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1、第四章 全球碳循环,1.碳循环与气候变化2.全球碳库3.陆地碳通量4.全球碳收支,第一节 碳循环与气候变化,碳以二氧化碳(CO2)、碳酸盐及有机化合物等形式在不同的源大气、海洋、陆地生物界和海洋生物界之间循环。在地历时间尺度上，碳循环还包括沉积物和岩石之间的循环(图8.1)。,CO2循环及相关过程,1.大气中的CO2量由于大气中的CO2浓度可以相当精确地测定，因此，大气中储存的CO2量（大气碳库）也可以比较精确的计算得到。计算式为：式中，碳原子量为12，大气平均相对分子质量为29，空气平均质量为1.03 kgcm2，地球的表面积为5.1108 km2.,2.生物圈的生物量及生产力由于森林约占陆
2、地植被生物量的90，因此，森林植被生物量的准确估算对估算全球陆地植被碳库是关键的。因为大多数国家在森林资源清查工作中只测定森林材积部分，而对枝、叶、根部分并不作测定。因此可利用森林资源清查得到的材积资料和野外实测得到的森林生物量资料，计算二者之间的比值（即换算系数），再利用换算系数来反推国家区域全球的森林生产力。,方精云等（1998）用下列关系式刻画了换算系数与林分大小的关系，并且证实了这种关系对各种森林都是适用的。他们为中国的主要森林类型建立了换算系数，并推算了它们的生物量。k：换算系数a，b：常量Xvol：林分材积,草地生物量（1-鲜草含水量）（1-风干草含水量）鲜草重农作物生物量（1-谷
3、物含水量）谷物产量经济系数,3.土壤有机碳库方精云（1996）利用土壤剖面的理化性质的测定资料和土类的面积，提出了中国土壤碳库的推算方法，计算我国平均深度为86.2cm的土壤总C量为186PgC，约占全球土壤总碳库的12.5。土壤碳量土类总面积土壤平均深度土壤平均容重平均 有机碳含量,4.土壤呼吸土壤呼吸是指土壤释放CO2的过程，主要包括植物根的呼吸、微生物的分解作用和菌根呼吸。,土壤呼吸(gCm-2a-1),NPP(gCm-2a-1),图 九个陆地植被生物圈年平均净初级生产(NPP)与年平均土壤呼吸速率之间的关系,A=农业用地;B=北方森林;D=沙漠灌丛;F=温带森林;G=温带草原;M=湿润
4、的热带森林;S=热带稀疏草原和干森林;T=苔原;W=地中海森林和荒原.土壤呼吸(SR)与NPP的最小二乘方线性回归方程为:SR=1.24(NPP)+24.5(R2=0.87),所有的单位均是gCm-2a-1.（Raich，1992）,土壤呼吸(gCm-2a-1),年平均温度(),图1.2 土壤呼吸与年平均气温之间的关系,土壤呼吸(gCm-2a-1),年平均降雨量(mm),图1.3 土壤呼吸与年平均降雨量之间的关系，直线表示两个变量之间的最小二乘方关系（Raich，1992）,Q10,在土壤呼吸测定中，Q10定律非常重要，它表示温度每升高10，土壤呼吸增加的倍数。式中，k2和k1分别为温度为T2
5、和T1的呼吸速率。一般来说，Q10 2，即温度每升高10，土壤呼吸速率增加2倍。,研究表明，Q10值受温度的强烈影响，随着温度的升高，Q10逐渐减小（见 下图）；这一结果对于预测全球变化后土壤有机质的动态变化十分重要。在低温地域，全球温暖化造成土壤有机碳分解的速率比在高温地区要高得多，即寒冷地区的温暖化会导致更多的有机碳分解向大气释放。,土壤呼吸速率的Q10值与温度的关系,5.化石燃料燃烧释放化石燃料燃烧释放CO2的计算燃烧煤的计算：碳量耗煤量有效氧化分数（0.982）每吨标准煤含碳量（0.73257）燃油的计算：碳量标准煤当量有效氧化分数每吨标准煤含碳量0.813注：0.813为在获得相同热
6、能的情况下，石油释放CO2是煤释放CO2的倍数。,燃气的计算：碳量标准煤当量有效氧化分数每吨标准煤含碳量0.5610.561为在获得相同热能的情况下，燃气释放CO2是煤释放CO2的倍数。B.水泥生产排放CO2的计算碳量水泥产量0.136,碳失汇（missing carbon sink）,由Fig.3可知，在陆地圈，人类使用化石燃料每年向大气净释放CO2约5.4 PgC，热带林破坏导致生物圈大气释放1.6 PgC，共计7.0 PgC；海洋每年从大气中净吸收2 PgC，大气圈每年净增加3.4 PgC，剩下的1.6 PgC则去向不明，这就是著名的碳失汇现象。,全球变暖,温室效应增强,大气C含量,人类
