2016, Vol. 36
[PDF全文]
2. 国家海洋局南海调查技术中心, 广州 510300;
3. 广东省地质过程与矿产资源探查重点实验室, 广州 510275
2. South China Sea Marine Survey and Technology Center, State Oceanic Administration, Guangzhou 510300;
3. Guangdong Province Key Laboratory of Mineral Resource & Geological Processes, Sun Yat-sen University, Guangzhou 510275
人类活动造成大气CO2浓度增长, 并引起了全球气候变化, 而海洋总共吸收了工业革命以来人类排放CO2总量的约40%(IPCC, 2013), 从而减缓了大气CO2浓度的上升和气温的升高.边缘海虽仅占全球海洋面积的7%~8%, 却在全球海洋碳循环中发挥重要作用.首先, 边缘海的近岸及陆架海域是海洋、大气、陆地生态系统及河流碳交换的“桥梁”(Chen and Chen, 2002)；其次边缘海的初级生产力占全球海洋的15%~30%, 有机物埋藏更是占全球海洋的80% (Longhurst et al., 1995; Gattuso et al., 1998), 而且还向大洋输出大量有机碳；另外, 全球60%的人口居住在距离海岸线小于100 km的沿岸地区, 人类活动向近海输入了大量营养物质和有机颗粒物(Vitousek et al., 1997).因此边缘海碳循环研究受到了全球学者的关注(Chen et al., 2009; Laruelle et al., 2011; Cai 2011; Dai et al., 2013).
南海是世界三大边缘海之一, 地处热带、亚热带, 总面积达3.5×106 km2.本文的主要研究区域是北纬18°N以北、东经118.0°E以西的南海北部海域.南海北部海-气CO2交换通量呈多样化的时空分布格局, 珠江口冲淡水区域表层水体CO2分压(Partial pressure of carbon dioxide, pCO2)常年都比较低, 冬季的低温环境和春末夏初的初级生产活动都使海区从大气中吸收CO2(Zhai et al., 2013; 翟惟东, 2015)；陆架海域pCO2主要受海表温度(sea surface temperature, SST)控制, 春、夏季pCO2高、秋季pCO2低(Zhai et al., 2005)；南海北部表层水体pCO2和海-气CO2交换通量还会受到偶发因素和极端天气及气候异常的影响.春、夏季热带低气压和秋、冬季冷空气影响南海北部时均会促使高浓度CO2的次表层水上涌(Zhai et al., 2013; Sun et al., 2014), 且在东海海域的研究成果表明, 台风期间的海-气CO2交换通量急剧增加(Nemoto et al., 2009).而在El Niño影响期间, 2002—2003年El Niño期间南海北部SEATS观测站的海-气CO2交换通量值为(1.57±0.13)~(1.61±0.28) g·m-2·a-1, 低于2007—2008年La Niña期间的通量值(10.35±0.66)~(10.67±0.93) g·m-2·a-1, 主要是由于El Niño期间南海北部冬季季风减弱, 及富含CO2的次表层水上涌减少所至(Sheu et al., 2010).
依据世界气象组织公布的Nino3, 4 index, 赤道中东太平洋自2014年5月进入El Niño状态, 至10月海表温度距平(SSTA)已连续6月升高至0.5 ℃, 形成El Niño事件(李清泉等, 2015；the Bureau of Meteorology, 2015), 并在2015年和2016年持续发展.El Niño事件对我国华南地区春季初汛期降雨、南海北部SST等方面都有显著影响.在早发型El Niño年, 华南前汛期(4—6月)降雨量偏多, 冲淡水量增大, 使得近岸海域盐度降低, 并可能促进浮游植物繁殖(吴尚森等, 1998).在El Niño发生年的冬季和消亡年的夏季, 南海出现了两次显著增暖(黄卓等, 2009).由于海水温度、盐度及生物活动是表层水体pCO2的主要影响因子, 所以El Niño对海洋表层水体pCO2和海-气CO2交换通量可能具有明显影响(薛亮等, 2013).1973—2005年东北太平洋表层pCO2的年际差异与ENSO有关, El Niño条件下pCO2较低(Wong et al., 2010).东赤道太平洋是大气CO2的主要源区, 但在El Niño期间CO2源的强度明显减小(Feely et al., 1999).本文通过2011年5月和2015年5月现场观测, 对比分析春季南海北部水体环境的变化, 探讨El Niño事件对南海北部表层水体pCO2和海-气CO2交换通量的影响.
