全球碳循环中陆陆段碳过程与不确定性分析

全球碳循环中陆陆段碳过程与不确定性分析

工业革命以来，人类在世界范围内以前所未有的速度和力量对宇宙系统产生了重大影响。大气中CO2浓度已从1850年的285±5ppmv上升到1998年的约366ppmv,即近150年内增长了大约28%。从20世纪初至今,全球地面气温已经上升了0.3～0.6℃,最近10年已成为自1860年以来最暖的时期。进入90年代,随着温室气体和温室效应等各种气候与环境问题的日益突出和国际气候谈判中对碳源、碳汇评价的客观需要,碳循环问题日益受到人们的普遍关注。大量研究表明,全球碳循环的动态变化与气候变化及人类活动影响(尤其是化石燃料的燃烧和土地利用/土地覆被变化)有着密切关系。作为大气中CO2的源和汇,陆地生态系统碳循环是全球碳循环中的重要环节,在全球气候变化中扮演着重要角色。更好地了解陆地生态系统碳循环的动态机制是全面理解全球碳循环、正确预测未来气候变化的一个重要前提。1碳循环研究的意义碳是生命物质中的主要元素之一,是有机质的重要组成部分。概括起来,地球上主要有四大碳库,即大气碳库、海洋碳库、陆地生态系统碳库和岩石圈碳库。碳元素在大气、陆地和海洋等各大碳库之间不断地循环变化。大气中的碳主要以CO2和CH4等气体形式存在,在水中主要为碳酸根离子,在岩石圈中是碳酸盐岩石和沉积物的主要成分,在陆地生态系统中则以各种有机物或无机物的形式存在于植被和土壤中。在全球几大碳库中,岩石圈碳库是最大的(见表1),但碳在其中的周转时间极长,约在百万年以上,因此,在碳循环研究中可以把岩石圈碳库近似看做静止不动的,此处不做重点讨论;海洋碳库是除地质碳库外最大的碳库,但碳在深海中的周转时间也较长,平均为千年尺度;陆地生态系统碳库主要由植被和土壤两个分碳库组成,内部组成和各种反馈机制最为复杂,是受人类活动影响最大的碳库。1.1大气中co含量的测定如表1所示,大气碳库的大小约为720GtC(1Gt=1×1015g)左右(由于估算方法等原因,不同研究者对大气碳库的估算值不尽相同,但其数量级基本一致),在几大碳库中是最小的,但它却是联系海洋与陆地生态系统碳库的纽带和桥梁,大气中的碳含量多少直接影响整个地球系统的物质循环和能量流动。大气中含碳气体主要有CO2、CH4和CO等,通过测定这些气体在大气中的含量即可推算出大气碳库的大小,因此,相对于海洋和陆地生态系统来说,大气中的碳量是最容易计算的,而且也是最准确的。由于在这些气体中CO2含量最大,也最为重要,因此大气中的CO2浓度往往可以看作大气中碳含量的一个重要指标。对冰芯记录的分析表明,在距今420000年至工业革命前这一时间段内,大气中的CO2浓度大致在180ppmv～280ppmv之间波动。但从工业革命初期到目前的短短250年多内却增长了近30%,近10年内平均每年增长1～3ppmv。把当前大气中CO2浓度与冰芯记录相比较,可以看出:目前的大气CO2水平在过去420000年间是未曾有过的,在过去2000万年也可能是空前的。1.2海洋吸收co的能力海洋具有贮存和吸收大气中CO2的能力,其可溶性无机碳(DIC)含量约为37400Gt(表1),是大气中含碳量的50多倍,在全球碳循环中的作用十分重要。从千年尺度上看,海洋决定着大气中的CO2浓度。大气中的CO2不断与海洋表层进行着交换,这一交换量在各个方向上可以达到90Pg/yr,从而使得大气与海洋表层之间迅速达到平衡。由于人类活动导致的碳排放中约30～50%将被海洋吸收,但海洋缓冲大气中CO2浓度变化的能力不是无限的,这种能力的大小取决于岩石侵蚀所能形成的阳离子数量。由于人类活动导致的碳排放的速率比阳离子的提供速率大几个数量级,因此,在千年尺度上,随着大气中CO2浓度的不断上升,海洋吸收CO2的能力将不可避免地会逐渐降低。