储层连接

这本书讨论的各种背景的章节碳水库和相关控制大气中的二氧化碳和相关的流程示踪气体浓度。欣赏地球的碳循环及其演化,需要考试各种之间的连接碳池。这种分析必须做在一个框架,它提供了一个集成的角度在纪律和地理边界,特别强调碳循环作为人类环境系统的一个组成部分。

化石Fuel-Atmosphere连接

世界能源系统交付约380穰焦(EJ [1018 J]) 2002年的一次能源(BP 2003)。,81%是来自bet雷竞技 ,其余来自核能、水电、生物质能、风能、太阳能和地热能源(图2.1)。5.2发布的化石燃料组件包括在1980年和2002年的6.3热解色谱(人均2003)。水泥生产是另一个主要工业的碳来源,及其释放增加到1999年的0.22热解色谱。合并后的版本5.9包括彩色版1所示表示平均为1980年代和1990年代发射。地下煤矿火灾,不知道,只有部分工业,可能是一个额外的至今下落不明来源的碳到大气中一样大水泥制造(Zhang et al . 1998年)。释放的能量,当前的化石燃料大约是44%的石油,煤炭,28%和27%bet雷竞技 (图2.1)。按照现在的消费速度,传统的煤炭储量,石油和天然气公司(那些可以与当前经济生产技术;见彩色版1 c)足以持续216年,40岁,分别和62年2003年(BP)。如果未发现的石油和天然气领域的估计与传统的储备,包括石油和天然气寿命提高到101和142年,分别(Ahlbrandt et al . 2000年)。

传统储量仅占总数的一小部分化石碳在地球的地壳。更大数量的矿物储量在沥青和重油。这些储备不能在经济上与现有的生产技术,但在未来可能会变得容易。最好的估计总化石资源,最终可能是恢复在of6,000 Pg (Nakicenovic,第11章,这卷),约5倍常规储备。此外,大量的甲烷,超过所有已知的化石燃料储备,存在甲烷水合物的形式在世界各地的大陆架沉积物,在北极永久冻土,各种各样的边缘海。利用现有技术,然而,这些储备没有出现能够作为未来的能源。

虽然不包括在表2.1或彩色版1,也燃烧化石燃料释放大量的客座率碳气体。特别是,一氧化碳(CO)可以作为一个有效的示踪大气气体测量的化石燃料的燃烧。这些气体的相对影响将在后面的小节中讨论。

Land-Atmosphere连接

之间的碳交换陆地生物圈和大气是当前碳循环的关键驱动因素。全球陆地植物净初级生产力(NPP)

图2.1。的分布在2000年为世界能源系统。所有来源除了生物质来自英国石油公司的值(2003)。生物质能的值来自美国能源部(http://www.eere.energy.gov)。

天然气

图2.1。的分布在2000年为世界能源系统。所有来源除了生物质来自英国石油公司的值(2003)。生物质能的值来自美国能源部(http://www.eere.energy.gov)。

每年约57热解色谱(y-1)(彩色版1)。这样,大约4包括y-1作物。人类指派一个更大的部分陆地NPP,大概40%,拉拢被定义为消费,删除一些产品,或者改变陆地生物圈通过生态系统的自然状态变化(Vitousek et al . 1986年)。总NPP是大约40%的总初级生产力(GPP),其余回到大气中通过植物的呼吸作用。对许多目的,NPP是最有用的陆生植物活动的总结。NPP可以评估库存和收获技术,它代表了有机质传递给其他营养级(林德曼1942)。用于其他目的,包括同位素研究和扩展艾迪通量,GPP是一个更有用的索引。

大部分的年度通量NPP返回到大气中通过异养生物的呼吸作用,包括微生物、腐生菌,和动物。5 - 10%,较小的部分是通过燃烧释放到大气中(彩色版1)。大约5%的NPP离开陆地生态系统在有机形式,如甲烷或挥发性有机碳(Prinn,第九章,这卷)。近几十年来土地接近碳中性(1980年代)或者是一个净碳汇(在1990年代),大气中的二氧化碳(表2.1)。这个净通量代表之间的平衡的大量排放生物质清算或火灾和增强吸收CO2上升的生理反应或清除以前的再生。

