海洋碳汇观测与评估的现状与思考

宋金明，曲宝晓，李学刚，袁华茂，段丽琴

（1. 中国科学院 海洋生态与环境科学重点实验室，山东 青岛 266071；2. 中国科学院大学，北京 100049；3. 中国科学院 海洋大科学研究中心，山东 青岛 266071；4. 崂山实验室 海洋生态与环境科学功能实验室，山东 青岛 266237）

气候变化是21世纪人类面临的最严峻挑战之一，关乎全人类的生存与发展。近代研究认为，气候变化的主要驱动在于全球变暖，而造成全球变暖的原因则是人类活动排放的温室气体所产生的温室效应，这其中绝大部分来自于化石燃料燃烧所产生的CO2。因此，如何应对日益增多的CO2，带领人类走出气候变化困局，成为当今世界亟待解决的重大问题。

海洋作为一个巨大的碳酸盐缓冲体系，占据了地球表面积的71%，同时也是地球上规模最大的活性碳库。自工业革命以来，海洋持续地从大气中吸收CO2，其中包括超过五分之一的人为排放CO2，显著调节了大气CO2含量，有效缓解了温室效应（Sabine et al, 2004; Gruber et al, 2009），成为应对气候变化的“调节器”。碳是构成生命体的主要元素，而海洋被誉为地球生命的摇篮，因此海洋碳循环一直深受人们的广泛关注。自20世纪初开始，国际科学界就对海洋CO2系统进行了深入的探究，迄今已持续了超过百年。海洋碳循环目前已经发展成为一门自然与人文相互融合、多领域技术深入交叉的综合性学科。

由于海洋在吸收大气CO2方面存在巨大潜力，海洋碳汇因此成为碳循环研究中最重要的方向之一。进入21世纪，人类社会在飞速发展的同时，气候变化所引发的粮食危机和能源短缺一直是悬在人类头顶的“达摩克利斯之剑”。气候变化既然因CO2而生，也应因CO2而解——在“人类命运共同体”的框架下实施“碳中和”战略正是应对气候变化的必由之路, 而海洋碳汇恰是实现“碳中和”的重要途径。本文将追寻海洋碳汇研究的发展脉络，系统梳理海洋碳汇的观测技术与评估方法，全面总结碳汇研究的发展动态，并对未来海洋碳汇所扮演的新角色进行科学展望。

1 海洋碳汇概念

想要发挥海洋碳汇的重要作用以应对气候变化，首先需要明确何谓海洋碳汇。简而言之，海洋碳汇是指海洋对CO2的吸收作用，或者具体化为能够吸收CO2的海域。实际上在面对不同的对象与问题时，研究者大都会对海洋碳汇的时空内涵进行更加具体的设定与解释。从空间上来说，海洋与大气具有最广阔的接触面积，而且人为活动所排放的CO2首先进入的就是大气。因此，海洋碳汇最显而易见的情况就是海洋通过海气界面这一平面对大气CO2所产生的吸收作用。而当需要涉及完整的区域或全球地球系统时，海洋碳汇就成为了一个立体的概念，不仅包括海气界面处的碳吸收，还应包括发生在河口、海岸带和滨海湿地等生态系统的CO2吸收、沉降、埋藏等过程——虽然这些过程的量级可能相对海气碳通量较小，但效率更高且更易施加人为干预。从时间角度来说，海洋对CO2的吸收可以是短期的，即CO2被吸收、固定后又很快重新分解、释放，进入新的物质循环过程中；也可以是长期的，即在相当长的时间内被吸收的CO2将不再回到地表圈层参与活跃的碳循环。从调节温室气体、减缓温室效应的效果来说，短期的碳汇仅为“表观”的碳汇，最终效果不大，长期的碳汇才是“实际”的碳汇，能够对气候变化产生积极作用（宋金明, 2003）。

2 海洋碳汇的一般过程

虽然海洋碳汇具有广泛而丰富的内涵，但纵观海洋碳循环研究的发展历程，海气界面处的海洋碳汇在研究的深度与广度上都占据了绝对地位。这主要是由于大气本身是温室气体驻留的最大储库，海洋发挥“气候变化调节器”功能的关键在于能否从大气中不断移除CO2，因此海气界面处的海洋碳汇具有最为显著的现实意义。本节将在海气交换的框架下简要介绍海洋碳汇的一般过程。

