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《碳循环和其他生物地球化学循环》系统阐述了碳及其他关键生物地球化学循环的运行规律以及在全球气候变化中的核心作用，重点聚焦二氧化碳（CO2）、甲烷（CH4）和****（N2O）三种温室气体。内容涵盖陆地与海洋生态系统中的源汇过程、调控机制及收支估算方法，深入解析这些循环对气候变化和人类活动的响应与反馈。通过对碳氮循环时空演变规律的系统梳理，《碳循环和其他生物地球化学循环》阐明了自然生态系统在气候减缓战略中的重要作用，并结合IPCC 最新评估报告中的前沿成果，为理解地球系统生物化学循环及其气候反馈提供了坚实的科学框架。
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目录第1章 生物地球化学循环与气候变化 11.1 温室气体与温室效应 11.2 工业革命以前的生物地球化学循环 41.3 工业革命以来生物地球化学循环变化 9参考文献 11第2章 碳循环概念与基本过程 122.1 碳循环概念及基本组成 122.2 陆地生态系统碳循环的基本过程 152.2.1 总初级生产力 162.2.2 自养呼吸 192.2.3 净初级生产力 202.2.4 异养呼吸 232.2.5 净生态系统生产力 252.2.6 净生物群区生产力 262.3 海洋碳循环的基本过程 262.3.1 海洋碳酸盐化学 272.3.2 海洋酸化 302.3.3 海洋有机碳循环 332.3.4 海气CO2交换 432.3.5 海洋对大气CO2 扰动的响应 49参考文献 53第3章 碳收支估算方法 573.1 陆地生态系统碳收支估算方法 57x 碳循环和其他生物地球化学循环3.1.1 涡度相关法 583.1.2 地面清查法 633.1.3 生态系统过程模型模拟法 663.1.4 大气反演法 703.2 海洋碳收支估算方法 763.2.1 海洋溶解无机碳观测 773.2.2 海表CO2分压观测 783.2.3 结合大气O2 浓度变化估算 793.2.4 海洋碳循环模式模拟 81参考文献 82第4章 陆地生态系统碳收支 864.1 陆地生态系统碳收支及其时空格局 864.2 全球变化对陆地生态系统碳循环的影响 894.2.1 气候变暖对陆地生态系统碳循环的影响 894.2.2 大气CO2浓度上升对陆地生态系统碳循环的影响 954.2.3 大气氮沉降对陆地生态系统碳循环的影响 974.2.4 极端气候事件对陆地生态系统碳循环的影响 994.2.5 土地利用变化对陆地生态系统碳循环的影响 104参考文献 113第5章 海洋碳收支 1205.1 现代海洋碳收支与时空变化 1205.1.1 海洋碳汇的历史时空演变 1205.1.2 海洋酸化的历史时空演变 1275.2 大气CO2、气候变化和海洋碳循环反馈作用 1305.2.1 大气CO2浓度变化对海洋碳循环的影响 1305.2.2 气候变化对海洋碳循环的影响 1315.3 海洋碳循环和碳汇的未来演变 133参考文献 142第6章 甲烷收支 1446.1 CH4源汇过程 1446.1.1 CH4的产生、排放和消耗机制 1446.1.2 CH4排放源 1466.1.3 CH4汇 1496.2 全球CH4收支 1496.2.1 大气CH4浓度变化趋势及其驱动机制 1496.2.2 CH4总源汇估算 1516.2.3 CH4排放的空间格局 1536.2.4 CH4人为排放源强度 1546.2.5 CH4自然排放源强度 1576.2.6 CH4汇强度 1616.3 CH4收支对气候变化的响应 1626.3.1 湿地CH4排放对气候变化的响应 1636.3.2 海洋和内陆水体CH4排放对气候变化的响应 1646.3.3 多年冻土CH4排放对气候变化的响应 165参考文献 165第7章 陆地生态系统氮循环 1747.1 陆地生态系统氮循环过程 1747.1.1 自然生态系统氮输入 1747.1.2 土壤氮循环关键过程 1787.1.3 植物对氮的吸收与氮在植物体内的分配 1897.2 N2O源汇过程 