科普｜地球系统的碳循环

碳原子的价态很多，既可以形成有机化合物，又可以形成无机化合物。
  C是生物圈里的主干元素，Si是岩石圈里的主干元素（Langmuir and Broecker，2012）。
  人类对于碳循环的研究来源于20世纪80年代全球变化的研究。当时发现人类排放的二氧化碳只有一半留在大气中，为了寻找“漏失的碳”去哪儿了，开始了从地球表层追踪碳循环的过程。碳循环的追踪要比水循环的追踪更为复杂，因为水循环本质上属于物理问题，而碳循环属于化学问题。
  碳的赋存主要取决于氧化还原环境。地球表层碳的还原主要依靠太阳辐射能的光合作用，将无机碳转变为有机碳，其中大部分通过呼吸作用重新氧化成为无机碳（二氧化碳），只有一小部分通过沉积作用进入岩石里的有机碳库。地球表层系统的碳循环，主要是碳在有机和无机世界里的转移，呈不同的形式出现，其本质是氧化和还原之间的变化（表4-1）。

全球碳储库、碳循环和年通量

3.1 寻找失踪的碳

  大气CO2的收支不平衡：大气CO2浓度的增加量，明显少于化石燃料燃烧的释出量。碳平衡“糊涂账”的根源在于碳循环实测数据的不足，和由此造成的碳循环具体机制不明。

3.2 表层海的碳汇与碳源

  表层海水的CO2通量主要取决于海水溶解度和生命过程（“溶解度泵”、“生物泵”），而海水溶解无机碳的含量，主要取决于物理过程，包括大洋环流和水文循环。
  海洋对大气CO2的吸收作用有三种机制：溶解度泵、生物泵、碳酸盐泵

·溶解度泵：如果海面上大气CO2的分压比表层海水的大，CO2就会溶解在海水里直到两者平衡

·生物泵：有机碳泵（或软体泵）：通过有机质的形成从大气吸收CO2，光合作用

·碳酸盐泵：钙质骨骼的生产向大气释放CO2
Ca2++2HCO-3→CaCO3+H2O+CO2↑

地球表层是一个“冰碳同器”的系统，冰盖的涨缩和大气CO2浓度的变化有一定的相关关系。但是也引发了一系列问题：冰和碳，谁是鸡谁是蛋？是冰盖变化带动了CO2浓度，还是CO2浓度引起了冰盖变化？再说，冰期时减少的CO2去哪儿了？是什么机制，导致了地球表层碳循环和水循环有如此密切的互相关系？

4.1 海洋碳泵

  冰期时大气减少的CO2应当到海洋去找。海洋最大的碳库是溶解无机碳（DIC），与海底的碳酸盐的堆积相结合，可以有效吸收大气CO2。海水中的DIC以三种化学状态存在：溶解的二氧化碳（CO2）、碳酸根（CO32-）和碳酸氢根（HCO3-），三者的比例与海水的pH有关。大气CO2浓度升高，表层海水溶解的CO2增多，海水pH降低。冰期时大气CO2比间冰期下降，表层海水pH必然增高，于是碳酸盐沉积作用加强，将大气的CO2送入海底沉积层；碳酸盐沉积超过一定阈值，海水的碳酸系统又会失去平衡而放出CO2，从而又回到间冰期状态。
  早期使用统计有孔虫壳体的保存或者测算沉积物中碳酸盐的百分含量来测定古海水，现在使用B/Ca值或B同位素来测定。
  争议比较大的是碳在海洋内部的去处问题。

4.2 陆地碳库

  大陆碳储库在冰期时必然缩小，到冰消期再逐渐恢复。一个根本性的问题是陆地碳库在冰期旋回扮演的角色。

4.3 碳循环的时间尺度

5.1 地质碳储库

  地质尺度的碳循环普遍超过了人类观测的时限，因此需要通过代替性标志再造。碳同位素的分类为碳循环过程提供了地质记录，尤其是海水无机碳的δ13C。地质碳储库包括地壳和地幔里的碳，在地球表层发生的碳循环过程都会在大洋δ13C留下记录。从地质角度看，大洋碳储库主要有两种来源：火山活动和变质作用从地球内部喷出的碳和陆地风化作用从岩石溶出的碳。进入海水的碳也有两种出路：既可以作为有机碳，又可以作为无机碳沉积下来。由于每一项的碳同位素都有所不同（表4-4），无论改变来源或出路中的任何一项，海水中溶解无机碳的δ13C就会变化。

5.3.1 海洋同位素的变化

  从图4-20A可以看出从奥陶纪晚期到志留纪（4亿年前）以及石炭—二叠纪（3亿年前后）δ13C经历了两次重值期，前者可能是因为陆生植物演化产生后的发育和海洋生物的繁盛，后者可能对应了大量煤炭的埋藏。从图4-20B可以看出古生代早期大气CO2的浓度是现在的15~25倍，后来随着δ13C的变重而下降，应该都是植被发育，有机碳储库增大的后果（Lerman，2009）。

5.3.2 海洋碳酸盐沉积

  海洋碳酸盐沉积是大洋碳储库演变历史最直接也是最简便的分析依据。不同时期碳酸盐沉积的特征，反映了海水化学的演变历程。今天大洋碳酸盐沉积以生物的钙质骨骼为主，其物质来源有二：一方面由陆地风化作用通过河流带入，另一方面依靠大洋中脊的热液作用供应。但是供应的速率要小于生物形成CaCO3骨骼沉降海底的速率，因此海水中CaCO3不饱和，需要靠深海海底的CaCO3溶解提供补充保持平衡。深海碳酸盐溶解速率和沉积速率相等的深度，叫做碳酸盐补偿面（CCD，Carbonate Compensation Depth），其深度变化也是碳循环演变的识别标志。
  海洋碳酸盐沉积的演变，记录了碳循环转型的历程，这种转型正是生物圈演化的反映。大洋碳酸盐最初属于化学沉积，至多只有原核类的微生物参与其化学过程；然后发展到真核生物骨骼组成的生源沉积，生源沉积又从浅水底栖生物转到深海浮游生物。这是地球系统中水圈和生物圈共同变化的经历，也是CCD在显生宙逐步加深的过程（图4-21）。这一方面是由于中、新生代钙质浮游生物繁盛，远洋碳酸盐供应增加；一方面也是海平面下降、浅海面积减少的结果。据估算，海平面下降1m，CCD下降6m，而显生宙大陆逐渐北移，使得适于碳酸盐沉积的热带浅海面积减少。生源碳酸盐沉积向深海转以后，深海碳酸盐沉积的堆积和溶解才称为地球表层系统碳循环的重要环节，出现了调控大气CO2浓度的新型缓冲机制（汪品先，

生源碳酸盐沉积由浅海型向深水型的转折，是大洋碳循环的转型，被称为海洋化学的“中生代中期革命”（Ridgwell，2005）。有人将此三部曲化简归纳为三种模式：非生源沉积为主的“死亡大海”（Strangelove Ocean），浅水型的“贝壳大洋”（Neritan Ocean），深水型的白垩大洋（Cretan Ocean）（Zeebe and Westbroek，2003）。三者分别相当于太古宙、古生代和中生代中期以来的海洋。只有当大洋化学演化到“白垩大洋”的阶段之后，才可以通过CCD、溶跃面的升降，调剂海水和大气的化学成分，才有深海碳酸盐对CO2的响应机制，形成了地球表层系统中的一种负反馈。

文章来源：环境生态网