碳循环，是指碳元素在地球上的生物圈、岩石圈、水圈及大气圈中交换，并随地球的运动循环不止的现象。生物圈中的碳循环主要表现在绿色植物从大气中吸收二氧化碳，在水的参与下经光合作用转化为葡萄糖并释放出氧气，有机体再利用葡萄糖合成其他有机化合物。有机化合物经食物链传递，又成为动物和细菌等其他生物体的一部分。生物体内的碳水化合物一部分作为有机体代谢的能源经呼吸作用被氧化为二氧化碳和水，并释放出其中储存的能量。
| 泳池 | 数量(千兆吨) |
|---|---|
| 空气 | 720 |
| 海洋(总计) | 38，400 |
| 无机总量 | 37，400 |
| 有机总量 | 1，000 |
| 表面层 | 670 |
| 深层 | 36，730 |
| 岩石圈 | |
| 沉积碳酸盐 | > 60，000，000 |
| 油母岩质s | 15，000，000 |
| 陆地生物圈(总数) | 2，000 |
| 生物量 | 600 - 1，000 |
| 死生物量 | 1，200 |
| 水生生物圈 | 1 - 2 |
| 化石燃料(总计) | 4，130人 |
| 煤 | 3，510 |
| 油 | 230 |
| 气体 | 140 |
| 其他(泥炭) | 250 |
全球碳循环现在通常分为以下通过交换途径相互连接的主要碳库:[1]
储层之间的碳交换是各种化学、物理、地质和生物过程的结果。海洋包含地球表面附近最大的活性碳池。大气、海洋、陆地生态系统和沉积物之间的碳自然流动相当平衡，因此在没有人类影响的情况下，碳水平将大致稳定。[2]
地球大气层的碳以两种主要形式存在:二氧化碳和甲烷。这两种气体都吸收和保留大气中的热量，并对温室效应负有部分责任。与二氧化碳相比，甲烷每体积产生的温室效应更大，但它的浓度低得多，比二氧化碳寿命更短，使二氧化碳成为两者中更重要的温室气体。[3]
二氧化碳主要通过光合作用从大气中去除，并进入陆地和海洋生物圈。二氧化碳也直接从大气中溶解到水体(海洋、湖泊等)中。)以及当雨滴穿过大气时溶解在降水中。当溶解在水中时，二氧化碳与水分子反应并形成碳酸，这有助于海洋酸性。然后它可以通过风化被岩石吸收。它还会酸化它接触或被冲入海洋的其他表面。[4]
过去两个世纪，人类活动通过改变生态系统从大气中提取二氧化碳的能力和直接排放二氧化碳(例如燃烧化石燃料和制造混凝土)，显著增加了大气中的碳含量，主要以二氧化碳的形式。
在极远的将来，碳循环可能会加快二氧化碳从碳酸盐-硅酸盐循环中吸收到土壤中的速度。这主要是由于太阳亮度的增加，加快了表面风化的速度。[5]这最终将导致大气中的大部分二氧化碳以碳酸盐的形式被压制到地壳中。虽然火山将在短期内继续向大气中排放二氧化碳，但从长期来看，这不足以保持二氧化碳水平的稳定。[6][full citation needed]一旦二氧化碳含量降到百万分之五十以下，C3光合作用将不再可能。预计这将在6亿年后发生。undefined ref removed[来源请求]
一旦地球上的海洋在大约11亿年后蒸发，[5]板块构造很可能会因为缺水而停止运动。火山喷发二氧化碳的缺乏将导致碳循环在未来10亿到20亿年间结束。[7][full citation needed]
陆地生物圈包括所有活着和死去的陆地生物体内的有机碳，以及储存在土壤中的碳。大约500亿吨碳储存在地面上的植物和其他生物体内，而土壤含有大约1500亿吨的碳。[8]陆地生物圈中的大多数碳是有机碳，[9]而大约三分之一的土壤碳以无机形式储存，例如碳酸钙。[10]有机碳是地球上所有生物的主要成分。自养生物以二氧化碳的形式从空气中提取碳，将其转化为有机碳，而异养生物通过消耗其他生物获得碳。
因为陆地生物圈的碳吸收取决于生物因素，所以它遵循一个昼夜周期和季节周期。在CO2测量时，这个特征在基林曲线中很明显。它在北半球最强，因为这个半球的陆地面积比南半球大，因此生态系统有更多的空间吸收和排放碳。
