碳循环的研究意义

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海洋碳循环1、碳循环的研究意义IPCC（2000年）报告表明，自从工业革命前以来的近200年内(1750～1998年)，大约有406±60GtC，以CO2的形式排放进入大气,其中，以化石燃料燃烧和水泥生产导致的CO2排放约为270±30GtC,占总排放量的33%。在此期间，大约占总排放量43%的CO2滞留在大气中，其余则被海洋和陆地生态系统吸收。其结果是,大气中CO2浓度从1950年的280±5ppmv上升至1998年的365ppmv，即200年内上升了85ppmv，约30%，目前的CO2浓度增加量约1.5ppmv/a，年增加率大约为0.4%。由此造成的辐射强度约为1.46W/m2。　温室气体的增加是全球变暖的主要原因。定量地研究大气中CO2、CH4及N2O等痕量气体的含量，有助于我们预测其未来的变化趋势及气候变化。“碳失汇”问题：“未知汇”是指矿物燃烧与毁林等释放的CO2超过同期地球大气CO2的增量及海洋吸收量的现象[1]。根据模型估计，20世纪80年代以来人类每年向大气排放的CO2约7GtC，其中约3.2GtC留存在大气中，2GtC由海洋吸收，剩余1.8GtC到目前仍不能确定其汇，但对这一数值的计算仍存在较大争议，无论是利用样点测定并外推计算或模型估算都存在较大的误差。Tans等研究认为海洋对未知碳汇的贡献十分有限，但许多资料表明碳库正在由陆地生物圈向海洋迁移，如Freeman等[2]观测到在过去12年中英国的斜坡水中的DOC增加了65％，且这一速率与温度的升高呈正相关关系，加之随河流注入海洋的DOC的贡献以及海洋碳汇高达40％的估算误差，因此有观点认为有近l/3的“碳失汇”可能存在于海洋中或是与海洋有关。但准确揭示“碳失汇”还有待其存在机理研究的深入和定量化研究的开展。2、碳循环的相关研究到目前为止，我们已经在全球范围内的碳循环的研究方面已经取得了不少进展，但对于较大尺度范围内的碳循环机制仍有不少问题等待解决。Keeling等通过研究完善了海洋p(CO2)的分布图，其研究认为，海洋碳的吸收和释放有明显的纬度特征，即赤道海域(10°N～10°S)为大气CO2的主要源区，仅赤道太平洋的C释放量就有1.0Gt/年，占海洋释放总量的60%；而北大西洋和南大洋则为大气的主要汇区，南大洋主要是指53°S以南到南极附近海域，吸引的CO2约为1.2GtC/年，占海洋吸收净通量35%；40°N以北的北大西洋和挪威格陵兰海域也是CO2的强汇区；北太平洋则呈季节特征，冬季为强汇，夏季为弱源，就整体而言，仍为大气CO2的净汇区[3]。Keeling的计算还认为，15°S～50°S的吸收值为1.1GtC/年，而50°S以南海域则为吸收与释放平衡，主要汇区在15°N以北地区达2.3GtC/年。Thomas等通过对一些典型陆架区的研究推算得到全球海岸陆架区为净汇0.4GtC/年[4]。Sharp等的估算表明，赤道太平洋域的DOC值，近表面水约为60～70μmol/LC，深水值为35～40μmol/LC；赤道大西洋DOC浓度，在400m以下基本稳定为(46±7)μmol/LC，暖季赤道上升流的外部浓度高，表层高达97μmol/LC，冷季上升流水中的值则略低，平均约为66μmol/LC[5-6]。Ogrinc 等在使用稳定的碳同位素测定近岸海洋沉积物中有机碳再矿化的研究中显示，DIC海底通量主要源于沉积有机物的降解，夏季当硫化物为强硫酸时，碳酸盐溶解对DIC海底通量的贡献也是很重要的，约占总量的1/4，依据DIC通量和OC埋藏通量所估计的再循环效率大于90%[7]。国内，浦一芬等通过研究大气和海洋之间的碳交换、光合作用和有机物氧化分解、碳酸钙的产生和溶解、悬浮颗粒物的下沉等过程建立了二维碳循环模式。浦一芬等将此碳循环模式应用到印度洋，模拟结果显示，南印度洋中维度地区10～30°S是C14的重要向下渗透区，并指出CO2可通过这片渗透区从海洋的表层进入海洋的深层[8-9]。