快速变化中北冰洋CO2汇研究进展

赵德荣 高众勇 孙恒

研究进展

快速变化中北冰洋CO2汇研究进展

赵德荣 高众勇 孙恒

(自然资源部海洋大气化学与全球变化重点实验室, 自然资源部第三海洋研究所, 福建 厦门 361005)

作为高纬度吸收CO2重要海区之一, 北极气候和生态环境正发生快速变化, 这些变化使得北冰洋CO2的源汇格局及相关过程发生相应改变, 并带来巨大的不确定性。表层海水CO2分压(CO2)是评估CO2源汇的重要参考指标, 其调控因子较为复杂, 特别是对于环境具有区域性显著差异的北冰洋。综合目前国内外对北冰洋碳汇的研究进展, 阐述了北冰洋CO2和CO2源汇的空间分布特征、重要影响因素及其在北极快速变化过程中的关键作用, 同时提出预测未来变化的不确定性。由于北极快速变化, 北冰洋的海洋生物地球化学碳循环过程及机制变得更为复杂, 进而影响碳汇能力及CO2源汇分布格局。根据目前的研究结果, 最近20年间, 随着海冰的快速退缩, 北冰洋已经逐渐增强为重要的CO2汇, 最新的评估数值可高达180 TgC·a–1(1 Tg=1012g), 其中楚科奇海陆架CO2汇几乎占到整体的1/3。未来的快速变化中, 预测北冰洋碳汇将继续增强, 但受限于营养盐的补给、升温以及海水酸化效应, 其增长潜力低于预期。

海表CO2分压(CO2) 北冰洋CO2汇 调控因子 碳循环机制 北冰洋 北极快速变化

0 引言

众所周知, 随着大气CO2浓度不断增加, 已衍生出一系列的环境问题, 诸如全球气候变暖、海平面上升、资源缺乏等等, 这些问题的根本原因是人类活动的加剧。截至2020年5月, 观测到的大气CO2浓度为413.61 ppm(https://www.esrl. noaa.gov/gmd/ccgg/trends/global.html), 相比于1840年前的大气CO2浓度280 ppm[1], 增加了近49%, 远远超出过去65万年大气CO2浓度变化的正常范围(180~300 ppm)[2]。当大气CO2浓度增多时, 海洋吸收CO2的能力也随之改变, 打破了海气界面CO2的交换平衡, 海表CO2分压(CO2)同时发生变化, 进而引发全球碳循环机制的变化及碳收支问题。目前, 对海洋碳循环研究已成为各国政府、研究者们的热点议题[3]。

海洋是全球重要的碳库之一, 据估计海洋每年CO2净吸收总量达到1.5±0.5 Pg·C (1 Pg＝1×1015g), 平均吸收人类排放CO2的30%[3-5]。从千年尺度上看, 人类活动释放的CO2中约90%最终都会被海洋吸收[6], 由此看来, 海洋在全球碳循环过程中起着举足轻重的作用。海洋通过物理、化学和生物过程与大气进行CO2交换[7], 一般来说, 这种交换过程发生在开阔水域的海表, 但随着全球温度升高, 极区海冰损失加快, 海冰不再是阻碍与大气CO2交换的“屏障”[8], 特殊的低温环境使高纬度极区海水CO2溶解度高于其他低纬度海区, 多数海域CO2处于不饱和状态, 所以极区成为CO2重要的汇区。1989年Walsh[9]提出在温度升高、海冰损失5%下, 初级生产力的提高和海水层化作用的增强分别是南北极海区吸收CO2的主要原因, 并定量得出当时北冰洋的CO2汇值约为0.1 TgC·a–1。北冰洋陆架海域面积是南大洋的10倍之多, 所以北冰洋CO2汇更容易受到环境气候变暖的影响。自此以后, 高纬度海区北冰洋的CO2源汇变化受到海洋研究者们极大关注。

