第四章全球碳循環(huán)1.碳循環(huán)與氣候變化2.全球碳庫3.陸地碳通量4.全球碳收支第一節(jié)碳循環(huán)與氣候變化碳以二氧化碳(CO2)、碳酸鹽及有機(jī)化合物等形式在不同的源——大氣、海洋、陸地生物界和海洋生物界——之間循環(huán)。在地歷時間尺度上，碳循環(huán)還包括沉積物和巖石之間的循環(huán)(圖8.1)。CO2循環(huán)及相關(guān)過程1.大氣中的CO2量由于大氣中的CO2濃度可以相當(dāng)精確地測定，因此，大氣中儲存的CO2量（大氣碳庫）也可以比較精確的計算得到。計算式為：式中，碳原子量為12，大氣平均相對分子質(zhì)量為29，空氣平均質(zhì)量為1.03kg／cm2，地球的表面積為5.1×108km2.2.生物圈的生物量及生產(chǎn)力由于森林約占陸地植被生物量的90％，因此，森林植被生物量的準(zhǔn)確估算對估算全球陸地植被碳庫是關(guān)鍵的。因?yàn)榇蠖鄶?shù)國家在森林資源清查工作中只測定森林材積部分，而對枝、葉、根部分并不作測定。因此可利用森林資源清查得到的材積資料和野外實(shí)測得到的森林生物量資料，計算二者之間的比值（即換算系數(shù)），再利用換算系數(shù)來反推國家／區(qū)域／全球的森林生產(chǎn)力。方精云等（1998）用下列關(guān)系式刻畫了換算系數(shù)與林分大小的關(guān)系，并且證實(shí)了這種關(guān)系對各種森林都是適用的。他們?yōu)橹袊闹饕诸愋徒⒘藫Q算系數(shù)，并推算了它們的生物量。k：換算系數(shù)a，b：常量Xvol：林分材積草地生物量＝（1-鮮草含水量）×（1-風(fēng)干草含水量）×鮮草重農(nóng)作物生物量＝（1-谷物含水量）×谷物產(chǎn)量／經(jīng)濟(jì)系數(shù)3.土壤有機(jī)碳庫方精云（1996）利用土壤剖面的理化性質(zhì)的測定資料和土類的面積，提出了中國土壤碳庫的推算方法，計算我國平均深度為86.2cm的土壤總C量為186PgC，約占全球土壤總碳庫的12.5％。土壤碳量＝土類總面積×土壤平均深度×土壤平均容重×平均有機(jī)碳含量4.土壤呼吸土壤呼吸是指土壤釋放CO2的過程，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(gC·m-2·a-1)NPP(gC·m-2·a-1)圖九個陸地植被生物圈年平均凈初級生產(chǎn)(NPP)與年平均土壤呼吸速率之間的關(guān)系

A=農(nóng)業(yè)用地;B=北方森林;D=沙漠灌叢;F=溫帶森林;G=溫帶草原;M=濕潤的熱帶森林;S=熱帶稀疏草原和干森林;T=苔原;W=地中海森林和荒原.土壤呼吸(SR)與NPP的最小二乘方線性回歸方程為:SR=1.24(NPP)+24.5(R2=0.87),所有的單位均是gC·m-2·a-1.（Raich，1992）土壤呼吸(gC·m-2·a-1)年平均溫度(℃)圖1.2土壤呼吸與年平均氣溫之間的關(guān)系

土壤呼吸(gC·m-2·a-1)年平均降雨量(mm)圖1.3土壤呼吸與年平均降雨量之間的關(guān)系，直線表示兩個變量之間的最小二乘方關(guān)系（Raich，1992）Q10在土壤呼吸測定中，Q10定律非常重要，它表示溫度每升高10℃，土壤呼吸增加的倍數(shù)。式中，k2和k1分別為溫度為T2和T1的呼吸速率。一般來說，Q10＝2，即溫度每升高10℃，土壤呼吸速率增加2倍。研究表明，Q10值受溫度的強(qiáng)烈影響，隨著溫度的升高，Q10逐漸減小（見下圖）；這一結(jié)果對于預(yù)測全球變化后土壤有機(jī)質(zhì)的動態(tài)變化十分重要。在低溫地域，全球溫暖化造成土壤有機(jī)碳分解的速率比在高溫地區(qū)要高得多，即寒冷地區(qū)的溫暖化會導(dǎo)致更多的有機(jī)碳分解向大氣釋放。土壤呼吸速率的Q10值與溫度的關(guān)系5.化石燃料燃燒釋放化石燃料燃燒釋放CO2的計算燃燒煤的計算：碳量＝耗煤量×有效氧化分?jǐn)?shù)（0.982）×每噸標(biāo)準(zhǔn)煤含碳量（0.73257）燃油的計算：碳量＝標(biāo)準(zhǔn)煤當(dāng)量×有效氧化分?jǐn)?shù)×每噸標(biāo)準(zhǔn)煤含碳量×0.813注：0.813為在獲得相同熱能的情況下，石油釋放CO2是煤釋放CO2的倍數(shù)。燃?xì)獾挠嬎悖禾剂浚綐?biāo)準(zhǔn)煤當(dāng)量×有效氧化分?jǐn)?shù)×每噸標(biāo)準(zhǔn)煤含碳量×0.5610.561為在獲得相同熱能的情況下，燃?xì)忉尫臗O2是煤釋放CO2的倍數(shù)。B.水泥生產(chǎn)排放CO2的計算碳量＝水泥產(chǎn)量×0.136碳失匯（missingcarbonsink）由Fig.3可知，在陸地圈，人類使用化石燃料每年向大氣凈釋放CO2約5.4PgC，熱帶林破壞導(dǎo)致生物圈大氣釋放1.6PgC，共計7.0PgC；海洋每年從大氣中凈吸收2PgC，大氣圈每年凈增加3.4PgC，剩下的1.6PgC則去向不明，這就是著名的碳失匯現(xiàn)象。全球變暖溫室效應(yīng)增強(qiáng)大氣C含量人類活動LUCC化石能源海洋碳收支MissingC陸地生態(tài)系統(tǒng)巖溶過程？？？在ＩＧＢＰ(國際地圈生物圈計劃)框架下,ＩＧＡＣ(全球大氣化學(xué)計劃)、ＧＣＴＥ(全球陸地生態(tài)系統(tǒng)計劃)、ＪＧＯＦＳ(全球海洋通量聯(lián)合研究計劃)、ＬＯＩＣＺ(海岸帶陸海相互作用)等核心計劃從不同角度開展觀測研究.http://www.GlobalCarbonPPepCanadell,ExecutiveDirectorpep.canadell@csiro.auIPO,Canberra,AustraliaThePartnershipandStakeholdersIPCCNATIONAL/POLICYGOVERNMENTNATIONAL/REGIONALCARBONPROGRAMSINTERNATIONALPROTOCOLSObservationalProgramsIGOS-P[IGCO]CO2Panel[IOC-SCOR]IGBPWCRPIHDP3.[ESSP]TheConceptualFrameworkDisturbancesEcosystemPhysiologyAtmosphericCarbonTerrestrialCarbonOcean/CoastalCarbonBiologicalPumpClimateChangeandVariabil.SolubilityPumpUnperturbedCCyclePerturbedCCycleLandUseSystemsIndustryTransportSystemsOcean-useSystemsFossilCarbonPerceptionsofhumanwelfareChangesininstitutions&technol.PerceptionofaproblemFocus1:PatternsandVariability1995CO2EmissionsOceanCStorage(molm-2)OceanCFluxesTerrestrialNPPTakahashietal.2002)Sabine(unpublished)Crameretal.2000)Whatarethegeographicalandtemporalpatternsofcarbonsourcesandsinks?NPP:NetPrimaryProduction-凈初級生產(chǎn)量GPP:GrossPrimaryProduction-總初級生產(chǎn)量R:Respiration-呼吸NPP=GPP-RFocus2:Processes,ControlsandInteractionsEmergingPropertiesofthecoupledsystemPaleoNaturallydynamicsLandUseChangeInstitutionalResponsesWhatarethecontrolsandfeedbackmechanisms–bothanthropogenicandnon-anthropogenic–thatdeterminethedynamicsofthecarboncycleonscalesofyearstomillennia?CO2

