北极季节性海冰区-融池系统的碳酸盐体系及其碳汇研究进展

曹君乾 祁第

(1集美大学极地与海洋研究院, 福建 厦门 361005;2中山大学海洋科学学院, 广东 珠海 519082)

0 引言

由于化石燃料的使用、工业生产、土地利用改变等人类活动的影响, 最近50年来大气中二氧化碳(CO2)的浓度相较于工业革命前约280 ppm的水平快速增加至约410 ppm[1]。2000—2008年之间大气CO2增长速率达到每年3.4%[2]。短时间尺度上, 海洋是大气CO2重要的汇。1959—2016年, 总的人为CO2累积排放量为415 ± 45 Gt C[3],其中有大约30%被海洋所吸收。海洋吸收过量CO2引起pH和碳酸钙(CaCO3)饱和度(Ω)下降, 这一过程称为海洋酸化。除此之外, 构成海水重要缓冲能力的碳酸盐系统也同步发生变化[4-6]。

北冰洋碳汇是全球海洋碳汇的重要组成部分。北冰洋的面积虽然仅占全球海洋的3%～4%,但其CO2净吸收量却占全球海洋的5%～14%[7-8]。北冰洋海域具有低温特征, CO2溶解度较高, 此外海冰融化造成的海-气接触面积增大, 使得北冰洋吸收大气中CO2的能力更高, 因而受海洋酸化的冲击也会更加严重[9-10]。据预测, 除北太平洋东部沿岸表层水海区, 北冰洋表层水将成为全球高纬度深水区域Ω文石最先降至小于1(文石和方解石这2种富含CaCO3的生物矿物中, 由于文石的溶解度比方解石高, 故特别定义Ω文石＜1的海水为腐蚀性水[11])的海域之一[12-13]。

海冰是由南、北半球高纬度地区的海水冻结而形成的, 它充当了大气和海洋之间的薄膜, 热量、气体(包括CO2)、水分和动量都通过它传递。其通过对热量、水蒸气、动量交换的调控以及极地地区的物理(层化作用、混合作用)、生物(海冰和浮游生物群落)等过程, 可以对气候产生强烈影响[14]。2000年以前, 北冰洋有大面积的海冰覆盖, 夏季海冰融化面积仅占冬季海冰总面积的10%左右[15]。但是, 在过去20年中, 全球变暖引起了北极海冰覆盖范围的急剧缩减, 尤其是在夏季[16]。夏季海冰厚度和覆盖面积的减小会通过冰雪反照率反馈等机制形成正反馈效应, 进一步促使海冰融化[17-19]。自2007年以来, 北极地区与大气变暖、空气-海冰反馈和气候变化模式相关的季节性海冰损失显著增加[14,20]。夏季海冰快速消退的直接效应(浮游植物的生长时期延长、海-气CO2交换受到的阻碍减少等)与其协同效应(冰川融水和淡水输入增加), 对北冰洋碳循环产生了深远的影响[14,21-24]。

融池是海冰区域春夏季存在的季节性特征。在温暖的春夏季, 极地海冰与表层积雪在吸收变强的短波辐射后会发生融化, 融水聚集于海冰表面所形成的水池, 称为融池[14]。融池大体上可以分为直接与表层海水相连和不与表层海水直接接触的两类, 前者盐度较高, 约为29; 后者淡水占主导地位, 盐度较低, 一般小于5[25]。在夏季, 融池是北极海冰最显著的特征, 覆盖面积在5%～80%之间, 这取决于海冰表面粗糙度和积雪情况等因素[26-27]。在南极, 除了西北威德尔海之外[28], 融池则相对罕见[29]。融池的空间分布取决于海冰和积雪的地形[27]。一年生海冰往往比多年生冰更加光滑, 融池的深度通常不大[30], 但是覆盖面积比较大[31]。多年生海冰的表面更加粗糙,融池覆盖面积较小、深度较大, 数量较多[31]。

当前北冰洋碳循环的研究重点仍是表层海水与大气界面的CO2交换和碳酸盐系统[7,32-33], 而现阶段关于融池的研究更是处于萌芽阶段, 并没有就北冰洋海盆区域海冰和融池体系在夏季北极地区所扮演的角色进行深入探讨。这主要是由在融化的冰上进行作业的危险性[34]、使用遥感区分融池和开放水域的困难性[35]、北极夏季持续存在的低空云层对卫星观测的妨碍[36]等因素引起的。由于缺乏长期的、可相互比较的数据集, 对永久和季节性海冰覆盖区域的海洋-大气CO2-碳酸盐化学的研究非常困难[34,37], 难以评估海冰-融池系统的变化趋势和对全球气候变化潜在反馈, 很难量化永久和季节性海冰覆盖区域海-气CO2交换的未来动态。