北冰洋地处北半球高纬度海域, 是对全球气候变暖响应和反馈最敏感的海区之一[10]。包括4个深层海盆(加拿大、马卡罗夫、南森和阿蒙森海盆), 最大深度为3 000~4 000 m, 浅水(通常< 200 m)陆架区有楚科奇海、波弗特海、巴伦支海、喀拉海、拉普捷夫海和东西伯利亚海[11]。虽然北冰洋仅占全球海表面积的4%, 吸收CO2的量却高达全球海洋的14%[8], 是大气CO2重要的汇区, 有很强的吸收潜力。在过去200年, 北冰洋气候温度上升幅度几乎高于全球平均水平的2.5倍, 这种“北冰洋放大”现象早在古气候中就有记载[12], 20世纪以来尤为严重。随着气温升高, 夏季海冰面积快速损失退缩, 大量的开阔水域暴露出来, 开始时CO2吸收能力增强, 浓度迅速升高, 表层海水CO2增加, 但这可能会抑制CO2的进一步吸收。研究表明, 随着21世纪初大力倡导节能减排以来, 大气中CO2的增长速度已经有所减缓, 相应地, 海洋CO2汇的反馈效应也在放缓[13]。未来CO2源汇的趋势很难预测, 抑或从碳汇变成碳源, 这取决于表层水CO2增加速率与大气CO2增加速率等多种因素。北冰洋CO2汇最终响应如何？面对当前快速变化的气候环境, 北冰洋碳循环受到显著影响, 并充满太多的不确定性, 值得我们去探究。目前多数研究者认为北冰洋CO2汇在增加[14-16], 但对具体的区域研究发现, 如加拿大海盆南部、东西伯利亚海西部等CO2吸收速率在海冰融化退缩后减小[17-19], CO2汇未来发展趋势尚存争议。本文通过对相关文献的搜集整理, 重点探讨了北冰洋目前CO2源汇分布格局及影响因素, 并对未来深入开展北冰洋CO2源汇研究提出了不确定性。

1 北冰洋环境发生的快速变化

气候快速变化条件下, 北冰洋海域环境特征也发生了巨大而快速的变化, 包括海水表层温度升高[20]、海冰大面积消融退缩[21]、海洋酸化加剧[22]、洋流输运路径异常[23]、生物的向北迁徙与种类变化[24]、初级生产力提高[25]等。

1.1 海冰快速变化

海冰是地球上最大的生物聚集地之一, 北冰洋海冰对气候温度变化有重要的指示和反馈作用, 它通过热量调节、水蒸气和动力交换平衡以及物理(分层、混合)和生物过程与温度相互影响[26]。在21世纪之前, 北冰洋冬季几乎完全被海冰覆盖, 大多数海冰损失集中在夏季, 但仍有85%的冰盖[27]。然而近年来受温度升高的影响, 夏季融冰期变长, 冬季结冰时间推迟, 甚至冬季也会发生海冰损失, Onarheim等[28]发现巴伦支海冬季海冰损失达到30%, 甚至常年被海冰覆盖的喀拉海9月也出现了融冰。研究表明, 1980—2019年北冰洋9月海冰面积每十年下降约12.8%(https://nsidc.org/ arcticseaicenews/sea-ice-tools/), 2007年夏季北冰洋海表温度异常升高5℃, 该年海冰退却的面积平均约4.28×106km2, 据评估比1950s—1970s间覆盖率的50%还低[29]。2012年更是创造历史最低记录, 卫星云图显示9月海冰覆盖低于4 × 106km2(图1), 面积约是1980s平均水平的50%[30]。如果按照这个速率减少, 预计在本世纪30年代北冰洋海域夏季将会出现无冰状态。最新基于CMIP6模式研究预测在2050年9月之前北冰洋就会出现无冰[31], 较原来基于CMIP5模式预测无冰的时间2011—2098年大大提前了近50年[32]。NASA卫星观测数据显示, 1986—2019年期间, 北冰洋多年冰覆盖的面积减少了高达96%, 这表明北冰洋海冰厚度也在同时变薄, 在夏季更容易形成季节性融冰。海冰退缩损失不仅出现在边缘海, 甚至中央海盆也有融冰的存在。赵进平等[33]观测到受太阳辐射的影响, 2008年夏季北冰洋中心海盆的冰厚度在以0.33 cm·d–1的速度融化变薄。

图1 北冰洋海冰覆盖面积趋势图(截至2020年8月). 数据来自美国冰雪数据中心, http://nsidc.org/ arcticseaicenews/

Fig.1. Trend map of the Arctic Ocean sea ice coverage(up to August 2020). Data from National Snow & Ice Data Center, http://nsidc.org/arcticseaicenews/

