陸架海碳循環模式研究現狀與進展＊

羅曉凡，魏 皓

（天津科技大學 海洋科學與工程學院，天津 300457）

碳元素（主要是CO2）在大氣圈、水圈、巖石圈、生物圈之間轉移和交換的過程稱為碳循環。由于人類活動的影響，全球海面上大氣CO2的年均濃度已由1980年的338.80μatm升高至2012年的392.53μatm，并保持持續攀升的狀態（http：／／www.esrl.noaa.gov／gmd／ccgg／trends／global.html）。在1958—2008年間，平均約43%的人為CO2停留在大氣中，其余被陸地和海洋吸收［1］。據最新觀測數據估算全球海洋每年吸收人為CO22.0±1.0PgC［2］，一定程度上緩解了大氣CO2濃度的上升速度以及人為驅動的氣候變化幅度［3］，但這同時也擾動了海洋碳酸鹽體系，導致了海水pH的下降趨勢，由此引發的海洋環境問題對海洋生態系統產生了潛在的影響［4－5］。海洋作為全球碳循環重要的組成部分，在保持其自身環境健康的前提下，能夠在吸收大氣CO2、減緩氣候變暖中起多大的作用，未來又將扮演什么樣的角色，這已然成為當前研究的熱點問題。

陸架海是陸地與大洋的連接帶，受人類活動影響最為顯著，并且具有復雜的潮波系統、環流結構、季節性河流輸入、較高的生物生產力等特點，各種過程變化劇烈，空間梯度大。陸架海的面積雖僅占全球海洋總面積的8%，其初級生產卻是全球總初級生產的19%～28%［6］，因此陸架海生態系統的固碳作用對全球碳收支平衡有不可忽略的貢獻，尤其是“碳失匯”的問題被提出后，陸架海對大氣CO2的源／匯作用成為平衡全球CO2收支不確定性因素之一，引起熱議［7－11］。Takahashi［2］給出的全球氣候態年均凈海－氣 CO2交換的數據中，變化迅速且復雜的近岸水體數據相對匱乏。IPCC－AR4所使用的氣候－碳循環耦合模式比較計劃的多模式數據（Coupled Climate－Carbon Cycle Model Intercomparison Project，C4MIP）也沒有包含時空變化劇烈的陸架海過程，給氣候預測帶來了不確定性［12］。而為了更準確地理解海洋在大氣CO2濃度不斷上升情景下的作用與響應，陸架海及近岸水體碳通量的量化研究得到越來越多的關注［7－11］。

本研究綜述了近年來對陸架海CO2源／匯格局的爭論，指出通過建立3維－物理－生物－碳化學耦合數值模式量化陸架海碳循環關鍵過程的科學發展趨勢?；陉懠芎Ｌ佳h模式的研究現狀，從物理場、生物泵、碳化學系統等方面總結了建模中應考慮的關鍵控制過程，提出了構建東中國陸架海碳循環模式的基本思路以及擬解決的科學問題。

