李德望，林 華，陳思楊，王 斌，王 奎，王 堯，馬云龍，金海燕,6,7,8，陳建芳*,6

(1.自然資源部海洋生態(tài)系統(tǒng)動力學(xué)重點實驗室，浙江 杭州 310012； 2.自然資源部第二海洋研究所，浙江 杭州 310012； 3.自然資源部長三角海洋生態(tài)環(huán)境野外科學(xué)觀測研究站，浙江 舟山 316021； 4.浙江省海洋監(jiān)測預(yù)報中心，浙江 杭州 310007； 5.浙江大學(xué)海洋學(xué)院，浙江 舟山 316021； 6.衛(wèi)星海洋環(huán)境動力學(xué)國家重點實驗室，浙江 杭州 310012； 7.自然資源部熱帶海洋生態(tài)系統(tǒng)與生物資源重點實驗室，廣西 北海 536000； 8.自然資源部第四海洋研究所，廣西 北海 536000)

0 引言

海洋是地球上最大的碳儲庫之一，也是最重要的碳匯之一。海洋每年可以從大氣中吸收四分之一人為排放的CO2(2.5±0.6)×109t C[1]，是調(diào)控全球變暖的重要因子。海岸帶-近海雖然只占海洋總面積的7%，海水體積的0.5%，但貢獻(xiàn)了全球15%～30%的海洋初級生產(chǎn)、80%～85%的有機(jī)質(zhì)埋藏及50%的碳酸鈣埋藏通量[2]，每年從大氣中吸收的CO2約為(0.19～0.36)×109t C[3-5]，是全球海洋碳循環(huán)的重要組成部分。

河口-陸架連續(xù)體是連接陸地和大洋的過渡地帶，河流匯入、強(qiáng)烈的生物活動和復(fù)雜的水動力條件導(dǎo)致河口-陸架連續(xù)體的生化要素分布具有強(qiáng)烈的時空變異[3, 6-10]。一般而言：受陸源有機(jī)質(zhì)降解及弱碳酸鹽緩沖能力的影響，河口表現(xiàn)為大氣CO2的源，且上游碳源強(qiáng)度大于中下游[11]；受藻華過程及海-氣交換等因素的影響，陸架海經(jīng)常呈現(xiàn)為碳匯，該現(xiàn)象在大河影響的河口-陸架連續(xù)體更為明顯，比如中緯度河控型的路易斯安那陸架，春季受藻華影響表現(xiàn)為大氣CO2的強(qiáng)匯[12]。另外事件性因素也會造成連續(xù)體碳源/匯的變化，比如臺風(fēng)可造成近岸海域在短時間內(nèi)釋放大量CO2，成為大氣CO2源[13]。目前研究人員對于河口及近岸水體總體的碳源/匯格局已經(jīng)有了一定的認(rèn)識[11, 14-16]，但對河口-陸架連續(xù)體CO2分壓(pCO2)的控制機(jī)制還不清楚。

長江口-東海兼受大河輸入及西邊界流的影響，是典型的河口-陸架連續(xù)體：一方面，過去幾十年經(jīng)濟(jì)發(fā)展帶來的大量有機(jī)質(zhì)、營養(yǎng)鹽等陸源物質(zhì)隨長江進(jìn)入長江口-東海連續(xù)體；另一方面，作為世界最強(qiáng)西邊界流之一的黑潮，其主軸經(jīng)過東海的陸架，提供了長江口-東海連續(xù)體的化學(xué)本底。自20世紀(jì)90年代始，已有走航觀測、浮標(biāo)觀測及遙感觀測等多種觀測方法應(yīng)用于長江口-東海碳源/匯格局的研究[7, 17-25]?？傮w而言，長江口-東海連續(xù)體是大氣CO2的匯，如TSUNOGAI et al[21]估算東海大陸架區(qū)可吸收(1 300～3 000)×104t·a-1。但連續(xù)體內(nèi)部碳源/匯空間差異巨大，長江口門和東海陸架通常具有相反的源/匯功能：長江口門區(qū)域的pCO2可達(dá)650～ 1 440 μatm，CO2通量為15.5～34.2 mol·m-2·a-1，表現(xiàn)為大氣CO2的強(qiáng)源[9]；受藻華影響，沖淡水區(qū)域CO2通量為-10.2～-1.6 mmol·m-2·d-1[23, 25-26]，通常表現(xiàn)為碳匯。但是臺風(fēng)期間，沖淡水海域水體層化被破壞，高CO2的底層水會被攪拌混合至表層，導(dǎo)致海洋向大氣釋放CO2[7]。長江口-東海連續(xù)體碳源/匯格局還存在巨大的季節(jié)性差異：夏、冬季通常表現(xiàn)為碳匯，秋季表現(xiàn)為碳源[23]。目前針對春季長江口碳源/匯的研究相對其他季節(jié)較少。

