許蘇清 陳立奇 陳海穎

0 引言

南大洋是世界大洋環(huán)流深層冷水的主要源區(qū)，是全球大洋吸收大氣CO2的重要匯區(qū)。全球海洋每年吸收大氣CO2大約2 GtC，其中30°S以南的海域吸收了 1 GtC的大氣。南大洋在對大氣CO2的吸收和保存以減緩溫室氣體對全球氣候的影響方面具有重要的作用。

目前，已有不同的學(xué)者通過大量實測數(shù)據(jù)以及模型對全球海洋的碳吸收量做了研究［2-9］。不同的計算方法所獲結(jié)果的平均值為海洋每年吸收大概（1.5±0.5）GtC，這個平均值在南大洋卻出現(xiàn)較大的誤差，主要是由于南大洋會出現(xiàn)強烈的水溫、風(fēng)場、海冰和生物活動季節(jié)性變化，對海域的海氣交換的控制驅(qū)動產(chǎn)生明顯影響。加上極端氣候限制著現(xiàn)場的調(diào)查而獲取資料十分有限，因此基于現(xiàn)場觀測的估算存在著很大的不確定性，而基于模型的計算則缺乏對不同過程（包括涌升混合，海冰變化以及生物過程）參數(shù)化的高時空分辨率的了解。因此，南大洋究竟能吸收多少的大氣CO2？南大洋吸收CO2的潛力如何？一直是人們所關(guān)注的核心問題。

本研究以第26次南極考察中獲取的現(xiàn)場資料為基礎(chǔ)，建立遙感外推算法，計算了2009年11月和12月南大洋海域碳吸收情況，分析印度洋、大西洋和太平洋等三大洋的南大洋扇區(qū)碳吸收能力以及評估南大洋碳匯作用的年際變化。

1 計算方法和數(shù)據(jù)來源

海洋對大氣CO2的吸收主要通過生物泵和物理泵的作用（Biological Pump and the Physical Pump）［10-14］。浮游植物通過光合作用過程吸收營養(yǎng)鹽和CO2，其生產(chǎn)的有機碳一部分通過食物鏈在上層大洋循環(huán)，一部分沉降到海底。海洋是一個巨大的碳酸鹽緩沖系統(tǒng)，在海洋與大氣之間能夠發(fā)生CO2海-氣快速交換，對CO2有著極好的吸收作用。物理泵是由海-氣界面氣體交換及將CO2運移入深層大洋的物理過程驅(qū)動。大氣中的CO2通過氣體交換進(jìn)入大洋主要依賴于風(fēng)速與海-氣界面CO2氣體的分壓差。海水和低層大氣之間CO2分壓差決定了CO2氣體遷移的方向。當(dāng)海水里的CO2分壓比空氣中的CO2分壓大時，凈通量從海水往大氣方向，我們稱之為源，反之稱為匯。

在第26次南極考察期間，2009年11月，雪龍船進(jìn)入50°S以南的海域，沿著海冰外緣線航行（圖1中從180°—90°W順時針方向），于11月下旬到達(dá)長城站，在短暫的停留之后雪龍船開始繼續(xù)航行（圖1中從90°W—90°E順時針方向），于2009年12月底到達(dá)中山站。在完成中山站的作業(yè)之后，雪龍船于2010年1月下旬返航。

圖1 中國第26次南極科學(xué)考察南大洋航線圖（黑色線）及海冰分布圖.箭頭表示雪龍船航線方向Fig.1.The cruises（black line）and distribution of sea ice concentration during the 26th CHINARE，the black arrows show the direction for the R／V XUE LONG icebreaker

