1、pH和葉綠素和葉綠素 一、海洋無機(jī)碳體系一、海洋無機(jī)碳體系 海洋中的碳主要包含于二氧化碳碳酸鹽系統(tǒng)：)()(22aqCOgCO322)(HCOHOHaqCO233COHHCO)(3232sCaCOCOCa海洋碳儲庫海洋碳儲庫全球各儲圈中碳的儲量1 GtC = 109 tC大氣CO20.25% per year大氣CO2濃度未來的變化趨勢Atmosphere CO2 trendKeeling CurveAnthropogenic CO2礦物燃料燃燒是人類來源CO2最主要貢獻(xiàn)1987年世界主要國家礦物燃料燃燒釋放出的CO2數(shù)量國家國家CO2排放量排放量（106噸）噸）人均人均CO2排放量排放量（噸

2、）（噸）單位美元單位美元GNP排放的排放的CO2（g）美國美國448018.371010前蘇聯(lián)前蘇聯(lián)371113.071563西歐西歐28997.61651中國中國20311.906925日本日本9087.43564印度印度5490.702386加拿大加拿大38814.93875世界世界194383.881138Fossil fuel burning as the largest anthropogenic CO2 source1987年世界主要國家礦物燃料燃燒釋放出的CO2數(shù)量CountryCO2 emmision(106 t)CO2 emmision per capita(t)單位美元單位

3、美元GNP排放的排放的CO2（g）美國美國448018.371010前蘇聯(lián)前蘇聯(lián)371113.071563西歐西歐28997.61651中國中國20311.906925日本日本9087.43564印度印度5490.702386加拿大加拿大38814.93875世界世界194383.881138List of countries by 2008 CO2 emissions CO2 emmision2006年CO2排放量比重前十位的國家CO2累積排放量1850-2002年CO2累積排放量比重前十位的國家Atmosphere CO2 budget（1980-1989）Source/SinkTermV

4、arying rate（1015 gC/a）SourceFossil fuel burning5.4 0.5Deforestation1.6 1.0Total7.0 1.2SinkAtmosphere3.4 0.2ocean（modeling）2.0 0.8Total5.4 1.8Difference1.6 1.4The capacity of ocean to absorb anthropogenic CO2Sarmiento（1994）：l 加入到大氣中的CO2最終將與海洋達(dá)到平衡，只是需要較長的時(shí)間。l 如果加入1000 mol CO2到大氣，經(jīng)1000 a時(shí)間后，其數(shù)量將降低到15 m

5、ol，另外的985 mol將主要以碳酸氫鹽或碳酸鹽等無機(jī)碳形式儲存于海洋。 l 影響海水pH的變化l 反映了海洋生物光合作用和代謝作用的信息l 海洋碳酸鈣的沉淀與溶解平衡l 調(diào)節(jié)大氣CO2濃度的重要因子之一l 海洋碳體系的微小變化，對大氣CO2產(chǎn)生明顯影響海洋二氧化碳碳酸鹽體系的重要性碳循環(huán)具有大的時(shí)空變化：復(fù)雜科學(xué)問題光合作用吸收CO2太陽輻射的變化無機(jī)碳體系的周日與季節(jié)變化 空間變化全球碳循環(huán)的年際變化 二二、 海水的海水的pH 海水是多組分電解質(zhì)溶液體系海水是多組分電解質(zhì)溶液體系 由陽離子（堿性金屬）、陰離子由陽離子（堿性金屬）、陰離子 （強(qiáng)酸型、弱酸型）組成（強(qiáng)酸型、弱酸型）組成 由于