7、活动,LUCC,化石能源,海洋碳收支,Missing C,陆地生态系统,岩溶过程,？,在(国际地圈生物圈计划)框架下,(全球大气化学计划)、(全球陆地生态系统计划)、(全球海洋通量联合研究计划)、(海岸带陆海相互作用)等核心计划从不同角度开展观测研究.,http:/www.GlobalCarbonProject.org,Pep Canadell,Executive Directorpep.canadellcsiro.auIPO,Canberra,Australia,The Partnership and Stakeholders,3.,ESSP,The Conceptual Framework
8、,Focus 1:Patterns and Variability,1995 CO2 Emissions,Ocean C Storage(mol m-2),Ocean C Fluxes,Terrestrial NPP,Takahashi et al.2002),Sabine(unpublished),Cramer et al.2000),What are the geographical and temporal patterns of carbon sources and sinks?,NPP:Net Primary Production-净初级生产量GPP:Gross Primary Pr
9、oduction-总初级生产量R:Respiration-呼吸NPP=GPP-R,Focus 2:Processes,Controls and Interactions,Emerging Properties of the coupled system,Paleo Naturally dynamics,Land Use Change,Institutional Responses,CO2 fertilization,Carbon Storage,New Biospheric Responses,Fossil Fuel Emissions,Focus 3:Future Dynamics of t
10、he Carbon Cycle,IPCC 2001,What are the likely dynamics of the global carbon cycle into the future?,生物地球化学循环,行星的地球化学循环是进入其系统的能量流动导致的必然结果，在有生命的行星上，地球化学循环演化为生物地球化学循环。氢、氧、碳、氮、磷、硫等有机质的基本化学组分，随着元素结合成生命组织，将增加能量状态；然后随生命组织的分解而降低能级，从而形成一个封闭的循环。生物地球化学循环就是指上述元素在固体地球、大气圈、水圈和生物圈中的传输转换过程。,温室效应vs.温室效应增强,温室效应，又称“花房效
11、应”，是大气保温效应的俗称。大气能使太阳短波辐射到达地面，但地表向外放出的长波热辐射线却被大气吸收，这样就使地表与低层大气温度增高，因其作用类似于栽培农作物的温室，故名温室效应。如果大气不存在这种效应，那么地表温度将会下降约33或更多。温室效应增强,研究历史,一、碳库和碳通量,碳库：C pool 碳源：C source碳汇：C sink 碳通量：C flux,全球碳的含量为1023gC，除一小部分外，绝大部分以有机化合物（1.561022gC）和碳酸盐（6.51022gC）的形式埋藏在沉积岩中。全球近地表活动碳源中的总含碳量约为401018gC，可开采的化石燃料含碳量约41018gC，是前工业
12、时期大气CO2存量590Gt(C)的7-10倍（它们正在以非天然的速率被氧化）。,五个碳库,大气碳库,如表1所示,大气碳库的大小约为720(1=11015)左右,在几大碳库中是最小的,但它却是联系海洋与陆地生态系统碳库的纽带和桥梁,大气中的碳含量多少直接影响整个地球系统的物质循环和能量流动。大气中含碳气体主要有2、4和等,通过测定这些气体在大气中的含量即可推算出大气碳库的大小,因此,相对于海洋和陆地生态系统来说,大气中的碳量是最容易计算的,而且也是最准确的。由于在这些气体中2含量最大,也最为重要,因此大气中的2浓度往往可以看作大气中碳含量的一个重要指标。,海洋碳库,海洋具有贮存和吸收大气中2的