1.2 生态环境的快速变化

北冰洋海域的生态环境特征也发生了显著的变化, 如海洋酸化加剧、生物种群改变以及初级生产升高等。在人为因素影响下, 海洋生态系统因物理、化学和生物等过程改变而日益受到威胁。未来几十年, 大气CO2浓度预计将继续升高, 这些变化也会进一步放大。Qi等[22]将2010年CHINARE北冰洋夏季航程与1994—2008年海水文石饱和度Ω文石进行对比发现, 1994—2000年海水Ω文石＜1仅发生在75°N~80°N的50~100 m处, 2010年范围扩张到70°N~85°N的0~250 m, 而Jutterström等[11]1991—1997年首次观测北冰洋, 表明Ω文石＜1仅分布在加拿大海盆100~500 m和深层水中, 其他区域基本都是Ω文石＞1。加拿大和马卡罗夫海盆深层500 m以下的区域pH降低速率大于0.05[34]。由此看出, 西北冰洋海洋酸化不仅范围扩大了, 酸化的垂直深度也在增加。研究表明, 当大气CO2浓度达到552 ppm时, 北冰洋海域50%的表层水的文石饱和度会不饱和; 当大气浓度达到765 ppm时, 北冰洋整个水柱Ω文石＜1[10]。这对海洋生物的生理过程有极大影响, 特别是对于钙化类的海洋生物, 例如翼足类生物、有孔虫、软体动物和珊瑚藻等, 海洋酸化将使它们骨骼和外壳的形成受阻碍[35]。过去的150年中, 全球海洋表层水pH下降了0.15个单位[36], 到2100年, 还会再降低0.3~0.4个单位甚至更多[37], 因此北冰洋海域海洋酸化在未来可能加剧, 对海洋环境和生态结构的影响也将更加显著。

除此之外, 北冰洋浮游植物群落种类也在发生快速变化。夏季海盆区浮游植物种类有小型化转变的趋势, 特别是在层化作用强的加拿大海盆[38]。而陆架区丰富的营养盐使海表极易发生水华现象, 导致初级生产较高。楚科奇海水柱夏季叶绿素高达2.5~2.8 μg·L–1, 且叶绿素极大值层有加深的趋势, 甚至可达40 ~50 m[39]。同时, 随着海表温度的升高, 在白令海峡已观测到海洋生物群落整体向北迁移[40], 这可能会使生物营养级分布发生改变。这些变化势必会对北冰洋调节CO2机制的“生物泵”输出效率产生一定的影响, 进而影响海水对CO2的吸收。

北冰洋海域生态环境的这些显著变化, 包括海表温度升高、海水pH降低以及浮游种群改变等, 最终都将对海洋碳循环产生重要影响。

2 北冰洋CO2源汇格局

早期Anderson等[41]对北冰洋CO2和CO2源汇分布情况进行大范围观测, 研究覆盖西北冰洋、巴伦支海、欧亚陆架以及加拿大海盆, 发现除加拿大海盆深层水观测到CO2(280 μatm)和大气持平外, 其他区域都远高于大气CO2, 海-气CO2分压差ΔCO2[CO2(海表)–CO2(大气)]很高。2000年前由于海冰的阻隔作用且损失速率较慢, 所以早期研究[9,41]所估算的北冰洋CO2汇能力普遍都比较弱, 数值甚至低于0.1 TgC·a–1。然而近20年(2000—2020年)对北冰洋碳收支的调查研究表明, 整体平均ΔCO2较低, 受温度升高、海冰快速融化损失、初级生产力变化、太平洋入流水以及河流输入等影响, 西北冰洋太平洋扇区(楚科奇海、白令海、邻近加拿大海盆等), 表层海水ΔCO2都较高, 但研究者们估算的CO2吸收能力相对较强[14-16, 42-43], 尤其是生产力强的楚科奇海, 在北冰洋气温“放大现象”下其陆架区仍是CO2强汇区[44]。不同的是, 靠近大西洋一侧的海域, 如喀拉海、拉普捷夫海等, 其CO2汇的能力相对西北冰洋较弱, 甚至喀拉海可能是大气CO2的弱源[45]。相对来说, 快速变化下, 西北冰洋CO2汇能力年代际的变化更为显著和独特[8], 因此, 本文章主要研究和介绍西北冰洋CO2源汇的分布。

