中国第26次南极考察南大洋碳通量评估

许苏清 陈立奇 陈海颖

0 引言

南大洋是世界大洋环流深层冷水的主要源区，是全球大洋吸收大气CO2的重要汇区。全球海洋每年吸收大气CO2大约2 GtC，其中30°S以南的海域吸收了 1 GtC的大气。南大洋在对大气CO2的吸收和保存以减缓温室气体对全球气候的影响方面具有重要的作用。

目前，已有不同的学者通过大量实测数据以及模型对全球海洋的碳吸收量做了研究［2-9］。不同的计算方法所获结果的平均值为海洋每年吸收大概（1.5±0.5）GtC，这个平均值在南大洋却出现较大的误差，主要是由于南大洋会出现强烈的水温、风场、海冰和生物活动季节性变化，对海域的海气交换的控制驱动产生明显影响。加上极端气候限制着现场的调查而获取资料十分有限，因此基于现场观测的估算存在着很大的不确定性，而基于模型的计算则缺乏对不同过程（包括涌升混合，海冰变化以及生物过程）参数化的高时空分辨率的了解。因此，南大洋究竟能吸收多少的大气CO2？南大洋吸收CO2的潜力如何？一直是人们所关注的核心问题。

本研究以第26次南极考察中获取的现场资料为基础，建立遥感外推算法，计算了2009年11月和12月南大洋海域碳吸收情况，分析印度洋、大西洋和太平洋等三大洋的南大洋扇区碳吸收能力以及评估南大洋碳汇作用的年际变化。

1 计算方法和数据来源

海洋对大气CO2的吸收主要通过生物泵和物理泵的作用（Biological Pump and the Physical Pump）［10-14］。浮游植物通过光合作用过程吸收营养盐和CO2，其生产的有机碳一部分通过食物链在上层大洋循环，一部分沉降到海底。海洋是一个巨大的碳酸盐缓冲系统，在海洋与大气之间能够发生CO2海-气快速交换，对CO2有着极好的吸收作用。物理泵是由海-气界面气体交换及将CO2运移入深层大洋的物理过程驱动。大气中的CO2通过气体交换进入大洋主要依赖于风速与海-气界面CO2气体的分压差。海水和低层大气之间CO2分压差决定了CO2气体迁移的方向。当海水里的CO2分压比空气中的CO2分压大时，净通量从海水往大气方向，我们称之为源，反之称为汇。

在第26次南极考察期间，2009年11月，雪龙船进入50°S以南的海域，沿着海冰外缘线航行（图1中从180°—90°W顺时针方向），于11月下旬到达长城站，在短暂的停留之后雪龙船开始继续航行（图1中从90°W—90°E顺时针方向），于2009年12月底到达中山站。在完成中山站的作业之后，雪龙船于2010年1月下旬返航。

图1 中国第26次南极科学考察南大洋航线图（黑色线）及海冰分布图.箭头表示雪龙船航线方向Fig.1.The cruises（black line）and distribution of sea ice concentration during the 26th CHINARE，the black arrows show the direction for the R／V XUE LONG icebreaker

在航次途中，利用安装在雪龙船上的海气CO2走航观测系统获得了航线上海水和大气p CO2。走航海水p CO2由美国LI-COR 7000 CO2红外分析仪测定，该系统每天用3个不同浓度的CO2标准气标定，CO2标准气为中国国家标准物质研究中心（北京）提供的国家一级（GBW）标准物质“CO2／空气标准气体”，该标准气体的定值准确度优于±1%，保证期限（1年）内变化＜1%，3个标准气体的浓度分别是202，305和402μatm。海水样品由船底抽取连续地喷入特制的水汽平衡器中，用气泵（控制进气流速：1 L／min）抽取其平衡后汽相中的气体，先进入冷阱除水汽后再进入CO2红外分析仪连续测定，测量单位为μatm。进水口的水温数据由雪龙船上装载的表层海水自动传感器测量得到。另外，在航程期间每天 4次（0：00，6：00，12：00，18：00）从走航表层水循环系统中取水或用水桶在表层采水，用醋酸纤维滤膜过滤一定体积（一般为500 mL），滤膜置于－20℃冷冻保存。在船靠港口或者抛锚处于较稳状态时，用Turner荧光计测定样品叶绿素浓度。