fertilizationCarbonStorageNewBiosphericResponsesFossilFuelEmissionsFocus3:FutureDynamicsoftheCarbonCycleTerrestrialBiosphereCSinkCrameretal.2000IPCC2001Whatarethelikelydynamicsoftheglobalcarboncycleintothefuture?生物地球化學(xué)循環(huán)行星的地球化學(xué)循環(huán)是進(jìn)入其系統(tǒng)的能量流動導(dǎo)致的必然結(jié)果，在有生命的行星上，地球化學(xué)循環(huán)演化為生物地球化學(xué)循環(huán)。氫、氧、碳、氮、磷、硫等有機(jī)質(zhì)的基本化學(xué)組分，隨著元素結(jié)合成生命組織，將增加能量狀態(tài)；然后隨生命組織的分解而降低能級，從而形成一個封閉的循環(huán)。生物地球化學(xué)循環(huán)就是指上述元素在固體地球、大氣圈、水圈和生物圈中的傳輸轉(zhuǎn)換過程。溫室效應(yīng)vs.溫室效應(yīng)增強(qiáng)溫室效應(yīng)，又稱“花房效應(yīng)”，是大氣保溫效應(yīng)的俗稱。大氣能使太陽短波輻射到達(dá)地面，但地表向外放出的長波熱輻射線卻被大氣吸收，這樣就使地表與低層大氣溫度增高，因其作用類似于栽培農(nóng)作物的溫室，故名溫室效應(yīng)。如果大氣不存在這種效應(yīng)，那么地表溫度將會下降約33或更多。溫室效應(yīng)增強(qiáng)研究歷史一、碳庫和碳通量碳庫：Cpool碳源：Csource碳匯：Csink碳通量：Cflux全球碳的含量為1023gC，除一小部分外，絕大部分以有機(jī)化合物（1.56×1022gC）和碳酸鹽（6.5×1022gC）的形式埋藏在沉積巖中。全球近地表活動碳源中的總含碳量約為40×1018gC，可開采的化石燃料含碳量約4×1018gC，是前工業(yè)時期大氣CO2存量590Gt(C)的7-10倍（它們正在以非天然的速率被氧化）。五個碳庫大氣碳庫如表1所示,大氣碳庫的大小約為720ＧｔＣ(1Ｇｔ=1×1015ｇ)左右,在幾大碳庫中是最小的,但它卻是聯(lián)系海洋與陸地生態(tài)系統(tǒng)碳庫的紐帶和橋梁,大氣中的碳含量多少直接影響整個地球系統(tǒng)的物質(zhì)循環(huán)和能量流動。大氣中含碳?xì)怏w主要有ＣＯ2、ＣＨ4和ＣＯ等,通過測定這些氣體在大氣中的含量即可推算出大氣碳庫的大小,因此,相對于海洋和陸地生態(tài)系統(tǒng)來說,大氣中的碳量是最容易計算的,而且也是最準(zhǔn)確的。由于在這些氣體中ＣＯ2含量最大,也最為重要,因此大氣中的ＣＯ2濃度往往可以看作大氣中碳含量的一個重要指標(biāo)。海洋碳庫海洋具有貯存和吸收大氣中ＣＯ2的能力,其可溶性無機(jī)碳(ＤＩＣ)含量約為37400Ｇｔ(表1),是大氣中含碳量的50多倍,在全球碳循環(huán)中的作用十分重要。從千年尺度上看,海洋決定著大氣中的ＣＯ2濃度。大氣中的ＣＯ2不斷與海洋表層進(jìn)行著交換,這一交換量在各個方向上可以達(dá)到90Ｐｇ/yr,從而使得大氣與海洋表層之間迅速達(dá)到平衡。由于人類活動導(dǎo)致的碳排放中約30～50%將被海洋吸收,但海洋緩沖大氣中ＣＯ2濃度變化的能力不是無限的,這種能力的大小取決于巖石侵蝕所能形成的陽離子數(shù)量。一般來講,海洋碳的周轉(zhuǎn)時間往往要幾百年甚至上千年,可以說海洋碳庫基本上不依賴于人類的活動。陸地生態(tài)系統(tǒng)碳庫據(jù)估算,陸地生態(tài)系統(tǒng)蓄積的碳量約為2000Ｇｔ左右(見表1)。其中土壤有機(jī)碳庫蓄積的碳量約是植被碳庫的2倍左右(從熱帶森林的1∶1到北部森林的5∶1不等。無論是對植被碳庫還是土壤碳庫,各估算值之間都有很大差異,這主要是由于不同估算方法之間的差異(假設(shè)條件、各類參數(shù)取值、測定的土壤深度、調(diào)查的土壤類型、植被類型全面與否等)以及估算中的各種不確定性造成的。韓信國,李凌浩,黃建輝主編.生物地球化學(xué)概論[M].北京:高等教育出版社,1999.177～185.C源vs.C匯（以大氣為對象）固體地球：火山爆發(fā)噴射CO2以及某些巖石風(fēng)化產(chǎn)物通過河流輸送到海洋參與海洋碳循環(huán)而釋放出CO2；海洋：高緯度地區(qū)海水溫度較低，海洋從大氣吸收CO2；低緯度地區(qū)海洋向大氣釋放CO2。海氣CO2交換通量具有很大的空間變率，。主要取決于表層海水的溫度、鹽度和堿度、表層海水和深層海水的交換速率、洋流情況和海洋生物的分布。1.在海洋內(nèi)部，可能存在一個大氣CO2的匯。在某些海域，表層海水中富含植物生長所需要的養(yǎng)分，在那里存在一些與陸地植物類似的水生植物，吸收大氣CO2進(jìn)行光合作用。水生生物死亡后，生物體的腐敗過程一方面產(chǎn)生氣相CO2使局部海域海水對CO2過飽和，CO2又回到大氣中，另一部分有機(jī)體可能變成顆粒態(tài)有機(jī)物，最終沉降到海底。2.海洋中含鈣的有機(jī)物在深層海水中有可能溶解轉(zhuǎn)化成碳酸鹽，這些碳酸鹽可隨海洋環(huán)流在廣大海域中輸送，被上升流帶到表層海水，在表層海水中的溶解碳酸鹽有可能有一部分轉(zhuǎn)化成氣相CO2釋放到大氣中，另一部分再被生物吸收轉(zhuǎn)化成有機(jī)碳。以上兩個過程都是不封閉的；海洋中的生物過程可能構(gòu)成大氣CO2的一個重要匯。大氣CO2的最重要的匯是陸地植物。陸地植物從大氣中吸收CO2、從土壤中吸收養(yǎng)分和水分進(jìn)項光合作用產(chǎn)生有機(jī)物。CO2+H2OCH2O(一般碳水化合物)+O2陸地生物圈從大氣中吸收的CO2，一部分作為有機(jī)體長期保存下來，一部分在腐爛過程中變成可溶性無機(jī)碳輸送到地面水體或地下水系中。這一過程可能造成部分水體CO2過飽和而引起水底碳酸鹽層的化學(xué)反應(yīng)，可能的過程有：陽光葉綠素CaxMgk-x(CO3)k+kCO2+kH2OxCa2++(k-x)Mg2++2kHCO3-5AlSi3O8+4CO2+4H2OAl5Si7O20(OH)4+8SiO2+4HCO3-2Al5Si7O20(OH)4+2CO2+7H2O5Al2Si2O5(OH)4+4SiO2+2HCO3-不管反應(yīng)過程的細(xì)節(jié)如何，這類過程的總體效果是把水中溶解的CO2轉(zhuǎn)變成了HCO3-，并把它輸送到海洋中，以補(bǔ)充海洋向大氣輸送CO2而減少的DIC，從而完成了CO2的循環(huán)過程。大氣CO2的另一個重要的匯可能是暴露在空氣中的地表巖石風(fēng)化過程，地表碳酸鹽有可能吸收大氣CO2和水汽發(fā)生以下反應(yīng)：CaCO3+CO2+H2OCa2++2HCO3-一般說來，這類可逆反應(yīng)可能很快達(dá)到平衡而不消耗大氣CO2，但是，如果有降水把反應(yīng)右邊的產(chǎn)物帶進(jìn)河流和海洋，則反應(yīng)可以連續(xù)不斷地向右邊進(jìn)行，從而構(gòu)成大氣CO2的匯。2個平衡碳通量（袁2001）陸地生態(tài)系統(tǒng)——大氣：1.2×1011t/年海洋生物與大氣1011Gt/年1個自然碳通量陸地——河流——海洋(0.5-2)×109t/年3個不平衡碳通量兩個源：(7.0±1.2)×109t/年化石燃料——大氣：(5.4±0.5)×109t/年森林退化——大氣：(1.6±1.0)×109t/年兩個匯：(5.2±0.8)×109t/年大氣——海洋增加：(2.0±0.8)×109t/年大氣增加：(3.2±0.1)×109t/年遺漏匯：(1.8±1.4)×109t/年二、陸地生態(tài)系統(tǒng)與碳庫在地球系統(tǒng)中大氣圈與陸地生物圈密切相關(guān)。