北黄海夏季pCO2分布及－海气CO2通量＊

薛 亮，张龙军

（1.中国海洋大学海洋环境与生态教育部重点实验室，山东青岛266100；2.国家海洋局第一海洋研究所，山东青岛266061）

北黄海夏季pCO2分布及－海气CO2通量＊

薛 亮1，2，张龙军1＊＊

（1.中国海洋大学海洋环境与生态教育部重点实验室，山东青岛266100；2.国家海洋局第一海洋研究所，山东青岛266061）

基于在2006年夏季北黄海收集的的高分辨率的表层CO2分压（p CO2）数据，结合水文和生物地球化学同步观测参数，探讨了夏季北黄海p CO2空间分布的控制因素。结果表明，夏季北黄海与大多数中低纬度陆架海类似，由于水温较高，表层p CO2较高（平均值为（463±41）μatm），整个海域相对大气CO2过饱和。表层p CO2分布具有明显的区域差异，辽南和鲁北近岸海域p CO2明显高于中部区域，辽南近岸的高p CO2主要与河流输入和水产养殖引起的生物好氧呼吸有关，而鲁北沿岸的高p CO2主要与烟台近岸的底层冷水涌升及由混合引起的高碳酸盐含量的黄河泥沙的再悬浮有关；在海区中部大部分水域，p CO2与温度之间有较好的相关性，说明温度是这一区域p CO2分布较为重要的控制因子。另外，采用Wannikhof的海－气气体交换系数估计了北黄海夏季海－气CO2通量，结果表明整个北黄海是大气CO2的源，平均释放速率为（4.00±0.57）mmol·m－2·d－1，高于南黄海夏季海－气CO2通量。

表层p CO2；控制因素；海－气CO2通量；北黄海

陆架海作为陆地和开阔大洋的交汇地带，生物地球化学性质较为活跃。然而，陆架海由于其相对较小的表面积（占全球海洋总面积的7%），在过去全球碳预算中基本被忽略。但是，近几十年来，对陆架海CO2分布和海－气CO2通量进行了大量研究，如在东海［1］、欧洲北海陆架［2－3］和南大西洋湾［4－5］等，人们逐渐认识到陆架海在海洋碳循环中起着相当重要的作用［6－8］。Tsunogai等［1］提出了陆架泵假说来解释陆架海对大气CO2的吸收，并指出如果全球陆架海和东海具有相同的吸收速率，那么全球陆架海将吸收1.0 Pg·yr－1（1Pg＝1015g）。然而，陆架泵假说在北海被证明是有效的［3］，而在中大西洋湾［9］和南黄海［10］则不存在这一过程。由于陆架海所处地理位置的特殊性，其生物地球化学性质存在高度的时空差异性，因此通过单个断面或陆架海外推至全球，必然造成陆架海CO2通量估计的不确定性［4，11－12］。最近对全球近海CO2研究的较系统的总结认为，中高纬度的大部分开阔陆架海是大气CO2的汇，而低纬度陆架海是大气CO2的源，但总体来说全球陆架海是大气CO2的汇（0.22～0.45 Pg·yr－1）［12－16］，这几乎是全球开阔大洋吸收CO2的14%～28%（（1.6±0.9）Pg·yr－1）［17］。但对陆架海CO2通量的估计仍存在很大的不确定性，一定程度上与陆架海的取样较少有关系［12］。因此，继续对近海CO2的分布及控制因素进行研究［18－19］，对准确估计近海乃至全球海－气CO2通量和预测未来大气CO2水平至关重要。

黄海是西北太平洋典型的陆架浅海。近来，Zhang等［20］报道南黄海表层CO2分压（p CO2）的分布具有明显的季节变化和空间差异，而且南黄海在年尺度上可能是大气CO2的净源［10］。但目前对北黄海p CO2分布及海－气CO2通量研究尚不完善。张龙军等［21－23］已报道了北黄海春季、秋季和冬季p CO2的分布及影响因素。本文通过在2006年夏季对北黄海的高空间分辨率的调查，给出了夏季表层p CO2的分布特征及其影响因素，估算了北黄海的夏季海－气CO2通量，进一步完善了中国近海CO2研究。

