南大洋硅藻软泥中的蛋白石

南大洋硅藻软泥中的蛋白石 第 21卷第 1期 极地研究 Vo .l 21 , No. 1 2009年 3月 M a rch 2009 CH IN ESE JOURNAL O F POLAR R ESEARCH 研究进展 南大洋海 2气 CO 通量研究进展 2 1 , 2 1 , 2 孙恒 高众勇 1( 国家海洋局海洋 2大气化学与全球变化重点实验室 ,厦门 361005; 2)国家海洋局第三海洋研究所 ,厦门 361005 提要 南大洋是全球最重要的 CO汇区之一 。准确估算南大洋及其各海区的海 2气 CO通量 , 2 2 是全球碳循环研究的重要内容 ,其对预测和评估未来南大洋在全球变暖日益加剧的背景下发挥 的作用有重要意义 。但由于南大洋广阔的海域 ,恶劣的气候条件 、自身复杂的水文物理及地球 化学过程等原因 ,目前对南大洋的 CO通量的评估不一而足 ,存在较大差异和不确定性 。本文 2 讨论了南大洋海 2气 CO通量的估算方法和各个海域海 2气 CO通量研究的最新进展 ,并分析了 2 2 南大洋海 2气 CO通量的控制及影响因素 。目前对南大洋的年吸收量估计为大约在 0. 1—0. 6 2 - 1 Pg C yr,同时 ,所有的研究都表明 ,其存在极大的年度变化性 。并且 ,由于各个海区受到生物 、 ( )物理和水文等各方面的影响 ,表层海水 CO分压 pCO表现出极大的时空变异性 。 2 2 关键词 南大洋 海 2气通量 调控因子 时空变异 1 前言 由于人类活动造成的人为 CO大量排放 ,大气中 CO含量不断持续升高 ,已上升至 2 2 - 6 - 1 [ 1 ] () 现在的 383. 09 ×10 mo l mo lM auna Loa 2008年 9月观测值 ,已远远超出了正常的 自然波动范围 ,由此引起的温室效应及全球变暖造成了一系列严重后果 。排放到大气中 的[ 2 ] 只有大约 50 %仍然留在大气中 ,其余的都被陆地和海洋这两个巨大的碳库所吸收 。 其- 1 15 [ 3 ] ( ( ) ) 中海洋的吸收量大于陆地 ,为 2. 0 ?0. 6 Gt C yr1 Gt = 1 Pg = 10g。而南大洋 的面积占地球海洋面积的 20 % ,是海 、冰 、气和生物的相互作用的地区 ,具有复杂的生物 地球化学循环 ,也是全球最重要的 CO汇区之一 。 2 南大洋的碳循环在全球生物地球化学循环中起着举足轻重的作用 ,已成为全球变化 科学研究的热点和难点 。国际上有关科学组织和国家积极开展了许多南大洋碳循环方面 ) ( 的研究 ,启动了数项大型国际合作项目如 SO 2JGO FS 南大洋联合全球海洋通量研究 、 ) )((GLOCHAN T 南极地区在全球变化中的作用 、SO IR EE 南大洋加铁实验 等 。我国也逐 年 8 月收到来稿 , 2008 年 10 月收到修改稿 。 2008 [收稿日期 ] ( )( )科技部“十一 ?五 ”国家科技支撑计划 2006BAB18B04 和极地战略研究基金 20070224 资助 。 [基金项目 ] 孙恒 ,男 , 1984 年出生 。硕士研究生 ,主要从事极区碳循环研究 。 [作者简介 ] 步开展了南大洋碳循环的工作 ,相关项目有 :“九五 ”攻关重点项目“南大洋海冰区碳循环 的研究 ”、科技部“十一五 ”国家科技支撑计划项目“南大洋碳循环监测技术及应用研究 ”, 如今一些项目已结题 。近年来 ,国内外在碳循环研究方面都取得了比较丰硕的成果和进 展 ,进一步加深了我们对南大洋碳循环的认识 ,这对深入了解南大洋的碳循环机制意义显 著 。本文就碳循环的一个方面 ———海 2气界面的 CO通量进行了探讨 ,揭示了南大洋的源 2 汇状态 ,对了解南大洋在全球变化中的作用和反馈有很重要的意义 。 2 南大洋海 2气 CO通量的估算方法 2 海 2气界面的 CO通量是指单位时间单位面积上大气和海洋界面的净交换量 ,它代表 2 14 着海洋吸收或放出 CO的能力 。海 2气 CO通量的估算方法包括 , C 示踪法 、碳的稳定 2 2 同位素比例法 、通过测量大气中 O浓度的镜像法等基于物质守恒原理在全球尺度上估算 2 海 2气 CO交换通量的方法 ;分别测量海水和海表大气中的 CO分压结合 CO海气交换 2 2 2 速率来实测海气 CO交换通量的海 2气界面 CO分压差法 ; 采用涡动相关法等直接在海 2 2 [ 4 ] 面测量 CO通量的微气象学方法 。当前估算海 2气通量最常用的方法是海 2气界面 CO 2 2 分压差法 ,其海 2气通量通常由下式计算得出 : ( ( )) αΔ1 F = K? pCOw - pCOa= k ??pCO 2 2 2- 2 - 1 - 1 - 1 () ( ) α 其中 , K为迁移系数 mmo l?m ?d ?a tm , k 为迁移速率 cm ?h ,为某温- 1 - 1 () 盐条件下海水中 CO的溶解度 mo l?L ? a tm , pCOw 为表层海水 中 CO的 分 压 2 2 2 [ 5 ] (μ(μ) ) αa tm , pCOa为大气中 CO的分压 a tm 。的表达式 为 : 2 2 2 α ( ) ) ( ) ( ( ) ( )2 L n= A+ A100 / T + Aln T / 100 + S [B + B T / 100 + B T /100 ] 1 2 3 1 2 3 在这里 , T 为 K 氏 温 度 , S 为 盐 度 , A= - 58. 0931 , A= 90. 5069 , A= 22. 294 , B= 1 2 3 1 01027766 , B= - 0. 025888 , B= 0. 0050578。对于溶解度的计算几乎没有争议 , 而争议的 2 3 焦点集中在迁移速率的计算上 。气体迁移速率难以准确量化 , 主要是因为几个主要影响 因素难以估算 , 目前一般认为风速是影响气体迁移速率的主要因素 。