第4章 全球碳循环

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1.03kg／cm2，地球的表面积为5.1×108km2.2.生物圈的生物量及生产力由于森林约占陆地植被生物量的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(gC·m-2·a-1)NPP(gC·m-2·a-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gC·m-2·a-1.（Raich，1992）土壤呼吸(gC·m-2·a-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(gC·m-2·a-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（missingcarbonsink）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5.4PgC，热带林破坏导致生物圈大气释放1.6PgC，共计7.0PgC；海洋每年从大气中净吸收2PgC，大气圈每年净增加3.4PgC，剩下的1.6PgC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含量人类活动LUCC化石能源海洋碳收支MissingC陆地生态系统岩溶过程？？？在ＩＧＢＰ(国际地圈生物圈计划)框架下,ＩＧＡＣ(全球大气化学计划)、ＧＣＴＥ(全球陆地生态系统计划)、ＪＧＯＦＳ(全球海洋通量联合研究计划)、ＬＯＩＣＺ(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.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-净初级生产量GPP:GrossPrimaryProduction-总初级生产量R:Respiration-呼吸NPP=GPP-RFocus2:Processes,ControlsandInteractionsEmergingPropertiesofthecoupledsystemPaleoNaturallydynamicsLandUseChangeInstitutionalResponsesWhatarethecontrolsandfeedbackmechanisms–bothanthropogenicandnon-anthropogenic–thatdeterminethedynamicsofthecarboncycleonscalesofyearstomillennia?CO2

fertilizationCarbonStorageNewBiosphericResponsesFossilFuelEmissionsFocus3:FutureDynamicsoftheCarbonCycleTerrestrialBiosphereCSinkCrameretal.2000IPCC2001Whatarethelikelydynamicsoftheglobalcarboncycleintothefuture?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：Cpool碳源：Csource碳汇：Csink碳通量：Cflux全球碳的含量为1023gC，除一小部分外，绝大部分以有机化合物（1.56×1022gC）和碳酸盐（6.5×1022gC）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40×1018gC，可开采的化石燃料含碳量约4×1018gC，是前工业时期大气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720ＧｔＣ(1Ｇｔ=1×1015ｇ)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ＣＯ2、ＣＨ4和ＣＯ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ＣＯ2含量最大,也最为重要,因此大气中的ＣＯ2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ＣＯ2的能力,其可溶性无机碳(ＤＩＣ)含量约为37400Ｇｔ(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ＣＯ2浓度。大气中的ＣＯ2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90Ｐｇ/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30～50%将被海洋吸收,但海洋缓冲大气中ＣＯ2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2000Ｇｔ左右(见表1)。