碳以几种方式和不同的时间尺度离开陆地生物圈。有机碳的燃烧或呼吸将它迅速释放到大气中。它也可以通过河流出口到海洋中，或者以惰性碳的形式被隔离在土壤中。[11]储存在土壤中的碳在被侵蚀冲入河流或通过土壤呼吸释放到大气中之前，可以在那里保持长达数千年。1989年至2008年间，土壤呼吸每年增加约0.1%。[12]2008年，全球CO2土壤呼吸释放的碳约为980亿吨，是人类通过燃烧化石燃料每年释放到大气中的碳的10倍(这并不代表碳从土壤到大气的净转移，因为呼吸在很大程度上被土壤碳的输入抵消)。对于这种趋势有一些合理的解释，但最有可能的解释是温度的升高增加了土壤有机质这增加了CO2。碳在土壤中螯合的长度取决于当地的气候条件，因此也取决于气候变化过程中的变化。
海洋在概念上可以分为一个表层，其中水与大气频繁(每天到每年)接触，和一个在几百米或更小深度的典型混合层下面的深层，在这个深层内连续接触之间的时间可以是几个世纪。表层溶解的无机碳与大气快速交换，保持平衡。部分原因是它的弥散性血管内凝血浓度高出约15%[13]但主要是因为它的体积更大，深海包含的碳要多得多——它是世界上最大的活跃循环碳池，比大气多50倍—但是与大气达到平衡的时间尺度是数百年:在温盐环流主要路径的驱动下，两层之间的碳交换很慢。
碳主要通过溶解大气中的二氧化碳进入海洋，其中一小部分被转化为碳酸盐。它也可以通过河流进入海洋溶解有机碳。它通过以下方式被生物体转化为有机碳光合作用并且可以在整个食物链中交换，或者沉淀到更深、更富碳的海洋层中，形成坏死的软组织，或者沉淀到贝壳中碳酸钙。它在这一层中循环很长时间，然后作为沉积物沉积，或者最终通过温盐环流主要路径回到地表水。海洋是碱性的(~pH 8.2)，因此CO2酸化使海洋的pH值向中性转变。
海洋吸收CO2是碳螯合最重要的形式之一 限制的大气中二氧化碳的人为上升。然而，这个过程受到许多因素的限制。 CO2吸收使水变得更加酸性，从而影响海洋生物系统。预计海洋酸度的增加速度会减缓碳酸钙的生物沉淀，从而降低海洋吸收二氧化碳的能力。[14][15]
与全球碳循环的其他部分相比，碳循环的地质部分运行缓慢。它是大气中碳含量的最重要决定因素之一，因此也是全球温度的最重要决定因素之一。[16]
地球上大部分的碳惰性地储存在地球的岩石圈。地球形成时，地球地幔中储存的大部分碳都储存在那里。[17]其中一些是以生物圈中有机碳的形式沉积的。[18]在储存在地圈中的碳中，约80%是石灰石及其衍生物，它们是由储存在海洋生物外壳中的碳酸钙沉淀形成的。剩余的20%作为干酪根储存，干酪根是在高温高压下通过陆地生物的沉积和掩埋形成的。储存在地圈中的有机碳可以在那里保存数百万年。[16]
碳可以几种方式离开地球。二氧化碳是在碳酸盐岩的蜕变过程中释放出来的，这时它们被俯冲到地幔中。这些二氧化碳可以通过火山和热点释放到大气和海洋中。[17]人类也可以通过直接提取化石燃料形式的干酪根来去除它。提取后，化石燃料燃烧释放能量，从而将储存的碳排放到大气中
尽管深度碳循环不如碳在大气、陆地生物圈、海洋和地圈中的运动那样为人所熟知，但它仍然是一个极其重要的过程。深层碳循环与碳在地表和大气中的运动密切相关。如果这个过程不存在，碳会留在大气中，在那里它会长时间积累到极高的水平。[19]因此，通过允许碳返回地球，深层碳循环在维持生命存在所需的地球条件方面发挥着关键作用。
描绘携带碳化合物的大洋板块穿过地幔运动的图
此外，这个过程也很重要，仅仅是因为它通过地球传输了大量的碳。事实上，研究玄武岩岩浆的组成和测量火山的二氧化碳流量表明，地幔中的碳含量实际上比地表的碳含量高一千倍。[20]随着下地幔和地核从660°延伸到2891°，钻探和物理观测深层碳过程显然极其困难 公里和2，891至6，371 分别深入地球100公里。因此，关于碳在地球深处的作用，目前还没有多少定论。尽管如此，一些证据——其中许多来自对地球深部条件的实验室模拟——已经表明了元素向下移动到下地幔的机制，以及碳在所述层的极端温度和压力下呈现的形式。此外，《地震学》等技术使人们更好地理解了地心可能存在的碳。
碳主要以下列形式进入地幔碳酸盐-丰富的沉积物构造板块海洋地壳的一部分，在经历减法。对地幔的碳循环知之甚少，特别是在地球深处，但许多研究试图增加我们对元素在所述区域内的运动和形式的理解。例如，2011年的一项研究表明，碳循环一直延伸到下地幔。这项研究分析了罕见的、超深的钻石在…的一个地点巴西朱莉娜，确定一些金刚石包裹体的整体成分与玄武岩熔化的预期结果相匹配结晶在下地幔的温度和压力下。[21]因此，调查结果表明玄武岩大洋岩石圈碎片是碳向地球深部转移的主要机制。这些俯冲的碳酸盐可以与下地幔相互作用硅酸盐最终形成像发现的那样的超深钻石。[22]