大气中的CO2气体进入海洋首先是一个物理扩散过程，经典的扩散模型将海气界面划分为气相膜与液相膜两层（Liss et al, 1974），海气界面间的气体传输过程主要就发生在这两相膜中。该模型设定CO2在大气与海水的主体中皆处于混合均匀状态，而只在海气界面10～100 μm厚度的气相膜与液相膜中存在浓度梯度；两相膜间的气体传输过程仅与分子扩散有关，任何其他因素对CO2浓度的影响均远小于分子扩散所产生的影响。根据Fick第一定律，海气界面间气体交换通量由膜两侧的浓度梯度及交换系数决定：

式中：F为界面间的气体通量；D为气体在液相中的分子扩散系数；∂c/∂z为两相膜间的气体浓度梯度。具体到海气界面间的CO2交换通量，可用下式表述：

式中：k为CO2气体在海气界面间的传输速率；αs为CO2气体在海水中的溶解度；p(CO2air)为大气中CO2的分压；p(CO2sea)为表层海水中CO2的分压。按照海洋化学的表达习惯，若式（2）中F为负值，表示CO2由大气进入海洋；若F为正值，则表示CO2由海洋进入大气（宋金明, 2003）。CO2进入海水环境后还可发生一系列化学反应，具体可总结为下式：

除海水CO2分压外，认识海洋碳汇的一般过程还需了解海洋碳循环过程中的其他3个关键参数：溶解无机碳、总碱度和pH。式（3）中CO2(aq)、H2CO3、和的总和称为总溶解无机碳或溶解无机碳（Dissolved Inorganic Carbon, DIC）（μmol/kg），可通过下式表示：

海水pH即为海水中氢离子（H+）活度的负对数（－lgαH+），通常情况下活度可近似为浓度：

根据热力学平衡关系，以上的p(CO2)、DIC、TAlk和pH可以在已知任意2个参数的条件下，求解出其他2个参数（Millero, 1995; Orr et al, 2018），这为海洋碳循环及碳汇研究提供了便利。

3 海洋碳汇的观测与估算

从1827年约瑟夫·傅里叶（Joseph Fourier）最早对温室效应的物理过程开展研究（Fourier, 1827），到1975年华莱士·布洛克（Wallace Broecker）在科学论文中首次提出“全球变暖”（Broecker, 1975），直至2021年真锅淑郎（Syukuro Manabe）因“可靠地预测CO2增加而导致的全球变暖”而获得诺贝尔奖（林岩銮, 2022），气候变化跨越了2个百年并最终得到了科学界的认同。在这个大的背景之下，海洋碳汇研究经历了长足的发展，从最初的“边缘”转而成为了全球碳循环研究的“核心”之一。在不同的研究阶段，气候学家和海洋学家等在各自领域对海洋碳汇进行了深入的探索，创建了丰富的观测技术与模拟手段，本节将总结其中一系列里程碑式的重要进展。

3.1 基于碳同位素的海气碳通量估算

自18世纪中叶工业革命开始，日益显著的人为活动不断消耗化石能源，向大气释放了巨量的CO2。英国学者Callendar（1938）通过分析大气中CO2含量的变化，指出从1880到1930年的半个世纪里已经有累计1500亿t CO2被释放进入大气，并且有3/4最终保留在了大气里。然而这一结果受到了广泛争议，因为当时CO2的测定数据还很不准确，而且当时北半球的平均气温是逐年下降的——并没有因为设想中的温室效应而升高。因此CO2进入大气后的去向问题引起了科学界的重视。

受益于14C测定技术的开创与发展，美国学者Craig（1954）首先测定了大气与海洋样品中的14C等信号，发现大气中14C每年增速约为5%，而全球海洋混合层的平均降速为0.08%。在假定大气与海洋混合层的碳交换是一阶稳态过程的情况下，根据当时的观测资料（设定大气中CO2含量为23500亿t，海气间的交换速率为0.14）估算出海气间的年均碳交换通量约为900亿t（本文碳通量按照研究惯例以C计，下文同），这应该是对海洋碳汇的最早估计。虽然这一结果远高于现在广泛接受的海气碳通量（Takahashi et al, 2009），但在当时却极大缓解了科学界对大气CO2升高的担忧——因为据估算到20世纪50年代末人为活动累计向大气排放碳约1000亿t（Revelle et al, 1957），海洋完全有潜力将大部分CO2吸收。鉴于20世纪50年代之前，气候变化与全球变暖等学术观点尚在酝酿之中，科学界对海洋碳汇的意义自然也不清楚，因此Craig开创的利用放射性14C估算海气碳交换通量的方法在当时没有获得进一步深化。