一般来讲,海洋碳的周转时间往往要几百年甚至上千年,可以说海洋碳库基本上不依赖于人类的活动,而且由于量测手段等原因,相对陆地碳库来说,对海洋碳库的估算还是比较准确的。1.3海洋环境和土壤碳库据估算,陆地生态系统蓄积的碳量约为2000Gt左右(见表1)。其中土壤有机碳库蓄积的碳量约是植被碳库的2倍左右(从热带森林的1∶1到北部森林的5∶1不等),表2列出了不同研究者对植被碳库和土壤有机碳库的估算值,从中可以看出,无论是对植被碳库还是土壤碳库,各估算值之间都有很大差异,这主要是由于不同估算方法之间的差异(假设条件、各类参数取值、测定的土壤深度、调查的土壤类型、植被类型全面与否等)以及估算中的各种不确定性造成的。从全球不同植被类型的碳蓄积情况来看,陆地生态系统碳蓄积主要发生在森林地区,森林生态系统在地圈、生物圈的生物地球化学过程中起着重要的“缓冲器”和“阀”的功能,约80%的地上碳蓄积和约40%的地下碳蓄积发生在森林生态系统,余下的部分主要贮存在耕地、湿地、冻原、高山草原及沙漠半沙漠中;从不同气候带来看,碳蓄积主要发生在热带地区,全球50%以上的植被碳和近1/4的土壤有机碳贮存在于热带森林和热带草原生态系统,另外约15%的植被碳和近18%的土壤有机碳贮存在温带森林和草地,剩余部分的陆地碳蓄积则主要发生在北部森林、冻原、湿地、耕地及沙漠和半沙漠地区。另外,植被碳库和土壤有机碳库中还包含不同的子碳库,其周转时间或长或短,这就形成了所谓的“暂时性碳汇”(TemporarySink)。例如,CO2浓度升高使树木生长加快从而形成碳汇,这些树木一般要存活几十年到上百年,然后腐烂分解,通过异养呼吸返回到大气中。因此,自然生态系统的碳蓄积和碳释放在较长时间尺度上是基本平衡的,除非陆地生态系统碳库的强度加大,否则任何一个碳汇迟早会被碳源所平衡。陆地生态系统是一个植被-土壤-气候相互作用的复杂大系统,内部各子系统之间及其与大气之间存在着复杂的相互作用和反馈机制,各种数据较难获得。对已有数据和海洋碳循环模式模拟结果的分析表明,陆地生物圈对大气中CO2浓度年际变化的影响要比海洋更大。同时,它也是全球碳循环中受人类活动影响最大的部分,与人类活动有关的化石燃料燃烧、水泥生产及土地利用变化等都会造成CO2的排放,极大改变了大气中各组成成份的原有状况,如据Houghton等估算,在1850～1990年间,由于土地利用变化造成的全球CO2排放约为124Gt。可见,人类活动的介入已经极大地改变了全球碳循环的原有模式。可以说,当前全球碳循环中最大的不确定性主要来自陆地生态系统。据估算,由于化石燃料燃烧和土地利用变化释放的CO2其一半左右将保留在大气中,剩余的部分则被海洋和陆地生态系统吸收。但在目前的全球碳收支中,由于化石燃料燃烧和土地利用变化造成的碳排放量明显比存留在大气中的碳量和各已知碳汇之和大,例如,在1850～1998年间,由于化石燃料燃烧和水泥生产造成的碳排放约为270±30Gt,其中约176±10Gt留在了大气中,同期内的海洋碳吸收约为120±50Gt,由于土地利用变化造成的碳排放约为136±55Gt,也就是说,在这一期间陆地生态系统存在一个大小约110±80Gt的碳汇,这样才能维持全球碳收支的平衡。表3列出的是1980～1989年与1989～1998年的全球年平均碳收支情况。如表中所示,80年代,陆地平均净吸收为0.2±1.0GtCyr-1,90年代为0.7±1.0Gtyr-1,由于土地利用变化导致的碳排放量在80年代为1.7±0.8Gtyr-1,90年代排放量稍小,约为1.6±0.8Gtyr-1,由此可以推论,80年代的陆地吸收量应为4、5两项之和即1.9±1.3Gtyr-1,同理90年代陆地吸收量应为2.3±1.3Gtyr-1。