13、能力,其可溶性无机碳()含量约为37400(表1),是大气中含碳量的50多倍,在全球碳循环中的作用十分重要。从千年尺度上看,海洋决定着大气中的2浓度。大气中的2不断与海洋表层进行着交换,这一交换量在各个方向上可以达到90/yr,从而使得大气与海洋表层之间迅速达到平衡。由于人类活动导致的碳排放中约3050%将被海洋吸收,但海洋缓冲大气中2浓度变化的能力不是无限的,这种能力的大小取决于岩石侵蚀所能形成的阳离子数量。一般来讲,海洋碳的周转时间往往要几百年甚至上千年,可以说海洋碳库基本上不依赖于人类的活动。,陆地生态系统碳库,据估算,陆地生态系统蓄积的碳量约为2000左右(见表1)。其中土壤有机碳库蓄
14、积的碳量约是植被碳库的2倍左右(从热带森林的11到北部森林的51不等。无论是对植被碳库还是土壤碳库,各估算值之间都有很大差异,这主要是由于不同估算方法之间的差异(假设条件、各类参数取值、测定的土壤深度、调查的土壤类型、植被类型全面与否等)以及估算中的各种不确定性造成的。,韩信国,李凌浩,黄建辉主编.生物地球化学概论M.北京:高等教育出版社,1999.177185.,C源vs.C汇（以大气为对象）,固体地球：火山爆发喷射CO2以及某些岩石风化产物通过河流输送到海洋参与海洋碳循环而释放出CO2；,海洋：高纬度地区海水温度较低，海洋从大气吸收CO2；低纬度地区海洋向大气释放CO2。海气CO2交换通量
15、具有很大的空间变率，。主要取决于表层海水的温度、盐度和碱度、表层海水和深层海水的交换速率、洋流情况和海洋生物的分布。,1.在海洋内部，可能存在一个大气CO2的汇。在某些海域，表层海水中富含植物生长所需要的养分，在那里存在一些与陆地植物类似的水生植物，吸收大气CO2进行光合作用。水生生物死亡后，生物体的腐败过程一方面产生气相CO2使局部海域海水对CO2过饱和，CO2又回到大气中，另一部分有机体可能变成颗粒态有机物，最终沉降到海底。2.海洋中含钙的有机物在深层海水中有可能溶解转化成碳酸盐，这些碳酸盐可随海洋环流在广大海域中输送，被上升流带到表层海水，在表层海水中的溶解碳酸盐有可能有一部分转化成气相
16、CO2释放到大气中，另一部分再被生物吸收转化成有机碳。以上两个过程都是不封闭的；海洋中的生物过程可能构成大气CO2的一个重要汇。,大气CO2的最重要的汇是陆地植物。陆地植物从大气中吸收CO2、从土壤中吸收养分和水分进项光合作用产生有机物。CO2+H2O CH2O(一般碳水化合物)+O2陆地生物圈从大气中吸收的CO2，一部分作为有机体长期保存下来，一部分在腐烂过程中变成可溶性无机碳输送到地面水体或地下水系中。这一过程可能造成部分水体CO2过饱和而引起水底碳酸盐层的化学反应，可能的过程有：,阳光,叶绿素,CaxMgk-x(CO3)k+kCO2+kH2O xCa2+(k-x)Mg2+2kHCO3-5
17、AlSi3O8+4CO2+4H2O Al5Si7O20(OH)4+8SiO2+4HCO3-2Al5Si7O20(OH)4+2CO2+7H2O 5Al2Si2O5(OH)4+4SiO2+2HCO3-不管反应过程的细节如何，这类过程的总体效果是把水中溶解的CO2转变成了HCO3-，并把它输送到海洋中，以补充海洋向大气输送CO2而减少的DIC，从而完成了CO2的循环过程。,大气CO2的另一个重要的汇可能是暴露在空气中的地表岩石风化过程，地表碳酸盐有可能吸收大气CO2和水汽发生以下反应：CaCO3+CO2+H2O Ca2+2HCO3-一般说来，这类可逆反应可能很快达到平衡而不消耗大气CO2，但是，如果
18、有降水把反应右边的产物带进河流和海洋，则反应可以连续不断地向右边进行，从而构成大气CO2的汇。,2个平衡碳通量（袁2001）陆地生态系统大气：1.21011t/年海洋生物与大气1011Gt/年1个自然碳通量陆地河流海洋(0.5-2)109t/年3个不平衡碳通量两个源：(7.01.2)109t/年化石燃料大气：(5.40.5)109t/年森林退化大气：(1.61.0)109t/年两个汇：(5.20.8)109t/年大气海洋增加：(2.00.8)109t/年大气增加：(3.20.1)109t/年遗漏汇：(1.81.4)109t/年,二、陆地生态系统与碳库,在地球系统中大气圈与陆地生物圈密切相关。大
19、气作为CO2和O2的源和吸收器,而陆地生态系统通过植被的光合呼吸、土壤等作用与大气圈相联系。通过陆地生态系统碳通量的变化,而陆地生态系统碳通量主要由植物光合作用、呼吸作用、土壤呼吸作用过程决定。,在20世纪70年代以前,人们一直认为森林作为地球陆地上最大的光合作用系统,起着净化大气、减缓因人为释放CO2而导致的大气CO2浓度快速增加的作用。,早在1970年,人们就对陆地植被的CO2汇功能提出了质疑(SCEP,1970),认为它作为CO2汇的作用不大,甚至还由于植被破坏等因素导致CO2净释放。Reiners(1973)第一次提出CO2失汇问题,但当时没有引起足够的注意。,瑞典著名气象学家Boli
