海洋学报

观测时间	水深/m	SST/℃	SSS	DO浓度/ （μmol·L⁻¹）	Chl a浓度/ （μg·L⁻¹）	DIC浓度/ （μmol·kg⁻¹）	TA/ （μmol·kg⁻¹）	pH	pCO₂/μatm
注：括号内为平均值±标准差。
2018年4月 8−9日（春季）	2.5～6.0	21.8～25.0	30.42～31.19	216.1～237.9	1.31～4.49	1 875～1 927	2 022～2098	7.99～8.05	530～628
（23.2±0.9）	（30.81±0.19）	（224.8±5.7）	（2.62±0.88）	（1 901±17）	（2 063±22）	（8.01±0.02）	（588±27）
2018年8月25−26日（夏季）	4.5～8.8	28.0～31.3	21.73～27.34	179.2～242.8	4.92～9.44	1 569～1 729	1 661～1 895	7.88～8.12	427～748
（29.3±1.0）	（24.51±1.53）	（201.5±15.5）	（6.99±1.60）	（1 624±41）	（1 772±70）	（8.02±0.07）	（548±83）

观测时间	水深/m	SST/℃	SSS	DO浓度/ （μmol·L⁻¹）	Chl a浓度/ （μg·L⁻¹）	DIC浓度/ （μmol·kg⁻¹）	TA/ （μmol·kg⁻¹）	pH	pCO₂/μatm
注：括号内为平均值±标准差。
2018年4月 8−9日（春季）	2.5～6.0	21.8～25.0	30.42～31.19	216.1～237.9	1.31～4.49	1 875～1 927	2 022～2098	7.99～8.05	530～628
（23.2±0.9）	（30.81±0.19）	（224.8±5.7）	（2.62±0.88）	（1 901±17）	（2 063±22）	（8.01±0.02）	（588±27）
2018年8月25−26日（夏季）	4.5～8.8	28.0～31.3	21.73～27.34	179.2～242.8	4.92～9.44	1 569～1 729	1 661～1 895	7.88～8.12	427～748
（29.3±1.0）	（24.51±1.53）	（201.5±15.5）	（6.99±1.60）	（1 624±41）	（1 772±70）	（8.02±0.07）	（548±83）

双因子	观测时间
注：*代表p<0.01；代表p<0.05。
水深−pCO₂	−0.872^**	−0.667^**
SST−pCO₂	0.470^*	−0.782^**
SSS−pCO₂	−0.840^**	−0.752^**
DO浓度−pCO₂	0.298	−0.816^**
Chl a浓度−pCO₂	0.435^*	−0.257

双因子	观测时间
注：*代表p<0.01；代表p<0.05。
水深−pCO₂	−0.872^**	−0.667^**
SST−pCO₂	0.470^*	−0.782^**
SSS−pCO₂	−0.840^**	−0.752^**
DO浓度−pCO₂	0.298	−0.816^**
Chl a浓度−pCO₂	0.435^*	−0.257

观测时间	ΔpCO₂/ μatm	风速U₁₀/ （m·s⁻¹）	海−气CO₂通量$F_{\rm CO_2} $/ （mmol·m⁻²·d⁻¹）
注：括号中为平均值±标准差。
2018年4月 8−9日（春季）	140～238 （198±27）	0.6～2.9 （1.9±0.5）	0.2～4.0 （1.7±0.8）
2018年8月 25−26日（夏季）	42～363 （163±83）	0.2～3.4 （1.8±0.7）	0～2.8 （1.2±0.8）

观测时间	ΔpCO₂/ μatm	风速U₁₀/ （m·s⁻¹）	海−气CO₂通量$F_{\rm CO_2} $/ （mmol·m⁻²·d⁻¹）
注：括号中为平均值±标准差。
2018年4月 8−9日（春季）	140～238 （198±27）	0.6～2.9 （1.9±0.5）	0.2～4.0 （1.7±0.8）
2018年8月 25−26日（夏季）	42～363 （163±83）	0.2～3.4 （1.8±0.7）	0～2.8 （1.2±0.8）

北部湾东北部春、夏季表层海水CO₂分压的24 h变化及其调控机制研究

PDF下载

许欣 ¹^,² , 王翔 ¹^,² , 胡慧娜 ²^,³^,⁴ , 向荣 ¹^,² , 蔡钰灿 ¹^,² , 刘长建 ¹^,² , 张伟杰 ¹^,² , 陈际雨 ¹^,² , 马玉 ¹^,²^,⁴^,^*

海洋学报 | 论文 2023,45(3): 14-26

收起

海洋学报 | 论文 2023, 45(3): 14-26

北部湾东北部春、夏季表层海水CO₂分压的24 h变化及其调控机制研究

全屏

许欣¹^,², 王翔¹^,², 胡慧娜²^,³^,⁴, 向荣¹^,², 蔡钰灿¹^,², 刘长建¹^,², 张伟杰¹^,², 陈际雨¹^,², 马玉¹^,²^,⁴^,^*

作者信息

¹ 自然资源部南海调查中心，广东广州 510300

² 自然资源部海洋环境探测技术与应用重点实验室，广东广州 510300

³ 自然资源部南海生态中心，广东广州 510300

⁴ 海南南沙珊瑚礁生态系统国家野外科学观测研究站，广东广州 510300

许欣（1989-），男，浙江省杭州市人，主要研究方向为海洋生物地球化学。E-mail：xuxinsmst@163.com

通讯作者:

*马玉（1982-），正高级工程师，主要研究方向为海洋生物地球化学。E-mail：362005949@qq.com

Hourly variations of partial pressure of CO₂ in surface sea water and its controlling mechanisms in the northeastern Beibu Gulf in spring and summer

Xin Xu¹^,², Xiang Wang¹^,², Huina Hu²^,³^,⁴, Rong Xiang¹^,², Yucan Cai¹^,², Changjian Liu¹^,², Weijie Zhang¹^,², Jiyu Chen¹^,², Yu Ma¹^,²^,⁴^,^*

Affiliations

¹South China Sea Marine Survey Center, Ministry of Natural Resources, Guangzhou 510300, China

²Key Laboratory of Marine Environmental Survey Technology and Application, Ministry of Natural Resources, Guangzhou 510300, China

³South China Sea Environmental Monitoring Center, Ministry of Natural Resources, Guangzhou 510300, China

⁴Nansha Islands Coral Reef Ecosystem National Observation and Research Station, Hainan, Guangzhou 510300, China

出版时间: 2023-03-01 doi: 10.12284/hyxb2023052

文章导航

摘要

收起

周日观测对掌握近海碳酸盐体系变化和海−气CO₂交换过程是必要的，有助于降低碳源汇评估的不确定性。针对北部湾东北部的英罗湾−安铺港海域，于2018年4月和8月利用24 h定点逐时采样观测了该区域表层海水碳酸盐体系及相关要素，分析了春、夏季的表层海水CO₂分压（pCO₂）24 h逐时变化规律及其调控因子。观测结果表明，春、夏季pCO₂变化范围分别为530～628 μatm和427～748 μatm，平均海−气CO₂通量分别为（1.7±0.8）mmol/(m²·d)和（1.2±0.8）mmol/(m²·d)，均表现为大气CO₂的弱源。其中春季pCO₂ 24 h逐时变化受温度的影响相比夏季更显著，而夏季pCO₂对潮汐作用以及区域内沿岸河流、地下水等淡水汇入引起的生物生产和呼吸代谢过程增强的响应更明显。海水升温主导了春季区域表层高pCO₂的形成，夏季咸淡水的物理混合过程中增强的生物生产对表层溶解无机碳（DIC）起到降低作用，区域内的红树林、盐沼等生态系统对淡水端的DIC添加有一定的贡献。水团DIC浓度与总碱度（TA）的比值变化可反映英罗湾−安铺港海域pCO₂湾内高、湾外低的总体分布格局。

