夏季東海一氧化碳的濃度分布、海-氣通量和微生物消耗研究

徐冠球，陸小蘭，楊桂朋*，趙保振

（1.中國海洋大學化學化工學院，山東青島 266100）

夏季東海一氧化碳的濃度分布、海-氣通量和微生物消耗研究

徐冠球1，陸小蘭1，楊桂朋1*，趙保振1

（1.中國海洋大學化學化工學院，山東青島 266100）

研究了夏季東海海水中和大氣中一氧化碳（CO）的濃度分布、海-氣通量和表層海水中CO的微生物消耗。夏季東海大氣中CO的體積分數范圍為63×10－9～120×10－9，平均值為87×10－9（SD＝18×10－9，n＝37），呈現出近岸高，遠海低和北高南低的特點。夏季東海表層海水中CO的濃度范圍為0.24～5.51 nmol／L，平均值為1.48 nmol／L（SD＝1.46，n＝37），CO的濃度受太陽輻射影響明顯；CO在垂直分布上表現出濃度隨深度增加迅速減小的特征，濃度最大值出現在表層。調查期間表層海水中CO相比大氣處于過飽和狀態，過飽和系數變化范圍為3.65～113.55，平均值為23.63（SD＝24.56，n＝37），這表明調查海域是大氣中CO的源。CO的海-氣通量變化范圍為0.25～78.50μmol／（m2· d），平均值為9.97μmol／（m2·d）（SD＝14.92，n＝37）。在CO的微生物消耗培養實驗中，CO的濃度隨時間增長呈指數降低，消耗過程表現出一級反應的特點，速率常數KCO范圍為0.043～0.32／h，平均值為0.18／h（SD＝0.088，n＝9），KCO與鹽度之間存在負相關關系。

一氧化碳；分布；通量；微生物消耗；東海

1 引言

一氧化碳（CO）是大氣中一種重要的痕量氣體，能夠和大氣對流層中主要的氧化劑羥基自由基反應［1—2］，導致對流層氧化能力下降，其他溫室氣體如甲烷、氟氯烷烴等濃度增大，因此被認為是一種間接的溫室氣體。

早期海洋CO的研究發現，表層海水中的CO相比于大氣常常是過飽和的，海洋是大氣中CO的源［3—5］，但不同研究者對于海洋向大氣釋放CO中C量的估算（3.7～600 Tg／a）存在較大差異［4，6－10］，總體上看，近年來的通量估算值要小于早期通量估算值。海水中CO主要是來自于海水中的有色溶解有機物質（colored／chromophoric dissolved organic matter，CDOM）的光化學降解［4，9，11］，因此海水中CO的濃度受太陽輻射影響明顯。海水中CO的去除途徑可分為海-氣交換［5，11—12］和微生物消耗［4，11］，在表層海水正常紊流狀態下，微生物消耗相對于海-氣擴散而言是海水中CO去除的主要途徑，約占大洋海水中CO總消耗量的86%［11］。

相比于開闊大洋，近岸海域的CO研究較少，與大洋水相比，近岸海域受陸源影響較大，其海-氣交換和微生物消耗以及光生產等與開闊海洋相比有許多不同［11，13—18］，有待于深入研究。目前我國已經開展了中國海中CO的初步研究，對于中國近海大氣和海水中CO的濃度分布、海-氣通量有了一定的了解，并且在部分海域進行了CO的光化學生產和微生物消耗的研究［13—17］，但目前的研究是限于局部海域和個別季節開展的海洋調查，對CO完整的季節性變化還缺乏系統的認識。本研究于2012年夏季對東海進行了調查，旨在分析和探討近岸海域CO的濃度分布、海-氣通量和微生物消耗，豐富關于中國近海CO季節變化的認識，進一步完善中國近海CO的研究。

2 材料和方法

2.1 樣品采集

于2012年6月14日至2012年7月5日隨“科學3號”科學考察船對東海進行了調查，調查區域及采樣站位如圖1，該航次共設置7個斷面，37個站位。所有站位均采集大氣樣品和表層海水樣品進行CO濃度測定，同時選取部分站位采集垂直水樣進行海水中CO的垂直分布研究。海水樣品使用Seabird 19plus型CTD上配置的Rosette采水器進行采集，然后通過硅膠管和三通閥在無氣泡的條件下注入到50 mL經10%HCl-Milli-Q水洗過的玻璃注射器中，注射器應先用海水潤洗3次，最后采樣完成時注射器內不應留有氣泡。海水的溫度、鹽度及采樣深度由調查船上配備直讀式溫鹽深儀完成，風速由船載風速儀測定。大氣CO樣品在距海面約10 m處的甲板上用50 mL玻璃注射器抽取，為避免船體對采樣的影響，應在船走航時面向迎風方向進行采集。