2 材料与方法(Materialsandmethods) 2.1 研究区域与观测断面本研究在南海北部布设的观测断面如图 1所示, 包括4条主观测断面分别为A、B、C、D及2条辅助观测断面分别为NS和OS.南海北部陆架开阔, 通过台湾海峡与东海相连, 通过吕宋海峡与西北太平洋相通, 且珠江每年携带大量淡水输入南海北部.南海北部陆架和陆坡区寡营养低生产率, 是大气CO2的源区, 特别是夏季(Wong et al., 2007; Zhai et al., 2005; Zhai et al., 2013).由于冲淡水所携带营养物质的输入, 冲淡水区域浮游植物大量繁殖, 生产率高, 是大气CO2的汇区, 特别是在洪水季节(Chen et al., 2006).
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| 图 1 南海北部观测断面 Fig. 1 Map of the northern South China Sea and the location of transects |
分别于2011年5月和2015年5月进行了2个航次的现场观测.采用连续pCO2观测系统GO8050分析表层水体和大气pCO2.使用零气(1.44×10-6, 接近零气)和最高浓度气体(584.75×10-6)对仪器进行校准, 4个标准浓度气体(1.44、218.16、346.40、584.75×10-6)被用于标准曲线的绘制, 标准气体是由中国气象科学研究院生产, 确定度小于0.3%.样品采集及分析程序详见表 1, 每类型样品或标准物质测定前预冲洗仪器3~4 min, 工作曲线上各标准物质点均测定3次, 一个样品分析周期中测定10个大气pCO2和60个表层水体pCO2数据点, 每测定5个周期后绘制一次标准工作曲线.为减少烟气等船体因素对大气pCO2的干扰, 大气采样位置设置在船体前端的最上层甲板, 尽量远离船舶烟囱和人类活动区域, 同时为排除可能产生的影响, 对每组10个大气pCO2数据计算平均值和标准偏差, 剔除大气pCO2测定结果的异常值.对于表层水体pCO2, 则剔除所有停船期间的测定结果.GO8050系统的卫星通讯箱安装在船顶, 其获取的气压数据与船载自动气象站的气压数据差别小于0.3 hPa, 气压不确定度低于0.3%；水-气平衡器内部的气压变化一般在0.2 hPa以下.SST、SSS采用海鸟CTD(SBE21)观测；SST和DO采用安德拉DO传感器(oxygen optode 3835)观测；叶绿素a采用多参数水质仪(YSI6600)观测, 并对SST、SSS和DO进行同步观测.为减小各参数数据误差, 对所有传感器均进行了实验室校准, 并在航次观测过程进行互校.为减小水体传输过程的升温作用, 水样以高流量连续不间断地从水下3~5 m处抽取后输送至实验室, 观测系统水-气平衡器内水温与原位温度的差别小于0.2 ℃.
| 表 1 样品采集及分析程序 Table 1 Sequential list of the types of samples and analysis |
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目前海-气CO2交换通量研究基本上是先获取海-气CO2分压差(△pCO2), 然后根据界面传质的膜扩散理论来估算(翟惟东, 2015).通过GO8050观测系统干法获取的原始数据须经过转换和校正后才能得到海-气pCO2及其△pCO2.具体如下：响应转换——依据仪器校准工作曲线, 转换计算进入检测器的干空气中CO2的体积分数xCO2；压力转换——依据同步观测的大气压数据, 转换计算进入检测器的干空气中pCO2；水气校正——依据同步观测的温度及盐度数据, 水-气平衡器中pCO2采用Weiss & Price(1980)饱和水汽压公式计算(Weiss et al., 1980)；温度校正-依据同步观测的水-气平衡器温度和原位SST进行温度效应校正, 在SSS位于0.1~5之间时为2.5%·℃-1, SSS位于5~17之间时为(0.125×SSS%+1.875%)·℃-1, SSS位于17~33之间时为4.0%·℃-1, SSS大于33时为4.23%·℃-1(翟惟东, 2003).大气pCO2则校正到水汽饱和度为100%的原位条件下的值.海-气CO2交换通量(F)估算公式为F=k×s×ΔpCO2, 其中k(cm·h-1)=0.27 u2 (Sc/660)-0.5(Sweeney et al., 2007), 是CO2气体传输速率, s是CO2在海水中的溶解度(Weiss, 1974), u为观测现场获得的10 m平均风速, Sc是CO2在海水(SSS=35)中的施密特(Schmidt)常数.若通量F为负值, 表示水体吸收CO2, 是大气CO2的汇；反之, 若通量F为正值, 表示水体释放CO2, 是大气CO2的源.
