極鋒以南洋區N2O源匯特性初析

詹力揚 陳立奇 張介霞, 李玉紅 吳曼 許蘇清

(1國家海洋局第三海洋研究所,海洋大氣化學與全球變化重點實驗室,福建廈門361005;2廈門大學海洋與地球學院,福建廈門361005)

0 引言

N2O溫室氣體對全球氣候和大氣化學過程均有重要影響。等濃度N2O的溫室效應是CO2的200—300倍。同時,其光化學產物NO在平流層中可與O3反應,破壞大氣臭氧層[1]。在人類限制生產使用氟氯烴并致其大氣濃度逐年下降的情況下,N2O成為21世紀排放量最大的臭氧層破壞氣體[2]。因此,N2O相關研究受到日益關注。海洋是大氣N2O最主要的來源之一。20世紀90年代之前,大多數研究[3-10]顯示,海洋對大氣 N2O儲庫的貢獻量在10 Tg·a-1以內。在此基礎上,IPCC[11]估算全球N2O來源為17.7 Tg·a-1,其中,約有3 Tg·a-1源于海洋。Nevison和Suntharalingam等[12-13]分別運用模型對全球海洋N2O源強進行評估,得到4 TgN·a-1的基本一致的結論。

在全球的主要洋區中,南大洋(本研究對南大洋定義是40°S以南的洋區)是全球海洋中十分重要的一個洋區,其面積約占世界大洋總面積的20%。它連接全球三大洋,除起到化學和生物物質傳輸通道作用外,它與其他大洋交換作用也強烈影響全球氣候。而南大洋對全球變化效應具有放大作用,通常可以作為全球變化的進程指示器,因此南大洋成為研究全球變化的重要區域。此外,南大洋還是許多水團,如模態水、中間水、深層水和底層水團形成的區域。水團在南大洋的下沉過程為人為排放的CO2等溫室氣體提供了向大洋內部輸送的通路。研究結果顯示,30°S以南洋區吸收人為排放CO2體積約為全球大洋吸收量的1/3—1/2[14]。由此可見,南大洋在全球溫室效應的調控方面起著極為重要的作用。

遺憾的是,時至今日,由于南大洋和南極海域的極端環境和惡劣天氣成為地球大洋最難以接近和到達的海域,因此在南大洋進行過的N2O調查研究工作十分有限,但是這些有限的結果還是令人感興趣的。Priscu等[15]對Ross冰架水體(Ross Ice Shelf或RIS)水體NH4+、N2O的研究工作,其結果顯示RIS水體中N2O和大氣基本持平,即非大氣N2O的源區也非匯區。Weiss等[16]對南印度洋進行調查發現近南極某些區域表層海水具有較高的N2O飽和度;Rees等[17]對南大洋開展N2O研究中發現,德雷克海峽表層海水N2O分壓與大氣平衡;別林斯高晉海表層海水在季節融冰水稀釋的作用下,略呈不飽和狀態。根據這一研究結果,Rees等[17]認為,Bouwman等[18]提出南極海洋(Antarctic Ocean)為全球大氣的重要來源的結論可能需要重新審視。Law等[19]在SOIREE南大洋施鐵肥試驗中(49°S—61°S緯度范圍)調查了水體中N2O分布,結果顯示調查區域表層海水N2O分壓和大氣平衡,在施放鐵肥后觀測到80 m處N2O濃度顯著升高。Zhan和Chen[20]對南大洋印度洋和普里茲灣表層海水進行調查,提出物理因素為南大洋表層海水N2O分布主控因素。

