изменчивОсть Обмена углекислым газОм в системе Океан–атмОсфера УДК 551.465.7 ББК 26.221 +26.233
advertisement
220 УДК 551.465.7 ББК 26.221 +26.233 В.Н. Малинин, А.А. Образцова Изменчивость обмена углекислым газом в системе океан–атмосфера Приводятся современные оценки обмена углекислым газом между океаном и атмосферой. Обсуждается полуэмпирическая модель расчета потока СО2, основанная на измерениях парциального давления СО2 и спутниковых данных о скорости ветра и температуре поверхности океана. На основе среднемесячных данных о потоках СО2 в узлах сетки 4˚ широты × 5˚ долготы за период 1982–2010 гг. рассматривается меридиональная изменчивость среднеширотных значений потока СО2. Межгодовой ход глобального обмена углекислым газом в системе океан–атмосфера за рассматриваемый период показал наличие двух разнонаправленных тенденций: возрастание потока СО2 из атмосферы в океан до 1997 г. и его уменьшение в последующий период. Terra Humana Ключевые слова: межгодовая изменчивость потока СО2, меридиональная изменчивость потока СО2, парниковый эффект, система океан–атмосфера, тренд. Основной причиной современного глобального потепления в Третьем и Четвертом оценочных отчетах МГЭИК [2; 3] называется парниковый эффект, вызванный быстрым ростом в атмосфере так называемых парниковых газов и, прежде всего, углекислого газа СО2. Действительно, концентрация СО2 в атмосфере с 1800 г. увеличилась примерно на 35% с 281 до 380 млн- 1, причем такого высокого уровня она не достигала за последние 650 тыс. лет. При этом скорость роста концентрации СО2 быстро увеличивается. Так, если в начале индустриального периода (1800– 1809 гг.) она была всего 0,08 млн-1 в год, в 1900–1909 гг. – 0,35 млн-1, то в конце ХХ в. (1990–1999 гг.) составила уже 1,3 млн-1 в год. В значительной степени рост концентрации СО2 вызван сжиганием органического топлива, производством цемента, а также землепользованием и сокращением площади лесов и, следовательно, уменьшением процесса фотосинтеза. Если бы не Мировой океан, который поглощает некоторую часть СО2, то рост концентрации углекислого газа в атмосфере был бы еще выше. Мировой океан (МО) является самым крупным резервуаром углерода на планете, его запасы более чем в 50 раз превосходят запасы углерода в атмосфере и в 15 раз – запасы в экосистемах суши (рис. 1). Обмен углеродом в экосистемах суши идет посредством фотосинтеза, дыхания, разложения и горения, причем все эти процессы подвержены влиянию человека. Обусловленный этими процессами поток СО2 между атмосферой и сушей ориентировочно равен 60 млрд т С/год, причем экосистемы суши поглощают на 1,4 млрд т С/год боль- ше, чем выделяют. С учетом изменений в землепользовании результирующий поток СО2 направлен в атмосферу и равен 1,1 млрд т С/год. В результате чистый поток СО2 между поверхностью суши и атмосферой направлен вниз и составляет всего 0,3 млрд т С/год, т.е. наблюдается почти полный баланс. Обмен СО2 между океаном и атмосферой происходит при наличии вертикального градиента парциального давления (ΔрСО2) между поверхностным слоем морской воды и приводным слоем атмосферы. Если ΔрСО2 > 0, то происходит выделение СО2 из океана в атмосферу и наоборот. В среднем МО поглощает 92 млрд т С/год, а выделяет в атмосферу 90 млрдт С/год, т.