第1讲 温室气体排放与全球气候变化.ppt.Convertor.doc

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）6350200甲烷（CH4）151217氧化亚氮（N2O）4120氢氟碳化物（HFCS）全氟化碳（PFCS）1113.350000六氟化硫（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 1595公分，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（IS92a到IS92f），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（IPCC 2001），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（2000-6000m），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+H2CO3Ca2+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+H2OH2O3 （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+H2CO3Ca2+2HCO3-+SiO2+H2O （7）组合（1）后，（5）与（7）式的净作用是：CaSiO3+CO2CaCO3+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%（11819GtC）。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1。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6.40.4 GtC/年，从1990s到2000-2005年，又攀升到7.20.3 GtC/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Mauna Loa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壳层物质形成中（由浮游生物），表层水中CO2释放的变化（CaCO2反泵）。有机物颗粒通过细菌的作用主要在海水柱最上1000m被重新矿物化（氧化成其它DIC和其它无机化合物）。平均CaCO3颗粒在它们发生溶解前要下沉得更深，因为深水对CaCO3是未饱和的。颗粒物通量其余部分进入海洋沉积物，或者再溶解，或者累积在沉积物内，通过三维海洋环流循环是闭合的。上翻水把无机碳和营养又带到海表，导致排放和生物源颗粒的产生。溶解的有机碳由河流和海洋代谢过程进入海洋水柱。三种主要海洋碳泵制约着自然的大气CO2变化：溶解泵，生物碳泵和碳酸钙反泵。海洋对人类CO2的吸收由海表无机碳的吸收与人类碳从海表到深海的吸收决定。如海洋环流不变，因为营养循环不变，生物泵不受太大影响。如果海洋环流减慢，人类碳的吸收由无机缓冲过程和物理输送决定。但如果其下沉速度不变，海洋颗粒物通量可达到深海。海气界面与碳循环结合全球混合或1千年量级的翻转时间，大的海洋碳库如有小的变化可引起大气CO2浓度的明显变化。类似，大气pCO2的扰动能够被海洋缓冲。冰期间冰期大气CO2含量的变化可能被归因于海洋碳泵功能的改变。对海洋吸收人类源碳的时间，海水的向下输送起着关键作用。它可使人类产生的碳进入海洋内部。有机碳循环和CaCO3反泵调制但不是主宰着海洋对人类产生的碳的净吸收。评估平均海洋碳汇的方法 有：（1）观测洋面CO2分压力，计算气体交换；（2）根据不同CO2观测和大气输送模式倒算；（3）海水中碳、氧、营养和氯氟碳观测，以此计算大气CO2浓度；（4）据CFC观测和大气CO2历史估算水年令的分布；（5）同时观测大气CO2增加与大气O2的减少；（6）各种用大气或海洋中13C变化观测的方法；（7）全球海洋环流模式。