2017,
Vol. 26
2. 上海海洋大学 大洋渔业资源可持续利用省部共建教育部重点实验室, 上海 201306
南黄海是位于我国东部大陆和朝鲜半岛之间的半封闭海域，受季风影响，季节变化明显。冬季南黄海最显著的海洋特征是沿着黄海水槽一直延伸至渤海的黄海暖流，携带高温、高盐的海水向北运输[1]。以往研究表明，黄海外海区受表层温度的影响显著，在不同的季节温度与海水pCO2有着不同的相关关系[2]；张龙军等[3]在对冬季北黄海的研究中得出表层海水pCO2主要受控于温度、碳酸盐体系平衡和生物活动，胡登辉等[4]观测表明温度和沿岸流营养物是造成黄海南部春季为大气碳汇的原因，而秋季因温度降低及季风加强等因素成为大气碳源。可见，南黄海海洋碳源和碳汇的分布格局季节差异显著，水文特征的变化对其具有重要影响。海水pCO2也受到其他因素的作用，SHIM等[5]认为在近岸区长江口北部海水表层pCO2主要受海水混合及上升流的影响，宋美琴等[6]通过对黄海区域春季pCO2分布特征的研究, 认为海水强烈的垂直混合作用是造成黄海成为大气CO2源区的主要原因。由于对冬季南黄海海水表层pCO2的现场观测还较为缺乏，对该海区CO2的源、汇问题仍认识不足。本研究通过开展该海域冬季的相关观测，有助于分析冬季南黄海水文特征及其与海-气二氧化碳通量分布间关系，揭示该海域的“碳汇”[7]等特征，同时为海洋酸化[8]等环境问题提供参考。
1 资料来源与计算方法 1.1 研究区域划分与资料来源本文研究资料来自于2016年1月14日—1月31日期间，中国海洋大学"东方红2号"执行的国家自然科学基金委2015年度冬季渤黄海海洋学综合科学考察实验研究项目获得的现场CTD及其他海洋和大气要素观测资料。该航次主要观测站位如图 1所示，覆盖南黄海大部分海域。本航次利用船载观测系统，走航观测了海水表层温、盐度，以及基于Picarro (G2311、G2401) 分析仪采集的海表及大气CO2、CH4等数据。以下研究将调查海域划分为山东半岛东南部及近岸海域(Ⅰ区域，范围：36° 30′~37° 12′ N, 122° 00′~124° 00′E)、南黄海中部海域(Ⅱ区域，范围：33° 00′~36° 30′ N, 120° 00′~124° 00′ E)、长江口北部海域(Ⅲ区域，范围：32° 00′~33° 00′ N, 122° 00′~123° 00′ E)三块区域，分别计算各个区域的海-气CO2通量。
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图 1 南黄海调查海区与站位分布
Fig. 1 The location of observation stations in the Southern Yellow Sea with isobaths
虚线表示等深线，分别为10m, 60m，下同 the dotted lines denote the isobaths, respectively 10m and 60m, the same below |
本航次水体温度和电导率剖面观测采用美国海鸟公司的SBE911温盐深测量仪(船载CTD)，测量精度分别为±0.001 ℃和±0.001。大气和海表pCO2观测分别采用美国Picarro G2311-f CO2 CH4 H2 O涡动相关分析仪和G2401 CO CO2 CH4 H2 O分析仪。这两台仪器具有自动化程度高、响应速度快、精度高、无需干燥和数据处理等特点。海表pCO2观测系统主要通过水泵将海水抽进喷淋式平衡器中，从平衡器抽出的气体经过干燥处理进入Picarro分析仪中来测定气体的含量，然后使海水进入A7CT温盐数据采集系统来获得走航温盐数据，该系统是由密闭水箱和两支小型自容式温盐仪(A7CT-USB)组成，其水温、电导率传感器的测量精度分别为0.001℃和0.001 mS/cm。大气pCO2观测系统由G2311采集系统和AirMar气象站组成，气象站安装在海面约10 m高度处，该系统除了观测走航过程中大气的CO2等气体浓度外，还可以实时记录船位经纬度、大气压、大气温度、风速、风向等气象要素，其中风速、大气压强测量精度分别为0.1 m/s和±1 hPa。在航次期间，为使观测数据具有良好的精度，每隔24 h对海表和大气pCO2观测系统进行标定校正，保证实测CO2数据的不确定度在±1%以内。所用的标准气体钢瓶是由中国计量科学研究院气体检测中心制备，标准气体的浓度有3种，分别为纯氮气、0.202‰及0.662‰ CO2气体。本航次观测校正及原始数据的转化计算过程参考翟惟东[9]中所用的方法，并交互验证，细节在此不做赘述。