2.2 分析方法

2.2.1 CO的測定

海水樣品和大氣樣品均采用Ta3000痕量氣體分析儀（美國Ametek公司）進行現場測定。海水樣品的測定采用頂空平衡法，具體為：將現場采集的樣品通過注射器定容至44 mL，然后通過三通閥向注射器內注入6 mL高純氮氣，高純氮氣由Ta3000痕量氣體分析儀的零空氣出口處獲得。再將該注射器通過搖擺試驗機（廣東塘廈飛蝗高精儀器有限公司）以120 r／min的速度進行震蕩，震蕩時間為5 min，再將達到氣液平衡的頂空氮氣通過阻水濾膜（0.2μm Nuclepore Teflon filter，Φ13 mm）注入到Ta3000痕量氣體分析儀進行測定。大氣樣品采集后同樣通過阻水濾膜注入到Ta3000痕量氣體分析儀進行測定。儀器采用CO標準氣體（972×10－9，大連大特氣體有限公司）進行校正。該方法測量的相對標準偏差小于4.4%，方法的最低檢出限為0.02 nmol／L［19］。

2.2.2 CO微生物消耗的測定

本文采用黑暗培養法［20—21］測定CO微生物消耗速率，具體為：使用經酸洗過的300 mL玻璃注射器采集表層海水，采集前應先用表層海水潤洗3次，采樣完成時注射內不應留有氣泡。然后將該注射器置于表層海水循環水浴中進行現場避光培養。使用50 mL玻璃注射器通過三通從300 mL注射器內抽取水樣進行CO濃度測定，抽取過程中要防止大氣進入注射器內。采樣完成后立刻測定CO濃度作為第一個時間點的CO濃度，約30 min后測定CO濃度作為第2個時間點的濃度，然后根據消耗速度的不同，每隔30 min至1 h的時間間隔測定一次CO的濃度，整個時間系列一般測定5個點左右。CO微生物消耗速率的測定站位具體見表1。

圖1 東海采樣站位

2.3 海-氣通量和過飽和系數的計算方法

CO的海-氣交換通量F［mol／（m2·h）］可以通過下式求得［22］：

式中，犽為氣體交換常數（m／h）；Csurf為現場測得的表層海水中CO的濃度（nmol／L）；Ceq為與大氣中CO相平衡時，海水中CO的濃度（nmol／L）。

氣體交換常數犽采用Wanninkhof建立的模型進行計算［22］，求得的犽值需要乘以（Sc／660）－0.5進行校正，Sc值可通過下式求得［12］：

式中，t為海水的溫度（℃）。

海水CO濃度Csurf可通過頂空氣體中CO的測定值求得［23］：

式中，p為大氣壓力（atm）；ma為氣液平衡后頂空氣體中CO的體積分數；β是本生系數，為CO在海水中的溶解度常數，與海水的溫度和鹽度有關［24］；Vw為海水樣品的體積（mL）；Va為頂空氣體的體積（mL）；R為氣體常數［0.082 06 atm·L／（mol·K）］；T為現場的海水溫度（K）。