尽管最近的破冰船航次增加了来自海冰覆盖海域和冰间湖的新数据, 但是与海冰冻结和融化相关的过程仍然是海洋-大气CO2交换的一大未知数[38-41]。现阶段关于融池碳酸盐体系的研究仍局限在西北冰洋的低纬度海区, 仅有2篇文献针对这一主题作出了充分讨论。Bates等[42]在2010年和2011年初夏(7月)的美国航天局ICESCAPE项目中, 首次在70°N—75°N间设置了位于楚科奇海浅海陆架、陆坡以及加拿大海盆深水区域的19个密集海冰站位, 用于研究冰上、冰下融池和冰下混合层的CO2-碳酸盐体系核心参数与海-气CO2交换情况; Geilfus等[14]在谢林汉姆点与格里菲思岛间(74.726°N, 95.576°W), 融池覆盖的一年生海冰区域设置了一个站位, 选择相邻的5 m × 5 m区域, 对冰芯和盐卤水进行取样, 以测定冰芯和盐卤水的无机碳动力学。

目前关于海冰-融池系统的无机碳化学相关研究[36-37]显示出南、北极盐卤水和海冰系统CO2-碳酸盐化学具有很大的不均匀性和时间、空间变异性, CO2在海冰中的动力学和其对海-气CO2交换的影响非常复杂且难以预测。海冰-融池系统的CO2-碳酸盐化学受到物理、化学和生物过程的复杂影响。本文接下来会综述一年生海冰和融池在其生长、消亡的过程中CO2-碳酸盐体系的演化过程、驱动机制及其对于CO2源汇平衡的潜在影响。

1 融池的碳酸盐体系与碳汇

1.1 融池的演化过程及其控制因素

极地进入春季后, 融池开始在冰面上形成。由于融池的反射率在0.1～0.5之间[43], 远低于海冰(0.39～0.84)[44], 所以融池区域的反射率会显著降低[36,45], 进而改变海冰-海洋系统中太阳能的分配。海冰对太阳辐射的吸收增加并传输到海洋,加速了海冰的融化[46], 这将导致冰层厚度的减少和融池的进一步生长。海冰对阳光的阻挡减少,可能会提高初级生产力[47]。在没有形成融池的海冰表面区域, 融水被排出后会形成一层富含气泡的叠加冰[43]。

融池形成后, 由于融水的盐度几乎为0, 密度最大值在冰点以上, 导致辐射加热有利于水体对流[14,35]。同时, 风的作用可以进一步促进对流,增加融池边缘的侵蚀, 扩大融池面积。春夏季温度上升, 海冰盐卤水体积增加, 海冰吃水高度以上的融池中, 融水可能通过垂直渗漏排出到下覆水体中[14,35], 从而形成冰下融池, 这种机制被认为是海冰脱盐的主要原因[48-49]。融水排出后, 融池冰层会迅速形成由松散的海冰晶体构成的表面散射层, 反射率重新变高, 类似于裸露的冰面[45]。融池空间覆盖率的变化是北极全年和季节性海冰区域太阳能分配的主要控制因素[50]。

已知许多因素能够影响融池的演化。总体来说, 融池的体积由流入和流出融水的平衡所决定,广泛分布在浮冰面地形的最低点[51-52]。流入融池的融水流量由融化速度、降雨量和融池集水区域的大小决定; 流出速率则取决于水压大小以及是否存在流出路径[53]。在融池形成的过程中, 融水流出路径主要是通过裂缝和海冰上的其他通道排入海洋以及聚集在低洼地区的海冰表面两种[14]。

虽然融池覆盖范围变化很大, 比如融池覆盖的日变化可能高达35%[54], 但是融池每年都遵循类似的季节演变。融池的演化可分为四个一般阶段[53,55]。(1)融池开始形成, 融池覆盖率在4～6天内以指数增长的速率迅速增加, 达到20%～50%以上的峰值; (2)在接下来的5～7天范围内融池覆盖率降至最低; (3)融池覆盖率逐渐增加; (4)融池开始被重新冻结。接下来本文会依据这一模式分阶段讨论不同阶段融池CO2-碳酸盐体系的变化(图1)。

图1 西北冰洋海冰和融池CO2-碳酸盐化学的季节性演化示意图[42]Fig.1.Seasonal evolution of sea-ice and seawater CO2-carbonate chemistry in the western Arctic Ocean[42]