3 结果与讨论(Resultsanddiscussion) 3.1 pCO2、SST、SSS、DO和叶绿素a的空间分布图 2是观测区域2011年和2015年春季表层水体pCO2、SST、SSS、DO和叶绿素a的分布图.2011年5月pCO2变化范围为198~413 μatm, 平均值为(367±42) μatm.2015年5月pCO2变化范围为52~447 μatm, 平均值为(381±80) μatm.2011年5月和2015年5月南海北部表层水体pCO2均呈现冲淡水区域低, 离岸海域高, pCO2低值区主要分布在珠江口及西南侧海域(图 2), 2015年5月低值区域范围较2011年5月小, 但低值区pCO2较2011年5月更低(图 2).2015年5月离岸海域pCO2基本上高于380 μatm, 且明显高于2011年5月(图 2).2011年5月SST最低值为25.30 ℃, 最高值为29.35 ℃, 平均值为(27.03±0.83) ℃；2015年5月SST最低值为26.69 ℃, 最高值为31.22 ℃, 平均值为(29.07±0.82) ℃, 二者的SST平均值差为2.04 ℃.2011年5月SST基本上都小于29.0 ℃, 而2015年5月除沿岸及A、B断面近岸段海域的SST小于29.0 ℃外, 大部分海域SST介于29~32 ℃(图 2).
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| 图 2 2011年和2015年春季表层水体pCO2、温度、盐度、溶解氧和叶绿素a分布 Fig. 2 Spatial distributions of pCO2, SST, SSS, DO and Chl a in surface water in the spring of 2011 and 2015 |
2011年5月SSS介于25.16~33.98, 平均值为32.92±1.84；2015年5月SSS介于4.58~34.39, 平均值为32.09±4.35.SSS分布均呈现冲淡水区域低、离岸海域高的趋势, SSS低值主要分布在珠江口及其西南侧海域, 而且2011年5月SSS低值区范围相对较小(图 2).2011年5月DO含量范围为228.9~369.5 μmol·L-1, 平均含量为(248.0±17.9) μmol·L-1；2015年5月DO含量范围为241.2~486.5 μmol·L-1, 平均含量为(262.0±40.6) μmol·L-1.2011年5月叶绿素a的含量范围为0~7.3 μg·L-1, 平均含量为(1.0±0.5) μg·L-1；2015年5月叶绿素a的含量范围为0~12.8 μg·L-1, 平均含量为(2.3±1.3) μg·L-1.2011年5月和2015年5月DO与叶绿素a的分布趋势大致相同, 只是2011年5月DO与叶绿素a的高值区仅分布在珠江口及其西南侧海域, 范围较小；2015年5月DO与叶绿素a的高值区覆盖了南海北部沿岸海域, 范围大, 且含量更高(图 2).
3.2 降水及生物活动对pCO2的影响珠江冲淡水对表层水体的影响范围大致分布在SSS小于33.0的范围内(Su, 2004).为准确反映冲淡水对pCO2的影响, 本文采用两航次SSS小于33.0范围内的SST平均值分别对pCO2进行了温度标准化处理.当SSS小于33.0时, 温度标准化pCO2(pCO2s)与SSS呈正相关(图 3a), 水体SSS越高pCO2s越大, 而通常水体盐度增加会降低CO2的溶解和pCO2, 显然仅从盐度的物理作用不能解释上述现象.图 3b显示pCO2s与DO负相关性显著, 且2011年5月和2015年5月pCO2s与DO的相关趋势相似, 只是2015年5月pCO2s更低, DO含量更高.2004年夏季珠江冲淡水区域的pCO2与DO饱和度呈现负相关性, 水体高DO、低pCO2是浮游植物繁殖茂盛的间接指示(Zhai et al., 2009).同时图 2也显示2011年5月和2015年5月pCO2最低值与DO和叶绿素a的最高值均分布在珠江口及其西南侧海域, 与SSS低值区基本相同.上述现象说明冲淡水在降低水体SSS的同时, 其携带的大量营养物质为浮游植物繁殖提供了丰富的营养物质基础(Yin et al., 1999), 而浮游植物光合作用不断地将海水中的游离CO2转化为有机碳, 同时释放出氧气, 冲淡水区域水体呈现低SSS、高DO、高叶绿素a和低pCO2.