2.1 环北极陆架海区

西北冰洋陆架海区包括楚科奇海、波弗特海、东西伯利亚海。其中楚科奇海具有宽而广阔的陆架(<50 m), 使其成为西北冰洋边缘海CO2的强汇区。在20世纪90年代, 海冰损失较慢, 几乎只存在海冰的季节性融化, 陆架区和冰边缘带营养盐丰富、生物活动频繁, 海表CO2普遍很低, 而冰覆盖区海表CO2较高。楚科奇海表层水CO2汇主要受浮游植物初级生产和其他季节性变化因素的影响。春季, 95%的区域被海冰覆盖, 海水吸收CO2的能力较弱。Bates[44]观测到2002年春季楚科奇海CO2为200~320 μatm, 相对于大气CO2(372 μatm)极不饱和, 有较强的CO2吸收潜力。然而由于海冰阻碍的影响, 海-气CO2通量低于1 mmole·m–2d–1。夏季海冰大面积融化, 富含营养盐的太平洋入流水经白令海峡流入楚科奇海, 同时溶解无机碳(dissolved inorganic carbon, DIC)、总碱度 (total alkalinity, TA)和盐度随之降低, 受控于季节性“浮游植物-碳酸盐饱和度”相互作用, 浮游植物大量繁殖使表层水CO2显著降低, 甚至低于80 μatm, 楚科奇海表层CO2相对于大气极其不饱和[2, 44, 46-47], CO2汇显著增强。而秋冬季海冰形成过程中, 由于盐卤水的排斥作用,CO2升高, 吸收CO2能力降低。研究估算楚科奇海年CO2净汇高达38 TgC, 几乎占整个北冰洋海-气CO2通量的60%[44]。此外, 近二十年高营养盐的太平洋入流水增加(流量0.7~1.2 Sv)[48],加上楚科奇海周围阿拉斯加沿岸水和阿纳德尔水的混合输入, 生产力加速提高, 同时在陆架泵的驱动下促使有机碳向深海输送封存[49], 这对CO2汇具有放大效应, 但目前还未有研究者具体量化这一效应(包括生产力、陆架泵的效率等), 亟待研究。楚科奇海陆坡区虽然营养盐低、生物初级生产弱, 但在物质输出交换中也扮演重要的角色, 仅陆坡区海-气CO2通量就达8.1 mmol·m–2d–1[46]。Evans等[47]采用0.2°×0.5°高分辨率对2003—2014年西北冰洋ΔCO2进行网格化, 估算出在无冰期和冰覆盖下沿岸年海-气CO2通量以30%的速率增加, 且CO2主要汇区仍发生在楚科奇海。此外, Ahmed等[50]对2010—2016年加拿大群岛海域观察到夏季表层水CO2极不饱和, 平均海-气CO2通量达到14 mmol·m–2d–1, 主控因素同样是“浮游植物-碳酸盐饱和度”相互作用。虽然东西伯利亚海受河流输入影响可能会使其成为西北冰洋CO2弱汇区[19], 但整体看来, 在环境快速变化下西北冰洋陆架海未来仍是北冰洋重要的CO2汇区。

靠近大西洋一侧的巴伦支海(1.512×106km2)是北冰洋最大的边缘陆架海, 最大深度约450 m, 南接北欧大陆, 东侧与喀拉海相连, 温暖高盐度的大西洋水团经挪威沿岸流输送到巴伦支海南部(常年无冰), 进而流入北冰洋。宽而广阔的陆架使其成为欧亚陆架高生产力区, 是北冰洋CO2的另一重要汇区[51]。和楚科奇海陆架相同的是, 巴伦支海年初级生产力也较高(约28~32 gC·m–2), 具有很强的CO2吸收潜力, 其CO2汇值约为24~70Tg C·a–1[2]。巴伦支海CO2和海-气CO2通量具有较强的季节性分布差异, 受风速影响大, Lauvset等[52]结合时间、风速和海冰变化对海-气CO2通量进行线性拟合发现, 5月风速较大的时候CO2吸收量最大, 比12月最低值高出了22 gC·m–2a–1, 同时发现巴伦支海CO2受3支水团(大西洋水、北冰洋水、沿岸水)的季节性混合所控制。由于冬季南部(温暖、高盐)和北部(冷、淡水)水团的水文性质的差异及其剧烈变化, CO2相应的调查数据严重不足[53], 所以巴伦支海的海-气CO2通量年际变化的评估仍然存在极大的不确定性。