所有方法（带订正）得到的全球海洋汇基本上是一致的。人类产生的CO2的化学缓冲在定量上是海洋碳汇中最重要的过程。进入海洋的CO2通过CO32-离子的清除及转化成HCO3-而得到缓冲，这可使气态海水CO2浓度的增加比加载单位海水体积中的CO2量要小。海水中CO2的缓冲作用由Revelle因子定量表达。这个量把重新平衡后海水PCO2的分部变化与总DIC的分部变化联系起来： Revell因子=（CO2/CO2/(DIC/DIC)Revell因子越低，海水缓冲能力越强。缓冲因子的变化主要依赖于PCO2与DIC总碱度比之变化。目前一般在8-11。由于从大气中吸收CO2，海洋的碱性变小，因而将来海洋的缓冲能力肯定减弱。深海碳储存增加导致饱和层厚度之下碳酸盐沉积物的溶解，CaCO3溶解使大气PCO2增加的反馈是负的。在1-100Kyr时间尺度是明显的，CaCO3的溶解可达吸收的人类产生的CO2排放的60-70%，而海水柱在0.1-1Kyr时间尺度将占22-33%。其余7-8%可以被长期的陆地风化循环所补偿，这涉及硅酸盐与碳酸盐。由于CaCO3缓冲机制和硅酸盐风化都是慢过程，大气PCO2将达一个新的平衡值（几万年之后）。 在暖气候下，海洋密度层结增加，海洋环流更慢，这将减速碳，碱性和营养的垂直输送以及表层海水的更新，这使人类产生的CO2侵入海洋的瓶颈变窄。从而对大气温室气体浓度产生正反馈。在1990s与2001-2005年净海气通量增加，达到-2.20.5GtC/年（中心年为1998年）。陆气通量：陆地生物圈与大气间碳的净交换是光合作用吸收的碳与植物和土壤呼吸，扰动过程（火灾，毁林，病虫害，再造林等）释放的碳之间的差值。过去30年，所有这些过程的净结果是通过陆地生态系统吸收CO2。影响陆地生态系统碳循环的驱动力是：（1）直接的气候效应（降水，温度，辐射条件的变化）；（2）大气成分的影响（CO2施肥，营养沉降，污染破坏）；（3）土地利用变化的作用（毁林，造林），农业活动及其长期效应。因而通量是土地利用变化CO2通量与过去土地利用结果，气候，增加的CO2或N沉降两部分造成。由于陆地生态碳通量观测太稀少，且生态系统分布太不均匀，很难以足够的准确度估计全球净陆地通量。涡动相关法的直接通量观测（eddy covariance technique）只在一些点上进行。大部分还没有长期的记录，尚需经相当的升尺度计算得到全球通量值。可用两种方法得到净全球平均陆气通量值：（1）作为化石与水泥排放与海洋吸收和大气增加的差，作为余数推出该量；（2）用大气CO2资料，以及陆地和海洋过程（用O2/N2与13C观测区分）以反演分析或质量平衡计算推出陆气通量与海洋汇。结果表明：1980s为-0.30.9GtC/年，是一弱汇。1990s为1.00.6GtC/年是一大的碳汇，过去5年又回到中等程度的汇-0.90.6GtC/年。（3）剩余的陆地汇从土地利用变化角度看，毁林作用超过森林再生。但陆地生物圈对CO2实际上是有净吸收作用，这意味着一定存在另外的陆地生态系统的吸收。这种作用过去叫“丢失的汇”，现在叫剩余陆地汇。它的计算一定取决于土地利用变化通量。对于高土地利用源这一项在1980s和1990s分别为-2.3（-4.0-0.3)和 -3.2(-4.5-1.9)。对于小土地利用源，这一项分别为-0.9（-2.0-0.3）和-1.9（-2.9-1.0）。用它们的平均值，则为-1.7（-3.4-0.2）和-2.6（-4.3-0.9）（4）未扰动热带森林：它们是CO2汇吗？目前的研究指出，全球热带生物群碳的净吸收为0.60.3GtC/年。上升的CO2可促进光合作用。可能使吸收增加（因生态系统吸收落后），大气CO2浓度增加率为1.5ppm（0.45）/年，说明增加光合作用应约0.25%，但最近该热带地区的增暖（约0.26/十年）可能增加水胁迫与呼吸，CO2促进作用可能受到营养的限制。