地球大气中的二氧化碳

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于夏威夷茂纳洛亚火山观测站（英语：Mauna Loa Observatory）自1958年迄2023年测得的大气中二氧化碳浓度记录图示（基林曲线）。显示2013年的日均浓度首度超过400ppm（百万分比）。[1]此种浓度是上新世气候（英语：Pliocene climate）中期温暖期（约3到3.3百万年前）起，迄今最高的。[2]

地球大气中的二氧化碳（英语：Carbon dioxide in Earth's atmosphere）是一种微量气体（英语：Trace gas），在温室效应、碳循环、光合作用和海洋碳循环中扮演着不可或缺的角色。它是地球大气中几种温室气体之一。截至2022年5月，全球大气中二氧化碳平均浓度为421ppm (百万分比，即约0.04%)。[3]自第一次工业革命开始起，此一浓度比18世纪中叶前10,000年间的280ppm平均值已增加50%。[4][3][5]归因是人类的活动。[6]燃烧化石燃料是归因中的主项，也是气候变化的主因。[7]其他大型人为来源包括生产水泥、砍伐森林和燃烧生物质。

二氧化碳（CO2）在可见光下呈透明状，有两个红外线活性振动频率会吸收和发射红外线辐射。 二氧化碳吸收并发射波长为4.26微米（μm，波数：2,347cm−1)（非对称伸缩振动模式）和14.99μm (波数：667cm−1)（弯曲振动模式）的红外线辐射。这种气体的温室效应在影响地球表面温度方面有重要的作用。[8]地球表面的光发射在波数200至2,500cm−1之间的红外线区间最为强烈，[9]而来自太阳的光发射在可见光区间最为强烈。大气中二氧化碳的振动频率吸收红外线光，将能量困在靠近表面的位置，而让地表和低层大气变暖。经此吸收之后，更少的能量会到达高层大气，因此高层大气的温度会更低。[10]

大气中二氧化碳和其他温室气体（例如甲烷、一氧化二氮和臭氧）浓度增加后，会增加对红外线辐射的吸收和发射，导致全球平均气温上升和海洋酸化。另一直接影响是二氧化碳施肥效应（英语：CO2 fertilization effect）。这些变化导致气候变化，而对自然环境、生态系统和人类社会产生一系列的间接影响。二氧化碳对整体暖化的影响比所有其他温室气体的总和还要大。[5]这种活动为地球的快速碳循环造成不平衡，其在大气中的寿命会随着累积量升高而增加。[11]此表示当这些碳转移活动开始消退时，累积化石碳中的一部分（预计为20-35%）将在大气中持续存在数千年。[12][13][14]碳循环是地球海洋、土壤、岩石和生物圈之间碳交换的生物地球化学循环。植物和其他光合自营生物透过光合作用将大气中二氧化碳和水制成碳水化合物。几乎所有其他生物体都以由此产生的碳水化合物作为能量和碳化合物的主要来源。

目前大气中二氧化碳浓度是1,400万年以来的最高水准。[15]大约5亿年前的寒武纪时期，大气中二氧化碳的浓度高达4,000ppm，而在最近200万年的第四纪冰河时期，大气中的二氧化碳浓度低至180ppm。[4]将过去4.2亿年的温度记录重建后，显示大气中二氧化碳浓度在泥盆纪（4亿年前），并在三叠纪（2.2至2亿年前）期间达到约2,000ppm的峰值，而在侏罗纪时期（2.01-1.45亿年前）的浓度是目前的四倍。。[16][17]

当前浓度与未来趋势[编辑]

参见：气候变化、气候变率与变化、大气甲烷、全新世 § 气候和第四纪 § 气候
从1850年起地球的二氧化碳来源及碳汇分布。人类燃烧化石燃料无疑是二氧化碳大增的主因(约占3分之2)，略少于一半的排放会停留在大气中。（资料来源：全球碳计划。

现况[编辑]

大气中二氧化碳浓度自第一次工业革命开始即不断增加，导致全球暖化和海洋酸化。[18]迄2023年10月，地球大气中二氧化碳的平均浓度（根据季节变化进行调整）为422.17ppm。[19]美国国家海洋暨大气总署 (NOAA) 会每月均发布新的数据。[20][21] 在18世纪中叶之前的10,000年间，浓度约为280ppm。[4][3][5]

大气中每百万分之一的二氧化碳约代表2.13吉吨（Gt，十亿吨）碳，或是7.82吉吨二氧化碳。[22]

有人于2021年指出，"目前主要温室气体（二氧化碳、甲烷和一氧化二氮）浓度的成长率是过去至少80万年来前所未有"。[23]:515

估计人类自1850年起迄今已排放2,400吉吨二氧化碳，其中一些被海洋和陆地吸收，约950吉吨残留在大气中。到2020年左右，每年排放量超过40吉吨。[24]

年度和地区波动[编辑]

大气中二氧化碳浓度会因季节而略有波动，在北半球的春季和夏季，因受到植物消耗，浓度因而下降，而在秋季和冬季，由于植物休眠，或是死亡与腐烂，浓度会上升。在北半球的植物生长季节（从5月到9月），浓度下降约6或7ppm（约50吉吨），然后再上升约8或9ppm。因为北半球的土地面积和植物生物量都比南半球为高，全球二氧化碳浓度的年度循环由其主导。在北半球春季植物开始大量生长前，浓度于5月达到峰值，并在10月接近生长季节结束时降至最低值。[25][26]

