罗晓凡，魏 皓

（天津科技大学 海洋科学与工程学院，天津 300457）

碳元素（主要是CO2）在大气圈、水圈、岩石圈、生物圈之间转移和交换的过程称为碳循环。由于人类活动的影响，全球海面上大气CO2的年均浓度已由1980年的338.80μatm升高至2012年的392.53μatm，并保持持续攀升的状态（http：／／www.esrl.noaa.gov／gmd／ccgg／trends／global.html）。在1958—2008年间，平均约43%的人为CO2停留在大气中，其余被陆地和海洋吸收［1］。据最新观测数据估算全球海洋每年吸收人为CO22.0±1.0PgC［2］，一定程度上缓解了大气CO2浓度的上升速度以及人为驱动的气候变化幅度［3］，但这同时也扰动了海洋碳酸盐体系，导致了海水pH的下降趋势，由此引发的海洋环境问题对海洋生态系统产生了潜在的影响［4－5］。海洋作为全球碳循环重要的组成部分，在保持其自身环境健康的前提下，能够在吸收大气CO2、减缓气候变暖中起多大的作用，未来又将扮演什么样的角色，这已然成为当前研究的热点问题。

陆架海是陆地与大洋的连接带，受人类活动影响最为显著，并且具有复杂的潮波系统、环流结构、季节性河流输入、较高的生物生产力等特点，各种过程变化剧烈，空间梯度大。陆架海的面积虽仅占全球海洋总面积的8%，其初级生产却是全球总初级生产的19%～28%［6］，因此陆架海生态系统的固碳作用对全球碳收支平衡有不可忽略的贡献，尤其是“碳失汇”的问题被提出后，陆架海对大气CO2的源／汇作用成为平衡全球CO2收支不确定性因素之一，引起热议［7－11］。Takahashi［2］给出的全球气候态年均净海－气 CO2交换的数据中，变化迅速且复杂的近岸水体数据相对匮乏。IPCC－AR4所使用的气候－碳循环耦合模式比较计划的多模式数据（Coupled Climate－Carbon Cycle Model Intercomparison Project，C4MIP）也没有包含时空变化剧烈的陆架海过程，给气候预测带来了不确定性［12］。而为了更准确地理解海洋在大气CO2浓度不断上升情景下的作用与响应，陆架海及近岸水体碳通量的量化研究得到越来越多的关注［7－11］。

本研究综述了近年来对陆架海CO2源／汇格局的争论，指出通过建立3维－物理－生物－碳化学耦合数值模式量化陆架海碳循环关键过程的科学发展趋势。基于陆架海碳循环模式的研究现状，从物理场、生物泵、碳化学系统等方面总结了建模中应考虑的关键控制过程，提出了构建东中国陆架海碳循环模式的基本思路以及拟解决的科学问题。