1.2 融池的碳酸盐体系演化模式

夏季海冰和积雪的总溶解无机碳(DIC)平均含量仅有189～332 μmol·kg-1, 所以融池水体中初始CO2分压(pCO2)也极低[14]。融池在极地有着广泛的季节性分布, 因而具有一定程度的碳汇潜力,应该把其纳入全球海洋碳循环和碳收支中统筹考虑。融池的CO2-碳酸盐化学会受到物理条件(温度、盐度、风速、海冰厚度)、盐卤水的形成与排出、海冰融化相关的浓缩/稀释过程[42]以及海冰生态系统的生物过程(例如初级生产和呼吸作用[56-57]、碳酸钙沉淀和溶解[58-60]等)的调控。在上述过程中总碱度(TA)和DIC之间的关系可能是影响碳酸盐体系的主要因素[14]。海-气CO2交换只会影响DIC,碳酸钙的沉淀-溶解将会以2∶1的比例影响TA和DIC。初级生产等生物作用将略微增加TA, 并以TA∶DIC = 0.16的比例略微减少DIC[61]。

1.2.1 第一阶段

第一阶段开始于融池的形成, 此时由于反射率正反馈和融池水体的对流增强融池边缘侵蚀等因素, 导致融池覆盖面积迅速增加。融化开始时,融水优先积聚在海冰表面的洼地中, 然后随着融池覆盖率的增加, 逐渐填充地势较高的区域[35],积雪控制着新形成的融池的空间分布和形状[53,62]。融池体积由融化速度和融水通过侧向输送损失的速度所决定。这一阶段融水的流出路径有限, 融池通常形成在海平面以上。因为第一阶段反射率非常低, 并且此阶段通常发生于北极大部分地区太阳辐射接近峰值时, 所以这一阶段持续时间的长短对于极地能量平衡非常重要[53]。

融池的形成提高了海冰内部和下方的光利用率[63], 促进了受光限制的初级生产力。融池本身也是微生物的栖息地, 其群落结构主要由海冰内的生物群落所决定[64]。融池内的生产力的变化范围很大, 据推测, 这种差异可能主要受到营养盐的影响[64-66]。营养盐的可用性通常与盐度相关[65],低盐的海冰融水的注入会降低融池中营养盐的可用性, 相反地, 表层海水的流入会增加营养盐的可用性, 从而刺激初级生产力[64]。

在第一阶段[14], 海冰温度的升高、盐度的降低、光合有效辐射增强导致的初级生产增强以及碳酸钙晶体的溶解促进了海冰和盐卤水中TA、DIC和CO2分压(pCO2)的强烈降低。季节性的海冰温度上升与海冰盐度的下降相关, 直到最终冰层表面的温度接近0℃。此时, 融雪通过渗透进入冰层并重新冻结到冰基质中形成了介入冰[14]。Geilfus等[14]报告的融池TA和DIC的最低值分别为219 µmol·kg-1和206 µmol·kg-1, Rysgaard等[68]的研究也报告了海冰、盐卤水和融池中类似的TA和DIC水平。

除融池外, 盐卤水中的pCO2在海冰形成和融化的过程中也会发生显著变化[69]。海冰温度升高会降低盐卤水浓度和pCO2。Geilfus等[14]在海冰样品中仅观察到少量碳酸钙晶体, 这是由于高温和海冰融化导致的盐卤水稀释作用共同促进碳酸钙的溶解[70]。碳酸钙的溶解会进一步降低体系中的pCO2, 导致大气CO2缓慢进入融池(≈1 mmol·m-2·d-1)。在融池形成的最初过程中, 由于融池内pCO2水平非常低(36～84 µatm), 从大气中的碳吸收达到了峰值(最多5.4 mmol·m-2·d-1), 平均通量为1.4 mmol·m-2·d-1[14]。

1.2.2 第二阶段

第二阶段的特点是融水的产生和排水之间达到流体静力学平衡[71]。融水穿过冰面流向宏观缺陷(如浮冰边缘、裂缝和扩大的盐卤水排放通道)的水平流动和通过冰盖的垂直渗透都有助于融水排放, 其方式复杂多变[50,55,72], 其中水平流动至地势低洼处一般占融水损失的主导地位[53]。在第二阶段, 由于融水通过渗透作用进入海冰以及侧向输送的流出速度上升, 大多数融池下降到非常接近海平面的高度(偏差＜0.02 m), 并出现相互连接,形成大型网络[73]。一年生海冰的融池覆盖率大幅下降, 但是多年生海冰下降的幅度较小[53]。此时,融水持续渗透进入海冰, 通过示踪实验已经观察到融水在冰中孔隙的渗透, 并且预计在整个融化季节中会持续存在[55], 夏季冰面上融池下方海冰的达西渗透常数的测量值在10-11～10-9m2[74]。

