被人类活动干扰的碳循环

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  所有生物都是由碳原子构建的。这些碳是由植物、藻类和某些特定的细菌利用太阳能从大气CO₂中提取的，此即光合作用。生物通过呼吸和分解作用将CO₂重新释放到大气中。除了这种生物短循环外，还存在缓慢的地质循环，即将碳储存在石灰岩和化石的碳氢化合物中。石灰岩中的碳来自海洋生物的外壳，而化石中的碳氢化合物由有机沉积物埋藏形成。目前，化石资源的燃烧代表了一种从地质慢循环到呈主导性的自然再生短循环的捷径。这导致大气中的CO₂迅速积累，造成全球变暖和海洋酸化，并可能破坏海洋生物。

1.起源

  与恒星核心的大多数轻元素相同，碳元素来自氢的核聚变（参阅核能），并且含量相当丰富。地球和其他行星上的碳元素来自太阳系形成之前的恒星爆炸。在这种爆炸（超新星）过程中，可凝结物质形成了气体和尘埃云，随后在早期太阳星云内聚集形成行星。与所有非放射性元素相同[1]，自地球形成以来，这种初始碳经历了不同环境，并与不同的分子结合后，就被永久保存并循环起来。

  在地球形成之前坠落的碳质球粒陨石中，发现了基本完好无损地储存起来的原始物质。在彗星中也同样发现了该物质。值得注意的是，碳参与了各种基本有机化合物的形成，例如碳氢化合物，醇和氨基酸（参阅如何研究彗星的有机分子）。像木星、土星这种巨型行星主要由氢（90 %）和氦（约10 %）组成，但碳（0.1 %）也以甲烷（CH₄）或其他碳氢化合物的形式存在。

  像地球这种岩石星球，其形成过程中的高温导致金属元素（铁和镍）分离，这些金属元素是构成地幔的密度较低的硅酸盐的核心物质。据估计，地核[2]和地幔中的碳含量相当。地幔中，纯碳经过高温、高压结晶成为钻石：它们存在于曾高度活跃的火山柱表面，因为其迅速冷却可以阻止钻石状态发生改变。然而，地幔中的碳主要以碳酸盐的形式存在，质量占比为0.003 % – 0.03 %。在火山爆发期间，地幔中的碳以二氧化碳（CO₂）的形式释放到大气中。在火星和金星，火山活动也排放二氧化碳，这也是大气的主要成分。在光合作用（固定大气中的二氧化碳合成有机物，并释放氧气）出现之前，二氧化碳也是地球大气的主要成分之一（参阅生物圈，地质过程的主要参与者）。

2.地球碳库

  碳以不同形式储存在被称为库的介质中，表1列出了地球上的主要碳库。储量的单位为千兆吨（1 GtC = 10¹² kg）。更直观地讲，通过地球表面积（5.1亿km²或510 x 10¹² m²）来表示该数量单位的含义，地表碳密度为1 kg/m²，则地表碳储量总计为510 GtC。目前大气以CO₂的形式储存1.69 kg/m²碳，并在风的作用下将其混合均匀[3]。根据这一数值很容易计算出目前大气CO₂浓度为400 ppmv（1 ppmv表示体积占比或分子数占比为10^-6 ），同时每增加1 ppmv的C增量为2.12 GtC。

  海洋碳含量几乎是大气碳库的50倍。溶解的CO₂与水反应生成碳酸（H₂CO₃），同时存在碳酸氢根HCO₃^–（也称碳酸氢盐）和碳酸根CO₃^2-的化学平衡。以HCO₃^–形式存在的碳占海洋碳的近95%。海洋—大气CO₂交换沿大气到海洋或海洋到大气的方向输送，输送方向与温度决定的浓度比平衡相关。

  海洋生物活体的总质量被称为海洋生物量，其碳含量十分有限，仅有6 g/m²，且主要储存在浮游生物和细菌中。陆地植被的碳含量约为1 kg/m²，而土壤有机碎屑（构成腐殖质）的碳含量为4 kg/m²。这也是相对于地球总表面积的平均值。