刑如楠通过研究生物泵过程和江河流入而增加的碳建立了三维全球海洋碳循环模式[10]。气候变化能影响海洋碳循环，同时海洋碳循环对气候具有反馈作用。很多研究者，将碳储库与海洋碳循环结合研究，分析两者之间的联系。Keeling等分析了夏威夷观测站的大气二氧化碳观测资料,指出大气中二氧化碳浓度存在明显的自然波动，热带海洋上海-气碳通量的年际变化对其有重要影响。赤道附近表层海水中p(CO2)较高，主要由两方面原因造成[11]，即富含CO2和营养盐的深层海水的上涌、以及从深层冷水到表层暖水的升温。近年来，科学家发现厄尔尼诺现象对赤道太平洋CO2的源区有重要的影响。在厄尔尼诺爆发初期，赤道太平洋中部p(CO2)比正常年份偏低，接近于大气p(CO2)值，往后又逐渐恢复正常。对于短期气候的异常变化，如厄尔尼诺和南方涛动(ENSO)，碳循环也有很好的响应。很多科学家对此进行了大量的研究。Bacastow首先指出了大气二氧化碳与厄尔尼诺-南方涛动的相关关系，即厄尔尼诺事件发生时，大气二氧化碳浓度在4个选定区域增加；拉尼娜事件发生时,情况恰好相反。海洋碳循环对ENSO的响应大约为±0.15～1ppmv。有研究指出赤道太平洋海气碳通量由于受到ENSO的影响，存在着年际以及年代际变化。Jones等用一个耦合的气候—碳循环模式同样研究了碳循环对ENSO的响应。在海表面温度高于28℃的暖池区，海水对大气CO2的吸收能力较强，也会引起振幅较大的大气变化，从而影响长期气候变化。蔡卫君等考虑到海岸区海气交换的纬度差异对采用典型区域外推得到全球状况的做法表示怀疑。另外，海洋碳循环不仅存在季节差异、区域差异，同时也存在年际差异，受到气候等其他因素的影响。现在，各种估计方法尚不成熟，不同方法所得结果差异大，确切的数据和对未来趋势的估计还有很大的争议。1、海洋碳循环过程海洋碳循环可以分为三个方面。一方面是“碳酸盐泵”，就是大气中的CO2气体被海洋吸收，并在海洋中以碳酸盐的形式存在；第二方面是“物理泵”，即混合层发展过程和陆架上升流输入，它与海洋环流密切相关；第三方面是“生物泵”，即生物净固碳输出，它是浮游植物光合固碳速率减去浮游植物、浮游动物和细菌的呼吸作用速率，也就是通过生物的新陈代谢来实现碳的转移，在海洋中主要是通过海洋浮游植物的光合作用来实现的。虽然海洋中的生物只有陆地生物生产率的30%～40% ，但是它们有很高的循环速度。浮游植物由于生活在上层海洋，能够直接吸收太阳辐射，通过光合作用将CO2转化为有机碳；而有机碳又通过浮游动物的生命过程或其他物理化学过程形成颗粒碳，以这种形式沉积到深层海洋。颗粒有机物由于重力的作用沉降到下层海洋，一部分被再矿化，即颗粒碳通过真菌或细菌的分解又转化为有机碳，进入再循环过程；另一部分则被沉积埋藏在深海里。生物泵向深层海洋输送的碳大约在1012Pg/a，净输送为2Pg/a。如果没有海洋生物泵的话，大气中二氧化碳的浓度将达到450ppm。大气与海洋的CO2交换主要发生在海水表层，海水表层储存碳的空间是有限的，表层海水与深层海水之间的交换是一个长期的缓慢过程，时间尺度在几百年到几千年之间。浮游生物的死亡腐化，却可以将海洋表层100m中的碳向深层海洋转移，从而减少海洋表层的含碳量；也可以让海洋吸收大气中CO2的速率大大提高，从而减少大气中CO2的含量，达到辐射量能平衡。1、海洋碳循环模式目前，国内外的海洋碳循环研究主要是采用数值模拟的方法。通常，海洋碳循环模式被分为箱模式、一维动力模式、二维动力模式和三维环流碳循环模式。第一个碳循环的箱式模式是Craig在1957年建立。在IPCC1990、1995和2001的评估报告中。碳循环研究都采用了箱模式。箱模式比较直观和形象,能够很好的解释一些简单的过程；缺点是考虑不完备。因此，IPCC在2001和2005的报告中普遍使用了三维海洋环流碳循环模式。