陳元瑞，趙棟梁*，林子寬

( 1.中國海洋大學(xué) 海洋與大氣學(xué)院，山東 青島 266100)

1 引言

全球碳循環(huán)是影響地球氣候系統(tǒng)的重要過程，而海-氣CO2通量是其中十分關(guān)鍵的一個部分，對于模擬和理解海洋-大氣系統(tǒng)的耦合與變化十分重要[1]。目前海-氣界面CO2通量的估算大多基于下述塊體公式：

式中，F(xiàn)為CO2氣體通量；kw為氣體交換速率；s為溶解度（是溫度和鹽度的函數(shù)）；pCO2w和pCO2a分別表示海水和大氣的CO2分壓。

在塊體公式的使用過程中，最為關(guān)鍵的就是氣體交換速率kw的估計。對于溶解性比較弱的氣體，如CO2，海-氣界面的氣體交換過程主要取決于海-氣邊界層海水側(cè)的黏性次層和湍流邊界層，且與海水側(cè)的湍流強度密切相關(guān)，而湍流強度與海上風(fēng)速、波浪狀況和大氣穩(wěn)定度等有關(guān)。人們通常將氣體交換速率與海上風(fēng)速和波浪狀態(tài)相聯(lián)系，為了便于應(yīng)用，更多的研究者將氣體交換速率參數(shù)轉(zhuǎn)化為風(fēng)速的函數(shù)。Boutin等[2]對比了幾種較為主流的kw的參數(shù)化方法，得到的結(jié)果相差達到兩倍以上。Takahashi等[3]也指出，目前有關(guān)全球生物地球化學(xué)碳循環(huán)模型誤差的主要來源之一就是氣體交換速率的不確定性。所以，對氣體交換速率kw的深入研究，有利于促進我們對于全球碳循環(huán)的認識。

有關(guān)kw的估計，基于觀測數(shù)據(jù)，通常經(jīng)驗性地利用風(fēng)速多項式進行參數(shù)化，公式為

式中，Sc為施密特數(shù)，定義為海水運動黏性系數(shù)與所測氣體的分子擴散系數(shù)之比，與海水溫度有關(guān)；Scr為水溫為20°C時對應(yīng)的施密特數(shù)，對于淡水（實驗室和湖泊）和海水，Scr分別為600和660；U表示海上風(fēng)速，一般選用海面上方 10 m 處風(fēng)速U10；a，b，c，d為待定系數(shù)，由觀測數(shù)據(jù)來確定。在早期的研究中，認為氣體交換速率為風(fēng)速的線性函數(shù)，近年來，更多研究認為，氣體交換速率應(yīng)該為風(fēng)速的二次或三次函數(shù)，在這方面還存在很多的爭議。

本文對于如公式（2），基于實測數(shù)據(jù)并且爭議較小的參數(shù)化結(jié)果進行了整理，同時在一定的風(fēng)速區(qū)間內(nèi)，對不同的參數(shù)化結(jié)果進行比較。利用最新的CO2分壓差數(shù)據(jù)和不同的參數(shù)化公式，本文對1982-2018年這37 a全球的海-氣界面CO2凈通量的變化進行了估算，并對季節(jié)變化以及年際變化進行了分析。最后，對氣體交換速率參數(shù)化未來的發(fā)展方向進行了討論。

2 氣體交換速率的觀測估算

氣體交換速率的觀測，主要通過觀測風(fēng)速、CO2分壓以及海表面CO2通量，并運用公式（1）計算得到對應(yīng)的氣體交換速率。當(dāng)下氣體交換速率的觀測主要有示蹤物法和微氣象法兩類。

示蹤物法主要基于物質(zhì)平衡理論，通過觀察海洋以及大氣中的目標示蹤物（例如222Rn、14C）濃度變化，來對氣體交換速率進行計算。這種方法的時間頻率及時效性較低，對于建立較為精確的參數(shù)化關(guān)系有著較大的阻礙。

