海洋碳循环

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海洋碳循环 (资料来源：IPCC)

海洋碳循环（英语：oceanic carbon cycle，也可写为"marine carbon cycle"）由海洋内各碳库之间以及与大气、地球内部和海床之间交换碳的过程所组成。碳循环是于跨越多个时间和空间尺度中许多过程相互作用的结果，这些过程导致碳在地球上移动，并于全球各处分布。海洋碳循环是全球碳循环过程中的核心部分，其中包含无机碳（与生物不相关的碳，例如二氧化碳）和有机碳（在或是曾经在生物体内的碳） 。碳循环有部分会将碳在非生物和生物之间转化。

构成海洋碳循环的三个主要过程（或称为泵）将大气中的二氧化碳（CO2）带入海洋内，然后透过海洋分配。这三个泵为：(1) 溶解泵（英语：solubility pump）、(2) 碳酸盐泵和 (3) 生物泵。地球表面于持续时间不到10,000年的活性碳库中约含有40,000吉吨（Gt，十亿吨，约等于600万头蓝鲸的重量）的碳，其中约95%（38,000吉吨) 储存在海洋中，大部分以溶解无机碳（英语：dissolved inorganic carbon）（DIC）形式存在。[1][2]海洋碳循环中的这些DIC是海洋酸碱化学的主要控制因素。[3]

地球上的植物和藻类（自营生物）是最大的碳通量生产来源。虽然海洋生物群中储存的碳量（约3吉吨）远小于陆地植被所储存的（约610吉吨），但此两群体所交换的碳量（通量）几乎相等，每个各占约50吉吨。[1]海洋生物透过光合作用等过程将碳和氧的循环作连结，[1]在生物学上也与氮和磷的循环相关，碳、氮与磷之间的化学计量比率通常维持在恒定的106:16:1左右（此也称为劳德菲尔德比率（英语：Redfield ratio）），[4]由此表示生物体会吸收氮和磷以与新的有机碳结合。同样的，细菌于分解有机物时会释放磷和氮。

根据NASA、世界气象组织、IPCC和国际海洋探索理事会（英语：International Council for the Exploration of the Sea）的出版物，以及来自美国国家海洋暨大气总署（NOAA）、伍兹霍尔海洋研究所、斯克里普斯海洋研究所、联邦科学与工业研究组织（CSIRO）和橡树岭国家实验室的科学家们，人类已对海洋碳循环造成巨大的影响。[5][6][7][8]在第一次工业革命之前，海洋是大气中二氧化碳的净来源，而反过来，现在进入海洋的大部分碳是来自大气中的二氧化碳。[9]大气和海洋之间的二氧化碳平衡受到改变，主要是由于人类燃烧化石燃料和生产水泥，[7]结果导致海洋酸化。[9][10]大气中累积的二氧化碳过量导致气候变化，最终让海洋和大气温度升高（全球暖化）。[11]全球于2000年至2010年期间的暖化速度减缓，[12]可能是由于观察到的海洋表面层热含量增加后的结果。[13][14]

系列之一
碳循环
存在区域
二氧化碳
形式
代谢途径
碳释放（英语：Carbon respiration）
生物泵
碳截存
甲烷
生物地球化学循环
其他

海洋碳[编辑]

碳以有机或是无机、可溶解或是颗粒状，而分为四个种类（碳库）。箭头所指方向表示碳从一碳库进入另一碳库，成为另一型态的碳。

碳化合物可区分为有机或是无机、可溶解或颗粒状，取决于其成分。有机碳是有机化合物（如蛋白质、脂类、碳类和核酸）的关键成分。无机碳主要存于简单化合物中，例如二氧化碳、碳酸、碳酸氢盐和碳酸盐。

海洋碳又进一步分成颗粒相和溶解相。这些分类由物理分离来定义 - 溶解相的碳可通过0.2微米的过滤网目，而颗粒碳不能。

无机碳[编辑]

海洋中的无机碳主要有两种。其一为溶解无机碳 (DIC) ，由碳酸氢盐 (HCO3−)、碳酸盐 (CO32−) 和二氧化碳（包括溶解的CO2和碳酸H2CO3）组成。 DIC可透过碳酸钙（CaCO3）沉淀（生物或非生物方式）转化为颗粒无机碳（英语：particulate inorganic carbon） (PIC)。 DIC也可透过光合作用和化能生物作用（即初级生产）转化为颗粒有机碳 (POC)。随著有机碳颗粒下沉和有氧呼吸，会导致DIC随著深度的增加而增加。游离氧随著DIC的增加而减少，因为氧气在有氧呼吸过程中遭到消耗。

