海洋碳循環 （英語：oceanic carbon cycle ，也可寫為"marine carbon cycle"）由海洋內各碳庫之間以及與大氣、地球內部和海床 之間交換碳 的過程所組成。碳循環 是於跨越多個時間和空間尺度中許多過程相互作用的結果，這些過程導致碳在地球上移動，並於全球各處分佈。海洋碳循環是全球碳循環過程中的核心部分，其中包含無機碳（與生物不相關的碳，例如二氧化碳 ）和有機碳（在或是曾經在生物體內的碳） 。碳循環有部分會將碳在非生物和生物之間轉化。
構成海洋碳循環的三個主要過程（或稱為泵）將大氣中的二氧化碳（CO2）帶入海洋內，然後透過海洋分配。這三個泵為：(1) 溶解泵 碳酸鹽 泵和 (3) 生物泵 。地球表面於持續時間不到10,000年的活性碳庫中約含有40,000吉噸（Gt，十億噸，約等於600萬頭藍鯨 的重量）的碳，其中約95%（38,000吉噸) 儲存在海洋中，大部分以溶解無機碳 [ 1] [ 2] [ 3]
地球上的植物 和藻類 （自營生物 ）是最大的碳通量生產來源。雖然海洋生物群中儲存的碳量（約3吉噸）遠小於陸地植被 所儲存的（約610吉噸），但此兩群體所交換的碳量（通量）幾乎相等，每個各佔約50吉噸。[ 1] 光合作用 等過程將碳和氧 的循環作連結，[ 1] 氮 和磷 的循環相關，碳、氮與磷之間的化學計量 比率通常維持在恆定的106:16:1左右（此也稱為勞德菲爾德比率 [ 4] 細菌 於分解有機物時會釋放磷和氮。
根據NASA 、世界氣象組織 、IPCC 和國際海洋探索理事會 美國國家海洋暨大氣總署 （NOAA）、伍茲霍爾海洋研究所 、斯克里普斯海洋研究所 、聯邦科學與工業研究組織 （CSIRO）和橡樹嶺國家實驗室 的科學家們，人類已對海洋碳循環造成巨大的影響。[ 5] [ 6] [ 7] [ 8] 第一次工業革命 之前，海洋是大氣中二氧化碳的淨來源，而反過來，現在進入海洋的大部分碳是來自大氣中的二氧化碳。[ 9] 化石燃料 和生產水泥 ，[ 7] 海洋酸化 。[ 9] [ 10] 氣候變化 ，最終讓海洋和大氣溫度升高（全球暖化）。[ 11] [ 12] 表面層 熱含量 增加後的結果。[ 13] [ 14]
碳以有機或是無機、可溶解或是顆粒狀，而分為四個種類（碳庫）。箭頭所指方向表示碳從一碳庫進入另一碳庫，成為另一型態的碳。 碳化合物可區分為有機或是無機、可溶解或顆粒狀，取決於其成分。有機碳是有機化合物（如蛋白質 、脂類 、碳 類和核酸 ）的關鍵成分。無機碳主要存於簡單化合物中，例如二氧化碳、碳酸 、碳酸氫鹽 和碳酸鹽。
海洋碳又進一步分成顆粒相和溶解相。這些分類由物理分離來定義 - 溶解相的碳可通過0.2微米 的過濾網目，而顆粒碳不能。
海洋中的無機碳主要有兩種。其一為溶解無機碳 (DIC) ，由碳酸氫鹽 (HCO3 − )、碳酸鹽 (CO3 2− ) 和二氧化碳（包括溶解的CO2 和碳酸H2 CO3 ）組成。 DIC可透過碳酸鈣（CaCO3 ）沉澱（生物或非生物方式）轉化為顆粒無機碳 化能生物 作用（即初級生產 ）轉化為顆粒有機碳 (POC)。隨著有機碳顆粒下沉和有氧呼吸，會導致DIC隨著深度的增加而增加。遊離氧隨著DIC的增加而減少，因為氧氣在有氧呼吸過程中遭到消耗。
另一種是顆粒無機碳（PIC）。大多數PIC是碳酸鈣，它是構成各種海洋生物外殼的成分，但也會形成水體白濁事件 滲透調節 過程中也會分泌碳酸鈣。[ 15]
