精品温室气体排放与全球气候变化.docx
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精品温室气体排放与全球气候变化
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第1讲温室气体排放和大气温室气体浓度的变化
何谓温室效应
大气温室效应是指大气物质对近地气层的增温作用。
随着大气中CO2等增温物质的增多，使得能够更多地阻挡地面和近地气层向宇宙空间的长波辐射能量支出，从而使地球气候变暖。
其可能的积极作用是使部分干旱区雨量增多，高纬度农业区热量状况改差，但更主要的是负面影晌，就是便热带和温带的旱、涝灾害发生频繁，以及冰山熔化，海平面上升，沿海三角洲被淹没。
温室的特点：
温度较室外高，不散热。
生活中我们可以见到的玻璃育花房和蔬菜大棚就是典型的温室。
使用玻璃或透明塑料薄膜来做温室，是让太阳光能够直接照射进温室，加热室内空气，而玻璃或透明塑料薄膜又可以不让室内的热空气向外散发，使室内的温度保持高于外界的状态，以提供有利于植物快速生长的条件。
温室气体种类和作用
种 类
增温效应（%）
生命期（年）
二氧化碳（CO2）
63
50－200
甲烷（CH4）
15
12－17
氧化亚氮（N2O）
4
120
氢氟碳化物（HFCS）全氟化碳（PFCS）
11
13.3
50000
六氟化硫（SF6）及其它
7
？
温室效应逐渐增强:
全球变暖的证据:
气象观测证据,冰芯记录,树木年轮学证据,遥感证据
温室效应的影响
若是温室效应气体浓度不断增加，则将使地表温度增加，进而导致气候的变化，其影响包括：
北半球冬季将缩短，并更冷更湿，而夏季则变长且更干更热，亚热带地区则将更干，而热带地区则更湿。
由于气温增高水汽蒸发加速。
全球雨量每年将减少，各地区降水型态将会改变。
改变植物、农作物之分布及生长力，并加快生长速度，造成土壤贫瘠，作物生长终将受限制，且间接破坏生态环境，改变生态平衡。
海洋变暖、海平面将于2100年上升15－，导致低洼地区海水倒灌，全世界三分之一居住于海岸边缘的人口将遭受威胁。
改变地区资源分布，导致粮食、水源、渔获量等供应不平衡，引发国际间之经济、社会问题。
排放温室气体的人类活动
（一）
化石能源燃烧活动（二氧化碳等）
化石能源开采过程中的排放和泄漏（二氧化碳和甲烷）
部分工业生产过程（如水泥生产）（二氧化碳）
加温室气体的种类，CO2，CH4，含量和生命期，作用
排放温室气体的人类活动
（二）
农业（如水稻）（甲烷）
畜牧业（如牛等反刍动物消化）（甲烷）
废弃物处理（甲烷和二氧化碳）
土地利用变化减少对二氧化碳的吸收（如森林砍伐）甲烷
排放情景是指为了制作未来全球和区域气候变化的预测，根据一系列驱动因子（包括人口增长、经济发展、技术进步、环境条件、全球化、公平原则等）的假设得出的未来温室气体和硫化物气溶胶排放的情况。
早期的模式预测并没有特定的排放情景，主要进行的是CO2加倍平衡试验（IPCC，1990）。
此后先后发展了两套温室气体和气溶胶排放情景，即IS92和SRES。
IS92排放情景于1992年提出（IPCC，1992），主要用于SAR中气候模式的预测。
IS92包含了六种不同的排放情景（IS到IS），分别代表未来世界不同的社会、经济和环境条件。
SRES排放情景于2000年提（IPCC2001），主要用于替代IS92用于TAR的气候预测。
SRES排放情景主要由四个框架组成：
A1框架和情景系列
描述的是一个经济快速增长，全球人口峰值出现在21世纪中叶、随后开始减少，新的和更高效的技术迅速出现的未来世界。
其基本内容是强调地区间的趋同发展、能力建设、不断增强的文化和社会的相互作用、地区间人均收入差距的持续减少。
A1情景系列划分为3个群组，分别描述了能源系统技术变化的不同发展方向，以技术重点来区分这三个A1情景组：
