温室气体排放与全球气候变化PPT课件

1、目录目录 温室气体的排放与排放情景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碳循环与大气温室气体浓度的变化 海洋和陆地的碳收支海洋和陆地的碳收支第1页/共77页何谓温室效应 大气温室效应是指大气物质对近地气层的增温作用。随着大气中CO2等增温物质的增多，使得能够更多地阻挡地面和近地气层向宇宙空间的长波辐射能量支出，从而使地球气候变暖。其可能的积极作用是使部分干旱区雨量增多，高纬度农业区热量状况改差，但更主要的是负面影晌，就是便热带和温带的旱、涝灾害发生频繁，以及冰山熔化，海平面上升，沿海三角洲被淹没。 第2页/共77页温室的特点： 温度较室外高，不散热。 生活中我们可以见到的玻璃

2、育花房和蔬菜大棚就是典型的温室。使用玻璃或透明塑料薄膜来做温室，是让太阳光能够直接照射进温室，加热室内空气，而玻璃或透明塑料薄膜又可以不让室内的热空气向外散发，使室内的温度保持高于外界的状态，以提供有利于植物快速生长的条件。 第3页/共77页温室气体种类和作用种类增温效应(%)生命期(年)二氧化碳（CO2）6350200甲烷（CH4）151217氧化亚氮（N2O）4120氢氟碳化物（HFCS）全氟化碳（PFCS）1113.350000六氟化硫（SF6）及其它7？第4页/共77页温室效应逐渐增强 全球变暖的证据: 气象观测证据 冰芯记录 树木年轮学证据 遥感证据第5页/共77页温室效应的影响 若

3、是温室效应气体浓度不断增加，则将使地表温度增加，进而导致气候的变化，其影响包括： 北半球冬季将缩短，并更冷更湿，而夏季则变长且更干更热，亚热带地区则将更干，而热带地区则更湿。 由于气温增高水汽蒸发加速。全球雨量每年将减少，各地区降水型态将会改变。 改变植物、农作物之分布及生长力，并加快生长速度，造成土壤贫瘠，作物生长终将受限制，且间接破坏生态环境，改变生态平衡。 海洋变暖、海平面将于2100年上升 1595公分，导致低洼地区海水倒灌，全世界三分之一居住于海岸边缘的人口将遭受威胁。 改变地区资源分布，导致粮食、水源、渔获量等的供应不平衡，引发国际间之经济、社会问题。第6页/共77页排放温室气体的

4、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）第7页/共77页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）第8页/共77页排放情景排放情景 排放情景是指为了制作未来全球和区域气候变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、长、经济发展、技术进步、环境条件、全

5、球化、公平原则等）的假设得出的未来温室气体和硫公平原则等）的假设得出的未来温室气体和硫化物气溶胶排放的情况。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，主要早期的模式预测并没有特定的排放情景，主要进行的是进行的是CO2CO2加倍平衡试验（加倍平衡试验（IPCCIPCC，19901990）。）。此后先后发展了两套温室气体和气溶胶排放情此后先后发展了两套温室气体和气溶胶排放情景，即景，即IS92IS92和和SRESSRES。 第9页/共77页 IS92IS92排放情景于排放情景于19921992年提出（年提出（IPCCIPCC，19921992），主要用于），主要用于SARSAR中

6、气候模式的预测。中气候模式的预测。IS92IS92包含了六种不同的包含了六种不同的排放情景（排放情景（IS92aIS92a到到IS92fIS92f），分别代表未来世界不同的社会、经济和环境条件。），分别代表未来世界不同的社会、经济和环境条件。 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的气候预测。的气候预测。SRESSRES排放情景主要由排放情景主要由四个框架组成：四个框架组成： 第10页/共77页A1A1框架和情景系列框架和情景系列 描述的是一个描述的是一个经济快速增长