1 研究区域及样品收集与分析方法

研究区域和调查站位如图1所示。北黄海位于南黄海的北部，是1个位于中国东部近海最北端的近似封闭的较浅水域（平均水深38 m，总面积为7.13×104km2）。其被辽东半岛和山东半岛及朝鲜半岛环绕，只有在南部和西部分别与南黄海和渤海相通，因此北黄海是渤海和南黄海物质和能量交换的通道。北黄海属东亚季风季候，冬季为较强的偏北风，夏季为弱的偏南风。北黄海最明显的水文特征是冬季沿黄海水槽的北上的黄海暖流和夏季底层出现的冷水团［24－25］。另外，北黄海北部沿岸河流众多，其中最大的河流为鸭绿江［26］。

图1 调查海区站位图Fig.1 Map of the study area

本文所用数据由中国海洋大学的东方红Ⅱ号科考船在2006年夏季航次（2006年7月20日～8月7日）收集。表层温度和盐度及表层xCO2（CO2摩尔分数）由走航系统连续测定，每分钟记录1次数据，所用水样从水下大约3 m泵入。表层温度和盐度由SBE45 Micro TSG连续收集（SeaBird Inc.，Bellevue，WA，USA）。海平面大气压力由船上的R.M.Young气压传感器记录。表层海水x CO2由顶端喷淋式平衡器－非色散红外（Li－Cor Model Li－7000，Lincoln，NE，USA）系统测定（关于平衡器更多细节参见［27］）。本文大气CO2浓度参考了南黄海附近Tae－ahn Peninsula（TAP）（126.13°E，36.73°N）岛上的监测数据［28］。本文根据Jiang等［4］的方法，将xCO2校正为现场温度和盐度下湿度为100%下的p CO2。溶解无机碳（DIC）由日本岛津公司的TOC－Vcpn总有机碳分析仪测定。p H采用520A酸度计进行测定。总碱度（TA）使用AS－ALK2碱度滴定仪（Apollo SciTech）测定，准确度为±0.1%［27］。溶解氧（DO）由Winkler方法确定，详见《海洋监测规范》（2007）。海水中总悬浮物（TSS）的测定采用重量法，使用万分之一天平，仪器精密度为±0.2 mg。

2 结果

2.1 表层温盐特征

从图2a可以看出，夏季北黄海表层水温整体较高（16～26℃，平均值为22.30℃），而且空间分布不均匀。高温水体（大于23℃）主要出现在123°E以东，低温水体主要在123°E以西。而且在辽南沿岸（122°E～123.5°E之间）和鲁北烟台近岸（121.5°E以西）的部分海区出现了小于18℃的冷水。其中，辽南沿岸的低温水主要是由沿岸河流的注入所致［25］，而烟台附近的低温中心很可能由底层冷水涌升所致。李风岐和苏育嵩［29］指出，渤、黄海夏季常出现的“低温带”其形成与强烈的潮混合有密切关系，也有人将其归为上升流区。

图2a 北黄海夏季表层温度分布（℃）Fig.2a Distribution of NYS surface temperature during summer

图2b 北黄海夏季表层盐度分布Fig.2b Distribution of NYS surface salinity during summer

另外，从图2b可以看出，夏季由于受降雨及河流输入的影响，北黄海表层盐度整体较低，平均值为30.91（25～32）。尤其在辽南沿岸，受河流输入的影响出现了盐度小于30的水体。值得注意的是，在夏季，鲁北近岸的蓬莱－威海附近水域出现了盐度相对较高的（大于31）的水体，甚至高于海区中部，结合冬季和春季鲁北沿岸水盐度分布及同期对渤海莱州湾盐度的观察［22－23，30］，认为该水体可能是前1个冬季鲁北沿岸流水的残余体，即鲁北沿岸水［25］。同时也说明鲁北沿岸流在夏季很弱（如果存在的话），夏季渤海水对北黄海影响较小。