化石密集（A1FI）、非化石能源（A1T）、各种能源资源均衡（A1B）（此处的均衡定义为，在假设各种能源供应和利用技术发展速度相当的条件下，不过分依赖于某一特定的能源资源）。
A2框架和情景系列
描述的是一个极其非均衡发展的世界。
其基本点是自给自足和地方保护主义，地区间的人口出生率很不协调，导致持续的人口增长，经济发展主要以区域经济为主，人均经济增长与技术变化越来越分离，低于其它框架的发展速度。
B1框架和情景系列
描述的是一个均衡发展的世界，与A1描述具有相同的人口，人口峰值出现在世纪中叶，随后开始减少。
不同的是，经济结构向服务和信息经济方向快速调整，材料密度降低，引入清洁、能源效率高的技术。
其基本点是在不采取气候行动计划的条件下，更加公平地在全球范围实现经济、社会和环境的可持续发展。
B2框架和情景系列
描述的世界强调区域性的经济、社会和环境的可持续发展。
全球人口以低于A2的增长率持续增长，经济发展处于中等水平，技术变化速率与A1、B1相比趋缓、发展方向多样。
同时，该情景所描述的世界也朝着环境保护和社会公平的方向发展，但所考虑的重点仅仅局限于地方和区域一级。
碳循环与温室气体浓度的变化
碳循环之所以重要，是因为它调节着两种最重要的温室气体CO2与CH4的大气浓度。
碳循环比较复杂，它具有多种不同化学物质的化学转换。
而水循环中不同库间的交换过程涉及到相变，但只有一个化学物质H2O的输送。
在全球碳循环中有四个大的碳库：
大气、生物圈（湿地与海洋）、地壳（含地幔）和海洋碳库。
大气CO2库的大小在活跃的生物圈库（绿色植物，浮游生物，与整个食物链）和巨大的地壳碳库之间，进出小库的交换率比进出大库的要快几个量级。
//几百万年来，通过硅酸盐岩石的风化作用和由海洋植物固碳作用而埋藏于海洋沉积物中，CO2由大气中被清除。
而化石燃料的燃烧又把地球在地质时期捕获的碳重新释放到大气中。
新的冰芯资料表明，地球系统至少在过去65万年内（6次冰期—间冰期循环）没有达到目前大气CO2或CH4的浓度值。
在那个时期，大气CO2浓度一直在180ppm（冰期最盛时期）和300ppm（暖的间冰期）。
一般认为，在冰期盛期，由大气中清除的CO2被储存于海洋中，并提出了一些因果的机理，它们把天文变化，气候，CO2和其它温室气体，海洋环流与温度，生物生产力和营养供应与海洋沉积物之相互作用联系起来。
//在1750年之前，CO2的大气浓度稳定在260-280ppm已达10万年。
相对于自然变化，人类活动对碳循环的扰动是不明显的。
1750年之后，大气中CO2浓度以增长的速率由280ppm上升到2005年近380ppm。
这种增加主要产生自人类活动：
主要是化石燃料燃烧和毁林，也由于水泥生产，土地利用和管理的变化（生物质燃烧，作物生产，草地变农用等）。
其中人类活动造成的CO2排放是单一的对气候变化贡献最大的人类活动因子。
甲烷浓度从1750年的700ppb类似的上升到2005年的1775ppb，其排放源有：
化石燃料，填埋废弃物处理，泥地/湿地，反刍动物和稻米生产。
CH4辐射强迫的增加量略小于CO2的三分之一，是第二个重要的温室气体。
//无论是CO2和CH4在自然碳循环中都起着重要的作用。
它们在陆地生物圈，海洋和大气之间连续地大量流动，在近十万年到1750年维持着稳定的大气CO2和CH4浓度。
通过光合作用，碳被转换成植物生物质。
陆地植物由大气中捕获CO2；植物，土地和动物呼吸（包括死亡，生物质分解），在厌氧条件下把碳作为CO2和CH4又可返回到大气中。
在年尺度上，植被火灾可能是CO2与CH4的重要源。
但如果植被再生，在年代时间尺度大量CO2又可被陆地生物圈再度捕获。
//在大气与海洋间CO2被连续地交换，进入洋面的CO2立即与水形成重碳酸盐（HCO3-）和碳酸盐（CO32-）离子，CO2，HCO3-和CO32-一起被称作溶解性无机碳（DIC）。
相对于大气和其下海洋中层的物理交换CO2在表层洋面作为DIC的存留时间不到10年。