关键词

北部湾 / 英罗湾−安铺港 / CO₂分压 / 海−气CO₂通量

Abstract

收起

Diurnal observation is necessary for grasping the variability of carbonate system in coastal waters and sea-air CO₂ exchange process and is helpful to reduce the uncertainty of assessments for carbon source/sink. Surface carbonate system and related parameters were obtained during twice 24 hours fixed sampling and observation conducted in April and August 2018 in the Yingluo Bay-Anpu Harbor, located in the northeastern Beibu Gulf. In this paper, we analyzed the hourly variations of partial pressure of CO₂ in surface sea water (pCO₂) and discussed the corresponding environment factors controlling pCO₂ in both seasons. The pCO₂ values ranged from 530−628 μatm in spring to 427−748 μatm in summer, with the average sea-air CO₂ flux in spring and summer for (1.7±0.8) mmol/(m²·d) and (1.2±0.8) mmol/(m²·d), respectively. The study area acted as a weak CO₂ source during both seasons. The hourly changes of pCO₂ in spring were more significantly affected by temperature effects than in summer. During summertime, pCO₂ had more sensibly response to tidal action, enhanced biological production and respiration with inflow of coastal freshwater such as rivers and submarine groundwater discharge. Water warming dominated the formation of high pCO₂ in spring. The enhanced biological production during the physical mixing of saline and fresh water played a role in the drawdown of surface dissolved inorganic carbon (DIC) and the mangroves and salt marshes ecosystems along the bay had a certain contribution to the addition of DIC on the freshwater end-member in summer. The variations of the ratio of DIC concentration and total alkalinity (TA) in the water masses could imply the overall distribution pattern adjacent to the Yingluo Bay-Anpu Harbor that high values exists in the bay and lower values exists in offshore water.

Key words

Beibu Gulf / Yingluo Bay-Anpu Harbor / partial pressure of CO₂ / sea-air CO₂ flux

引用本文

许欣, 王翔, 胡慧娜, 向荣, 蔡钰灿, 刘长建, 张伟杰, 陈际雨, 马玉. 北部湾东北部春、夏季表层海水CO₂分压的24 h变化及其调控机制研究. 海洋学报, 2023 , 45 (3) : 14 -26 . DOI: 10.12284/hyxb2023052

Xin Xu, Xiang Wang, Huina Hu, Rong Xiang, Yucan Cai, Changjian Liu, Weijie Zhang, Jiyu Chen, Yu Ma. Hourly variations of partial pressure of CO₂ in surface sea water and its controlling mechanisms in the northeastern Beibu Gulf in spring and summer[J]. Haiyang Xuebao, 2023 , 45 (3) : 14 -26 . DOI: 10.12284/hyxb2023052

正文

收起

1 引言

收起

在不同时空尺度下，对海水碳酸盐体系变化和海−气CO₂交换过程的研究，是准确、可靠地获取评估区域碳源汇格局的关键之一。作为海陆交汇的缓冲地带，近岸海域如河口、海湾等的海水碳的生物地球化学循环过程相比开阔大洋更复杂。陆地、河流、大气、沉积物和生物群落之间的相互作用所引起的咸淡水团混合、垂直混合、上升流、初级生产和有机物的再矿化等过程，加之人类活动的较大影响，使得近海水体碳酸盐体系和海−气CO₂交换表现出显著的时空异质性和不确定性^[1-2]。

针对我国近海海水碳酸盐体系的研究主要集中于河口区域，如长江口^[3-8]、珠江口^[9-11]、黄河口^[12]等大型三角洲河口，对海湾的相关研究主要有胶州湾^[13-16]和大亚湾^[17-18]等海湾，以季节内的走航观测和大面采样调查研究为主。从现有文献提供的观测资料可知，我国近海表层海水CO₂分压（pCO₂）时空变化大，其24 h日内变化幅度也远大于外海^[19]，观测手段的时空局限性无疑增大了近海区域碳源汇评估的难度。日照变化、潮汐涨落、昼夜水温波动下的生物代谢速率变化等都是影响海水pCO₂在短期周日时间尺度内变化的重要过程^[19]。因此，针对近岸海域的定点表层海水碳酸盐体系周日观测有助于降低区域pCO₂分布评估和海−气CO₂通量估算的不确定性^[20]，区域表层碳酸盐体系和海−气CO₂通量日内变化对物理、生物等过程的响应机制研究是十分必要的。

北部湾位于南海西北部，为半封闭型大陆架浅海湾，处于北回归线以南，其东、西、北3面均被陆地和岛屿环抱，仅有南部湾口和东部的琼州海峡与南海相贯通，属亚热带海洋性气候，受东亚季风调控，5−8月主要受西南季风影响，9月至翌年4月主要受东北季风影响^[21]。一般认为，北部湾北部7−8月为丰水期，2−4月为枯水期，潮汐性质以不正规或正规日潮为主^[22]。本研究区域聚焦于北部湾东北部英罗湾−安铺港海域，考虑到英罗湾呈狭长喇叭状，潮汐作用明显，其湾口受季节性的沿岸水和离岸水的影响，能够相对完整地反映区域水文和生物地球化学过程，具有较好的研究代表性，因此在安铺港内、英罗湾口门处开展春、夏季24 h定点采样观测，分析该海域春、夏季海水碳酸盐体系24 h逐时变化规律，探究其变化的影响因子，旨在评估春、夏季区域pCO₂的空间分布，并对其碳源汇的驱动过程机制进行初探。

2 材料与方法

收起

2.1 研究区域及站位布设

英罗湾−安铺港位于北部湾东北部，与东面的湛江市、北面的北海市相接，其中英罗湾整体形态较狭长，形成一个相对封闭的港湾，南面湾口与东侧的安浦港相邻，安铺港口门与北部湾保持水体交换。英罗湾内沿岸红树林、盐沼湿地生态系统广布，其中东侧为广东湛江高桥国家红树林自然保护区，西侧为广西合浦山口国家红树林自然保护区，而盐沼以互花米草（Spartina alterniflora）为主^[23]，汇入湾内的高桥河、洗米河、卖皂河及武留江等小型河流年径流量较小。夏季，有上游径流量较大的九州江分别经下游营仔河、安铺河注入安浦港。本研究布设1个24 h逐时观测站位C1，经纬度坐标为21.455°N，109.788°E（图1）。

2.2 采样与分析

分别于2018年春季4月8日15时至2018年4月9日15时、2018年夏季8月25日16时至2018年8月26日16时开展表层海水（深度小于1 m）的采样工作。除春季水深和夏季叶绿素a（Chl a）浓度每3 h测量或采样1次以外，其余水深、表层水温（SST）、表层盐度（SSS）、溶解氧（DO）浓度、pH、溶解无机碳（DIC）浓度、总碱度（TA）、Chl a浓度等指标均为每1 h测量、采样1次。

使用8 L Niskin采水器采集表层水样。SSS使用HYSYA2-2型盐度计测定，DO浓度、pH现场采样分析方法参照《海洋调查规范》（GB/T 12763−2007），Chl a浓度参照《海洋监测规范》（GB 17378−2007）中的紫外分光光度法测定；测定DIC浓度和TA的水样未经过滤，直接用250 mL硼硅酸盐玻璃瓶采取，并加入50 μL的饱和HgCl₂溶液固定混匀后用硅脂密封常温避光保存。DIC浓度、TA测定方法分别参照《海水总溶解无机碳的测定：非色散红外吸收法》（HY/T 196−2015）和《海水总碱度的测定：敞口式电位滴定法》（HY/T 197−2015），测定前将样品在25℃下恒温静置使之沉淀充分后取上清液测试，其中DIC浓度采用Apollo AS-C3型无机碳分析仪测定，TA采用Mettler Toledo G20型自动电位滴定仪测定，测定过程中采用CRM标准海水进行标定和质控，两者的分析误差均能控制在±2 μmol/kg以内。

2.3 数据处理

水体DO饱和度（DO%）由实测DO浓度与大气平衡DO浓度之间的比值计算获得，而与大气平衡的DO浓度是通过Benson和Krause^[24]提出的公式结合水温、盐度以及现场大气压计算得到。

pCO₂利用海水碳酸盐体系计算软件（CO₂Sys_XLS_v2.3）进行计算得到。碳酸的第一、第二级解离常数（K₁、K₂）采用经Dickson和Millero^[25]修正的Mehrbach等^[26]的K₁、K₂值，和TA相关的${{\rm {HSO}}_4^-} $、HF以及硼酸解离常数分别选择Dickson^[27]、Perez和Fraga^[28]及Lee等^[29]的测定值，结合DIC浓度和TA计算得到对应样品的pCO₂值。另外，由于近岸海域水体中可能存在较高的有机碱度^[30]，影响pCO₂计算结果的准确度，为进一步检验pCO₂结果的可靠性，比较分析了NBS标度下的pH实测值和相同标度下的pH计算值，两者的差值在±0.01以内，说明本研究调查期间水体中有机碱度对碳酸盐体系的干扰小，计算获得的pCO₂结果可靠。

