第5講溫室氣體排放和大氣溫室氣體濃度的變化PPT課件

1、第第5 5講講 溫室氣體排放溫室氣體排放和大氣溫室氣體濃度的變化和大氣溫室氣體濃度的變化目錄目錄 溫室氣體的排放與排放情景溫室氣體的排放與排放情景 碳循環(huán)與大氣溫室氣體濃度的變化碳循環(huán)與大氣溫室氣體濃度的變化 海洋和陸地的碳收支海洋和陸地的碳收支溫室氣體的排放與排放情景溫室氣體的排放與排放情景溫室氣體種類和作用種類增溫效應(%)生命期(年)二氧化碳（CO2）6350200甲烷（CH4）151217氧化亞氮（N2O）4120氫氟碳化物（HFCS）全氟化碳（PFCS）1113.350000六氟化硫（SF6）及其它7？排放溫室氣體的人類活動（一）化石能源燃燒活動（二氧化碳等）化石能源開采過程中的排放

2、和泄漏（二氧化碳和甲烷）部分工業(yè)生產 過程(如水泥生產)（二氧化碳）排放溫室氣體的人類活動（二） 農業(yè)(如水稻) （甲烷） 畜牧業(yè)(如牛等反芻動物消化) （甲烷） 廢棄物處理 （甲烷和二氧化碳） 土地利用變化減少對二氧化碳的吸收（如森 林砍伐）排放情景排放情景 排放情景是指為了制作未來全球和區(qū)域氣候變化排放情景是指為了制作未來全球和區(qū)域氣候變化的預測，根據(jù)一系列驅動因子（包括人口增長、的預測，根據(jù)一系列驅動因子（包括人口增長、經濟發(fā)展、技術進步、環(huán)境條件、全球化、公平經濟發(fā)展、技術進步、環(huán)境條件、全球化、公平原則等）的假設得出的未來溫室氣體和硫化物氣原則等）的假設得出的未來溫室氣體和硫化物氣溶

3、膠排放的情況。溶膠排放的情況。 早期的模式預測并沒有特定的排放情景，主要進早期的模式預測并沒有特定的排放情景，主要進行的是行的是CO2CO2加倍平衡試驗（加倍平衡試驗（IPCCIPCC，19901990）。此后先）。此后先后發(fā)展了兩套溫室氣體和氣溶膠排放情景，即后發(fā)展了兩套溫室氣體和氣溶膠排放情景，即IS92IS92和和SRESSRES。 區(qū)域性區(qū)域性全球化全球化 A2多元化社會模式多元化社會模式 A1A1高速增長社會模式高速增長社會模式 B2地區(qū)共存型社會模式地區(qū)共存型社會模式 B1持續(xù)發(fā)展型社會模式持續(xù)發(fā)展型社會模式經濟優(yōu)先經濟優(yōu)先環(huán)境優(yōu)先環(huán)境優(yōu)先 IS92IS92排放情景于排放情景于19

4、921992年提出（年提出（IPCCIPCC，19921992），主要用于），主要用于SARSAR中氣候模式的預測。中氣候模式的預測。IS92IS92包含了六種不同的排放情景（包含了六種不同的排放情景（IS92aIS92a到到IS92fIS92f），分別代表未來世界不同的社會、），分別代表未來世界不同的社會、經濟和環(huán)境條件。經濟和環(huán)境條件。 SRESSRES排放情景于排放情景于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的氣候預測。的氣候預測。SRESSRES排放情景主要由四個框架組成：排放情景主要由四個框架

5、組成： A1A1框架和情景系列框架和情景系列 描述的是一個描述的是一個經濟快速增長，全球人口峰值出現(xiàn)經濟快速增長，全球人口峰值出現(xiàn)在在2121世紀中葉、隨后開始減少，新的和更高效的世紀中葉、隨后開始減少，新的和更高效的技術迅速出現(xiàn)的未來世界。技術迅速出現(xiàn)的未來世界。其基本內容是其基本內容是強調地強調地區(qū)間的趨同發(fā)展、能力建設、不斷增強的文化和區(qū)間的趨同發(fā)展、能力建設、不斷增強的文化和社會的相互作用、地區(qū)間人均收入差距的持續(xù)減社會的相互作用、地區(qū)間人均收入差距的持續(xù)減少。少。A1A1情景系列劃分為情景系列劃分為3 3個群組，分別描述了能源個群組，分別描述了能源系統(tǒng)技術變化的不同發(fā)展方向，以技術重

6、點來區(qū)系統(tǒng)技術變化的不同發(fā)展方向，以技術重點來區(qū)分這三個分這三個A1A1情景組：化石密集（情景組：化石密集（A1FIA1FI）、非化石）、非化石能源（能源（A1TA1T）、各種能源資源均衡（）、各種能源資源均衡（A1BA1B）（此處）（此處的均衡定義為，在假設各種能源供應和利用技術的均衡定義為，在假設各種能源供應和利用技術發(fā)展速度相當?shù)臈l件下，不過分依賴于某一特定發(fā)展速度相當?shù)臈l件下，不過分依賴于某一特定的能源資源）。的能源資源）。A2A2框架和情景系列框架和情景系列 描述的是一個描述的是一個極其非均衡發(fā)展的世界極其非均衡發(fā)展的世界。其。其基本點是自給自足和地方保護主義，地區(qū)基本點是自給自足和

7、地方保護主義，地區(qū)間的人口出生率很不協(xié)調，導致持續(xù)的人間的人口出生率很不協(xié)調，導致持續(xù)的人口增長，經濟發(fā)展主要以區(qū)域經濟為主，口增長，經濟發(fā)展主要以區(qū)域經濟為主，人均經濟增長與技術變化越來越分離，低人均經濟增長與技術變化越來越分離，低于其它框架的發(fā)展速度。于其它框架的發(fā)展速度。 B1 B1框架和情景系列框架和情景系列 描述的是一個描述的是一個均衡發(fā)展的世界均衡發(fā)展的世界，與，與A1A1描述描述具有相同的人口，人口峰值出現(xiàn)在世紀中具有相同的人口，人口峰值出現(xiàn)在世紀中葉，隨后開始減少。不同的是，經濟結構葉，隨后開始減少。不同的是，經濟結構向服務和信息經濟方向快速調整，材料密向服務和信息經濟方向快速

