基于浮標觀測的春季青島近岸海水pCO2變化及海-氣CO2通量研究

周學杭,張洪海,馬 昕,3,陳朝暉*,3

(1.中國海洋大學 物理海洋教育部重點實驗室,山東 青島 266100; 2.中國海洋大學 海洋化學理論與工程技術教育部重點實驗室,山東 青島 266100; 3.嶗山實驗室,山東 青島 266237)

0 引言

海洋占地球表面積近71%,在全球碳循環(huán)中發(fā)揮著重要作用,自1850年以來,海洋已經吸收了人為排放二氧化碳(CO2)的26%[1]。為了實現《巴黎協(xié)定》的目標,實現碳中和以應對快速的全球變暖,減排和增匯是兩種必要措施[2]。持續(xù)的海洋碳匯是實現碳中和目標的有力保障,對緩解全球變暖至關重要。盡管邊緣海在全球海洋面積中的占比較小,但因其可以吸收大量人為排放的CO2,是實現碳固定和海洋增匯的關鍵區(qū)域,在調節(jié)氣候變化中扮演著重要角色[3]。

目前,海洋表層二氧化碳分壓(pCO2)及海-氣CO2通量的監(jiān)測多采用船載走航觀測的方式來開展,受限于航次行程和海況影響,數據的采樣頻率較低且采樣間隔不均,時空分辨率較低[4-5],會直接影響到海-氣CO2通量的準確估算[6]。采用浮標測量的方式可以實現對固定地點pCO2的長時間連續(xù)觀測,彌補了船測數據時間分辨率較低的不足[7]。近年來,已有國內外學者通過浮標觀測開展海表pCO2變化及其機理的研究[8-10]。此外,浮標的高頻觀測有助于更好地理解短時間尺度過程和偶發(fā)性事件對海-氣CO2通量的影響[11]。

近岸海域具有獨特的地理、化學和生物特征及復雜的碳循環(huán)過程,在不同海域或不同時間尺度呈現出大氣的碳源或碳匯的轉換[12]。這不僅給地球系統(tǒng)模式的構建和研究帶來挑戰(zhàn),還給全球海-氣CO2通量的估算帶來不確定性,影響了對未來地球氣候系統(tǒng)變化的預估。目前,對青島近岸海域pCO2變化已有不少研究,但這些研究大多基于船載走航觀測且聚焦于膠州灣內[13-14],缺少在近岸開闊海域的觀測,特別是缺乏浮標的連續(xù)高頻觀測數據。本研究基于在青島近岸海域布放的海-氣界面浮標觀測數據,綜合分析了春季CO2源-匯轉換期間海表pCO2變化的原因,估算了海-氣CO2通量,有助于進一步理解近岸海域CO2源-匯轉化的控制機制和碳循環(huán)過程。

1 數據與方法

1.1 數據來源

于2022年4月4日至5月9日在青島近岸海域(36.047°N,120.437°E)布放了一套海-氣界面觀測浮標(圖1),獲得了連續(xù)5周的逐小時觀測時間序列數據。浮標搭載了GMX600氣象傳感器(Gill Instruments公司),可測量大氣溫度、濕度、風速、風向等氣象數據;搭載了SBE-37SM(Sea-Bird Scientific公司),可測量海表面溫度(sea surface temperature,SST)和海表面鹽度(sea surface salinity,SSS)數據;搭載了SPP(The Eppley Laboratory公司),可測量短波輻射數據;搭載了CO2-Pro(Pro-Oceanus Systems公司),可測量大氣和海表的pCO2數據。這些傳感器采集的數據每隔1 h取平均值進行存儲,并以北京時間(UTC+8)進行傳輸。