一般认为这一碳汇可能主要分布在北半球的中纬度地区,但对碳汇的具体位置及强度仍有争议。2碳汇与其他潜在碳汇植物通过光合作用吸收大气中的CO2,将碳储存植物体内,固定为有机化合物。其中,一部分有机物通过植物自身的呼吸作用(自养呼吸)和土壤及枯枝落叶层中有机质的腐烂(异养呼吸)返回大气。这样就形成了大气-陆地植被-土壤-大气整个陆地生态系统的碳循环。如图1所示,陆地生态系统碳循环可形象地比喻成一个生物泵。其中,植被通过光合作用同化CO2形成总初级生产量(GPP),据估算,全球平均值约为120GtCyr-1;GPP减去植物自养呼吸(RA,全球平均约为60GtCyr-1)为净初级生产量(NPP),全球平均值约为60GtCyr-1;进一步损失主要发生在死亡有机物残体及土壤微生物分解上(异养呼吸,RH),剩下的部分即净初级生产量(NPP)同RH的差值,称之为净生态系统生产量(NEP),全球平均值约为10GtCyr-1。附加损失是由各种扰动,如水灾、风灾、干旱、病虫害以及各种人类活动造成的。NEP减去由于各种扰动造成的碳排放则得到净生物群落生产量(NBP),全球(1989～1998年)平均NBP约为0.7±1.0GtCyr-1,即相当于1%的NPP的和10%的NEP。上述一系列过程是在不同时间和空间尺度上发生的,包括从瞬时的GPP反应到生态系统长期的碳平衡以及从个体、生态系统到景观或更大尺度上的生物群系。影响不同尺度碳循环过程的环境要素也都各不相同,例如,GPP主要受CO2浓度升高的影响,而NPP要受CO2浓度升高、温度、降水、氮素供应等多个因子的影响。而且,由于陆地生态系统的复杂性和多样性,植被、土壤和气候均存在空间和时间上的极大差异,各种不同生态系统类型的反应速度、分解速度和碳蓄积能力也存在较大差异,这些都增加了陆地碳循环研究中的不确定性。随着CO2浓度的不断升高,陆地生态系统将是人类活动引起的碳排放的一个潜在碳汇,但不同类型植被对CO2升高的响应机制各不相同:对C3植物来说,随着CO2浓度升高,光合作用和发育也加快;而对C4植物来说,其光合速率在目前浓度条件下已趋于饱和。因此,陆地生态系统的碳汇能力将会由强变弱。从长期来看,所有NPP都将成为死生物量(残屑)并通过异养呼吸或自然及人为造成的火灾等扰动返回到大气碳库中。已有一些试验结果表明,由于营养限制,NPP在现有水平上再增长10～20%后将有可能趋于稳定,相应的大气CO2浓度约为550～650ppmv。而且,由于呼吸作用的滞后响应,在长时间尺度上,温度的升高将可能使微生物的异养呼吸增强从而抵消甚至超过NPP的增量。影响陆地生态系统碳蓄积量的因素众多,土地利用/土地覆被变化、气候变化、废弃地和砍伐森林的再生、CO2的施肥效应、火灾、虫灾等扰动的发生频率以及氮沉积等都会使陆地碳蓄积量发生改变,但目前,关于影响陆地碳蓄积的各个因素对陆地碳汇的贡献大小还存在许多不同看法。一些模式分析结果表明,“未知碳汇”可能是由于CO2施肥效应形成的;Fan等认为森林再生、氮沉积、温度升高以及CO2施肥效应是形成北美大陆碳汇的主要原因;Potter等经研究认为气候变化和森林再生是陆地生态系统碳汇的主要成因,1990～1995年间由于森林生长形成的碳吸收量达0.09GtCyr-1;Tian等估算,在1900～1994年间,由于降水量的变化使得美国本土潜在植被的碳蓄积量减少了9.5%,但单独的温度变化对碳蓄积量的影响并不明显。MingkuiCao等利用陆地生物地球化学模式定量分析了1861～2070年间气候变化和大气CO2浓度影响下的陆地碳通量的动态变化,并预测全球NEP将明显增加,但这一响应会随着CO2施肥效应的饱和和其它气候因子的变化而减弱。