在以前的研究中我们发现，南大洋海冰边缘区p CO2与叶绿素存在很好的镜像关系［15］，考虑到CO2在海水中的溶解度受到水温的影响，本研究将航线上获得的海水p CO2数据、叶绿素数据和水温数据应用SIGMAPLOT软件进行分析，发现在叶绿素高值区（叶绿素浓度≥0.5 mg·cm－3），p CO2与叶绿素变化呈显著负相关（2009年11月和12月，相关系数分别为－0.8869和－0.8558，显著性水平α均为0.001），而p CO2与水温相关性较差（2009年11月和12月，相关系数分别为－0.481 5和－0.432 9，显著性水平α均为0.01）；在叶绿素低值区（叶绿素浓度 ＜0.5 mg·cm－3），p CO2与叶绿素和水温单一因子分析相关性都比较差，p CO2与叶绿素之间为负相关（2009年 11月和12月相关系数分别为－0.533 8和 －0.568 2，显著性水平 α均为0.001），p CO2与水温之间为负相关（2009年11月和12月相关系数为－0.240 2和 －0.295 6，显著性水平 α均为0.01）。将p CO2与叶绿素和水温进行二元回归时，得到较好的相关性，相关系数 R2分别为0.632 1和0.764 9。根据上述相关关系分析结果推导出经验关系，如表1所示。

表1 海水p CO2与Chl a和SST经验关系Table 1.Empirical relationship between p CO2＿sw，Chl a and SST

我们根据 Wanninkhof［16］的海气碳通量计算公式

建立遥感外推算法模型，将南大洋50°—75°S的海域按照1°（经度）×0.25°（纬度）的网格插分成361×181个计算网格。公式（1）中的K代表海气交换系数，是关于风速、水温和盐度的函数。其中遥感风速数据从美国NASA卫星数据网站上下载Ascat L2级每日每轨的数据，空间分辨率为12.5 km，最后计算得到月平均数据；遥感水温数据从美国NASA卫星数据网站下载Aqua MODIS传感器的L3级月平均水温遥感数据，空间分辨率是9 km；盐度数据从世界海洋数据集（World Ocean Atlas 2009）获得，该数据是实测数据的气候再分析月平均盐度数据，空间分辨率为1°。所有数据（图2）均处理成模型计算需要的网格。

图2 遥感叶绿素、水温、风速和气候再分析盐度时空分布图Fig.2.The spatial and temporal distribution of remote sensing Chl a，SST，wind speed and analyzed climatological SSS data

Δp CO2代表海气界面分压差，在确定了海水p CO2与叶绿素、水温之间的经验关系之后，我们通过卫星遥感能获得的覆盖南大洋的遥感叶绿素和水温数据通过经验关系外推计算出南大洋的海水p CO2，其中遥感叶绿素数据来源于美国NASA卫星数据网站下载的SeaWIFS传感器L3级月平均数据，空间分辨率是9 km（图2）。而大气p CO2值则由从温室气体数据中心（World Data Centre for Greenhouse Gases）中分布在南极大陆附近监测站点获得的干燥大气CO2进行Kriging插值得到。我们一共选取了有大气CO2记录的8个站点（如图3所示），时间分别为2009年11月和12月，8个站点的经纬度分别为：Syowa站（39.58°E，69°S）、Mawson站（62.87°E，67.62°S）、Casey站（110.53°E，66.28°S）、Jubany站（58.67°W，62.23°S）、Palmer站（64°W，64.92°S）、Halley Bay站（26.5°W，75.57°S）、Tierra del Fuego站（68.48°W，54.87°S）、Macquarie Island站（158.97°E，54.48°S）。根据海气碳通量计算公式（1）建立遥感外推算法，当计算结果为正值时表征大气CO2的源，当计算结果为负值时表征大气CO2的汇。

图3 WDCGG南极附近大气CO2监测站分布图Fig.3.The distribution of the atmospheric CO2 sites around the Antarctica from WDCGG

