二氧化碳海气交换通量估计的不确定性
海-气二氧化碳综述
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。
林木非同化器官co2通量的测定方法及对结果的影响
林木非同化器官co2通量的测定方法及对结果的影响林木非同化器官CO2通量的测定方法：
1. 稳定同位素法：通过测量植物生长的稳定同位素（如13C）的比例变化，推算出CO2的通量。
2. 气体交换法：利用植物与环境之间的CO2交换来测量CO2的通量，需要对环境气体进行准确的测量。
3. 净光合速率法：通过测量植物在不同光照水平下的净光合速率来计算CO2的通量。
对结果的影响：
1. 生长状态：植物的生长状态会影响其CO2通量的测定结果，例如在不同生长期和植株大小下，CO2通量会出现差异。
2. 环境因素：环境因素如温度、湿度、光照强度等因素也会影响CO2通量的测定结果。
3. 测量方法：不同的测量方法会对CO2通量的测定结果产生影响，因此需要选择合适的测量方法进行研究。
4. 实验设计：实验设计合理与否也会影响CO2通量的测定结果，例如实验间的对比及对照组的设置等。
中国近海生态系统碳循环与生物固碳
中国近海生态系统碳循环与生物固碳宋金明【摘要】本文系统总结了近几年来中国近海海-气界面碳通量及控制因素、近海碳循环的关键过程以及近海生物固碳强度的研究进展,提出了中国近海渔业碳汇过程研究应关注的主要科学问题.近海海-气界面碳通量过程、生物泵过程、颗粒物沉降与释放以及捕捞/养殖碳转移过程是中国近海生态系统碳循环的主要控制过程.中国近海在总体上是大气二氧化碳的汇,年吸收3 000万～5 000万t碳,但在部分浅海海域如胶州湾、长江口等是大气二氧化碳的源:中国近海浮游植物的年固碳量可达6.39亿t,春季和夏季浮游植物固碳占全年的65.3%.南海浮游植物固碳达4.16亿t,为渤海、黄海和东海的2倍.渔业捕捞与海水养殖可明显增加海洋碳汇,仅就近几年大型藻养殖而言,每年可多固定40万t碳,如果每年的养殖量增加5%,到2020年大型藻养殖可固定碳93万t/年,所以,为增加渔业捕捞与海水养殖碳汇,必须加强揭示渔业碳汇海域生态环境、建立渔业碳增汇强度评估方法以及明确渔业资源利用碳再生循环周期等研究.%In the paper, carbon cycling processes and carbon fixed by organisms in China marginal seas are reviewed. The carbon cycling processes include CO2 fluxes between atmosphere and seawater, carbon biological pump process, carbon sink/release in particulates and carbon transfer in fishing/culture. China marginal sea is a sink area of CO2 in the air, but some coastal parts are source areas such as the Jiaozhou Bay and the Changjiang estuary. The mean annual sink strength of atmospheric CO2 in China marginal seas is about 30 million ton carbon per year. The source/sink strength is controlled by sea surface temperature(SST), phytoplankton production and seawater mixing process in different sea-regions and seasons. The amount of fixed carbon by phytoplankton is about 6.39×108 t/a in China marginal seas, in which 65.3％ carbon is fixed in spring and summer. The carbon fixation ability of the South China Sea is about 4.16× 108 t/a, which is double of that in Bohai Sea, the Yellow Sea and the East China