本文借鉴Takahashi等^[31]评估年内季节变化导致的温度和生物活动的差异对大洋pCO₂贡献的方法，来分别评估春、夏季观测期间温度和非温度因子（近岸海湾不局限于生物活动影响）对英罗湾邻近海域C1站pCO₂ 24 h变化的影响程度。基于Takahashi等^[32]提出的温度与pCO₂的关系式即（$\partial $pCO₂/$\partial $T）/pCO₂=0.0423℃⁻¹，即水温每升高1℃，pCO₂升高约4%，评估温度对pCO₂的变化影响，可将pCO₂校准为

(1)$ np{{{\rm{CO}}_{2T}}} =p{\rm{CO_{2mean}}} \times {\rm{exp}}[0.042\;3\times ({\rm{SST}}-{\rm{SST_{mean}}})]\text{，} $

式中，npCO_2T为温度影响下pCO₂的校准值；pCO_2mean和SST_mean为观测时段内pCO₂和SST的平均值。同时，为评估非温度因子对pCO₂变化的影响，可剔除温度效应对pCO₂变化的影响，将pCO₂校准为

(2)$ np{{\rm CO}_{{\rm 2N}T}} =p{\rm{CO_2}}\times {\rm{exp}}[0.042\; 3\times ({\rm{SST_{mean}}}-{\rm{SST}})]\text{，} $

式中，npCO_2NT为SST平均值下pCO₂的校准值。每一日观测时段内的温度和非温度因子的影响程度可以用以下两个公式得到：

(3)$ \Delta np{{\rm CO}_{2T}}=np{{\rm CO}_{{2}T{\rm max}}}-np{{\rm CO}_{{2}T{\rm min}}}\text{，} $

(4)$ \Delta np{{\rm CO}_{{\rm 2N}T}}=np{{\rm CO}_{{\rm 2N}T{\rm max}}}-np{{\rm CO}_{{\rm 2N}T{\rm min}}}\text{，} $

式中，参数下角标max、min分别代表每一观测时段内对应pCO₂校准值的最大值、最小值。温度和非温度因子对pCO₂ 24 h逐时变化的贡献可以用ΔnpCO_2T/ΔnpCO_2NT之比来表征，若ΔnpCO_2T/ΔnpCO_2NT>1，表明pCO₂ 24 h逐时变化由温度的影响为主；若ΔnpCO_2T/ΔnpCO_2NT<1，则表明pCO₂ 24 h逐时变化由非温度因子的控制为主。

海−气CO₂通量的计算公式为

(5)$ F_{\rm{CO_2}}=k\times s\times (p{\rm{CO_{2sea}}}-p{\rm{CO_{2air}}})\text{，} $

式中，$F_{\rm CO_2} $为CO₂的海−气净通量（以碳计，单位：mmol/（m²·d））；k为CO₂气体交换速率（单位：cm/h）；s为海水CO₂溶解度^[33]（单位：mol/（kg·atm））；pCO_2sea为表层海水pCO₂；pCO_2air为与大气平衡的pCO₂。若$F_{\rm CO_2} $为负值，表示海水从大气中吸收CO₂，是大气CO₂的汇；若$F_{\rm CO_2} $为正值，表示海水向大气释放CO₂，是大气CO₂的源。对于式（5）中的CO₂气体交换速率k值，本文采用Sweeney等^[34]在Wanninkhof^[35]研究基础上提出的修正计算公式，即：

(6)$ k=0.27 \times U_{10}^2\times (S c/660)^{-0.5}\text{，} $

式中，U₁₀为海平面以上10 m处风速（单位：m/s）；Sc为海水中CO₂的Schmidt数，是水温的函数；660为20℃时CO₂的Schmidt数^[35]。本文使用距C1站最近的国家海洋局铁山港海洋环境监测站（21.594°N，109.565°E，位置见图1）的实测风速数据，计算对应时刻的k值，进而开展海−气CO₂通量的估算。

3 结果

收起

3.1 表层水文、生态环境要素的24 h逐时变化

春季，C1站水深变化介于2.5～6.0 m，SST逐时变化范围在21.8～25.0℃之间，平均值为（23.2±0.9）℃，SSS逐时变化范围在30.42～31.19之间，平均值为30.81±0.19；夏季，C1站水深变化介于4.5～8.8 m，SST逐时变化范围在28.0～31.3℃之间，平均值为（29.3±1.0）℃，SSS逐时变化范围在21.73～27.34之间，平均值为24.51±1.53（表1）。春、夏季SST最高值出现在14时或15时，最低值出现在夜间，主要是受太阳辐射增温作用的影响。春季SSS日间低，夜间高，而夏季SSS日间高，夜间低，春、夏季SSS的昼夜变化规律虽有差异，但SSS的变化均与水深的改变紧密相关（图2a，图2e）。

春季，C1站表层DO浓度和Chl a浓度分别为216.1～237.9 μmol/L和1.31～4.49 μg/L，平均浓度分别为（224.8±5.7）μmol/L和（2.62±0.88）μg/L（表1，图2b）；夏季，C1站表层DO浓度和Chl a浓度分别为179.2～242.8 μmol/L和4.92～9.44 μg/L，平均浓度分别为（201.5±15.5）μmol/L和（6.99±1.60）μg/L（表1，图2f）。本研究春、夏季海域表层Chl a浓度观测结果高于北部湾中心离岸海域的分布结果^[36]。

3.2 表层碳酸盐体系的24 h逐时变化

春季，C1站表层DIC浓度和TA分别为1 875～1 927 μmol/kg和2 022～2 098 μmol/kg，平均值分别为（1 901±17）μmol/kg和（2 063±22）μmol/kg（表1，图2c）。夏季，C1站表层DIC浓度和TA分别为1 569～1 729 μmol/kg和1 661～1 895 μmol/kg，平均值分别为（1 624±41）μmol/kg和（1 772±70）μmol/kg（表1，图2g）。夏季的表层DIC浓度和TA对比春季整体较低，同时变化幅度也较大（图2c，图2g）。

C1站表层pH春、夏季24 h逐时观测结果分别为7.99～8.05和7.88～8.12，两季pH平均值接近，春季为8.01±0.02，夏季为8.02±0.07（表1）。春季pCO₂变化范围为530～628 μatm，平均值为（588±27）μatm（表1，图2d）；夏季pCO₂变化范围为427～748 μatm，平均值为（548±83）μatm（表1，图2h），相比春季，夏季pCO₂日内观测的不确定性显然更大。春、夏季pH和pCO₂在数值上都趋近于镜像的时间序列变化关系（图2d，图2h），较低的pH对应较高的pCO₂，这与海水碳酸盐平衡体系参数本身的变化规律相吻合。

4 讨论

收起

4.1 春、夏季pCO₂ 24 h逐时变化的影响因子分析

海水中的碳酸盐体系组分变化除受控于温度的变化外，往往还受水文动力、生物活动等其他非温度因子的影响。需要指出的是，在海水碳酸盐体系的缓冲作用下，对于时间尺度较短的过程研究，CO₂的海−气交换平衡是一个相对缓慢的过程，因此海−气CO₂交换对区域pCO₂短期日内变化的影响是可以忽略不计的^[37-38]。选取水深、SST、SSS、DO浓度、Chl a浓度5项环境因子，对春、夏季pCO₂分别进行Pearson相关性分析，结果见表2。

4.1.1 水温对pCO₂的影响

温度是海水碳酸盐平衡体系最主要的控制因子之一。pCO₂会受海水CO₂溶解度和碳酸盐热力学平衡的影响，水温改变进而引起海水CO₂溶解度改变和碳酸盐的解离平衡移动，温度降低，CO₂溶解度增大；在给定DIC浓度和TA的条件下，低温海水pH相对高，对应pCO₂相对低，同时拥有相对低的游离CO₂浓度、$\rm CO_3^{2-}$浓度和相对高的$\rm HCO_3^{-}$浓度。

