Cacbon tồn tại trong khí quyển Trái Đất chủ yếu dưới dạng khí điôxít cacbon (CO2). Mặc dù chỉ chiếm một tỷ lệ phần trăm nhỏ trong khí quyển (khoảng 0,04% tính theo mol), nhưng nó lại có vai trò thiết yếu trong việc hỗ trợ sự sống. Các khí khác chứa cacbon có trong khí quyển là mêtan và các clorofluorocacbon (các loại khí thứ hai này có nguồn gốc hoàn toàn nhân tạo). Cây cối và các loại thực vật xanh khác như cỏ chuyển hóa điôxít cacbon thành các cacbohydrat thông qua quang hợp, giải phóng ôxy trong quá trình này. Quá trình này là mạnh nhất trong các khu rừng tương đối mới, nơi sự phát triển của cây cối là nhanh hơn cả. Tác động là mạnh nhất trong các khu rừng lá sớm rụng vào giai đoạn ra lá trong mùa xuân. Điều này có thể thấy được như là tín hiệu hàng năm trong đường cong Keeling của hàm lượng CO2 đã đo đạc được kể từ năm 1958 tới nay. Sự giảm xuống hàng năm của hàm lượng điôxít cacbon tại Bắc bán cầu trong mùa xuân là chi phối, do tại đây có nhiều đất đai hơn trong các vĩ độ ôn đới so với ở Nam bán cầu.

• Rừng lưu giữ khoảng 86% lượng cacbon trên mặt đất trong đất liền của Trái Đất và khoảng 73% lượng cacbon trong đất của hành tinh[2].
• Tại bề mặt các đại dương về phía các địa cực thì nước biển trở thành lạnh hơn và vì thế có nhiều axít cacbonic được hình thành hơn, do CO2 trở nên dễ hòa tan hơn. Điều này đi liền với quá trình luân chuyển nhiệt muối của đại dương, vận chuyển nước bề mặt nặng hơn vào trong lòng đại dương (xem bài về bơm dung giải).
• Tại các khu vực bề mặt đại dương, nơi có hiệu suất chuyển hóa sinh học cao, các sinh vật chuyển hóa cacbon bằng cách khử bớt nó vào các mô hay thành cacbonat trong các phần cứng của cơ thể như mai hoặc vỏ của chúng. Tương ứng với chúng là bơm mô mềm ôxi hóa và bơm cacbonat (hay bơm mô cứng) tái hòa tan ở các mức tính theo trung bình là thấp hơn của đại dương so với các mức mà chúng được hình thành, kết quả là tạo ra một luồng lắng xuống của cacbon (xem mục từ về bơm sinh học).
• Sự phong hóa của các loại đá silicat (xem chu trình cacbonat-silicat). Axít cacbonic phản ứng với đá bị phong hóa để tạo ra các ion bicacbonat. Các ion bicacbonat đã sinh ra được vận chuyển tới các đại dương, nơi chúng được sử dụng để tạo ra các loại khoáng chất chứa cacbonat của đại dương. Không giống như CO2 hòa tan trong cân bằng hay các mô bị phân hủy, phong hóa không di chuyển cacbon vào bên trong nguồn chứa nó mà từ đó nó có thể sẵn sàng để hoàn trả lại cho khí quyển.
• Năm 1958, hàm lượng điôxít cacbon trong khí quyển đo đạc tại Mauna Loa là khoảng 320 phần triệu (ppm), còn trong năm 2011 thì hàm lượng đo tại đây là khoảng 391 ppm[3].
• Phát xạ CO2 trong tương lai có thể tính toán theo đồng nhất thức Kaya.

Cacbon được giải phóng vào khí quyển theo vài cách:

• Thông qua hô hấp của động và thực vật. Đây là một loại phản ứng tỏa nhiệt và nó bao gồm sự phân rã glucoza (hay các phân tử hữu cơ khác) thành điôxít cacbon và nước.
• Thông qua phân hủy các chất có nguồn gốc từ động vật và thực vật bởi vi khuẩn. Nấm và vi khuẩn phân hủy các hợp chất chứa cacbon trong động và thực vật chết và chuyển cacbon có trong đó thành điôxít cacbon (nếu có mặt ôxy), hay thành mêtan (nếu không có ôxy).
• Thông qua quá trình cháy của vật chất hữu cơ, trong đó cacbon chứa trong vật chất này bị ôxi hóa, sinh ra điôxít cacbon (và các chất khác, như hơi nước). Việc đốt cháy các nhiên liệu hóa thạch như than, các sản phẩm từ dầu mỏ và khí tự nhiên giải phóng cacbon đã lưu trữ trong địa quyển từ hàng triệu năm qua. Việc đốt cháy các nhiên liệu nông nghiệp cũng giải phóng điôxít cacbon chỉ được lưu giữ trong vài tháng hay vài năm.
• Sản xuất xi măng. Điôxít cacbon được giải phóng khi đá vôi (cacbonat canxi) bị nung nóng để tạo ra vôi sống (ôxít canxi), một thành phần của xi măng.
• Tại bề mặt đại dương, nơi nước trở nên ấm hơn, điôxít cacbon đã hòa tan được giải phóng ngược trở lại khí quyển, do độ hòa tan của nó giảm xuống.
• Các vụ phun trào núi lửa và biến chất giải phóng các khí vào khí quyển. Các khí núi lửa chủ yếu là hơi nước, điôxít cacbon và điôxít lưu huỳnh. Lượng điôxít cacbon giải phóng theo cách này về cơ bản là xấp xỉ bằng lượng hấp thụ trong quá trình phong hóa silicat[cần dẫn nguồn]; vì thế hai quá trình, về mặt hóa học là ngược lại nhau, có tổng xấp xỉ bằng không, và vì vậy gần như không ảnh hưởng tới nồng độ điôxít cacbon trong khí quyển, khi tính theo thang thời gian không ngắn hơn khoảng 100.000 năm.