海洋生態(tài)系統(tǒng)固碳能力估算方法研究進(jìn)展

石洪華，王曉麗，鄭 偉，王 嬡

(1.國家海洋局第一海洋研究所，青島 266061;2.天津理工大學(xué)環(huán)境科學(xué)與安全工程學(xué)院，天津 300384)

CO2對全球氣溫升高的貢獻(xiàn)高達(dá)70%，居各種溫室氣體之首［1］。從生物地球化學(xué)的角度看，海洋在全球碳循環(huán)中發(fā)揮著重要作用［2］。海洋占地球總面積的71%，其CO2貯存量是大氣的50倍，是大氣CO2的調(diào)節(jié)器。各種模式和實(shí)測結(jié)果表明，全球海洋對CO2的凈吸收能力為1.5—2.0PgC/a，約占人為釋放 CO2年總量的 25%—50%［3－7］。對海洋碳循環(huán)及其固碳能力的評估方法的研究已成為當(dāng)今海洋學(xué)的重要課題。

海洋中的碳主要以碳酸鹽離子的形式存在，如溶解無機(jī)碳(DIC)、溶解有機(jī)碳(DOC)、顆粒有機(jī)碳(POC)以及生物有機(jī)碳(BOC)［8］。海洋碳循環(huán)中最重要的兩個(gè)過程是物理泵和生物泵［9］。物理泵指發(fā)生在海－氣界面的CO2氣體交換過程和將CO2從海洋表面向深海輸送的物理過程，生物泵指浮游生物通過光合作用吸收碳并向深海和海底沉積輸送的過程。因而，海洋碳循環(huán)的碳通量的估算過程如圖1所示［10］。

圖1 海洋中各界面碳通量示意圖［10］Fig.1 Diagram of carbon flux in the different exchange interface of ocean［10］

海－氣界面的CO2氣體交換，是海洋碳循環(huán)中與人類影響密切相關(guān)的重要一環(huán)，且直接影響大氣CO2的含量［11］。通過氣體交換從大氣進(jìn)入海洋的CO2的多少主要取決于風(fēng)速和海－氣界面兩側(cè)的CO2分壓差，同時(shí)，由于海水對CO2的溶解度與溫度有關(guān)，因此海水對 CO2的吸收量也是溫度的函數(shù)［7－8，12］。海－氣界面 CO2交換通量代表海洋吸收或放出CO2的能力。準(zhǔn)確估算海－氣界面CO2交換通量對深入理解海洋碳循環(huán)及預(yù)測大氣CO2變化具有重要意義。

CO2進(jìn)入海水后，在真光層內(nèi)通過浮游生物的光合作用轉(zhuǎn)化成有機(jī)碳，其中大部分有機(jī)碳停留在上層海洋中通過食物鏈進(jìn)行循環(huán)，小部分以POC沉降顆粒物的形式從真光層輸出而進(jìn)入海洋深層水體［5－6］。這部分通過生物泵向深海輸送的碳，由于其與大氣隔絕，可在百年乃至更長的時(shí)間尺度上影響大氣CO2含量。而真光層內(nèi)浮游生物的初級生產(chǎn)力既能影響海－氣界面CO2交換通量，也能影響真光層內(nèi)POC輸出通量。因此，浮游生物的初級生產(chǎn)力估算、真光層的POC輸出通量也是海洋碳遷移研究的重點(diǎn)，POC輸出通量與初級生產(chǎn)力的比值可用于衡量生物泵的運(yùn)轉(zhuǎn)效率［9］。從真光層輸送到深海的有機(jī)碳中，一部分被微生物分解還原為CO2，只有很小一部分被埋藏在海底沉積物中長期封存。在一定時(shí)間尺度內(nèi)，海洋“生物泵”引起的沉積有機(jī)碳埋藏可以認(rèn)為是海洋碳元素的最終歸宿［13］，因而海洋有機(jī)碳的沉積通量可認(rèn)為是海洋碳匯作用的最終效應(yīng)。