1 陆架海对大气CO2的源／汇作用

陆架海对大气CO2的源／汇作用是碳循环研究中最基础也是最重要的部分，它的强弱反映陆架海对气候变化的调节能力，目前还处于热烈的争论之中。部分学者认为全球陆架海是向大气释放CO2的源［13－15］，其根据是河流输入的有机碳通量大于海洋有机碳埋藏速率，剩余部分很有可能被分解为CO2返回大气。Tsunogai等［16］在1999年基于东海观测结果提出了“陆架泵”的概念，认为如果以东中国海吸收大气CO2的效率去估算，全球陆架海每年可吸收1PgC。Yool等［17］采用GCM模型量化“陆架泵”作用探究其在全球陆架海的潜在强度并指出“陆架泵”效率在不同海区变化不一，外推估算全球陆架海每年可吸收0.6PgC，但该模型粗糙的分辨率对研究陆架海问题存在很大局限性与不确定性。Thomas等［18］与Bozec等［19］使用观测数据对北海的碳通量及碳输出的研究证实并支持了“陆架泵”假说。Bates等［20］指出陆架碳泵作用使得楚科奇海陆架成为大气CO2较强的碳汇海区。然而，陆架海是多过程共同作用的海区，其物理、生物、化学机制不尽相同，因此Cai等［7］根据陆架海的流场、形态、纬度等进行分类研究并指出中高纬陆架海区是大气CO2汇，吸收CO2约0.33PgC yr－1；低纬陆架海区是大气CO2源，释放CO2约0.11PgC yr－1。Chen等［10］则搜集了大量前人关于陆架海、河口、盐沼湿地及红树林等海－气CO2通量的论文，给出一个认识：陆架海是大气CO2汇，近岸生态系统是大气CO2源。但Xue等［21］指出地处中纬度的开阔陆架海—南黄海中部缺少“陆架泵”需要的物理环境进行有效的碳输出，其年均尺度上体现为大气CO2净源，这与早期Cai等［7］和Chen等［10］的结论有出入。这些争论主要源于陆架海表层海水CO2分压（pCO2）强烈的时间变化与巨大的空间分布不均匀性，同时，一次调查数据不能绝对代表一个月份或是一个季节的特征，这便是实测数据的局限性所在，而“陆架泵”假说是否成立，还需结合数值模式进行验证。此外，Chen等［11］总结了全球106个河口的海－气CO2交换，指出大多数河流与河口都是大气CO2源，但是大河输送的营养盐在河流羽流区被用来进行光合作用，一定程度上使水体呈现CO2不饱和状态，因此，大河的羽流区，甚至是距离河口几百公里远的海区都可能成为CO2汇。Tseng等［22］认为长江冲淡水流量影响着CO2的吸收，三峡大坝建成后，长江冲淡水流量减小，可能导致CO2吸收能力的下降，甚至会使东海陆架由大气CO2汇转为源，这个结论有待验证。Dai等［23］根据对南海的研究提出了大洋主控型边缘海碳循环概念，认为来自大洋深部的外源溶解无机碳通过上升流和跃密混合被输送至真光层后，如果不被同样来源的营养盐所支持的有机碳生产完全消耗，其过剩部分就会溢出至大气中，而在河流主控型边缘海，陆源有机物与营养盐输入含量的竞争调控该海区生物的新陈代谢作用，从而影响CO2通量。可见，不同陆架海区水文环境、动力过程存在差别，不同生态系统生物泵运作不同，陆架海源／汇格局的分布各具特色。碳酸盐系统实测资料的匮乏及其时空局限性，限制了人们对海洋碳循环整体的进一步认识，这使得海洋碳循环模式快速发展，同时也促进了人们对海洋碳循环关键过程进行量化的研究。

2 陆架海碳循环模式的发展

相较于大洋，陆架海系统的复杂性使得陆架海碳循环模式的研究更为困难，目前，国际上对陆架海碳循环模式的报道不多，我国对东中国陆架海3维－物理－生物－碳循环模式的研究尚在起步阶段，陆架海碳循环模式的建立已成为各国气候预测模型急需攻克的难题。

自20世纪60年代起，大洋碳循环模式经历了由简单到复杂的发展。从早期的箱式收支模式到三维海洋无机碳循环模式，再到基于海洋动力学耦合生物地球化学过程的三维碳循环模式，直至今天的气候－碳循环耦合模式。然而直至20世纪90年代，陆架海碳循环模式才开始发展。CO2在海洋中的转移和归宿，即海洋吸收、转移大气CO2的能力及CO2在海洋中的循环机制均集中体现为其物理、化学和生物过程［24］。这也是陆架海碳循环模式的三大模块，三者的耦合完成了溶解无机碳（DIC）、溶解有机碳（DOC）、颗粒有机碳（POC）等在陆架海的迁移转化。

本研究在Hofmann等［25］对陆架海碳循环模式综述的基础上，列出近年来有关模拟陆架海碳收支的文章（表1），虽然不同海区模式所含变量以及边界条件不同，但模式基本包括了陆源输入的淡水、营养盐、碳，海－气交换的CO2及大气沉降的营养盐，沉积物－水界面交换通量，生物作用下营养盐及碳的迁移转化，跨陆架输运及陆架海与外海的交换。同时，基于地球物理流体力学原理所建立的海洋环流模式提供了更为真实，结构更复杂的海洋物理场，使得对陆架海碳循环的模拟也更为准确。