浓度也因区域而异，靠近地面的浓度最高，高空的浓度变化较小。城市地区的浓度通常较高，[27]在室内的浓度可达到背景值的10倍。

最近所做的测量与预测[编辑]

  • 于2001年所做的估计，发现目前大气中二氧化碳浓度可能是过去2,000万年来最高的。[28]此后数字经历修正，目前最新的估计为过去1,400万年（2013年的估计）以来最高。[15]IPCC第六次评估报告（AR6）报告上新世气候（英语：Pliocene climate）中期温暖期（约3到3.3百万年前）与现代有类似的浓度。 AR6认为该时期可作为当前二氧化碳浓度导致气候结果的良好参考。
  • 根据2009年发表的数据，显示全球平均二氧化碳浓度正以每年约2ppm的速度增长，且在加速中。[29][30]
  • 夏威夷茂纳洛亚天文台（英语：Mauna Loa Observatory）测得的大气二氧化碳日均浓度于2013年5月10日首次超过400ppm，[31][32]而北极地区早在2012年6月就已达到此浓度。[33]2013年的数据显示大气中二氧化碳的浓度之高，"是过去55年开始测量中的首见，且可能超过过去300万年间的历史记录。"[34]
  • 截至2018年，大气二氧化碳浓度为410ppm。[29][35]

测量技术[编辑]

参见：地球总碳量观测网络（英语：Total Carbon Column Observing Network）和从太空测量地球的二氧化碳（英语：Space-based measurements of carbon dioxide）
于2005年至2014年期间所观测得到的南北半球大气二氧化碳浓度季节变动图。

大气中二氧化碳的浓度以体积百万分之一表示（缩写为ppmv，简称ppm）。若要将常用的ppmv单位转换为ppm质量，则使用二氧化碳与空气的莫耳质量比，数值为1.52（44.01克/莫耳除以28.96克/莫耳）。

首次大气二氧化碳的可重复准确测量由1950年代在加州理工学院任教的查尔斯·大卫·基林透过烧瓶中样品测量。[36]茂纳洛亚天文台的测量工作自1958年起即持续进行迄今。而世界各地有许多地点也进行测量。许多测量站是大型全球网络的一部分。这些全球网络的数据通常可经由公开途经取得。

资料网络[编辑]

有多个地表测量（包括使用烧瓶和连续的原位测量点）的网络，包括NOAA/地球系统研究实验室（NOAA/ESRL）、[37]世界温室气体资料中心（WDCGG）、[38]和法国的RAMCES。[39]NOAA/ESRL的基线观测站网络和加利福尼亚大学圣地亚哥分校的斯克里普斯海洋研究所网络[40]资料由橡树岭国家实验室（ORNL）的二氧化碳资料分析中心（英语：Carbon Dioxide Information Analysis Center）（CDIAC）管理。世界温室气体资料中心隶属于全球大气观察（英语：Global Atmosohere Watch）（GAW，由世界气象组织设立），资料由气象厅 (日本)（JMA）管理。 法国大气温室气体观测网 (Réseau Atmospherique de Mesure des Composes à Effet de Serre，RAMCES， RAMCES) 隶属于研究气候科学的皮耶尔·西蒙·拉普拉斯研究所（英语：Institut Pierre Simon Laplace） （IPSL）。

这些不同来源的的测量数据可编制为进一步的数据。由此而来的数据也可解决资料不连续和稀疏等问题。 GLOBALVIEW-CO2就是其中之一。[41]

最近开始由地面监测站进行的二氧化碳柱状测量。这种平均柱状测量通常会以XCO2来表达。这些测量由名为全球碳柱观测网络（英语：Total Carbon Column Observing Network）（TCCON）的组织进行，资料也由CDIAC管理，并依资料使用政策可透过公开途经取得。[42]

卫星测量[编辑]

从太空测量二氧化碳（英语：Space-based measurements of carbon dioxide）也是新进加入测量大气XCO2方法。 欧洲空间局（ESA）的ENVISAT卫星上的大气甲烷描绘扫描成像吸收光谱仪（英语：SCIAMACHY）从2002年到2012年进行全球柱状XCO2测量。NASA的阿卡卫星上的大气红外线探测仪（英语：Atmospheric infrared sounder）（AIRS）于2012年发射，接续全球XCO2测量。使用卫星测量可显著提高测量的数据密度和精度。较新的任务具有更高的光谱和空间分辨率。日本 宇宙航空研究开发机构（JAXA）的温室气体观测卫星是第一颗专用温室气体监测卫星，于2009年成功进入轨道。NASA在2014年发射的在轨碳观测台2号（OCO-2）是第二颗。有更多执行各种测量大气XCO2的卫星任务在规划中。

CO2来源的分析[编辑]