1 海-氣界面CO2氣體交換通量估算方法研究

大氣中的CO2進(jìn)入海洋后，在海洋－大氣界面通常存在一個(gè)CO2濃度梯度，在大氣和洋流的綜合作用下，界面上進(jìn)行著大量CO2交換。CO2從大氣中溶入海水的過程稱為“溶解度泵”，其固碳能力估算常采用測算海－氣界面CO2通量的方法而獲得［14］。海－氣界面CO2的源和匯主要是由表層海水CO2分壓(PCO2)的分布變化引起的，間接地受到海水溫度、生物活動(dòng)和海水運(yùn)動(dòng)等因素的影響［15］。

海－氣界面CO2氣體交換通量［16］指的是單位時(shí)間單位面積上CO2在大氣和海洋界面的凈交換量。該氣體交換通量是評估海洋在全球變化中作用的前提和基礎(chǔ)。估算海－氣界面CO2交換通量方法一般分為兩類，一類為包括放射性同位素14C示蹤法［17］、碳的穩(wěn)定同位素比例法［18］、通過測量大氣 O2的鏡像法［19］等基于物質(zhì)守恒原理在全球尺度上估算海－氣界面CO2交換通量的方法;另一類分別測量海水和海水表層大氣中的CO2分壓，結(jié)合CO2海－氣交換速率來實(shí)測－海氣界面CO2交換通量。表層海水CO2分壓的測量手段包括船載走航測定的水氣平衡的非色散紅外法、浮標(biāo)原位時(shí)間序列觀測的化學(xué)傳感器法及大時(shí)間空間尺度觀測的遙感法［20－29］。測量不同海域的海水和海水表層大氣中的CO2分壓需要建立海－氣界面CO2通量的立體觀測平臺(tái)，該觀測平臺(tái)包括岸基、船基、航空、衛(wèi)星和浮標(biāo)等系統(tǒng)，主要技術(shù)包括走航大氣和海水觀測技術(shù)、浮標(biāo)海－氣界面CO2通量觀測技術(shù)、極區(qū)海洋－大氣界面CO2通量的觀測技術(shù)和遙感海洋－大氣界面CO2通量觀測和評估技術(shù)，海－氣界面CO2通量觀測技術(shù)方法比較如表1所示。

表1 海-氣界面CO2交換通量觀測方法比較Table 1 Comparison of different observation method of the air-sea CO2 exchange

采用海－氣界面的CO2分壓差法估算海－氣界面CO2交換通量時(shí)，大氣和海水的CO2分壓都有相對成熟可靠的方法，關(guān)鍵在于氣體交換系數(shù)的確定，即CO2在海－氣界面的傳輸速率k，這涉及到CO2在海氣界面遷移交換這個(gè)非常復(fù)雜的動(dòng)力學(xué)過程，如近表層水溫周日變化、鹽度變化、碎浪作用、氣泡作用、上升流變動(dòng)、生物活動(dòng)、表面溫度效應(yīng)、海表風(fēng)速、大氣邊界層性質(zhì)等都對其有重要影響，而且CO2在海－氣界面遷移交換的各種控制機(jī)制和過程有顯著的時(shí)空變化［20－29］。目前的研究大多假定k主要為風(fēng)速的函數(shù)，但要準(zhǔn)確測定某一區(qū)域氣體交換系數(shù)的難度很大，因此，現(xiàn)有研究中多數(shù)CO2海－氣交換通量估算都是直接引用經(jīng)典文獻(xiàn)給出的風(fēng)速函數(shù)關(guān)系［30－31］?？梢?，k值一方面缺乏足夠精確的現(xiàn)場實(shí)測數(shù)據(jù)，另一方面，不同研究者之間的結(jié)果差異巨大，尤其是在高風(fēng)速區(qū)間［20］，因?yàn)樵诟唢L(fēng)速條件下現(xiàn)場環(huán)境惡劣，難以開展實(shí)驗(yàn)，而且高風(fēng)速持續(xù)時(shí)間一般很短，滿足不了開展非直接通量測量方法的需要。為了準(zhǔn)確估算全球不同海域的海－氣界面CO2交換通量，減少實(shí)地測量的局限性和模型預(yù)測的不確定性，根據(jù)已有記載的不同海域的氣候氣象資料，利用數(shù)學(xué)模型模擬和實(shí)地測量值不斷修正相結(jié)合的方法，建立不同海域不同季節(jié)的氣體交換系數(shù)k的動(dòng)態(tài)數(shù)據(jù)庫，以提高海－氣界面CO2交換通量估算的準(zhǔn)確性。

