白雪燕， 楊福霞， 董明帆， 吳英璀， 陳洪濤

(中國海洋大學化學化工學院，山東 青島 266100)

海洋在碳循環(huán)和全球氣候變化具有十分重要的作用，而在大氣和深海之間物質轉移的調節(jié)過程中，上層海洋生態(tài)系統(tǒng)作用最為顯著[1-3]。西太平洋作為全球熱帶風暴、臺風形成最多的地區(qū)，是印度洋-太平洋暖池的重要組成部分；這個區(qū)域的海洋變化不僅能夠影響局地及邊緣海的氣候和生態(tài)環(huán)境條件，對整個熱帶太平洋乃至全球氣候的變化都能產(chǎn)生重要深遠的影響[4]。此外，赤道西太平洋上層水的流系甚為復雜,研究這一海域上層水中化學組分的變化特征對了解整個大洋中的物質循環(huán)有重要的作用[5]。

海水營養(yǎng)鹽作為海洋生物賴以生存的物質基礎之一，在光合作用過程中，浮游植物攝取營養(yǎng)元素作為其組成部分，并成為其物質和能量代謝的來源，它的含量影響海洋生物生產(chǎn)力與生態(tài)系統(tǒng)的結構特別是浮游植物的群落結構。因此，營養(yǎng)鹽的分布和循環(huán)機制對了解海洋生態(tài)系統(tǒng)初級生產(chǎn)過程至關重要的。過去幾十年中,在熱帶海洋與全球大氣(TOGA)和世界海洋環(huán)流實驗(WOCE)計劃框架下,先后有多項觀測調查項目在熱帶西太平洋實施[6]。但是，對熱帶西太平洋生源要素生物地球化學過程的研究較為缺乏。本文利用2017年秋季赤道西太平洋的調查數(shù)據(jù)，對其上層水體中營養(yǎng)鹽的垂直分布進行了分析，以期深入認識赤道西太平洋上層水體營養(yǎng)鹽的含量、分布特征及其影響機制，為全球變化影響下赤道西太平洋生源要素生物地球化學循環(huán)機制研究提供基礎資料。

1 材料與方法

1.1 調查海域

2017年秋季(10—11月)搭乘“東方紅2”船在西太平洋進行綜合調查，該航次在赤道西太平洋赤道海域布設了22個站位(142°E～163°E)，站位布設如圖1所示，每個站位均采集6層(表層、30、75、100、150和300 m)。

該調查海域主要涉及流系有南赤道流(SEC)、赤道潛流(EUC)。南赤道流為橫跨赤道兩側的西向海流，由東南信風引起的，其北界通常可越過赤道抵達2°N～3°N附近[7]。該海流自東太平洋流入，水團核心分布于表層到100 m左右，由淺而深自東向西伸展，具有高溫、高鹽的水系特征[8-10]。在南赤道流以下，為準永久的東緯向壓力梯度所引起的東向赤道潛流[11]，它起源于巴布新幾內亞北部，大約135°E處[12-13]，存在100～300 m左右深度[14]。其流軸是以赤道為中心,最大范圍可擴展到南北緯2°之間, 最小范圍在南北緯1°左右[15-16]。在東流過程中，其流軸不斷上翹，深度自西至東是由深變淺,由赤道西太平洋的100～200 m至赤道東太平洋的50～100 m，且沿赤道南、北有一個緯距的擺動幅度[7, 15]。它是整個太平洋環(huán)流系統(tǒng)中的一條定常流，具有高溫、高鹽和髙溶解氧的特征[17-19]。