国际上开展二氧化 碳迁移速率的研究工作很多 , 具体如表 1 所示 。表 1 中的前五种是基于化学质量平衡的 [ 12, 13 ] ( )间接法 , 最后一种是基于涡动相关技术的直接法 。目前 , W ann inkhof 1992 的关系式 应用最为广泛 。 ( ) ( ) pCO可以通过直接测量获得 , 主要包括气相色谱法 GC 和非色散红外法 ND IR ; 2 () ( ) pCO也可通过二氧化碳体系的另外 3个参数总溶解无机碳 D IC 、总碱度 TA 和 pH 中 2 的任意 2个计算得出 , 这种方法误差相对较大 。近些年来 , 兴起一种新的方法 ———海洋卫 (星遥感来观测 pCO, 这种方法适合大时间空间尺度的观测 。南大洋横跨三大洋 印度洋 、 2 ) 太平洋 、大西洋 , 由于海况恶劣 , 现场资料获取比较困难 , 相比于全球其他海域 , 受现场 调查实施的条件限制和复杂多变的气候条件影响 , 传统的极地海洋要素获取的数据只是 零散的站位点或者航线上的数据 , 无法做到全面的 、大尺度 、长时间系列的调查 , 导致南大 洋的海洋现场调查数据相当缺乏 , 海洋遥感所具有的大范围实时同步 、全天时 、全天候多 波段成像技术优势 , 在大面积同步测量 、高时空分辨率的实时动态监测方面的优势是无可 表 1 二氧化碳迁移速率的表达式 Tab le 1. The exp re ssion of COtran sfe r ve loc ity 2 作者 表达式 - 1 [ 6 ]()k = 0. 17 UU< 3. 6 m ?s ( ) L iss and M e rliva t 1986 10 10 - 1 - 1 )( k = 2. 85 U- 9. 65 3. 6 m ?s < U< 13 m ?s 10 10 - 1 )(k = 5. 9 U- 49. 3 U> 13 m ?s 10 10 [ 7 ]- 1 ) ( ) ( k = 0 U10 < 3 m ?s Tan s et a l. 1990 - 1 )() (k = 0. 016 U- 3 U> 3 m ?s 10 10 - 2 /3[ 8 ]( ) ( ) k = 0. 17 USc / 660 W oo lf and Tho rp e 1991 10 - 1 / 6 - 1 - 1 ()( ) U< 9. 65 [ 2. 85 - 0. 17 Sc /660 ] m s 10 - 1 /2( ) ( ) k = 2. 85 U- 9. 65 Sc /660 10 - 1 / 6 - 1 - 1 ()( ) U> 9. 65 [ 2. 85 - 0. 17 Sc /660 ] m ?s 10 2- 1 /2 [ 9 ]( )Sc / 660 k = 0. 39 U ( ) W ann inkhof 1992 10 ( )long te rm averaged w ind 2 - 1 /2( ) k = 0. 31 USc / 660 10 ( )steady / sho rt2te rm w ind 3 - 1 /2 2[ 10 ]) ( )( k = 1. 09 U- 0. 333 U + 0. 078 USc /660 ( ) W ann inkhof and M cGillis 1999 10 10 10 - 1 ( )long te rm averaged w ind, U< 20 m ?s 10 3 - 1 / 2( ) k = 0. 0283 USc /660 10 ( )steady / sho rt2te rm w ind 2[ 11 ] k = 0. 54U ( ) Jacob s e t a l. 1999 10 ( ) ( ) 1 U为离 海面 10m 处的 风速 。 2 Sc 为 施密 特常数 , 盐度 = 35 , 温度 0 —30 ?, Sc= 2073. 1 - 125. 62 t + 10t 2 3 ( ) 316276 t- 0. 043219 tt / ?, 660 是 20 ?盐度 35 的海水中 CO的施密特数 。 2 比拟的 ,全球海洋卫星遥感能提供海表层温度 、风速和风向 、水色以及基于水色测出的叶 [ 14 ] 绿素浓度等要素的观测数据 ,因此海洋卫星遥感在南大洋有着广阔的应用前景 。具体 应用思路是 : 表层海水 pCO与海表层水温和表征生物活动的叶绿素之间存 在经 验 关 2 [ 15 —17 ] 系 ,利用经验关系从卫星上获取计算海域相应的水温和叶绿素数据 ,推导出经验公 式反演 pCO的数据场 ,与实测数据比较后 ,计算 CO通量 。 2 2 3 南大洋海 2气 CO通量的变异性 2 虽然 目 前 的 研 究 已 经 证 实 , 在 年 时 间 尺 度 上 看 , 南 大 洋 整 体 上 是 大 气 CO的 2 [ 12 , 18 —20 ] [ 21 ] ( ) 汇 ,并且是重要的汇 。L e Q uér等é 研究 表明 南 大洋 50 S? 以 南 的 汇估 计 为 - 1 011 —0. 6 Pg C ?yr。但问题却并不因此而变得简单 。由于面积广大 ,南大洋存在着许 多生物地球化学性质差异巨大的亚系统 ,甚至某些区域是 CO源还是汇都尚无定论 ,仍 2 [ 20 ] (然在争论中 。比如 , M e tzl在南大洋的印度洋扇区的调查发现 , 2000 年 1 月份 南半球 - 2 )( ) 夏季 季节性海冰区 S IZ, sea sona l ice zone, 58 ?S以南 CO汇为 - 2 — - 4 mmo l?m ? 2 - 1 () ( d 负值表示从大气进入海洋 ,反之亦然 ,永久开阔大洋区 POO Z, p e rm anen t op en o2 - 2 - 1 () )cean zone, 50 ?S—58 S?汇仅为 - 1. 