2 浮游生物的初級生產(chǎn)力估算方法研究

海洋的“溶解度泵”只是實(shí)現(xiàn)了CO2從大氣碳庫向海洋碳庫的遷移，存在很強(qiáng)的時(shí)空異質(zhì)性。進(jìn)入海洋的CO2被浮游植物和光合細(xì)菌通過光合作用固定轉(zhuǎn)變?yōu)橛袡C(jī)碳從而進(jìn)入海洋生態(tài)系統(tǒng)，碳在海洋生態(tài)系統(tǒng)食物網(wǎng)中經(jīng)過層層攝食最終以生物碎屑的形式輸送到海底，從而實(shí)現(xiàn)了碳的封存，封存的碳在幾萬甚至上百萬年時(shí)間內(nèi)不會(huì)再進(jìn)入地球化學(xué)循環(huán)，這一過程被稱為生物泵［32］。生物泵是海洋碳循環(huán)中最復(fù)雜的，浮游植物和好氧光合細(xì)菌通過光合作用固定無機(jī)碳，每年大約有45Gt的碳被固定轉(zhuǎn)化為有機(jī)碳［33－34］。固定的碳被浮游動(dòng)物所攝食成為次級生產(chǎn)力，然后部分被更高營養(yǎng)級生物所攝食，部分通過呼吸和死亡分解再次變成無機(jī)碳返回環(huán)境，部分被垂直輸送到海底，其生產(chǎn)力則占海洋初級生產(chǎn)力的95%以上，其中每年有35Gt有機(jī)碳通過生物異養(yǎng)呼吸的途徑變成DIC，這部分碳占海洋表面光合作用所固定碳的80%左右［35－37］。真光層異養(yǎng)細(xì)菌是這個(gè)過程的主要貢獻(xiàn)者，據(jù)估計(jì)，大約50%—90%的呼吸作用是由異養(yǎng)細(xì)菌來完成的［38］。甚至在某些海區(qū)，細(xì)菌的呼吸作用要強(qiáng)于該地區(qū)的初級生產(chǎn)力［39］。未被呼吸作用氧化的有機(jī)碳以生物碎屑和排泄物(POC)以及DOC的形式向弱光層、深海無光層輸送，每年大約有10Gt有機(jī)碳最終進(jìn)入深海［35］，但其中絕大部分經(jīng)過再礦化再次成為DIC，最終能夠進(jìn)入洋底沉積物的不足5%［40］。

海洋生態(tài)系統(tǒng)的碳循環(huán)過程主要是通過海洋生物泵完成，而浮游生物的初級生產(chǎn)力是這一過程的起始環(huán)節(jié)和關(guān)鍵部分［9］。浮游生物固碳強(qiáng)度與潛力可用初級生產(chǎn)力來表征［41］。葉綠素是浮游生物進(jìn)行光合作用的主要色素，也是海洋中主要初級生產(chǎn)者(浮游生物)現(xiàn)存量的一個(gè)良好指標(biāo)。利用海洋葉綠素濃度測算海洋初級生產(chǎn)力的方法可分為兩種模式，即經(jīng)驗(yàn)統(tǒng)計(jì)模型和生態(tài)學(xué)數(shù)理模型。在一定的環(huán)境條件下，葉綠素濃度和初級生產(chǎn)力是對應(yīng)的，存在一定的統(tǒng)計(jì)關(guān)系。一些研究者在分析海洋葉綠素和初級生產(chǎn)力之間關(guān)系的問題時(shí)，建立了一系列的經(jīng)驗(yàn)統(tǒng)計(jì)模型，大都為簡單的線性關(guān)系［42］。經(jīng)驗(yàn)統(tǒng)計(jì)模型的主要局限性是一般只對同一海域適用，精度不高，且隨著時(shí)間的推移，各參數(shù)間的相關(guān)性會(huì)發(fā)生變化。因此，近年來已經(jīng)很少使用。

從20世紀(jì)中期，Ryther和Yentsch開始利用海水中的葉綠素含量建立生態(tài)學(xué)數(shù)理模型來估算海洋浮游植物的初級生產(chǎn)力，為大面積的海洋調(diào)查帶來了方便［43］。該模型中飽和光條件下浮游植物的光合作用速率是葉綠素濃度的函數(shù)，即:

