地质碳沉淀了陆地上碳酸盐岩的风化作用

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(一)

规定CaCO,

风化速率

200年41

海洋入侵

海洋入侵+

海底中和

海洋入侵

海底中和

陆地中和

1800

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2万3万4万

海洋入侵

海洋入侵+

海底中和

海洋入侵

海底中和

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200年41

1800

2800

2万3万4万

3000 4k 5k 6k 7k 8k 9k 10k年

图6.8。“地质”碳汇在化石燃料二氧化碳封存中的作用的模型分析。(a)模型预测的全球深海沉积物CaCO3积累速率。曲线下较浅的阴影区域(负CaCO3积累率)表示先前沉积在深海沉积物中的碳酸盐的净侵蚀-海底CaCO3中和。较暗的阴影区域表示以CaCO3的正积累速率为特征的时期，但其速率低于年的供应速率碳酸盐岩风化关于陆地-陆地中和。(b)大气CO2的轨迹。虚线仅代表海洋的人为吸收(与图6.5实线所示曲线相同)。虚线显示了海底中和作用(图6.7a)以及海洋入侵碳汇的影响。因此，阴影较浅的区域表明仅由于海底中和作用而减少了大气中的二氧化碳。实线显示了除海洋入侵和海底中和外，陆地中和效应(图6.7b)。因此，阴影较暗的区域表示大气中二氧化碳的减少仅是由于陆地中和作用。注意，在这个实验中，风化率保持不变，这意味着最终的二氧化碳封存机制硅酸盐风化(图6.7c)没有“接通”。(c)海洋溶解的不同成分的演变无机成分(DIC)储层:CO2(aq)， HCO-和CO3-。

由这个反应产生的溶质被河流带到海洋。与此同时，海洋的人为酸化导致海洋深处碳酸盐的积累减少，然后逆转(图6.8a)，陆地上碳酸盐风化产生的溶质的输入仍在继续。因此，新海相碳酸盐岩的积累速率比陆地风化速率慢。其结果是从大气中净去除CO2并转化为HCO-(图6.8b)。同时，海洋中碳酸盐离子浓度增加(图6.8c中的固体CO-库存线)，海洋饱和状态提高(W更高)，增加了深海沉积物中碳酸盐的保存。最终，CaCO3在深海沉积物中的保存和埋藏将再次平衡风化输入(图6.8a)，这第二次“地质”封存过程将结束。我们将这一过程称为“陆地CaCO3中和”汇。

通过与陆地碳酸盐反应可以隔离多少二氧化碳?图6.8b显示了启用这一附加过程后大气CO2的演变。现在，即使在40000年，稳定状态还没有完全达到，二氧化碳仍在继续小幅下降。(一个持续12万年的模型(图中未显示)显示，大气中的二氧化碳只会再下降18 ppm。)在40000年，大气中CO2的浓度为435 ppm，相当于大气中951 Pg C的库存。因此，陆地CaCO3中和消除了原始4167 Pg C燃烧的15%(除了最初海洋入侵和深海沉积物中CaCO3的侵蚀)。只有344 Pg C(8%)的人为CO2被留在大气中——这一发现与先前的估计一致(范围为7.4-7.9%，取决于假定的化石燃料燃烧的程度(Archer et al.， 1998))。