1.3 计算方法海-气界面CO2通量的计算，通常利用下列公式[10]：
(1)
式中：F为海-气CO2通量[mmol/(m2·d)]，k为气体交换系数(cm/h), α为海水中CO2的溶解度[mol/(L ·atm)], 是温度与盐度的函数，温度和盐度由船载走航温盐仪提供；ΔpCO2为海-气界面CO2的分压差[ΔpCO2=pCO(2, sea)-pCO(2, air)]。溶解度α计算公式如下[10]:
(2)
式中：T=t+273.15，t为海表温度；S为海表盐度，当α的单位为mol/(L·atm)时，常数A1, A2 A3, B1, B2, B3的取值见表 1。
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表 1 溶解度α计算公式的各项系数 Tab.1 The coefficients of solubility α calculation formula |
气体交换系数k采用WANNINKHOF 1992年推断出的气体交换系数估算方法[11]。
(3)
式中：U10为海平面10米处的风速(m/s), 风速数据由随船气象站测得; Sc为Schmidt系数，是温度的函数, Sc=2073.1-125.62t+3.6276t2-0.043219t3(t单位为℃)。由于大气压的变动范围小，随船气象站采集的大气压强的平均值1.028 ×103 hPa作为整个海域的大气压值。
2 水文要素、表层pCO2的分布特征 2.1 温、盐度分布研究区域表层温度和盐度分布如图 2所示，表层温度(图 2a)范围为2.90~11.76 ℃，总体呈现出北低南高和近岸低外海高的特征，最低温度为2.90 ℃，出现在山东半岛南部海域，此区域受到黄海沿岸流的影响，水温低于其他区域；最高为11.76 ℃，出现在南黄海中部的H26站(34 ° N, 124 ° E)附近；沿岸温度范围为2.90~9.89 ℃，中央区域温度普遍较高。在山东半岛的成山角沿岸海域，受到冬季偏北风作用的黄海沿岸流作用呈低温冷舌特征，温度在3.00 ℃左右，其等值线沿岸平行向南弯曲，绕过海角，温度由北向南逐渐增大。冬季南黄海中央区域受到高温高盐的黄海暖流影响，中央呈显著的由南向北侵入的高温暖舌特征，水温总体在8.00 ℃以上，最高值达到11.76 ℃。
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图 2 冬季表层温、盐度分布
Fig. 2 Distribution of temperature and salinity of the surface water in winter
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表层盐度的分布如图 2(b)，冬季研究区域盐度值在31.41~32.81之间，呈现沿岸低海域中部高，北部低和南部高的特征。在南黄海北部，受山东半岛的黄海沿岸流的低盐水影响，近岸区等盐线呈现与沿岸平行态势，盐度较中央水区低。受高盐黄海暖流控制，中部区域盐度值在32.00以上，最高达32.81，高盐核心区域位于34° N，124° E周围区域。在长江口北部苏北沿岸区域，受长江冲淡水的影响，也出现一个自南向北的低盐水舌(图 2b)，最低盐度值为31.41。