  • 长期埋藏的化石燃料被燃烧后释放出的二氧化碳所含的碳的同位素比例与活的植物排放的不同，由此可区分自然和人为活动对二氧化碳浓度的影响。[43]
  • 世界上大多数人口所居住的北半球（以及排放源）的大气二氧化碳浓度较南半球为高。随着人为排放量的增加，这种差异也在扩大中。[44]
  • 大气中氧气浓度正在下降，因为其与化石燃料中的碳反应而形成二氧化碳。[45]

近期增加的原因[编辑]

人为二氧化碳排放[编辑]

参见：温室气体排放、近期气候变化的归因和辐射强迫
自1850年起，全球二氧化碳累积排放三大国 -美国、中国及俄罗斯。[46]

虽然自然过程会产生二氧化碳的吸收和释放，但近期大气中二氧化碳浓度的上升已知主要是由于人类活动所造成。[23]人为碳排放量超过自然碳汇可吸收（或称平衡）的数量。[47]二氧化碳逐渐在大气中积累，截至2022年5月，其浓度比工业化前水准高出50%。[3]

开采和燃烧化石燃料，将埋藏于地下数百万年的碳释放，增加大气中二氧化碳的浓度。[5][18]截至2019年，人类开采和燃烧的地质化石碳每年释放超过30吉吨二氧化碳（9吉亿吨碳）。[48]这种大型破坏自然平衡是近期大气二氧化碳浓度增加的主因。[35][49]燃烧化石燃料而释放的二氧化碳，迄今约有一半没有被植被和海洋吸收，而是存留在大气中。[50]

燃烧煤炭、石油和天然气等化石燃料是人为二氧化碳排放增加的主因，砍伐森林排名第二。 全球化石燃料和水泥生产于2010年共释放9.14吉吨碳（GtC，相当于33.5吉吨二氧化碳，占地球大气中约4.3ppm），而在1990年的排放为6.15吉吨碳。[51]土地利用改变在2010年排放0.87吉吨碳，而在1990年的排放为1.45吉吨碳。[51]在1751年至1900年期间，经燃烧化石燃料而将约12吉吨碳释放进入大气，而从1901年至2013年期间，排放的数量约为380吉吨碳。[52]

国际能源总署估计全球到2021年，排名前1%的排放国中，人均碳足迹超过50吨二氧化碳，是排名在尾巴1%的排放国中人均排放的1,000倍多。全球与能源相关的平均人均碳足迹约为4.7吨二氧化碳。[53]

在地球自然过程中的作用[编辑]

温室效应[编辑]

太阳光穿透地球温室气体，加热地表，然后地表将其部分反射进入太空，而有部分以热的形式保留在大气层。
二氧化碳可降低热辐射通量释放进入太空（在波数：2,347cm−1处有巨大降幅），而造成温室效应。
水蒸气与二氧化碳的地球长波辐射衰减系数，在波长15微米处，二氧化碳的吸热能力大幅超过水蒸气。
主条目：温室效应、气候变化和辐射强迫

地球上的自然温室效应让已有的生物得以生存，而二氧化碳在此方面有重要作用。温室效应是行星大气层的热辐射作用，是让行星表面温度高于无大气层时温度的一种过程。[54][55][56]如果没温室效应，地表平均气温会成为约-18°C (-0.4°F)，[57][58]而目前地表实际平均气温为约14°C (57.2°F)。[59]

水在总温室效应方面发挥大部分的作用（约36-70%），而水蒸气于温室气体的作用取决于气温。二氧化碳是地球上与人类学影响最为相关、最直接的温室气体。二氧化碳自第一次工业化革命后的影响力不断增强。于2013年，增加的地球辐射强迫2.63瓦特/平方米中，由二氧化碳导致的估计为1.82瓦特/平方米（约70%）。[60]

大气二氧化碳将地表气温升高的概念最早由瑞典化学家斯万特·奥古斯特·阿瑞尼斯于1896年提出。[61]由于大气中二氧化碳的增加而导致辐射强迫增加（来自二氧化碳的吸收及保留红外线辐射的物理特性）。辐射强迫增加后会进一步推动地球能量平衡变化，长此以往，也推动地球气候进一步变化。[23]

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

碳循环[编辑]

主条目：碳循环和大气碳循环（英语：atmospheric carbon cycle）
地球于"快速碳循环"中，每年有几吉吨（gigatons，十亿吨）的碳在陆地、大气与海洋之间移动。黄色数字代表自然产生的通量、红色数字代表人类产生的排放，白色数字代表储存的碳。"慢速碳循环"（也称深层碳循环，如火山喷发与板块活动所产生）的碳活动未包括在内。[62]

大气中二氧化碳在地球的碳循环中具有不可或缺的作用，其中二氧化碳通过一些自然过程（例如光合作用和碳酸盐沉积而形成石灰石）由大气中移除，并通过其他自然过程（例如呼吸作用）返回大气，以及碳酸盐沉积物受到酸溶解。地球上有两种广泛的碳循环：快速碳循环和慢速碳循环。快碳循环是指碳在环境和生物圈中的生物间移动，而慢碳循环则涉及碳在大气、海洋、土壤、岩石和火山之间的移动。这两个循环本质上会相互关联，由大气中二氧化碳促进此种连结。