在航次途中，利用安裝在雪龍船上的海氣CO2走航觀測系統(tǒng)獲得了航線上海水和大氣p CO2。走航海水p CO2由美國LI-COR 7000 CO2紅外分析儀測定，該系統(tǒng)每天用3個不同濃度的CO2標(biāo)準(zhǔn)氣標(biāo)定，CO2標(biāo)準(zhǔn)氣為中國國家標(biāo)準(zhǔn)物質(zhì)研究中心（北京）提供的國家一級（GBW）標(biāo)準(zhǔn)物質(zhì)“CO2／空氣標(biāo)準(zhǔn)氣體”，該標(biāo)準(zhǔn)氣體的定值準(zhǔn)確度優(yōu)于±1%，保證期限（1年）內(nèi)變化＜1%，3個標(biāo)準(zhǔn)氣體的濃度分別是202，305和402μatm。海水樣品由船底抽取連續(xù)地噴入特制的水汽平衡器中，用氣泵（控制進(jìn)氣流速：1 L／min）抽取其平衡后汽相中的氣體，先進(jìn)入冷阱除水汽后再進(jìn)入CO2紅外分析儀連續(xù)測定，測量單位為μatm。進(jìn)水口的水溫數(shù)據(jù)由雪龍船上裝載的表層海水自動傳感器測量得到。另外，在航程期間每天 4次（0：00，6：00，12：00，18：00）從走航表層水循環(huán)系統(tǒng)中取水或用水桶在表層采水，用醋酸纖維濾膜過濾一定體積（一般為500 mL），濾膜置于－20℃冷凍保存。在船靠港口或者拋錨處于較穩(wěn)狀態(tài)時，用Turner熒光計測定樣品葉綠素濃度。

在以前的研究中我們發(fā)現(xiàn)，南大洋海冰邊緣區(qū)p CO2與葉綠素存在很好的鏡像關(guān)系［15］，考慮到CO2在海水中的溶解度受到水溫的影響，本研究將航線上獲得的海水p CO2數(shù)據(jù)、葉綠素數(shù)據(jù)和水溫數(shù)據(jù)應(yīng)用SIGMAPLOT軟件進(jìn)行分析，發(fā)現(xiàn)在葉綠素高值區(qū)（葉綠素濃度≥0.5 mg·cm－3），p CO2與葉綠素變化呈顯著負(fù)相關(guān)（2009年11月和12月，相關(guān)系數(shù)分別為－0.8869和－0.8558，顯著性水平α均為0.001），而p CO2與水溫相關(guān)性較差（2009年11月和12月，相關(guān)系數(shù)分別為－0.481 5和－0.432 9，顯著性水平α均為0.01）；在葉綠素低值區(qū)（葉綠素濃度 ＜0.5 mg·cm－3），p CO2與葉綠素和水溫單一因子分析相關(guān)性都比較差，p CO2與葉綠素之間為負(fù)相關(guān)（2009年 11月和12月相關(guān)系數(shù)分別為－0.533 8和 －0.568 2，顯著性水平 α均為0.001），p CO2與水溫之間為負(fù)相關(guān)（2009年11月和12月相關(guān)系數(shù)為－0.240 2和 －0.295 6，顯著性水平 α均為0.01）。將p CO2與葉綠素和水溫進(jìn)行二元回歸時，得到較好的相關(guān)性，相關(guān)系數(shù) R2分別為0.632 1和0.764 9。根據(jù)上述相關(guān)關(guān)系分析結(jié)果推導(dǎo)出經(jīng)驗關(guān)系，如表1所示。

表1 海水p CO2與Chl a和SST經(jīng)驗關(guān)系Table 1.Empirical relationship between p CO2＿sw，Chl a and SST

我們根據(jù) Wanninkhof［16］的海氣碳通量計算公式

建立遙感外推算法模型，將南大洋50°—75°S的海域按照1°（經(jīng)度）×0.25°（緯度）的網(wǎng)格插分成361×181個計算網(wǎng)格。公式（1）中的K代表海氣交換系數(shù)，是關(guān)于風(fēng)速、水溫和鹽度的函數(shù)。其中遙感風(fēng)速數(shù)據(jù)從美國NASA衛(wèi)星數(shù)據(jù)網(wǎng)站上下載Ascat L2級每日每軌的數(shù)據(jù)，空間分辨率為12.5 km，最后計算得到月平均數(shù)據(jù)；遙感水溫數(shù)據(jù)從美國NASA衛(wèi)星數(shù)據(jù)網(wǎng)站下載Aqua MODIS傳感器的L3級月平均水溫遙感數(shù)據(jù)，空間分辨率是9 km；鹽度數(shù)據(jù)從世界海洋數(shù)據(jù)集（World Ocean Atlas 2009）獲得，該數(shù)據(jù)是實測數(shù)據(jù)的氣候再分析月平均鹽度數(shù)據(jù)，空間分辨率為1°。所有數(shù)據(jù)（圖2）均處理成模型計算需要的網(wǎng)格。