1 陸架海對大氣CO2的源／匯作用

陸架海對大氣CO2的源／匯作用是碳循環研究中最基礎也是最重要的部分，它的強弱反映陸架海對氣候變化的調節能力，目前還處于熱烈的爭論之中。部分學者認為全球陸架海是向大氣釋放CO2的源［13－15］，其根據是河流輸入的有機碳通量大于海洋有機碳埋藏速率，剩余部分很有可能被分解為CO2返回大氣。Tsunogai等［16］在1999年基于東海觀測結果提出了“陸架泵”的概念，認為如果以東中國海吸收大氣CO2的效率去估算，全球陸架海每年可吸收1PgC。Yool等［17］采用GCM模型量化“陸架泵”作用探究其在全球陸架海的潛在強度并指出“陸架泵”效率在不同海區變化不一，外推估算全球陸架海每年可吸收0.6PgC，但該模型粗糙的分辨率對研究陸架海問題存在很大局限性與不確定性。Thomas等［18］與Bozec等［19］使用觀測數據對北海的碳通量及碳輸出的研究證實并支持了“陸架泵”假說。Bates等［20］指出陸架碳泵作用使得楚科奇海陸架成為大氣CO2較強的碳匯海區。然而，陸架海是多過程共同作用的海區，其物理、生物、化學機制不盡相同，因此Cai等［7］根據陸架海的流場、形態、緯度等進行分類研究并指出中高緯陸架海區是大氣CO2匯，吸收CO2約0.33PgC yr－1；低緯陸架海區是大氣CO2源，釋放CO2約0.11PgC yr－1。Chen等［10］則搜集了大量前人關于陸架海、河口、鹽沼濕地及紅樹林等海－氣CO2通量的論文，給出一個認識：陸架海是大氣CO2匯，近岸生態系統是大氣CO2源。但Xue等［21］指出地處中緯度的開闊陸架?！宵S海中部缺少“陸架泵”需要的物理環境進行有效的碳輸出，其年均尺度上體現為大氣CO2凈源，這與早期Cai等［7］和Chen等［10］的結論有出入。這些爭論主要源于陸架海表層海水CO2分壓（pCO2）強烈的時間變化與巨大的空間分布不均勻性，同時，一次調查數據不能絕對代表一個月份或是一個季節的特征，這便是實測數據的局限性所在，而“陸架泵”假說是否成立，還需結合數值模式進行驗證。此外，Chen等［11］總結了全球106個河口的海－氣CO2交換，指出大多數河流與河口都是大氣CO2源，但是大河輸送的營養鹽在河流羽流區被用來進行光合作用，一定程度上使水體呈現CO2不飽和狀態，因此，大河的羽流區，甚至是距離河口幾百公里遠的海區都可能成為CO2匯。Tseng等［22］認為長江沖淡水流量影響著CO2的吸收，三峽大壩建成后，長江沖淡水流量減小，可能導致CO2吸收能力的下降，甚至會使東海陸架由大氣CO2匯轉為源，這個結論有待驗證。Dai等［23］根據對南海的研究提出了大洋主控型邊緣海碳循環概念，認為來自大洋深部的外源溶解無機碳通過上升流和躍密混合被輸送至真光層后，如果不被同樣來源的營養鹽所支持的有機碳生產完全消耗，其過剩部分就會溢出至大氣中，而在河流主控型邊緣海，陸源有機物與營養鹽輸入含量的競爭調控該海區生物的新陳代謝作用，從而影響CO2通量?？梢?，不同陸架海區水文環境、動力過程存在差別，不同生態系統生物泵運作不同，陸架海源／匯格局的分布各具特色。碳酸鹽系統實測資料的匱乏及其時空局限性，限制了人們對海洋碳循環整體的進一步認識，這使得海洋碳循環模式快速發展，同時也促進了人們對海洋碳循環關鍵過程進行量化的研究。

2 陸架海碳循環模式的發展

相較于大洋，陸架海系統的復雜性使得陸架海碳循環模式的研究更為困難，目前，國際上對陸架海碳循環模式的報道不多，我國對東中國陸架海3維－物理－生物－碳循環模式的研究尚在起步階段，陸架海碳循環模式的建立已成為各國氣候預測模型急需攻克的難題。

自20世紀60年代起，大洋碳循環模式經歷了由簡單到復雜的發展。從早期的箱式收支模式到三維海洋無機碳循環模式，再到基于海洋動力學耦合生物地球化學過程的三維碳循環模式，直至今天的氣候－碳循環耦合模式。然而直至20世紀90年代，陸架海碳循環模式才開始發展。CO2在海洋中的轉移和歸宿，即海洋吸收、轉移大氣CO2的能力及CO2在海洋中的循環機制均集中體現為其物理、化學和生物過程［24］。這也是陸架海碳循環模式的三大模塊，三者的耦合完成了溶解無機碳（DIC）、溶解有機碳（DOC）、顆粒有機碳（POC）等在陸架海的遷移轉化。