考虑到研究海域受海冰消融的影响，我们在外推算法模型中加入遥感海冰数据（图1）。从美国国家冰雪数据中心NSIDC上获得AMSR日平均的海冰遥感数据，空间分辨率是12.5 km。先将日平均数据处理成月平均数据，并进一步插分成模型需要的计算网格。当网格点上的海冰密集度≤10%时，我们认为该网格点内全为开阔水域，而当网格点上的海冰密集度在10%和90%之间时，海气通量的计算按该网格点内开阔水域的比例计算。考虑到海冰自身的动力作用，冰面会存在冰间湖以及径流等，当卫星显示的该网格点海冰密集度为90%—100%时，我们仍认为该网格点内有10%的开阔水域［17］。

外推算法模型中每个网格点上海域碳吸收或释放的总量根据公式（2）进行计算，

其中Fluxi表示第i个网格点的碳通量，Surfacei表示第i个网格点的单元面积，由每个单元网格点上的吸收／释放量进行累加，最后得到总和。每个单元面积按球冠面积公式（3）进行计算［18］。

2 结果和讨论

图4显示了2009年11月从90°E—90°W海域（顺时针方向）和2009年12月90°W—90°E海域（顺时针方向）的碳源汇时空分布图。从图中看出南大洋海区碳源汇的分布受季节变化的影响很明显。南大洋11月份是从春天向夏天的交换时期，海冰开始消融，海区的生产力处于较低的水平，从卫星资料显示的叶绿素平均值为0.22 mg·cm－3，研究海域整体上为大气CO2的源，平均碳通量为9.482 mol·m－2·month－1，碳释放量为 0.001 779 5×1015gC。只有南太平洋扇区120°W—170°W，60°S以北部分海域为弱汇。

图4 第26次中国南极考察期间南大洋碳源汇时空分布图Fig.4.The spatial and temporal distribution of carbon source／sink in the Southern Ocean during the 26th CHINARE

2009年12月份南大洋开始进入夏季，随着日照时间的增长，海冰消融的更厉害，部分海冰消退到南极大陆，海区的生产力较之一个月前有所提高，从卫星资料显示的叶绿素平均值为0.46 mg·cm－3，部分海域叶绿素超过1 mg·cm－3甚至更高。相比于一个月前的碳源汇分布情况，海域已经变成了大气CO2的弱汇，平均碳通量为 －12.451 mol·m－2·month－1，碳吸收量为0.002 665 6×1015gC。在南印度洋扇区47°E—73°E，50°S以南海域呈现大气 CO2的弱源。由于岛屿上陆源营养物质不断向海洋输送以及海冰边缘区大量冰藻的释放，在岛屿附近和海冰后退的海域具有较高的生产力［19-20］，相应的形成了较强的CO2吸收区。其中，以南大西洋扇区9°W—41°W，50°S—56°S海域的汇作用面积最大，海气碳通量高达 －186.5 mol·m－2·month－1。其次是位于南印度洋法属岛屿附近海域（77°—88°E，50°—54°S）为CO2的汇区，海气碳通量高值达－157.90 mol·m－2·month－1。普里兹湾内海域由于较高的生产力呈现为大气 CO2的汇区，海气碳通量最高值为－325.38 mol·m－2·month－1。福克斯群岛附近也形成了大气 CO2的汇区，海气碳通量最高值为－77.57 mol·m－2·month－1。

我们将2009年11月和12月从现场数据推导得到的经验关系，各自扩展至该月份的整个海域，分别得到这2个月份50°S以南整个海域的海气碳通量分布情况（见图5）。计算得出，2009年11月，50°S以南整个海域为大气CO2的源，碳释放量为0.002 789 6×1015gC。在2009年12月，整个海域为大气CO2的汇，碳吸收量是－0.003 503 5×1015gC。

其中，根据三大洋在南半球的分界线：南太平洋与南大西洋在德雷克海峡处，大致以通过南美洲南端合恩角的67°W经线为界；而南大西洋与南印度洋自通过非洲大陆南端的厄加勒斯角的20°E线至南极大陆为界；南太平洋与南印度洋以沿澳大利亚东海岸和通过塔斯马尼亚岛东南角的146°E经线至南极大陆为界，计算得出三大洋各大扇区的碳源汇情况（表2）。