與大氣中CO相平衡時，海水中CO的濃度Ceq可通過下式求得［25］：

式中，Catm是現場測得的大氣中CO的體積分數；β為海水中CO的溶解度常數；M為標準壓力和溫度下CO的摩爾體積25.094 1 L／mol［10，26］。

海水中CO的過飽和系數α可通過下式求得［25］：

3 結果與討論

3.1 大氣中CO的含量

大氣中CO含量的范圍為63×10－9～120× 10－9，平均值為87×10－9（SD＝18×10－9，n＝37），最大值為最小值的1.9倍。大氣中CO含量的最大值出現在近岸站位D4-1，最小值出現在調查海域的南部站位D7-2。大氣中CO的水平分布見圖2，從圖中可以看出大氣中CO的濃度總體上從近海向遠海逐漸降低，調查海域南部大氣中CO的濃度要低于北部大氣中CO的濃度。本研究的調查結果與文獻值相比，大氣中CO的濃度要低于文獻值［16，25］。春季東海調查大氣中CO濃度平均值150×10－9［25］，秋季東海調查大氣中CO濃度的平均值為252×10－9［16］，大氣中的CO濃度表現出了明顯的季節差異。這主要是由于夏季東海受到季風的強烈影響，季風由大洋吹向陸地，而大洋大氣中CO含量低，使得夏季東海大氣中CO含量較低；秋冬季節，季風由陸地吹向大洋，陸地大氣中，由于化石燃料的使用，CO含量高，使得秋冬季東海大氣中CO含量較高。香港島東南部鶴咀海岸近海（22.2°N，114.3°E）的調查表明［27］，大氣中CO的濃度具有季節性變化，由高到低依次為冬季、春（秋季）和夏季，與本文的調查結果一致。

圖2 大氣CO的水平分布圖（體積分數，10－9）

3.2 海水中CO的濃度

調查海域表層海水中CO的濃度范圍為0.24～5.51 nmol／L，平均值為1.48 nmol／L（SD＝1.46，n＝37），最大值為最小值的23.0倍，各站位表層海水中CO的濃度見圖3。表層海水中CO濃度的最大值（5.51 nmol／L）出現在站位D1-1，取樣時間為15∶17；CO濃度的最小值（0.24 nmol／L）出現在站位D1-6，取樣時間為03∶59。相比于近岸海水，淡水中CO濃度較高［25］，因此陸源輸入和太陽光照強度會共同影響表層海水中CO濃度，從而使CO濃度值產生較大變化。在本次調查中，部分斷面表層海水中CO的濃度并沒有表現出近岸高、遠海低的特點，卻與采樣時間有較好的一致性，表現為中午前后濃度高，凌晨前后濃度低，這表明，在這些斷面中，表層海水中CO的濃度主要受到太陽光照強度的影響，而受陸源輸入影響較小。本文的調查結果與Zafiriou等［12］在馬尾藻海域春季調查的平均值1.09 nmol／L較為接近。與東海春秋季的調查相比，本研究結果低于春季東海調查中報道數值2.42 nmol／L［25］，高于秋季東海調查中報道數值0.65 nmol／L［16］。導致這種季節差異的原因應該是多方面的，包括不同季節太陽輻射強度的變化，不同季節CO海-氣通量和CO微生物消耗的變化。

本航次中，還對CO的垂直分布進行了調查，典型站位的CO垂直分布見圖4。從圖中可以看出，海水中CO濃度最大值出現在表層，隨深度增加CO濃度迅速減小。這主要是由于表層海水接受到的太陽光最多，在太陽光的作用下，CDOM降解產生大量CO，隨深度增加，太陽光被海水及海水中的顆粒物吸收和散射，使得CDOM降解速率下降，CO濃度降低［25］。另外我們還考察了在垂直分布中CO與葉綠素a（Chl a）的關系。在站位D5-2，Chl a最大濃度值出現在表層，隨深度增加表現出先減小再增大最后又減小的變化規律；站位D7-6的Chl a最大濃度值出現在水深30 m處，隨深度增加表現出先增大再減小的變化規律，CO和葉綠素在垂直分布上沒有表現出相關性，該結果與文獻報道結果相一致［20，28］。

圖3 表層海水中CO的濃度和過飽和系數

圖4 海水中CO的垂直分布

3.3 CO的海-氣通量

各個站位CO的過飽和系數見圖3，CO的過飽和系數變化范圍為3.65～113.55，平均值為23.63（SD ＝24.56，n＝37），說明在調查期間整個調查海域，海水中的CO相對于大氣都是過飽和的。調查結果高于春季東海調查，其平均值為20.72［25］；也高于秋季東海調查，其平均值為3.61［16］；但低于在Beaufort海的調查結果，平均值為45.4［20］。

各個站位CO的海-氣通量見圖5，海-氣通量變化范圍為0.25～78.50μmol／（m2·d），平均值為9.97μmol／（m2·d）（SD＝14.92，n＝37）。最大值出現在站位D5-1，該站位CO的過飽和系數（50.71）和風速（14.4 m／s）都較大；最小值出現在站位D1-2，該站位CO的過飽和系數（23.10）接近調查海域的平均值（23.63），但該站位的風速（1.4 m／s）在所有觀測站位中最低，海-氣通量值的大小同時受到海水中CO過飽和程度和風速大小的影響。