示蹤物法主要分為雙示蹤法以及熱紅外法兩種。

雙示蹤法（Dual Tracer, DT）假設(shè)不同的氣體對于風(fēng)速有著相同的依賴關(guān)系，并在此基礎(chǔ)之上通過觀察兩種示蹤氣體（3He和 SF6）在一段時間變化的比值，進而對于氣體交換速率進行確定。這種方法首先由Watson等[4]提出，Wanninkhof等[5]根據(jù)該方法得到的測量數(shù)據(jù)提出了具體的參數(shù)化公式。

熱紅外法基于表面更新理論，由J?hne等[6]首次提出，并在外海以及實驗室進行了諸多實踐[7]。其假定熱量與氣體的海-氣交換特征相似，通過計算熱量的交換來近似地推測氣體交換。該方法可以在分鐘尺度上進行觀測，同時可以同步對微波破碎以及湍流特征進行測量[8]；但是，由于條件限制，無法考慮到氣泡這一物理過程對于氣體交換的影響[9]。

隨著觀測技術(shù)的不斷提高，近年來，微氣象法在測量海-氣界面氣體通量方面得到越來越多的應(yīng)用，其中，最具代表性的就是渦相關(guān)法(Eddy Covariance,EC)。該方法不僅可以在不借助任何經(jīng)驗公式的情況下直接測量氣體的通量，而且可以在小時尺度進行持續(xù)的測量。Jones和Smith[10]首先將其投入實際運用并測量了海區(qū)的通量。但是Broecker等[11]指出，其在海上的觀測結(jié)果往往信噪比較低，可信程度有待考量。同時，渦相關(guān)法在船載和浮標上的測量結(jié)果存在顯著的差異[12-13]，這些差異被歸咎于平臺本身的運動和風(fēng)矢量的旋轉(zhuǎn)[14]。Landwehr等[15]指出，對于船載渦相關(guān)測量，船只運動帶來的風(fēng)速測量偏差以及船只本身對于風(fēng)場的擾動這兩個因素影響著測量結(jié)果的準確性。此外，研究表明，大多數(shù)渦相關(guān)研究中使用的非色散紅外CO2分析儀對水蒸汽具有交叉靈敏度，這導(dǎo)致對氣體交換速率的估計中存在很大的不確定性[16]。同時，CO2分析儀具有一定的運動敏感性，可能導(dǎo)致測量的結(jié)果產(chǎn)生偏差[17]。

3 氣體交換速率的參數(shù)化

3.1 風(fēng)速二次方依賴關(guān)系參數(shù)化結(jié)果

氣體交換速率對風(fēng)速二次方依賴關(guān)系的參數(shù)化結(jié)果分別基于主動物質(zhì)平衡法、被動物質(zhì)平衡法（全球14C平衡）和渦動相關(guān)法獲得的數(shù)據(jù)。其中，基于同屬物質(zhì)平衡法的前兩者得到的參數(shù)化結(jié)果較為相似，而渦相關(guān)法的結(jié)果與其他兩種方法的結(jié)果差異較大。

Liss和Merlival[18]、Nightingale等[19]以及Ho 等[20]運用物質(zhì)平衡獲得了氣體交換速率的結(jié)果。Liss和Merlival[18]根據(jù)風(fēng)-浪槽實驗數(shù)據(jù)以及湖泊的觀測結(jié)果，給出了一種三段式的參數(shù)化方案（公式（3）），3種情況分別對應(yīng)著不同風(fēng)速下的海表面過程。雖然二次關(guān)系只出現(xiàn)在低風(fēng)速階段，但是該結(jié)果可以運用二次關(guān)系在0～15 m/s的風(fēng)速區(qū)間較好地近似[21]。通過在外海運用雙示蹤法測量得到的數(shù)據(jù)，Nightingale等[19]擬合得到了氣體交換速率公式（公式（4）），其是關(guān)于風(fēng)速的二次多項式，作者認為，該方案可以解釋數(shù)據(jù)中總方差的82%[22]。Ho等[20]運用SAGE （SOLAS Air-Sea Gas Exchange）在南大洋通過雙示蹤測得的數(shù)據(jù)，在0.6～23.5 m/s的數(shù)據(jù)區(qū)間中，得出了為風(fēng)速二次方的氣體交換速率公式 （公式（5））。與公式（3）以及公式（4）不同的是，這次的測量是在大洋中進行，且包含了高風(fēng)速（大于16 m/s）的數(shù)據(jù)。