模型研發和運用突破了現場條件限制。根據Nevison[12]利用現場調查共60 000個數據估算得到全球大洋的表層海水大氣ΔpN2O,并利用美國國家大氣研究中心(NCAR)獲得的氣象數據估算海氣傳輸系數(gas transfer coefficiency),最后得到4 TgN·a-1的大氣海洋年通量數據(范圍1.2—6.8 TgN·a-1之間)。南大洋可能是全球N2O的一個重要來源,占全球海洋來源的35%;Suntharalingam等[13]運用海洋綜合環流模型(ocean general circulation model,OGCM),結合海洋中ΔN2O和AOU關系隨深度的變化,對N2O在海水中的垂直分布進行模擬,得到與Nevison[12]相類似的結果,得出全球海氣通量值3.85 TgN·a-1(范圍在2.7—8.0 TgN·a-1),其中,南大洋的釋放通量占總通量的43%。在他們的研究中,均提出南大洋是全球N2O強源區。然而,我們的初步研究則顯示,南大洋可能是大氣N2O的匯區。本研究利用中國南極科學考察結果對南大洋的源匯特性進行分析。

1 方法

1.1 研究海域和采樣方法

本研究利用中國第25、26次南極科學考察的機會,對南大洋進行走航采樣工作。研究區域如圖1所示,澳大利亞新西蘭以南洋區及環南極60°S緯度線等南大洋區域。研究緯度范圍覆蓋所有南大洋典型鋒面結構。

圖1 中國第25、26次南極科學考察走航觀測現場數據Fig.1.Cruise tracks of the 25th(red)and 26th(blue)Chinese Antarctic Research Expedition(CHINARE)

樣品采集利用雪龍船配備的表層海水采集泵進行。海水采集泵進水口位于水位線下方約4.5 m處,樣品采集口位于實驗室內,水樣全程保持流動。所采集水樣N2O濃度分析結果與現場CTD水樣采集獲得水樣分析結果無顯著差異。樣品使用250 mL溶氧瓶采集。所采樣品添加200μL HgCl2飽和溶液后避光4℃條件保存,具體采樣及保存參考Butler等[21]的方法。

1.2 分析方法

實驗室使用Shimadzu GC-2010氣相色譜儀進行樣品分析。氣相色譜配備CTC自動頂空進樣器。水樣分裝到20 mL頂空瓶密封好后,通過自制的雙針裝置將一定量的水樣用高純氮氣置換出來。制備好的頂空樣由機械臂移至水汽平衡的振蕩器平衡,達到平衡之后自動進樣。色譜儀安裝有專門用于分離N2O的十通閥反吹系統,柱分離系統由兩根3 m長的HysepQ和一根1.9 m長的P-N柱組成。本系統可通過柱切換系統除去氣體中的雜質峰,分析結果只出現N2O單峰。樣品分析精度及準確度平均值均在2%左右。10 h儀器變異系數為0.6%。具體的樣品分析、條件優化和參數設置見Zhan等[22]方法。

1.3 其他數據

N2O海氣通量的計算利用了覆蓋研究海區的遙感風速數據。該數據是由歐洲極軌氣象衛星METOP-A/B衛星搭載的ASCAT散射計反演而得(ftp://ftp.remss.com/ascat/),該數據空間分辨率為0.25經度×0.125緯度。根據下載的南大洋上空10 m處的12月、1月和2月的風速數據,進一步處理成季節平均數據。

2 結果和討論

2.1 夏季南大洋表層海水N2 O飽和度異常分布特征及調控機制

中國第25、26次南極科學考察航線表層海水表層海水溫度之間的關系如圖2所示。由圖可見,南大洋表層海水中N2O和溫度水溫呈很好的指數衰減相關關系,相關系數R2=0.957,P＜0.000 1,呈顯著相關,說明南大洋表層海水溫度是N2O分布的主控因素。該現象在Zhan等[22]的工作中曾有相關報道。然而,與上述研究不同的是,本研究具有較高的數據量和空間分布范圍。研究結果顯示,在亞南極峰以北表層海水中N2O濃度與平衡濃度(圖2中紅線所示)較為一致,說明該區域N2O與大氣接近平衡;而亞南極峰以南表層水體中N2O則呈現不飽和狀態。該現象十分值得關注。這是因為一直以來,由于上升流的存在,南大洋被認為是全球大氣N2O重要來源區域,而本研究所覆蓋較廣闊的南大洋調查區域的不飽和現象卻意味著南大洋至少在夏季可能是大氣N2O的匯區。因此,對該區域海洋N2O源匯特征進行謹慎的分析和評估工作具有十分重要的意義。為了更加準確地分析南大洋可能存在的N2O源匯特性,計算航線上各航段表層海水的飽和度異常