其中土壤有机碳库蓄积的碳量约是植被碳库的2倍左右(从热带森林的1∶1到北部森林的5∶1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,1999.177～185.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+H2OCH2O(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+kH2OxCa2++(k-x)Mg2++2kHCO3-5AlSi3O8+4CO2+4H2OAl5Si7O20(OH)4+8SiO2+4HCO3-2Al5Si7O20(OH)4+2CO2+7H2O5Al2Si2O5(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+H2OCa2++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：1.2×1011t/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：(7.0±1.2)×109t/年化石燃料——大气：(5.4±0.5)×109t/年森林退化——大气：(1.6±1.0)×109t/年两个汇：(5.2±0.8)×109t/年大气——海洋增加：(2.0±0.8)×109t/年大气增加：(3.2±0.1)×109t/年遗漏汇：(1.8±1.4)×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Bolin(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1.0±0.6PgC·a-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1.5PgC·a-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1.8～4.7PgC·a-1。陆地生态系统碳循环可形象地比喻成一个生物泵。其中,植被通过光合作用同化ＣＯ2形成总初级生产量(ＧＰＰ),据估算,全球平均值约为120ＧｔＣｙｒ-1;ＧＰＰ减去植物自养呼吸(ＲＡ,全球平均约为60ＧｔＣｙｒ-1)为净初级生产量(ＮＰＰ),全球平均值约为60ＧｔＣｙｒ-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,ＲＨ),剩下的部分即净初级生产量(ＮＰＰ)同ＲＨ的差值,称之为净生态系统生产量(ＮＥＰ),全球平均值约为10ＧｔＣｙｒ-1。附加损失是由各种扰动,ＮＥＰ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(ＮＢＰ),全球(1989～1998年)平均ＮＢＰ约为0.7±10ＧｔＣｙｒ-1,即相当于1%的ＮＰＰ的和10%的ＮＥＰ。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),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1∶1到北部森林5∶1）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480～1080PgC之间,目前普遍接受的估计是560PgC,其中森林约为422PgC,草原约为92.6PgC,沙漠5.95PgC冻原9.05PgC湿地7.85PgC农田21.5PgC。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60PgC,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30℃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160～165PgC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1ｍ深度以内,一些主要的热带土壤,如变性土、铁铝土和淋溶土上层1ｍ内的有机碳含量,分别占2ｍ深度范围总有机碳量的53%、69%和82%，全球土壤上层1ｍ内的有机碳含量为1220ＧｔＣ,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,1ｍ以下有机碳的储量达50Ｇｔ,故全球土壤有机碳总量可达1270Ｇｔ。