黄渤海氮磷营养盐的分布、收支与生态环境效应

赵晨英,臧家业,刘 军,2,孙 涛,冉祥滨*



赵晨英1,臧家业1,刘 军1,2,孙 涛1,冉祥滨1*

(1.国家海洋局第一海洋研究所生态研究中心,山东 青岛 266061；2.中国海洋大学,海洋化学理论与工程技术教育部重点实验室,山东 青岛 266100)

基于在黄渤海的综合调查结果,分析了水体和沉积物间隙水中溶解无机氮(DIN)和溶解无机磷(DIP)的分布;结合历史数据构建了黄渤海DIN和DIP的收支模型,并分析了陆源输入变化对研究区域生态环境的影响.结果表明,黄渤海DIN和DIP的含量受季节、河流输入和沉积物界面扩散作用的影响,具有秋季高于春季和近岸高于离岸的时空分布特征.收支模型计算结果表明,底界面扩散是黄渤海水体DIN的主要来源,其次是大气、周边河流、地下水和东海的输入;黄渤海水体DIN的支出主要是通过沉积埋藏和反硝化.黄渤海水体DIP的来源主要是磷酸盐吸附解吸,占91%,底界面扩散和大气输入为其次,河流和地下水的输入贡献较小.DIP的支出主要是通过沉积埋藏和向东海的输出.黄渤海每年有11Gmol的氮在水体积累,并导致其浓度提高约0.6μmol/(L·a).近些年来陆地向黄渤海输入氮的持续增加,加剧了氮营养盐的积累,导致非硅藻类浮游植物比例以及赤潮发生频率和面积显著增加,同时还提高了水体初级生产力和海洋磷的埋藏量以及加剧了磷限制的趋势,并可能威胁生态系统的稳定.

黄渤海；溶解无机氮；溶解无机磷；收支

营养盐的浓度和结构深刻影响着海洋浮游植物初级生产力和种群结构[1-2].近年来,人类活动改变了陆架边缘海营养盐的水平和循环模导致近海富营养化加重,有害赤潮频发,以及浮游生物群落改变等[3-7],这严重威胁甚至破坏了海洋生态系统的稳定.因此,陆架边缘海营养盐的生物地球化学循环和收支过程的研究是海洋环境变化研究和管理以及海洋环境治理的基础,也是碳循环研究中非常重要的一个方面[1,8],为当前全球环境变化领域研究的热点.

尽管陆架边缘海区仅占全球海洋面积的8%左右[9],但该区域初级生产水平显著高于大洋[3],在物质循环和全球气候变化方面发挥着重要的作用[10-12].然而,近年来陆地地表过程变化和人类活动增强显著改变了边缘海获取营养盐的总量和生态功能[13-15],使之成为全球环境变化研究热点区域.渤海和黄海作为典型的半封闭型陆架边缘海[16],是人类活动和地表变化影响最为突出的海区之一.近年来日益增强的人类活动显著改变了黄渤海入海河流营养盐的含量和结构[13,17-21],这必然改变该海域营养盐的水平和结构[2,22-24],从而打破水体原有的营养盐平衡,造成黄渤海的浮游植物群落组成和初级生产的变化[2,22,25],产生深远的生态环境效应[2,18,22,25].更为关键的是,由于黄渤海水体停留时间较长[22,26],其内部营养盐水平和结构的变化对生态系统的影响可能比其它开放水域更深远.因此,我们有必要对黄渤海营养盐的来源、循环过程和生态效应等进行深入的研究.但目前已有的收支研究多局限于有限的时间或空间范围内,缺少营养盐积累和反硝化作用等关键过程以及陆源输入在近海生态环境中所发挥的作用等方面的量化分析.在陆地营养盐输入变化和海洋营养盐限制日益突出的今天,有关黄渤海氮(N)与磷(P)营养盐的收支及控制机制方面的研究则显得尤为重要.

本文根据黄渤海、黄河和长江的综合调查以及相关的历史资料,分析了黄渤海氮和磷的组成与分布,建立了黄渤海氮-磷的收支模型,讨论了影响该区域氮和磷分布、界面通量和埋藏的主要生物地球化学循环过程,探讨了河流物质输入变化对黄渤海氮-磷循环和生态环境造成的影响,以期为全面理解黄渤海乃至中国东部陆架海域环境演化预测提供依据.

1 材料与方法

1.1 样品采集与分析

于2012年春季(5月3~24日)和秋季(11月2~20日)搭载“东方红2”号调查船在黄渤海进行了海洋科学综合调查,采样站位如图1所示.使用温盐深仪(Seabird 911CTD Plus)采集水样,同时获取水体温度与盐度等水文参数;部分站位采集了表层沉积物和柱状沉积物样品.

取500mL的水样用孔径0.45μm聚醚砜(预先用体积比1:1000HCl溶液浸泡24h,并以Milli-Q水洗至中性,45℃烘干称重)过滤,滤液分装于聚乙烯样品瓶中(样品瓶预先在1:5HCl中浸泡48h以上,用Milli-Q水清洗数遍)中,20℃冷冻保存,用于硝酸盐(NO3-)、亚硝酸盐(NO2-)、铵盐(NH4+)与无机磷酸盐(DIP)营养盐的测定.现场用箱式采泥器采集表层沉积物,上覆水采集后,取表层沉积物(0~1cm)于密封袋中,冷冻保存.部分站位在采集表层沉积物的同时采集了柱状沉积物样品(采样管内径=9cm),现场分割取样,取样间隔为1cm,并取50g新鲜沉积物离心过滤制得间隙水.上覆水和间隙水样品处理和保存方法同水样,用于分析溶解无机氮(DIN)和溶解无机磷(DIP),沉积物烘干后用于有机氮(ON)的分析.