8、調整，材料密度降低，引入清潔、能源效率高的技術。度降低，引入清潔、能源效率高的技術。其基本點是其基本點是在不采取氣候行動計劃的條件在不采取氣候行動計劃的條件下，更加公平地在全球范圍實現(xiàn)經濟、社下，更加公平地在全球范圍實現(xiàn)經濟、社會和環(huán)境的可持續(xù)發(fā)展。會和環(huán)境的可持續(xù)發(fā)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強調區(qū)域性的經濟、社會和環(huán)強調區(qū)域性的經濟、社會和環(huán)境的可持續(xù)發(fā)展。境的可持續(xù)發(fā)展。全球人口以低于全球人口以低于A2A2的增的增長率持續(xù)增長，經濟發(fā)展處于中等水平，長率持續(xù)增長，經濟發(fā)展處于中等水平，技術變化速率與技術變化速率與A1A1、B1B1相比趨緩、發(fā)展方相比趨

9、緩、發(fā)展方向多樣。同時，該情景所描述的世界也朝向多樣。同時，該情景所描述的世界也朝著環(huán)境保護和社會公平的方向發(fā)展，但所著環(huán)境保護和社會公平的方向發(fā)展，但所考慮的重點僅僅局限于地方和區(qū)域一級?？紤]的重點僅僅局限于地方和區(qū)域一級。SRESSRES以及以及IS92aIS92a主要溫室氣體和主要溫室氣體和SOSO2 2的排放情景的排放情景 圖2碳循環(huán)與溫室氣體濃度的變化碳循環(huán)與溫室氣體濃度的變化 碳循環(huán)之所以重要，是因為它碳循環(huán)之所以重要，是因為它調節(jié)著兩種最重調節(jié)著兩種最重要的溫室氣體要的溫室氣體COCO2 2與與CHCH4 4的大氣濃度。的大氣濃度。碳循環(huán)比較復碳循環(huán)比較復雜，它具有多種不同化學物

10、質的化學轉換。而水循雜，它具有多種不同化學物質的化學轉換。而水循環(huán)中不同庫間的交換過程涉及到相變，但只有一個環(huán)中不同庫間的交換過程涉及到相變，但只有一個化學物質化學物質H H2 2O O的輸送。在全球碳循環(huán)中有的輸送。在全球碳循環(huán)中有四個大的碳四個大的碳庫：大氣、生物圈（濕地與海洋）、地殼（含地幔）庫：大氣、生物圈（濕地與海洋）、地殼（含地幔）和海洋碳庫。和海洋碳庫。大氣大氣COCO2 2庫的大小在活躍的生物圈庫庫的大小在活躍的生物圈庫（綠色植物，浮游生物，與整個食物鏈）和巨大的（綠色植物，浮游生物，與整個食物鏈）和巨大的地殼碳庫之間，進出小庫的交換率比進出大庫的要地殼碳庫之間，進出小庫的交換

11、率比進出大庫的要快幾個量級?？鞄讉€量級。 幾百萬年來，通過硅酸鹽巖石的風化作用和由幾百萬年來，通過硅酸鹽巖石的風化作用和由海洋植物固碳作用而埋藏于海洋沉積物中，海洋植物固碳作用而埋藏于海洋沉積物中，COCO2 2由大由大氣中被清除。而化石燃料的燃燒又把地球在地質時氣中被清除。而化石燃料的燃燒又把地球在地質時期捕獲的碳重新釋放到大氣中。新的冰芯資料表明，期捕獲的碳重新釋放到大氣中。新的冰芯資料表明，地球系統(tǒng)至少在過去地球系統(tǒng)至少在過去6565萬年內（萬年內（6 6次冰期次冰期間冰期循間冰期循環(huán)）沒有達到目前大氣環(huán)）沒有達到目前大氣COCO2 2或或CHCH4 4的濃度值。的濃度值。在那個在那個時

12、期，大氣時期，大氣COCO2 2濃度一直在濃度一直在180ppm180ppm（冰期最盛時期）（冰期最盛時期）和和300ppm300ppm（暖的間冰期）。一般認為，在冰期盛期，（暖的間冰期）。一般認為，在冰期盛期，由大氣中清除的由大氣中清除的COCO2 2被儲存于海洋中，并提出了一些被儲存于海洋中，并提出了一些因果的機理，它們把天文變化，氣候，因果的機理，它們把天文變化，氣候，COCO2 2和其它溫和其它溫室氣體，海洋環(huán)流與溫度，生物生產力和營養(yǎng)供應室氣體，海洋環(huán)流與溫度，生物生產力和營養(yǎng)供應與海洋沉積物之相互作用聯(lián)系起來。與海洋沉積物之相互作用聯(lián)系起來。 在在17501750年之前，年之前，C

13、OCO2 2的大氣濃度穩(wěn)定在的大氣濃度穩(wěn)定在260-280ppm260-280ppm已達已達1010萬年。相對于自然變化，人類活動對碳循環(huán)的擾動是不明萬年。相對于自然變化，人類活動對碳循環(huán)的擾動是不明顯的。顯的。17501750年之后，大氣中年之后，大氣中COCO2 2濃度以增長的速率由濃度以增長的速率由280ppm280ppm上升到上升到20052005年近年近380ppm380ppm。這種增加主要產生自人類活動：主這種增加主要產生自人類活動：主要是化石燃料燃燒和毀林，也由于水泥生產，土地利用和管要是化石燃料燃燒和毀林，也由于水泥生產，土地利用和管理的變化（生物質燃燒，作物生產，草地變農用等

14、）。其中理的變化（生物質燃燒，作物生產，草地變農用等）。其中人類活動造成的人類活動造成的COCO2 2排放是單一的對氣候變化貢獻最大的人排放是單一的對氣候變化貢獻最大的人類活動因子。甲烷濃度從類活動因子。甲烷濃度從17501750年的年的700ppb700ppb類似的上升到類似的上升到20052005年的年的1775ppb1775ppb，其排放源有：化石燃料，填埋廢棄物處理，其排放源有：化石燃料，填埋廢棄物處理，泥地泥地/ /濕地，反芻動物和稻米生產。濕地，反芻動物和稻米生產。CHCH4 4輻射強迫的增加量略輻射強迫的增加量略小于小于COCO2 2的三分之一，是第二個重要的溫室氣體。的三分之一

15、，是第二個重要的溫室氣體。 無論是無論是COCO2 2和和CHCH4 4在自然碳循環(huán)中都起著重要的在自然碳循環(huán)中都起著重要的作用。它們在陸地生物圈，海洋和大氣之間連續(xù)地作用。它們在陸地生物圈，海洋和大氣之間連續(xù)地大量流動，在近十萬年到大量流動，在近十萬年到17501750年維持著穩(wěn)定的大氣年維持著穩(wěn)定的大氣COCO2 2和和CHCH4 4濃度。通過光合作用，碳被轉換成植物生濃度。通過光合作用，碳被轉換成植物生物質。陸地植物由大氣中捕獲物質。陸地植物由大氣中捕獲COCO2 2；植物，土地和動；植物，土地和動物呼吸（包括死亡，生物質分解），在厭氧條件下物呼吸（包括死亡，生物質分解），在厭氧條件下把