е. он является активным поглотителем углекислого газа, тем самым ослабляя антропогенный парниковый эффект, обусловленный выбросами от сжигания ископаемого топлива и производства цемента, которые составляют 5,5 млрд т С/год. В последние годы появились новые оценки результирующего потока СО2 в системе океан–атмосфера. В обзорной работе [5] приводятся сравнительные оценки годового потока СО2 из атмосферы в океан, полученные как в результате прямых измерений, так и на основе моделирования углеродного цикла (табл. 1). Видно их очень хорошее соответствие, причем все оценки группируются вблизи 2,0 млрд т С/год. Новейший эмпирический подход к определению баланса СО2 в системе океан– атмосфера описан в работе [4]. Межгодовая изменчивость потоков СО2 для периода 1982–2007 гг. оценивается на основе диагностической модели с использованием эмпирических внутригодовых соотношений 221 между парциальным давлением СО2 в поверхностном слое воды (рСО2SW) и температурой поверхности океана (ТПО). Несмотря на приближенный характер модели, она отражает порядка 70% изменчивости потоков СО2 в системе океан–атмосфера и довольно хорошо описывает физические закономерности поглощения (выделения) углекислого газа в системе океан–атмосфера, хотя несколько занижает величину результирующего потока, который в среднем за период 1982–2007 гг. оказался равным 1,5 млрд т С/год. Занижение потока СО2 возможно связано с занижением скоростей ветра, определяемых по спутниковым данным, особенно для штормовых условий. Начиная с 1960-х гг., количество измерений СО2 (рСО2) в поверхностном слое океана увеличивалось экспоненциальными темпами. Сегодня свыше миллиона наблюдений передаются в центры обработки данных каждый год. Обобщенная Taro Takahashi и его рабочей группой в 1997 г. база данных [13], которая насчитывала тогда около 200 тыс. измерений рСО2, к 2002 г. расширилась до 940 тыс. измерений, а в 2010 г. снова была обновлена и на сегодняшний день включает порядка 3 млн измерений, собранных в период с 1970 по 2008 гг. Это позволило группе исследо- вателей, проделав поистине гигантскую работу, осуществить расчет потоков углекислого газа в узлах географической сетки с пространственным разрешением 4˚ широты × 5˚ долготы с 1982 г. по настоящее время [4]. База данных распределения потоков СО2 находится в свободном доступе на сайте http://cwcgom.aoml.noaa. gov/erddap/griddap/aomlcarbonfluxes.graph и содержит − значение потока СО2 между океаном и атмосферой, моль/м2∙год; − аномалии потока СО2 между океаном и атмосферой, моль/м2∙год; − разность парциальных давлений СО2 в поверхностном слое воды и в атмосфере, мкатм; − аномалии разности парциальных давлений СО2 в поверхностном слое воды и в атмосфере, мкатм. Оценки потоков CO2 определялись на основе климатологии потоков СО2 в системе океан–атмосфера, полученной Takahashi и др. [9] и по данным высокого разрешения о скорости ветра и температуре поверхности океана. Данный подход базируется на предположении, что физические, химические и биологические процессы, влияющие на величину рСО2 в поверхностном слое океана, обусловлены Cреда обитания Рис. 1. Глобальный среднемноголетний баланс углерода на земном шаре [2]. Запасы CO2 в млрд т С, потоки – в млрд т С/год. 222 Таблица 1 Сравнительные оценки суммарного годового потока СО2 из атмосферы в океан, полученные разными авторами [5], млрд т С/год Метод Terra Humana Измерения разности парциальных давлений СО 2 в поверхностном слое океана и в воздухе Инверсия наблюдений за содержанием атмосферного СО2 Инверсии на основе моделей переноса и наблюдений за содержанием растворенного неорганического углерода (DIC) Результаты моделирования на основе содержания хлорфторуглеродов (ХФУ) и естественного радиоуглерода Результаты моделирования с использованием модели OCMIP-2 (Проект сравнения моделей углеродного цикла в океане) На основе измерения содержания О2 и СО2 с поправкой на нагрев и стратификацию океана Модель глобальной циркуляции (GCM) углерода в океане На основе возраста хлорфторуглеродов (ХФУ) Поглощение СО2, млрд. т/год Авторы 2,1 ± 0,5 Takahashi et al. (2002) 1,8 ± 1,0 Gurney et al. (2002) 2,0 ± 0,4 Gloor et al. (2003) 2,2 ± 0,4 Matsumoto et al. (2004) 2,4 Orr (2004) 2,2 ± 0,5 Bopp et al. (2002) 1,93 2,0 ± 0,4 Wetzel et al. (2005) McNeil et al. (2003) главным образом соответствующими из- ственно ТПО (SST), соленость (SSS), содерменениями ТПО. жание растворенного неорганического угВ общем случае интенсивность газо- лерода (DIC) и общая щелочность (ТА). обмена определяется динамическими и Из указанных параметров ТПО являетдиффузионными характеристиками турбу- ся наиболее важным фактором, влияющим лизированных слоев воздуха и воды, при- на изменение pCO2SW. При изохимических мыкающих к границе раздела. В связи с условиях (∂lnpCO2SW/∂SST) повышение ТПО этим физический поток газа через поверх- увеличивает парциальное давление CO2 ность океана может быть представлен сле- приблизительно на 4,23% с каждым градующим образом [1, 9]: дусом Цельсия [7]. Изменения содержания DIC и общей щелочности ТА в поверхнос F = ρCpU10 ΔрСО2, = Kα ΔрСО2 , (1) тном слое океана обусловлены в основном где ρ – плотность газа, U10 – скорость ветра апвеллингом глубинных вод (физический в приводном слое на высоте 10 м, Сp – ко- эффект) и фотосинтезом (биологический эффициент газообмена, Kα – коэффициент эффект). Эти изменения часто сопровожгазового переноса между океаном и атмос- даются изменениями ТПО. Соленость опферой. В результате измерений в лабора- ределяет лишь небольшую часть общей торных условиях было установлено, что изменчивости pCO [6]. 2SW скорость газообмена мала и почти постоЕжемесячные потоки СО2 в системе янна при скорости ветра, не превышаю- океан–атмосфера (F ) для каждой ячейки щей 5 м/с, а затем резко возрастает при- размером 4° широтыym × 5° долготы за кажблизительно пропорционально квадрату дый год были рассчитаны на основе глоскорости воздушного потока. бальной климатологии ΔpCO2, полученной Вариации pCO2SW обусловлены измене- Takahashi и др. [9], среднемесячной скорониями ТПО (SST), солености (SSS), содер- сти ветра, и аномалий ТПО по сравнению жания растворенного неорганического с данными о ТПО для эталонного 2000 углерода (DIC) и общей щелочности (TA). года: Эти изменения могут быть выражены сле ∂pCO2 SW дующим выражением: Fym = k ym K 0, ym pCO2 SW 2000 m + × ∆SSTym − 2000 m − ∂SST 2000 m ∂pCO2 SW ∂CO2 SW ∂pCO2 SW = × ∆SST + × ∆SSS + (3) ∂SST ∂SSS ∂pCO2 SW Fym∂CO = k ym K 0, ym pCO2 SW 2000 m + (2) × ∆SSTym − 2000 m − pCO2 AIR 2000 m , ∂CO2 SW 2 SW + × ∆DIC + × ∆TA , ∂SST 2000 m ∂DIC ∂TA где индекс уm – соответственно год и мегде ∂pCO2SW – изменение pCO2SW во време- сяц в течение исследуемого периода (1982– ни; ∂pCO2SW /∂XXX – частные производные 2011 гг.), а индекс 2000m – соответствует по величине XXX, причем XXX – соответ­ месяцу в 2000 году. Растворимость СО 2 для месячной скорости ветра, нормиро- 223 ванной для высоты 10 м над поверхностью океана (U10) и глобального среднего отношения <U102>/<U10>2, равного 1,2 для свободных ото льда океанов (0,26/1,2 = 0,217), которые использовались в работе [9]. Среднемесячные значения потока СО2, заимствованные из