6、陽離子的水解作用，海水呈弱堿性，由于陽離子的水解作用，海水呈弱堿性，pH值變化幅度不大。值變化幅度不大。 大洋海水：大洋海水：8.0-8.5 表層水：表層水：8.10.2 深層水：深層水：7.8-7.5 近岸海區(qū)和河口：近岸海區(qū)和河口：7.0-8.0 尖菱碟螺的命運(yùn)：維柯多亞的發(fā)現(xiàn)a) 酸性海水中，尖菱碟螺外殼在48小時(shí)后開始溶解b) 尖菱碟螺被腐蝕的外殼c) 尖菱碟螺未被腐蝕的正常外殼海洋酸化趨勢Caldeira and Wickett, Nature, 2003CO2濃度升高對鈣質(zhì)生物球石藻外殼的影響（ac: CO2 = 12 mol/L; b-d: CO2 = 30-33 mol/L;

7、Riebesell等，Nature, 2000, 407: 364-367）球石藻的命運(yùn)海水CO2濃度增加對珊瑚礁生態(tài)系的影響珊瑚礁生態(tài)系 珊瑚白化（Bellwood等，nature, 2004）珊瑚礁生態(tài)系：會從人類的視野中消失嗎？ 珊瑚：我的未來是個(gè)夢？ pH的作用：的作用： 研究研究CO2體系最重要的物理量，計(jì)算體系最重要的物理量，計(jì)算CO2分量分量。 認(rèn)識各種海洋動植物的生活環(huán)境，掌握海洋動認(rèn)識各種海洋動植物的生活環(huán)境，掌握海洋動植物的生長繁殖規(guī)律。植物的生長繁殖規(guī)律。 pH直接影響海洋中各種元素存在形態(tài)及反應(yīng)過直接影響海洋中各種元素存在形態(tài)及反應(yīng)過程，是海洋化學(xué)研究的重要參數(shù)之一。程

8、，是海洋化學(xué)研究的重要參數(shù)之一。 三、海水三、海水pH值及其影響因素值及其影響因素海水呈弱堿性的原因：海水呈弱堿性的原因： 主要陽離子：Na+、K+、Ca2+、Mg2+、Sr2+ 主要陰離子：Cl-、Br-、SO42-、HCO3-、H2BO3-海水海水pH值的影響因素值的影響因素l 海水pH值變化不大（pH8），但仍有小的變化。l 主要影響因素： 海水無機(jī)碳體系 生物活動海水中碳酸的二級電離平衡：無機(jī)碳體系對海水pH值的影響)()(1323TCOHTHCOHaaaK)()(2323THCOTCOHaaaK表觀電離平衡常數(shù)K：)()(1323TCOHTHCOHccaK)()(2323THCOTC

9、OHccaKpH表達(dá)式：)()(1323lglgpHTCOHTHCOccK)()(2323lglgpHTHCOTCOccK海水pH值及其變化與無機(jī)碳體系平衡有關(guān)，而該平衡與溫度、鹽度、壓力、無機(jī)碳各組分含量的變化相關(guān)碳酸電離平衡對pH值的影響)()(1323lglgpHTCOHTHCOccK)()(2323lglgpHTHCOTCOccKl 溫度溫度：溫度升高，表觀電離平衡常數(shù)變大，海水pH值降低l 鹽度鹽度：鹽度增加，離子強(qiáng)度增加，表觀電離平衡常數(shù)變小，pH值增加。碳酸電離平衡相關(guān)因子的效應(yīng)l 壓力：靜壓增加，表觀電離常數(shù)變大，pH值降低。 壓力校正： 其中 pHp表示壓力P下海水pH值，p

10、H1為101325 Pa下海水pH值，P為海水的靜水壓力（Pa）P104.0pHpH41p碳酸電離平衡相關(guān)因子的效應(yīng))()(1323lglgpHTCOHTHCOccK)()(2323lglgpHTHCOTCOccKl CaCO3、MgCO3沉淀的形成與溶解：l 沉淀形成時(shí)，CCO32-(T)和CHCO3-(T)降低，pH值降低。l 沉淀溶解時(shí)，CCO32-(T)和CHCO3-(T)升高，pH值增加。碳酸電離平衡相關(guān)因子的效應(yīng))()(1323lglgpHTCOHTHCOccK)()(2323lglgpHTHCOTCOccKl 生物活動通過影響無機(jī)碳體系的平衡來影響pH值。l 由無機(jī)碳平衡關(guān)系有：