1 mmo lm ?d ,与此同时 , 2000 年 8 月份 南半球冬 季 - 2 - 1 - 2 - 1 POO Z却表现为源 ,其通量为 2. 5 mmo l ?m ?d —11. 6 mmo l?m ?d ,这却与 Louanch i等 [ 22 , 23 ]先前的评估结论完全相反 。 在同样确认为汇的情况下 ,不同研究者的估计也差异显著 。比如 , Hopp em a 在 1995 [ 24 ] 年的研究表明 ,威德尔海在 1992 年冬季和 1992 /1993 年夏季都是汇 ,随后他又指出威 - 3 - 1 [ 25 ] [ 26 ] 德尔海全年都是大气 CO的汇 ,为 - 8 ×10 Pg C ?a 。而Sto ll 估算威德尔海的 2 - 3 - 1 年通量则更低 ,只有 - 2. 4 ×10 Pg C ?yr。 南大洋 CO通量的这种状况固然与对南大洋调查缺乏及认知水平有很大关系 ,但南 2 大洋 CO通量的变异性却是不可回避的重要科学问题 。 2 3. 1 时空变异[ 27 ] 南大洋海 2气 CO通量的空间变化十分显著 。 1998年 1 月 , F ran sson 曾在南大洋的 2 南大西洋扇区布设 3 个站位 ,进行 24 h 连续观测 ,结果发现这这 3 个站位每小时的平均- 2 海 2气 CO通量分别是为 - 0. 046 ?0. 044 , - 0. 1 ?0. 094 和 - 0. 52 ?0. 64 mmo l?m ? 2 - 1 h 。虽然性质相同 ,都是大气 CO 的汇区 ,但其吸收能力却相去甚远 ,从弱汇到强汇 ,吸2 [ 12 ] 收能力相差 1个数量级 。高众勇 认为南大洋 80 W? —80 E?之间的海域 pCO 分布可明2 显地分为南印度洋区 、南大西洋区 、德雷克海峡三大显著差异区 ,源汇的大小因而也有很 大差异 。 同一区域 CO吸收通量的时间变化性同样显著 ,而且变化迅速 。比如 ,在南大西洋 2 () 的极锋区 A PF, A n ta rc tic Po la r F ron t, 49 ?S—51. 5 S?,春季时其海 2气 CO通量为 - 6 ?4 2 - 2 - 1 mmo l?m ?d ,但随着温度和风速等参数的变化 , 6 周后就迅速降到 - 2. 8 ?4 mmo l? - 2 - m ?d 1 [ 28 ] 。 (冰缘带的变化更为明显 ,比如 ,在春季冰缘带 春季时的冰缘带所在区域 , Sp ring Ice - 2 - 1 ) Edge, 59 S?—61 S?,其 CO通量为 - 0. 45 ?0. 3 mmo l?m ?d , 3 周后即上升为 - 1. 4 2 - 2 - 1 (?2 mmo l?m ?d ,而在冬季冰缘带 冬季时冰缘带所在区域 , W in te r Ice Edge, 55 ?S—- 2 - 1 ) 57 S?,这种变化同样明显 ,其 CO通量在 5周时间内可由 - 2 ?1 mmo l?m ?d ,降低 2 - 2 - 1 [ 28 ] 为 - 0. 6 ?1 mmo l?m ?d 。 3. 2 年际变化 存在巨大的年际变化是南大洋 CO吸收通量的重要特征 。初步认定其变化的周期 2 ()为 14年左右 ,被认为与南极绕极波 ACW , A n ta rc tic C ircum W ave有关 ,而南极绕极波则 [ 19 ] 影响着海表温度 ,风速 ,海冰覆盖程度 。 [ 19 ] 在整个南大洋尺度上 , Louanch i利用一维模型和卫星气象数据得出从 1986 —1994 - 1 - 1 年南大洋的年平均吸收量是 0. 53 Pg C yr,年际变化是 0. 15 Pg C ?yr,从 1986 —1994[ 21 ] 年 CO吸收量增加了 0. 32 Pg C。但是 L e Q uréé 根据大气 CO浓度和反转模型 ,认为 2 2 南大洋的汇已经慢慢饱和 ,并且从 1981 到 2004 年南大洋的汇每年代际以 0. 08 Pg C ?- 1 yr的速度减弱 ,他把这种减弱归因于由人类活动引起的南大洋风力的增强 。这一结论[ 29 —31 ] 。 不但引起了国际上对南大洋 CO吸收通量的广泛关注 , 同时也引发了巨大争议 2 [ 29 ] L aw指出 ,他们的研究并没有发现由于气候变化所造成的南大洋碳汇饱和 ,在他们的模式中 ,风力强迫也引起了 CO吸收的减少 ,但是热通量和淡水通量却造成了吸收增加 。 2 [ 30 ] Zickfe ld与之完全相反 ,认为改变的风力和日益升高的大气 CO 浓度在 21 世纪会增加2 南大洋碳汇的效率 。 无论是增大还是减小 ,相对较大的年际变化却是不争的事实 。区域性的模式研究结 果似乎变化更为显著 :罗斯海的 CO海 2气 CO通量从 1999 —2000 年的 - 1. 55 mo l C ? 2 2 - 2 - 2 [ 32 ] m ,减弱到 2002 —2003年的 - 0. 07 mo l C ?m ,相差 20倍之多 。 4 南大洋海 2气 CO通量的主要调控因子及影响因素 2 4. 1 溶解泵和生物泵的影响 [ 33 ] 一般来说 ,南大洋的海 2气 CO通量主要受生物泵 、溶解泵的控制 。 J abaud2Jan 研 2 ( )究得出 1998 年夏季南印度洋的 S IZ主要受控于较温暖 1. 1 ?的海水 ,不正常的表现为 - 2 - 1 ( ) ( 源 3. 2 mmo l?m ?d ,而在 2000年由于初级生产力的大幅提高 ,表现为强汇 - 3. 8 - 2 - 1 - 2 - 1 ) ( )( mmo l?m ?d ;在 POO Z 1998 年夏季的汇 3. 2 mmo l?m ?d 是 2000 年夏季汇 - 1. 3 - 2 - 1 )mmo l?m ?d 的 2倍多 , 1998年的强汇是由于营养盐的消耗引起浮游植物水 华所致 。