DIN和DIP利用QUTRRAO(德国SEAL公司)自动分析仪进行测定,相对标准偏差<5%. DIN=NO3-+NO2-+NH4+.沉积物有机氮分析采用元素分析仪(利曼公司,Euro Vector EA3000)进行测定;分析前沉积物先用4mol/L的HCl清洗后,洗至中性并低温烘干,上机测试;有机氮标准为C8H9NO(E1101,Euro Vector S.p.A,Italy),相对偏差<10%.

1.2 收支计算

黄渤海的氮和磷收支评估为稳态零维箱式模型,即以水体为收支计算的核心,考虑主要的水文、化学与生物过程,将和DIP的外源输入(河流输入、大气干湿沉降、东海的输入、底界面的扩散和地下水输入等)以及支出(黄海向东海的输出、反硝化作用和沉积埋藏)以及内部过程(初级生产消耗和降解作用)等纳入到模型中,氮和磷在初级生产、沉积和内部循环过程中遵循Redfield比值等基本原则[28].水的收支采用刘军等[27]给出的黄渤海水量收支计算.主要过程的计算方法如下:

1.2.1 初级生产(P) 由于缺少近些年系统的初级生产的实测数据,黄渤海全年的初级生产力(以碳计)根据1984~1985年黄渤海的季节性(2月、5月、8月和11月)调查资料[29],以及利用分级初级生产力模式反演2003~2005年黄渤海年平均初级生产力[30],综合确定并结合Redfield比值(C:N:P= 106:16:1)估算出浮游植物从海水中吸收DIN和DIP的速率,再根据黄渤海的水域面积(黄海: 38.0×1010m2,渤海:7.7×1010m2[16])计算因初级生产力所消耗的DIN和DIP的总量.

1.2.2 河流输入(R) 黄渤海沿岸陆源输入主要考虑影响较大的12条河流,根据多年的水文数据和营养盐监测资料,通过累加得到黄海与渤海主要入海河流的DIN和DIP的入海通量.其中,黄河和长江的营养盐来源于本课题组2013~ 2014年在长江(观测点:长江江阴大桥)和黄河(观测点:黄河胜利浮桥)现场调查,其它河流数据均引自历史文献资料(表1).考虑到长江并非主要输入到黄海,按其入海径流总量的14.1%[31]计算.

1.2.3 大气输入(A) 黄渤海DIN和DIP的大气干湿沉降依据黄海基站千里岩岛[32-33]降水和气溶胶中和DIP的浓度,以及黄渤海降水量[34],干沉降速率[33]和黄渤海水域面积计算得到.

1.2.4 黄海(Y)与东海(E)水交换 黄海与东海之间的水交换主要考虑东侧北上的黄海暖流、黑潮支流和西侧南下的苏北沿岸流.根据本研究和东海DIN和DIP的相关资料(表1)以及水交换通量为基础估算黄渤海和东海DIN和DIP的交换通量.

1.2.5 沉积物—水界面释放(BD) DIN和DIP在沉积物—水界面的扩散通量根据Fick第一扩散定律[35]计算:

式中:F为扩散速率mol/(m2d),负号表示扩散是由沉积物向水体方向进行的;为沉积物孔隙率,引自文献[36]相同或相近站位数据,0.55~0.83;s为沉积物中DIN和DIP的扩散系数;∂/∂为沉积物水界面处DIN和DIP的浓度梯度;0为无限稀释溶液中溶质的分子扩散系数[37];为经验系数,£0.7,=2;>0.7,=2.5~3.0[38].为了减小误差,除了本研究计算得到的结果,DIN和DIP的扩散速率还引用了渤海[23]和黄海[26]的相关结果,以求覆盖整个研究海域.

1.2.6 氮和磷的净埋藏(NB)与沉积量(S) 黄渤海有机氮(ON)和有机磷(OP)的沉积通量由其平均沉积速率和黄渤海面积所得,由于氮磷的快速再生[1,14],将计算结果视为净沉积通量,即沉积量的一部分;其为沉积物中的过程,不参与水体N和P平衡过程计算.净沉积速率计算公式如下:

式中:N和P为沉积速率,mol/(m2·a);N和P为沉积物表层有机氮和有机磷含量,%;R为沉积速率,g/(m2·a);w为含水率,%,相关变量见表1.

鉴于氮的快速再生,初级生产转化的有机氮由水体向沉积物-水界面沉积量应为净埋藏量与沉积物-水界面释放量之和.磷的沉积量由Redfield比值根据氮的沉积量计算得出;该计算基于颗粒物在水深较浅的近海沉积所需时间也相对较短,水柱内物理化学过程对氮磷循环的速率差异化改造有限的假设[1].

1.2.7 地下水输入(GW) 黄渤海地下水DIN和DIP的输入主要是通过226Ra、228Ra示踪和端元模型估算地下水交换量[39-40],并根据地下水中DIN和DIP的含量[23,41]求出其通量.