本研究在Hofmann等［25］對陸架海碳循環模式綜述的基礎上，列出近年來有關模擬陸架海碳收支的文章（表1），雖然不同海區模式所含變量以及邊界條件不同，但模式基本包括了陸源輸入的淡水、營養鹽、碳，海－氣交換的CO2及大氣沉降的營養鹽，沉積物－水界面交換通量，生物作用下營養鹽及碳的遷移轉化，跨陸架輸運及陸架海與外海的交換。同時，基于地球物理流體力學原理所建立的海洋環流模式提供了更為真實，結構更復雜的海洋物理場，使得對陸架海碳循環的模擬也更為準確。

表1 部分研究陸架邊緣海海－氣交換通量及碳輸出的模式Table 1 Sea－Air CO2flux（SACF）and carbon transportation models developed for the continental shelf seas

3 陸架海碳循環模式中的關鍵過程

3.1 關鍵物理過程

現有的數值模式對海洋碳循環的模擬都存在缺點和不足之處，Doney等［38］對海洋碳循環模式比較計劃——階段2（the phase 2of the Ocean Carbon－cycle Model Intercomparison Project，OCMIP－2）的13個全球碳循環模式的水動力場以及子午圈翻轉流進行比較指出，這些缺點與不足主要與物理環流有關，碳循環模式結果在生物地球化學過程的差異有40±25%都是來自海洋環流模式［38］。生源要素必然隨海水運動而遷移，除了由海洋各個界面輸入、輸出外，海洋環流是決定各種物質時空分布的主要因素［39］。因此，陸架海碳循環模式對海洋動力模式有較高的要求，同時也促進了海洋模式向高分辨率、多過程耦合發展。陸架海多上升、下降流系統，其垂直方向輸送的營養鹽以及碳通量也影響著表層pCO2的分布［27］。在南海，上升流是導致越南沿岸與呂宋島西北海區pCO2空間分布差異的因素之一［30］，南海北部陸架海區碳酸鹽系統的動態格局也主要由河流羽流和近岸上升流影響下的物理和生物強迫控制［40］。此外，在有利于下降流形成的風驅動下，沿岸流和底層離岸輸運有機碳也是陸架海碳循環模型中需要考慮的物理過程。

海洋的暖化降低了海水CO2溶解度，可能使海洋碳存儲減小，從而對大氣CO2濃度起正反饋作用［41］，加劇全球氣候變化。因此除環流輸運外，對海水溫度長期變化的模擬、抓住區域海溫度對氣候變化的響應特征是非常重要的。Chai等［30］模式結果表明水溫對海水pCO2季節變化的影響比生物活動更強，是控制南海pCO2的主導因素。已有研究表明東中國陸架海增溫更加顯著［42－43］，由此而帶來的對碳循環的影響還需科學評估。

在歐洲北海，顯著不同的南北兩個生物地球化學省的海－氣CO2交換是溫度與生物作用影響平衡的結果，而這很大程度上取決于水體的層化以及在層化影響下生物作用的差異［31］。夏末，北海南部水體混合均勻，呈非自養型，向大氣凈釋放CO2，而在出現季節性分層的北海北部，表層水體呈自養型，該區是大氣CO2的匯［19］?？梢?，陸架海碳循環模式對海洋模式中混合的參數化方案提出了更精細的要求，以能夠反演時空快速變化的層化／混合、鋒面、河流羽流結構等。

3.2 生物泵

生物泵作用是陸架海碳循環中重要的環節，碳從真光層至深層的傳遞要依靠生物的作用。在陸架海，大約一半的有機碳通過生物泵作用轉移到深海［25］。生物過程驅動了海洋對CO2的吸收，Kühn等［32］和Lorkowski等［36］對北海碳收支的模擬中指出，如果模式不包含生物過程，北海北部將會和北海南部一樣表現為大氣CO2的源，這與實際調查結果不符。在羅斯海，海冰消融的海區因較高的生物初級生產而成為大氣CO2的強匯區［29］。因此陸架海碳循環模式耦合低營養級生態模式是當前碳循環模式發展主流，包含詳細的生物過程與營養鹽循環的碳循環模式可以更準確的對碳化學系統收支進行估算。Borges等［44］指出在具有高初級生產力的近岸環境，碳化學系統對富營養化的響應要強于對酸化的響應。此外，底棲生物過程影響著底層營養鹽的循環以及堿度的變化，模式中對碳化學系統估算的不確定性有一部分是來自底棲作用［4］。在經典生物泵中，微生物通常被認為是分解者，而研究表明，細菌還可以把活性DOC高效地轉化為惰性DOC，形成巨大的惰性DOC碳庫，進入的碳循環的慢性循環（千年尺度）中，起到儲碳作用，這一過程就是“微生物碳泵”［45］。目前，雖然對微生物碳泵有了理論的認識，但將這一過程進行模式化，還是面臨很大的挑戰。復雜的生物過程不僅增加了模式的難度，同時也增加了誤差在模式中的傳遞。此外，碳循環與營養鹽循環都有其獨特的控制過程，模式中應考慮將兩者解耦，這樣也可以使浮游植物的生長不受碳而只受營養鹽的限制［4，36］。