Zafiriou等［12］在馬尾藻海春季的調查結果為6.54μmol／（m2·d），春季東海和黃海調查結果為6.67μmol／（m2·d）［15］，秋季東海和南黃海的調查結果為1.82μmol／（m2·d）［16］?？梢钥闯鰱|海夏季海-氣通量值處在較高的水平，這主要是由于夏季東海海水中CO的過飽和程度和風速都較大的原因。東海的面積約為7.7×105km2［29］，由此計算出夏季東海向大氣輸送CO－C的速率為9.21×107g／d。

圖5 表層海水中CO的海-氣交換通量和風速

3.4 CO微生物消耗

本文采用黑暗培養法［20—21］測量了CO微生物消耗，典型站位的CO微生物消耗曲線見圖6。調查結果顯示，CO濃度隨培養時間增大呈現指數型降低，符合一級反應的特點，各個站位的CO微生物消耗速率的相關系數（R2）、消耗速率常數（KCO）、周轉時間（τbio＝1／KCO）和Chl a濃度見表1。所選站位的CO微生物消耗速率常數范圍為0.043～0.32／h，平均值為0.18／h（SD＝0.088，n＝9），與東海春季和秋季的CO消耗速率常數0.20／h和0.21／h［25］基本一致。KCO的最大值出現在站位D3-2，該站位具有最大的葉綠素值（3.24μg／L）和較低的鹽度值；KCO的最小值出現在站位D2-6，該站位具有最高的鹽度值。

圖6 典型站位CO微生物消耗曲線

表1 各站位CO消耗速率（部分站位Chl a數據未獲得）

進行微生物消耗研究的站位中，表層海水的鹽度變化范圍為26.15～33.11，鹽度與消耗速率常數KCO關系如圖7，可見KCO與鹽度值之間存在較強的相關性，KCO隨鹽度值的增大而減?。≧2＝0.802，n＝9，p＝0.01），該結果與文獻報道結果相一致［16，25，30］。Xie等［30］的研究發現，在鹽度為0～19時，KCO隨鹽度增大而升高；在鹽度大于19時，KCO隨鹽度增大而降低。

由于微生物量和Chl a濃度之間存在很強的相互關系［31—32］，因此常常使用Chl a作為微生物數量的替代指標。研究發現，KCO與葉綠素Chl a之間的存在一定的相關性（R2＝0.712，n＝6，p＝0.034 7），這與Xie等的研究結果相一致［30］。除微生物數量，微生物的種類、供給微生物的有機質、無機營養鹽、溫度、鹽度和p H等因素也會影響到微生物消耗速率K，因此微生物消耗速率K只在一定程度上受CO到葉綠素的影響，CO的微生物的消耗是一個比較復雜的過程。

圖7 KCO與鹽度、Chl a關系圖

4 結論

在2012年東海夏季的航次中，調查了CO在大氣和海水中的分布、海-氣交換通量及其微生物消耗，得出了以下結論：

（1）夏季東海大氣中CO的體積分數范圍為63× 10－9～120×10－9，平均值為87×10－9，呈現出近岸高，遠海低和北高南低的特點。

（2）從水平分布上看，海水中CO濃度范圍為0.24～5.51 nmol／L，平均值為1.48 nmol／L，CO濃度值受太陽輻射影響明顯。在垂直分布上，CO濃度隨深度增加迅速減小，然后在深層保持很小的濃度值不變，與Chl a之間無相關性。

（3）東海夏季表層海水中CO處于過飽和狀態，東海是大氣CO的源，海-氣通量平均值為9.97μmol／（m2·d）。

（4）東海夏季CO微生物消耗速率常數范圍為0.043～0.32／h，平均值為0.18／h。研究發現CO微生物消耗速率與鹽度和葉綠素之間有一定的相關性。

［1］ Thompson A M.The oxidizing capacity of the Earth's atmosphere：probable past and future changes［J］.Science，1992，256：1157－1165.

［2］ Derwent R G.Air chemistry and terrestrial gas emissions：A global perspective［J］.Philosophical Transactions of the Royal Society of London，1995，351（Ser.A）：205－217.

［3］ Swinnerton J W，Linnenbom V J，Lamontagne R A.The ocean：a natural source of carbon monoxide［J］.Science，1970，167：984－986.

［4］ Conrad R，Seiler W，Bunse G，et al.Carbon monoxide in seawater（Atlantic Ocean）［J］.Journal of Geophysical Research，1982，87（C11）：8839－8852.

［5］ Bates T S，KellyKC，Johnson J E.Concentrations and fluxes of dissolved biogenic gases（DMS，CH4，CO，CO2）in the equatorial pacific during the saga-3 experiment［J］.Journal of Geophysical Research-Atmospheres，1993，98（D9）：16969－16977.

