矿物燃料二氧化碳的无机碳酸盐碳沉积汇
去看看哪里碳酸盐岩来吧温室水槽图片中，我们概述了通过人类活动(如燃烧)释放到大气中的二氧化碳的不同命运的顺序bet雷竞技 水泥产量(图6.4)。增加的部分二氧化碳可能会相对较快地从大气中除去，并被陆地生物圈吸收。CO2施肥’对植物生产力的影响(尽管营养的限制可能会限制这种影响的重要性;参见Hymus和Valentini，本卷第2章)以及森林再生和土地利用实践的变化。目前的估计表明，通过这种方式可能已经消除了100-180 Pg C，相当于化石燃料和水泥生产总排放量的28-50% (Sabine et al.， 2004)。这个二氧化碳汇运行的时间尺度是几年到几十年(地上植被的反应)到几个世纪(土壤的反应)碳排放清单调整)。与此同时，二氧化碳在海洋表面溶解。如果海洋不循环或混合，如果溶解的CO2保持为CO2(aq)(见专栏6.1)，海洋表面将很快与大气达到平衡，而无需吸收大量人为CO2。幸运的是，海洋动力学和二氧化碳化学都不简单，这使得海洋成为一个强大的碳汇(Sabine和Feely，第三章，本卷)。然而，一旦停止向大气排放化石燃料，通过这种被称为“海洋入侵”的方式进行的封存就不能无限期地持续下去。首先，在大气中二氧化碳含量较高时，海洋储存额外溶解碳的效率会降低
(一) |
二氧化碳 |
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二氧化碳 |
f A, f—— |
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H2O + CO2- + C°2( |
- > 2 hco3 ( |
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C I• |
释放到大气中的化石燃料二氧化碳溶解在海洋的表层水中，以10°年的时间尺度达到平衡。 |
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与此同时，陆地生物圈(目前)扮演着一个净碳汇二氧化碳。 |
在101-102年的时间尺度上，富含二氧化碳的表层水混合到海洋内部。
然而，随着地球表面变暖，陆地生物圈可能会变成大气中二氧化碳的净来源。
在101-102年的时间尺度上，富含二氧化碳的表层水混合到海洋内部。
然而，随着地球表面变暖，陆地生物圈可能会变成大气中二氧化碳的净来源。
在没有进一步化石燃料排放的情况下，大气最终将与整个海洋平衡，约34%的人为二氧化碳排放仍留在大气中。对于燃烧4167 Gt C的化石燃料来说，这相当于比工业化前的二氧化碳浓度高出641 ppm。
图6.4。碳封存机制(I)。图(a)至(c)说明了碳吸收在年(101)至世纪(102)时间尺度上运行的途径——海洋入侵和陆地生物圈的“二氧化碳施肥”。
在没有进一步化石燃料排放的情况下，大气最终将与整个海洋平衡，约34%的人为二氧化碳排放仍留在大气中。对于燃烧4167 Gt C的化石燃料来说，这相当于比工业化前的二氧化碳浓度高出641 ppm。
图6.4。碳封存机制(I)。图(a)至(c)说明了碳吸收在年(101)至世纪(102)时间尺度上运行的途径——海洋入侵和陆地生物圈的“二氧化碳施肥”。
trations。其次，一旦富含二氧化碳的地表水被混合到海洋深处和整个海洋中，将先前吸收的二氧化碳排出气体将倾向于平衡从大气中吸收的速度。一旦发生这种情况，海洋对人为CO2的去除将停止，海洋和大气就可以说处于“平衡”状态。
我们使用海洋-大气碳循环的计算机模型(详见框6.2)来说明海洋入侵的重要性和在第3章中讨论的过程。这将给我们提供一个基准，用来比较地质汇的相对重要性。根据未来CO2排放轨迹(图6.5a)和海洋入侵汇的运行，大气CO2的预测演化如图6.5b所示。对于4167 Pg C的总释放(燃烧)(图6.5a)和全球气候保持在现代状态(即全球温度不允许对上升的CO2作出反应)，最终大气CO2浓raybet雷竞技最新度达到919 ppm。这相当于2007年Pg C;约1400pg——比工业革命前(约1765年)的量多。因此，海洋占据了总释放量的66%多一点，主要以碳酸氢盐离子(HCO-)的形式储存(图6.5c)，其余的则在大气中。在这一计算中，我们没有考虑陆地生物圈的任何净吸收(或释放)。