表1. 碳库（由于高度不确定性及与环境相互作用的有限性，表中未提及地幔和陆地核心区）。

  然而，在由碳酸钙（CaCO₃）和镁以可变比例结合而成的钙质岩中发现了更大的碳储层。以这种方式储存的碳总质量估计约为140 t/m²。由于石灰岩中碳的质量占比为12 %，因此平均厚度为500 m的石灰岩质量为约1000 t/m²。石灰岩是很多地质构造的主要成分，如巴黎盆地（尤其以白垩形式）、科罗拉多大峡谷和一些巨型山脉。在珠穆朗玛峰的顶峰也有石灰岩的踪迹（图1）。

  另一部分的碳（约为20 t/m²）以作为有机来源的化石碳（未氧化）形式被储存。这种碳主要存在于沉积物和沉积岩中，且浓度很低（油母质）。其中一小部分会演变成甲烷（CH₄），以水合物形式储存在洋底和冻土中。化石碳中只有一小部分（不足0.01 %）已被浓缩、成熟和封存，产生可利用的碳氢化合物（天然气和石油）和煤炭（(参阅原油：其生物来源的证据）。

  在亿万年的时间尺度上，沉积物通过构造运动被带走，其中部分整合到地幔中。据估计，其总碳储量（虽未勘明）甚至高于石灰岩。

3.人类活动干扰的碳流动

  不同碳库之间的碳流动如图2（来自[4]）所示，图中展示了工业化前后的状况及变化（红色数字）。红色数字首先是化石燃料的燃烧，2000-2010年间该数据的参考值约为年排碳量7.8 GtC。其他红色数字表示地球系统反应，这部分将在第4节中讨论。

  通过溶解或脱气，CO₂在大气与表层海水之间进行永久性交换。在赤道地区，由于富含CO₂的深层海水上升后变暖，脱气作用占主导地位；而在极地地区，由于表层海水温度较低，溶解作用占主导地位。中纬度地区，季节性的温度变化决定着CO₂交换的方向。当脱气作用与溶解作用基本达到平衡，每个方向的总流量平均约为80 GtC/年。

  最重要的碳流动与陆地植被的光合作用【植物、藻类和某些细菌利用光吸收大气中的CO₂合成有机物的生物能过程。太阳能用于氧化水和还原CO₂，以合成有机物（碳水化合物）。水被氧化后形成O₂并释放到大气中。光合作用是自养的基础，它是细胞和生物体内叶绿体综合功能的结果】有关，该过程每年可固定约100 GtC，理论上十年内可以吸收大气中所有CO₂。这个过程也被称为初级生产力，它为地球上所有的生命提供有机物。但光合作用固定的CO₂几乎全部被呼吸【既指生物活体吸入和呼出空气引起的气体交换（释放二氧化碳、吸收氧气），也涉及利用氧气降解葡萄糖并获取能量的细胞呼吸】作用（包括植物自身的呼吸、细菌分解有机物以及火灾，例如森林火灾）释放的CO₂所补偿（参阅泥炭地与沼泽——非凡的湿地）。

  海洋也是初级光合生产的重要场所，其光合作用主要通过组成浮游植物的微生物（微藻类，包括硅藻；以及蓝细菌等）进行。卫星提供了浮游植物集中度、分布和更新率的准确数据及海洋初级生产量的可靠估算。通过观察图3海洋中的叶绿素可知，相比热带地区，南北纬40°至60°之间叶绿素含量更加丰富（大型河流入海口除外，如营养丰富的亚马逊河）。由叶绿素浓度观测值可以估算海洋初级生产量，该数值为每年50 GtC，约占陆地生产的50 %。 值得注意的是，海洋生物碳储量相比陆地生物低近200倍（3 GtC对比500 GtC）。与陆地生物量中占主导地位的树木不同，海洋生物量中占主导地位的浮游植物由于生命周期短，几乎不储存碳。

  由于浮游植物对环境波动极为敏感，因此海洋初级生产的区域和季节差异明显。在某些富含磷酸盐和硝酸盐的水域（如某些河流的河口地区），由于海水表层的局部富营养化，浮游植物生产力爆炸（也称为水华）。光合作用的增加导致海水表层CO₂含量下降，但这可以通过大气CO₂的溶解进行补偿。浮游植物和藻类被消费者（浮游动物、鱼类、软体动物）捕食后，后者通过呼吸作用和分解作用再次生成大部分的CO₂。

  此外，死亡的生物体或粪便颗粒将有机碳带入海洋深处，为依赖表层海水光合作用的深海生物（称为异养生物）提供食物。然而，海底火山口附近是一个显著的特例——生物通过类似光合作用的化学合成反应维持生命，能量来源不再是太阳能，而是硫化氢中的化学能（参阅极端环境微生物和黑烟生态系统）。

