龔信寶， 韓 萍， 張龍軍， 薛 明， 楊旭峰， 王文松

(中國海洋大學海洋環(huán)境與生態(tài)教育部重點實驗室，山東 青島 266100)

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膠州灣春季4月份表層海水pCO2分布及控制因素分析*

龔信寶， 韓 萍， 張龍軍**， 薛 明， 楊旭峰， 王文松

(中國海洋大學海洋環(huán)境與生態(tài)教育部重點實驗室，山東 青島 266100)

膠州灣毗鄰青島市區(qū)，是受人類活動影響顯著的海灣。開展膠州灣水-氣界面CO2通量研究，有助于厘清受人類活動嚴重干擾下的邊緣海(灣)CO2源匯的控制機制。根據(jù)2013年4月在膠州灣走航連續(xù)觀測所得pCO2數(shù)據(jù)，結合水文、化學和生物等要素的同步觀測資料及以往本課題組獲取的冬季2、3月份航次數(shù)據(jù)，對膠州灣海域pCO2分布及影響因素進行了分析探討。結果表明：表層海水pCO2測得值在392～1648μatm之間，平均值為496μatm。4月份膠州灣水體垂直混合均勻，且水柱對表層碳酸鹽體系的影響顯著。4月份膠州灣浮游生物初級生產(chǎn)弱于2、3月份，而生物的好氧呼吸作用要強于2、3月份。因此，生物好氧呼吸作用的增強是4月份膠州灣表現(xiàn)為大氣CO2源的主要原因，同時溫度升高也是導致膠州灣冬季到春季表層pCO2升高的重要因素，其影響程度僅次于生物好氧呼吸作用?？傮w來說，4月份膠州灣表現(xiàn)為大氣CO2的源，水-氣界面CO2交換通量在-8.22～490.68mmol·m-2·d-1之間，平均值為17.34mmol·m-2·d-1。

膠州灣；pCO2；溫度；好氧呼吸；初級生產(chǎn)

陸架邊緣海雖面積相對較小(僅占全球海洋面積7%)，但初級生產(chǎn)力卻占開闊大洋的15%～30%[1]，估算的CO2吸收量每年大約為0.22～0.45 PgC[2-4]，使其在全球海洋碳循環(huán)中的作用不容忽視。然而，由于上升流、垂直混合、有機物礦化及初級生產(chǎn)等生物地化過程[5-8]的存在，陸架邊緣海CO2通量的源匯控制機制錯綜復雜，并導致表層海水pCO2分布的差異性極大。

膠州灣作為一個城市化影響嚴重的半封閉型淺海灣，有大沽河、海泊河、李村河等多條季節(jié)性河流匯入。除大沽河外，其它河流已基本無自身徑流，而且已成為工農(nóng)業(yè)廢水、生活污水的主要排放通道[13]。另外，近岸海水養(yǎng)殖也成為膠州灣水體污染的主要來源之一[14]。關于膠州灣實測表層海水pCO2分布的研究，前期有劉啟珍等[15]報道，秋季(2007年11月)膠州灣海水溫度變化對表層pCO2的分布影響不大，有機物降解和浮游植物活動是影響膠州灣秋季pCO2分布的主要因素。Zhang等[16]研究表明，浮游植物的初級生產(chǎn)是冬季(2月份)膠州灣表層海水pCO2分布的主要影響因素，而生物過程(初級生產(chǎn)和好氧呼吸)以及溫度變化是膠州灣表層pCO2秋、冬季節(jié)演變的主要控制因素。王文松等[17]認為，2011年3月強烈的浮游植物初級生產(chǎn)是膠州灣表現(xiàn)為大氣CO2強匯的主要原因。本文通過航次調(diào)查4月份膠州灣表層pCO2及表、底層相關參數(shù)的分布特征，并通過與2、3月份的比較，討論了膠州灣從冬季到春季表層pCO2控制機制的演變，確定了4月份膠州灣是大氣CO2源的主要原因，給出了水-氣界面CO2通量。

近岸海域的CO2源匯過程對陸架邊緣海CO2通量研究來說，性質(zhì)上具有普遍性，但量值上又具有極端性。開展膠州灣水-氣界面CO2通量及表層pCO2控制機制的研究，不僅有助于厘清受人類活動嚴重干擾下邊緣海(灣)碳的生物地球化學過程，也為尋求CO2減源增匯修復措施提供依據(jù)。

