苗燕熠，王 斌*，李德望，金海燕，江志兵，马 晓，于培松，陈建芳*，王俊洋

(1.自然资源部 海洋生态系统动力学重点实验室，浙江 杭州 310012；2.卫星海洋环境动力学国家重点实验室，浙江 杭州310012；3.自然资源部 第二海洋研究所，浙江 杭州 310012)

0 引言

陆架边缘海是大气二氧化碳(CO2)重要的汇，其面积仅占全球海洋面积的约7%，而其从大气吸收的CO2通量相当于开阔大洋吸收量的25%[1-4]。长江口及邻近东海海域作为典型的河流主控型边缘海，是全球河口碳循环研究的热点区域之一。

受复杂的水动力及生物过程等多种因素的影响，长江口及邻近东海海域CO2通量估算存在较大空间及季节差异。高pCO2的长江径流汇入东海的同时贡献了大量营养盐，导致浮游植物藻华，消耗大量溶解无机碳(DIC)，导致海表pCO2降低[5]。高温、高盐的黑潮次表层水入侵东海陆架并与沿岸水发生物质交换和迁移[6]，也会影响海水pCO2的变化。此外，黄海冷水团、台湾暖流、台湾海峡水及苏北沿岸流等之间的物理混合以及随之发生的生物地球化学过程使长江口及东海pCO2的分布及海-气CO2通量的估算存在较大的时空差异。以往的研究普遍认为长江口口门内是大气CO2的源，口门外及东海陆架海域是大气CO2的汇[7-8]。

台风、寒潮等是长江口及东海陆架海域较普遍存在的短时间尺度天气事件，对该海域的动力过程和生物地球化学过程都有重要影响[9]。强风加剧该区域水团的垂直混合，使高DIC、高营养盐质量浓度的深层水到达表层[10-12]。高DIC水团的上升使海表pCO2升高，导致局部水域成为大气CO2的源，同时营养盐的补充促进浮游植物光合作用，消耗DIC抵消部分pCO2升高[13-14]。由于极端天气影响下海况复杂，通常较难开展现场观测，相关实测资料非常有限。本文分析了2017年夏季长江口及邻近海域pCO2的分布特征，并利用一次大风前后同一断面的重复观测数据，讨论大风事件对长江口海-气CO2通量的影响，为认识短时间尺度天气事件影响陆架边缘海海-气CO2通量提供依据。

1 材料与方法

1.1 站位

长江口及邻近海域主要受长江冲淡水、台湾暖流和黑潮水等影响(图1a)。夏季，长江径流量增大，受偏南季风作用，冲淡水进入东海后转向NE或E方向[15]；黑潮次表层水涌升最为显著，表层出现冷水中心现象[16-17]。此外，该海域为亚热带季风区，除了受水团影响外，夏季台风等天气事件也会影响水体的混合程度。

2017年8月23日至9月6日，搭载“润江一号”考察船对长江口及邻近海域表层海水的pCO2进行走航观测(图1b)，共包括9条断面，67个大面站，其中j断面重复观测1次，同步测得温度、盐度、溶解氧(DO)等参数。8月29日，调查海域风速开始增大，8月31日风速达到最大，距海平面10 m处风速为9.7±0.3 m·s-1(图1b)，9月2号风速降低至8.1±0.2 m·s-1。分别于8月28日(大风前)和9月2日(大风后)，对j断面进行了重复观测，研究大风事件对表层海水pCO2及海-气CO2通量变化的影响。

图1 夏季影响长江口的主要水团示意图和采样站位(a) 以及W1～W4站位距海平面10 m的风速变化(b)Fig.1 The main current in the Changjiang Estuary and sampling stations(a) and the wind speed for W1-W4 stations(b) (图a中的红色线为j断面pCO2走航记录，粉色线代表航迹， 黑色十字为j断面采水站位，蓝色星号表示风速记录点。图c数据源自网络数据库http://apdrc.soest.hawaii.edu/erddap/ griddap/hawaii_soest_1048_cc9f_bdaa.html。) (InFig.a, the red line represents survey track of section j; the pink lines represent survey track; black crosses show the water sampling stations for section j; blue asterisks reprsent wind stations near section j. Data ofFig.c collected from http://apdrc.soest.hawaii.edu/erddap /griddap/hawaii_soest_1048_cc9f_bdaa.html.)

1.2 样品采集与分析

海水pCO2数据通过pCO2走航系统 (Apollo Scientech的AS-P2)测定。走航过程中，通过水管连接潜水泵抽取表层海水(水下2 m)至船上实验室的pCO2走航仪器。水样经采样系统初步过滤后进入水汽平衡器，利用水汽平衡-非分散红外检测方法对水体pCO2和大气pCO2进行连续观测[18-19]。观测过程中用CO2标准气(298，501，997 μmol/mol，国家标准物质中心)的仪器进行定时校正。测得的pCO2进行标准气校准及压力、水汽和温度校正得到海表原位的CO2分压值pCO2 sea[20-21]。大气pCO2数据选取周平均值404 μatm，该数值为美国国家海洋和大气管理局(NOAA)公布的夏威夷莫纳罗亚天文台(Mauna Loa Observatory, Hawaii)2017年8月27日—9月2日的周平均大气pCO2值(ftp://aftp.cmdl.noaa.gov/products/trends/CO2/CO2_weekly_mlo.txt)。