表1 部分研究陆架边缘海海－气交换通量及碳输出的模式Table 1 Sea－Air CO2flux（SACF）and carbon transportation models developed for the continental shelf seas

3 陆架海碳循环模式中的关键过程

3.1 关键物理过程

现有的数值模式对海洋碳循环的模拟都存在缺点和不足之处，Doney等［38］对海洋碳循环模式比较计划——阶段2（the phase 2of the Ocean Carbon－cycle Model Intercomparison Project，OCMIP－2）的13个全球碳循环模式的水动力场以及子午圈翻转流进行比较指出，这些缺点与不足主要与物理环流有关，碳循环模式结果在生物地球化学过程的差异有40±25%都是来自海洋环流模式［38］。生源要素必然随海水运动而迁移，除了由海洋各个界面输入、输出外，海洋环流是决定各种物质时空分布的主要因素［39］。因此，陆架海碳循环模式对海洋动力模式有较高的要求，同时也促进了海洋模式向高分辨率、多过程耦合发展。陆架海多上升、下降流系统，其垂直方向输送的营养盐以及碳通量也影响着表层pCO2的分布［27］。在南海，上升流是导致越南沿岸与吕宋岛西北海区pCO2空间分布差异的因素之一［30］，南海北部陆架海区碳酸盐系统的动态格局也主要由河流羽流和近岸上升流影响下的物理和生物强迫控制［40］。此外，在有利于下降流形成的风驱动下，沿岸流和底层离岸输运有机碳也是陆架海碳循环模型中需要考虑的物理过程。

海洋的暖化降低了海水CO2溶解度，可能使海洋碳存储减小，从而对大气CO2浓度起正反馈作用［41］，加剧全球气候变化。因此除环流输运外，对海水温度长期变化的模拟、抓住区域海温度对气候变化的响应特征是非常重要的。Chai等［30］模式结果表明水温对海水pCO2季节变化的影响比生物活动更强，是控制南海pCO2的主导因素。已有研究表明东中国陆架海增温更加显著［42－43］，由此而带来的对碳循环的影响还需科学评估。

在欧洲北海，显著不同的南北两个生物地球化学省的海－气CO2交换是温度与生物作用影响平衡的结果，而这很大程度上取决于水体的层化以及在层化影响下生物作用的差异［31］。夏末，北海南部水体混合均匀，呈非自养型，向大气净释放CO2，而在出现季节性分层的北海北部，表层水体呈自养型，该区是大气CO2的汇［19］。可见，陆架海碳循环模式对海洋模式中混合的参数化方案提出了更精细的要求，以能够反演时空快速变化的层化／混合、锋面、河流羽流结构等。

3.2 生物泵

生物泵作用是陆架海碳循环中重要的环节，碳从真光层至深层的传递要依靠生物的作用。在陆架海，大约一半的有机碳通过生物泵作用转移到深海［25］。生物过程驱动了海洋对CO2的吸收，Kühn等［32］和Lorkowski等［36］对北海碳收支的模拟中指出，如果模式不包含生物过程，北海北部将会和北海南部一样表现为大气CO2的源，这与实际调查结果不符。在罗斯海，海冰消融的海区因较高的生物初级生产而成为大气CO2的强汇区［29］。因此陆架海碳循环模式耦合低营养级生态模式是当前碳循环模式发展主流，包含详细的生物过程与营养盐循环的碳循环模式可以更准确的对碳化学系统收支进行估算。Borges等［44］指出在具有高初级生产力的近岸环境，碳化学系统对富营养化的响应要强于对酸化的响应。此外，底栖生物过程影响着底层营养盐的循环以及碱度的变化，模式中对碳化学系统估算的不确定性有一部分是来自底栖作用［4］。在经典生物泵中，微生物通常被认为是分解者，而研究表明，细菌还可以把活性DOC高效地转化为惰性DOC，形成巨大的惰性DOC碳库，进入的碳循环的慢性循环（千年尺度）中，起到储碳作用，这一过程就是“微生物碳泵”［45］。目前，虽然对微生物碳泵有了理论的认识，但将这一过程进行模式化，还是面临很大的挑战。复杂的生物过程不仅增加了模式的难度，同时也增加了误差在模式中的传递。此外，碳循环与营养盐循环都有其独特的控制过程，模式中应考虑将两者解耦，这样也可以使浮游植物的生长不受碳而只受营养盐的限制［4，36］。

