碳循环

大气层中的碳有两种主要形式：二氧化碳和甲烷。这两种气体会吸收来自太阳的热量，并将其保留，是造成温室效应的部分原因。[12]同样单位体积的甲烷会比二氧化碳产生更大的温室效应，但其在大气层中的浓度要低很多，而且寿命更短。二氧化碳因此在全球温室效应的影响比甲烷更大。[15]

大气中的二氧化碳主要会受植物的光合作用移除，然后进入陆地和海洋生物圈。二氧化碳也会直接由大气层溶入水体（海洋、湖泊等）之中，以及溶于雨滴，随降水下降到地表。当二氧化碳溶解与水时，会与水分子反应而形成碳酸，最终导致海洋酸化。它可通过风化作用被岩石吸收，也会因酸化而腐蚀所接触的其他表面，或被冲入海洋。[16]

根据钻取的极地冰芯所测得地球于过去80万年大气中二氧化碳的浓度变化。显示浓度自第一次工业革命后又开始增加，于20世纪时的增长开始加速。

过去两个世纪中的人类活动已导致大气中的碳含量增加近50%（迄2020年，主要以二氧化碳形式存在），不仅是通过改变生态系统从大气中捕集二氧化碳的能力（例如森林砍伐），且又通过增加排放来实现（例如通过燃烧化石燃料和制造水泥）。[5][12]

在遥远的未来（20至30亿年后），因太阳年纪增长而发生的变化（参见太阳系的形成和演化），导致土壤增快通过碳酸盐-硅酸盐循环吸收二氧化碳。预计届时因太阳光度增加，会加快地表风化的速度，[17]最终将导致大气中的大部分二氧化碳会以碳酸盐的形式被挤压进入地壳。[18][19][20]一旦大气中二氧化碳的浓度降至约百万分之50（50ppm）以下，C₃类植物（约占当今地球植物生物质的95%）的C3类二氧化碳固定将不再发生。[19]不同模型的仿真结果有所不同，但一般预计此情况会在6亿年后发生。[21]

一旦海洋中的水分在大约11亿年后蒸发完毕，[17]板块构造移动很可能会因为缺乏水作润滑剂而停止，而因缺乏火山喷出二氧化碳，将导致碳循环在未来10亿至20亿年后结束。[22]

保存于陆地上不同生态系统中的碳（单位:吉吨）。[23]

陆地生物圈囊括所有陆地生物（无论是活的或是死的）中的有机碳，以及保存于土壤中的碳。大约有500吉吨（Gt,十亿吨）的碳保存在地面上的植物和其他生物体中，[4]而土壤中约存有1,500吉吨的碳。[24]陆地生物圈中的大部分碳是有机碳，[25]而大约三分之一的土壤碳以无机形式存在（例如碳酸钙）。[26]有机碳是地球上所有生物的主要成分。自营生物以二氧化碳的形式从空气中捕集碳，将其转化为有机碳，而异营生物则通过摄取其他生物体来获取。

由于陆地生物圈吸收碳的方式取决于生物因素，因此会循昼夜和季节循环而进行。在测量二氧化碳之时，此一特征可由基林曲线清楚显现。此情况在北半球最强，因为北半球比南半球有更多的陆地面积，导致有更大的空间供生态系统吸收和排放碳。

手提式设备，用于测量土壤的二氧化碳排放通量。

碳以多种方式和不同的时间尺度离开陆地生物圈。通过燃烧或是呼吸会将有机碳迅速释放到大气中。它也通过河流携带进入海洋或以惰性碳的形式保留在土壤中。[27]保存在土壤中的碳可保留数千年，然后经侵蚀作用受冲刷进入河流，或通过土壤呼吸释放进入大气。于1989年至2008年期间，土壤呼吸作用每年增加的速率约为0.1%。[28]于2008年，全球土壤呼吸释放的二氧化碳总量约为980亿吨，[29]大约是人类现在每年通过燃烧化石燃料，排放到大气中碳量的3倍。{{cite web name=”World Agriculture”/>对于这种趋势有一些合理的解释，其中最可能的是气温升高，而加速土壤有机质的分解速度，继而增加二氧化碳的流量。土壤中保存碳的时间长度取决于当地的气候条件以及气候变化过程中的变化。[30]