冬季，高纬的冷水，重且富有CO2（作为DIC）由于溶解性高）从表层下沉到深层，这种局地的下沉与MOC（经向翻转环流）有关，被称作“溶解泵”。
长时期看，它被分布式向上扩散到暖表层水的DIC输送大致相平衡。
//浮游生物通过光合作用摄取碳，以后作为死亡的有机物与颗粒，其中一些又从表层下沉（生物泵）或转变成溶解有机碳（DOC）。
大部分下沉颗粒中的碳在表层通过细菌的作用又被氧化，并最终作为DIC再循环到海表。
其余的颗粒通量到达深海区（2000），一小部分到达深海沉积物，其中一些又重新悬浮起来，一些被埋存。
中层海水以几十年—几百年时间尺度混合，而深层水混合是千年时间尺度，需要一些混合时间以使海洋达到其充分的缓冲能力。
溶解和生物泵一起维持CO2在洋面（低值）到深层海洋（高值）的垂直梯度（作为DIC），因而调节着CO2在大气与海洋间的交换。
//从全球看，溶解泵的浓度依赖于MOC的强度，洋面温度，盐分，层结和冰盖。
生物泵的效率依赖于光合作用中由表层海洋作为下沉颗粒物输出的那一部分，它受到海洋环流，营养供应和浮游生物群组成和生理作用的影响。
下图中，黑箭头是海洋，大气和陆地生物圈间的自然或未扰动碳交换。
总的陆地生物圈与大气以及海洋与大气间的通量分别是120与90GtC/yr（约1995年）。
只有不到1GtC/yr碳从陆地通过河流输入到海洋中。
这些通量在长时期平均是平衡的。
对于长期地质年代具有重要性的，另外自然通量包括由陆地植物的有机物质向土壤中惯性有机碳的不稳定转换，岩石风化和沉积物积累（反风化作用）与火山活动释放，它们的量值总体上是小的。
在1750年前的1万年中净通量不到0.1GtC/yr。
海洋和陆地的碳收支
海洋中碳以三种形式存在：
（1）溶解的CO2或H2CO3（碳酸）
（2）与Ca2+与Mg2+及其它金属阳离子偶对的碳酸盐粒子（CO2-3）
（3）重碳酸盐离子，这是海洋碳库含量最大的。
陆地生态系统：
总碳含量比海洋低很多，18世纪中的估计表明总碳库容量为2300GtC，其中80%在土壤和地表废弃物中，其余在地上植被中：
净初级生产力（NPP）每年把约120GtC/y碳通过光合作用吸收到生态系统中，而呼吸与生物质燃烧/衰亡又把同样的碳量返到大气
（光合作用CO2+H2O→CH2O+O2呼吸与衰亡CH2O+O2→CO2+H2O使有机物质氧化）
大气碳库主要由CO2和CH4构成，工业化前的大气CO2浓度280ppm相当于约600GtC的碳库。
大气与其它碳库间的年通量为130GtC，这表明大气中碳的更新十分迅速，每4-5年一次。
42或65万年前南极冰芯资料表明，CO2和CH4浓度变化与南极温度是非常紧密的耦合在一起（冰期：
180-220ppm，间冰期：
280-300ppm）。
冰期与间冰期循环可能由地球轨道参数变化引起或启动（它改变地球上太阳辐射的数量和分布），但这种初始的气候变化引起了大气与其它碳库间CO2通量的明显变化（主要是海洋）。
之后引起大气CO2浓度的变化以及温室强迫强度的变化。
这种重要的反馈作用约为冰期—间冰期循环振幅的50%左右。
过去1万年CO2浓度只在260-280ppm很小范围变化。
大气CO2浓度变化是大气与其它碳库间碳净通量的一种度量。
这表明，进出大气通量间的净年收支，对于全新世大部分时期约为零。
直到过去200年才发生了变化。
另外，不到1GtC/y的碳通过河流由陆地输送到海洋（溶解或悬浮的颗粒物）。
还有0.1GtC/y来自火山活动和由陆地植物向惰性有机碳（土壤，岩石风化和沉积物累积（反风化作用））不稳定有机物转换。
地壳中的有机与无机碳库都很巨大，进出这些库的交换很慢（化石燃料燃烧除外），居留时间在几百万年的量级。
碳进入这些库是通过生物圈，尤其是无机碳库主要由碳酸钙组成，几乎完全由海洋生物圈产生。
有机碳库表现为天然气、煤、石油和油页岩等。
风化作用使沉积岩中的有机碳暴露于大气中，允许它氧化，以此完成长期无机碳循环中的一环。
目前化石燃料燃烧仅在一年中就把几万年，几十万年中风化作用所能产生的CO2返回到大气中。