式中，P為浮游植物光合作用速率(mgC m－3h－1);C為葉綠素濃度(mg/m3);Q為同化系數(shù)，是單位質(zhì)量葉綠素在單位時(shí)間內(nèi)同化的碳量;R為決定于海面光強(qiáng)的相對光合作用率;K為海水消光系數(shù)(m－1)。Ryther和 Yentsch［42］的研究指出，在上述模式中，標(biāo)志海洋浮游植物光合作用能力大小的重要參數(shù)“同化系數(shù)”受各理化因子的影響而具有可變性，這就導(dǎo)致了葉綠素濃度與初級生產(chǎn)力之間的關(guān)系不是恒定的。因此，在應(yīng)用中必須正確地測定調(diào)查水域的同化系數(shù)。Cadée和 Hegeman［44］改進(jìn)了初級生產(chǎn)力計(jì)算模型，其計(jì)算公式為:

式中，PS為潛在生產(chǎn)力(mgC m－3h－1)，由表層葉綠素濃度和同化系數(shù)得到;Zeu為真光層深度(m);D為日照時(shí)數(shù)(h/d)［45］。潛在生產(chǎn)力PS是表層海水中的葉綠素濃度和同化系數(shù)的函數(shù)，即為:

表2中給出了經(jīng)多風(fēng)電場無功優(yōu)化后各風(fēng)電場在不同場景下的無功出力及并網(wǎng)點(diǎn)高抗投入組數(shù)(無功出力負(fù)號(hào)表示吸收無功,正號(hào)表示發(fā)出無功)。

式中，Chla為表層葉綠素a的含量(mg/m3)，Q為同化系數(shù)(mg mg－1h－1)。同化系數(shù)(Q)是指單位葉綠素a在單位時(shí)間內(nèi)合成的有機(jī)碳量，是用來表征浮游生物光合作用強(qiáng)度的量值。浮游生物的同化系數(shù)在不同的海域、不同季節(jié)差異較大，影響因素除了與不同浮游生物的適應(yīng)性有關(guān)外，還與環(huán)境營養(yǎng)鹽、光照條件和溫度等因素有關(guān)，同化系數(shù)Q值一般也利用經(jīng)驗(yàn)關(guān)系式估算［46－49］。

生態(tài)學(xué)數(shù)理模型通過海洋環(huán)境因子及海洋葉綠素濃度來估算海洋初級生產(chǎn)力，這種算法模式考慮了光照、水溫、營養(yǎng)鹽等對海洋初級生產(chǎn)力的直接或間接影響，同時(shí)考慮了葉綠素濃度、光照等在垂直剖面上的差異，因而估算得到的海洋初級生產(chǎn)力精度要比經(jīng)驗(yàn)算法高，且有較強(qiáng)的生物學(xué)意義［46－48］。目前國內(nèi)海洋浮游植物固碳能力的估算方法一般都采用生態(tài)學(xué)數(shù)理模型［50－52］。

隨著空間探測技術(shù)的進(jìn)步，衛(wèi)星技術(shù)的發(fā)展十分迅速。高空間分辨率、高時(shí)間分辨率和高光譜分辨率的衛(wèi)星不斷涌現(xiàn)。衛(wèi)星遙感具有及時(shí)、準(zhǔn)確、動(dòng)態(tài)和大面積覆蓋的特點(diǎn)，因而已逐漸成為研究大時(shí)空尺度海洋現(xiàn)象的有效手段。自從Clarke等［53］開創(chuàng)利用遙感技術(shù)測定海面浮游植物葉綠素濃度以來，海洋初級生產(chǎn)力遙感已成為生物海洋學(xué)研究的一個(gè)重要課題。依據(jù)浮游生物的遙感數(shù)據(jù)，Platt等認(rèn)為可用表層葉綠素估算水體葉綠素和初級生產(chǎn)力［54］。隨著海洋調(diào)查規(guī)模的不斷擴(kuò)大和測定技術(shù)的多元化，簡化海洋初級生產(chǎn)力數(shù)據(jù)的獲取方法成為必須和可能。近年來熒光技術(shù)和遙測、遙感技術(shù)的發(fā)展使葉綠素的測定遠(yuǎn)比初級生產(chǎn)力的直接測定方便得多，通過測定葉綠素的含量來估算海洋初級生產(chǎn)力既簡便又快速，特別適用于大范圍的海洋調(diào)查。把生態(tài)學(xué)數(shù)理模型中的某些參數(shù)以遙感手段來獲取，進(jìn)行相應(yīng)處理后用來估算海洋初級生產(chǎn)力，這是海洋初級生產(chǎn)力模型的主要形式，也是目前研究的熱點(diǎn)。這類模型結(jié)合了浮游植物光合作用的生理學(xué)過程與經(jīng)驗(yàn)關(guān)系，比較有代表性的模型有BPM(Bedford Productivity Model) 模 型［55－56］、LPCM(Laboratoire de Physique et Chimie Marines)模型［57］、VGPM(Vertically Generalized Production Model)模型［58－59］等。