融池最初的pCO2(36～84 µatm)比大气的pCO2(395 µatm)低得多。融池水渗入冰基质增加了盐卤水的稀释程度, 进而降低了盐卤水的TA、DIC和pCO2, 盐卤水的原位pCO2可降至20 μatm,TA和DIC也分别从最大值3487 µmol·kg-1、3189 µmol·kg-1降至234 µmol·kg-1、270 µmol·kg-1。此阶段, 盐卤水的原位pCO2等CO2-碳酸盐系统核心参数主要受到融池水渗透的控制[14]。

然而, 随着时间的推移, 融池中的pCO2随着与大气逐渐达到平衡而增加(高达380 μatm), 随后具有较高pCO2的融池水渗入冰基质, 导致海冰中盐卤水pCO2开始上升[14]。具有低原位pCO2的盐卤水和融池上方观测到的空气-海冰CO2通量在-0.04～-5.4 mmol·m-2·d-1之间(负号代表从大气到海洋)[14]。

需要注意的是,pCO2高于大气的融池也可能会存在, 从而成为大气CO2的源。此类融池存在的原因包括与盐卤水的交换加强、融池内由异养生物主导的生物呼吸作用增强、有机物的再矿化释放大量CO2等[42]。现阶段无法断言两种类型的融池究竟是哪一种占据主导地位, 因此难以判断融池在整体上究竟是否可以起到碳汇的作用。

1.2.3 第三阶段

在第三阶段, 海冰对融水垂直排水的渗透性继续增加, 融池非常接近海平面。融池不断加深, 并随着海冰吃水高度的降低, 通过池壁的侵蚀或地形的变化而逐渐扩大[50,71]。因为流出路径不再受限制, 在此阶段, 许多融水进入海洋, 从而使海洋表层水被冲淡, 淡水输入海洋表层可以导致冰下融池的形成。此时海冰可能会完全衰退, 融池覆盖面积稳步增加,通常达到其季节性最大值[53-54]。

随着海冰温度的进一步上升, 融化的水不断地被供应到融池, 这阻止了融池与大气中的CO2浓度达到平衡。融池中的pCO2在0 µatm和大气浓度(395 µatm)之间波动。当融池与大气pCO2接近达到平衡时, 对CO2吸收的速率明显下降, 融池在这一阶段从大气中连续但温和地吸收CO2(≈1 mmol·m-2·d-1)[14]。

1.2.4 第四阶段

在第四阶段, 融池开始被重新冻结。融池表面形成薄冰, 阻止融水继续流入, 此时冰层上较厚的积雪可以暂时消除融池对于反射率的降低效应[53]。因为海冰的再冻结可以在任何时候发生,因此这个阶段不一定限于融化季节的结束[71]。

1.3 融池碳酸盐体系的类型

融池的CO2-碳酸盐化学高度可变。依据碳酸盐体系的情况, 融池可以分为碱性和酸性两种类型。碱性融池水的TA值比DIC大得多, TA∶DIC比率的平均值为1.52 ± 0.29∶1.00, 同时具有较低的pCO2(≈1～100 µatm)和高pH(≈8.0～9.5)[42]。Miller等[75]在阿蒙森湾的研究表明, 碱性融池水的这种化学性质可能是在早期盐卤水排出过程中产生的额外TA残留造成的。同时, 也有可能是海冰中CaCO3溶解的结果[42], 作为例证, 有研究者在北极海冰中发现了CaCO3[42,76]和活跃的颗石藻群落[42,77]。

酸性融池水则具有非常低的TA∶DIC比率(0.87±0.29∶1.00), 且pCO2较高(≈350～1500 µatm,甚至可以达12000 µatm), pH较低(≈6.1～7.5)。至少60%的冰上融池水样本的pCO2高于大气, 这提供了有利于向大气转移CO2的海-气CO2梯度[42]。在酸性融池中, 碳酸盐组分仅以溶解的CO2(CO2+ H2CO3)和碳酸氢盐()的形式存在, 而碳酸根(的存在可以忽略不计[37,42,68,76]。这似乎是一些海冰环境(如盐卤水、海冰和融池)中相对常见的现象, 可以从中看出海冰代谢和生物地球化学过程对融池CO2-碳酸盐化学的强烈影响[42]。