对该海域温度和盐度的垂直分布状况分析，选取4个纬向断面绘制温盐断面图，如图 3所示。图 3a、c、e和g分别为34° N、35° N、36° N和37° N的温度断面。各个断面垂直方向温度分布较为均匀，呈现很好的垂直混合，而且在近岸的浅水区域水平方向温度差异也较小。在36° N断面，H03站，呈现温度显著低于近岸和外海的特征，这是黄海沿岸流向外延伸的结果。图 3b、d、f和h是对应的4个纬度上的盐度断面分布，总体特征也体现了垂直方向上的良好混合特征，但是由于不同流系及水团的差异，在该海域水平混合也很显著，如37° N断面。
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图 3 断面温度盐度分布
Fig. 3 Distribution of Temperature and Salinity of Each Section
a，c，e，g分别是34°N、35°N、36°N和37° N断面温度；b，d，f，h分别是34°N、35°N、36°N和37°N断面盐度 a, c, e and g are temperature of 34°N, 35°N, 36°N and 37°N sections, b, d, f and h are salinity of 34°N, 35°N, 36°N and 37°N section, respectively |
从温盐平面分布和断面分布可以看出，研究海域冬季总体垂直混合较为显著，达到的深度超过50 m，但是由于多个不同来源流系水体的侵袭和交互影响，从沿岸向外海呈现多个锋面的情况。
2.2 表层CO2源/汇分布对冬季南黄海表层CO2分压计算结果见图 4。根据观测，研究区域大气pCO2的平均值为419.81 μatm，海表pCO2在200.10~881.72 μatm之间，平均值为(385.34±43.62)μatm。由图 4可以看出，研究海域整体表现为近岸海区温度低，分压低；离岸海区温度高，分压较高。分别对3个区域的温度、盐度、海表pCO2及通量进行计算和分析(表 2)。在纬度33.5°~36°之间，除部分区域海表pCO2较高外，大致在400 μatm左右，且随着纬度的增大，pCO2有着增大的趋势。冬季南黄海海域通量范围为(-28.31~28.41) mmol/(m2·d)，平均通量为(-2.24±3.74) mmol/(m2·d)，表现为大气弱汇。局部区域具有显著的差异，Ⅰ区域pCO2在400~560 μatm之间，其中大部分区域都高于大气CO2分压，为显著的碳源。Ⅲ区域部分区域的高pCO2，很大程度上与长江冲淡水和苏北沿岸流并入到黄海沿岸流形成的混合区有关[12]。冬季长江口北部混合区水体能带来大量的有机物和无机盐，加之冬季偏北风的作用且风向具有不确定性，部分区域底层海水被带入到海表，海表pCO2甚至达到800 μatm之上，最高通量达到27.81 mmol/(m2·d)，江春波等[13]研究也有类似的结果，其他区域pCO2在380~400 μatm，低于大气pCO2。Ⅲ区域整体表现为大气碳汇，除了大气CO2浓度较高外，也不排除该区域营养盐丰富，温度较高，浮游植物对碳吸收较大的因素，需要进一步探究。Ⅱ区域主要受黄海暖流的作用，近岸海水上下混合状态及温、盐度与离岸海域有着显著区别，海表pCO2在360~800 μatm之间，离岸表层pCO2较近岸高，除部分区域pCO2超过420 μatm外，其他区域分压在420μatm之下，离岸高pCO2区域与海水混合有关。图 3(c)断面可知在123°E以外区域温度较低，推测该区域存在垂直混合，海表高pCO2由底层高碳酸盐水体到达表层引起。近岸部分高pCO2与海水垂直混合有关。在王峰等[14]研究中，认为由于生物、化学、和物理的综合作用，南黄海表层pCO2的分布存在较大的不均匀性。
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图 4 冬季南黄海表层CO2分压分布
Fig. 4 Distribution of pCO2 in the Southern Yellow Sea surface water in winter