在几亿到几十亿年时间尺度，板块构造和火山活动在产生大气CO2中起着基本作用，无机碳循环涉及俯冲，变质作用和风化作用。
海床上的石灰岩沉积物，沿板块边界俯冲入地幔中，结果大陆板块位于更密实的海洋板块之上。
在地幔的高温条件下，石灰岩转化为变质岩，即：
CaCO3+SiO2→CaSiO3+CO2
通过火山爆发，由此化学反应释放的CO2最终回到大气中。
与硅酸盐化学组合中，含钙的变质岩以新形成的地壳形式再循环。
变质反应，组合风化作用和碳酸形成反应，就形成了一个闭合回路，在其中碳原子在大气CO2库，地壳中的无机碳库来回循环，其时间尺度几千年到几百万年。
地壳和大气的碳交换
通过硅酸钙岩石的风化作用可产生离子：
CaSiO3+H2CO3→Ca2++2HCO3-+SiO2+H2O
（1）
钙离子与重碳酸盐离子被海洋有机体相结合到它们的外壳和骨骼中
Ca2++2HCO3-→CaCO3+SiO2
（2）
（1）与
（2）合并，
CaSiO3+CO2→CaCO3+SiO2（3）
故通过化学反应从大气和海洋中捕获CO2，将它溶入更大的碳源中，即地壳的无机碳沉积岩中。
另一方面，通过板块运动和火山运动可产生CO2，补充大气中的CO2。
海底的石灰石沉积沿着板块边缘俯冲到地幔中，由于地幔中温度较高，石灰石通过化学反应变成变质岩。
CaCO3+SiO3→CaSiO3+CO2（4）
上述化学反应中释放出来的CO2通过火山爆发又回到大气中。
（4）式的变质反应，加上风化反应，与形成碳酸盐的反应（3）就构成了一个完整的碳循环，使碳原子在大气和地壳中的无机碳源中不断循环，所需时间为几千万或几亿年。
当CO2通过火山爆发进入大气的速度大于风化作用产生钙离子的速度时，大气中的CO2浓度就会增加，反之亦然。
CO2进入大气的速度取决碳酸盐岩石变质反应的速度，而变质反应的速度又依赖于板块聚集运动的速度。
而风化作用的速度则跟大气中的水汽循环速度有关，它随温度的升高而增加。
风化过程包含化学反应使这种依赖温度的关系更为明显。
因此，较高的环境温度和较慢板块运动将有益于降低大气中CO2浓度，反之会增加其浓度。
在上千万年的时间里，（3）与（4）式的不平衡将会改变大气中CO2的浓度，这已是不争的事实。
在火山爆发把CO2喷射入大气的速率超过由风化作用产生的钙离子速率时，大气CO2浓度增加，反之也然。
喷发率决定于碳酸岩变质率，后者又取决于沿辐合边缘出现俯冲时板块运动的速度。
但风化作用正比于水循环大气分支中水循环速度。
后者是随温度增加而增加。
风化作用涉及化学反应的事实使对温度的依赖性甚至更强。
海洋中碳的化学过程
CO2+H2O→H2O3
（1）
碳酸以后分解形成重碳酸离子和氢离子
H2CO3→H++HCO3-
（2）
以此使海水变得更酸，增加的H+离子把碳酸盐与重碳酸盐间的平衡
HCO3-→H++CO32-（3）
移向左边，其反向反应为
CO2+CO32-+H2O→2HCO3-（4）
这把加入的碳送入重碳酸盐库中，而海洋酸度并无增加，海洋以这种方式吸收和缓冲CO2的能力受到碳酸盐库中离子多少的限制。
Ca2++2HCO3-→CaCO3+H2CO3（5）
以此产生的碳酸钙盐沉入到海床上，形成石灰岩沉积物，而其余的通过逆过积溶解掉。
CaCO3+HCO3→Ca2++2HCO3-（6）
石灰岩沉积物趋于集中在热带浅海下方的大陆架中。
它们是有利于珊瑚生长，在海洋的这些层中，水的酸性很低，因而沉积于海床上的壳类和骨骼并不溶解。
海洋有机物把吸收到它们的贝壳中，它是通过岩石的风蚀作用，由河中带入到海洋中，某些离子可由钙—硅岩石的风化形成。
CaSiO3+H2CO3→Ca2++2HCO3-+SiO2+H2O（7）
组合
（1）后，（5）与（7）式的净作用是：
CaSiO3+CO2→CaCO3+SiO2（8）
工业化前的碳循环
沉积岩和矿物沉积物在百万年尺度上，蕴藏着大量的碳。
这种碳库的自然变化一般很小，它们一般不参与百年尺度及更短时间尺度的碳通量变化。
几百万年的地质时期，CO2通过两种过程由大气中除去：