1.2.8 反硝化作用(Den) 反硝化作用作为水体N去除的重要途径.采用如下经验公式[42]计算:

Den=16.1×0.30(5)

Den=Den×N(6)

其中:Den为反硝化效率,%;为水体停留时间, month,以月计;Den为反硝化量,Gmol/a;N为外部输入氮的总量,Gmol/a.该公式基于多个河口和近海水体的观测结果回归得到,可表征近岸水体反硝化的特征.另外,中国边缘海的固氮作用并不强烈,多小于河流输入和大气沉降输入[43],且应被海洋内部的反硝化作用(非外源部分)抵消,因此在本研究中可予以忽略.

1.2.9 磷的吸附解吸与含磷矿物的风化作用(O) 与氮不同的是,磷与颗粒物之间存在强烈的界面作用[44-45],并对水体中磷的含量起到缓冲作用,如颗粒物中生物可利用磷等,其可在磷限制情况下提供生物生长所需要的磷;另外,输入到海洋的含磷颗粒物以及海底磷酸盐矿物也会对磷起到补充作用,其负荷采用收支计算的余值求出,正值表示移出,负值则表示添加.在水体氮相比于磷过剩的情况下,这一计算过程具有合理性.计算公式如下:

O=R+GW+A+E+BD-S-Y(7)

1.2.10 内部循环(Rc) 初级生产合成的有机颗粒在向沉积物界面输送的过程中会有部分氮磷释放出来,其应为初级生产合成的氮磷总量与沉积通量的差值;与沉积过程一样,水柱内氮磷的再循环也遵循Redfield比值.

1.2.11 水体氮的累积(Ac) 近年来黄渤海水体氮的浓度逐渐升高,这表明氮存在过剩和累积的现象,其负荷也用收支计算的余值给出,正值表示积累,负值则表示消耗.计算公式如下:

Ac=R+GW+A+E+BD-S-Y-Den(8)

2 结果与讨论

2.1 水体中营养盐分布

2.1.1 水体中DIN的分布特征 研究海域水体DIN的含量变化范围为0.09~43.6μmol/L,平均值为8.86μmol/L.春季水体DIN的含量介于0.09~ 38.5μmol/L之间,平均值为5.62μmol/L;秋季DIN的含量介于0.21~43.6μmol/L之间,平均值为12.8μmol/L.硝酸盐贡献了77%的DIN,是水体DIN的主要形态,亚硝酸盐和铵盐的比例分别为17%和6%.

图2为黄渤海DIN的分布.春季表层水体中DIN呈近岸高、离岸低的变化趋势,高值区位于黄河口和长江口附近,渤海中部和黄海北部相对较低,表明陆源输入对于DIN含量和分布的影响较大,尤其是在河口区域,DIN和DIP分布均与盐度呈相反的梯度变化;底层水体中的DIN在河口区含量也较高,深水区DIN含量较沿岸区域高,这与表层的DIN分布略有不同,可能是受到底界面扩散和有机物降解释放的影响.秋季水体中DIN的分布与春季相似,但在黄海中部底层出现DIN高值区域,这与黄海冷水团积累效应有关[46].

2.1.2 水体中DIP的分布特征 黄渤海水体DIP的含量变化范围为0.01~1.71μmol/L,平均值为0.24μmol/L.春季研究区域水体DIP的含量介于0.01~0.71μmol/L之间,平均值为0.13μmol/L;秋季DIP的含量介于0.01~1.71μmol/L之间,平均值为0.37μmol/L.

由图3可见,春季表底层的DIP分布同DIN的分布相似;秋季底层水体中的DIP在黄海中部海域较高,这是底界面扩散、生物扰动以及冷水团累积效应共同作用的结果.秋季表层DIP的含量在渤海、南黄海和长江口区域含量较高,长江冲淡水作用是长江口DIP出现高值的主要原因;渤海底层水体DIP含量呈沿岸高,离岸低的变化趋势,尤其是莱州湾海域DIP高出其他海域数倍,这可能是因为底层物质再悬浮和矿化作用和海水养殖共同作用的结果.在真光层,浮游植物光合作用对真光层营养盐的消耗和底层的营养盐再生应是表层DIP含量低于底层的主要原因.

2.2 沉积物间隙水中氮磷营养盐的分布特征

间隙水中氮营养盐的垂直分布如图4所示.间隙水中氨氮的含量远远高于硝酸盐和亚硝酸盐的含量,是间隙水中氮营养盐的主要存在形态,其浓度变化范围在17~1080μmol/L,硝酸盐和亚硝酸盐的浓度变化分别为1~20μmol/L和0.1~15μmol/L,这主要是受微生物降解作用以及沉积物中氧化还原条件改变的影响.上覆水－沉积物界面DIN的浓度梯度表明调查站位的氨氮和亚硝酸盐存在从沉积物向上覆水扩散的现象,其扩散速率分别为3.18mmol/(m2·d)和0.013mmol/(m2·d);DIN扩散速率为0.012mmol/ (m2·d).

间隙水中DIP的垂直分布如图4所示.各站位间隙水中DIP的空间分布差异显著,其与沉积环境、沉积物类型和早期成岩矿化速率等密切相关.上覆水－沉积物界面DIP的浓度梯度显示调查站位均存在DIP从沉积物向上覆海水扩散的现象,表明黄渤海沉积物是水体DIP的源,其平均扩散速率0.006mmol/(m2d),与Liu等[23,26]的结果相近.然而,间隙水DIP与DIN的比值(<0.01)远小于Redfield比值[28],这表明磷酸盐在沉积物-水界面存在吸附现象,并对磷由沉积物向水体释放起到缓冲作用.

