海洋生態系統固碳能力估算方法研究進展

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.天津理工大學環境科學與安全工程學院，天津 300384)

CO2對全球氣溫升高的貢獻高達70%，居各種溫室氣體之首［1］。從生物地球化學的角度看，海洋在全球碳循環中發揮著重要作用［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的調節器。各種模式和實測結果表明，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］。對海洋碳循環及其固碳能力的評估方法的研究已成為當今海洋學的重要課題。

海洋中的碳主要以碳酸鹽離子的形式存在，如溶解無機碳(DIC)、溶解有機碳(DOC)、顆粒有機碳(POC)以及生物有機碳(BOC)［8］。海洋碳循環中最重要的兩個過程是物理泵和生物泵［9］。物理泵指發生在海－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，是海洋碳循環中與人類影響密切相關的重要一環，且直接影響大氣CO2的含量［11］。通過氣體交換從大氣進入海洋的CO2的多少主要取決于風速和海－氣界面兩側的CO2分壓差，同時，由于海水對CO2的溶解度與溫度有關，因此海水對 CO2的吸收量也是溫度的函數［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。準確估算海－氣界面CO2交換通量對深入理解海洋碳循環及預測大氣CO2變化具有重要意義。

CO2進入海水后，在真光層內通過浮游生物的光合作用轉化成有機碳，其中大部分有機碳停留在上層海洋中通過食物鏈進行循環，小部分以POC沉降顆粒物的形式從真光層輸出而進入海洋深層水體［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間尺度上影響大氣CO2含量。而真光層內浮游生物的初級生產力既能影響海－氣界面CO2交換通量，也能影響真光層內POC輸出通量。因此，浮游生物的初級生產力估算、真光層的POC輸出通量也是海洋碳遷移研究的重點，POC輸出通量與初級生產力的比值可用于衡量生物泵的運轉效率［9］。從真光層輸送到深海的有機碳中，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。在一定時間尺度內，海洋“生物泵”引起的沉積有機碳埋藏可以認為是海洋碳元素的最終歸宿［13］，因而海洋有機碳的沉積通量可認為是海洋碳匯作用的最終效應。

1 海-氣界面CO2氣體交換通量估算方法研究

大氣中的CO2進入海洋后，在海洋－大氣界面通常存在一個CO2濃度梯度，在大氣和洋流的綜合作用下，界面上進行著大量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、生物活動和海水運動等因素的影響［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。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，結合CO2海－氣交換速率來實測－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、浮標原位時間序列觀測的化學傳感器法及大時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，該觀測平臺包括岸基、船基、航空、衛星和浮標等系統，主要技術包括走航大氣和海水觀測技術、浮標海－氣界面CO2通量觀測技術、極區海洋－大氣界面CO2通量的觀測技術和遙感海洋－大氣界面CO2通量觀測和評估技術，海－氣界面CO2通量觀測技術方法比較如表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，大氣和海水的CO2分壓都有相對成熟可靠的方法，關鍵在于氣體交換系數的確定，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非常復雜的動力學過程，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、生物活動、表面溫度效應、海表風速、大氣邊界層性質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制和過程有顯著的時空變化［20－29］。目前的研究大多假定k主要為風速的函數，但要準確測定某一區域氣體交換系數的難度很大，因此，現有研究中多數CO2海－氣交換通量估算都是直接引用經典文獻給出的風速函數關系［30－31］?？梢?，k值一方面缺乏足夠精確的現場實測數據，另一方面，不同研究者之間的結果差異巨大，尤其是在高風速區間［20］，因為在高風速條件下現場環境惡劣，難以開展實驗，而且高風速持續時間一般很短，滿足不了開展非直接通量測量方法的需要。為了準確估算全球不同海域的海－氣界面CO2交換通量，減少實地測量的局限性和模型預測的不確定性，根據已有記載的不同海域的氣候氣象資料，利用數學模型模擬和實地測量值不斷修正相結合的方法，建立不同海域不同季節的氣體交換系數k的動態數據庫，以提高海－氣界面CO2交換通量估算的準確性。

2 浮游生物的初級生產力估算方法研究

海洋的“溶解度泵”只是實現了CO2從大氣碳庫向海洋碳庫的遷移，存在很強的時空異質性。進入海洋的CO2被浮游植物和光合細菌通過光合作用固定轉變為有機碳從而進入海洋生態系統，碳在海洋生態系統食物網中經過層層攝食最終以生物碎屑的形式輸送到海底，從而實現了碳的封存，封存的碳在幾萬甚至上百萬年時間內不會再進入地球化學循環，這一過程被稱為生物泵［32］。生物泵是海洋碳循環中最復雜的，浮游植物和好氧光合細菌通過光合作用固定無機碳，每年大約有45Gt的碳被固定轉化為有機碳［33－34］。固定的碳被浮游動物所攝食成為次級生產力，然后部分被更高營養級生物所攝食，部分通過呼吸和死亡分解再次變成無機碳返回環境，部分被垂直輸送到海底，其生產力則占海洋初級生產力的95%以上，其中每年有35Gt有機碳通過生物異養呼吸的途徑變成DIC，這部分碳占海洋表面光合作用所固定碳的80%左右［35－37］。真光層異養細菌是這個過程的主要貢獻者，據估計，大約50%—90%的呼吸作用是由異養細菌來完成的［38］。甚至在某些海區，細菌的呼吸作用要強于該地區的初級生產力［39］。未被呼吸作用氧化的有機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有機碳最終進入深海［35］，但其中絕大部分經過再礦化再次成為DIC，最終能夠進入洋底沉積物的不足5%［40］。