7、，全球人口峰值出现在经济快速增长，全球人口峰值出现在2121世纪中叶、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。随后开始减少，新的和更高效的技术迅速出现的未来世界。其其基本内容是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。化和社会的相互作用、地区间人均收入差距的持续减少。A1A1情情景系列划分为景系列划分为3 3个群组，分别描述了能源系统技术变化的不同发个群组，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展方向，以技术重点来区分这三个A1A1情景组：化

8、石密集情景组：化石密集（A1FIA1FI）、非化石能源（）、非化石能源（A1TA1T）、各种能源资源均衡（）、各种能源资源均衡（A1BA1B）（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（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）。度相当的条件下，不过分依赖于某一特定的能源资源）。第11页/共77页A2A2框架和情景系列框架和情景系列 描述的是一个描述的是一个极其非均衡发展的世界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。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

9、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。它框架的发展速度。第12页/共77页 B1 B1框架和情景系列框架和情景系列 描述的是一个描述的是一个均衡发展的世界均衡发展的世界，与，与A1A1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。其基同的是，经济结构向服务和信息经济方向快速调整，材料

10、密度降低，引入清洁、能源效率高的技术。其基本点是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。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。 第13页/共77页 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强调区域性的经济、社会和环境的可持续发展。强调区域性的经济、社会和环境的可持续发展。全球人口以低于全球人口以低于A2A2的增长率持续增长，经济发的增长率持续增长，经济发展处于中等水平，技术变化速率与展处于中等水平，技术变化速率与A1A1、B1B1相比趋缓、发展方向多样。同时，该情景所描述的世界也朝

11、着环相比趋缓、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。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。第14页/共77页SRESSRES以及以及IS92aIS92a主要温室气体和主要温室气体和SOSO2 2的排放情景的排放情景 图2第15页/共77页碳循环与温室气体浓度的变化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调节着两种最重要的温室气体COCO2 2与与CHCH4 4的大气浓度。的大气浓度。碳循环比较复杂，它具有多种不同化学物碳循环

12、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只有一个化学物质H H2 2O O的输送。在全球碳循环中有的输送。在全球碳循环中有四个大的碳库：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、生物圈（湿地与海洋）、地壳（含地幔）和海洋碳库。大大气气COCO2 2库的大小在活跃的生物圈库（绿色植物，浮游生物，与整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个食物链）和巨大的地壳碳库之间，进出小库的交换

13、率比进出大库的要快几个量级。库的要快几个量级。第16页/共77页 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，作用而埋藏于海洋沉积物中，COCO2 2由大气中被清除。而化石燃料由大气中被清除。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，芯资料表明，地球系统至少在过去地球系统至少在过去6565万年内（万年内（6 6次冰期次冰期间冰期间冰期循环）没有达到目前大气循环）没有达到目前大气COCO2 2或或CHCH4 4的浓度值。

14、的浓度值。在那个时期，大气在那个时期，大气COCO2 2浓度一直在浓度一直在180ppm180ppm（冰期最盛时期）和（冰期最盛时期）和300ppm300ppm（暖的间冰（暖的间冰期）。一般认为，在冰期盛期，由大气中清除的期）。一般认为，在冰期盛期，由大气中清除的COCO2 2被储存于海被储存于海洋中，并提出了一些因果的机理，它们把天文变化，气候，洋中，并提出了一些因果的机理，它们把天文变化，气候，COCO2 2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。洋沉积物之相互作用联系起来。第17页/共77

15、页 在在17501750年之前，年之前，COCO2 2的大气浓度稳定在的大气浓度稳定在260-280ppm260-280ppm已达已达1010万年。相对万年。相对于自然变化，人类活动对碳循环的扰动是不明显的。于自然变化，人类活动对碳循环的扰动是不明显的。17501750年之后，大气中年之后，大气中COCO2 2浓度以增长的速率由浓度以增长的速率由280ppm280ppm上升到上升到20052005年近年近380ppm380ppm。这种增加主要产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