此外,物种及植被分布的变化和生物多样性的丧失等也会对碳蓄积及周转时间产生不同程度的影响。3不确定性估计的不确定性陆地生态系统碳循环的不确定性主要是由于净碳通量估算的不确定性造成的。目前,用于估算陆地生态系统中生物圈与大气圈之间CO2交换量的方法主要有以下几种:3.1碳过程研究即在不同的陆地生态系统地区选取典型的样点或代表点,对不同时间碳过程的各个基本量如光合作用、自养呼吸、凋落物量、土壤分解等进行观测与调查,以清单的方法来研究不同类型陆地生态系统不同时期的碳过程。通过这种方法,可以得到对森林等植被类型中基于各种原因的有机碳和CO2实际蓄积量的一个估算,这些原因包括气候变化、CO2施肥效应、氮沉积以及破坏后森林再生长等。但是这种方法并不能将年际间气候变化和大气中CO2浓度增加等各自对净碳蓄积量的影响作用区分开来,且往往需要大量的资金与人力投入。3.2潮合反应中的低表面碳积这种方法是根据垂直风速脉动和被测气体浓度脉动来获得气体通量,即用精密的CO2涡度相关观测仪器来监测不同生态系统、不同时间的CO2通量变化,研究土壤或植被与大气间的CO2交换及其影响因素和机理。涡度相关法是一种平衡方法,适用与大面积的均匀下垫面,要求被测气体的浓度水平梯度可忽略不计以及观测期间大气条件定常等。也就是说这种推算碳蓄积能力的方法是建立在生态系统地域范围内功能和结构均一的假设之上的。由于植被、土壤和气候等的极大空间异质性,这种基于样区或区域内某一部分的值推算区域尺度上陆地圈与大气之间净碳交换量的方法所得结果同实际情况有很大差异。3.3对生物碳源或碳汇的模拟在三维大气示踪传输模式(AtmosphericTracerTransportModels)和通过大气观测、考虑化石燃料燃烧与土地利用变化所得到的CO2资料的基础上,来估算陆地的碳源或碳汇。反演模拟方法无法揭示造成生物圈和大气圈之间季节或年际间CO2通量变化的原因;由于量测站点较为稀疏且分布不平衡,再加上大气传输模式的一些不足之处,使反演模拟的潜力受到一定限制;通过反演模拟得到的有关北美在1988至1992年间是约2GtCyr-1的碳汇的报告同许多独立分析所得到的结果都是矛盾的。3.4陆相碳循环的研究随着对陆地生态系统结构、功能和生态过程认识的不断深入以及遥感、地理信息系统和计算机技术的发展,陆地碳循环模式研究发展很快,已成为陆地碳循环研究的重要方向和极具发展前景的不可替代的手段。一般来说,陆地碳循环模式主要分为以下几种:3.4.1生物气候变化生物地理模式预测不同环境中各种植物类型的优势度,它主要基于两种类型的边界条件:生态生理约束(Ecophysiologicalconstraints)和资源限制(Resourcelimitations)。生态生理约束决定主要木本植物的分布情况,在模式中是通过计算生长度日、冬季最低气温等生物气候变量来得到的。资源(如水、光等)限制包括叶面积等主要植被结构特征。BIOME2、DOLY和MAPSS模式等都属于这类模式。这些模式虽然在概念和方法上较为相似,但对生态系统类型的划分标准和综合气候指数的选择上却各不相同。例如,BIOME2、DOLY和MAPSS三种模式都使用相似的温度控制条件来决定植物生活型的分布,都计算一个物理水平衡来决定受水限制条件下的植被分布,且都把叶面积指数作为植被结构的关键决定因素。但三者对潜在蒸散(PET)和CO2浓度直接作用的表述却有很大区别。潜在蒸散的关键非生物控制要素是林冠上可获得的能量与饱和差。这些控制条件是一个树冠性质、地表边界层的动态变化以及空间尺度的复杂函数。由于三个模式对控制条件的简化假设(SimplifyingAssumption)不同,所以得到的对温度和林冠特征的敏感性也各不相同。