大氣作為CO2和O2的源和吸收器,而陸地生態(tài)系統(tǒng)通過植被的光合—呼吸、土壤等作用與大氣圈相聯(lián)系。通過陸地生態(tài)系統(tǒng)碳通量的變化,而陸地生態(tài)系統(tǒng)碳通量主要由植物光合作用、呼吸作用、土壤呼吸作用過程決定。在20世紀(jì)70年代以前,人們一直認(rèn)為森林作為地球陸地上最大的光合作用系統(tǒng),起著凈化大氣、減緩因人為釋放CO2而導(dǎo)致的大氣CO2濃度快速增加的作用。早在1970年,人們就對陸地植被的CO2匯功能提出了質(zhì)疑(SCEP,1970),認(rèn)為它作為CO2匯的作用不大,甚至還由于植被破壞等因素導(dǎo)致CO2凈釋放。Reiners(1973)第一次提出CO2失匯問題,但當(dāng)時沒有引起足夠的注意。瑞典著名氣象學(xué)家Bolin(1977)指出林業(yè)和農(nóng)業(yè)用地的擴(kuò)張是大氣CO2濃度上升的原因之一,其值為1.0±0.6PgC·a-1。翌年,美國著名生態(tài)學(xué)家Woodwell等(1978)也發(fā)表了更為可怕的估算結(jié)果:由森林生態(tài)系統(tǒng)每年向大氣釋放的CO2高達(dá)7.8PgC,其中熱帶林的凈排放源就高達(dá)3.5PgC。同年,Wong(1978)也認(rèn)為熱帶毀林導(dǎo)致向大氣凈排放1.5PgC·a-1的CO2,但其值小于Woodwell等人的結(jié)果。之后,Woodwell等(1983)又提供進(jìn)一步的證據(jù),指出陸地生態(tài)系統(tǒng)作為排放源的作用,但其值比前次要小,為1.8～4.7PgC·a-1。陸地生態(tài)系統(tǒng)碳循環(huán)可形象地比喻成一個生物泵。其中,植被通過光合作用同化ＣＯ2形成總初級生產(chǎn)量(ＧＰＰ),據(jù)估算,全球平均值約為120ＧｔＣｙｒ-1;ＧＰＰ減去植物自養(yǎng)呼吸(ＲＡ,全球平均約為60ＧｔＣｙｒ-1)為凈初級生產(chǎn)量(ＮＰＰ),全球平均值約為60ＧｔＣｙｒ-1;進(jìn)一步損失主要發(fā)生在死亡有機(jī)物殘體及土壤微生物分解上(異養(yǎng)呼吸,ＲＨ),剩下的部分即凈初級生產(chǎn)量(ＮＰＰ)同ＲＨ的差值,稱之為凈生態(tài)系統(tǒng)生產(chǎn)量(ＮＥＰ),全球平均值約為10ＧｔＣｙｒ-1。附加損失是由各種擾動,ＮＥＰ減去由于各種擾動造成的碳排放(如火、病蟲害、采伐和收獲等損失)則得到凈生物群落生產(chǎn)量(ＮＢＰ),全球(1989～1998年)平均ＮＢＰ約為0.7±10ＧｔＣｙｒ-1,即相當(dāng)于1%的ＮＰＰ的和10%的ＮＥＰ。陶波凈生物群落生產(chǎn)量凈生態(tài)系統(tǒng)生產(chǎn)量凈初級生產(chǎn)量總初級生產(chǎn)量凈初級生產(chǎn)力(NPP),它是指植物生長過程中吸收的凈二氧化碳量,定義為植物光合作用過程吸收的二氧化碳量與呼吸作用過程中釋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(單位為克碳/平方米/年),NPP可以反映出植物的生長狀況。凈生態(tài)系統(tǒng)生產(chǎn)力(NEP),它定義為凈初級生產(chǎn)力(NPP)與土壤通過根的呼吸和有機(jī)物分解作用向大氣釋放的二氧化碳量之差,即:NEP=NPP-土壤呼吸量。NPP僅能定量地表示植物的碳吸收,而NEP則能包含植物對碳的吸收和土壤對碳的釋放。所以,NPP是碳循環(huán)分量,而NEP是生態(tài)系統(tǒng)和大氣之間碳的凈通量。全球范圍的CO2含量增加以及氣候變化都可以直接或間接地影響生態(tài)系統(tǒng)的碳通量。陸地生態(tài)系統(tǒng)碳庫生物活體：610（550-924）土壤/碎屑物1580（710-2946）土壤碳庫約為植被碳庫的2-3倍（熱帶1∶1到北部森林5∶1）生物圈碳庫（方精云1998）森林生物量：用森林才積（蓄積量）乘轉(zhuǎn)換系數(shù)草地生物量=（1-鮮草含水量）×（1-風(fēng)干草含水量）×鮮草重農(nóng)田生物量=（1-谷物含水量）×谷物產(chǎn)量/經(jīng)濟(jì)系數(shù)土壤有機(jī)碳庫（方精云1998）土壤碳量=土類總面積×土壤平均深度×土壤平均容重×平均有機(jī)碳含量陸地生物物量碳素貯量的估計差異較大,范圍在480～1080PgC之間,目前普遍接受的估計是560PgC,其中森林約為422PgC,草原約為92.6PgC,沙漠5.95PgC凍原9.05PgC濕地7.85PgC農(nóng)田21.5PgC。當(dāng)植物枯死或凋落后,碳素由活生物量轉(zhuǎn)移到凋落物庫中。凋落物的碳素總貯量估計為60PgC,凋落物中碳素的平均周轉(zhuǎn)時間約為1.5年。對于平均氣溫高于30℃的熱帶生態(tài)系統(tǒng),凋落物分解速度可能超過輸入速度,因此基本上沒有凈的積累,而在寒冷氣候下,輸入速度要超過土壤中的分解速度。泥炭是凋落物積累的一種極端情況,其碳素總貯量估計在160～165PgC之間土壤中碳的分布及含量土壤碳是陸地碳庫的重要組成部分,包括土壤有機(jī)碳與無機(jī)碳。土壤有機(jī)碳主要分布于上層1ｍ深度以內(nèi),一些主要的熱帶土壤,如變性土、鐵鋁土和淋溶土上層1ｍ內(nèi)的有機(jī)碳含量,分別占2ｍ深度范圍總有機(jī)碳量的53%、69%和82%，全球土壤上層1ｍ內(nèi)的有機(jī)碳含量為1220ＧｔＣ,相當(dāng)于總現(xiàn)存生物量(自然植被和作物)的1.5倍;在熱帶廣泛分布的厚層土壤中,1ｍ以下有機(jī)碳的儲量達(dá)50Ｇｔ,故全球土壤有機(jī)碳總量可達(dá)1270Ｇｔ。碳酸碳很少變動,在碳循環(huán)研究中并不為人們所重視,發(fā)生碳酸鹽累積的土壤主要在荒漠和半荒漠區(qū),全球土壤碳酸鹽碳庫為780～930ＧｔＣ土壤中碳的分布及含量土壤上層1米的約1500PgC，1-2米490PgC2-3米350PgC3米以上2300PgC1-3米熱帶常綠林160PgC熱帶草原/稀樹草原150PgC土壤碳呼吸碳以ＣＯ2的形式從土壤向大氣圈的流動是土壤呼吸作用的結(jié)果。土壤呼吸作用,嚴(yán)格意義上講是指未受擾動的土壤中產(chǎn)生ＣＯ2的所有代謝作用,包括3個生物學(xué)過程(植物根呼吸、土壤微生物呼吸及土壤動物呼吸)一個非生物學(xué)過程(含碳物質(zhì)的化學(xué)氧化作用)。研究表明土壤呼吸釋放的ＣＯ2中約30%～50%來自根系的活動或自養(yǎng)呼吸作用,其余部分主要源于土壤微生物對有機(jī)質(zhì)的分解作用,即異養(yǎng)呼吸作用土壤碳呼吸全球土壤呼吸作用的碳的估計量為68~100Ｐｇ/ａ,約是輸入土壤表層新鮮巖屑數(shù)量的2.3～3.3倍,僅次于全球陸地總初級生產(chǎn)力(ＧＰＰ)的估算值100～120Ｐｇ/ａ,而高于凈初級生產(chǎn)力(ＮＰＰ)的量值50～60Ｐｇ/ａ,是全球碳循環(huán)中一個主要流通途徑陸地生態(tài)系統(tǒng)中（植被和土壤）的C：森林46％，熱帶和溫帶草原23％，耕地、濕地、凍原、高山草地及沙漠半沙漠21％全球森林面積約41.61億ｈｍ2,其中熱帶、溫帶、寒溫帶分別占32.9%、24.9%和42.1%。