由上述研究可知，利用海水中葉綠素的含量估算海洋初級生產(chǎn)力時(shí)，首先要確定它們之間的換算系數(shù)，即同化系數(shù)。同化系數(shù)反映了植物光合色素的光合作用效率，是浮游植物光合作用能力的指標(biāo)。在不同地區(qū)、不同季節(jié)、不同條件下，浮游植物的光合作用能力(同化系數(shù))的變化很大，一般冬季的同化系數(shù)較低，夏末秋初較高。因此，無論是現(xiàn)場航測還是遙感數(shù)據(jù)分析，利用同化系數(shù)的年平均值或各海區(qū)的平均值來估算初級生產(chǎn)力，勢必高估冬季的初級生產(chǎn)力，低估夏季和秋季的初級生產(chǎn)力。所以，在利用葉綠素估算海域初級生產(chǎn)力時(shí)，即使利用遙感技術(shù)測算海洋葉綠素含量，也需要現(xiàn)場同步測定調(diào)查海區(qū)的浮游植物的光合作用能力——同化系數(shù)。

3 真光層顆粒有機(jī)碳(POC)輸出通量的估算方法研究

真光層是海洋浮游生物活動(dòng)最為活躍的區(qū)域，是海－氣CO2交換的界面，是生源物質(zhì)產(chǎn)生、再循環(huán)以及遷出到深海的一個(gè)重要水層，其向下輸出的顆粒有機(jī)碳(POC)通量是衡量生物泵的運(yùn)轉(zhuǎn)效率的關(guān)鍵指標(biāo)，并且決定著海洋顆粒活性元素和化學(xué)組分的生物地球化學(xué)循環(huán)速率。

海洋顆粒物質(zhì)的傳統(tǒng)采樣方式是采集大量的海水過濾，要得到足夠用于分析的顆粒物質(zhì)樣品，往往需要耗費(fèi)大的工作量［60］。同時(shí)，由于海洋中顆粒物質(zhì)的時(shí)空分布是不均勻的，因而無法取到反映海洋實(shí)況的樣品。若要采集高分辨率的連續(xù)樣品，需要科考船來回不斷地奔波。另外，采用這種方法獲得的樣品包括了非自然沉降的顆粒，因而無法估計(jì)物質(zhì)的凈通量。20多年前，沉積物捕獲器的發(fā)明，對于海洋現(xiàn)代生物地球化學(xué)過程研究具有劃時(shí)代的意義。海洋沉積物捕獲器大致有自由漂浮式、錨定式和中性浮力漂浮式沉積物捕獲器等三類［61－64］。

目前，海洋POC輸出通量的研究主要基于兩種方法:沉積物捕集器法和放射性同位素方法。利用沉積物捕獲器通過單位時(shí)間、單位面積上收集到的顆粒物來定量POC輸出通量。沉積物捕集器已被廣泛用于測定深海的POC輸出通量，方法可靠，結(jié)果準(zhǔn)確。但在真光層中，由于水動(dòng)力學(xué)、浮游動(dòng)物等諸多因素的影響，以及沉降顆粒在捕集器內(nèi)的溶解，由此方法獲得的真光層POC輸出通量一直備受海洋學(xué)家的質(zhì)疑［61］。而中性浮動(dòng)沉積物捕集器的問世和發(fā)展改善了水動(dòng)力對捕集器的干擾問題，使得沉積物捕集器可以用來測定上層海洋的POC輸出通量［62－64］。但這種捕集器設(shè)備造價(jià)昂貴，很難密集地布放于待研究海域，從而限制了這類沉積物捕集器的廣泛應(yīng)用。