16、碳作為把碳作為COCO2 2和和CHCH4 4又可返回到大氣中。在年尺度上，又可返回到大氣中。在年尺度上，植被火災可能是植被火災可能是COCO2 2與與CHCH4 4的重要源。但如果植被再的重要源。但如果植被再生，在年代時間尺度大量生，在年代時間尺度大量COCO2 2又可被陸地生物圈再度又可被陸地生物圈再度捕獲。捕獲。 在大氣與海洋間在大氣與海洋間COCO2 2被連續(xù)地交換，進入洋面的被連續(xù)地交換，進入洋面的COCO2 2立即與水形成重碳酸鹽（立即與水形成重碳酸鹽（HCOHCO3 3- -）和碳酸鹽（）和碳酸鹽（COCO3 32-2-）離子，離子，COCO2 2，HCOHCO3 3- -和和C

17、OCO3 32-2-一起被稱作溶解性無機碳一起被稱作溶解性無機碳（DICDIC）。相對于大氣和其下海洋中層的物理交換）。相對于大氣和其下海洋中層的物理交換COCO2 2在表層洋面作為在表層洋面作為DICDIC的存留時間不到的存留時間不到1010年。冬季，年。冬季，高緯的冷水，重且富有高緯的冷水，重且富有COCO2 2（作為（作為DICDIC）由于溶解性）由于溶解性高）從表層下沉到深層，這種局地的下沉與高）從表層下沉到深層，這種局地的下沉與MOCMOC（經（經向翻轉環(huán)流）有關，被稱作向翻轉環(huán)流）有關，被稱作“溶解泵溶解泵”。長時期看，長時期看，它被分布式向上擴散到暖表層水的它被分布式向上擴散到暖

18、表層水的DICDIC輸送大致相平輸送大致相平衡。衡。 浮游生物通過光合作用攝取碳，以后作為死亡浮游生物通過光合作用攝取碳，以后作為死亡的有機物與顆粒，其中一些又從表層下沉（生物泵）的有機物與顆粒，其中一些又從表層下沉（生物泵）或轉變成溶解有機碳（或轉變成溶解有機碳（DOCDOC）。大部分下沉顆粒中的）。大部分下沉顆粒中的碳在表層通過細菌的作用又被氧化，并最終作為碳在表層通過細菌的作用又被氧化，并最終作為DICDIC再循環(huán)到海表。其余的顆粒通量到達深海區(qū)再循環(huán)到海表。其余的顆粒通量到達深海區(qū)（2000-6000m2000-6000m），一小部分到達深海沉積物，其中），一小部分到達深海沉積物，其中

19、一些又重新懸浮起來，一些被埋存。中層海水以幾一些又重新懸浮起來，一些被埋存。中層海水以幾十年十年幾百年時間尺度混合，而深層水混合是千年幾百年時間尺度混合，而深層水混合是千年時間尺度，需要一些混合時間以使海洋達到其充分時間尺度，需要一些混合時間以使海洋達到其充分的緩沖能力。溶解和生物泵一起維持的緩沖能力。溶解和生物泵一起維持COCO2 2在洋面（低在洋面（低值）到深層海洋（高值）的垂直梯度（作為值）到深層海洋（高值）的垂直梯度（作為DICDIC），），因而調節(jié)著因而調節(jié)著COCO2 2在大氣與海洋間的交換。在大氣與海洋間的交換。 從全球看，從全球看，溶解泵的濃度依賴于溶解泵的濃度依賴于MOCMO

20、C的強度，的強度，洋面溫度，洋面溫度，鹽分，層結和冰蓋。生物泵的效率依賴于光合作用中由表層鹽分，層結和冰蓋。生物泵的效率依賴于光合作用中由表層海洋作為下沉顆粒物輸出的那一部分，它受到海洋環(huán)流，營海洋作為下沉顆粒物輸出的那一部分，它受到海洋環(huán)流，營養(yǎng)供應和浮游生物群組成和生理作用的影響。養(yǎng)供應和浮游生物群組成和生理作用的影響。 下圖中，黑箭頭是海洋，大氣和陸地生物圈間的自然或下圖中，黑箭頭是海洋，大氣和陸地生物圈間的自然或未擾動碳交換?？偟年懙厣锶εc大氣以及海洋與大氣間的未擾動碳交換。總的陸地生物圈與大氣以及海洋與大氣間的通量分別是通量分別是120120與與90GtC/yr90GtC/yr（約

21、（約19951995年）。只有不到年）。只有不到1GtC/yr1GtC/yr碳從陸地通過河流輸入到海洋中。這些通量在長時期平均是碳從陸地通過河流輸入到海洋中。這些通量在長時期平均是平衡的。對于長期地質年代具有重要性的，另外自然通量包平衡的。對于長期地質年代具有重要性的，另外自然通量包括由陸地植物的有機物質向土壤中慣性有機碳的不穩(wěn)定轉換，括由陸地植物的有機物質向土壤中慣性有機碳的不穩(wěn)定轉換，巖石風化和沉積物積累（反風化作用）與火山活動釋放，它巖石風化和沉積物積累（反風化作用）與火山活動釋放，它們的量值總體上是小的。在們的量值總體上是小的。在17501750年前的年前的1 1萬年中凈通量不到萬年中

22、凈通量不到0.1GtC/yr0.1GtC/yr。地球系統(tǒng)不同碳庫間的碳循環(huán)地球系統(tǒng)不同碳庫間的碳循環(huán)大氣與海洋地殼生物圈地幔層光合作用呼吸與衰亡埋藏俯沖海床擴張風化作用火山活動圖3圖中給出的是年平均碳通量（Gtc/yr）。黑箭頭：工業(yè)化前自然通量；紅箭頭：人類活動通量。凈的陸地損失（-39Gtc）由累積化石燃料排放減大氣增加再減海洋儲存倒算得到。-140Gtc代表土地利用變化造成的累積排放，并要求101Gtc的陸地生物圈匯。GPP是年平均總陸地初級生產力。19901990年代全球碳循環(huán)示意圖年代全球碳循環(huán)示意圖圖4 海洋和陸地的碳收支海洋和陸地的碳收支海洋中碳以三種形式存在：海洋中碳以三種形式