大气中二氧化碳的自然来源包括火山释气、有机物燃烧、野火和需氧生物的呼吸过程。二氧化碳的人为来源包括燃烧化石燃料用于供暖、发电和交通运输，以及水泥制造等工业过程。各种微生物透过发酵和细胞呼吸也会产生二氧化碳。植物、藻类和蓝菌门透过光合作用将二氧化碳转化为碳水化合物。它们透过叶绿素和其他色素吸收阳光来获得反应所需的能量。氧气是光合作用的副产品，被释放进入大气，随后被异营生物和植物用于呼吸，与碳形成循环。

自1960年起，每年人类产生的二氧化碳进入不同碳汇（大气、土地与海洋）的趋势。单位：吉吨。[48]

大多数二氧化碳排放源均为自然排放，并透过类似的二氧化碳汇在不同程度上进行平衡。例如森林、草地生态系统和其他植被中有机物质的腐烂（包括森林火灾）每年会释放约436吉吨二氧化碳（合119吉吨碳），而土地上新生长植物吸收的二氧化碳则会将此类释放抵销（吸收451吉吨二氧化碳， 约123吉吨碳)。[63]年轻地球大气中的大量二氧化碳是由火山活动所产生，但现代火山活动每年仅释放1.3至2.3亿吨二氧化碳。[64]二氧化碳的自然"源"或多或少会被自然"汇"所平衡，大气中二氧化碳经由化学和生物过程遭到去除。

整体而言，大气中有自然产生的大型二氧化碳通量进出生物圈，同时在陆地上或是在海洋中发生。[65]在前工业时代，这些通量中的每一种都处于平衡状态，以至于陆地和海洋碳库（汇）之间几乎没有净二氧化碳流动，大气中浓度几乎没变化。而从工业化时代开始到1940年，陆地生物圈成为大气二氧化碳的净来源（主要由土地利用、土地利用改变与林业所驱动），但随后因化石碳排放增加而转变为净汇。[66]于2012年，约57%的人类排放二氧化碳（主要来自燃烧化石碳）被陆地和海洋汇（主要为海洋）所吸收，。[67][66]

大气中二氧化碳的增加量与二氧化碳排放量的比率称为大气中分率（英语：Airborne fraction）（AF）。此分率在短期内会有变动，在较长时期（5年）内通常约为45%。[66]全球陆地植被捕集的碳量估计从1910年的约740吉吨增加到1990年的780吉吨。[68]

光合作用[编辑]

主条目：陆地生物碳循环（英语：Terrestrial biological carbon cycle）
参见：光合作用、碳固定、C3类二氧化碳固定和C4类二氧化碳固定
光合作用将太阳光转为化学能，将氧由水剥离，再将二氧化碳合成碳水化合物（糖类）。

大气中二氧化碳对于生命和大多数行星生物圈具有非常重要的作用。全球光合作用的平均能量捕获率约为130太瓦（terawatt，1012瓦特），[69][70][71]大约是人类文明当前功耗的六倍。[72]光合生物每年还将约1,000-1,150亿吨碳转化为生物质。[73][74]

光合生物是光合自营生物，它们能够利用光能直接从二氧化碳和水中合成食物。然而并非所有使用光作为能源的生物体都进行光合作用，如光养异营生物（英语：Photoheterotroph）并不使用二氧化碳，而是使用有机化合物作为碳源。[75]植物、藻类和蓝菌门进行光合作用会释放氧气，称为产氧光合作用。虽然植物、藻类和蓝菌门的产氧光合作用存在一些差异，但其整体过程非常相似。然而有某些细菌会进行无氧光合作用 - 消耗二氧化碳但不释放氧气。目前科学界认为此种菌类对于全球的影响轻微，但在陆地生态系统以及重要受质的回收上仍不可或缺。[76]

二氧化碳在碳固定的过程中被转化为碳水化合物。碳固定是一种吸热氧化还原反应，光合作用需要提供驱动过程的能量，以及将二氧化碳转化为碳水化合物所需的电子。添加电子就是是氧化还原反应。光合作用与细胞呼吸相反，后者过程会将葡萄糖和其他化合物氧化，产生二氧化碳和水，并产生放热化学能，以驱动生物体的代谢作用。这两个过程透过不同的化学反应顺序发生，前者在植物的叶绿体中，或细菌的类囊体中发生，后者则在细胞的线粒体中发生。

海洋碳循环[编辑]

主条目：海洋碳循环
参见：生物泵、溶解泵（英语：solubility pump）和海洋酸化
海洋截存二氧化碳流程图。

地球海洋中含有大量碳酸氢盐和碳酸根离子形式的二氧化碳（远高于大气中的含量）。碳酸氢盐是由岩石、水和二氧化碳之间的反应所产生。其中一例是碳酸钙溶解于水：

CaCO
3 + CO2 + H
2O ⇌ Ca2+
 + 2 HCO−
3

如此的反应（二氧化碳融入海洋）可缓解大气二氧化碳的浓度过高。由于反应式的右侧会产生酸性化合物，在左侧的二氧化碳增加会将海水的pH值降低（此过程称为海洋酸化，但目前海洋的pH值仍稍高于8.0，而保持在碱性范围内） 。二氧化碳和非碳酸盐岩石之间的反应也会在海洋中添加碳酸氢盐。随后会发生与上述相反的反应，而形成碳酸盐岩，有一半的碳酸氢盐会以二氧化碳释出。这种过程在数亿年来已产生大量的碳酸盐岩。