運用全球14C平衡進行估計的主要有3項成果。1992年，Wanninkhof[21]基于全球14C資料擬合得到了氣體交換速率與風(fēng)速的關(guān)系，并分別給出了長期氣候態(tài)平均風(fēng)速和短期平均風(fēng)速與氣體交換速率之間的關(guān)系（公式（6））。但是，其所運用的全球14C的數(shù)據(jù)可能高于其實際水平[20]。Sweeny等[23]基于新的全球14C數(shù)據(jù)給出的結(jié)果（公式（7））彌合了基于小尺度數(shù)據(jù)（例如主動雙示蹤平衡法）與基于被動示蹤平衡法的全球大尺度數(shù)據(jù)（例如14C）得到的參數(shù)化結(jié)果之間的差距，該方案相比之前基于同類型數(shù)據(jù)的參數(shù)化結(jié)果（公式（6））較小。2014 年，Wanninkhof[24]對自身的成果進行了更新，運用最新的14C結(jié)果給出了氣體交換速率公式（公式（8）），公式（8）與 Sweeny 等[23]的結(jié)果十分接近。

Jacobs等[25]于1999年在距離荷蘭海岸9 km的海域獲得了CO2通量數(shù)據(jù)，并得到了風(fēng)速二次方關(guān)系的參數(shù)化公式（公式（9））。其中，數(shù)據(jù)所處的風(fēng)速區(qū)間為3.5～15 m/s，系數(shù)95% 的置信區(qū)間為[0.46，0.63][25]。

圖1a展現(xiàn)的是上述風(fēng)速二次方關(guān)系的參數(shù)化結(jié)果。值得一提的是，圖中所有的氣體交換速率均標準化到了Sc=660的k660。可以看到，各種參數(shù)化方法在高風(fēng)速區(qū)間存在明顯差異。14C和示蹤物法得到的參數(shù)化結(jié)果在圖1所示的風(fēng)速區(qū)間內(nèi)都較為接近，但是渦相關(guān)法得到的參數(shù)化結(jié)果較大，在高風(fēng)速明顯大于其他方法，當(dāng)風(fēng)速大于20 m/s時，渦相關(guān)法得到的參數(shù)化結(jié)果甚至可以達到部分其他結(jié)果的3倍以上。

圖1 氣體交換速率與風(fēng)速二次方（a）、三次方（b）以及兩種依賴關(guān)系（c）的參數(shù)化結(jié)果Fig.1 Parameterization results for quadratic (a) , cubic dependence (b) and both of them (c) between gas transfer velocity and wind speed

3.2 風(fēng)速三次方依賴關(guān)系參數(shù)化結(jié)果

氣體交換速率為風(fēng)速三次方依賴關(guān)系的參數(shù)化結(jié)果大多是基于渦相關(guān)法，觀測海區(qū)覆蓋了較為廣闊的海區(qū)。其結(jié)果在低風(fēng)速階段（小于12 m/s）較為接近，由于參數(shù)化風(fēng)速區(qū)間不同等原因，在高風(fēng)速階段的結(jié)果差異較大。

Wanninkhof和McGillis[26]通過分析在北大西洋進行的渦相關(guān)研究（Gas EX-98）得到的CO2通量數(shù)據(jù)以及實驗室的結(jié)果，發(fā)現(xiàn)風(fēng)速與氣體交換速率可以運用風(fēng)速三次方關(guān)系進行描述，并首次提出風(fēng)速三次方關(guān)系的參數(shù)化公式（公式（10）），對應(yīng)風(fēng)速區(qū)間為 0～15 m/s。同樣在北大西洋，McGills等[27]運用渦相關(guān)數(shù)據(jù)，得到了包含常數(shù)項的風(fēng)速三次方參數(shù)化公式（公式（11））。

McGillis等[28]于2004年，通過分析在赤道太平洋進行的GasEX-2001計劃運用渦相關(guān)法得到的CO2通量數(shù)據(jù)，在2～12 m/s的風(fēng)速區(qū)間內(nèi)，得到了新的風(fēng)速三次方參數(shù)化公式（公式（12）），Edson 等[29]利用在南大洋進行的SO GasEx計劃中，通過渦相關(guān)法得到的觀測數(shù)據(jù)，同樣給出了氣體交換速率為風(fēng)速三次方依賴關(guān)系的參數(shù)化公式（公式（13）），該公式在0～18 m/s風(fēng)速范圍內(nèi)與觀測數(shù)據(jù)符合得非常好。