全球森林生態(tài)系統(tǒng)的碳貯量約114.6ＰｇＣ,其中約50%貯存在北方林中,熱帶森林和溫帶森林分別為37%和13.8%,但北方林中84%的碳貯存在土壤中,而熱帶森林和溫帶森林土壤中的碳分別為50%和62.9%。全球平均而言,森林土壤及其有機(jī)層貯存了森林生態(tài)系統(tǒng)71%的碳,其余碳素貯存在植被之中。從全球不同植被類型的碳蓄積情況來看,陸地生態(tài)系統(tǒng)碳蓄積主要發(fā)生在森林地區(qū),森林生態(tài)系統(tǒng)在地圈、生物圈的生物地球化學(xué)過程中起著重要的“緩沖器”和“閥”的功能,約80%的地上碳蓄積和約40%的地下碳蓄積發(fā)生在森林生態(tài)系統(tǒng),余下的部分主要貯存在耕地、濕地、凍原、高山草原及沙漠半沙漠中.全球陸地生態(tài)系統(tǒng)碳蓄積面積百分比碳蓄積百分比從不同氣候帶來看,碳蓄積主要發(fā)生在熱帶地區(qū),全球50%以上的植被碳和近1/4的土壤有機(jī)碳貯存在于熱帶森林和熱帶草原生態(tài)系統(tǒng),另外約15%的植被碳和近18%的土壤有機(jī)碳貯存在溫帶森林和草地,剩余部分的陸地碳蓄積則主要發(fā)生在北方森林、凍原、濕地、耕地及沙漠和半沙漠地區(qū)。另外,植被碳庫和土壤有機(jī)碳庫中還包含不同的子碳庫,其周轉(zhuǎn)時間或長或短,這就形成了所謂的“暫時性碳匯”(TemporarySink)。例如,ＣＯ2濃度升高使樹木生長加快從而形成碳匯,這些樹木一般要存活幾十年到上百年,然后腐爛分解,通過異養(yǎng)呼吸返回到大氣中。因此,自然生態(tài)系統(tǒng)的碳蓄積和碳釋放在較長時間尺度上是基本平衡的,除非陸地生態(tài)系統(tǒng)碳庫的強(qiáng)度加大,否則任何一個碳匯遲早會被碳源所平衡。陸地生態(tài)系統(tǒng)碳循環(huán)的主要研究方法清單方法即在不同的陸地生態(tài)系統(tǒng)地區(qū)選取典型的樣點(diǎn)或代表點(diǎn),對不同時間碳過程的各個基本量如光合作用、自養(yǎng)呼吸、凋落物量、土壤分解等進(jìn)行觀測與調(diào)查,以清單的方法來研究不同類型陸地生態(tài)系統(tǒng)不同時期的碳過程。通過這種方法,可以得到對森林等植被類型中基于各種原因的有機(jī)碳和ＣＯ2實(shí)際蓄積量的一個估算,這些原因包括氣候變化、ＣＯ2施肥效應(yīng)、氮沉積以及破壞后森林再生長等。但是這種方法并不能將年際間氣候變化和大氣中ＣＯ2濃度增加等各自對凈碳蓄積量的影響作用區(qū)分開來,且往往需要大量的資金與人力投入。渦度相關(guān)法這種方法是根據(jù)垂直風(fēng)速脈動和被測氣體濃度脈動來獲得氣體通量,即用精密的ＣＯ2渦度相關(guān)觀測儀器來監(jiān)測不同生態(tài)系統(tǒng)、不同時間的ＣＯ2通量變化,研究土壤或植被與大氣間的ＣＯ2交換及其影響因素和機(jī)理。渦度相關(guān)法是一種平衡方法,適用與大面積的均勻下墊面,要求被測氣體的濃度水平梯度可忽略不計以及觀測期間大氣條件定常等。也就是說這種推算碳蓄積能力的方法是建立在生態(tài)系統(tǒng)地域范圍內(nèi)功能和結(jié)構(gòu)均一的假設(shè)之上的。由于植被、土壤和氣候等的極大空間異質(zhì)性,這種基于樣區(qū)或區(qū)域內(nèi)某一部分的值推算區(qū)域尺度上陸地圈與大氣之間凈碳交換量的方法所得結(jié)果同實(shí)際情況有很大差異。渦度相關(guān)法反演模擬法在三維大氣示蹤傳輸模式(AtmosphericTracerTransportModels)和通過大氣觀測、考慮化石燃料燃燒與土地利用變化所得到的ＣＯ2資料的基礎(chǔ)上,來估算陸地的碳源或碳匯。反演模擬方法無法揭示造成生物圈和大氣圈之間季節(jié)或年際間ＣＯ2通量變化的原因;由于量測站點(diǎn)較為稀疏且分布不平衡,再加上大氣傳輸模式的一些不足之處,使反演模擬的潛力受到一定限制;通過反演模擬得到的有關(guān)北美在1988至1992年間約2ＧｔＣｙｒ-1的碳匯的報告同許多獨(dú)立分析所得到的結(jié)果都是矛盾的。陸地生態(tài)系統(tǒng)碳循環(huán)模式生物地理模式預(yù)測不同環(huán)境中各種植物類型的優(yōu)勢度,它主要基于兩種類型的邊界條件:生態(tài)生理約束(Ecophysiologicalconstraints)和資源限制(Resourcelimitations)。生態(tài)生理約束決定主要木本植物的分布情況,在模式中是通過計算生長度日、冬季最低氣溫等生物氣候變量來得到的。資源(如水、光等)限制包括葉面積等主要植被結(jié)構(gòu)特征。ＢＩＯＭＥ2、ＤＯＬＹ和ＭＡＰＳＳ模式等都屬于這類模式。生物地球化學(xué)模式模擬陸地生態(tài)系統(tǒng)中碳循環(huán)、營養(yǎng)物質(zhì)(如氮等)循環(huán)和水循環(huán)等。這類模式主要考慮環(huán)境條件,包括溫度、降水量、太陽輻射、土壤結(jié)構(gòu)和大氣ＣＯ2濃度等是如何影響上述各循環(huán)的。并以上述各種環(huán)境條件為輸入變量,來模擬生態(tài)系統(tǒng)光合作用、呼吸作用和土壤微生物分解過程,計算植物-土壤-大氣之間碳和養(yǎng)分循環(huán)以及溫室氣體(ＣＯ2、ＣＨ4和Ｎ2Ｏ)通量。ＢＩＯＭＥ-ＢＧＣ、ＣＥＮＴＵＲＹ和ＴＥＭ等屬于這類模式。大氣圈與陸地圈耦合模式:當(dāng)前,陸地碳循環(huán)模式研究的發(fā)展趨勢應(yīng)是建立地表物理過程與生物地球化學(xué)過程相耦合的、能夠模擬大氣、植被、土壤之間物質(zhì)和能量交換的綜合動態(tài)生態(tài)系統(tǒng)模式。一些模式在這些方面已經(jīng)做了一些有益的探索,如季勁鈞等利用AVIM(Atmosphere-VegetationInteractionModel)模式在內(nèi)蒙古半干旱草原、長白山森林和華北農(nóng)田等模擬了在大氣狀況強(qiáng)迫下,各類生態(tài)系統(tǒng)的初級生產(chǎn)力以及植被與大氣間的ＣＯ2通量。其它如Ｓｌｌｅｒｓ等人和Ｂｏｎａｎ相繼提出的ＳｉＢ2、ＬＳＭ模式也都包括植被與大氣之間熱量、水分和ＣＯ2的交換。6.3海洋碳庫自然界每年的碳循環(huán)的數(shù)量是相當(dāng)可觀的,約占大氣總碳量的四分之一,其中的一半是與陸地生物群落交換,另一半則通過物理和化學(xué)過程穿過海洋表面。陸地和海洋含碳量遠(yuǎn)大于大氣中的碳含量,它們很小的變化就會對大氣中二氧化碳濃度產(chǎn)生很大的影響。例如,存儲于海洋中的碳只要釋放2%,就將使大氣中的二氧化碳含量增加1倍。海洋在調(diào)節(jié)全球氣候方面,特別是在減緩ＣＯ2等溫室氣體效應(yīng)方面作用巨大,所以區(qū)域性以及全球海洋是吸收(匯)還是排放(源)ＣＯ2就顯得非常重要。據(jù)最新的估算,整個海洋含有的Ｃ達(dá)3.9×1013ｔ,約為大氣7.5×1011ｔ的53倍,海洋是地球上最大的碳儲庫。目前,人類每年排入大氣中的ＣＯ2以Ｃ計為5.5×109ｔ,有約2.0×109ｔ被海洋吸收,占總排放量的35%,陸地生態(tài)系統(tǒng)吸收占13%,為0.7×109ｔ,也就是說海洋與陸地容納了近一半人類排放的ＣＯ2,另外的50%被釋放到大氣中,海洋在緩和ＣＯ2溫室效應(yīng)方面的作用不言而喻。