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780～930ＧｔＣ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土壤碳呼吸碳以ＣＯ2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ＣＯ2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ＣＯ2中约30%～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68~100Ｐｇ/ａ,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(ＧＰＰ)的估算值100～120Ｐｇ/ａ,而高于净初级生产力(ＮＰＰ)的量值50～60Ｐｇ/ａ,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ｈｍ2,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114.6ＰｇＣ,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,这就形成了所谓的“暂时性碳汇”(TemporarySink)。例如,ＣＯ2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有机碳和ＣＯ2实际蓄积量的一个估算,这些原因包括气候变化、ＣＯ2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ＣＯ2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ＣＯ2涡度相关观测仪器来监测不同生态系统、不同时间的ＣＯ2通量变化,研究土壤或植被与大气间的ＣＯ2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(AtmosphericTracerTransportModels)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ＣＯ2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ＣＯ2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2ＧｔＣｙｒ-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(Ecophysiologicalconstraints)和资源限制(Resourcelimitations)。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。ＢＩＯＭＥ2、ＤＯＬＹ和ＭＡＰＳＳ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、土壤结构和大气ＣＯ2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(ＣＯ2、ＣＨ4和Ｎ2Ｏ)通量。ＢＩＯＭＥ-ＢＧＣ、ＣＥＮＴＵＲＹ和ＴＥＭ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-VegetationInteractionModel)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ＣＯ2通量。其它如Ｓｌｌｅｒｓ等人和Ｂｏｎａｎ相继提出的ＳｉＢ2、ＬＳＭ模式也都包括植被与大气之间热量、水分和ＣＯ2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ＣＯ2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)ＣＯ2就显得非常重要。据最新的估算,整个海洋含有的Ｃ达3.9×1013ｔ,约为大气7.5×1011ｔ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ＣＯ2以Ｃ计为5.5×109ｔ,有约2.0×109ｔ被海洋吸收,占总排放量的35%,陆地生态系统吸收占13%,为0.7×109ｔ,也就是说海洋与陆地容纳了近一半人类排放的ＣＯ2,另外的50%被释放到大气中,海洋在缓和ＣＯ2温室效应方面的作用不言而喻。海洋CO2源汇“溶解度泵”(Solublitypump)溶解态的有机碳DOC(DissolvedOrganicCarbon)生物泵(Biologicalpump)溶解态的无机碳DIC(DissolvedInorganicCarbon)颗粒态有机碳POC(ParticleOrganicCarbon)表层海水中动力学过程大气中ＣＯ2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”(SolubilityPump),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ＣＯ2溶解并带入深海中。另两种均为生物泵(Biologicalpump),其一是碳酸盐泵(Carbonatepunp),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ＣＯ2气体转化为海水中的碳酸盐形式。