圖1b展示了氣體交換速率為風(fēng)速三次方依賴關(guān)系的參數(shù)化公式隨風(fēng)速的變化，可以看到，與其他的參數(shù)化公式相比，McGillis等[28]于2004年得到的公式（12）在風(fēng)速大于12 m/s時明顯偏小，這或許與其所基于的數(shù)據(jù)風(fēng)速區(qū)間為0～12 m/s有關(guān)。

3.3 兩種依賴關(guān)系的對比

氣體交換速率擬合為風(fēng)速二次方與三次方依賴關(guān)系的區(qū)別主要體現(xiàn)在低風(fēng)速與高風(fēng)速階段。相比二次方關(guān)系，三次方關(guān)系在低風(fēng)速數(shù)值較低，而在高風(fēng)速數(shù)值較高。對于高風(fēng)速情況，波浪破碎以及高風(fēng)速下氣泡對交換過程的強化被認為是可能的原因；對于低風(fēng)速階段，即使風(fēng)速為0時，氣體交換速率并不為0，因此有些參數(shù)化公式給出了非0截距，試圖解決低風(fēng)速下結(jié)果偏低的問題[25-26]。對此，有學(xué)者的解釋是，海表層附近發(fā)生的氣體交換過程不能簡單地用平均風(fēng)速表達，從而會出現(xiàn)氣體交換速率的非0截距[27]。

圖1c展現(xiàn)的是不同作者給出的各種不同氣體交換速率參數(shù)化結(jié)果?？梢钥吹?，不同的依賴關(guān)系對于參數(shù)化結(jié)果并不存在決定性的影響。但是，當(dāng)風(fēng)速大于12 m/s時，基于渦相關(guān)數(shù)據(jù)獲得的擬合結(jié)果不論是二次方還是三次方依賴關(guān)系，都顯著大于其他兩種數(shù)據(jù)的擬合結(jié)果。顯然，與參數(shù)化方法相比，基于不同方法得到的觀測數(shù)據(jù)本身對于最終結(jié)果的影響更大。

4 不同時空尺度下的全球CO2通量

4.1 長期平均結(jié)果

最近，Bakker等[30]從3 646個數(shù)據(jù)集中整理了1957-2014年約14 700 000個觀測數(shù)據(jù)，給出了第3代的世界海表CO2分壓差數(shù)據(jù)集（Surface Ocean CO2Atlas version 3, SOCATv3）。Landschützer等[31]通過神經(jīng)網(wǎng)格插值對SOCATv3數(shù)據(jù)進行處理，給出了分辨率為1°×1°的月度數(shù)據(jù)集，該數(shù)據(jù)集包含了海表CO2分壓差ΔpCO2、溶解度s等數(shù)據(jù)，時間長度為38 a（1982-2019年）。風(fēng)場數(shù)據(jù)選用的是歐洲中尺度天氣預(yù)報中心（European Centre for Medium-Range Weather Forecasts, ECMWF）提供的 1982-2019 年的分辨率為 1°×1°的月度數(shù)據(jù)集。圖2是根據(jù)Landschützer等[31]提供的海表CO2分壓差繪制的全球ΔpCO2標準氣候平均值分布。

圖2 全球ΔpCO2標準氣候平均值（1 atm=101 325 Pa）Fig.2 Global ΔpCO2 standard climatological normals (1 atm=101 325 Pa)