圖1 研究區(qū)域及浮標位置示意圖

通過美國國家海洋和大氣管理局海岸觀測網站(National Oceanic and Atmospheric Administration CoastWatch,NOAA CoastWatch,https://coastwatch.noaa.gov)獲取浮標所在位置的海表面葉綠素a(Chla)日平均衛(wèi)星數據[15];通過浮標附近的小麥島海洋觀測站獲取研究海域的逐小時溶解氧(dissolved oxygen,DO)數據和潮高數據,根據浮標觀測的SST和SSS數據計算DO飽和度[16];通過歐洲中尺度天氣預報中心(European Centre for Medium-Range Weather Forecasts,ECMWF,https://www.ecmwf.int/)獲取浮標所在位置的ERA5再分析資料每小時SST數據[17]。

根據全球海表CO2地圖(surface ocean CO2atlas,SOCAT)指南[18]對上述數據進行了質量控制,具體包括:1)找出偶發(fā)性的數據傳輸中斷并標記缺失值;2)根據各傳感器精度范圍設置數據的上下限,并采用3σ檢驗原則標記異常值;3)對缺失值和異常值通過相鄰數據的線性插值進行補全和更正,確保數據的準確性和連續(xù)性。

1.2 海-氣CO2通量計算方法

海-氣CO2通量正值表示海洋向大氣釋放CO2,為大氣CO2的源;負值表示海洋從大氣吸收CO2,為大氣CO2的匯。海-氣CO2通量具體計算公式如下:

F=kK0(pCO2sea-pCO2air)

(1)

式中:F表示海-氣CO2通量;K0表示CO2溶解度,可由浮標傳感器測量的SST和SSS計算得出[19];pCO2sea和pCO2air分別表示表層海水和上層空氣的CO2分壓;k表示CO2氣體傳輸速率,可由下式計算得出[19]:

k=0.251×U2×(Sc/660)-0.5

(2)

式中:U表示海面上方10 m處的風速,根據浮標傳感器測量的風速計算得到[20];Sc為施密特數,可由下式計算得出[21]:

Sc=A+Bt+Ct2+Dt3+Et4

(3)

式中:A=2 116.8,B=-136.25,C=4.735 3,D=-0.092 230 7,E=0.000 755 5,t表示海表面溫度。

2 結果與分析

2.1 浮標高頻觀測數據時間序列變化特征

觀測期間青島近岸海域SST不斷升高,變化范圍為8.3～14.7 ℃,且晝夜變化幅度較大,具有明顯的日變化特征(圖2a)。SSS的變化范圍為30.85～31.05,平均值為30.94,變化幅度較小(圖2a)。DO的變化范圍為6.9～8.5 mg/L,呈下降趨勢。DO飽和度的變化范圍為81.9%～93.5%,變化幅度較小(圖2b)。觀測期間研究海域主要以北風為主,除4月8日經歷的一次強風事件(最高風速超過17.0 m/s)外,其余時間風速較小,平均值僅為3.4 m/s(圖2c)。

圖2 海表、大氣pCO2與交換通量及相關環(huán)境參數的時間序列

大氣pCO2的變化范圍為402～425 μatm(1 μatm=0.101 325 Pa),平均值為415 μatm,總體較為平穩(wěn)(圖2d)。海表pCO2的變化范圍為390～480 μatm,增長了約90 μatm,呈現出和SST相近的變化趨勢(圖2d)。觀測期間海表pCO2的日變化平均幅度為10 μatm,呈現出較為明顯的日變化特征。

2.2 海表pCO2變化的控制因素

為消除pCO2日變化對時間序列的影響,取pCO2日平均值對海表pCO2及其相關影響因素的變化趨勢進行分析(圖3)。

圖3 日平均海表pCO2及相關影響因素時間序列

2.2.1 溫度效應

如圖3a所示,觀測期間浮標測得的SST和ERA5再分析數據資料的SST呈相同的上升趨勢,兩者的變化特征較為一致。溫度可以通過影響海水CO2溶解度以及碳酸鹽體系的內部平衡來影響pCO2的數值變化,海表pCO2和SST呈顯著的正相關關系(Pearson相關系數為0.97)。

