長江營養鹽濃度的增加對鄰近海區海-氣CO2通量的影響

劉 哲，羅曉凡，魏 皓，趙 亮

(1. 天津科技大學海洋與環境學院，天津 300457；2. 天津大學海洋科學與技術學院，天津 300072)

長江營養鹽濃度的增加對鄰近海區海-氣CO2通量的影響

劉 哲1，羅曉凡1，魏 皓2，趙 亮1

(1. 天津科技大學海洋與環境學院，天津 300457；2. 天津大學海洋科學與技術學院，天津 300072)

近50年來，長江溶解無機氮和溶解無機磷營養鹽濃度不斷增加，對長江口鄰近海區生態系統產生影響的同時，也對海-氣CO2通量帶來擾動．基于三維的東中國海生態動力-無機碳循環耦合模型，設計敏感性實驗，在不考慮營養鹽結構變化的前提下，假設長江營養鹽濃度各增加50%,，模擬長江營養鹽輸入增加情景，探究其對長江口鄰近海區海-氣CO2通量的影響．結果表明：與參考實驗相比，長江營養鹽濃度的增加使得夏季長江淺灘大氣CO2向海通量增加，海表可多吸收約68%,的大氣CO2，而冬季長江淺灘和蘇北淺灘大氣CO2向海通量減小，即冬季碳匯作用減弱，全年尺度上長江淺灘吸收CO2的能力增強約6%,．長江營養鹽濃度增加所致的生物效應主控長江口鄰近海區溶解無機碳的變化，進而對海-氣CO2通量產生影響．

海-氣CO2通量；營養鹽；長江口；生態模型

河流向海洋輸送了大量淡水、溶解無機營養鹽、陸源有機碳及無機碳等，對河口毗鄰海區生物地球化學過程有重要影響[1]．Mckee等[2]提出河流主控型邊緣海概念，指出這種類型的陸架邊緣海具有所有海洋系統中最高的初級生產能力，其碳循環的基本特征表現為海表二氧化碳分壓(partial pressure of carbon dioxide，pCO2)下降或是顯著的大氣CO2匯，海-氣CO2通量取決于生物群落中自養和異養生物活動的強弱[3]．Chen等[4]指出在大河羽流區，豐富營養鹽被浮游植物用來進行光合作用，使得該區甚至是距離河口幾百公里遠的海區都可能成為CO2匯．

長江位于我國黃、東海交界之處，其季節性徑流輸入使得鄰近海區水文結構、生物活動以及海-氣CO2通量呈現明顯的季節特征．Tseng等[5]指出CO2的吸收與初級生產有關，特別是在長江沖淡水區，在三峽大壩建成后，長江沖淡水流量減小，富含營養鹽的沖淡水區域減小，高初級生產范圍也隨之減小，可能導致CO2吸收能力下降，甚至會使東海陸架由CO2匯轉為源．而后，基于同樣的前提，Tseng等[6]利用溫度、長江徑流量建立模型用以估算33°N以南的整個東海海表pCO2年際與季節變化，指出1998—2011年東海pCO2有上升趨勢，這很可能與徑流量的下降趨勢相關．然而在年際變化上長江徑流量并非長江沖淡水擴展的主控因子[7-8]，徑流量較大時，長江沖淡水擴展面積并非較大，且受臺灣暖流的影響，沖淡水北分支在某些年份可能更為偏北，甚至達到35°N[7]．此外，長江沖淡水擴展主要影響區域為黃、東海交界海區，東海中外陸架海區幾乎不受長江沖淡水的影響，因此東海并不是嚴格意義上的河流主控型邊緣海，用長江徑流量估算整個東海碳通量存在一定的不確定性．