由图3可知，春季C1站的pCO₂与SST呈正相关（R=0.470，n=25，p<0.05），而夏季pCO₂与SST呈显著负相关（R=−0.782，n=25，p<0.01）。春季C1站的日平均SST为23.2℃，对应的pCO₂日平均值为588 μatm，按照Takahashi等^[32]的经验关系式，夏季C1站的日平均SST为29.3℃，相对应的pCO₂日平均理论值应为761 μatm，而pCO₂实际的日平均值相较春季低，仅为548 μatm，低于pCO₂日平均理论值200 μatm以上。按照2.3节的评估方法计算得到，春季C1站的ΔnpCO_2T/ΔnpCO_2NT比值为0.78（80 μatm/103 μatm），而夏季的ΔnpCO_2T/ΔnpCO_2NT比值仅为0.20（78 μatm/398 μatm），这表明在C1 站尽管春季较夏季pCO₂ 的温度效应更显著，但无论春季或夏季，pCO₂ 24 h 逐时变化都是以非温度因子的调控为主。

4.1.2 潮汐作用对pCO₂的影响

除温度效应对海水pCO₂的调控外，水文动力过程导致的盐度变化是影响pCO₂的又一重要因子。由于靠近陆地，水深浅，海域的短期水文动力过程主要是潮汐作用。英罗湾−安铺港海域的潮汐属不正规日潮为主的混合潮型，海域总体潮差和纳潮量较大，潮流动力强，涨落潮流为往复流，涨潮流向主要为NE−E向，落潮流向主要为SW−W向^[39]。由表2可知，春、夏季C1站pCO₂和水深具有显著负相关（春季，R=−0.872，n=9，p<0.01；夏季，R=−0.667，n=25，p<0.01），涨潮时pCO₂较低，落潮时pCO₂较高，这主要是涨潮时pCO₂较低的湾外海水入侵，落潮时pCO₂较高的湾内水体向湾外扩张造成的结果，这跟潮汐作用主导深沪湾和厦门湾pCO₂日变化规律类似^[19]。

SSS的24 h逐时变化与潮汐过程的水深变化存在明显的耦合关系（图4a），参照式（4）将两次观测结果计算所得的pCO₂去除温度效应，校准至春、夏季观测期间实测SST平均值（26.2℃）下的npCO₂。从图4b可看出，春季SSS逐时变化幅度较小，npCO₂变化范围在617～735 μatm，npCO₂与SSS呈一定的负相关（R=−0.400，n=25，p<0.05），类似的现象也出现在夏季21<SSS<26时，npCO₂从693 μatm降至344 μatm，相反地，夏季26<SSS<28时，npCO₂随着SSS的增大而升高（R=−0.763，n=25，p<0.001）。因此，潮汐过程是影响C1站pCO₂ 24 h逐时变化的重要因素之一，相比春季，潮汐作用对夏季pCO₂ 24 h逐时变化的调控更显著。

4.1.3 生物活动对pCO₂的影响

生物过程对陆架边缘海特别是河口、港湾等近岸海域pCO₂的时空分布尤为重要，生物的初级生产、呼吸作用和钙化作用等群落代谢过程均会改变吸收或释放CO₂强度，导致pCO₂变化^{[31, 40]}，Chl a浓度和DO%都是表征生物活动强弱的常用指标。浮游植物的光合作用和生物的耗氧呼吸作用通过以下方程消耗CO₂和产生CO₂^[41]：

(7)$\begin{split} 106{\rm{CO}}_2+&16{\rm{NO}}_3^-+{\rm{H}}_2 {\rm{PO}}_4^-+17{\rm{H}}^+ +122{\rm{H}}_2 {\rm{O}}\to\\&({\rm{CH}}_2{\rm{O}})_{106}({\rm{NH}}_3)_{16}{\rm{H}}_3{\rm{PO}}_4+138{\rm{O}}_2\text{，} \end{split}$

(8)$\begin{split} &\rm (CH_2O)_{106}(NH_3)_{16}H_3 PO_4+138O_2\to\\&\rm 106CO_2+16HNO_3+H_3PO_4+122H_2O. \end{split}$

图5a显示，春季C1站npCO₂与Chl a浓度之间有着较好的正相关性（R=0.657，n=25，p<0.001），而npCO₂与DO%之间的相关性较弱。按照Chl a浓度升高表征光合作用增强，导致pCO₂下降，这跟实际的观测结果趋势相反，并且DO%逐时变化也不明显（96%～109%），DO浓度基本处于与大气相平衡的状态，因此可认为春季pCO₂的24 h逐时变化与Chl a浓度之间并不存在直接的因果联系。夏季C1站npCO₂与Chl a浓度的相关性相对较弱，而与DO%之间呈显著的负相关（R=−0.826，n=25，p<0.001），DO%逐时变化在84%～120%之间（图5b）。由图2e、图2f和图2h可知，夏季观测期间C1站水体日间表征的是湾外水，而夜间表征的是湾内水，湾内pCO₂高于湾外，而湾内DO%低于湾外。受耗氧和产氧生物过程开展时长差异的影响，日间湾外水进行浮游植物光合作用和生物的呼吸代谢过程，表现为低pCO₂和高DO%，而夜间因光照限制湾内水只进行生物的耗氧呼吸作用，表现为高pCO₂和低DO%。pCO₂和DO%除受生物过程昼夜变化控制以外，夏季英罗湾−安铺港湾内的降雨量和径流量较春季大幅增加，湾内水深、潮差也较春季增大，冲淡水及潮流的输沙能力又强^[42]，造成悬浮物含量较高，水体透明度较低，不利于生物进行光合作用，限制了湾内浮游植物的初级生产和CO₂的吸收。同时，河流、地下水排放以及人类活动输出的溶解有机碳（DOC）通量高^[43]，加之高水温也有助于增强有机物微生物耗氧分解速率，促进O₂消耗并向水体中释放CO₂^[44]。图4b显示，夏季在SSS为26左右时出现npCO₂极小值，表明在英罗湾外海域，河流冲淡水携带足量营养盐^[45]促使区域适宜浮游植物的生长繁殖，导致光合作用增强，吸收海水中的CO₂增多，导致pCO₂低于湾内。总体而言，生物活动对研究海域夏季pCO₂ 24 h逐时变化的影响远比春季明显。

根据上述对pCO₂ 24 h逐时变化影响因子的分析，筛选出春、夏季主要影响因子，通过多元线性回归分析，分别建立春季和夏季C1站pCO₂与环境因子的回归方程如下：

(9)$ \begin{split}春季\text{，}p{\rm{CO}}_2 =& 4\; 242.064 - 119.073 \times {\rm{SSS}} + 0.633 \times \\& {\rm{SST}}\text{，}n=25,\; R=0.841\text{，} \end{split}$

(10)$ \begin{split}夏季\text{，}p{\rm{CO}}_2 =&2\; 074.953-18.649\times {\rm{SSS}}-20.894\times\\&{\rm{SST}}-2.273\times {\rm{DO}}\text{，}n=25,\;R=0.897.\end{split} $

4.2 春、夏季区域碳源汇驱动机制

4.2.1 春季升温主导高pCO₂的形成

根据4.1.3节的分析，春季区域pCO₂整体相对大气过饱和，而DO基本上与大气处于平衡状态，表明生物耗氧呼吸和有机物的再矿化过程对pCO₂的调控作用较弱。由于海水碳酸盐化学平衡的缓冲作用，相比于海水和大气之间的O₂平衡，海水与大气之间的CO₂平衡时间更长，也可能是导致pCO₂和DO浓度之间耦合关系（表2）不明显的原因^[46]。针对这一问题，我们采用Zhai等^[47]的方法对春季（2018年4月）和夏季（2018年8月）C1站CO₂和O₂的海−气平衡时间（τ）进行半定量的估算：

(11)$ \tau({\rm{CO}}_2)=d_{\rm{ML}}/k({\rm{CO}}_2)/s\times ({\rm{DIC}}/p{\rm{CO}}_2/{\rm{RF}})\text{，} $