海冰生物群落的净生态系统代谢(即通过光合作用/净自养与呼吸/净异养的平衡)可能会影响融池化学。与楚科奇海大陆架海冰站位和其他地区的融池相比, 加拿大海盆海冰站位的融池似乎更可能是净异养的[42,78-79]。Lee等[25]发现2005年在加拿大盆地测得的融池中叶绿素a(Chla)的浓度范围为0.1～2.9 mg Chla·m-3, 平均值为0.6 mg Chla·m-3[标准偏差(SD)=0.8 mg Chla·m-3]; 2008年在北冰洋中部测得的叶绿素a浓度范围为0.1～0.3 mg Chla·m-3, 平均为0.2 mg Chla·m-3(SD=0.1 mg Chla·m-3)。相比之下, Bates等[42]在楚科奇海大陆架碱性融池中取样测得的叶绿素a在0.05～0.30 mg Chla·m-3之间;在加拿大海盆的酸性融池取样测得的叶绿素a含量则要低得多, 仅有0.01～0.03 mg Chla·m-3。融池水的DIC和TA较低, 相对较小的CO2-碳酸盐体系的平衡调整可能就会导致高的pCO2。例如海冰藻类早期产生的溶解有机碳(DOC)的季节性再矿化就可以提供足够的CO2来产生酸性融池水[42]。由此可以推断海冰生物群落的代谢类型(净自养与净异养)可能会影响融池的CO2-碳酸盐化学。

此外, 碳酸钙生产或溶解的净平衡的可变性对于融池的CO2-碳酸盐化学也有很强的控制作用[42]。但此类观点存在一定的争议, 比如Bates等[42]与Søgaard等[76]的报告称, 海冰中碳酸钙含量较低, 仅有2～4 µmol·L-1。

1.4 融池的碳收支意义

目前研究中融池碳收支的定量计算主要都是基于融池CO2通量、海冰覆盖面积、融池的覆盖面积与持续时间这几个参数。其中融池系统的CO2通量取决于海冰的渗透性以及盐卤水、融水与海表大气之间的CO2浓度梯度, 因为空气中pCO2的变化与海冰相比一般较小[80], 有理由假设空气-海冰CO2通量是由海冰表面的pCO2所驱动的[38]。根据Geilfus等[14]的研究, 海冰盐卤水和融池的pCO2在融冰季节中一般都低于大气。融池形成初期, 低的原位pCO2促进了融池对大气中CO2的强烈吸收, 峰值可达3.8 mmol·m-2·d-1[14]。此时盐卤水pCO2相对于大气只是略微不饱和,对于大气CO2的吸收只有大约1 mmol·m-2·d-1。随着融池不断生长和扩张, 海-气交换使得融水-大气pCO2梯度逐渐下降, 融池对于大气CO2的吸收速率也随之下降。当融池原位pCO2接近与大气的平衡时, 融池-大气CO2通量将稳定在1 mmol·m-2·d-1左右, 直 至 融 冰 季 节 结 束[14]。Nomura等[38]报告的海冰表面的CO2通量为1.1±0.9 mmol·m-2·d-1, 与上述通量基本相符, 印证了这一结果的可靠性。

近年来北极融池的覆盖广泛[67], 融池覆盖率由 Landy等提供[71]。融池形成后的北极海冰覆盖面积取8.4×106km2[81], 融冰季节的持续时间取90天。Geilfus等[14]得到除了现有的北极海洋碳汇之外, 1年之中海冰-融池系统将能额外提供约为10.4 Tg C·a-1的CO2吸收。进一步地, 海冰融水与海冰下覆混合层的混合过程[82], 将导致表层海水中pCO2减少9.4 μatm, 并且表层海洋在90天的融冰季节内吸收大气 CO2的速率为0.55 mmol·m-2·d-1, 1年之中可以贡献5 Tg C的总吸收[14]。将两者的贡献加和, 可以得到北极海冰区-融池体系整体的碳汇潜力约为每年15.4 Tg C。

除此之外, Rysgaard等[83]估计北极海冰系统的总碳收支在14～31 Tg C·a-1之间, 具体取决于海冰中是否发生碳酸钙沉淀。Takahashi等[84]估计66°N以北地区海洋的碳汇为121 Tg C·a-1, 而Bates和Mathis[85]估计北冰洋碳汇约为66～199 Tg C·a-1。Lee等[25]利用13C-15N双稳定同位素示踪技术, 测量了26个不同融池中浮游植物的C和N的吸收速率, 测得北冰洋海冰融池的年均碳产量为0.67 g C·m-3(SD=1.03 g C·m-3), 整个北冰洋中所有融池的总碳产量估计约为每年2.6 Tg C。因此, 融池在北冰洋的碳收支中可能发挥着不可忽视的作用;随着北极变暖, 融池中的浮游植物群落和初级生产也需要得到更多的关注[86]。

虽然上述研究认为融池可以发挥一定的碳吸收作用, 但需要强调的是, 当前对于融池碳酸盐体系参数的测量仍然十分缺乏, 碳吸收量的计算并不具有广泛代表性, 故现阶段就断言融池是大气弱的碳汇无疑为时尚早。随着全球气候变化的加剧, 极地融池的覆盖面积与持续时长都在不断增加, 因而其对于极地碳收支可能会扮演更加重要的角色。综上, 需要未来更进一步的研究来明确融池的碳收支意义。