3.3 碳化学系统

3.3.1 界面碳通量

在现有日趋完善的生态动力学模型的发展基础之上耦合碳化学系统是当前陆架海碳循环模式的发展方向，因此，对碳化学系统的整体认知是模式研究者建模中重要的环节。陆架海碳化学系统参与了海－气界面、陆－海界面、沉积物－水界面以及水体内部的化学反应，调控着水体pH，并影响其他化学反应，对形成和维持海洋生命活动有重要作用。在海洋中，碳的存在形式主要为DIC、DOC、POC，且约98%的碳是以溶解无机碳的形式存在［12］。

评估陆架海在全球气候变化中的作用，海－气CO2交换是最基础的一环，也是对碳酸盐系统的平衡起重要作用的界面过程。海水碳酸盐系统是由DIC、总碱度（Talk）、pH值、pCO2等通过基本的热力学关系相联系，包括了碳酸、硼酸、磷酸、硅酸、水等弱酸的电离平衡［46］。在模式中，为了减小其复杂度，通常只考虑碳酸－硼酸－水体系。目前，模式估算海－气CO2通量（SACF）多使用公式（1）：

其中，fice为海冰覆盖率；为本文章上述所指的pCO2，即海水表层CO2分压；为海面上大气CO2分压；α为CO2的溶解度，模式中通常使用Weiss［47］给出的与温盐相关的经验公式；k为液相传输速率，模式中通常使用Wanninkhof［48］给出的与海面10m风速以及温度相关的经验公式。尽管使用上述方法存在不确定性，主要体现在气体交换系数（k﹒α），但使用该方法估算SACF是被普遍接受的［46］。海－气界面是碳循环与人类活动影响直接相关的关键界面，Omstedt等［49］对波罗的海pCO2长期变化的模拟表明，工业革命前波罗的海表现为净源作用，而工业革命后，pCO2季节变化增强，年际变异上源／汇作用都有出现；同时对pH的长期模拟指出，在工业化之前pH维持一个稳定状态，而工业化后，随着大气CO2浓度的增加，pH有小幅下降。在地中海，1 980s其表现为大气CO2的净源，每年释放1.5×1012mol C，而到了2 000s，大气CO2浓度较1 980s增加了30μatm，使得大气向海洋的CO2通量增加，地中海表现出弱汇作用，平均每年吸收0.2×1012mol C［50］。Lu等［51］对南海SEATS站位建立1维模型的模拟结果表明，海－气CO2交换调控pCO2的季节变化，甚至超过SST的影响，且因其为寡营养盐海区，生物过程的贡献较小；在日变化上，pCO2的调控因子与局地物理和生物环境有关。