海洋CO2源匯“溶解度泵”(Solublitypump)溶解態(tài)的有機(jī)碳DOC(DissolvedOrganicCarbon)生物泵(Biologicalpump)溶解態(tài)的無機(jī)碳DIC(DissolvedInorganicCarbon)顆粒態(tài)有機(jī)碳POC(ParticleOrganicCarbon)表層海水中動力學(xué)過程大氣中ＣＯ2進(jìn)入海洋儲庫的過程可理解為有某種抽氣泵在工作。這種抽氣泵可分為3種類型,一種是“溶解度泵”(SolubilityPump),這是一種物理泵,它與海洋環(huán)流密切相關(guān),其原理是在高緯度低溫海水將大氣中ＣＯ2溶解并帶入深海中。另兩種均為生物泵(Biologicalpump),其一是碳酸鹽泵(Carbonatepunp),是一些微型生物如顆石藻、有孔蟲以碳酸鈣(鎂)為骨架或細(xì)胞壁,將大氣中ＣＯ2氣體轉(zhuǎn)化為海水中的碳酸鹽形式。其二是生物ＣＯ2泵(Softtissuepump)指浮游植物通過光合作用將ＣＯ2氣體轉(zhuǎn)化為海洋中有機(jī)碳形式。深層水碳庫海洋浮游植物死后形成沉降顆粒物,在重力作用下向海洋深部轉(zhuǎn)移。在沉降過程中有機(jī)碳將被分解和氧化,碳重新回到海水中,但此時已進(jìn)入深水。由于大洋深水的密度較表層水大,因此除了在有上升流的海區(qū)(如東赤道太平洋)之外,進(jìn)入大洋深水的碳不再參與與表層水中的交換,這就是所謂的二氧化碳的海洋“生物泵”。浮游植物和動物都能產(chǎn)生溶解態(tài)的有機(jī)碳,即DOC(DissolvedOrganicCarbon)。海洋中溶解態(tài)有機(jī)碳濃度約為500μg/dm3,是海洋中重要的碳貯庫之一,而顆粒物有機(jī)碳則只有50μg/Ｌ,但后者處于不斷沉降的動態(tài),即起著向深海及沉積物輸送碳的作用。海底的固體碳庫沉積物中有機(jī)碳的保存與氧化海洋沉積物中有機(jī)碳的貯量據(jù)估計有1022ｇＣ。由于生物成因的顆粒物在水中沉降時被海水中的溶解氧氧化分解,只有約0.4%的初級生產(chǎn)力有機(jī)碳進(jìn)入深海。深海有機(jī)碳沉積物的早期成巖作用中又有一部分有機(jī)碳被氧化分解,因此沉積物中有機(jī)碳的含量僅有0.4%～6%。然而這些有機(jī)碳保存了地球歷史上氣候變化與大氣二氧化碳含量變化的重要信息。沉積物中的有機(jī)碳含量受兩個因素的控制:1)表層海水中的生物生產(chǎn)力;2)海洋底部水團(tuán)中的溶解氧含量及氧化還原狀態(tài)。這兩個因素對沉積物中有機(jī)碳保存而言都受全球氣候變化的影響,但一個是正反饋,另一個是負(fù)反饋。例如在上次冰盛時期,由于全球大洋的生產(chǎn)力普遍提高,有機(jī)碳進(jìn)入沉積物的通量也隨之增大,加之因此造成深層水中溶解氧的大量消耗,深層水處于亞氧化狀態(tài),局部地區(qū)甚至處于缺氧狀態(tài),從而進(jìn)一步有利于沉積物中的有機(jī)碳保存。海洋碳源匯的估算方法海洋碳源匯目前主要通過6種方法獲得,(1)用示蹤劑校準(zhǔn)的箱式模型,在1975年開始應(yīng)用;(2)用示蹤劑確定的一般環(huán)流模式(ＧＣＭＳ),在1987年首次應(yīng)用;(3)用一般大氣環(huán)流模式進(jìn)行大氣ＣＯ2解析獲得,在1990年出現(xiàn);(4)用現(xiàn)場ＤＩＣ和ＤＩ13Ｃ測量計算,在1992年開始應(yīng)用;(5)用大氣時間序列Ｏ2/Ｎ2和13Ｃ計算,1993年出現(xiàn);(6)用海-氣界面凈通量的全球集成來估算,在1997年開始應(yīng)用這種方法基于12ａ的ＪＧＯＦＳ研究與觀測,得到了一個全新的全球碳通量結(jié)果(圖4）。揭示世界大洋每年可吸收的Ｃ為約為2Ｐｇ,吸收后的ＣＯ2主要儲存在深層大洋中,占78%,這其中在動力作用下的生物泵過程其關(guān)鍵作用,通過生物泵向深層輸送的Ｃ達(dá)10.2Ｐｇ/ａ,凈輸送2Pg/ａ。生物泵物理泵對大洋和陸地,其碳通量過程研究的比較清楚,而對陸架邊緣海的碳通量并不清晰,有3個方向至今未搞清楚,即(1)陸架邊緣海與大氣間的凈碳通量;(2)陸架邊緣海向大洋輸送的碳通量;(3)陸架邊緣海箱底部沉積物輸送的碳通量,僅對陸地輸入(主要為河流)通量相對比較清楚,陸地輸入陸架邊緣海的通量為0.8Ｐｇ/ａ。海洋碳源匯的分布特征自20世紀(jì)70年代以來,全球海洋一直是大氣ＣＯ2的凈匯,全球海洋主要的匯區(qū)分布在較冷的大洋區(qū)域,如北太平洋、北大西洋、南大洋等,表層海水溫度越低,其吸收ＣＯ2的量越大,匯的強(qiáng)度也就越大。在區(qū)域上,太平洋赤道區(qū)域是天然的最大的ＣＯ2源,在一般的年份,每年釋放進(jìn)入大氣中的ＣＯ2量為0.8～1.0Ｐｇ,在強(qiáng)的厄爾尼諾年(如1997～1998年),其釋放量減小,為0.2～0.4Ｐｇ/ａ,少一半還多。北大西洋是全球海洋最大的天然ＣＯ2的匯,這個區(qū)域可強(qiáng)烈地吸收大氣中的ＣＯ2,南大洋通常情況下每年凈吸收0.2～0.9Ｐｇ,也是一個重要的海洋匯區(qū)。OceanCFluxesOceanCStorage(molm-2)Takahashietal.2002)Sabine(unpublished)陸架邊緣海是大氣ＣＯ2的源還是匯,目前還不清楚。一般地說,陸架邊緣海應(yīng)該是大氣ＣＯ2的源,因?yàn)檠匕渡仙骱完懙剌斎氲挠袡C(jī)物分解都可導(dǎo)致ＣＯ2的釋放,但目前的結(jié)論正好相反,北海與東中國海的航次結(jié)果都表明,這些陸架邊緣海都是ＣＯ2的匯,如果全球的陸架邊緣海都是這種情況,那么,陸架邊緣海這個海洋匯可吸收ＣＯ2達(dá)0.2～1Ｐｇ/ａ,這在全球碳循環(huán)中的作用是不得了的,所以,海洋碳循環(huán)研究陸架邊緣海應(yīng)大大加強(qiáng)。海洋吸收的ＣＯ2大部分在其海洋上層水中循環(huán),在全球范圍內(nèi),僅有約1%初級生產(chǎn)力相當(dāng)于0.34Ｐｇ/ａ的Ｃ能到達(dá)2000ｍ以深的深海中。ＪＧＯＦＳ研究得出,在赤道太平洋100ｍ處,其碳的輸出僅占其初級生產(chǎn)力的2%～7%,1000ｍ處僅有1%,阿拉伯海100ｍ處有5%～10%,1000ｍ處有1.7%,南大洋最高,100ｍ處有30%,1000ｍ處有3%,可以看出,南大洋吸收的Ｃ其儲存的年限最長,轉(zhuǎn)化人為ＣＯ2的相對量也最大。全球海洋Ｃ到達(dá)海底而進(jìn)入沉積物中的量0.2Ｐｇ/ａ,即全球海洋吸收的ＣＯ2約10%進(jìn)入沉積物中被長久固定下來,90%在水體中循環(huán)。6.4人類活動與碳排放LandUseChangeFossilFuelEmissions人類導(dǎo)致大氣CO2增加的兩種途徑燃燒礦物燃料土地利用/土地覆蓋變化曲建升1850年大氣CO2存量6090億噸1995年大氣CO2存量7690億噸增加了1600億噸1850~1995年碳排放3680億噸：工業(yè)排放2460億噸，土地利用變化1220億噸。6.4.1化石能源的使用1860年以來，能源利用量增加了30倍。起初主要是對煤的利用，自1950年以來，對石油的利用迅速增長，現(xiàn)已超過煤炭。每年來自化石燃料排放的CO2為6GtC1997年世界能源消費(fèi)結(jié)構(gòu)煤炭27%石油40%天然氣23%水電核電10%化石燃料在燃燒過程中大部分碳轉(zhuǎn)化為ＣＯ2,其中煤的排放量最大,石油次之,天然氣最小(根據(jù)國際能源組織的數(shù)據(jù):固體燃料、液體燃料和氣體燃料的ＣＯ2排放系數(shù)分別為0.7560、0.5859和0.4478ｔ