архива [12] за период 1982–2010 гг. в узлах сетки 4˚ широты × 5˚ долготы, усреднялись по широте. Их временной ход, представленный на рис. 2, дает наглядное представление о характере изменчивости потока СО2, которая формируется сезонным ходом ТПО и скорости ветра, а также особенностями биологического потребления СО2 и перемешивания водных масс [8]. Расположенные в средних широтах районы Атлантического, Индийского и Тихого океанов в летний сезон имеют практически нулевой или небольшой положительный поток, тогда как в зимний сезон становятся мощной областью стока Рис. 2. Распределение среднемесячных среднеширотных данных результирующего потока СО2 в системе океан–атмосфера за период 1982–2010 гг. в моль/м2год. Положительные значения – поток СО2 направлен вверх, отрицательные – вниз. Cреда обитания (K0) оценивалась на основе месячной ТПО и климатологических оценок солености (SSS) с использованием уравнений растворимости Weiss [11]: К0 (атм·моль/кг) = exp(–60,2409 + 9345,17 / (SST + 273,15) + 23,3585 × ln((SST + 273,15) / 100) + SSS × (0,023517 – 0,00023656 × (4) (SST + 273,15) + 0,00000047036 × (SST + 273,15)2)) Среднемесячная скорость газового переноса (gas transfer velocity) kym определялась по второму моменту среднемесячной скорости ветра: kут = 0,217 × <U10ут2> (Scут / 660) –0,5 (5) где <U10 ym2> – второй момент, который показывает дисперсию 6-часовой скорости ветра в каждой ячейке, а Sc – число Шмидта, рассчитанное, согласно [10], с использованием месячной ТПО для каждой ячейки. Коэффициент пропорциональности 0,217 для <U10ym2> получен из коэффициента 0,26 Terra Humana 224 СО2. Это связано с тем, что зимой воды, переносимые к полюсам восточными поверхностными течениями, охлаждаются, а весной и летом биологическое потребление CO2 в некоторой степени компенсируется увеличением рСО2 из-за повышения температуры воды. Субт ропи ческие области, напротив, являясь областью слабого Рис. 3. Распределение среднемноголетних годовых и среднеквадратиче­ стока в зимний сеских отклонений (СКО) значений потока СО2 за период 1982–2010 гг. для зон, летом превращаются в слабый 4- градусных широтных зон Мирового океана в моль/м2год. Положительные значения – поток СО2 направлен вверх, отрицательные – вниз. источник СО2, что соответствует сезонному ходу ТПО [9]. Обращает также на себя внимание хорошо выраженный сезонный ход потока СО2 в южной полярной области. Если в летний период (январь–март) он направлен преимущественно из атмосферы в океан, то зимой его направление уже обратное. Это связано с интенсивРис. 4. Распределение характеристик линейных трендов среднеширотных ным процессом годовых значений потока СО2. 1 – аналог коэффициента детерминации; фотосинтеза в по2 – величина тренда (Tr) в моль/м2год2. верхностном слое океана в летний период и не менее интен- в зоне 38−42о ю.ш., а в северной части МО сивным зимним перемешиванием вод. он достигает абсолютного максимума (3,7 На рис. 3 приводится среднеширотное моль/м2) на широте 68о, т.е. вблизи гранираспределение среднемноголетних годо- цы Северной Полярной области. Однако вых (Х) и среднеквадратических отклоне- несмотря на столь внушительную оценку ний (СКО) значений потока СО2 за период потока СО2 вследствие малой площади 1982–2010 гг. для 4-х градусных широтных МО в приполярной зоне и наличия льдов зон Мирового океана в моль/м2год. Не- вклад широтной зоны 66−70 о с.ш. в глотрудно видеть, что поток СО2 в атмосферу бальный поток СО2 является малым. направлен в приэкваториальных широтах Что касается изменчивости потока СО2 (18о ю.