海洋生態系統的碳循環過程主要是通過海洋生物泵完成，而浮游生物的初級生產力是這一過程的起始環節和關鍵部分［9］。浮游生物固碳強度與潛力可用初級生產力來表征［41］。葉綠素是浮游生物進行光合作用的主要色素，也是海洋中主要初級生產者(浮游生物)現存量的一個良好指標。利用海洋葉綠素濃度測算海洋初級生產力的方法可分為兩種模式，即經驗統計模型和生態學數理模型。在一定的環境條件下，葉綠素濃度和初級生產力是對應的，存在一定的統計關系。一些研究者在分析海洋葉綠素和初級生產力之間關系的問題時，建立了一系列的經驗統計模型，大都為簡單的線性關系［42］。經驗統計模型的主要局限性是一般只對同一海域適用，精度不高，且隨著時間的推移，各參數間的相關性會發生變化。因此，近年來已經很少使用。

從20世紀中期，Ryther和Yentsch開始利用海水中的葉綠素含量建立生態學數理模型來估算海洋浮游植物的初級生產力，為大面積的海洋調查帶來了方便［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，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，是單位質量葉綠素在單位時間內同化的碳量;R為決定于海面光強的相對光合作用率;K為海水消光系數(m－1)。Ryther和 Yentsch［42］的研究指出，在上述模式中，標志海洋浮游植物光合作用能力大小的重要參數“同化系數”受各理化因子的影響而具有可變性，這就導致了葉綠素濃度與初級生產力之間的關系不是恒定的。因此，在應用中必須正確地測定調查水域的同化系數。Cadée和 Hegeman［44］改進了初級生產力計算模型，其計算公式為:

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

表2中給出了經多風電場無功優化后各風電場在不同場景下的無功出力及并網點高抗投入組數(無功出力負號表示吸收無功,正號表示發出無功)。

式中，Chla為表層葉綠素a的含量(mg/m3)，Q為同化系數(mg mg－1h－1)。同化系數(Q)是指單位葉綠素a在單位時間內合成的有機碳量，是用來表征浮游生物光合作用強度的量值。浮游生物的同化系數在不同的海域、不同季節差異較大，影響因素除了與不同浮游生物的適應性有關外，還與環境營養鹽、光照條件和溫度等因素有關，同化系數Q值一般也利用經驗關系式估算［46－49］。

生態學數理模型通過海洋環境因子及海洋葉綠素濃度來估算海洋初級生產力，這種算法模式考慮了光照、水溫、營養鹽等對海洋初級生產力的直接或間接影響，同時考慮了葉綠素濃度、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力精度要比經驗算法高，且有較強的生物學意義［46－48］。目前國內海洋浮游植物固碳能力的估算方法一般都采用生態學數理模型［50－52］。

隨著空間探測技術的進步，衛星技術的發展十分迅速。高空間分辨率、高時間分辨率和高光譜分辨率的衛星不斷涌現。衛星遙感具有及時、準確、動態和大面積覆蓋的特點，因而已逐漸成為研究大時空尺度海洋現象的有效手段。自從Clarke等［53］開創利用遙感技術測定海面浮游植物葉綠素濃度以來，海洋初級生產力遙感已成為生物海洋學研究的一個重要課題。依據浮游生物的遙感數據，Platt等認為可用表層葉綠素估算水體葉綠素和初級生產力［54］。隨著海洋調查規模的不斷擴大和測定技術的多元化，簡化海洋初級生產力數據的獲取方法成為必須和可能。近年來熒光技術和遙測、遙感技術的發展使葉綠素的測定遠比初級生產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力既簡便又快速，特別適用于大范圍的海洋調查。把生態學數理模型中的某些參數以遙感手段來獲取，進行相應處理后用來估算海洋初級生產力，這是海洋初級生產力模型的主要形式，也是目前研究的熱點。這類模型結合了浮游植物光合作用的生理學過程與經驗關系，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力時，首先要確定它們之間的換算系數，即同化系數。同化系數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。在不同地區、不同季節、不同條件下，浮游植物的光合作用能力(同化系數)的變化很大，一般冬季的同化系數較低，夏末秋初較高。因此，無論是現場航測還是遙感數據分析，利用同化系數的年平均值或各海區的平均值來估算初級生產力，勢必高估冬季的初級生產力，低估夏季和秋季的初級生產力。所以，在利用葉綠素估算海域初級生產力時，即使利用遙感技術測算海洋葉綠素含量，也需要現場同步測定調查海區的浮游植物的光合作用能力——同化系數。

