西北冰洋二氧化碳分压变异与海冰变化的关系

赵雨 杨威 吴瀛旭 金梅兵 祁第

(1 南京信息工程大学海洋科学学院, 江苏 南京 210044;2 集美大学极地与海洋研究院, 福建 厦门 361021)

0 引言

自工业革命以来, 人类活动向大气排放了大量二氧化碳(CO2), 使得大气CO2浓度逐年增加,已从1850 年的280 ppm 上升至2022 年的417 ppm(https://gml.noaa.gov/ccgg/trends/gl_trend.html)。在全球碳循环系统中, 逐渐上升的大气CO2浓度将促使更多CO2通过海-气界面交换过程溶解进入海水系统, 形成海洋碳汇。研究表明, 海洋作为全球重要的碳汇系统之一, 每年吸收的 CO2为2.8±0.4 Pg, 占人为排放CO2的26%[1], 其中北冰洋占世界海洋面积的2.6%, 吸收的CO2约为当前全球海洋碳汇的2%～7%[2], 在低温和高生产力因素的调控下成为全球重要的碳汇区域之一[3-4]。随着全球变暖, 北冰洋海域暴露在大气下的海水面积逐年增加, 其碳汇量也逐渐上升, 并可能产生另一严重的生态环境问题, 即“海洋酸化”。加拿大海盆区的观测数据表明, 其海表正以每年4.4±1.3 Tg 的速率吸收CO2[5], 使得海表CO2分压(pCO2)快速增长, 成为西北冰洋海表pCO2增长最快的区域[6]。加拿大海盆区快速增长的海洋碳汇已使次表层水体在一些年份出现大规模文石饱和度低于1 的现象[7], 这将对北极钙化生物的生存及生态系统的健康发展产生重要影响。

海冰覆盖是极区高纬度海域有别于其他低纬度海域最为显著的特征之一[8]。在北极, 海冰消退被认为是“北极放大效应”的直接后果之一, 其主要受控于温度与海冰之间存在的内在正反馈机制, 即温度升高海冰减少, 海面吸收长波辐射量增加, 存储的热量增加, 海冰进一步减少[9-10], 显著影响北极的海-气界面CO2通量。在半个世纪前,无冰海域只占北冰洋的很小部分, 由于冰层覆盖阻碍了海-气界面CO2交换过程[11], 此时的北极尚未成为重要的碳汇区域[12]。然而, 近几十年海冰面积和体积均整体呈下降趋势[8], 海冰的迅速消退使碳汇增加, 并可能导致未来海-气通量年代际增加28%[13]。另有研究表明, 海冰覆盖会影响浮游植物的生产力, 进而影响海表pCO2的分布特征[14]。例如2012 年作为海冰急剧减少的年份,较高的温度使得东西伯利亚海的海冰融化,大量的淡水覆盖导致海水分层, 进而降低了表层浮游植物初级生产力, 阻碍了pCO2经由生物作用过程进一步降低的趋势, 使得海表pCO2高于2011年的观测数值[14]。

目前, 对北极海冰消退引起的碳汇增加趋势及其调控机制的定性认识已较为成熟, 但针对pCO2分布特征与海冰变化耦合过程的定量研究还比较有限。Popova 等[15]通过数值模拟预测了北极海冰的变化趋势, 基于HadGEM2-ES 模式的结果预测在RCP8.5 情景下未来北冰洋表层将出现夏季无冰现象,但海冰消退速率具有较大不确定性。Wang和Overland[10]使用多个模型,预测北极将在2037年出现夏季无冰现象,与Yamamoto等[16]利用新版地球系统模型(ESM)预测的结果一致。此外, Cai 等[17]对海冰完全融化后形成的开阔水域中, 北冰洋表层pCO2的变化趋势进行了相关研究。在开阔水域, 随着暴露时间延长, 海表对CO2的吸收将不会以较快速度持续增加。Else 等[18]也评估了2009 年东南部加拿大海盆区的碳吸收能力, 模拟了海冰融化后的100 天内pCO2变化趋势。研究发现, 表层pCO2在前50 天持续增加, 后50 天持续下降, 且在第35—60 天的海水pCO2高于大气。Degrandpre 等[11]对加拿大海盆区夏季低冰期pCO2变化趋势的研究结果也表明,pCO2在融冰后的前一段时间快速增加, 但有所不同的是融冰后期pCO2上升趋势减缓, 并未呈现下降趋势, 且最终与大气pCO2基本保持持平。