圖2 遙感葉綠素、水溫、風(fēng)速和氣候再分析鹽度時空分布圖Fig.2.The spatial and temporal distribution of remote sensing Chl a，SST，wind speed and analyzed climatological SSS data

Δp CO2代表海氣界面分壓差，在確定了海水p CO2與葉綠素、水溫之間的經(jīng)驗關(guān)系之后，我們通過衛(wèi)星遙感能獲得的覆蓋南大洋的遙感葉綠素和水溫數(shù)據(jù)通過經(jīng)驗關(guān)系外推計算出南大洋的海水p CO2，其中遙感葉綠素數(shù)據(jù)來源于美國NASA衛(wèi)星數(shù)據(jù)網(wǎng)站下載的SeaWIFS傳感器L3級月平均數(shù)據(jù)，空間分辨率是9 km（圖2）。而大氣p CO2值則由從溫室氣體數(shù)據(jù)中心（World Data Centre for Greenhouse Gases）中分布在南極大陸附近監(jiān)測站點獲得的干燥大氣CO2進(jìn)行Kriging插值得到。我們一共選取了有大氣CO2記錄的8個站點（如圖3所示），時間分別為2009年11月和12月，8個站點的經(jīng)緯度分別為：Syowa站（39.58°E，69°S）、Mawson站（62.87°E，67.62°S）、Casey站（110.53°E，66.28°S）、Jubany站（58.67°W，62.23°S）、Palmer站（64°W，64.92°S）、Halley Bay站（26.5°W，75.57°S）、Tierra del Fuego站（68.48°W，54.87°S）、Macquarie Island站（158.97°E，54.48°S）。根據(jù)海氣碳通量計算公式（1）建立遙感外推算法，當(dāng)計算結(jié)果為正值時表征大氣CO2的源，當(dāng)計算結(jié)果為負(fù)值時表征大氣CO2的匯。

圖3 WDCGG南極附近大氣CO2監(jiān)測站分布圖Fig.3.The distribution of the atmospheric CO2 sites around the Antarctica from WDCGG

考慮到研究海域受海冰消融的影響，我們在外推算法模型中加入遙感海冰數(shù)據(jù)（圖1）。從美國國家冰雪數(shù)據(jù)中心NSIDC上獲得AMSR日平均的海冰遙感數(shù)據(jù)，空間分辨率是12.5 km。先將日平均數(shù)據(jù)處理成月平均數(shù)據(jù)，并進(jìn)一步插分成模型需要的計算網(wǎng)格。當(dāng)網(wǎng)格點上的海冰密集度≤10%時，我們認(rèn)為該網(wǎng)格點內(nèi)全為開闊水域，而當(dāng)網(wǎng)格點上的海冰密集度在10%和90%之間時，海氣通量的計算按該網(wǎng)格點內(nèi)開闊水域的比例計算。考慮到海冰自身的動力作用，冰面會存在冰間湖以及徑流等，當(dāng)衛(wèi)星顯示的該網(wǎng)格點海冰密集度為90%—100%時，我們?nèi)哉J(rèn)為該網(wǎng)格點內(nèi)有10%的開闊水域［17］。

外推算法模型中每個網(wǎng)格點上海域碳吸收或釋放的總量根據(jù)公式（2）進(jìn)行計算，

其中Fluxi表示第i個網(wǎng)格點的碳通量，Surfacei表示第i個網(wǎng)格點的單元面積，由每個單元網(wǎng)格點上的吸收／釋放量進(jìn)行累加，最后得到總和。每個單元面積按球冠面積公式（3）進(jìn)行計算［18］。