Sea. Fishing and culture can increase carbon sink strength. In recent years, the yield of large-size economic seaweeds in China marginal seas is about 1.20-1.50 ×106 t/a, so their fixed carbon is about 4.0 ×105 t/a. If the seaweed yield amount increase by 5％ every year in China marginal seas,carbon fixed amount of the large-sized economic seaweeds may reach to 9.3 ×l05 t/a up to 2020. Therefore, algae breeding is an important technique for increasing marine carbon sink with multi-values. To reveal the fishing/culture eeo-environment, establish the method for grading the carbon sink of fishing/culture and study the recycling period of fishing/culture carbon sink are very important in the future.【期刊名称】《中国水产科学》【年(卷),期】2011(018)003【总页数】9页(P703-711)【关键词】碳循环过程;浮游植物;固碳;渔业捕捞与海水养殖碳汇;中国近海【作者】宋金明【作者单位】中国科学院海洋研究所,山东青岛266071【正文语种】中文【中图分类】X17;F326随着2010年哥本哈根气候会议的召开,碳的减排又一次成为世界各国关注的热点。
全球海洋碳循环三维数值模拟研究
的浓 度 ， 用观 测 的大 气 Ｃ 。 度 进行 强 迫 ， 拟 了 Ｏ 浓 模
工 业革命 以来历史 时期 的全 球海 洋碳 循 环过 程 。
３ 结 果 分 析
图 １给 出 了观 测 和 模 拟 的 表层 总 碱 度 （ ＡＩ Ｋ）
和溶 解 无 机 碳 （ Ｉ Ｄ Ｃ）的 分 布 。 观 测 数 据 是 Ｋｅ ｙ
面也 为我 们 预测 未来海 洋 碳循 环 的变化趋 势 及其 在
续发 展 。为 了应 对 Ｃ Ｃ Ｏ ， Ｈ 等 温 室 气体 诱 发 的全
球 环境 问题 ， 关碳 循 环 的生 物 地 球 化 学 研 究 已引 有
全球气 候 变化 中的作用 提 供 了途径 。在 过去 的几 十
年 中 ， 洋碳循 环 模 式 的 发展 经历 了 由简 单 到 复 杂 海 的发展 过程 ］ 由最初 的箱式 模 型 ， ， 发展 到 现在 基 于海洋 动力学 的 三 维海 洋 碳 循 环 模 式 ， 洋 碳 循 环 海
化再 转化 成 无机碳 ， 以生 物 泵形 式 实现 碳 从 表 层 向
洋碳 循 环模 式 进 行 积 分 。模 式 积 分 ３ １０ ａ 最 后 ０ ，
１０ａ 均 的全球 海 气 Ｃ 交换 通 量 （ ０ 平 Ｏ： 以碳计 ） 于 小 ０ ０ ｇ／ ， 为 海 洋碳 循 环 模 式 达 到 工 业 革 命 前 ． １Ｐ ａ 认 的平 衡态 ｌ ２ 。在此 平衡 态 的基础 上 ， 改变 大 气 Ｃ Ｏ。
ｃ ，Ｌ
本 文所 采用 的海 洋碳循 环 模式 基 于海洋碳 循 环
模 式 比对 计划 第 二 阶段 的 生 物地 球 化 学 模 型 Ｏ — Ｃ
Ｍ Ｉ 一 （ ｅ ｎ Ｃａ ｂ ｎ Ｍ ｏ ｅ ｎ ｅ ｏ ａ ｉｏ ｒ — Ｐ ２ Ｏｃ ａ ｒ ｏ ｄ ｌＩ ｔ ｒｃ ｍｐ ｒｓ ｎ Ｐ ｏ
海洋与大气中二氧化碳循环研究
海洋与大气中二氧化碳循环研究二氧化碳（CO2）是地球上最重要的温室气体之一，其在大气和海洋之间的交换对于地球的气候变化具有重要作用。
海洋和大气中的CO2循环是一个复杂的系统，涉及到多个过程和相互作用。
本文将探讨海洋与大气中的CO2循环研究的重要性、主要过程以及相关的科学发现。
首先，为什么海洋和大气中的CO2循环如此重要？CO2是一个主要的温室气体，通过捕获大气中的太阳能并将其保留在地球上，帮助维持地球的温暖和稳定。
然而，人类活动的不断增加导致了大量的CO2排放，从而导致温室效应的加剧和气候变化的加速。