以上研究虽然对海冰融化后海表pCO2变化趋势进行了模拟, 但缺少从模拟的时间尺度上对融冰初期的pCO2变化特征进行研究, 而该时期海冰密集度(Sea Ice Concentration, SIC)变化较大,pCO2受融冰面积增加的影响显著, 其海-气界面交换过程将显著改变海表pCO2分布特征。因此,本文采用质量平衡模型, 基于2008 年夏季西北冰洋的走航数据, 分析了加拿大海盆区pCO2与SIC的关系, 并以海冰融化天数为变量, 研究了包括海冰融化过程中、海冰完全融化以及海面持续开放情况下的pCO2变化趋势, 分析了在这段时间内温度、净初级生产力以及海-气交换过程对海表pCO2的影响。

1 数据与方法

1.1 数据方法

本研究的pCO2走航数据获取自2008 年8 月1 日—9 月8 日中国第三次北极科学考察航次,海冰数据下载自美国国家冰雪数据中心网站(https://nsidc.org/data/nsidc-0079/versions/3)。本文将海冰数据进行网格化, 定义每个网格中SIC 第1 次小于0.15 时的日期为海冰消退日(Day of Ice Retreat, DOR), 数据测量日期与DOR 的时间差即为海冰消退天数(Day since Ice Retreat, DSR)。采用质量平衡模型模拟在海冰融化时期及海冰消退后, 加拿大海盆区表层pCO2的变化趋势。

在质量平衡模型中, 主要通过输入溶解无机碳(Dissolved Inorganic Carbon, DIC)和总碱度(Total Alkalinity, TA)两个参数, 利用CO2SYS 程序估算当天海面pCO2, 再利用pCO2数据计算海-气界面CO2通量及考虑通量之后的新的DIC 及海表pCO2, 如此循环直至最后1 天, 模拟时间间隔为1 d。首先, 在不同时间点, DIC 受海-气界面CO2交换与生物吸收的影响可定量表示为:

其中, ΔCDIC,t为给定时间间隔内DIC 的变化量(μmol·kg-1);FCO2为海-气界面 CO2交换通量(mmol·m-2·d-1);VNCP为生物作用对CO2的吸收(mmol·m-2·d-1);VMLD为混合层深度; ΔCDIC,diluted为融冰稀释引起的DIC 变化, 根据海水稀释时TA 与DIC 相同的变化率来计算各时刻的DIC,如下:

其中,At为该时刻的碱度, 与盐度(S)有关[19], 表示为:

海-气通量(FCO2)则表示为:

其中, ΔpCO2为海-气界面CO2分压差,K0为CO2溶解度, 与温度和盐度有关[20],ks为气体传输速度[21], 用风速计算, 且受海冰影响, 表示为:

其中,U10为10 m 处的风速,Sc为施密特数, 由温度控制。

1.2 参数设置

根据经纬度对海冰数据进行插值, 并确定每个区域的DOR 和DSR。计算发现, 本研究的DSR范围为-35～33 d。为确定输入模型的温度变化趋势, 选取在DSR=-35、0 和33 这3 个时间节点处近10 d 的温度平均值作为输入参数, 并假设温度在DSR 周期内线性增加。确定盐度变化趋势时,只需获取DSR=-35 和0 时的盐度数值, 采取与温度相同的计算方式用近10 d 平均值进行计算。在海冰完全融化后盐度不再变化, 以DSR=0 时的盐度值持续至最后一天。此处假设海冰在DSR＜0时从0.95 线性减少至0, 之后以0 持续到DSR 最大值。混合层深度取10 m[6], 生物净初级生产力引起的CO2变化为1.88 mmol·m-2·d-1[17]。假设初始pCO2为 280 μatm, 风速取自 NCEP/DOE AMIP-II 再分析资料(https://psl.noaa.gov/data/gridded/data.ncep.reanalysis2.html), 测量间隔时间为6 h, 各项参数如表1 所示。