海洋中的一些無機碳物質，例如碳酸氫鹽和碳酸鹽，是造成鹼度 pH值 ）發生劇烈變化。海洋碳循環也會影響一些化合物的反應和溶解速率，及調節大氣中二氧化碳的含量和地球溫度。[ 16]
海洋中存在兩種主要的碳（溶解形式和顆粒形式）。溶解有機碳 (DOC) 的定義是任何可通過0.2微米過濾器網目的有機分子。 DOC可透過異營生物 轉化為顆粒有機碳，也可透過呼吸轉化為溶解無機碳（DIC）。
那些可被0.2微米過濾網目捕獲的有機碳分子被定義為顆粒有機碳（POC）。 POC由生物體（死的或是活的）、其糞便和碎屑組成。例如POC可透過分子解聚和由浮游植物 的滲出 轉化為DOC。 POC一般透過異營生物及呼吸而轉化為DIC。
根據亨利定律 ，二氧化碳進入海水中後的解離過程（圖中的K稱為亨利常數）。 海洋是地球上最大的活性碳（即DIC）庫，DIC是大氣中二氧化碳溶入海水的結果，然後經溶解泵作用將碳由表面層移轉進入海洋內部。[ 16] 溫鹽環流 在全球海洋中循環，海洋有巨大的DIC儲存能力。[ 17]
由全球海洋資料分析計畫 氣候學 數據而製作的1990年代全球海洋表面層溶解無機碳分佈圖。
CO
2
(
aq
)
+
H
2
O
⟶
H
2
CO
3
{\displaystyle {\ce {CO2(aq) + H2O -> H2CO3}}}
1
碳酸迅速解離成遊離氫離子 （技術上為水合氫離子 ）和碳酸氫鹽。
H
2
CO
3
⟶
H
+
+
HCO
3
−
{\displaystyle {\ce {H2CO3 -> H+ + HCO3^-}}}
2
遊離氫離子與已溶於於水中的碳酸鹽發生反應，形成更多的碳酸氫根離子。
H
+
+
CO
3
2
−
⟶
HCO
3
−
{\displaystyle {\ce {H+ + CO3^2- -> HCO3^-}}}
3
上述方程式中的溶解物質（主要是碳酸氫鹽）構成碳酸鹽鹼度系統，是構成海水鹼度的主要成分。[ 10]
碳酸鹽泵（有時稱為碳酸鹽計數器泵），從海洋表面層的海洋生物開始，以碳酸鈣（方解石 或霰石 ）的形式產生顆粒無機碳 (PIC)。 碳酸鈣是構成貝殼等堅硬身體部位的成分。[ 16] [ 10] [ 18]
Ca
2
+
+
2
HCO
3
−
↽
−
−
⇀
CaCO
3
+
CO
2
+
H
2
O
{\displaystyle {\ce {Ca^2+ + 2HCO3^- <=> CaCO3 + CO2 + H2O}}}
[ 19] 4
鈣板金藻 是種幾近隨處可見的浮游植物群，會生長碳酸鈣殼，是發揮碳酸鹽泵作用的重要群體。[ 16] [ 20] [ 19]
透過生物產生的顆粒有機碳（POC）可透過通常稱為生物泵的通量從上層海洋輸出，或透過呼吸（文中方程式 6）成為無機碳。在前者，溶解無機碳會經由光合作用（文中方程式 5）和其他形式的自營生物 [ 16] [ 21] 易於改變性 [ 22] [ 23] 體積莫耳濃度 範圍內），在海洋中游離時半衰期僅為幾分鐘。[ 24] [ 23] [ 25] [ 26] 共軛 多環芳香化合物 或木質素。[ 22] [ 27] [ 23] [ 28] [ 23] [ 28] [ 29]
6
CO
2
carbon
dioxide
+
6
H
2
O
water
→
l
i
g
h
t
e
n
e
r
g