1 材料與方法

1.1 研究區(qū)域及調(diào)查站位

膠州灣(35°18′N～36°18′N，120°04′E～120°23′E)，位于山東半島南部，三面被青島市所環(huán)繞，僅南面與南黃海保持著一定強度的水交換。灣內(nèi)潮汐屬于正規(guī)半日潮，最大潮差約4.8m，平均潮差約2.8m。4月份膠州灣調(diào)查航次的站位布設及航跡如圖1所示，共設33個站位。調(diào)查時間為2013年4月17日8:30～17:30，共歷時9h。航次調(diào)查自1號站開始取樣，沿航跡圖至W10號站結束。當日天氣良好，海況良好[18]。

(●大面站Surface stations；▲分層取樣站位Layered stations；其中空心為東北近岸站位Northeastern nearshore stations.)

圖1 4月份膠州灣調(diào)查區(qū)域站位圖

Fig.1 Location of survey station in Jiaozhou Bay in April

1.2 樣品采集與分析方法

表層海水二氧化碳分壓(pCO2)、溫度(T)、鹽度(S)、溶解氧(DO)由走航式連續(xù)綜合觀測設備獲得。pCO2由UnderwaypCO2system model AS-P2(Apollo SciTech，USA)走航連續(xù)觀測；溫度(T)、鹽度(S)采用SBE 45 Micro TSG(Sea Bird Inc.， Bellevue，WA，USA)走航測定；溶解氧飽和度(DO%)采用YSI-5000溶氧儀(膜電極法)(YSI Corporation，Yellow Spring，Ohio，USA)走航連續(xù)測定，讀數(shù)精確至0.1%，溫克勒法校正。

站位采用Niskin采水器采取水樣，采樣水層為表層和底層。站位底層溫度T、DO%采用DO200溶氧儀(膜電極法)(YSI Corporation，Yellow Spring，Ohio，USA)測定，溫度精確至0.1℃，溶解氧飽和度精確至0.1%，溫克勒法校正；站位底層鹽度采用SYA2-2 Laboratory Salinometer測定，精密度±0.001。pH采用Orion 3-Star (Ross復合電極)臺式酸度計(Thermo Fisher Scientific Inc.，MA，USA)現(xiàn)場測定平行雙樣，精確度為±0.01；溶解無機碳和溶解有機碳采用非色散紅外吸收(NDIR)法總有機碳分析儀(島津TOC-Vcpn，Japan)測定，精密度為±2μmol·kg-1。

2 結果與分析

2.1 春季膠州灣水文特征

如圖2(a)所示，4月份膠州灣表層海水鹽度變化范圍為30.39～31.12，平均為30.97；底層鹽度變化范圍為30.51～31.18，平均為31.01。表、底層鹽度分布趨勢相似，均由東北近岸向灣口梯度增加，最高值出現(xiàn)在灣口處，最低值出現(xiàn)在東北近岸，且東北部鹽度梯度變化較大。表層溫度變化范圍為8.63～12.02℃，平均為10.16℃；底層溫度變化范圍為8.7～11.4℃，平均為10.0℃(見圖2(b))。與鹽度分布略有不同，表、底層溫度均由西北近岸向灣中部及灣口海域呈現(xiàn)逐漸降低的趨勢。受黃海水交換作用影響，灣口海域等值線向灣內(nèi)彎曲，呈明顯舌狀分布。

圖2 4月份膠州灣鹽度(a)和溫度(b)的分布

從溫鹽相關性(見圖3)可以看出，表、底層海水溫、鹽關系大致呈現(xiàn)出負相關關系。東北近岸入海河流雖處于枯水期，但仍然表現(xiàn)出高溫低鹽的特點，西南近岸少數(shù)區(qū)域(橢圓中點)，受陸岸影響溫度較高。而其他大部分海區(qū)鹽度變化僅為0.4，但溫度隨鹽度升高降低

趨勢較快，溫度變化3℃左右。

2.2 膠州灣表層pCO2和表底層pH、DIC分布

如圖4(a)所示，4月膠州灣表層海水pCO2在392～1648μatm之間，平均值為496μatm，由西北部及東部近岸向灣口呈逐漸遞減趨勢，pCO2極高值區(qū)(>1000μatm)出現(xiàn)在東北近岸海泊河河口附近的較小區(qū)域。根據(jù)2012年4月NOAA在南黃海附近Tae-ahn Peninsula (TAP) (126.13°E，36.73°N)站位監(jiān)測的大氣CO2濃度(398μatm)，4月膠州灣海域整體上表現(xiàn)為大氣CO2的源。