圖3展示了基于公式（3）至公式（13）共11種氣體交換速率公式計算得到的1982-2018年氣候態(tài)平均的CO2通量37 a均值的全球分布。

圖4展示了CO2通量以1°為間隔在不同大洋以及全球大洋沿緯向積分的結(jié)果。表1給出了4個大洋在不同緯度年平均的CO2通量。綜合圖3、圖4以及表1 可以看到：赤道太平洋（14°N～14°S）是大氣 CO2最主要的源，其氣候態(tài)平均值（以碳計，下同）為0.38 Pg/a，一個明顯的源區(qū)是在赤道東太平洋發(fā)生厄爾尼諾現(xiàn)象的海域，該區(qū)域海水CO2分壓明顯大于大氣的，這可能與該處存在的上升流有關(guān)。而大氣CO2的匯則主要分布在緯度大于15°的南北半球高緯度海區(qū)，其中在南半球40°S附近海域，跨越印度洋、太平洋和大西洋，構(gòu)成一個幾乎連續(xù)的強吸收帶。在40°N附近海域，也同樣在大西洋和太平洋有一個沿緯向分布的強吸收帶。南、北半球緯向吸收帶的存在應(yīng)該與西風(fēng)帶有關(guān)。同時可以看到，整個北大西洋是大氣CO2的強吸收區(qū)域（-0.38 Pg/a）這或許與北大西洋海水下沉有關(guān)?？傮w上，南半球和北半球中高緯海區(qū)（14°～50°）構(gòu)成了CO2最為主要的兩個匯，其年平均CO2通量分別為-1.144 Pg/a和-0.517 Pg/a。

表1 不同參數(shù)化結(jié)果估計的CO2通量的在不同海區(qū)的平均分布Table 1 Mean distribution of CO2 fluxes estimated by different parameterization results in different areas

圖3 利用不同氣體交換速率得到的1982-2018年海-氣界面CO2通量平均值分布Fig.3 The average of the results of the air-sea CO2 flux from 1982 to 2018 based on various gas transfer velocities

圖4 CO2凈通量的緯向分布Fig.4 The net CO2 flux obtained by zonal integration

從全球尺度來看，在1982-2018年這37 a平均的全球 CO2通量為（-1.53±0.15）Pg/a。這一結(jié)果與 Takahashi等[32]根據(jù)最新數(shù)據(jù)集計算的結(jié)果-1.42 Pg/a十分相近，但與最近Iida等[33]的估算結(jié)果相比偏小。他們給出的年平均值為（-2.0±0.5）Pg/a，造成這種差異的主要原因是CO2分壓數(shù)據(jù)不同。Iida等[33]運用的CO2分壓數(shù)據(jù)中，海側(cè)的CO2分壓是用回歸方法由全球海洋總堿度和溶解無機碳計算得到的。

表1同時比較了幾大洋氣候態(tài)年平均的CO2通量。面積最大的太平洋每年吸收的CO2為全球總吸收量的30%，而僅占世界大洋面積23%的大西洋卻貢獻了世界大洋年平均吸收量的46%。這樣的差異產(chǎn)生的一個重要原因是赤道太平洋東岸著名上升流區(qū)對CO2的釋放（+0.38 Pg/a）。當(dāng)厄爾尼諾發(fā)生的時候，這一地區(qū)CO2的釋放會顯著下降，使得太平洋整體上吸收的CO2增加，與大西洋之間的差異顯著減小[34]。

圖5展現(xiàn)了根據(jù)不同的氣體交換速率參數(shù)化公式對1982-2018年的全球CO2凈通量進行估計的結(jié)果。從時間變化的角度來說，不同方法算得的全球CO2通量隨時間變化的趨勢是一致的，因為該趨勢主要取決于CO2分壓差數(shù)據(jù)。從圖5可以看到，海洋一直是CO2的匯，我們得到CO2通量的年均值為-2.88～-1.06 Pg/a，相差1.82 Pg/a，其中最大和最小吸收值分別由參數(shù)化公式（3）和公式（9）計算得到。

圖5 不同參數(shù)化方案算得的CO2通量隨著時間的變化Fig.5 Variation of CO2 fluxes calculated by different parameterization schemes with time

從時間上來看，海洋的CO2吸收值的最大值在2012年，為3.09 Pg/a，吸收最小值在1999年，為0.75 Pg/a。從長期趨勢而言，1999年前，海洋對大氣CO2的吸收量逐年減少，而在1999年之后，海洋吸收量開始增大，即1999年是海洋吸收CO2的一個轉(zhuǎn)折年，這一結(jié)果與Iida等[33]研究一致，造成這種現(xiàn)象的原因尚不清楚，顯然應(yīng)該與全球變化有關(guān)。