3 真光層顆粒有機碳(POC)輸出通量的估算方法研究

真光層是海洋浮游生物活動最為活躍的區域，是海－氣CO2交換的界面，是生源物質產生、再循環以及遷出到深海的一個重要水層，其向下輸出的顆粒有機碳(POC)通量是衡量生物泵的運轉效率的關鍵指標，并且決定著海洋顆?；钚栽睾突瘜W組分的生物地球化學循環速率。

海洋顆粒物質的傳統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樣品，往往需要耗費大的工作量［60］。同時，由于海洋中顆粒物質的時空分布是不均勻的，因而無法取到反映海洋實況的樣品。若要采集高分辨率的連續樣品，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，因而無法估計物質的凈通量。20多年前，沉積物捕獲器的發明，對于海洋現代生物地球化學過程研究具有劃時代的意義。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，結果準確。但在真光層中，由于水動力學、浮游動物等諸多因素的影響，以及沉降顆粒在捕集器內的溶解，由此方法獲得的真光層POC輸出通量一直備受海洋學家的質疑［61］。而中性浮動沉積物捕集器的問世和發展改善了水動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］。但這種捕集器設備造價昂貴，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)不斷進行α衰變產生的，它具有很強的顆?；钚?，容易吸附在生源顆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，結合真光層底層顆粒物上有機碳與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通量的優點在于可以得到顆粒物輸出通量在幾天到幾周時間尺度上的平均值，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分析技術的不斷發展，234Th—238U不平衡法在南大洋普里茲灣區［66］、太平洋的阿蒙森海區［67－68］、大西洋威德爾海區冰架［69－70］、中國南海［71－74］、中國臺灣海峽［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［81－82］等大洋和邊緣海域的POC輸出通量和顆粒動力學的研究中得到了廣泛的應用，已被證明是研究上層海洋POC輸出通量的可靠方法。

在應用234Th—238U不平衡法研究海洋真光層POC輸出通量時，顆粒物上的 POC/234Th是制約POC輸出通量估算準確性的一個重要因素。POC/234Th隨采樣地點和時間、浮游生物群落結構、顆粒粒徑等變化而變化，其可以出現幾個數量級的差別，這給 POC輸出通量的估算帶來很大的誤差［69，77，80，83］。

4 海洋有機碳沉積通量的估算方法研究

CO2從大氣進入海洋后，在生物泵作用下形成顆粒有機碳并從上層水體輸出到深層水體，大部分通過細菌分解作用轉化為無機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，并在一定時間尺度上形成海洋碳匯作用的最終凈效應，因此海洋有機碳沉積通量在碳循環研究中具有重要意義［84］。

海洋有機碳沉積(SOC)通量測定需要先確定柱狀沉積物的年齡，再結合表層沉積物的TOC得到有機碳沉積通量［85－86］。放射性測年法是依據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［87］。在海底地層沉積物中應用較廣的是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，被廣泛用于百年時間尺度上的沉積物計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，此外人工核反應也可產生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假設:(1)沉積體系為封閉系統，具備穩態條件;(2)沉降的210Pb能有效地轉移到沉積物中，且不發生沉積后遷移作用;(3)沉積物中的非過剩210Pb與其母體226Ra保持平衡狀態。雖然210Pb的沉降通量具有緯度效應，但同一地點210Pb的放射性通量在近百年的時間范圍內可認為基本恒定［88－89］，沉積物中210Pbex的比活度將隨沉積物質量深度呈指數衰減，因此對沉積物樣品的210Pbex比活度分析，便可計算其沉積年齡。應用210Pb法進行海洋沉積物測年的過程中，根據沉積物的壓實深度、沉積物的孔隙率、干沉積物的密度等參數確定沉積物中的210Pbex比活度衰變規律，算出某一深度的沉積物的年齡，結合210Pbex比活度隨沉積物質量深度呈指數衰減的趨勢，得到沉積物的沉積速率。根據沉積物中的有機碳含量即可得到有機碳沉積通量。

5 問題與展望

海洋碳循環中海－氣界面CO2交換通量、浮游生物的初級生產力、真光層POC輸出通量和有機碳沉積通量間既有聯系又相互區別，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系尚不明確，今后需加強碳在大氣－海水－沉積物3種介質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鍵控制因子，并建立多元化的動態海洋碳通量分析系統，評估海洋不同時間尺度的碳匯效應，并與全球碳匯總量作比較，為研究海洋碳循環在全球碳循環中的作用提供客觀參考依據。

此外，在海洋生態系統固碳估算方面，國內外還沒有統一的規范和標準。我國應該把握此戰略時機，通過室內模擬實驗、船載模擬現場培養實驗、海洋現場圍隔實驗，獲取大量的數據資料和生態過程參數，并在此基礎上建立有關數學模型，模擬不同環境條件和生態情景下的海洋碳循環物理泵和生物泵的調控機制和變動規律，特別是對我國陸架邊緣海碳循環受控于多變的環境條件和復雜的調控機制。如大量陸源輸入營養鹽和上升流帶來的營養鹽，導致陸架海高的初級生產力。由于陸架海水較淺，形成的POC可以較快地到達海底沉積物中去，但淺水中的POC又會再懸浮，嚴重影響其生物泵的轉化。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、分析和計算方法，并構建海洋碳匯計算的指標體系、指標標準體系、以及評價標準體系等，服務于我國的碳“減排”、“增匯”國家需求。這方面研發也將產生巨大的生態環境效益、社會經濟效益以及國際政治效應。

［1］Solomon S，Qin DH，Manning M，Chen Z L，Marquis M，Averyt K B，Tignor M，Miller H L.Contribution of Working Group I to the Fourth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change.Cambridge:Cambridge University Press，2007:996－996.