ｃ/ｔｃｅ。

6.4.2土地利用/土地覆蓋變化土地覆蓋是指某一區(qū)段的自然特征，土地利用是指人類開發(fā)地表覆蓋的后果土地覆蓋是指地球表面的生物物理狀態(tài)，如森林、草地、濕地、作物用地、城市用地等，土地覆蓋變化包括生物多樣性、現(xiàn)實(shí)的和潛在的初級生產(chǎn)力、土壤質(zhì)量以及徑流和沉積速率的種種變化。土地利用的劇烈變化與農(nóng)業(yè)集約化生產(chǎn)永久地改變了包括其生物地球化學(xué)循環(huán)在內(nèi)的整個陸地生物圈的結(jié)構(gòu)和功能。作為CO2的源，土地利用變化是僅次于化石燃料燃燒的造成大氣CO2濃度升高的第二大原因。另外，土地利用變化還會影響地球系統(tǒng)中的能量平衡并對區(qū)域或全球氣候系統(tǒng)產(chǎn)生潛在影響。

森林砍伐與碳循環(huán):熱帶地區(qū)的大規(guī)模毀林活動早就引起了人們的重視,目前由于原始森林受毀導(dǎo)致的次生森林或林用種植園在熱帶至寒溫帶都有分布,由此造成的森林生物量的變化必將影響森林的碳貯量。與自然森林相比,熱帶地區(qū)種植園的森林地上生物量較自然森林低20%～50%;溫帶地區(qū)生產(chǎn)性森林的地上生物量較自然森林低40%～50%(ＷＢＧＵＳｐｅｃｉａｌＲｅｐｏｒｔ,1998)。次生森林和不定期砍伐森林的木本植物生物量較自然森林低30%～80%(ＦＡＯ,1981)。因此,砍伐或開采自然森林后形成的次生林的固碳能力將降低。森林生態(tài)系統(tǒng)管理與碳循環(huán)森林收獲早亦將引起固碳量的降低。一般溫帶森林生長到20～50年,熱帶森林生長到60～120年即被砍伐,而在無干擾生長條件下累積到原始森林的碳貯量,溫帶次生林需150～250年(Ｈａｒｍｏｎｅｔａｌ.,1990),熱帶森林則需150年以上(Ｆｅａｎｓｉｄｅ,1996)。平均而言,經(jīng)過幾個“生長收獲”周期后,人工林的碳貯量僅是未干擾立地或原始林的30%(Ｃｏｏｐｅｒ,1983)。森林砍伐不僅影響森林的固碳能力,而且影響土壤碳排放。由于森林皆伐使得溫度和水分條件都發(fā)生變化,土壤呼吸在許多年內(nèi)都超過幼年樹木同化固碳能力,亦即成為碳源。森林收獲后土壤碳含量一直處于下降狀態(tài),一般需要經(jīng)過20～50年才可使土壤碳含量增加(Ｃｏｈｅｎｅｔａｌ.,1996;Ｂｌａｃｋ＆Ｈａｒｄｅｎ,1995)。但經(jīng)過多個“生長收獲”長期經(jīng)營森林的土壤碳貯量如何變化還不清楚。森林轉(zhuǎn)變成農(nóng)田與碳循環(huán)至1998年已有約50×106ｈｍ2的森林被用作農(nóng)田,占土地利用變化的45%(Ｌａｌｅｔａｌ.,1998)。森林被用作農(nóng)田后,土壤碳貯量的損失因氣候、土壤初始碳含量和管理措施的不同而不同。一般而言,1ｍ深度土層內(nèi)的土壤碳損失25%～30%(Ｈｏｕｇｈｔｏｎ,1995),耕作層(0～0ｃｍ)損失最大,可達(dá)40%(Ｄａｖｉｄｓｏｎ＆Ａｃｋｅｒｍａｎｎ,993)。森林用作農(nóng)田后,土壤碳含量一直處于下降狀態(tài),尤其在前5年,與森林砍伐類似,一般需經(jīng)過0～50年才可使土壤碳含量增加(Ａｒｒｏｕｙｓｅｔａｌ.,995)。草地轉(zhuǎn)換成農(nóng)田與碳循環(huán)全球的草地面積,包括熱帶草原、溫帶草原、凍原及高寒草原,約為44.5億ｈｍ2,碳貯量達(dá)761ＰｇＣ,其中植被占10.6%,土壤則占89.4%(Ａｔｊａｙｅｔａｌ.,1979)。單位面積的溫帶草原碳貯量較熱帶草原大,一般為熱帶草原的2～4倍(Ｈｏｕｇｈｔｏｎ＆Ｈａｃｋｌｅｒ,1995)。由于人口增加以及對糧食需求的增加,大量草地被開墾成農(nóng)田。至1998年,全球已有約660Ｍｈｍ2的草地被開墾成農(nóng)田,占土地利用變化的近40%(Ｌａｌｅｔａｌ.,1998)。這些草地開墾成農(nóng)田使得碳貯量由草地的116ｔＣ·ｈｍ-2減少到農(nóng)田的87ｔＣ·ｈｍ-2,亦即碳貯量損失了19Ｇｔ(28.8ｔＣ·ｈｍ-2);同時,地上生物量損失了7.7Ｇｔ(28.8ｔＣ·ｈｍ-2)。這些碳貯量的減少超過了熱帶森林轉(zhuǎn)化為農(nóng)田導(dǎo)致的土壤碳損失的全球平均值24.5ｔＣ·ｈｍ-2(Ｅｓｗａｒａｎｅｔａｌ.,1993)。就全球碳平均而言,草地開墾成農(nóng)田導(dǎo)致1ｍ深度土層內(nèi)的土壤碳損失20%～30%(ＷＢＧＵＳｐｅｃｉａｌＲｅｐｏｒｔ,1998),與森林被用作農(nóng)田后1ｍ深度土層內(nèi)的土壤碳損失25%～30%相當(dāng)(Ｈｏｕｇｈｔｏｎ,1995)。可見,草地開墾成農(nóng)田與毀林一樣對全球碳循環(huán)有著重要的影響,盡管《京都協(xié)議》沒有考慮草地開墾為農(nóng)田引起的全球碳貯存的損失,未來仍應(yīng)該引起足夠的重視。溫室氣體排放的責(zé)任排放總量人均排放歷史排放1995CO2Emissions1995年,全球由于化石燃料使用和生產(chǎn)水泥總共排放的ＣＯ2為70億噸碳,其中美國最多,為14億噸碳,占全球總量的20%;中國約為8.5億噸碳,占世界全部排放量的12%。代表性國家二氧化碳排放總量（千噸）

（1995年）150000010000005000000毛里求斯科威特中國俄羅斯英國美國人均二氧化碳排放量（噸/年）

（1995年）毛里求斯科威特中國俄羅斯英國美國86420

美國二氧化碳排放（1900-1995年）

（單位：千噸）前蘇聯(lián)二氧化碳排放（1900-1991年）

（單位：千噸）中國二氧化碳排放（1902-1995年）

（單位：千噸）1995年碳排放：發(fā)達(dá)國家60%，發(fā)展中國家40%1850~1995年碳存量：發(fā)達(dá)國家80%，發(fā)展中國家20%發(fā)達(dá)國家和發(fā)展中國家對碳排放的貢獻(xiàn)排放量相等點(diǎn)：2015年人均排放在2100年前無相等點(diǎn)，發(fā)達(dá)國家是發(fā)展中國家的4倍工業(yè)源碳存量相等點(diǎn)2057年考慮土地利用源碳存量相等點(diǎn)2038年《氣候保護(hù)倡議》1850~1995來自土地利用變化的碳排放對大氣碳存量的貢獻(xiàn)發(fā)達(dá)國家占23%，發(fā)展中國家占77%。中國毀林較早，很大程度上與發(fā)達(dá)國家相同，近年來大規(guī)模的植樹造林計劃，中國因土地利用變化而引起的碳排放很少甚至在降低，1850~1995年中國土地利用變化對大氣碳存量僅貢獻(xiàn)了50億噸碳。1850~1995年拉丁美洲與熱帶亞洲國家對大氣中CO2的累積分別貢獻(xiàn)的140億噸，合起來占總存量貢獻(xiàn)的60%《氣候保護(hù)倡議》IPCC2001Whatarethelikelydynamicsoftheglobalcarboncycleintothefuture?InstitutionalResponses6.5大氣中碳的移出陸地與大氣60-61.3=-1.3（-0.5)海洋表面與大氣：90-92=-2(-2)土地利用：0.5-1.6=1.1(1.5)化石燃料：5.5(6)大氣累積：3(3)缺失0.3(2)人類源排放的CO2的總量約為7.5Gt(C)/年，我們只計算了5.5Gt(C)/年的碳匯：大氣中3Gt(C)/年，海洋中2Gt(C)/年，北半球森林中0.5Gt(C)/年。為保持全球碳的收支平衡，還需要有約為2.0Gt(C)/年額外的碳匯（丟失的匯）。“未知匯”(“missingsink”)：化石燃料燃燒與土地利用變化產(chǎn)生的CO2超過同期大氣CO2的增量及海洋的吸收量,使得CO2收支失衡,一部分CO2“失蹤”,導(dǎo)致所謂的碳的“未知匯”(“missingsink”)問題。自從1938年Callendar首先提出CO2收支不平衡這一問題以來[22],60多年過去了,這個問題仍然是困擾科學(xué)界的一大難題。它所依據(jù)的確鑿資料在于以下三個方面:1957年開始的大氣CO2濃度監(jiān)測數(shù)據(jù);近200年的冰芯CO2數(shù)據(jù);化石燃料燃燒釋放的CO2數(shù)據(jù)。在1958～1978年間這部分碳匯大約有37PgC,80年代平均約有1.8PgC/a[23,24],這一“未知匯”一般認(rèn)為存在于陸地生態(tài)系統(tǒng),分布區(qū)域可能在北半球中緯度地帶[25,26],而土壤和植被是可能的匯[27]