圖1 赤道西太平洋采樣站位示意圖

1.2 樣品采集和分析方法

海水溫度和鹽度由CTD現(xiàn)場測定，溶解氧(DO)采用碘量法現(xiàn)場測定。所采集的海水樣品經(jīng)0.45 μm醋酸纖維膜(經(jīng)1‰的鹽酸浸泡24 h后用Mili-Q水沖洗至中性)過濾。取部分濾液現(xiàn)場測定溶解態(tài)無機氮(DIN)和無機磷(DIP)[20]。其中NH4-N用次溴酸鈉氧化法測定，NO3-N為Cd-Cu還原法，NO2-N為α-萘乙二胺分光光度法，PO4-P為磷鉬藍法，SiO3-Si為硅鉬藍法；另一部分濾液直接裝于聚乙烯瓶(預先于HCl溶液中浸泡24 h，后用蒸餾水及Milli-Q 水洗至中性)，-20 ℃條件下冷凍保存，回岸上實驗室分析溶解總氮(TDN)和溶解總磷(TDP)。TDN和TDP的測定采用堿性過硫酸鉀氧化法[21]進行，溶解有機氮(DON)和溶解有機磷(DOP)則根據(jù)TDN、DIN和TDP、DIP的差值計算得出：DON=TDN-DIN；DOP=TDP-DIP。

2 結果與討論

2.1 溫度、鹽度的分布特征

從圖2中可以看出，隨深度的增加，溫度從表層的35 ℃左右逐漸降低至300 m水層的11℃左右，150 m以深溫度的垂直分層明顯。在30 m處(148°E～153°E)溫度相比于同層次深度較高,可能是由赤道信風驅使的南赤道流高溫水南北擺動引起的[9-10]。另外，在50～150 m深度，溫度垂直分層較不明顯，其中100 m處(147°E～155°E)溫度相比于同層次深度較高，可能受南北緯擺動的赤道潛流高溫性質水團的影響[22-23]。

圖2 秋季赤道西太平洋上層水體溫度、鹽度的垂直分布

秋季鹽度的垂直分布趨勢具有一定的復雜性。在50 m以淺，斷面內西側鹽度相對較低，且沿深度增加向東部擴散，可能受西太平洋暖池高溫低鹽水影響[24]。50～150 m以淺鹽度隨深度逐漸增大，150 m以深則隨深度逐漸降低且垂直分層明顯。150 m水層附近出現(xiàn)高鹽度現(xiàn)象，其量值大約為35.3，可能是受南太平洋亞熱帶高鹽水影響的赤道潛流引起的[16, 25]。在表層到50 m深度，斷面內東側鹽度相對同層次較高，可能是在南赤道流作用下次表層高鹽水涌升引起的[25]。

2.2 溶解氧的分布特征

秋季赤道西太平洋表層到300 m水深區(qū)域內溶解氧的垂直分布如圖3所示。DO在表層到30 m水體中混合均勻且含量較高，主要是由于大氣中的氧通過氣體交換進入海洋表層和浮游植物光合作用產(chǎn)氧所致，而在此水深約1/3海域的表觀耗氧量(AOU)出現(xiàn)負值說明除大氣交換外存在其他的氧氣來源。在30～75 m水體中，DO平均含量為6.1 mg/L，但此水深約80%的海區(qū)AOU出現(xiàn)正值，說明浮游植物光合作用產(chǎn)氧減弱，呼吸作用耗氧開始增強。在100～150 m水層中DO含量隨深度逐漸降低，層化現(xiàn)象明顯，主要是浮游植物呼吸作用增強以及有機物的氧化作用耗氧導致的結果。另外，在100 m以淺，DO斷面內東側含量相對同層次較高，可能在南赤道流作用下赤道潛流高溶解氧水團涌升引起的[22, 26]。在150 m以深水體中，DO的平均含量為4.5 mg/L，AOU隨水深逐漸增大，有機物的降解和無機物的氧化作用等過程起主導作用。

圖3 秋季赤道西太平洋上層水體溶解氧及表觀耗氧量的垂直分布

2.3 營養(yǎng)鹽的分布特征

2.3.1 溶解無機氮 秋季西太平洋上層水體各形態(tài)氮的垂直分布如圖4所示。該調查水域秋季NO3-N、NO2-N、NH4-N和DIN的濃度變化范圍分別為0.01～27.85、0.04～1.10、0.18～2.40和0.30～28.41 μmol·L-1。從表層到300 m水層，各水層NO3-N占DIN的含量均在90%以上，是DIN的主要組成部分。

