倪建宇，付鋒，王淵，姚旭瑩

(1.自然資源部第二海洋研究所 自然資源部海底科學重點實驗室，浙江 杭州 310012)

1 引言

表層海水中的溶解硅酸鹽（Dissdved Silicate，DSi）是氮、磷之外重要的營養(yǎng)元素，和氮、磷等為所有浮游生物所必需不同，海水中的溶解硅酸鹽是硅藻等硅質生物所必需的營養(yǎng)元素。硅質浮游生物主導著海洋中硅的循環(huán)，同時也顯著影響著碳、氮、磷等元素的生物地球化學循環(huán)。已有研究表明，硅藻等硅質生物貢獻了約40%的海洋初級生產，在海洋有機質的輸出中占據(jù)重要的地位，是全球碳循環(huán)中的重要一環(huán)[1-2]。

開放大洋硅循環(huán)的研究，對于闡述硅藻等硅質生物在上層海洋碳循環(huán)的重要性及其對海洋硅總量的貢獻率具有重要的意義[3]，在海洋硅循環(huán)研究中，海水中溶解硅酸鹽的硅同位素日趨成為一個重要的工具[4]。由于硅藻等硅質生物在吸收利用海水中的溶解硅生成其蛋白石質（生物硅）的殼體過程以及硅藻死亡后其殼體溶解過程中，都將優(yōu)先利用或釋放輕的硅同位素，從而改變海水中溶解硅的同位素組成[5-6]。因此，海水溶解硅酸鹽δ30Si 值的變化反映了表層水體中硅的利用率、隨后的生物硅的溶解作用以及不同水團之間混合作用的變化，可用于示蹤硅在海洋中循環(huán)的生物地球化學過程[7-18]。近年來，全球海洋硅同位素的研究逐漸成為了一個熱點，但對于開放大洋的研究較為薄弱[17-18]。開放大洋由于遠離河流等陸源輸入，表層水體中的硅酸鹽主要來自次表層水體的上涌以及水平輸運，因此大洋環(huán)流以及上升流的變化將顯著影響水體中溶解硅及其同位素的分布[2]。本文通過分析太平洋、印度洋和大西洋等開放大洋表層水體中硅酸鹽的硅同位素（δ30Si）組成，來研究表層水體中硅同位素組成在不同大洋間的分布規(guī)律，探討其可能的影響因素。

2 樣品采集與分析

本文所分析的樣品分別采集自“大洋一號”執(zhí)行的Dy21 航次和Dy22 航次，以及“海洋六號”執(zhí)行的Dy23 航次在印度洋、大西洋和太平洋開展調查期間采集的表層海水樣品，共計70 個（圖1）。由于表層海水中溶解硅酸鹽的含量通常低于3 μmol/L，為了獲得足夠的溶解硅用于同位素分析，采集的8～10 L 表層海水經孔徑為0.45 μm 的醋酸纖維濾膜過濾后，加入1%（V/V）5 mol/L 的NaOH 充分混勻后靜置24 h[17]，棄去上清液后所富集的沉淀避光常溫保存，該過程不會導致硅同位素分餾[8,17]。在岸上實驗室內，用適量5 mol/L的HCl 將沉淀完全溶解后，用陽離子樹脂（伯樂AG50W-X12，200～400 目）提純，提純后的樣品在華東師范大學采用NEPTUNE 多接收器電感耦合等離子質譜儀（Thermo Fisher Scientific）分析其硅的δ30Si/28Si值[16]，詳細的分析流程見付鋒在2017 年的研究①付鋒.溶解硅同位素在大洋中的分布.杭州：自然資源部第二海洋研究所。。采用國家標準（GBW 04422 和GBW 04421）以及NBS 28標準測定的儀器穩(wěn)定性為0.06‰～0.08‰，測定的國家標準GBW 04422 的δ30Si 平均值為（?2.67±0.12）‰（2sd，n=10），與已發(fā)表的數(shù)據(jù)一致[16]。所用的試劑均為超純試劑或經亞沸蒸餾后的試劑，并在潔凈室或臺上進行樣品處理。