3.3 碳化學系統

3.3.1 界面碳通量

在現有日趨完善的生態動力學模型的發展基礎之上耦合碳化學系統是當前陸架海碳循環模式的發展方向，因此，對碳化學系統的整體認知是模式研究者建模中重要的環節。陸架海碳化學系統參與了海－氣界面、陸－海界面、沉積物－水界面以及水體內部的化學反應，調控著水體pH，并影響其他化學反應，對形成和維持海洋生命活動有重要作用。在海洋中，碳的存在形式主要為DIC、DOC、POC，且約98%的碳是以溶解無機碳的形式存在［12］。

評估陸架海在全球氣候變化中的作用，海－氣CO2交換是最基礎的一環，也是對碳酸鹽系統的平衡起重要作用的界面過程。海水碳酸鹽系統是由DIC、總堿度（Talk）、pH值、pCO2等通過基本的熱力學關系相聯系，包括了碳酸、硼酸、磷酸、硅酸、水等弱酸的電離平衡［46］。在模式中，為了減小其復雜度，通常只考慮碳酸－硼酸－水體系。目前，模式估算海－氣CO2通量（SACF）多使用公式（1）：

其中，fice為海冰覆蓋率；為本文章上述所指的pCO2，即海水表層CO2分壓；為海面上大氣CO2分壓；α為CO2的溶解度，模式中通常使用Weiss［47］給出的與溫鹽相關的經驗公式；k為液相傳輸速率，模式中通常使用Wanninkhof［48］給出的與海面10m風速以及溫度相關的經驗公式。盡管使用上述方法存在不確定性，主要體現在氣體交換系數（k﹒α），但使用該方法估算SACF是被普遍接受的［46］。海－氣界面是碳循環與人類活動影響直接相關的關鍵界面，Omstedt等［49］對波羅的海pCO2長期變化的模擬表明，工業革命前波羅的海表現為凈源作用，而工業革命后，pCO2季節變化增強，年際變異上源／匯作用都有出現；同時對pH的長期模擬指出，在工業化之前pH維持一個穩定狀態，而工業化后，隨著大氣CO2濃度的增加，pH有小幅下降。在地中海，1 980s其表現為大氣CO2的凈源，每年釋放1.5×1012mol C，而到了2 000s，大氣CO2濃度較1 980s增加了30μatm，使得大氣向海洋的CO2通量增加，地中海表現出弱匯作用，平均每年吸收0.2×1012mol C［50］。Lu等［51］對南海SEATS站位建立1維模型的模擬結果表明，海－氣CO2交換調控pCO2的季節變化，甚至超過SST的影響，且因其為寡營養鹽海區，生物過程的貢獻較??；在日變化上，pCO2的調控因子與局地物理和生物環境有關。

