曹君乾 祁第

(1集美大學(xué)極地與海洋研究院, 福建 廈門 361005;2中山大學(xué)海洋科學(xué)學(xué)院, 廣東 珠海 519082)

0 引言

由于化石燃料的使用、工業(yè)生產(chǎn)、土地利用改變等人類活動的影響, 最近50年來大氣中二氧化碳(CO2)的濃度相較于工業(yè)革命前約280 ppm的水平快速增加至約410 ppm[1]。2000—2008年之間大氣CO2增長速率達到每年3.4%[2]。短時間尺度上, 海洋是大氣CO2重要的匯。1959—2016年, 總的人為CO2累積排放量為415 ± 45 Gt C[3],其中有大約30%被海洋所吸收。海洋吸收過量CO2引起pH和碳酸鈣(CaCO3)飽和度(Ω)下降, 這一過程稱為海洋酸化。除此之外, 構(gòu)成海水重要緩沖能力的碳酸鹽系統(tǒng)也同步發(fā)生變化[4-6]。

北冰洋碳匯是全球海洋碳匯的重要組成部分。北冰洋的面積雖然僅占全球海洋的3%～4%,但其CO2凈吸收量卻占全球海洋的5%～14%[7-8]。北冰洋海域具有低溫特征, CO2溶解度較高, 此外海冰融化造成的海-氣接觸面積增大, 使得北冰洋吸收大氣中CO2的能力更高, 因而受海洋酸化的沖擊也會更加嚴(yán)重[9-10]。據(jù)預(yù)測, 除北太平洋東部沿岸表層水海區(qū), 北冰洋表層水將成為全球高緯度深水區(qū)域Ω文石最先降至小于1(文石和方解石這2種富含CaCO3的生物礦物中, 由于文石的溶解度比方解石高, 故特別定義Ω文石＜1的海水為腐蝕性水[11])的海域之一[12-13]。

海冰是由南、北半球高緯度地區(qū)的海水凍結(jié)而形成的, 它充當(dāng)了大氣和海洋之間的薄膜, 熱量、氣體(包括CO2)、水分和動量都通過它傳遞。其通過對熱量、水蒸氣、動量交換的調(diào)控以及極地地區(qū)的物理(層化作用、混合作用)、生物(海冰和浮游生物群落)等過程, 可以對氣候產(chǎn)生強烈影響[14]。2000年以前, 北冰洋有大面積的海冰覆蓋, 夏季海冰融化面積僅占冬季海冰總面積的10%左右[15]。但是, 在過去20年中, 全球變暖引起了北極海冰覆蓋范圍的急劇縮減, 尤其是在夏季[16]。夏季海冰厚度和覆蓋面積的減小會通過冰雪反照率反饋等機制形成正反饋效應(yīng), 進一步促使海冰融化[17-19]。自2007年以來, 北極地區(qū)與大氣變暖、空氣-海冰反饋和氣候變化模式相關(guān)的季節(jié)性海冰損失顯著增加[14,20]。夏季海冰快速消退的直接效應(yīng)(浮游植物的生長時期延長、海-氣CO2交換受到的阻礙減少等)與其協(xié)同效應(yīng)(冰川融水和淡水輸入增加), 對北冰洋碳循環(huán)產(chǎn)生了深遠(yuǎn)的影響[14,21-24]。

融池是海冰區(qū)域春夏季存在的季節(jié)性特征。在溫暖的春夏季, 極地海冰與表層積雪在吸收變強的短波輻射后會發(fā)生融化, 融水聚集于海冰表面所形成的水池, 稱為融池[14]。融池大體上可以分為直接與表層海水相連和不與表層海水直接接觸的兩類, 前者鹽度較高, 約為29; 后者淡水占主導(dǎo)地位, 鹽度較低, 一般小于5[25]。在夏季, 融池是北極海冰最顯著的特征, 覆蓋面積在5%～80%之間, 這取決于海冰表面粗糙度和積雪情況等因素[26-27]。在南極, 除了西北威德爾海之外[28], 融池則相對罕見[29]。融池的空間分布取決于海冰和積雪的地形[27]。一年生海冰往往比多年生冰更加光滑, 融池的深度通常不大[30], 但是覆蓋面積比較大[31]。多年生海冰的表面更加粗糙,融池覆蓋面積較小、深度較大, 數(shù)量較多[31]。

當(dāng)前北冰洋碳循環(huán)的研究重點仍是表層海水與大氣界面的CO2交換和碳酸鹽系統(tǒng)[7,32-33], 而現(xiàn)階段關(guān)于融池的研究更是處于萌芽階段, 并沒有就北冰洋海盆區(qū)域海冰和融池體系在夏季北極地區(qū)所扮演的角色進行深入探討。這主要是由在融化的冰上進行作業(yè)的危險性[34]、使用遙感區(qū)分融池和開放水域的困難性[35]、北極夏季持續(xù)存在的低空云層對衛(wèi)星觀測的妨礙[36]等因素引起的。由于缺乏長期的、可相互比較的數(shù)據(jù)集, 對永久和季節(jié)性海冰覆蓋區(qū)域的海洋-大氣CO2-碳酸鹽化學(xué)的研究非常困難[34,37], 難以評估海冰-融池系統(tǒng)的變化趨勢和對全球氣候變化潛在反饋, 很難量化永久和季節(jié)性海冰覆蓋區(qū)域海-氣CO2交換的未來動態(tài)。