2 季节性冰区碳酸盐体系与碳汇

2.1 季节性海冰碳酸盐体系的演化

北冰洋顶部漂浮着一层薄薄的海冰, 它强有力地控制着初级生产、温室气体的海-气交换和海表能量平衡。重要的是, 在全球气候变化的背景下, 这一冰冻圈组成部分的急剧衰退, 是北极气温快速上升的主要驱动力之一[87]。气温上升减少了北极地区海冰的覆盖范围和厚度[64,88], 导致大多数多年冰被季节性海冰(随季节消长变化, 在夏季可能会完全衰退的海冰)所替代[64,89]。北极季节性海冰的变化可能会显著影响北冰洋区域的碳收支。海冰对北冰洋“碳汇”的控制大致可以分为生物地球化学过程和物理过程两种, 前者决定海水中溶解的CO2浓度(pCO2), 后者决定了海-气界面的气体交换速率[90]。

初级生产是调控海冰区碳收支的重要生物地球化学过程之一。北极冰川融水的稀释作用以及光合有效辐射的增加所促进的初级生产会降低表层海水的pCO2, 使该区域的碳汇潜力上升[90-92]。但是, 由于气候变化, 北极河流径流的增加和冰川融水的冲淡作用[93]会增强海水的垂直分层[94],因此北冰洋海区的营养盐限制可能会变得更加普遍, 这反而可能会导致海表初级生产的减少。此外由于通过开放(无冰)水域的气体迁移速率比通过海冰的迁移速率高得多[95], 以及受到北极日渐增多的波浪的强烈驱动[96-97], 北极海冰的衰退将允许更多的气体通过海-气界面进行交换[98], 通过物理过程影响北冰洋的碳收支。

海冰是海洋碳循环的积极参与者, 但是迄今为止,在关于全球碳循环的研究中一直将海冰假设为一层不透气的屏障, 因此几乎所有的全球模型都忽略了海冰覆盖的极地海洋中的直接海-气交换[99-101]。然而,越来越多的重要证据表明, 这一假设是不正确的, 温度在大约-5℃以上时, 海水对于CO2等气体来说是可以渗透的[75,80,102-107]。

海冰无机碳组分包括海冰气泡和融水中气相的CO2、海冰基质中固相的CaCO3晶体以及融水和盐卤水中的液相碳酸盐组分。CO2在大气-海冰-表层海水间的迁移可以影响海冰无机碳库(图2)。季节性海冰区CO2的净吸收可由以下因素驱动[75,83]。(1)海冰形成期间的排盐作用和温度介导的富含CO2的盐卤水下沉进入中层和深海水团; (2)海冰融化消除对海-气CO2交换的阻碍作用; (3)海冰融化期间具有较低pCO2的融冰水对表层海水的冲淡作用; (4)碳酸钙的沉淀和溶解以及表层海水的初级生产。例如, 固体CaCO3从盐卤水中沉淀出来的过程既会释放CO2, 又会去除碱度和总无机碳(TIC), 即:

图2 海冰覆盖海洋中季节性碳通量的概念模型[83]Fig.2.Conceptual model of seasonal carbon fluxes in ice-covered seas[83]

其中, 海冰在形成、生长、融化和重新冻结的周期中驱动CO2吸收的过程, 被称为“海冰碳泵(sea ice pump)”。

2.1.1 秋季

随着秋季温度的降低, 海冰开始形成多孔冰晶基质, 其中充满了从海冰基质中排出的高盐溶液(盐卤水)。此时最初的海冰形成与海表水盐度和无机碳的快速增加同时发生, 可以部分归因于盐卤水的排放[75,83]。在此阶段, 盐卤水中的DIC很高[108], 同时海冰的孔隙度也较高[109], 由于海冰和盐卤水的体积在海冰表面快速冷却时收缩,导致部分CO2过饱和的盐卤水会向上输送到冰面上, 成为大气CO2的源[83], 这与盐析效应相一致(盐析效应即随着温度的下降, 盐卤水盐度的增加造成了气体在强电解质溶液中难以溶解的现象,这种作用相对于温度下降导致的溶解度增加占据了主导地位, 因而气体会倾向于从盐卤水中排出)。此时海冰系统最大的无机碳通量是由盐卤水向下覆水体中的排放, 随后与中深层水团混合所驱动的[68,83], 这是一种将碳输出到深层水的有效机制。在富兰克林湾海冰下方混合层中观察到DIC升高和pCO2增加，很可能是盐卤水排出的信号[68]。Semiletov等[103]也在北冰洋的海冰下观察到了CO2的过饱和, 证明了这一碳输送机制。