23、存在：（1 1）溶解的）溶解的COCO2 2或或H H2 2COCO3 3（碳酸）（碳酸）（2 2）與）與CaCa2+2+與與MgMg2+2+及其它金屬陽離子偶對的及其它金屬陽離子偶對的碳酸鹽粒子（碳酸鹽粒子（COCO2 2-3-3）（3 3）重碳酸鹽離子，這是海洋碳庫含量最大）重碳酸鹽離子，這是海洋碳庫含量最大的。的。 陸地生態(tài)系統(tǒng)：陸地生態(tài)系統(tǒng)：總碳含量比海洋低很多，總碳含量比海洋低很多，1818世紀中的估計表明總碳庫容量為世紀中的估計表明總碳庫容量為2300GtC2300GtC，其中其中80%80%在土壤和地表廢棄物中，其余在地在土壤和地表廢棄物中，其余在地上植被中：凈初級生產力（上植被

24、中：凈初級生產力（NPPNPP）每年把約）每年把約120GtC/y120GtC/y碳通過光合作用吸收到生態(tài)系統(tǒng)碳通過光合作用吸收到生態(tài)系統(tǒng)中，而呼吸與生物質燃燒中，而呼吸與生物質燃燒/ /衰亡又把同樣的衰亡又把同樣的碳量返到大氣中。碳量返到大氣中。 （光合作用：（光合作用： COCO2 2+H+H2 2O CHO CH2 2O+OO+O2 2; ; 呼吸與衰亡：呼吸與衰亡： CHCH2 2O+OO+O2 2 CO CO2 2+H+H2 2O O； 即使有機物質氧化）即使有機物質氧化） 大氣碳庫主要由大氣碳庫主要由COCO2 2和和CHCH4 4構成，工業(yè)化前的大氣構成，工業(yè)化前的大氣COCO2

25、 2濃度濃度280ppm280ppm相當于約相當于約600GtC600GtC的碳庫。大氣與其的碳庫。大氣與其它碳庫間的年通量為它碳庫間的年通量為130GtC130GtC，這表明，這表明大氣中碳的大氣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6565萬年前南極萬年前南極冰芯資料表明，冰芯資料表明，COCO2 2和和CHCH4 4濃度變化與南極溫度是濃度變化與南極溫度是非常緊密的耦合在一起（冰期：非常緊密的耦合在一起（冰期：180-220ppm180-220ppm，間，間冰期：冰期：280-300ppm280-300ppm）。冰期與間冰期循環(huán)可能由）。冰期與間冰

26、期循環(huán)可能由地球軌道參數(shù)變化引起或啟動（它改變地球上太地球軌道參數(shù)變化引起或啟動（它改變地球上太陽輻射的數(shù)量和分布），但這種初始的氣候變化陽輻射的數(shù)量和分布），但這種初始的氣候變化引起了大氣與其它碳庫間引起了大氣與其它碳庫間COCO2 2通量的明顯變化（主通量的明顯變化（主要是海洋）。之后引起大氣要是海洋）。之后引起大氣COCO2 2濃度的變化以及溫濃度的變化以及溫室強迫強度的變化。這種重要的反饋作用約為冰室強迫強度的變化。這種重要的反饋作用約為冰期期間冰期循環(huán)振幅的間冰期循環(huán)振幅的50%50%左右。左右。 過去過去1 1萬年萬年COCO2 2濃度只在濃度只在260-280ppm260-280

27、ppm很小范圍變很小范圍變化。大氣化。大氣COCO2 2濃度變化是大氣與其它碳庫間碳凈通量濃度變化是大氣與其它碳庫間碳凈通量的一種度量。這表明，進出大氣通量間的凈年收支，的一種度量。這表明，進出大氣通量間的凈年收支，對于全新世大部分時期約為零。直到過去對于全新世大部分時期約為零。直到過去200200年才發(fā)年才發(fā)生了變化。生了變化。 另外，不到另外，不到1GtC/y1GtC/y的碳通過河流由陸地輸送到的碳通過河流由陸地輸送到海洋（溶解或懸浮的顆粒物）。還有海洋（溶解或懸浮的顆粒物）。還有0.1GtC/y0.1GtC/y來自來自火山活動和由陸地植物向惰性有機碳（土壤，巖石火山活動和由陸地植物向惰性

28、有機碳（土壤，巖石風化和沉積物累積（反風化作用）不穩(wěn)定有機物風化和沉積物累積（反風化作用）不穩(wěn)定有機物轉換。轉換。 地殼中的有機與無機碳庫都很巨大，進出這些地殼中的有機與無機碳庫都很巨大，進出這些庫的交換很慢（化石燃料燃燒除外），居留時間在庫的交換很慢（化石燃料燃燒除外），居留時間在幾百萬年的量級。碳進入這些庫是通過生物圈，尤幾百萬年的量級。碳進入這些庫是通過生物圈，尤其是無機碳庫主要由碳酸鈣組成，幾乎完全由海洋其是無機碳庫主要由碳酸鈣組成，幾乎完全由海洋生物圈產生。有機碳庫表現(xiàn)為天然氣、煤、石油和生物圈產生。有機碳庫表現(xiàn)為天然氣、煤、石油和油頁巖等。風化作用使沉積巖中的有機碳暴露于大油頁巖等

29、。風化作用使沉積巖中的有機碳暴露于大氣中，允許它氧化，以此完成長期無機碳循環(huán)中的氣中，允許它氧化，以此完成長期無機碳循環(huán)中的一環(huán)。目前一環(huán)。目前化石燃料燃燒僅在一年中就把幾萬年，化石燃料燃燒僅在一年中就把幾萬年，幾十萬年中風化作用所能產生的幾十萬年中風化作用所能產生的COCO2 2返回到大氣中。返回到大氣中。 在幾億到幾十億年時間尺度，板塊構造和火山在幾億到幾十億年時間尺度，板塊構造和火山活動在產生大氣活動在產生大氣COCO2 2中起著基本作用，無機碳循環(huán)涉中起著基本作用，無機碳循環(huán)涉及俯沖，變質作用和風化作用。海床上的石灰?guī)r沉及俯沖，變質作用和風化作用。海床上的石灰?guī)r沉積物，沿板塊邊界俯沖入

30、地幔中，結果大陸板塊位積物，沿板塊邊界俯沖入地幔中，結果大陸板塊位于更密實的海洋板塊之上。在地幔的高溫條件下，于更密實的海洋板塊之上。在地幔的高溫條件下，石灰?guī)r轉化為變質巖，即：石灰?guī)r轉化為變質巖，即：CaCOCaCO3 3+SiO+SiO2 2 CaSiOCaSiO3 3+CO+CO2 2通過火山爆發(fā)，由此化學反應釋放的通過火山爆發(fā)，由此化學反應釋放的COCO2 2最終回到大最終回到大氣中。與硅酸鹽化學組合中，含鈣的變質巖以新形氣中。與硅酸鹽化學組合中，含鈣的變質巖以新形成的地殼形式再循環(huán)。成的地殼形式再循環(huán)。變質反應，組合風化作用和變質反應，組合風化作用和碳酸形成反應，就形成了一個閉合回路