20、n(1977)指出林业和农业用地的扩张是大气CO2浓度上升的原因之一,其值为1.00.6 Pg Ca-1。翌年,美国著名生态学家Woodwell等(1978)也发表了更为可怕的估算结果:由森林生态系统每年向大气释放的CO2高达7.8PgC,其中热带林的净排放源就高达3.5PgC。同年,Wong(1978)也认为热带毁林导致向大气净排放1.5PgCa-1的CO2,但其值小于Woodwell等人的结果。之后,Woodwell等(1983)又提供进一步的证据,指出陆地生态系统作为排放源的作用,但其值比前次要小,为1.84.7PgCa-1。,陆地生态系统碳循环可形象地比喻成一个生物泵。其中,植被通过光
21、合作用同化2形成总初级生产量(),据估算,全球平均值约为120-1;减去植物自养呼吸(,全球平均约为60-1)为净初级生产量(),全球平均值约为60-1;进一步损失主要发生在死亡有机物残体及土壤微生物分解上(异养呼吸,),剩下的部分即净初级生产量()同的差值,称之为净生态系统生产量(),全球平均值约为10-1。附加损失是由各种扰动,减去由于各种扰动造成的碳排放(如火、病虫害、采伐和收获等损失)则得到净生物群落生产量(),全球(19891998年)平均约为0.71 0-1,即相当于1%的的和10%的。,陶波,净生物群落生产量,净生态系统生产量,净初级生产量,总初级生产量,净初级生产力(NPP),
22、它是指植物生长过程中吸收的净二氧化碳量,定义为植物光合作用过程吸收的二氧化碳量与呼吸作用过程中释放的二氧化碳量之差,即:NPP=植物光合作用率植物呼吸作用率(单位为克碳/平方米/年),NPP可以反映出植物的生长状况。净生态系统生产力(NEP),它定义为净初级生产力(NPP)与土壤通过根的呼吸和有机物分解作用向大气释放的二氧化碳量之差,即:NEP=NPP-土壤呼吸量。NPP仅能定量地表示植物的碳吸收,而NEP则能包含植物对碳的吸收和土壤对碳的释放。所以,NPP是碳循环分量,而NEP是生态系统和大气之间碳的净通量。全球范围的CO2含量增加以及气候变化都可以直接或间接地影响生态系统的碳通量。,陆地生
23、态系统碳库生物活体：610（550-924）土壤/碎屑物 1580（710-2946）土壤碳库约为植被碳库的2-3倍（热带11到北部森林51）,生物圈碳库（方精云1998）森林生物量：用森林才积（蓄积量）乘转换系数草地生物量=（1-鲜草含水量）（1-风干草含水量）鲜草重农田生物量=（1-谷物含水量）谷物产量/经济系数,土壤有机碳库（方精云1998）土壤碳量=土类总面积土壤平均深度土壤平均容重平均有机碳含量,陆地生物物量碳素贮量的估计差异较大,范围在 480 1 0 80 Pg C之间,目前普遍接受的估计是560 Pg C,其中森林约为 42 2 Pg C,草原约为 92.6Pg C,沙漠5.9
24、 5Pg C冻原9.0 5Pg C湿地7.8 5Pg C农田2 1.5Pg C。,当植物枯死或凋落后,碳素由活生物量转移到凋落物库中。凋落物的碳素总贮量估计为 60 Pg C,凋落物中碳素的平均周转时间约为 1.5年。对于平均气温高于 3 0的热带生态系统,凋落物分解速度可能超过输入速度,因此基本上没有净的积累,而在寒冷气候下,输入速度要超过土壤中的分解速度。泥炭是凋落物积累的一种极端情况,其碳素总贮量估计在 1 60 1 65Pg C之间,土壤中碳的分布及含量,土壤碳是陆地碳库的重要组成部分,包括土壤有机碳与无机碳。土壤有机碳主要分布于上层 1深度以内,一些主要的热带土壤,如变性土、铁铝土和
25、淋溶土上层 1内的有机碳含量,分别占 2深度范围总有机碳量的 53%、69%和 82%，全球土壤上层 1内的有机碳含量为 1 2 2 0,相当于总现存生物量(自然植被和作物)的 1.5倍;在热带广泛分布的厚层土壤中,1以下有机碳的储量达 50,故全球土壤有机碳总量可达 1 2 70。碳酸碳很少变动,在碳循环研究中并不为人们所重视,发生碳酸盐累积的土壤主要在荒漠和半荒漠区,全球土壤碳酸盐碳库为 780 93 0,土壤中碳的分布及含量,土壤上层1米的约1500PgC，1-2米490PgC2-3米350PgC3米以上2300PgC1-3米热带常绿林160PgC热带草原/稀树草原 150PgC,土壤碳
