储层连接

本卷的背景章节讨论了各种碳水库以及控制大气中二氧化碳的相关过程微量气体浓度．要了解地球的碳循环及其演变，有必要研究各种碳循环之间的联系碳池．这种分析必须在一个跨越学科和地理边界的综合视角的框架内进行，特别强调碳循环是人类-环境系统的一个组成部分。

化石燃料-大气的联系

2002年，世界能源系统提供了大约380艾焦耳(EJ [1018 J])的一次能源(BP 2003年)。其中81%来自于ios版雷竞技官网入口 ，其余来自核能、水力发电、生物质能、风能、太阳能和地热能(图2.1)。化石燃料部分在1980年发布5.2 PgC, 2002年发布6.3 PgC (CDIAC 2003)。水泥生产是碳的另一个主要工业来源，其排放量在1999年增加到0.22 PgC。色板1a中显示的5.9 PgC的综合排放量代表了20世纪80年代和90年代的平均排放量。地下煤火，鲜为人知，只有部分工业，可能是另一个尚未被解释的大气碳来源水泥制造(Zhang et al. 1998)。就释放的能量而言，目前化石燃料的组合大约是44%的石油，28%的煤炭和27%ios版雷竞技官网入口 (图2.1)。按目前的消费速度，煤、石油和天然气的常规储量(用现有技术经济地生产的储量;见色板1c)分别足以维持216年、40年和62年(BP 2003年)。如果将未发现油气田的储量计算在常规储量中，油气的寿命将分别增加到101年和142年(Ahlbrandt et al. 2000)。

常规储量仅占地壳化石碳总量的一小部分。大量的化石储量在焦油和重油中。这些储量无法以现有技术经济地开采出来，但在未来很可能可以开采。对最终可能回收的化石资源总量的最佳估计是6 000 Pg (Nakicenovic，第11章，本卷)，约为常规储量的5倍。此外，大量的甲烷以甲烷水合物的形式存在于世界各地的大陆架沉积物下、北极永久冻土和各种边缘海中，超过了所有已知的化石燃料储量。然而，以目前的技术，这些储量似乎无法作为未来的能源来源。

虽然没有包括在表2.1或颜色表1中，化石燃料的燃烧也会释放出一些非二氧化碳的碳气体。特别是，一氧化碳(CO)可以用作大气气体测量中化石燃料燃烧的有效示踪剂。这些气体的相对影响将在后面的章节中讨论。

Land-Atmosphere连接

陆地生物圈和大气之间的碳交换是当前碳循环的一个关键驱动因素。全球陆地植物净初级产量(NPP)

图2.1。2000年世界能源系统的资源分布。除生物量外，所有来源的数值均来自BP(2003年)。生物质的数值来自美国能源部(http://www.eere.energy.gov）.

天然气

图2.1。2000年世界能源系统的资源分布。除生物量外，所有来源的数值均来自BP(2003年)。生物质的数值来自美国能源部(http://www.eere.energy.gov）.

每年大约57 PgC (y-1)(色板1)。其中，大约4 PgC y-1在作物中。人类增选陆地NPP的比例要大得多，可能约为40%，其中增选被定义为消耗、从陆地生物圈中移除某些产品，或通过生态系统变化改变陆地生物圈的自然状态(Vitousek et al. 1986)。总NPP大约是初级生产总值(GPP)，其余通过植物呼吸作用返回大气。出于很多目的，NPP是陆生植物活动的最有用的总结。NPP可以通过库存和收获技术进行评估，它代表了传递到其他营养级别的有机物(Lindemann 1942)。对于其他目的，包括同位素研究和涡旋通量的缩放，GPP是一个更有用的指标。

NPP的大部分年通量通过异养生物(包括微生物、腐生植物和动物)的呼吸回流到大气中。更小的一部分，5 - 10%，通过燃烧释放到大气中(颜色板1)。大约5%的NPP以有机形式离开陆地生态系统，如CH4或挥发性有机碳(普林，第九章，本卷)。近几十年来，土地接近碳中和(在20世纪80年代)或是一个净碳汇(20世纪90年代)对大气二氧化碳的影响(表2.1)。这一净通量代表了生物质清理或火灾产生的大量排放与对二氧化碳上升或先前清理地区重新生长的生理反应而增加的吸收之间的平衡。