了解海洋与大气中CO2的循环过程，有助于我们预测未来的气候变化以及开发相应的应对措施。
海洋是地球上最大的CO2汇，大约吸收了大气中约25％的CO2。
这一过程称为海洋碳汇。
CO2主要通过两个主要的过程从大气中溶解到海洋中，即物理溶解和海洋生物地球化学过程。
物理溶解是指CO2以分子形式直接溶解于海水中。
海洋的温度和盐度是物理溶解的关键因素，较低的温度和较高的盐度有利于更多的CO2溶解于海洋中。
海洋中的CO2还受到大气CO2浓度的影响，高浓度的大气CO2会导致更多的CO2从大气中溶解到海洋中。
另一方面，海洋生物地球化学过程是指CO2的吸收和释放与海洋生物的活动有关。
海洋中的植物（如浮游植物）通过光合作用吸收大气中的CO2，并将其转化为有机物质。
这个过程称为碳固定。
海洋生物的新陈代谢和死亡会导致有机碳沉积到海洋底部，形成沉积物。
这也是CO2从海洋中移除的重要途径。
除了海洋，大气中的CO2也在不断循环。
大气中的CO2浓度受到人类活动和自然过程的影响。
人类活动主要包括化石燃料的燃烧和森林砍伐，这些活动释放出大量的CO2到大气中。
然而，自然过程，如植物呼吸和生物分解，也会将CO2释放到大气中。
大气中的CO2在不同的高度和地区之间发生平流和混合，形成大气CO2循环。
近年来，科学家们通过观测、实验室模拟和数值模拟等手段，对海洋与大气中二氧化碳循环进行了广泛的研究，并取得了一系列重要的科学发现。
海-气二氧化碳交换通量监测与评估技术规程第4部分
海-气二氧化碳交换通量监测与评估技术规程第4部分海-气二氧化碳交换通量监测与评估技术规程第4部分1. 海-气二氧化碳交换通量监测与评估技术规程第4部分概述海-气二氧化碳交换通量监测与评估技术规程第4部分是海洋生态环境监测与评估领域的重要标准之一，旨在规范和指导海洋生态环境中二氧化碳交换通量的监测和评估工作。
这一技术规程的制定和实施，对于研究海洋生态环境的健康状况、促进海洋环境保护和可持续利用具有重要意义。
本文将对海-气二氧化碳交换通量监测与评估技术规程第4部分进行全面解读和评估，以期为读者提供深入的理解和全面的指导。
2. 海-气二氧化碳交换通量监测与评估技术规程第4部分内容分析海-气二氧化碳交换通量监测与评估技术规程第4部分主要包括以下几个方面的内容：2.1 数据采集与处理要求在海-气二氧化碳交换通量监测与评估的工作中，数据的准确性和可靠性至关重要。
第4部分规定了数据采集的要求，包括监测设备的选用、安装位置的确定、数据采集频率的控制等方面的要求，并对采集的数据进行了详细的处理和分析要求，确保数据的科学性和客观性。
2.2 监测指标和评估方法海-气二氧化碳交换通量的监测评估需要依托一系列的指标和方法。
第4部分详细介绍了海-气二氧化碳交换通量监测中涉及的各项指标的定义、计算方法和评估标准，指导监测人员科学、全面地进行监测工作。
2.3 质量控制与质量保证为保证海-气二氧化碳交换通量监测工作的质量和可靠性，第4部分对质量控制与质量保证提出了明确的要求，包括对监测设备的定期维护和校准、数据的验证和比对等方面的要求，确保监测结果的准确性和可比性。
3. 个人观点和理解海-气二氧化碳交换通量监测与评估技术规程第4部分的制定和应用，为促进海洋生态环境的监测和保护工作提供了重要的技术支持和指导。
在实际工作中，我们要充分理解和贯彻本技术规程的要求，严格执行监测评估工作的各项环节，确保监测结果的科学性和可信度。
不断完善和更新监测评估技术，提高监测评估工作的水平和效率，为海洋生态环境的可持续发展贡献力量。
海气CO2通量与涡动相关法应用研究进展
第21卷第10期2006年10月地球科学进展A DVANCE S I N E AR TH S C I ENC EV o l.21 N o.10O c t.，2006文章编号：1001-8166（2006）10-1046-12海气C O2通量与涡动相关法应用研究进展鲁中明，戴民汉*（厦门大学近海海洋环境科学国家重点实验室，厦门大学环境科学研究中心，福建 厦门 361005）摘 要：海气C O2交换速率及通量的测定、估算是碳循环研究的重要内容。
测定、估算海气C O2交换速率及通量有多种方法，但都有其局限性，准确定量海气碳通量的大小仍是碳循环研究的热点问题。
当前应用最广泛的海气界面分压差法需要通过间接手段测定海气交换速率，交换速率和风速的关系基于经验公式，不确定性较大；而涡动相关法（e ddy c ova r i a n c e/e ddy c o rr e l a ti o n）是一种直接测量方法，理论上不需要任何经验参数，在近年来取得较大进展。