2 結(jié)果和討論

圖4顯示了2009年11月從90°E—90°W海域（順時針方向）和2009年12月90°W—90°E海域（順時針方向）的碳源匯時空分布圖。從圖中看出南大洋海區(qū)碳源匯的分布受季節(jié)變化的影響很明顯。南大洋11月份是從春天向夏天的交換時期，海冰開始消融，海區(qū)的生產(chǎn)力處于較低的水平，從衛(wèi)星資料顯示的葉綠素平均值為0.22 mg·cm－3，研究海域整體上為大氣CO2的源，平均碳通量為9.482 mol·m－2·month－1，碳釋放量為 0.001 779 5×1015gC。只有南太平洋扇區(qū)120°W—170°W，60°S以北部分海域為弱匯。

圖4 第26次中國南極考察期間南大洋碳源匯時空分布圖Fig.4.The spatial and temporal distribution of carbon source／sink in the Southern Ocean during the 26th CHINARE

2009年12月份南大洋開始進(jìn)入夏季，隨著日照時間的增長，海冰消融的更厲害，部分海冰消退到南極大陸，海區(qū)的生產(chǎn)力較之一個月前有所提高，從衛(wèi)星資料顯示的葉綠素平均值為0.46 mg·cm－3，部分海域葉綠素超過1 mg·cm－3甚至更高。相比于一個月前的碳源匯分布情況，海域已經(jīng)變成了大氣CO2的弱匯，平均碳通量為 －12.451 mol·m－2·month－1，碳吸收量為0.002 665 6×1015gC。在南印度洋扇區(qū)47°E—73°E，50°S以南海域呈現(xiàn)大氣 CO2的弱源。由于島嶼上陸源營養(yǎng)物質(zhì)不斷向海洋輸送以及海冰邊緣區(qū)大量冰藻的釋放，在島嶼附近和海冰后退的海域具有較高的生產(chǎn)力［19-20］，相應(yīng)的形成了較強的CO2吸收區(qū)。其中，以南大西洋扇區(qū)9°W—41°W，50°S—56°S海域的匯作用面積最大，海氣碳通量高達(dá) －186.5 mol·m－2·month－1。其次是位于南印度洋法屬島嶼附近海域（77°—88°E，50°—54°S）為CO2的匯區(qū)，海氣碳通量高值達(dá)－157.90 mol·m－2·month－1。普里茲灣內(nèi)海域由于較高的生產(chǎn)力呈現(xiàn)為大氣 CO2的匯區(qū)，海氣碳通量最高值為－325.38 mol·m－2·month－1。?？怂谷簫u附近也形成了大氣 CO2的匯區(qū)，海氣碳通量最高值為－77.57 mol·m－2·month－1。

我們將2009年11月和12月從現(xiàn)場數(shù)據(jù)推導(dǎo)得到的經(jīng)驗關(guān)系，各自擴(kuò)展至該月份的整個海域，分別得到這2個月份50°S以南整個海域的海氣碳通量分布情況（見圖5）。計算得出，2009年11月，50°S以南整個海域為大氣CO2的源，碳釋放量為0.002 789 6×1015gC。在2009年12月，整個海域為大氣CO2的匯，碳吸收量是－0.003 503 5×1015gC。

其中，根據(jù)三大洋在南半球的分界線：南太平洋與南大西洋在德雷克海峽處，大致以通過南美洲南端合恩角的67°W經(jīng)線為界；而南大西洋與南印度洋自通過非洲大陸南端的厄加勒斯角的20°E線至南極大陸為界；南太平洋與南印度洋以沿澳大利亞東海岸和通過塔斯馬尼亞島東南角的146°E經(jīng)線至南極大陸為界，計算得出三大洋各大扇區(qū)的碳源匯情況（表2）。

圖5 2009年11月和12月南大洋海域海氣碳通量時空分布圖Fig.5.The spatial and temporal distribution of air-sea carbon flux in the Southern Ocean in November and December，2009

表2 南大洋各大扇區(qū)碳源匯分布情況Table 2.Air-sea carbon fluxes over the Pacific，Atlantic and Indian sectors in the Southern Ocean in November and December，2009