盡管最近的破冰船航次增加了來自海冰覆蓋海域和冰間湖的新數(shù)據(jù), 但是與海冰凍結(jié)和融化相關(guān)的過程仍然是海洋-大氣CO2交換的一大未知數(shù)[38-41]。現(xiàn)階段關(guān)于融池碳酸鹽體系的研究仍局限在西北冰洋的低緯度海區(qū), 僅有2篇文獻針對這一主題作出了充分討論。Bates等[42]在2010年和2011年初夏(7月)的美國航天局ICESCAPE項目中, 首次在70°N—75°N間設(shè)置了位于楚科奇海淺海陸架、陸坡以及加拿大海盆深水區(qū)域的19個密集海冰站位, 用于研究冰上、冰下融池和冰下混合層的CO2-碳酸鹽體系核心參數(shù)與海-氣CO2交換情況; Geilfus等[14]在謝林漢姆點與格里菲思島間(74.726°N, 95.576°W), 融池覆蓋的一年生海冰區(qū)域設(shè)置了一個站位, 選擇相鄰的5 m × 5 m區(qū)域, 對冰芯和鹽鹵水進行取樣, 以測定冰芯和鹽鹵水的無機碳動力學(xué)。

目前關(guān)于海冰-融池系統(tǒng)的無機碳化學(xué)相關(guān)研究[36-37]顯示出南、北極鹽鹵水和海冰系統(tǒng)CO2-碳酸鹽化學(xué)具有很大的不均勻性和時間、空間變異性, CO2在海冰中的動力學(xué)和其對海-氣CO2交換的影響非常復(fù)雜且難以預(yù)測。海冰-融池系統(tǒng)的CO2-碳酸鹽化學(xué)受到物理、化學(xué)和生物過程的復(fù)雜影響。本文接下來會綜述一年生海冰和融池在其生長、消亡的過程中CO2-碳酸鹽體系的演化過程、驅(qū)動機制及其對于CO2源匯平衡的潛在影響。

1 融池的碳酸鹽體系與碳匯

1.1 融池的演化過程及其控制因素

極地進入春季后, 融池開始在冰面上形成。由于融池的反射率在0.1～0.5之間[43], 遠(yuǎn)低于海冰(0.39～0.84)[44], 所以融池區(qū)域的反射率會顯著降低[36,45], 進而改變海冰-海洋系統(tǒng)中太陽能的分配。海冰對太陽輻射的吸收增加并傳輸?shù)胶Ｑ?加速了海冰的融化[46], 這將導(dǎo)致冰層厚度的減少和融池的進一步生長。海冰對陽光的阻擋減少,可能會提高初級生產(chǎn)力[47]。在沒有形成融池的海冰表面區(qū)域, 融水被排出后會形成一層富含氣泡的疊加冰[43]。

融池形成后, 由于融水的鹽度幾乎為0, 密度最大值在冰點以上, 導(dǎo)致輻射加熱有利于水體對流[14,35]。同時, 風(fēng)的作用可以進一步促進對流,增加融池邊緣的侵蝕, 擴大融池面積。春夏季溫度上升, 海冰鹽鹵水體積增加, 海冰吃水高度以上的融池中, 融水可能通過垂直滲漏排出到下覆水體中[14,35], 從而形成冰下融池, 這種機制被認(rèn)為是海冰脫鹽的主要原因[48-49]。融水排出后, 融池冰層會迅速形成由松散的海冰晶體構(gòu)成的表面散射層, 反射率重新變高, 類似于裸露的冰面[45]。融池空間覆蓋率的變化是北極全年和季節(jié)性海冰區(qū)域太陽能分配的主要控制因素[50]。

已知許多因素能夠影響融池的演化?？傮w來說, 融池的體積由流入和流出融水的平衡所決定,廣泛分布在浮冰面地形的最低點[51-52]。流入融池的融水流量由融化速度、降雨量和融池集水區(qū)域的大小決定; 流出速率則取決于水壓大小以及是否存在流出路徑[53]。在融池形成的過程中, 融水流出路徑主要是通過裂縫和海冰上的其他通道排入海洋以及聚集在低洼地區(qū)的海冰表面兩種[14]。

雖然融池覆蓋范圍變化很大, 比如融池覆蓋的日變化可能高達35%[54], 但是融池每年都遵循類似的季節(jié)演變。融池的演化可分為四個一般階段[53,55]。(1)融池開始形成, 融池覆蓋率在4～6天內(nèi)以指數(shù)增長的速率迅速增加, 達到20%～50%以上的峰值; (2)在接下來的5～7天范圍內(nèi)融池覆蓋率降至最低; (3)融池覆蓋率逐漸增加; (4)融池開始被重新凍結(jié)。接下來本文會依據(jù)這一模式分階段討論不同階段融池CO2-碳酸鹽體系的變化(圖1)。

圖1 西北冰洋海冰和融池CO2-碳酸鹽化學(xué)的季節(jié)性演化示意圖[42]Fig.1.Seasonal evolution of sea-ice and seawater CO2-carbonate chemistry in the western Arctic Ocean[42]