  在海洋表层产生的有机碳中，每年只有一小部分（约0.2 GtC）聚集在海洋沉积物中，并在缺氧环境中缓慢分解，数百万年后形成碳氢化合物。煤炭起源于陆地，其产生始于3亿至3.5亿年前石炭纪第一批大树的出现（参阅生物圈，地质过程的主要参与者）。

  海洋生物的碳酸盐外壳在深海压力作用下沉淀、溶解、并释放出碳酸根离子。这种溶解使深海碳酸盐含量增加，例如有机颗粒的沉淀和再循环（生物泵）。相反，在浅海盆地中，这些生物壳堆积并缓慢形成地质过程中夹带的石灰岩。石灰岩与有机沉积物是海洋—大气系统中唯一的海洋碳汇。相反，每年约有0.1 GtC CO₂通过海底火山喷发释放到大气中。

  石灰岩的溶解（质变）每年为海洋提供0.1 Gt的碳酸盐（石灰岩以及硅酸盐的溶解，导致溶解于雨水中的大气CO₂达到0.3 GtC /年）。这些碳通过河流，随后与土壤侵蚀形成的碳汇合。海洋每年从河流中获得0.9 GtC，但在工业化之前，这一输入基本可以通过每年约0.7 GtC的海洋脱气抵消。

  大气、岩石和生物之间的碳交换在地球的古代历史中发挥了重要作用（参阅生物圈，地质过程的主要参与者），导致大气成分和气候发生了显著变化。然而，这些自然地质碳流仍然很低：它们通常比光合作用低1000倍，比化石燃料燃烧低100倍。在过去的一个世纪中，人类活动控制着环境的变化。

4.上世纪以来的CO₂积累

  自工业时代以来，大气中的含量迅速增加，而至少在过去一千年以来，这一数值一直保持在280 ppmv左右的水平。如图4所示，不仅大气CO₂含量在增加，其增长速率也在加快。目前，增长速率约为每年4 GtC（或2 ppmv）。如果保持该速率增长，大气CO₂含量将在80年内从当前的400 ppmv增加到560 ppmv，是工业化之前的两倍。该增长速率与人类活动的碳排放密切相关。如图4所示，CO₂排放主要来自化石燃料（煤炭、石油和天然气）的燃烧，此外还包括森林砍伐和水泥生产，后者生产时利用石灰石并释放出碳（占CO₂排放量的3 %）。但是，大气中CO₂的总增量仅有累计人为排放量的一半，这表明另一半的CO₂正在被重新吸收，具体见下文。

  大气中CO₂的积累通过增强温室效应（与辐射和气候相关）引起全球变暖，同时还会导致海洋酸化，危害海洋生物。

  化石燃料燃烧对大气中CO₂增加的重要贡献，已由CO₂中碳的同位素技术得到证实（参阅放射性与核反应）。碳主要由同位素¹²C（包含6个质子和6个中子）和少部分的¹³C（7个中子）、¹⁴C（8个中子）组成。光合作用捕获¹³C的效率低于¹²C，因此相较于火山喷发释放的矿物碳，生物来源碳的¹³C/¹²C同位素比更低。我们观察到大气中CO₂的同位素比¹³C/¹²C正在下降，这标志着其生物起源。¹⁴C由高空大气中宇宙辐射引起的N的核反应产生，随后混合到CO₂中并在光合作用时被捕获，因此生物内¹⁴C的比例是固定的（10^-12）。¹⁴C具有放射性，其浓度逐渐降低，半衰期为5730年（这是进行生物遗体测年的方法）。在更古老的化石燃料中¹⁴C完全消失。