表1 西北冰洋各项参数数据Table 1. Parameter data from the western Arctic Ocean

在以上假设数据的基础上, 根据CO2SYS 程序进行循环运算, 最终模拟得到pCO2随海冰融化的变化趋势。在计算过程中, 各输入参数的变化可能会导致最终结果的改变。为了评估计算结果对输入参数的敏感性, 采用以下公式进行定量评估:

在调整变量数值的情况下,pCO2会随之改变。其中,Ssensitivity表示pCO2对不同变量的敏感性,vmean为变量初始值,pCO2,mean为初始值下的pCO2平均值,nv为调整后的变量值, npCO2为调整变量之后的pCO2平均值。

2 结果

如图1 所示, 2008 年西北冰洋海表pCO2的最小值(～114 μatm)位于楚科奇海北部, 而最大值则位于加拿大海盆区南部快速融冰区(～369 μatm)。在陆架区, 其海表pCO2大约为110～250 μatm, 低于加拿大海盆区的pCO2(约270～370 μatm), 且海盆区中快速融冰区的pCO2高于海冰覆盖区(图1)。楚科奇海位于白令海峡以北, 富含营养盐的太平洋入流水经由白令海峡注入楚科奇海, 盐跃层的改变,极大地促进该区域的生物初级生产[22]。在楚科奇海,较强的生物初级生产活动吸收大量CO2, 使海表pCO2降低, 是西北冰洋最大的碳汇区, 其CO2通量高达13.8 mmol·m-2·d-1。在加拿大海盆区, 其海表pCO2显著低于大气, 也表现为大气CO2的强汇,CO2通量为3.7 mmol·m-2·d-1。其中快速融冰区的海冰覆盖度较海冰覆盖区小, 因而CO2通量高于海冰覆盖区(表1)。

图1 2008 年西北冰洋表层SIC 与pCO2 数据Fig.1. Surface sea ice concentration and pCO2 data in the western Arctic Ocean in 2008

在加拿大海盆区, SIC 随纬度升高而增加, 快速融冰区的SIC 为0.06, 远低于海冰覆盖区(图1)。同时,pCO2随海冰增加呈降低趋势, 具有显著的负相关关系(r=-0.37,p＜0.005)(图2), SIC 低的区域pCO2较高, 而SIC 高的区域pCO2较低。海冰融化将使暴露在大气中的海域面积增大, 且pCO2随着融化天数的增加而增加。但是, 在融冰前, 海冰覆盖已对pCO2产生了一定的影响。已有的一些研究模拟了pCO2在海冰融化后的变化趋势, 发现表层pCO2将随融化天数的增加迅速增加, 且在后期将逐渐与大气pCO2持平[11,17-18]。

图2 加拿大海盆区pCO2 与SIC 的线性关系Fig.2. Linear relationship between pCO2 and sea ice concentration in the Canadian Basin

在快速融冰区, 其海冰浓度比海冰覆盖区低,暴露在空气中的海水面积相对较大, 海水吸收了更多的太阳辐射, 因而快速融冰区的海表温度更高(表1)。较高的海表温度将在一定程度上影响海水对大气中CO2的吸收。此外, 在海表直接暴露于大气期间, 海-气CO2交换过程促进了海表对大气CO2的吸收, 海表pCO2增加。这些过程表明表层pCO2不仅直接受海冰影响, 还受到其他与海冰融化相关的因素的调控。

3 讨论

为了进一步量化海冰调控pCO2变化, 本文采用海冰消退天数(DSR)作为时间参考, 通过质量平衡模型, 模拟了表层pCO2随DSR 的变化趋势(图3)。结果显示, 整个融冰过程中,pCO2呈上升趋势。海冰融化后(DSR＞0)pCO2的上升速率高于融化前(DSR＜0)。从模拟第一天(DSR=-35)到完全融化(DSR=0),pCO2增加了18 μatm。随着加拿大海盆区开放水域时间的延长, 模拟的最后一天(DSR=33)比刚完全融化(DSR=0)时的pCO2增加了69 μatm。