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表 2 冬季3个海域水文要素及海-气CO2通量 Tab.2 Hydrological elements and sea-air CO2 fluxes in three sea areas |
南黄海海-气CO2的源、汇分布有着明显的季节差异，与温度、盐度、河流输入、季风及生物活动等因素有着紧密的关联[15]。海水表层pCO2分布的控制因素一般为物理过程、化学过程和生物过程。由于冬季水体温度低，且水体透明度低，浮游植物对碳的吸收弱[16]，本研究将生物作用对表层海水pCO2的影响忽略，着重探讨温度、盐度及水体垂直混合等对海水表层pCO2的影响。
研究表明，山东半岛东南部及近岸海域(Ⅰ区域)海表pCO2与温度具有强烈的正相关性，相关系数r=0.84(图 5a)。对于南黄海近岸及中部海域(Ⅱ区域)，该区域海表pCO2与温度呈正相关，相关系数r仅为0.14，说明Ⅱ区域海表pCO2与温度只是弱相关，并不是影响源汇分布的主要因素。由于Ⅱ区域海水与大洋水交换更加紧密，又是黄海暖流主要作用区域，相对于其他区域更具有大洋水的特性。胡登辉等[4]在对黄海南部海域的研究中利用由西北方向延伸到东南方向上的断面，得出在秋季偏北风加强的情况下, 障碍层厚度薄，混合层深度较容易到达底部，生物呼吸产生的高CO2海水上涌，表层pCO2升高，其断面表层pCO2在200~400 μatm之间，认为垂直混合是黄海南部海域源汇分布的重要因素，本次冬季南黄海特征与该文中秋季海域特征正好相似，但在垂直方向上基本混合完全，南北温差较大，表层分压值在380~560 μatm之间，与秋季相比有所增大。Ⅱ区域由于存在低温高pCO2的情况，温度会影响该区域，但底层高碳酸盐水体具有关键性作用。底层高CO2海水持续到达表层，海水混合作为重要因素影响冬季Ⅱ区域的源汇分布。这验证了胡登辉等[4]对冬季情况的预测，并且认为春季黄海南部主要受温度升高和浮游植物活动加强，表现为大气碳汇；夏季温度达到全年最高，与春季分布基本一致，由于垂直混合和上升流的作用，底层海水达到表层，整个海域表现为大气碳源。对于本研究提到同一区域在不同年份由碳源向碳汇转变的原因则在3.3节中重点讨论。长江口北部海域(Ⅲ区域)受到来自长江冲淡水、黄海沿岸流及台湾暖流的作用，海流活动较活跃，水动力也较为复杂。由图 5(a)得出，Ⅲ区域海表pCO2与温度呈现弱的负相关(相关系数r=-0.12)。从热力学的角度来看，温度与pCO2应该呈现正相关性。所以该区域温度并不是影响该区域pCO2分布的主控因素，而是由其他因素导致的。
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图 5 pCO2与温度、盐度的关系
Fig. 5 Correlation between pCO2, temperature and salinity
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山东半岛东南部及近岸海域(Ⅰ区域)海表pCO2与盐度也具有强烈的正相关性(r=0.79)(图 5b), 一般说盐度应该与海表pCO2呈负相关，同时此区域盐度的波动不大(表 2)，所以很大程度上温度的效应起到重要作用。以往研究表明海表pCO2与黄海沿岸流和黄海暖流分支交汇混合有关[12], 受偏北风的影响黄海沿岸流将莱州湾带有高碳酸盐等物质的水体输送到Ⅰ区海域。薛亮与张龙军[17]指出鲁北沿岸高pCO2主要由于底层水涌升及混合引起高碳酸盐含量的黄河泥沙再悬浮的作用。因此黄海沿岸流与北上的黄海暖流的混合对于Ⅰ区域的高pCO2分布具有重要的影响。南黄海近岸及中部海域(Ⅱ区域)与盐度表现为正相关，相关系数r=0.25(图 5b), 海表pCO2与盐度只是弱相关，也不是主要控制因素。结合图 3盐度断面分布，盐度在垂直方向上除较深区域混合不充分外，其他区域都是呈现均一化的状态。胡登辉等[4]提到黄海南部盐度季节变化不大，对源汇分布的影响并不是关键性的。Ⅲ区域海表pCO2与盐度表现为弱的正相关性, 相关系数为0.30(图 5b)，这说明盐度也不是主导因素。江春波等[13]指出在长江口北部海域存在着若干个陆架锋区, 陆架锋区存在着强烈的涌升流现象，而本文观测到受冬季的强烈垂直混合作用，Ⅲ区域海水上下呈现均一化状态，长江冲淡水带来的陆源物质中含有高碳酸盐等物质，随混合从底部海水到达海面，这也表明Ⅲ区域中部分区域表现为大气显著的碳源(图 4)。