NO3-N和DIN在水層的垂直分布趨勢相似，都呈現(xiàn)出隨著水深的增加其濃度逐漸增大的趨勢，符合大洋營養(yǎng)鹽的一般分布規(guī)律[27]。在100 m以淺含量極低，這是由于浮游植物生長消耗所致。在100 m以深NO3-N和DIN含量隨深度逐漸升高且具有明顯的垂直分層，這是因為生物新陳代謝過程的排泄物和死亡后的殘體從上層水體遷出，在100 m以深的水層由于微生物的礦化作用和氧化作用，重新轉化為無機氮釋放至水體中。NH4-N的垂直分布規(guī)律不明顯，濃度主要集中在0.8～1.2 μmol·L-1之間，調查海域東部表層和100 m處NH4-N較低。

從圖4可以看出，NO2-N在赤道西太平洋上層水的含量很低，在總無機氮中所占份額很小，該海域存在明顯的次表層亞硝酸鹽最大值現(xiàn)象。在100 m水層附近NO2-N含量相對較高，量值最大可達0.80 μmol·L-1以上。而75 m以淺和150 m以深水層NO2-N濃度較低。在100 m深度出現(xiàn)次表層亞硝酸鹽最大值現(xiàn)象的成因可能是氨氧化細菌作用下的氨氧化過程將NH4-N轉化成NO2-N[28]或浮游植物的排泄釋放使得亞硝酸鹽積聚[28-30]。

NO2-N作為NO3-N和NH4-N轉化的中間體，其含量的動態(tài)變化能為海洋生物地球化學過程的研究提供重要信息。研究表明，在大洋和近海的層化區(qū)域，真光層底部亞硝酸鹽含量通常達到一個極大值，而在更淺或更深的水層亞硝酸鹽的濃度接近于零[31]。此現(xiàn)象被稱為次表層亞硝酸鹽最大值[32-33]。Wooster等觀測到南太平洋廣大海域存在明顯的亞硝酸鹽次表層最大值現(xiàn)象并發(fā)現(xiàn)其分布和形成與葉綠素存在著一定的關系[34]。Brandhorst等在東北太平洋觀察到亞硝酸鹽次表層最大值現(xiàn)象并討論了其形成機制，得出次表層亞硝酸鹽最大值與沉積浮游物的再礦化和氧濃度非常低時硝酸鹽的還原有關[35]。樊安德探討了東海陸架沿岸區(qū)次表層亞硝酸鹽最大值現(xiàn)象的生物活化機制，得出亞硝酸鹽濃度明顯相關于春、夏季浮游植物量，而秋季亞硝酸鹽濃度仍有一定程度增長，與夏季出現(xiàn)于該海區(qū)的臺灣暖流深層水沿陸架“斜坡”涌升的現(xiàn)象有關系[36]。劉紀勇等調查研究了南海神狐海域亞硝酸鹽的垂直分布及其影響因素，猜測在100 m附近硝化作用較強及亞硝酸鹽在此層位有較穩(wěn)定的環(huán)境；另外，一定的pH、溫度和溶解氧含量也可使亞硝酸鹽濃度在次表層達到最大值[37]。近30年來對這種現(xiàn)象的觀測與研究更是受到高度關注[38-40]，眾多觀測研究業(yè)已表明，次表層亞硝酸鹽出現(xiàn)最大值是大洋中一個普遍存在的現(xiàn)象。

2.3.2 磷酸鹽、硅酸鹽 秋季西太平洋上層水體磷酸鹽、硅酸鹽的垂直分布如圖5所示。PO4-P的濃度變化范圍為0.03～1.82 μmol·L-1，其平均含量為0.55 μmol·L-1。SiO3-Si的濃度變化范圍為0.64～25.46 μmol·L-1，其平均濃度為4.45 μmol·L-1。

在赤道西太平洋上層水體中，PO4-P、SiO3-Si具有和NO3-N相似的垂直分布。在100 m以淺含量較低，是由浮游植物的生物活動的消耗造成的。在100 m以深具有明顯的垂直分層，且其含量隨深度的增加均逐漸升高,主要是有機質的礦化和氧化起主導作用。另外，在75 m以淺PO4-P斷面內東側濃度相對同層次較高，可能受南赤道流影響。在300 m(146°E～154°E)深度PO4-P、SiO3-Si含量高于同層其他區(qū)域濃度，可能是營養(yǎng)豐富的深層水涌升引起的。