y
C
6
H
12
O
6
carbohydrate
+
6
O
2
oxygen
{\displaystyle {\ce {{\underset {carbon~dioxide}{6CO2}}+{\underset {water}{6H2O}}->[light~energy]{\underset {carbohydrate}{C6H12O6}}+{\underset {oxygen}{6O2}}}}}
5
C
6
H
12
O
6
carbohydrate
+
6
O
2
oxygen
⟶
6
CO
2
carbon
dioxide
+
6
H
2
O
water
+
heat
{\displaystyle {\ce {{\underset {carbohydrate}{C6H12O6}}+{\underset {oxygen}{6O2}}->{\underset {carbon~dioxide}{6CO2}}+{\underset {water}{6H2O}}+heat}}}
6
海洋碳循環的輸入來源很多，但從淨值來看，主要是來自大氣和河流。[ 1] 海底熱泉 的輸入與其移除的碳量相等。[ 16]
全球大氣與海洋二氧化碳通量交換圖，圖中綠色為大氣與海洋維持平衡狀態，紫色表示海洋為碳匯，紅色海洋為排放源（資料來源：IPCC 2007年
。 海洋在第一次工業革命之前是大氣中二氧化碳的來源，[ 9] [ 31] [ 32] [ 32] 海面溫度 上升會降低海洋吸收二氧化碳的能力。[ 33] [ 10] 大西洋 和北歐海洋 [ 34] [ 35]
於2020年所做的一項研究發現進入海洋的淨碳通量，比以前所得的數字明顯更高。這項新研究使用衛星，偵測到海洋表面和進行測量的幾米深度之間有微小的溫度差異。[ 36] [ 37]
海洋與大氣間二氧化碳交換速率取決於大氣和海洋中已有的二氧化碳濃度、溫度、鹽度 和風速。[ 38] 亨利定律 取得近似值，以S = kP表示，二氧化碳的溶解度 (S) 與大氣中的二氧化碳數量（或稱氣體分壓 ）成正比。[ 1]
由於海洋攝入二氧化碳的數量有其限度，二氧化碳流入量也可用雷維爾係數 [ 33] [ 10] 熱效率 的表達式。 雷維爾係數越低，海水吸收二氧化碳的能力就越高。雖然美國科學家羅傑·雷維爾 熱帶 海洋的係數為9左右，而在南冰洋 的係數約為15左右。[ 39]
河流也會把陸地上矽鋁酸鹽 風化 或是侵蝕，
2
NaAlSi
3
O
8
+
2
H
2
CO
3
+
9
H
2
O
⟶
2
Na
+
+
2
HCO
3
−
+
4
H
4
SiO
4
+
Al
2
Si
2
O
5
(
OH
)
4
{\displaystyle {\ce {2 NaAlSi3O8 + 2 H2CO3 + 9 H2O -> 2 Na+ + 2 HCO3^- + 4 H4SiO4 + Al2Si2O5(OH)4}}}
7
CaCO
3
+
H
2
CO
3
⟶
Ca
2
+
+
2
HCO
3
−
{\displaystyle {\ce {CaCO3 + H2CO3 -> Ca^2+ + 2 HCO3^-}}}
8
或有機物分解（文中方程式 5，例如植物和土壤材料）所產生的有機碳輸送進入海洋。[ 1] [ 1] 乞沙比克灣 的河流（薩斯奎哈納河 、波多馬克河 和詹姆斯河 ）每年攜帶約0.004吉噸的DIC入海。[ 40] [ 41] 溫室效應 的反饋。[ 42]