高 [ 12 ]众勇 发现由于“岛群效应 ”陆源营养物质不断地向海洋输送 , 使海域肥沃 , 营养盐丰富 ,初级生产力很高 ,相应的叶绿素 a 的浓度也高 , 使得海表层 pCO分压值降 2 低 ,并且叶绿素 a的量与 pCO的量都呈现一个极好的负相关 , 局部地区甚至是镜像关 2 系 。 4. 2 水文过程的影响 () ()在南极极锋 A n ta rc tic Po la r F ron t、南极辐散带 A n ta rc tic D ive rgence等各种锋面交 汇或者水团辐合下沉 、辐散上升或者垂直 、水平混合作用强烈的海区 ,水文物理过程的影 响将由于其显著性而起到主导作用 。由于大洋的底部深层水富含 CO,因此上升流将极 2 大地改变当地表层海水 CO分压 ,从而影响南大洋的海 2气 CO吸收通量 。比如 ,威德尔 2 2 海在全年的时间尺度上都表现为大气 CO的汇 ,但其单位面积上吸收量只是世界大洋平 2 [ 25 ] 均吸收量的 84 % 。就是因为威德尔海的上升流所带来的富含 CO 的深层水的影响 ,2 从而减少了其海 2气 CO吸收通量 。 2 [ 34 ]( )同样 , Gao等 在普里兹湾的研究发现 ,在南极辐散带 ,由于绕极深层水 CDW 的向 上涌升 ,本来是 CO强汇区的普里兹湾在大约 64 S?中心区处 ,明显受水文物理过程控制 2 而发展成大气 CO的源区 ,这是由于受到富含 CO的深层水影响的原因 ,这说明在南大 2 2 洋的一些海区 ,强烈的水文物理过程依然可以主控着 pCO的变化 。所以 , 即使在整体 2 上 ,夏季南大洋海冰区 pCO的分布特征主要由生物影响所主控 ,但在一些海区局部的水 2 文过程仍然产生显著影响和控制作用 。 4. 3 海冰消长造成的影响 海冰是南大洋最重要的特征 ,海冰的消长对表层海水 CO分压影响很大 。首先是冰 2 融淡水有较低的 pCO值 ,其次是海冰融化引起海水分层 ,水柱更加稳定 ,并且阳光穿透 2 深度加深 ,有利于提高生物生产力 ,容易造成水华 ,强烈的生物泵作用造成对 CO的强吸 2 - 2 - 1 收 。比如 ,在南大洋在春季冰缘带其 CO通量为 - 0. 45 ?0. 3 mmo l?m ?d , 3 周后 , 2 - 2 - 1 [ 28 ] [ 35 ] 随着海冰的迅速融化 ,其通量上升到 - 1. 4 ?2 mmo l?m ?d 。 Chen 等 发现在 南大洋的边缘海冰区 , 2000年 1月的盛夏的汇比 1999年 12月的初夏要大很多 ,就是因为 温度升高 ,海冰消融 ,初级生产力也随之提高所造成的 。反之 ,如果海冰覆盖较多 ,阻碍了 海气交换 ,即使海水 pCO远低于大气 ,海 2气 CO通量仍不会很高 。 2 2 4. 4 铁限制对南大洋 CO通量的潜在影响2 ( ) 许多南大洋施铁肥试验 [ SO IR EE Sou the rn O cean Iron En richm en t Exp e rim en t, SO F2 ( ) ( )EX Sou the rn O cean Fe Exp e rim en t, E isenEx Eu rop ean Iron Fe rtiliza tion Exp e rim en t等 ]已 经证实了铁对南大洋生产力的限制以及其对提高南大洋海 2气 CO通量的潜在影响 。众 2 ( 所周知 ,南大洋是一个典型的 HNLC H igh2N u trien t Low 2Ch lo rop hyll, 高营养盐 、低叶绿 ) 素 海区 ,“铁假说 ”的作用机制是 :在 HNLC海区加入铁 ,就可以促进浮游植物的光合作 用 , 增加对 CO的吸收 ,加速碳从海洋表层向深层输出 ,最终降低大气中 CO。 SO IR EE 2 2 ( )实验于 1999 年在澳大利亚以南的南大洋海域 61 S?, 140 E?进行 ,结果叶绿素 a浓度增加 - 1 3 - μμμ() 10 倍 ,达到 2g?L , NO降低了 3mo l, pCO 降低了约 35a tm ,总溶解无机碳 D IC2 - 1 [ 36 —38 ] μ 降低了 15 —18mo l kg。 E isenEx实验于 2000年在非洲南部的南大洋大西洋海域 ( )48 S?, 21 E?进行 ,结果和 SO IR EE实验相似 ,初级生产力和颗粒有机碳的输出通量大大 [ 38 ] μ增加 , pCO降低了 18 —20 a tm 。经过多次南大洋的施铁肥实验 ,人们证实了加入适 2 量的微量元素铁的确能够提高浮游植物的生产力 ,并吸收固定更多的无机碳 ,促进海 2气 交换从而有可能引起大气 CO的下降 。但是这些实验都是相对短期的结果 ,如果长期施 2 铁肥 ,是否能最终缓解温室效应 ,或者是否能引起海洋生态系统的未可知变化 ,这些都是 [ 39 ] 没有解决的问题 。有模式预测 在南大洋连续施 Fe 肥 100 年以后 ,大气 CO 浓度在施2 [ 40 ] μ 肥情况下比不施肥低 90 —107 a tm ,而也有人对这一假说提出质疑 ,但无可否认的是 , () 无论是天然 岛群效应或大气漂尘输入等 、还是人工施铁肥 ,对南大洋海 2气 CO吸收通 2 量的作用是明显存在的 。 4. 5 其它因素的影响 另外 ,还有很多因素在影响着南大洋海 2气交换 ,包括 CaCO的沉淀 /溶解 ,有机质的3 [ 41 ] 再矿化 ,混合层深度 ,紫外辐射 ,大气尘埃的输入等 。B revie re 等 在南大洋的东印度洋 ( ) 区域研究表明在塔斯马尼亚岛以南 POO Z 53 S?—61 S?的 CO汇从 1997 年 2 月 - 0. 3 2 - 2 - 1- 2 - 1 mmo l m d 变异到 2003年 2月的 - 20. 6 mmo l m d ,他们分析了造成变异的原因 ,发 现混合层深度变化 ,厄尔尼诺事件和 SST异常 ,臭氧层空洞和紫外辐射都不是真正引起变 异的原因 ,而真正原因则是澳大利亚干旱气候造成的大气尘埃中 Fe的输入引起浮游植物 量的增加 。 