  然而，20世纪60年代发生的核爆炸曾导致¹⁴C浓度翻番，经过调整后，大气中¹⁴C的浓度有所降低。这表明增加的CO₂来自化石燃料[6]，而非目前的生物。

  此外，化石燃料燃烧消耗氧气。大气中O₂浓度的降幅虽然较小，但仍可以测量。图5显示了O₂的减少，以20世纪90年代观测到的CO₂浓度增加（10年增加15 ppmv）为变量。观测到的CO₂增量约为化石燃料燃烧预测值的一半（箭头1）。氧气的消耗量也较低，但比例不同。这可用于确认并评估化石燃料燃烧所排放CO₂的两种吸收途径：一是溶解在海洋中（箭头2），但不会改变O₂的浓度；二是光合作用，并以与减少CO₂相同比例释放O₂（箭头3）。最终，海洋变暖导致的溶解氧脱气作用十分有限（箭头4）。总之，由图5可知，20世纪90年代化石燃料产生的30 ppmv CO₂中，8 ppmv溶解在海洋中，7 ppmv由光合作用固定，剩余的15 ppmv在大气中积累。

  图2中，2000年后的10年内（以GtC作为CO₂的单位，1 ppmv等于2.12 GtC，详情参阅第2节），化石燃料燃烧产生的CO₂增加到每年7.8 GtC，其中2.3 GtC溶解在海洋中，1.5 GtC由光合作用固定，剩余CO₂以每年4 GtC的速率在大气中积累。

  除CO₂外，厌氧发酵（远离空气）以及石油或天然气田的泄漏也以甲烷的形式将碳排放到大气中。尽管其浓度比CO₂低200倍，但其对温室效应增强的贡献却是CO₂的25%[8]。甲烷对温室效应的影响是CO₂的约25倍，并且与工业化之前相比，它在大气中的浓度增加了2.5倍。冻土或海洋沉积物中的甲烷突然释放会加速全球变暖。但是，排放到大气中的甲烷只能存在约十年，随后会缓慢氧化为CO₂。最终，人类活动以多种形式进行碳排放，特别是塑料，它以每年0.3 Gt的速度排放碳，其中的十分之一到达海洋，并在被称为洋流的巨大涡旋核心积累（参阅海上塑料污染：“第七大洲”）。

5.海洋中的溶解

  海洋表层溶解的CO₂的浓度趋向于达到与其在大气中的分压比例相平衡。这是气体溶解度的一般特性，即亨利定律。这就是为什么在打开一瓶香槟后，随着压力下降，溶解的CO₂会逸出。温度升高，脱气增加，从而降低溶解度。因此，在温暖的热带海洋中，CO₂逃逸到大气中；在极地地区，CO₂溶解在海水中；在平稳状态下，总体平衡呈中性。另一方面，全球变暖导致海洋脱气增加。然而，目前来看，海洋—大气之间以大气CO₂增加导致的溶解为主。

  目前，海洋表层的矿物碳含量为24 ppm（每吨水24g）[9]。如果我们以海洋总质量1.4×10¹⁸ t计，这意味着其碳储量为33×10¹⁸ g，即33,000 GtC。实际储量估计为38,000 GtC，这是因为深海的浓度稍高于表层。根据亨利定律，平衡状态下，溶解的CO₂浓度与大气压成正比，但是海洋中95 %的溶解碳以碳酸盐和碳酸氢根离子的形式存在。因此，溶解碳的相对增量仅有大气CO₂相对增量的1/10[10]：大气CO₂的年均增量为2 ppmv，占400 ppmv的0.5 %；因此海洋溶解碳的增量仅有其1/10，即24 ppm的0.05 %，0.012 ppm。该碳仅被海洋表层吸收：如果被整个海洋吸收，则碳通量为17 GtC/年，实际估计值为2.3 GtC/年（图2）。 吸收的CO₂在深海处扩散缓慢。

  相较于溶解碳浓度，海洋学家通常更喜欢测量海水的CO₂平衡分压。该值是在不改变海水样品自身浓度的前提下，在足够小体积的空气中通过脱气得到。如果CO₂平衡分压高于大气中CO₂的分压，则溶解的CO₂将逸出以恢复平衡；反之，大气中的CO₂将会溶解。图6表明，CO₂平衡分压接近大气CO₂分压，并随其增加而增加，这证实了海洋表层与大气CO₂之间的平衡。

  此外，溶解的CO₂与水反应生成H⁺离子，引起海水酸度增加。酸度通过pH值来衡量，当溶液呈酸性时，pH值下降。图6清楚的反映了这种下降。海水酸化趋向于限制珊瑚钙质骨架的合成，但具体取决于物种[11]。