海洋环流模型的水流来自对真实海洋动力学模拟的结果，它将海洋分割为网格，对海洋大面积的过程进行平均化处理，并对海洋的循环和混合通过各箱问的扩散和转移进行参数化。由于它是建立在地球物理流体力学基本原理的循环及温度和盐度基础上的，所以更逼真，构也更复杂，调节和校准相对困难和费时。目前估测海洋对大气CO2吸收的GCM主要有3种：汉堡模型、普林斯顿模型和巴黎模型。海洋生物化学环流模式是包含简单生物化学过程的海洋环流模式，主要由海洋环流模式、海洋碳化学和海洋生物过程组成。既能研究海洋流场、温度和盐度，又能研究海洋中的各种生物化学物质，如营养盐和溶解氧等。模型的优势在于考虑过程完备，可以有效研究海流与生物过程间的相互作用。在研究全球气候对海洋碳循环的响应机制，Takahashi和Feely等人分析了海—气碳通量自然变化的物理过程和生化过程；McGills等和Wetzel等模拟了海-气碳通量对气候变化和响应。2、结语1、海洋碳循环的研究方向包括CO2的海-气交换，有机碳POC、DOC的垂直、生水平通量、物泵的作用，、海水-沉积物间的通量、河流输入。关于生物泵的作用、有机碳垂直、水平通量、海水-沉积物间的通量，研究比较少。而且，这些作用比较强烈的地区在边缘陆架海处，有较大研究价值。2、海-气耦合模式研究海气碳循环间的联系与反馈，对于预测未来气候变化，具有重要意义。 1、现在模式间差异比较大，尤其是涉及生物、化学方面的模型模拟结果，不同模式相差较大，且观测资料的缺乏，难以进行模式校正和结果验证。参考文献：[1]HoughtonJT，MeiraFLG，CallanderBA，a1．ClimateChange1995：TheIPCCScientificAssessment．NewYork：CambridgeUniversity，1996+[2]FreemanC，EvansCD，MonteithDT。eta1．Exportoforganiccarbonfrompeatsoils．Nature，2001，412：785—787．[3]SIEGENTHALERU,SARMIENTOJI.Atmosphericcarbondioxideandtheocean[J].Nature,1993,365:119-125.[4]BROSTROMG.Theroleoftheannualcyclesfortheair-seaexchangeofCO2[J].MarineChemistry,2000,72:151-169.[5]THOMASH.ResponsetoCommenton“EnhancedOpenOceanStorageofCO2fromShelfSeaPuring”[J].Science,2004,306:1477.[6]THOMASC,CAUWETG,MINSTERJF.DissolvedorganiccarbonintheequatorialAtlanticOcean[J].MarineChemistry,1995,48:155-169.[7]ORGINCN,FAGANELIJ,PEZDICJ.Determiationoforganiccarbonremineralizationinmarlinesediments(GulfofTrieste,NorthernAdriatic)usingstablecarbonisotopes[J].OrganicGeochemistry,2003,34:681-692.[8]浦一芬,王明星.海洋碳循环模式(Ⅰ)——一个包括海洋动力学环流、化学过程和生物过程的二维碳循环模式的建立[J].气候与环境研究,2000,5(2):129-140.[9]浦一芬,王明星.海洋碳循环模式(Ⅱ)——对印度洋的模拟结果分析[J].气候与环境研究,2001,6(1):67-76.[10]刑如楠.带生物泵三维全球海洋碳循环模式[J].大气科学,2000,24(3):333-340.[11]张远辉,王伟强,陈立奇.海洋二氧化碳的研究进展[J].地球科学进展,2000,15(5):5592564