1.2 融池的碳酸鹽體系演化模式

夏季海冰和積雪的總?cè)芙鉄o機碳(DIC)平均含量僅有189～332 μmol·kg-1, 所以融池水體中初始CO2分壓(pCO2)也極低[14]。融池在極地有著廣泛的季節(jié)性分布, 因而具有一定程度的碳匯潛力,應(yīng)該把其納入全球海洋碳循環(huán)和碳收支中統(tǒng)籌考慮。融池的CO2-碳酸鹽化學(xué)會受到物理條件(溫度、鹽度、風(fēng)速、海冰厚度)、鹽鹵水的形成與排出、海冰融化相關(guān)的濃縮/稀釋過程[42]以及海冰生態(tài)系統(tǒng)的生物過程(例如初級生產(chǎn)和呼吸作用[56-57]、碳酸鈣沉淀和溶解[58-60]等)的調(diào)控。在上述過程中總堿度(TA)和DIC之間的關(guān)系可能是影響碳酸鹽體系的主要因素[14]。海-氣CO2交換只會影響DIC,碳酸鈣的沉淀-溶解將會以2∶1的比例影響TA和DIC。初級生產(chǎn)等生物作用將略微增加TA, 并以TA∶DIC = 0.16的比例略微減少DIC[61]。

1.2.1 第一階段

第一階段開始于融池的形成, 此時由于反射率正反饋和融池水體的對流增強融池邊緣侵蝕等因素, 導(dǎo)致融池覆蓋面積迅速增加。融化開始時,融水優(yōu)先積聚在海冰表面的洼地中, 然后隨著融池覆蓋率的增加, 逐漸填充地勢較高的區(qū)域[35],積雪控制著新形成的融池的空間分布和形狀[53,62]。融池體積由融化速度和融水通過側(cè)向輸送損失的速度所決定。這一階段融水的流出路徑有限, 融池通常形成在海平面以上。因為第一階段反射率非常低, 并且此階段通常發(fā)生于北極大部分地區(qū)太陽輻射接近峰值時, 所以這一階段持續(xù)時間的長短對于極地能量平衡非常重要[53]。

融池的形成提高了海冰內(nèi)部和下方的光利用率[63], 促進了受光限制的初級生產(chǎn)力。融池本身也是微生物的棲息地, 其群落結(jié)構(gòu)主要由海冰內(nèi)的生物群落所決定[64]。融池內(nèi)的生產(chǎn)力的變化范圍很大, 據(jù)推測, 這種差異可能主要受到營養(yǎng)鹽的影響[64-66]。營養(yǎng)鹽的可用性通常與鹽度相關(guān)[65],低鹽的海冰融水的注入會降低融池中營養(yǎng)鹽的可用性, 相反地, 表層海水的流入會增加營養(yǎng)鹽的可用性, 從而刺激初級生產(chǎn)力[64]。

在第一階段[14], 海冰溫度的升高、鹽度的降低、光合有效輻射增強導(dǎo)致的初級生產(chǎn)增強以及碳酸鈣晶體的溶解促進了海冰和鹽鹵水中TA、DIC和CO2分壓(pCO2)的強烈降低。季節(jié)性的海冰溫度上升與海冰鹽度的下降相關(guān), 直到最終冰層表面的溫度接近0℃。此時, 融雪通過滲透進入冰層并重新凍結(jié)到冰基質(zhì)中形成了介入冰[14]。Geilfus等[14]報告的融池TA和DIC的最低值分別為219 μmol·kg-1和206 μmol·kg-1, Rysgaard等[68]的研究也報告了海冰、鹽鹵水和融池中類似的TA和DIC水平。

除融池外, 鹽鹵水中的pCO2在海冰形成和融化的過程中也會發(fā)生顯著變化[69]。海冰溫度升高會降低鹽鹵水濃度和pCO2。Geilfus等[14]在海冰樣品中僅觀察到少量碳酸鈣晶體, 這是由于高溫和海冰融化導(dǎo)致的鹽鹵水稀釋作用共同促進碳酸鈣的溶解[70]。碳酸鈣的溶解會進一步降低體系中的pCO2, 導(dǎo)致大氣CO2緩慢進入融池(≈1 mmol·m-2·d-1)。在融池形成的最初過程中, 由于融池內(nèi)pCO2水平非常低(36～84 μatm), 從大氣中的碳吸收達到了峰值(最多5.4 mmol·m-2·d-1), 平均通量為1.4 mmol·m-2·d-1[14]。

1.2.2 第二階段

第二階段的特點是融水的產(chǎn)生和排水之間達到流體靜力學(xué)平衡[71]。融水穿過冰面流向宏觀缺陷(如浮冰邊緣、裂縫和擴大的鹽鹵水排放通道)的水平流動和通過冰蓋的垂直滲透都有助于融水排放, 其方式復(fù)雜多變[50,55,72], 其中水平流動至地勢低洼處一般占融水損失的主導(dǎo)地位[53]。在第二階段, 由于融水通過滲透作用進入海冰以及側(cè)向輸送的流出速度上升, 大多數(shù)融池下降到非常接近海平面的高度(偏差＜0.02 m), 并出現(xiàn)相互連接,形成大型網(wǎng)絡(luò)[73]。一年生海冰的融池覆蓋率大幅下降, 但是多年生海冰下降的幅度較小[53]。此時,融水持續(xù)滲透進入海冰, 通過示蹤實驗已經(jīng)觀察到融水在冰中孔隙的滲透, 并且預(yù)計在整個融化季節(jié)中會持續(xù)存在[55], 夏季冰面上融池下方海冰的達西滲透常數(shù)的測量值在10-11～10-9m2[74]。