2.2 中心海盆区

北冰洋中心海盆区CO2源汇的研究集中在加拿大海盆。加拿大海盆位于楚科奇海北部, 常年被冰雪覆盖, 深度约4 000 m, 净初级生产力很低[54], 2008年夏季初级生产才1.88 mmolC·m–2d–1[46]。和陆架海不同, 受营养盐限制, 过去20年夏季加拿大海盆表层CO2比邻近的边缘海要高(图2), Jutterström等[55]对1991—2005年北冰洋中心海盆的5次航行CO2吸收情况调查发现, 加拿大海盆冰下海表CO2约为300~330 μatm, 稍低于大气CO2浓度358 μatm, CO2汇能力一直较低。然而自从2008年, 加拿大海盆无冰区域范围大面积扩大, 表层海水快速大量吸收CO2, 浅层混合层CO2迅速达到饱和, 使得海水CO2升高。Cai等[17]首次观测2008年夏季加拿大海盆南部无冰区到东北部75°N区域的CO2高达320~365 μatm, 而1999年夏季CO2仅为260~300 μatm, 1994年更是低于260 μatm。由于表层水CO2的快速增加, 其与大气CO2之间的分压差迅速缩小, ΔCO2减少, 碳吸收能力减弱。南部区域ΔCO2在1999年时还高达60~80 μatm, 但到2008年就已经快速下降到10~55 μatm, 该变化过程主要是由于夏季较浅混合层的变暖导致海水CO2升高, 同时强烈的层化作用使海水快速吸收CO2并与大气CO2比以往更快地达到平衡。同时由于加拿大海盆营养盐缺乏, 新生产力较低, 无法提升表层海水吸收CO2的能力。对于次表层水, 目前的研究也表明其不会成为CO2的汇[56-57], 所以加拿大海盆CO2汇在减弱。Else等[18]通过分析研究2009年加拿大海盆100天无冰期走航CO2数据, 结合总DIC、TA估算平均海-气CO2通量仅为2.4 mmol·m–2d–1, 验证了Cai等[17]所认为的海冰剧烈融化下, 无冰的加拿大海盆CO2吸收能力将减弱这一观点。Ouyang等[58]进一步对1994—2017年加拿大海盆CO2近20年随海冰融化的变化情况进行研究观察(图2), 发现80° N以南无冰区表层CO2以4.6±0.5 μatm·a–1上升, 是大气CO2升高速度[(1.9±0.1)μatm·a–1]的两倍还多, 导致夏季海气ΔCO2数值从–100 μatm减少到–50 μatm, 如果按照这个速率下降, 夏季无冰的加拿大海盆ΔCO2到2030年就会接近0 μatm, 可能不再存在CO2的吸收; 而80° N以北大部分地区常年被冰覆盖,CO2以(1.8±1.1)μatm·a–1上升, 和大气CO2上升速度基本持平, 一旦海冰融化, 表层CO2在两个月内就能和大气CO2达到平衡, 再次证明加拿大海盆CO2吸收的能力减弱, 未来不会成为CO2强汇(表1)。

图2 西北冰洋1994—2017年pCO2平面分布[58]

Fig.2. Distribution ofCO2in the Western Arctic Ocean from 1994 to 2017[58]

表1 北冰洋不同海区的年平均CO2净汇能力

续表1

注: CO2净汇中负值表示CO2汇, 正值表示CO2源。

3 影响北冰洋CO2源汇变化的因素

北冰洋特殊的地理区域性和环境特征使其CO2源汇的调控因子与其他海区有显著差异。区域气候环境变化对北冰洋CO2源汇格局影响较大, 特别是北极海冰的快速变化, 开阔水域持续的时间变长, 以及初级生产力的增加, 都将导致其碳汇能力增强, 能吸收更多的CO2, 但目前这只是基于高生产力的边缘海的观测[44]。相反, 融冰后的中心海盆区, 研究者们不断精确评估其CO2的吸收能力较弱, 特别是在加拿大海盆, 海冰融化、淡水增加, 层化作用的加强使深层水营养盐很难补偿到海表, 碳吸收潜力较低[17]。因此, 影响北冰洋CO2源汇格局因素, 如温度升高、海冰的融化退缩、浮游植物的生理活动(呼吸和光合作用)、上升流、淡水和陆源有机碳的输入[42]等, 对不同海区的影响效果可能有较大差异。

3.1 水温上升的影响

温度的改变会显著影响气体溶解度, 热力学上, 海-气界面某气体A溶解度和温度的关系符合亨利定律(Henry定律):

其中,K为亨利常数,随温度升高而增加;P表示某气体A海表的分压。

Takahashi[65]将此定律进行改良, 只适用于海水CO2受温度变化的影响:

该公式反应随着气候变暖, 海表温度升高, CO2溶解度会显著降低, 直接使平衡时海表CO2升高, 从而降低海-气CO2通量和CO2汇。过去二十年间, 北冰洋温度升高速度(0.25℃·a–1)远较低纬度海区上升(0.05℃·a–1)的快[66]。研究估算出2008年夏季加拿大海盆较1994年温度每升高1℃, 导致海水表层CO2增加4.2%[17]。