31、，在其中碳碳酸形成反應，就形成了一個閉合回路，在其中碳原子在大氣原子在大氣COCO2 2庫，地殼中的無機碳庫來回循環(huán)，其庫，地殼中的無機碳庫來回循環(huán)，其時間尺度幾千年到幾百萬年。時間尺度幾千年到幾百萬年。地殼和大氣的碳交換地殼和大氣的碳交換 通過硅酸鈣巖石的風化作用可產生離子通過硅酸鈣巖石的風化作用可產生離子：CaSiOCaSiO3 3+H+H2 2COCO3 3CaCa2+2+2HCO+2HCO3 3- -+SiO+SiO2 2+H+H2 2O O （1 1）鈣離子與重碳酸鹽離子被海洋有機體相結合到它們鈣離子與重碳酸鹽離子被海洋有機體相結合到它們的外殼和骨骼中的外殼和骨骼中CaCa2+2+2

32、HCO+2HCO3 3- - CaCO CaCO3 3+SiO+SiO2 2 （2 2）（1 1）與（）與（2 2）合并，）合并，CaSiOCaSiO3 3+CO+CO2 2 CaCO CaCO3 3+SiO+SiO2 2 （3 3） 故通過化學反應從大氣和海洋中捕獲故通過化學反應從大氣和海洋中捕獲COCO2 2，將它，將它溶入更大的碳源中，即地殼的無機碳沉積巖中。溶入更大的碳源中，即地殼的無機碳沉積巖中。 另一方面，通過板塊運動和火山運動可產生另一方面，通過板塊運動和火山運動可產生COCO2 2，補充大氣中的補充大氣中的COCO2 2。海底的石灰石沉積沿著板塊邊緣。海底的石灰石沉積沿著板塊邊

33、緣俯沖到地幔中，由于地幔中溫度較高，石灰石通過俯沖到地幔中，由于地幔中溫度較高，石灰石通過化學反應變成變質巖?；瘜W反應變成變質巖。CaCOCaCO3 3+SiO+SiO3 3 CaSiO CaSiO3 3+CO+CO2 2 （4 4） 上述化學反應中釋放出來的上述化學反應中釋放出來的COCO2 2通過火山爆發(fā)又通過火山爆發(fā)又回到大氣中。（回到大氣中。（4 4）式的變質反應，加上風化反應，）式的變質反應，加上風化反應，與形成碳酸鹽的反應（與形成碳酸鹽的反應（3 3）就構成了一個完整的碳循）就構成了一個完整的碳循環(huán)，使碳原子在大氣和地殼中的無機碳源中不斷循環(huán)，使碳原子在大氣和地殼中的無機碳源中不斷

34、循環(huán)，所需時間為幾千萬或幾億年。環(huán)，所需時間為幾千萬或幾億年。 當當COCO2 2通過火山爆發(fā)進入大氣的速度大于風化作通過火山爆發(fā)進入大氣的速度大于風化作用產生鈣離子的速度時，大氣中的用產生鈣離子的速度時，大氣中的COCO2 2濃度就會增加，濃度就會增加，反之亦然。反之亦然。COCO2 2進入大氣的速度取決碳酸鹽巖石變質進入大氣的速度取決碳酸鹽巖石變質反應的速度，而變質反應的速度又依賴于板塊聚集反應的速度，而變質反應的速度又依賴于板塊聚集運動的速度。運動的速度。而風化作用的速度則跟大氣中的水汽而風化作用的速度則跟大氣中的水汽循環(huán)速度有關，它隨溫度的升高而增加。風化過程循環(huán)速度有關，它隨溫度的升

35、高而增加。風化過程包含化學反應使這種依賴溫度的關系更為明顯。因包含化學反應使這種依賴溫度的關系更為明顯。因此，較高的環(huán)境溫度和較慢板塊運動將有益于降低此，較高的環(huán)境溫度和較慢板塊運動將有益于降低大氣中大氣中COCO2 2濃度，反之會增加其濃度。在上千萬年的濃度，反之會增加其濃度。在上千萬年的時間里，（時間里，（3 3）與（）與（4 4）式的不平衡將會改變大氣中）式的不平衡將會改變大氣中COCO2 2的濃度，這已是不爭的事實。的濃度，這已是不爭的事實。大氣海洋石灰?guī)r碳WM石灰?guī)r離子變質巖石英MWMW長期無機碳循環(huán)，或碳酸硅酸循環(huán)。S：沉積；M：變質作用；W：風化作用鈣硅圖5 在火山爆發(fā)把在火山爆

36、發(fā)把COCO2 2噴射入大氣的速率超過由噴射入大氣的速率超過由風化作用產生的鈣離子速率時，大氣風化作用產生的鈣離子速率時，大氣COCO2 2濃濃度增加，反之也然。噴發(fā)率決定于碳酸巖度增加，反之也然。噴發(fā)率決定于碳酸巖變質率，后者又取決于沿輻合邊緣出現(xiàn)俯變質率，后者又取決于沿輻合邊緣出現(xiàn)俯沖時板塊運動的速度。但風化作用正比于沖時板塊運動的速度。但風化作用正比于水循環(huán)大氣分支中水循環(huán)速度。后者是水循環(huán)大氣分支中水循環(huán)速度。后者是隨隨溫度增加而增加。溫度增加而增加。風化作用涉及化學反應風化作用涉及化學反應的事實使對溫度的依賴性甚至更強。的事實使對溫度的依賴性甚至更強。海洋中碳的化學過程海洋中碳的化學

37、過程COCO2 2+H+H2 2OHOH2 2O O3 3 （1 1）碳酸以后分解形成重碳酸離子和氫離子碳酸以后分解形成重碳酸離子和氫離子H H2 2COCO3 3 H H+ + +HCO+HCO3 3- - （2 2）以此使海水變得更酸，增加的以此使海水變得更酸，增加的H+H+離子把碳酸鹽與重離子把碳酸鹽與重碳酸鹽間的平衡碳酸鹽間的平衡HCOHCO3 3- - H H+ + +CO+CO3 32-2- （3 3）移向左邊，其反向反應為移向左邊，其反向反應為COCO2 2+CO+CO3 32-2-+H+H2 2O 2HCOO 2HCO3 3- - （4 4）這把加入的碳送入重碳酸鹽庫中，而海洋