硅酸盐岩石的风化作用与沉入到由海洋植物固碳作用形成的海洋沉积物中。
例外是海床下冻结水合物对甲烷的突然释放，这会造成灾难性结果。
这种百年气候变化的尺度可能是未来几个世纪甲烷大气浓度演变的一个重要因子。
另一方面，作为活跃碳循环的各个部分，海洋、湖泊沉积物、陆地土壤、废弃物和地上生物质等，在数天到数百年时间尺度上处于常通量状态下，它们的作用：
海洋是活跃碳循环中的最大碳库。
工业化前，中层和深海（包括海床沉积物）有37100GtC碳。
最上层100m有900GtC碳。
因为深海海水循环到海表速度很慢（通风作用与上翻作用）（～1000年），故大多数深海的碳可隔离在深海几百年而不参加全球碳循环。
海洋碳库对大气CO2变化的调整时间尺度取决于深海通风时间（约几百年）。
海表水每年平均与大气之间吸收和释放约70GtC。
人类活动对自然碳循环的影响
由人类活动另外增加到大气中的CO2称作人类产生的CO2,它引起目前全球碳循环的扰动。
人类排放由两部分组成：
（1）来自化石燃料燃烧和水泥生产的CO2。
前者是由地质年代几亿年以来储存的碳被重新释放出来；
（2）来自毁林和农业发展的CO2，这些CO2已储存了几十到几百年。
亚洲人类活动影响全球碳循环的开始时间在全新世早期，是由农耕导致的人类定居为起点的。
虽然年平均排放量很小，但缓慢的累积结果造成了陆地生态系统与大气间碳通量的微小不平衡，这使大气CO2浓度有微小的增加。
在1900年之前土地利用变化一直是人类引起的CO2排放的主要来源。
人类对全球甲烷收支的影响
今天，总的全球CH4排放是约600Mt/年，其中60%以上是人类源。
在1980年代大气CH4浓度以10ppb/年的速度上升，表明全球收支净的不平衡值为30Mt/年。
但在1990年代，CH4浓度几乎不增加。
研究表明，对于这种增长率的减少，无论是人类排放的变化或大气清除过程的增加都不能予以解释。
专家们认为全球生态系统对气候变异的自然影响可能是主因。
在不久的将来增长率可能会回到以前的水平。
由南极冰芯资料重建的CO2浓度（黑点线），全新世CO2预测值。
这是根据上一次间冰期达到的值估计得到。
可以看到在8000年前，冰芯CO2记录与预测趋势出现偏差。
这标志着人类土地利用影响的开始（Ruddiman，2003）。
迅速的工业化过程使CO2排放增加了新的源。
到1910年，化石燃料燃烧排放的CO2已超过土地利用的排放。
在1957年，科学家警告了大气CO2的增长率。
指出它可能影响全球气候系统。
到那时化石燃料燃烧排放已增加到23亿吨碳/年，大气CO2浓度315ppm。
已超过过去65万年的冰芯中的CO2值。
2000-2005年平均排放为86亿吨碳/年。
排放到大气中的碳，约不到一半仍留在大气中以增加大气中CO2的浓度。
其余部分通过光合作用和吸收过程清除掉，存储于陆地生态系统和海洋库中。
清除的碳量每年变化很大，由小于20%到大于70%。
这是因为清除过程对全球气候的变化很敏感。
人类排放入大气的CO2逐步增加，上世纪初化石燃料排放已超过土地利用变化的排放。
过去50年它增加了三倍（加拿大碳汇评估，2008）（GtC/yr）
化石燃料燃烧排放的CO2存储于大气部分的变化趋势，可以看到其年际变化很大，平均约50%（Danman，2007）
工业化后，陆地—大气与海洋—大气通量明显偏离平衡（不为零）（全球碳通量图中红线）。
虽然人类CO2通量对于上两种库之间只有总自然通量的百分之几，但它们造成了工业化以来各库的碳含量出现可测量的变化（红色数值）。
自然碳循环的这些扰动是气候变化的主要驱动力。
据对CO2脉动的响应函数计算，约50%大气CO2增加将在30年内清除，另30%在几百年内清除，其余20%将居留在大气中几千年到上万年。
1990年代约80%的人类CO2排放来自矿物燃料燃烧。
约20%来自土地利用变化（主要是毁林）。
几乎45%人类排放的CO2居留于大气中，海洋吸收了约30%（118±19GtC）。