26、呼吸,碳以2 的形式从土壤向大气圈的流动是土壤呼吸作用的结果。土壤呼吸作用,严格意义上讲是指未受扰动的土壤中产生2 的所有代谢作用,包括 3个生物学过程(植物根呼吸、土壤微生物呼吸及土壤动物呼吸)一个非生物学过程(含碳物质的化学氧化作用)。研究表明土壤呼吸释放的2 中约 3 0%50%来自根系的活动或自养呼吸作用,其余部分主要源于土壤微生物对有机质的分解作用,即异养呼吸作用,土壤碳呼吸,全球土壤呼吸作用的碳的估计量为 6 81 0 0/,约是输入土壤表层新鲜岩屑数量的2.3 3.3倍,仅次于全球陆地总初级生产力()的估算值 1 0 0 1 2 0/,而高于净初级生产力()的量值 50 6 0/
27、,是全球碳循环中一个主要流通途径,陆地生态系统中（植被和土壤）的C：森林46，热带和温带草原23，耕地、湿地、冻原、高山草地及沙漠半沙漠21,全球森林面积约41.61亿2,其中热带、温带、寒温带分别占32.9%、24.9%和42.1%。全球森林生态系统的碳贮量约114.6,其中约50%贮存在北方林中,热带森林和温带森林分别为37%和13.8%,但北方林中84%的碳贮存在土壤中,而热带森林和温带森林土壤中的碳分别为50%和62.9%。全球平均而言,森林土壤及其有机层贮存了森林生态系统71%的碳,其余碳素贮存在植被之中。,从全球不同植被类型的碳蓄积情况来看,陆地生态系统碳蓄积主要发生在森林地区,森
28、林生态系统在地圈、生物圈的生物地球化学过程中起着重要的“缓冲器”和“阀”的功能,约80%的地上碳蓄积和约40%的地下碳蓄积发生在森林生态系统,余下的部分主要贮存在耕地、湿地、冻原、高山草原及沙漠半沙漠中.,全球陆地生态系统碳蓄积,面积百分比,碳蓄积百分比,从不同气候带来看,碳蓄积主要发生在热带地区,全球50%以上的植被碳和近1/4的土壤有机碳贮存在于热带森林和热带草原生态系统,另外约15%的植被碳和近18%的土壤有机碳贮存在温带森林和草地,剩余部分的陆地碳蓄积则主要发生在北方森林、冻原、湿地、耕地及沙漠和半沙漠地区。,另外,植被碳库和土壤有机碳库中还包含不同的子碳库,其周转时间或长或短,这就形
29、成了所谓的“暂时性碳汇”(Temporary Sink)。例如,2浓度升高使树木生长加快从而形成碳汇,这些树木一般要存活几十年到上百年,然后腐烂分解,通过异养呼吸返回到大气中。因此,自然生态系统的碳蓄积和碳释放在较长时间尺度上是基本平衡的,除非陆地生态系统碳库的强度加大,否则任何一个碳汇迟早会被碳源所平衡。,陆地生态系统碳循环的主要研究方法,清单方法 即在不同的陆地生态系统地区选取典型的样点或代表点,对不同时间碳过程的各个基本量如光合作用、自养呼吸、凋落物量、土壤分解等进行观测与调查,以清单的方法来研究不同类型陆地生态系统不同时期的碳过程。通过这种方法,可以得到对森林等植被类型中基于各种原因的
30、有机碳和2实际蓄积量的一个估算,这些原因包括气候变化、2施肥效应、氮沉积以及破坏后森林再生长等。但是这种方法并不能将年际间气候变化和大气中2浓度增加等各自对净碳蓄积量的影响作用区分开来,且往往需要大量的资金与人力投入。,涡度相关法这种方法是根据垂直风速脉动和被测气体浓度脉动来获得气体通量,即用精密的2涡度相关观测仪器来监测不同生态系统、不同时间的2通量变化,研究土壤或植被与大气间的2交换及其影响因素和机理。涡度相关法是一种平衡方法,适用与大面积的均匀下垫面,要求被测气体的浓度水平梯度可忽略不计以及观测期间大气条件定常等。也就是说这种推算碳蓄积能力的方法是建立在生态系统地域范围内功能和结构均一的
31、假设之上的。由于植被、土壤和气候等的极大空间异质性,这种基于样区或区域内某一部分的值推算区域尺度上陆地圈与大气之间净碳交换量的方法所得结果同实际情况有很大差异。,涡度相关法,反演模拟法在三维大气示踪传输模式(Atmospheric Tracer Transport Models)和通过大气观测、考虑化石燃料燃烧与土地利用变化所得到的2资料的基础上,来估算陆地的碳源或碳汇。反演模拟方法无法揭示造成生物圈和大气圈之间季节或年际间2通量变化的原因;由于量测站点较为稀疏且分布不平衡,再加上大气传输模式的一些不足之处,使反演模拟的潜力受到一定限制;通过反演模拟得到的有关北美在1988至1992年间约2-