2.1.2 冬季

在冬季, 气温的降低导致海冰变厚, 盐卤水的排出变慢, 同时表层海冰的盐卤水体积收缩,渗透性降低, 有效地阻止了空气-海冰气体交换。盐卤水中过饱和的CaCO3开始沉淀, 如上文所述,这一过程降低了TA, 并进一步增加了盐卤水中CO2的浓度, 导致少量CO2从冰中向上迁移。在3月初温度最低的时期, 海冰中CO2浓度有所下降,可能归因于气体溶解度的增加[75,83]。在冬季, 由于冰量大幅增加, 海冰的TIC含量也随之增加,同时由于盐卤水的排出和向大气中排放CO2气体,海冰的平均无机碳浓度反而下降[75,83]。

促进海冰中CaCO3沉淀的具体条件目前知之甚少。在夏季，与可经重力排水与海水交换的盐卤水不同, 沉淀的CaCO3晶体会保存在冰基质中,充当TA的储库, 其会在随后的矿物溶解时成为海水中额外TA的来源[83,110]。

2.1.3 春季和夏季

春季和夏季气温上升, 海冰开始融化, 导致盐卤水体积膨胀和海冰渗透性增加, 海冰内的信号变得更加多变。此时, 海冰的pCO2比大气高得多, 海冰孔隙度的增加导致空气-海冰-表层海水间CO2的通量上升, 海冰和盐卤水成为大气CO2的强源。然而, 随着海冰融化快速稀释盐卤水, 导致CO2浓度下降, 并且CaCO3溶解造成TA上升, 海冰-大气CO2通量最终可能发生逆转,季节性海冰区域转化为CO2的汇。由于海冰覆盖面积的减小, 太阳辐射可利用性增加, 可能会刺激初级生产, 此时冰下藻类的光合作用也导致盐卤水中CO2浓度的大幅度降低[75,83]。同时, 海冰中剩余的额外碱度将在融化时释放到海表水体, 进而增强海表水的缓冲能力, 并促进对大气中CO2的进一步吸收[111]。最后, 季节性海冰完全融化, 开放海域浮游生物的初级生产成为大气CO2的汇[83,112]。

2.1.4 海冰碳泵的碳汇潜力

如前文所述, 季节性海冰在其演化周期中可以驱动大气CO2的吸收, 即“海冰碳泵”。根据在北极、南极的野外观测以及实验室实验获得的有限数据, 空气-海冰CO2通量取决于海冰表面和上覆空气之间的pCO2梯度和海冰表面的物理条件(包括积雪层)[38]。例如对于无积雪覆盖的海冰,气体交换发生在开放的盐卤水通道-大气界面[80]。盐卤水体积分数会随着海冰温度的降低而降低[38],因而在冬季, 由于海冰温度较低, 气体渗透性降低, 空气-海冰CO2通量处于最低水平[38,78]。

具体到季节性海冰的碳汇潜力, 重点在于其生长周期内会发生从大气碳源向碳汇的转变。在秋季和冬季, 新形成的海冰一方面会增强开放水域中海面的湍流, 从而促进了CO2吸收[37,113]; 另一方面, 现场观测表明新形成的海冰会向空气中释放大量CO2[37]。一般认为, 新形成的海冰会向大气净释放CO2。这种情况会在春、夏季发生逆转, 由于缺乏对空气-海冰CO2通量全季节连续实地测量, 故难以确定世界海洋中季节性海冰是大气CO2的净源还是汇。

在有限的研究中, Nomura等[38]对南极东部和北极斯瓦尔巴特群岛北部海冰CO2通量的测量结果显示通量范围是从-4.0～0.5 mmol·m-2·d-1(负数代表从大气向海冰), 表明融冰季节的极地海冰是大气CO2的潜在汇。根据Rysgaard等[83]的推算,在北冰洋, 储存在一年生海冰中的DIC为27.5 Tg C,而形成海冰的海表水的DIC含量为165.8 Tg C,表明北极海冰与表层水之间存在138 Tg C·a-1的通量。季节性海冰对于全球海洋CO2收支具有重要影响, 在长时间尺度上, 上述碳通量的累积变得显著, 因此季节性海冰在海洋碳循环中的重要性及其对大气CO2水平的长期控制作用值得进一步研究。

3 结论与展望

北冰洋的海冰-融池系统是高纬度地区地球系统的重要组成部分, 同时也是全球碳循环的重要参与者。冰上融池是春、夏季极地海冰的重要特征, 可以占据海冰表面积的50%以上。囿于实地研究的困难性以及海冰对于气体不可渗透等传统认识的阻碍, 海冰和融池的CO2-碳酸盐体系尚未得到全球海洋科学研究者的充分重视。