如果没有海洋环流和生物条件变化这个量正代表了大气CO2浓度增加量。
另外一部分被陆地生态系统吸收。
这是通过替代植被生长，陆地管理，升高的CO2施肥效应和N沉降等过程实现的。
因CO2并不明显限制海洋中的光合作用，故生物泵不直接摄取和存储人类CO2。
而是生物海洋碳循环在高CO2浓度下发生变化通过以反馈过程响应变化的气候。
人类CO2被海洋有效吸收的速度取决于海表水输入和与中、深层海水的混合速度。
相当数量的人类CO2能够通过把来自表层沉积物的CaCO3溶解于深海的过程而缓冲或中性化。
大气中CO2浓度和增加可称为人类CO2总排放量（化石燃料燃烧，水泥生产，净土地利用通量）中的气载部分。
它具有明显的年变化，主要是由于陆地吸收年变化的效应。
第一个C4MIP表明，当模式中包括碳循环时，所有模式都模拟了对陆地和海洋碳循环的反馈作用。
它们趋于使陆地和海洋的CO2吸收减少。
从TAR（2001年）以后碳循环研究的新进展
人类CO2收支的精度改进。
尤其是海洋高质量的碳系统资料用于计算可靠的人类碳的海洋累积含量与碳酸盐系统的相关变化。
海表PH值正减少，说明需了解它与变化气候之相互作用及对海洋有机物的潜在影响。
对1750年以来土地利用及陆面与陆地生物圈与变化的气候之相互作用使大气CO2增加的过程与机理有更好的了解。
从全球尺度，用于推测全球碳循环重要通量的量值与位置的反演技术日益成熟。
现代的碳收支
表1是全球碳收支（GtC/年），误差代表±1σ。
大气的增加由进出大气的净通量决定。
正通量是进入大气（排放），负通量代表大气的损失（汇）。
注意：
人类产生的CO2总汇基本是一定的（倒算出来的，以平衡全球碳收支）。
所以，海洋←→大气通量是负相关，即一个变大，则另一个必须变小，反之亦然，以此与总的汇相匹配。
（1）大气CO2的增加
平均年增加率见表1。
从1959到现在，气载部分平均值为0.55，每5年的平均值变化甚小，因而过去45年陆地生物圈和海洋一起除去化石燃料燃烧排放的CO2的45%。
最近更高的大气CO2增加率反应了化石燃料燃烧排放的增加。
大气中CO2的增加主要是由北半球排放源引起（见图2），比值为0.5ppm/（GtC/年）。
如果没有人类排放，大气中CO2南半球比北半球高0.8ppm，这可能是由于海洋环流的输送结果。
1990s的6.4±0.4GtC/年，从1990s到2000-2005年，又攀升到7.2±0.3GtC/年。
对于土地利用变化，在TAR时期，为1.7（0.6-2.5）GtC/年（1980s）。
主要由热带毁林造成，农业和森林是全球碳收支中最不确定的部分，如果在全球碳收支中土地利用源取高值，则未扰动生态系统吸收的陆地余项应是一大值的CO2汇。
南北半球CO2浓度差（见Y轴）（PPM），由MaunaLoa与南极年平均浓度计算得到。
横坐标是年化石燃烧排放，直线是回归曲线。
观测说明，Co2浓度南北差正比于化石燃料使用的增加，验证了人类活动对排放的影响。
（2）海洋和陆地对CO2的吸收和全球碳收支
海—气通量：
海洋中的碳以几种形式存在：
DIC，DOC和颗粒有机碳（POC），其近似比例是DIC：
DOC：
POC=2000：
38：
1。
在工业革命前，海洋含有机碳比大气中多达60倍，比陆地生物圈/土壤也多达20倍。
海水通过无机过程由大气吸收大量CO2，这是由于CO2是弱酸性气体。
地质年代溶解于海洋中的矿物质使海水呈弱碱性。
CO2的交换主要取决于海气间PCO2的海气梯度。
随风速气体交换增加，另外也依赖于降水，热通量，海冰和表面活性剂。
除平流和混合变化外，海洋尚可通过三种机制改变大气CO2浓度：
1）气态CO2溶解度变化引起的吸收或释放（溶解泵）；2）通过光合作用表层中碳固定在POC与这种碳通过有机颗粒物下沉脱离表层（生物泵），这个过程首先被光和营养的多少所限制；
在CaCO3壳层物质
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