(12)$ \tau ({\rm{O}}_2)=d_{\rm{ML}}/k({\rm{O}}_2)\text{，} $

式中，d_ML为混合层深度（按平均观测水深计，4月为3.9 m，8月为6.3 m），2018年4月实测10 m风速为0.1～9.9 m/s，月平均10 m风速为（2.5±1.2）m/s，8月实测10 m风速为0～8.1 m/s，月平均10 m风速为（2.1±1.2）m/s，水温分别设为4月和8月的平均观测SST（23.2℃和29.3℃），按照式（6）分别计算得到CO₂和O₂的气体交换速率k（20℃时O₂的Schmidt数约为590^[35]），其中4月CO₂和O₂的k值均约为0.44 m/d，8月均约为0.36 m/d。CO₂溶解度s、DIC浓度、pCO₂均为每一观测时段的平均值，应分别约为0.030 mol/（kg·atm）（4月）、1 901 μmol/kg（4月）和588 μatm（4月），0.027 mol/（kg·atm）（8月）、1 624 μmol/kg（8月）和548 μatm（8月），CO₂的缓冲因子（RF）平均值分别为12.5（4月）和12.3（8月）。排除pCO₂的温度效应，C1站春季CO₂和O₂的τ值分别约为75 d和9 d，夏季分别约为156 d和18 d，区域春、夏季CO₂的τ值分别约为O₂ τ值的8.3倍和8.7倍。根据τ值的定义^[40]可知，春、夏季区域水体中的O₂恢复至大气平衡状态过程中，DO与其大气平衡值的相对变化为1/e（约37%）时，水体的pCO₂与大气CO₂平衡值的相对变化仅约为5%，即下降8～11 μatm。由此可推断，CO₂的海−气交换过程对春季高pCO₂形成的影响也是有限的。

现有的研究表明，位于低纬度的南海北部开阔海域春季非水华期pCO₂主要受温度效应调控，pCO₂与大气接近，处于CO₂源汇平衡^[47]。结合4.1.1节的水温对pCO₂ 24 h逐时变化的影响分析，春季观测的pCO₂与SST之间正相关性较好，参考翟惟东^[48]及Wang和Zhai^[49]表征pCO₂季节性温度效应的方法，绘制了pCO₂温度控制曲线，见图3，春季pCO₂观测结果基本落在（580±20）μatm×exp[0.042 3×（SST−23.2℃）]这一范围内。根据本课题组在C1站秋季（2017年11月）和冬季（2018年1月）两次24 h逐时观测结果，区域秋、冬季的SST变化范围基本在16～19℃，其中秋季SST平均值为18.1℃，冬季SST平均值为17.4℃。若仅考虑温度效应对pCO₂的影响，则通过上述的水温预测公式计算得到的冬季区域pCO₂平均值应在438～469 μatm范围内，依然高于大气CO₂分压。因此，英罗湾−安铺港海域秋、冬季仍可能表现为大气CO₂的源，随着春季海水升温，pCO₂呈现继续升高的趋势。

4.2.2 夏季物理混合和生物活动对pCO₂的影响

从4.1.2节的分析可以发现，潮汐作用是影响英罗湾−安铺港海域pCO₂ 24 h逐时变化的一大因素，水体的物理混合作用一定程度上可反映湾内外pCO₂的空间分布差异，因此，尝试探究区域水团碳酸盐体系所表现出的季节性差异，以便能更好地理解pCO₂季节性分布变化规律。北部湾东北部海域春季被认为是以陆架混合暖水占据为主，而夏季在表层海水持续升温及沿岸入海河流、地下水的作用下，该海域可划分为盐度小于28的沿岸水、盐度介于28～32的陆架混合暖水和盐度大于32的低温陆架深层水3个典型水团^[50]。按照SSS为28来划分，结合本研究，可以推断C1站春季由陆架混合暖水控制，而夏季则受沿岸水的调控。

夏季英罗湾−安铺港内沿岸水由于湾内河流数量较多，单一河流的流量较小，因此未开展各河流淡水端元采样分析工作。TA是一个相对保守的参数，生物作用对其变化的影响较小^[40]，在河口、港湾区域可作为划分水团的指标。对于夏季低盐的沿岸水，TA和SSS之间呈显著的线性正相关，两者的拟合曲线见图6a。春季SSS变化区间为30.42～31.19，TA的分布相对夏季更集中，将夏季的TA拟合曲线向高盐端外推至春季SSS平均值（30.81），得到对应的TA计算值为2 057 μmol/kg，跟春季TA的实测平均值2 063 μmol/kg接近。因此，夏季低盐沿岸水是由冲淡水和高盐陆架水混合形成的。

相比TA，DIC浓度则直接受生物活动等过程的影响，生物的初级生产可消耗DIC、呼吸作用可累积DIC。为探讨夏季DIC在咸淡水混合过程中发生的生物地球化学添加或去除行为，假定DIC理论的二端元保守混合曲线见图6b，选取跟淡水端的TA值相等的639 μmol/kg和春季SSS平均值（30.81）对应的DIC浓度平均值（1 901 μmol/kg）分别作为淡水端和陆架混合水的DIC端元值，则DIC的添加或去除可用ΔDIC表示为

(13)$ \Delta \rm DIC = DIC - DIC_{mix}\text{，} $

式中，DIC为实测值；DIC_mix为保守混合理论值。若ΔDIC>0，表示DIC发生添加；ΔDIC<0，表示DIC发生去除。图6b显示，夏季盐度在24～28范围内，ΔDIC平均值约为（−35±16）μmol/kg，以净群落生产过程导致的DIC去除为主，与pCO₂的变化趋势基本一致；相反地，盐度在21～24范围内，ΔDIC平均值约为（16±20）μmol/kg，表明有DIC产生或额外的输入。Wang和Cai^[51]对美国Duplin河口CO₂释放强度和DIC输出的季节性变化进行研究，提出“CO₂盐沼泵（Marsh CO₂ Pump）”的概念，春季和初夏盐沼初级生产增强，从大气中“泵入”大量CO₂，随着夏、秋季盐沼初级生产减弱，呼吸作用增强，将DIC和DOC从盐沼系统“泵出”至河口及沿岸水中。英罗湾内的红树林、盐沼生态系统固碳后通过河流或地下水向周边水域排放携带大量DOC和DIC的水体，其中DOC经微生物进一步分解为CO₂，并向大气持续释放CO₂^{[2, 44]}，这可能也是夏季湾内低盐沿岸水保持高pCO₂的原因之一。

考虑到春、夏季表层TA表现出良好的保守性，C1站表层海水DIC浓度/TA比值的变化也可反映区域pCO₂的变化规律。春季，C1站表层DIC浓度/TA比值变化范围在0.914～0.929之间，平均值为0.922±0.004，夏季DIC浓度/TA比值变化范围相比春季更广，在0.891～0.952之间，平均值为0.918±0.018。由图6c可知，春、夏季C1站pCO₂与DIC浓度/TA比值总体呈显著的正相关。从DIC浓度/TA的变化来看，夏季英罗湾沿岸水低盐端DIC浓度/TA相对高，而高盐端DIC浓度/TA相对低，表明低盐端$\rm HCO_3^- $所占比例相比高盐端高，前者$\rm CO_3^{2-} $所占比例相比后者低。这一方面取决于夏季湾内、外沿岸水自身的无机碳化学组分特征，另一方面也跟不同区域主导的生物地球化学过程差异直接相关，呼吸代谢过程会提高湾内水体的DIC浓度/TA比值，而浮游植物的光合作用会降低湾外沿岸水的DIC浓度/TA比值，最终导致英罗湾−安铺港海域pCO₂内高外低的分布格局。

4.3 海−气CO₂通量估算

根据2016−2018年本课题组在广西北海市近岸海域实测的大气CO₂分压，取2018年北海市近岸海域大气CO₂分压的平均值（春、夏季分别约为390 μatm和385 μatm）。C1站海−气CO₂通量估算统计结果见表3，春季和夏季观测期间$F_{\rm CO_2}$变化范围分别为0.2～4.0 mmol/（m²·d）和0～2.8 mmol/（m²·d），日平均$F_{\rm CO_2} $分别为（1.7±0.8）mmol/（m²·d）和（1.2±0.8）mmol/（m²·d）（表3），表明英罗湾−安铺港海域春、夏季均是大气CO₂的弱源。