11、l 生物光合作用消耗CO2，平衡向左移動；生物呼 吸作用或有機(jī)質(zhì)分解產(chǎn)生CO2，平衡向右移動。生物活動對海水pH值的影響322322HCOOHCOCOl 光合作用強(qiáng)于呼吸作用及有機(jī)質(zhì)分解作用時(shí)，海水出現(xiàn)CO2凈消耗， 比值減小，pH值升高。l 呼吸作用和有機(jī)質(zhì)降解作用強(qiáng)于光合作用時(shí)， 比值升高，pH值降低。2/1)()(21)(232TCOTCOHCCKKa)lg(21pH)()(21232TCOTCOCCpKpK)()(232TCOTCOCC)()(232TCOTCOCC)(22)(2)(22)(2)()()(2223222323223) () (TCOTCOHTCOOHTCOHTCOTCO

12、OHTHCOCKCaCCKCaCCCCK生物活動對海水pH值的影響開闊大洋pH值典型垂直分布及其主要影響因素四、海水四、海水pH值的空間變化值的空間變化全球表層水pH值：7.98.4pH7.67.88.08.2深深度度 (m)010002000300040005000大大 西西 洋洋太太平平洋洋海水海水pH值的垂直分布值的垂直分布pH值測定值測定：pH計(jì)計(jì)1 、電極與電極與pH計(jì)插孔相連計(jì)插孔相連 接電源接電源 開機(jī)開機(jī) 預(yù)熱預(yù)熱20分鐘分鐘 2、pH值校正值校正 選擇開關(guān)選擇開關(guān)pH 溫度補(bǔ)償溫度補(bǔ)償標(biāo)準(zhǔn)緩沖液的溫度標(biāo)準(zhǔn)緩沖液的溫度 斜率斜率100%即達(dá)最大即達(dá)最大 電極插入電極插入pH7的

13、標(biāo)準(zhǔn)緩沖溶液的標(biāo)準(zhǔn)緩沖溶液 搖動瓶子搖動瓶子平衡后從表中查緩沖液平衡后從表中查緩沖液 測定溫度下測定溫度下pH值值調(diào)調(diào)“定位定位”至儀至儀 器顯示該器顯示該pH值值 取出電極、清洗、擦干取出電極、清洗、擦干插入插入pH4或或9的標(biāo)的標(biāo)準(zhǔn)緩沖溶液準(zhǔn)緩沖溶液平衡后從表中查緩沖液測定溫度下平衡后從表中查緩沖液測定溫度下pH值值調(diào)調(diào)“斜率斜率”至儀器顯示該至儀器顯示該pH值值 如果需要保證精度，可重復(fù)數(shù)次上述步驟，如果需要保證精度，可重復(fù)數(shù)次上述步驟，校正完畢后，校正完畢后，“定位定位”和和“斜率斜率”旋鈕就不能更旋鈕就不能更動。動。 3、水樣測量水樣測量 校正后，取出電極洗靜、擦干校正后，取出電極洗

14、靜、擦干 調(diào)調(diào)“溫度補(bǔ)償溫度補(bǔ)償”至待測水樣的溫度至待測水樣的溫度 電極插入待測水樣，搖動，平衡后，儀器顯電極插入待測水樣，搖動，平衡后，儀器顯示的示的pH值即為水樣值即為水樣pH值測量完畢，取出電極清值測量完畢，取出電極清洗，再用。洗，再用。4 、結(jié)果計(jì)算結(jié)果計(jì)算 pHwpHm（tmtw） tw水樣現(xiàn)場溫度水樣現(xiàn)場溫度 tm水樣測量溫度水樣測量溫度 校正系數(shù)校正系數(shù)一、總堿度定義一、總堿度定義POHHFHSOH HSNHSiO(OH)2POHPOOHB(OH)2COHCO434F3334244233TA3 總堿度海水中含有相當(dāng)數(shù)量的弱酸陰離子，它們都是氫離子的接受體。海水中氫離子接受體的凈濃