其中S1為飽和度異常值,C0和Ce分別為海水中N2O現場實測濃度和現場條件下的平衡濃度。當S1=0,表層海水中N2O與大氣平衡;當S1＞0時表層海水中N2O過飽和,表層海水表現為源特性,反之,當S1＜0時表層海水中N2O不飽和,表層海水表現為匯特性。圖3為南大洋測區表層海水飽和度異常值在不同緯度上的分布特征。由圖3可見,表層海水N2O飽和度異常值北高南低,均值約在-3%,考慮分析方法存在的不確定度,可認為部分區域接近與大氣的平衡,部分區域,主要是高緯度區域存在明顯不飽和現象。但由于數據的精度有限,無法很清晰地區分表層海水的源匯特征差異。因此只能根據南大洋的水文特征做響應的區分。

圖2 中國第25、26次南極考察航線表層海水N2O濃度分布及海氣平衡濃度曲線Fig.2.The surface N2O distribution patterns during the 25th and 26th CHINARE(solid circule)and the equilibrium line of surface water vesus surface water temperature(SST)(red line)

圖3 南大洋表層海水飽和度異常值隨緯度變化分布圖Fig.3.Distribution patterns of surface N2O saturation anomally against latitude in the southern ocean during the 25th and 26th CHINARE

根據Zhan[20]的結果,N2O在南大洋的分布存在以亞南極鋒(表層水溫在4—8℃的快速變化區間,鹽度變化為33.6—34.2)為分界線的分布特征,即亞南極鋒以北顯示出N2O過飽和特征,而在亞南極鋒以北顯示出不飽和特征,且南向增強。這種分布與南大洋水文結構特征存在相對應關系。亞南極鋒以北的表層海水主要成分是亞南極模態水,該水團垂直混合均勻;而亞南極鋒以南水體則為亞南極表層水,相對亞南極模態水而言,該水團呈現出低溫低鹽的特征,這主要是由于該水團來源于南半球高緯度表層水體的艾克曼北向運移。這一現象在25、26次南極考察中也觀察到,但亞南極鋒以北的飽和度異常相對Zhan等[20]的研究結果較不顯著。亞南極鋒以南可以觀察到N2O飽和度異常值進一步降低的現象。這種變化很可能與現場水文特征有密切的關系。亞南極鋒以南存在另一個鋒面“極鋒”,其特征為200 m以淺2℃的水溫。極鋒以南的表層水為南極表層水,具有低溫低鹽的特性。這種較低的溫鹽特征的形成應該是夏季融冰水對表層海水稀釋作用的結果。該區域表層海水中,N2O顯著的不飽和特點可能源于海冰融化對表層海水的稀釋。海冰在形成過程中大部分N2O氣體被“擠出”,因此所形成的海冰中N2O含量通常低于海水。海氣交換過程的相對滯后自然導致了表層海水中較低N2O。上述過程可用于解釋極鋒以南表層海水中N2O低值形成。根據上述分析,可以得出初步結論,亞熱帶鋒即繞極深層流的北界以北,風速較低,側表層N2O交換速率較慢,可在表層積累并形成相對高值。亞熱帶鋒以南和極鋒之間,西風盛行,海氣交換完全,表層海水N2O與大氣值接近平衡;極鋒以南,表層海水受融冰影響N2O呈現明顯不飽和特征。