然而，下降到下地幔的碳酸盐除了形成钻石之外，还会遇到其他命运。2011年，碳酸盐处于类似于1800年的环境中 深入地球100公里，在下地幔境内.这样做导致了菱镁矿、菱铁矿和多种石墨的形成。[23]其他实验以及岩石学观察支持这一说法，表明菱镁矿实际上是地幔大部分区域中最稳定的碳酸盐相。这主要是因为它的熔化温度较高。[24]因此，科学家得出结论，碳酸盐在被低氧逸度环境稳定在深度之前，在下降到地幔时经历了还原。镁、铁和其他金属化合物在整个过程中充当缓冲剂。[25]石墨等还原元素形式碳的存在表明碳化合物在下降到地幔时会被还原。
然而，值得注意的是，多态性改变了地球不同深度碳酸盐化合物的稳定性。为了说明这一点，实验室模拟和密度泛函理论计算表明，四面体配位的碳酸盐在接近核幔边界的深度最稳定。[26][23]2015年的一项研究表明，下地幔的高压导致碳键从标普500指数过渡2至sp3 杂化轨道，导致碳四面体键合到氧上。[27]总裁3三角基团不能形成可聚合的网络，而四面体的一氧化碳4这意味着碳的配位数增加，因此下地幔碳酸盐化合物的性质发生剧烈变化。例如，初步理论研究表明，高压导致碳酸盐熔体粘度增加；由于熔体的粘度增加，熔体的流动性降低，导致大量碳沉积到地幔深处。[28]
描绘通过各种过程的碳释气的图[29]
因此，碳可以在下地幔停留很长一段时间，但是大量的碳经常会回到岩石圈。这个过程被称为碳释气，是碳酸地幔经历减压熔化以及地幔柱将碳化合物带到地壳的结果。[30]碳在上升到火山热点时被氧化，然后作为一氧化碳释放出来2。发生这种情况是为了使碳原子与在这些地区喷发的玄武岩的氧化状态相匹配。[31]
剪切波速的分析在发展碳在核心中存在的知识方面发挥了不可或缺的作用
尽管地心的碳含量受到很大限制，但最近的研究表明，该地区可以储存大量的碳。剪切波在内核中的传播速度约为大多数富铁合金预期速度的50%。[32]因为核心的成分被认为是结晶铁和少量镍的合金，这种地震异常表明核心中存在轻元素，包括碳。[33]事实上，使用金刚石砧座细胞复制地心条件的研究表明铁碳化物(铁7C3)匹配内核的波速和密度。因此，铁碳化物模型可以作为核心容纳地球67%碳的证据。[34]此外，另一项研究发现，在地球内核的压力和温度条件下，碳溶解在铁中，并与相同的铁形成稳定的相7C3成分——尽管与前面提到的结构不同。[35]总之，尽管地心潜在的碳储量尚不清楚，但最近的研究表明，碳化铁的存在可以解释一些地球物理观测结果。
自工业革命以来，人类活动通过改变碳循环的组成部分的功能并直接向大气中添加碳来改变碳循环。[36]
人类对碳循环的最大影响是燃烧产生的直接排放化石燃料它将碳从地圈转移到大气中。其余的增长主要是由土地使用的变化造成的，尤其是砍伐森林。
人类对碳循环的另一个直接影响是煅烧 石灰石生产熟料的化学过程CO2。[36]熟料是水泥的工业前驱体。
人类还通过改变陆地和海洋生物圈间接地影响碳循环。[37]在过去的几个世纪里，直接和间接的人为因素土地利用土地覆盖变化(LUCC)导致了生物多样性的丧失这降低了生态系统对环境压力的适应能力，并降低了它们从大气中去除碳的能力。更直接地说，它通常导致碳从陆地生态系统释放到大气中。森林开伐出于农业目的，移除含有大量碳的森林，并通常用农业或城市地区代替它们。这两种替代土地覆盖类型都储存了相对少量的碳，因此这一过程的最终产物是更多的碳留在大气中。
其他人为造成的环境变化会改变生态系统的生产力及其从大气中去除碳的能力。例如，空气污染损害植物和土壤，而许多农业和土地使用做法导致更高的侵蚀率，从土壤中洗掉碳并降低植物生产力。
人类也影响海洋碳循环。[37]当前气候变化趋势导致海洋温度升高，从而改变生态系统。[38][39][40]此外，酸雨和来自农业和工业的污染径流改变了海洋的化学成分。这种变化可能对高度敏感的生态系统，如珊瑚礁，[41][42][43]从而限制了海洋从大气中吸收碳的能力。
由人为全球变暖间接导致的北极甲烷释出也影响碳循环，并在所谓的气候变化反馈中导致进一步变暖。
2015年11月12日，美国宇航局科学家报告称，人造二氧化碳(CO2)继续增加，达到数十万年来从未见过的水平:目前，燃烧化石燃料释放的二氧化碳的速率大约是植被和海洋净吸收量的两倍。[44][45][46][47]