與大洋不同，陸架海直接受人類擾動的另一個界面就是陸－海界面，主要表現為河流輸入帶來的影響。河流碳通量在特定時間和地區是單向輸送的，主要包括DIC、DOC、POC、PIC（顆粒無機碳）的輸送［52］。2004—2008年，長江平均每年向東海輸送DIC為1.56×1013g［53］。Wang等［54］研究表明2009年，黃海和長江向海輸送的DOC分別為3.20×1010g和1.58×1012g，POC分別為3.89×1011g和1.52×1012g，可能對河口及其近岸的生物化學循環和生態系統產生重要影響。Raymond等［55］指出當考慮近岸區域DIC和Talk的季節、年際、長期變化趨勢時，河流輸入的準確性是重要的。但在模式中，河流碳輸入資料的匱乏，時間變化的不確定性，模式分辨率不足等都可能使得河口低鹽區的模擬不甚理想［4，25］，另外河口過程、濕地等增加了問題的復雜性，陸－海界面過程是陸架海碳循環模式研究的一個難點。由于河流帶來流域植被代謝的碳、營養物質以及農耕區的化肥等，因此，將陸架海碳循環模型與陸地碳循環模型、水文模型銜接，獲得連續的河流邊界條件是河流主控型陸架海碳循環模型的一個發展方向。此外，海底地下水（Submarine Groundwater Discharge－SGD）也是陸地向海洋輸送水量和物質的重要通道，被認為是近海營養鹽、碳等溶解物質的源［56］。全球尺度上，SGD碳通量輸送粗略估算約為0.23PgC yr－1，相當于全球河流碳輸送的30%［57］。在南海北部，SGD雖占珠江徑流量的12%～21%，但其攜帶的DIC可能高達（153～347）×109mol yr－1，相當于珠江DIC輸入量的23%～53%［58］?？梢?，SGD對近岸碳收支平衡的潛在影響。然而現今對SGD碳通量的研究還不全面，在陸架海碳循環模式中對SGD的定量化是比較困難的，SGD數值模式的發展雖然為研究SGD開拓了視野，但目前可以用來對模式進行有效驗證的實測數據及經驗數據非常少，由此而帶來的不確定性限制了模式的廣泛應用與發展［59］。

沉積物－水界面交換體現在有機碳沉積與再懸浮以及有機碳在微生物作用下的再礦化作用，在動力較強、海底有機污染嚴重的陸架海，這個界面尤其重要。大洋沉積通過對有機碳和CaCO3的埋藏可以作為永久碳庫，然而在東中國陸架海，海底是非河流影響區域重要的營養鹽來源，強烈的潮流、風場的擾動使得顆粒物再懸浮嚴重，加之活躍的底棲生物作用，有機碳的保存效率大幅降低［60－62］。由于該界面精細過程觀測難以實施，僅有零星底界面交換實驗數據，而交換又與動力過程密切相關，目前還沒有一個完善的底界面交換模型，這個過程的參數化是陸架碳循環模型中另一難點，需要突破。

陸架海－外海界面碳通量和營養鹽通量受開邊界條件的影響。Kühn等［32］指出使用來自二氧化碳信息處理中心（Carbon Dioxide Information Analysis Center，CDIAC）的氣候態DIC、Talk數據作為北海的開邊界條件會高估北海DIC濃度。Artioli等［4］指出完善初始條件與邊界條件，尤其是河流輸入以及與波羅的海通量交換，可以顯著減小對北海營養鹽模擬的偏差。在中國東海，高溫高鹽的黑潮水入侵為陸架海輸送了可觀的營養鹽，其中硝酸鹽輸送入東海的平均值為170.8±41.6kmol s－1，約為磷酸鹽輸送量的13.6倍［63］，這對于陸架海營養鹽循環、生物生產以及整個碳循環系統都有重要影響。