化石燃料燃燒排放的CO2是目前了解得最清楚的一個量值,每年約為6.0PgC[6,9,10,13],如果這些CO2全部存留在大氣中,將使大氣CO2濃度以0.8%/a的比率遞增,但實(shí)際上目前的增加速率僅為0.4%/a(1.5ppmv/a),也就是說不考慮別的排放途徑,每年化石燃料排放的CO2中也只有56%(3.36PgC)保留在大氣中[28],其余33%(2PgC)被海洋吸收[26,29],兩者合計約占化石燃料燃燒年排放量的89%,也還存在11%(0.66PgC)的“未知匯”。若考慮土地利用變化等途徑排放的CO2,目前“未知匯”的量有以下幾個估計:2.5[9],1.9±1.2[30],1.7PgC[10],1.7PgC是較新的估計,也是普遍接受的估計。在進(jìn)行大氣CO2源匯平衡的運(yùn)算中,通過海洋環(huán)流和海水CO2溶解模型、生物地球化學(xué)模型以及測量大氣-海洋CO2分壓差異估計的80年代全球海洋碳吸收通量比較一致,在2±0.8PgC/a左右[31],而對土地利用變化造成的CO2排放量的估計差異較大,它約占化石燃料燃燒排放量的18%～60%(1960年以后)[6],其中80年為0.6～2.5PgC/a,90年為1.1～3.6PgC/a[9]。如果海洋的吸收量是準(zhǔn)確的,那么“未知匯”就只能存在于陸地,目前全球碳循環(huán)研究的重點(diǎn)就在于確定“未知匯”在陸地上的空間分布、吸收強(qiáng)度以及影響陸地碳匯的因素。陸地生態(tài)系統(tǒng)可能是吸收人為釋放的二氧化碳的匯目前碳循環(huán)中有25億噸碳的去向不清：化石燃料植被破壞大氣增加海洋吸收未知匯6.0+1.5=3.0+2.0+2.5Gt陸地生態(tài)系統(tǒng)可能是“未知匯”的重要部分。對于“未知匯”在陸地上的空間分布和吸收強(qiáng)度有許多不同的看法。但是,對于北半球中緯度地區(qū)是碳匯,似乎都沒有異議。現(xiàn)在有足夠證據(jù)表明,北半球中高緯度陸地生態(tài)系統(tǒng)(主要是森林生態(tài)系統(tǒng))確實(shí)起著大氣CO2匯的作用,盡管對碳匯量的估算仍存在很大分歧。碳匯證據(jù)植被碳通量監(jiān)測證據(jù)Wofsy等(1993)采用渦流相關(guān)法(Eddycorre-lationmethod)測定北美落葉林生態(tài)系統(tǒng)的CO2通量時,發(fā)現(xiàn)該系統(tǒng)是一個較大的碳匯,并據(jù)此推算了北半球溫帶森林的CO2凈吸收量,可達(dá)2.0PgC·a-1。Goulden等(1996)報道位于美國新英格蘭州的落葉闊葉林在1991～1995年間平均每年凈吸收的CO2達(dá)1.4～2.8tC·hm-2。根據(jù)碳通量的監(jiān)測結(jié)果,Martin(1998)認(rèn)為,在1997年歐共體(EU)國家的森林吸收的CO2為0.12～0.28PgC,相當(dāng)于這些國家人為源CO2的10%～30%。在EuroFlux計劃的支持下,Valentini等(2000)對歐洲森林進(jìn)行了大規(guī)模的碳通量監(jiān)測。結(jié)果表明,在監(jiān)測的1996～1998年間,在15種森林類型中,14種類型顯示了凈吸收,其值變動于1.0～6.6t·hm-2·a-1之間,只有1種類型的凈排放量高于凈吸收量,其值為0.8～0.9t·hm-2·a-1。該結(jié)果為北半球中高緯度森林作為CO2匯的作用提供了直接證據(jù)。他們還發(fā)現(xiàn)凈吸收量的大小與緯度呈良好的線性關(guān)系。由南向北,凈吸收量減少,主要是由于總生產(chǎn)量南北差異不大,而系統(tǒng)的呼吸量(植被呼吸+土壤呼吸),北方森林明顯高于南方森林的緣故。基于土地利用和資源清查數(shù)據(jù)的研究證據(jù)90年代初,Kauppi等(1992)利用歐洲的森林資源清查資料,分析了1971～1990年歐洲的碳收支狀況,認(rèn)為在此期間,歐洲森林由于生長加速,每年凈吸收的碳量為0.085～0.12PgC。Sedjo(1992)利用一些國家的森林資源清查資料對北半球溫帶林的源匯功能進(jìn)行了分析,得出北半球溫帶林的碳匯為0.7PgC的結(jié)論。Dixon等(1994)采用同樣方法和資料,研究了全球森林的碳收支及其在全球碳循環(huán)中的作用,也指出北半球陸地是一個重要的碳匯。80年初,Delcourt和Harris(1980)利用美國林務(wù)局的統(tǒng)計資料,分析了美國東南部森林的源匯功能,認(rèn)為在最近的20多年間,該地區(qū)的森林每年凈吸收大氣CO2達(dá)0.07PgC。Houghton等(1985)分析世界糧農(nóng)組織(FAO)的調(diào)查資料,得出由于毀林,熱帶在1980年向大氣凈釋放0.7～1.4PgC的CO2的結(jié)論。Birdsey等(1993)、Turner等(1995)、Brown和Schroeder(1999)、Houghton等(1999)以及Houghton等(2000)基于土地利用或森林統(tǒng)計資料,分析了北美大陸的碳匯,其值在0.079～0.28PgC之間(表2)。大氣成份變化的監(jiān)測證據(jù)化石燃料燃燒消耗氧氣(O2)而導(dǎo)致大氣中O2/N2比減少,而光合作用導(dǎo)致大氣O2濃度增加(海洋吸收CO2并不改變大氣中的O2/N2)。另一方面,化石燃料含有低濃度的13C同位素,植物在光合作用時吸收了低含量的13C同位素而使大氣中含13C的CO2濃度相對增加。利用此原理,通過測定這些元素在大氣中的濃度或相對比值及其變化就可以推斷陸地植被的CO2源匯功能及其數(shù)值。Ciais等(1995)由此認(rèn)為中高緯度陸地是個巨大的碳匯,Keeling等(1996)也獲得相似的結(jié)果,在1991～1994年間,北半球中高緯度的碳匯達(dá)1.9～2.05PgC。最近,Bat-tle等(2000)通過測定大氣O2和δ13C的變化,發(fā)現(xiàn)陸地生物圈的CO2凈吸收量為1.4±0.8PgC。模型模擬證據(jù)早在1990年,Tans等利用大氣環(huán)流模型以及海洋觀測數(shù)據(jù),分析得出北半球中高緯度是個巨大的大氣碳匯,其值可達(dá)2～3PgC·a-1。Prentice和Fung(1990)也利用GISS/GCM模型模擬未來氣候變化對陸地碳庫的影響,指出氣候變化將導(dǎo)致植被的光合作用加強(qiáng),生長加速從而增加對大氣CO2的吸收。90年中期開始,生態(tài)系統(tǒng)過程模型、大氣環(huán)流模型以及氣候模型被廣泛應(yīng)用于模擬全球的碳平衡,如Keeling等(1996),Fan等(1998)、Cao和Woodward(1998a;1998b)、Holland等(1999)、Tian等(1999)以及Schimel等(2000)。這些模型模擬結(jié)果都表明北半球中高緯度陸地植被是一個重要的大氣碳匯,但其值則存在很大的不確定性。此外,利用遙感資料進(jìn)行植物生長的監(jiān)測也表明北半球中高緯度的陸地生態(tài)系統(tǒng)起著碳匯的作用(Mynenietal.,1997)。碳匯大小及其特征北半球中高緯度陸地生態(tài)系統(tǒng)起著大氣CO2匯的作用,它能部分地抵消全球碳收支的不平衡,但不同研究所得結(jié)果相差甚大。不確定性如美國的碳匯量變動于0.078～1.7PgC·a-1之間,相差高達(dá)20～34倍。這種差異主要是由于不同作者所使用的研究方法、數(shù)據(jù)源以及模型的假定條件和基本參數(shù)不同所導(dǎo)致。Fan等通過分析1988～1992年大氣CO2空間分布資料認(rèn)為:北美大陸(大部分在51°N以南)和歐亞-北非大陸可能是匯,前者平均吸收量達(dá)(1.7±0.5)PgC/a,后者平均吸收量僅(0.1±0.6)PgC/a,而且北美大陸具有很高的可信度,其它的陸地表面(熱帶-南半球)可能為源,平均釋放0.2±0.9PgC/a。然而,許多學(xué)者的看法與Fan等[32]有很大的差異,Potter等[33]認(rèn)為1987年美國和加拿大陸地生態(tài)系統(tǒng)的碳匯通量分別為0.12和0.10PgC/a,1988年分別為0.05PgC/a和0.17PgC/a,北美陸地生態(tài)系統(tǒng)每年吸收的大氣CO2只能抵消80年代晚期北美大陸化石燃料燃燒源的20%,而且全球范圍的陸地生態(tài)系統(tǒng)碳匯范圍也只有0.4～2.6PgC/a;Holland等[34]對美國森林碳匯的估計(80年代晚期至90年代早期)及Houghton等[35]對美國土地利用變化(森林再生等)碳匯的估計(80年代以來)分別為0.17PgC/a和0.15～0.35PgC/a,較之Fan等[32]對北美大陸碳匯的估計相差甚遠(yuǎn),僅能抵消美國年釋放量的10%～30%。