目前有限的研究均顯示南大洋總體上為大氣N2O來源,因此,極鋒區較顯著的N2O不飽和現象十分值得注意。根據上述推測,可進行如下假設,分析不飽和過程形成的機理。對至今尚未見有關南極海冰中N2O含量的報告,僅有Randall等[23]對北冰洋的海冰進行了調查,結果顯示北極海冰中N2O濃度約為6 nmol·L-1。因此,以極鋒為界,假設南大洋極鋒以南N2O的分布特征是由N2O含量海冰融化對表層海水的稀釋所致。可以根據以下混合模型,對稀釋過程進行模擬。若不考慮海氣交換因素,亞南極鋒以南的表層海水可視為,鹽度為4(PSU)的海冰端元和鹽度約為34.1(PSU)(該鹽度約為南極表層水最北端的鹽度最高值)的表層海水端元混合而得,可得出如下混合模型:

其中,S1和S2分別為海冰和海水端元的鹽度,設為4和34.3,S3為混合后形成水團的鹽度;x為混合水團中海冰的百分比含量;C1為海冰中N2O含量,Ce為該水團混合前該區域表層海水溫度和鹽度條件下表層海水中N2O的溶解度;根據各采樣點的表層溫鹽特征和平衡濃度進行計算,獲取相應采樣點數據可計算出相應的C3值。所得到的C3是不考慮海氣交換和表層次表層海水物質交換條件下,經過混合后相應區域濃度值。

將所獲得的航跡上的CS值和現場觀測C0值進行相關分析,相關結果如圖4所示,兩組數據呈顯著相關關系(R2=0.4538,P＜0.0001),說明極鋒區模擬值與現場觀測值顯著相關。將公式1中的C0用CS代替,獲得公式4。

圖4 南大洋亞南極鋒表層海水中N2 O濃度估算值C S和觀測值CO之間相關關系Fig.4.The relationship between simulated and observed N2 O concentraitons south of Polar Front(PF)in the Southern Ocean during the 25th and 26th CHINARE

該公式的意義是不考慮海氣交換過程和下層水體向上輸送過程的影響,僅考慮表層海水和融冰水的混合過程,混合后表層海水中N2O飽和度異常值為S2。由圖5可見,極鋒以南表層海水N2O飽和度異常存在離散狀態,然而飽和度異常模擬值幾乎都＞-5%。根據計算結果顯示S2和S1之間存在一定的差值。S2—S1隨緯度的分布特征如圖6所示。由圖可得出以下信息:首先,模擬結果和現場觀測結果之間差異顯示,飽和度異常模擬值較現場觀測值平均高約5%,單純的混合過程無法完全解釋極鋒區以南表層海水的不飽和現象,表層海水不飽和的結果是大氣向表層海水的傳輸,因此維持表層海水不飽狀態應有其他的原因。其次,混合過程并非引起N2O濃度偏離平衡濃度的主要原因。可以推測,表層海水融冰過程表層海水溫度變化可能是極鋒以南表層海水飽和度異常偏離平衡的重要原因。

圖5 極鋒以南表層海水飽和度異常模擬值的緯度分布Fig.5.Distribution of simulated surface N2 O saturation anomally vesus latitude south of PF in the Southern Ocean during the 25th and 26th CHINARE

圖6 極鋒以南表層海水中N2O混合模型計算與觀測飽和度異常值差值的緯度分布特征Fig.6.Difference between simulated N2 O surface concentrations by simple mixing model and observation vesus latitude south of PF in the Southern Ocean during the 25th and 26th CHINARE

根據現場極鋒以南表層水體的分布特征,可以發現,該區域表層海水溫度約在-1.9—2.0℃之間波動,并且該波動沒有明顯的緯度規律,導致這種變化的可能原因是海冰融化過程,海冰在融化的過程中吸收大量的熱,導致表層海水溫度下降。溫度的波動直接改變表層海水N2O飽和度,因此如果部分區域表層海水的溫度有2℃的波動,足以導致圖6飽和度異常值的波動。此外,值得注意的是在航線上除了多數水體存在表層不飽和現象外,還存在少數站位存在過飽和的現象,例如61°S和66°S附近,通常與這些高值相對應的溫鹽數值均較周圍水體高,可能與上升流的存在有密切的關系。然而,從空間分布特點上來看,夏季這種潛在的上升流在觀測區域并不顯著。