海洋在1850年到2022年的期间已吸收人为排放温室气体总量的26%。[18]然而在未来的吸收率就不易确定。即使达到平衡，包括溶解的碳酸盐，增加的碳酸氢盐浓度和降低（或未改变）的碳酸根离子的浓度也会导致海水中未离子化碳酸和溶解的二氧化碳的浓度更高。当海洋中前述物质的浓度较高，加上较高的海水温度，表示空气中二氧化碳因无法再溶入海洋，浓度也会变得较高。[77][78]

碳会在大气、植被（死的和活的）、土壤、海洋表层和深海之间移动。

近期浓度增加的影响[编辑]

直接影响[编辑]

各种温室气体与其他会影响气候变化的因素（如气溶胶），及影响程度（2011年相对于1750年）。

大气中二氧化碳浓度增加，直接的影响有全球气温升高、海洋酸化以及二氧化碳对植物和农作物产生施肥效应。[79]

陆地温度升高[编辑]

本节摘录自仪器测量地表温度#总变暖与趋势（英语：Instrumental temperature record# Total warming and trends）。

根据多个独立制作的资料来源，全球综合陆地和海洋表面温度的平均值在1850年至1900年及2011年至2020年的两段期间内升高1.09°C（范围：0.95至1.20°C）。[80]:5自20世纪70年代起的升高速度比过去2,000年中任何一段50年时期都要快。[80]

大多数观测到的暖化发生在两个时期：1900年左右至1940年左右，以及1970年左右以后。[81]1940年至1970年的冷却/高原期主要归因于硫酸盐形成的气溶胶。[82][83]:207但这段时期中的一些温度变化也可能是由于海洋环流模式变化所造成。[84]

海洋温度上升[编辑]

参见：海洋热含量
气候模型使用2000年至2019年期间的气温为基线，在不同代表性浓度路径气候变化情景下预测到2050年的海平面上升程度。[85][86]
这个部分摘自：气候变化对海洋的影响 § 海洋温度上升[编辑]

由于气候变化，海洋正在明显的变暖，而且速度在加快中。[87]:92022年是人类有记录以来全球海洋最温暖的一年。[88]当年的海洋热含量已超过2021年的最高值。[88]这种海洋温度稳定上升是地球能量不平衡后的必然结果，而能量不平衡主要是由大气中的温室气体浓度上升所造成。[88]从前工业时代到2011年至2020年的十年间，海洋表面温度已上升0.68至1.01°C。[89]:1214

海洋上层（700米以上）的暖化速度最快，但暖化趋势正在扩散到其它的深度。大部分海洋热含量增加发生在南冰洋。例如在1950年代至1980年代期间，南冰洋上层温度上升0.17°C (0.31°F)，几乎是同期间全球海洋平均温度上升速度的两倍。[90]

海洋酸化[编辑]

这个部分摘自：海洋酸化[编辑]

海洋酸化（英语：Ocean acidification）指的是地球海洋中海水的pH值随时间演进而降低的现象。全球海洋表面层于1950年至2020年间的平均pH值已从约8.15下降至8.05。[91]人类活动产生的二氧化碳（CO2)）排放是海洋酸化的主要原因，大气中二氧化碳浓度于2020年已超过410百万分比（ppm）。这些二氧化碳会被海洋吸收，产生碳酸 (H
2CO
3)，并分解成碳酸氢根离子 (HCO−
3) 和氢离子 (H+
)。游离氢离子会将海水中pH值降低（酸度增加）（但并不表示现在海水已呈酸性，由于目前pH值仍高于8，呈碱性），并降低海水中碳酸盐饱和性。海洋中生物钙化活动（英语：Marine biogenic calcification）（如软体动物和珊瑚）依赖取得碳酸钙（CaCO
3）来建构保护壳和骨骼，会因此变得特别脆弱。[92]

pH值降低0.1代表世界海洋中的氢离子浓度增加26%（pH值是种对数的概念，因此pH单位变化1相当于海水中氢离子浓度变化为10倍）。海洋表面层的pH值和碳酸盐饱和状态会随海洋深度和位置而变化。较冷和较高纬度的水域能够吸收更多的二氧化碳，而导致更高的酸度，而将这些区域海水的pH值和碳酸盐饱和性降低。影响大气-海洋二氧化碳交换以及当地海洋酸化的其他因素包括有洋流和上升流的区域、靠近大型河流出海口、海冰覆盖，以及燃烧化石燃料和农业活动造成的氮与硫排放。[93][94][95]

二氧化碳施肥效应[编辑]

这个部分摘自：气候变化对农业的影响 § 二氧化碳施肥作用导致作物、草类和林业产量增高[编辑]