图3 2008 年加拿大海盆区pCO2 与冰消退天数(DSR)的关系。水平虚线为2008 年夏季大气pCO2, 竖直虚线为DSR=0 的pCO2Fig.3. The relationship between pCO2 of the Canadian Basin and DSR days in 2008. The horizontal dotted line is the atmospheric pCO2 in the summer of 2008, and the vertical dotted line is pCO2 of DSR=0

在改变输入模型的部分参数后, 加拿大海盆区pCO2的变化趋势会有一定程度的改变(图4)。混合层深度和净初级生产力增加均会使pCO2升高的趋势有所减缓, 在相同DSR 下,pCO2将随这两个因素的增加而降低。与之相反, 温度和风速的增加均促进了海表对CO2的吸收。在对海表pCO2进行关于温度、混合层深度、风速以及初级生产力的敏感性分析后发现, 开阔水域中表层pCO2变化对风速敏感性最大, 对混合层深度敏感性最小(表2), 这与Degrandpre 等[11]的结论有所差异。Degrandpre 等[11]的研究表明,pCO2同样对风速敏感性最大, 但对初级生产力的敏感性最小, 其与本研究的结果差异可能是由于Degrandpre 等人的研究中对净初级生产力的不同处理所造成。此外, 其输入模型的净初级生产力随SIC 增加而减少, 而本研究输入的净初级生产力为固定数值, 这与实际情况有一定差距, 因此本研究在模拟过程中通过改变净初级生产力来计算敏感度时, 计算结果相对较大。在海冰完全融化前,pCO2仍然对风速敏感性最大, 而对混合层深度敏感性最小。但在整个融冰过程中, 敏感性最小的参数仍为温度, 这可能是由于整个模拟过程包括了海冰未完全融化阶段, 海冰融化所需的潜热限制了水温的上升, 从而降低了海表pCO2对温度变化的敏感度。这种更改部分参数值会改变pCO2变化趋势的结果, 表明由于参数存在一定的取值范围, 模式结果也有在一定的区间变化的可能性。根据敏感性实验,pCO2的变化范围在DSR=0 和35 时分别约为5～23 μatm 和7～44 μatm。

图4 模型中不同输入值模拟出的加拿大海盆区pCO2 范围。a)温度; b)混合层深度; c)风速; d)净初级生产力Fig.4. The pCO2 range in the Canadian Basin simulated by different input values in the model. a) temperature; b) mixing layer depth; c) wind speed; d) net primary productivity

表2 模型中加拿大海盆区pCO2 对部分参数的敏感性Table 2. Sensitivity of pCO2 in the Canadian Basin to some parameters in the model

在整个融冰过程中, 表层海水的pCO2均低于大气(图3), 海-气之间的CO2梯度差促使大气CO2溶解进入海水, 水体DIC 增加,pCO2升高。通过模型将各因素对海表pCO2的影响进行定量计算后发现, 表层pCO2在仅受海-气CO2交换过程的影响下增加了～33 μatm(图5), 这是导致pCO2升高的主要因素。同样, 温度升高也将导致pCO2的增加, 但其贡献量低于海-气界面CO2交换, 为～19 μatm。净初级生产过程在调控pCO2变化的过程中所起到的作用最小, 且与前两个过程相反。生物吸收会降低海水的DIC, 从而降低表层pCO2, 在整个融冰阶段对pCO2的贡献量为～-13 μatm。

图5 在海冰融化前后(all DSR)、海冰融化前(DSR＜0)和海冰融化后(DSR＞0)阶段, 温度、净初级生产力和海-气交换作用对加拿大海盆区pCO2 的影响Fig.5. Before and after sea ice melting (all DSR), before sea ice melting (DSR＜ 0) and after sea ice melts (DSR＞ 0)phase, the effects of temperature, net primary productivityand air-sea exchange on pCO2 in the Canadian Basin