根據TAKAHASHI等[22]通過實驗得到的pCO2和海水溫度的關系,通過公式(4)可以得到去除溫度效應后其他因素對海表pCO2日平均值的影響,用NpCO2(d)表示,再根據公式(5)可以得到溫度對海表pCO2日平均值的影響,用TpCO2(d)表示[3]:

NpCO2(d)=pCO2(d)×e[0.042 3×(tmean-t)]

(4)

TpCO2(d)=pCO2(d)-NpCO2(d)

(5)

式中:t表示海表面溫度,tmean表示觀測期間的平均海表面溫度,pCO2(d)表示海表pCO2日平均值,TpCO2(d)表示溫度對pCO2(d)的影響,NpCO2(d) 表示去除溫度效應后其他因素對pCO2(d)的影響。

由圖3c可知,NpCO2(d)的變化幅度約為29 μatm,而TpCO2(d)的變化幅度約為96 μatm。通過計算TpCO2(d)在pCO2(d)中的占比后取平均值來衡量溫度因素對海表pCO2變化的貢獻,觀測期間溫度對海表pCO2變化的貢獻約為64%。春季青島近岸海域溫度的平穩(wěn)升高影響了海水CO2的溶解度,溫度是海表pCO2變化的主控因素。

2.2.2 混合效應

近岸海域的海表pCO2變化受潮汐影響,一般表現為低潮時pCO2較低,高潮時pCO2較高[23]。而在本次觀測期間,潮高和海表pCO2之間沒有明顯的相關性(圖4),表明在研究海域潮汐不是控制海表pCO2變化的主要因素。

圖4 海表pCO2和潮高時間序列

鹽度不僅可以反映河流輸入帶來的陸源物質對近岸海域的影響,還可以反映平流輸送以及與深層水體的垂向混合作用對表層海洋的影響。由于浮標布放區(qū)域沒有河流的淡水輸入,且SSS一直維持在30.9的較低水平,總體變化幅度很小(圖3d),表明觀測期間沒有明顯的平流輸送和垂向混合,水體混合效應較弱,對海表pCO2變化的作用較小。

2.2.3 生物效應

如圖3e所示,觀測期間DO受溫度升高影響不斷下降,DO飽和度一直低于100%,說明水體中的DO處于不飽和的狀態(tài),且變化幅度較小。如圖3f所示,Chla質量濃度在4月18日前比較平穩(wěn),在18日—21日大幅升高,之后略有下降,對應的NpCO2(d)在Chla升高的時期不斷下降(圖3c)。這指示浮游植物光合作用的增強,造成了NpCO2(d)的降低,表明在觀測期間生物過程對pCO2增長起到了一定的抑制作用。

2.3 海表pCO2的日變化特征及影響因素

在觀測期間,海表pCO2呈現一定的日變化特征。為了辨析日變化特征,將每小時pCO2數據減去當天的日平均值得到pCO2距平值,再對每小時的距平值取平均值即可得到pCO2的日變化信息(圖5a)。以同樣的方式可以計算得到 NpCO2和TpCO2的日變化信息NpCO2(h)和TpCO2(h)(圖5b)。將浮標測得的SST和短波輻射取每小時的平均值即可得到SST和短波輻射的日變化信息(圖5c)。

圖5 海表pCO2,SST和短波輻射的日變化信息

前文分析中發(fā)現潮汐作用對pCO2的影響較為微弱且浮標所在海域的深度較淺,水平平流和垂向混合的作用較弱。LEINWEBER等[24]在對圣莫妮卡灣的觀測研究中也同樣指出潮汐不是SST和pCO2日變化的主要驅動因素。因此,本文將不再探討潮汐的影響。

由圖5可知,海表pCO2在每日午后達到最高值,之后逐漸降低,凌晨的變化較為緩慢,于日出后開始不斷增長,完成一個日循環(huán)過程。其中由溫度因素引起的pCO2日變化的偏移量TpCO2(h)的平均日變化和SST基本一致:日出后海表面吸收太陽短波輻射帶來的熱量,SST逐漸升高,TpCO2(h)增大,于下午兩點至四點達到峰值,隨后海表吸收的熱量逐漸下降,SST逐漸降低,TpCO2(h)減小,于日出前后達到最小值。