与大洋不同，陆架海直接受人类扰动的另一个界面就是陆－海界面，主要表现为河流输入带来的影响。河流碳通量在特定时间和地区是单向输送的，主要包括DIC、DOC、POC、PIC（颗粒无机碳）的输送［52］。2004—2008年，长江平均每年向东海输送DIC为1.56×1013g［53］。Wang等［54］研究表明2009年，黄海和长江向海输送的DOC分别为3.20×1010g和1.58×1012g，POC分别为3.89×1011g和1.52×1012g，可能对河口及其近岸的生物化学循环和生态系统产生重要影响。Raymond等［55］指出当考虑近岸区域DIC和Talk的季节、年际、长期变化趋势时，河流输入的准确性是重要的。但在模式中，河流碳输入资料的匮乏，时间变化的不确定性，模式分辨率不足等都可能使得河口低盐区的模拟不甚理想［4，25］，另外河口过程、湿地等增加了问题的复杂性，陆－海界面过程是陆架海碳循环模式研究的一个难点。由于河流带来流域植被代谢的碳、营养物质以及农耕区的化肥等，因此，将陆架海碳循环模型与陆地碳循环模型、水文模型衔接，获得连续的河流边界条件是河流主控型陆架海碳循环模型的一个发展方向。此外，海底地下水（Submarine Groundwater Discharge－SGD）也是陆地向海洋输送水量和物质的重要通道，被认为是近海营养盐、碳等溶解物质的源［56］。全球尺度上，SGD碳通量输送粗略估算约为0.23PgC yr－1，相当于全球河流碳输送的30%［57］。在南海北部，SGD虽占珠江径流量的12%～21%，但其携带的DIC可能高达（153～347）×109mol yr－1，相当于珠江DIC输入量的23%～53%［58］。可见，SGD对近岸碳收支平衡的潜在影响。然而现今对SGD碳通量的研究还不全面，在陆架海碳循环模式中对SGD的定量化是比较困难的，SGD数值模式的发展虽然为研究SGD开拓了视野，但目前可以用来对模式进行有效验证的实测数据及经验数据非常少，由此而带来的不确定性限制了模式的广泛应用与发展［59］。

沉积物－水界面交换体现在有机碳沉积与再悬浮以及有机碳在微生物作用下的再矿化作用，在动力较强、海底有机污染严重的陆架海，这个界面尤其重要。大洋沉积通过对有机碳和CaCO3的埋藏可以作为永久碳库，然而在东中国陆架海，海底是非河流影响区域重要的营养盐来源，强烈的潮流、风场的扰动使得颗粒物再悬浮严重，加之活跃的底栖生物作用，有机碳的保存效率大幅降低［60－62］。由于该界面精细过程观测难以实施，仅有零星底界面交换实验数据，而交换又与动力过程密切相关，目前还没有一个完善的底界面交换模型，这个过程的参数化是陆架碳循环模型中另一难点，需要突破。

陆架海－外海界面碳通量和营养盐通量受开边界条件的影响。Kühn等［32］指出使用来自二氧化碳信息处理中心（Carbon Dioxide Information Analysis Center，CDIAC）的气候态DIC、Talk数据作为北海的开边界条件会高估北海DIC浓度。Artioli等［4］指出完善初始条件与边界条件，尤其是河流输入以及与波罗的海通量交换，可以显著减小对北海营养盐模拟的偏差。在中国东海，高温高盐的黑潮水入侵为陆架海输送了可观的营养盐，其中硝酸盐输送入东海的平均值为170.8±41.6kmol s－1，约为磷酸盐输送量的13.6倍［63］，这对于陆架海营养盐循环、生物生产以及整个碳循环系统都有重要影响。