天然放射性同位素示蹤方法是測定POC輸出通量的另一重要手段，應(yīng)用最為廣泛的是234Th—238U不平衡方法。234Th是一種天然的放射性核素，其半衰期為24.1 d。海水中的234Th是由238U(半衰期為4.5×109a)不斷進(jìn)行α衰變產(chǎn)生的，它具有很強(qiáng)的顆?；钚裕菀孜皆谏搭w粒物上并隨之沉降到深海，從而使它與母體238Th之間的放射性活度長期平衡被打破。通過測量真光層中234Th相對于238U的放射性活度比值，可得到234Th的輸出通量，結(jié)合真光層底層顆粒物上有機(jī)碳與234Th的比值，可以得到從真光層底部輸出的POC通量。用234Th法測量POC通量的優(yōu)點(diǎn)在于可以得到顆粒物輸出通量在幾天到幾周時(shí)間尺度上的平均值，且沒有沉積物捕集器得到通量的明顯偏差［65］。近幾年來，隨著海水234Th分析技術(shù)的不斷發(fā)展，234Th—238U不平衡法在南大洋普里茲灣區(qū)［66］、太平洋的阿蒙森海區(qū)［67－68］、大西洋威德爾海區(qū)冰架［69－70］、中國南海［71－74］、中國臺(tái)灣海峽［75－76］、太平洋西北海域［77－78］、大西洋地中海西北部［79－80］、北冰洋中部和西部海區(qū)［81－82］等大洋和邊緣海域的POC輸出通量和顆粒動(dòng)力學(xué)的研究中得到了廣泛的應(yīng)用，已被證明是研究上層海洋POC輸出通量的可靠方法。

在應(yīng)用234Th—238U不平衡法研究海洋真光層POC輸出通量時(shí)，顆粒物上的 POC/234Th是制約POC輸出通量估算準(zhǔn)確性的一個(gè)重要因素。POC/234Th隨采樣地點(diǎn)和時(shí)間、浮游生物群落結(jié)構(gòu)、顆粒粒徑等變化而變化，其可以出現(xiàn)幾個(gè)數(shù)量級的差別，這給 POC輸出通量的估算帶來很大的誤差［69，77，80，83］。

4 海洋有機(jī)碳沉積通量的估算方法研究

CO2從大氣進(jìn)入海洋后，在生物泵作用下形成顆粒有機(jī)碳并從上層水體輸出到深層水體，大部分通過細(xì)菌分解作用轉(zhuǎn)化為無機(jī)碳而可能重新返回大氣層，只有很小一部分被埋藏在深海沉積物中長期封存，并在一定時(shí)間尺度上形成海洋碳匯作用的最終凈效應(yīng)，因此海洋有機(jī)碳沉積通量在碳循環(huán)研究中具有重要意義［84］。