2.3 黄渤海氮磷营养盐的收支

2.3.1 初级生产力 海洋中的DIN和DIP主要是通过浮游植物初级生产消耗.经统计黄海和渤海真光层平均初级生产力分别为(112±47)g/ (m2·a)和(155±16)g/(m2·a)(以碳记),换算成黄海和渤海初级生产力所消耗的DIN分别为(1.42±0.59)mol/(m2·a)和(1.95±0.20)mol/(m2·a), DIP分别为(0.09±0.04)mol/(m2·a)和(0.12±0.01) mol/(m·a).由此估算得到黄渤海消耗的DIN和DIP的通量分别为(850±120)mol/(m2·a)和(53± 7.6)mol/(m2·a).

3.3.2 河流输入 黄渤海主要入海河流径流量、DIN和DIP的含量及通量如表1所示.沿岸入海河流DIN和DIP的通量为(30±4.1)Gmol/a和(0.44±0.07)Gmol/a.对于DIN而言,入海的12条主要河流中黄河和长江的输入量占总的河流输入的15%和49%,鸭绿江、淮河和韩国的汉河(Han River)的输入量则分别为10%、9%和9%,其余的小河流贡献了剩余8%;长江(14.1%的径流量进入黄海)、淮河和汉河是提供DIP的主要入海河流,分别为总的河流输入量的51%、26%和15%.沿岸河流输入到黄渤海的DIN和DIP的通量分别占中国入海河流总输入量[47]的25%和15%.

2.3.3 大气输入 根据表1,估算得到黄渤海的DIN的干湿沉降通量为62Gmol/a,黄渤海的DIP的干湿沉降通量为0.49Gmol/a.黄渤海DIN的大气输入的量约为河流的2倍,DIP的输入的量与河流相当,这与黄海的结果相似[26].可见,大气输入是黄渤海氮磷营养盐的重要来源.

表1 黄渤海氮和磷的主要过程 Table 1 Main processes of N and P budget in the Bohai Sea and Yellow Sea

续表1

沉积埋藏海区沉积速率含水率ON含量OP含量ON沉积速率OP沉积速率ON沉积通量OP沉积通量 [g/(m2·a)](%)(%)(%)[mol/(m2·a)][mol/(m2·a)](Gmol/a)(Gmol/a) 渤海0.2~2.8 [58]41[59]0.02~0.080.01 [60]0.100.0037.40.23 黄海0.11~0.66 [61]33 [60]0.02~0.100.006~0.014 [62]0.150.004452.68 反硝化海区反硝化速率反硝化效率反硝化量 [kmol/(km2·a)](%)(Gmol/a) 渤海2436319 黄海1334350

注:1垦利黄河浮桥2013~2015年数据(未发表数据);2长江江阴大桥2013~2014年数据(未发表数据);3韩国的河流;其他未标明的数据均来源于本研究或公式计算.考虑到系统误差,各过程计算的最终结果保留1~2位有效数字.

2.3.4 黄海与东海水交换 黄海西南部水体中DIN和DIP的浓度分别为3.5μmol/L和0.08μmol/L,东海东北部水体中DIN和DIP的浓度分别为5.65,0.05μmol/L.根据表1统计,得到黄海向东海输出的DIN通量为25Gmol/a,DIP的通量为0.56Gmol/a;东海向黄海输入的DIN通量为38Gmol/a,DIP的通量为0.33Gmol/a.由此可知,东海向黄海净输入的DIN的通量为13Gmol/a,黄海向东海净输出的DIP的通量为0.23Gmol/a.

2.3.5 沉积物—水界面释放 渤海和黄海沉积物—水界面的氨氮、硝酸盐、亚硝酸盐和磷酸盐的扩散速率分别为2.81,-0.005,0.013, 0.0062mmol/(m2·d),再根据黄渤海的面积计算得到底界面DIN和DIP的扩散通量分别为350, 0.96Gmol/a.黄渤海相对较高的底界面DIN和DIP扩散通量对于维持水体较高的初级生产力具有重要的意义,同时也是底层水体DIN和DIP浓度高于表层水体的主要原因.

2.3.6 地下水输入 地下水的输入对黄渤海氮磷的收支贡献见表1,其DIN和DIP输入通量分别为24,0.25Gmol/a.地下水氮磷营养盐输入通量与河流的贡献在同一个数量级上,尽管黄渤海地下水的研究有限,但地下水输入显然是陆架边缘海外部输入氮磷的重要途径[48],其对区域海洋物质循环的影响不可忽视.

2.3.7 氮和磷的埋藏通量 由式3和4计算得到黄渤海氮和磷的埋藏通量分别为53, 2.9Gmol/a (表1).结合氮和磷的溶解扩散通量可知,黄渤海氮和磷的沉积通量约为400,25Gmol/a.有机氮和磷的净埋藏效率分别为沉积通量的13%和12%.上述结果表明黄渤海是潜在的氮和磷的汇,对区域物质循环和碳的保存意义重大.

2.3.8 反硝化作用 渤海和黄海水体停留时间分别为8年[22]和2.2年[26],根据式5计算可知,输入到渤海和黄海的氮分别有63%和43%由反硝化作用被去除,这一结果与全球输入到河口海湾的无机氮约50%通过反硝化作用从水体清除[49]的结论相符.根据上述结果计算得到黄渤海反硝化量为69Gmol/a,黄海和渤海的反硝化速率分别为240×103,130×103mol/(km2·a),这一计算结果与世界近岸陆架海域反硝化速率的平均值[610× 103mol/(km2·a)[42]]处于同一量级.