圖3 4月份膠州灣溫度-鹽度散點圖

膠州灣表層海水pH在7.99～8.17之間，平均值為8.10；底層海水pH在8.01～8.17之間，平均值為8.10。表、底層pH分布相似，均由東北及西北近岸向灣口呈現(xiàn)遞增趨勢(見圖4(b))。從圖4(c)可以看出，膠州灣表層DIC濃度變化范圍為2067～2163μmol·kg-1，平均為2101μmol·kg-1；底層DIC濃度變化范圍為2057～2167μmol·kg-1，平均為2100μmol·kg-1。表、底層DIC具有相似的分布，均呈現(xiàn)由東北部向灣中部及灣口逐漸遞減的趨勢，且灣口處存在一低值區(qū)。

2.3 Chla，DO%及DOC分布

圖4(d)中Chla濃度為整個水柱的平均濃度，4月膠州灣Chla濃度變化范圍為0.08～1.46μg·L-1，平均為0.46μg·L-1。Chla由近岸向灣中部及灣口海域呈現(xiàn)逐漸遞減趨勢，并在東部近岸海泊河口附近(pCO2>1000μatm)區(qū)域有最高值。而表層DO%從東北及西北近岸向灣中部及灣口遞增，底層DO%則呈現(xiàn)由近岸區(qū)向灣中部遞增趨勢。表層DO%在99.6%～106.4%之間，平均值為104.5%；底層在99.5%～107.7%之間，平均值為104.4%(見圖4(e))。

如圖4(f)所示，4月份膠州灣DOC表層在1.57～2.10mg·L-1之間，平均值為1.72mg·L-1；底層在1.58～2.05mg·L-1之間，平均值為1.73mg·L-1。從空間分布上看，表、底層DOC均呈現(xiàn)出從東北及西部近岸向灣中部和灣口海域逐漸降低的趨勢，最高值出現(xiàn)在東北近岸，最低值出現(xiàn)在灣口海域。結合鹽度分布可知，DOC隨鹽度的升高而降低，這說明4月份膠州灣DOC具有陸源輸入的特征。而在較適宜條件下，有機物降解對4月膠州灣表層pCO2分布的影響不容忽視，本文將在3.3.2中詳細討論其影響。

圖4 4月份膠州灣表層pCO2 (μatm)(a)，pH(b)，DIC (μmol/kg)(c)，Chl a(d)，DO%(e)，DOC(mg/L)(f)分布

3 討論

3.1 水柱對表層碳酸鹽體系的影響不可忽視

從上述溫度、鹽度、pH、DIC、DOC等參數(shù)的分布結果可以看出，膠州灣表層和底層分布趨勢相似，且數(shù)值相差不大。說明4月份膠州灣水體垂直混合均勻。

水柱的生物地球化學過程對表層碳酸鹽體系產(chǎn)生顯著影響。曾有報道[5]，黃海在初春3月份水柱垂直混合良好，富含CO2的底層水與表層水充分混合，造成了表層pCO2相對大氣過飽和。同時由于底層較高營養(yǎng)鹽水體的不斷補充，也維持了表層較高的Chla濃度。(Thomas)等[19]報道，North Sea南部水深較淺且垂直混合良好，除春季水華期間表現(xiàn)為大氣CO2的匯外，底層有機物再礦化產(chǎn)生的無機碳補充到水柱中，維持了表層pCO2的過飽和狀態(tài)。在Labrador Sea中部，冬季由于深層對流抵消了冷卻對pCO2的影響，表層pCO2接近大氣平衡。而且在較冷和對流更強的年份，更多的呼吸產(chǎn)生的CO2將被帶到表層混合層中，抵消了更加強烈的冷卻作用，同時被帶入混合層的DIC和營養(yǎng)鹽將增強下一個生產(chǎn)季節(jié)的凈初級生產(chǎn)力[20]。而對東海陸架來說，盡管冬季整個陸架垂直混合良好，pCO2仍然欠飽和，這可能與陸架泵對碳的輸運有關[21-22]。

膠州灣作為一個較淺的海灣，其平均水深約為7m左右。由于較強的潮汐垂直混合作用，水體存留時間表、底層分布相似，只有在夏季陸源淡水輸入達到最大值時灣內(nèi)會出現(xiàn)弱的分層[23]；全年表底層溫度相差較小，2006—2008年間的連續(xù)觀測結果發(fā)現(xiàn)，表、底層年溫度差異只有約0.4℃[24]。因此，水柱浮游生物活動、好氧呼吸過程等行為對膠州灣海氣界面CO2交換的影響要比深海區(qū)域深刻得多。而在以往膠州灣CO2通量研究中[15-17，25]往往忽視了這一點，如討論浮游生物初級生產(chǎn)對表層pCO2的影響僅僅使用表層葉綠素濃度。