另一种是颗粒无机碳（PIC）。大多数PIC是碳酸钙，它是构成各种海洋生物外壳的成分，但也会形成水体白浊事件（英语：whiting event）。海鱼在渗透调节过程中也会分泌碳酸钙。[15]

海洋中的一些无机碳物质，例如碳酸氢盐和碳酸盐，是造成碱度（英语：alkalinity）的主要成分，碱度是一种天然的海洋缓冲剂，可防止酸度（即pH值）发生剧烈变化。海洋碳循环也会影响一些化合物的反应和溶解速率，及调节大气中二氧化碳的含量和地球温度。[16]

有机碳[编辑]

海洋中存在两种主要的有机碳（溶解形式和颗粒形式）。溶解有机碳 (DOC) 的定义是任何可通过0.2微米过滤器网目的有机分子。 DOC可透过异营生物转化为颗粒有机碳，也可透过呼吸转化为溶解无机碳（DIC）。

那些可被0.2微米过滤网目捕获的有机碳分子被定义为颗粒有机碳（POC）。 POC由生物体（死的或是活的）、其粪便和碎屑组成。例如POC可透过分子解聚和由浮游植物的渗出转化为DOC。 POC一般透过异营生物及呼吸而转化为DIC。

海洋中的碳泵[编辑]

溶解泵[编辑]

主条目：溶解泵（英语：solubility pump）
根据亨利定律，二氧化碳进入海水中后的解离过程（图中的K称为亨利常数）。

海洋是地球上最大的活性碳（即DIC）库，DIC是大气中二氧化碳溶入海水的结果，然后经溶解泵作用将碳由表面层移转进入海洋内部。[16]DIC的主要成分为溶解二氧化碳、碳酸、碳酸氢根离子和碳酸根离子。 DIC透过温盐环流在全球海洋中循环，海洋有巨大的DIC储存能力。[17]下面的化学方程式显示二氧化碳进入海洋，并转化为水态后所发生的反应。

由全球海洋资料分析计画（英语：Global Ocean Data Analysis Project）（GLODAP）取得的气候学数据而制作的1990年代全球海洋表面层溶解无机碳分布图。
(1)

碳酸迅速解离成游离氢离子（技术上为水合氢离子）和碳酸氢盐。

(2)

游离氢离子与已溶于于水中的碳酸盐发生反应，形成更多的碳酸氢根离子。

(3)

上述方程式中的溶解物质（主要是碳酸氢盐）构成碳酸盐碱度系统，是构成海水碱度的主要成分。[10]

碳酸盐泵[编辑]

碳酸盐泵（有时称为碳酸盐计数器泵），从海洋表面层的海洋生物开始，以碳酸钙（方解石或霰石）的形式产生颗粒无机碳 (PIC)。 碳酸钙是构成贝壳等坚硬身体部位的成分。[16]形成这些壳的时候会增加大气中的二氧化碳，因为在以下简化化学计量反应中会产生碳酸钙[10][18]

[19] (4)

钙板金藻是种几近随处可见的浮游植物群，会生长碳酸钙壳，是发挥碳酸盐泵作用的重要群体。[16]因为这种藻类数量丰富，对碳酸盐化学及它们所栖息的表面层水域和其下的海洋会有重大影响：此种藻类为碳酸钙向下输送提供一个重要的机制。[20]由海洋生物群落引起的大气-海洋二氧化碳通量可透过下降比来确定，即沉入海底的颗粒物中碳酸钙中的含碳与有机碳中的碳比例 (PIC/POC）。[19]碳酸盐泵对溶解泵吸入海洋的二氧化碳有负回馈作用（当如钙钣金藻的生物死亡时，其含有二氧化碳（溶解泵形成的溶解无机碳）的外壳会随之沉入海底，有受到埋藏的机会）。它的作用幅度小于溶解泵（碳酸盐泵仰赖如钙钣金藻或类似海中生物的作用，规模远小于溶解泵。）。

生物泵[编辑]