随着人类活动在气候变化进程中留下的印记越来越强，科学家发现化石能源燃烧后产生的CO2会使得大气CO2中的14C偏低，即“苏斯效应”（Suess Effect）（Suess, 1955）。这是由于地球上的自然14C仅来自于宇宙射线：由一个中子替换了14N中的一个质子而产生一个14C。植物通过光合作用摄入大气中的14C，而经过几千万年乃至几亿年成为化石能源之后，这些14C大部分已衰变殆尽（14C半衰期为5730 a）。Keeling（1979）将苏斯效应进行了拓展：由于植物会优先利用较轻的12C，因而化石能源燃烧后产生的CO2还会使得大气CO2中的13C偏低。以“苏斯效应”为理论基础，利用13C估算海洋碳汇的方法逐步建立了起来。Quay等（1992）首先利用大气CO2总量、δ13C和海水溶解无机碳的δ13C，尝试估算出1970年至1990年间全球海洋碳汇的年均值为21亿t，约占人为碳排放的41%，远高于陆地碳汇。在此基础上Tans等（1993）重新梳理并完善了技术框架，总结出利用13C估算海洋碳汇的2种思路：即海气13C/12C不平衡法和海洋δ13C清单法，两者分别从大气和海洋的角度解决海气碳交换问题。利用13C估算海洋碳汇的优势在于δ13C检测上的高“信噪比”和海洋对13C吸收的稳定性，然而这一方法需要全球范围的大规模观测，同时要配备同位素质谱等大型精密仪器，人力物力耗费较大，因而仅在20世纪70年代开展的 GEOSECS（Geochemical Ocean Sections Study）计划期间得到了一定范围的关注（Craig, 1972）。不仅如此，由于在对陆源/海源有机碳库的表征上存在较大难度，因而使得利用13C估算海洋碳汇具有较大的不确定性。

3.2 大气氧收支反演海洋碳汇

由于人为碳排放（主要为化石能源燃烧、土地性质改变和水泥生产等过程）需要伴随O2的大量消耗，而陆地生态系统（主要有森林和草场等类型）在光合固碳的同时却能够产生O2，因此在精确统计人为碳排放的前提下，可通过追踪大气O2含量的组成变化，反演陆地和海洋碳汇（Keeling et al,1992, 1996）。具体理论和方法为：首先，利用标准化后的O2/N2作为大气O2含量变化的参数；同时假定仅有化石能源燃烧ffuel和陆地光合作用fland两个过程对大气O2含量的变化产生影响，忽略海洋对大气O2含量的影响；大气中CO2含量的变化主要受化石能源燃烧、水泥生产fcement、陆地光合作用和海洋碳汇focean四个过程的控制：

最终陆地和海洋碳汇的估算分别通过下式获得：

利用氧收支的方法反演海洋碳汇需要对大气O2和CO2含量进行长时间的观测，同时需要全面统计并核算不同人为活动产生的碳排放。经过原始数据的积累与总结，该方法在20世纪90年代产出了一系列成果。Keeling等（1996）首先提出海洋碳汇约占化石能源碳排放的30%，与陆地碳汇相当，而Battle等（2000）的研究则进一步明确了海洋碳汇的量级在年均20亿t左右，而且要稍高于陆地碳汇。

以上这些早期的基于大气氧收支的海洋碳汇反演研究由于受条件所限，往往不得不忽略海洋对大气O2含量的影响。但随着后续研究的不断深入，发现这一过程已经成为了影响海洋碳汇估算的主要不确定因素之一。在这种背景下，深入探索海气间氧交换通量的时空变率成为准确反演海洋碳汇的重要保障（图1）。

图1 全球大气 O2 与 CO2含量在1990年至2015年期间异常的关系Fig. 1 Diagram of the global annual atmospheric O2 versus CO2 anomaly during the years from 1990 to 2015

Li等（2022）利用国际耦合模式比较计划第六阶段（Coupled Model Intercomparison Project Phase 6，CMIP6）的模式数据，发现从19世纪80年代中期开始，全球海气氧通量呈现出非常明显的上升趋势（约1.49 Tmol/a2）。这种增暖导致的上升趋势与海洋气候模态主导的年代际振荡共同作用，最终形成了海气氧通量的时间变化序列。于是对基于氧收支的海洋和陆地的碳汇估算进行了订正：1900年至2000年间，海洋和陆地的年均碳汇通量分别为21亿t和11亿t，与全球碳计划（Global Carbon Project，GCP）的结果基本相符。海洋和陆地对于碳的吸收在2000年后有着加强的迹象，这反映了碳循环对人类活动不断增强的响应。