15、度總和稱為“堿度”或“總堿度”，用符號Alk或TA表示，單位為mol/dm3或mol/kg。海水（pH=8, S=35）組分組分貢獻(xiàn)（貢獻(xiàn)（%）HCO3-89.8CO32-6.7B(OH)42.9SiO(OH)3-0.2OH-0.1HPO42-0.1各組分對總堿度的貢獻(xiàn)pH8天然海水，影響總堿度的弱酸陰離子主要為HCO3-、CO32-和B(OH)4-，故總堿度可用實(shí)用堿度（PA）近似：實(shí)用堿度（PA）-2-+334TAHCO +2CO+B(OH) +OH -H =PA碳酸堿度硼酸堿度水堿度對于河口、污染海域或缺氧的水體，硫化物、氨和磷酸鹽的影響不可忽略，上述近似不能成立 。海水中碳酸氫鹽和兩倍

16、碳酸根離子摩爾濃度的總和，海水中碳酸氫鹽和兩倍碳酸根離子摩爾濃度的總和，單位：單位：mol/dm3或或mol/kg，以符號，以符號CA表示。表示。碳酸堿度（CA）對于天然海水，碳酸堿度對總堿度的貢獻(xiàn)通常占對于天然海水，碳酸堿度對總堿度的貢獻(xiàn)通常占90%以上，是總堿度的最重要組分。以上，是總堿度的最重要組分。-2-33-+4CA=HCO +2CO =PA-B(OH) -OH +H l 總堿度（mol/kg）具有保守性質(zhì)。與質(zhì)量、鹽度等類似，不隨溫度、壓力的變化而變化。l 兩個(gè)水團(tuán)混合時(shí)總堿度的計(jì)算：總堿度的地球化學(xué)性質(zhì)mm1122MTA =MTA +MTAM1、M2、Mm分別代表水團(tuán)1、2和混合

17、水團(tuán)的質(zhì)量；TA1、TA2、TAm代表水團(tuán)1、2和混合水團(tuán)的總堿度。 l 總堿度實(shí)際上代表的是海水中保守 性陽離子與保守性陰離子的電荷差別：+2+2+F-2-2-34334Na +2Mg +2Ca+K +H -Cl -2SO-NO -HCO -2CO-B(OH) -OH -=0l 比堿度或堿氯系數(shù)：海水TA與氯度的比值。和海水主要成分濃度之間的比值一樣近似恒定，可作為劃分水團(tuán)（河口區(qū)水體混合）的指標(biāo)。總堿度的地球化學(xué)性質(zhì)S=35天然海水中保守性離子的濃度及電荷濃度陽離子陽離子離子濃度離子濃度（mmol/kg）電荷濃度電荷濃度（mmol/kg）陰離子陰離子離子濃度離子濃度（mmol/kg）電荷濃

18、度電荷濃度（mmol/kg）Na+467.8467.8Cl-545.5545.5Mg2+53.3106.5SO42-28.256.4Ca2+10.320.6Br-0.80.8K+9.99.9F-0.10.1Sr2+0.10.2總和總和605.0總和總和602.8總堿度的地球化學(xué)性質(zhì)海水溫度和壓力的影響：？海水溫度和壓力的影響：？海氣界面海氣界面CO2交換的影響：？交換的影響：？海洋生物對海洋生物對CO2的吸收和釋放：？的吸收和釋放：？總堿度的地球化學(xué)性質(zhì)l 總堿度與鹽度正相關(guān)：海水中保守性陽離子和保守性陰離子的電荷數(shù)差隨鹽度的變化而變化。l 降雨、蒸發(fā)、淡水輸入、海冰的形成與融化等會影響鹽度，