主条目：生物泵

透过生物产生的颗粒有机碳（POC）可透过通常称为生物泵的通量从上层海洋输出，或透过呼吸（文中方程式 6）成为无机碳。在前者，溶解无机碳会经由光合作用（文中方程式 5）和其他形式的自营生物 [16]转化为有机物，然后下沉，并部分或全部被异营生物消化。[21]根据生物体将颗粒有机碳分解为食物的难易度，颗粒有机碳区可区分为易于改变性（英语：lability）、半易于改变性或不易改变性。浮游植物的光合作用主要是生产易于改变与半易于改变的分子，也是大多数生产不易改变分子的间接来源。[22][23]易于改变分子在细胞外以低浓度形式存在（在体积莫耳浓度范围内），在海洋中游离时半衰期仅为几分钟。[24]它们通常停留在在海洋表面层，出现后数小时或数天内会被微生物消耗掉，[23]这些分子会产生大部分的碳通量。[25]半易于改变分子较难消耗，在被摄取之前就可下沉到海面下数百公尺的深度。[26]不易改变的溶解有机物（DOM）主要由具有坚强共轭的分子组成，如多环芳香化合物或木质素。[22]不易改变的DOM可下沉到超过1,000米的深度，并在海洋中循环数千年。[27][23][28]每年大约有20吉吨光合作用固定的易于改变和半易于改变的有机碳被异营生物所吸收，而摄取的不易改变有机碳则少于0.2吉吨。[23]海洋溶解有机物原本可将进入大气的二氧化碳储存，[28]但人类工业化过程正将此一循环平衡破坏。[29]

(5)
(6)

输入[编辑]

海洋碳循环的输入来源很多，但从净值来看，主要是来自大气和河流。[1]通常来自海底热泉的输入与其移除的碳量相等。[16]

大气[编辑]

参见：碳封存 § 海洋封存
全球大气与海洋二氧化碳通量交换图，图中绿色为大气与海洋维持平衡状态，紫色表示海洋为碳汇，红色海洋为排放源（资料来源：IPCC 2007年
。
发生在高纬度大陆棚海洋中的碳循环过程。[30]

海洋在第一次工业革命之前是大气中二氧化碳的来源，[9]将岩石风化和陆地颗粒有机碳的影响予以平衡，但现在海洋已成为大气中过量二氧化碳的碳库。[31]海洋表面从大气中吸收二氧化碳的速率因地而异，[32]但平均而言，海洋每年可净吸收2.2吉吨二氧化碳。[32]由于温度降低时二氧化碳于海水的溶解度可增加，因此寒冷地区海洋可含有更多的二氧化碳，但仍能与大气保持平衡。相反的，海面温度上升会降低海洋吸收二氧化碳的能力。[33][10]北大西洋和北欧海洋（英语：Nordic seas）的单位面积碳吸收量为世界最高，[34]同时在北大西洋中，深对流每年会把大约1.97亿吨的不易改变有机碳输送到海洋深处。[35]

于2020年所做的一项研究发现进入海洋的净碳通量，比以前所得的数字明显更高。这项新研究使用卫星，侦测到海洋表面和进行测量的几米深度之间有微小的温度差异。[36][37]

海洋与大气之间的二氧化碳交换速率[编辑]

参见：地球大气中的二氧化碳

海洋与大气间二氧化碳交换速率取决于大气和海洋中已有的二氧化碳浓度、温度、盐度和风速。[38]此交换率可用亨利定律取得近似值，以S = kP表示，二氧化碳的溶解度 (S) 与大气中的二氧化碳数量（或称气体分压）成正比。[1]

雷维尔系数[编辑]

由于海洋摄入二氧化碳的数量有其限度，二氧化碳流入量也可用雷维尔系数（英语：Revelle factor）（也称缓冲系数）来描述。[33][10]雷维尔系数是二氧化碳的变化与溶解无机碳的变化比率，作为溶解泵于海水混合层中二氧化碳溶解的指标。雷维尔系数是表征DIC库将二氧化碳吸收为碳酸氢盐的热效率的表达式。 雷维尔系数越低，海水吸收二氧化碳的能力就越高。虽然美国科学家罗杰·雷维尔（英语：Roger Revelle）当年计算出的系数约为10，但于2004年所做的一项研究显示在低纬度热带海洋的系数为9左右，而在南冰洋的系数约为15左右。[39]

河流[编辑]

河流也会把陆地上矽铝酸盐（英语：aluminosilicate）（文中方程式 7）和碳酸盐岩（文中方程式 8）风化或是侵蚀，

(7)
(8)