［6］ Erickson D J.Ocean to atmosphere carbon monoxide flux：Global inventory and climate implications［J］.Global Biogeochemical Cycles，1989，3：305－314.

［7］ Khalil M AK，Rasmussen R A.The global cycle of carbon monoxide：Trends and mass balance［J］.Chemosphere，1990，20（1／2）：227－242.

［8］ Bates T S，KellyKC，Johnson J E，et al.Regional and seasonal variations in the flux of oceanic carbon monoxide to the atmosphere［J］.Journal of Geophysical Research，1995，100（D11）：23093－23101.

［9］ Zuo Y，Jones R D.Formation of carbon monoxide by photolysis of dissolved marine organic material and its significance in the carbon cycling of the oceans［J］.Naturwissenschaften，1995，82（10）：472－474.

［10］ Stubbins A，Uher G，Kitidis V，et al.The open-ocean source of atmospheric carbon monoxide［J］.Deep-Sea ResearchⅡ，2006，53：1685－1694.

［11］ Zafiriou O C，Andrews S S，Wang W.Concordant estimates of oceanic carbon monoxide source and sink processes in the pacific yield a balanced global“blue-water”CO budget［J］.Global Biogeochemical Cycles，2003，17（1）：1015－1027.

［12］ Zafiriou O C，Xie H，Nelson N B，et al.Diel carbon monoxide cycling in the upper Sargasso Sea near Bermuda at the onset of spring and in midsummer［J］.Limnology and Oceanography，2008，53（2）：835－850.

［13］ 任春艷，陸小蘭，楊桂朋，等.膠州灣海水中溶解有色物質的光脫色對光致生成一氧化碳速率的影響［J］.海洋學報，2010，32（2）：66－72.

［14］ 陸小蘭，張聰，楊桂朋，等.膠州灣海水中一氧化碳光致生成影響因素的研究［J］.海洋學報，2012，34（4）：77－82.

［15］ Yang G P，Ren C Y，Lu X L，et al.Distribution，flux，and photoproduction of carbon monoxide in the East China Sea and Yellow Seain spring［J］. Journal of Geophysical Research，2011，116，doi：10.1029／2010JC006300.

［16］ Yang G P，Wang W L，Lu X L，et al.Distribution，flux and biological consumption of carbon monoxide in the Southern Yellow Sea and the East China Sea［J］.Marine Chemistry，2010，122：74－82.

［17］ 張聰，陸小蘭，楊桂朋，等.春季黃海與渤海一氧化碳的濃度分布、海-氣通量和光生產的研究［J］.環境科學，2011，32（8）：2204－2209.

［18］ Tolli J D，Taylor C D.Biological CO oxidation in the Sargasso Sea and in Vineyard Sound，Massachusetts［J］.American Society of Limnology and Oceanography，2005，50（4）：1205－1212.

［19］ 陸小蘭，楊桂朋，王曉蒙，等.頂空法測定海水中一氧化碳［J］.分析化學，2010，38（3）：352－356.

［20］ Xie H X，Zhang Y，LemarchandK，et al.Microbial carbon monoxide uptake in the St.Lawrence estuarine system［J］.Marine Ecology Progress Series，2009，389：17－29.

［21］ Johnson J E，Bates T S.Sources and sinks of carbon monoxide in the mixed layer of the tropical south Pacific Ocean［J］.Global Biogeochemical Cycles，1996，10（2）：347－359.

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

［23］ Xie H，Andrews SS，Martin W R，et al.Validated methods for sampling and headspace analysis of carbon monoxide in seawater［J］.Marine Chemistry，2002，77：93－108.

［24］ Wiesenburg D A，Guinasso N L.Equilibrium solubilities of methane，carbon monoxide，and hydrogen in water and sea water［J］.Journal of Chemical and Engineering Data，1979，24：356－360.

［25］ 任春艷.中國東海和黃海中一氧化碳的生物地球化學研究［D］.青島：中國海洋大學，2010：25－72.

［26］ Lide D R.The Handbook of Chemistry and Physics［M］.Florida：CRC Press，1992.

［27］ LamKS，Wang T J，Chan L Y，et al.Flow patterns influencing the seasonal behavior of surface ozone and carbon monoxide at a coastal site near Hong［J］.Atmospheric Environment，2000，35：3121－3135.