综述了近年来国内外C O2海气交换速率及通量的测定、估算方法的研究进展，并对各种方法的原理、应用、优缺点进行了分析，着重介绍了涡动相关法测量C O2通量的原理、国内外研究现状、相对传统方法的优缺点以及发展前景等，对未来海气C O2交换速率及通量研究发展趋势和研究方法作了展望。
关 键 字：二氧化碳；海气交换；通量；涡动相关中图分类号：P736.4 文献标识码：A1 引 言在工业革命以前约42万年中，全球大气C O2的平均浓度随冰期和间冰期的转换在180～300μL/L［1］之间作周期性变化，然而工业革命以来大气C O2有迅速升高趋势，目前仍在持续增长之中，如2001年全球大气平均C O2浓度为370μL/L［2～4］，2003年达375.07μL/L［5］，2004年达到377.38μL/L［6］。
陆地或海洋与大气之间的能量和物质交换的定量研究是生物地球化学循环的重要内容，海气间的气体交换通量特别是C O2交换通量的监测、估算对我们深刻理解碳的生物地球化学循环以及全球气候变迁有重大意义，国际上已在这方面开展了众多研究计划［7］，如表层海洋与低层大气研究（S u r f ac e O-c ea n L o w A t m o s ph e r e S t udy，S O L A S）［9］、北美碳计划（N o r t h A m e r i ca n C a r b o n P r og r a m）［11］、全球海洋碳观测系统（G l o b a l O cea n C a r b o n O b s e r va ti o n S y s-t e m）［10］、大尺度C O2观测计划（L a r g e S ca l e C O2O b-s e r va ti o n P l a n）［11］等，其核心问题均涉及海气C O2的交换通量。
第4章 海水中二氧化碳-碳酸盐体系
(3) pH值与压力的关系
海水的静水压力增大，则其pH值降低，这是
由于碳酸的离解度随压力的增大而增大，压力 对pH值的影响可按Culberson等(1968)提出的 校正式进行校正：
pHP pH1 4.0 10 P
式中pHp表示在P压力下海水的pH值，pH1是
2 3
HCO
3
实际中常用表观解离常数
K
' 1
H cHCO
3
cH 2CO3
K1
rH 2CO3 rHCO 3
3
K
' 2
H cCO
2 3
cHCO
3
K2
rHCO rCO 2
3
式中r为活度系数。K1’，K2’不仅与温度、压 力有关，而且与溶液的浓度有关。
将表观解离常数取对数，可得pH
pH pK1' lg
cHCO
3
cH 2CO3
pH pK lg
' 2
cCO 2
3
cHCO
3
讨论
在一定的温度、压力与盐度下，pH值主要决
定于H2CO3各种离解形式之间的比值。当测 定了海水pH值后，根据pK1’，pK2’值就可以 算出各种离解形式间的比值。 海水缓冲能力最大时的pH值应等于pK1’或 pK2’。 当盐度及总CO2一定时，由于pK1’，pK2’随 温度及压力变化，所以海水pH值也随温度及 压力而变。
人类活动输入大气的CO2年输入量与实测大气CO2 变化量（1955-1980年）
三、人类来源的CO2
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二氧化碳海气交换通量估计的不确定性徐永福, 赵 亮, 浦一芬, 李阳春(中国科学院大气物理研究所大气边界层物理和大气化学国家重点实验室,北京100029)摘 要:尽管确信海洋是人为C O 2的一个巨大碳汇,但其确切的数字及其未来变化趋势至今仍有较大的争议。
分析讨论了国内外这方面的研究成果,特别是近几年的研究进展,指出了在计算海气交换通量时存在的主要问题。
计算C O 2气海交换系数的公式尚未取得一致,,不同的公式可产生百分之几十的差别。
计算的C O 2分压因使用不同的热力学常数表达式而导致不同的结果,差值可达3Pa 。
进一步讨论了基于观测和模式估计的C O 2气海交换通量的不确定性,并指明了模式结果存在的差异。
根据C O 2分压的观测资料估计1990年和1995年全球海洋分别吸收1.45G t C 和2.25G t C 的C O 2,该估计有50%的不确定性,4个全球海洋环流碳循环模式估计1980—1989年间海洋每年吸收人为C O 2为1.5～2.2G t C 。
评述了通量的季节变化和年际变化,年际变化与发生在太平洋中的厄尔尼诺现象有关。