研究表明，長江徑流量在近60年來整體上變化不大，基本上在892.2億m3上下波動．而長江營養鹽濃度則表現出較大幅度的變化，其中溶解無機氮和溶解無機磷濃度呈顯著增加趨勢[9]．1963—2007年，長江溶解無機氮從22.9,μmol/L增加到122.9,μmol/L，累積增加436.7%,；溶解無機磷從0.12,μmol/L增加到1.58,μmol/L，累積增加1,217%,[10]．Gypens等[11]的研究指出，比利時沿海地區在20世紀70年代至80年代隨著氮、磷的增加，此海區由大氣CO2的源轉換成CO2的匯；20世紀90年代末，隨著磷的減少，此海區又由CO2的匯變成CO2的源．Chou等[12]指出21世紀初相對于20世紀90年代東海內陸架海水夏季pCO2明顯降低，秋冬季海水pCO2明顯增加，認為這兩個不同年代海水pCO2的變化可能與富營養化有關．長江營養鹽濃度的增加對長江口鄰近海區海-氣CO2通量有什么影響？又是如何影響的？這是本文探討的主要問題．基于此，本文應用三維的東中國海生態動力-無機碳循環耦合模型，設計敏感性實驗，在不考慮營養鹽結構變化的前提下，僅使長江營養鹽濃度各增加50%,，并將營養鹽增加的實驗所得結果與參考實驗進行比較．

1 模型配置及實驗設計

1.1 模型配置

本模型是一個三維的東中國海生態動力-無機碳循環耦合模型，包括3個模塊：水動力模塊、生態模塊和無機碳化學模塊．其中，水動力模塊為生態模塊和無機碳化學模塊提供海水的溫度、鹽度、流速、擴散系數等數據，3個模塊同時運行．

水動力模塊使用Guo等[13]基于普林斯頓海洋模型(Princeton Ocean Model，POM)[14-15]在東中國海模擬的結果．Guo等[13]采用3層嵌套技術得到了較高分辨率(水平方向1/18°×1/18°，垂向sigma坐標，共21層)的物理場，可以更準確地刻畫黃東海的水動力環境．

生態模塊是基于挪威生態模型(NORWegian ECO-logical Model，NORWECOM)[16-18]在東中國海進行了重建，并且與Guo等[13]改進的水動力模塊耦合[19]，即東中國海生態動力模型(East China Sea ECOlogical Model，ECSECOM)．Luo等[20]在ECSECOM基礎之上加入無機碳循環過程，初步完成了陸架海碳循環模型的建立．該模型包含了黃、東海碳循環的主要控制過程，如海-氣界面CO2交換、河流溶解無機碳(dissolved inorganic carbon，DIC)輸入、沉積物-水界面顆粒有機碳(particulate organic carbon，POC)的沉積與再懸浮過程以及開邊界外海營養鹽和DIC的輸入．

在無機碳化學模塊中，DIC和總堿度(total alkalinity，TA)為預報變量，海-氣CO2通量(air-sea CO2,flux，FDIC)和pCO2為診斷變量．海水中DIC和TA的控制方程為

式中：adv、diff、bio、asf、riv分別表示對流項、擴散項、生物過程項、海-氣CO2交換過程和河流輸入項．

該模型大氣強迫條件中，1/4°×1/4°分辨率的氣候態月均風場和氣壓數據來自歐洲中期天氣預報再分析數據集(European Centre for Medium-Range Weather Forecasts-Reanalysis DATA Archive，ECMRW-ERA：http：//data-portal.ecmwf.int/data/d/ interim_full_monthly/)．全球3°×2°月均干大氣CO2物質的量比(2000—2010年)來自美國國家海洋與大氣管理局(National Oceanic and Atmospheric Administration，NOAA：http：//www.esrl.noaa.gov/gmd/ccgg/ carbontracker/download.html)．DIC和TA的初始場以及DIC開邊界數據來自二氧化碳信息處理中心(Carbon Dioxide Information Analysis Center，CDIAC：http：//odv.awi.de/en/data/ocean/global_alkanity_tco2/)，該數據是基于全球多航次構建的空間分辨率為1°×1°，時間分為4個季節，垂向標準33層的數據集．長江入海月均DIC通量根據長江年入海DIC總量和長江徑流量在季節內的配比計算[21-22].在開闊大洋TA濃度主要受鹽度控制，因此開邊界TA濃度設置為鹽度的函數[23]．模型計算時間步長為6,min，模式運行3年達到穩定狀態，取第3年的輸出結果進行分析．