综合温度、盐度与表层CO2分压关系的探究，南黄海表层pCO2分布主要受到温度、海水垂直混合影响。
3.3 大气CO2浓度对海域碳源/汇的影响从3.1和3.2得到南黄海各个区域海表pCO2与温度、盐度的关系，但是不能解释为什么2015年冬季南黄海研究海域表现为大气弱汇。以往研究表明冬季南黄海为大气碳源。由于近年全球气候变暖，大气CO2浓度从1740年到2000年上升了0.105‰。世界气象组织2016年10月24日在日内瓦发布公报称，2015年全球二氧化碳平均浓度首次达到405.76 μatm[18]。
本研究测得2016年南黄海1月份大气二氧化碳分压在419.81 μatm，受我国冬季北方大量燃烧化石燃料的影响，在冬季强烈的偏北风作用下，近海大气CO2与全球大气平均CO2浓度相比较高。近年来大气和海表pCO2分压情况如表 3所示，王婧婧[20]对北黄海的研究中利用2007年1月的数据指出大气pCO2约为380 μatm, 海表平均pCO2为408 μatm。曲宝晓[2]指出南黄海11月份海表pCO2平均为393 μatm。由表 3看出海表pCO2的大小基本维持在一定的范围，大气CO2浓度上升却是迅速的，其中大气CO2浓度对海水pCO2的理化性质改变情况需要进一步研究。长江口北部虽然海表pCO2主要受到海水混合的影响，但是大气pCO2比海表分压要高的多，仍表现为大气碳汇。整个研究海域大气pCO2普遍高于海表pCO2，因此大气CO2浓度的上升是造成2015年冬季南黄海是碳汇的主要原因。
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表 3 近年来相关海域海表及大气pCO2情况统计 Tab.3 Analysis of sea surface and atmospheric pCO2of related sea area in recent years |
利用冬季南黄海海域走航观测的海表及大气CO2数据，结合船载CTD获取的温度、盐度等实测数据，对该海域温度、盐度及pCO2分布情况进行了分析，计算出海-气CO2通量，探讨了影响碳源/汇分布的因素。结果表明，冬季南黄海近岸受到低温、低盐的黄海沿岸流影响，海域温度、盐度低；中部海区受到黄海暖流的影响，温盐等值线由南向北弯曲。除水深较深区域外，其余海域水体垂直方向上呈现均一化状态。海表pCO2整体呈现出中部海域高于近岸的分布特征。冬季表层pCO2分布具有明显的区域差异，山东半岛东南部及近岸海域(Ⅰ区域)海表pCO2受控于温度及黄海沿岸流与黄海暖流的混合，表现为大气弱源，平均通量大小为(0.11±0.80) mmol/(m2·d)。南黄海近岸及中部海域(Ⅱ区域)海表pCO2不受控于温度与盐度，受控于海水的垂直混合，表现为大气碳汇，平均通量为(-2.30±3.74) mmol/(m2·d)。长江口北部海域(Ⅲ区域)海表pCO2主要受控于长江冲淡水与黄海沿岸流水体水平及垂直方向上的海水混合，表现为大气碳汇，平均通量为(-2.47±3.91) mmol/(m2·d)。冬季南黄海海-气CO2平均通量为(-2.24±3.74) mmol/(m2·d)，受温度及海水混合等多种因素的共同作用。不同年份同一区域冬季由碳源向碳汇转变的主要原因与大气CO2浓度的上升使得大气pCO2高于海表pCO2有关，表现为大气碳汇。
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