3.2 溫度升高是導致月際間pCO2變化的重要因素

受溫度影響，碳酸鹽平衡體系會發(fā)生改變，從而使表層海水pCO2發(fā)生變化。溫度變化對表層海水pCO2的影響，可以利用Takahashi等提出的pCO2與溫度的關系式[26]估算:

(?pCO2/?T)/pCO2=0.0423℃-1

(1)

本文將4月膠州灣走航實測表層pCO2校正到航次平均溫度(10.15℃)，得到npCO2，校正之后的npCO2的分布趨勢并沒有發(fā)生明顯的變化。近岸區(qū)(1～F2號站)溫度降低使pCO2降低了約12μatm，灣中部海域(15～W2號站)溫度升高造成pCO2升高了約3μatm，而灣口海域(17～W10號站)溫度升高使pCO2升高了約19μatm。由于4月份膠州灣航次內(nèi)溫度變化范圍較小(<4℃)，溫度變化并沒有改變膠州灣CO2的源/匯格局。這說明溫度并不是4月份膠州灣表層pCO2空間分布差異的主要影響因素。

為了評估膠州灣冬季2月份到春季4月份溫度變化對表層pCO2的影響，本文利用Takahashi討論年內(nèi)溫度變化對表層pCO2貢獻的評估方法[27]，討論膠州灣自冬季到春季溫度變化的影響。公式如下：

T：(pCO2atTobs)=(mean annualpCO2)×
exp[0.0423×(Tobs-Tmean)]

(2)

B：(pCO2atTmean)=(pCO2)obs×
exp[0.0423×(Tmean-Tobs)]

(3)

(ΔpCO2)T=(pCO2atTobs)m+1-(pCO2atTobs)m

(4)

(ΔpCO2)B=(pCO2atTmean)m+1-(pCO2atTmean)m

(5)

其中:T、B分別代表溫度、生物過程對pCO2的貢獻；m代表采樣月份；Tmean為評價區(qū)域的平均溫度(℃)；Tobs為各月的表層海水溫度(℃)；(pCO2)obs為實測的表層海水二氧化碳分壓(μatm)。

2013年與2011、2008年相比，這3年中2、3、4月份青島市月平均氣溫相差不大(2月份相差±0.6℃，3月份相差±1.1℃，4月份相差±1.1℃)，因此，這3個航次的數(shù)據(jù)可用于評估月際間溫度變化對pCO2的影響。由表1可以看出，冬季2～3月略微的溫度降低使pCO2降低了4μatm，而生物過程造成pCO2升高了35μatm，溫度與生物過程對表層pCO2的貢獻比為-1:8.75。同理，3～4月溫度升高造成pCO2升高了92μatm，生物過程使pCO2升高了111μatm，兩者的貢獻比為1:1.2。因此，從冬季2月份到春季4月份溫度升高是表層pCO2升高的重要因素之一，但其貢獻略小于生物過程。

表1 膠州灣各航次溫度及溫度和生物過程對pCO2的貢獻

Note:*青島市氣象局(http://qdqx.qingdao.gov.cn/)

3.3 生物過程對表層pCO2的影響分析

生物過程對表層海水pCO2的影響主要有兩個方面：一是好氧呼吸導致有機物降解，提供無機碳源，并通過改變碳酸鹽平衡體系增大表層海水pCO2；二是浮游植物的初級生產(chǎn)直接消耗海水CO2，導致表層海水pCO2降低。

3.3.1 好氧呼吸過程貢獻CO2的證據(jù) DOC不僅是重要的碳參數(shù)，也是可以反映海區(qū)有機污染程度的指標[28]。2月份膠州灣表層海水DOC平均值為1.81mg·L-1、3月份為1.47mg·L-1、4月份為1.72mg·L-1。然而，冬季2、3月份膠州灣的海水溫度較低，低溫不適宜異養(yǎng)細菌的大量繁殖[29]，好氧呼吸過程比較緩慢，對表層pCO2的影響比較微弱。同時強烈的浮游植物活動消耗大量CO2，使得2、3月份表層pCO2處于不飽和狀態(tài)[16-17]。然而，在4月份海水溫度升高，且有機物含量偏高的條件下，好氧呼吸作用會顯著增強，對表層pCO2的影響不可忽略。由圖5(a)可見，4月份膠州灣pCO2與DOC呈現(xiàn)良好的正相關關系(臨近岸邊的F1、3、7號站具有較高pCO2除外)，說明好氧呼吸過程貢獻CO2的可能性是存在的。有機物降解的好氧呼吸會降低、而浮游植物光合作用會增加水體pH值。膠州灣4月份pH與DOC呈現(xiàn)較好的負相關關系(見圖5(b)，圖中圈出的點包括臨近岸邊DOC濃度偏高的4、11、12號站)，也很好地佐證了好氧呼吸過程對碳酸鹽體系的影響。