［2］Bali?o B M，Fasham M JR，Bowles M C.Ocean biogeochemistry and global change.IGBP Science，2001，2:1－36.

［3］Sarmiento JL，Monfray P，Maier－Reimer E，Aumont O，Murnane R J，Orr J C.Sea－air CO2fluxes and carbon transport:a comparison of three ocean general circulation models.Global Biogeochemical Cycles，2000，14(4):1267－1281.

［4］Gloor M，Gruber N，Sarmiento J，Sabine C L，Feely R A，R?denbeck C.A first estimate of present and preindustrial air－sea CO2flux patterns based on ocean interior carbon measurements and models.Geophysical Research Letters，2003，30(1):10－1－10－4.

［5］Quay P D，Sommerup R，Westby T，Stutsman J，McNichol A.Changes in the13C/12Cof dissolved inorganic carbon in the ocean as a tracer of anthropogenic CO2uptake.Global Biogeochemical Cycles，2003，17(1):4－1－4－20.

［6］Mikaloff－Fletcher S E，Gruber N，Jacobson A R，Doney S C，Dutkiewicz S，Gerber M，Follows M，Joos F，Lindsay K，Menemenlis D，Mouchet A，Müller S A，Sarmiento J L.Inverse estimates of anthropogenic CO2uptake，transport，and storage by the ocean. Global Biogeochemistry Cycles， 2006， 20(2):GB2002.

［7］Jacobson A R，Mikaloff－Fletcher SE，Gruber N，Sarmiento JL，Gloor M.A joint atmosphere－ocean inversion for surface fluxes of carbon dioxide:1.Methods and global－scale fluxes.Global Biogeochemical Cycles，2007，21(1):GB1020.

［8］Committee on Global Change.Toward an Understanding of Global Change.Washington， DC:National Academy Press，1988:56－56.

［9］Liu H，Tang Q S.Review on worldwide study of ocean biological carbon sink.Journal of Fishery Sciences of China，2011，18(3):695－702.

［10］Yu W.Estimation and Determination of Carbon Fluxes on Three Interfaces of Western Arctic Ocean in Summertime［D］.Beijing:Tsinghua University，2010:8－9.

［11］Yin J P，Wang Y S，Xu J R，Sun S.Advances of studies on marine carbon cycle.Acta Ecologica Sinica，2006，26(2):566－575.

［12］Liss PS，Merlivat L.Air－sea gas exchange rates:Introduction and synthesis//Role of Air－Sea Exchange in Geochemical Cycling.Netherlands:Springer，1986:113－129.

［13］Berger W H，Smetacek V S，Wefer G.Productivity of the Oceans:Present and Past.Chichester:John Wiley ＆ Sons，1989:471－471.

［14］Chen L Q，Yang X L，Zhang Y H，Li W，Lin Q，Lin H M，Xu SQ，Zhan JQ.Observation technology of CO2fluxes in the ocean and atmosphere.Ocean Technology，2008，27(4):9－12.

［15］da la Paz M，Huertas E M，Padín X A，Gónzalez－Dávila M，Santana－Casiano M，Forja J M，Orbi A，Pérez F F，Ríos A F.Reconstruction of the seasonal cycle of air－sea CO2fluxes in the Strait of Gibraltar. Marine Chemistry， 2011， 126(1/4):155－162.

［16］Li N，Li X G，Song JM.Key biogeochemistry processes of marine carbon cycle.Marine Environmental Science，2005，24(2):75－80.

［17］Matthews B J H.The Rate of Air－Sea CO2Exchange:Chemical Enhancement and Catalysis by Marine Microalgae Type［D］.Norwich:University of East Anglia，1999:68－79.

［18］Chen Z X，Zhao Q. δ13Cmethods and its progress in the study of global carbon cycle.Advances in Earth Sciences，2011，26(11):1225－1233.

［19］McKinley G A，Follows M J，Marshall J，Fan S M.Interannual variability of air－sea O2fluxes and the determination of CO2sinks using atmospheric O2/N2.Geophysical Research Letters，2003，30(3):1101－1104.

［20］Lévy M，Lengaigne M，Bopp L，Vincent E M，Madec G，Ethé C，Kumar D，Sarma V V SS.Contribution of tropical cyclones to the air－sea CO2flux:A global view.Global Biogeochemical Cycles，2012，26(2)，doi:10.1029/2011GB004145.