2.3.9 磷的吸附解吸与含磷矿物的风化 根据黄渤海磷收支的分析,得出黄渤海磷的吸附解吸与含磷矿物的风化作用是水体初级生产所需磷的主要供应者,可向水体贡献约23Gmol/a的活性磷酸盐.黄渤海表层沉积物中生物可利用磷总量[60,62]与磷的吸附解吸的释放量相当,表明解吸等过程具备向近海水体贡献磷的基本的条件以及收支计算的合理性.同时,与Redfield比值[28]相比,沉积物间隙水中DIP含量(图4)相对于DIN而言普遍较低,也表明沉积物-水界面磷的吸附对磷向水体释放的影响.

2.3.10 氮的累积 根据氮收支平衡(式8)大约为11Gmol/a的氮在水体累积;若以黄渤海水体体积(1810×1010m3,其中渤海平均水深18m,黄海平均水深44m),黄渤海水体11Gmol/a的氮盈余会提高水体氮的浓度,提高速率约为0.6μmol/(L·a),这与近10年来渤海氮浓度升高超5μmol/L的实测数据相符[22-23].

2.3.11 收支计算 根据黄渤海氮收支的分析,得出黄渤海溶解无机氮收支各过程通量(图5).对黄渤海而言,初级生产者消耗的DIN的总量为850Gmol/a,这与王保栋等[63]和田恬等[64]的计算相近;估算黄渤海内部循环的DIN的通量为450Gmol/a,内部循环的DIN贡献了初级生产的53%.收支计算表明河流和大气输入,黄、东海水交换,地下水输入以及底界面扩散释放等过程提供的DIN的量不足以支撑黄渤海初级生产的量,大部分维持黄渤海初级生产的DIN和DIP更多的来源有颗粒态营养盐的转化和有机态营养盐的降解.从氮的收支过程来看,底界面扩散是黄渤海水体DIN的主要来源,占总输入的73%;其次是大气输入,占13%;河流、地下水和东海输入的贡献分别为6%、5%和3%;黄渤海水体DIN的支出主要是通过沉积埋藏和反硝化,其比例分别为85%和15%.黄渤海水体每年氮的积累占河流输入的37%.

由磷的收支过程得出黄渤海溶解无机磷的收支各过程通量见图5.年初级生产是磷主要的汇,消耗的DIP的总量为53Gmol/a,该值与田恬等[64]的估算相近;黄渤海水体磷通过生物的吸收与随后的沉积埋藏,其通量为25Gmol/a(磷依据Redfield比值[28]和氮的沉积通量求出);在黄渤海内部溶解无机磷循环平衡的前提下,我们估算黄渤海内部循环的DIP的通量为28Gmol/a,内部循环的DIP的量贡献了初级生产的53%,这说明河流和大气输入,黄、东海水交换,地下水输入以及底界面扩散释放等过程提供的DIP的量不足以支撑黄渤海初级生产的量,其必然存在内部补充作用.在磷收支平衡的前提下,黄渤海水体DIP外源贡献主要是磷的吸附解吸与含磷矿物的风化作用,其负荷为23Gmol/a,为水体获取外部磷总量的91%,底界面扩散和大气输入,分别占总输入的量分别为3.8%和1.9%,其次是河流输入,占1.8%,地下水输入贡献为1.0%.DIP的支出主要是通过沉积埋藏和向东海的输出,其比例分别为97%和3%.磷的埋藏效率((S-BD)/S)约为97%,这与江辉煌和刘素美[65]在渤海的研究结果相符.收支计算表明,黄渤海内部缓冲作用是磷获得补充的主要方式,超过了河流等外部负荷,这在水体磷限制情况下具有合理性.

2.4 N与P的历史变化与长期生态效应

由于人类活动影响,黄渤海的营养盐结构自1980年代至今发生了很大的变化,黄渤海区域水体中DIN含量逐渐增加,DIP却逐年降低;渤海的DIN由1985年的0.53μmol/L[22]上升到2000年5.12μmol/L再到2012年的10.6μmol/L;DIP则由1960年的0.8μmol/L[2]下降到2012年的0.3μmol/ L.同样的黄海的DIN由1984年的0.79μmol/L[66]上升到2006~2007年的5.8~9.3μmol/L[24];DIP则由1960年的0.39μmol/L[66]下降到2012年的0.17μmol/L.水体氮磷浓度的相对变化表明磷的埋藏量在增加,而氮与磷非平衡的变化,必将对近海生态系统产生深远的影响.

更为重要的一点,由于周边河流河水的氮磷比[13,31,47]明显高于渤海和黄海的比值,而且DIN的通量也在逐渐增加[13,47],这对黄渤海营养盐结构(特别是N/P严重比偏离Redfield比值)和区域海洋生态系统造成了很大的影响;如图6所示,黄渤海近几十年来的赤潮爆发的频率逐年增加,年赤潮累积发生面积也在逐渐扩大(图6a和6b),同时渤海初级生产相对于1990年代也有较大幅度的提高,这些很大程度上是由于入海氮营养盐通量的增加(图6c,与河流磷负荷无显著相关关系)提高了近海浮游植物生产力.在收支计算中,沉积物埋藏的氮和磷表明近海沉积物汇的作用将影响包括氮磷在内的物质循环的总量.沉积物中净埋藏的N/P比(18)远小于其它外源负荷输入的N/P比(44~130),这意味着沉积物埋藏磷的相对量比氮多,即表现为水体DIP浓度的逐渐降低,并会进一步加剧磷限制的趋势,同时也会对近海碳的埋藏产生重要的影响.