然而,通過上述討論,可以發現,導致表層海水N2O變化的因素較多,并且仍然較為不確定,即使是N2O在表層海水的濃度變化仍存在較復雜的空間變化。因此,要準確評估表層海水源匯通量需要在數據空間分辨率上獲得實質性的提升。此外,也需要運用遙感等相關數據評估表層海水溫度變化等信息,以準確全面的分析南大洋相關區域的源匯特性和形成機制。

2.2 極鋒以南洋區夏季表層海水N2 O海氣通量估算

海氣通量的估算是一項不確定性較高的工作,然而對于了解海洋對溫室氣體收支的調控作用,海氣通量估算卻是一項極具重要性的工作。此外,在極鋒以南洋區存在的復雜的混合過程也使該項工作具有很高的挑戰性。海氣通量計算主要是根據海氣界面存在的目標物濃度差異。可以用公式:

其中,F是海氣通量,k為擴散系數,ΔC為界面濃度差。ΔC相對容易獲得,而k值則通過相關的計算獲得。目前已有大量的k值計算方法,Wannikhof等[24]也有相關的總結。通常的做法是通過平均風速值求得平均k值,其與區域平均濃度差即為該區域的平均通量,根據這一計算方法,運用Wannikhof等[25]可以獲得極鋒以南洋面海氣通量約為-2.47 ±0.63 μmol·m-2·d-1,其中 0.63 μmol·m-2·d-1的誤差由樣品分析過程帶入。

圖7 極鋒以南風速遙感數據Fig.7.Distribution patterns of wind speed south of PF in the southern Ocean

根據下載獲得的季節風速平均數據,極鋒以南表層風速數據相對平穩,隨緯度增高有緩慢的增加,風速整體變化范圍約在0—18.0 m·s-1(圖7),然而,通過對上述風速進行正態分布分析,可以發現,整個區域95%以上的風速落在6.2—9.2 m·s-1之間。根據Wannikhof等[25]的海氣通量計算公式,可以獲得海氣通量范圍落在-3.51— -1.62μmol·m-2·d-1之間,該數據值與平均風速的計算結果顯示,有分析方法引進的誤差仍落在95%風速變化范圍計算獲得的通量范圍內。由此說明,海氣通量計算需要更為謹慎的處理方式。

根據上述計算的結果,可以對極鋒以南洋區海氣通量進行評估,假設南極極峰以南的洋區N2O和風速分布特征均通和上述描述一致,通過計算可以獲得及鋒以南洋區海氣通量約在-3.5×10-4—-7.7×10-4Tg N·a-1。因此該區域顯示為夏季大氣N2O的一個弱匯。

3 結論

南大洋表層海水N2O分布特征顯示亞熱帶鋒附近表層海水顯示過飽和特征,亞南極鋒附近與大氣接近平衡;極鋒以南,表層海水呈現出一定的不飽和特征。導致該不飽和現象可能是由于海冰快速融化過程所致,快速融化過程中表層海水的溫度變化對N2O不飽和的貢獻較高,融冰水對N2O不飽和度的貢獻則相對有限。通過已有的經驗公式評估海氣通量存在一定的誤差,尤其在該類水域,復雜多變的表層海水特性進一步增加了評估的困難。運用正態分布統計,選取占觀測風速95%以上的風速范圍進行海氣通量評估。所得結果顯示,由于風速變化不確定度帶來的風速變化高于實驗分析誤差帶來的不確定度。極鋒以南洋區是大氣N2O的匯區,年貢獻量為-3.5—-7.7×10-4百萬噸氮。要更準確地了解極鋒區以南洋區的不飽和現象以至整個南大洋的分布特征,需要在觀測手段上有所提高,以獲得更高分辨率的數據。同時,通過結合遙感表層海水溫度、鹽度和海冰等信息儀器獲得對相關區域更為精確的通量評估結果。

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