圖1 表層海水采樣站位分布略圖Fig.1 Sampling locations of the surface seawater samples

3 結果與討論

3.1 太平洋表層溶解態(tài)硅同位素

太平洋采樣站位主要位于10°～20°N 的中低緯度（圖2）。20 個站位的分析結果表明，表層水體溶解硅酸鹽的δ30Si 值在0.45‰～2.91‰之間，平均值為（1.52±0.59）‰，高值區(qū)主要分布在20°N，167°E 附近，低值區(qū)則出現(xiàn)在夏威夷以西以及菲律賓以東的海區(qū)（圖3）。盡管采樣海區(qū)表層水體中硅酸鹽的含量都較低，但略高的硅酸鹽含量對應著略低的硅同位素組成（圖2，圖3），這和已報道的硅同位素組成和硅酸鹽含量成相反關系是一致的。

前人對太平洋海區(qū)表層水體溶解硅酸鹽的δ30Si研究主要分布在東太平洋，其范圍為1.23‰～2.36‰，平均值為（2.18±0.73）‰[4,17-20]。本文所分析的結果略低于已報道的數(shù)值，由于我們的分析數(shù)據(jù)沒有和夏威夷ALOHA 站的水樣進行比對，造成此結果的原因可能是實驗室間的分析誤差[21]，或者是采樣區(qū)域的不同造成的，具體的原因需要進一步的研究。平面分布上表層水體的δ30Si 存在自西北向東南增加的趨勢（圖4），在北太平洋中緯度地區(qū)和南太平洋靠近南美洲海域附近出現(xiàn)最高值，與Holzer 和Brzezinski[22]數(shù)值模擬的結果較為相似。表層水體中溶解硅酸鹽的δ30Si 分布主要受表層水體中硅藻等硅質生物的吸收利用以及具有不同硅同位素組成的水團的混合作用的影響，生物硅的溶解作用影響較小[21,23]。Brzezinski 等[3]在夏威夷ALOHA 長期觀測站的時間序列研究中發(fā)現(xiàn)，對于寡營養(yǎng)海區(qū)硅質生物對水體中溶解硅酸鹽的影響要小于大洋環(huán)流等水團運動所引起的影響。已有的研究也表明，大洋中溶解硅酸鹽的δ30Si 分布可能受洋流，尤其是經向翻轉流的影響，表現(xiàn)出近似保守的行為[10,17,24]。根據(jù)劉洪偉[25]對北太平洋經向翻轉流的研究，太平洋經向環(huán)流圈較為復雜，在北太平洋0°～30°N 存在一個較強的副熱帶環(huán)流圈，其翻轉區(qū)域在175°E～100°W，在15°～25°N 區(qū)間下沉，下沉的海水在次表層流向赤道。本文采集的太平洋表層水體的樣品主要集中在西太平洋中低緯度海區(qū)，多介于10°～20°N 之間，主要位于北太平洋副熱帶環(huán)流中，受向東運動的北太平洋流和向西運動的北赤道流以及向赤道運動的加利福尼亞流的影響。北赤道流從東部攜帶著匯入的低鹽、高營養(yǎng)鹽的加利福尼亞流向西運動，并在菲律賓以東沿岸分叉為向南流動的棉蘭老流和向北的黑潮等西邊界流。在向赤道流動的加利福尼亞流攜帶的副極地高營養(yǎng)鹽、低鹽度海水的影響下，赤道太平洋東部表層海水的溶解硅酸鹽等營養(yǎng)鹽含量升高，提高了該區(qū)的生產力水平。西邊界流系，黑潮主體攜帶了豐富的DSi 等營養(yǎng)元素向北運 動[26]，并 在35°～38°N 附 近 轉 向 東 匯入 北 太 平 洋流，隨洋流向東運動，而向南流動的棉蘭老流在菲律賓以東匯入北赤道潛流，這些流系的共同作用可能是控制本文采樣海區(qū)表層水體中溶解硅酸鹽含量及其硅同位素的主要因素之一。