二氧化碳施肥效应（或称碳施肥作用（carbon fertilization effect））导致光合作用速率增加，同时又会限制植物叶片的蒸发散作用。这两个现象均为大气中二氧化碳含量增加后的结果。[96][97]这种作用因植物种类、空气和土壤温度以及水和养分的可用性而异。[98][99]植物净初级生产力 (NPP) 会因碳施肥作用而产生积极响应。[100]但有证据显示来自二氧化碳施肥作用，导致的植物光合作用速率升高并不能直接促进所有植物的生长，因此也不能直接促进碳储存。[98]据报导，碳施肥作用是自2000年代以来植物初级生产力 (GPP) 毛额有44%增长的原因。 [101]三种电脑模型 - 地球系统模型、陆地系统模型和动态全球植被模型（英语：Dynamic Global Vegetation Model）均被用于调查和解释与大气中二氧化碳水平增加相关的植被趋势。[98][102]但与二氧化碳施肥作用相关的生态系统过程仍难确定，因此建模研究有其困难。[103][104]

陆地生态系统已把大气中的二氧化碳浓度降低，并部分将气候变化影响缓解。[105]由于人类活动对大气中的二氧化碳影响越来越大，植物对碳施肥作用的反应不太可能在下个世纪（22世纪）把大气中二氧化碳浓度降低。[97][98][106][107]自20世纪80年代初期以来，地球上植被颜色明显变得更绿，[108]主要就是由于大气中二氧化碳浓度上升的结果。[109][110][111][112]

理论上热带地区会因此施肥效应而有最大的二氧化碳吸收量，但尚未透过观察加以证实。施肥效应所吸收的二氧化碳数量也取决于森林如何应对气候变化，以及森林是否受保护而未遭砍伐。[113]

其他直接影响[编辑]

人为二氧化碳排放自1980年起也导致地球大气的平流层收缩400米，而可能会影响到卫星、全球定位系统和无线电通讯的运作。[114]

间接影响及后果[编辑]

Thick orange-brown smoke blocks half a blue sky, with conifers in the foreground
A few grey fish swim over grey coral with white spikes
Desert sand half covers a village of small flat-roofed houses with scattered green trees
large areas of still water behind riverside buildings
一些气候变化的影响（由左上开始，顺时针方向）：由炎热与干燥导致的野火、海洋酸化与海水变暖导致的珊瑚白化、由风暴与海平面上升导致的海岸洪水（英语：coastal flodding）以及土地沙漠化导致的环境难民问题。

本节摘自气候变化的影响（英语：Effects of climate change）。

气候变化会影响自然环境、生态系统和人类社会。气候系统的变化包括整体暖化趋势、更极端的天气和海平面上升。这些反过来又会影响到自然及野生动物，以及人类居的住区与社会。[115]人为造成的气候变化，其影响是既广且深。如果再不采取重大的气候行动（英语：Climate action），恶化情况将会延续。专家有时会将预测和观察到的气候变化负面影响称为"气候危机"。

这个部分摘自：气候变化对海洋的影响[编辑]
气候变化对全球海洋影响的图示概述，区域性的影响以斜体字表示。[116]

气候变化对海洋的影响包括有海洋温度升高、海洋热浪频率增长、海洋酸化、海平面上升、北极海冰减少（英语：Arctic ice decline）、海洋分层（英语：Ocean straitification）加剧、海水含氧量降低、洋流改变（包括大西洋经向翻转环流减弱）。[87]所有这些变化都会产生连锁反应，扰乱海洋生态系统。造成这些变化的主因是人为排放二氧化碳和甲烷等温室气体，导致气候变化的后果。而海洋吸收气候系统中大部分的额外热量后，不可避免的就会变暖，。[117]海洋吸收大气中一些额外的二氧化碳，而导致海水的pH值下降。[118]估计海洋已吸收人类排放二氧化碳的约25%。[118]

随着气温上升，海洋表层变暖，海洋温度分层也随之增加，[119]:471而海洋分层间混合会减少，让海洋表层海水持续维持温暖状态，同时减少寒冷深层海水上涌而发生循环。此种上下海水混合减少把海洋吸收热量的能力降低，把未来暖化的大部分温度交由大气和陆地承受。预计生成热带气旋和其他风暴的能量会随之增加，而上层海水可供鱼类使用的营养预计将会减少，海洋储存碳的能力也被降低。[120]与此同时，盐度的对比正在扩大中：咸度高的地区变得更高，而咸度低地区的则变得更低。[121]

温暖海水的含氧量少于同等数量的寒冷海水，结果是海洋中的氧气转移到大气。温暖海洋分层增加后会降低表层海水将氧气携带到更深水域的能力，而更进一步降低整体海水的含氧量。[122]海洋整体水柱（英语：Water column）已失去氧气，全球海洋中的低氧带（英语：oxygen minimum zone）的范围正在扩大。[119]:471

这些变化正在伤害海洋生态系统，会加速物种灭绝，[123]或是导致某物种数量突然大增，而改变海洋中的物种分布。[87]沿海渔业和旅游业也会受到影响。水温上升还会损害各种海洋生态系统，例如珊瑚礁。直接影响有导致珊瑚白化，珊瑚礁对即使是微小的温度变化都很敏感，因此海水温度小幅上升也会造成重大影响。海洋酸化和温度上升还会影响海洋内物种的生产力和分布，威胁渔业并扰乱海洋生态系统。由于变暖而导致的海冰栖息地丧失将严重影响依赖其生存的许多极地物种。各种气候变化因素之间的相互作用把加诸于气候系统和海洋生态系统的压力升高。[87]