对这一评估的一个警告是，由于海洋入侵而被封存的化石燃料二氧化碳的比例实际上随着总燃烧量的增加而下降。换句话说，如果我们选择比4167 Pg C更少的碳量，海洋入侵所占的比例将大于66%。在海洋碳循环环流模型(GCM)中，当化石燃料释放量仅为874 Pg C时，海洋入侵占80.7%，当化石燃料释放量为4550 Pg C时，海洋入侵占69.7% (Archer et al.， 1997,1998)。因此，Archer等人(1998)的高端CO2释放结果与我们在这里得到的结果相当，约3%的差异反映了两个模型之间海洋环流和海洋碳循环表示的变化。第二个警告是，海洋环流、海洋生物生产力或表面温度的变化尚未被考虑在内。
由于二氧化碳的溶解度在较高的温度下降低(Zeebe和Wolf-Gladrow, 2001)，海洋表面的变暖是由一个
6.2箱。“精灵”碳循环模型。
用于说明二氧化碳封存的不同途径和机制的计算机模型的细节不是本章讨论的核心:“为了保持对香肠的任何一种模型的尊重，人们都不能太仔细地观察它们中的任何一种”(Ridgwell, 2001，改编自德意志帝国第一任总理奥托·冯·俾斯麦(Otto Von Bismarck, 1871-1890)的评论。但是，为了完整起见，我们包含了模型的简要概述。
为了量化海洋对大气二氧化碳的吸收，我们使用了“精灵”-1 (Ridgwell等人，2006a)耦合碳-气候模型，该模型是“精灵”地球系统建模计划的一部分(raybet雷竞技最新www.genie.ac.uk)．Edwaraybet雷竞技最新rds和Marsh(2005年，以及其中的参考文献)对气候模型组件进行了完整的描述。简而言之，它是一个“摩擦地转”环流模型(Edwards和Shepherd, 2002)耦合到二维能量/水分平衡模型大气成分(Weaver等，2001)的粗分辨率(即低分辨率)，包括海冰的简单热力学和动力学表示。一个“集合卡尔曼滤波器”被用于校准该模型，从而实现了对现代气候的合理模拟(Hargreaves et al.， 2004)。raybet雷竞技最新
gene -1模型的(海洋)生物地球化学组成部分计算了相对于海洋大尺度环流运输迅速发生的示踪剂浓度的重新分配(主要是垂直的)。这是通过生物活动从阳光照射的表层海洋层(真光带)的营养物(PO4)和溶解的无机碳(DIC)和碱度(ALK)的溶液中去除而发生的。由此产生的向海洋内部输出的颗粒物质受到再矿化过程的影响，将溶解的组分释放回海洋(但在更深处)。示踪剂的进一步再分配通过与大气的气体交换以及由于溶解有机质的产生和破坏而发生。集成卡尔曼滤波器还用于校准生物地球化学模型(并重现观测到的海洋中磷酸盐和碱度的三维分布)(Ridgwell等人，2006a)。
为了量化碳酸盐埋藏的重要性和“地质”碳汇的作用，通过包含海洋和深海沉积物之间的地球化学相互作用的表示，进一步扩展了gene -1模型(Ridgwell, 2001)。这个扩展计算了CaCO3到达海底的分数(如果有的话)，被保存和埋在沉积物中，并在Ridgwell和Hargreaves(在出版社中)中完整描述。它还计算出先前埋藏在沉积物中的碳酸盐的数量(和速率)，这些碳酸盐可以被溶解以中和化石燃料的二氧化碳。
gene -1模型特别适合于分析化石燃料二氧化碳的长期命运，因为它可以在不到1小时的CPU时间内模拟1000多年，并在基于linux的“普通”PC上实现这一速度。(一些分辨率更高、更详细的气候模型实际上需要超级计算机一年的时间才能做到这一点。)raybet雷竞技最新另一个重要的特征是气候可以与碳循环相互作用(即气候对大气二氧化碳的变raybet雷竞技最新化作出反应)，从而可以量化“反馈”的重要性(例如Ridgwell等人，2006b)。例如，如果不考虑大气CO2增加与海洋表面温度变暖之间的正反馈，海洋从大气中吸收的CO2量可能被高估了~10%(见图6.5)。