图5 2009年11月和12月南大洋海域海气碳通量时空分布图Fig.5.The spatial and temporal distribution of air-sea carbon flux in the Southern Ocean in November and December，2009

表2 南大洋各大扇区碳源汇分布情况Table 2.Air-sea carbon fluxes over the Pacific，Atlantic and Indian sectors in the Southern Ocean in November and December，2009

在11月份时，三大洋扇区均呈现为大气CO2源的特征，其中以南印度洋扇区碳源作用为最强，碳释放量为1.65×10－3GtC，南太平洋次之，碳释放量为1.14×10－3GtC，南大西洋的平均海气碳通量为弱源特征，而海域总的通量呈现为弱汇，碳吸收量为0.007×10－3GtC。在12月份，三大洋扇区均呈现为大气CO2汇的特征，其中海域面积最小的南大西洋是碳汇作用最强的海域，碳吸收量为2.41×10－3GtC，较次的是南太平洋，碳吸收量为 0.96×10－3GtC，最弱的是南印度洋，碳吸收量为 0.13×10－3GtC。

在南半球夏季（1—3月），南大西洋扇区和南印度洋扇区的海冰消退到陆架冰边缘，威德尔海和罗斯海海区有一些浮冰漂浮。而在南半球冬季（7—9月），60°S以南海域基本被冰封住［21］，其余月份为海冰消融或形成的时期，50°S以南为部分冰覆盖海域。考虑到海冰覆盖对海气交换的影响，以2009年11月和12月的海区碳吸收量之和为0.005 283 GtC，推算至年平均的碳总吸收量最大值为0.026 4 GtC。此总吸收量是以南大洋夏季（11月和12月）的碳吸收值和海域内海冰覆盖的比例推算全年的碳吸收总量，是粗略估算值，具有一定的不确定性。由于没有考虑南大洋冬季海区的碳源作用，因此该粗略估算值也代表南大洋海域2009年年平均碳吸收量的峰值。

对50°S以南海域的碳源汇的研究，之前的学者通过不同的计算方法有过不同的结论。如表3所示。Winguth等［22］用三维海洋环流模型耦合碳循环模型估算了该海域1983年的年际吸收量是0.2—0.4 GtC。Tans等［23］和 Takahashi等［2］通过外推法计算得到1990年该海域年际碳汇是0.3—0.6 GtC。Louanchi等［24］对 1990年的估算是 0.6—0.7 GtC。Louanchi等［25］对南大洋从 1986—1994年的计算结果表明该海域碳汇是 0.53 GtC。Takahashi等［3］对1995年进行的估算结果是0.47 GtC。考虑到海冰的影响，McNeil等［26］估算了 1995年 50°S以南的海域年碳汇为（0.4±0.25）GtC，并将这一计算结果与Takahashi等［3］的结果进行比较，结果一致。Takahashi等［4］中对2000年 50°S以南的海域进行计算的结果是，较之先前0.94 M的数据量计算出来的南大洋汇区0.38 GtC，而使用了3 M的数据量进行计算后南大洋汇区值大大降低，仅为0.05 GtC。

表3 南大洋海域碳吸收通量比较Table 3.Comparison of carbon uptake in the Southern Ocean by differentmethods