海洋在概念上可分为表面层（其中水与大气频繁接触（从每天到每年）），与深层（低于典型混合层的深度，达到几百米或更小），此层与表面层接触的时间间隔可能是几个世纪。表面层中的溶解无机碳（dissolved inorganic carbon，DIC）与大气快速交换，维持平衡。深层中含有更多的碳，部分原因是其DIC浓度较表面层高出约15%，[31]但主要是由于深层体积较大，是世界上最大的主动循环碳库，其中碳含量是大气的50倍，[12]但与大气达到平衡的时间尺度需要数百年（经由温盐环流驱动，两海水层之间的碳交换很慢）。[12]

碳主经由大气中二氧化碳溶解而进入海洋，其中一小部分转化为碳酸盐。它也可以溶解有机碳（DOC）形式通过河流进入海洋。碳通过光合作用被生物体转化为有机碳，且可在整个食物链中交换，或者以死亡软组织的形式沉淀到海洋更深、更富含碳的海水层中，或者以碳酸钙的形式成为贝类的壳。碳会在此海水层中循环很长一段时间，然后成为沉积物，或是最终通过温盐循环返回表面层水域。[4]

海水呈碱性（目前pH值为8.1至8.2）。大气中二氧化碳增加后，会导致海水的pH值趋向中性变动，此过程称为海洋酸化。海洋吸收二氧化碳是碳截存作用最重要的形式之一。预计海水pH值降低的程度会降低海洋生物碳酸钙沉淀，也会把海洋吸收二氧化碳的能力降低。[32][33]

显示地球迄2014年不同碳库保存碳量（单位:吉吨）的图表，土地利用变化与燃烧化石燃料的累积排放也被列入，以供比较。[23]

碳循环的地质部分与全球碳循环的其他部分相比，运作缓慢。此为大气中碳含量以及全球气温最重要的决定因素之一。[34]

地球上大部分的碳以惰性方式保存在地球的岩石圈中。[12]在地函中大部分的碳是在地球形成时即已存在。[35]而有一些是以有机碳的形式从生物圈沉积而来。[36]地质圈中保存的碳中约80%是存于石灰石及其衍生物中，是由保存在海洋生物壳中的碳酸钙沉积形成。剩下的20%以油母质的形式存在，这些油母质是陆地生物质经过高温与高压的沉积和埋藏而形成。保存在地质圈中的有机碳可保留数百万年。[34]

碳可通过多种方式离开地质圈。当碳酸盐岩隐没到地函中时，会在变质作用过程中释放二氧化碳。这些二氧化碳可通过火山喷发和热点而释放进入大气和海洋。[35]人类也可通过直接开采化石燃料，利用燃烧以释放能量，并将其保存的碳排放进入大气。

河流可将土地上的碳移往各处。[43]}}

陆地碳在水循环中的移动如右图所示，解释如下：[43]