埋藏於海床中有機物（碳）的往後移動過程。 海洋碳系統的主要輸出是顆粒有機物（POC）和碳酸鈣（PIC），以及反風化作用 [ 1] [ 16]
海底沉積是海洋中長期保存碳的所在，也是海洋系統最大的碳損失所在。[ 43] 沉積物 地層 非常重要，因為它們提供地球上生命的完整記錄，也是重要的化石燃料來源。[ 43] 15 公斤）的碳[ 44] 透光帶 （光動力驅動初級生產發生的地方）的顆粒有機碳被埋藏在海洋沉積物中。[ 43]
歷史上，有機碳含量甚高的沉積物經常出現在表面層生產力高或底層水中氧濃度低的地區。[ 45] 三角洲 、大陸棚 和向上坡度地區的沉積物中，[ 46] [ 47] 盛冰期 的累積速率會比間冰期 高出50%。[ 48]
POC在埋入海底之前會經歷一系列微生物驅動的過程而受到分解，例如產甲烷作用 和硫酸鹽還原。[ 49] [ 50] [ 51] 花粉 本質上具有抗降解性，一些研究顯示無機基質也可保護有機物。[ 52] [ 53] 氧化還原反應 梯度）把缺氧沉積物中的有機物降解。[ 53] [ 53] 硝酸鹽 、硫酸鹽 、三價鐵離子 ）時，可將缺氧沉積物中的有機物分解，但分解往往會在未完全礦化 [ 54] [ 54]
有機碳受到埋藏是地下生物環境的能量輸入，可在較長時間尺度（>10,000 年）內調節大氣中的氧氣。[ 48] 峽灣 或冰河 侵蝕形成的懸崖也被認為是存有顯著碳埋藏量的區域，埋藏率比海洋平均水平高一百倍。[ 55] 藍碳
碳酸鈣沉澱很重要，因為會導致鹼度損失以及二氧化碳釋放（文中方程式 4），因此碳酸鈣保存速率的變化會改變地球大氣中二氧化碳的分壓。[ 16] 過飽和 狀態，而在深處則處於欠飽和 [ 10] [ 16] [ 16] 岩石圈 碳通量的調節。[ 56] 板塊構造 循環回到地表、受到風化或隱沒 進入地函中，火山噴發會釋放碳（釋氣 ）。[ 1]
海洋已吸收15 - 40%的人為二氧化碳，[ 57] [ 58] [ 59] [ 60] [ 61] [ 62] [ 63] 過度捕撈 和海洋塑膠污染 導致海洋（世界上最大的碳庫）退化。[ 64] [ 65]
由於海洋吸收大氣中的二氧化碳，導致海水pH值下降。[ 66] [ 67] [ 10] [ 67]
因海洋酸化而可能會受負面影響的生物體包括鈣板金藻和有孔蟲門 （許多地區海洋食物網 牡蠣 貽貝 等，[ 68] 珊瑚礁 。[ 67] [ 67] [ 67] [ 67]
鐵質施肥是氣候工程 中的一個面相，透過改變碳循環或輻射強迫 來操縱地球的氣候系統，目的在加速生物泵的作用以增加表層海洋碳輸出的可能性。理論上，這種輸出增加可將大氣中多餘的二氧化碳移除，並儲存在深海中。[ 69] [ 69] [ 70]
世界上有超過1,600萬座水壩，[ 71] [ 72] [ 73] [ 74] [ 73] 密西西比河 、尼日河 和恆河 流域水庫的碳埋藏量約為全球25%至31%的佔比。[ 73] 南美洲 的巴拉那河 流域（擁有70座水壩）和位於非洲 的尚比西河 流域中水庫的碳埋藏量超過密西西比河流域的埋藏量。[ 73] 多瑙河 、亞馬遜河 、長江 、湄公河 、葉尼塞河 和托坎廷斯河 。[ 73]
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