关键词:不确定性;碳循环;气海交换;人为C O 2;厄尔尼诺中图分类号:P734;P402 文献标识码:A 文章编号:10052321(2004)02056507收稿日期:20030821;修订日期:20040302基金项目:中国科学院知识创新工程重大项目(K ZCX12SW 201216);国家自然科学基金资助项目(40145023);中国科学院“引进国外杰出人才”计划“全球环境变化———碳循环研究”项目资助作者简介:徐永福(1962— ),男,博士,研究员,博士生导师,主要从事全球环境变化研究工作。
E 2mail :xy f @ 早在20世纪30年代末期Callendar 提出化石燃料的燃烧会使大气中C O 2浓度增加[1],K eeling 于1957年开始在Mauna Loa 监测到大气C O 2浓度的持续增加[2],1985年俄国科学家从南极大陆的钻取冰芯中推得了42万年来大气中C O 2浓度的变化[3,4]。
目前,已确信大气C O 2浓度从工业革命前约280×10-6增加到了1999年的367×10-6,增加了30%以上,即增加了180多G t C 。
当前大气C O 2增加是由C O 2人为排放引起的,这些排放的四分之三是由化石燃料的燃烧引起的,其余是土地利用变化产生的。
这些人为排放的C O 2除了导致大气C O 2浓度增加外,海洋也相应增加了100多G t C ,而陆地生态系统减少了几十G t C [4]。
碳循环是碳的生物地球化学循环。
由于碳循环作为一个问题的提出是与其大气中含量的变化有关,因而我们常将大气作为一个参考的碳库。
使该碳库增加的称为源,否则称为汇。
大气中的碳有许多不同的化合物,除了C O 外,还有CH 4及其他有机物。
这些化合物均可能经大气中的化学反应转化为C O 2,但因它们的浓度相对于C O 2来说比较低,所以碳循环是以C O 2为中心,其生物地球化学循环主要涉及到大气、陆地生物圈、水圈和岩石圈。
对于我们感兴趣的百年或更小的时间尺度来说,除了发生在液固界面间的一些过程外,岩石圈可不予考虑,陆地生物圈只需考虑活的植物和年轻的土壤[5]。
经过近几十年来的研究,尽管人们对碳循环有了很大的认识,国际上不少综述性的文章已发表[6～10],国内也有许多这方面的文章[5,11～15],介绍全球碳循环或在某一个圈中的循环,但仍存在着令科学家困惑的一个“遗漏汇”的问题。
IPCC 的1990年[16],1992年补充[17]的报告均指出,一个“遗漏汇”难以找到合理解释,尽管1996年的报告[18]将其归到未指定的净的陆地汇(unspecified net terrestrialsink ),而2001年的报告[4]把它作为“剩余陆地汇(residual terrestrial sink )”处理。
事实上,剩余陆地汇估计为-3.8～0.3G t C/a ,可见不确定性之大。
但是,目前有关陆地生态系统碳汇的估算是根据非常有限的观测数据推出的,存在很大的不确定性[19]。
最新的陆地生态系统的研究结果表明,陆地生态系统在20世纪80年代基本上是平衡的,而在90年代第11卷第2期2004年4月地学前缘(中国地质大学,北京)Earth Science Frontiers (China University of G eosciences ,Beijing )V ol.11N o.2Apr.2004却是一个碳汇[20]。
海洋作为地球水圈的主体,可以从大气吸收大量人为排放的C O2,这是无疑的。
据目前估算海洋每年吸收2G t C,但这也不足人为排放二氧化碳总量的1/3。
很多学者提出,高生产力的陆架边缘海很有可能是遗漏汇的去处[21]。
就此问题,国际学术界存在较大的争议。
世界各国科学家正在努力通过对海洋和陆地生态系统的碳循环研究来回答该问题。
早期的涉及到C O2的海洋和陆地观测资料很少,据20世纪八九十年代的观测资料,海洋吸收了100多G t C的人为C O2,但没有直接估计的陆地生态系统的碳量的变化,只是间接地推得。
近一二十年发展起来的使用大气C O2,O2和13C O2测量技术,可区分陆地和海洋对C O2的吸收,不过仍存在着较大的不确定性。
根据大气C O2和O2测量结果,推得80年代和90年代陆地的净吸收通量分别为(-0.2±0.7)G t C/a和(-1.4±0.7)G t C/a[4]。
因此,人为C O2在大气、水和陆地中的分配和贮存仍不十分清楚。
至于对这些碳的源汇强度的未来变化趋势的认识更是我们研究未来全球变化的重要内容。
本文主要讨论有关海洋对C O2吸收方面的研究进展,进而指出目前存在的一些主要问题。
1 基于观测的CO2通量海洋中碳的贮量约是大气中的50倍,从千年以上的时间尺度考虑,海洋对于调节大气C O2含量起到了决定性的作用。
虽然大气和海洋之间每年约有900亿t的碳的交换,但净通量是很小的。