ш. – 14о с.ш.) с максимумом вблизи 8о в отдельных широтных зонах МО, то она, ю.ш., где он достигает 1,1 моль/м2год. Ес- исключая Южную Полярную область, сутественно, что в средних и высоких широ- щественно ниже средних оценок (рис. 3). тах поток СО2 направлен в океан. В южном При этом в южном полушарии она меньполушарии МО его максимум отмечается ше, чем в северном. Максимум СКО (0,50 Cреда обитания 225 моль/м2год) отмечается вблизи 60о с.ш. за счет огромной изменчивости потока СО2 в Норвежском и Гренландском морях. Для среднеширотных потоков СО2 был выполнен расчет параметров линейных трендов, результаты которого представлены на рис. 4. Величина |R|*R – это аналог коэффициента детерминации R 2, Рис.5 Межгодовой ход и линейный тренд среднеширотных потоков СО в сис2 п о к а з ы в а ю щ е г о теме океан–атмосфера. Положительные значения – поток СО направлен 2 вклад тренда в вверх, отрицательные – вниз. Широтные зоны: 1 – 46–50 о ю.ш., 2 – 10–14о дисперсию исходю.ш., 3 – 62–66о с.ш. ного ряда. Выбор ее вместо R 2 связан с тем, что она одновре- цательный тренд. Нетрудно видеть, что в менно показывает направление изменений приэкваториальной зоне в рассматриваерассматриваемой характеристики. Зна- мый период происходит рост потока СО2 чимость трендов оценивалась с помощью в атмосферу. Одновременно с этим усиликритерия Стьюдента при α = 0,05. Значи- ваются потоки СО2 в океан в высоких шимые тренды на рис. 4 соответствуют R 2 > ротах обоих полушарий, т.е. наблюдается 0,09. Как видно из рис. 4, подавляющее достаточно хорошо выраженная интенсичисло трендов является значимым. Незна- фикация процессов обмена углекислым гачимые тренды в основном характерны для зом между океаном и атмосферой. Южной полярной области. Что касается На основе полученных среднеширотраспределения величин тренда (Tr), пока- ных оценок потока СО2 нетрудно рассчизывающих скорость роста (падения) СО2, тать межгодовой ход глобального обмена то их экстремумы находятся в зонах мак- углекислым газом в системе океан–атмоссимальных средних оценок потока СО2. фера (рис. 6). Как и следовало ожидать, Знаки при Tr, за исключением субтропи- наблюдается очень хорошее соответствие ческих (20−32о) широт северного полуша- результатов, полученных в данной рабория, совпадают с направлением самого потока СО2. Наглядное представление о характере изменчивости потоков СО2 можно получить из рис. 5, на котором приводится межгодовой ход для широтной зоны 10–14о ю.ш., где отмечается максима льный по лож и т е л ьн ы й тренд, а также для зон 46–50о ю.ш. и 62–66о с.ш., где Рис. 6. Межгодовой ход результирующего глобального потока СО в системе 2 наблюдается на- океан–атмосфера за период 1982–2010 гг. в млрд т С/год. 1 – данная работа, ибольший отри2 – работа [4]. 226 те и в статье [4]. Из рис. 6 видно, что рас- сматриваемый период можно разделить два относительно однородных промежутка времени с разнонаправленными тенденциями: первому из них (1982–1996 гг.) свойственно возрастание потока СО2 из атмосферы в океан, в то время как второму (1997–2010 гг.) – уменьшение потока СО2. В первом случае величина тренда составляет Tr= –0,016 млрд т С/год2, а тренд описывает 24% дисперсии исходного ряда, во втором случае Tr = 0,022 млрд т С/год2 при коэффициенте детерминации R2 = 0,39, т.