本研究基于2017年春季長江口-東海的高分辨率走航pCO2數(shù)據(jù)，闡述春季長江口-東海pCO2及其他生物地球化學(xué)參數(shù)空間分布格局，通過半定量解析水團(tuán)混合、藻類旺發(fā)等過程對pCO2的作用，初步探討春季長江口-東海連續(xù)體碳源/匯的控制機(jī)制。

1 材料與方法

1.1 航次采樣

2017年春季(5月25日—6月2日)搭載“潤江1號”科考船在長江口-東海陸架進(jìn)行觀測，航跡線見 圖1。利用APOLLO公司生產(chǎn)的走航系統(tǒng)AS-P2測定海表pCO2、大氣pCO2、溫度及鹽度。通過位于水平面下1.5 m的潛水泵將表層海水泵入噴霧平衡系統(tǒng)，平衡后的氣體導(dǎo)入CO2分析儀進(jìn)行海表pCO2測定。AS-P2可將艙外大氣泵入艙內(nèi)測定大氣pCO2，系統(tǒng)配備CO2標(biāo)準(zhǔn)氣標(biāo)定CO2分析儀。海表溫度和鹽度由該系統(tǒng)自帶的海鳥SBE45測定并記錄。

圖1 2017年春季航次航跡及本研究劃定的4個區(qū)域Fig.1 Cruise track in spring of 2017 and four domains categorized in this study(黑色虛線框表示4個區(qū)域范圍。)(Black dotted polygons denote the four domains.)

利用海鳥SBE917 CTD 以及配套的12個5 L采水瓶采水，分析海水溶解氧、硝酸鹽及葉綠素a質(zhì)量濃度。溶解氧用自動電位滴定儀(Metelle-ToledoT50)通過碘量滴定法進(jìn)行現(xiàn)場滴定，結(jié)果精確度為±1 μmol·L-1。硝酸鹽樣品經(jīng)0.45 μm醋酸纖維膜過濾后冷凍保存，在實驗室用流動注射營養(yǎng)鹽自動分析儀(Skalar San++)測定。葉綠素a經(jīng)丙酮萃取后用熒光分析儀(Turner Designs 10-AU)分析。采樣及測定步驟均嚴(yán)格遵守《海洋調(diào)查規(guī)范》(GB/T 12763.4—2007)[27]的要求。

1.2 海-氣碳通量計算方法

海洋對大氣CO2含量的調(diào)節(jié)作用依賴于海-氣界面CO2的交換，單位面積、單位時間的海-氣界面CO2的交換通量一般按如下公式進(jìn)行計算：

F=K×ΔpCO2

(1)

上式中：F表示海-氣界面CO2通量，單位為 mmol·m-2·d-1，如果海水向大氣釋放CO2，F(xiàn)值為正，如果海水吸收大氣中的CO2，F(xiàn)值則為負(fù)；ΔpCO2為海洋與大氣pCO2的差值；K為CO2傳輸系數(shù)，計算公式為