春季英罗湾−安铺港海域的$F_{{\rm CO}_2}$低于胶州湾^[15]的17.34 mmol/（m²·d），高于大亚湾^[18]的（−28.3±1.5）mmol/（m²·d），夏季$F_{{\rm CO}_2}$低于胶州湾^[13]的（17.7±2.6）mmol/（m²·d）和杭州湾^[6]的（14.0±20.8）mmol/（m²·d），高于大亚湾^[18]的（−8.4±7.1）mmol/（m²·d）。胶州湾、大亚湾冬季pCO₂均低于大气，是大气CO₂的强汇^{[14, 18]}，其中胶州湾春季升温并伴随生物耗氧呼吸的增强，春、夏季逐渐转变为CO₂的强源^{[13, 15-16]}，而大亚湾春季水温升高不明显，仍为大气CO₂的强汇，夏季pCO₂随SST的升高和生物耗氧呼吸的增强而升高，其吸收大气CO₂的强度也显著降低^[18]。夏季杭州湾pCO₂主要是以咸淡水的物理混合为主，生物过程影响很小^[6]。综合4.1节和4.2节的讨论结果，英罗湾−安铺港海域冬季pCO₂“年度初始值”和水温、生物活动的季节性变化差异共同造成了春、夏季海−气CO₂通量有别于胶州湾、大亚湾，pCO₂均高于大气CO₂分压，向大气释放CO₂，较高的pCO₂对应较低的CO₂释放强度主要是受所在海域风速整体偏低的限制。

我国大型河流如长江、珠江等的流域上游pCO₂一般受控于强烈的流域岩石化学风化、土壤侵蚀、土壤呼吸、河水生源有机物的耗氧呼吸等地球化学过程，并且高流速下水体浑浊度也高，低透光率限制了生物生产对水体中CO₂的吸收。另外，盐沼、红树林、地下水排放等的高pCO₂输出可以维持上游高pCO₂，因而大型河流上游区域通常表现为大气CO₂的强源^[52]。与此相对应的是，在大型河流下游入海的咸淡水混合区域，以长江口为例，高pCO₂的冲淡水和低pCO₂的外海水的混合过程中表层受河流冲淡水的影响较为显著，春、夏季高pCO₂的冲淡水也携带高输出通量的颗粒态悬浮物、溶解态有机物和营养盐^[3]，大颗粒的悬浮物在中下游沉降，悬浮物含量降低，水体透明度增加，浮游植物旺发，增大了藻华发生的几率，强烈的生物生产消耗海水中的CO₂，起到显著降低pCO₂的作用^{[4, 7, 47]}，其羽状锋区往往是大气CO₂的汇^[52]。需要指出的是这一现象主要出现在长江口南支外海域，而对于枯水期常发生咸水倒灌入南支的长江口北支，受生源有机物耗氧分解、碳酸盐的溶解和氨氧化作用等过程影响，枯水期间咸淡水混合区域主要位于河口口门以内，表现为高pCO₂和DIC的额外添加，是大气CO₂的强源^[8]。

本研究夏季丰水期间的调查结果显然与大型河流河口的冲淡水区域经常表现为碳汇区的情况不同，作为低纬度亚热带小型海湾，即使是夏季丰水期间河流冲淡水和地下水的总流量也远比不上大型河流，高温、高盐的英罗湾外水体pCO₂也高于大气，加之水体海−气CO₂交换平衡时间较长，一定程度加强的生物生产并不足以将水体过饱和的pCO₂降低至大气pCO₂以下。另外，英罗湾−安铺港内红树林、盐沼生态系统的固碳行为，特别是对低盐端pCO₂的贡献也有待进一步深入研究。尽管春、夏季英罗湾−安铺港水域均表现为大气CO₂的弱源，但若叠加具有较强固碳能力的红树林、盐沼等海岸生态系统，该海湾系统总体上很可能是一个碳汇区。

5 结论

收起

（1）春、夏季观测期间pCO₂ 24 h逐时变化范围分别为530～628 μatm和427～748 μatm，平均值分别为（588±27）μatm和（548±83）μatm，夏季pCO₂日内观测的不确定性更大。

（2）英罗湾−安铺港海域春季pCO₂ 24 h逐时变化的环境影响因子主要以潮汐作用和温度为主，生物活动影响较弱，而夏季pCO₂对潮汐作用以及湾内沿岸河流、地下水等淡水汇入引起的生物生产和呼吸代谢过程增强的响应更显著。

（3）英罗湾−安铺港海域pCO₂存在明显的季节性变化，其中春季主要由海水升温驱动形成表层高pCO₂的状态，夏季咸淡水的物理混合过程中增强的生物生产对DIC起到去除作用，而湾内的红树林、盐沼等生态系统对淡水端的DIC添加有一定的贡献。此外，春、夏季水团DIC浓度/TA比值的变化可反映pCO₂湾内高、湾外低的总体分布格局。

（4）春、夏季观测期间海−气CO₂通量$F_{{\rm CO}_2} $的变化范围分别为0.2～4.0 mmol/（m²·d）和0～2.8 mmol/（m²·d），平均$F_{{\rm CO}_2} $分别为（1.7±0.8）mmol/（m²·d）和（1.2±0.8）mmol/（m²·d），表明英罗湾−安铺港海域春、夏季均是大气CO₂的弱源。

致谢：部分样品的采集工作得到周志宁、张浩、潘永强等同志的支持和协助，两位匿名审稿专家提出的宝贵修改意见，使本文质量得到很大的提升，在此一并感谢！

基金

收起

国家海洋局南海分局海洋科学技术局长基金（180211）；自然资源部南海局科技发展基金(202205)。

参考文献

收起

文献

收起

参考文献引证文献

排序方式：

Chen C T A, Borges A V. Reconciling opposing views on carbon cycling in the coastal ocean: continental shelves as sinks and near-shore ecosystems as sources of atmospheric CO₂[J]. Deep-Sea Research Part II: Topical Studies in Oceanography, 2009, 56(8/10): 578−590.

Cai Weijun. Estuarine and coastal ocean carbon paradox: CO₂ sinks or sites of terrestrial carbon incineration?[J]. Annual Review of Marine Science, 2011, 3: 123−145.

Chen C T A, Zhai Weidong, Dai Minhan. Riverine input and air-sea CO₂ exchanges near the Changjiang (Yangtze River) Estuary: status quo and implication on possible future changes in metabolic status[J]. Continental Shelf Research, 2008, 28(12): 1476−1482.

Zhai Weidong, Dai Minhan. On the seasonal variation of air-sea CO₂ fluxes in the outer Changjiang (Yangtze River) Estuary, East China Sea[J]. Marine Chemistry, 2009, 117(1/4): 2−10.

Wang Bin, Chen Jianfang, Jin Haiyan, et al. Inorganic carbon parameters responding to summer hypoxia outside the Changjiang Estuary and the related implications[J]. Journal of Ocean University of China, 2013, 12(4): 568−576.

Yu Peisong, Zhang Haisheng, Zheng Minhui, et al. The partial pressure of carbon dioxide and air-sea fluxes in the Changjiang River Estuary and adjacent Hangzhou Bay[J]. Acta Oceanologica Sinica, 2013, 32(6): 13−17.

Wang Bin, Chen Jianfang, Jin Haiyan, et al. Diatom bloom-derived bottom water hypoxia off the Changjiang Estuary, with and without typhoon influence[J]. Limnology and Oceanography, 2017, 62(4): 1552−1569.

Zhai Weidong, Yan Xiuli, Qi Di. Biogeochemical generation of dissolved inorganic carbon and nitrogen in the North Branch of inner Changjiang Estuary in a dry season[J]. Estuarine, Coastal and Shelf Science, 2017, 197: 136−149.

Dai Minhan, Zhai Weidong, Cai Weijun, et al. Effects of an estuarine plume-associated bloom on the carbonate system in the lower reaches of the Pearl River Estuary and the coastal zone of the northern South China Sea[J]. Continental Shelf Research, 2008, 28(12): 1416−1423.

Guo Xianghui, Cai Weijun, Zhai Weidong, et al. Seasonal variations in the inorganic carbon system in the Pearl River (Zhujiang) Estuary[J]. Continental Shelf Research, 2008, 28(12): 1424−1434.

Guo Xianghui, Dai Minhan, Zhai Weidong, et al. CO₂ flux and seasonal variability in a large subtropical estuarine system, the Pearl River Estuary, China[J]. Journal of Geophysical Research: Biogeosciences, 2009, 114(G3): G03013.

Liu Zhiyuan, Zhang Longjun, Cai Weijun, et al. Removal of dissolved inorganic carbon in the Yellow River Estuary[J]. Limnology and Oceanography, 2014, 59(2): 413−426.