3.3 基于表层海水p(CO2)估算海气碳交换格局

早在19世纪末开展的海洋调查实践中，科学家就对海水中的溶解气体进行了初步研究，其中包括CO2（Jacobsen，1872）。这些早期的探索使人们逐渐认识到CO2并非像O2或N2那样单纯地溶解在水中，而是会发生一系列化学反应（式（3）），继而提出了海洋无机碳体系的主要变量（DIC、Talk、pH和p(CO2)）并确立了其相互间的热力学关系。根据海气界面交换过程的双膜模型，海气CO2交换的热力学动力来自于海气间的CO2分压差（式（2）），而大气p(CO2air)相较海洋来说容易获得，因此海洋p(CO2sea)的测定就成为获取海气碳通量的关键。

丹麦生理学家奥古斯特·克罗（August Krogh）在研究pH和CO2分压对血红蛋白氧结合能力的影响时，发明了一种能够通过“预平衡—碱吸附—酸滴定”而实现CO2分压测定的装置（图2a），并将其首次应用于海水CO2分压的实际测定（Krogh, 1904）。这一方法在1925年至1927年德国开展的MeteorExpedition中得到确立，继而逐渐被推广开来。但由于当时需要利用Bucket采水器将海水转移至测定装置中（图2b），因此所获数据误差较大。经过前期的探索与尝试，海水p(CO2)测定终于在1957年至1958年开展的国际地球物理年（International Geophysical Year，IGY）期间取得了关键突破。Takahashi（1961）设计出一种水—气平衡装置（图3），后来又将其与红外检测器联用（Keeling, 1965），同时对水蒸气信号进行了校正，实现了海水p(CO2)连续走航式测定。Takahashi（1961）发现大西洋（60°S～60°N）表层海水的平均p(CO2)为289 μatm（1 μatm = 0.101325 Pa），低于大气的312 μatm，从而从p(CO2)的角度证明了大西洋是大气CO2的碳汇。Keeling（1968）及时总结了IGY以来所积累的大量观测资料，率先勾勒出全球海气碳交换“低纬度为碳源，中纬度为碳汇”的整体格局。随着自20世纪70年代开始海气界面气体传输系数研究不断取得收获（Wanninkhof et al, 2009），p(CO2)观测可以在“双膜扩散”理论框架下定量给出海气碳交换的具体通量，极大提高了海洋碳汇结果的时空分辨率。为了使不同研究获得的海洋p(CO2)观测数据更加具有可靠性和可比性，标准的走航式p(CO2)分析方法被逐步建立完善起来（Körtzinger et al, 1996; Feely et al, 1998; Dickson et al, 2007;Pierrot et al, 2009），通过对平衡器样式、标准气体配比和检测器性能的规定，力图使得海水p(CO2)监测结果的准确性控制在±2 μatm左右，从而确保全球海洋年均碳汇的误差在2亿t以内。在全球海洋通量联合研究（Joint Global Ocean Flux Study，JGOFS）、全球海洋观测系统（Global Ocean Observing System, GOOS）、世界海洋环流试验（World Ocean Circulation Experiment, WOCE）和上层海洋低层大气研究（Surface Ocean-Lower Atmosphere Study, SOLAS）等国际研究计划的推动下，海洋p(CO2)的现场观测已在全球范围内如火如荼地展开。

图2 丹麦生理学家奥古斯特·克罗（August Krogh）发明的最早的CO2分压测定装置和20世纪早期海洋现场调查普遍采用的Bucket采水器Fig. 2 The first device for measurement of partial pressure of CO2 invented by Danish physiologists August Krogh and the Bucket sampler used in the early 20th century

图3 早期为实现海水p(CO2)连续测定所设计的水气平衡装置Fig. 3 The equilibrator for the measurement of the partial pressure of CO2 in seawater