16、化（生物质燃烧，作物生产，草地变农用等）。其中人类活动和管理的变化（生物质燃烧，作物生产，草地变农用等）。其中人类活动造成的造成的COCO2 2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17501750年的年的700ppb700ppb类似的上升到类似的上升到20052005年的年的1775ppb1775ppb，其排放源有：化石燃料，其排放源有：化石燃料，填埋废弃物处理，泥地填埋废弃物处理，泥地/ /湿地，反刍动物和稻米生产。湿地，反刍动物和稻米生产。CHCH4 4辐射强迫的增加辐射强迫的增加量略小于量略小于COCO2 2的三

17、分之一，是第二个重要的温室气体。的三分之一，是第二个重要的温室气体。第18页/共77页 无论是无论是COCO2 2和和CHCH4 4在自然碳循环中都起着重要的作用。它们在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17501750年维持着稳定的大气年维持着稳定的大气COCO2 2和和CHCH4 4浓度。通过光合作用，碳被转浓度。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换成植物生物质。陆地植物由大气中捕获COCO2 2；植物，土地和动；植物，土地和动物呼吸（包括死亡，生物质分解）

18、，在厌氧条件下把碳作为物呼吸（包括死亡，生物质分解），在厌氧条件下把碳作为COCO2 2和和CHCH4 4又可返回到大气中。在年尺度上，植被火灾可能是又可返回到大气中。在年尺度上，植被火灾可能是COCO2 2与与CHCH4 4的重要源。但如果植被再生，在年代时间尺度大量的重要源。但如果植被再生，在年代时间尺度大量COCO2 2又可被陆又可被陆地生物圈再度捕获。地生物圈再度捕获。第19页/共77页 在大气与海洋间在大气与海洋间COCO2 2被连续地交换，进入洋面的被连续地交换，进入洋面的COCO2 2立即与水立即与水形成重碳酸盐（形成重碳酸盐（HCOHCO3 3- -）和碳酸盐（）和碳酸盐（CO

19、CO3 32-2-）离子，）离子，COCO2 2，HCOHCO3 3- -和和COCO3 32-2-一起被称作溶解性无机碳（一起被称作溶解性无机碳（DICDIC）。相对于大气和其下海洋）。相对于大气和其下海洋中层的物理交换中层的物理交换COCO2 2在表层洋面作为在表层洋面作为DICDIC的存留时间不到的存留时间不到1010年。冬年。冬季，高纬的冷水，重且富有季，高纬的冷水，重且富有COCO2 2（作为（作为DICDIC）由于溶解性高）从表）由于溶解性高）从表层下沉到深层，这种局地的下沉与层下沉到深层，这种局地的下沉与MOCMOC（经向翻转环流）有关，（经向翻转环流）有关，被称作被称作“溶解泵

20、溶解泵”。长时期看，它被分布式向上扩散到暖表层水长时期看，它被分布式向上扩散到暖表层水的的DICDIC输送大致相平衡。输送大致相平衡。第20页/共77页 浮游生物通过光合作用摄取碳，以后作为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（生物泵）或转变成溶解有机碳（DOCDOC）。大部）。大部分下沉颗粒中的碳在表层通过细菌的作用又被氧分下沉颗粒中的碳在表层通过细菌的作用又被氧化，并最终作为化，并最终作为DICDIC再循环到海表。其余的颗粒再循环到海表。其余的颗粒通量到达深海区（通量到达深海区（20

21、00-6000m2000-6000m），一小部分到达），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。中层海水以几十年埋存。中层海水以几十年几百年时间尺度混合，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泵一起维持COCO2 2在洋面（低值）到深层海洋（高在洋面（低值）到深层海洋（高值）的垂直梯度（作为值）的垂直梯度（作为DICDIC），因而调节着），因而调节着COCO2 2在在大气与海

22、洋间的交换。大气与海洋间的交换。第21页/共77页 从全球看，从全球看，溶解泵的浓度依赖于溶解泵的浓度依赖于MOCMOC的强度，的强度，洋面温度，盐分，层结和洋面温度，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。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。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

23、大气间的通量分别是总的陆地生物圈与大气以及海洋与大气间的通量分别是120120与与90GtC/yr90GtC/yr（约（约19951995年）。只有不到年）。只有不到1GtC/yr1GtC/yr碳从陆地通过河流输入到海洋中。这些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风化和沉积物积累（