38、酸度并無這把加入的碳送入重碳酸鹽庫中，而海洋酸度并無增加，海洋以這種方式吸收和緩沖增加，海洋以這種方式吸收和緩沖COCO2 2的能力受到碳的能力受到碳酸鹽庫中離子多少的限制。酸鹽庫中離子多少的限制。CaCa2+2+2HCO+2HCO3 3- -CaCOCaCO3 3+H+H2 2COCO3 3 （5 5）以此產生的碳酸鈣鹽沉入到海床上，形成石灰?guī)r沉積以此產生的碳酸鈣鹽沉入到海床上，形成石灰?guī)r沉積物，而其余的通過逆過積溶解掉。物，而其余的通過逆過積溶解掉。CaCOCaCO3 3+HCO+HCO3 3 Ca Ca2+2+2HCO+2HCO3 3- - （6 6）石灰?guī)r沉積物趨于集中在熱帶淺海下方的

39、大陸架中。石灰?guī)r沉積物趨于集中在熱帶淺海下方的大陸架中。它們是有利于珊瑚生長，在海洋的這些層中，水的酸它們是有利于珊瑚生長，在海洋的這些層中，水的酸性很低，因而沉積于海床上的殼類和骨骼并不溶解。性很低，因而沉積于海床上的殼類和骨骼并不溶解。海洋有機物把吸收到它們的貝殼中，它是通過巖石的海洋有機物把吸收到它們的貝殼中，它是通過巖石的風蝕作用，由河中帶入到海洋中，某些離子可由鈣風蝕作用，由河中帶入到海洋中，某些離子可由鈣硅巖石的風化形成。硅巖石的風化形成。CaSiOCaSiO3 3+H+H2 2COCO3 3CaCa2+2+2HCO+2HCO3 3- -+SiO+SiO2 2+H+H2 2O O

40、（7 7）組合（組合（1 1）后，（）后，（5 5）與（）與（7 7）式的凈作用是：）式的凈作用是：CaSiOCaSiO3 3+CO+CO2 2CaCOCaCO3 3+SiO+SiO2 2 （8 8）工業(yè)化前的碳循環(huán)工業(yè)化前的碳循環(huán) 沉積巖和礦物沉積物在百萬年尺度上，蘊沉積巖和礦物沉積物在百萬年尺度上，蘊藏著大量的碳。這種碳庫的自然變化一般很小，藏著大量的碳。這種碳庫的自然變化一般很小，它們一般不參與百年尺度及更短時間尺度的碳它們一般不參與百年尺度及更短時間尺度的碳通量變化。幾百萬年的地質時期，通量變化。幾百萬年的地質時期，COCO2 2通過兩通過兩種過程由大氣中除去：硅酸鹽巖石的風化作用種過

41、程由大氣中除去：硅酸鹽巖石的風化作用與沉入到由海洋植物固碳作用形成的海洋沉積與沉入到由海洋植物固碳作用形成的海洋沉積物中。物中。例外是海床下凍結水合物對甲烷的突然例外是海床下凍結水合物對甲烷的突然釋放，這會造成災難性結果。這種百年氣候變釋放，這會造成災難性結果。這種百年氣候變化的尺度可能是未來幾個世紀甲烷大氣濃度演化的尺度可能是未來幾個世紀甲烷大氣濃度演變的一個重要因子。變的一個重要因子。 另一方面，作為活躍碳循環(huán)的各個部分，海洋、另一方面，作為活躍碳循環(huán)的各個部分，海洋、湖泊沉積物、陸地土壤、廢棄物和地上生物質等，湖泊沉積物、陸地土壤、廢棄物和地上生物質等，在數(shù)天到數(shù)百年時間尺度上處于常通量

42、狀態(tài)下，它在數(shù)天到數(shù)百年時間尺度上處于常通量狀態(tài)下，它們的作用：們的作用： 海洋是活躍碳循環(huán)中的最大碳庫。海洋是活躍碳循環(huán)中的最大碳庫。工業(yè)化前，中工業(yè)化前，中層和深海（包括海床沉積物）有層和深海（包括海床沉積物）有37100GtC37100GtC碳。最上碳。最上層層100m100m有有900GtC900GtC碳。因為深海海水循環(huán)到海表速度碳。因為深海海水循環(huán)到海表速度很慢（通風作用與上翻作用）（很慢（通風作用與上翻作用）（10001000年），故大年），故大多數(shù)深海的碳可隔離在深海幾百年而不參加全球碳多數(shù)深海的碳可隔離在深海幾百年而不參加全球碳循環(huán)。海洋碳庫對大氣循環(huán)。海洋碳庫對大氣COCO

43、2 2變化的調整時間尺度取決變化的調整時間尺度取決于深海通風時間（約幾百年）。海表水每年平均與于深海通風時間（約幾百年）。海表水每年平均與大氣之間吸收和釋放約大氣之間吸收和釋放約70GtC70GtC。人類活動對自然碳循環(huán)的影響人類活動對自然碳循環(huán)的影響由人類活動另外增加到大氣中的由人類活動另外增加到大氣中的COCO2 2稱作人類產生的稱作人類產生的COCO2 2, , 它引起目前全球碳循環(huán)的擾動。人類排放由兩它引起目前全球碳循環(huán)的擾動。人類排放由兩部分組成：（部分組成：（1 1）來自）來自化石燃料燃燒和水泥生產化石燃料燃燒和水泥生產的的COCO2 2。前者是由地質年代幾億年以來儲存的碳被重新。

44、前者是由地質年代幾億年以來儲存的碳被重新釋放出來；（釋放出來；（2 2）來自）來自毀林和農業(yè)發(fā)展毀林和農業(yè)發(fā)展的的COCO2 2，這些，這些COCO2 2已儲存了幾十到幾百年。亞洲人類活動影響全球已儲存了幾十到幾百年。亞洲人類活動影響全球碳循環(huán)的開始時間在全新世早期，是由農耕導致的碳循環(huán)的開始時間在全新世早期，是由農耕導致的人類定居為起點的。雖然年平均排放量很小，但緩人類定居為起點的。雖然年平均排放量很小，但緩慢的累積結果造成了陸地生態(tài)系統(tǒng)與大氣間碳通量慢的累積結果造成了陸地生態(tài)系統(tǒng)與大氣間碳通量的微小不平衡，這使大氣的微小不平衡，這使大氣COCO2 2濃度有微小的增加。在濃度有微小的增加。在