本文研究范圍為25°N ～37°N，118°E ～128°E，水深200,m以淺海區．

1.2 模型驗證

Guo等[13]采用三重嵌套POM模型所模擬的海面高度與T/P(TOPEX/Poseidon)衛星反演的海面高度的均方根空間分布一致，并較好地模擬了東中國海黑潮路徑；通過與實際調查數據的比較，POM亦可較好地模擬南黃海以及東海北部的底層溫度場[24]．此外，與POM耦合的東中國海生態動力學模型，能夠抓住氮、磷、硅3種無機營養鹽以及葉綠素a濃度季節分布的主要特征[19]．Luo等[20]在東海選取一適當的子區域將模擬得到的海表DIC濃度與多航次調查數據經空間平均后進行了比較，結果表明實測數據和模擬結果呈現較為一致的季節變化趨勢．不同比較表明，水動力環境、營養鹽、葉綠素和DIC都得到比較可靠的模擬結果．

模型結果的海表pCO2四季分布(圖1)特征表明：長江口外及羽流區pCO2在秋季達最大，約在350～430,μatm，而其他三季pCO2整體小于350,μatm，春季局部海區pCO2小于250,μatm；閩浙沿岸秋季pCO2最高，大于350,μatm，其他季節約在250～350,μatm；東海北部陸架pCO2在夏季最高，秋季次之，然而兩季pCO2均大于350,μatm，而冬、春季pCO2則在250～300,μatm；東海中陸架和東海南部海區pCO2在夏季達最大，約在350～430,μatm，其他季節除春季東海最南端pCO2約達400,μatm之外，余下海區pCO2均小于350,μatm．Guo等[25]對東海陸架2006—2011年多航次海表pCO2的調查結果進行統計，結果表明東海冬季pCO2分布較為均勻，整體在330～360,μatm，長江口外春夏季pCO2小于100,μatm，秋季pCO2大于400,μatm，達最大值；閩浙沿岸pCO2亦是在秋季達最大，超過350,μatm，而其他三季則在300～350,μatm；東海北部陸架夏秋季(pCO2＞340,μatm)要高于冬春季；東海中陸架和東海南部pCO2在夏季達最大，約在380～400,μatm，其他季節則小于350,μatm．可見，除夏季長江口外pCO2模擬明顯偏高外，東海其他海區pCO2季節變化的模擬與Guo等[25]多年觀測數據統計結果是比較一致的.

圖1 模式數據海表pCO2的季節分布(單位：μatm)Fig. 1Seasonal distribution of surface pCO2of the modeled data(unit：μatm)

1.3 敏感性實驗設計

研究表明，長江徑流量在近60年來整體上變化不大[10]，而長江營養鹽的濃度，主要是溶解無機氮和磷酸鹽呈顯著增加趨勢[9]．因此，通過設計敏感性實驗，模擬長江營養鹽增加的情景，探究長江營養鹽濃度的增加對鄰近海區海-氣CO2通量的影響．敏感性實驗包括一個參考算例(參考實驗)和一個營養鹽增加的算例(NUTRINR實驗)．NUTRINR實驗中，在不考慮營養鹽結構變化的前提下，僅使長江營養鹽(即無機氮、無機磷、硅酸鹽)濃度各增加50%,，其他條件與參考實驗相同．

2 結果與討論

2.1 營養鹽變化量的分布

將NUTRINR實驗結果與參考實驗結果作差，得到兩組實驗各變量的變化量．從營養鹽濃度變化量分布來看，長江營養鹽濃度的變化對東海中、外陸架大部分海區營養鹽濃度分布幾乎沒有影響．

長江營養鹽濃度增加50%,后，NUTRINR實驗表層溶解無機氮(NIT)濃度相對于參考實驗變化量的分布(圖2)顯示：1—5月NIT增加的海區主要集中在50,m以淺海區，長江口外、蘇北淺灘等30,m以淺近岸海區NIT增加在5,mmol/m3以上，約是參考實驗的30%,以上(圖2(a)—(e))．6月至夏末，隨著長江徑流量的增加，營養鹽向海通量增加，NIT隨長江沖淡水向濟州島方向擴展，50,m以淺海區NIT繼續保持著較高濃度；與此同時，受臺灣暖流的頂托作用，長江沖淡水羽流南下分支較弱，長江口南部30,m以淺沿岸海區NIT增加不明顯(圖2(f)—(h))．秋季后，除50,m以淺海區保持高濃度外，NIT濃度明顯發生變化的海區范圍收縮(圖2(i)—(l))．