降低二氧化碳浓度的方法[编辑]

NASA提供的模型，展示大气中碳行为从2014年9月1日到2015年8月31期间的变化。地球大气和地形的高度被垂直夸大以展示大气流动的复杂性。
主条目：气候变化缓解、碳封存、二氧化碳移除和碳捕集与封存

二氧化碳对气候变化会产生具有独特性的长期影响 - 在停止排放（净零排放）后，其影响在千年尺度上仍然"几乎无法逆转"。温室气体中的甲烷和一氧化二氮不像二氧化碳会随时间演进而持续存在。即使人类完全停止排放二氧化碳，预计大气温度在短期内也不会大幅下降。这是因为气温是由温室气体引起的暖化和向海洋传导热量而造成冷却之间的平衡所决定。如果停止排放二氧化碳，其浓度和其加热效应将缓慢下降，海洋的温度将缓慢与大气温度趋于平衡，因此气温只会缓慢下降。海平面上升仍会持续维持一段时间。[77]

目前已有多种技术提出，用来从大气中去除过量的二氧化碳。

这个部分摘自：二氧化碳移除[编辑]

二氧化碳移除（英语：Carbon dioxide removal，简称CDR），也称为碳移除（carbon removal）、温室气体移除（greenhouse gas removal，简称CGR ），或是负排放（negative emissions），由透过刻意的人类行动将大气中的二氧化碳气体（CO2）长存下来，并储存在地质结构内、陆地上 、海洋中，或是任何产品里面的过程。[124]:2221在温室气体净零排放（参见碳中和）目标下[125]，CDR措施持续纳入气候政策，作为气候变化缓解战略中的一个要素。[126]实现净零排放需要大幅削减排放，加上采用CDR。CDR可用来抵消某些技术上难以消除的排放（例如农业和工业排放）。[127]（p. 114）

地质时期中过往的浓度[编辑]

参见：古气候学、大氧化事件和年轻太阳黯淡佯谬
由不同的电脑模型制作的地球过往5亿年的大气二氧化碳浓度变化图。
从四万年前的末次冰盛期开始迄今的大气二氧化碳浓度变化，当今的浓度上升速度之快是从上次冰河退缩（英语：deglaciation）以来前所未见的。

据信二氧化碳在地球45.4亿年的历史中，在调节地球温度方面发挥过重要作用。科学家发现在地球诞生的早期有液态水的证据，显示当时存在一个温暖的世界，而太阳输出的能量被认为只有今天的70%。早期地球大气中较高的二氧化碳浓度可能有助于解释这种年轻太阳黯淡悖论。当地球最初形成时，大气层中可能含有更多的温室气体，二氧化碳浓度可能更高，估计分压高达1,000千帕(1,000帕斯卡，即10bar)，因为那时并无细菌光合作用将气体还原为碳化合物和氧气。甲烷是一种非常活跃的温室气体，当时也可能更为普遍。[128][129]

地球的二氧化碳浓度呈现数个变化周期，从全新世和更新世深度冰期的约180ppm到间冰期的280ppm。在地球的历史中，二氧化碳浓度有很大的变化。据信二氧化碳在地球形成后不久就存在于地球的第一个大气层中。第二个大气层主要由氮气和二氧化碳组成，是火山爆发的结果，并在巨大小行星对地球的后期重轰炸期间产生更多的气体。[130]这类二氧化碳排放的大部分很快就溶解在水中，之后融入碳酸盐沉积物中。

蓝藻门光合作用产生的游离氧最终导致大氧化事件，于24亿年前将地球的第二个大气层结束，带来第三个大气层（现代大气层，主要由氧气、氮气及二氧化碳组成）。二氧化碳浓度从大约5亿年前寒武纪时期的4,000ppm下降到20,000年前的180ppm。[4]

古地球二氧化碳浓度的驱动因素[编辑]

参见：生物地球化学循环

在较长的时间尺度上，大气二氧化碳浓度由地球化学循环（英语：Geochemical cycle）之间的平衡所决定，包括将有机碳埋藏于沉积物中、硅酸盐岩石风化和火山气体喷发。数千万年至数亿年碳循环中的轻微失衡，其净效应是将大气中二氧化碳减少。在数十亿年的时间尺度上，这种下降趋势似乎必然会无限期持续，因为史上偶尔由于火山活动而将埋藏碳大量释放的情况将不会那么频繁（随着地幔冷却和地温梯度逐渐消耗）。这些过程的速度极为缓慢,因此它们与未来数百年或数千年的大气二氧化碳浓度无关。

地质过去的光合作用[编辑]

在地球的地质历史过程中，二氧化碳浓度在生物演化上曾发挥过作用。第一个光合生物可能是在生命演化史早期产生，并且很可能是使用氢或硫化氢等还原剂作为电子源，而非使用水。[131]后来蓝藻门出现，它们产生的大量氧气导致大氧化事件，[132]让多细胞生物的演化成为可能。在最近的地质时代，低于600ppm的二氧化碳浓度可能是有利于C4类二氧化碳固定植物进化的因素，这些植物在7至5百万年期间前的丰度大幅超过使用效率较低的C3类二氧化碳固定植物。[133]在当前大气压力下，大气二氧化碳浓度低于150ppm至200ppm时，光合作用就会停止，但仍有一些微生物可在低很多的浓度下从空气中捕集碳。[134][135]