45、19001900年之前土地利用變化一直是人類引起的年之前土地利用變化一直是人類引起的COCO2 2排放排放的主要來源。的主要來源。人類對全球甲烷收支的影響人類對全球甲烷收支的影響 今天，總的全球今天，總的全球CHCH4 4排放是約排放是約600Mt/600Mt/年，其中年，其中60%60%以上是人類源。在以上是人類源。在19801980年代大氣年代大氣CH4CH4濃度以濃度以10ppb/10ppb/年的速度上升，表明年的速度上升，表明全球收支凈的不平衡值全球收支凈的不平衡值為為30Mt/30Mt/年。年。但在但在19901990年代，年代，CHCH4 4濃度幾乎不增加。濃度幾乎不增加。研究表明

46、，對于這種增長率的減少，無論是人類排研究表明，對于這種增長率的減少，無論是人類排放的變化或大氣清除過程的增加都不能予以解釋。放的變化或大氣清除過程的增加都不能予以解釋。專家們認為全球生態(tài)系統(tǒng)對氣候變異的自然影響可專家們認為全球生態(tài)系統(tǒng)對氣候變異的自然影響可能是主因。在不久的將來增長率可能會回到以前的能是主因。在不久的將來增長率可能會回到以前的水平。水平。由南極冰芯資料重建的由南極冰芯資料重建的COCO2 2濃度（黑點線），全新世濃度（黑點線），全新世COCO2 2預測預測值。這是根據(jù)上一次間冰期達到的值估計得到。可以看到在值。這是根據(jù)上一次間冰期達到的值估計得到?？梢钥吹皆?0008000年前

47、，冰芯年前，冰芯COCO2 2記錄與預測趨勢出現(xiàn)偏差。這標志著人記錄與預測趨勢出現(xiàn)偏差。這標志著人類土地利用影響的開始（類土地利用影響的開始（RuddimanRuddiman，20032003）。）。圖6 迅速的工業(yè)化過程使迅速的工業(yè)化過程使COCO2 2排放增加了新的源。到排放增加了新的源。到19101910年，化石燃料燃燒排放的年，化石燃料燃燒排放的COCO2 2已超過土地利用的已超過土地利用的排放。在排放。在19571957年，科學家警告了大氣年，科學家警告了大氣COCO2 2的增長率。的增長率。指出它可能影響全球氣候系統(tǒng)。到那時化石燃料燃指出它可能影響全球氣候系統(tǒng)。到那時化石燃料燃燒排

48、放已增加到燒排放已增加到2323億噸碳億噸碳/ /年，大氣年，大氣COCO2 2濃度濃度315ppm315ppm。已超過過去已超過過去6565萬年的冰芯中的萬年的冰芯中的COCO2 2值。值。2000-20052000-2005年年平均排放為平均排放為8686億噸碳億噸碳/ /年。年。 排放到大氣中的碳，約不到一半仍留在大氣中以排放到大氣中的碳，約不到一半仍留在大氣中以增加大氣中增加大氣中COCO2 2的濃度。其余部分通過光合作用和吸的濃度。其余部分通過光合作用和吸收過程清除掉，存儲于陸地生態(tài)收過程清除掉，存儲于陸地生態(tài) 系統(tǒng)和海洋庫中。系統(tǒng)和海洋庫中。清除的碳量每年變化很大，由小于清除的碳量

49、每年變化很大，由小于20%20%到大于到大于70%70%。這是因為清除過程對全球氣候的變化很敏感。這是因為清除過程對全球氣候的變化很敏感。人類排放入大氣的人類排放入大氣的COCO2 2逐步增加，上世紀初化石燃料排放已逐步增加，上世紀初化石燃料排放已超過土地利用變化的排放。過去超過土地利用變化的排放。過去5050年它增加了三倍（加拿大年它增加了三倍（加拿大碳匯評估，碳匯評估，20082008）（）（GtCGtC/yr/yr）19401920190002468圖7化石燃料燃燒排放的化石燃料燃燒排放的COCO2 2存儲于大氣部分的變化趨勢，可以存儲于大氣部分的變化趨勢，可以看到其年際變化很大，平均約

50、看到其年際變化很大，平均約50%50%（DanmanDanman，20072007）（a）大氣CO2濃度的年增長率（IPCC,2007）（b）礦物燃料燃燒排放的CO2居留于大氣中部分的變化趨勢。通過陸地生態(tài)系統(tǒng)和海洋的吸收，清除50%左右。但這個量逐年變化很大。（Denman，2007）圖8 工業(yè)化后，陸地工業(yè)化后，陸地大氣與海洋大氣與海洋大氣通量明大氣通量明顯偏離平衡（不為零）（全球碳通量圖中紅線）。顯偏離平衡（不為零）（全球碳通量圖中紅線）。雖然人類雖然人類COCO2 2通量對于上兩種庫之間只有總自然通通量對于上兩種庫之間只有總自然通量的百分之幾，但它們造成了工業(yè)化以來各庫的量的百分之幾，

51、但它們造成了工業(yè)化以來各庫的碳含量出現(xiàn)可測量的變化（紅色數(shù)值）。碳含量出現(xiàn)可測量的變化（紅色數(shù)值）。 自然自然碳碳 循環(huán)的這些擾動是氣候變化的主要驅動力。循環(huán)的這些擾動是氣候變化的主要驅動力。據(jù)對據(jù)對COCO2 2脈動的響應函數(shù)計算，約脈動的響應函數(shù)計算，約50%50%大氣大氣COCO2 2增加增加將在將在3030年內清除，另年內清除，另30%30%在幾百年內清除，其余在幾百年內清除，其余20%20%將居留在大氣中幾千年到上萬年。將居留在大氣中幾千年到上萬年。 19901990年代約年代約80%80%的人類的人類COCO2 2排放來自礦物燃料燃排放來自礦物燃料燃燒。約燒。約20%20%來自土地

52、利用變化（主要是毀林）。幾乎來自土地利用變化（主要是毀林）。幾乎45%45%人類排放的人類排放的COCO2 2居留于大氣中，海洋吸收了約居留于大氣中，海洋吸收了約30%30%（11811819GtC19GtC）。如果沒有海洋環(huán)流和生物條件變）。如果沒有海洋環(huán)流和生物條件變化這個量正代表了大氣化這個量正代表了大氣COCO2 2濃度增加量。另外一部分濃度增加量。另外一部分被陸地生態(tài)系統(tǒng)吸收。這是通過替代植被生長，陸被陸地生態(tài)系統(tǒng)吸收。這是通過替代植被生長，陸地管理，升高的地管理，升高的COCO2 2施肥效應和施肥效應和N N沉降等過程實現(xiàn)的。沉降等過程實現(xiàn)的。 因因COCO2 2并不明顯限制海洋中