融池最初的pCO2(36～84 μatm)比大氣的pCO2(395 μatm)低得多。融池水滲入冰基質(zhì)增加了鹽鹵水的稀釋程度, 進而降低了鹽鹵水的TA、DIC和pCO2, 鹽鹵水的原位pCO2可降至20 μatm,TA和DIC也分別從最大值3487 μmol·kg-1、3189 μmol·kg-1降至234 μmol·kg-1、270 μmol·kg-1。此階段, 鹽鹵水的原位pCO2等CO2-碳酸鹽系統(tǒng)核心參數(shù)主要受到融池水滲透的控制[14]。

然而, 隨著時間的推移, 融池中的pCO2隨著與大氣逐漸達到平衡而增加(高達380 μatm), 隨后具有較高pCO2的融池水滲入冰基質(zhì), 導(dǎo)致海冰中鹽鹵水pCO2開始上升[14]。具有低原位pCO2的鹽鹵水和融池上方觀測到的空氣-海冰CO2通量在-0.04～-5.4 mmol·m-2·d-1之間(負(fù)號代表從大氣到海洋)[14]。

需要注意的是,pCO2高于大氣的融池也可能會存在, 從而成為大氣CO2的源。此類融池存在的原因包括與鹽鹵水的交換加強、融池內(nèi)由異養(yǎng)生物主導(dǎo)的生物呼吸作用增強、有機物的再礦化釋放大量CO2等[42]?，F(xiàn)階段無法斷言兩種類型的融池究竟是哪一種占據(jù)主導(dǎo)地位, 因此難以判斷融池在整體上究竟是否可以起到碳匯的作用。

1.2.3 第三階段

在第三階段, 海冰對融水垂直排水的滲透性繼續(xù)增加, 融池非常接近海平面。融池不斷加深, 并隨著海冰吃水高度的降低, 通過池壁的侵蝕或地形的變化而逐漸擴大[50,71]。因為流出路徑不再受限制, 在此階段, 許多融水進入海洋, 從而使海洋表層水被沖淡, 淡水輸入海洋表層可以導(dǎo)致冰下融池的形成。此時海冰可能會完全衰退, 融池覆蓋面積穩(wěn)步增加,通常達到其季節(jié)性最大值[53-54]。

隨著海冰溫度的進一步上升, 融化的水不斷地被供應(yīng)到融池, 這阻止了融池與大氣中的CO2濃度達到平衡。融池中的pCO2在0 μatm和大氣濃度(395 μatm)之間波動。當(dāng)融池與大氣pCO2接近達到平衡時, 對CO2吸收的速率明顯下降, 融池在這一階段從大氣中連續(xù)但溫和地吸收CO2(≈1 mmol·m-2·d-1)[14]。

1.2.4 第四階段

在第四階段, 融池開始被重新凍結(jié)。融池表面形成薄冰, 阻止融水繼續(xù)流入, 此時冰層上較厚的積雪可以暫時消除融池對于反射率的降低效應(yīng)[53]。因為海冰的再凍結(jié)可以在任何時候發(fā)生,因此這個階段不一定限于融化季節(jié)的結(jié)束[71]。

1.3 融池碳酸鹽體系的類型

融池的CO2-碳酸鹽化學(xué)高度可變。依據(jù)碳酸鹽體系的情況, 融池可以分為堿性和酸性兩種類型。堿性融池水的TA值比DIC大得多, TA∶DIC比率的平均值為1.52 ± 0.29∶1.00, 同時具有較低的pCO2(≈1～100 μatm)和高pH(≈8.0～9.5)[42]。Miller等[75]在阿蒙森灣的研究表明, 堿性融池水的這種化學(xué)性質(zhì)可能是在早期鹽鹵水排出過程中產(chǎn)生的額外TA殘留造成的。同時, 也有可能是海冰中CaCO3溶解的結(jié)果[42], 作為例證, 有研究者在北極海冰中發(fā)現(xiàn)了CaCO3[42,76]和活躍的顆石藻群落[42,77]。

酸性融池水則具有非常低的TA∶DIC比率(0.87±0.29∶1.00), 且pCO2較高(≈350～1500 μatm,甚至可以達12000 μatm), pH較低(≈6.1～7.5)。至少60%的冰上融池水樣本的pCO2高于大氣, 這提供了有利于向大氣轉(zhuǎn)移CO2的海-氣CO2梯度[42]。在酸性融池中, 碳酸鹽組分僅以溶解的CO2(CO2+ H2CO3)和碳酸氫鹽()的形式存在, 而碳酸根(的存在可以忽略不計[37,42,68,76]。這似乎是一些海冰環(huán)境(如鹽鹵水、海冰和融池)中相對常見的現(xiàn)象, 可以從中看出海冰代謝和生物地球化學(xué)過程對融池CO2-碳酸鹽化學(xué)的強烈影響[42]。

海冰生物群落的凈生態(tài)系統(tǒng)代謝(即通過光合作用/凈自養(yǎng)與呼吸/凈異養(yǎng)的平衡)可能會影響融池化學(xué)。與楚科奇海大陸架海冰站位和其他地區(qū)的融池相比, 加拿大海盆海冰站位的融池似乎更可能是凈異養(yǎng)的[42,78-79]。Lee等[25]發(fā)現(xiàn)2005年在加拿大盆地測得的融池中葉綠素a(Chla)的濃度范圍為0.1～2.9 mg Chla·m-3, 平均值為0.6 mg Chla·m-3[標(biāo)準(zhǔn)偏差(SD)=0.8 mg Chla·m-3]; 2008年在北冰洋中部測得的葉綠素a濃度范圍為0.1～0.3 mg Chla·m-3, 平均為0.2 mg Chla·m-3(SD=0.1 mg Chla·m-3)。相比之下, Bates等[42]在楚科奇海大陸架堿性融池中取樣測得的葉綠素a在0.05～0.30 mg Chla·m-3之間;在加拿大海盆的酸性融池取樣測得的葉綠素a含量則要低得多, 僅有0.01～0.03 mg Chla·m-3。融池水的DIC和TA較低, 相對較小的CO2-碳酸鹽體系的平衡調(diào)整可能就會導(dǎo)致高的pCO2。例如海冰藻類早期產(chǎn)生的溶解有機碳(DOC)的季節(jié)性再礦化就可以提供足夠的CO2來產(chǎn)生酸性融池水[42]。由此可以推斷海冰生物群落的代謝類型(凈自養(yǎng)與凈異養(yǎng))可能會影響融池的CO2-碳酸鹽化學(xué)。