圖2 太平洋采樣站位分布Fig.2 Sampling stations in the Pacific Ocean

圖3 太平洋表層海水中溶解硅酸鹽的δ30Si 分布Fig.3 δ30Si dstribution of dissolved silicate in the surface seawater of the Pacific Ocean

3.2 印度洋表層溶解態(tài)硅同位素

印度洋表層海水的采樣站位如圖5 所示，主要位于赤道以南至40°S 海域，樣品采集于12 月至翌年2 月，為南半球的夏季期間。分析結果表明，表層水體中溶解硅酸鹽的δ30Si 值在0.98‰～2.30‰之間，平均值為（1.52±0.36）‰。平面分布上，印度洋東部表層海水的δ30Si 值較低，可能受印度尼西亞穿越流（ITF）所攜帶的高營養(yǎng)鹽太平洋表層水的影響；δ30Si 值分別在15°S和40°S附近出現(xiàn)高值，其最大值出現(xiàn)在40°S，50°E附近；在南非附近表層海水的δ30Si 值最低（圖6），這可能反映了厄加勒斯翻轉流的影響。印度洋表層海水中硅同位素的研究比較少，更多的是在印度洋更南端的南大洋一側，主要是研究南大洋印度洋部分各水團之間δ30Si值的對比以及δ30Si 值與溶解硅之間的關系①付鋒.溶解硅同位素在大洋中的分布.杭州：自然資源部第二海洋研究所。[22]。研究發(fā)現(xiàn)，印度洋深層水δ30Si 值和南大洋深層水（1.1‰～1.2‰）大體一致[22]，在南大洋的印度洋部分的表層海水中，其δ30Si 值為1.74‰～2.51‰[28]，本文的分析結果與之接近。

圖4 太平洋表層海水δ30Si 值的平面分布Fig.4 δ30Si distribution of dissolved silicate in the surface seawater of the Pacific Ocean

圖5 印度洋硅同位素采樣站位Fig.5 Sampling stations in the Indian Ocean

印度洋表層海水的采樣站位主要分布于印度洋南部的副熱帶環(huán)流區(qū)，其北部受南赤道流和南赤道潛流的影響，南部則受南極繞極流的影響（圖6）。研究區(qū)表層海水δ30Si 的最高值達到2.30‰，平均值為1.52‰。由于南印度洋副熱帶環(huán)流作用，將高緯度海水引入到東印度洋，使得東印度洋表層海水的δ30Si值變低。印度洋的上層環(huán)流存在著3 個經向環(huán)流圈[29]，其中兩個沒有跨過赤道，一是在南印度洋副熱帶海域下沉，在5°～10°S 上升；第二個的下沉區(qū)域與第一個相同，但上升流位于爪哇、蘇門答臘和澳大利亞西北部海域，有時也在赤道東印度洋上升。上升流攜帶δ30Si 值低的海水混合到表層海水中，導致海水上升區(qū)域的δ30Si 值偏低，與本文的分析結果相符。因此推測，印度洋經向翻轉流對印度洋表層海水δ30Si 值的分布起到了比較重要的作用。

3.3 大西洋表層溶解態(tài)硅同位素

大西洋表層海水硅同位素的采樣站位示于圖7，大部分介于10°N～30°S 之間。分析結果表明，表層海水中溶解硅酸鹽的δ30Si 值在0.90‰～2.23‰之間，平均值為（1.55±0.35）‰。大西洋中低緯度的營養(yǎng)鹽主要來自南極中層水（AAIW）和亞南極模式水（SAMW）的向北擴散[30]，而AAIW 和SAMW 的δ30Si值在1.6‰～1.8‰之間[10,24]。大西洋表層水體溶解硅酸鹽的硅同位素研究目前相對較少，主要是集中在對大西洋深層水的研究。大西洋深層水的δ30Si 值（1.5‰）表現(xiàn)出保守性[23]，主要是受北部的北大西洋深層水（NADW，δ30Si 值大于1.7‰）和南部的南極底層水（AABW，δ30Si 值約為1.2‰）混合作用的控制[23-24]。南大西洋表層δ30Si 值為1.42‰～1.85‰[28]，與北向擴散的AAIW 和SAMW 的δ30Si 值相似。