^Archer, David (2010). The global carbon cycle. Princeton: Princeton University Press. ISBN 9781400837076..
^"An Introduction to the Global Carbon Cycle" (PDF). University of New Hampshire. 2009. Archived (PDF) from the original on 8 October 2016. Retrieved 6 February 2016..
^Forster, P.; Ramawamy, V.; Artaxo, P.; Berntsen, T.; Betts, R.; Fahey, D.W.; Haywood, J.; Lean, J.; Lowe, D.C.; Myhre, G.; Nganga, J.; Prinn, R.; Raga, G.; Schulz, M.; Van Dorland, R. (2007). "Changes in atmospheric constituents and in radiative forcing". Climate Change 2007: The Physical Basis. Contribution of Working Group I to the Fourth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change..
^"Many Planets, One Earth // Section 4: Carbon Cycling and Earth's Climate". Many Planets, One Earth. 4. Archived from the original on 17 April 2012. Retrieved 24 June 2012..
^O'Malley-James, Jack T.; Greaves, Jane S.; Raven, John A.; Cockell, Charles S. (2012). "Swansong Biospheres: Refuges for life and novel microbial biospheres on terrestrial planets near the end of their habitable lifetimes". International Journal of Astrobiology. 12 (2): 99–112. arXiv:1210.5721. Bibcode:2013IJAsB..12...99O. doi:10.1017/S147355041200047X..
^Brownlee 2010, p. 95..
^Brownlee 2010, p. 94..
^Rice, Charles W. (January 2002). "Storing carbon in soil: Why and how?". Geotimes. 47 (1): 14–17. Archived from the original on 5 April 2018. Retrieved 5 April 2018..
^Yousaf, Balal; Liu, Guijian; Wang, Ruwei; Abbas, Qumber; Imtiaz, Muhammad; Liu, Ruijia (2016). "Investigating the biochar effects on C-mineralization and sequestration of carbon in soil compared with conventional amendments using the stable isotope (δ13C) approach". GCB Bioenergy. 9 (6): 1085–1099. doi:10.1111/gcbb.12401..