其二是生物ＣＯ2泵(Softtissuepump)指浮游植物通过光合作用将ＣＯ2气体转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(DissolvedOrganicCarbon)。海洋中溶解态有机碳浓度约为500μg/dm3,是海洋中重要的碳贮库之一,而颗粒物有机碳则只有50μg/Ｌ,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1022ｇＣ。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(ＧＣＭＳ),在1987年首次应用;(3)用一般大气环流模式进行大气ＣＯ2解析获得,在1990年出现;(4)用现场ＤＩＣ和ＤＩ13Ｃ测量计算,在1992年开始应用;(5)用大气时间序列Ｏ2/Ｎ2和13Ｃ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12ａ的ＪＧＯＦＳ研究与观测,得到了一个全新的全球碳通量结果(图4）。揭示世界大洋每年可吸收的Ｃ为约为2Ｐｇ,吸收后的ＣＯ2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Ｃ达10.2Ｐｇ/ａ,净输送2Pg/ａ。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0.8Ｐｇ/ａ。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ＣＯ2的净汇,全球海洋主要的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ＣＯ2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ＣＯ2源,在一般的年份,每年释放进入大气中的ＣＯ2量为0.8～1.0Ｐｇ,在强的厄尔尼诺年(如1997～1998年),其释放量减小,为0.2～0.4Ｐｇ/ａ,少一半还多。北大西洋是全球海洋最大的天然ＣＯ2的汇,这个区域可强烈地吸收大气中的ＣＯ2,南大洋通常情况下每年净吸收0.2～0.9Ｐｇ,也是一个重要的海洋汇区。OceanCFluxesOceanCStorage(molm-2)Takahashietal.2002)Sabine(unpublished)陆架边缘海是大气ＣＯ2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ＣＯ2的源,因为沿岸上升流和陆地输入的有机物分解都可导致ＣＯ2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ＣＯ2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ＣＯ2达0.2～1Ｐｇ/ａ,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ＣＯ2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0.34Ｐｇ/ａ的Ｃ能到达2000ｍ以深的深海中。ＪＧＯＦＳ研究得出,在赤道太平洋100ｍ处,其碳的输出仅占其初级生产力的2%～7%,1000ｍ处仅有1%,阿拉伯海100ｍ处有5%～10%,1000ｍ处有1.7%,南大洋最高,100ｍ处有30%,1000ｍ处有3%,可以看出,南大洋吸收的Ｃ其储存的年限最长,转化人为ＣＯ2的相对量也最大。全球海洋Ｃ到达海底而进入沉积物中的量0.2Ｐｇ/ａ,即全球海洋吸收的ＣＯ2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LandUseChangeFossilFuelEmissions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1850~1995年碳排放3680亿吨：工业排放2460亿吨，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6GtC1997年世界能源消费结构煤炭27%石油40%天然气23%水电核电10%化石燃料在燃烧过程中大部分碳转化为ＣＯ2,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ＣＯ2排放系数分别为0.7560、0.5859和0.4478ｔ

ｃ/ｔｃｅ。