［28］ OhtaK.Diurnal variations of carbon monoxide concentration in the equatorial Pacific upwelling region［J］.Journal of Oceanography，1997，53：173 －178.

［29］ 孫湘平.中國近海區域海洋［M］.北京：海洋出版社，2006：1－3.

［30］ Xie H，Zafiriou O C，Umile T P，et al.Biological consumption of carbon monoxide in Delaware Bay，NW Atlantic and Beaufort Sea［J］.Marine E-cology Progress Series，2005，290：1－14.

［31］ Markager S.Dark uptake of inorganic14Cin oligotrophic oceanic waters［J］.Journal of Plankton Research，1998，20（9）：1813－1836.

［32］ Sherr E B，Sherr B F，Cowles T J.Mesoscale variability in bacterial activity in the Northeast Pacific Ocean off Oregon，USA［J］.Aquatic Microbial Ecology，2001，25：21－30.

［33］ Ducklow H W，Carlson C A.Oceanic bacterial production［J］.Advances in Microbial Ecology，1992，12：113－167.

［34］ Rivkin R B，Anderson M R，Lajzerowicz C.Microbial processes in cold oceans：I.Relationship between temperature and bacterial growth rate［J］. Aquatic Microbial Ecology，1996，10：243－254.

［35］ Rivkin R B，Anderson M R.Inorganic nutrient limitation of oceanic bacterioplankton［J］.Limnology and Oceanography，1997，42（4）：730－740.

Distribution，flux and biological consumption of carbon monoxide in the East China Sea in summer

Xu Guanqiu1，Lu Xiaolan1，Yang Guipeng1，Zhao Baozhen1
（1．College of Chemistry andChemical Engineering，Ocean University of China，Qingdao 266100，China）

Carbon monoxide（CO）concentration distribution，sea-to-air flux and microbial consumption rate constants，along with atmospheric CO mixing ratios，were measured in the East China Sea in summer.Atmospheric CO mixing ratios varied from 63×10－9to 120×10－9，with an average of 87×10－9（SD＝18×10－9，n＝37）.Overall，the concentrations of atmospheric CO displayed a decreasing trend from the coastal stations to the offshore stations and a decreasing trend from the northern stations to the southern stations.The surface water CO concentrations in the investigated area ranged from 0.24 to 5.51 nmol／L，with an average of 1.48 nmol／L（SD＝1.46，n＝37）.The surface water CO concentrations were affected significantly by sunlight.Vertical profiles showed that CO concentrations declined with depth rapidly，with the maximum values appearing in the surface water.The surface CO concentrations were oversaturated and the saturation factors ranged from 3.65 to 113.55，with an average of 23.63 （SD＝24.56，n＝37）.The East China Sea was a net source of atmospheric CO.The sea-to-air fluxes of COin the East China Sea ranged from 0.25 to 78.50μmol／（m2·d），with an average of 9.97μmol／（m2·d）（SD＝14.92，n＝37）.In the incubation experiments，CO concentrations decreased exponentially with incubation time and the processes conformed to the first order reaction characteristics.The microbial CO consumption rate constants in the surface water（KCO）ranged from 0.043 to 0.32 h－1，with an average of 0.18 h－1（SD＝0.088，n＝9）.A negative correlation betweenKCOand salinity was observed in the present study.

carbon monoxide；distribution；sea-to-air flux；microbial consumption；East China Sea

P734.4

A

0253-4193（2014）06-0025-08

2013-09-16；

2013-12-06。

國家自然科學基金項目（40976043）；教育部“長江學者”獎勵計劃；山東省“泰山學者”建設工程專項經費。

徐冠球（1989—），男，山東省濟寧市人，從事海洋活性氣體（CO）的生物地球化學研究。E-mail：xugqouc＠126.com

*通信作者：楊桂朋，教授，博士生導師，主要從事海洋化學研究。E-mail：gpyang＠ouc.edu.cn

徐冠球，陸小蘭，楊桂朋，等.夏季東海一氧化碳的濃度分布、海-氣通量和微生物消耗研究［J］.海洋學報，2014，36（6）：25—32，

10.3969／j.issn.0253-4193.2014.06.004

Xu Guanqiu，Lu Xiaolan，Yang Guipeng，et al.Distribution，flux and biological consumption of carbon monoxide in the East China Sea in summer［J］.Acta Oceanologica Sinica（in Chinese），2014，36（6）：25—32，doi：10.3969／j.issn.0253-4193.2014.06.004