е. оценки величин тренда довольно близки друг к другу. Естественно возникает вопрос, за счет каких широтных зон формируется межгодовая изменчивость глобального потока СО2? Выполненный корреляционный анализ показал, что наибольшая положительная корреляция (0,63 < r < 0,78) с глобальным потоком СО2 отмечается для широтной зоны 18о ю.ш. − 6 о с.ш., причем абсолютный максимум смещен в зону 2−6 о с.ш. Именно в этом широтном поясе поток СО2 направлен в атмосферу. Кроме того, другой очаг значимой положительной корреляции (0,36 < r < 0,40) приурочен к поясу 30−42о ю.ш., где СО2 поглощается океаном. В то же время корреляция отсутствует для широтного пояса 54−74о с.ш., где отмечается максимум поглощения СО2 океаном. Очевидно, это связано с малой площадью Мирового океана в пределах данного пояса. Итак, 1997 год стал, вероятно, переломным, после него роль МО как стабилизатора парникового эффекта начала уменьшаться. К сожалению, в настоящее время нет четких версий, объясняющих причины этого. Во всяком случае, каких-либо экстремумов во временном ходе глобальной ТПО – важнейшем факторе изменчивости потока СО2 – в середине 1990-х годов не зафиксировано. Поэтому выявление причин уменьшения глобального потока СО2 из атмосферы в океан после 1997 г. представляется весьма важной научной задачей. Список литературы: Terra Humana [1] Бютнер, Э.К. Планетарный газообмен О2 и СО2 – Л.: Гидрометеоиздат, 1986. – 238 c. [2] Climate Change 2001: The Scientific Basis. Contribution of Working Group I to the Third Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change / Еds. J.T. Houghton et al. – Cambridge – New York: Cambridge university press, 2001. – 881 p. [3] Climate Change 2007: The Physical Science Basis. Intergovernmental Panel on Climate Change Fourth Assessment Report Climate Change 2007 / Еds. L. Bernstein et al. – Cambridge – New York: Cambridge University Press, 2007. – 940 р. [4] Park G.-H. et al. Variability of global net sea-air CO2 fluxes over the last three decades using empirical relationships // Tellus. – 2010, № 62B. – Р. 352–368. [5] Sabine C.L., Feely R.A. The oceanic sink for carbon dioxide. In Greenhouse Gas Sinks / Eds. D. Reay, N. Hewitt, J. Grace, K. Smith. – Oxfordshire, UK: CABI Publishing, 2007. – Р. 31–49. [6] Takahashi T. et al. Carbonate chemistry of the surface waters of the world oceans // Isotope Marine Chemistry. – 1980. – Р. 291–326. [7] Takahashi T. et al. Seasonal variation of CO2 and nutrients in the high-latitude surface oceans: a comparative study // Global Biogeochemistry Cycles. – 1993, № 7. – Р. 843–878. [8] Takahashi T et al. Global sea–air CO2 flux based on climatological surface ocean pCO2, and seasonal biological and temperature effects // Deep-Sea Research II. – 2002, № 49. – Р. 1601–1622. [9] Takahashi T. et al. Climatological mean and decadal changes in surface ocean pCO2, and net sea-air CO2 flux over the global oceans // Deep-Sea Research II. – 2009, № 56. – Р. 554–577. [10] Wanninkhof R. Relationship between wind speed and gas exchange over the ocean // J. Geophysical Research. – 1992, № 97(C5). – Р. 7373–7382. [11] Weiss R.F. Carbon dioxide in water and seawater; the solubility of a non-ideal gas // Marine Chemistry. – 1974, № 2. – Р. 203–215. [12] ERDDAP EXPERIMENTAL. AOML Monthly Global Carbon Fluxes dataset. – Интернет-ресурс. Режим доступа: http://cwcgom.aoml.noaa.gov/erddap/griddap/aomlcarbonfluxes.graph [13] Lamont Doherty Earth Observatory (LDEO) database. – Интернет-ресурс. Режим доступа: http://www. ldeo.columbia.edu/res/pi/CO2/carbondioxide/pages/air_sea_flux_2009.html