陆地植物包含碳略低于大气;土壤含有substan多弧离子镀(彩色版1)。土壤碳的估计彩色版1所示高于先前的预算有两个原因。首先,先前的预算估计土壤碳的深度1米(m)。Jobaggy和杰克逊(2000)扩展这些3 m,已知的股票增加约55%。第二,之前忽略了湿地碳预算和永久冻土。这些股票的确切大小非常不确定。潜在的大量的碳损失这些股票在未来几十年,然而,是一个强烈的动机仔细的量化和进一步分析。

热带森林包含最大的陆地生物群碳池(见表2.2)和最大NPP (Saugier et al . 2001年)。平均在过去的几年里,热带森林传统上一直被认为是碳中性,吸收与NPP平衡由分解和释放火。NPP和之间的差异的过程的总和,释放碳从土地净生态系统生产(NEP)。最近的研究基于原位通量测量和森林调查技术表明净碳吸收或积极的棉结的每平方米100 - 700 gC (m - 2) y-1对应~ 1包括y-1对面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足够广泛坚实的推断。不过,估计吸收在适当的范围,以弥补排放的热带土地利用(Achard et al . 2002;DeFries et al . 2002;福利和Ramankutty,第14章,这卷)。热带棉结的估计,但是,也在最近估计的二氧化碳释放的范围从热带河流,主要由分解的材料运输引起的土地(克伦,第十七章,这卷)。一个完整的碳会计尚未完成,但这些个人通量估算需要与自上而下的估算从大气逆建模研究,表明热带土地区域的整体净碳平衡(30°S-30°N)必须接近于零,虽然大范围的不确定性(格尼et al . 2002;这个et al .,本卷,第8章)。

温带森林覆盖大约60%的热带森林的面积和含有植物碳的第二大池。在一起,热带和寒带森林占大约75%的全球植物碳和40%的non-wetland, nonfrozen土壤碳(表2.2)。

从土地利用和土地管理增加了二氧化碳的排放量大大在过去两个世纪的扩张农田和牧场,基础设施扩展,推动市场增长和其他影响,pro-deforestation政策,人口压力(感性和Lambin 2001)。之前1950年,碳排放从土地利用变化主要是温带地区。在最近几十年,然而,碳释放土地利用变化主要集中在热带地区(Achard et al . 2002;DeFries et al . 2002;霍顿2003)。累计排放的土地使用,估计约185包括,从除了南极洲以外的所有大陆都能带来大量的流量(DeFries et al . 1999年)。之前1970年,累计排放的土地利用和土地管理大于累计排放的化石燃料的燃烧。

表2.2。植物碳、土壤碳和净初级生产在世界上主要的生物群落

	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年	692年
温带森林	10.4	7.4	139年	262年
北方森林	13.7	2.4	57	150年
北极苔原	5.6	0.5	2	144年
地中海灌木地	2.8	1.3	17	124年
作物	13.5	3.8	4	248年
热带大草原和草原	27.6	13.7	79年	345年
温带草原	15	5.1	6	172年
沙漠	27.7	3.2	10	208年
小计	149.3	57.5	652年	2344年
湿地				450年
冻土	25.5			400年
总	174.8	57.5	652年	3194年

注意:植物碳来自Saugier et al。(2001)。NPP来自Saugier et al。(2001),比例给地球的卫星研究总Behrenfeld et al。(2001)。土壤碳来自Jobbagy和杰克逊(2000),深度3米。湿地土壤碳来自(Gorham 1991)。土壤碳在冷冻(nonwetland)来自(兹莫夫et al . 1997年)。

注意:植物碳来自Saugier et al。(2001)。NPP来自Saugier et al。(2001),比例给地球的卫星研究总Behrenfeld et al。(2001)。土壤碳来自Jobbagy和杰克逊(2000),深度3米。湿地土壤碳来自(Gorham 1991)。土壤碳在冷冻(nonwetland)来自(兹莫夫et al . 1997年)。