海水p(CO2)还可通过DIC、TAlk和pH等实测参数计算获得（Park, 1969）。芬兰科学家Kurt Buch最早尝试通过测定pH和DIC计算海水CO2分压（Deacon, 1940），但由于其DIC的获取依靠的是与盐度（当时为氯度Cl%）的简单关系而并非实际测得，使得结果误差较大。随着科学家对海水无机碳体系研究的不断深入，海水中碳酸解离常数（K1和K2）的理论研究和DIC、TAlk、pH的精密测定不断取得进展（Millero, 1979; Kortazar et al, 2020; Woosley, 2021），通过参数计算获得p(CO2)成为了海洋碳汇研究的重要手段，而且尤其适用于近岸河口与陆架边缘海等水深浅、浊度大、生物量高的区域性海域。Qu 等（2014, 2015, 2017）利用此种方法对中国陆架边缘海进行了研究，发现温度对黄东海碳源汇的控制作用具有明显的季节特异性，而初级生产、河流输入与水团混合等具有更为广泛的主控作用，提出了陆架边缘海碳源汇相较大洋应具有独特的受控因素的观点（图4）。Takahashi等（2009）基于1970年至2007年间积累的300万条海洋p(CO2)数据，以2000年为基准年，核定了全球海洋碳汇的长期平均值在20亿t左右（图5），这是海洋碳汇研究的一个重要里程碑。

图4 温度(T)和生物因素(n-T)对中国黄海碳源汇控制作用的量化对比Fig. 4 Relative contribution of temperature (T) and biology factors (n-T) on p(CO2) variation in the Yellow Sea

图5 海洋碳汇多年平均的全球分布Fig. 5 Climatological mean annual air-sea CO2 flux

虽然经过几十年的观测，表层p(CO2)已经积累了丰富的数据，但是相对于广袤的海洋面积来说仍然很不够（图6）。在此背景下，通过人工智能与大数据技术来研究海洋碳汇成为新的突破方向。Lefèvre等（2005）较早提出了利用自组织映射神经网络（Shelf Organizing Map, SOM）构建北大西洋海表p(CO2)数据的方法，发现其比多元线性回归法的结果准确度更高（残差标准差为3～11 μatm）。后来Watson等（2009）、Telszewski等（2009）、Friedrich和 Oschlies（2009）、Landschützer等（2013）也利用SOM对北大西洋p(CO2)进行了模拟。而Nakaoka等（2013）和Xu等（2019）则分别将SOM方法应用到了北太平洋和南极普利兹湾，且均取得了较理想的结果，从而奠定了神经网络技术在获取p(CO2)估算海洋碳汇研究中的重要地位。在此之后，随机森林（Random Forest Algorithm，RFRE）和支持向量机（Support Vector Machine，SVM）等算法也被应用于海域碳汇研究中（Gregor et al, 2017; Zeng et al,2017; Chen et al, 2019）。

图6 1957年至2022年全球表层p(CO2)观测站点Fig. 6 The global observation stations of p(CO2) during the years from 1957 to 2022

3.4 数值模式模拟解析海气碳交换控制过程

由于海洋调查的时空局限性，现场观测往往很难覆盖面积较大的研究区域，且较难积累长期观测资料。数值模式以数学公式描述物质能量循环，密切联系不同储库和组成单元，定量表达过程动力学，可补充现场观测的不足，更重要的是可以定量解析海气碳交换的控制过程，并预测未来海洋碳汇的变化及其在全球气候变化中的作用。在过去的几十年中，海洋碳循环模式经历了由最初的箱式模型到现在基于海洋动力学的三维模式的发展，完成了从仅包含简单的参数化的无机过程到真正包含生物活动等有机过程的跨越，实现了从单独的海洋碳循环模式到耦合模式的提升。限于篇幅，对海洋碳循环模式的发展过程将不再赘述，本节重点通过典型实例阐述数值模式在海气碳交换研究中的重要作用。