2.2 表层p CO2和其它碳酸盐参数（TA和DIC）分布

北黄海与大多数中低纬度陆架海类似［15］，由于夏季水温较高，p CO2较高（平均值为（463±41）μatm），相对大气过饱和（饱和度为105%～159%，2006年7月大气p CO2为370μatm）。p CO2高值（＞500μatm）主要位于辽南沿岸的长山群岛附近海域和鲁北的烟台附近海域，其它区域p CO2相对较低且分布较为均匀，为430～490μatm（见图3a）。

图3a 北黄海夏季表层p CO2分布／μatmFig.3a Distribution of NYS surface p CO2 during summer

图3b 北黄海夏季表层碱度分布／μmol·kg－1Fig.3b Distribution of NYS surface TA during summer

北黄海夏季TA为1 971～2 387μmol·kg－1，平均值为（2 234±61）μmol·kg－1，而且具有明显的区域差异性。TA低值区位于河流密集的辽南沿岸（见图3b），其中在鸭绿江口的C1001站观察到最低的TA为1971 μmol·kg－1。这说明辽南沿岸的河流，尤其是鸭绿江水具有低碱度的特征，不同于高碱度的黄河水［31］。而TA高值区位于鲁北沿岸，最高值可达到2 387μmol·kg－1（见图3b）。整个夏季北黄海DIC为1 886～2 277 μmol·kg－1，平均值为（2 071±81）μmol·kg－1。DIC分布和TA类似，低值位于辽南沿岸水域，高值在鲁北近岸。因此，总体而言，辽南沿岸具有低TA和低DIC的特征，而鲁北具有高TA和高DIC的特征（见图3c）。

图3c 北黄海夏季表层溶解无机碳分布／μmol·kg－1Fig.3c Distribution of NYS surface DIC during summer

2.3 溶解氧饱和度（DO%）和TSS的分布

图4a 北黄海夏季表层溶解氧饱和度DO%分布Fig.4a Distribution of NYS surface DO%during summer

夏季DO%为90%～125%，除了辽南近岸溶解氧出现了不饱和之外，表层DO%在整个海区都是饱和的（见图4a）。考虑到长山群岛是长海县海洋牧场所在地及陆源物质在夏季通过河流向近岸的大量输入［32］，辽南近岸出现的低溶解氧饱和度或欠饱和状态可能与河流输入及水产养殖引起的生物好氧呼吸有关。DO%高值出现在烟台和威海近岸海域（可达到110%），可能与这里相对高的生物活动有关［33］。

表层TSS的浓度为0.28～8.0 mg·L－1，平均值为（3.2±1.6）mg·L－1（见图4b）。TSS的分布可以明显反映陆源输入对海区的影响，从图4b可以看出，TSS高值（＞4 mg·L－1）主要位于辽南近岸和鲁北近岸，而随着离岸距离的增大，TSS明显降低，在海区中部TSS值到达最低。而且，TSS高值的分布与表层p CO2高值的分布基本一致（见图3a和4b）。

图4b 北黄海夏季表层总悬浮物TSS分布／mg·L－1Fig.4b Distribution of NYS surface total suspended solid during summer

3 讨论

为了更好的表述北黄海不同区域p CO2分布特征及探讨其影响因素，对海区进行划分是十分必要的。除了温度和盐度常被作为划分水团的重要工具以外，总碱度由于其相对保守性而具有的示性特征，也被作为是划分水团和研究河口海区水系混和的一项良好指标［34］。图5a是表层总碱度和表层盐度关系图，从图中可以明显看出北黄海至少是3端混合，即具有高碱度特征的鲁北近岸水、低碱度特征的辽南近岸水和中等碱度的北黄海中部水体的混合。再根据温盐分布（见图5b），作者将北黄海分为3部分：即低温低盐低碱度的辽南近岸水、低温高盐高碱度的鲁北近岸水和高温高盐的北黄海中部水体。

图5a 表层碱度与盐度关系（C1001站数据未给出）Fig.5a Relationship between surface TA and salinity

图5b 表层温度与盐度关系（C1001站数据未给出）ig.5b Relationship between surface temperature and salinity