K=k×α

(2)

上式中：k是大氣和海洋間的CO2交換系數(shù)。目前存在較多關(guān)于交換系數(shù)k的計算模型，本文按照WANNINKHOF[28]提出的模式計算交換系數(shù)k：

(3)

上式中：U10表示距海平面10 m處的風(fēng)速，單位為m·s-1，本研究用的風(fēng)速為航次期間ASCAT(The Advanced Scatterometer)衛(wèi)星測定的平均風(fēng)速；Sc為Schmidt數(shù)。

當(dāng)海水鹽度一定時，在0～30 ℃范圍內(nèi)，Sc為溫度t( ℃)的函數(shù)：

Sc=2 073.1-125.62t+3.627 6t2-0.043 219t3

(4)

式(2)中的α是特定溫、鹽條件下CO2的溶解度，按照WEISS[29]提出的方法計算：

lnα=-58.093 1+90.560 9×(100/T)+
22.294 0×ln(T/100)+[0.027 766-0.025 888×
(T/100)+0.005 057 8× (T/100)2]×S

(5)

上式中：T為熱力學(xué)溫度，單位為K；S為鹽度。

式(1)中的ΔpCO2可用如下公式計算：

(6)

1.3 水團(tuán)混合模型

采用LI et al[6]的兩端元混合方法模擬水團(tuán)分配對春季長江口-東海連續(xù)體pCO2的影響，模型計算僅考慮水團(tuán)分配下的溶解無機(jī)碳(DIC)、堿度(TA)、溫度、鹽度等參數(shù)，端元為長江、黑潮表層水及蘇北沿岸水，各端元參數(shù)取值見表1?；谔妓猁}體系計算水團(tuán)的pCO2，解離系數(shù)采用DICKSON et al[30]完善自MEHRBACH et al[31]的結(jié)果。

表1 春季長江口-東海連續(xù)體不同端元特征值Tab.1 Characteristics of end-member in the Changjiang Estuary-East China Sea continuum in spring

注：長江端元的DIC和TA取自文獻(xiàn)[32]中2017年5月的長江端元數(shù)據(jù)，溫度取自本航次長江口門的3個站位：(30.5063°N,122.2078°E)、(31.0537°N,122.0702°E)、(31.5093°N,122.2540°E)表層溫度的平均值；黑潮表層水端元的DIC、TA和鹽度取自文獻(xiàn)[33]中黑潮海域的歷史數(shù)據(jù)，溫度取本航次東南部兩個站位：(28.5152°N,122.0453°E)、(28.4355°N,122.3422°E)表層溫度的平均值；蘇北沿岸水端元的各特征值取自本航次北部站位(32.5747°N,122.6600°E)表層水樣的結(jié)果。

2 結(jié)果

2.1 春季長江口-東海連續(xù)體表層溫、鹽分布

2017年春季長江口-東海連續(xù)體表層溫度為 18.06～24.28 ℃，平均值為21.81 ℃(圖2a)。研究區(qū)域南部及東南部表層溫度高于長江口及其以北區(qū)域，30.5°N以南的浙閩沿海及外陸架觀測區(qū)域表層溫度在23 ℃以上，而長江口北部表層溫度低于 21 ℃。春季長江口-東海連續(xù)體表層海水水溫，沿岸低于外海，在水平方向存在顯著的溫度梯度。

研究區(qū)域鹽度為6.26～32.64(圖2b)，平均值為 26.94。南部及東部的表層鹽度在30以上，長江口及杭州灣口鹽度最低，長江口門處鹽度值低于10。在長江口北部有一低鹽斷面(鹽度<20)，值小于其南部斷面。春季表層鹽度的空間分布和溫度類似，在東西方向上存在顯著的梯度。

圖2 2017年春季長江口-東海連續(xù)體表層海水溫度(a)和鹽度(b)分布Fig.2 Distributions of surface temperature(a) and salinity(b) in the Changjiang Estuary-East China Sea continuum in spring of 2017