陆地植物的碳含量略低于大气;土壤含有更多的碳(色板1)。色板1中对土壤碳的估计高于以前的预算，有两个原因。首先，先前估算的土壤碳深度为1米。Jobaggy和Jackson(2000)将其扩展到3米，使已知储量增加了约55%。第二，以前的预算忽略了湿地和永久冻土中的碳。这些存量的确切数量是非常不确定的。然而，在未来几十年里，这些储量可能会造成大量碳损失，这是仔细量化和进一步分析的强烈动机。

热带森林拥有最大的陆地生物群碳库(见表2.2)，也是最大的NPP (Saugier et al. 2001)。经过数年的平均，传统上认为热带森林接近碳中性，NPP的吸收与分解和火灾的释放相平衡。NPP和从土地上释放碳的所有过程的总和之间的差异是净生态系统生产(NEP)。最近基于实地通量测量和森林清查技术的研究表明，净碳吸收或正NEP为每平方米(m-2) y-1 100-700 gC，对应于整个区域约1 PgC y-1热带常绿森林生物群落。这些研究的持续时间和空间规模还不够广泛，无法进行可靠的外推。尽管如此，估计的吸收仍在适当的范围内，以补偿热带土地利用的排放(Achard et al. 2002;DeFries等，2002;弗利和拉曼库蒂，本卷第14章)。然而，热带新经济政策估计也在热带河流二氧化碳释放的最近估计范围内，主要是由陆地运输的物质分解造成的(Richey，第17章，本卷)。完整的碳核算尚未完成，但这些单独的通量估计需要与大气逆建模研究的自上而下估计相协调，后者表明热带陆地地区(30°S-30°N)的总体净碳平衡必须接近于零，尽管存在较大的不确定性范围(Gurney et al. 2002;Heimann等人，本卷第8章)。

温带森林覆盖了热带森林面积的60%，含有第二大植物碳库。热带和北方森林加在一起约占世界植物碳的75%，占非湿地、非冻土土壤碳的40%(表2.2)。

在过去的两个世纪里，由于耕地和牧场的扩张、基础设施的扩建以及市场增长、支持森林砍伐的政策和人口压力所导致的其他影响，土地使用和土地管理的碳排放急剧增加(Geist和Lambin 2001)。大约在1950年以前，土地利用变化导致的碳排放主要来自温带地区。然而，近几十年来，土地利用变化产生的碳排放集中在热带地区(Achard et al. 2002;DeFries等，2002;霍顿2003)。土地利用产生的累积排放量估计约为185 PgC，涉及除南极洲以外的每个大陆的大量通量(DeFries等人，1999年)。大约在1970年以前，土地使用和土地管理产生的累积排放量大于化石燃料燃烧产生的累积排放量。

表2.2。世界主要生物群落的植物碳、土壤碳和净初级产量

	区域	NPP	植物C	土壤C
生态系统	(106平方公里)	包括y-1)	(包括)	(Pg C)
热带森林	17.5	20.1	340	692
温带森林	10.4	7.4	139	262
北方森林	13.7	2.4	57	150
北极苔原	5.6	0．5	2	144
地中海灌木地	2.8	1.3	17	124
作物	13.5	3.8	4	248
热带大草原和草原	27.6	13.7	79	345
温带草原	15	5.1	6	172
沙漠	27.7	3.2	10	208
小计	149.3	57.5	652	2344年
湿地				450
冻土	25.5			400
总计	174.8	57.5	652	3194年

注:植物碳来自Saugier et al.(2001)。NPP来自Saugier等人(2001)，将陆地总量作为Behrenfeld等人(2001)的卫星研究进行了缩放。土壤碳来自Jobbagy和Jackson(2000)，深度为3米。湿地土壤碳来源于(Gorham 1991)。冻结(非湿地)土壤中的碳来自(Zimov et al. 1997)。

注:植物碳来自Saugier et al.(2001)。NPP来自Saugier等人(2001)，将陆地总量作为Behrenfeld等人(2001)的卫星研究进行了缩放。土壤碳来自Jobbagy和Jackson(2000)，深度为3米。湿地土壤碳来源于(Gorham 1991)。冻结(非湿地)土壤中的碳来自(Zimov et al. 1997)。