5 结语 虽然海洋是世界上最大的碳汇 ,但海洋对碳的吸收量很难发生突变 。人们一直在努 力通过各种手段来提高海洋对碳的吸收能力 ,比如近年来一直在进行的大洋施铁肥实验 。 南大洋是最大的 HNLC海区 ,也是最有潜力的碳吸收区 ,因此 ,值得投入更大的力 量去更 深入地研究 。随着大气 CO浓度的逐年上升 ,理论上南大洋的碳吸收量能够相应增加 , 2 但由于南大洋表层海水 pCO可能也同时增长 ,因此其总体的碳吸收能力是增强还是降 2 低 ,还有待于进一步确定和证实 。 南大洋在全球碳循环及全球变化中有着举足轻重的地位 ,但是由于其地域广大 、地处 偏远以及气候恶劣等原因 ,目前对其海 2气 CO通量的研究还远未全面和深入 ,存在许多 2 时又是一个难点 。基于此 ,我们对未来南大洋海 2气 CO通量的研究提出以下展望 : 2 ( ) 1 南大洋及其各个亚系统的吸收通量需要进一步准确界定 ,对其年际变化的变化 性及原因也都需要进一步的认识与理解 ,对南大洋各海区 CO通量主要调控因子等需要 2 进一步的分析研究 。准确认识这些将对全球变化研究意义重大 。未来的全球气候变化预 测不能离开南大洋 ,特别是南大洋碳循环在全球变化中的响应与反馈 。 ( )2 要充分了解南大洋海 2气 CO通量需要更多的手段 。首先需要更多的实测数据 , 2 另外遥感方法的充分发展与介入研究 ,是有益的帮助与补充 ,而更完善的模式研究参与评 估 ,也是充分了解南大洋 CO通量的必要手段 。 2 ( ) 3 预测未来南大洋碳汇变化要求必须对现状有准确的认识 。值此国际极地年之际 ,应当开展更多大规模的南极科学考察活动 ,增加南大洋 pCO实测数据的积累 ,特别 2 是冬季 pCO的实测数据 ,从季节时间尺度到年际时间尺度乃至年代际时间尺度都提供 2 丰富 、翔实的数据 ,为准确预测全球变暖背景下未来南大洋碳汇的变化提供可靠依据与数 据支持 。 参考文献 1 h ttp: / /www. esrl. noaa. gov / gm d / ccgg / trend s /. 2 M ille r J B. Ca rbon cyc le: Sou rce s, sink s and sea son s. N atu re, 2008 , 451: 26 —27.13 δ3 B a ttle M , B ende r M L , Tan s P P, et a l. Globa l carbon sink s and the ir va riab ility infe rred from a tmo sp he ric OandC. 2 Se ience, 2000 , 287: 2467 —2470. ( ) 4 鲁中明 ,戴民汉. 海气 CO通量与涡动相关法应用研究进展. 地球科学进展 , 2006 , 21 10 : 1046 —1057. 2 5 W e iss R F. Ca rbon d ioxide in wa te r and sea wa ter: the so lub ility of non idea l ga s. M a rine Chem istry, 1974 , 2: 203 —215. L iss P S, M e rliva t L. A ir2sea gas exchange ra te s: In troduc tion and syn the sis. The Ro le of A ir2sea Exchange in Geochem i2 6 cal Cycling. Do rd rech t: D R eidel Pub lish ing Comp any, 1986: 113 —127. Tan s P P, Fung I Y, Takahash i T. O b se rva tiona l con stra in ts on the globa l a tmo sp he ric CObudge t. Sc ience, 1990 , 247: 7 2 1431 —1438. W oo lf D K, Tho rp e, S A. B ubb le s and the a ir2sea exchange of ga se s in near2sa tu ra tion cond ition s. Jou rna l of M a rine R e2 8 search, 1991 , 49: 435 —466. W ann inkhof R. R e la tion sh ip be tween w ind sp eed and ga s exchange ove r the ocean. Jou rnal of Geop hysica l R e sea rch, 9 ( ) 1992 , 97 C5 : 7373 —7382. W ann inkhof R , M cGillsW R. A cub ic re lation sh ip be tween a ir2sea COexchange and w ind sp eed. Geop hysica l R e sea rch 10 2 ( ) L e tte rs, 1999 , 26 13 : 1889 —1892. 11 Jacob s C M J , Koh siek W , Oo st WA. A ir2sea fluxe s and tran sfe r veloe ity of COover the No rth Sea: re su lt from A SGAM 2 2 A GE. Tellu s, 1999 , 51B: 629 —641. ( ) 高众勇 ,陈立奇 ,王伟强. 南大洋二氧化碳源汇分布及其海 2气通量研究. 