圖5 4月份膠州灣表層海水pCO2與DOC(a)，pH與DOC(b)的關系

Jiang等[31]2013年對南大西洋灣陸架邊緣海研究中，進行了陸源輸入DIC的盈余與虧損過程的區(qū)分：

(6)

式中:DICT-excess代表了陸源輸入與凈群落生產(chǎn)力(NCP)的凈結果；DICi代表i站位測定的DIC濃度；Si代表i站位測定的鹽度；Socean代表灣口海水端的鹽度；DICocean代表灣口海水端的DIC濃度。

本文選取了灣口附近海域鹽度最高的5個站點DIC及鹽度取平均值(Socean=31.167±0.008，DICocean=((2093±11)μmol·kg-1))作為海水端的值，進行類似處理(見圖6)。膠州灣DICT-excess與鹽度呈現(xiàn)較好的負相關關系(R2=0.8470，圈中點F1號站表、底層除外)，東北近岸DIC存在較大的盈余，其他海域則盈余較小甚至虧損。然而，從鹽度分布(見圖2(a))可以看出，4月膠州灣鹽度范圍30.39～31.18，說明陸源輸入影響很小。因此，DIC的較大盈余并非主要來自于DIC的直接輸入，而是好氧呼吸過程產(chǎn)生DIC的結果。好氧呼吸過程提供無機碳源必然會影響到表層海水pCO2，這也說明4月膠州灣的好氧呼吸作用是強烈的。

圖6 4月份膠州灣DICT-excess與鹽度的關系

至于圖8中DICT-excess表現(xiàn)出虧損的站位，主要位于灣中部和灣口，以及近岸個別站。灣中部和灣口站位DO%處于過飽和狀態(tài)，具有較高pH及較低pCO2，應該是浮游植物初級生產(chǎn)過程對DIC過度的消耗，導致其虧損。而靠近東北近岸養(yǎng)殖區(qū)的F1號站DIC發(fā)生虧損，且具有較低的pH及較高的pCO2，疑似與局部點源污染有關。

3.3.2 浮游植物初級生產(chǎn)對CO2的消耗 雖然膠州灣4月份相對大氣是CO2的源區(qū)，而且各站測定結果均是向大氣釋放CO2，但浮游植物初級生產(chǎn)對CO2的消耗還是顯著存在的。

按照Redfield[32]方程：

(CH2O)106(NH3)16(H3PO4)+138O2

浮游植物光合作用消耗CO2的同時，會產(chǎn)生O2，升高水體pH值。膠州灣4月份pCO2與DO%、pH具有較好的負相關關系(見圖7(b))，同時pH與DO%呈現(xiàn)較好的正相關關系(見圖7(c))，很好地體現(xiàn)了浮游植物初級生產(chǎn)過程對碳酸鹽體系的影響。

然而，膠州灣4月份的Chla濃度并不高(見圖5(d))，濃度變化范圍為0.08～1.46μg·L-1，平均值僅為0.46μg·L-1，遠低于2月份的4.54μg·L-1和3月份的2.85μg·L-1。DO%的水平亦是如此，4月份低于2、3月份。這也是4月份雖然初級生產(chǎn)過程明顯的消耗CO2，但海區(qū)依然是大氣CO2源區(qū)的原因之一。