圖2 NUTRINR實驗表層NIT濃度相對于參考實驗的變化量(單位：mmol/m3)Fig. 2 Variation of the surface dissolved inorganic nitrogen concentration between NUTRINR case and normal run (unit：mmol/m3)

NUTRINR實驗表層溶解無機磷(PHO)濃度相對于參考實驗變化量的分布(圖3)顯示：PHO增加的海區主要集中在30,m以淺海區，同NIT增加的海區相似，特別是在長江口外和蘇北淺灘等海區．

6—9月，PHO增加量相較其他月份并不明顯(圖3(f)—(i))，結合葉綠素質量濃度變化量分布(圖4)，表明這種現象主要是由浮游植物的消耗所引起的．春季浮游植物水華首先發生在黃海中部，然而長江營養鹽濃度的增加此時并不能影響到該區，因此，早春NUTRINR實驗葉綠素質量濃度相對參考實驗結果的差異并不明顯．至春末及夏季，潮汐鋒區以及長江口外出現浮游植物水華，這些海區的NIT、PHO增加，促進了植物光合作用，葉綠素質量濃度增加，由于NIT過量，浮游植物生長受到PHO限制[26]，所以在此期間河流輸入增加的PHO被浮游植物消耗盡，PHO相對參考實驗無明顯變化．而在50,m以深海區，盡管NIT增加明顯，但受PHO影響范圍的限制，葉綠素質量濃度幾乎沒有變化(圖4)．總體而言，夏季長江輸入營養鹽通量隨著長江徑流量的增加而增加，由于長江沖淡水的輸運作用及浮游植物的消耗作用，使得NIT在長江口鄰近海區表現為向濟州島方向擴展，而PHO增加卻不明顯；秋季長江輸入營養鹽通量逐漸減少，冬季為長江輸入營養鹽通量最低值，此時NIT擴展范圍收縮，集中在50,m以淺海區，浮游植物消耗的降低使PHO能夠擴展到30,m以淺海區；從春季開始，長江輸入營養鹽通量又開始增加，營養鹽分布逐漸過渡到夏季的狀態．

圖3 NUTRINR實驗表層溶解PHO濃度相對于參考實驗的變化量(單位：mmol/m3)Fig. 3 Variation of the surface dissolved inorganic phosphate concentration between NUTRINR case and normal run (unit：mmol/m3)

圖4 NUTRINR實驗表層葉綠素質量濃度相對于參考實驗的變化量(單位：mg/m3)Fig. 4 Variation of the surface chlorophyll concentration between NUTRINR case and normal run(unit：mg/m3)

2.2 海-氣CO2通量變化量的分布及影響因素

NUTRINR實驗相對于參考實驗的海-氣CO2通量的變化量分布(圖5)顯示：夏季至中秋，長江口鄰近海區FDIC出現負變化，大氣向海洋的碳通量增加，并且FDIC負變化范圍與沖淡水范圍一致(圖5(f)—(j))；長江口外變化幅度最大，FDIC變化量減少了0.8,mmol/(m2·d)，約使FDIC下降了40%,，即碳匯作用增加了40%,．秋季末，蘇北淺灘開始出現FDIC正變化海區，表明海洋向大氣的碳通量逐漸增加，隨時間推移，1月FDIC正變化達最大(圖5(a))，此時海洋碳匯作用減弱最多，1月NUTRINR實驗FDIC相對參考實驗最大增加了0.4,mmol/(m2·d)，約使FDIC增加了10%,，即碳匯作用下降了10%,．夏秋季長江輸入營養鹽通量增加對長江口鄰近海區的碳匯變化有正作用，而冬春季長江輸入營養鹽通量的減少對其鄰近海區的碳匯變化有負作用．

海-氣交換過程即FDIC依賴于海-氣CO2分壓差，CO2的溶解度以及海-氣界面CO2氣體傳輸速率.