短波輻射的變化同時影響了生物因素引起的pCO2變化。日出后浮游植物光合作用增強,吸收CO2,使得NpCO2(h)不斷下降;而在夜間,短波輻射為零,生物的呼吸作用使得NpCO2(h)不斷增加。通過計算TpCO2(h)在pCO2(h)中的占比來衡量溫度因素對海表pCO2日變化的貢獻。結果表明,觀測期間溫度因素對海表pCO2日變化的貢獻約為53%,其余47%的變化由生物等因素共同驅動,兩者呈現相反的變化趨勢,共同影響了海表pCO2的日變化過程。

2.4 海-氣CO2通量及采樣頻率的影響

在觀測期間,大氣pCO2變化幅度不大,而海表pCO2不斷升高(圖2d),使得海-氣CO2分壓差由負變正,研究海域由大氣的碳匯轉變?yōu)樘荚础?月8日受強風的影響,海洋與大氣間CO2的氣體傳輸速率大大增加,海洋吸收了大量的CO2,海-氣CO2通量達到-10.4 mmol/(m2·d)(圖2e),表明風速對海-氣CO2通量有重要的影響。

海-氣CO2通量的估算受到采樣頻率的制約[25],其中風速、SST和SSS每小時高頻數據的獲取較為容易,而海表pCO2的測量通常受到船舶測量的空間不連續(xù)性和傳感器自身限制的影響,難以實現對某個地點的長時間高頻觀測,從而給海-氣CO2通量的估算帶來偏差。為評估采樣頻率帶來的海-氣CO2通量估算偏差,選取不同采樣周期內的海表pCO2平均值作為不同采樣頻率下的pCO2數據,分別計算日平均 海-氣CO2通量。計算不同采樣周期下的日平均 海-氣CO2通量與1 h采樣周期下的日平均海-氣CO2通量之差,得到日平均海-氣CO2通量偏差與采樣周期的關系,通過小提琴圖來表征(圖6,其中,外輪廓線表示日平均數據的核密度曲線,反映了數據點在該位置的分布情況,峰值越高,表示該處的數據越密集)。如圖6所示,隨著采樣周期變長,采樣頻率降低,海-氣CO2通量的偏差逐漸擴大。觀測期間,1 h采樣周期下的日平均海-氣CO2通量大都小于 1 mmol/(m2·d)。若采用2 h和3 h的采樣周期,其日平均海-氣CO2通量與1 h采樣周期的結果較為接近,其偏差均在±1 mmol/(m2·d)內。當采用6 h、12 h和24 h的采樣周期時,其海-氣CO2通量偏差超過±1 mmol/(m2·d)的數據點顯著增加。因此,在海-氣CO2通量變化較為顯著的海域,浮標的采樣周期應盡可能地控制在3 h以內,以避免對海-氣CO2通量的估算產生較大誤差。

圖6 不同采樣周期下日平均海-氣CO2通量偏差的小提琴圖

3 結論

本研究通過在青島近岸海域布放浮標獲取了高分辨率大氣和海水pCO2觀測數據。數據分析結果表明:1)春季青島近岸海域,海表pCO2不斷升高,導致海-氣CO2通量由負轉正,表層海洋從大氣的碳匯轉為碳源。2)觀測期間表層海水溫度上升是導致海表pCO2增長的主要因素,生物活動使得海表pCO2降低,而潮汐運動對海表pCO2的影響則不明顯。3)觀測期間海表pCO2呈現明顯的日變化特征,這是由溫度和生物因素共同作用的結果,二者對海表pCO2日變化的貢獻相反。4)提高采樣頻率能顯著降低海-氣CO2通量估算的偏差,應采用3 h以內的高頻觀測數據以提高海-氣CO2通量估算的準確性。