在11月份時，三大洋扇區(qū)均呈現(xiàn)為大氣CO2源的特征，其中以南印度洋扇區(qū)碳源作用為最強，碳釋放量為1.65×10－3GtC，南太平洋次之，碳釋放量為1.14×10－3GtC，南大西洋的平均海氣碳通量為弱源特征，而海域總的通量呈現(xiàn)為弱匯，碳吸收量為0.007×10－3GtC。在12月份，三大洋扇區(qū)均呈現(xiàn)為大氣CO2匯的特征，其中海域面積最小的南大西洋是碳匯作用最強的海域，碳吸收量為2.41×10－3GtC，較次的是南太平洋，碳吸收量為 0.96×10－3GtC，最弱的是南印度洋，碳吸收量為 0.13×10－3GtC。

在南半球夏季（1—3月），南大西洋扇區(qū)和南印度洋扇區(qū)的海冰消退到陸架冰邊緣，威德爾海和羅斯海海區(qū)有一些浮冰漂浮。而在南半球冬季（7—9月），60°S以南海域基本被冰封?。?1］，其余月份為海冰消融或形成的時期，50°S以南為部分冰覆蓋海域?？紤]到海冰覆蓋對海氣交換的影響，以2009年11月和12月的海區(qū)碳吸收量之和為0.005 283 GtC，推算至年平均的碳總吸收量最大值為0.026 4 GtC。此總吸收量是以南大洋夏季（11月和12月）的碳吸收值和海域內(nèi)海冰覆蓋的比例推算全年的碳吸收總量，是粗略估算值，具有一定的不確定性。由于沒有考慮南大洋冬季海區(qū)的碳源作用，因此該粗略估算值也代表南大洋海域2009年年平均碳吸收量的峰值。

對50°S以南海域的碳源匯的研究，之前的學(xué)者通過不同的計算方法有過不同的結(jié)論。如表3所示。Winguth等［22］用三維海洋環(huán)流模型耦合碳循環(huán)模型估算了該海域1983年的年際吸收量是0.2—0.4 GtC。Tans等［23］和 Takahashi等［2］通過外推法計算得到1990年該海域年際碳匯是0.3—0.6 GtC。Louanchi等［24］對 1990年的估算是 0.6—0.7 GtC。Louanchi等［25］對南大洋從 1986—1994年的計算結(jié)果表明該海域碳匯是 0.53 GtC。Takahashi等［3］對1995年進(jìn)行的估算結(jié)果是0.47 GtC?？紤]到海冰的影響，McNeil等［26］估算了 1995年 50°S以南的海域年碳匯為（0.4±0.25）GtC，并將這一計算結(jié)果與Takahashi等［3］的結(jié)果進(jìn)行比較，結(jié)果一致。Takahashi等［4］中對2000年 50°S以南的海域進(jìn)行計算的結(jié)果是，較之先前0.94 M的數(shù)據(jù)量計算出來的南大洋匯區(qū)0.38 GtC，而使用了3 M的數(shù)據(jù)量進(jìn)行計算后南大洋匯區(qū)值大大降低，僅為0.05 GtC。

表3 南大洋海域碳吸收通量比較Table 3.Comparison of carbon uptake in the Southern Ocean by differentmethods

從我們的計算結(jié)果看，南大洋作為碳匯的作用明顯減弱。本研究估算得到的2009年平均碳匯最大值為 0.026 4 GtC，與 Takahashi［4］的研究結(jié)果相比，從2000—2009年，該海域的碳吸收能力下降47%。吸收能力下降最明顯的是在南印度洋扇區(qū)。Louanchi等［27］和 Jeandel等［28］的研究報告指出，在南印度洋JGOFS-KERFIX站獲得的數(shù)據(jù)表明，該海域全年都是 CO2的匯區(qū)。Louanchi等［25］對南大洋各大洋扇區(qū)進(jìn)行了估算，盡管某些扇區(qū)可能在年際中某些月份是源，而在年平均的基礎(chǔ)上均是大氣CO2的匯區(qū)。但是在本研究的2009年11月計算中，南印度洋已經(jīng)轉(zhuǎn)變成了大氣CO2的源，即使在較高生產(chǎn)力的12月份，南印度洋作為匯的作用也很弱。對同月份進(jìn)行比較，早期我們的研究結(jié)果在1999年12月碳匯為－0.003 55 GtC，2004年12月為 －0.003 61 GtC［15］，將 2009年 12月按照之前相同海域（60°W—80°E，50°—75°S）計算的碳匯為－0.002 15 GtC，下降了 40%。Le Quéré等［29］采用了南大洋島嶼和陸地上11個CO2監(jiān)測點的歷史數(shù)據(jù)，通過反演模型，計算得出從1981—2004年間，南大洋對碳的吸收作用一直在降低。他們將碳匯作用的下降歸因于南大洋上空風(fēng)速的增大，導(dǎo)致波浪破碎，將許多已經(jīng)溶解在深海中的碳攪到表面，另一個原因是全球變暖造成的后果，因為溫暖的海洋所攜帶的氣體量更少。