式中：k為CO2氣體傳輸速率，本文采用Wanninkhof[27]提出的與海面10,m風速和水溫相關的經驗公式來確定k；α 為CO2在海水中的溶解度，本文采用Weiss[28]提出的與海水溫鹽相關的經驗公式確定α ；pCO2a為大氣CO2分壓；pCO2w為海水的CO2分壓．

在NUTRINR實驗中，由于物理場相對于參考實驗沒有變化，所以k、α 以及pCO2a與參考實驗是一致的，僅有pCO2w在調控FDIC的變化．

圖5 NUTRINR實驗海-氣CO2通量相對于參考實驗的變化量(單位：mmol/(m2·d))Fig. 5 Variation of the air-sea CO2flux between NUTRINR case and normal run(unit：mmol/(m2·d))

夏季，海表pCO2變化量的分布(圖6)表明：隨著長江營養鹽輸運的增加，即長江輸入營養鹽通量增加，長江沖淡水擴展區域內pCO2降低，蘇北淺灘和長江口外下降幅度最大，海表pCO2下降量在20,μatm以上；秋季至春季，蘇北淺灘以及長江淺灘海表pCO2逐漸增加到10,μatm以上．而pCO2的變化主要受DIC和TA濃度變化的影響．研究表明，全球表層海水DIC平均增加1%,，pCO2將增加10%,， TA增加1%,，pCO2將減少9.4%,[29]，這兩者對pCO2的貢獻是反相的．浮游植物的生長與呼吸在改變DIC濃度的同時，NIT濃度的變化也會影響TA的變化．長江營養鹽濃度的增加所刺激的生物活動的變化通過改變DIC和TA對pCO2產生影響．在長江口及其鄰近海區，DIC的變化幅度要明顯大于TA的變化幅度(圖7)，表明海表pCO2的變化主要由DIC的變化主導．

圖6 NUTRINR實驗表層海水pCO2相對于參考實驗的變化量(單位：μatm)Fig. 6 Variation of sea surface pCO2between NUTRINR case and normal run(unit：μatm)

圖7 NUTRINR實驗表層DIC濃度與TA濃度相對于參考實驗變化百分比的比值Fig. 7 Ratio of the percentage variations of the sea surface DIC and TA between NUTRINR case and normal run

NUTRINR實驗表層DIC濃度相對于參考實驗的變化量分布(圖8)顯示：夏季，隨著長江輸入營養鹽通量的增加，河口鄰近海區浮游植物生長消耗DIC增加，長江口鄰近海區的DIC的負變化范圍不斷擴大，長江沖淡水的對流作用將低DIC水團向濟州島方向輸運(圖8(f)—(i))，此時受DIC變化的影響，pCO2負變化范圍也在向濟州島方向擴展且與DIC變化范圍相似(圖6(f)—(i))，同時生物作用使得水體中有機碎屑增多(圖9(f)—(i))．從秋末開始，長江輸入營養鹽通量減少，光合作用減弱，有機碎屑的生物降解開始占據生物活動的主體，水體中的有機碎屑含量逐漸減少并轉變為DIC(圖9(j)—(d))，從而使DIC的濃度不斷增加(圖8)，DIC濃度的增加也使得pCO2出現正變化并逐漸增強的趨勢(圖6(j)—(d))．秋末至春初，長江口及蘇北淺灘海區DIC有所增加，浮游植物光合作用很弱，此時海洋又處于吸收大氣CO2的狀態，DIC并沒有消耗，所以DIC持續保持這一正變化量的狀態，直至春末開始出現浮游植物水華，DIC正變化區域開始收縮，至夏季呈現為DIC負變化．整體而言，長江營養鹽濃度增加，對DIC的影響主要表現為夏、秋季DIC的生物消耗增加，而冬季至春初有機碎屑的分解增加．

圖8 NUTRINR實驗表層DIC濃度相對于參考實驗的變化量(單位：μmol/kg)Fig. 8 Variation of sea surface DIC concentration between NUTRINR case and normal run(unit：μmol/kg)

