。
附录：海洋的化学过程与酸化
海水通过无机过程吸收大量来自大气的CO2，这
是因为CO2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。CO2的海气交换主
要决定于海洋与大气间pCO2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
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。在强风时，局地气体交换的不
确定性最大。
除了平流和混合外，海洋通过三种机制改变大
气中的CO2：
（1）由于气态CO2溶解度变化造成的CO2吸收或释放
溶解泵;
（2）由光合作用和通过有机颗粒由表层下沉过程使
其固定于POC（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
（如磷酸盐，硝酸盐，硅酸，铁等）；
（3）浮游生物形成CaCO3壳物质期间。海表水中CO2
释放的变化（CaCO3反泵）。
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CO2浓度的明显变化。同样，大气
CO2浓度的扰动能被海洋缓冲。冰期—间冰期大气
CO2含量的变化可能归因于海洋生物泵功能的变化。
表层水的向下输送在决定吸收人类碳的时间上起着
关键作用，以此高载荷的人类碳可进入深海。有机
碳循环和CaCO3反泵调节着（但不是主导着）海洋对
人类碳的净吸收。
海洋碳酸盐缓冲系统可只据溶解度远超过海洋
吸收能力的情况下允许海洋吸入CO2，以此并控制着
海洋的PH值。这是通过一系列反学反应把加入的CO2
转变为HCO3和CO32-而实现的。这三种溶解物的近似比
例（统称DIC，溶解性无机碳）是CO2：HCO3-:HCO32=1:100:10.CO2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（H+）和一个
HCO3-离子。以后又有一些H+与CO32-反应形成第二次
HCO3-。
CO2+H2O→H+ +HCO3- →2H+ +CO32(9)
CO2+H2O+CO32-→HCO3-+H+ +CO32- →2HCO3- (10)
因而海水中加CO2净的结果是增加H+和HCO3-，而
减少CO32-。随CO2增加，CO32-减少又减低了整个缓冲
能力，结果海水溶液中H+成比例增多，酸性增加。
海洋酸化导致海洋中CaCO3饱和状态的降低。这会引
起两个主要的作用：（1）阻止或减缓水柱中珊瑚以
及浮游生物和动物的产生。（2）海床处CaCO3的溶
解增加。工业化革命开始之后，海面PH下降了0.1单
位。相应于30%左右H离子浓度的增加，预期将来几
百年中PH值不断下降将导致海洋PH达到过去几亿年
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CO2
5. 再矿物化
有机C+O2=CO2+营养
2.光合作用
CO2+营养=有机C+O2
6. C源
——有机碳（如甲烷）
——无机碳（碳酸盐）
3. C输送
——通风
——沉积
——上翻
图12
4. C汇
——无机
——有机
O2～被埋藏的有机碳
加拿大碳汇评估，2008
陆地生态系统中，较高的大气CO2，更暖的气候
与增加的氮营养物，造成了直接的正效应，可增加
全球植被生产力以及通过光合作用对CO2的摄取能力。
在过去10年中，这种净通量在2-3GtC/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
地的净碳通量仍有1GtC/年。更高的大气CO2浓度也
使更多的CO2进入海洋表层水，造成每年进入海洋通
量增加。工业化前为70GtC/年，现为92GtC/年。每
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1990年以来是
2.2GtC。