32、1的碳汇的报告同许多独立分析所得到的结果都是矛盾的。,陆地生态系统碳循环模式生物地理模式预测不同环境中各种植物类型的优势度,它主要基于两种类型的边界条件:生态生理约束(Ecophysiological constraints)和资源限制(Resource limitations)。生态生理约束决定主要木本植物的分布情况,在模式中是通过计算生长度日、冬季最低气温等生物气候变量来得到的。资源(如水、光等)限制包括叶面积等主要植被结构特征。2、和模式等都属于这类模式。,生物地球化学模式模拟陆地生态系统中碳循环、营养物质(如氮等)循环和水循环等。这类模式主要考虑环境条件,包括温度、降水量、太阳辐射、土
33、壤结构和大气2浓度等是如何影响上述各循环的。并以上述各种环境条件为输入变量,来模拟生态系统光合作用、呼吸作用和土壤微生物分解过程,计算植物-土壤-大气之间碳和养分循环以及温室气体(2、4和2)通量。-、和等属于这类模式。,大气圈与陆地圈耦合模式:当前,陆地碳循环模式研究的发展趋势应是建立地表物理过程与生物地球化学过程相耦合的、能够模拟大气、植被、土壤之间物质和能量交换的综合动态生态系统模式。一些模式在这些方面已经做了一些有益的探索,如季劲钧等利用AVIM(Atmosphere-Vegetation Interaction Model)模式在内蒙古半干旱草原、长白山森林和华北农田等模拟了在大气状
34、况强迫下,各类生态系统的初级生产力以及植被与大气间的2通量。其它如等人和相继提出的2、模式也都包括植被与大气之间热量、水分和2的交换。,6.3 海洋碳库,自然界每年的碳循环的数量是相当可观的,约占大气总碳量的四分之一,其中的一半是与陆地生物群落交换,另一半则通过物理和化学过程穿过海洋表面。陆地和海洋含碳量远大于大气中的碳含量,它们很小的变化就会对大气中二氧化碳浓度产生很大的影响。例如,存储于海洋中的碳只要释放2%,就将使大气中的二氧化碳含量增加1倍。,海洋在调节全球气候方面,特别是在减缓2等温室气体效应方面作用巨大,所以区域性以及全球海洋是吸收(汇)还是排放(源)2就显得非常重要。据最新的估算
35、,整个海洋含有的达3.91013,约为大气7.51011的53倍,海洋是地球上最大的碳储库。,目前,人类每年排入大气中的2以计为5.5109,有约2.0109被海洋吸收,占总排放量的35%,陆地生态系统吸收占13%,为0.7109,也就是说海洋与陆地容纳了近一半人类排放的2,另外的50%被释放到大气中,海洋在缓和2温室效应方面的作用不言而喻。,海洋CO2源汇,“溶解度泵”(Solublity pump),溶解态的有机碳DOC(Dissolved Organic Carbon),生物泵(Biological pump),溶解态的无机碳DIC(Dissolved Inorganic Carbon)
36、,颗粒态有机碳POC(Particle Organic Carbon),表层海水中动力学过程,大气中2进入海洋储库的过程可理解为有某种抽气泵在工作。这种抽气泵可分为3种类型,一种是“溶解度泵”(Solubility Pump),这是一种物理泵,它与海洋环流密切相关,其原理是在高纬度低温海水将大气中2溶解并带入深海中。另两种均为生物泵(Biological pump),其一是碳酸盐泵(Carbonate punp),是一些微型生物如颗石藻、有孔虫以碳酸钙(镁)为骨架或细胞壁,将大气中2气体转化为海水中的碳酸盐形式。其二是生物2泵(Soft tissue pump)指浮游植物通过光合作用将2气体转
37、化为海洋中有机碳形式。,深层水碳库,海洋浮游植物死后形成沉降颗粒物,在重力作用下向海洋深部转移。在沉降过程中有机碳将被分解和氧化,碳重新回到海水中,但此时已进入深水。由于大洋深水的密度较表层水大,因此除了在有上升流的海区(如东赤道太平洋)之外,进入大洋深水的碳不再参与与表层水中的交换,这就是所谓的二氧化碳的海洋“生物泵”。浮游植物和动物都能产生溶解态的有机碳,即DOC(Dissolved Organic Carbon)。海洋中溶解态有机碳浓度约为500g/dm3,是海洋中重要的碳贮库之一,而颗粒物有机碳则只有50g/,但后者处于不断沉降的动态,即起着向深海及沉积物输送碳的作用。,海底的固体碳库