本文對長江淺灘(圖9(a)所示方框，30.8°N～33°N，122.5°E ～125°E)在不同季節吸收CO2的能力做一個估算，并與參考實驗進行比較(表1)．長江淺灘在受長江沖淡水影響較明顯的海區范圍之內，因此可以選取此海區用以評估海表吸收CO2能力的強弱及其變化趨勢．對長江淺灘而言，長江營養鹽濃度的增加對夏季海-氣碳通量的影響最為明顯，夏季大氣CO2向海通量增加，海表可多吸收約68%,的大氣CO2；對秋季影響次之，長江營養鹽的增加使長江淺灘秋季碳源作用減弱38%,；冬季和春季，大氣CO2向海通量減小，即碳匯作用有所減弱；從全年看，長江營養鹽增加50%,后，長江淺灘約多吸收6%,的大氣CO2．

Chou等[30]對冬季觀測數據總結指出20世紀90年代至21世紀初，東海碳匯作用在減弱，并認為這主要由夏季不斷增加的有機碳分解所致．陳鑫等[31]對近年來夏季已有觀測數據總結指出，長江羽流區夏季碳匯作用呈增加趨勢，認為是夏季長江平均月徑流量的增加造成沖淡水面積不斷擴大所致，但是Wei等[7]根據實測數據發現在年際變化上長江徑流量并非長江沖淡水擴展的主控因子，周鋒等[8]通過模擬長江徑流量極枯年2006年與極豐年1999年長江沖淡水擴展的差異指出徑流量并非沖淡水擴展的主導因素．所以這種碳匯作用變化趨勢可能就是對長江營養濃度不斷增加的這種長期變化的響應，而非長江徑流量的變化所導致的．

圖9 NUTRINR實驗有機碎屑濃度(以碳計)的水柱積分相對于參考實驗的變化量(單位：mg/m2)Fig. 9 Variation of the column burden of detritus concentration(count by carbon)between NUTRINR case and normal run (unit：mg/m2)

表1 參考實驗與NUTRINR實驗中長江淺灘海-氣CO2通量季節分布Tab. 1 Seasonal distribution of the air-sea CO2flux between the normal case and NUTRINR run about Changjiang Bank

3 結 語

本文基于三維的東中國海生態動力-無機碳循環耦合模型，根據長江營養鹽濃度的變化，設計敏感性實驗，在不考慮營養鹽結構變化的前提下，僅使長江營養鹽濃度各增加50%,，研究其引起的長江口及其鄰近海區海-氣CO2通量的變化．與參考實驗相比，各營養鹽的變化量分布如下：NIT增加主要分布在50,m以淺海區，特別是長江口外、蘇北淺灘等地．PHO增加主要分布在30,m以淺海區，6—9月由于浮游植物的消耗表現出PHO增加不明顯的特征．

長江營養鹽的增加所致的生物效應主控長江口鄰近海區DIC的變化，進而對海-氣CO2通量產生影響．夏季浮游植物光合作用消耗DIC，使DIC濃度減小，此時水體中累積的生物有機碎屑在秋、冬季分解又使得水體DIC濃度增加．DIC比TA的變化幅度大很多，因此DIC的變化主導了pCO2的變化，而在NUTRINR實驗中，物理場沒有改變，海表pCO2的變化決定了FDIC的變化．夏季至中秋，長江口鄰近海區海-氣CO2通量為負變化，大氣向海洋的碳通量增加；秋末到春初，蘇北淺灘海-氣CO2通量為正變化，海洋向大氣的碳通量增加．長江淺灘在夏季碳匯作用增強，約多吸收68%,的大氣CO2，而在冬春季則碳匯作用減弱；全年尺度上，長江淺灘海區海水吸收CO2的能力增強約6%,．在觀測數據中總結出的長江口鄰近海域冬季碳匯作用減弱，夏季碳匯增強的這一變化趨勢很可能就是對長江營養鹽濃度增加的響應．此外，初級生產的增強將導致底層有機碳的累積增多，推測其與黃東海顆粒有機碳的沉積埋藏及海洋酸化現象存在一定關系，這需要結合沉積物-水界面碳交換過程的研究作進一步的分析討論．

［1］ Chen C T A，Zhai W，Dai M. Riverine input and air-sea CO2exchanges 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.