3.3.2 碳的遷移轉化

在碳的遷移轉化過程中（圖1），生物作用主導有機碳與無機碳的相互轉化。而DOM的光降解主要表現為有色溶解有機物（CDOM）的光降解，陸源CDOM入海后通過光降解作用在近海海域發生轉化與消除，潛在地影響海洋生態系統及海洋碳循環［64－66］。賀志鵬等［67］指出黃海表層至20m層DOC濃度呈上升趨勢可能就是表層DOC發生光降解作用的直接證據。Yang等［65］估算得黃東海每年約5.4～10.5TgC的DOC發生光礦化，約占初級生產的2.9%～5.7%。DIC以碳酸鹽形式移出水體主要表現為CaCO3的產出，包括珊瑚、顆石藻外殼、某些浮游動物的碳酸鹽外殼和骨架等。全球海洋碳酸鹽的生產和輸出以顆粒無機碳的形式創造了較高的碳輸出效率（0.4～1.8GtC yr－1）［68］。Cao等［69］指出CaCO3的形成與溶解調節著海洋 DIC系統并最終調控海洋對大氣CO2的緩解能力，在南海，近岸淺水海區CaCO3的溶解對外海上層水體中累積的Ca2＋和總堿度有貢獻。近岸水體酸化很可能會減少碳酸鹽的生產，加速碳酸鹽基底的溶解，從而打破碳化學系統的平衡，不利于鈣化生物的生存。因此，對于碳酸鹽沉積底質的陸架海以及珊瑚生態系統，在模式中應酌情考慮碳酸鹽的生成與溶解過程。對于POC的源匯項，除受陸源與生物作用影響外，還受到沉降及再懸浮過程的影響。海洋對大氣CO2的調節作用重點在于碳的垂直遷移并最終被埋藏于海底的過程。郭志剛等［70］等指出有機碳從水體向海底沉積物轉移并保存的條件要滿足4點：1）有充足的POC向海底轉移；2）有一定的沉積速率；3）適于細顆粒沉積的弱水環境；4）相對還原的海底環境。然而陸架海動力調整變化快，沉降并保存在沉積物中的POC在受到動力擾動時，便會發生再懸浮，使POC沉降受限。據統計，大陸架及大陸坡的沉積物中，有40%～85%的有機碳要發生再懸?。?1］。長江口及鄰近海域海－氣交換的CO2僅有13%以顆粒有機碳的形式垂直轉移而形成表層沉積物的有機碳，其余87%沒有被埋藏的碳通過生物泵或動力過程進入水中再循環［72］。

圖1 陸架海碳的遷移轉化示意圖Fig.1 A sketch map showing the migration and transformation of carbon in the continental shelf seas

4 東中國陸架海碳循環模式的構建思想

東中國海地處東亞季風區，渤海、黃海的全部以及東海的2／3都屬于寬闊的陸架海，受到長江、黃河等陸地徑流的強烈影響以及臺灣暖流、黑潮入侵等帶來的強烈作用。目前，基于水動力模型的營養鹽－低營養級生態動力學模型在東中國海已取得較好的應用［73］，在此基礎上耦合碳化學系統是碳循環模型發展的基本方向。東中國陸架海碳循環模型的基本構想是在生態動力學模型中增加DIC作為主要的狀態變量，同時增加Talk、pCO2、SACF作為診斷變量，其中為減小模式復雜度，可以考慮將Talk與鹽度建立關系，pCO2通過碳酸鹽體系平衡計算［74］，SACF的計算前文已給出（詳見3.3.1節）。相較于大洋模型，陸架海碳循環模型顯著的特點在于陸－海界面和沉積物－水界面碳通量的參數化。目前對河流碳通量動態變化規律的研究并不細致，但河流徑流量主導其無機碳和有機碳入海通量變化［75－76］，由此可根據徑流量以及DIC、DOC、POC在不同年代入海通量的年際特征值推算碳通量長時間序列作為河流邊界條件。沉積物－水界面所表現的固碳及去碳作用，在年或年際尺度上處于動態平衡狀態，季節尺度上有變化，這在現代陸架環境下主要與生物過程相關［70］。這一界面過程目前還沒有精細的數值模型可供采用，結合水動力過程的沉積物－水界面物質交換、再懸浮過程的模型量化，應該是東中國陸架海碳循環模型的一個主要特色。

東中國陸架海3維－物理－生物－碳循環模型的建立，可進一步認識東中國海表層pCO2、海－氣碳通量、向陸架外碳輸出效率的季節與年際變化；定量評估東中國海源／匯動態格局以及生物泵、“陸架泵”的貢獻；河流徑流量變化所致的物理、生物效應對河口及其近岸碳通量的影響；沉積－水界面交換通量動力學參數化在碳循環中的作用；并預測未來陸架海碳循環系統的演變規律，為全球碳循環模型提供可嵌入的東中國陸架海碳循環模塊，這對于改善全球碳循環模型，減少其不確定性，準確評估東亞海區在氣候變化中的作用都是非常必要的。

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