2.2 春季長江口-東海連續(xù)體表層pCO2及海-氣碳通量分布

春季長江口-東海連續(xù)體pCO2為138～694 μatm，平均值為346 μatm，空間分布差異巨大，自西向東逐漸降低，總體表現(xiàn)為大氣CO2的匯區(qū)，碳通量為-6.73 mmol·m-2·d-1。根據(jù)海水pCO2及溫度、鹽度分布特征，將長江口-東海連續(xù)體分為4個區(qū)域(圖1)。區(qū)域I為長江口北部，pCO2較低，最低值小于200 μatm，為大氣CO2的強(qiáng)匯，海-氣碳通量平均值為-15.44 mmol·m-2·d-1。區(qū)域II為長江口及杭州灣區(qū)域，pCO2高，全區(qū)pCO2最高值出現(xiàn)在該區(qū)域，最大值達(dá)694 μatm，平均ΔpCO2為正，總體是大氣CO2的源，碳通量平均值為5.36 mmol·m-2·d-1。區(qū)域III為浙江近岸，pCO2較高，部分站位pCO2值超過500 μatm，ΔpCO2為正，同樣為大氣碳源。區(qū)域IV位于研究區(qū)域東部，pCO2較低，平均值低于350 μatm，表現(xiàn)為碳匯(表2，圖3)。

圖3 2017年春季長江口-東海連續(xù)體表層海水CO2分壓(a)、海-氣CO2分壓差(b)及海-氣碳通量(c)分布Fig.3 Sea surface partial pressure of CO2(a), pCO2 difference between sea and air(b), and air-sea CO2 flux(c) in the Changjiang Estuary-East China Sea continuum in spring of 2017(圖3a中虛線框同圖1。)(Dotted polygons in figure 3a are the same as that in figure 1.)

表2 2017年春季長江口-東海連續(xù)體4個區(qū)域表層海水pCO2和海-氣碳通量Tab.2 pCO2 and air-sea CO2 flux in four domains of the Changjiang Estuary-East China Sea continuum in spring of 2017

3 討論

3.1 水團(tuán)分配對春季長江口-東海連續(xù)體海水pCO2分布的影響

長江口及鄰近海域水團(tuán)復(fù)雜，不同水團(tuán)的pCO2差異巨大，因此水團(tuán)混合可以影響海表pCO2分布[34-35]。根據(jù)溫度、鹽度分析春季連續(xù)體的水團(tuán)分配情況(圖4)：研究區(qū)域北部(區(qū)域I)為低溫、相對高鹽的水團(tuán)，最低溫度低于19 ℃，為蘇北沿岸水和長江口沖淡水混合(圖4a)；長江口及杭州灣區(qū)域(區(qū)域II)為典型的低鹽長江沖淡水，同時受高溫、高鹽的黑潮表層水及相對低溫的蘇北沿岸水的影響(圖4b)；研究區(qū)南部(區(qū)域III)主要為浙閩沿岸水，并受高溫、高鹽的黑潮表層水影響(圖4c)；研究區(qū)東部(區(qū)域IV)主要為高鹽、相對高溫的陸架混合水，由黑潮表層水和長江沖淡水或者浙閩沿岸水團(tuán)混合而成(圖4d)。

圖4 2017年春季長江口-東海連續(xù)體4個區(qū)域表層海水溫-鹽圖Fig.4 Temperature-salinity relationship in four domains of the Changjiang Estuary-East China Sea continuum in spring of 2017

將實測pCO2歸一化到研究區(qū)域平均海表水溫，去除溫度對pCO2的影響[36]：

NpCO2=pCO2×e0.042 3×(T-21.81)

(7)