1. 大气中悬浮微粒担任云凝结核，促进云形成。[44][45]
2. 雨滴于降落途中，通过颗粒和有机蒸气吸附作用，吸收有机和无机碳。[46][47]
3. 燃烧和火山爆发产生高度浓缩的多环芳香化合物分子（即黑碳），并与二氧化碳等温室气体一起进入大气。[48][49]
4. 陆地植物通过光合作用将大气中的二氧化碳固定，并通过呼吸作用将一小部分返还大气。[50]木质素和纤维素占森林中有机碳中的80%，和牧场有机碳中的60%。[51][52]
5. 植物凋落物和根系有机碳与沉积物混合形成有机土壤，其中植物来源的有机碳和石化有机碳通过微生物和真菌活动而被保存与转化。[53][54][55]
6. 当雨水穿过森林冠层（即树冠穿透雨）和沿着植物树干/茎流下（即树干流）时，会吸收植物和沈降的气胶衍生的溶解有机碳（DOC）和溶解无机碳（DIC）。[56]当水渗入土壤溶液和地下储层时会发生生物地球化学转变，[57][58]当土壤中水分完全饱和后，[59]或降雨的速率快过土壤饱和的速度，[60]就会形成地表径流。
7. 来自陆地生物圈和原位初级生产的有机碳被河流和溪流中的微生物群落分解以及物理分解（即光降解），导致从河流排放到大气中的二氧化碳通量与陆地生物圈每年固存的碳量相似。[61][62][63]木质素[64]和黑碳[65]等陆地来源的大分子被分解成较小的成分和单体，最终转化为二氧化碳、代谢中间体或生物质。
8. 湖泊、水库和洪泛区通常保存大量有机碳和沉积物，但在水体中也经历净异营作用，导致进入大气的二氧化碳净通量大约比河流的少一个数量级。[66][63]洪泛区、湖泊和水库中缺氧水体沉积物中的甲烷产量通常也很高。[67]
9. 由于河流作用会输出营养，河流羽流中的初级生产通常因而得到增强。[68][69]导致河口水域成为全球大气中二氧化碳的来源。[70]
10. 潮汐沼泽既保存又输出蓝碳。[71][72][73]估计全球草泽和湿地向大气排放的二氧化碳通量与河流相当。[74]
11. 大陆棚和开放海域通常会吸收大气中的二氧化碳。[70]
12. 海洋生物泵吸收一小部分的二氧化碳（但很重要的一部分），形成存于海洋沉积物中的有机碳（见下文）。[75][43]

碳如何被河流携带进入海洋

河流将植物等有机碳与无机碳携带进入海洋，及河流系统产生的碳排放进入大气后，经二氧化碳交换而进入海洋等综合因素所导致。[76]

陆地和海洋生态系统主要通过河流运输而链接，河流是陆地侵蚀性物质进入海洋系统的主要信道。陆地生物圈和岩石圈之间的物质和能量交换，以及有机碳固定与氧化过程，共同调节生态系统中的碳和氧气库。[76]

河流运输是这些碳库的主要链接信道，发挥将净初级生产（主要为溶解有机碳（DOC）和颗粒有机碳（POC）的形式）从陆地系统运输到海洋系统的作用。[77]在运输过程中，部分DOC会通过氧化还原反应迅速返回大气，导致陆地-大气保存层之间发生"碳脱气"。[78][79]剩余的DOC和溶解的无机碳（DIC）被携带进入海洋。[80][81][82]估计于2015年，全球河流的无机和有机碳输出通量分别为0.50-0.70十亿吨（Pg）碳/年和0.15-0.35十亿吨碳/年。[81]另一方面，POC可埋藏在沉积物中很长时间，全球每年由陆地输送到海洋的POC通量估计为0.20千吨（Gg）/年。[83][76]

发生于开阔海洋中的碳循环

海洋生物泵是由海洋生物从大气和陆地径流捕集碳，然后移往深海内部和海底沉积物的过程。[84]生物泵并非一种单一过程，而是多个过程的总和，每个过程都会影响生物泵的结果。此种泵作用每年将约110亿吨碳转移到海洋内部。如果海洋中无生物泵作用，会导致大气中的二氧化碳浓度比现在高出约400ppm。[85][86][87]

有机和无机材料中的大部分碳是在海面形成，然后开始沉入海底。当这些物质由较高的海水水柱以海雪的形式下沉时，深海由此获取大部分营养。这些物质由死亡或垂死的动物和微生物、动物粪便、沙粒和其他无机材料组成。[88]

生物泵将溶解的无机碳（DIC）转化为有机生物质，并将其以颗粒或溶解形式泵入深海。浮游植物利用光合作用将无机养分和二氧化碳固定，同时释放溶解有机物 (DOM)，而被草食性浮游动物摄取。较大的浮游动物，例如桡足纲动物，排出粪便颗粒，可被重新摄入，或与其他有机碎屑一起下沉或聚集成更大、下沉更快的聚集体。 DOM部分被细菌消耗并释放气体，剩余的难分解部分被海水携带，混入深海中。被携带到深海中的DOM和聚集体被消耗和释放气体，将有机碳返回到巨大的深海DIC库中。[89]