另外,Houghton[30]認(rèn)為北半球中緯度森林吸收CO2的范圍在0.5～0.8PgC/a之間,尚未觀測到但可能也被陸地生態(tài)系統(tǒng)吸收的為1.1±1.3PgC/a;Cao等[36]模擬CO2和氣候效應(yīng)得到的北半球碳匯約為0.58PgC/a,且沒有明顯的東西差別。CO2觀測資料的稀少、模型的不完善以及使用不同的資料和模型進(jìn)行計算是造成差異的主要原因,也是難以區(qū)分陸地碳匯的最主要原因[37]。空間差異這由陸地生態(tài)系統(tǒng)的類型、性質(zhì)及其對氣候變化的反應(yīng)特性、分布面積以及所處的氣候、土壤等自然地理特點(diǎn)所決定。如在美國的不同生物氣候區(qū),其年平均碳匯量變動于100～150kg·hm-2·a-1之間(Schimeletal.,2000)。EuroFlux試驗(yàn)更說明了碳匯的空間異質(zhì)性(Valentinietal.,2000)。試驗(yàn)表明,在歐洲大陸,碳匯量由南向北逐漸減少。年際及季節(jié)變化陸地碳匯存在著較大的年際變化。如在美國大陸,1980～1993年間的碳匯量變化于-0.12PgC·a-1(凈排放)到+0.2PgC·a-1(凈吸收)之間,平均值為0.08PgC·a-1(Schimeletal.,2000)。野外碳通量測定(Gouldenetal.,1996)和大氣模型研究(Ciaisetal.,1995)也獲得了相似的結(jié)果。氣候的年波動,偶發(fā)事件(如森林火災(zāi))和大面積的病蟲害等都是導(dǎo)致碳匯量年變化的潛在因素。碳匯量也存在著顯著的季節(jié)變化。Cao和Woodward(1998b)的模擬分析表明,北半球陸地生態(tài)系統(tǒng)凈生產(chǎn)量從4月的-0.6PgC(凈排放)增加到7月的1.8PgC(凈吸收),相差2.4PgC。這可以解釋為,在生長季節(jié),植被因光合作用吸收大量的CO2,而在非生長季節(jié),生態(tài)系統(tǒng)的呼吸排放出大量的CO2。影響碳匯增加的因素溫度上升導(dǎo)致植物生長量增加大量試驗(yàn)研究表明,溫度上升能加快溫帶森林的生長而導(dǎo)致對大氣CO2吸收量的增加(蔣高明等,2000)。Schimel(1995)、Walker和Steffen(1999)指出由于溫度增加,1980～1990年,北半球森林生長加速增加的碳匯為0.5±0.5PgC·a-1。CO2施肥效應(yīng):大氣CO2濃度以大約3ppm·a-1的速率增加(Fanetal.,1998),增加CO2也就增加了光合作用的底物,因此能促進(jìn)植物的光合作用。這一點(diǎn)已由大量的實(shí)驗(yàn)研究所證實(shí)。因這種CO2施肥效應(yīng),增加的陸地碳匯可達(dá)1.0±0.5PgC·a-1(Schimel,1995)。氮沉降增加有效態(tài)N不足是北半球中高緯度植物生長的限制因子。人類活動導(dǎo)致的全球氮循環(huán)的改變將增加生態(tài)系統(tǒng)的N沉降,提高大氣N的有效性(主要以NO3和NH4的形式)(Hollandetal.,1997;Schindler,1999;Nadelhofferetal.,1999)。Holland等(1997)利用生物地球化學(xué)模型模擬結(jié)果顯示,全球由于N沉降增加導(dǎo)致碳匯量增加的量為0.3～2.0PgC·a-1,并且這些碳匯增加主要發(fā)生在北緯25°～55°N的中高緯度帶。Nadelhoffer等(1999)的N沉降試驗(yàn)表明,北半球溫帶林因N沉降增加導(dǎo)致的碳匯增加量為0.25PgC·a-1。Schimel(1995)認(rèn)為,全球N沉降增加導(dǎo)致的碳匯量增加0.6±0.3PgC·a-1。森林恢復(fù)和人工林增加已有研究表明在歐洲的不少地方,大面積的棄耕農(nóng)地正逐漸恢復(fù)成森林植被(Walker&Steffen,1999);中國及一些發(fā)展中國家大力開展的植樹造林將增加全球的森林面積。這些都增加了陸地對大氣CO2的吸收。了解影響陸地碳匯的因素是理解全球碳循環(huán)的一個重要前提。CO2濃度增加造成的施肥效應(yīng)、N沉降增加造成的增肥效應(yīng)、廢棄農(nóng)場和砍伐森林的再生等都是造成陸地生態(tài)系統(tǒng)(特別是森林)吸收CO2的原因。除了陸地生態(tài)系統(tǒng)類型轉(zhuǎn)變引起的碳收支評估的不確定性是引起全球“未知匯”現(xiàn)象的重要原因外,以下4個方面亦是引起全球“未知匯”現(xiàn)象的重要原因:(1)觀測資料缺乏可比性:目前關(guān)于碳通量測定的方法有大氣成分監(jiān)測方法(ＣＯ2和δ13ＣＯ2或Ｏ2/Ｎ2的測定)(Ｋｅｅｌｉｎｇｅｔａｌ.,1996;Ｃｉａｉｓｅｔａｌ.,1995)、渦相關(guān)法(Ｗｏｆｓｙｅｔａｌ.,1993)、堿液吸收法(陳四清等,1999)、箱式法與氣相色譜法(Ｄｏｎｇｅｔａｌ.,2000)等。這些方法各有其特點(diǎn)與適用范圍,所取得的資料難以進(jìn)行比較,從而造成了生態(tài)系統(tǒng)碳評估的不確定性。為此,統(tǒng)一觀測方法是減少碳估算不確定性的重要手段。(2)研究資料的時間與空間或分析方法的不同:即使應(yīng)用同一類研究區(qū)域的同一類資料,由于所用資料的時段不同,如森林資源清查資料(Ｂｉｒｄｓｅｙ＆Ｈｅａｔｈ,1995;Ｔｕｒｎｎｅｒｅｔａｌ.,1995);或使用同一時段資料并應(yīng)用同一種分析方法,而所用資料的區(qū)域不同,如美國大陸與北半球中高緯度(Ｄｉｘｏｎｅｔａｌ.,1994;Ｔｕｒｎｎｅｒｅｔａｌ.,1995);或使用相同研究區(qū)域的同一時段資料,而所用的分析方法不同,如森林資源清查資料與生態(tài)系統(tǒng)過程模型(Ｂｉｒｄｓｅｙ＆Ｈｅａｔｈ,1995;Ｔｉａｎｅｔａｌ.,1999)均可能導(dǎo)致陸地生態(tài)系統(tǒng)碳估算的不確定性。(3)影響生態(tài)系統(tǒng)呼吸作用因素考慮的不足:ＥＵＲＯＦＬＵＸ計劃在1996～1998年對歐洲14類森林的監(jiān)測結(jié)果表明生態(tài)系統(tǒng)呼吸作用(植被呼吸+土壤呼吸)在系統(tǒng)的碳平衡中起著支配作用(Ｖａｌｅｎｔｉｎｉｅｔａｌ.,2000)。目前關(guān)于生態(tài)系統(tǒng)呼吸作用的估算公式僅考慮了環(huán)境因子(如溫度、濕度或?qū)嶋H蒸散等)的影響作用(劉紹輝等,1996),對于植物本身生物學(xué)特性的影響考慮較少,甚至沒有考慮,從而影響陸地生態(tài)系統(tǒng)碳估算的準(zhǔn)確性。因此,生態(tài)系統(tǒng)土壤呼吸作用必須綜合考慮植物本身的生物學(xué)特性和環(huán)境因子的綜合影響。(4)模型的不完善:目前對陸地生態(tài)系統(tǒng)碳循環(huán)機(jī)理的認(rèn)識、過程的描述和參數(shù)化還很不夠,從而造成評估陸地生態(tài)系統(tǒng)碳源/匯的大氣環(huán)流模式、氣候模型和生態(tài)系統(tǒng)過程模型的不完善(Ｚｈｏｕ＆Ｗａｎｇ,2000),必然導(dǎo)致陸地生態(tài)系統(tǒng)碳估算的不確定性。IGBP總結(jié)給出了陸地生態(tài)系統(tǒng)中一些碳匯的估計值[1]:北半球森林生長形成的碳匯為0.5±0.5Pg/a,CO2施肥作用為1.0±0.5PgC/a,氮沉降施肥作用為0.6±0.3Pg/aTerrestrialBiosphereCSinkCrameretal.2000利用吸收匯的幾個問題（白金明，林而達(dá)）l

生態(tài)系統(tǒng)模型表明目前的吸收匯將變?yōu)榕欧旁磍

非持久性l

沒有剔除間接人為因素，吸收匯的大小易受自然變率的影響l

測定誤差大l

可持續(xù)發(fā)展很有可能受到阻礙l

減緩能源技術(shù)開發(fā)和向發(fā)展中國家轉(zhuǎn)讓，延緩與能源有關(guān)其它污染的防治大洋的溶解作用從大氣中移出人類排放的CO2的另一個最快的機(jī)制是大洋的溶解作用，海洋吸收CO2的過程是一種化學(xué)過程。大氣和大洋間CO2的通量為90Gt(C)/年。大洋可看作由兩層構(gòu)成。只有淺表層能夠與大氣進(jìn)行快速的CO2交換。因