陆地氮负荷的增加提高了海洋初级生产力水平(图6c).若目前的初级生产力水平得以维持一段时间,磷由于初级生产力水平的提高而产生的高的埋藏量会导致其水体浓度进一步的降低,并使得黄渤海水体由潜在的比值磷限制[28]向绝对浓度上的磷限制转变(即<0.1μmol/L)[74],这对于生态系统而言将是灾难性的,尤其在氮累积量逐年增加的当前.因此,我们应该关注黄渤海氮磷营养盐的结构变化及生态环境效应,并进行陆海统筹,逐步减少陆地氮的排放,以维持海洋生态系统的健康发展.

3 结论

3.1 春季黄渤海水体DIN和DIP的分布有明显的差异性,高值基本都出现在近岸和河口区域.河流输入对于其含量与分布影响较为明显.沉积物间隙水中DIN和DIP浓度显著高于上覆水体,上覆水－沉积物界面存在DIN和DIP从沉积物向上覆水扩散的现象.

3.2 黄渤海氮的收支评估表明,底界面扩散是黄渤海水体DIN的主要来源,占总输入的73%;其次是大气输入,占13%;河流、地下水和东海输入分别贡献了6%、5%和3%;黄渤海水体DIN的支出主要是通过沉积埋藏和反硝化,其比例分别为85%和15%.

3.3 黄渤海水体DIP的来源主要是磷的吸附解吸与含磷矿物的风化作用,其贡献为91%,底界面扩散和大气输入,分别占总输入的量分别为3.8%和1.9%;其次是河流输入,占1.8%;地下水输入贡献为1.0%.DIP的支出主要是通过沉积埋藏和向东海的输出,其比例分别为97%和3%.

3.4 黄渤海每年有11Gmol/a的氮在水体积累,并导致氮浓度提高约0.6μmol/(L·a).近几十年来陆源氮负荷持续增加,提高了磷的埋藏率,并致使黄渤海的营养盐结构发生了很大的变化,使得水体中氮含量逐渐增加,磷含量逐渐减少,N/P远大于Redfield值,赤潮发生频次和累计面积也有较大幅度的上升.我们应该进行陆海统筹,逐步减少陆地氮的排放,以维持海洋生态系统的结构和功能.

Tyrrell, T. The relative influences of nitrogen and phosphorus on oceanic primary production [J]. Nature, 1999,400:525–531.

Tang Q, Jin X, Wang J, et al. Decadal-scale variations of ecosystem productivity and control mechanisms in the Bohai Sea [J]. Fisheries Oceanography, 2003,12(4/5):223-233.

高 嵩,范士亮,韩秀荣,等.浒苔绿潮与南黄海近岸海域水质的关系 [J]. 中国环境科学, 2014,34(1):213-218.

Diaz R J, Rosenberg R. Spreading dead zones and consequences for marine ecosystems [J]. Science, 2008,321(5891):926-929.

Wei G F, Tang D L, Wang S. Distribution of chlorophyll and harmful algal blooms (HABs): A review on space based studies in the coastal environments of Chinese marginal seas [J]. Advances in Space Research, 2008,41(1):12-19.

Wu Z, Yu Z, Song X, et al. The spatial and temporal characteristics of harmful algal blooms in the southwest Bohai Sea [J]. Continental Shelf Research, 2013,59:10-17.

Rousseaux C S, Gregg W W. Recent decadal trends in global phytoplankton composition [J]. Global Biogeochemical Cycles, 2015,29(10):1674-1688.

Bauer J E, Cai W J, Raymond P A, et al. The changing carbon cycle of the coastal ocean [J]. Nature, 2013,504:61-70.

Berner R A. Burial of organic carbon and pyrite sulfur in the modern ocean: its geochemical and environmental significance [J]. American Journal of Science, 1982,282(4):451-473.

Hedges J I, Keil R G. Sedimentary organic matter preservation: an assessment and speculative synthesis [J]. Marine chemistry, 1995,49(2):81-115.

Mantoura R F C, Martin J M, Wollast R. Ocean margin processes in global change [M]. John Wiley and Sons Ltd, 1991.

Muller-Karger F E, Varela R, Thunell R, et al. The importance of continental margins in the global carbon cycle [J]. Geophysical Research Letters, 2005,32(1), L01602.

Dai Z, Du J, Zhang X, et al. Variation of Riverine Material Loads and Environmental Consequences on the Changjiang (Yangtze) Estuary in Recent Decades (1955−2008) [J]. Environmental Science & Technology, 2010,45(1):223-227.

Andrews J E, Burgess D, Cave R R, et al. Biogeochemical value of managed realignment, Humber estuary, UK [J]. Science of the Total Environment, 2006,371:19–30.

Smith S V, Swaney D P, Buddemeier R W, et al. River nutrient loads and catchment size [J]. Biogeochemistry, 2005,75(1):83- 107.

曾呈奎,鸿 儒,春 林.中国海洋志 [M]. 郑州:大象出版社, 2003.