3.1 p CO2和p H关系

图6 表层n p CO2与表层p H＠25的关系（做相关分析时未考虑鲁北数据）Fig.6 Relationship between surface n p CO2 and p H＠25 Data from the Lubei coastal region were not considered when conducting the regression analysis）

p CO2和p H是碳酸盐体系最重要的参数之一。在除p CO2之外的其它3个碳酸盐参数中，p H的变化对p CO2的影响最大［35］。为了讨论p CO2与p H的关系，作者首先根据Takahashi等［36］提出的p CO2与温度的关系式（（αp CO2／αT）／p CO2＝0.042 3℃－1）将现场PCO2标准化到夏季整个海域平均温度下（22.30℃），以消除温度对p CO2的影响。而且根据Gieskes［37］的经验公式将现场测定的p H标准化到目前常用的比较温度25℃（p H＠25）。本文发现标准化后的p CO2（n p CO2）与p H＠25有着显著的负相关（见图6），说明北黄海p CO2最本质的控制因素仍然是碳酸盐体系。下面将探讨p CO2与环境因素的关系。

3.2 温度对p CO2影响

温度是从热力学角度影响p CO2分布的1个重要因素［35］，Takahashi等［36］已给出了温度与p CO2的关系（（αp CO2／αT）／p CO2＝0.042 3℃－1）。首先，从季节角度而言，北黄海夏季的高温可能是造成其高p CO2的主要原因之一。例如，整个北黄海秋季的平均温度为19℃，对应的p CO2为395μatm［21］，如果按照Takahashi等［36］的公式估算，夏季p CO2将约为454μatm，略低于夏季平均值463μatm。

图7a 表层p CO2与温度关系Fig.7a Relationship between surface p CO2 and temperature

图7a是表层p CO2与温度的关系图，可以看出鲁北和辽南近岸水域水温较低，p CO2较高，而中部水域水温相对较高，p CO2较低，这至少说明温度不是造成这种空间分布格局的主要因素。鲁北和辽南近岸水域p CO2与表层温度关系比较凌乱，而在中部区域，p CO2与表层温度有着较好的相关性（见图7a），这说明温度在北黄海中部区域是p CO2的重要控制因素，而对鲁北和辽南近岸p CO2分布影响不明显。另外，夏季强温跃层的出现及底层冷水团的形成对中部p CO2也有抑制作用。鲍献文等［25］根据同航次的数据报道夏季北黄海中部大部分水域出现了强温跃层和大范围的底层冷水。而这种水体结构本身将抑制底层高CO2水向表层的上升，从而降低表层p CO2［2］。因为强温跃层起着重要的屏障作用，阻碍热量向下传递，抑制了海水的上、下对流［38］。

3.3 河流输入对p CO2影响

从盐度分布和总碱度－盐度关系（见图2b和3b）来看，鲁北沿岸流对北黄海夏季水体影响较小，而以鸭绿江为首的辽南沿岸诸河流对北黄海夏季水体有着重要影响。在辽南近岸区，由于河流影响，盐度较低（＜30），p CO2较高（见图2和3），尤其在位于鸭绿江口附近的C1001站，盐度降至25.16，而p CO2则高达786μatm。而且辽南沿岸海域高p CO2的范围基本和TSS的高值区域相吻合（见图3a和4b），这进一步说明河流输入对p CO2的影响。河流输入的大量有机物所导致的生物好氧呼吸作用可能引起了高p CO2。另外，长山群岛附近是我国北方的主要水产养殖区域，在夏季水产养殖造成的水体污染也可能是造成p CO2偏高的主要原因之一。