（5）碳收支的新发现由土地利用变化释放到大气中的CO2通量在1990s估计为1.6（0.5-2.7）GtC/年。1980sTAR估算的向下修正为1.4（0.4-2.3）GtC/年，表明1980s和1990s没有什么变化。净剩余陆地汇估算表明，1990s的值比其前后期皆大。这种瞬变的增加解释了这个时期观测到气载部分有较低值。在1980s和1990s间海洋吸收增加22%，但被海洋吸收的排放部分（化石+土地利用）仍然未变。（6）碳循环和气候的耦合（1）在21世纪所有C4MIP模式预测总人类CO2排放的气载部分将增加；（2）只是CO2增加将导致陆地和海洋的连续吸收，但其吸收效率将减少。这是通过海洋中碳酸盐的缓冲机制和陆地碳汇的饱和引起。（3）只是气候变暖将压制陆地和海洋的碳吸收，增加存留在大气中的人类排放的CO2部分，对气候产生正反馈。反馈量随模式而变。CO2增加率从4-44%的增加，平均为1811%。附录：海洋的化学过程与酸化:海水通过无机过程吸收大量来自大气的CO2，这是因为CO2是弱酸性气体，而溶解于海洋中的矿物质在地质年代产生一弱碱性的海水。CO2的海气交换主要决定于海洋与大气间pCO2的海气梯度。在约一年时间尺度上，海面和大气可达到平衡。气体交换率随风速增加，并取决于其它因子，如降水，热通量，海冰和海表活性剂。在强风时，局地气体交换的不确定性最大。除了平流和混合外，海洋通过三种机制改变大气中的CO2：（1）由于气态CO2溶解度变化造成的CO2吸收或释放溶解泵;（2）由光合作用和通过有机颗粒由表层下沉过程使其固定于POC（颗粒物有机碳）的变化（有机碳泵或生物泵）。这个过程受到光合营养物多少的限制（如磷酸盐，硝酸盐，硅酸，铁等）；（3）浮游生物形成CaCO3壳物质期间。海表水中CO2释放的变化（CaCO3反泵）。在千年尺度，大的海洋碳库如出现不大的变化就可能引起大气CO2浓度的明显变化。同样，大气CO2浓度的扰动能被海洋缓冲。冰期间冰期大气CO2含量的变化可能归因于海洋生物泵功能的变化。表层水的向下输送在决定吸收人类碳的时间上起着关键作用，以此高载荷的人类碳可进入深海。有机碳循环和CaCO3反泵调节着（但不是主导着）海洋对人类碳的净吸收。海洋碳酸盐缓冲系统可只据溶解度远超过海洋吸收能力的情况下允许海洋吸入CO2，以此并控制着海洋的PH值。这是通过一系列反学反应把加入的CO2转变为HCO3和CO32-而实现的。这三种溶解物的近似比例（统称DIC，溶解性无机碳）是CO2：HCO3-:HCO32-=1:100:10.CO2是弱酸性，当它溶解时与水反应形成碳酸，它以后又分解为一个氢离子（H+）和一个HCO3-离子。以后又有一些H+与CO32-反应形成第二次HCO3-。CO2+H2OH+ +HCO3- 2H+ +CO32- (9)CO2+H2O+CO32-HCO3-+H+ +CO32- 2HCO3- (10)因而海水中加CO2净的结果是增加H+和HCO3-，而减少CO32-。随CO2增加，CO32-减少又减低了整个缓冲能力，结果海水溶液中H+成比例增多，酸性增加。海洋酸化导致海洋中CaCO3饱和状态的降低。这会引起两个主要的作用：（1）阻止或减缓水柱中珊瑚以及浮游生物和动物的产生。（2）海床处CaCO3的溶解增加。工业化革命开始之后，海面PH下降了0.1单位。相应于30%左右H离子浓度的增加，预期将来几百年中PH值不断下降将导致海洋PH达到过去几亿年前的值。根据北太平洋碳循环研究，其输送过程为：陆地生态系统中，较高的大气CO2，更暖的气候与增加的氮营养物，造成了直接的正效应，可增加全球植被生产力以及通过光合作用对CO2的摄取能力。在过去10年中，这种净通量在2-3GtC/年量级。在扣除由土地利用变化造成的人类排放后，从大气到陆地的净碳通量仍有1GtC/年。更高的大气CO2浓度也使更多的CO2进入海洋表层水，造成每年进入海洋通量增加。工业化前为70GtC/年，现为92GtC/年。