24、反风化作用）与火山活动释放，它们的量值总体上是小的。在小的。在17501750年前的年前的1 1万年中净通量不到万年中净通量不到0.1GtC/yr0.1GtC/yr。第22页/共77页地球系统不同碳库间的碳循环地球系统不同碳库间的碳循环大气与海洋地壳生物圈地幔层光合作用呼吸与衰亡埋藏俯冲海床扩张风化作用火山活动图3第23页/共77页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

25、地初级生产力。19901990年代全球碳循环示意图年代全球碳循环示意图图4 第24页/共77页海洋和陆地的碳收支海洋和陆地的碳收支第25页/共77页海洋中碳以三种形式存在：海洋中碳以三种形式存在：（1 1）溶解的）溶解的COCO2 2或或H H2 2COCO3 3（碳酸）（碳酸）（2 2）与）与CaCa2+2+与与MgMg2+2+及其它金属阳离子偶对的碳酸盐粒子（及其它金属阳离子偶对的碳酸盐粒子（COCO2 2-3-3）（3 3）重碳酸盐离子，这是海洋碳库含量最大的。）重碳酸盐离子，这是海洋碳库含量最大的。第26页/共77页 陆地生态系统：陆地生态系统：总碳含量比海洋低很多，总碳含量比海洋低很

26、多，1818世纪中的估计表明总碳库容量为世纪中的估计表明总碳库容量为2300GtC2300GtC，其中，其中80%80%在土壤和地表废弃物中，其余在地上植被中：净初级生产力在土壤和地表废弃物中，其余在地上植被中：净初级生产力（NPPNPP）每年把约）每年把约120GtC/y120GtC/y碳通过光合作用吸收到生态系统中，而呼吸与生物碳通过光合作用吸收到生态系统中，而呼吸与生物质燃烧质燃烧/ /衰亡又把同样的碳量返到大气中。衰亡又把同样的碳量返到大气中。 （光合作用：（光合作用： COCO2 2+H+H2 2O CHO CH2 2O+OO+O2 2; ; 呼吸与衰亡：呼吸与衰亡： CHCH2 2

27、O+OO+O2 2 CO CO2 2+H+H2 2O O； 即使有机物质氧化）即使有机物质氧化）第27页/共77页 大气碳库主要由大气碳库主要由COCO2 2和和CHCH4 4构成，工业化前的大构成，工业化前的大气气COCO2 2浓度浓度280ppm280ppm相当于约相当于约600GtC600GtC的碳库。大气的碳库。大气与其它碳库间的年通量为与其它碳库间的年通量为130GtC130GtC，这表明，这表明大气大气中碳的更新十分迅速，每中碳的更新十分迅速，每4-54-5年一次。年一次。4242或或6565万万年前南极冰芯资料表明，年前南极冰芯资料表明，COCO2 2和和CHCH4 4浓度变化与

28、浓度变化与南极温度是非常紧密的耦合在一起（冰期：南极温度是非常紧密的耦合在一起（冰期：180-220ppm180-220ppm，间冰期：，间冰期：280-300ppm280-300ppm）。冰期与）。冰期与间冰期循环可能由地球轨道参数变化引起或启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），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但这种初始的气候变化引起了大气与其它碳库间间COCO2 2通量的明显变化（主要是海洋）。之后引通量的明显变化（主要是海洋）。之后引起大气起大气COCO2 2浓度的变化以及温室强迫强度的变化。浓度

29、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这种重要的反馈作用约为冰期间冰期循环振间冰期循环振幅的幅的50%50%左右。左右。第28页/共77页 过去过去1 1万年万年COCO2 2浓度只在浓度只在260-280ppm260-280ppm很小范围变化。大气很小范围变化。大气COCO2 2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。直到过去过去200200年才发生了变化。年才发生了变化。 另外，不到另外，不到1