在该模型中，二氧化碳被添加到大气中，以模拟人为的二氧化碳排放。我们选择了一个假设的化石燃料消耗(和燃烧)的时间历史为4167 Pg C(图6.5a)，类似于Lenton(2000)的“4kfast”情景。这是继IS92a“一切照常”到2100年之后，排放呈线性下降，以消耗所有“常规”化石燃料储备(煤、石油、天然气)约4000 Pg C。释放到大气中的碳总量为4167 Pg C，从2000年起释放了3784 Pg C。该情景介于Archer等人(1998)分析的“A22”(3028 Pg C)和“A23”(4550 Pg C)情景之间，略低于Caldeira和Wickett(2003)采用的5270 Pg C情景。如果“外来”化石燃料(包括甲烷包合物)被开采，化石燃料的总释放量可能高达15,000 Pg C (Hasselmann et al.， 2003)。到2000年，化石燃料排放到大气中的二氧化碳是根据实验中海洋+大气碳储量的增加来估算的，当时大气二氧化碳被迫符合观测到的二氧化碳浓度轨迹——ting等人(1990)直到1994年，Keeling和Whorf(2005)此后。
1400 -
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图6.5。海洋吸收化石燃料二氧化碳的模型分析。(a)模式规定的二氧化碳向大气排放速率的时间历史(见方框6.2)。从1765年到2000年，排放轨迹与观测到的大气CO2轨迹一致(Enting et al.， 1994;基林和沃尔夫，2005)。请注意，这些计算出来的人为排放是陆地生物圈吸收的净额(即，如果陆地生物圈在这段时间内充当碳汇，则二氧化碳排放量将被低估)。(b)模式预测的大气CO2轨迹(假设地球生物圈没有变化)。实线显示了在气候(和海洋表面温度)保持不变的情况下预测的大气二氧化碳。raybet雷竞技最新虚线显示了允许碳循环和气候相互作用并在二氧化碳和地表温度之间产生“反馈”的影响。raybet雷竞技最新(c)海洋DIC储层不同组分的预测演变:CO2(aq)、HCO-和COii-。 Note the different y-axis
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图6.5。海洋吸收化石燃料二氧化碳的模型分析。(a)模式规定的二氧化碳向大气排放速率的时间历史(见方框6.2)。从1765年到2000年，排放轨迹与观测到的大气CO2轨迹一致(Enting et al.， 1994;基林和沃尔夫，2005)。请注意，这些计算出来的人为排放是陆地生物圈吸收的净额(即，如果陆地生物圈在这段时间内充当碳汇，则二氧化碳排放量将被低估)。(b)模式预测的大气CO2轨迹(假设地球生物圈没有变化)。实线显示了在气候(和海洋表面温度)保持不变的情况下预测的大气二氧化碳。raybet雷竞技最新虚线显示了允许碳循环和气候相互作用并在二氧化碳和地表温度之间产生“反馈”的影响。raybet雷竞技最新(c)海洋DIC储层不同组分的预测演变:CO2(aq)、HCO-和COii-。 Note the different y-axis
用于CO，，aql和CO2-(面板c底部)和HCO-(面板c顶部)的刻度。
更强的温室效应也会降低海洋入侵的效率(Plattner et al.， 2001;这种效应产生了一个“反馈循环”(见Berner, 1999;Ridgwell, 2003);更高的温度导致更多的二氧化碳留在大气中，这推动了更强的温室效应，导致更高的温度，等等。在这种情况下，反馈有一个“正”信号，并放大了初始扰动的影响(在我们的例子中，化石燃料二氧化碳的释放)。如果我们现在考虑模型中二氧化碳和气候之间的反馈，海洋所占总排放量的最终(稳态)比例下降到60%，大气中仍残raybet雷竞技最新留1037 ppm(图6.5b)。在本文使用的gene -1模型中(方框6.2)，由于二氧化碳和气候之间的反馈，2050年海洋入侵汇减弱约为13%，而Plattner等人(2001)发现约为raybet雷竞技最新24%，很可能反映了海洋环流对表面变暖(和变清新)响应的差异。
在没有其他碳汇运作的情况下，我们的长期未来显然倾向于变暖;全球海洋表面平均温度为23.1°C，比工业化前模型状态(18.6°C)高4.5°C。从某种角度来看，模型中2005年的数值为19.2°C;仅比工业化前的估计高0.6°C。这种情况将无限期地持续下去。残留大气化石燃料分数和长期温室变暖程度对格陵兰岛和格陵兰岛的稳定性具有重要意义南极冰盖以及大陆边缘沉积物中甲烷水合物的存在(Archer和Buffett, 2004)，以及气候变化发生的时间下一个冰河时代(Archer and Ganopolski, 2005)。
继续阅读:地质碳汇与沉积碳酸盐反应
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