38、,沉积物中有机碳的保存与氧化海洋沉积物中有机碳的贮量据估计有1022。由于生物成因的颗粒物在水中沉降时被海水中的溶解氧氧化分解,只有约0.4%的初级生产力有机碳进入深海。深海有机碳沉积物的早期成岩作用中又有一部分有机碳被氧化分解,因此沉积物中有机碳的含量仅有0.4%6%。然而这些有机碳保存了地球历史上气候变化与大气二氧化碳含量变化的重要信息。,沉积物中的有机碳含量受两个因素的控制:1)表层海水中的生物生产力;2)海洋底部水团中的溶解氧含量及氧化还原状态。这两个因素对沉积物中有机碳保存而言都受全球气候变化的影响,但一个是正反馈,另一个是负反馈。例如在上次冰盛时期,由于全球大洋的生产力普遍提高,有
39、机碳进入沉积物的通量也随之增大,加之因此造成深层水中溶解氧的大量消耗,深层水处于亚氧化状态,局部地区甚至处于缺氧状态,从而进一步有利于沉积物中的有机碳保存。,海洋碳源汇的估算方法,海洋碳源汇目前主要通过6种方法获得,(1)用示踪剂校准的箱式模型,在1975年开始应用;(2)用示踪剂确定的一般环流模式(),在1987年首次应用;(3)用一般大气环流模式进行大气2解析获得,在1990年出现;(4)用现场和13测量计算,在1992年开始应用;(5)用大气时间序列2/2和13计算,1993年出现;(6)用海-气界面净通量的全球集成来估算,在1997年开始应用这种方法,基于12的研究与观测,得到了一个全
40、新的全球碳通量结果(图4）。揭示世界大洋每年可吸收的为约为2,吸收后的2主要储存在深层大洋中,占78%,这其中在动力作用下的生物泵过程其关键作用,通过生物泵向深层输送的达10.2/,净输送2Pg/。,生物泵,物理泵,对大洋和陆地,其碳通量过程研究的比较清楚,而对陆架边缘海的碳通量并不清晰,有3个方向至今未搞清楚,即(1)陆架边缘海与大气间的净碳通量;(2)陆架边缘海向大洋输送的碳通量;(3)陆架边缘海箱底部沉积物输送的碳通量,仅对陆地输入(主要为河流)通量相对比较清楚,陆地输入陆架边缘海的通量为0.8/。,海洋碳源汇的分布特征,自20世纪70年代以来,全球海洋一直是大气2的净汇,全球海洋主要的
41、汇区分布在较冷的大洋区域,如北太平洋、北大西洋、南大洋等,表层海水温度越低,其吸收2的量越大,汇的强度也就越大。,在区域上,太平洋赤道区域是天然的最大的2源,在一般的年份,每年释放进入大气中的2量为0.81.0,在强的厄尔尼诺年(如19971998年),其释放量减小,为0.20.4/,少一半还多。北大西洋是全球海洋最大的天然2的汇,这个区域可强烈地吸收大气中的2,南大洋通常情况下每年净吸收0.20.9,也是一个重要的海洋汇区。,Ocean C Fluxes,Ocean C Storage(mol m-2),Takahashi et al.2002),Sabine(unpublished),陆架
42、边缘海是大气2的源还是汇,目前还不清楚。一般地说,陆架边缘海应该是大气2的源,因为沿岸上升流和陆地输入的有机物分解都可导致2的释放,但目前的结论正好相反,北海与东中国海的航次结果都表明,这些陆架边缘海都是2的汇,如果全球的陆架边缘海都是这种情况,那么,陆架边缘海这个海洋汇可吸收2达0.21/,这在全球碳循环中的作用是不得了的,所以,海洋碳循环研究陆架边缘海应大大加强。,海洋吸收的2大部分在其海洋上层水中循环,在全球范围内,仅有约1%初级生产力相当于0.34/的能到达2000以深的深海中。研究得出,在赤道太平洋100处,其碳的输出仅占其初级生产力的2%7%,1000处仅有1%,阿拉伯海100处有
43、5%10%,1000处有1.7%,南大洋最高,100处有30%,1000处有3%,可以看出,南大洋吸收的其储存的年限最长,转化人为2的相对量也最大。全球海洋到达海底而进入沉积物中的量0.2/,即全球海洋吸收的2约10%进入沉积物中被长久固定下来,90%在水体中循环。,6.4 人类活动与碳排放,Land Use Change,Fossil Fuel Emissions,人类导致大气CO2增加的两种途径,燃烧矿物燃料,土地利用/土地覆盖变化,曲建升,1850年大气CO2存量6090亿吨1995年大气CO2存量7690亿吨增加了1600亿吨18501995年碳排放3680亿吨：工业排放2460亿吨，
44、土地利用变化1220亿吨。,6.4.1 化石能源的使用,1860年以来，能源利用量增加了30倍。起初主要是对煤的利用，自1950年以来，对石油的利用迅速增长，现已超过煤炭。每年来自化石燃料排放的CO2为6GtC,化石燃料在燃烧过程中大部分碳转化为2,其中煤的排放量最大,石油次之,天然气最小(根据国际能源组织的数据:固体燃料、液体燃料和气体燃料的2排放系数分别为0.7560、0.5859和0.4478/。,6.4.2 土地利用/土地覆盖变化,土地覆盖是指某一区段的自然特征，土地利用是指人类开发地表覆盖的后果土地覆盖是指地球表面的生物物理状态，如森林、草地、湿地、作物用地、城市用地等，土地覆盖变化