每年由海洋到大气释放的量也增加，但速度缓慢。净的结果是每年下沉入海洋的碳从1990年以来是2.2GtC。第2讲 全球气候变化全球及中国气候变化的观测事实1.全球气候变化,温度变化,降水分布变化,气候极端事件我国气候变化:温度变化,降水变化,气候极端事件全球气候变化的特征1.近百年来的全球气候变化，是1000年来最显著的2.降水在高纬和热带地区增加，副热带减少3.极端天气-气候事件增加趋势4.人类活动导致的大气温室气体增加通过温室效应是造成气候变暖的重要因子未来的气候变化1.全球气候继续变暖2.大气温室气体浓度继续增加3.北半球中高纬度地区降水继续增加4.极端天气与气候事件出现的机会增加5.许多地区干旱加剧6.海平面继续上升全球气候变化的机理1.影响气候变化的自然因素:太阳活动,火山活动,内部的变率2.影响全球变化的人类活动气候变化预测的不确定性1.未来大气中温室气体浓度的估算不够准确2.全球平均辐射强迫的计算值变幅较大3.可用于气候研究和模拟的气候系统资料不足4.可用于预测未来气候变化的气候模式系统不够完善5.自然地气候变化幅度不清楚第3讲 减缓气候变化一、减缓气体排放情景1.温室气体排放现状CO2：280-367-386.8ppmv 大气O2减少，10-30%的排放来源于土地利用改变CH4:1750年以来增加150% 1060ppbvN2O:1750年以来曾16%，46ppbv2.温室气体排放情景a.高经济发展情景（A1)b.国内或区域资源情景(A2)c.全球可持续发展情景(B1)d.区域可持续发展情景(B2)二、减排的技术和经济潜力1.温室气体减排的技术和经济潜力减排潜力：2020年36-50.5亿吨C当量/年 2020年时，超一半效益超成本部门减排技术选择及成本A.见筑、居民和服务业B.交通部门C.工业部门D.农业部门E.废弃物处理部门3.陆地生态系统和生态工程的潜力A.森林、农业用地和其他陆地生态系统可以提供大量的减排潜力2050年 600-800亿吨 森林吸收230-440亿吨 农业土壤吸收三、减排的成本与效益分析1.成本与效益的基本概念减排的成本与效益分析是指对减排政策和措施从成本和效益两方面进行权衡。2.温室气体减排的部门成本与效益3.实现京都议定书的减排成本4.实现不同稳定目标的成本四、减排的政策、措施与手段1.政策手段类型及其评价标准国家/国际两类国家：排放/碳能源税、许可交易证、补贴、抵押-返还系统、自愿协议、不可交易的许可证、技术和性能指标、产品禁令、政府直接投入国际：可交易配额、联和履行、清洁发展机制、2.国家政策、措施和手段非气候政策类型对温室气体排放的影响气候和其他环境政策3.国际政策和措施a.京都议定书三机制国际排放贸易（IET）联合履行（JI）清洁发展机制（CDM）b.直接的国际资金和技术转让直接的国际资金和技术转让指从一个国家政府直接或通过国际组织向另一个国家政府或实体机构转让资金和技术，旨在促进受援助国家减少温室气体排放或增强吸收汇能力的活动。c.其它国际政策和手段可调和的排放/碳/能源税国际排放/碳/能源税不可交易的限额国际产品和技术性能标准国际自愿协议五、气候变化国际谈判历程1.欧盟履行京都议定书的主要政策和措施2000年欧盟气候变化计划减排8% 3.36亿吨2.日本履行京都议定书的主要政策和措施减排6%，任务分配到部门2010增加7% 实际需要减排13%，即1.65亿吨高效工业炉 ，减排110万吨CO2高效锅炉的技术开发和传播， 减排150万吨万吨CO2提高电器产品效能，减排290万吨CO2高效热水器，减排110万吨CO2减少待机能耗，减排110万吨CO2家庭能源管理系统，减排290万吨CO2商业部门推广需求管理，减排770万吨CO2高能效汽车，减排260万吨CO2BUS和卡车生态驾驶，减排110万吨CO2卡车安装限速器，减排80万吨CO2新技术用于水运业，减排260万吨CO2提高铁路运输，减排30万吨CO2提高卡车效率，减排290万吨CO2减少国际货运，减排180万吨CO2增加新能源和可再生能源，减排340万吨CO2燃料转换，减排180万吨CO2碳汇利用，减排447万吨CO2利用三机制，减排349万吨CO23.