在原理上可对大气的直接测量估算穿越海洋大气界面的净通量,即所谓的微气象法,但实际上由于C O2交换速率缓慢难以做到。
徐永福[5]讨论了以Broecker等[22]为代表的化学质量平衡法和以Smith 和Jones[23]为代表的涡度相关技术,后者测得的全球平均的C O2交换通量比前者基于放射性碳同位素法测得的结果大几倍甚至几十倍。
欣慰的是最近该类研究在北海南部和北大西洋已迈出重要的一步,微气象法和带目的示踪物方法协同合作已取得了很好的进展[24]。
这方面的深入研究旨在获得更多有关C O2交换的机理。
目前确定海气交换通量的方法主要仍是化学质量平衡法,微气象的涡度相关法需得到进一步的研究和发展。
目前,使用最广泛的是基于膜模式的交换机制,如图1所示[25,26]。
基于质量平衡方法的海气通量一般可直接写为Flux=K g[p(CO2,SW)-p(CO2,atm)](1)这里K g为交换系数,p(C O2,atm)为大气C O2分压, p(C O2,SW)为表层海水C O2分压。
图1 CO2气海交换的浓度变化示意图Fig.1 Schematic diagram for changes in concentrations of CO2in the air2sea exchangeC g,C sg,C sl和C l分别为气相中整体浓度,界面处(空气膜和水膜)的浓度以及水体中整体浓度交换系数K g是液相传输速度k和C O2在海水中的溶解度α的积,而k一般认为与风速有关,参数化为水面10m高度的风速的函数,国际上对其表达式尚有不少争议。
使用Liss和Merlivat[27]提出的表达式计算所得的交换系数小于基于14C估计的[28]。
Wanninkhof[29]提出了一个与风速成平方关系的表达式,该式目前最广泛地用于计算C O2海气通量中。
Wanninkhof和McG illis[30]于1999年提出了一个与风速成立方关系的表达式。
该表达式在风速为11m/s左右时与平方关系式十分相近。
使用Liss 和Merlivat[27]的表达式计算所得的k比用Wan2 ninkhof[29]式所得的k小很多。
Sarmiento等[31]使用同一风场,发现从基于Liss和Merlivat[27]公式得到的K g约为从Broecker等[32]公式得到的K g的45%。
总之,k的大小及其参数化公式是至今未决的问题,大量的实验室和外场测量工作仍需继续进行[33,34]。
当大气C O2穿越气海界面溶于水后,就建立了海水二氧化碳体系(或碳酸盐体系)。
C O2浓度常以分压(或逸度)来表示,其中海水中C O2分压的大小是由二氧化碳化学体系决定的。
海水中的C O2体系除温度(T)和盐度(S)外,主要由4个参数,即总溶解无机二氧化碳(DIC),总碱度(T A),pH和二氧化碳分压p(C O2)组成,该4参数通过一套基本的热力学关系相联系。
理论上,4个参数中只要知道其中两个参数就能定其他两个参数[35]。
该体系会受到各种物理、化学和生物过程作用的影响,植物的光合作用影响总碱度和总溶解C O2,混合过程影响上述4566 徐永福,赵 亮,浦一芬,等/地学前缘(Earth Science Frontiers)2004,11(2)个变量。
20世纪30年代所测的碳酸离解常数及以后的其他有关热力学常数的表达式不断由后人修正,至今尚未取得公认的结果。
同样,海表C O2体系的实测资料也在不断改进和增加。
在观测中,因种种原因有时并没有测量4个参数,而只测量了其中的二三个参数,因而要用到计算,模式研究中的表层p(C O2)是由T A和DIC场计算所得。
因而C O2化学平衡体系一直是一个研究课题。
有研究者声称因采用不同的热力学常数表达式可导致计算所得的p (C O2)值的差高达3Pa[36]。
对于海水C O2体系的研究已有很长的历史了。
最早的表层海水二氧化碳分压的观测已有近百年了。
K eeling[37]于1968年绘制了世界上第一张全球海洋的表层海水二氧化碳分压的分布图,初步讨论了各个大洋中二氧化碳的源与汇问题。
但没有定量估计全球海洋汇的大小。
T akahashi等[38]根据GE OSECS的观测资料绘制了全球海洋的C O2分压差,但也没有直接给出定量的通量值。
随着大气海洋科学的观测技术的进一步发展以及人们对全球环境变化的重视,特别是国际上从20世纪80年代国际地圈生物圈计划(IG BP)和联合全球海洋通量研究计划(J G OFS)实施以来,世界各国科学家相继对各个大洋的不同区域以及一些边缘海进行了进一步的考察,获得了不少第一手资料。