与化石燃料的燃烧,从陆地植被碳是失去了在各种non-CU2气体,包括生物挥发性有机化合物(挥发性有机化合物的仪器)。全球VOC排放量0.2 - -1.4热解色谱y-1 (Prinn,第九章,这卷)。草地和耕地,一氧化二氮和甲烷等其他温室气体的排放也会发生。这些排放强烈受到土地管理和土地利用变化的影响(史密斯,第28章,Robertson 29章,本卷)。

大气的连接

海洋包含大约50倍的二氧化碳比大气和十倍的最新估计植物和土壤碳存储(彩色版1)。二氧化碳在大气和海洋之间移动分子扩散时,是有区别的二氧化碳气体压力(二氧化碳分压)海洋和大气层。例如,当大气二氧化碳分压高于海洋表面二氧化碳分压,二氧化碳在海气界面边界扩散到海水。基于940000测量地表水二氧化碳分压获得自1960年代以来,气候,月度分布全球地表水的二氧化碳分压计算的空间分辨率4°X 5°(高桥et al . 2002年)。尽管净海气通量的出版价值表明净海洋吸收2.1热解色谱参考1995年,这个估计是基于不合适风速估计(t .高桥、个人通信)。风用于这些估计对应大约40米高于平均海平面,而气体交换系数公式通常与风海拔10米。近地表梯度风速是10米风约1米每秒(s - 1)低于40米的风。因此,Taka-hashi修正网络的全球海洋吸收是1.5(-19% + 22%)包括参考1995年(彩色版2)。不对称误差估计反映数据的缺乏在海面二氧化碳分压浓度时空变化,加上限制的非线性风速参数化气体交换系数。海洋模型和观测表明,全球海洋二氧化碳通量的年际变化在±0.5热解色谱y-1(格林布拉特和Sarmiento,第13章,这卷)。

二氧化碳的总交流在海气界面,如彩色版1所示,比净通量大得多。图显示了工业化前的全球预算提出了海洋的净源~ 0.6热解色谱y-1大气,部分抵消增加的碳从河流海洋。总净现代通量ofTaka-hashi et al。(2002),在前面所讨论的风速校正(海洋吸收= 1.5热解色谱y-1),符合现代平衡隐含彩色版1(21.9 -20 + 70 - 70.6 = 1.3热解色谱y-1),尽管沿海地区并不代表在高桥等人分析。沿海地区二氧化碳通量代表最大的未知的海洋和平衡是一个活跃的研究主题(陈,第18章,这卷)。

在过去的十年中,取得了重大进展分离人为组件从海洋溶解无机碳的大背景(DIC)。基于数据的方法估计全球人为二氧化碳在海洋中库存17 ~ 112±热解色谱为名义的一年,1994年(彩色版3)(李等人。2003)。库存通常在中纬度和高纬度地区的最低南太平洋和赤道附近。

高库存区域收敛区,水浓度与相对较高的人为正进入海洋的内部。大约25%的人为碳的总库存是在北大西洋,深水形成的主要地区之一。低水一般的区域上升流,水域人为浓度较低的带在地表附近。高纬度地区的南大洋一般人为二氧化碳库存和很浅很低渗透。南半球模式和中间水域约40 - 50°S,另一方面,包含一些人为二氧化碳的最大的库存。超过56%的人为二氧化碳总库存存储在南半球。

长期(千禧年的时间表),海洋有可能占据了大约85%的人为二氧化碳释放到大气中。

长时间常数的原因是深海的通风相对较慢。大部分的深,中间海域尚未接触到人为二氧化碳。只要大气中的二氧化碳浓度持续上升,海洋将继续吸收二氧化碳。然而,这个反应是可逆的。将来如果大气中的二氧化碳含量减少,最近通风水域开始释放回大气中积累的人为二氧化碳的一部分,直到达到一个新的平衡。

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