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| 图 3 盐度小于33时表层水体pCO2s与SSS和DO关系 Fig. 3 Relationships between temperature-normalized pCO2w (pCO2s) and (a) SSS and (b) DO when the SSS was less than 33 |
2001年5—7月Dai et al.(2008)在珠江冲淡水影响范围内也观测到高叶绿素a、高DO、低pCO2的现象.因此冲淡水的营养物质输入及浮游植物光合作用是春季冲淡水区域pCO2s的主要影响因子.
2015年春季在El Niño影响下华南地区的降水表现出显著的阶段性变化特征, 华南地区前期(3—4月)降水连续偏少, 5月5日正式进入前汛期, 入汛时间较常年(4月6日)偏晚29 d, 但入汛后华南地区降水明显偏多, 其中大部分地区较常年偏多50%以上, 部分地区偏多1~2倍(邵勰等, 2015).2015年5月广东省平均降水量476 mm, 较常年同期偏多8成, 为有气象记录以来历史同期最多, 广州、惠州、清远、韶关、汕尾大部降水450 mm以上, 且广州、佛冈、从化、龙门等16个市县5月降水量为历史同期最多(广东省气象局, 2015).偏多的降水使得冲淡水增加, SSS显著降低, 2015年5月冲淡水区域SSS最小值和平均值分别为4.58和(28.05±6.18), 低于2011年5月的SSS最小值25.16和平均值(29.65±2.58).同时2015年5月粤西和中部海域SST较常年显著偏高1.5 ℃以上(广东省气象局, 2015), 分析实测数据发现, 2015年5月冲淡水区域SST平均值为(28.70±1.15) ℃, 较2011年5月(SST平均值为(26.60±0.91) ℃)高约2.1 ℃.而且相较于2011年5月, 2015年5月冲淡水区域水体DO和叶绿素a的含量更高, pCO2s更低(图 2和图 3), 2015年5月DO和叶绿素a的最大值分别为486.5 μmol·L-1和12.8 μg·L-1, 高于2011年5月的369.5 μmol·L-1和7.3 μg·L-1.2015年5月冲淡水区域pCO2最小值和平均值分别为52 μatm和(286±95) μatm, 低于2011年5月的pCO2最小值198 μatm和平均值(300±42) μatm.相关文献报道, 1998年El Niño期间广东和香港附近海域发生了大规模赤潮, 赤潮期间季SSTA为1.1~1.5 ℃, 月SSTA更是达到1.5~2.0 ℃(邓松等, 2005), 南海赤潮发生次数与Nino3.4 index的相关性较显著, 相关系数为0.61(何春良等, 2009).综上可知, 在El Niño事件影响下华南区域及广东省降水显著增多, 偏多的冲淡水输送了大量营养物质, 且冲淡水区域SST又较常年偏高, 丰富的营养物质和适度升高的SST共同促进了冲淡水区域浮游植物的大量繁殖, 不断地将海水中的游离CO2转化为有机碳, 同时释放出氧气.
3.3 温度变化对pCO2的影响2015年5月离岸海域的SST明显高于2011年5月(图 2和图 4), 可能是受El Niño事件的影响.相关文献报道, 南海SSTA与El Niño及太平洋年代际振荡存在着显著的正相关关系, 最大相关系数达0.65, 且当El Niño和太平洋年代际振荡正相位比较强时, 南海北部SST表现为较高值(李娟等, 2011)；1997—1998年El Niño事件期间珠江口SST以正距平为主, 最高达2.0 ℃(汤超莲等, 2006), 且在1997年春、夏季南海发生了强烈的暖事件(王东晓等, 2002).图 4显示SSS大于33时, 2011年5月和2015年5月南海北部离岸海域pCO2均与SST显著性正相关, SST是SSS大于33区域pCO2的主要影响因子, 且与Zhai等(2005)在离岸大于100 km海域的pCO2研究成果一致(图 4), 这一方面说明本研究获取的调查数据可靠；另一方面说明在El Niño事件的影响下SST仍是南海北部离岸海域pCO2的主要影响因子.从图 2和图 4也可知, 2015年5月离岸海域pCO2和SST明显高于2011年5月, pCO2和SST平均值分别为(421±9) μatm和(29.24±0.54) ℃, 2011年5月pCO2和SST平均值分别为(386±13) μatm和(27.28±0.81) ℃, pCO2和SST均值相差分别为35 μatm和1.96 ℃.若仅考虑SST对水体pCO2的影响, 依据“2.2节现场数据采集与处理”, SST对pCO2的效应系数为4.23%·℃-1, 2015年5月离岸海域pCO2平均高约8.29%, 约为32 μatm, 与实际观测结果相符性较好.