巩 瑶.黄河下游利津站营养盐输送规律及影响因素研究 [D]. 青岛:中国海洋大学, 2012,75-80.

Liu S M. Response of nutrient transports to water–sediment regulation events in the Huanghe basin and its impact on the biogeochemistry of the Bohai [J]. Journal of Marine Systems, 2015,141:59-70.

Ran X B, Che H, Zang J Y, et al. Variability in the composition and export of silica in the Huanghe River Basin [J]. Science China: Earth Sciences, 2015,58(11):2078-2089.

Wang H, Yang Z, Saito Y, et al. Stepwise decreases of the Huanghe (Yellow River) sediment load (1950–2005): Impacts of climate change and human activities [J]. Global and Planetary Change, 2007,57(3):331-354.

王 婷.2002~2004年及调水调沙期间黄河下游营养盐的变化特征 [D]. 青岛:中国海洋大学, 2007:14-59.

Ning X, Lin C, Su J, et al. Long-term environmental changes and the responses of the ecosystems in the Bohai Sea during 1960~ 1996 [J]. Deep Sea Research Part II: Topical Studies in Oceanography, 2010,57(11):1079-1091.

Liu S M, Li L W, Zhang Z. Inventory of nutrients in the Bohai [J]. Continental Shelf Research, 2011,31(16):1790-1797.

Wei Q, Yao Q, Wang B, et al. Long-term variation of nutrients in the southern Yellow Sea [J]. Continental Shelf Research, 2015, 111:184-196.

孙 萍,李瑞香,李 艳,等.2005年夏末渤海网采浮游植物群落结构 [J]. 海洋科学进展, 2008,26(3):354-363.

Liu S M, Zhang J, Chen S Z, et al. Inventory of nutrient compounds in the Yellow Sea [J]. Continental Shelf Research, 2003,23(11):1161-1174.

刘 军,臧家业,张丽君,等.黄海硅的分布与收支研究 [J]. 中国环境科学, 2016,36(1):157-166.

Redfield A C. The biological control of chemical factors in the environment [J]. American scientist, 1958:205-221.

朱明远,毛兴华,吕瑞华,等.黄海海区的叶绿素a和初级生产力 [J]. 黄渤海海洋, 1993,11(3):38-51.

檀赛春,石广玉.中国近海初级生产力的遥感研究及其时空演化 [J]. 地理学报, 2007,61(11):1189-1199.

Liu S M, Zhang J, Chen H T, et al. Nutrients in the Changjiang and its tributaries [J]. Biogeochemistry, 2003,62(1):1-18.

Zhang J, Yu Z G, Raabe T, et al. Dynamics of inorganic nutrient species in the Bohai seawaters [J]. Journal of Marine Systems, 2004,44(3):189-212.

Zhang G, Zhang J, Liu S. Characterization of nutrients in the atmospheric wet and dry deposition observed at the two monitoring sites over Yellow Sea and East China Sea [J]. Journal of Atmospheric Chemistry, 2007,57(1):41-57.

Martin J M, Zhang J, Shi M C, et al. Actual flux of the Huanghe (Yellow River) sediment to the western Pacific Ocean [J]. Netherlands Journal of Sea Research, 1993,31(3):243-254.

Berner R A. Early diagenesis: A theoretical approach [M]. Princeton University Press, Princeton, 1980:241-242.

李玲伟.沉积物—水界面交换和黄河输入对渤海营养盐的影响 [D]. 青岛:中国海洋大学, 2010:47-55.

Li Y H, Gregory S. Diffusion of ions in sea water and in deep-sea sediments [J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 1974,38(5): 703-714.

Ullman W J, Aller R C. Diffusion coefficients in nearshore marine sediments [J]. Limnology and Oceanography, 1982,27(3):552- 556.

Kim G, Ryu J W, Yang H S, et al. Submarine groundwater discharge (SGD) into the Yellow Sea revealed by228Ra and226Ra isotopes: Implications for global silicate fluxes [J]. Earth and Planetary Science Letters, 2005,237(1):156-166.

Peterson R N, Burnett W C, Taniguchi M, et al. Radon and radium isotope assessment of submarine groundwater discharge in the Yellow River delta, China [J]. Journal of Geophysical Research, 2008,113,C09021.

Waska H, Kim G. Submarine groundwater discharge (SGD) as a main nutrient source for benthic and water-column primary production in a large intertidal environment of the Yellow Sea [J]. Journal of Sea Research, 2011,65(1):103-113.

Seitzinger S, Harrison J A, Böhlke J K, et al. Denitrification across landscapes and waterscapes: a synthesis [J]. Ecological Applications, 2006,16(6):2064-2090.

张 润.中国边缘海生物固氮作用的研究 [D]. 厦门:厦门大学, 2011.

Slomp C P, Malschaert J F P, Van Raaphorst W. The role of adsorption in sediment‐water exchange of phosphate in North Sea continental margin sediments [J]. Limnology and Oceanography, 1998,43(5):832-846.

Slomp C P, Van Cappellen P. The global marine phosphorus cycle: sensitivity to oceanic circulation [J]. Biogeosciences, 2007,4: 155-171.

韦钦胜,傅明珠,李 艳,等.南黄海冷水团海域溶解氧和叶绿素最大现象值及营养盐累积的季节演变 [J]. 海洋学报, 2013, 35(4):142-154.

Liu S M, Hong G H, Zhang J, et al. Nutrient budgets for large Chinese estuaries [J]. Biogeosciences, 2009,6(10):2245-2263.