為了比較海洋年吸收量最大值和最小值之間的差異，圖6給出了用2012年的CO2通量減去1999年的CO2通量的結(jié)果。可以看到，2012年南大洋和大西洋北部區(qū)域?qū)O2吸收加強，兩者相比，南大洋對二氧化碳的吸收明顯增強，起著更為重要的作用。對于赤道地區(qū)，2012年釋放CO2增多，但幅度不大。

圖6 2012年的CO2通量與1999年的CO2通量的差值Fig.6 Subtract the CO2 flux in 1999 from the CO2 flux in 2012

圖7展示了基于不同測量方法得到的氣體交換速率給出的CO2凈通量。從圖7可以看到，基于渦相關(guān)數(shù)據(jù)的參數(shù)化結(jié)果在計算總CO2通量的時候比其他方法大20%左右。由此可見，數(shù)據(jù)的獲取方式對氣體交換速率參數(shù)化的結(jié)果起著主導(dǎo)作用。與Takahashi等[3]的觀點不同，對于CO2通量的估算大小，更多取決于參數(shù)化方案的數(shù)據(jù)觀測方式，而不是氣體交換速率與風(fēng)速的冪次關(guān)系。

圖7 基于不同觀測數(shù)據(jù)得到的CO2通量隨著時間的變化Fig.7 Variation of the CO2 fluxes with time for different measurement schemes

4.2 季節(jié)變化

全球大洋CO2通量的氣候態(tài)平均結(jié)果隨月份的變化如圖8所示。值得一提的是，這并非某一個參數(shù)化方案計算的結(jié)果，而是所有參數(shù)化方案的平均?？梢钥吹?，熱帶東太平洋地區(qū)一直是CO2的源；而高緯度海區(qū)則一直處于吸收狀態(tài)。季節(jié)性變化最為明顯的是西北印度洋。由6-8月強烈的季風(fēng)帶來了較高的氣體交換速率，使得該地區(qū)在這些月份成為了CO2的源。

圖8 全球大洋CO2通量的氣候態(tài)平均結(jié)果隨月份的變化Fig.8 The monthly climatological average CO2 flux in global ocean

圖9展示了CO2通量以1°為間隔在不同大洋以及不同的氣候帶沿緯向積分的結(jié)果。整體上，熱帶大洋一直在釋放CO2且季節(jié)變化較小，其中，太平洋的CO2通量最大，月平均釋放量達到了1 g/m2。大西洋、太平洋和印度洋北半球的溫帶區(qū)域CO2通量（圖9a至圖9c紅線）呈現(xiàn)明顯季節(jié)變化，冬季吸收強烈夏季減緩，在7-9月3個大洋通量均為正，向外釋放CO2。這是隨季節(jié)變化的海表面溫度對于CO2分壓的作用結(jié)果。值得一提的是，由于印度洋特殊的海陸結(jié)構(gòu)形成的季風(fēng)使得印度洋的北半球溫帶的曲線（圖9c紅線）整體高于大西洋與太平洋。

圖9 大西洋(a)、太平洋(b)、印度洋(c)和南大洋(d) CO2凈通量分布Fig.9 The net CO2 flux of Atlantic Ocean (a), Pacific Ocean (b), Indian Ocean (c), and Southern Ocean (d)

圖10展示的是所有參數(shù)化方法平均得到的氣體交換系數(shù)（氣體交換速率與溶解度的乘積）在不同大洋的分布。對于每個洋區(qū)進行獨立的觀察發(fā)現(xiàn)，氣體交換系數(shù)隨著緯度增大而不斷增大，同時季節(jié)性變化不斷增強。其中，南大洋的極圈內(nèi)較為特殊（圖10d中黑線），該處緯度較高但是風(fēng)速相對較低，故氣體交換系數(shù)整體較低。從全球大洋角度觀察，由于受季節(jié)變化影響較小且風(fēng)速相對較低，熱帶大洋的氣體交換系數(shù)（圖10中綠線）隨月份的變化較小并穩(wěn)定在相對較低的范圍。與之相反的是北大西洋的極地地區(qū)（圖10a中黑線）和南大洋（圖10d中藍線）。這兩個地區(qū)在各自冬季對應(yīng)的月份風(fēng)速較高，氣體交換系數(shù)均達到了 0.12 （g·m-2）/（mol·μatm）（1 atm=101 325 Pa）。但是在夏季，這兩個的地區(qū)的氣體交換系數(shù)下降到了 0.05（g·m-2）/（mol·μatm）和 0.08（g·m-2）/（mol·μatm），季節(jié)變化十分明顯，這一定程度上和溶解度隨溫度的變化有關(guān)。對于大西洋、太平洋和印度洋北半球溫帶區(qū)域的氣體交換系數(shù)（圖10a至圖10c中紅線）進行觀察可以發(fā)現(xiàn)，印度洋的氣體交換系數(shù)的變化與其他兩個大洋的變化方式相反，這是由于印度洋獨特的季風(fēng)氣候，使得印度洋的夏季擁有比冬季更高的風(fēng)速。