式中：NpCO2為歸一化的pCO2；T為海表溫度；21.81 為研究區(qū)域表層水平均溫度，單位為℃。

圖5中4個區(qū)域鹽度與NpCO2均顯著相關(guān)，表明水團(tuán)混合是pCO2的主控因子。其中區(qū)域I和IV，鹽度與NpCO2呈正相關(guān)，區(qū)域I以低鹽、低pCO2水團(tuán)占主導(dǎo)，區(qū)域IVpCO2總體較低，低鹽度區(qū)域pCO2低于高鹽度區(qū)域pCO2(圖5a 和5d)；區(qū)域II的鹽度與NpCO2呈負(fù)相關(guān)，表現(xiàn)為在低鹽的沖淡水控制區(qū)NpCO2較高，在高溫、高鹽的黑潮表層水控制區(qū)NpCO2較低(圖5b)；區(qū)域III的鹽度與NpCO2同樣呈負(fù)相關(guān)，為浙閩沿岸水和黑潮表層水的混合。區(qū)域III的NpCO2-鹽度變化斜率遠(yuǎn)大于其他區(qū)域，表明該區(qū)NpCO2對鹽度變化非常敏感(圖5c)，在模型計算或者遙感反演pCO2時需考慮海區(qū)NpCO2對鹽度變化的敏感程度，否則可能導(dǎo)致較大的估算誤差[22]。

圖5 2017年春季長江口-東海連續(xù)體4個區(qū)域表層海水鹽度與NpCO2的關(guān)系Fig.5 Relationships of salinity and NpCO2 in four domains of the Changjiang Estuary-East China Sea continuum in spring of 2017(圖中虛線均為回歸線。圖4b中黑色矩形及三角形分別為模擬長江和黑潮表層水及長江和蘇北沿岸水混合后的pCO2結(jié)果。)(Dash lines are regression lines. In fig 4b, filled rectangles and triangles are simulated pCO2 by mixing of the Changjiang and Kuroshio Surface Water, and of the Changjiang and Subei Coastal Water, respectively.)

溫度既可以通過水團(tuán)混合影響區(qū)域的pCO2，同時也可作為熱力學(xué)因素直接影響pCO2，因此其和pCO2的關(guān)系相對鹽度更為離散。圖6展示了僅考慮溫度影響時pCO2的變化，發(fā)現(xiàn)實測pCO2數(shù)據(jù)均不在理論值附近變動，表明溫度作為熱力學(xué)因素對pCO2的影響有限。

圖6 2017年春季長江口-東海連續(xù)體4個區(qū)域表層海水溫度與pCO2的關(guān)系Fig.6 Relationships of temperatures and pCO2 in four domains of the Changjiang Estuary-East China Sea continuum in spring of 2017(圖中虛線表示僅考慮溫度影響下的pCO2，上線根據(jù)pCO2=400×e0.042 3×(T-21.81)計算，下線根據(jù)pCO2 =250×e0.042 3×(T-21.81)計算[23]。)(The dashed lines represent functions of pCO2=400×e0.042 3×(T-21.81) (the upper line) and of pCO2=250×e0.042 3×(T-21.81) (the lower line)[23], respectively.)

3.2 有機(jī)質(zhì)降解/生產(chǎn)對春季長江口-東海連續(xù)體海水pCO2分布的影響

長江口及杭州灣區(qū)域(區(qū)域II)海表pCO2高，利用水團(tuán)混合模型分析發(fā)現(xiàn)：相比長江與蘇北沿岸水的混合，長江與黑潮表層水的混合結(jié)果更接近實際觀測值；但在相同鹽度下，兩種混合方式的大部分模擬值均低于實測值(圖5b)。上述結(jié)果表明該區(qū)除了水團(tuán)混合外，還有其它機(jī)制影響pCO2。

河口低鹽水的高pCO2特征在其他河口也存在[11,35]，該現(xiàn)象除了與淡水中游離CO2較高相關(guān)外，也與陸源物質(zhì)輸入影響河口區(qū)有機(jī)質(zhì)降解，釋放DIC，導(dǎo)致pCO2增加的過程相關(guān)[9]。區(qū)域II接受了長江輸入的大量有機(jī)質(zhì)，這些有機(jī)質(zhì)降解增加的水體pCO2可依據(jù)公式(8)計算：