从我们的计算结果看，南大洋作为碳汇的作用明显减弱。本研究估算得到的2009年平均碳汇最大值为 0.026 4 GtC，与 Takahashi［4］的研究结果相比，从2000—2009年，该海域的碳吸收能力下降47%。吸收能力下降最明显的是在南印度洋扇区。Louanchi等［27］和 Jeandel等［28］的研究报告指出，在南印度洋JGOFS-KERFIX站获得的数据表明，该海域全年都是 CO2的汇区。Louanchi等［25］对南大洋各大洋扇区进行了估算，尽管某些扇区可能在年际中某些月份是源，而在年平均的基础上均是大气CO2的汇区。但是在本研究的2009年11月计算中，南印度洋已经转变成了大气CO2的源，即使在较高生产力的12月份，南印度洋作为汇的作用也很弱。对同月份进行比较，早期我们的研究结果在1999年12月碳汇为－0.003 55 GtC，2004年12月为 －0.003 61 GtC［15］，将 2009年 12月按照之前相同海域（60°W—80°E，50°—75°S）计算的碳汇为－0.002 15 GtC，下降了 40%。Le Quéré等［29］采用了南大洋岛屿和陆地上11个CO2监测点的历史数据，通过反演模型，计算得出从1981—2004年间，南大洋对碳的吸收作用一直在降低。他们将碳汇作用的下降归因于南大洋上空风速的增大，导致波浪破碎，将许多已经溶解在深海中的碳搅到表面，另一个原因是全球变暖造成的后果，因为温暖的海洋所携带的气体量更少。

3 结论

在现场实测数据的基础上，我们结合遥感数据建立了海气碳通量遥感外推算法模型，计算了2009年11月和12月50°S以南海域碳源汇时空分布情况，得出以下结论：

（1）南大洋对大气CO2汇的作用受季节影响明显，在刚刚进入夏季的11月份，所观测海域呈现大气CO2的源，而在12月份，该海域则转变成大气CO2的汇；

（2）在南半球夏季，南大西洋仍然是大气CO2的强吸收海区，但是南印度洋的碳汇作用出现明显下降趋势；

（3）南大洋夏季对大气CO2总吸收量的估算峰值相比早期研究结果，碳汇作用继续向减弱方向发展。

致谢 感谢中国科学院海洋研究所为本研究提供走航实测叶绿素数据。感谢国家海洋局极地考察办公室对本课题现场实施协调工作和雪龙号极地考察船工作人员在采样过程中的支持和帮助。

1 Takahashi T，Sweeney C，Hales B，et al.The changing carbon cycle in the Southern Ocean.Oceanography，2012，25（3）：26—37.

2 Takahashi T，Feely R A，Weiss R F，etal.Global air-sea flux of CO2：An estimate based onmeasurements of sea-air p CO2difference.Proceedings of the National Academy Sciences of the United States of America，1997，94（16）：8292—8299.

3 Takahashi T，Sutherland SC，Sweeney C，et al.Global sea-air CO2flux based on climatological surface ocean p CO2，and seasonal biological and temperature effects.Deep-Sea Research PartⅡ：Topical Studies in Oceanography，2002，49（9-10）：1601—1622.

4 Takahashi T，Sutherland SC，Wanninkhof R，et al.Climatologicalmean and decadal change in surface ocean p CO2，and net sea-air CO2flux over the global oceans.Deep Sea Research PartⅡ：Topical Studies in Oceanography，2009，56（8-10）：554—577.

5 Quay P，Sonnerup R，Westby T，et al.Changes in the13C／12C of dissolved inorganic carbon in the ocean as a tracer of anthropogenic CO2uptake.Global Biogeochemical Cycles，2003，17（1）：1004.

6 Bender M L，Ho D T，HendricksM B，etal.Atmospheric O2／N2changes，1993—2002：Implications for the partitioning of fossil fuel CO2sequestration.Global Biogeochemical Cycles，2005，19（4）：B4017.

7 Sabine C L，Feely R A，Gruber N，et al.The oceanic sink for anthropogenic CO2.Science，2004，305（5682）：367—371.

8 Gruber N，Gloor M，Mikaloff Fletcher SE，etal.Oceanic sources，sinks，and transportof atmospheric CO2.Global Biogeochemical Cycles，2009，23（1）：B1005.

9 Le QuéréC，Takahashi T，Buitenhuis E T，etal.Impactof climate change and variability on the globaloceanic sink of CO2.Global Biogeochemical Cycles，2010，24（4）：B4007.

10 Bates N R，Hansell D A，Carlson C A，et al.Distribution of CO2species，estimates of net community production，and air-sea CO2exchange in the Ross Sea polynya.Journal of Geophysical Research，1998，103（C2）：2883—2896.