［21］Bozec Y，Cariou T，MacéE，Morin P，Thuillier D，Vernet M.Seasonal dynamics of air－sea CO2fluxes in the inner and outer Loire estuary(NW Europe).Estuarine，Coastal and Shelf Science，2012，100:58－71.

［22］Jouandet M P，Blain S，Metzl N，Mongin M.Interannual variability of net community production and air－sea CO2flux in a naturally iron fertilized region of the Southern Ocean(Kerguelen Plateau).Antarctic Science，2011，23(6):589－596.

［23］Sejr M K， Krause－Jensen J， Rysgaard S， S?rensen L L，Christensen P B，Glud R N.Air－sea flux of CO2in arctic coastal waters influenced by glacial melt water and sea ice.Tellus B，2011，63(5):815－822.

［24］ Chen L Q，Xu SQ，Gao Z Y，Chen H Y，Zhang Y H，Zhan JQ，Li W.Estimation of monthly air－sea CO2flux in the southern Atlantic and Indian Ocean using in－situ and remotely sensed data.Remote Sensing of Environment，2011，115(8):1935－1941.

［25］Shadwick E H，Thomas H，Comeau A，Craig S E，Hunt C W，Salisbury JE.Air－sea CO2fluxes on the Scotian Shelf:seasonal to multi－annual variability. Biogeosciences， 2010， 7(11):3851－3867.

［26］Boutin J，Merlivat L，Hénocq C，Martin N，SalléeJ B.Air－sea CO2flux variability in frontal regions of the Southern Ocean from carbon Interface Ocean Atmosphere drifters. Limnology and Oceanography，2008，53(5):2062－2079.

［27］D'Ortenzio F，Antoine D，Marullo S.Satellite－driven modeling of the upper ocean mixed layer and air－sea CO2flux in the Mediterranean Sea.Deep Sea Research Part I:Oceanographic Research Papers，2008，55(4):405－434.

［28］Huang Y S，Song JB，Fan CH.On the average time scale used in the calculations of the air－sea fluxes by eddy covariance method.Marine Sciences，2011，35(11):114－119.

［29］Hu Y B，Liu C Y，Yang G P，Zhang H H.The horizontal distributions of CO2system parameters and sea－air flux in the North Yellow Sea and East China Sea in Autumn.Periodical of Ocean University of China，2010，40(2):73－78.

［30］Wanninkhof R.Relationship between wind speed and gas exchange over the ocean.Journal of Geophysical Research，1992，97(C5):7373－7382.

［31］Nightingale P D，Liss P S，Schlosser P.Measurements of air－sea gas transfer during an open ocean algal bloom.Geophysical Research Letters，2000，27(14):2117－2120.

［32］Riebesell U，Zondervan I，Rost B，Tortell P D，Zeebe R E，Morel F M M.Reduced calcification of marine plankton in response to increased atmospheric CO2.Nature，2000，407(6802):364－367.

［33］Fasham M J S，Ballifio B M，Bowles M C.A new vision of ocean biogeochemistry after a decade of the Joint Global Ocean Flux Study(JGOFS).AMBIO(Special Report)，2001，10:4－31.

［34］González J M， Fernández－Gómez B， Fendàndez－Guerra A，Gómez－Consarnau L，Sánchez O，Coll－LladóM，del Campo J，Escudero L，Rodríguez－Martínez R，Alonso－Sáez L，Latasa M，Paulsen I，Nedashkovskaya O，Lekunberri I，Pinhassi J，Pedrós－AlióC.Genome analysis of the proteorhodopsin－containing marine bacterium Polaribacter sp.MED152(Flavobacteria).Proceeding National Academy of Science of the United States of America，2008，105(25):8724－8729.

［35］Suttle CA.Marine viruses－major players in the global ecosystem.Nature Reviews Microbiology，2007，5(10):801－812.

［36］Evans C，Thomson P G，Davidson A T，Bowie A R，Van den Enden R，Witte H，Brussaard C P D.Potential climate change impacts on microbial distribution and carbon cycling in the Australian Southern Ocean.Deep Sea Research PartⅡ:Topical Studies in Oceanography，2011，58(21/22):2150－2161.

［37］Bishop J K B，Wood T J.Year－round observations of carbon biomass and flux variability in the Southern Ocean.Global Biogeochemical Cycles，2009，23(2):3206－3216.

［38］Rivkin R B，Legendre L.Biogenic carbon cycling in the upper ocean:Effects of microbial respiration.Science，2001，291(5512):2398－2400.

［39］Williams P J L B.The balance of plankton respiration and photosynthesis in the open ocean.Nature，1998，394(6688):55－57.

［40］Seiter K，Hensen C，Zabel M.Benthic carbon mineralization on a global scale. Global Biogeochemical Cycles， 2005， 19(1):GB1010.

［41］ Song JM，Li X G，Yuan H M，Zheng G X，Yang Y F.Carbon fixed by phytoplankton and cultured algae in China coastal seas.Acta Ecologica Sinica，2008，28(2):551－558.