长期以来，科学界对海气碳交换的控制过程和未来变化等只能进行定性讨论或依靠经验公式进行半定量研究，而数值模式的不断发展，特别是“大气—陆地—海洋”耦合模式的应用，使得定量研究成为了可能。例如，Doney等（2009）利用Community Climate System Model的Biogeochemical Elemental Cycle模块（CCSM-3-BEC）研究分析了从1979年至2004年全球海表CO2分压、溶解无机碳和海气碳交换通量，从定量的角度证明了南大洋、热带印度—太平洋和北半球温带、亚极地海域是全球碳交换年际变化最为剧烈的区域，而海洋环流是其中最重要的控制因素，其主要机制是通过上升流提高DIC从而对p(CO2)进行调制，生物活动（主要过程为初级生产）和温度效应（主要影响“溶解度泵”）作为次要因素能够在热带海域部分抵消海洋环流的这一影响，气体传输和淡水输入的作用更是仅局限在陆架海区（图7）。既然海洋环流对海气碳交换的影响如此显著，那么未来气候变化条件下海洋环流将对全球尺度的海洋碳汇产生什么影响？Devries等（2017）利用一个耦合了海洋碳循环模式的稳态Ocean Circulation Inverse Model模式进行了研究，结果发现在20世纪90年代，上层海洋翻转环流的增强造成了自然碳的释放量增加，从而削弱了全球海洋碳汇的总量。但是随着翻转环流减弱，这一趋势在21世纪初出现了逆转——自然碳的释放量减少而增强了全球海洋碳汇。未来翻转环流的持续减弱很可能使得海洋碳汇增强，但最终可能限制海洋对人为CO2的吸收（图8）。

图7 1979年至2004年利用CCSM-BE模式对海气Δp(CO2)年际变化主要控制因素定量分析结果Fig. 7 Partitioning of the mechanisms driving interannual variability in the air-sea p(CO2)difference Δp(CO2) in the CCSM BEC ocean model during the years from 1979 to 2004

图8 上层海洋翻转环流变化对全球海洋碳汇的影响（PgC· a−1）Fig. 8 How changes in upper-ocean overturning circulation have affected the oceanic CO2 sink (PgC· a−1)

陆架边缘海对大气CO2的碳汇作用是海洋碳循环研究中十分重要的一项研究。我国拥有广阔的陆架边缘海，是研究近海碳循环的理想海域，而且我国陆架边缘海作为西北太平洋的一部分，其海气CO2通量受外部洋流和大气环流的影响较大，因而在整个西北太平洋的范围内考察我国陆架边缘海CO2通量的变化更为合理。金晨曦等（2017）利用包含了生物地球化学循环模块的地球系统模式CESM1-BGC探究了中国近海海气碳通量，发现在El Niño成熟位相的冬季，西北太平洋异常反气旋建立，其西北侧的异常西南风使得中国东南沿海及附近海域的风速减弱, 从而降低交换系数，导致中国东南沿海及附近海域所吸收的CO2减少。随后的次年春季，西太平洋异常反气旋继续维持，但位置东移，西南风的异常减小了风蒸发进而增加了中国近海海水温度，从而引起海水CO2分压增大，使得中国近海海域吸收的CO2减少，这一影响超过了交换系数减少所带来的影响。

4 讨论与展望

自2022年初俄乌冲突爆发以来，世界各国对能源与粮食的担忧又蒙上了一层阴影，在此背景下，继续坚定实施“碳中和”战略以应对气候变化，顺利实现能源结构转型并助力未来发展则更显大国智慧与担当。海洋碳汇是践行“碳中和”战略的重要途径，而海洋碳汇所涉及的观测方法与模拟技术则是最终进行“增汇”和“减排”的前提。本节将在前文系统梳理海洋碳汇研究方法的基础上，对关键技术与重要方法进行分析讨论，并展望未来海洋碳汇研究的发展方向。

4.1 多学科多领域的协作是海洋碳汇科学与技术发展的基础

从人类对海气界面CO2交换传输过程近百年来的探索历程中不难看出，海洋碳汇研究从来不局限于某个单独科学或领域，而是多学科多领域相互交流相互协作的结果。放射性科学的发展与同位素质谱技术的应用使得测量海水样品中的13C和14C成为了可能，据此人们建立了最早的箱式模型（Craig, 1954），从而对海洋和大气间的CO2交换过程有了最初的整体认识。虽然这一结果并不精准，但却初步地从地球系统的视角构建了海洋、大气和陆地碳交换的宏观框架，使得海洋碳汇研究从开创之初就站在了未来气候变化研究的重要位置上（Broecker, 1975）。利用碳同位素估算海气碳交换的研究同时也促进了其他海洋学科的发展，例如，箱式模型后来被物理海洋学家研究大洋物质能量输运时所广泛采用（Broecker et al, 1993）。不仅如此，以13C和14C的测定为基础，海气界面间气体传输速率研究确立了以碳同位素作为示踪剂的研究思路，为后来海气碳交换通量的估算奠定了技术基础（Sweeney et al, 2007）。