美国应对气候变化的主要政策和措施2012年 2155Mt C当量，比1990年增30%美国的温室气体排放目标完全依赖于自愿性手段上升第4讲 气候变化的响应与适应一、气候变化响应评估方法1.1社会经济情景的构建及应用所谓情景就是在对一系列重要内在关系和驱动因子做出协调一致及合理假设的基础上，为世界或地区提供未来发展的可能动态。2000年IPCC提出4种发展模式根据中国国民经济发展规划，2020实现小康，人均GDP $3000,2050年基本实现现代化，进入中等发达国家行列，人均GDP$8000-10000。基于主要驱动因素和我国经济发展规划，2020-2050年的情景接近SRES B2 的情景社会经济情景作为气候变化研究的基础，被广泛应用于温室气体排放的预估、气候变化的影响、脆弱性、适应性评估等研究1.2气候变化情景的构建及应用中国科学家进行气候变化情景构建经历了3个主要研究阶段：增量情景最早应用于气候变化的敏感性研究CO2倍增情景最早应用的全球气候模式（GCM）情景美国GFDL/德国 MPI/英国 UKMOH渐进递增情景耦合大气-海洋模式（AOGCM)进行顺便模拟实验1.3.影响评估的方法和工具1.3.1对已发生的气候变化影响的评估方法受人为活动干扰较弱的自然生态系统，其地理分布、物种的物候学特性以及灭绝等变化主要受气候因素的影响。可将其作为指示性指标，评估气候变化对自然生态系统的影响。对农业、水资源、人体健康等系统，由于受气候变化和其他因素的共同作用，难以分离气候变化对这些系统的单独作用。1.3.2对未来气候变化影响的评估方法农业生态系统自然生态系统实验模拟和野外观测试验方法历史相似或类比法数值模拟与预测的方法水资源 VIC模型 分析水资源系统对气候变化的脆弱性环境1.4影响评估的不确定性分析1.4.1不确定性的来源 A.情景的不确定性绝大部分气候变化影响、适应性和脆弱性评价模型是以定量的气候和非气候情景作为输入参数，因而，气候变化影响评估的最主要的不确定性来源之一就是各种情景假设的不确定性。B.影响评估模型的不确定性人类社会对气候变化对各种生态系统的影响及各系统之间相互作用的了解不够全面评估模型中考虑的因素不全面考虑气候变化对生产力的影响，很少考虑对贸易、就业及社会经济的综合影响很少涉及适应措施对减弱脆弱性的作用1.4.2 降低不确定性的途径主要途径是改善气候情景、社会经济情景、影响评估模型A.改进气候模式和降低排放情景的不确定性构建温室气体各种排放情景下气候变化的情景，然后在评价工作中考虑各种气候变化的情景B.改进和完善影响评估模型提高对生态系统响应气候变化机理的认识二、气候变化对中国的影响0.5-0.8/100年20世纪50年代来降水逐步减少，华北暖干化，南方洪涝加剧1.对农业影响农业生产的不稳定性增加，产量波动增加，小麦、水稻、玉米减产37%农业需水量增加，地区供水差异加大草原界限上升380-600mm对森林和其它生态系统的影响森林生产力增加1-10%，从东南到西北递增，落叶阔叶林将成为优势种2050年我国西部冰川面积减少27.2%；未来50年冰川融水增加，高峰将出现在2030-2050年，年增20-30%。未来50年青藏高原冰川冻土带空间分布格局发生变化，80-90%的岛状冻土发生退化。表面冻土面积减少10-15%，冻土下界抬升150-250m高山、高原湖泊中，早期会面积扩大，后期因供水减少而缩小3.对水资源的影响 北方河流径流减少，南方河流径流增加2010-2030年我国西部地区预计每年缺水200亿m34.对海岸带社会、经济和环境的影响风暴潮事件将是中国沿海地区的主要灾害，而长江、黄河、珠江三角洲是最脆弱地区2030年海平面上升0.01-0.16m，海岸侵蚀，沿海土壤盐渍化5.对其他领域的影响热浪频率和强度曾加雪山融化和海平面上升冬季采暖