  但是，溶解平衡仅限于与大气直接接触的海洋，即受风搅动的数百米厚的海水层。由于海水分层（温度更高、密度较小的海水位于表层），深海不受大气影响。在极地地区，表层海水蒸发导致盐浓缩，冷却后其浓度可能超过深层海水，因此零星局部区域的表层海水可以渗透到深海处。据估计，供给深海的表层水流量为50×10⁶ m³/s，而这当然可以通过上升到海洋表层的等量深海水进行全球流量补偿（海洋的总质量保持不变）。这部分流量约为每年1.5×10¹⁵ t，即深海水（1.4×10¹⁸ t）全部更新大约需要1000年。

  因此，每年有1.5×10¹⁵ t当前CO₂平衡浓度的表层海水（2000年浓度为380 ppmv），被工业化前CO₂平衡浓度的深层海水代替（浓度为280 ppmv），后者降低了30 %。如我们所知，这表示溶解碳降低了10倍，即3 %或0.7 ppm。以此乘以总流量可知，相当于一口每年向深海埋藏1 GtC的井。

  此外，我们可以看到，海洋表层溶解碳以每年0.012 ppm的速率增长，且在过去十年间充分搅拌，混合均匀。选择整个海洋表面厚度300 m的混合层（注释：该层比图2中的“海洋表层”厚，后者指仅限于用于光合作用的光穿透的区域）作为指示层，总面积为0.36×10¹⁵ m²，海水总质量为1.1×10¹⁷ t，计算可得，混合层的年均碳储量为1.3 GtC。加上排放到深海的碳（每年1 GtC），我们由大气观测数据推测可知，其碳储量为每年2.3 GtC。大气和海洋之间CO₂通量图也证实了吸收通量的全球意义[8]。

  只要全球变暖不影响洋流，该通量一定随大气CO₂浓度增加而成比例地增加。但是，这种纯物理评估是非常概略的。它假定与沉积和溶解过程相关的生物泵稳定流动，流量为11 GtC/年，该过程在溶解碳的垂直混合过程中起关键作用。

6.植被的影响

  陆地植被在CO₂通量，以及碳以可见的植被和土壤中腐殖质形式储存过程中发挥关键作用。因此，尽管草原、稀树草原和半荒漠地区植被含量很低，但它们对地球碳库的贡献很大，详情见表2（参阅泥炭地与沼泽——非凡的湿地）。这也表明，北方森林在土壤中储存大量的碳，而热带森林的植被非常丰富，但土壤的碳吸收能力不是很高。表2也表明，北方针叶林的土壤中储存着大量的碳，而热带森林尽管植被非常丰富，但土壤的碳储存能力较弱。

表2. 植被和土壤表层（1 m）的总碳储量（改编自IPCC，2001[12]）。

  据估计，每年由于森林砍伐排放的CO₂为1.1 GtC[13]，占大气中温室气体增量的25 %。砍伐森林的原因包括：森林开发、为城市扩张提供空间、将森林转变为农田、开采矿石。例如，为露天开采阿萨巴斯卡油砂，加拿大艾伯塔省3,400 km²的北方针叶林遭到了破坏[14]。生物燃料的大规模农业生产也具有破坏性，它促进了单一栽培的发展，如亚马逊地区的大豆以及印度尼西亚、马来西亚和泰国的棕榈油。

  从生态学和气候学的角度来看，热带森林的砍伐率是特别值得关注的问题。亚马逊地区每年砍伐森林10,000至30,000 km²[15]，南美州每十年砍伐森林总面积的5%，非洲也所差无几（见表3）。在东南亚，因厄尔尼诺现象引起的大火正导致森林覆盖率下降。1997年，印度尼西亚的森林和泥炭地大火向大气释放了0.8到2.5 GtC的CO₂[16]。亚洲森林面积维持稳定的背后是大量原始森林被破环并在原址栽培人工林，这也导致15年间植被碳储量减少了近四分之一（表3）：由原始林的12-74 kg/m²到人工油棕林的8.5-29 kg/m² [17]。

表3. 全球森林砍伐量（改编自IPCC，2007[18]）。

  另一方面，森林正在蔓延到世界其他地区，抵消了部分森林砍伐。欧洲、北美和大洋洲的库存增加。2000年代中期，总体净毁林率约为每年70000 km²，略低于20世纪90年代盛行的每年约90000 km² [16]。这意味着每十年表面积的相对损失为2 %，存储碳的损失更大，为3 %，相当于每年1.1 GtC（见表3）。