单一浮游植物细胞的下沉速度约为每天一公尺。鉴于海洋的平均深度约为四公里，这些细胞可能需要十年以上才能到达海底。然而通过捕食者粪便颗粒的凝固和排出等过程，而形成聚集体，其下沉速度比单一细胞大几个数量级，并在几天内抵达深处。[90]

由海洋表面下降的颗粒中大约有1%会到达海底并被消耗、释放气体或埋在沉积物中。这些过程最终是从表面去除有机形式的碳，并将其返回到更深的DIC，维持一个由海洋表面到深海的DIC梯度。温盐环流以千年的时间尺度将深海DIC送返大气。埋藏在沉积物中的碳可隐没进入地函并保存数百万年，形成一种缓慢碳循环中的形式（见下一节）。[89]

可产生碳释放（二氧化碳排放）的几个途径[94]

碳主要是通过富含碳酸盐沉积物，经由海洋底层的板块边缘，在持续隐没过程中被拉入地函。我们目前对地函中的碳循环知之甚少，尤其是在地球深处，但许多研究可增强我们对其中元素运动和形式的理解。例如于2011年所做的一项研究，显示碳循环一直延伸到下地函。该研究对巴西茹伊纳超深处挖掘而得的稀有钻石进行研究，确定其中一些钻石内含物整体成分与较低地函内温度和压力下玄武岩熔化和结晶的估计结果相匹配。[95]调查结果表明海洋岩石圈玄武岩是将碳向地球深处传输的主要机制。这些隐没的碳酸盐可与下地函中硅酸盐相互作用，最终形成像挖掘而得的这批超深钻石。[96]

但进入下地函的碳酸盐除会形成钻石之外，还会形成其他的物质。有项于2011年进行的实验，将碳酸盐岩置于与下地函类似的深达1,800公里处，而形成菱镁矿、菱铁矿和多种石墨。[97]其他实验以及岩石学观察也支持此一说法，显示菱镁矿实际上是地函中大部分地区中最稳定的碳酸盐相，主要是由于其可忍受较高的熔化温度。[98]科学家们得到的结论是碳酸盐在下降到地函时会发生氧化还原反应，然后在低氧逸度环境下在深处稳定下来。镁、铁和其他金属化合物在整个过程中充当缓冲剂。[99]如碳（如石墨）的还原元素形式，其存在显示碳化合物在进入地函时被还原。

碳原子与氧原子结合成为四面体形分子构型。

同质异形体现象改变碳酸盐化合物在地球不同深度的稳定性。为说明这一点，实验室仿真和密度泛函理论计算显示四面体形分子构型碳酸盐在接近核函边界的深度最为稳定。[100][97]于2015年所做的一项研究显示下地函的高压导致碳键从sp2混成轨域转变为sp3混成轨域，导致碳与氧以四面体形分子构型键合。[101]CO₃三角形团（也称三角形碳酸盐团）不能形成可聚合网络，而四面体CO可以，表示碳配位数增加，而下地函中碳酸盐化合物的性质也因而发生巨大变化。例如，初步理论研究显示高压会导致碳酸盐熔体黏度增加，之后熔体的流动性较低，导致大量碳沉积到地函深处。[102]

碳因而可在下地函中保留很长一段时间，但大量的碳经常会返回岩石圈。这个过程被称为碳释气，是碳化地函经历减压熔融以及地函羽流携带碳化合物向上到达地壳的结果。[103]碳在上升到火山热点时受到氧化，然后以二氧化碳的形式释放。发生这种情况是为让碳原子的氧化态与在这些地区喷发的玄武岩的氧化态相匹配。[104]