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%～50%;温带地区生产性森林的地上生物量较自然森林低40%～50%(ＷＢＧＵＳｐｅｃｉａｌＲｅｐｏｒｔ,1998)。次生森林和不定期砍伐森林的木本植物生物量较自然森林低30%～80%(ＦＡＯ,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20～50年,热带森林生长到60～120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150～250年(Ｈａｒｍｏｎｅｔａｌ.,1990),热带森林则需150年以上(Ｆｅａｎｓｉｄｅ,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%(Ｃｏｏｐｅｒ,1983)。森林砍伐不仅影响森林的固碳能力,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20～50年才可使土壤碳含量增加(Ｃｏｈｅｎｅｔａｌ.,1996;Ｂｌａｃｋ＆Ｈａｒｄｅｎ,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50×106ｈｍ2的森林被用作农田,占土地利用变化的45%(Ｌａｌｅｔａｌ.,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,1ｍ深度土层内的土壤碳损失25%～30%(Ｈｏｕｇｈｔｏｎ,1995),耕作层(0～0ｃｍ)损失最大,可达40%(Ｄａｖｉｄｓｏｎ＆Ａｃｋｅｒｍａｎｎ,993)。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0～50年才可使土壤碳含量增加(Ａｒｒｏｕｙｓｅｔａｌ.,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ｈｍ2,碳贮量达761ＰｇＣ,其中植被占10.6%,土壤则占89.4%(Ａｔｊａｙｅｔａｌ.,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2～4倍(Ｈｏｕｇｈｔｏｎ＆Ｈａｃｋｌｅｒ,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660Ｍｈｍ2的草地被开垦成农田,占土地利用变化的近40%(Ｌａｌｅｔａｌ.,1998)。这些草地开垦成农田使得碳贮量由草地的116ｔＣ·ｈｍ-2减少到农田的87ｔＣ·ｈｍ-2,亦即碳贮量损失了19Ｇｔ(28.8ｔＣ·ｈｍ-2);同时,地上生物量损失了7.7Ｇｔ(28.8ｔＣ·ｈｍ-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24.5ｔＣ·ｈｍ-2(Ｅｓｗａｒａｎｅｔａｌ.,1993)。就全球碳平均而言,草地开垦成农田导致1ｍ深度土层内的土壤碳损失20%～30%(ＷＢＧＵＳｐｅｃｉａｌＲｅｐｏｒｔ,1998),与森林被用作农田后1ｍ深度土层内的土壤碳损失25%～30%相当(Ｈｏｕｇｈｔｏｎ,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1995CO2Emissions1995年,全球由于化石燃料使用和生产水泥总共排放的ＣＯ2为70亿吨碳,其中美国最多,为14亿吨碳,占全球总量的20%;中国约为8.5亿吨碳,占世界全部排放量的12%。代表性国家二氧化碳排放总量（千吨）

（1995年）150000010000005000000毛里求斯科威特中国俄罗斯英国美国人均二氧化碳排放量（吨/年）

（1995年）毛里求斯科威特中国俄罗斯英国美国86420

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%1850~1995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年人均排放在2100年前无相等点，发达国家是发展中国家的4倍工业源碳存量相等点2057年考虑土地利用源碳存量相等点2038年《气候保护倡议》1850~1995来自土地利用变化的碳排放对大气碳存量的贡献发达国家占23%，发展中国家占77%。中国毁林较早，很大程度上与发达国家相同，近年来大规模的植树造林计划，中国因土地利用变化而引起的碳排放很少甚至在降低，1850~1995年中国土地利用变化对大气碳存量仅贡献了50亿吨碳。1850~1995年拉丁美洲与热带亚洲国家对大气中CO2的累积分别贡献的140亿吨，合起来占总存量贡献的60%《气候保护倡议》IPCC2001Whatarethelikelydynamicsoftheglobalcarboncycleintothefuture?InstitutionalResponses6.5大气中碳的移出陆地与大气60-61.3=-1.3（-0.5)海洋表面与大气：90-92=-2(-2)土地利用：0.5-1.6=1.1(1.5)化石燃料：5.5(6)大气累积：3(3)缺失0.3(2)人类源排放的CO2的总量约为7.5Gt(C)/年，我们只计算了5.5Gt(C)/年的碳汇：大气中3Gt(C)/年，海洋中2Gt(C)/年，北半球森林中0.5Gt(C)/年。为保持全球碳的收支平衡，还需要有约为2.0Gt(C)/年额外的碳汇（丢失的汇）。“未知汇”(“missingsink”)：化石燃料燃烧与土地利用变化产生的CO2超过同期大气CO2的增量及海洋的吸收量,使得CO2收支失衡,一部分CO2“失踪”,导致所谓的碳的“未知汇”(“missingsink”)问题。自从1938年Callendar首先提出CO2收支不平衡这一问题以来[22],60多年过去了,这个问题仍然是困扰科学界的一大难题。它所依据的确凿资料在于以下三个方面:1957年开始的大气CO2浓度监测数据;近200年的冰芯CO2数据;化石燃料燃烧释放的CO2数据。在1958～1978年间这部分碳汇大约有37PgC,80年代平均约有1.8PgC/a[23,24],这一“未知汇”一般认为存在于陆地生态系统,分布区域可能在北半球中纬度地带[25,26],而土壤和植被是可能的汇[27]