与化石燃料燃烧一样，碳以各种non-CÜ2气体的形式从陆地植被中流失，包括生物挥发性有机化合物(VOCs)。全球VOC排放量为0.2-1.4 PgC y-1 (Prinn，第9章，本卷)。对于草地和耕地，还会发生N2O和CH4等其他温室气体的大量排放。这些排放受到土地管理和土地利用变化的强烈影响(Smith，第28章，Robertson，第29章，都是本卷)。

大气的连接

海洋中二氧化碳的含量大约是大气的50倍，是植物和土壤碳储量的最新估计的10倍(颜色表1)。二氧化碳在大气和海洋之间移动的速度是10倍分子扩散，此时海洋和大气中的二氧化碳气体压力(pCO2)存在差异。例如，当大气中的二氧化碳分压高于海洋表面的二氧化碳分压时，二氧化碳会穿过海气边界扩散到海水中。根据自20世纪60年代以来获得的约94万次地表水二氧化碳分压测量数据，以4°X 5°的空间分辨率计算了全球地表水二氧化碳分压的气候学月分布(Takahashi et al. 2002)。虽然公布的海气净通量值表明1995年参考年海洋净吸收为2.1 PgC，但这一估计是不适当的风速估计(T. Takahashi，个人沟通)。用于这些估计的风对应于平均海平面以上约40米，但气体交换系数公式通常与海平面以上10米的风有关。近地面风速梯度是这样的，10米的风大约比40米的风慢1米/秒(s-1)。因此，Taka-hashi校正的1995年全球海洋净吸收为1.5(- 19%至+ 22%)PgC(颜色表2)。不对称误差估计反映了海面二氧化碳分压浓度的空间和时间变化数据的缺乏，以及气体交换系数的非线性风速参数化的局限性。海洋模式和观测表明，全球海洋CO2通量的年际变化约为±0.5 PgC y-1 (Greenblatt和Sarmiento，第13章，本卷)。

如图1所示，空气-海洋界面上CO2的总交换量远远大于净通量。图中所示的全球预算显示，工业化前的海洋向大气中排放约0.6 PgC y-1的净来源，部分抵消了河流向海洋中添加的碳。taka -hashi等人(2002)在前面讨论的风速修正(海洋吸收= 1.5 PgC y-1)后的总净现代通量与Colorplate 1所暗示的现代平衡(21.9 -20 + 70 - 70.6 = 1.3 PgC y-1)一致，尽管沿海地区在Takahashi等人的分析中没有很好地表示。沿海区通量是海洋二氧化碳平衡中最大的未知因素，是一个积极研究的课题(Chen，本卷第18章)。

在过去的十年中，在从海洋溶解无机碳(DIC)的大背景中分离人为成分方面取得了重大进展。基于数据的方法估计，以1994年为名义年，海洋中人为CO2的全球库存为~112±17 PgC (Colorplate 3) (Lee et al. 2003)。库存一般在中纬度地区较高，在高纬度的南大洋和赤道附近最低。

储量高的区域是汇聚区，在这里，人为活动浓度相对较高的海水正在向海洋内部流动。北大西洋是深水形成的主要区域之一，大约25%的人为碳库存在北大西洋。低库存量的水域通常是上升流区域，在那里，低人为浓度的水被带到水面附近。高纬度的南大洋的人为二氧化碳储量通常很低，渗透也很浅。另一方面，南半球模式和南纬40-50°左右的中间水域含有一些最大的人为二氧化碳库存。超过56%的人为二氧化碳储存在南半球。

从长远来看(以千年为时间尺度)，海洋有可能吸收约85%释放到大气中的人为二氧化碳。

长时间常数的原因是深海的通风相对缓慢。大多数深水和中水尚未暴露在人为CO2中。只要大气中的二氧化碳浓度继续上升，海洋就会继续吸收二氧化碳。然而，这个反应是可逆的。如果大气中的二氧化碳在未来减少，最近通风的水域将开始释放部分累积的人为二氧化碳到大气中，直到达到一个新的平衡。

继续阅读:商贸联系

这篇文章有用吗?

0 0