圖10 大西洋(a)、太平洋(b)、印度洋(c)和南大洋(d)的氣體交換系數(shù)（1 atm=101 325 Pa）Fig.10 The gas transfer coefficient of Atlantic Ocean (a), Pacific Ocean (b), Indian Ocean (c), and Southern Ocean (d) (1 atm=101 325 Pa)

圖11從上到下依次展現(xiàn)的是1983-2018年在赤道上135°E～105°W區(qū)域的海溫變化、pCO2變化以及此期間對應(yīng)的Ni?o3.4指數(shù)。ENSO事件處于暖位相時，赤道東風(fēng)整體減弱，東岸增暖[35-36]。在圖11中可以更清楚地看到，當(dāng)Ni?o3.4指數(shù)為正的時候，赤道太平洋整體偏暖，同時伴隨著CO2通量減小。這與歷史上幾次厄爾尼諾事件（1982-1983年、1986-1987年、1991-1994年、1997-1998年、2002-2005年、2006-2007年、2009-2010年和2015-2016年）是一致的。

圖11 1983-2018年赤道上135°E～105°W的海溫變化(a)、pCO2變化(b)以及此期間對應(yīng)的Ni?o3.4指數(shù)（c）Fig.11 SST variation (a), pCO2 variation (b) and the corresponding Ni?o3.4 index (c) over the equator from 135°E to 105°W from 1983 to 2018

4.3 年際變化

圖12展現(xiàn)的是1983-2018年的Ni?o3.4區(qū)域的年平均 CO2釋放量（藍線）與 Ni?o3.4 指數(shù)（紅線）。圖中ENSO事件對應(yīng)的時間內(nèi)，Ni?o3.4區(qū)域內(nèi)的CO2通量出現(xiàn)了明顯的變化。這說明赤道太平洋上的海溫異常與該區(qū)域的年平均CO2通量存在明顯的相互影響。

圖12 1983-2018年的Ni?o3.4區(qū)域的月平均CO2釋放量（藍線）與Ni?o3.4指數(shù)（紅線）Fig.12 Monthly mean CO2 flux (blue line) and Ni?o3.4 index (red line) for the Ni?o3.4 region from 1983 to 2018

5 討論和結(jié)論

目前對于氣體交換速率的參數(shù)化所存在的問題，學(xué)者們主要提出了以下兩點：高風(fēng)速和無風(fēng)狀態(tài)下海-氣氣體交換物理機制尚不清楚、用風(fēng)速作為單一變量進行參數(shù)化標準的局限。

Krall等[37]對高風(fēng)速下氣體交換速率的研究指出，高風(fēng)速下物理機制需要進一步研究，這涉及到波浪破碎產(chǎn)生的強湍流、大量氣泡和海洋飛沫如何影響海-氣交換過程。McGillis等[27]指出，在極低的風(fēng)速條件下，由于海-氣界面的通量非常小，CO2通量難以觀測，這使得我們對于該狀態(tài)的氣體交換機制知之甚少，此時需要考慮海面附近黏性次層和表面張力對交換過程的影響。因此，需要考慮除了風(fēng)速之外其他因素對于氣體交換速率的影響[28]。事實上，有很多研究者指出，僅采用風(fēng)速對氣體交換速率進行參數(shù)化的局限性。