化石燃料燃烧排放的CO2是目前了解得最清楚的一个量值,每年约为6.0PgC[6,9,10,13],如果这些CO2全部存留在大气中,将使大气CO2浓度以0.8%/a的比率递增,但实际上目前的增加速率仅为0.4%/a(1.5ppmv/a),也就是说不考虑别的排放途径,每年化石燃料排放的CO2中也只有56%(3.36PgC)保留在大气中[28],其余33%(2PgC)被海洋吸收[26,29],两者合计约占化石燃料燃烧年排放量的89%,也还存在11%(0.66PgC)的“未知汇”。若考虑土地利用变化等途径排放的CO2,目前“未知汇”的量有以下几个估计:2.5[9],1.9±1.2[30],1.7PgC[10],1.7PgC是较新的估计,也是普遍接受的估计。在进行大气CO2源汇平衡的运算中,通过海洋环流和海水CO2溶解模型、生物地球化学模型以及测量大气-海洋CO2分压差异估计的80年代全球海洋碳吸收通量比较一致,在2±0.8PgC/a左右[31],而对土地利用变化造成的CO2排放量的估计差异较大,它约占化石燃料燃烧排放量的18%～60%(1960年以后)[6],其中80年为0.6～2.5PgC/a,90年为1.1～3.6PgC/a[9]。如果海洋的吸收量是准确的,那么“未知汇”就只能存在于陆地,目前全球碳循环研究的重点就在于确定“未知汇”在陆地上的空间分布、吸收强度以及影响陆地碳汇的因素。陆地生态系统可能是吸收人为释放的二氧化碳的汇目前碳循环中有25亿吨碳的去向不清：化石燃料植被破坏大气增加海洋吸收未知汇6.0+1.5=3.0+2.0+2.5Gt陆地生态系统可能是“未知汇”的重要部分。对于“未知汇”在陆地上的空间分布和吸收强度有许多不同的看法。但是,对于北半球中纬度地区是碳汇,似乎都没有异议。现在有足够证据表明,北半球中高纬度陆地生态系统(主要是森林生态系统)确实起着大气CO2汇的作用,尽管对碳汇量的估算仍存在很大分歧。碳汇证据植被碳通量监测证据Wofsy等(1993)采用涡流相关法(Eddycorre-lationmethod)测定北美落叶林生态系统的CO2通量时,发现该系统是一个较大的碳汇,并据此推算了北半球温带森林的CO2净吸收量,可达2.0PgC·a-1。Goulden等(1996)报道位于美国新英格兰州的落叶阔叶林在1991～1995年间平均每年净吸收的CO2达1.4～2.8tC·hm-2。根据碳通量的监测结果,Martin(1998)认为,在1997年欧共体(EU)国家的森林吸收的CO2为0.12～0.28PgC,相当于这些国家人为源CO2的10%～30%。在EuroFlux计划的支持下,Valentini等(2000)对欧洲森林进行了大规模的碳通量监测。结果表明,在监测的1996～1998年间,在15种森林类型中,14种类型显示了净吸收,其值变动于1.0～6.6t·hm-2·a-1之间,只有1种类型的净排放量高于净吸收量,其值为0.8～0.9t·hm-2·a-1。该结果为北半球中高纬度森林作为CO2汇的作用提供了直接证据。他们还发现净吸收量的大小与纬度呈良好的线性关系。由南向北,净吸收量减少,主要是由于总生产量南北差异不大,而系统的呼吸量(植被呼吸+土壤呼吸),北方森林明显高于南方森林的缘故。基于土地利用和资源清查数据的研究证据90年代初,Kauppi等(1992)利用欧洲的森林资源清查资料,分析了1971～1990年欧洲的碳收支状况,认为在此期间,欧洲森林由于生长加速,每年净吸收的碳量为0.085～0.12PgC。Sedjo(1992)利用一些国家的森林资源清查资料对北半球温带林的源汇功能进行了分析,得出北半球温带林的碳汇为0.7PgC的结论。Dixon等(1994)采用同样方法和资料,研究了全球森林的碳收支及其在全球碳循环中的作用,也指出北半球陆地是一个重要的碳汇。80年初,Delcourt和Harris(1980)利用美国林务局的统计资料,分析了美国东南部森林的源汇功能,认为在最近的20多年间,该地区的森林每年净吸收大气CO2达0.07PgC。Houghton等(1985)分析世界粮农组织(FAO)的调查资料,得出由于毁林,热带在1980年向大气净释放0.7～1.4PgC的CO2的结论。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统计资料,分析了北美大陆的碳汇,其值在0.079～0.28PgC之间(表2)。