3.2 海冰减少减薄的影响

温度升高除了影响CO2溶解度, 还会使北冰洋海域融冰速度加快、海冰密集度降低, 这对CO2源汇分布产生重要的影响。传统上, 海冰被认为会阻碍海气CO2的交换, 但这并不代表是严格意义上的阻隔[8, 67-68]。一方面, 季节性温度的变化使北冰洋海冰面积常年处于动态变化中。大部分时间被冰雪覆盖的北冰洋, 冬季(12月—3月)海冰覆盖率达到95%[69]。首先, 冰下海水温度持续走低, 冰覆盖下的CO2溶解度仍较低, 相应地CO2就会较低; 其次, 大量自养型冰藻和低温藻类依附在海冰底部[70], 初级生产过程的协同作用使冰下海水的CO2进一步降低。虽然海表CO2低, 但海冰阻碍了海-气CO2的交换, CO2汇能力相对较弱。春季(4月—6月), 海冰开始融化, 夏季(7月—8月)融化面积达到最大, 融冰过程会释放大量淡水到表层混合层(0~50 m)中, 由于海水中的DIC和TA比融冰水高得多[71], 当这两种水混合时会导致海水被稀释, CO2浓度降低,CO2下降, 海水吸收CO2的能力随之增强。研究发现, 受融冰水稀释作用加拿大海盆表层CO2降低了50~60 μatm, 尽管该过程所降低的CO2抵消了由温度升高所增加的CO2[17], 但海冰退缩使加拿大海盆DIC增加, 融冰水同时也会通过影响海水碳酸盐系统的DIC 和TA进而改变CO2。有研究[58]将融冰水的稀释作用归为影响CO2的非热力学因素之一, 海冰退缩使得DIC增加, 导致CO2升高6.1~6.9 μatm·a–1, 但融冰水的稀释使得CO2降低2~3.4 μatm·a–1, 所以, 融冰水稀释过程对CO2汇的影响是不可忽略的。夏季到秋季(9月—10月), 海冰融化后促使开阔水域大面积暴露出来, 海-气CO2交换的机率大大提高, 海水快速大量吸收大气中的CO2, 游离CO2浓度增加,CO2迅速上升, CO2出现过饱和, 同时, 融冰后期, 部分海域如加拿大海盆水体层化作用加强, 水体稳定性增强, 很难使CO2下沉, CO2积聚在表层水中, 高CO2使CO2汇能力减弱[46]。进入秋季(11月—12月), 光照减弱、营养盐减少、生物光合作用降低, 海-气CO2交换逐渐使表层海水CO2升高, 同时, 海冰的形成过程中, 由于盐析作用, 产生的盐卤水排斥使得海冰中CO2等无机物重新释放到海水, 海表CO2浓度增加, CO2汇能力继续降低。

另一方面, 近30年来, 年代际间海冰密集度的减少使海水透光率增强, 提高了冰藻等浮游植物生长率, 加上融冰期变长, 使得浮游植物的生长时间也加长, 进而导致CO2下降, 表层水CO2汇能力提高。Manizza等[16]对北冰洋2006—2013年CO2源汇研究显示, 除去温度和其他物理因素, 海冰覆盖密集度的异常减少和CO2汇能力有很好的相关性(=0.75,<0.01), 其中2007年由海冰密集度减少使西北冰洋额外吸收CO2约2 gC·m–2a–1。过去30年文献研究中, 北冰洋CO2汇从24TgC·a–1增加到180 TgC·a–1, 数值增幅几乎近9倍(表1), 这与海冰密集度的减少有重要联系。

3.3 生物生产力变化的影响

生物生产力也是影响CO2源汇格局的重要因素。夏季海水温度上升, 海冰消退加剧, 北冰洋浮冰区及无冰区域生物活动显著增强, 特别是在营养盐丰富的陆架区伴随无冰海域面积增加, 浮游生物光限制消失, 光合作用吸收利用CO2的能力大大加强, 表层水CO2吸收能力显著提高[24]。冬季, 受光线弱和海冰覆盖的影响, 生物的呼吸作用远高于光合作用, CO2汇能力减弱。所以, 海表CO2汇能力大小和生物过程有很大的关联性[26, 44, 56]。根据海洋学Redfield经验公式(3), 有机质等颗粒物向下沉降分解过程中, 生物需要消耗大量氧气, 产生CO2, 水体游离CO2浓度升高, 导致吸收CO2能力降低。

(CH2O)106(NH3)16H3PO4+138O2=106CO2+

122H2O+16HNO3+H3PO4(3)

在西北冰洋边缘海, 营养盐丰富的白令海入流水经由白令海峡, 几乎单向地向北流入楚科奇海, 缩短了楚科奇海南部陆架区水体约90天的更新时间[48]。富营养盐的太平洋入流水促使楚科奇海初级生产大大提高, 净群落初级生产力(NCP)常年高于10 mmolC·m–2d–1, 模型显示自2006年后其NCP增长了30%[25], 这对维持楚科奇海中央区域和北部陆架区低CO2起关键性作用, 高生物生产力的强CO2吸收能力使楚科奇海表层海水CO2长期处于较低的状态,CO2变化范围保持为100~300 µatm的低值[58]。相比之下, 生产力较低的加拿大海盆CO2相对较高, 范围在300~ 400 µatm变化, 盐跃层CO2甚至高达1 300 µatm[26], 其CO2汇能力远低于楚科奇海(表1), 这种CO2汇能力的空间分布差异和浮游植物的光合作用净初级生产分布规律密切相关。然而, 随着冰缘线的向北移动以及浮游生物的整体向北迁移, 使得上层海洋生态系统种群结构发生变化, 陆架区常见的冰藻生产力可能会发生改变, 不再是生产力的主要来源, 甚至可能由其他藻类代替, 如硅藻、甲藻等[72], 这势必会影响调控CO2“生物泵”的运转[72-75]。

