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海洋-大气二氧化碳交换综述 贺赟 摘要 本文讨论了海洋中的二氧化碳的分布、源汇，对二氧化碳的吸收和海洋封存，大气-海洋间的二氧化碳的交换与变化，介绍了海-气二氧化碳通量观测的一些方法。 关键词 海洋-大气， 二氧化碳（CO2），P（CO2），海洋封存，通量 1引言 我们知道，太阳向地球发出辐射波，其中能量较高、波长较短的太阳辐射热可以穿透大气，抵达地面；并以较长的波长从地面再反射到空间，这种波长的辐射热能被大气中的CO2和水蒸汽所吸收，因而大气能够捕捉从地面返回到大气中的辐射热， 以致造成大气圈温度升高。 这种现象通常被称为“温室效应”，这本来是地球维持表面温度以适合生物居住的基本条件[1]。 但由于全世界人口不断增加和工业迅速发展，大量燃烧煤、石油、天然气等，人类每年向大气排放的碳约达6.6 Gt，同时砍伐森林、野蛮开采、海洋污染、过度捕捞以及养殖业规模不断扩大，也引起温室气体二氧化碳和甲烷逐年增加，导致温室效应加强[2]。近年来人们注意到， 我们生活环境周围的空气逐渐地变得不适于人类未来的生存， 二氧化碳问题才开始被人们广泛关注，并在近十多年上升为一个政治问题，成为政府、民众关注，以及国际上科学研究的焦点。 2海洋中的二氧化碳 海洋占全球表面积的71％ ，海水中存在着大量的CO2、HC03- 、C03-2 、有机碳化合物以及碳酸盐类物质，作为全球碳循环的一个重要贮库， 其作用是举足轻重的。 同时，海洋对大气中CO2的吞吐、平衡也起着十分重要的作用。自1958年以来全球化石燃料燃烧等人类活动向大气中排放的大量CO2只有50％ 左右仍存留在大气中，而另外的50％ 左右则迁移到了海洋及陆地生物圈。由于陆地生物圈贮库中碳的含量只有海洋贮库中碳含量的5％左右，因此人们普遍认为海洋对大气中CO2的吸收作用更为明显和重要。 海洋对大气CO2 增加的调节作用主要是海洋CO2的垂直转移过程。在表面混合层中，由于生物的光合作用，CO2不断被转化成有机碳和生物碳酸盐。在混合层以下由于生物泵的作用，碳从表层向深层的转移。总的CO2和营养盐有随海水深度增加而增加的趋势。 在CO2的垂直转移过程中．光合产品中的有机物大部分是在上层1km 内发生分解，仅一小部分抵达海洋底层，深海沉积物中有机碳含量不到1%。 图 1 碳循环 2.1海洋中二氧化碳的源与汇 海洋与大气CO2通常并不处于平衡状态，穿越海-气界面的CO2通量大小和方向是由海-气之间的CO2分压差决定的。当海水CO2分压大于大气CO2 分压， 海洋成为大气CO2的源，反之．海洋为大气CO2的汇。全球大气P(CO2)的水平梯度很小，除了受工业排放影响的局部区域外，其分布变化一般不会超过5%[3] 。而开阔大洋表层水P(CO2)的变化范围和梯度很显著，海洋CO2的源和汇主要是由表层水P(CO2)的分布变化引起的，间接地受到海水温度、生物活动和海水运动等因素的影响。 所以海水温度对P(CO2)有重要的影响。 赤道海域是全球海洋最大的CO2源区，仅赤道太平洋每年向大气输送1.0 Gt C/a的CO2，占海洋释放的CO2 总量的60%[4]。赤道表层水较高的P(CO2)主要由两方面原因造成的，即富含CO2和营养盐的深层水的上涌以及从深层冷水到表层暖水的升温[5]。另外El Ni?o现象对赤道太平洋CO2的源区有重要的影响，El Ni?o爆发时，赤道西太平洋低P(CO2)的热水向东回流，使赤道太平洋中部高P(CO2)表层水被覆盖，导致海水P(CO2)降低[6]。 占地球海洋面积20% 的南大洋是CO2最重要的汇区，吸收的CO2约为1.2 Gt C/a，占海洋吸收CO2净通量的35%[7,8]。南大洋及其与大气之间碳的生物地球化学过程主要有以下两个方面：一方面，亚热带暖水向极地运动过程中，水温快速冷却，导致P(CO2)明显降低；另一方面，由温暖深层水上涌产生的南极表层水，在风的作用下形成向北和向南运动的表层流。向南流动的表层水经降温和析盐过程，在南极附近形成高密冷水流向深层，这些冷水有极强吸收CO2的能力，使南极附近海域成为CO2的汇。向北运动的南极表层水则在南极辐合带与向南流动的低P(CO2)的亚热带暖水汇合，形成低盐低P(CO2)的南极中层水，因此，南极辐合带附近海域同样也是CO2 潜在的汇区。 40oN 以北的北大西洋和挪威-格陵兰海域也CO2的强汇区[9]。与其它高纬度海域不同，北太平洋的CO2源和汇呈明显的季节变化特征，即冬季为强的CO2源，夏季则为弱的CO2汇。北太平洋深层水年龄最老，CO2含量最高。冬季，由于深层水的上涌，北太平洋的CO2源强几乎与赤道太平洋相当；而夏季，由于生物生产力活跃，光合作用对P(CO2)的降低效应超过升温效应，导致表层 P(CO2)降低，但从整