为了便于讨论其他因素对海表pCO2的影响，需去除温度对pCO2的影响，npCO2是将pCO2归一化到大风之前海表平均温度(同一温度)，方法为

npCO2=pCO2×exp[0.042 3×(Ti-Tave)]

(1)

其中：Ti为海表实测温度，Tave为大风之前海表平均温度。

表层海水样品由随CTD一同下放的5L-Niskin采水瓶采集。DO质量浓度用Winkler滴定法[22]测定，现场采集水样后用氯化锰和碱性碘化钾固定，避光静置1 h，用自动电位滴定仪(T50, Mettler, Toledo)进行现场滴定，精确度为±1 μmol/L。

1.3 海-气界面CO2通量估算

海-气界面CO2通量用海-气分压差法[23-25]计算，公式如下：

F=k×α×ΔpCO2

(2)

其中：F为海-气界面CO2通量，F>0表示海水向大气释放CO2，反之则表示海水从大气吸收CO2；k为CO2的气体交换速率；α为CO2在海水中的溶解度；ΔpCO2为海-气界面二氧化碳分压差(即pCO2 sea-pCO2 air)。

气体交换速率采用WANNINKHOF[26]短期风速作用下的经验公式：

k=0.31×u2×(Sc/660)-1/2

(3)

其中：u为距海平面10 m处风速；Sc为一定温度下海水的Schmidt数，20 ℃海水的Schmidt数为660。

2 结果

2.1 长江口及邻近海域pCO2和DO的分布

调查期间，长江口及邻近海域表层海水的pCO2为145～929 μatm(图2)，总体呈现近岸高、远岸低的分布特点。122.5°E以西海域海表pCO2值均高于大气pCO2值，122.5°E以东海域则普遍低于大气pCO2值。pCO2最高值出现在长江口口门及杭州湾附近，平均值为628±119 μatm；低值区出现在舟山群岛附近海域，沿着123°E呈南北向条带状分布(29.5°N—31.5°N，122.5°E—123.0°E)，pCO2平均值为215±32 μatm，该区域对应的DO饱和度大于135%。其中，pCO2最低值仅145 μatm，该站位对应DO的饱和度最高达186%。

图2 长江口及邻近海域海表走航pCO2分布Fig.2 Distributions of sea surface pCO2 during the underway survey in the Changjiang Estuary and its adjacent sea areas

2.2 大风前j断面海表pCO2、温度、盐度和DO的分布

由于j断面pCO2的分布和海-气CO2通量表现出明显的空间差异，将该断面分成3个区域讨论，区域Ⅰ：122.3°E以西(近岸)；区域Ⅱ：122.3°E—122.5°E(过渡区)；区域Ⅲ：122.5°E以东(远岸)，具体位置见图1a。

总体而言，大风前研究海域海表温度较高，j断面温度在27.5～28.9 ℃之间，盐度在24.6～30.3之间，海表pCO2为178～450 μatm (图3)，基本小于大气pCO2，表现为大气CO2的汇区。3个区域的pCO2呈现出明显的空间差异，区域Ⅰ、Ⅱ(122.5°E以西)盐度较高，海水pCO2与大气pCO2值基本平衡或略低。区域Ⅲ盐度较低，海水pCO2均显著低于大气pCO2。在j4站出现盐度最低值(24.6)，pCO2最小值(145 μatm)，以及DO饱和度最大值(135%)。

2.3 大风后j断面海表pCO2、温度和盐度的分布

大风后j断面海表温度显著下降(25.3～27.0 ℃)，盐度均升高至31.5左右，pCO2增加，其值为268～812 μatm，空间差异明显。其中，区域Ⅰ、Ⅱ(122.5°E以西)pCO2高于区域Ⅲ，并且显著高于大气pCO2值，最高值达到了812 μatm。区域Ⅲ的海表温度降低，盐度升高，但海表pCO2的变化相对较小，仍低于大气pCO2值，其中j4站盐度最低值消失，pCO2最小值亦消失(图3)。

图3 大风前后j断面海表npCO2、温度及盐度的分布Fig.3 Distributions of sea surface npCO2, temperature and salinity for section j before and after the wind event

3 讨论

3.1 风混合对表层海水npCO2分布的影响

在舟山群岛附近海域和大风前的j断面，均存在低pCO2站位与DO高饱和站位重合的现象(图3，图5)，表明在这些站位可能存在浮游植物大量生长消耗DIC导致pCO2降低的现象，这与ZHAI et al[27]在该海域的研究结果一致。同时，j断面表层npCO2与盐度呈良好的正相关性(r=0.88，p<0.01，图4)，尤其是区域Ⅲ，相关性达0.94(p<0.01)，表明该海域pCO2主要受到了长江冲淡水等水团混合的影响。

图4 j断面海表npCO2与盐度的关系Fig.4 Sea surface npCO2 vs. salinity in the surface water of section j [红色点表示大风前(2017-08-28)，黑色点代表 大风后(2017-09-02)。三角形、加号和圆圈分别代表3个区域。] [The red data show their relationship before the wind event (28 Aug.， 2017); the black data show their relationship after the wind event (2 Sept.， 2017). The triangle, cross and circles represent area Ⅰ, Ⅱ, Ⅲ respectively.]