ΔpCO2=ΔDIC/DIC×RF×pCO2

(8)

式中：ΔpCO2和ΔDIC分別表示有機(jī)質(zhì)降解/生產(chǎn)導(dǎo)致的pCO2和DIC變化，DIC和pCO2分別表示有機(jī)質(zhì)降解/生產(chǎn)前水體的DIC和pCO2，RF表示碳酸鹽緩沖因子。根據(jù)文獻(xiàn)，春季東海浮游植物群落呼吸產(chǎn)生的有機(jī)碳為24.8～381.8 mg C·m-3·d-1[37]，假設(shè)水體停留時間為7 d[38]，則ΔDIC為14.5～222.70 μmol·kg-1；pCO2和RF分別為532 μatm和17[39]，根據(jù)公式(8)計算，ΔpCO2為69～1 060 μatm。區(qū)域II實測NpCO2比模型估算(僅考慮水團(tuán)分配作用)高約250 μatm，該差值可能來源于長江口有機(jī)質(zhì)降解。

北部區(qū)域(區(qū)域I)大多數(shù)站位的表層pCO2低于大氣pCO2。春季高營養(yǎng)鹽的沖淡水在風(fēng)及潮汐作用下向東北方向輸運[34, 40]，隨著懸浮顆粒逐漸沉降，透光率逐漸提高，浮游植物旺發(fā)[40-42]，水體中CO2被大量攝取，導(dǎo)致局部pCO2呈低值[6, 9-10]。雖然航次中表層葉綠素a測定最高值僅為2.83 μg·L-1(5月 23日和24日)，但從5月19日遙感圖(圖7)可見葉綠素a超過30 μg·L-1，表明曾發(fā)生過藻華。一些研究表明藻華導(dǎo)致的低pCO2信號可以保存較久[39]，區(qū)域I較低的pCO2可能與之相關(guān)。同樣，春季藻華時ΔDIC以73±20 μmol·kg-1[39]計，其他參數(shù)與上文一致，根據(jù)公式(8)，ΔpCO2為347 μatm，即藻華可使海表pCO2從532 μatm降低至185 μatm，與區(qū)域I的低值接近(表1和圖3a)。

圖7 2017年5月19日長江口及鄰近東海表層海水MODIS日平均葉綠素a遙感觀測結(jié)果Fig.7 Satellite results of MODIS daily Chl a in the Changjiang Estuary and adjacent East China Sea on 19 May, 2017

3.3 連續(xù)體碳源/匯空間分布控制因素的半定量分析

長江口上接長江，下銜廣闊的東海陸架，為典型的連續(xù)體，碳源/匯的空間特征呈現(xiàn)快速轉(zhuǎn)變：122.68°E以西的河口區(qū)域為大氣的強(qiáng)源，碳源強(qiáng)度可超過 20 mmol·m-2·d-1；在122.68°E以東轉(zhuǎn)變?yōu)閺?qiáng)的碳匯(圖8a)。在風(fēng)速設(shè)為恒定值的情況下，海表pCO2的變化決定了該海域海-氣碳源/匯的空間格局。以31°N斷面為河口-陸架連續(xù)體典型斷面構(gòu)建長江端元與黑潮表層水端元的混合模型，通過區(qū)分水團(tuán)混合和有機(jī)質(zhì)生產(chǎn)/降解對pCO2的貢獻(xiàn)半定量討論其對長江口碳源/匯的影響。在122.68°E以西的碳源區(qū)域，海水pCO2從410 μatm左右升高，最高超過600 μatm(圖8a)。模型結(jié)果表明，僅考慮水團(tuán)分配時，該碳源區(qū)域的pCO2平均值僅為 395 μatm，即為大氣CO2的弱匯。從溶解氧飽和度可知(圖8b)，該區(qū)域溶解氧存在虧損，表明可能存在有機(jī)質(zhì)降解，釋放CO2，導(dǎo)致pCO2升高的過程。有機(jī)質(zhì)降解所增加的pCO2可達(dá)約200 μatm(實測pCO2減去模型估算的pCO2)，河口由碳匯轉(zhuǎn)變?yōu)樘荚础?/p>