此外, 碳酸鈣生產(chǎn)或溶解的凈平衡的可變性對于融池的CO2-碳酸鹽化學(xué)也有很強的控制作用[42]。但此類觀點存在一定的爭議, 比如Bates等[42]與S?gaard等[76]的報告稱, 海冰中碳酸鈣含量較低, 僅有2～4 μmol·L-1。

1.4 融池的碳收支意義

目前研究中融池碳收支的定量計算主要都是基于融池CO2通量、海冰覆蓋面積、融池的覆蓋面積與持續(xù)時間這幾個參數(shù)。其中融池系統(tǒng)的CO2通量取決于海冰的滲透性以及鹽鹵水、融水與海表大氣之間的CO2濃度梯度, 因為空氣中pCO2的變化與海冰相比一般較小[80], 有理由假設(shè)空氣-海冰CO2通量是由海冰表面的pCO2所驅(qū)動的[38]。根據(jù)Geilfus等[14]的研究, 海冰鹽鹵水和融池的pCO2在融冰季節(jié)中一般都低于大氣。融池形成初期, 低的原位pCO2促進了融池對大氣中CO2的強烈吸收, 峰值可達3.8 mmol·m-2·d-1[14]。此時鹽鹵水pCO2相對于大氣只是略微不飽和,對于大氣CO2的吸收只有大約1 mmol·m-2·d-1。隨著融池不斷生長和擴張, 海-氣交換使得融水-大氣pCO2梯度逐漸下降, 融池對于大氣CO2的吸收速率也隨之下降。當(dāng)融池原位pCO2接近與大氣的平衡時, 融池-大氣CO2通量將穩(wěn)定在1 mmol·m-2·d-1左右, 直 至 融 冰 季 節(jié) 結(jié) 束[14]。Nomura等[38]報告的海冰表面的CO2通量為1.1±0.9 mmol·m-2·d-1, 與上述通量基本相符, 印證了這一結(jié)果的可靠性。

近年來北極融池的覆蓋廣泛[67], 融池覆蓋率由 Landy等提供[71]。融池形成后的北極海冰覆蓋面積取8.4×106km2[81], 融冰季節(jié)的持續(xù)時間取90天。Geilfus等[14]得到除了現(xiàn)有的北極海洋碳匯之外, 1年之中海冰-融池系統(tǒng)將能額外提供約為10.4 Tg C·a-1的CO2吸收。進一步地, 海冰融水與海冰下覆混合層的混合過程[82], 將導(dǎo)致表層海水中pCO2減少9.4 μatm, 并且表層海洋在90天的融冰季節(jié)內(nèi)吸收大氣 CO2的速率為0.55 mmol·m-2·d-1, 1年之中可以貢獻5 Tg C的總吸收[14]。將兩者的貢獻加和, 可以得到北極海冰區(qū)-融池體系整體的碳匯潛力約為每年15.4 Tg C。

除此之外, Rysgaard等[83]估計北極海冰系統(tǒng)的總碳收支在14～31 Tg C·a-1之間, 具體取決于海冰中是否發(fā)生碳酸鈣沉淀。Takahashi等[84]估計66°N以北地區(qū)海洋的碳匯為121 Tg C·a-1, 而Bates和Mathis[85]估計北冰洋碳匯約為66～199 Tg C·a-1。Lee等[25]利用13C-15N雙穩(wěn)定同位素示蹤技術(shù), 測量了26個不同融池中浮游植物的C和N的吸收速率, 測得北冰洋海冰融池的年均碳產(chǎn)量為0.67 g C·m-3(SD=1.03 g C·m-3), 整個北冰洋中所有融池的總碳產(chǎn)量估計約為每年2.6 Tg C。因此, 融池在北冰洋的碳收支中可能發(fā)揮著不可忽視的作用;隨著北極變暖, 融池中的浮游植物群落和初級生產(chǎn)也需要得到更多的關(guān)注[86]。

雖然上述研究認(rèn)為融池可以發(fā)揮一定的碳吸收作用, 但需要強調(diào)的是, 當(dāng)前對于融池碳酸鹽體系參數(shù)的測量仍然十分缺乏, 碳吸收量的計算并不具有廣泛代表性, 故現(xiàn)階段就斷言融池是大氣弱的碳匯無疑為時尚早。隨著全球氣候變化的加劇, 極地融池的覆蓋面積與持續(xù)時長都在不斷增加, 因而其對于極地碳收支可能會扮演更加重要的角色。綜上, 需要未來更進一步的研究來明確融池的碳收支意義。