大气成份变化的监测证据化石燃料燃烧消耗氧气(O2)而导致大气中O2/N2比减少,而光合作用导致大气O2浓度增加(海洋吸收CO2并不改变大气中的O2/N2)。另一方面,化石燃料含有低浓度的13C同位素,植物在光合作用时吸收了低含量的13C同位素而使大气中含13C的CO2浓度相对增加。利用此原理,通过测定这些元素在大气中的浓度或相对比值及其变化就可以推断陆地植被的CO2源汇功能及其数值。Ciais等(1995)由此认为中高纬度陆地是个巨大的碳汇,Keeling等(1996)也获得相似的结果,在1991～1994年间,北半球中高纬度的碳汇达1.9～2.05PgC。最近,Bat-tle等(2000)通过测定大气O2和δ13C的变化,发现陆地生物圈的CO2净吸收量为1.4±0.8PgC。模型模拟证据早在1990年,Tans等利用大气环流模型以及海洋观测数据,分析得出北半球中高纬度是个巨大的大气碳汇,其值可达2～3PgC·a-1。Prentice和Fung(1990)也利用GISS/GCM模型模拟未来气候变化对陆地碳库的影响,指出气候变化将导致植被的光合作用加强,生长加速从而增加对大气CO2的吸收。90年中期开始,生态系统过程模型、大气环流模型以及气候模型被广泛应用于模拟全球的碳平衡,如Keeling等(1996),Fan等(1998)、Cao和Woodward(1998a;1998b)、Holland等(1999)、Tian等(1999)以及Schimel等(2000)。这些模型模拟结果都表明北半球中高纬度陆地植被是一个重要的大气碳汇,但其值则存在很大的不确定性。此外,利用遥感资料进行植物生长的监测也表明北半球中高纬度的陆地生态系统起着碳汇的作用(Mynenietal.,1997)。碳汇大小及其特征北半球中高纬度陆地生态系统起着大气CO2汇的作用,它能部分地抵消全球碳收支的不平衡,但不同研究所得结果相差甚大。不确定性如美国的碳汇量变动于0.078～1.7PgC·a-1之间,相差高达20～34倍。这种差异主要是由于不同作者所使用的研究方法、数据源以及模型的假定条件和基本参数不同所导致。Fan等通过分析1988～1992年大气CO2空间分布资料认为:北美大陆(大部分在51°N以南)和欧亚-北非大陆可能是汇,前者平均吸收量达(1.7±0.5)PgC/a,后者平均吸收量仅(0.1±0.6)PgC/a,而且北美大陆具有很高的可信度,其它的陆地表面(热带-南半球)可能为源,平均释放0.2±0.9PgC/a。然而,许多学者的看法与Fan等[32]有很大的差异,Potter等[33]认为1987年美国和加拿大陆地生态系统的碳汇通量分别为0.12和0.10PgC/a,1988年分别为0.05PgC/a和0.17PgC/a,北美陆地生态系统每年吸收的大气CO2只能抵消80年代晚期北美大陆化石燃料燃烧源的20%,而且全球范围的陆地生态系统碳汇范围也只有0.4～2.6PgC/a;Holland等[34]对美国森林碳汇的估计(80年代晚期至90年代早期)及Houghton等[35]对美国土地利用变化(森林再生等)碳汇的估计(80年代以来)分别为0.17PgC/a和0.15～0.35PgC/a,较之Fan等[32]对北美大陆碳汇的估计相差甚远,仅能抵消美国年释放量的10%～30%。另外,Houghton[30]认为北半球中纬度森林吸收CO2的范围在0.5～0.8PgC/a之间,尚未观测到但可能也被陆地生态系统吸收的为1.1±1.3PgC/a;Cao等[36]模拟CO2和气候效应得到的北半球碳汇约为0.58PgC/a,且没有明显的东西差别。CO2观测资料的稀少、模型的不完善以及使用不同的资料和模型进行计算是造成差异的主要原因,也是难以区分陆地碳汇的最主要原因[37]。空间差异这由陆地生态系统的类型、性质及其对气候变化的反应特性、分布面积以及所处的气候、土壤等自然地理特点所决定。如在美国的不同生物气候区,其年平均碳汇量变动于100～150kg·hm-2·a-1之间(Schimeletal.,2000)。EuroFlux试验更说明了碳汇的空间异质性(Valentinietal.,2000)。试验表明,在欧洲大陆,碳汇量由南向北逐渐减少。年际及季节变化陆地碳汇存在着较大的年际变化。如在美国大陆,1980～1993年间的碳汇量变化于-0.12PgC·a-1(净排放)到+0.2PgC·a-1(净吸收)之间,平均值为0.08PgC·a-1(Schimeletal.,2000)。野外碳通量测定(Gouldenetal.,1996)和大气模型研究(Ciaisetal.,1995)也获得了相似的结果。气候的年波动,偶发事件(如森林火灾)和大面积的病虫害等都是导致碳汇量年变化的潜在因素。碳汇量也存在着显著的季节变化。Cao和Woodward(1998b)的模拟分析表明,北半球陆地生态系统净生产量从4月的-0.6PgC(净排放)增加到7月的1.8PgC(净吸收),相差2.4PgC。这可以解释为,在生长季节,植被因光合作用吸收大量的CO2,而在非生长季节,生态系统的呼吸排放出大量的CO2。