极地研究 , 2001 , 13 3 : 175 —185.12 13 ( ) 徐永福 ,赵亮 ,浦一芬 ,等. 二氧化碳海气交换通量估计的不确定性. 地学前缘 , 2004 , 11 2 : 565 —571. ( ) 14 许苏清 ,陈立奇. 利用卫星数据估算南大洋海 2气 CO通量的展望. 极地研究 , 2007 , 19 2 : 151 —157. 2 R angam a Y, Bou tin J , E tche to J , e t al. V a riab ility of the ne t a ir2sea COflux infe rred from sh ip boa rd and sa te llite m eas2 15 2 u rem en ts in the Sou the rn O cean sou th of Ta sm an ia and N ew Zea land. Jou rnal of Geop hysica l R e sea rch, 2005 , 110: C09005. O lsen A , Trinanes J A , W ann inkhof R , e t al. Sea2a ir flux of COin the Caribbean sea e stim a ted u sing in situ and remo te 16 2 sen sing data. R emo te Sen sing of Environm en t, 2004 , 89: 309 —325. Co sca C E, Fee ly R A , Bou tin J , e t a l. Seasona l and in te rannua l COfluxe s fo r the cen tra l and ea ste rn equa to rial Pac ific 2 17 ( ) O cean a s de te rm ined from fCO2SST re la tion sh ip s. Jou rnal of Geop hysica l R esearch, 2003 , 108 C8 : 3278 , do i: 10. 2 1029 /2000JC000677. Robe rtson J , W a tson A J. A summ e r2tim e sink fo r a tmo sp he ric ca rbon d ioxide in the Sou thern O cean be tween 88 ?W and18 80 E?. D eep 2Sea R e sea rch II, 1995 , 42: 1081 —1091. 19 Louanch i F, Hopp em a M. In terannua l varia tion s of the A n ta rc tic O cean COup take from 1986 to 1994. M a rine Chem is2 2 try, 2000 , 72: 103 —114. M e tzl N , B rune t C, Jabaud2Jan A , e t a l. Summ e r and w in te r air2sea COfluxe s in the Sou the rn O cean. D eep 2Sea R e2 20 2 search I, 2006 , 53: 1548 —1563. 21 L e Q uéréC, R ödenbeck C, B u itenhu is E T, e t a l. Sa tu ra tion of the Sou the rn O cean COsink due to recen t clim ate 2 change. Sc ience, 2007 , 316: 1735 —1738. Louanch i F, R u iz2P ino D , Po isson A. Tempo ral va ria tion s of m ixed2laye r ocean ic COa t JGO FS2KER F IX tim e2se rie s sta2 22 2 tion: p hysica l ve rsu s b iogeochem ica l p rocesse s. Jou rnal of M a rine R esearch, 1999 , 57: 165 —187. Louanch i F, R u iz2P ino D , Jeande l C, e t a l. D isso lved ino rgan ic carbon, a lka lin ity, nu trien t and oxygen sea sona l and in2 23 te rannual va ria tion s a t the A n ta rctic O cean JGO FS2KER F IX site. D eep 2Sea R esearch I, 2001 , 48: 1581 —1603.24 Hopp em a M , Fah rbach E, Sch rode r M , e t a l. W in te r2summ er d ifferences of ca rbon d ioxide and oxygen in the W edde ll Sea su rface laye r. M arine Chem istry, 1995 , 51: 177 —192. 25 Hopp em a M , Fah rbach E, Sto ll M H C, et a l. A nnua l up take of atmo sp he ric COby the W edde ll Sea derived from a su r2 2 face laye r ba lance, inc lud ing e stim a tion s of en tra inm en t and new p roduction. Jou rnal of M a rine System s, 1999 , 19: 219 —233. 