［42］Li B H， Fu K C， Hisayuki－Arakawa.Correlation between chlorophyll－a and primary productivity in the Southern Yellow Sea Area.Journal of Oceanography of Huanghai＆ Bohai Seas，1998，16(2):48－53.

［43］Ryther J H，Yentsch C S.The estimation of phytoplankton production in the ocean from chlorophyll and light data.Limnology and Oceanography，1957，2(3):281－286.

［44］Cadée G C，Hegeman J.Primary production of phytoplankton in the Dutch Wadden sea.Netherlands Journal of Sea Research，1974，8(2/3):240－259.

［45］Yentsch C S，Lee R W.A study photosynthetic light reaction，and a new interpretation of sun and shade phytoplankton.Journal of Marine Research，1965，24:319－337.

［46］Platt T， Gallegns C L， Harrison W G.Photoinhibition of photosynthesis in natural assemblages of marine phytoplankton.Journal of Marine Research，1982，38:687－701.

［47］Harrison WG，Plam T.Photosynthesis－irradiance relationships in polar and temperate phytoplankton populations.Polar Biology，1986，5(3):153－164.

［48］Yoshikawa T，Furuya K.Phytoplankton photosynthetic parameters and primary production in Japan Sea and the East China Sea:Toward improving primary production models.Continental Shelf Research，2008，28(7):962－976.

［49］Grant J，Bacher C，Cranford P J，Guyondetd T，Carreaue M.A spatially explicit ecosystem model of seston depletion in dense mussel culture.Journal of Marine Systems，2008，73(1/2):155－168.

［50］Zheng G X，Song J M，D J C，Wang Y M.Distributions of chlorophyll－a and carbon fixed strength of phytoplankton in autumn of the southern Huanghai Sea waters.Acta Oceanologica Sinica，2006，28(3):109－118.

［51］Fu M Z，Wang Z L，Li Y，Li R X，LüR H，Sun P，Xia B.Study on size－fraction and carbon fixation of phytoplankton primary productivity in Jiaozhou Bay.Advances in Marine Science，2009，27(3):357－366.

［52］Xia B，Ma S S，Chen J F，Zhao J，Chen B J，Wang F.Distribution of organic carbon and carbon fixed strength of phytoplankton in Enteromorpha prolifera outbreak area of the Western South Yellow Sea，2008. Chinese Journal of Environmental Science，2010，31(6):1442－1449.

［53］Clarke G L，Ewing G C，Lorenzen C J.Spectra of backscattered light from the sea obtained from aircraft as a measure of chlorophyll concentration.Science，1970，167(3921):1119－1121.

［54］Platt T，Herman A W.Remote sensing of phytoplankton in the sea:surface－layer chlorophyll as an estimate of water－column chlorophyll and primary production.International Journal of Remote Sensing，1983，4(2):343－351.

［55］Longhurst A，Sathyendranatll S，Platt T，Carla C.An estimate of global primary production in the ocean from satellite radiometer data.Journal of Plankton Research，1995，17(6):1245－1271.

［56］Kampel M，Sathyendranath S，Platt T，Gaeta S A.Satellite estimates of phytoplankton primary production at santos bight，southwestern－south Atlantic: Comparison of algorithms //Proceedings of the 2009 IEEE International Geoscience and Remote Sensing Symposium.Cape Town:IEEE，2009，2:286－289.

［57］Antoine D，AndréJM，Morel A.Oceanic primary production:2.Estimation at global scale from satellite(Coastal Zone Color Scanner)chlorophyll.Global Biogeochemical Cycles，1996，10(1):57－69.

［58］Behenfeld M J，Falkowski P G.Photosynthetic rates derived from satellite－based chlorophyll concentration. Limnology and Oceanography，1997，42(1):1－20.

［59］Tripathy S C，Ishizaka J，Siswanto E，Shibataa T，Minob Y.Modification of the vertically generalized production model for the turbid waters of Ariake Bay，southwestern Japan.Estuarine，Coastal and Shelf Science，2012，97:66－77.

［60］Chen B，Hu L M，Deng SG，Fan D J，Guo Z G.Organic carbon in surface sediments of the Bohai Bay，China and its contribution to sedimentation.Marine Geology＆ Quaternary Geology，2011，31(5):37－42.

［61］Buesseler K O.Do upper－ocean sediment traps provide an accurate record of particle flux?Nature，1991，353(6343):420－423.

［62］Valdes JR，Price JF.A neutrally buoyant，upper ocean sediment trap.Journal of Atmospheric and Oceanographic Technology，2000，17(1):62－28.

［63］Sampei M，Sasaki H，Forest A，Fortier L.A substantial export flux of particulate organic carbon linked to sinking dead copepods during winter 2007—2008 in the Amundsen Gulf(southeastern Beaufort Sea，Arctic Ocean).Limnology and Oceanography，2012，57(1):90－96.

［64］Miquel J C，Martín J，Gasser B，Rodriguez－y－Baena A，Toubal T，Fowler SW.Dynamics of particle flux and carbon export in the northwestern Mediterranean Sea:A two decade time－series study at the DYFAMED site.Progress in Oceanography，2011，91(4):461－481.