Zhao等[38]考慮波浪狀態(tài)對氣體交換速率的影響，用波浪的譜峰角頻率、空氣摩擦速度和黏性系數(shù)定義了風(fēng)海雷諾數(shù)，以此對氣體交換速率進行參數(shù)化計算。Zappa等[39]考慮了波浪的微破碎對氣體交換速率的影響。Rutgersson等[40]研究了對流混合對于氣體交換速率的影響，Salter等[41]通過實驗證明了水表面的表面活性物質(zhì)對于氣體交換速率有影響。另一方面，對于高風(fēng)速下較高的氣體交換速率，由三次方依賴關(guān)系可知，該過程中氣泡對于交換的強化作用是一個重要因素。Gu等[42]指出，高風(fēng)速時氣泡在氣體交換速率和海氣[42]中發(fā)揮著極為重要的作用，在高風(fēng)速時，氣泡介導(dǎo)的氣體交換大約貢獻了總通量的50%。但是，Krall等[37]在實驗室對風(fēng)速達到85 m/s時氣體交換速率的最新研究顯示，對于CO2這樣的低溶解度氣體，氣泡對于氣體交換速率的貢獻十分有限。實驗中，當(dāng)風(fēng)速達到33 m/s之后，氣體交換速率急劇上升。對于這一現(xiàn)象，Krall等[37]認為當(dāng)前缺乏成熟的理論提供解釋。Bell等[43]對二甲基硫和CO2氣體傳輸速度的同時測量顯示，在中、高風(fēng)速下，兩種氣體（二氧化碳和二甲基硫）之間的氣體傳輸存在顯著差異。這些數(shù)據(jù)表明，波浪破碎后，氣泡介導(dǎo)的氣體輸運對CO2的影響很大。

影響氣體交換速率準確參數(shù)化的另一個重要原因是觀測數(shù)據(jù)覆蓋范圍和準確度的限制。對于低風(fēng)速情形，通量觀測的不足，使得參數(shù)化方程中的非0截距難以確定。對于高風(fēng)速情形的觀測數(shù)據(jù)僅有實驗室結(jié)果，缺少外海觀測數(shù)據(jù)，在觀測技術(shù)方面存在很大的困難，在如此風(fēng)高浪大的惡劣環(huán)境下，幾乎所有的觀測儀器都變得不可靠。從觀測方法的角度來看，雙示蹤法需要的觀測時間較長，在實際應(yīng)用中，無法保證在高海況保持長時間的平穩(wěn)性。對渦相關(guān)法，高風(fēng)速下由于波浪破碎，產(chǎn)生大量的海洋飛沫，在海面上方形成空氣和水滴混合的過渡層，此時，海-氣界面的確定存在非常大的模糊性，同時，海洋飛沫直接影響測量儀器的數(shù)據(jù)采集，使得高風(fēng)速下渦相關(guān)法測量海-氣界面通量面臨巨大挑戰(zhàn)。

本文對前人用風(fēng)速對氣體交換速率進行參數(shù)化的工作進行了比較分析，發(fā)現(xiàn)參數(shù)化方案無論采用風(fēng)速二次方或三次方多項式，在中等風(fēng)速時的差異并不明顯，只有推廣到高風(fēng)速情形，兩者差異變大，但造成這種差異最根本的原因在于觀測數(shù)據(jù)獲取的方式，基于渦相關(guān)法比基于物質(zhì)平衡法獲取數(shù)據(jù)得到的氣體交換速率更大。在此基礎(chǔ)上，用多種不同氣體交換速率參數(shù)化公式對1982-2018年間全球海-氣界面CO2通量進行了估算，海洋CO2通量的年平均值為（-1.53±0.15）Pg/a。在南北半球40°附近海域，存在沿緯向的大氣CO2吸收帶，這與西風(fēng)帶有關(guān)，而整個北大西洋是強吸收區(qū)，應(yīng)該與北大西洋海水下沉有關(guān)。從時間尺度上來看，1999年之前，全球大洋二氧化碳吸收量逐年減小，1999年達到最小值，之后開始逐漸增大，2012年似乎存在一個小峰值。進一步的分析表明，這種增大主要發(fā)生在南大洋海區(qū)，其物理機制尚不清楚。