30、GtC/y1GtC/y的碳通过河流由陆地输送到海洋（溶解或的碳通过河流由陆地输送到海洋（溶解或悬浮的颗粒物）。还有悬浮的颗粒物）。还有0.1GtC/y0.1GtC/y来自火山活动和由陆地植物向惰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。定有机物转换。第29页/共77页 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（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

31、通过生物圈，尤其是无机碳库主要由碳酸钙组成，几乎完些库是通过生物圈，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，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中就把几万年，几十万年中风化作用所能产生的COCO2 2返回到大气返回到大气中。中。第30页/共77页 在几亿到

32、几十亿年时间尺度，板块构造和火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山活动在产生大气COCO2 2中起着基本作用，无机碳中起着基本作用，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：高温条件下，石灰岩转化为变质岩，即：CaCOCaCO3 3+SiO+SiO2 2 CaSiO CaSiO3 3+CO+CO2 2通过火山爆发，由此化学反应

33、释放的通过火山爆发，由此化学反应释放的COCO2 2最终回最终回到大气中。与硅酸盐化学组合中，含钙的变质岩到大气中。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。以新形成的地壳形式再循环。变质反应，组合风变质反应，组合风化作用和碳酸形成反应，就形成了一个闭合回路，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在其中碳原子在大气COCO2 2库，地壳中的无机碳库库，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。来回循环，其时间尺度几千年到几百万年。第31页/共77页地壳和大气的碳交换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通过硅酸钙岩石的风化作用

34、可产生离子：CaSiOCaSiO3 3+H+H2 2COCO3 3CaCa2+2+2HCO+2HCO3 3- -+SiO+SiO2 2+H+H2 2O O （1 1）钙离子与重碳酸盐离子被海洋有机体相结合到它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们的外壳和骨骼中CaCa2+2+2HCO+2HCO3 3- - CaCO CaCO3 3+SiO+SiO2 2 （2 2）（1 1）与（）与（2 2）合并，）合并，CaSiOCaSiO3 3+CO+CO2 2 CaCO CaCO3 3+SiO+SiO2 2 （3 3） 故通过化学反应从大气和海洋中捕获故通过化学反应从大气和海洋中捕获

35、COCO2 2，将，将它溶入更大的碳源中，即地壳的无机碳沉积岩中。它溶入更大的碳源中，即地壳的无机碳沉积岩中。第32页/共77页 另一方面，通过板块运动和火山运动可产生另一方面，通过板块运动和火山运动可产生COCO2 2，补充大气，补充大气中的中的COCO2 2。海底的石灰石沉积沿着板块边缘俯冲到地幔中，由于。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。地幔中温度较高，石灰石通过化学反应变成变质岩。CaCOCaCO3 3+SiO+SiO3 3 CaSiO CaSiO3 3+CO+CO2 2 （4 4） 上述化学反应中释放出来的上述化学反应中释放出

36、来的COCO2 2通过火山爆发又回到大气中。通过火山爆发又回到大气中。（4 4）式的变质反应，加上风化反应，与形成碳酸盐的反应（）式的变质反应，加上风化反应，与形成碳酸盐的反应（3 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。源中不断循环，所需时间为几千万或几亿年。第33页/共77页 当当COCO2 2通过火山爆发进入大气的速度大于风化作用产生钙离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，大气中的子的速度时，大气中的COCO2 2浓度就会增加，反之亦然。浓度就会增加，

37、反之亦然。COCO2 2进入大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。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慢板块运动将有益于降低大气中COCO2 2浓度，反之会增加其浓度。浓度，反之会增加其浓度

38、。在上千万年的时间里，（在上千万年的时间里，（3 3）与（）与（4 4）式的不平衡将会改变大气中）式的不平衡将会改变大气中COCO2 2的浓度，这已是不争的事实。的浓度，这已是不争的事实。第34页/共77页大气海洋石灰岩碳WM石灰岩离子变质岩石英MWMW长期无机碳循环，或碳酸硅酸循环。S：沉积；M：变质作用；W：风化作用钙硅图5 第35页/共77页 在火山爆发把在火山爆发把COCO2 2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COCO2 2浓度增加，反之也然。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