Li Xuegang, Song Jinming, Niu Lifeng, et al. Role of the Jiaozhou Bay as a source/sink of CO₂ over a seasonal cycle[J]. Scientia Marina, 2007, 71(3): 441−450.

Zhang Longjun, Xue Ming, Liu Qizhen. Distribution and seasonal variation in the partial pressure of CO₂ during autumn and winter in Jiaozhou Bay, a region of high urbanization[J]. Marine Pollution Bulletin, 2012, 64(1): 56−65.

龚信宝, 韩萍, 张龙军, 等. 胶州湾春季4月份表层海水pCO₂分布及控制因素分析[J]. 中国海洋大学学报(自然科学版), 2015, 45(4): 95−102.

Gong Xinbao, Han Ping, Zhang Longjun, et al. Distribution and controlling factors of sea surface partial pressure of CO₂ in Jiaozhou Bay during April[J]. Periodical of Ocean University of China, 2015, 45(4): 95−102.

Li Yunxiao, Yang Xufeng, Han Ping, et al. Controlling mechanisms of surface partial pressure of CO₂ in Jiaozhou Bay during summer and the influence of heavy rain[J]. Journal of Marine Systems, 2017, 173: 49−59.

黄道建, 于锡军, 郭振仁, 等. 大亚湾表层水中溶解无机碳的时空分布[J]. 生态科学, 2013, 32(3): 331−337.

Huang Daojian, Yu Xijun, Guo Zhenren, et al. Spatial-temporal distribution of dissolved inorganic carbon in surface waters of Daya Bay, China[J]. Ecological Science, 2013, 32(3): 331−337.

韩婷婷, 齐占会, 吴风霞, 等. 大亚湾不同海洋功能区表层海水无机碳体系的比较研究[J]. 热带海洋学报, 2016, 35(2): 57−65.

Han Tingting, Qi Zhanhui, Wu Fengxia, et al. Comparative study of dissolved inorganic carbon systems of surface waters in various oceanic functional areas of Daya Bay[J]. Journal of Tropical Oceanography, 2016, 35(2): 57−65.

Dai Minhan, Lu Zhongming, Zhai Weidong, et al. Diurnal variations of surface seawater pCO₂ in contrasting coastal environments[J]. Limnology and Oceanography, 2009, 54(3): 735−745.

Ko Y H, Seok M W, Jeong J Y, et al. Monthly and seasonal variations in the surface carbonate system and air-sea CO₂ flux of the Yellow Sea[J]. Marine Pollution Bulletin, 2022, 181: 113822.

Shaw P T, Chao S Y. Surface circulation in the South China Sea[J]. Deep-Sea Research Part I: Oceanographic Research Papers, 1994, 41(11/12): 1663−1683.

Sun Hongliang, Huang Weimin. Three-dimensional numerical simulation for tide and tidal current in the Beibu Gulf[J]. Acta Oceanologica Sinica, 2001, 20(1): 29−38.

Hu Yuekai, Tian Bo, Yuan Lin, et al. Mapping coastal salt marshes in China using time series of Sentinel-1 SAR[J]. ISPRS Journal of Photogrammetry and Remote Sensing, 2021, 173: 122−134.

Benson B B, Krause D Jr. The concentration and isotopic fractionation of oxygen dissolved in freshwater and seawater in equilibrium with the atmosphere1[J]. Limnology and Oceanography, 1984, 29(3): 620−632.

Dickson A G, Millero F J. A comparison of the equilibrium constants for the dissociation of carbonic acid in seawater media[J]. Deep Sea Research Part A. Oceanographic Research Papers, 1987, 34(10): 1733−1743.

Mehrbach C, Culberson C H, Hawley J E, et al. Measurement of the apparent dissociation constants of carbonic acid in seawater at atmospheric pressure[J]. Limnology and Oceanography, 1973, 18(6): 897−907.

Dickson A G. Standard potential of the reaction: AgCl(s) + 12H₂(g) = Ag(s) + HCl(aq), and the standard acidity constant of the ion $ \rm HSO_4^- $ in synthetic seawater from 273.15 to 318.15 K[J]. The Journal of Chemical Thermodynamics, 1990, 22(2): 113−127.

Perez F F, Fraga F. Association constant of fluoride and hydrogen ions in seawater[J]. Marine Chemistry, 1987, 21(2): 161−168.

Lee K, Kim T W, Byrne R H, et al. The universal ratio of boron to chlorinity for the North Pacific and North Atlantic oceans[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2010, 74(6): 1801−1811.

Ko Y H, Lee K, Eom K H, et al. Organic alkalinity produced by phytoplankton and its effect on the computation of ocean carbon parameters[J]. Limnology and Oceanography, 2016, 61(4): 1462−1471.

Takahashi T, Sutherland S C, Sweeney C, et al. Global sea-air CO₂ flux based on climatological surface ocean pCO₂, and seasonal biological and temperature effects[J]. Deep-Sea Research Part II: Topical Studies in Oceanography, 2002, 49(9/10): 1601−1622.

Takahashi T, Olafsson J, Goddard J G, et al. Seasonal variation of CO₂ and nutrients in the high-latitude surface oceans: a comparative study[J]. Global Biogeochemical Cycles, 1993, 7(4): 843−878.

Weiss R F. Carbon dioxide in water and seawater: the solubility of a non-ideal gas[J]. Marine Chemistry, 1974, 2(3): 203−215.

Sweeney C, Gloor E, Jacobson A R, et al. Constraining global air-sea gas exchange for CO₂ with recent bomb ¹⁴C measurements[J]. Global Biogeochemical Cycles, 2007, 21(2): GB2015.

Wanninkhof R. Relationship between wind speed and gas exchange over the ocean[J]. Journal of Geophysical Research: Oceans, 1992, 97(C5): 7373−7382.

Liu Zilin, Cai Yuming, Ning Xiuren. Distribution characteristics of size-fractionated chlorophyll a and primary productivity in Beibu Gulf[J]. Acta Oceanologica Sinica, 1998, 17(1): 71−83.

Lu Zhongming, Gan Jianping, Dai Minhan. Modeling seasonal and diurnal pCO₂ variations in the northern South China Sea[J]. Journal of Marine Systems, 2012, 92(1): 30−41.

Jones D C, Ito T, Takano Y, et al. Spatial and seasonal variability of the air-sea equilibration timescale of carbon dioxide[J]. Global Biogeochemical Cycles, 2014, 28(11): 1163−1178.

黄广灵, 黄本胜, 邱静, 等. 英罗湾潮汐水道演变及其稳定性分析[J]. 中国农村水利水电, 2018(10): 27−31.

Huang Guangling, Huang Bensheng, Qiu Jing, et al. The evolution and stability of the tidal channel of Yingluo Bay[J]. China Rural Water and Hydropower, 2018(10): 27−31.

Zeebe R E, Wolf-Gladrow D. CO₂ in Seawater: Equilibrium, Kinetics, Isotopes[M]. Amsterdam: Elsevier, 2001: 346.

Redfield A C, Ketchum B H, Richards F A. The influence of organisms on the composition of the sea water[M]//Hill M N. The Seas, Vol 2, The Composition of Sea-water: Comparative and Descriptive Oceanography. New York: Interscience Publishers, 1963: 26−77.

黄广灵, 邱静, 陈晖. 英罗湾−安铺港沉积动力地貌特征及成因研究[J]. 广东水利水电, 2020(11): 52−57.

Huang Guangling, Qiu Jing, Chen Hui. Submarine dynamic geomorphological characteristics and their formation cause in the Yingluo Bay-Anpu Harbor Area[J]. Guangdong Water Resources and Hydropower, 2020(11): 52−57.

Kaiser D, Unger D, Qiu Guanglong. Particulate organic matter dynamics in coastal systems of the northern Beibu Gulf[J]. Continental Shelf Research, 2014, 82: 99−118.

Mcleod E, Chmura G L, Bouillon S, et al. A blueprint for blue carbon: toward an improved understanding of the role of vegetated coastal habitats in sequestering CO₂[J]. Frontiers in Ecology and the Environment, 2011, 9(10): 552−560.

劳齐斌, 刘国强, 申友利, 等. 北部湾入海河流营养盐的分布特征及入海通量研究[J]. 海洋学报, 2020, 42(12): 93−100.