  然而，根据大气CO₂与O₂平衡可知（见图5），光合作用每年固定CO₂总量为1.5 GtC。因此，每年因森林砍伐产生的1.1 GtC碳源被2.6 GtC的森林碳汇所抵消。这种“消失的碳”很可能储存在土壤中，但土壤碳储量的整体估测比植被更加困难。导致光合作用的增加因素包括以下几个：众所周知，在其他环境因素适宜的情况下，大气中的CO₂浓度增加会促进光合作用；氮肥的广泛使用和全球变暖也可能促进植物生长，导致土壤有机物增加；海洋也可能成为碳汇，这表明图2中依据古沉积物估测的0.2 GtC的年平均碳储量可能会增加。

7.人为碳排放修复前景

  众所周知，化石燃料燃烧和森林砍伐导致大气中的CO₂迅速增加是全球变暖和海洋酸化的根源。这些CO₂中只有50 % 通过自然反馈被吸收。因此，我们有必要减少至少50 % 的碳排放以维持CO₂浓度稳定。

  碳排放的增加主要与人口的增加有关，后者在一个世纪内增加了四倍（2016年为74亿居民，而1916年为18亿）。同期，人均碳排放总体上也增加了两倍，详情见图7。在人口大量增长的背景下将碳排放减少两倍，需要技术和消费习惯均发生重大改变。根据人均碳排放曲线可知，1970-2000年间，随着石油危机、核能发展和重工业衰落（尤其是苏联解体），人均碳排放出现了拐点。2000年后，由于煤炭的大量使用（10年内消费量增加了50 %），人均碳排放进一步增加。目前，煤炭占一次能源消耗量的30%（占化石燃料CO₂排放量的42 %）和石油消耗量的36 %（占CO₂排放量的28 %）。低碳能源的消费占比仍然很低（一次能源中，核能占6 %，水电占6 %，其他可再生能源占1 %）[18]。与大多数可再生能源不同，核能虽不受人们欢迎，但对自然环境的影响最小。可再生能源中，仍以水电为主。风能和太阳能虽占比较小，但正迅速发展。然而，风能和太阳能的活动具有间歇性，因此需要发展存储技术或使用其他化石燃料作为储备。此外，它们受限于电力生产，而电力生产仅占一次能源消耗的三分之一。

  利用采矿和石油开采技术，已经提出了CO₂捕获并在地下和海底深埋的方法。然而，它们的长期可靠性难以证明，并且能量消耗巨大。因此，该技术的发展只会加剧能源问题，导致“非常规”矿床的开采，对环境造成越来越大的破坏。

  限制森林砍伐并充分利用农业资源才可能在中期取得最有效的收益。农业占据无冰土地面积的1/3（农作物占12 %，牧场占22 %），据估计吸收了土地初级生产（有机物总产量）的1/4 [19]。家畜的碳排放占温室气体排放量的15 %，超过了运输业。当前市场上的第一代生物燃料与粮食作物竞争激烈，并导致了森林砍伐。然而，第二代和第三代生物燃料相关研究提出了使用农业废物并改善当前的甲烷化技术（真空发酵产生甲烷）的希望。

 

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参考文献和说明：

[1] However, it is necessary to mention the exception of Carbon 14 (constituting a proportion 10^-12 of the carbon of living beings). This carbon isotope is produced in the upper atmosphere by the impact of cosmic radiation on nitrogen, then is transformed back into nitrogen by radioactivity with a period of 5730 years.

[2] Chen et al (2014) Hidden carbon in Earth’s inner core revealed by shear softening in dense Fe₇C₃. PNAS 111, 17755-17758, http://www.pnas.org/content/111/50/17755.full.pdf

[3] To do this, we notice that the total atmosphere contains 10.3 t/m²: it is the mass of the air column whose weight produces the average atmospheric pressure 1.013 x 10⁵ N/m². The mole (N_A molecules where N_A is the Avogadro number) of CO₂ containing 12 g of carbon and 32 g of oxygen, or 44 g, while an atmospheric mole contains 29 g (weighted average between nitrogen and oxygen), the mass proportion of CO₂ is 44/29 = 1.52 times its proportion in molecules 400 x 10^-6, or 607 x 10^-6 of 10.3 t/m², equal to 6.25 kg/m² CO₂. The mass proportion of carbon in CO₂ being 12/44 = 27%, we find that 400 ppmv represents 1.69 kg/m² of carbon or 860 GtC.