39、出现俯冲时板块运动的速度。但风化作用正比于水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。后者是循环大气分支中水循环速度。后者是随温度增加而增加。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。甚至更强。第36页/共77页海洋中碳的化学过程海洋中碳的化学过程COCO2 2+H+H2 2OHOH2 2O O3 3 （1 1）碳酸以后分解形成重碳酸离子和氢离子碳酸以后分解形成重碳酸离子和氢离子H H2 2COCO3 3 H H+ + +HCO+HCO3 3- -

40、（2 2）以此使海水变得更酸，增加的以此使海水变得更酸，增加的H+H+离子把碳酸盐与离子把碳酸盐与重碳酸盐间的平衡重碳酸盐间的平衡HCOHCO3 3- - H H+ + +CO+CO3 32-2- （3 3）移向左边，其反向反应为移向左边，其反向反应为COCO2 2+CO+CO3 32-2-+H+H2 2O 2HCOO 2HCO3 3- - （4 4）这把加入的碳送入重碳酸盐库中，而海洋酸度并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无增加，海洋以这种方式吸收和缓冲COCO2 2的能力的能力受到碳酸盐库中离子多少的限制。受到碳酸盐库中离子多少的限制。第37页/共

41、77页CaCa2+2+2HCO+2HCO3 3- -CaCOCaCO3 3+H+H2 2COCO3 3 （5 5）以此产生的碳酸钙盐沉入到海床上，形成石灰岩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。沉积物，而其余的通过逆过积溶解掉。CaCOCaCO3 3+HCO+HCO3 3 Ca Ca2+2+2HCO+2HCO3 3- - （6 6）石灰岩沉积物趋于集中在热带浅海下方的大陆架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，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水的酸性很低，

42、因而沉积于海床上的壳类和骨骼并不溶解。并不溶解。海洋有机物把吸收到它们的贝壳中，它是通过岩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，某些离子石的风蚀作用，由河中带入到海洋中，某些离子可由钙可由钙硅岩石的风化形成。硅岩石的风化形成。CaSiOCaSiO3 3+H+H2 2COCO3 3CaCa2+2+2HCO+2HCO3 3- -+SiO+SiO2 2+H+H2 2O O （7 7）组合（组合（1 1）后，（）后，（5 5）与（）与（7 7）式的净作用是：）式的净作用是：CaSiOCaSiO3 3+CO+CO2 2CaCOCaCO3 3+SiO+SiO2 2 （

43、8 8）第38页/共77页工业化前的碳循环工业化前的碳循环 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，质时期，COCO2 2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。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，这例外

44、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。变的一个重要因子。第39页/共77页 另一方面，作为活跃碳循环的各个部分，海另一方面，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：态下，它们的作用： 海洋是活跃碳循环中的最大碳库。海洋是活跃碳循环中的最大碳库。工业化前，工业化前，

45、中层和深海（包括海床沉积物）有中层和深海（包括海床沉积物）有37100GtC37100GtC碳。碳。最上层最上层100m100m有有900GtC900GtC碳。因为深海海水循环到海碳。因为深海海水循环到海表速度很慢（通风作用与上翻作用）（表速度很慢（通风作用与上翻作用）（10001000年），故大多数深海的碳可隔离在深海几百年而年），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。海洋碳库对大气不参加全球碳循环。海洋碳库对大气COCO2 2变化的变化的调整时间尺度取决于深海通风时间（约几百年）。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海表水每年平均

46、与大气之间吸收和释放约70GtC70GtC。第40页/共77页人类活动对自然碳循环的影响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由人类活动另外增加到大气中的COCO2 2称作人类产称作人类产生的生的COCO2 2, , 它引起目前全球碳循环的扰动。人类它引起目前全球碳循环的扰动。人类排放由两部分组成：（排放由两部分组成：（1 1）来自）来自化石燃料燃烧和化石燃料燃烧和水泥生产水泥生产的的COCO2 2。前者是由地质年代几亿年以来。前者是由地质年代几亿年以来储存的碳被重新释放出来；（储存的碳被重新释放出来；（2 2）来自）来自毁林和农毁林和农业发展业发展的的COCO2 2，这些，这