［2］ McKee B A，Aller R C，Allison M A，et al. Transport and transformation of dissolved and particulate materials on continental margins influenced by major rivers：Benthic boundary layer and seabed processes[J]. Continental Shelf Research，2004，24(7)：899-926.

［3］ Dai M，Cao Z，Guo X，et al. Why are some marginal seas sources of atmospheric CO2?[J]. Geophysical Research Letters，2013，40(10)：2154-2158.

［4］ Chen C T A，Huang T H，Fu Y H，et al. Strong sources of CO2in upper estuaries become sinks of CO2in large river plumes[J]. Current Opinion in Environmental Sustainability，2012，4(2)：179-185.

［5］ Tseng C M，Liu K K，Gong G C，et al. CO2uptake in the East China Sea relying on Changjiang runoff is prone to change[J]. Geophysical Research Letters，2011，38(24)：L24609. 1- L24609. 6.

［6］ Tseng C M，Shen P Y，Liu K K. Synthesis of observed air-sea CO2exchange fluxes in the river-dominated East China Sea and improved estimates of annual and seasonal net mean fluxes[J]. Biogeosciences，2014，11(14)：3855-3870.

［7］ Wei H，Luo X F，Zhao Y，et al. Intraseasonal variation in the salinity of the Yellow and East China Seas in the summers of 2011，2012，and 2013[J]. Hydrobiologia，2015，754(1)：13-28.

［8］ 周鋒，宣基亮，倪曉波，等. 1999年與2006年間夏季長江沖淡水變化動力因素的初步分析[J]. 海洋學報，2009，31(4)：1-12.

［9］ Wang B. Cultural eutrophication in the Changjiang (Yangtze River)plume：History and perspective[J]. Estuarine，Coastal and Shelf Science，2006，69(3)：471-477.

［10］ 辛明. 長江口海域關鍵環境因子的長期變化及其生態效應[D]. 青島：中國海洋大學，2014.

［11］ Gypens N，Borges A V，Lancelot C. Effect of eutrophication on air-sea CO2fluxes in the coastal Southern North Sea：A model study of the past 50 years [J]. Global Change Biology，2009，15(4)：1040-1056.

［12］ Chou W C，Gong G C，Cai W J，et al. Seasonality of CO2in coastal oceans altered by increasing anthropogenic nutrient delivery from large rivers：Evidence from the Changjiang-East China Sea system[J]. Biogeosciences，2013，10(6)：3889-3899.

［13］ Guo X，Hukuda H，Miyazawa Y，et al. A triply nested ocean model for simulating the Kuroshio-Roles of horizontal resolution on JEBAR[J]. Journal of Physical Oceanography，2003，33(1)：146-169.

［14］ Mellor G L. Users Guide for a Three Dimensional，Primitive Equation，Numerical Ocean Model[M]. Princeton：Princeton University，1998.

［15］ Blumberg A F，Mellor G L. A description of a threedimensional coastal ocean circulation model[M]//Heaps N S. Three-dimensional Coastal Ocean Models. Washington：American Geophysical Union，1987：1-16.

［16］ Aksnes D L，Ulvestad K B，Bali?o B M，et al. Ecological modelling in coastal waters：Towards predictive physicalchemical-biological simulation models[J]. Ophelia，1995，41(1)：5-36.

［17］ Skogen M D，Svendsen E，Berntsen J，et al. Modelling the primary production in the North Sea using a coupled three-dimensional physical-chemical-biological ocean model[J]. Estuarine，Coastal and Shelf Science，1995，41(5)：545-565.

［18］ Skogen M D，S?iland H. A User's Guide to NORVECOM V2.0. The Norwegian Ecological Model System[M]. Bergen：Institute of Marine Research，1998.

［19］ Zhao L，Guo X. Influence of cross-shelf water transport on nutrients and phytoplankton in the East China Sea：A model study[J]. Ocean Science，2011，7(1)：27-43.