［65］Moran SB，Weinstein SE，Edmonds H N，Smith J N，Kelly R P，Pilson M E Q，Harrison WG.Does234Th/238U disequilibrium provide an accurate record of the export flux of particulate organic carbon from the upper ocean?Limnology and Oceanography，2003，48(3):1018－1029.

［66］He J H，Ma H，Chen L Q，Xiang B Q，Zeng X Z，Yin M D，Zeng W Y.The investigation on particulate organic carbon fluxes with disequilibria between thorium－234 and uranium－238 in the Prydz Bay，the Southern Ocean.Acta Oceanologica Sinica，2008，27(2):21－29.

［67］Amiel D，Cochran JK.Terrestrial and marine POCfluxes derived from234Th distributions and delta13C measurements on the Mackenzie Shelf.Journal of Geophysical Research－Oceans，2008，113(C3):C03S06.

［68］Zhou K， Nodder S D， Dai M， Hall J A.Insignificant enhancement of export flux in the highly productive subtropical front，east of New Zealand:a high resolution study of particle export fluxes based on234Th:238U disequilibria.Biogeosciences，2012，9(3):973－992.

［69］Baena A M R Y，Boudjenoun R，Fowler S W，Miquel J C，MasquéP，Sanchez－Cabeza JA，Warnau M.234Th－based carbon export during an ice－edge bloom:Sea－ice algae as a likely bias in data interpretation.Earth and Planetary Science Letters，2008，269(3/4):596－604.

［70］van der Loeff M R，Cai P H，Stimac I，Bracher A，Middag R，Klunder M B，van Heuven S M A C.234Th in surface waters:Distribution of particle export flux across the Antarctic Circumpolar Current and in the Weddell Sea during the GEOTRACES expedition ZERO and DRAKE.Deep Sea Research PartⅡ:Topical Studies in Oceanography， 2011， 58(25/26):2749－2766.

［71］Chen W F，Cai P H，Dai M H，Wei J F.234Th/238U disequilibrium and particulate organic carbon export in the northern South China Sea.Journal of Oceanography，2008，64(3):417－428.

［72］ Ma H，Zeng Z，He J H，Chen L Q，Yin M D，Zeng S，Zeng W Y.Vertical flux of particulate organic carbon in the central South China Sea estimated from234Th－238U disequilibria. Chinese Journal of Oceanology and Limnology，2008，26(4):480－485.

［73］ Wei C L，Lin SY，Sheu D D，Chou W C，Yi M C，Santschi P H，Wen L S.Particle－reactive radionuclides(234Th，210Pb，210Po)as tracers for the estimation of export production in the South China Sea.Biogeosciences Discussions，2011，8(12):3793－3808.

［74］ Ma H，Zeng Z，Yu W，He J H，Chen L P，Cheng J P，Yin M D，Zeng S.234Th/238U disequilibrium and particulate organic carbon export in the northwestern South China Sea. Acta Oceanologica Sinica，2011，30(3):55－62.

［75］Wei C L，Tsai J R，Wen L S，Pai S C，Tai J H.Nearshore scavenging phenomenon elucidated by234Th/238U disequilibrium in the coastal waters off Western Taiwan. Journal of Oceanography，2009，65(2):137－150.

［76］ Wei CL，Tsai JR，Hou Y R，Wen L S，Sheu D D，Chou WC.Scavenging phenomenon elucidated from234Th/238U disequilibrium in surface water of the Taiwan Strait.Terrestrial，Atmospheric and Oceanic Sciences，2010，21(4):713－726.

［77］Buesseler K O，Pike S，Maiti K，Lamborg C H，Siegelb D A，Trullc T W.Thorium－234 as a tracer of spatial，temporal and vertical variability in particle flux in the North Pacific.Deep Sea Research Part I:Oceanographic Research Papers，2009，56(7):1143－1167.

［78］Maiti K，Benitez－Nelson C R，Buesseler K O.Insights into particle formation and remineralization using the short－lived radionuclide，Thoruim－234.Geophysical Research Letters，2010，37(15):L15608.

［79］Szlosek J，Cochran JK，Miquel JC，Masque P，Armstrong R A，Fowler S W，Gasser B，Hirschberg D J.Particulate organic carbon－234Th relationships in particles separated by settling velocity in the northwest Mediterranean Sea.Deep Sea Research ParⅡ:Topical Studies in Oceanography，2009，56(18):1519－1532.

［80］Evangeliou N，Florou H，Scoullos M.POC and particulate234Th export fluxes estimated using234Th/238U disequilibrium in an enclosed Eastern Mediterranean region(Saronikos Gulf and Elefsis Bay，Greece)in seasonal scale.Geochimica Et Cosmochimica Acta，2011，75(19):5367－5388.

［81］Cai P，Van Der Loeff M R，Stimac I，N?thig E M，Lepore K，Moran S B.Low export flux of particulate organic carbon in the central Arctic Ocean as revealed by234Th:238U disequilibrium.Journal of Geophysical Research－Oceans，2010，115:C10037.