利用大气氧收支反演海洋碳汇的方法需要合理估算陆地植被的初级生产和呼吸分解，同时准确掌握人为活动的碳排放清单，因此将海洋碳汇深刻地与陆地碳汇和人为活动联系在了一起，使其更加具体化、更具可比性，由此得出的“海洋碳汇可显著抵消人为碳排放”的认知不仅赋予了海洋碳汇研究重要的现实意义，极大鼓舞了对海洋碳汇研究的科学热情，而且将“陆海统筹”的理念注入到海洋碳汇研究之中，开创了全球碳循环联合研究的新思路。

p(CO2)的连续观测是海洋碳汇研究发展过程中极为重要的里程碑，至今已成为应用最广、范围最大、积累最久的海洋碳汇研究手段。其成功的关键在于对海洋碳循环体系进行了最直接的表征，抓住了海气碳传输过程的核心要素——海气CO2分压差，同时通过制定方法规范、推广标准物质与检测方法，极大降低了p(CO2)连续观测的系统不确定性。标准化使得经过改装的商船同样能够配备专业的p(CO2)连续观测仪，从而极大地提高了数据获取的量级，降低了相关成本。2007年4月，联合国教科文组织举办的“表层海洋CO2的变化和其脆弱性”（Surface Ocean CO2Variability and Vulnerability, SOCOVV）研讨会创建了全球表层p(CO2)数据集（Surface Ocean CO2Atlas，SOCAT），该数据集将以一种通用的标准化的格式汇集所有公开的表层海洋p(CO2)数据（Bakker et al, 2016），截至2022年，SOCAT已有超过3300万条经过严格质量控制的p(CO2)观测资料，不仅可用以直接估算海气碳交换通量，而且还被广泛应用于各种数值模式的验证与调教，有效助力了海洋碳循环研究的全面发展。

虽然利用数值模式解析海气碳循环过程的发展时间较短，但却取得了丰硕的研究成果，其原因固然在于数值模式可定量解析海气碳交换的各个控制过程，但更重要的则在于数值模式极大拓展了海气碳交换研究的时空范畴，丰富了多学科多领域的交流与合作。例如，“南大洋”（Southern Ocean）的碳汇问题一直受到全球科学界的广泛关注，因为它不仅是世界各大洋的交汇区，也是上层海洋与深层海洋产生激烈交换的海区，对全球大洋翻转环流和气候变化起着关键调控作用。但是由于受严峻气候条件所限，南大洋的海洋现场调查数据相当缺乏，使得深入探究南大洋的海气碳交换变得迫切又棘手。Le Quéré等（2007）首先利用数值模式反演了大气CO2收支，得出了南大洋在1981年至2004年期间的碳汇通量以每年8000万t的速率降低的结论，这一结论马上得到了科学界的广泛讨论与激烈争论（Zickfeld et al, 2008）。Lovenduski等（2007, 2008, 2009）利用海气耦合模式，详细阐述了南大洋碳交换的受控过程和变化趋势，发现了南大洋碳汇的年际变化约2亿t，其中有48%受控于“南大洋环状模”（Southern Annular Mode, SAM）的波动变化。而自20世纪80年代至20世纪末，受控于SAM正相位的增强，西风带南移，上升流加剧，使得南大洋海洋碳汇可能会明显降低。至此将南大洋海洋碳汇研究推向了又一个新阶段。可见一个研究热点的产生，往往伴随着激烈学术观点的碰撞，而捕捉并制造这些观点正是数值模式研究所擅长的。海洋碳汇研究能够持续“推陈出新”需要数值模式研究的深入推动。

4.2 聚焦气候变化与人为活动影响是未来海洋碳汇研究的重要方向

海洋碳循环研究从20世纪初至今已超过了百年，而在这一个多世纪的发展历程里，人类社会和自然环境都发生了翻天覆地的变化。气候变化最终成为一种共识，成为人类不得不面对解决的终极任务。在此种历史背景之下，笔者认为未来海洋碳汇研究的重要着力点在于在气候变化与人为活动的框架下寻求新的研究热点与突破。