测量古地球二氧化碳浓度[编辑]

参见：气候代理
于南极沃斯托克站取得冰芯中气泡的二氧化碳资料（红色）与重建的大气二氧化碳浓度（绿色）与气温（蓝色）所展示的过去40万年资料。
地球于过去80万年的气温与二氧化碳的对应趋势图。

测量早期大气二氧化碳浓度最直接的方法是测量南极地区或格陵兰冰盖里面保存气泡中的空气（其中的流体夹杂物（英语：Fluid inclusion）或气体夹杂物（英语：Gas inclusion））。此类研究中最被广泛接受的研究来自在南极采集的各种冰芯（英语：ice core），显示在工业排放开始之前，大气中二氧化碳浓度约为260ppm至280ppm，并且在过去10,000年中并无太大变化。[136][137]时间最久远的冰芯记录来自东部南极洲，从那里采集而来的冰芯中所包含的讯息有远达80万年前的。[138]这段期间中，大气二氧化碳浓度在冰河时期于180ppm至210ppm之间变化，在较温暖的间冰期增加为280ppm至300ppm之间变化。[139][140]

大气中二氧化碳莫耳分率自1900年代起已上升约35%，从280ppm上升到2009年的387ppm。一项利用化石叶子上气孔证据进行的研究显示二氧化碳莫耳分率在1万到7千年前时期的变异性更大，浓度超过300ppm，[141]但有人认为这些发现较可能是反映校准或污染的问题，而非实际浓度变化。[142][143]由于空气被困在冰中的方式（冰上孔隙缓慢关闭，在粒雪深处形成气泡）以及所分析的冰芯样本所代表的时间段，这些数字代表的是长达几个世纪的气体平均值，而非以年度或是十年为单位的水准。

冰芯提供过往80万年大气温室气体浓度变化的证据。 二氧化碳和甲烷浓度在冰河时期和间冰期之间有所不同，而这些变化与气温密切相关。目前并无早于冰芯记录中的直接数据存在，而冰芯中的记录显示在过去80万年中，二氧化碳莫耳分率一直保持在180ppm至280ppm之间，直到最近250年才开始增加。然而有各种气候代理和电脑模型显示于过去曾存在很大的差异：5亿年前的二氧化碳浓度可能比现在高10倍。[144]

人们使用各种气候代理，设法确定过去数百万年大气中二氧化碳的浓度，包括某些海洋沉积物中的硼和碳的同位素比率，以及在化石植物叶子上观察到的气孔数量。[133]

植烷是一种二萜烷烃，它是叶绿素的分解产物，现在被用于估计古代二氧化碳浓度。[145]植烷不仅提供二氧化碳浓度的连续记录，而且还可将过去5亿多年中二氧化碳记录的中断部分接续。[145]

6亿至4亿年前[编辑]

有证据显示在6亿至4亿年前期间，大气二氧化碳浓度超过6,000ppm，2亿至1.5亿年前，浓度超过3,000ppm。[28] 在显生宙的大部分时间里，浓度被认为普遍较高，中生代时期的浓度是目前浓度的四到六倍，古生代早期直到泥盆纪中期（大约四亿年前）的浓度是目前浓度的十到十五倍。[146][147][148]陆地植物开始广为分布后被认为会将泥盆纪晚期的二氧化碳浓度降低，由此开始的植物活动成为二氧化碳的"源"和"汇"，对提供稳定反馈方面发挥重要作用。[149]

更早的时候，一段持续2亿年的间歇性、广泛的冰河作用由两极延伸到赤道附近（参见雪球地球），但似乎在大约5.5亿的时候突然结束。原因是一次巨大的火山喷发，导致大气中二氧化碳浓度突然升高到12%，约为现代水平的350倍，产生极端的温室条件，和碳酸盐以每天约1毫米的速度沉积为石灰石。[150]这段时期标志前寒武纪结束，随后是显生宙普遍温暖的环境，多细胞动物和植物在此期间进化。此后再也没有发生过类似规模的火山排放二氧化碳。现代火山每年向大气排放约6.45亿吨二氧化碳，而人类活动每年可排放290亿吨。[151][150][152][153]

6,000万到500万年前[编辑]

大气中二氧化碳浓度大约于6,000万年前之后开始持续下降。约于3,400万年前，始新世-渐新世灭绝事件发生，及南极冰盖开始形成现在的状态时，二氧化碳浓度约为760ppm，[154]有地球化学证据显示2,000万年前的二氧化碳浓度低于300ppm。二氧化碳浓度下降（临界点为600ppm）是南极冰河化的主要强迫因素。[155]低二氧化碳浓度可能是有利于C4类二氧化碳固定植演化的促进因素，这些植物的丰度在700至500万年前大幅增加。[133]

参见[编辑]

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外部链接[编辑]

规范控制数据库: 各地 编辑维基数据链接

二氧化碳#地球大气中的二氧化碳

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