47、些COCO2 2已储存了几十到几百年。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，这陆地生态系统与大气间碳通量的微小不平衡，这使大气使大气COCO2 2浓度有微小的增加。在浓度有微小的增加。在19001900年之前土年之前土地利用变化一直是人类引起的地利用变化一直是人类引起的COCO2 2排放的主要来排放的主要来源。源。第41页

48、/共77页人类对全球甲烷收支的影响人类对全球甲烷收支的影响 今天，总的全球今天，总的全球CHCH4 4排放是约排放是约600Mt/600Mt/年，其中年，其中60%60%以上是人类以上是人类源。在源。在19801980年代大气年代大气CH4CH4浓度以浓度以10ppb/10ppb/年的速度上升，表明年的速度上升，表明全球全球收支净的不平衡值为收支净的不平衡值为30Mt/30Mt/年。年。但在但在19901990年代，年代，CHCH4 4浓度几乎不增浓度几乎不增加。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

49、能予以解释。专家们认为全球生态系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。会回到以前的水平。第42页/共77页由南极冰芯资料重建的由南极冰芯资料重建的COCO2 2浓度（黑点线），全新世浓度（黑点线），全新世COCO2 2预测值。这是根据上一次间冰期达到的值估计得到。可预测值。这是根据上一次间冰期达到的值估计得到。可以看到在以看到在80008000年前，冰芯年前，冰芯COCO2 2记录与预测趋势出现偏差。记录与预测趋势出现偏差。这标志着人类土地利用影响

50、的开始（这标志着人类土地利用影响的开始（RuddimanRuddiman，20032003）。）。图6第43页/共77页 迅速的工业化过程使迅速的工业化过程使COCO2 2排放增加了新的源。排放增加了新的源。到到19101910年，化石燃料燃烧排放的年，化石燃料燃烧排放的COCO2 2已超过土地已超过土地利用的排放。在利用的排放。在19571957年，科学家警告了大气年，科学家警告了大气COCO2 2的增长率。指出它可能影响全球气候系统。到那的增长率。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时化石燃料燃烧排放已增加到2323亿吨碳亿吨碳/ /年，大年，大气气COCO2 2浓度

51、浓度315ppm315ppm。已超过过去。已超过过去6565万年的冰芯中万年的冰芯中的的COCO2 2值。值。2000-20052000-2005年平均排放为年平均排放为8686亿吨碳亿吨碳/ /年。年。 排放到大气中的碳，约不到一半仍留在大气中以排放到大气中的碳，约不到一半仍留在大气中以增加大气中增加大气中COCO2 2的浓度。其余部分通过光合作用和吸的浓度。其余部分通过光合作用和吸收过程清除掉，存储于陆地生态收过程清除掉，存储于陆地生态 系统和海洋库中。系统和海洋库中。清除的碳量每年变化很大，由小于清除的碳量每年变化很大，由小于20%20%到大于到大于70%70%。这是因为清除过程对全球气

52、候的变化很敏感。这是因为清除过程对全球气候的变化很敏感。第44页/共77页人类排放入大气的人类排放入大气的COCO2 2逐步增加，上世纪初化石燃料排放逐步增加，上世纪初化石燃料排放已超过土地利用变化的排放。过去已超过土地利用变化的排放。过去5050年它增加了三倍年它增加了三倍（加拿大碳汇评估，（加拿大碳汇评估，20082008）（）（GtC/yrGtC/yr）19401920190002468图7第45页/共77页化石燃料燃烧排放的化石燃料燃烧排放的COCO2 2存储于大气部分的变化趋势，可以存储于大气部分的变化趋势，可以看到其年际变化很大，平均约看到其年际变化很大，平均约50%50%（Dan