通过归纳总结相关研究, 重点讨论了一年生海冰和融池在其生长、消亡的过程中碳酸盐体系的变化过程、驱动机制、空间变异性及其对于CO2源汇平衡的潜在影响。首先, 融池的季节演化可以划分为4个阶段。第一阶段在融冰季节开始时,光限制减弱促进初级生产增强, 此外碳酸钙晶体出现溶解, 导致了海冰和融水中TA、DIC和pCO2的大幅度下降, CO2从大气进入融池; 在第二阶段, 融池水的pCO2会随着与大气平衡而逐渐增加, 从而降低了融池-大气CO2浓度梯度; 在第三阶段, 融池覆盖面积稳步增加, 融水的持续供应使得融池无法与大气的CO2浓度完全达到平衡; 第四阶段, 融池开始被重新冻结, 反射率重新变高。

其次, 对于季节性海冰区域, 在秋季, 海冰形成时的排盐作用使得多孔冰晶基质中充满了高DIC的盐卤水。部分CO2过饱和的盐卤水会向上输送CO2到冰面上, 成为大气CO2的源。此时海冰系统最大的无机碳通量来源是盐卤水向下覆水体中的排放及其之后与中深层水团混合过程。到冬季, 海冰渗透性降低, 有效地阻碍了空气-海冰气体交换。盐卤水中过饱和的CaCO3开始沉淀, 这一过程使得盐卤水的TA降低,pCO2上升。进入春季和夏季后, 海冰孔隙度增加, 高pCO2的盐卤水成为了大气CO2的强源。但是, 海冰融化会快速稀释盐卤水, 同时CaCO3溶解造成TA上升, 海-气CO2通量最终会发生逆转。此外, 海冰融化会刺激初级生产,剩余的碱度将在融化时释放到海表水体, 促进对大气CO2的进一步吸收。

依据Geilfus等[14], 北极海冰区-融池体系整体的碳汇潜力约为每年15.4 Tg C。同时, Lee等[25]估计北极所有融池的总碳产量约为每年2.6 Tg C。如果上述结果都可信, 那么可以推断出北极海冰每年单独的碳汇贡献约为12.8 Tg C, 这一结果低于Rysgaard等[83]的估计值(14～31 Tg C)。实际上,考虑到北极海盆区域融池的普遍存在, 且融池的覆盖面积与持续时长都在不断增加, 因而其对于极地碳收支可能会扮演更加重要的角色。但目前相关研究仍非常稀少, 且局限在西北冰洋的低纬度海区, 据此可以猜想北极融池单独的碳汇潜力可能低于当前的估计。目前, 对于整个北冰洋融池表面CO2通量的准确评估具有非常高的不确定,亟需未来更进一步的研究。

关于海冰和融池系统CO2-碳酸盐体系的相关研究, 以下几点可能将会是未来重点的发展方向。

1.由于在季节性海冰区域进行作业的危险性等因素, 目前对于融池CO2通量以及其他碳酸盐参数的长时间连续实地测量的数据极其缺乏,故难以判断融池在极地碳收支中究竟是碳源还是碳汇。随着观测手段和技术的进步, 破冰船航次数据增多为解决这一问题提供了希望。未来可以通过将相近时间, 不同纬度的融池来替代融池的不同发展阶段, 将空间序列转化为季节(时间)序列, 从而更好地探索融池的源汇问题。

2.虽然与融池相比, 对于季节性海冰区CO2-碳酸盐体系的研究更加成熟, 但是当前关于秋季和冬季大气-海冰CO2通量的测量数据仍然不足。此外, 我们对海冰碳酸盐体系季节性演化涉及的许多复杂的物理、化学与生物过程都知之甚少, 例如碳酸钙的沉淀与溶解。这一情况最近发生了变化, 2019—2020年完成的北极气候研究多学科漂流冰站项目(Multidisciplinary drifting Observatory for the Study of Arctic Climate,MOSAiC)是迄今为止学科最为齐全的北极科考计划, 核心目的是研究当前北极气候和海冰的变化。待MOSAiC项目的观测数据公布后, 可以对季节性海冰的碳酸盐体系得到更加详尽与明晰的了解。

3.随着化石燃料的使用等人类活动使得大气CO2浓度持续增加, 极地气温上升以及其他极地环境变化日趋加重和频繁, 北冰洋海冰覆盖面积逐年减少, 融池在春、夏季也会占据更大的海冰表面积, 并在碳循环中扮演更加活跃的角色。因此, 研究北冰洋季节性海冰区和融池系统CO2-碳酸盐体系的变化趋势及其响应、在构建全球碳循环模型时将其作为重要因素考虑在内, 无疑十分必要。