基于此种认识，首先需要积累丰富长时间观测资料，研发高时空分辨率的海气碳交换数据产品。海表层p(CO2) 时间序列研究方法可基于船舶调查，目前更多的是基于浮标的CO2自动测定（薛亮等，2013），未来可基于飞机和卫星等空天监测手段。纵观全球海洋，布放于各个海域开展海表p(CO2)长期高频时间序列观测的浮标约有50多个，其中近岸海域和开阔海域浮标约各占一半。美国是世界上开展海表p(CO2)浮标观测最早的国家之一，占世界p(CO2)监测浮标总数的近60%。除美国外，欧洲国家主要包括法国、西班牙和意大利等，亚洲的日本、大洋洲的澳大利亚以及北美洲的加拿大也较早地参与海表p(CO2)分压监测浮标的建设，但建设规模都不大（董旭, 2013）。2021年8月，中国碳卫星获取了首个全球碳通量数据集，标志着我国海洋碳汇研究有了新的可能：利用船舶和近海浮标作为碳卫星的海面观测站，将碳卫星的观测结果拓展到海洋（Yang et al, 2017; 刘毅等, 2022）。与此同时，通过大数据技术利用有限的观测数据，构建均匀的大洋p(CO2)格点数据也是一个新的突破方向。这方面国外已有较多研究，而我国相关研究也已经展开，Zhong等（2022）结合前反馈神经网络和逐步回归算法，使用了基于统计学的参数选择算法，研制了国内首套p(CO2)格点数据，取得了较好结果。

然后需要切实提升数值模式对海洋碳汇的分析模拟能力，从而有效预测未来不同气候变化情境下海洋碳收支的演变。Doney等（2004）对参与国际碳循环模式比较计划（Ocean Carbon-cycle Model Intercomparison Project, OCMIP-2）的12个全球碳循环模式进行了对比与评价，发现对海洋物理过程模拟的优劣直接决定了碳循环模式的性能。Qu等（2022）研究发现最新的CMIP6地球系统模式能够较好地模拟出全球海—气CO2交换通量的气候态，即全球海洋年均能够吸收的大气CO2总量为18.0～22.4亿t，同时还发现在最近的30年里，全球海洋的碳汇总量呈现出逐步增加的趋势，每十年的增率在0.2×10−10kg/(m2·s)。但CMIP6地球系统模式对于不同海盆多种时间尺度下海—气CO2交换通量变异过程的模拟与观测相比存在较大的差异。尚无模式能够模拟出南大洋和热带中东太平洋中纬度海区海洋释放通量的增加趋势。对于热带太平洋来说，观测结果证实厄尔尼诺—南方涛动（ENSO）过程是控制该海区海—气CO2交换过程的主要物理动力过程，但是CMIP6地球系统模式没能合理地再现这一关键控制过程。Li等（2019）利用马克斯普朗克研究所地球系统模型（Max Planck Institute−ESM, MPI-ESM-HR）所做的研究表明，海洋碳汇的变率在全球范围内可以提前2年被预测，而在典型海域的预测能力可以提高到5年。其中温度的变异控制了短期（＜3年）的可预测性，而非温度要素则决定了长期（＞3年）的可预测性，这一情况在高纬度地区尤其明显。

5 结语

在“人类命运共同体”的框架下实施“碳中和”战略是应对气候变化的必由之路, 而由于海洋在吸收大气CO2方面存在巨大潜力，海洋碳汇则成为实现“碳中和”的重要途径。本文按照海洋碳循环研究的发展历程，系统梳理了海洋碳汇的观测与模拟手段，全面总结了碳汇研究的技术动态，并对未来气候变化和“碳中和”大背景下海洋碳汇研究的创新方向进行了科学展望。受益于13C和14C测定技术和箱式模型的创建，碳同位素示踪法率先实现了海气CO2交换通量的估算，虽然其结果误差较大，但为后来海气传输模型的发展奠定了基础。随着大气化学的不断发展，通过追踪大气O2含量的组成变化反演海洋碳汇量级成为了一种重要手段，尤其可与陆地碳汇进行对比研究，从地球系统角度阐述了海洋碳汇的重要地位。p(CO2)现场观测是目前应用最广，范围最大，积累最久的海洋碳汇研究手段，有效揭示了全球海洋碳汇的时空格局。其成功的关键在于对海洋碳循环体系进行了最直接的表征，抓住了海气碳传输过程的核心要素，同时通过标准化推广，极大降低了p(CO2)连续观测系统的不确定性。在此基础上，通过数值模式解析海气碳循环过程已经成为越来越重要的研究方法：一方面在于数值模式可定量解析海气碳交换的复杂控制过程，另一方面，更重要的则在于数值模式极大拓展了海气碳交换研究的时空范畴，丰富了多学科多领域的交流与合作，而这也正是未来海洋碳汇研究创新发展的基础。在气候变化的框架下深入探索人为活动对海洋碳汇的影响过程则是未来海洋碳汇研究的热点方向。