53、manDanman，20072007）（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）图8第46页/共77页 工业化后，陆地工业化后，陆地大气与海洋大气与海洋大气通量大气通量明显偏离平衡（不为零）（全球碳通量图中红明显偏离平衡（不为零）（全球碳通量图中红线）。虽然人类线）。虽然人类COCO2 2通量对于上两种库之间只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

54、测量的变化（红色化以来各库的碳含量出现可测量的变化（红色数值）。数值）。 自然碳自然碳 循环的这些扰动是气候变化循环的这些扰动是气候变化的主要驱动力。的主要驱动力。据对据对COCO2 2脉动的响应函数计算，脉动的响应函数计算，约约50%50%大气大气COCO2 2增加将在增加将在3030年内清除，另年内清除，另30%30%在在几百年内清除，其余几百年内清除，其余20%20%将居留在大气中几千将居留在大气中几千年到上万年。年到上万年。第47页/共77页 19901990年代约年代约80%80%的人类的人类COCO2 2排放来自矿物燃料排放来自矿物燃料燃烧。约燃烧。约20%20%来自土地利用变化（

55、主要是毁林）。来自土地利用变化（主要是毁林）。几乎几乎45%45%人类排放的人类排放的COCO2 2居留于大气中，海洋吸收居留于大气中，海洋吸收了约了约30%30%（11811819GtC19GtC）。如果没有海洋环流和）。如果没有海洋环流和生物条件变化这个量正代表了大气生物条件变化这个量正代表了大气COCO2 2浓度增加浓度增加量。另外一部分被陆地生态系统吸收。这是通过量。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，升高的替代植被生长，陆地管理，升高的COCO2 2施肥效应施肥效应和和N N沉降等过程实现的。沉降等过程实现的。 因因COCO2 2并不明显限制海洋中的光合作用

56、，故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生物泵不直接摄取和存储人类COCO2 2。而是生物海。而是生物海洋碳循环在高洋碳循环在高COCO2 2浓度下发生变化通过以反馈过浓度下发生变化通过以反馈过程响应变化的气候。人类程响应变化的气候。人类COCO2 2被海洋有效吸收的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。相当数量的人类速度。相当数量的人类COCO2 2能够通过把来自表层能够通过把来自表层沉积物的沉积物的CaCOCaCO3 3溶解于深海的过程而缓冲或中性溶解于深海的过程而缓冲或中性化。化。第48页/共77页

57、 大气中大气中COCO2 2浓度和增加可称为人类浓度和增加可称为人类COCO2 2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。它具有部分。它具有明显的年变化，明显的年变化，主要是由于陆地吸收年变化的效应。第一个主要是由于陆地吸收年变化的效应。第一个C C4 4MIPMIP表明，当模式中包括碳循环时，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COCO2 2吸收减少。吸收减少。第49页/共77页从从T

58、ARTAR（20012001年）以后碳循环研究的新进年）以后碳循环研究的新进展展1.1. 人类人类COCO2 2收支的精度改进收支的精度改进。尤其是海洋高质量的碳系统资料用。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。化。2.2. 海表海表PHPH值正减少值正减少，说明需了解它与变化气候之相互作用及对，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。海洋有机物的潜在影响。3.3. 对对17501750年以来土地利用及陆面与陆地生物圈与变化的气候之年以来土地利用及陆面与陆地生物圈与变化的气候之

59、相互作用使大气相互作用使大气COCO2 2增加的增加的过程与机理过程与机理有更好的了解。有更好的了解。4.4. 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反演技术日益成熟。日益成熟。第50页/共77页现代的碳收支现代的碳收支 表表1 1是全球碳收支（是全球碳收支（GtC/GtC/年），误差代表年），误差代表1 1。大气的增加由进出大气的净通量决定。正通量是进入大。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：人类产生的气（排放），负通量代表大气的损失（汇）。注意：人类产生的CO

60、CO2 2总汇基本是一定的（倒算出来的，以平衡总汇基本是一定的（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。的汇相匹配。第51页/共77页1980s1980s1990s1990s2000-20052000-2005TARTAR修正的修正的TARTARTARTARAR4AR4AR4AR4大气增加大气增加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