影响碳汇增加的因素温度上升导致植物生长量增加大量试验研究表明,温度上升能加快温带森林的生长而导致对大气CO2吸收量的增加(蒋高明等,2000)。Schimel(1995)、Walker和Steffen(1999)指出由于温度增加,1980～1990年,北半球森林生长加速增加的碳汇为0.5±0.5PgC·a-1。CO2施肥效应:大气CO2浓度以大约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,因此能促进植物的光合作用。这一点已由大量的实验研究所证实。因这种CO2施肥效应,增加的陆地碳汇可达1.0±0.5PgC·a-1(Schimel,1995)。氮沉降增加有效态N不足是北半球中高纬度植物生长的限制因子。人类活动导致的全球氮循环的改变将增加生态系统的N沉降,提高大气N的有效性(主要以NO3和NH4的形式)(Hollandetal.,1997;Schindler,1999;Nadelhofferetal.,1999)。Holland等(1997)利用生物地球化学模型模拟结果显示,全球由于N沉降增加导致碳汇量增加的量为0.3～2.0PgC·a-1,并且这些碳汇增加主要发生在北纬25°～55°N的中高纬度带。Nadelhoffer等(1999)的N沉降试验表明,北半球温带林因N沉降增加导致的碳汇增加量为0.25PgC·a-1。Schimel(1995)认为,全球N沉降增加导致的碳汇量增加0.6±0.3PgC·a-1。森林恢复和人工林增加已有研究表明在欧洲的不少地方,大面积的弃耕农地正逐渐恢复成森林植被(Walker&Steffen,1999);中国及一些发展中国家大力开展的植树造林将增加全球的森林面积。这些都增加了陆地对大气CO2的吸收。了解影响陆地碳汇的因素是理解全球碳循环的一个重要前提。CO2浓度增加造成的施肥效应、N沉降增加造成的增肥效应、废弃农场和砍伐森林的再生等都是造成陆地生态系统(特别是森林)吸收CO2的原因。除了陆地生态系统类型转变引起的碳收支评估的不确定性是引起全球“未知汇”现象的重要原因外,以下4个方面亦是引起全球“未知汇”现象的重要原因:(1)观测资料缺乏可比性:目前关于碳通量测定的方法有大气成分监测方法(ＣＯ2和δ13ＣＯ2或Ｏ2/Ｎ2的测定)(Ｋｅｅｌｉｎｇｅｔａｌ.,1996;Ｃｉａｉｓｅｔａｌ.,1995)、涡相关法(Ｗｏｆｓｙｅｔａｌ.,1993)、碱液吸收法(陈四清等,1999)、箱式法与气相色谱法(Ｄｏｎｇｅｔａｌ.,2000)等。这些方法各有其特点与适用范围,所取得的资料难以进行比较,从而造成了生态系统碳评估的不确定性。为此,统一观测方法是减少碳估算不确定性的重要手段。(2)研究资料的时间与空间或分析方法的不同:即使应用同一类研究区域的同一类资料,由于所用资料的时段不同,如森林资源清查资料(Ｂｉｒｄｓｅｙ＆Ｈｅａｔｈ,1995;Ｔｕｒｎｎｅｒｅｔａｌ.,1995);或使用同一时段资料并应用同一种分析方法,而所用资料的区域不同,如美国大陆与北半球中高纬度(Ｄｉｘｏｎｅｔａｌ.,1994;Ｔｕｒｎｎｅｒｅｔａｌ.,1995);或使用相同研究区域的同一时段资料,而所用的分析方法不同,如森林资源清查资料与生态系统过程模型(Ｂｉｒｄｓｅｙ＆Ｈｅａｔｈ,1995;Ｔｉａｎｅｔａｌ.,1999)均可能导致陆地生态系统碳估算的不确定性。(3)影响生态系统呼吸作用因素考虑的不足:ＥＵＲＯＦＬＵＸ计划在1996～1998年对欧洲14类森林的监测结果表明生态系统呼吸作用(植被呼吸+土壤呼吸)在系统的碳平衡中起着支配作用(Ｖａｌｅｎｔｉｎｉｅｔａｌ.,2000)。目前关于生态系统呼吸作用的估算公式仅考虑了环境因子(如温度、湿度或实际蒸散等)的影响作用(刘绍辉等,1996),对于植物本身生物学特性的影响考虑较少,甚至没有考虑,从而影响陆地生态系统碳估算的准确性。因此,生态系统土壤呼吸作用必须综合考虑植物本身的生物学特性和环境因子的综合影响。(4)模型的不完善:目前对陆地生态系统碳循环机理的认识、过程的描述和参数化还很不够,从而造成评估陆地生态系统碳源/汇的大气环流模式、气候模型和生态系统过程模型的不完善(Ｚｈｏｕ＆Ｗａｎｇ,2000),必然导致陆地生态系统碳估算的不确定性。IGBP总结给出了陆地生态系统中一些碳汇的估计值[1]:北半球森林生长形成的碳汇为0.5±0.5Pg/a,CO2施肥作用为1.0±0.5PgC/a,氮沉降施肥作用为0.6±0.3Pg/aTerrestrialBiosphereCSinkCrameretal.2000利用吸收汇的几个问题（白金明，林而达）l

生态系统模型表明目前的吸收汇将变为排放源l

非持久性l

没有剔除间接人为因素，吸收汇的大小易受自然变率的影响l

测定误差大l

可持续发展很有可能受到阻碍l

减缓能源技术开发和向发展中国家转让，延缓与能源有关其它污染的防治大洋的溶解作用从大气中移出人类排放的CO2的另一个最快的机制是大洋的溶解作用，海洋吸收CO2的过程是一种化学过程。大气和大洋间CO2的通量为90Gt(C)/年。大洋可看作由两层构成。只有浅表层能够与大气进行快速的CO2交换。因