3.4 其他过程的影响

还有其他局部水文、物理及天气过程对北极碳汇的变化也有显著影响, 这包括上升流、注入北冰洋的河流输入、北极风场变化、水体混合过程等都会影响CO2的吸收。上升流将海盆次表层高CO2的水输送到大陆架, 这对陆架海CO2汇有显著影响。Mathis等[76]发现2011年10月西北冰洋波弗特海陆架开阔水域在风驱动下的上升流将盐跃层低温(T＜–1.2℃)、高盐度(S＞32.4)、过饱和CO2(＞550 μatm)的水输运到浅表层, 这一过程持续了10天, 导致该陆架海增加了0.18~0.54 TgC, 同时估计如果每年发生四次这样的上升流事件, 那么进入大气的CO2量将为0.72~2.16 TgC·a–1, 这相当于波弗特海年初级生产作用吸收CO2汇的总量。目前北冰洋陆架海上升流事件随着海冰快速损失和风暴的频繁发生而发生, 使得表层CO2的排气过程加快, 冬季CO2吸收能力减弱。

此外, 河流输入不仅使水体层化作用增强, 也从融化的冻土中带来大量的有机质和营养盐, 通过有机物的再矿化, 产生大量的CO2, 同时也影响陆架区的初级生产[55], 进而影响北冰洋CO2的汇。风场的改变直接影响风速等变化, 并可以通过改变海水物理水文环境间接影响海水吸收CO2的能力。研究表明, 巴伦支海风速异常和北大西洋涛动指数呈正相关, ΔCO2和涛动指数呈负相关, CO2吸收能力的异常与北大西洋涛动指数有明显的相似时间变化[77]。

4 评估结果及其不确定性

在当前北极快速变化下, 作为高纬度海区的北冰洋整体是CO2的净汇区, 最新文献研究评估CO2汇值可高达180 TgC·a–1[15]。西北冰洋是北冰洋的CO2主要汇区, 初级生产力较强的楚科奇海, 夏季吸收的CO2能力几乎占到北冰洋1/3~1/2[8]。同样属于边缘海的波弗特海由于水团物理混合使其是CO2弱汇区[78]。东西伯利亚海东部和西部陆架受海冰融化和河流输入影响较大, CO2汇分布目前存在争议, 可能是北冰洋CO2潜在的源区。受光照和初级生产限制, 加拿大海盆是CO2弱汇区。而研究相对较少的巴伦支海, 高生产力可能促使它也成为CO2汇区。总而言之, 未来随着人为CO2排放量的增加, 海冰大面积消退, 北冰洋CO2汇区域性差异越来越显著, 正成为全球大洋CO2源汇格局变化最剧烈的海区。

近年来, 国内外一直在加强对北冰洋的探索调查, 最新的中外研究合作“MOSAiC”计划已顺利开展为期一年的冰上观测, 科考船随着冰块变化移动而移动, 构建陆-海-空统筹观测网络, 对北冰洋海-陆-气相互作用进行综合评估, 同时增加了靠近欧洲一侧的观测数据, 从而能为整体评估北冰洋CO2源汇分布提供科学指导。中国自1999年首次北极科学考察以来, 依托“雪龙”号和最新建造的“雪龙2”号破冰船, 对西北冰洋(主要包括白令海、楚科奇海和加拿大海盆)CO2源汇进行了重点研究, 量化了白令海和加拿大海盆等区域的CO2吸收能力[79], 首次发现了融冰后的加拿大海盆碳吸收能力明显受到营养盐水平、水温升高、碳吸收饱和等限制, 碳汇能力增强远不如预期, 仅为之前评估值的1/6[17,42]。另外还发现, 随着近几十年的海冰的快速变化, 在年代际时间尺度上, 西北冰洋表层水夏季CO2也在逐年代际增加[46,58]。这些重要的发现, 都为进一步更精确地评估北冰洋CO2源汇格局做出了重要贡献。

然而, 面对快速变化的北极海冰及海洋生态环境, 对于更加精确地评估北极碳汇, 预测北冰洋碳源汇格局及其未来变化, 目前的研究依然相对缺乏, 面临以下几方面的不确定性。