［82］Yu W，Chen L Q，Cheng JP，He JH，Yin M D，Zeng Z.234Thderived particulate organic carbon export flux in the western Arctic Ocean.Chinese Journal of Oceanology and Limnology，2010，28(6):1146－1151.

［83］Cochran J K，Miquel JC，Armstrong R，Fowler SW，MasquéP，Gasser B，Hirschberg D，Szlosek J，Baena A M R Y，Verdeny E，Stewart G M.Time－series measurements of234Th in water column and sediment trap samples from the northwestern Mediterranean Sea. Deep Sea Research Part Ⅱ: Topical Studies in Oceanography，2009，56(18):1487－1501.

［84］Golderg E D，Koid M.Rates of sediment accumulation in the Indian Ocean//Geiss J，Golderg E D，eds.Earth Sciences and Meteoritics.Amsterdam:North company，1963:90－102.

［85］Zaborska A，Carroll J，Papucci C，Torricellic L，Carroll M L，Walkusz－Miotk J，Pempkowiak J.Recent sediment accumulation rates for the Western margin of the Barents Sea.Deep Sea Research PartⅡ:Topical Studies in Oceanography，2008，55(20/21):2352－2360.

［86］Carroll J，Zaborska A，Papucci C，Schironec A，Carrolla M L，Pempkowiak J.Accumulation of organic carbon in western Barents Sea sediments.Deep Sea Research PartⅡ:Topical Studies in Oceanography，2008，55(20/21):2361－2371.

［87］Wan G J.210Pb dating for recent sedimentation.Quaternary Sciences，1997，3:230－239.

［88］Liu W，Chu F Y，Li Q，Han X B.Dating methods about bulk sediments in marine environment.Journal of East China Institute of Technology:Natural Science Edition，2011，34(3):257－265.

［89］Sun L，Jie D M，Pu L J.An overview on the application of210Pb and137Cs dating in the research of recent sediment accumulation rate of coastal zone.Progress in Geography，2007，26(2):67－76.

參考文獻:

［9］劉慧，唐啟升.國際海洋生物碳匯研究進展.中國水產科學，2011，18(3):695－702.

［10］余雯.夏季西北冰洋三界面碳通量的估算與測定［D］.北京:清華大學，2010:8－9.

［11］殷建平，王友紹，徐繼榮，孫松.海洋碳循環研究進展.生態學報，2006，26(2):566－575.

［14］陳立奇，楊緒林，張遠輝，李偉，林奇，林紅梅，許蘇清，詹建瓊.海洋－大氣二氧化碳通量的觀測技術.海洋技術，2008，27(4):9－12.

［16］李寧，李學剛，宋金明.海洋碳循環研究的關鍵生物地球化學過程.海洋環境科學，2005，24(2):75－80.

［18］陳中笑，趙琦.全球碳循環研究中的δ13C方法及其進展.地球科學進展，2011，26(11):122 5－1233.

［28］黃艷松，宋金寶，范聰慧.海氣通量渦相關法計算中的時間尺度分析.海洋科學，2011，35(11):114－119.

［29］胡玉斌，劉春穎，楊桂朋，張洪海.秋季東海和南黃海表層海水CO2體系各參數分布及海－氣界面通量.中國海洋大學學報: 自然科學版，2010，40(2):73－78.

［41］宋金明，李學剛，袁華茂，鄭國俠，楊宇峰.中國近海生物固碳強度與潛力.生態學報，2008，28(2):551－558.

［42］李寶華，傅克忖，荒川久辛.南黃海葉綠素a與初級生產力之間的相關分析.黃渤海海洋，1998，16(2):48－53.

［50］鄭國俠，宋金明，戴紀翠，王益鳴.南黃海秋季葉綠素a的分布特征與浮游植物的固碳強度.海洋學報，2006，28(3):109－118.

［51］傅明珠，王宗靈，李艷，李瑞香，呂瑞華，孫萍，夏濱.膠州灣浮游植物初級生產力粒級結構及固碳能力研究.海洋科學進展，2009，27(3):357－366.

［52］夏斌，馬紹賽，陳聚法，趙俊，陳碧鵑，王芳.2008年南黃海西部滸苔暴發區有機碳的分布特征及浮游植物的固碳強度.環境科學，2010，31(6):1442－1449.

［60］陳彬，胡利民，鄧聲貴，范德江，郭志剛.渤海灣表層沉積物中有機碳的分布與物源貢獻估算.海洋地質與第四紀地質，2011，31(5):37－42.

［87］萬國江.現代沉積的210Pb計年.第四紀研究，1997，3:230－239.

［88］劉偉，初鳳友，李琦，韓喜彬.海洋環境中松散沉積物的測年方法.東華理工大學學報:自然科學版，2011，34(3):257－265.

［89］孫麗，介冬梅，濮勵杰.210Pb、137Cs計年法在現代海岸帶沉積速率研究中的應用述評.地理科學進展，2007，26(2):67－76.