或有机物分解（文中方程式 5，例如植物和土壤材料）所产生的有机碳输送进入海洋。[1]河流携带进入海洋的DIC和DOC数量大致相等（各约0.4吉吨/年，共0.8吉吨）。[1]流入乞沙比克湾的河流（萨斯奎哈纳河、波多马克河和詹姆斯河）每年携带约0.004吉吨的DIC入海。[40]河流的碳输送总量约占大气中总碳量的0.02%。[41]虽然数字看来很小，但在很长的时间尺度（1,000到10,000年）内，进入河流（因此不会进入大气）的碳可以作为稳定的温室效应的反馈。[42]

输出[编辑]

埋藏于海床中有机物（碳）的往后移动过程。

海洋碳系统的主要输出是颗粒有机物（POC）和碳酸钙（PIC），以及反风化作用（英语：reverse weathering）。[1]有些地区会有二氧化碳进入大气，海底热泉会释放二氧化碳进入其周围的海水。整体而言，此系统中的碳输入大于输出，不会发生碳的净损失。[16]

有机物保存[编辑]

海底沉积是海洋中长期保存碳的所在，也是海洋系统最大的碳损失所在。[43]深海沉积物（英语：marine sediment）和地层非常重要，因为它们提供地球上生命的完整记录，也是重要的化石燃料来源。[43]海洋碳可形成碎屑，离开系统，下沉后埋在海底，不会完全分解或溶解。全球海底沉积物含有1.75兆吨（1.75x1015公斤）的碳[44]最多有4%来自太平洋透光带（光动力驱动初级生产发生的地方）的颗粒有机碳被埋藏在海洋沉积物中。[43]表示由于进入海洋的有机物质比被埋藏的有机物质要多，其中有很大部分已被用掉或是消耗掉。

有机碳的沉积[编辑]

历史上，有机碳含量甚高的沉积物经常出现在表面层生产力高或底层水中氧浓度低的地区。[45]有机碳埋藏情况有90%发生在三角洲、大陆棚和向上坡度地区的沉积物中，[46]沉积物容易在较浅的海床，或是当地已有特殊沉积物存在的海床埋藏。[47]埋藏的有机碳对气候模式也很敏感：在盛冰期的累积速率会比间冰期高出50%。[48]

降解[编辑]

系列之一
生物地球化学循环
水循环
碳循环
养分循环（英语：Nutrient cycle）
岩石循环
海洋循环（英语：Marine biogeochemical cycles）
甲烷循环
其他循环
相关主题
研究机构

POC在埋入海底之前会经历一系列微生物驱动的过程而受到分解，例如产甲烷作用和硫酸盐还原。[49][50]POC降解是也会导致微生物甲烷的产生，而微生物甲烷是大陆边缘存在的主要天然气水合物。[51]木质素和花粉本质上具有抗降解性，一些研究显示无机基质也可保护有机物。[52]此种有机物的保存速率取决于其他在时间和空间上非线性变化的相互依赖变数。[53]有机物在有氧的情况下会迅速分解，但微生物可利用各种化学物质（透过氧化还原反应梯度）把缺氧沉积物中的有机物降解。[53]至于可停止降解的埋藏深度为何，取决于沉积速率、沉积物中有机物的相对丰度、被埋藏的有机物的类型以及无数其他变数。[53]虽然当细菌使用氧气以外的氧化剂（硝酸盐、硫酸盐、三价铁离子）时，可将缺氧沉积物中的有机物分解，但分解往往会在未完全矿化的情况下结束，[54]原因为作用仅将易于改变分子分解，而会忽略不易改变的部分。[54]

埋藏[编辑]

有机碳受到埋藏是地下生物环境的能量输入，可在较长时间尺度（>10,000 年）内调节大气中的氧气。[48]埋藏只在有机碳到达海底时才发生，导致大陆棚和沿海边缘成为陆地和海洋初级生产有机碳的主要埋藏地。由峡湾或冰河侵蚀形成的悬崖也被认为是存有显著碳埋藏量的区域，埋藏率比海洋平均水平高一百倍。[55]颗粒有机碳埋藏在海洋沉积物中，为海洋中可用的碳库与其在地质时间尺度的储存之间建立一条路径。一旦碳被封存在海底，就被认为是蓝碳（英语：Blue carbon）。埋藏率可计算为有机物质下沉速率与分解速率之间的差值。

碳酸钙保存[编辑]