26 Sto ll m H C, D eba rr H J W , Hopp em a M , e t a l. N ew ea rly w in te r fCOda ta revea ls con tinuou s up take of COby the 2 2 W edde ll Sea. Te llu s, 1999 , 51B: 679 —687. F ran sson A , Ch ieric i M , A nde rson L G. D iu rna l va riab ility in the ocean ic ca rbon d ioxide system and oxygen in the Sou th2 27 ern O cean su rface wa te r. D eep 2Sea R e sea rch II, 2004 , 51: 2827 —2839. Ch ie ric i M , F ran sson A , Tu rne r D R , e t a l. V ariab ility in pH , fCO, oxygen and flux of COin the su rface wa te r a long 28 2 2 a tran sec t in the A tlan tic sec to r of the Sou the rn O cean. D eep 2Sea R e sea rch II, 2004 , 51: 2773 —2787. 29 L aw R M , M a tea r R J , F rancey R J. Comm en t on “Sa tu ra tion of the Sou the rn O cean COsink due to recen t clim ate 2 change”. Science, 2008 , 319: 570 a. Zickfe ld K, Fyfe J C, Eby M , e t a l. Comm en t on “Satu ra tion of the Sou thern O cean COsink due to recen t clim ate 30 2 change”. Science, 2008 , 319: 570 b. L e Q uéréC, R ödenbeck C, B u itenhu is E T, et a l. R e spon se to Comm en ts on“Sa tu ra tion of the Sou thern O cean COsink 31 2 due to recen t c lim a te change”. Sc ience, 2008 , 319: 570 c. 32 A rrigo K, D ijken V. In te rannua l va ria tion in a ir2sea COflux in the Ro ss Sea, A n ta rc tic: A mode l analysis. Jou rna l of 2 Geop hysica l R e sea rch, 2007 , 112: C03020. Jabaud2Jan A , M e tzl N , B rune t C, e t al. In te rannua l variab ility of the carbon d ioxide system in the sou the rn Ind ian O cean 33 ( ) ( ) 20 ?S—60 S?: the imp ac t of a wa rm anom aly in au stra l summ e r 1998. Globa l B iogeochem ica l Cyc le s, 2004 , 18 1 : GB1042 , do i: 10. 1029 /2002 GB002017. Gao Z, Chen L , Gao Y. A ir2sea ca rbon fluxe s and the ir con tro lling fac to rs in P rydz B ay, the A n ta rc tic. A c ta O ceano logi2 34 ( ) ca Sin ica, 2008 , 27 3 : 136 —146. 35 Chen L , Gao Z, Yang X, e t a l. Comp a rison of air2sea fluxe s of COin the Sou the rn O cean and the weste rn A rc tic O cean. 2 ( ) A c ta O ceano logica Sin ica, 2004 , 23 4 : 647 —653. ( ) Boyd P W , L aw, C S. The Sou thern O cean Iron R E lea se Exp e rim en t SO IR EE ———in troduction and summ a ry. D eep 236 Sea R e sea rch II, 2001 , 48: 2425 —2438. B akke r D C E, W a tson A J , L aw C S. Sou the rn O cean iron en richm en t p romo tes ino rgan ic ca rbon d rawdown. D eep 2 Sea 37 R e sea rch II, 2001 , 48: 2483 —2507. B