^Lal, Rattan (2008). "Sequestration of atmospheric CO2 in global carbon pools". Energy and Environmental Science. 1: 86–100. doi:10.1039/b809492f..
^Li, Mingxu; Peng, Changhui; Wang, Meng; Xue, Wei; Zhang, Kerou; Wang, Kefeng; Shi, Guohua; Zhu, Qiuan (2017). "The carbon flux of global rivers: A re-evaluation of amount and spatial patterns". Ecological Indicators. 80: 40–51. doi:10.1016/j.ecolind.2017.04.049..
^Bond-Lamberty, Ben; Thomson, Allison (2010). "Temperature-associated increases in the global soil respiration record". Nature. 464 (7288): 579–582. Bibcode:2010Natur.464..579B. doi:10.1038/nature08930. PMID 20336143..
^Sarmiento, J.L.; Gruber, N. (2006). Ocean Biogeochemical Dynamics. Princeton University Press, Princeton, New Jersey, USA..
^Kleypas, J. A.; Buddemeier, R. W.; Archer, D.; Gattuso, J. P.; Langdon, C.; Opdyke, B. N. (1999). "Geochemical Consequences of Increased Atmospheric Carbon Dioxide on Coral Reefs". Science. 284 (5411): 118–120. Bibcode:1999Sci...284..118K. doi:10.1126/science.284.5411.118. PMID 10102806..
^Langdon, C.; Takahashi, T.; Sweeney, C.; Chipman, D.; Goddard, J.; Marubini, F.; Aceves, H.; Barnett, H.; Atkinson, M. J. (2000). "Effect of calcium carbonate saturation state on the calcification rate of an experimental coral reef". Global Biogeochemical Cycles. 14 (2): 639. Bibcode:2000GBioC..14..639L. doi:10.1029/1999GB001195..
^NASA (16 June 2011). "The Slow Carbon Cycle". Archived from the original on 16 June 2012. Retrieved 24 June 2012..
^碳循环和地球气候哥伦比亚大学2012年夏季会议地球与环境科学信息表地球科学导论一.
^Berner, Robert A. (November 1999). "A New Look at the Long-term Carbon Cycle" (PDF). GSA Today. 9 (11): 1–6..
^"The Deep Carbon Cycle and our Habitable Planet | Deep Carbon Observatory". deepcarbon.net. Retrieved 2019-02-19..
^Wilson, Mark (2003). "Where do Carbon Atoms Reside within Earth's Mantle?". Physics Today. 56 (10): 21–22. Bibcode:2003PhT....56j..21W. doi:10.1063/1.1628990..
^"Carbon cycle reaches Earth's lower mantle: Evidence of carbon cycle found in 'superdeep' diamonds From Brazil". ScienceDaily. Retrieved 2019-02-06..
^Stagno, V.; Frost, D. J.; McCammon, C. A.; Mohseni, H.; Fei, Y. (2015-02-05). "The oxygen fugacity at which graphite or diamond forms from carbonate-bearing melts in eclogitic rocks". Contributions to Mineralogy and Petrology. 169 (2): 16. Bibcode:2015CoMP..169...16S. doi:10.1007/s00410-015-1111-1. ISSN 1432-0967..
^Fiquet, Guillaume; Guyot, François; Perrillat, Jean-Philippe; Auzende, Anne-Line; Antonangeli, Daniele; Corgne, Alexandre; Gloter, Alexandre; Boulard, Eglantine (2011-03-29). "New host for carbon in the deep Earth". Proceedings of the National Academy of Sciences. 108 (13): 5184–5187. Bibcode:2011PNAS..108.5184B. doi:10.1073/pnas.1016934108. ISSN 0027-8424. PMC 3069163. PMID 21402927..
^Dorfman, Susannah M.; Badro, James; Nabiei, Farhang; Prakapenka, Vitali B.; Cantoni, Marco; Gillet, Philippe (2018-05-01). "Carbonate stability in the reduced lower mantle". Earth and Planetary Science Letters. 489: 84–91. Bibcode:2018E&PSL.489...84D. doi:10.1016/j.epsl.2018.02.035. ISSN 0012-821X..