圖7 4月份膠州灣pCO2與DO%(a)， pCO2與pH(b)，pH與DO%(c) 及pCO2與Chl a (d)的關系

Chla含量僅表征了水體中浮游植物的現(xiàn)存量。4月份的Chla濃度比2、3月份低很多，但并不意味著初級生產(chǎn)過程按同等程度降低。而DO%的過飽和程度水平可能更具有說服力。如4月份灣中部至灣口區(qū)域Chla濃度不高，而DO%的過飽和程度卻是最高的，而且pCO2最低。因此，浮游植物現(xiàn)存量較低，可能是由于浮游動物的攝食作用造成。于慶云等[32]就曾報道，膠州灣春季4月份灣中部及灣口海域浮游動物的攝食對于浮游植物種類數(shù)量的改變起了比較明顯的控制作用。類似的情況在南黃海也有，Zhang等[5]在南黃海春末的研究中發(fā)現(xiàn)pCO2與Chla反而呈現(xiàn)正相關，且中部海域具有低Chla低pCO2特征。并參考孟凡等[33]對黃海遠岸區(qū)浮游動物的生物量比近岸區(qū)高且能達到100mg·m-3(濕重)的報道，推測黃海中部區(qū)域低浮游植物現(xiàn)存量(Chla)可能是浮游動物攝食造成的。

4月份膠州灣近岸區(qū)呈現(xiàn)高pCO2高Chla，而灣中部至灣口海域則呈現(xiàn)出低pCO2低Chla的特征。近岸區(qū)域，特別是東部近岸區(qū)，同時有著全海區(qū)最高pCO2和最高Chla濃度，這可能是陸源輸入大量營養(yǎng)鹽，促進了近岸區(qū)浮游植物的生長繁殖。與此同時，污水輸入、海水養(yǎng)殖等帶來大量的易降解有機物，加劇了水柱及底層沉積物的好氧呼吸，并通過垂直混合過程維持了表層較高的pCO2。然而，灣中部及灣口區(qū)域受陸源污染程度較小，且與黃海水交換作用明顯，水質(zhì)較清潔，好氧呼吸作用對CO2的貢獻不明顯。從而呈現(xiàn)出pCO2全灣最低的分布特征，Chla偏低則可能是浮游動物攝食造成的。

4 海-氣界面CO2通量估算

本文采用Wannikhof(1992)模式[35]估算海氣界面CO2通量：

F=k×s×[pCO2(sea)-pCO2(air)]

(7)

(8)

式中:F為海氣界面CO2交換通量(mmol·m-2·d-1);k是大氣和海洋間的CO2交換系數(shù)；s是某溫鹽條件下CO2的溶解度；pCO2(sea)、pCO2(air)是表層海水和大氣CO2分壓(μatm)；Sc為Schmidt常數(shù)，可通過現(xiàn)場水溫計算得到；u10為10m高處風速(m·s-1)。

為了減小因觀測站位空間分布不均勻所引起的誤差，采用網(wǎng)格統(tǒng)計法來估算膠州灣的海氣界面CO2通量。4月份膠州灣風速采用多年平均值6.0m·s-1[35]，得到海-氣界面CO2交換通量在-8.22～490.68mmol·m-2·d-1之間，平均值為17.34mmol·m-2·d-1。如果膠州灣海域面積以303km2計算，則可得出4月份膠州灣向大氣釋放1.89×103tC。

5 結語

膠州灣春季4月份表、底層水體垂直混合均勻，且水柱對表層碳酸鹽體系的影響不可忽視。表層海水pCO2測得值在392～1648μatm之間，平均值為496μatm，并且由灣內(nèi)向灣外呈逐漸遞減趨勢。4月份膠州灣整體上表現(xiàn)為大氣CO2的源，水-氣界面CO2交換通量在-11.87～479.58mmol·m-2·d-1之間，平均值為16.63mmol·m-2·d-1。如果膠州灣海域面積以303km2計算，則可得出4月份膠州灣向大氣釋放1.89×103tC。

4月份膠州灣浮游生物初級生產(chǎn)弱于2、3月份，而生物的好氧呼吸作用要強于2、3月份。因此，生物好氧呼吸作用的增強是4月份膠州灣表現(xiàn)為大氣CO2源的主要原因。同時溫度升高也是導致膠州灣冬季到春季表層pCO2升高的重要因素,其影響程度僅次于生物好氧呼吸作用。

[1] Gattuso J P, Frankignoulle M, Wollast R. Carbon and carbonate metabolism in coastal aquatic ecosystems[J]. Annual Review of Ecology and Systematics, 1998， 29: 405-434.

[2] Borges A V, Delille B, Frankignoulle M. Budgeting sinks and sources of CO2in the coastal ocean: Diversity of ecosystems counts[J]. Geophysical Research Letters, 2005, 32(14): L14601.

[3] Cai W J, Dai M, Wang Y. Air-sea exchange of carbon dioxide in ocean margins: A province-based synthesis[J]. Geophysical Research Letters, 2006, 33(12)： L12603.

[4] 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): 578-590.