19、因而也會導(dǎo)致海水總堿度的變化。二、影響總堿度的海洋學(xué)過程 1、鹽度的影響：l CaCO3的沉淀：的沉淀：海水海水Ca2+濃度降低，保守性陽離子濃度降低，保守性陽離子與保守性陰離子之間的電荷數(shù)差減少，總堿度降低。與保守性陰離子之間的電荷數(shù)差減少，總堿度降低。2、CaCO3的沉淀與溶解1 mol CaCO3的沉淀將使的沉淀將使DIC降低降低 1 mol，總堿，總堿度降低度降低2 mol；反之，；反之，1 mol CaCO3的溶解將使的溶解將使DIC增加增加1 mol，總堿度增加，總堿度增加2 mol。l 小的影響小的影響l 海洋生物吸收硝酸鹽伴隨著海洋生物吸收硝酸鹽伴隨著OH-產(chǎn)生，總堿度增加，產(chǎn)

20、生，總堿度增加，每吸收每吸收1 mol NO3-，總堿度增加，總堿度增加1 moll 海洋生物吸收氨鹽伴隨著海洋生物吸收氨鹽伴隨著H+產(chǎn)生，總堿度降低產(chǎn)生，總堿度降低l 尿素的吸收對總堿度沒有影響尿素的吸收對總堿度沒有影響l 生源有機(jī)物再礦化過程對總堿度的影響與上述氮的生源有機(jī)物再礦化過程對總堿度的影響與上述氮的生物吸收剛好相反生物吸收剛好相反3、氮生物吸收和有機(jī)物再礦化過程中DIN的釋放 海洋總堿度的變化大洋表層水總堿度（mol/kg） 太平洋總堿度的斷面分布 CaCO3溶解北大西洋和北太平洋總堿度和NTA的垂直變化TA ( M)23002350240024502500DEPTH (m)01

21、0002000300040005000NorthAtlanticNorthPacificNTA ( M)2350240024502500DEPTH (m)010002000300040005000NorthPacificNorthAtlantic一、總二氧化碳（一、總二氧化碳（TCO2）第4節(jié) 總二氧化碳l 無機(jī)碳在海水的主要存在形態(tài)：CO2（aq）、H2CO3、HCO3-和CO32-l 總二氧化碳（TCO2）或總?cè)芙鉄o機(jī)碳（DIC）：海水中各種無機(jī)碳形態(tài)濃度之和。或以 /CT表示2CO-2-222333DIC=TCO =CO (aq)+H CO +HCO +COl 游離的二氧化碳：CO2(a

22、q)和H2CO3均是電荷數(shù)為0的中性分子，從化學(xué)角度是無法分離的，二者濃度之和稱為游離的二氧化碳。2223CO =CO (aq)+H CO 游離的二氧化碳游離的二氧化碳無機(jī)碳體系各組分相對含量隨pH值的變化 -2-233TCOHCO +CO二、影響總二氧化碳的海洋學(xué)過程二、影響總二氧化碳的海洋學(xué)過程1. 鹽度2. 生物光合作用3. 有機(jī)物再礦化4. CaCO3的沉淀與溶解l 海水鹽度越高，TCO2亦較高：降雨、蒸發(fā)、淡水輸入、海冰的形成與融化等。l 歸一化TCO2：為消除鹽度的影響，可對鹽度進(jìn)行歸一化處理，校正至同一鹽度水平進(jìn)行TCO2比較：鹽度對TCO2的影響2235NTCO =TCOSl