^Kelley, Katherine A.; Cottrell, Elizabeth (2013-06-14). "Redox Heterogeneity in Mid-Ocean Ridge Basalts as a Function of Mantle Source". Science. 340 (6138): 1314–1317. Bibcode:2013Sci...340.1314C. doi:10.1126/science.1233299. ISSN 0036-8075. PMID 23641060..
^"ScienceDirect". www.sciencedirect.com. Retrieved 2019-02-07..
^Mao, Wendy L.; Liu, Zhenxian; Galli, Giulia; Pan, Ding; Boulard, Eglantine (2015-02-18). "Tetrahedrally coordinated carbonates in Earth's lower mantle". Nature Communications. 6: 6311. arXiv:1503.03538. Bibcode:2015NatCo...6E6311B. doi:10.1038/ncomms7311. ISSN 2041-1723. PMID 25692448..
^Carmody, Laura; Genge, Matthew; Jones, Adrian P. (2013-01-01). "Carbonate Melts and Carbonatites". Reviews in Mineralogy and Geochemistry. 75 (1): 289–322. Bibcode:2013RvMG...75..289J. doi:10.2138/rmg.2013.75.10. ISSN 1529-6466..
^Dasgupta, Rajdeep (December 10, 2011). "From Magma Ocean to Crustal Recycling: Earth's Deep Carbon Cycle"..
^Dasgupta, Rajdeep; Hirschmann, Marc M. (2010-09-15). "The deep carbon cycle and melting in Earth's interior". Earth and Planetary Science Letters. 298 (1): 1–13. Bibcode:2010E&PSL.298....1D. doi:10.1016/j.epsl.2010.06.039. ISSN 0012-821X..
^Frost, Daniel J.; McCammon, Catherine A. (2008). "The Redox State of Earth's Mantle". Annual Review of Earth and Planetary Sciences. 36: 389–420. Bibcode:2008AREPS..36..389F. doi:10.1146/annurev.earth.36.031207.124322..
^"Does Earth's Core Host a Deep Carbon Reservoir? | Deep Carbon Observatory". deepcarbon.net. Retrieved 2019-03-09..
^"Does Earth's Core Host a Deep Carbon Reservoir? | Deep Carbon Observatory". deepcarbon.net. Retrieved 2019-02-05..
^Li, Jie; Chow, Paul; Xiao, Yuming; Alp, E. Ercan; Bi, Wenli; Zhao, Jiyong; Hu, Michael Y.; Liu, Jiachao; Zhang, Dongzhou (2014-12-16). "Hidden carbon in Earth's inner core revealed by shear softening in dense Fe7C3". Proceedings of the National Academy of Sciences. 111 (50): 17755–17758. doi:10.1073/pnas.1411154111. ISSN 0027-8424. PMC 4273394. PMID 25453077..
^Hanfland, M.; Chumakov, A.; Rüffer, R.; Prakapenka, V.; Dubrovinskaia, N.; Cerantola, V.; Sinmyo, R.; Miyajima, N.; Nakajima, Y. (March 2015). "High Poisson's ratio of Earth's inner core explained by carbon alloying". Nature Geoscience. 8 (3): 220–223. Bibcode:2015NatGe...8..220P. doi:10.1038/ngeo2370. ISSN 1752-0908..
^Falkowski, P.; Scholes, R. J.; Boyle, E.; Canadell, J.; Canfield, D.; Elser, J.; Gruber, N.; Hibbard, K.; Högberg, P.; Linder, S.; MacKenzie, F. T.; Moore b, 3.; Pedersen, T.; Rosenthal, Y.; Seitzinger, S.; Smetacek, V.; Steffen, W. (2000). "The Global Carbon Cycle: A Test of Our Knowledge of Earth as a System". Science. 290 (5490): 291–296. Bibcode:2000Sci...290..291F. doi:10.1126/science.290.5490.291. PMID 11030643..
^Morse, John W.; Morse, John W. Autor; Morse, John W.; MacKenzie, F. T.; MacKenzie, Fred T. (1990). "Chapter 9 the Current Carbon Cycle and Human Impact". Geochemistry of Sedimentary Carbonates. Developments in Sedimentology. 48. pp. 447–510. doi:10.1016/S0070-4571(08)70338-8. ISBN 9780444873910..
