碳循环是使碳在地球的地球大气层、生物圈、海洋、土壤、沉积物和岩石之间迁移的一系列相互关联的过程。它是一种生物地球化学循环，涉及生物活动、化学转化和地质过程。碳并不会被消耗殆尽，而是不断被重新利用：碳原子在有机化合物、溶解物质、气体和矿物之间迁移。这些交换过程维系着生命，并影响气候，其发生的时间尺度从几分钟到数百万年不等。(oceanservice.noaa.gov)
碳库、通量与时间尺度
碳库是地球系统中储存碳的组成部分。地球上的大部分碳储存在岩石和沉积物中。其他重要碳库包括海水、植被、土壤有机质，以及大气中的二氧化碳（CO₂）。碳也存在于甲烷和众多有机化合物中。生物遗骸经过埋藏和地质作用，形成了煤、石油和天然气等化石燃料矿藏。(oceanservice.noaa.gov)
通量是碳在碳库之间的转移量。在特定时间段内，如果一个碳库吸收的碳多于释放的碳，它就是净碳汇；反之，则是净碳源。碳储量大，并不一定意味着每年的碳吸收量也大。科学家将涉及生物和表层水体的较快交换，与涉及深海、沉积物和地质碳库的较慢转移加以区分；这些过程相互联系，并非彼此独立的封闭循环。(gml.noaa.gov)
陆地上的生物循环
光合作用将碳带入生命系统。植物和其他光合生物利用阳光，将无机碳转化为有机化合物。这一碳固定过程为生长提供物质，也是许多生物生产过程的基础。随后，碳通过食物网中的摄食关系在生物之间传递。(science.nasa.gov)
细胞呼吸使其中一部分碳以 CO₂ 的形式返回环境。生物死亡后，分解作用将碳转移到土壤、微生物生物量和气体中。有些土壤碳的留存时间远长于叶片或其他循环较快的植物物质。火灾也会释放储存的碳。因此，一个生态系统是积累碳还是损失碳，取决于光合作用吸收的碳与呼吸、分解、扰动及物质输送造成的碳损失之间的平衡。(science.nasa.gov)
植被的季节性变化会在大气中留下可辨识的信号。北半球春夏季的植物生长通常会降低大气 CO₂ 浓度，而随后碳吸收减少、呼吸作用持续，则促使浓度回升。这种季节性波动与人类排放造成的长期上升趋势同时存在。(gml.noaa.gov)
海洋交换与储存
CO₂ 不断在海气界面上双向交换。净交换量取决于大气与表层海水中 CO₂ 的差异，也受温度、风和海洋环流影响。冷水通常比暖水能够溶解更多 CO₂。水体混合和水团下沉将溶解碳输送到海面以下，使其能够在更长时间内与大气隔离。(science.nasa.gov)
海洋生物提供了另一条碳转移途径，称为生物碳泵。进行光合作用的浮游生物将碳转化为有机质；随后，下沉颗粒将其中一部分碳带入更深的水层。大部分有机质在到达海底之前就已分解，使碳重新转为溶解态，只有较少部分被埋藏在沉积物中。物理环流和生物输送共同影响海洋的碳储存。(science.nasa.gov)
溶解的 CO₂ 参与化学反应，生成碳酸氢根离子、碳酸根离子和氢离子。吸收更多 CO₂ 会使氢离子浓度增加、酸碱度（pH 值）降低，从而造成海洋酸化。这也会减少可供利用的碳酸根离子，影响生物形成碳酸钙外壳和骨骼所需的化学条件。(oceanservice.noaa.gov)
地质循环
缓慢的碳循环将地表环境与岩石及地球内部联系起来。在化学风化过程中，溶于水中的 CO₂ 参与矿物反应。河流将溶解态产物输送到海洋，碳最终可进入碳酸盐沉积物。这些沉积物和有机质被埋藏后，形成长期存在的地质碳库。(science.nasa.gov)
板块构造将含碳物质输送到地球内部。受热和地质反应可释放 CO₂，后者通过火山活动及其他地质排放返回地表环境。硅酸盐风化和碳酸盐埋藏有助于在地质时间尺度上调节大气 CO₂ 浓度，但这些过程响应过慢，无法在一年或几十年的时间尺度上抵消人类的快速排放。(science.nasa.gov)
人类影响与气候反馈
自工业革命以来，化石燃料燃烧以及包括毁林在内的土地利用变化，使碳从其他碳库转移到大气中。陆地和海洋碳汇吸收了这些排放中的相当一部分，但其余部分仍在大气中积累。CO₂ 是一种温室气体，因此这种积累会促成气候变化。(gml.noaa.gov)
碳与气候之间的反馈会改变这些交换过程。CO₂ 浓度升高可增加光合作用对碳的吸收，不过这种响应受到养分和水分的限制。变暖可加快分解作用、降低 CO₂ 在海水中的溶解度，并促进正在融化的多年冻土释放碳。这些因素的综合作用会影响未来碳汇的吸收能力及大气 CO₂ 浓度的变化趋势。(ipcc.ch)
观测与归因
研究人员利用大气测量、海洋观测和模型研究碳循环。碳的同位素有助于区分碳的来源：化石燃料几乎不含碳-14，而且其碳-13与碳-12的比值通常低于大气 CO₂ 中的比值。将同位素证据与浓度测量、排放清单相结合，可以帮助研究人员识别化石燃料的贡献，并对主要碳库之间的交换量作出约束。(science.nasa.gov)