1947.2.1 N2O自然排放源 1957.2.2 N2O人为排放源 1967.2.3 N2O汇 1977.2.4 全球N2O收支的时空变化 1977.3 气候变化和人类活动对氮循环的影响过程及其机制 2017.3.1 人类活动对全球氮输入的影响 2017.3.2 全球变化对生态系统氮流失的影响 2027.3.3 氮富集导致的环境问题 204参考文献 207第8章 生物地球化学循环与气候变化减缓 2178.1 基于自然的气候解决方案 2188.1.1 基于自然的陆地增汇路径 2198.1.2 中国陆地生态系统碳汇在“碳中和”中的作用 2228.1.3 基于自然的海洋增汇路径 2268.1.4 局限性、挑战及启示 2298.2 基于工程技术手段的碳移除方案 2338.2.1 碳捕集、利用和封存 2348.2.2 增强岩石风化 2368.2.3 增加海洋碱性 2388.3 碳循环对大气CO2移除的响应 2408.4 太阳辐射干预及其潜在影响 2438.4.1 太阳辐射干预的主要手段及发展现状 2438.4.2 太阳辐射干预对生物地球化学循环的影响 2478.4.3 太阳辐射干预技术面临的挑战 250参考文献 252
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第1章生物地球化学循环与气候变化 生物地球化学循环是指构成生命物质的基本元素（如碳、氮、磷、氧等）以有机物或无机物的形式在大气圈、水圈、生物圈、岩石圈等地球系统不同圈层转化与循环的过程。这一循环对于地球生命演化、大气、海洋和陆地圈层的生态平衡、环境健康、生物多样性和资源利用都具有至关重要的作用。例如，生物地球化学循环过程调控着大气中氧气（O2）、二氧化碳（CO2）、甲烷（CH4）、****（N2O）等关键气体的浓度。02对于地球生命的演化和人类生存至关重要，而作为主要温室气体的CO2、CH4和％0的浓度深刻影响着过去、现在和未来的气候变化。自工业革命以来，人类活动（如化石燃料燃烧和土地利用变化）显著改变了生物地球化学循环的平衡，导致系统性失衡，并对全球气候系统产生了深远影响。深入理解生物地球化学循环的基本过程及其演变趋势，是应对气候变化的重要科学基础。本章将以温室效应为切入点，系统分析工业革命前后人类活动对生物地球化学循环的影响，并探讨这些变化对气候系统的深远意义。 1.1温室气体与温室效应 生物地球化学循环通过调控大气中CO2、CH4、N2O等温室气体的浓度，影响着全球气候演化。因此，有必要先了解温室气体和温室效应的基本概念。 现代大气的主要组成成分是氮气（78%）和氧气（21%），其余1%为惰性气体和痕量气体。其中，氩气（Ar）占0.93%，人们熟知的CO2、CH4、N2O等温室气体所占比例还不到0.1%。现代大气环境是在漫长的地球演化过程中，经历持续的变化和调整逐渐形成的。地球形成早期大气的主要组成成分是氢气（H]）和氦气（He），也包括甲烷（CH4）和氨气（NH3）。在随后的地球演化过程中，伴随火山喷发、板块运动、生命演化等过程，大气成分不断变化。火山喷发释放出大量的水汽和CO]，水汽凝结降水形成的湖泊、河流和海洋溶解了大量的CO];植物生长通过光合作用利用CO]和H]O，生成O]，进一步改造大气环境。大约在距今几亿年前，大气O2浓度达到现在的水平。 大气中不同气体对不同波长辐射的吸收率不同（图1-1）。CO2在约15μm波段有一个强的吸收带；在2～4.5μm波段有一个弱的吸收带。水汽（H]O）在从近红外线到约7μm波段散布着一些吸收带，在12～30μm波段有较强的连续吸收带。 N2O在约5μm和7μm波段有两个较强的吸收带。CH4在约4μm和7μm波段有两个较强的吸收带。03吸收太阳紫外辐射，同时在约9.6μm的红外波段有一个强的吸收带。在8～11μm波段，大气对红外辐射的吸收相对较少。不同于水汽和C02等温室气体，N2和02仅吸收能量很高的光子。由于太阳辐射能量主要集中在0.4～1.5μm（短波辐射），而地球辐射波长主要集中在5～25μm（长波辐射），地球大气层对太阳入射短波辐射直接吸收较少，对地球出射长波辐射吸收较多。 