2 季節(jié)性冰區(qū)碳酸鹽體系與碳匯

2.1 季節(jié)性海冰碳酸鹽體系的演化

北冰洋頂部漂浮著一層薄薄的海冰, 它強有力地控制著初級生產(chǎn)、溫室氣體的海-氣交換和海表能量平衡。重要的是, 在全球氣候變化的背景下, 這一冰凍圈組成部分的急劇衰退, 是北極氣溫快速上升的主要驅(qū)動力之一[87]。氣溫上升減少了北極地區(qū)海冰的覆蓋范圍和厚度[64,88], 導(dǎo)致大多數(shù)多年冰被季節(jié)性海冰(隨季節(jié)消長變化, 在夏季可能會完全衰退的海冰)所替代[64,89]。北極季節(jié)性海冰的變化可能會顯著影響北冰洋區(qū)域的碳收支。海冰對北冰洋“碳匯”的控制大致可以分為生物地球化學(xué)過程和物理過程兩種, 前者決定海水中溶解的CO2濃度(pCO2), 后者決定了海-氣界面的氣體交換速率[90]。

初級生產(chǎn)是調(diào)控海冰區(qū)碳收支的重要生物地球化學(xué)過程之一。北極冰川融水的稀釋作用以及光合有效輻射的增加所促進的初級生產(chǎn)會降低表層海水的pCO2, 使該區(qū)域的碳匯潛力上升[90-92]。但是, 由于氣候變化, 北極河流徑流的增加和冰川融水的沖淡作用[93]會增強海水的垂直分層[94],因此北冰洋海區(qū)的營養(yǎng)鹽限制可能會變得更加普遍, 這反而可能會導(dǎo)致海表初級生產(chǎn)的減少。此外由于通過開放(無冰)水域的氣體遷移速率比通過海冰的遷移速率高得多[95], 以及受到北極日漸增多的波浪的強烈驅(qū)動[96-97], 北極海冰的衰退將允許更多的氣體通過海-氣界面進行交換[98], 通過物理過程影響北冰洋的碳收支。

海冰是海洋碳循環(huán)的積極參與者, 但是迄今為止,在關(guān)于全球碳循環(huán)的研究中一直將海冰假設(shè)為一層不透氣的屏障, 因此幾乎所有的全球模型都忽略了海冰覆蓋的極地海洋中的直接海-氣交換[99-101]。然而,越來越多的重要證據(jù)表明, 這一假設(shè)是不正確的, 溫度在大約-5℃以上時, 海水對于CO2等氣體來說是可以滲透的[75,80,102-107]。

海冰無機碳組分包括海冰氣泡和融水中氣相的CO2、海冰基質(zhì)中固相的CaCO3晶體以及融水和鹽鹵水中的液相碳酸鹽組分。CO2在大氣-海冰-表層海水間的遷移可以影響海冰無機碳庫(圖2)。季節(jié)性海冰區(qū)CO2的凈吸收可由以下因素驅(qū)動[75,83]。(1)海冰形成期間的排鹽作用和溫度介導(dǎo)的富含CO2的鹽鹵水下沉進入中層和深海水團; (2)海冰融化消除對海-氣CO2交換的阻礙作用; (3)海冰融化期間具有較低pCO2的融冰水對表層海水的沖淡作用; (4)碳酸鈣的沉淀和溶解以及表層海水的初級生產(chǎn)。例如, 固體CaCO3從鹽鹵水中沉淀出來的過程既會釋放CO2, 又會去除堿度和總無機碳(TIC), 即:

圖2 海冰覆蓋海洋中季節(jié)性碳通量的概念模型[83]Fig.2.Conceptual model of seasonal carbon fluxes in ice-covered seas[83]

其中, 海冰在形成、生長、融化和重新凍結(jié)的周期中驅(qū)動CO2吸收的過程, 被稱為“海冰碳泵(sea ice pump)”。

2.1.1 秋季

隨著秋季溫度的降低, 海冰開始形成多孔冰晶基質(zhì), 其中充滿了從海冰基質(zhì)中排出的高鹽溶液(鹽鹵水)。此時最初的海冰形成與海表水鹽度和無機碳的快速增加同時發(fā)生, 可以部分歸因于鹽鹵水的排放[75,83]。在此階段, 鹽鹵水中的DIC很高[108], 同時海冰的孔隙度也較高[109], 由于海冰和鹽鹵水的體積在海冰表面快速冷卻時收縮,導(dǎo)致部分CO2過飽和的鹽鹵水會向上輸送到冰面上, 成為大氣CO2的源[83], 這與鹽析效應(yīng)相一致(鹽析效應(yīng)即隨著溫度的下降, 鹽鹵水鹽度的增加造成了氣體在強電解質(zhì)溶液中難以溶解的現(xiàn)象,這種作用相對于溫度下降導(dǎo)致的溶解度增加占據(jù)了主導(dǎo)地位, 因而氣體會傾向于從鹽鹵水中排出)。此時海冰系統(tǒng)最大的無機碳通量是由鹽鹵水向下覆水體中的排放, 隨后與中深層水團混合所驅(qū)動的[68,83], 這是一種將碳輸出到深層水的有效機制。在富蘭克林灣海冰下方混合層中觀察到DIC升高和pCO2增加，很可能是鹽鹵水排出的信號[68]。Semiletov等[103]也在北冰洋的海冰下觀察到了CO2的過飽和, 證明了這一碳輸送機制。