3.4.2环境条件模拟生物地球化学模式模拟陆地生态系统中碳循环、营养物质(如氮等)循环和水循环等。这类模式主要考虑环境条件,包括温度、降水量、太阳辐射、土壤结构和大气CO2浓度等是如何影响上述各循环的。并以上述各种环境条件为输入变量,来模拟生态系统光合作用、呼吸作用和土壤微生物分解过程,计算植物-土壤-大气之间碳和养分循环以及温室气体(CO2、CH4和N2O)通量。BIOME-BGC、CENTURY和TEM等属于这类模式。生物地球化学模式避免了生物地理模式不能描述植被与环境之间动态反映过程的缺陷,但却不能模拟长期气候变化导致的植被组成和结构的变化。而且,目前大多数的生物地球化学循环模式并没有包括陆地生物圈对大气(物理气候系统)的反馈作用。气候变量被作为陆地生态系统模式的外强迫函数,它们并不受陆地生态系统变化的影响。3.4.3碳循环的生长与碳排放的历史过程研究大气、植被及土壤间的水分、CO2等物质循环和能量流动的物理过程同生物地球化学过程是相互作用、相互联系的。生态系统内部各基本过程、反馈以及全球环境变化条件下各种扰动的变化往往具有极大的不确定性。当前,陆地碳循环模式研究的发展趋势应是建立地表物理过程与生物地球化学过程相耦合的、能够模拟大气、植被、土壤之间物质和能量交换的综合动态生态系统模式。一些模式在这些方面已经做了一些有益的探索,如季劲钧等利用AVIM(Atmosphere-VegetationInteractionModel)模式在内蒙古半干旱草原、长白山森林和华北农田等模拟了在大气状况强迫下,各类生态系统的初级生产力以及植被与大气间的CO2通量。其它如Sllers等人和Bonan相继提出的SiB2、LSM模式也都包括植被与大气之间热量、水分和CO2的交换。需要特别指出的是,历史时期土地利用/土地覆被变化与陆地碳过程有着紧密的联系,碳循环的历史过程研究(尤其是长时间序列的历史过程研究)也是碳循环研究中十分重要的内容之一。采用历史文献记载、历史地形图、沉积和孢粉分析、遥感影像等方法和手段来重建历史时期的土地利用/土地覆被状况,结合相应模型再现碳循环的历史过程,对减少全球碳收支估算和预测未来碳循环变化趋势中的不确定性、更好地理解碳循环的动态机制有着十分重要的现实意义。1999年,PAGES与LUCC和GAIM等计划相互合作,开始实施一个有关过去环境变化的综合研究项目“BIOME300”,在对过去300年土地覆被历史进行复原的同时,研究与此相联系的全球碳排放过程;CHPeng等利用经野外观测校正的经验模型和孢粉资料重建了欧洲过去13000年的碳循环;Houghton等估算了美国1700～1990年间由于土地利用变化造成的碳排放。即将实施的中科院地理科学与资源研究所知识创新工程跨学科基础科学研究计划——土地利用/土地覆被变化与陆地碳过程中也包括一个利用历史文献及自然记录(树木年轮和沉积物等)来重建碳循环历史过程的专题。4碳循环研究的总体思路和方向碳循环研究是全球气候变暖大背景下应运而生的科学热点。尽管目前对全球变暖形成原因的理解还存在不同看法,即除了传统的观点(认为全球变暖主要是人类活动的影响造成的)外,也有人认为从长时间尺度考虑,近百年的全球气候变暖只是正常的波动,且太阳活动和火山活动等自然变化是全球变暖的主要原因,但人类活动对地球系统的巨大影响已是不争的事实。碳循环作为地球系统中伴随各种物质循环和能量流动的复杂过程,它的动态变化必然对气候系统产生重大影响。已有证据表明,人类活动是当前全球碳循环变化的主要驱动因子,由于人类活动引起的碳循环变化又必将进而改变全球气候系统,形成影响人类生存与发展的不利因素。而且,随着“京都议定书”的通过,其批准生效只是一个时间问题,如果其中规定的减排义务得到履行,则必然会对