3 結(jié)論

在現(xiàn)場實測數(shù)據(jù)的基礎(chǔ)上，我們結(jié)合遙感數(shù)據(jù)建立了海氣碳通量遙感外推算法模型，計算了2009年11月和12月50°S以南海域碳源匯時空分布情況，得出以下結(jié)論：

（1）南大洋對大氣CO2匯的作用受季節(jié)影響明顯，在剛剛進(jìn)入夏季的11月份，所觀測海域呈現(xiàn)大氣CO2的源，而在12月份，該海域則轉(zhuǎn)變成大氣CO2的匯；

（2）在南半球夏季，南大西洋仍然是大氣CO2的強吸收海區(qū)，但是南印度洋的碳匯作用出現(xiàn)明顯下降趨勢；

（3）南大洋夏季對大氣CO2總吸收量的估算峰值相比早期研究結(jié)果，碳匯作用繼續(xù)向減弱方向發(fā)展。

致謝 感謝中國科學(xué)院海洋研究所為本研究提供走航實測葉綠素數(shù)據(jù)。感謝國家海洋局極地考察辦公室對本課題現(xiàn)場實施協(xié)調(diào)工作和雪龍?zhí)枠O地考察船工作人員在采樣過程中的支持和幫助。

1 Takahashi T，Sweeney C，Hales B，et al.The changing carbon cycle in the Southern Ocean.Oceanography，2012，25（3）：26—37.

2 Takahashi T，F(xiàn)eely R A，Weiss R F，etal.Global air-sea flux of CO2：An estimate based onmeasurements of sea-air p CO2difference.Proceedings of the National Academy Sciences of the United States of America，1997，94（16）：8292—8299.

3 Takahashi T，Sutherland SC，Sweeney C，et al.Global sea-air CO2flux based on climatological surface ocean p CO2，and seasonal biological and temperature effects.Deep-Sea Research PartⅡ：Topical Studies in Oceanography，2002，49（9-10）：1601—1622.

4 Takahashi T，Sutherland SC，Wanninkhof R，et al.Climatologicalmean and decadal change in surface ocean p CO2，and net sea-air CO2flux over the global oceans.Deep Sea Research PartⅡ：Topical Studies in Oceanography，2009，56（8-10）：554—577.

5 Quay P，Sonnerup R，Westby T，et al.Changes in the13C／12C of dissolved inorganic carbon in the ocean as a tracer of anthropogenic CO2uptake.Global Biogeochemical Cycles，2003，17（1）：1004.

6 Bender M L，Ho D T，HendricksM B，etal.Atmospheric O2／N2changes，1993—2002：Implications for the partitioning of fossil fuel CO2sequestration.Global Biogeochemical Cycles，2005，19（4）：B4017.

7 Sabine C L，F(xiàn)eely R A，Gruber N，et al.The oceanic sink for anthropogenic CO2.Science，2004，305（5682）：367—371.

8 Gruber N，Gloor M，Mikaloff Fletcher SE，etal.Oceanic sources，sinks，and transportof atmospheric CO2.Global Biogeochemical Cycles，2009，23（1）：B1005.

9 Le QuéréC，Takahashi T，Buitenhuis E T，etal.Impactof climate change and variability on the globaloceanic sink of CO2.Global Biogeochemical Cycles，2010，24（4）：B4007.