1. 北冰洋环境恶劣, 春夏季海洋碳循环观测的时间有限, 而冬季几乎没有观测值, 所以由自然和人为扰动的季节以及年际和年代际变化对北冰洋的CO2源汇仍存在很大不确定性, 应在北极建立长时间监测, 目前刚刚结束的“MOSAiC”计划就是填补了冬季的空白, 但其作业区域仅是在北冰洋的大西洋扇区。亚太部分-西北冰洋区域的观测依然缺乏, 特别是夏季吸收能力最强的楚科奇海以及未来海冰冰盖消融的加拿大海盆区域, 其碳循环机制明显不同于欧洲一侧, 亟待更深入的研究与观测数据支持。

2. 海冰快速变化后的北冰洋碳吸收机制变得更加复杂, 除了具有高碳吸收能力的陆架区, 受白令海入流水增大、输入北冰洋的河水径流量增加、生物生产力提高、高生产力区域北移等方方面面的影响, 其机制将需要进一步理解之外, 此前一直处于冰盖之下的广大北冰洋中心区域, 融冰之后的碳吸收潜力如何, 将成为未来碳汇预测中最重要且需要精确测量与评估的区域, 其碳吸收的潜力与机制, 需要更深入地研究与探讨。

3.在北极快速变化情境下, 风暴等偶然、短时、高强度的天气事件加剧, 开始趋于频发, 这些事件会造成大、中尺度下海水和大气的剧烈变化, 短时间内会促进盐跃层以下海水的涌升以及海-气充分的交换[80], 其可能对CO2源汇格局也产生重要影响, 不容忽视。但目前对这些事件的观测和影响评估还严重不足[81]。

4.基于目前依然相对极其有限的实际观测数据, 特别是冬季数据的缺乏, 借助模式预测与评估是一个有效的替代手段。但相比于低纬度海, 北冰洋的涡流、曲折流和边界流等物理过程的规模较小(1~10 km)[15], 要求更高的分辨率及大量的计算才能实现与生物物理地球化学模型的耦合。同时模式研究中初级生产数据需要参照相关物理参数, 但这些物理参数目前还缺乏足够有效的精准测量。另一重要的参数叶绿素, 也需要依赖于校准观测手段, 而水质组成的差异给校准带来难度与偏差。如何反演生成全面准确的物理生物化学观测数据, 是模式评估的大问题。这些问题也给目前的模式评估结果带来相当程度的不确定性。

致谢: 祁第副研究员在本论文前期的探讨中给予了一些宝贵指导和建议, 在此致谢！

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DEVELOPMENT OF ARCTIC OCEAN CO2SINK UNDER RAPID ARCTIC CHANGE

Zhao Derong, Gao Zhongyong, Sun Heng

(Key Laboratory of Global Change and Marine Atmospheric Chemistry, Ministry of Natural Resources, Third Institute of Oceanography (TIO), Ministry of Natural Resources, Xiamen 361005, China)

The Arctic Ocean is a high latitude ocean that is also an important CO2sink. Its climate and environment are undergoing rapid changes, modifying and increasing the uncertainties associated with its CO2absorption capacity. The partial pressure of CO2in the surface seawater (CO2) is an important indicator of CO2absorption capacity. Its distribution across the Arctic Ocean varies. The factors controllingCO2distribution are becoming more complex as a result of the rapid changes in the Arctic Ocean. We reviewed current international research on the present Arctic Ocean carbon sink and the associated uncertainties. We summarized the temporal and spatial distributions ofCO2over the Arctic Ocean and identified the main factors controlling rapid changes inCO2distribution. As a result of the rapid changes in the Arctic, the processes and mechanisms of the marine biogeochemical carbon cycle in the Arctic Ocean have also become more complicated, affecting the CO2absorption capacity of the Arctic Ocean. Current research shows that with the rapid retreat of sea ice, the Arctic Ocean has gradually strengthened into an important CO2sink in the last two decades. The latest research estimated that the Arctic Ocean CO2uptake can be as high as 180 TgC·a−1(1 Tg=1012g), with the Chukchi Sea shelf accounting for almost one-third of the total uptake. The Arctic Ocean carbon sink is forecasted to grow in the future. However, actual CO2uptake will be lower than estimated, owing to the effects of nutrient supply, surface seawater warming and ocean acidification.

partial pressure of CO2(CO2), CO2sink in the Arctic Ocean,controlling factors, carbon cycle mechanism,Arctic Ocean, rapid Arctic changes

2020年10月收到来稿, 2020年11月收到修改稿

国家重点研发计划(2019YFA0607003)、南北极环境综合考察与评估专项 (CHINARE2017-2020)、自然资源部第三海洋研究所基本科研业务费(海三科2018005)、福建省科技创新领军人才项目(闽委人才[2016]11号)资助

赵德荣, 女, 1994年生。硕士研究生, 主要从事极地碳循环研究。E-mail: zhaoderong1213@qq.com

高众勇, E-mail: gaozhongyong@tio.org.cn

10. 13679/j.jdyj.20200068