海洋有機(jī)碳沉積(SOC)通量測定需要先確定柱狀沉積物的年齡，再結(jié)合表層沉積物的TOC得到有機(jī)碳沉積通量［85－86］。放射性測年法是依據(jù)放射性元素蛻變等方法來測定地層年齡的方法。利用大氣沉降到水及沉積物中的放射性核素(如210Pb、137Cs、14C等)的衰變定律，通過測量其放射性活度隨深度的變化來計(jì)算沉積物的沉積速率，其適用的測年范圍與所使用的放射性核素的半衰期有關(guān)［87］。在海底地層沉積物中應(yīng)用較廣的是230Th和210Pb法(半衰期分別為75 200 a和22.3 a)，其中深海沉積速率和錳結(jié)核的生長速率主要用230Th法測定，淺?；蚪Ｋ缮⒊练e物多用210Pb法測定［88］。210Pb是238U系列中226Ra衰變中間產(chǎn)物222Rn的α衰變子體，半衰期為22.3a，屬短壽命放射性同位素，被廣泛用于百年時(shí)間尺度上的沉積物計(jì)年及沉積速率的測定，是研究近代江、河、湖、近海等沉積過程的重要手段。自然界中210Pb主要來源于地殼中238U的衰變和大氣中210Pb的沉降，此外人工核反應(yīng)也可產(chǎn)生210Pb。其中通過沉降并積蓄在沉積物中的210Pb因不與其母體共存和平衡，稱為過剩210Pb(210Pbex)。210Pb測年法基于以下幾點(diǎn)假設(shè):(1)沉積體系為封閉系統(tǒng)，具備穩(wěn)態(tài)條件;(2)沉降的210Pb能有效地轉(zhuǎn)移到沉積物中，且不發(fā)生沉積后遷移作用;(3)沉積物中的非過剩210Pb與其母體226Ra保持平衡狀態(tài)。雖然210Pb的沉降通量具有緯度效應(yīng)，但同一地點(diǎn)210Pb的放射性通量在近百年的時(shí)間范圍內(nèi)可認(rèn)為基本恒定［88－89］，沉積物中210Pbex的比活度將隨沉積物質(zhì)量深度呈指數(shù)衰減，因此對沉積物樣品的210Pbex比活度分析，便可計(jì)算其沉積年齡。應(yīng)用210Pb法進(jìn)行海洋沉積物測年的過程中，根據(jù)沉積物的壓實(shí)深度、沉積物的孔隙率、干沉積物的密度等參數(shù)確定沉積物中的210Pbex比活度衰變規(guī)律，算出某一深度的沉積物的年齡，結(jié)合210Pbex比活度隨沉積物質(zhì)量深度呈指數(shù)衰減的趨勢，得到沉積物的沉積速率。根據(jù)沉積物中的有機(jī)碳含量即可得到有機(jī)碳沉積通量。

5 問題與展望

海洋碳循環(huán)中海－氣界面CO2交換通量、浮游生物的初級生產(chǎn)力、真光層POC輸出通量和有機(jī)碳沉積通量間既有聯(lián)系又相互區(qū)別，但目前的研究多限于單一過程中碳通量的研究，對上述過程的相互作用關(guān)系尚不明確，今后需加強(qiáng)碳在大氣－海水－沉積物3種介質(zhì)間交換通量之間相互影響的研究，提出海洋中碳垂直傳輸過程的主要影響因素和關(guān)鍵控制因子，并建立多元化的動(dòng)態(tài)海洋碳通量分析系統(tǒng)，評估海洋不同時(shí)間尺度的碳匯效應(yīng)，并與全球碳匯總量作比較，為研究海洋碳循環(huán)在全球碳循環(huán)中的作用提供客觀參考依據(jù)。

此外，在海洋生態(tài)系統(tǒng)固碳估算方面，國內(nèi)外還沒有統(tǒng)一的規(guī)范和標(biāo)準(zhǔn)。我國應(yīng)該把握此戰(zhàn)略時(shí)機(jī)，通過室內(nèi)模擬實(shí)驗(yàn)、船載模擬現(xiàn)場培養(yǎng)實(shí)驗(yàn)、海洋現(xiàn)場圍隔實(shí)驗(yàn)，獲取大量的數(shù)據(jù)資料和生態(tài)過程參數(shù)，并在此基礎(chǔ)上建立有關(guān)數(shù)學(xué)模型，模擬不同環(huán)境條件和生態(tài)情景下的海洋碳循環(huán)物理泵和生物泵的調(diào)控機(jī)制和變動(dòng)規(guī)律，特別是對我國陸架邊緣海碳循環(huán)受控于多變的環(huán)境條件和復(fù)雜的調(diào)控機(jī)制。如大量陸源輸入營養(yǎng)鹽和上升流帶來的營養(yǎng)鹽，導(dǎo)致陸架海高的初級生產(chǎn)力。由于陸架海水較淺，形成的POC可以較快地到達(dá)海底沉積物中去，但淺水中的POC又會(huì)再懸浮，嚴(yán)重影響其生物泵的轉(zhuǎn)化。通過上述研究，建立適合我國海洋固碳估算的整套觀測技術(shù)、分析和計(jì)算方法，并構(gòu)建海洋碳匯計(jì)算的指標(biāo)體系、指標(biāo)標(biāo)準(zhǔn)體系、以及評價(jià)標(biāo)準(zhǔn)體系等，服務(wù)于我國的碳“減排”、“增匯”國家需求。這方面研發(fā)也將產(chǎn)生巨大的生態(tài)環(huán)境效益、社會(huì)經(jīng)濟(jì)效益以及國際政治效應(yīng)。

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