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| 图 4 盐度大于33时表层水体pCO2与SST关系图 Fig. 4 Relationships between pCO2 and SST in surface water when SSS was more than 33 |
2011年5月和2015年5月观测区域实测的平均风速分别为4.25 m·s-1和5.09 m·s-1, El Niño期间观测获得的5月风速略有增大, 而文献报道, El Niño期间冬季南海北部风速是减弱的(Sheu et al., 2010).大气pCO2均采用现场观测获得的平均值386 μatm.2011年5月盐度小于33.0的冲淡水区域△pCO2和海-气CO2交换通量值分别为-82 μatm和-3.37 mmol·m-2·d-1；2015年5月冲淡水区域△pCO2和通量值分别为-96 μatm和-5.70 mmol·m-2·d-1, 低于2011年5月, 二者均是大气CO2的中等强度汇区, 依据“3.2节降水及生物活动对pCO2的影响”可知, 浮游植物繁殖是冲淡水区域pCO2降低的主要影响因素.
2011年5月盐度大于33.0的离岸海域△pCO2和通量值分别为2 μatm和0.09 mmol·m-2·d-1；2015年5月离岸海域△pCO2和通量值分别为35 μatm和1.92 mmol·m-2·d-1, 明显高于2001年5月.Sheu et al. (2010) 报道, 2002—2003年El Niño期间南海北部SEATS观测站的海-气CO2通量低于2007—2008年La Niña期间, 主要是由于①El Niño期间南海北部冬季季风减弱, 风速降低, 海-气CO2通量交换速率降低；②富含CO2的次表层水上涌减少, 表层水体pCO2降低, △pCO2减小.而本研究2015年5月El Niño期间离岸海域CO2通量明显高于2011年5月, 主要影响因素包括, ①2015年5月实际观测获得风速较2011年5月略有增大, 海-气CO2通量交换速率增大；②依据“3.3节温度变化对pCO2的影响”可知, 2015年5月在El Niño影响下离岸海域SST升高, 致使pCO2均值升高约8.29%, 2015年5月离岸海域△pCO2为35 μatm, 明显高于2011年5月△pCO2(2 μatm).
2011年5月观测区域整体海-气CO2交换通量值为-0.58 mmol·m-2·d-1, 与文献报道结果-0.85 mmol·m-2·d-1一致(Zhai et al., 2013).2015年5月观测区域整体海-气CO2交换通量值为-0.40 mmol·m-2·d-1, 略高于2011年5月, 二者均是大气CO2的弱汇.由上述可知, 在El Niño影响下2015年5月冲淡水区域海-气CO2汇强度更大, 离岸海域源强度更高, 但观测区域整体仍是大气CO2的弱汇, 与2011年5月差别不明显.
4 结论(Conclusions)1) 2015年5月冲淡水区域pCO2最小值和平均值分别为52 μatm和(286±95) μatm, 低于2011年5月的pCO2最小值198 μatm和平均值(300±42) μatm.El Niño事件影响下2015年5月华南区域降水显著增多, 偏多的冲淡水输送的营养物质和适度升高的SST共同促进了浮游植物的大量繁殖, 是冲淡水区域pCO2降低的主要影响因素.2015年5月实测获得离岸海域pCO2平均值为(421±9) μatm, 高于2011年5月pCO2平均值(386±13) μatm, 二者差值为35 μatm, 主要是由于2015年5月离岸海域SST升高所致.
2) 春季是南海北部从冬季CO2的汇区向夏季CO2的源区过度的季节(翟惟东, 2015), 因而本研究的结果可能受到偶然因素的影响.然而, 本研究也表明, El Niño的确是南海北部春季海-气CO2交换通量的一个驱动因子.一方面, El Niño引起华南降雨量增加, 使得河流冲淡水范围增加, 导致沿岸海域接受更多的陆源营养盐输入, 刺激初级生产增强, 该区域的CO2汇的作用有所增加；另一方面, El Niño引起南海北部SST升高, 温度效应使得离岸海域的CO2源的作用有所增强.就南海北部整体而言, 冲淡水区域碳汇增加与离岸海域碳源增强二者基本抵消.本研究的结果充分表明, El Niño等全球气候变化因素对南海北部碳收支的影响是相当复杂的, El Niño通过河流冲淡水引发的效应也很重要, Sheu等(2010)仅关注离岸海域SEATS观测站一个点可能具有空间的局限性.
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