圖4 秋季赤道西太平洋上層水體各形態(tài)氮的垂直分布

圖5 秋季赤道西太平洋上層水體磷酸鹽、硅酸鹽的垂直分布

2.3.3 溶解有機氮、磷 2017年秋季赤道西太平洋表層到300 m層水體中各形態(tài)氮磷的平均含量及組成見表1、2。從表1中可以看出，對于該調查海區(qū)，表層到300 m層水體中DIN和TDN的平均含量均隨深度增大逐漸升高，而DON的平均含量在垂向分布上含量相差不大。在100 m以淺水體中DON占TDN的比例較大(>50%)，可能是微生物同化作用滯后于生產(chǎn)，導致DON的積累[41]。在100 m以深水體中，DON占TDN的比例逐漸降低，且AOU隨水深逐漸增大，相關性分析進一步表明，該調查海域的100、150和300 m層水體中AOU與NO3-N(r=0.763 5、r=0.026 5、r=0.783 3)均呈正相關關系。由于100 m以深AOU與有機質的耗氧分解(此過程伴隨著營養(yǎng)鹽的釋放)密切相關，這一結果表明該海域100 m以深水體中的有機質礦化這一生物化學作用是DO的主要控制因素，即100 m以深以微生物降解有機氮生成無機氮過程為主。

從表2中可以看出， DIP與TDP平均含量的垂直分布趨勢相似，隨水深增加逐漸增大。DOP的平均含量則隨深度逐漸減少，并且在150 m以深DOP減少到未檢出。因為在真光層以上，浮游植物生長吸收DIP；在真光層以下，可見光強度變弱，浮游植物生長受到限制，微生物通過降解浮游植物碎屑和DOP生成DIP。另外，表層DOP在TDP中的占比相當，表層以深DOP在TDP中的占比隨水深的增加而逐漸減少，表明磷營養(yǎng)要素在表層到300 m層的遷移過程中，伴隨著強烈的DOP降解和DIP再生等轉化作用。

表1 調查區(qū)域內各形態(tài)氮的平均含量及DON占TDN的比例Table 1 The average concentration of different forms of nitrogen in the survey area and the ratio of DON to TDN

表2 調查區(qū)域內各形態(tài)磷的平均含量及DOP占TDP的比例

注：“未”表示未檢出。 “Not” means not detected.

赤道西太平洋屬于熱帶，以高溫、高鹽、低營養(yǎng)鹽為特點。據(jù)相關資料顯示，寡營養(yǎng)鹽海區(qū)可能占海洋真光層凈出口產(chǎn)量的50%[42]，而溶解有機氮(DON)、有機磷(DOP)組分作為貧營養(yǎng)鹽海區(qū)營養(yǎng)鹽儲庫的主要組成部分[43-44]，可能為初級生產(chǎn)提供必要的營養(yǎng)來源[45]，它們在溫躍層上部的混合可顯著影響營養(yǎng)鹽的再生速率[43, 46-47]。

3 結論

(1) 秋季NO3-N、PO4-P、SiO3-Si的垂直分布趨勢大體相似：具有明顯的垂直分層，且其含量隨深度增加逐漸增大，符合大洋營養(yǎng)鹽的一般規(guī)律。

(2) 秋季亞硝酸鹽在75 m以淺和150 m以深水層濃度較低，在100 m水層附近出現(xiàn)最大值，主要與氨氧化細菌作用下的氨氧化過程或浮游植物的排泄釋放有關。

(3) 研究區(qū)域內，DIN、TDN和DIP、TDP的平均含量均隨水深逐漸增大；DON和DOP在TDP和TDN中的占比均隨水深逐漸降低，高值出現(xiàn)在表層，低值在300 m層，反映了有機質的礦化作用對營養(yǎng)鹽分布的影響。