将pCO2的变化根据海冰状态分别讨论后发现, 在海冰完全融化后, 海-气CO2交换过程使表层pCO2增加～56 μatm, 为海冰完全融化前的5倍, 这种差异主要受SIC 的调控, SIC 较大时海-气CO2交换受到抑制。同样, 温度对pCO2的影响在融冰前后两个阶段的贡献率也相差将近 5倍, 这主要与碳酸盐系统的热力学平衡有关[23]。本研究中, 假设温度随时间线性增加, 升温使得pCO2上升, 且海冰完全融化后的温度相对较高,导致pCO2升高较海冰完全融化前更为显著。浮游生物的初级生产过程在一定程度上抵消了由海-气界面交换和温度效应所引起的pCO2增加,在整个融化过程中及海冰完全融化后, 净初级生产过程的贡献均最小, 而在海冰完全融化前,净初级生产力的贡献量略高于温度效应。海冰融化使表层接受了更大面积的光照, 促进了水中浮游植物的光合作用, 表层初级生产力将迅速增加。在本研究中, 为方便计算, 采用Cai 等[17]所计算的加拿大海盆区夏季浮游植物的平均净初级生产力1.88 mmol·m-2·d-1进行数值模拟, 在海冰未完全融化前, 该生产力数值偏大, 最终导致了生物初级生产过程对pCO2的影响程度可能略高于实际情况, 这也是仅在海冰融化前阶段,净初级生产力对pCO2的贡献量高于温度效应的主要原因。

在本研究中, 海冰从完全覆盖到完全融化,并在后期的无冰状态, 其逐渐融化过程对pCO2的影响不可忽视。研究表明, 在海-气交换、温度与净初级生产力的共同作用下, 加拿大海盆区的pCO2在海冰刚完全融化时较初期增加了18 μatm。在海冰融化过程中, 海-气交换速率与SIC 呈线性负相关关系[24], 海-气交换速率随SIC的减少而加快。模型研究表明, 温度变化在海冰完全融化前低于海冰完全融化后, 分别有1.2 ℃和3.5 ℃的升高, 相应地使得pCO2分别增加了7 μatm 和32 μatm。虽然融冰前假设的净初级生产力偏高, 但由于加拿大海盆区的净初级生产力较小[25], 在融冰过程所起的作用仍低于海-气CO2交换过程。

4 结论

2008 年夏季, 西北冰洋表现为大气CO2的净汇, 其海-气CO2通量约为6.0 mmol·m-2·d-1。各区域中, 陆架区的碳汇能力最强, CO2通量高达13.8 mmol·m-2·d-1, 高于加拿大海盆区。以DSR为时间参考, 研究各因素在海冰融化不同阶段对pCO2的调控机制, 结果表明, 在整个研究阶段,pCO2整体呈上升趋势, 且在海冰完全融化阶段的上升速率更大。其中海-气交换过程对pCO2的影响最大, 生物作用对pCO2的影响最小, 在海冰完全融化阶段, 温度效应、生物活动和海-气CO2交换这3 个因素对pCO2的影响远大于融冰阶段,且海-气CO2交换过程在上述两个阶段对pCO2的影响均最大。

本研究在多种因素的影响下, 模拟了西北冰洋海表pCO2的变化趋势。虽然评估了加拿大海盆区海表pCO2随海冰消退的变化趋势, 但模拟的开放水域持续相对较短, 对pCO2的研究具有一定的不确定性。例如, Degrandpre 等[11]与Else等[18]分别将海表开放时间延长至130 天和100 天的模拟结果表明, 在开放时间延长后,pCO2并未持续上升, 而是上升趋势不断趋缓, 但数值上始终小于大气pCO2。因此, 海冰开放时间的延长并不能使pCO2持续增加。基于此, 我们建议需要进行更长时间尺度的观测和更为全面的数值模拟才能进一步揭示北极海表pCO2与海冰的关系。

致谢 感谢2008 年中国第三次北极科学考察的走航数据采样及测定者陈宝山。pCO2系统数据由国家极地科学数据中心提供。