圖6 印度洋表層海水δ30Si 值的平面分布Fig.6 δ30Si distribution of dissolved silicate in the surface seawater of the Indian Ocean

圖7 大西洋硅同位素采樣站位Fig.7 Sampling stations in the Atlantic Ocean

大西洋表層海水δ30Si 值的分布主要表現(xiàn)為西南大西洋的巴西海域δ30Si 值較高，東南大西洋δ30Si 值較低（圖8）。大西洋中低緯度的表層海流較為復雜，赤道附近的北赤道逆流（NECC）向東運動，南赤道逆流（SECC）向西運動形成一個閉合回路。在巴西海域，南赤道流分成兩股暖流，分別為向北運動的北巴西海流和向南運動的巴西海流。而位于南美洲東岸南部的?？颂m寒流，當它通過合恩角后，在阿根廷沿岸與巴西洋流發(fā)生交匯，并繼續(xù)向東運動。運動到非洲大陸的南端時，其中的一部分海流向北轉，沿著南非西岸向北流，即為本格拉寒流(Benguela Current System，BCS)，最后匯入到南赤道流（SEC）中[27]。受南大西洋副熱帶環(huán)流的影響，南大洋低δ30Si 值海水混入到南大西洋東部，以及本格拉寒流向北沿著非洲南部西岸往北運動，導致在南大西洋東部表層海水的δ30Si值要低于西部。在赤道區(qū)域，北大西洋的加那利寒流沿著非洲西部向赤道運動，在塞內加爾轉向西運動，這也導致了在赤道大西洋東部海區(qū)的δ30Si 值要低于赤道大西洋西部海域。在巴西海域，由于南大西洋環(huán)流分支和赤道流在該海區(qū)匯合，導致在巴西海域附近的δ30Si 值升高。由于經向翻轉流的存在，南大西洋南部海水不斷的向北運動，使得在低緯度區(qū)域的δ30Si 值要高于高緯度區(qū)域。南大西洋則由于受源自南大洋富含硅酸鹽的AAIW/SAMW 的影響，使得南大西洋南端的δ30Si 值較低（圖8）。

4 結論

圖8 大西洋表層海水δ30Si 值的平面分布Fig.8 δ30Si distribution of dissolved silicate in the surface seawater of the Atlantic Ocean

太平洋、印度洋和大西洋表層海水溶解硅酸鹽δ30Si 的系統(tǒng)分析顯示，太平洋表層海水的δ30Si 最大值為2.91‰，平均值為（1.52±0.59）‰；印度洋表層海水的δ30Si 最大值為2.30‰，平均值為（1.52±0.36）‰；大西洋表層海水的δ30Si 值最大為2.23‰，其平均值為（1.55±0.35）‰。硅同位素在各大洋表層，主要表現(xiàn)出與大洋表層環(huán)流和經向翻轉流的相關性，分布特征受表層水體中的生物活動以及表層洋流運動導致的不同水團之間的混合的影響，且混合作用可能對開放大洋表層水體的δ30Si 分布具有顯著的影響。但由于僅分析了表層水體溶解硅酸鹽的δ30Si 分布，后續(xù)研究中將對此進一步的深入研究。

致謝：感謝“大洋一號”“海洋六號”調查船船長和船員以及調查隊在現(xiàn)場調查和樣品采集時所給予的幫助和支持！感謝自然資源部第二海洋研究所的鄭洋、林鐘揚、王方國等同志在樣品采集時的幫助和支持，以及華東師范大學薛云同志所給予的樣品分析測試的支持。