图1-2显示了地-气系统的能量平衡。从全球平均来看，如果以太阳辐射为100个单位（100%），大气层顶入射的太阳辐射约30%被地球表面和大气反射回太空，23%的入射太阳辐射被大气所吸收，其余47%被地球表面吸收。地球表面出射116%的长波辐射，其中12%的长波辐射逃逸到太空，其余104%用来加热大气。大气被加热的同时向地表释放97%的长波辐射。大气中的温室气体能够吸收地表发射的长波辐射加热大气，再向地表放出长波辐射，进一步加热地表的现象称为温室效应。温室效应是自然过程，对于维持地球的宜居性至关重要。如果地球没有大气层，或者大气层中没有温室气体，地球表面的平均温度将低至255K（零下18°C）。由于大气中温室气体的保温作用，地球表面平均温度升高了33K，维持在 目前的288K（15°C）。然而，自工业化革命以来，人类活动引起的CO2等温室气体排放增加造成全球变暖。这种“人为”的温室效应，对地球的宜居性已经并将持续产生深远影响。 1.2工业革命以前的生物地球化学循环 自46亿年前地球诞生以来，其气候就始终处在不断地变化中。科学界对近现代气候变化的了解主要依赖于历史记录和观测资料，对地质时期气候变化的了解则主要通过代用资料反演来获取。冰芯和海底沉积物中的氧、碳、氢等同位素分析是推测古气候的常用方法，地层中的孢粉、生物化石，以及树木年轮等也是古气候的记录者。地质时期大气CO2等温室气体的浓度也可以通过代用资料，如冰芯气泡内的古大气成分分析、海底沉积岩分析、海洋生物碳酸盐硼同位素分析、古植物叶片化石气孔密度和指数反演、古土壤分析和苔藓植物分析等间接获得。 在千万年到亿年的时间尺度上，地球气候经历了几个漫长的“冰室期”和“热室期”。在过去的25亿年，至少发生了5次大冰期：①24亿～22亿年前（元古宙早期），持续约2亿年；②7.5亿～6.4亿年前（新元古代），持续约1.1亿年；③4.6亿～4.3亿年前（奥陶纪和志留纪间），持续约3000万年；④3.6亿～2.6亿年前（石炭纪和二叠纪间），持续约1亿年；⑤250万年前开始的第四纪大冰期。在冰室期的极盛期，地球表面约有30%被冰雪覆盖。冰室期间又可以分为冰期和间冰期。每一个冰期约持续8万年，冰盖覆盖地区广；每一个间冰期约持续2万年，冰盖覆盖局限在极地。从地质时期气候变化的角度来看，目前处在第四纪冰室期内从约1.1万年前开始的间冰期中。重大冰期之间的地球气候称为“热室期”。在地球历史上，“热室期”的总体时间比“冰室期”长，处在热室期的地球一般不存在冰川。 从图1-3可以看出，“冰室期”与“热室期”的地球气候与大气CO2浓度有较好的对应关系：在“热室期”大气CO2的浓度较高，在“冰室期”大气CO2的浓度较低。例如，在约4亿年前的泥盆纪，大气CO2浓度达到约2000ppm（1ppm=10-6）；在2.2亿～2亿年前的三叠纪，大气CO2浓度也达到约2000ppm。作为比较，在约3亿年前的石炭纪和约8000万年前的白垩纪晚期，大气CO2浓度与工业革命前的浓度（280ppm）基本相当。 图1-3基于不同代用指标反演的过去5亿年间大气CO]浓度（Foster et al.，2017） 图中蓝色柱表示陆地冰覆盖的纬度范围，蓝色圆点表示基于叶面气孔反演的大气CO2浓度，粉色点表示基于土壤碳酸钙含量反演的大气CO2浓度，绿色三角代表利用有孔虫中硼同位素丰度反演的大气CO2浓度。蓝色*线为局部加权回归（LOESS）方法拟合*线，红色线为*小二乘拟合*线，水平虚线表示工业革命前的大气CO2浓度（280ppm）。图顶上方黑色条带代表“冰室期”白色条带代表“热室期” 从不同的时间尺度来看，地球气候的主控因子也会不同。在千万年到亿年的时间尺度上，地球气候主要受板块构造活动控制。在百万年的时间尺度上，火山喷发和岩石风化作用对全球气候有重要影响。火山喷发通过地质过程将深地的碳以CO2的形式释放到大气中。大气CO2溶于雨水，形成碳酸。雨水降落到地表后，与硅酸盐等种类的岩石发生化学反应。地表岩石受到水、氧气和二氧化碳的作用而发生化学成分和矿物成分的变化，称为化学风化过程。这个过程中地表岩石从大气吸收CO2。