碳酸钙沉淀很重要，因为会导致碱度损失以及二氧化碳释放（文中方程式 4），因此碳酸钙保存速率的变化会改变地球大气中二氧化碳的分压。[16]碳酸钙在绝大多数海洋表面层水中处于过饱和状态，而在深处则处于欠饱和（英语：Undersaturation）状态，[10]表示贝壳在沉入海洋深处时更易溶解。 碳酸钙也可透过代谢溶解而分解（即可作为食物并排出体外），因此深海沉积物中的碳酸钙含量非常少。[16]海洋中碳酸钙沉淀和埋藏将海洋中的颗粒无机碳移除，最终形成石灰石。[16]在超过50万年的时间尺度上，地球气候受到进出岩石圈碳通量的调节。[56]海底形成的岩石透过板块构造循环回到地表、受到风化或隐没进入地函中，火山喷发会释放碳（释气）。[1]

人类的影响[编辑]

海洋已吸收15 - 40%的人为二氧化碳，[57][58]迄今因燃烧化石燃料所产生的碳约有40%被海洋吸收。[59]由于雷维尔系数会随二氧化碳的增加而增加，未来一小部分人为通量仍将被海洋吸收。[60]目前大气中二氧化碳的年增量约为4亿吨，[61]加剧气候变化，进而驱动碳浓度和碳气候回馈过程，并改变温盐环流和海水的物理和化学性质，进而改变二氧化碳的吸收。[62][63]过度捕捞和海洋塑胶污染导致海洋（世界上最大的碳库）退化。[64][65]

海洋酸化[编辑]

主条目：海洋酸化

由于海洋吸收大气中的二氧化碳，导致海水pH值下降。[66]溶解二氧化碳的增加会减少碳酸根离子的可用性，降低碳酸钙饱和状态，让海中生物更难形成含碳酸钙的外壳。[67]碳酸根离子优先与氢离子结合形成碳酸氢盐，[10]碳酸根离子可用性的减少会增加未结合的氢离子数量，并减少形成碳酸氢盐的数量（文中方程式 1-3）。 pH值是氢离子浓度的测量值，低pH值表示有更多未结合的氢离子存在。因此pH值是海洋中碳酸盐离子分布（碳存在的形式）的指标，可用于评估海洋的健康程度。[67]

因海洋酸化而可能会受负面影响的生物体包括钙板金藻和有孔虫门（许多地区海洋食物网（英语：Marine food web）的基础），及人类的食物如牡蛎和贻贝等，[68]其中最受瞩目的可能是珊瑚礁。[67]在目前的温室气体排放轨迹上，大多数表面层海水仍将在一段时间内保持碳酸钙（方解石和霰石）过饱和状态，[67]但许多地区中需要碳酸盐的生物体可能会被别的物种取代。[67]珊瑚礁面临过度捕捞、硝酸盐污染和海水变暖的压力，海洋酸化对这物种增加额外的压力。[67]

铁质施肥[编辑]

主条目：铁质施肥

铁质施肥是气候工程中的一个面相，透过改变碳循环或辐射强迫来操纵地球的气候系统，目的在加速生物泵的作用以增加表层海洋碳输出的可能性。理论上，这种输出增加可将大气中多馀的二氧化碳移除，并储存在深海中。[69]由于海洋的规模和异营生物群落对初级生产力增加能产生快速反应所需的时间，很难确定小规模施肥行动是否会导致有意义的碳输出增加。[69]科学界中多数人并不认为这是一个合理或可行的方法。[70]

水坝与水库[编辑]

世界上有超过1,600万座水坝，[71]已将从河流到海洋的碳传输造成改变。[72]由全球水坝观察（Global Dam Watch）网络提供的全球水库和水坝资料库，世界约有7,000座水库，其蓄水量占利用水坝蓄水总量（8,000立方公里）的77%。根据资料库的数据，向海洋输送的碳估计因此减少13%（自1970年以来），预计到2030年的减少量将会达到19%。[73]水库中含有的过量碳每年会向大气额外排放约0.184吉吨的碳，[74]另外约0.2吉吨的碳将被埋藏在水库沉积物中。[73]迄2000年，密西西比河、尼日河和恒河流域水库的碳埋藏量约为全球25%至31%的占比。[73]2000年后，位于南美洲的巴拉那河流域（拥有70座水坝）和位于非洲的尚比西河流域中水库的碳埋藏量超过密西西比河流域的埋藏量。[73]因筑坝而造成的大型碳埋藏河流有多瑙河、亚马逊河、长江、湄公河、叶尼塞河和托坎廷斯河。[73]

参见[编辑]

参考文献[编辑]

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