通过分析s波通过的速度可推断地核中可能有碳的存在。

虽然地核中碳的存在受到很大的限制，但最近的研究显示该区域可保存大量的碳。通过s波地震测试，s波通过的速度仅为通过多数富铁合金所需的一半。[105]由于内核的成分以往被认为是结晶铁和少量镍的合金，因此这种地震结果异常现象显示地核中存在包括碳在内的轻元素。事实上，使用金刚石压砧拷贝地核高压条件的研究显示雪明碳铁 (Fe7C3) 与内核的波速和密度相符。因此这种实验模型可作为地核含有多达地球碳67%的证据。[106]而在另一项研究中发现在地球内核的压力和温度条件下，有碳溶解在铁中，并形成具有与Fe7C3相同成分的稳定相，但结构与前面提到的不同。[107]总之，虽然地核中潜在保存的碳量尚不清楚，但最近的研究显示雪明碳铁的存在可解释一些地球物理观测结果。

气候–碳循环回馈与状态变量
简式图形表达

[111]

当前的气候变化导致海洋温度与酸度升高，将海洋生态系统改变。[112]此外，酸雨和农业和工业所产生的污染，经过径流携带入海，也将海洋的化学成分改变。这种变化会对珊瑚礁等具高敏感度的生态系统产生巨大影响，[113]而限制海洋在区域范围内由大气吸收碳的能力，并减少全球海洋生物多样性。

大气与地球系统其他组成部分之间的碳交换，统称为碳循环，人为碳排放对气候变化的影响构成重要的负（抑制）回馈。目前陆地和海洋每年各可捕集人为碳排放量的四分之一。[114][111]

预计这些回馈能力在未来会减弱，而放大人为碳排放对气候变化的影响。[115]但回馈能力减弱的程度是高度不确定，即使在相同的大气浓度或排放情况下，地球系统模型所预测的陆地和海洋的碳吸收有很大的差异。[116][111][117]人为气候变化间接引起的北极甲烷排放也会影响碳循环并导致进一步暖化。

于1850年至2018年期间，人为产生的二氧化碳，与各碳库捕集数量（吉吨）累计（图左部分），于2009年至2018年期间全球平均每年平均排放量（图右部分）。斜虚线部分为不确定值，红色部分为根据数据加总后失衡的部分。最大的排放源为开采与燃烧石化燃料，其次为土地利用改变。 [3]

人类对碳循环和生物圈最大且成长最快的影响之一是开采与燃烧化石燃料，直接将碳从地质圈转移到大气中。在生产水泥的前体 - 熟料时需煅烧石灰石，过程中也会释放大量二氧化碳。[118]

截至2020年，全球总共已开采约450亿吨化石碳，接近地球上所有陆地生物量中所含碳的数量。[3]全球最近直接排放到大气中的碳数量已超过植被和海洋的吸收能力。[119][120][121][122]预计且观察到这些碳库将在约一个世纪内只能将添加大气碳中的一半移除。[3][123][124]但像海洋这样的碳库具有不断变化的饱和特性，且预计添加的碳的很大部分（20-35%，根据耦合气候模式比对项目仿真结果）会在大气中保留几个世纪到几千年。[125][126]

有机卤化物是为多种工业用途而开发且产量较低的化合物，通常用于溶剂和冷媒。虽然其中如氯氟碳化合物（CFCs）、氢氟碳化合物（HFCs）和碳氟化合物（PFCs）气体于大气中的浓度较低（仅兆分之几），效果却约占所有长寿温室气体总直接辐射强迫的10%（2019年）。[127]氯氟碳化合物也会导致平流层中臭氧耗损。国际社会正根据《蒙特娄议定书》和《京都议定书》持续努力控制这些对环境有害的气体的制造和使用。目前已开发出，并逐步引入更良性的替代品（例如氢氟烯碳化合物（HFO））。[128]

自人类开始进行农业活动以来，已改变陆地生物圈中的植被组合，在长达一个世纪的时间尺度上直接并逐渐影响碳循环。[123]在过去的几个世纪中，直接和间接由人类引起的土地利用和土地覆盖变化（LUCC）导致生物多样性丧失，降低生态系统对环境压力的韧性，并降低其从大气中移除碳的能力，即经常导致陆地生态系中的碳释放进入大气。

出于农业目的而砍伐森林，等于移除含有大量碳的碳库，开辟出来的土地除用于农业外，也用以创建城市。农地与城市所能保存的碳量相对较少，最终的结果是有更多的碳留在大气中。但此类对大气和整体碳循环的影响可通过林地复育来改善。