10 Bates N R，Hansell D A，Carlson C A，et al.Distribution of CO2species，estimates of net community production，and air-sea CO2exchange in the Ross Sea polynya.Journal of Geophysical Research，1998，103（C2）：2883—2896.

11 Bates NR，Takahashi T，Chipman DW，etal.Variability of p CO2on diel to seasonal timescales in the Sargasso Sea near Bermuda.Journal of Geophysical Research，1998，103（C8）：15567—15585.

12 Barbini R，F(xiàn)antoniR，Palucci A，etal.Simultaneousmeasurementsof remote lidar chlorophyll and surface CO2distributions in the Ross Sea.International Journal of Remote Sensing，2003，24（19）：3807—3819.

13 Sweeney C.The annual cycle ofsurfacewater CO2and O2in the Ross Sea：amodel for gasexchange on the continental shelvesof Antarctic.Biogeochemistry of the Ross Sea，Antarctic Research Series，2002，78：295—312.

14 Hales B，Takahashi T.High-resolution biogeochemical investigation of the Ross Sea，Antarctica，during the AESOPS（U.S.JGOFS）Program.Global Biogeochemical Cycles，2004，18（3）：B3006.

15 Chen L Q，Xu SQ，Gao Z Y，et al.Estimation ofmonthly 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.

16 Wanninkhof R.Relationship between wind speed and gas exchange over the ocean.Journal ofGeophysical Research，1992，97（C5）：7373—7382.

17 Worby A P，Geiger CA，PagetM J，etal.Thickness distribution of Antarctic sea ice.Journal of Geophysical Research，2008，113（C5）：C5S-C92S.

18 Jiang LQ，CaiW J，Wanninkhof R，et al.Air-sea CO2fluxes on the U.S.South Atlantic Bight：Spatial and seasonal variability.Journal of Geophysical Research，2008，113（C7）：C7019，doi：10.1029／2007JC004366.

19 Arrigo K R，Worthen D，Schnell A，et al.Primary production in Southern Ocean waters.Journal of Geophysical Research，1998，103（C8）：15587—15600.

20 Atkinson A，Whitehouse M J，Priddle J，et al.South Georgia，Antarctica：A productive，cold water，pelagic ecosystem.Marine Ecology Progress Series，2001，216：279—308.

21 Nihashi S，Cavalieri D J.Observational evidence of a hemispheric-wide ice-ocean albedo feedback effecton Antarctic sea-ice decay.Journal of Geophysical Research：Oceans（1978—2012），2006，111（C12）：C12001，doi：10.1029／2005JC003447.

22 Winguth A M E，Heinmann M，Kurz K D，etal.El Ni?o Southern Oscillation related fluctuations of themarine carbon cycle.Global Biogeochemical Cycles，1994，8（1）：39—63.

23 Tans P P，F(xiàn)ung IY，Takahashi T.Observational constraints on the global atmospheric CO2budget.Science，1990，247（4949）：1431—1438.

24 Louanchi F，Hoppema M，Bakker D C E，et al.Modelled and observed sea surface fCO2in the Southern Ocean：a comparative study.Tellus B，1999，51（2）：541—559.

25 Louanchi F，HoppemaM.Interannual variations of the Antarctic Ocean CO2uptake from 1986 to1994.Marine Chemistry，2000，72（2-4）：103—114.

26 McNeil B I，Metzl N，Key RM，etal.An empiricalestimate of the Southern Ocean air-sea CO2flux.Global Biogeochemical Cycles，2007，21（3）：B3011，doi：10.1029／2007GB002991.

27 Louanchi F，Ruiz-Pino D P，Poisson A.Temporal variationsofmixed-layer oceanic CO2at JGOFS-KERFIX time-series station：physical versusbiogeochemical processes.Journal of Marine Research，1999，57（1）：165—187.

28 Jeandel C，Ruiz-Pino D，Gjata E，et al.KERFIX，a time-series station in the Southern Ocean：a presentation.Journal of Marine Systems，1998，17（1-4）：555—569.

29 Le QuéréC，R?denbeck C，Buitenhuis E T，et al.Saturation of the Southern Ocean CO2sink due to recent climate change.Science，2007，316（5832）：1735—1738.