11 Bates NR，Takahashi T，Chipman DW，etal.Variability of p CO2on diel to seasonal timescales in the Sargasso Sea near Bermuda.Journal of Geophysical Research，1998，103（C8）：15567—15585.

12 Barbini R，FantoniR，Palucci A，etal.Simultaneousmeasurementsof remote lidar chlorophyll and surface CO2distributions in the Ross Sea.International Journal of Remote Sensing，2003，24（19）：3807—3819.

13 Sweeney C.The annual cycle ofsurfacewater CO2and O2in the Ross Sea：amodel for gasexchange on the continental shelvesof Antarctic.Biogeochemistry of the Ross Sea，Antarctic Research Series，2002，78：295—312.

14 Hales B，Takahashi T.High-resolution biogeochemical investigation of the Ross Sea，Antarctica，during the AESOPS（U.S.JGOFS）Program.Global Biogeochemical Cycles，2004，18（3）：B3006.

15 Chen L Q，Xu SQ，Gao Z Y，et al.Estimation ofmonthly air-sea CO2flux in the southern Atlantic and Indian Ocean using in-situ and remotely sensed data.Remote Sensing of Environment，2011，115（8）：1935—1941.

16 Wanninkhof R.Relationship between wind speed and gas exchange over the ocean.Journal ofGeophysical Research，1992，97（C5）：7373—7382.

17 Worby A P，Geiger CA，PagetM J，etal.Thickness distribution of Antarctic sea ice.Journal of Geophysical Research，2008，113（C5）：C5S-C92S.

18 Jiang LQ，CaiW J，Wanninkhof R，et al.Air-sea CO2fluxes on the U.S.South Atlantic Bight：Spatial and seasonal variability.Journal of Geophysical Research，2008，113（C7）：C7019，doi：10.1029／2007JC004366.

19 Arrigo K R，Worthen D，Schnell A，et al.Primary production in Southern Ocean waters.Journal of Geophysical Research，1998，103（C8）：15587—15600.

20 Atkinson A，Whitehouse M J，Priddle J，et al.South Georgia，Antarctica：A productive，cold water，pelagic ecosystem.Marine Ecology Progress Series，2001，216：279—308.

21 Nihashi S，Cavalieri D J.Observational evidence of a hemispheric-wide ice-ocean albedo feedback effecton Antarctic sea-ice decay.Journal of Geophysical Research：Oceans（1978—2012），2006，111（C12）：C12001，doi：10.1029／2005JC003447.

22 Winguth A M E，Heinmann M，Kurz K D，etal.El Niño Southern Oscillation related fluctuations of themarine carbon cycle.Global Biogeochemical Cycles，1994，8（1）：39—63.

23 Tans P P，Fung IY，Takahashi T.Observational constraints on the global atmospheric CO2budget.Science，1990，247（4949）：1431—1438.

24 Louanchi F，Hoppema M，Bakker D C E，et al.Modelled and observed sea surface fCO2in the Southern Ocean：a comparative study.Tellus B，1999，51（2）：541—559.

25 Louanchi F，HoppemaM.Interannual variations of the Antarctic Ocean CO2uptake from 1986 to1994.Marine Chemistry，2000，72（2-4）：103—114.

26 McNeil B I，Metzl N，Key RM，etal.An empiricalestimate of the Southern Ocean air-sea CO2flux.Global Biogeochemical Cycles，2007，21（3）：B3011，doi：10.1029／2007GB002991.

27 Louanchi F，Ruiz-Pino D P，Poisson A.Temporal variationsofmixed-layer oceanic CO2at JGOFS-KERFIX time-series station：physical versusbiogeochemical processes.Journal of Marine Research，1999，57（1）：165—187.

28 Jeandel C，Ruiz-Pino D，Gjata E，et al.KERFIX，a time-series station in the Southern Ocean：a presentation.Journal of Marine Systems，1998，17（1-4）：555—569.

29 Le QuéréC，Rödenbeck C，Buitenhuis E T，et al.Saturation of the Southern Ocean CO2sink due to recent climate change.Science，2007，316（5832）：1735—1738.