Lao Qibin, Liu Guoqiang, Shen Youli, et al. Distribution characteristics and fluxes of nutrients in the rivers of the Beibu Gulf[J]. Haiyang Xuebao, 2020, 42(12): 93−100.

DeGrandpre M D, Hammar T R, Wallace D W R, et al. Simultaneous mooring-based measurements of seawater CO₂ and O₂ off Cape Hatteras, North Carolina[J]. Limnology and Oceanography, 1997, 42(1): 21−28.

Zhai Weidong, Chen Jianfang, Jin Haiyan, et al. Spring carbonate chemistry dynamics of surface waters in the northern East China Sea: water mixing, biological uptake of CO₂, and chemical buffering capacity[J]. Journal of Geophysical Research: Oceans, 2014, 119(9): 5638−5653.

翟惟东. 南海北部春季非水华期的CO₂分压及其调控[J]. 海洋学报, 2015, 37(6): 31−40.

Zhai Weidong. Sea surface partial pressure of CO₂ and its controls in the northern South China Sea in the non-bloom period in spring[J]. Haiyang Xuebao, 2015, 37(6): 31−40.

Wang Songyin, Zhai Weidong. Regional differences in seasonal variation of air-sea CO₂ exchange in the Yellow Sea[J]. Continental Shelf Research, 2021, 218: 104393.

曹振轶, 鲍敏, 管卫兵, 等. 北部湾东北部水团分布及季节变化分析[J]. 海洋与湖沼, 2019, 50(3): 532−542.

Cao Zhenyi, Bao Min, Guan Weibing, et al. Water-mass evolution and the seasonal change in northeast of the Beibu Gulf, China[J]. Oceanologia et Limnologia Sinica, 2019, 50(3): 532−542.

Wang Z A, Cai Weijun. Carbon dioxide degassing and inorganic carbon export from a marsh-dominated estuary (the Duplin River): a marsh CO₂ pump[J]. Limnology and Oceanography, 2004, 49(2): 341−354.

Chen C T A, Huang T H, Fu Yuhan, et al. Strong sources of CO₂ in upper estuaries become sinks of CO₂ in large river plumes[J]. Current Opinion in Environmental Sustainability, 2012, 4(4): 179−185.

2023年第45卷第3期

PDF下载

188

引用本文

BibTeX

文章信息

doi: 10.12284/hyxb2023052

接收时间：2022-08-13
首发时间：2025-12-26
出版时间：2023-03-01

补充材料

相关文章

文章信息

作者

出版历史

收稿日期：2022-08-13
修回日期：2022-10-25

基金

国家海洋局南海分局海洋科学技术局长基金（180211）；自然资源部南海局科技发展基金(202205)。

作者信息

¹ 自然资源部南海调查中心，广东广州 510300

² 自然资源部海洋环境探测技术与应用重点实验室，广东广州 510300

³ 自然资源部南海生态中心，广东广州 510300

⁴ 海南南沙珊瑚礁生态系统国家野外科学观测研究站，广东广州 510300

通讯作者:

*马玉（1982-），正高级工程师，主要研究方向为海洋生物地球化学。E-mail：362005949@qq.com

参考文献

分享链接

https://castjournals.cast.org.cn/joweb/hyxb/CN/10.12284/hyxb2023052

分享至

全文二维码

扫描看全文

引用本文

BibTeX

本文的引用情况

2种不同金属材料的力学参数

科 Family	属数 Number of genus	种数 Number of species	占总种数比例 Percentage of total species (%)	属 Genus	种数 Number of species	占总种数比例 Percentage of total species (%)
鹅膏菌科Amanitaceae	2	11	5.26	鹅膏菌属 Amanita	10	4.78
小菇科 Mycenaceae	2	12	5.74	丝盖伞属 Inocybe	5	2.39
多孔菌科 Polyporaceae	8	14	6.70	蜡蘑属 Laccaria	5	2.39
红菇科 Russulaceae	3	23	11.00	小皮伞属 Marasmius	6	2.87
				小菇属 Mycena	11	5.26
				光柄菇属 Pluteus	5	2.39
				红菇属 Russula	17	8.13
				栓菌属 Trametes	5	2.39

关闭全屏

BibTeX
EndNote
RefWorks
TxT

观测时间	水深/m	SST/℃	SSS	DO浓度/ （μmol·L⁻¹）	Chl a浓度/ （μg·L⁻¹）	DIC浓度/ （μmol·kg⁻¹）	TA/ （μmol·kg⁻¹）	pH	pCO₂/μatm
注：括号内为平均值±标准差。
2018年4月 8−9日（春季）	2.5～6.0	21.8～25.0	30.42～31.19	216.1～237.9	1.31～4.49	1 875～1 927	2 022～2098	7.99～8.05	530～628
（23.2±0.9）	（30.81±0.19）	（224.8±5.7）	（2.62±0.88）	（1 901±17）	（2 063±22）	（8.01±0.02）	（588±27）
2018年8月25−26日（夏季）	4.5～8.8	28.0～31.3	21.73～27.34	179.2～242.8	4.92～9.44	1 569～1 729	1 661～1 895	7.88～8.12	427～748
（29.3±1.0）	（24.51±1.53）	（201.5±15.5）	（6.99±1.60）	（1 624±41）	（1 772±70）	（8.02±0.07）	（548±83）

观测时间

水深/m

SST/℃

SSS

DO浓度/
（μmol·L⁻¹）

Chl a浓度/
（μg·L⁻¹）

DIC浓度/
（μmol·kg⁻¹）

TA/
（μmol·kg⁻¹）

pCO₂/μatm

注：括号内为平均值±标准差。

2018年4月
8−9日
（春季）

2.5～6.0

21.8～25.0

30.42～31.19

216.1～237.9

1.31～4.49

1 875～1 927

2 022～2098

7.99～8.05

530～628

（23.2±0.9）

（30.81±0.19）

（224.8±5.7）

（2.62±0.88）

（1 901±17）

（2 063±22）

（8.01±0.02）

（588±27）

2018年8月25−26日
（夏季）

4.5～8.8

28.0～31.3

21.73～27.34

179.2～242.8

4.92～9.44

1 569～1 729

1 661～1 895

7.88～8.12

427～748

（29.3±1.0）

（24.51±1.53）

（201.5±15.5）

（6.99±1.60）

（1 624±41）

（1 772±70）

（8.02±0.07）

（548±83）

双因子	观测时间
注：*代表p<0.01；代表p<0.05。
水深−pCO₂	−0.872^**	−0.667^**
SST−pCO₂	0.470^*	−0.782^**
SSS−pCO₂	−0.840^**	−0.752^**
DO浓度−pCO₂	0.298	−0.816^**
Chl a浓度−pCO₂	0.435^*	−0.257

双因子

观测时间

2018年4月8−9日（春季）

2018年8月25−26日（夏季）

注：**代表p<0.01；*代表p<0.05。

水深−pCO₂

−0.872^**

−0.667^**

SST−pCO₂

0.470^*

−0.782^**

SSS−pCO₂

−0.840^**

−0.752^**

DO浓度−pCO₂

0.298

−0.816^**

Chl a浓度−pCO₂

0.435^*

−0.257

观测时间	ΔpCO₂/ μatm	风速U₁₀/ （m·s⁻¹）	海−气CO₂通量$F_{\rm CO_2} $/ （mmol·m⁻²·d⁻¹）
注：括号中为平均值±标准差。
2018年4月 8−9日（春季）	140～238 （198±27）	0.6～2.9 （1.9±0.5）	0.2～4.0 （1.7±0.8）
2018年8月 25−26日（夏季）	42～363 （163±83）	0.2～3.4 （1.8±0.7）	0～2.8 （1.2±0.8）

观测时间

ΔpCO₂/
μatm

风速U₁₀/
（m·s⁻¹）

海−气CO₂通量$F_{\rm CO_2} $/
（mmol·m⁻²·d⁻¹）

注：括号中为平均值±标准差。

2018年4月
8−9日
（春季）

140～238
（198±27）

0.6～2.9
（1.9±0.5）

0.2～4.0
（1.7±0.8）

2018年8月
25−26日
（夏季）

42～363
（163±83）

0.2～3.4
（1.8±0.7）

0～2.8
（1.2±0.8）