[4] IPCC Report 2013, chapter 6: Carbon and Other Biogeochemical Cycles, http://www.ipcc.ch/report/ar5/wg1http://www.climatechange2013.org/images/report/WG1AR5_ALL_FINAL.pdf

[5] Knorr W. (2009) Is the airborn fraction of anthropogenic CO₂ emissions increasing? Geophys. Res. Letters 36, L21710, http://radioviceonline.com/wp-content/uploads/2009/11/knorr2009_co2_sequestration.pdf

[6] Levin I. & Hesshaimer V. (2000) Radiocarbon-a unique tracer of global carbon cycle dynamics, Radiocarbon 42, 69-80, http://archiv.ub.uni-heidelberg.de/volltextserver/6862/1/LevinRAD2000.pdf

[7] IPCC Report 2001: http://www.ipcc.ch/ipccreports/tar/wg1/108.htm

[8] Takahashi T. et al (2009) Climatological mean and decadal change in surface ocean pCO₂, and net sea-air CO₂ flux over the global oceans. Deep-Sea Res. II 56, 554-577. Results summarized on http://www.ldeo.columbia.edu/res/pi/CO2/carbondioxide/pages/air_sea_flux_2010.html.

[9] Feely R.A., Doney S.C. & Cooley S.R. (2009) Ocean acidification, special issue Oceanography 22 (4), http://tos.org/oceanography/issue/volume-22-issue-04.

[10] This increase factor, also dependent on temperature, is called the “Reveal Factor”, see Zeebe R. http://www.eoearth.org/view/article/154468

[11] Guinotte J.M. & Fabry V.J. (2008) Ocean acidification and its potential effects on marine ecosystems. Annals NY Acad. Sci. Volume 1134, The Year in Ecology and Conservation Biology, pp. 320-342.

[12] IPCC Report (2001), Working group 1, Chapter 3, The Carbon Cycle and Atmospheric Carbon Dioxide, https://www.ipcc.ch/ipccreports/tar/wg1/pdf/TAR-03.PDF; Biome: A set of ecosystems characteristic of a biogeographical area and named from the vegetation and animal species that predominate and are adapted to it.

[13] Houghton R.A. et al (2012) Carbon emissions from land use and land-cover change, Biogeosciences 9, 5125-5142, http://www.biogeosciences.net/9/5125/2012/bg-9-5125-2012.pdf

[14] Government of Alberta (2008) Alberta’s Oils Sands. Resourceful. Responsible. Government of Alberta, http://environment.gov.ab.ca/info/library/7925.pdf

[15] Laurance W.F. & Bierregaard R.O. (Eds.) (1997) Tropical Forest Remnants: Ecology, Management, and Conservation of Fragmented Communities. University of Chicago Press, Chicago, Illinois.

[16] Page S.E., Siegert F., Rieley J.O., Boehm H.-D.V., Jaya A. Limin S. (2002) The amount of carbon released from peat and forest fires in Indonesia during 1997, Nature 420, 61-65.

[17] Ziegler, A.D., Phelps, J., Yuen, J.Q., Webb, E.L., Lawrence, D., Fox, J.M., Bruun, T.B., Leisz, S.J., Ryan, C.M. & Dressler, W, (2012) Carbon outcomes of major land-cover transitions in SE Asia: great uncertainties and REDD+ policy implications. Global Change Biology 18, 3087-3099. http://onlinelibrary.wiley.com.gaelnomade.ujf-grenoble.fr/doi/10.1111/j.1365-2486.2012.02747.x/full

[18] IPCC Report (2007) 4^th Report. Part 3, Mitigation, chapter 9, Forestry https://www.ipcc.ch/pdf/assessment-report/ar4/wg3/ar4-wg3-chapter9.pdf; table based on FAO data (2006), Global Forest Resources Assessment 2005. Progress towards sustainable forest management.FAO Forestry Paper 147, 320 pp.; MEA (2005) Millennium Ecosystem Assessment. Ecosystems and human well-being: Scenarios. Findings of the Scenarios Working Group. Island Press, Washington D.C.

[19] https://en.wikipedia.org/wiki/World_energy_consumption

[20] https://en.wikipedia.org/wiki/Primary_production

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译者：蔺雨薇          审校：楚增勇教授          责任编辑：胡玉娇