53、的光合作用，故生物并不明顯限制海洋中的光合作用，故生物泵不直接攝取和存儲人類泵不直接攝取和存儲人類COCO2 2。而是生物海洋碳循環(huán)。而是生物海洋碳循環(huán)在高在高COCO2 2濃度下發(fā)生變化通過以反饋過程響應變化的濃度下發(fā)生變化通過以反饋過程響應變化的氣候。人類氣候。人類COCO2 2被海洋有效吸收的速度取決于海表水被海洋有效吸收的速度取決于海表水輸入和與中、深層海水的混合速度。相當數(shù)量的人輸入和與中、深層海水的混合速度。相當數(shù)量的人類類COCO2 2能夠通過把來自表層沉積物的能夠通過把來自表層沉積物的CaCOCaCO3 3溶解于深溶解于深海的過程而緩沖或中性化。海的過程而緩沖或中性化。 大氣中

54、大氣中COCO2 2濃度和增加可稱為人類濃度和增加可稱為人類COCO2 2總排總排放量（化石燃料燃燒，水泥生產，凈土地利放量（化石燃料燃燒，水泥生產，凈土地利用通量）中的氣載部分。它具有用通量）中的氣載部分。它具有明顯的年變明顯的年變化，化，主要是由于陸地吸收年變化的效應。第主要是由于陸地吸收年變化的效應。第一個一個C C4 4MIPMIP表明，當模式中包括碳循環(huán)時，所表明，當模式中包括碳循環(huán)時，所有模式都模擬了對陸地和海洋碳循環(huán)的反饋有模式都模擬了對陸地和海洋碳循環(huán)的反饋作用。它們趨于使陸地和海洋的作用。它們趨于使陸地和海洋的COCO2 2吸收減少。吸收減少。從從TARTAR（2001200

55、1年）以后碳循環(huán)研究的新進展年）以后碳循環(huán)研究的新進展1.1. 人類人類COCO2 2收支的精度改進收支的精度改進。尤其是海洋高質量的。尤其是海洋高質量的碳系統(tǒng)資料用于計算可靠的人類碳的海洋累積碳系統(tǒng)資料用于計算可靠的人類碳的海洋累積含量與碳酸鹽系統(tǒng)的相關變化。含量與碳酸鹽系統(tǒng)的相關變化。2.2. 海表海表PHPH值正減少值正減少，說明需了解它與變化氣候之，說明需了解它與變化氣候之相互作用及對海洋有機物的潛在影響。相互作用及對海洋有機物的潛在影響。3.3. 對對17501750年以來土地利用及陸面與陸地生物圈與年以來土地利用及陸面與陸地生物圈與變化的氣候之相互作用使大氣變化的氣候之相互作用使大

56、氣COCO2 2增加的增加的過程與過程與機理機理有更好的了解。有更好的了解。4.4. 從全球尺度，用于推測全球碳循環(huán)重要通量的從全球尺度，用于推測全球碳循環(huán)重要通量的量值與位置的量值與位置的反演技術反演技術日益成熟。日益成熟?，F(xiàn)代的碳收支現(xiàn)代的碳收支 表表1 1是全球碳收支（是全球碳收支（GtCGtC/ /年），誤差代表年），誤差代表1 1。大氣的增加由進出大氣的凈通量決定。大氣的增加由進出大氣的凈通量決定。正通量是進入大氣（排放），負通量代表大正通量是進入大氣（排放），負通量代表大氣的損失（匯）。注意：人類產生的氣的損失（匯）。注意：人類產生的COCO2 2總匯總匯基本是一定的（倒算出來的，

57、以平衡全球碳基本是一定的（倒算出來的，以平衡全球碳收支）。所以，海洋收支）。所以，海洋大氣通量是負相關，大氣通量是負相關，即一個變大，則另一個必須變小，反之亦然，即一個變大，則另一個必須變小，反之亦然，以此與總的匯相匹配。以此與總的匯相匹配。1980s1980s1990s1990s2000-20052000-2005TARTAR修正的修正的TARTARTARTARAR4AR4AR4AR4大氣增加大氣增加3.33.30.10.13.33.30.10.13.23.20.10.13.23.20.10.14.14.10.10.1排放（化石排放（化石+ +水泥）水泥）5.45.40.10.15.45.4

58、0.10.16.46.40.40.46.46.40.40.47.27.20.30.3凈海氣通量凈海氣通量-1.9-1.90.60.6-1.8-1.80.80.8-1.7-1.70.50.5-2.2-2.20.40.4-2.2-2.20.50.5凈陸氣通量凈陸氣通量-0.2-0.20.70.7-0.3-0.30.90.9-1.4-1.40.70.7-1.0-1.00.60.6-0.9-0.90.60.6土地利用變土地利用變化通量化通量1.71.7（0.6-2.50.6-2.5）1.41.4（0.4-2.30.4-2.3）nono1.61.6（0.5-2.70.5-2.7）nono陸地匯余項陸地匯

59、余項-1.9-1.9（-3.8-3.8-0.3-0.3）-1.7-1.7（-3.4-0.2-3.4-0.2）nono-2.6-2.6（-4.3-4.3-0.9-0.9）nono表表1 1 全球碳收支（全球碳收支（IPCCIPCC)（1 1）大氣）大氣COCO2 2的增加的增加 平均年增加率見表平均年增加率見表1 1。 從從19591959到現(xiàn)在，氣載部分平均值為到現(xiàn)在，氣載部分平均值為0.550.55，每，每5 5年的平均值年的平均值變化甚小，因而過去變化甚小，因而過去4545年陸地生物圈和海洋一起除去化石燃年陸地生物圈和海洋一起除去化石燃料燃燒排放的料燃燒排放的COCO2 2的的45%45%

60、。最近更高的大氣最近更高的大氣COCO2 2增加率反應了化石燃料燃燒排放的增加。增加率反應了化石燃料燃燒排放的增加。大氣中大氣中COCO2 2的增加主要是由北半球排放源引起（見圖的增加主要是由北半球排放源引起（見圖2 2），比），比值為值為0.5ppm/0.5ppm/（GtCGtC/ /年）。如果沒有人類排放，大氣中年）。如果沒有人類排放，大氣中COCO2 2南南半球比北半球高半球比北半球高0.8ppm0.8ppm，這可能是由于海洋環(huán)流的輸送結果。，這可能是由于海洋環(huán)流的輸送結果。1990s1990s的的6.46.40.4 GtC0.4 GtC/ /年，從年，從1990s1990s到到2000