23、光合作用強(qiáng)，海水TCO2一般較低，反之亦然。生物光合作用的實(shí)質(zhì)：將海水中的溶解無機(jī)碳（DIC）經(jīng)過生物化學(xué)過程轉(zhuǎn)化為有機(jī)碳。生物光合作用對TCO2的影響l 有機(jī)物再礦化增加海水TCO2：產(chǎn)生CO2，進(jìn)而快速水解成HCO3-和CO32-離子。l 該影響對于中深層水體尤為重要。有機(jī)物再礦化對TCO2的影響l CaCO3沉淀降低海水TCO2：海洋鈣質(zhì)生物生長過程中利用CO32-合成其CaCO3殼體或骨骼。l CaCO3溶解增加海水TCO2：當(dāng)CaCO3殼體或骨骼輸送進(jìn)入中深層海洋后會溶解。CaCO3沉淀與溶解對TCO2的影響三、海洋總二氧化碳的分布三、海洋總二氧化碳的分布表層水TCO2（mol/kg

24、）太平洋海水TCO2（mol/kg）的斷面分布 LATITUDE-50-40-30-20-10010203040506070NTCO2 ( mol kg-1)192019602000204020802120Atlantic Pacific LATITUDE-70-60-50-40-30-20-100102030NTCO2 ( mol kg-1)1950200020502100215022002250大西洋、太平洋表層水NTCO2隨緯度變化北大西洋、北太平洋TCO2和NTCO2的垂直分布開闊大洋不同水團(tuán)TA與TCO2的關(guān)系DIC (mmol/kg)CA (mmol/kg)大氣CO2進(jìn)入損失CO2

25、至大氣 代謝作用光合作用CaCO3沉淀CaCO3溶解溫暖表層水寒冷表層水大西洋深層水印度洋深層水太平洋深層水6 海洋對人類來源CO2的吸收一、大氣中人類來源CO2年際尺度的增加季節(jié)的節(jié)律變化 溶解于海水的CO2與CO32-反應(yīng)，快速轉(zhuǎn)化為HCO3-：2-3223CO+H O+COHCO 通過生源POM和CaCO3的沉降從表層輸送進(jìn)入深海，并通過水體層化作用將再礦化產(chǎn)生的CO2儲存于深海。為何海洋具備大量吸收大氣CO2的潛力伴隨海水CO2的增加，pH降低，HCO3-增加，CO32-降低，海水TCO2（DIC）增加，但TCO2的變化梯度與CO2變化梯度有所不同。為表征海水CO2變化所導(dǎo)致的TCO2

26、變化，引入緩沖因子RF：二、無機(jī)碳體系的緩沖因子(Revelle因子）22222222CO COCO CORF = TCOTCOTCOTCOpp海水總堿度恒定的情況下，RF因子與大氣CO2濃度和海水溫度有關(guān)，一般介于815之間。大氣二氧化碳分壓相對變化比海水總二氧化碳相對變化大約1個(gè)數(shù)量級，大氣二氧化碳分壓增加至兩倍，海水TCO2僅變化10%。Revelle因子的變化Revelle因子的變化假設(shè)在一合理時(shí)間尺度上，海水無機(jī)碳體系與大氣CO2達(dá)到平衡，平衡深度為h，則人類來源CO2被海洋吸收的份額focean為：三、海洋吸收人類來源CO2潛力的評估22ocean2ocean222atmos2oc

27、ean222ocean2atmos2oceanTCOTCO )TCOf= pCOTCOCO ) + TCO )pCOTCOTCO ) = CO )R + TCO )2 oceanTCO )：海洋水柱中TCO2的儲量2atmosCO ) ：大氣中CO2的儲量 Socean：3.61014 m2海水TCO2：2 mol/m3與大氣達(dá)到平衡水柱高度：h2ocean2ocean1414TCO ) = TCO Sh = 2 3.6 10h = 7.2 10hSearth：51014 m2P： 1 atmMatmos：0.029 kg/mol大氣pCO2：350 atm重力加速度g：9.8 m2/s2at