2.1.2 冬季

在冬季, 氣溫的降低導(dǎo)致海冰變厚, 鹽鹵水的排出變慢, 同時表層海冰的鹽鹵水體積收縮,滲透性降低, 有效地阻止了空氣-海冰氣體交換。鹽鹵水中過飽和的CaCO3開始沉淀, 如上文所述,這一過程降低了TA, 并進一步增加了鹽鹵水中CO2的濃度, 導(dǎo)致少量CO2從冰中向上遷移。在3月初溫度最低的時期, 海冰中CO2濃度有所下降,可能歸因于氣體溶解度的增加[75,83]。在冬季, 由于冰量大幅增加, 海冰的TIC含量也隨之增加,同時由于鹽鹵水的排出和向大氣中排放CO2氣體,海冰的平均無機碳濃度反而下降[75,83]。

促進海冰中CaCO3沉淀的具體條件目前知之甚少。在夏季，與可經(jīng)重力排水與海水交換的鹽鹵水不同, 沉淀的CaCO3晶體會保存在冰基質(zhì)中,充當(dāng)TA的儲庫, 其會在隨后的礦物溶解時成為海水中額外TA的來源[83,110]。

2.1.3 春季和夏季

春季和夏季氣溫上升, 海冰開始融化, 導(dǎo)致鹽鹵水體積膨脹和海冰滲透性增加, 海冰內(nèi)的信號變得更加多變。此時, 海冰的pCO2比大氣高得多, 海冰孔隙度的增加導(dǎo)致空氣-海冰-表層海水間CO2的通量上升, 海冰和鹽鹵水成為大氣CO2的強源。然而, 隨著海冰融化快速稀釋鹽鹵水, 導(dǎo)致CO2濃度下降, 并且CaCO3溶解造成TA上升, 海冰-大氣CO2通量最終可能發(fā)生逆轉(zhuǎn),季節(jié)性海冰區(qū)域轉(zhuǎn)化為CO2的匯。由于海冰覆蓋面積的減小, 太陽輻射可利用性增加, 可能會刺激初級生產(chǎn), 此時冰下藻類的光合作用也導(dǎo)致鹽鹵水中CO2濃度的大幅度降低[75,83]。同時, 海冰中剩余的額外堿度將在融化時釋放到海表水體, 進而增強海表水的緩沖能力, 并促進對大氣中CO2的進一步吸收[111]。最后, 季節(jié)性海冰完全融化, 開放海域浮游生物的初級生產(chǎn)成為大氣CO2的匯[83,112]。

2.1.4 海冰碳泵的碳匯潛力

如前文所述, 季節(jié)性海冰在其演化周期中可以驅(qū)動大氣CO2的吸收, 即“海冰碳泵”。根據(jù)在北極、南極的野外觀測以及實驗室實驗獲得的有限數(shù)據(jù), 空氣-海冰CO2通量取決于海冰表面和上覆空氣之間的pCO2梯度和海冰表面的物理條件(包括積雪層)[38]。例如對于無積雪覆蓋的海冰,氣體交換發(fā)生在開放的鹽鹵水通道-大氣界面[80]。鹽鹵水體積分?jǐn)?shù)會隨著海冰溫度的降低而降低[38],因而在冬季, 由于海冰溫度較低, 氣體滲透性降低, 空氣-海冰CO2通量處于最低水平[38,78]。

具體到季節(jié)性海冰的碳匯潛力, 重點在于其生長周期內(nèi)會發(fā)生從大氣碳源向碳匯的轉(zhuǎn)變。在秋季和冬季, 新形成的海冰一方面會增強開放水域中海面的湍流, 從而促進了CO2吸收[37,113]; 另一方面, 現(xiàn)場觀測表明新形成的海冰會向空氣中釋放大量CO2[37]。一般認(rèn)為, 新形成的海冰會向大氣凈釋放CO2。這種情況會在春、夏季發(fā)生逆轉(zhuǎn), 由于缺乏對空氣-海冰CO2通量全季節(jié)連續(xù)實地測量, 故難以確定世界海洋中季節(jié)性海冰是大氣CO2的凈源還是匯。

在有限的研究中, Nomura等[38]對南極東部和北極斯瓦爾巴特群島北部海冰CO2通量的測量結(jié)果顯示通量范圍是從-4.0～0.5 mmol·m-2·d-1(負(fù)數(shù)代表從大氣向海冰), 表明融冰季節(jié)的極地海冰是大氣CO2的潛在匯。根據(jù)Rysgaard等[83]的推算,在北冰洋, 儲存在一年生海冰中的DIC為27.5 Tg C,而形成海冰的海表水的DIC含量為165.8 Tg C,表明北極海冰與表層水之間存在138 Tg C·a-1的通量。季節(jié)性海冰對于全球海洋CO2收支具有重要影響, 在長時間尺度上, 上述碳通量的累積變得顯著, 因此季節(jié)性海冰在海洋碳循環(huán)中的重要性及其對大氣CO2水平的長期控制作用值得進一步研究。

3 結(jié)論與展望

北冰洋的海冰-融池系統(tǒng)是高緯度地區(qū)地球系統(tǒng)的重要組成部分, 同時也是全球碳循環(huán)的重要參與者。冰上融池是春、夏季極地海冰的重要特征, 可以占據(jù)海冰表面積的50%以上。囿于實地研究的困難性以及海冰對于氣體不可滲透等傳統(tǒng)認(rèn)識的阻礙, 海冰和融池的CO2-碳酸鹽體系尚未得到全球海洋科學(xué)研究者的充分重視。