辽南诸河流对北黄海的p CO2影响不同于世界其它大河对近海的影响。例如，由于陆源输入的影响，在密西西比河河口出现了高p CO2，但p CO2在其形成的羽状峰区内快速降至相对大气欠饱和的状态［39］。同样，尽管p CO2在长江口相对大气高度过饱和［40］，而在南黄海形成的羽状峰区（通常所说的长江冲淡水）p CO2却高度不饱和［20］。这些大河形成的羽状峰区往往具有高的生物活动，能够大量吸收p CO2［20，39］，而在辽南近岸区，尤其在鸭绿江口附近没有发现类似的羽状峰的形成。例如，夏季鸭绿江口附近Chl a仍然较低（＜1μg·L－1）［33］。这可能与河流对周围海域的影响程度有关，辽南诸河流（鸭绿江流量为0.34×1011m3·yr－1）相对密西西比河（6.1×1011m3·yr－1）和长江（9.4×1011m3·yr－1）等世界大河而言，水量较小，对北黄海的影响可能只停留在近岸区域，而没有能够对海区中部造成明显影响。因此，辽南沿岸水体更具有内河口的性质，受到了陆源输入的影响，具有高p CO2的特征［41］。

3.4 生物活动对p CO2影响

DO%和Chl a都可以作为表征生物活动的参数来讨论生物作用对p CO2的影响［42］，但Chl a经常受到浮游动物摄食的影响，从而干扰p CO2和Chl a的关系。如Zhang等［20］在南黄海春末的研究中就发现类似现象，由于浮游动物的摄食作用，p CO2与Chl a表现出正相关关系。因此，在本文采用DO%来讨论生物作用对p CO2的影响。

图7b n p CO2与表层溶解氧饱和度（DO%）的关系Fig.7b Relationship between surface n p CO2 and DO%

从图7b可以看出，n p CO2和DO%分别在辽南和鲁北附近海域具有较好的负相关，这说明在这些区域生物活动可能对p CO2分布起着主要作用。但在这2个近岸区p CO2的控制因素不尽相同。正如上面所提到（3.3部分），辽南近岸高p CO2可能是由于河流输入及长山群岛的水产养殖所致，生物的好氧呼吸作用造成了高的p CO2，而且这可由辽南近岸水域高的氨氮浓度所证实［43］。鲁北沿岸海域的高p CO2主要是由烟台附近的的底层冷水涌升及高碳酸盐含量的黄河泥沙的再悬浮造成（关于悬浮物的分布详见同航次的鲍献文等［44］的报道）。底层冷水涌升可以将底层高CO2水带到表层从而造成高的p CO2，Zhang等［20］在夏季南黄海近岸也发现过类似现象。但从鲁北近岸温度和p CO2分布趋势来看，底层冷水涌升并不是造成鲁北近岸高p CO2的唯一原因，鲁北近岸由于混合引起的黄河泥沙的再悬浮才是造成高p CO2的重要原因。尽管在夏季分析得出鲁北沿岸流最弱，甚至不存在，但由于受鲁北沿岸流多年输入的影响，鲁北近岸沉积了大量黄河泥沙［45］，在混合的作用下，黄河泥沙的再悬浮造成了此海区较高的悬浮物浓度（见图4b），从而使水体DIC和p CO2较高（见图3a，3c）。而且，这种现象在有黄河泥沙沉积的近岸似乎很普遍，如在北黄海鲁北近岸的其它季节［21－23］及南黄海苏北的老黄河口沉积区［20］都发现过类似现象。

3.5 海－气CO2通量的估算

本文使用下面方程计算海－气CO2通量：

其中F为海－气CO2通量（mmol·m－2·d－1），本文正值表示向大气释放CO2；k为气体交换系数（cm·h－1）；K0为溶解度常数（mol·L－1·atm－1）［46］。p CO2water和p CO2air分别为表层海水与大气p CO2（μatm）。由于在北黄海没有测量的气体交换速率数据，本文通过其与风速的关系来估计。本文采用最常用的Wanninkh of（1992）气体交换速率关系来估算［47］气体交换系数k。

其中，U10是10 m处风速（m·s－1），Sc为施密特数，是温度的函数。本文使用来自NASA QuikSCAT的卫星风速［48］来计算通量，其空间分辨率为0.25（°）×0.25（°）。另外，由于计算海－气CO2通量的数据（温度，盐度，p CO2和风速）的空间分辨率不一致，为此，本文利用Surfer 8.0（Golden Software Inc.，Colorado，USA）（kriging）将这些数据内插到0.05（°）×0.05（°）的网格上。