[5] Zhang L, Xue L, Song M, et al. Distribution of the surface partial pressure of CO2in the southern Yellow Sea and its controls[J]. Continental Shelf Research, 2010, 30(3): 293-304.

[6] Gon?alves Ito R, Schneider B, Thomas H. Distribution of surface f CO2and air-sea fluxes in the Southwestern subtropical Atlantic and adjacent continental shelf[J]. Journal of Marine Systems, 2005, 56(3): 227-242.

[7] Huertas I E, Navarro G, Rodríguez-Gálvez S, et al. Temporal patterns of carbon dioxide in relation to hydrological conditions and primary production in the northeastern shelf of the Gulf of Cadiz (SW Spain) [J]. Deep Sea Research Part II: Topical Studies in Oceanography, 2006, 53(11): 1344-1362.

[8] Schiettecatte L S, Thomas H, Bozec Y, et al. High temporal coverage of carbon dioxide measurements in the Southern Bight of the North Sea[J]. Marine Chemistry, 2007, 106(1): 161-173.

[9] Lee D I, Choi J M, Lee Y G, et al. Coastal environmental assessment and management by ecological simulation in Yeoja Bay, Korea[J]. Estuarine Coastal and Shelf Science, 2008, 80(4): 495-508.

[10] Zeri C, Kontoyiannis H, Giannakourou A. Distribution, fluxes and bacterial consumption of total organic carbon in a populated Mediterranean Gulf[J]. Continental Shelf Research, 2009, 29(7): 886-895.

[11] Xu J, Yin K, Lee J H W, et al. Long-term and seasonal changes in nutrients, phytoplankton biomass, and dissolved oxygen in Deep Bay, Hong Kong[J]. Estuaries and Coasts, 2010, 33(2): 399-416.

[12] Yuan X, Yin K, Harrison P J, et al. Bacterial production and respiration in subtropical Hong Kong waters: influence of the Pearl River discharge and sewage effluent[J]. Aquatic Microbial Ecology, 2010, 58(2): 167.

[13] Gao Z, Yang D, Qin J, et al. The land-sourced pollution in the Jiaozhou bay[J]. Chinese Journal of Oceanology and Limnology, 2008, 26: 229-232.

[14] 王修林, 李克強, 石曉勇. 膠州灣主要化學污染物海洋環(huán)境容量: 中國近海海域污染物排?？偭靠刂评碚撆c應用[M]. 北京： 科學出版社, 2006.

[15] 劉啟珍, 張龍軍, 薛明. 膠州灣秋季表層海水pCO2分布及水-氣界面通量[J]. 中國海洋大學學報： 自然科學版, 2010, 40(10)：127-132.

[16] Zhang L, Xue M, Liu Q. Distribution and seasonal variation in the partial pressure of CO2during autumn and winter in Jiaozhou Bay, a region of high urbanization[J]. Marine Pollution Bulletin, 2012, 64(1): 56-65.

[17] 王文松, 薛明, 張龍軍. 2011 年 3 月膠州灣表層海水pCO2及海-氣界面通量[J]. 中國海洋大學學報: 自然科學版, 2012, 42(7): 144-149.

[18] 青島海洋與漁業(yè)局(http: //ocean. qingdao. gov. cn).

[19] Thomas H, Bozec Y, Elkalay K, et al. Controls of the surface water partial pressure of CO2in the North Sea[J]. Biogeosciences, 2005, 2(4): 323-334.

[20] K?rtzinger A, Send U, Wallace D W R, et al. Seasonal cycle of O2andpCO2in the central Labrador Sea: Atmospheric, biological, and physical implications[J]. Global Biogeochemical Cycles, 2008, 22(1)： 213-232.

[21] Tsunogai S, Watanabe S, Sato T. Is there a “continental shelf pump” for the absorption of atmospheric CO2?[J]. Tellus B, 1999, 51(3): 701-712.

[22] Chou W C, Gong G C, Tseng C M, et al. The carbonate system in the East China Sea in winter[J]. Marine Chemistry, 2011, 123(1): 44-55.

[23] Liu Z, Wei H, Liu G, et al. Simulation of water exchange in Jiaozhou Bay by average residence time approach[J]. Estuarine, Coastal and Shelf Science, 2004, 61(1): 25-35.

[24] 孫松, 孫曉霞, 張光濤, 等. 膠州灣氣象水文要素的長期變化[J]. 海洋與湖沼, 2011, 42(5): 632-638.