图5 大风前后 j断面各站位海表DO饱和度Fig.5 Distributions of sea surface DO for section j before and after the wind event (大风前j5站位DO值来自SBE-917 CTD数据。) (The sea surface DO data at j5 station before the wind was collected from SBE-917 CTD.)

不同区域海水npCO2的增幅不同，其中区域III增幅小于区域I、Ⅱ。大风前后海水npCO2变化可能受深层水补充及大风后表层藻华过程的共同影响。区域III水深较区域I和Ⅱ深，当垂直混合强度较小时，深层高DIC水可能未能被带到表层，导致其表层pCO2的增幅较低。另外大风后区域III的DO饱和度较高(图5，j4～j6：DO%>98%)，表明该区域的浮游植物生长旺盛，而浮游植物对DIC的大量消耗，削弱了其海表pCO2的增加。

综上所述，浮游植物生长及水团的混合导致研究海域表层海水pCO2整体较低，而大风过程加强了海域垂直混合，将高DIC的深层水带至表层，导致pCO2增加，但大风后的浮游植物生长也会使海表pCO2降低。两个过程的相对贡献最终决定海表pCO2变化的净效应。

3.2 CO2源、汇格局及受大风事件的影响

大风前长江口及邻近海域的ΔpCO2(pCO2 sea-pCO2 air)基本为负值，与前人研究结果(表1)基本一致，表明长江口及邻近海域整体表现为大气CO2的汇。不同航次ΔpCO2结果各不相同，同一航次ΔpCO2的空间差异也非常大。GUO et al[28]于2007年和2008年对东海的调查结果表明，两个年份的ΔpCO2变化较大，相应的海-气CO2通量也存在明显差异(表1)。另外，尽管长江口海域整体表现为大气CO2的汇，但空间分布并不均一，尤其是长江口近岸海域，有时也表现为大气CO2的源[29]，这与区域I的结果一致(图6)，大风后该海域大气CO2源的作用增强，从0.2±1.9变为55.0±12.4 mmol·m-2·d-1，增幅较大。

在ΔpCO2值接近的情况下，风速越大，海-气CO2通量绝对值也越大，即碳源或碳汇的作用越强。2003年KIM et al[30]和ZHAI et al[27]两个夏季航次研究表明，尽管ΔpCO2值相近，当风速增大时，海-气CO2通量绝对值成倍增加，即海域作为碳汇的作用增强(表1)。本研究中区域Ⅲ也有类似情况，大风后该海域ΔpCO2数值减小，但受风速影响碳汇作用反而略有增强，从-12.7±2.3增至-16.8±2.5 mmol·m-2·d-1。

图6 j断面海-气CO2通量Fig.6 Air-sea CO2 flux for section j

台风、冷空气等短时间尺度天气事件的发生，直接影响ΔpCO2，同时，风速增加放大了CO2的源汇效应。东海位于东亚强季风区，夏季台风频发，1961年—2004年每年平均过境台风约3.6个，最大风速可达37.9 m·s-1[31]。如果忽略台风、冷空气等强对流天气事件，可能会增大夏季该海域CO2源汇估算误差[32]。因此，获取高时空分辨率的pCO2资料，对准确估算陆架边缘海的海-气CO2通量非常重要。

表1 夏季长江口及邻近海域CO2分压差及海-气CO2通量比较Tab.1 Comparison of ΔpCO2 and air-sea CO2 flux in the Changjiang Estuary and the adjacent sea areas in summer

4 结论

依托2017年8月23日—2017年9月6日在长江口及邻近海域获取的连续走航数据和大风影响前后重复断面的观测数据，分析该海域的pCO2分布特征，并讨论了大风事件对海-气CO2通量的影响。主要结论包括：

(1)长江口及邻近海域海表pCO2值在145～929 μatm之间，总体呈近岸高远岸低的分布特征，其中最高值分布在长江口及杭州湾附近。

(2)大风事件加强海域垂直混合，将高DIC陆架深层水带至表层，海表整体pCO2增加，深层水的补充程度以及随后浮游植物的生长状况都会导致海表pCO2变化。

(3)不同区域，受大风影响海-气CO2通量变化不同，近岸海域大气CO2源的作用增强，且增幅较大(CO2通量从0.2±1.9变为55.0±12.4 mmol·m-2·d-1)；而远岸区域碳汇作用略有增强(CO2通量从-12.7±2.3变为-16.8±2.5 mmol·m-2·d-1)。

致谢感谢“润江一号”全体船员在航次期间的帮助，感谢季仲强、张天桢、孙翔宇和姚华波在样品采集过程中的帮助。感谢郑旻辉高级工程师在传感器校准方面给予的支持和帮助。