［20］ Luo X F，Wei H，Liu Z，et al. Seasonal variability of airsea CO2fluxes in the Yellow and East China Seas：A case study of continental shelf sea carbon cycle model[J]. Continental Shelf Research，2015，107：69-78.

［21］ 方娟娟，李義天，孫昭華，等. 長江大通站徑流量變化特征分析[J]. 水電能源科學，2011，29(5)：9-12.

［22］ 李丹. 中國東部若干入海河流水化學特征與入海通量研究[D]. 上海：華東師范大學，2009.

［23］ Christian J R，Feely R A，Ishii M，et al. Testing an ocean carbon model with observed sea surface pCO2and dissolved inorganic carbon in the tropical Pacific Ocean [J]. Journal of Geophysical Research：Oceans，2008，113(C7)：C07047.1-C07041.17.

［24］ Wei H，Deng L，Wang Y，et al. Giant jellyfish Nemopilema nomurai gathering in the Yellow Sea：A numerical study[J]. Journal of Marine Systems，2015，144：107-116.

［25］ Guo X H，Zhai W D，Dai M H，et al. Air-sea CO2fluxes in the East China Sea based on multiple-year underway observations[J]. Biogeosciences，2015，12(18)：5495-5514.

［26］ Wang B D，Wang X L，Zhan R. Nutrient conditions in the Yellow Sea and the East China Sea[J]. Estuarine，Coastal and Shelf Science，2003，58(1)：127-136.

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

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

［29］ 喬然，王彰貴，張濱，等. 海洋中的CO2觀測與研究[J]. 海洋預報，2005，22(增刊)：106-114.

［30］ 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.

［31］ 陳鑫，宋金明，袁華茂，等. 東海2012年夏季海-氣界面碳交換及其區域碳匯強度變化趨勢初探[J]. 海洋學報，2014，36(12)：18-31.

責任編輯：周建軍

Influence of Increasing Nutrients of the Changjiang River on Air-sea CO2Flux in Adjacent Seas

LIU Zhe1，LUO Xiaofan1，WEI Hao2，ZHAO Liang1
(1．College of Marine and Environmental Sciences，Tianjin University of Science & Technology，Tianjin 300457，China；2．School of Marine Science and Technology，Tianjin University，Tianjin 300072，China)

In recent 50 years，the nutrient concentration of the dissolved inorganic nitrogen phosphorus in Changjiang River continued to increase，which has already had certain impact on the ecosystem of Changjiang River estuary and the adjacent seas and also caused disturbances of the air-sea CO2flux．Based on the three-dimensional ecological dynamic-inorganic carbon cycle coupling model of the East China Sea，sensitivity experiments were designed without considering structural changes in nutrients and assuming that each nutrient concentration of Changjiang River increased by 50%,，which simulated the increase of the nutrients in Changjiang River，so as to explore the influence of increasing nutrients on air-sea CO2flux in adjacent seas of Changjiang estuary．The results show that compared with the reference case，the increased nutrient concentration of Changjiang River has brought about a positive change in the atmospheric CO2seaward flux about Changjiang Bank．In summer，with the carbon sink strengthened，the sea surface absorbed more atmospheric CO2，about 68%,．In winter，the seaward flux of the atmospheric CO2decreased above Changjiang Bank and Subei Shoal．That is to say，carbon sink was weakened in winter．The CO2absorption capacity has had an increase of about 6%,anmually above Changjiang Bank．The biological effect，due to the increased nutrient concentration of Changjiang River，is the major cause leading to the changes of dissolved inorganic carbon in adjacent seas，which further influenced the air-sea CO2flux.

air-sea CO2flux；nutrient；Changjiang estuary；ecological model

P734.4

A

1672-6510(2016)06-0055-09

10.13364/j.issn.1672-6510.20150270

2015-12-30；

2016-03-05

國家自然科學基金資助項目(41376112，41276016)；中國科學院戰略性先導科技專項(A類)資助項目(XDA11020305)

劉 哲（1989—），男，山東濱州人，碩士研究生；

趙 亮，教授，zhaoliang@tust.edu.cn.

數字出版日期：2016?07?11；數字出版網址：http：//www.cnki.net/kcms/detail/12.1355.N.20160711.1608.002.html.