3.3.2 碳的迁移转化

在碳的迁移转化过程中（图1），生物作用主导有机碳与无机碳的相互转化。而DOM的光降解主要表现为有色溶解有机物（CDOM）的光降解，陆源CDOM入海后通过光降解作用在近海海域发生转化与消除，潜在地影响海洋生态系统及海洋碳循环［64－66］。贺志鹏等［67］指出黄海表层至20m层DOC浓度呈上升趋势可能就是表层DOC发生光降解作用的直接证据。Yang等［65］估算得黄东海每年约5.4～10.5TgC的DOC发生光矿化，约占初级生产的2.9%～5.7%。DIC以碳酸盐形式移出水体主要表现为CaCO3的产出，包括珊瑚、颗石藻外壳、某些浮游动物的碳酸盐外壳和骨架等。全球海洋碳酸盐的生产和输出以颗粒无机碳的形式创造了较高的碳输出效率（0.4～1.8GtC yr－1）［68］。Cao等［69］指出CaCO3的形成与溶解调节着海洋 DIC系统并最终调控海洋对大气CO2的缓解能力，在南海，近岸浅水海区CaCO3的溶解对外海上层水体中累积的Ca2＋和总碱度有贡献。近岸水体酸化很可能会减少碳酸盐的生产，加速碳酸盐基底的溶解，从而打破碳化学系统的平衡，不利于钙化生物的生存。因此，对于碳酸盐沉积底质的陆架海以及珊瑚生态系统，在模式中应酌情考虑碳酸盐的生成与溶解过程。对于POC的源汇项，除受陆源与生物作用影响外，还受到沉降及再悬浮过程的影响。海洋对大气CO2的调节作用重点在于碳的垂直迁移并最终被埋藏于海底的过程。郭志刚等［70］等指出有机碳从水体向海底沉积物转移并保存的条件要满足4点：1）有充足的POC向海底转移；2）有一定的沉积速率；3）适于细颗粒沉积的弱水环境；4）相对还原的海底环境。然而陆架海动力调整变化快，沉降并保存在沉积物中的POC在受到动力扰动时，便会发生再悬浮，使POC沉降受限。据统计，大陆架及大陆坡的沉积物中，有40%～85%的有机碳要发生再悬浮［71］。长江口及邻近海域海－气交换的CO2仅有13%以颗粒有机碳的形式垂直转移而形成表层沉积物的有机碳，其余87%没有被埋藏的碳通过生物泵或动力过程进入水中再循环［72］。

图1 陆架海碳的迁移转化示意图Fig.1 A sketch map showing the migration and transformation of carbon in the continental shelf seas

4 东中国陆架海碳循环模式的构建思想

东中国海地处东亚季风区，渤海、黄海的全部以及东海的2／3都属于宽阔的陆架海，受到长江、黄河等陆地径流的强烈影响以及台湾暖流、黑潮入侵等带来的强烈作用。目前，基于水动力模型的营养盐－低营养级生态动力学模型在东中国海已取得较好的应用［73］，在此基础上耦合碳化学系统是碳循环模型发展的基本方向。东中国陆架海碳循环模型的基本构想是在生态动力学模型中增加DIC作为主要的状态变量，同时增加Talk、pCO2、SACF作为诊断变量，其中为减小模式复杂度，可以考虑将Talk与盐度建立关系，pCO2通过碳酸盐体系平衡计算［74］，SACF的计算前文已给出（详见3.3.1节）。相较于大洋模型，陆架海碳循环模型显著的特点在于陆－海界面和沉积物－水界面碳通量的参数化。目前对河流碳通量动态变化规律的研究并不细致，但河流径流量主导其无机碳和有机碳入海通量变化［75－76］，由此可根据径流量以及DIC、DOC、POC在不同年代入海通量的年际特征值推算碳通量长时间序列作为河流边界条件。沉积物－水界面所表现的固碳及去碳作用，在年或年际尺度上处于动态平衡状态，季节尺度上有变化，这在现代陆架环境下主要与生物过程相关［70］。这一界面过程目前还没有精细的数值模型可供采用，结合水动力过程的沉积物－水界面物质交换、再悬浮过程的模型量化，应该是东中国陆架海碳循环模型的一个主要特色。

东中国陆架海3维－物理－生物－碳循环模型的建立，可进一步认识东中国海表层pCO2、海－气碳通量、向陆架外碳输出效率的季节与年际变化；定量评估东中国海源／汇动态格局以及生物泵、“陆架泵”的贡献；河流径流量变化所致的物理、生物效应对河口及其近岸碳通量的影响；沉积－水界面交换通量动力学参数化在碳循环中的作用；并预测未来陆架海碳循环系统的演变规律，为全球碳循环模型提供可嵌入的东中国陆架海碳循环模块，这对于改善全球碳循环模型，减少其不确定性，准确评估东亚海区在气候变化中的作用都是非常必要的。

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