圖8 2017年春季長江口-東海連續(xù)體31°N斷面碳通量變化、pCO2模擬結(jié)果(a)及鹽度、硝酸鹽、溶解氧飽和度變化(b)Fig.8 Variations of simulated air-sea carbon flux, pCO2(a), and salinity, nitrate, oxygen saturation(b) in 31°N transect of the Changjiang Estuary-East China Sea continuum in spring of 2017

在122.68°E以東區(qū)域，僅考慮水團(tuán)配置下海表pCO2同樣低于大氣pCO2，總體表現(xiàn)為大氣碳匯。在123°E左右，溶解氧飽和度達(dá)到140%，同時海水pCO2僅為207 μatm。對比模型結(jié)果可知有機(jī)質(zhì)生產(chǎn)導(dǎo)致pCO2降低了144 μatm(水團(tuán)配置下的pCO2為351 μatm)，表明浮游植物旺發(fā)導(dǎo)致該區(qū)域變?yōu)閺?qiáng)烈的碳匯區(qū)。營養(yǎng)鹽是浮游植物生長的基礎(chǔ)要素，31°N斷面的硝酸鹽濃度較高(圖8)，但僅在123°E左右生物生產(chǎn)最為強(qiáng)烈。河口口門區(qū)雖然同樣有豐富的營養(yǎng)鹽，但一方面高渾濁度限制了藻類生長[43-44]，另一方面長江輸入的有機(jī)質(zhì)降解過程釋放的CO2遠(yuǎn)高于有機(jī)質(zhì)生產(chǎn)所吸收的CO2，因而成為大氣CO2的源。

未來上述長江口-東海連續(xù)體pCO2控制機(jī)制可能發(fā)生改變：如攔河大壩或者港口工程導(dǎo)致泥沙輸運減少[45]，緩解了近岸浮游植物的光限制[46]，可能使 122.68°E 以西的碳源區(qū)域轉(zhuǎn)變?yōu)樘紖R區(qū)；如洪水可能導(dǎo)致高營養(yǎng)鹽的長江水?dāng)U散到整個東海北部陸架，使得碳匯的范圍及強(qiáng)度均增大[25]。

4 結(jié)論

(1)水團(tuán)分配是決定長江口-東海連續(xù)體pCO2分布及碳源/匯格局的主要因素，長江口門受長江影響而具有較高的pCO2，其碳源強(qiáng)度為5.36 mmol·m-2·d-1；受沖淡水影響海域及東部受黑潮表層水影響的海域則為碳匯，長江口北部pCO2低至 138 μatm，碳匯強(qiáng)度可達(dá)-15.44 mmol·m-2·d-1。

(2)有機(jī)質(zhì)生產(chǎn)或者降解可強(qiáng)烈影響長江口-東海連續(xù)體pCO2分布及碳源/匯格局，長江口為碳源的重要原因是陸源有機(jī)質(zhì)的降解，模擬和計算表明其導(dǎo)致河口pCO2增加了約200 μatm，并促使春季河口由碳的弱匯轉(zhuǎn)變?yōu)樘荚矗蝗绻麅H考慮水團(tuán)分配的影響，陸架區(qū)同樣為大氣碳匯，而藻華過程進(jìn)一步將pCO2降低了144 μatm，增強(qiáng)了其碳匯能力；溫度作為熱力學(xué)因素并非春季季節(jié)內(nèi)長江口-東海連續(xù)體的主控因子。

致謝感謝“潤江1號”科考船全體人員在航次期間的幫助。