^Laws, Edward A.; Falkowski, Paul G.; Smith, Walker O.; Ducklow, Hugh; McCarthy, James J. (2000). "Temperature effects on export production in the open ocean". Global Biogeochemical Cycles. 14 (4): 1231–1246. Bibcode:2000GBioC..14.1231L. doi:10.1029/1999GB001229..
^Takahashi, Taro; Sutherland, Stewart C.; Sweeney, Colm; Poisson, Alain; Metzl, Nicolas; Tilbrook, Bronte; Bates, Nicolas; Wanninkhof, Rik; Feely, Richard A.; Sabine, Christopher; Olafsson, Jon; Nojiri, Yukihiro (2002). "Global sea–air CO2 flux based on climatological surface ocean pCO2, and seasonal biological and temperature effects". Deep Sea Research Part Ii: Topical Studies in Oceanography. 49 (9–10): 1601–1622. doi:10.1016/S0967-0645(02)00003-6..
^Sanford, E. (1999). "Regulation of Keystone Predation by Small Changes in Ocean Temperature". Science. 283 (5410): 2095–2097. Bibcode:1999Sci...283.2095S. doi:10.1126/science.283.5410.2095..
^Kleypas, J. A.; Buddemeier, Robert W.; Archer, David; Gattuso, Jean-Pierre; Langdon, Chris; Opdyke, Bradley N. (1999). "Geochemical Consequences of Increased Atmospheric Carbon Dioxide on Coral Reefs". Science. 284 (5411): 118–120. Bibcode:1999Sci...284..118K. doi:10.1126/science.284.5411.118..
^Hughes, T. P.; Baird, A. H.; Bellwood, D. R.; Card, M.; Connolly, S. R.; Folke, C.; Grosberg, R.; Hoegh-Guldberg, O.; Jackson, J. B.; Kleypas, J.; Lough, J. M.; Marshall, P.; Nyström, M.; Palumbi, S. R.; Pandolfi, J. M.; Rosen, B.; Roughgarden, J. (2003). "Climate Change, Human Impacts, and the Resilience of Coral Reefs". Science. 301 (5635): 929–933. Bibcode:2003Sci...301..929H. doi:10.1126/science.1085046. PMID 12920289..
^Orr, James C.; Fabry, Victoria J.; Aumont, Olivier; Bopp, Laurent; Doney, Scott C.; Feely, Richard A.; Gnanadesikan, Anand; Gruber, Nicolas; Ishida, Akio; Joos, Fortunat; Key, Robert M.; Lindsay, Keith; Maier-Reimer, Ernst; Matear, Richard; Monfray, Patrick; Mouchet, Anne; Najjar, Raymond G.; Plattner, Gian-Kasper; Rodgers, Keith B.; Sabine, Christopher L.; Sarmiento, Jorge L.; Schlitzer, Reiner; Slater, Richard D.; Totterdell, Ian J.; Weirig, Marie-France; Yamanaka, Yasuhiro; Yool, Andrew (2005). "Anthropogenic ocean acidification over the twenty-first century and its impact on calcifying organisms". Nature. 437 (7059): 681–686. Bibcode:2005Natur.437..681O. doi:10.1038/nature04095. PMID 16193043..
^Prentice, I.C. (2001). "The carbon cycle and atmospheric carbon dioxide". In Houghton, J.T. Climate change 2001: the scientific basis: contribution of Working Group I to the Third Assessment Report of the Intergouvernmental Panel on Climate Change. hdl:10067/381670151162165141..
^Staff (12 November 2015). "Audio (66:01) - NASA News Conference - Carbon & Climate Telecon". NASA. Archived from the original on 17 November 2015. Retrieved 12 November 2015..
^St. Fleur, Nicholas (10 November 2015). "Atmospheric Greenhouse Gas Levels Hit Record, Report Says". The New York Times. Archived from the original on 11 November 2015. Retrieved 11 November 2015..
^Ritter, Karl (9 November 2015). "UK: In 1st, global temps average could be 1 degree C higher". AP News. Archived from the original on 17 November 2015. Retrieved 11 November 2015..
暂无