3亿年前和6500万年前这两个时期相对较低的大气CO2浓度可能与减弱的火山喷发强度和（或）增强的岩石风化作用有关；反之，“热室期”大气CO2浓度相对更高则可能是增强的火山喷发和（或）减弱的岩石风化共同作用的结果。 几个地质时期的热事件可以进一步显示温室气体浓度和全球气候之间的关系（Canadell et al.，2021）。其一是发生在距今约5600万年前的古新世-始新世极热（Paleocene-Eocene thermal maximum，PETM）事件，其间的全球温度在2万年内上升了4～7°C，与此同期的大气CO2浓度从900ppm上升到2000ppm，其原因可能是来自海底的甲烷水合物分解、火山喷发，或者来自陆地或海洋的有机碳分解造成的CO2释放。据估计，PETM事件向大气中释放的CO2总量为3000～7000PgC（1Pg=1015g），排放速率为0.3～1.5PgC/a，大气CO2浓度的增速为4～42ppm/100a。相比之下，现代人类活动通过化石燃烧向大气排放CO2的速率约为10PgC/a，而大气CO2增长速率达2ppm/a，远高于PETM事件期间的C〇2释放速率和大气CO2增长速率。 过去5000万年以来，大气C02浓度呈现长期下降的趋势，下降速率约为16ppm/Ma。具体原因尚无定论，不过长时间尺度CO]循环源（火山喷发）和汇（岩石风化）之间的不平衡可能是造成大气CO]长期变化的主要原因。在这期间，有两个时期大气C02浓度曾达到1000ppm的高值。一次是在距今5200万～5000万年的早始新世气候适宜期（early Eocene climatic optimum，EEC0），该时期大气C02浓度达到约1000ppm，当时两极没有显著的冰盖。另外一次发生在距今约3350万年，这一时期的大气C02浓度为700～1000ppm。随后大气C〇2浓度呈现长期下降趋势，330万～300万年前的中上新世暖期（mid-Pliocene warm period），大气C02浓度在360～420ppm，这是与现在大气C〇2浓度相当的*近的一个古气候时期；该时期全球平均温度比1850～1900年的平均值高2.5～4°C。在中上新世暖期后，大气C〇2浓度以约30ppm/Ma的速率下降。 在过去约100万年，地球经历了冰期和间冰期的交替循环。这种周期性变化主要由地球轨道参数（包括偏心率、黄赤交角、岁差）的共同变化引起，其变化周期约为10万年。全球温度的变化进一步引起海洋和陆地碳循环，以及大气C02浓度和CH4浓度的周期性变化。在冰期，大气C02浓度降至约180ppm，而在间冰期上升至约280ppm。大气C02浓度的变化也进一步放大了由轨道参数变化引起的冰期-间冰期气候变化的范围和强度。研究这一时期气候和温室气体的周期性变化可为理解现代气候变化与地球生物化学循环之间的关系提供重要科学支撑。例如，陆地和海洋碳循环的变化特征是什么？气候变化如何影响陆地和海洋碳循环？碳循环变化如何反馈气候变化？为了解答这些问题，学界开展了大量的古气候反演和模拟研究，以下将予以概括介绍（Sigman and Boyle，2000;Ciais et al.，2013;Canadell et al.，2021）。 冰期、间冰期的大气C02浓度变化受到陆地和海洋固碳能力变化的影响。通常来讲，冰期寒冷干燥的气候不利于植被生长过程中的固碳过程。同时，冰期寒冷和干燥的气候扩大沙漠和冰盖范围，通过压缩植被生存空间，间接减弱陆地植被固碳量。研究显示，冰期时陆地生物圈的碳储量较低，陆地生态系统固碳能力降低。 相较于间冰期，冰期时大气C02浓度低，同时陆地固态能力减少。因此，相较于间冰期，海洋在冰期的固碳能力增强。增强的可能原因包括以下几种。 （1）海洋温度的变化。相较于间冰期，冰期海表温度较低，尤其在热带太平洋地区，冰期与间冰期之间海表温差可达5C。冰期较低的海温增加C02在海水中的溶解度，从而促进海洋对大气C02的吸收，使得大气C02浓度下降。低纬度地区海表和深海之间的海水交换速率较慢，海表吸收的大气C02难以迅速传输到
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