45、包括生物多样性、现实的和潜在的初级生产力、土壤质量以及径流和沉积速率的种种变化。,土地利用的剧烈变化与农业集约化生产永久地改变了包括其生物地球化学循环在内的整个陆地生物圈的结构和功能。作为CO2的源，土地利用变化是仅次于化石燃料燃烧的造成大气CO2浓度升高的第二大原因。另外，土地利用变化还会影响地球系统中的能量平衡并对区域或全球气候系统产生潜在影响。,森林砍伐与碳循环:热带地区的大规模毁林活动早就引起了人们的重视,目前由于原始森林受毁导致的次生森林或林用种植园在热带至寒温带都有分布,由此造成的森林生物量的变化必将影响森林的碳贮量。与自然森林相比,热带地区种植园的森林地上生物量较自然森林低20%
46、50%;温带地区生产性森林的地上生物量较自然森林低40%50%(,1998)。次生森林和不定期砍伐森林的木本植物生物量较自然森林低30%80%(,1981)。因此,砍伐或开采自然森林后形成的次生林的固碳能力将降低。,森林生态系统管理与碳循环,森林收获早亦将引起固碳量的降低。一般温带森林生长到2050年,热带森林生长到60120年即被砍伐,而在无干扰生长条件下累积到原始森林的碳贮量,温带次生林需150250年(.,1990),热带森林则需150年以上(,1996)。平均而言,经过几个“生长 收获”周期后,人工林的碳贮量仅是未干扰立地或原始林的30%(,1983)。,森林砍伐不仅影响森林的固碳能力
47、,而且影响土壤碳排放。由于森林皆伐使得温度和水分条件都发生变化,土壤呼吸在许多年内都超过幼年树木同化固碳能力,亦即成为碳源。森林收获后土壤碳含量一直处于下降状态,一般需要经过2050年才可使土壤碳含量增加(.,1996;,1995)。但经过多个“生长 收获”长期经营森林的土壤碳贮量如何变化还不清楚。,森林转变成农田与碳循环,至1998年已有约501062的森林被用作农田,占土地利用变化的45%(.,1998)。森林被用作农田后,土壤碳贮量的损失因气候、土壤初始碳含量和管理措施的不同而不同。一般而言,1深度土层内的土壤碳损失25%30%(,1995),耕作层(00)损失最大,可达40%(,993
48、)。森林用作农田后,土壤碳含量一直处于下降状态,尤其在前5年,与森林砍伐类似,一般需经过050年才可使土壤碳含量增加(.,995)。,草地转换成农田与碳循环,全球的草地面积,包括热带草原、温带草原、冻原及高寒草原,约为44.5亿2,碳贮量达761,其中植被占10.6%,土壤则占89.4%(.,1979)。单位面积的温带草原碳贮量较热带草原大,一般为热带草原的24倍(,1995)。,由于人口增加以及对粮食需求的增加,大量草地被开垦成农田。至1998年,全球已有约6602的草地被开垦成农田,占土地利用变化的近40%(.,1998)。这些草地开垦成农田使得碳贮量由草地的116-2减少到农田的87-2
49、,亦即碳贮量损失了19(28.8-2);同时,地上生物量损失了7.7(28.8-2)。这些碳贮量的减少超过了热带森林转化为农田导致的土壤碳损失的全球平均值24.5-2(.,1993)。,就全球碳平均而言,草地开垦成农田导致1深度土层内的土壤碳损失20%30%(,1998),与森林被用作农田后1深度土层内的土壤碳损失25%30%相当(,1995)。可见,草地开垦成农田与毁林一样对全球碳循环有着重要的影响,尽管京都协议没有考虑草地开垦为农田引起的全球碳贮存的损失,未来仍应该引起足够的重视。,温室气体排放的责任,排放总量人均排放历史排放,1995 CO2 Emissions,1995年,全球由于化石
50、燃料使用和生产水泥总共排放的2 为 70亿吨碳,其中美国最多,为 1 4亿吨碳,占全球总量的 2 0%;中国约为 8.5亿吨碳,占世界全部排放量的 1 2%。,代表性国家二氧化碳排放总量（千吨）（1995年）,人均二氧化碳排放量（吨/年）（1995年）,美国二氧化碳排放（1900-1995年）（单位：千吨）,前苏联二氧化碳排放（1900-1991年）（单位：千吨）,中国二氧化碳排放（1902-1995 年）（单位：千吨）,1995年碳排放：发达国家60%，发展中国家40%18501995年碳存量：发达国家80%，发展中国家20%,发达国家和发展中国家对碳排放的贡献排放量相等点：2015年人均排