akke r D C E, Bozec Y, N igh tinga le P, e t a l. Iron and m ixing affec t b io logica l ca rbon up take in SO IR EE and E isenEx, 38 two Sou the rn O cean iron fertilisa tion exp erim en ts. D eep 2Sea R e sea rch I, 2005 , 52: 1001 —1019. Joo s F, Sarm ien to J L , Siegen tha le r U. E stim a te s of the effec t of Sou the rn O cean iron fe rtilization on a tmo sp he ric COcon2 39 2 cen tra tion s. N a tu re, 1991 , 349: 772 —775. 40 Gane sh ram R S, Pede rsen T F, Calve rt S E, e t a l. R educed n itrogen fixa tion in the glac ia l ocean infe rred from change s in m a rine n itrogen and p ho sp ho ru s inven to rie s. N a tu re, 2002 , 415: 156 —159. B reviere E, M etzl N , Po isson A , e t a l. Change s of the ocean ic COsink in the Ea ste rn Ind ian sec to r of the Sou the rn O 2 41 2 cean. Te llu s, 2006 , 58B: 438 —446. ADVANCES IN TH E STUD Y O F A I R 2SEA CO 2 FLUXES IN TH E SOU TH ERN OCEAN 1, 2 1 , 2Sun H eng, Gao Zhongyong 1 ( Th ird In stitu te of O ceanograp hy, SOA , X iam en 361005 , Ch ina; 2 )Key labo rato ry of Globa l Change and M a rine2A tmo sp he ric Chem istry, SOA , X iam en 361005 , Ch ina A b stra c t Sou the rn O cean is the mo st impo rtan t COsink in the wo rld. Eva lua ting the a ir2sea CO2 2 fluxe s in each sea a rea of Sou the rn O cean p rec ise ly is an impo rtan t con ten t of re sea rch on globa l ca rbon cyc le, and a lso is sign ifican t to p red ic t and eva lua te the ro le of Sou the rn O cean wh ile globa l wa rm ing is ge tting wo rse and wo rse. Howeve r, due to exp an sive a rea, exec rab le c lim a te and comp lex hyd ro logica l and geochem ica l p roce sse s in the Sou the rn O cean , the re a re ra the r h igh ly d isc rep ancy and unce rta in ty in eva lua ting the Sou the rn O cean’s COfluxe s a t p re sen t. 2 The p ap e r m a in ly d iscu sse s the m e thod of eva lua ting a ir2sea COfluxe s in the Sou the rn O cean, 2 the la te advance s of a ir2sea COfluxe s in each sea a rea, and ana lyze s the con tro lling and influ2 2 enc ing fac to rs of a ir2sea COfluxe s. The annua l COup take of Sou the rn O cean is abou t 0. 1 — 2 2 - 1 0. 6 Pg C ?yr, m eanwh ile, a ll the stud ie s ind ica te tha t the re is huge va riab ility in annua l se2 que stra tion. B ecau se each sea a rea is influenced by b io logica l, p hysica l and hyd ro logica l p roce sse s, and the pCOha s h igh sp a tio2tempo ra l va riab ility. 2 Key word s Sou the rn O cean, a ir2sea fluxe s, con tro lling fac to rs, sp a tio2tempo ra l va riab ility.