通過歸納總結(jié)相關(guān)研究, 重點討論了一年生海冰和融池在其生長、消亡的過程中碳酸鹽體系的變化過程、驅(qū)動機制、空間變異性及其對于CO2源匯平衡的潛在影響。首先, 融池的季節(jié)演化可以劃分為4個階段。第一階段在融冰季節(jié)開始時,光限制減弱促進初級生產(chǎn)增強, 此外碳酸鈣晶體出現(xiàn)溶解, 導(dǎo)致了海冰和融水中TA、DIC和pCO2的大幅度下降, CO2從大氣進入融池; 在第二階段, 融池水的pCO2會隨著與大氣平衡而逐漸增加, 從而降低了融池-大氣CO2濃度梯度; 在第三階段, 融池覆蓋面積穩(wěn)步增加, 融水的持續(xù)供應(yīng)使得融池?zé)o法與大氣的CO2濃度完全達到平衡; 第四階段, 融池開始被重新凍結(jié), 反射率重新變高。

其次, 對于季節(jié)性海冰區(qū)域, 在秋季, 海冰形成時的排鹽作用使得多孔冰晶基質(zhì)中充滿了高DIC的鹽鹵水。部分CO2過飽和的鹽鹵水會向上輸送CO2到冰面上, 成為大氣CO2的源。此時海冰系統(tǒng)最大的無機碳通量來源是鹽鹵水向下覆水體中的排放及其之后與中深層水團混合過程。到冬季, 海冰滲透性降低, 有效地阻礙了空氣-海冰氣體交換。鹽鹵水中過飽和的CaCO3開始沉淀, 這一過程使得鹽鹵水的TA降低,pCO2上升。進入春季和夏季后, 海冰孔隙度增加, 高pCO2的鹽鹵水成為了大氣CO2的強源。但是, 海冰融化會快速稀釋鹽鹵水, 同時CaCO3溶解造成TA上升, 海-氣CO2通量最終會發(fā)生逆轉(zhuǎn)。此外, 海冰融化會刺激初級生產(chǎn),剩余的堿度將在融化時釋放到海表水體, 促進對大氣CO2的進一步吸收。

依據(jù)Geilfus等[14], 北極海冰區(qū)-融池體系整體的碳匯潛力約為每年15.4 Tg C。同時, Lee等[25]估計北極所有融池的總碳產(chǎn)量約為每年2.6 Tg C。如果上述結(jié)果都可信, 那么可以推斷出北極海冰每年單獨的碳匯貢獻約為12.8 Tg C, 這一結(jié)果低于Rysgaard等[83]的估計值(14～31 Tg C)。實際上,考慮到北極海盆區(qū)域融池的普遍存在, 且融池的覆蓋面積與持續(xù)時長都在不斷增加, 因而其對于極地碳收支可能會扮演更加重要的角色。但目前相關(guān)研究仍非常稀少, 且局限在西北冰洋的低緯度海區(qū), 據(jù)此可以猜想北極融池單獨的碳匯潛力可能低于當(dāng)前的估計。目前, 對于整個北冰洋融池表面CO2通量的準(zhǔn)確評估具有非常高的不確定,亟需未來更進一步的研究。

關(guān)于海冰和融池系統(tǒng)CO2-碳酸鹽體系的相關(guān)研究, 以下幾點可能將會是未來重點的發(fā)展方向。

1.由于在季節(jié)性海冰區(qū)域進行作業(yè)的危險性等因素, 目前對于融池CO2通量以及其他碳酸鹽參數(shù)的長時間連續(xù)實地測量的數(shù)據(jù)極其缺乏,故難以判斷融池在極地碳收支中究竟是碳源還是碳匯。隨著觀測手段和技術(shù)的進步, 破冰船航次數(shù)據(jù)增多為解決這一問題提供了希望。未來可以通過將相近時間, 不同緯度的融池來替代融池的不同發(fā)展階段, 將空間序列轉(zhuǎn)化為季節(jié)(時間)序列, 從而更好地探索融池的源匯問題。

2.雖然與融池相比, 對于季節(jié)性海冰區(qū)CO2-碳酸鹽體系的研究更加成熟, 但是當(dāng)前關(guān)于秋季和冬季大氣-海冰CO2通量的測量數(shù)據(jù)仍然不足。此外, 我們對海冰碳酸鹽體系季節(jié)性演化涉及的許多復(fù)雜的物理、化學(xué)與生物過程都知之甚少, 例如碳酸鈣的沉淀與溶解。這一情況最近發(fā)生了變化, 2019—2020年完成的北極氣候研究多學(xué)科漂流冰站項目(Multidisciplinary drifting Observatory for the Study of Arctic Climate,MOSAiC)是迄今為止學(xué)科最為齊全的北極科考計劃, 核心目的是研究當(dāng)前北極氣候和海冰的變化。待MOSAiC項目的觀測數(shù)據(jù)公布后, 可以對季節(jié)性海冰的碳酸鹽體系得到更加詳盡與明晰的了解。

3.隨著化石燃料的使用等人類活動使得大氣CO2濃度持續(xù)增加, 極地氣溫上升以及其他極地環(huán)境變化日趨加重和頻繁, 北冰洋海冰覆蓋面積逐年減少, 融池在春、夏季也會占據(jù)更大的海冰表面積, 并在碳循環(huán)中扮演更加活躍的角色。因此, 研究北冰洋季節(jié)性海冰區(qū)和融池系統(tǒng)CO2-碳酸鹽體系的變化趨勢及其響應(yīng)、在構(gòu)建全球碳循環(huán)模型時將其作為重要因素考慮在內(nèi), 無疑十分必要。