从图8可以看出，夏季海－气CO2通量分布和表层p CO2分布类似，高值主要在辽南和鲁北近岸海域（＞5 mmol·m－2·d－1），整个海区都是大气CO2的源。夏季整个北黄海CO2释放速率为（4.00±0.57）mmol·m－2·d－1，高于南黄海夏季海－气CO2通量（～1.56 mmol·m－2·d－1）［10］。这在很大程度上是由于北黄海较高的p CO2造成的。北黄海海－气p CO2差值（Δp CO2为～93 μatm）远高于南黄海（Δp CO2为～32μatm）（北黄海7月平均风速3.91 m·s－1低于南黄海5.58 m·s－1）。

图8 夏季海－气CO2通量／mmol·m－2·d－1Fig.8 Air－sea CO2 fluxes during summer

4 结语

夏季北黄海和大多数中低纬度陆架海类似，由于温度较高，表层p CO2较高（平均值为（463±41）μatm），整个海域相对大气CO2过饱和。p CO2分布具有明显的区域差异，辽南和鲁北近岸p CO2明显高于中部区域。辽南近岸的高p CO2主要与河流输入和水产养殖引起的生物好氧呼吸有关，而鲁北沿岸的高p CO2主要与底层冷水涌升及混合引起的高碳酸盐含量的黄河泥沙的再悬浮有关。而在海区中部大部分水域，温度是p CO2分布较为重要的控制因子。整个北黄海在夏季是大气CO2的源，平均释放速率为（4.00±0.57）mmol·m－2·d－1，高于南黄海夏季海－气CO2通量。

致谢：在样品采集及测定过程中，宋美琴、孙超、刘建栋、徐雪梅和王婧婧等都给予了大量帮助，在此表示感谢。另外，感谢薛明在论文写作中的帮助。本文特别要感谢的是两位审稿人，他们的建议使本文增色不少。

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Surface p CO2and Air－Sea CO2Flux in the Northern Yellow Sea During Summer

XUE Liang1，2，ZHANG Long－Jun1
（1.The Key Lab of Marine Environmental Science and Ecology，Ministry of Education，Ocean University of China，Qingdao 266100，China；2.First Institute of Oceanography，State Oceanic Administration，Qingdao 266061，China）

In this paper，we presented the distribution of surface CO2partial pressure（p CO2）of the northern Yellow Sea（NYS）based on a high spatial resolution measurement during summer 2006，and investigated their controlling factors in combination with associated physical and biogeochemical parameters.The results indicate that the entire NYS during summer is oversaturated with respect to the atmospheric CO2，with high p CO2values of（463±41）atm due to high water temperature.This p CO2pattern in the NYS is similar to that in most of the mid－and high latitude shelves in the world.Surface p CO2also has significant regional variability，with high values in the Liaonan and Lubei coastal regions，and relatively low values in the central NYS.High p CO2values in the Liaonan coastal region are related to the aerobic respiration of organic matter delivered by river inputs and aquiculture.And high p CO2in the Lubei coastal region is caused by the upwelling of bottom cold water around Yantai and the resuspension of inorganic carbon rich mud from the Huanghe River（a.k.a Yellow River）.In contrast，a good relationship between surface p CO2and the surface temperature existes in the central NYS，indicating the important role of temperature in the p CO2distribution.Furthermore，we estimate the air－sea CO2flux during summer 2006 based on the parameterization of gas transfer velocity of Wannikhof（1992）.Results show that NYS is an atmospheric CO2source during summer，with an average efflux rate of（4.00±0.57）mmol·m－2·d－1，higher than that in the Southern Yellow Sea during summer.

surface p CO2；controlling factors；air－sea CO2flux；Northern Yellow Sea

P734.2＋5

A

1672－5174（2011）12－022－08

国家908专项（908－01－ST02）资助

2011－03－02；

2011－03－22作者简介：薛 亮（1981－），男，博士。

＊＊通讯作者：Tel：0532－66782967；E－mail：longjunz＠ouc.edu.cn

责任编辑 庞 旻