[25] Li X, Song J, Niu L, et al. Role of the Jiaozhou Bay as a source/sink of CO2over a seasonal cycle[J]. Scientia Marina, 2007, 71(3): 441-450.

[26] Takahashi T, Olafsson J, Goddard J G, et al. Seasonal variation of CO2and nutrients in the high-latitude surface oceans: A comparative study[J]. Global Biogeochemical Cycles, 1993, 7(4): 843-878.

[27] Takahashi T, Sutherland S C, Sweeney C, et al. Global sea-air CO2flux based on climatological surface oceanpCO2, and seasonal biological and temperature effects[J]. Deep Sea Research Part II: Topical Studies in Oceanography, 2002, 49(9): 1601-1622.

[28] 賀志鵬, 宋金明, 張乃星. 南黃海溶解有機碳的生物地球化學特征分析 [J]. 海洋科學進展, 2006. 24(4): 477-488.

[29] Jiang L Q, Cai W J, Wang Y, et al. Pelagic community respiration on the continental shelf off Georgia, USA[J]. Biogeochemistry, 2010, 98(1-3): 101-113.

[30] Jiang L Q, Cai W J, Wang Y, et al. Influence of terrestrial inputs on continental shelf carbon dioxide[J]. Biogeosciences, 2013, 10: 839-849.

[31] Redfield A C. The influence of organisms on the composition of sea water[C].//Hill M N， ed. The Sea.Interscience. [s.l]: [s.n.]， 1963: 26-77.

[32] 于慶云, 唐學璽, 杜恩在, 等. 膠州灣Chla 周年時空分布特征及與環(huán)境因子變化的相關性[J]. 中國海洋大學學報: 自然科學版,2009, 39(Sup.): 120-126.

[33] 孟凡, 丘建文, 吳寶鈴. 黃海大海洋生態(tài)系的浮游動物[J]. 黃渤海海洋, 1993, 11(3): 30-37.

[34] Wanninkhof R. Relationship between wind speed and gas exchange over the ocean[J]. Journal of Geophysical Research: Oceans (1978-2012), 1992, 97(C5): 7373-7382.

[35] 袁業(yè)立, 鐘亮, 路應賢, 等. 膠州灣及鄰近海岸帶功能區(qū)劃[M]. 北京: 海洋出版社, 1996.

責任編輯 龐 旻

Distribution and Controlling Factors of Sea Surface Partial Pressure of CO2in Jiaozhou Bay During April

GONG Xin-Bao, HAN Ping, ZHANG Long-Jun, XUE Ming, YANG Xu-Feng, WANG Wen-Song

(The Key Lab of Environmental Science an Ecology, Ministry of Education, Ocean University China, Qingdao 266100, China)

Jiaozhou Bay, which is adjacent to Qingdao City, is badly affected by human activities. The study of air-sea CO2flux in Jiaozhou bay contributes to clarifying the controlling mechanisms of CO2in the CMS which are affected seriously by human activities. Based on continuous underway measurements ofpCO2, some other relating parameters (DIC, pH, Chla, DO, DOC et al) in spring (April, 2013) and the data acquired in winter (February and March, published), distribution and controlling factors ofpCO2in the Jiaozhou Bay were discussed. The results showed that the surfacepCO2ranged from 392 to 597 μatm, with an average of 459 μatm. Water in Jiaozhou Bay mixed very well vertically during April, which badly affected carbonate system of the sea surface. Compared with the winter (February and March), primary production was weaker while organic matter degradation was much stronger in the spring (April). Therefore, organic matter degradation was responsible for Jiaozhou Bay as an atmospheric CO2source in the spring. In addition temperature is one of the main factors that increased surfacepCO2from winter to spring in Jiaozhou bay, and its contribution is a little smaller than that of biological processes. The whole Jiaozhou Bay acted as a source of atmosphere CO2and air-sea CO2flux in Jiaozhou Bay ranged from -11.87 mmol·m-2·d-1to 479.58 mmol·m-2·d-1, with an average level of 16.63 mmol·m-2·d-1during April.

Jiaozhou Bay;pCO2; temperature; primary production; respiration

國家自然科學基金項目(41376123)；中國科學院戰(zhàn)略性先導科技專項(XDA11020303)資助

2013-11-21；

2013-12-14

龔信寶(1988-)，男，碩士生。E-mail:gongxinbaowh@163.com

** 通訊作者： E-mail:longjunz@ouc.edu.cn

P734.2+5

A

1672-5174(2015)04-095-08

10.16441/j.cnki.hdxb.20130429