28、mos earth2atmos14616PCO )= SCOMg101325 = 5.0 10350 100.029 9.8 = 6.2 10 molCp海洋吸收人類來源CO2的潛力14ocean16147.2 10hf= 6.2 10R + 7.2 10h海洋吸收人類來源CO2的潛力22ocean2ocean222atmos2ocean222ocean2atmos2oceanTCOTCO )TCOf= pCOTCOCO ) + TCO )pCOTCOTCO ) = CO )R + TCO )R=10海洋吸收人類來源CO2份額與平衡水柱高度的關(guān)系 海水DIC增量區(qū)分法海氣界面CO2交換通量法海

29、水溶解無機(jī)碳13C法全球環(huán)流模型（GCM）法三、海洋中人類來源CO2含量的確定測得海水DIC在一定時(shí)間內(nèi)的增加量，結(jié)合主要營養(yǎng)鹽和溶解氧估算出的DIC天然增加量，差值法得到人類來源CO2含量。海水DIC增量區(qū)分法anthropogenic, hmeasured, hnatural, hDIC = DIC- DIC海水DIC增量區(qū)分法某深度h處的天然DIC等于人類活動影響前表層水DIC含量加上從表層至該深度有機(jī)物降解 和CaCO3溶解所釋放的DIC：3natural, hnatural, 0OMCaCO-3natural, 0hh0h22DIC = DIC+ DIC+ DICNO DIC1 =

30、DIC - AOU + (TA -TA +AOU )O 2O Gruber等（1996）：近表層水人類來源DIC濃度介于4050 mol/kg，占海水總DIC2%。人類來源CO2影響前海洋表層水的DIC和TATApre 等于現(xiàn)代表層海水TA 現(xiàn)代海水表層TA vs 表層S +人類來源CO2影響前表層水SDICpreTApre + Tpre + Spre + pCO2pre計(jì)算現(xiàn)代海洋海-氣界面CO2的交換通量。Takahashi等（2002）：綜合50萬份不同年份、不同季節(jié)的表層水pCO2實(shí)測數(shù)據(jù)，經(jīng)歸一化處理，獲得全球海洋表層水pCO2的平均值及空間分布。需要實(shí)測表層水pCO2，由于該數(shù)值時(shí)

31、、空變化大，導(dǎo)致精度較差，但可提供有關(guān)海洋吸收人類來源CO2時(shí)空變化特征及吸收機(jī)制的信息。 海氣界面CO2交換通量法 礦物燃料燃燒所釋放CO2的13C值：-23 海水DIC與大氣CO2中13C值：0海水溶解無機(jī)碳13C法Quay等（1992）：對比1970年和1990年實(shí)測的大氣和海水中DIC的13C值，計(jì)算出形成其差值所需要的進(jìn)入海洋的人類來源DIC的通量。海水溶解無機(jī)碳13C法 將人類活動釋放的CO2輸入到全球環(huán)流模型的大氣組分，可計(jì)算出海洋吸收人類來源CO2的速率全球環(huán)流模型（GCM）法方法方法速率速率（ 1015 g/a）文獻(xiàn)文獻(xiàn)DIC增量區(qū)分法增量區(qū)分法2.2Sabine等（等（2004）海海-氣界面氣界面CO2交換通量法交換通量法2.20.4Takahashi等（等（2002）海水溶解無機(jī)碳海水溶解無機(jī)碳13C法法1.70.2Quay等（等（1992，2003）全球環(huán)流模型（全球環(huán)流模型（GCM）法）法1.52.2Orr等（等（2000）海洋吸收人類來源CO2的速率三、海水中人類來源CO2的分布1800-1994年 至1994年，吸收了11819 PgC（48%） 空間分布不均勻人類來源CO2的斷面分布表層水中人類來源CO2濃度變化的影響因素水體暴露于空氣的時(shí)間；海水的緩沖能力，即Revelle因子