Moore W S. The Effect of Submarine Groundwater Discharge on the Ocean [J]. Annual Review of Marine Science, 2010,2:59-88.

Seitzinger S P, Kroeze C. Global distribution of nitrous oxide production and N inputs in freshwater and coastal marine ecosystems [J]. Global biogeochemical cycles, 1998,12(1):93- 113.

中华人民共和国水利部.中国河流泥沙公报2007-2013 [DB/OL]. http://www.mwr.gov.cn/.

水利部海河水利委员会.海河流域水资源公报2005年[EB/OL]. [2014-12-01] http://www.hwcc.gov.cn/pub/hwcc/static/szygb/ gongbao2005/index.htm.

卞少伟,孙 韧,梅鹏蔚,等.2013年春夏季天津近岸海域浮游植物的群落结构 [J]. 水生态学杂志, 2015,36(1):47-52.

斌.2005年夏季环渤海16条主要河流的污染状况及入海通量 [D]. 青岛:中国海洋大学, 2007:13-16.

刘敬伟,李富祥,刘 月,等.鸭绿江下游径流时序变化特征研究 [J]. 人民黄河, 2011,33(10):34-36.

Kim J K, Jung S, Eom J, et al. Dissolved and particulate organic carbon concentrations in stream water and relationships with land use in multiple-use watersheds of the Han River (Korea) [J]. Water International, 2013,38(3):326-339.

杨守业,Jung Hoi-soo,李从先,等.黄河,长江与韩国Keum, Yeongsan江沉积物常量元素地球化学特征 [J]. 地球化学, 2004,33(1):99-105.

米铁柱,姚庆祯,孟 佳,等.年春、夏季黄海、东海营养盐分布特征的研究 [J]. 海洋与湖沼, 2012,43(3):678-688.

董太禄.渤海现代沉积作用与模式的研究 [J]. 海洋地质与第四纪地质, 1996,16(4):43-53.

卢 博,李赶先,黄韶健,等.中国黄海,东海和南海北部海底浅层沉积物声学物理性质之比较 [J]. 海洋技术, 2005,24(2):28-33.

赵志梅.渤海湾沉积物磷形态及营养盐在沉积物-水界面交换的研究 [D]. 杨凌:西北农林科技大学, 2005,27-28.

李凤业,高 抒,贾建军,等,黄、渤海泥质沉积区现代沉积速率 [J]. 海洋与湖沼, 2002,33(4):364-369.

宋国栋.黄东海沉积物中磷的形态及其影响因素研究 [D]. 青岛:中国海洋大学, 2014,22-25.

王保栋,单宝田,战 闫.黄、渤海无机氮的收支模式初探 [J]. 海洋科学, 2002,(2):33-36.

田 恬,魏 皓,苏 健,等.黄海氮磷营养盐的循环和收支研究 [J]. 海洋科学进展, 2003,21(1):1-11.

江辉煌,刘素美.渤海沉积物中磷的分布与埋藏通量 [J]. 环境科学学报, 2013,33(1):125-132.

Li H M, Zhang C S, Han X R, et al. Changes in concentrations of oxygen, dissolved nitrogen, phosphate, and silicate in the southern Yellow Sea, 1980–2012: Sources and seaward gradients [J]. Estuarine, Coastal and Shelf Science, 2014,163(20):44-55.

国家海洋局.中国海洋灾害公报1995~2011 [EB/OL]. http://www.soa.gov.cn/zwgk/hygb/zghyzhgb/.

Li Z Y, Bai J, Shi J H, et al. Distributions of inorganic nutrients in the Bohai Sea of China [J]. Journal of Ocean University of Qingdao, 2003,2(1):112-116.

孙 军,刘东艳,徐 俊,等.1999年春季渤海中部及其邻近海域的网采浮游植物群落 [J]. 生态学报, 2004(9):179-192.

苑明莉,孙 军,翟惟东.2012年秋季渤海和北黄海浮游植物群落 [J]. 天津科技大学学报, 2014,29(6):56-64.

张志锋,贺 欣,张 哲,等.渤海富营养化现状,机制及其与赤潮的时空耦合性 [J]. 海洋环境科学, 2012,31(4):465-468.

Wang X, Cui Z, Guo Q, et al. Distribution of nutrients and eutrophication assessment in the Bohai Sea of China [J]. Chinese Journal of Oceanology and Limnology, 2009,27:177-183.

孙 军,刘东艳,柴心玉,等.1998~1999年春秋季渤海中部及其邻近海域叶绿素a浓度及初级生产力估算 [J]. 生态学报, 2003,23(3):517-526.

Nelson D M, Brzezinski M A. Kinetics of silicate acid uptake by natural diatom assemblages in two Gulf and Stream warm-core rings [J]. Marine Ecology Progress Series, 1990,62:283-292.

致谢：本研究的现场采样工作由国家海洋局第一海洋研究所车宏和郑莉莉等研究生协助完成,在此表示感谢.

* 责任作者, 副研究员, rxb@fio.org.cn

Distribution and budget of nitrogen and phosphorus and their influence on the ecosystem in the Bohai Sea and Yellow Sea

ZHAO Chen-ying1, ZANG Jia-ye1, LIU Jun1,2, SUN Tao1, RAN Xiang-bin1*

(1.Research Center for Marine Ecology, First Institute of Oceanography, State Oceanic Administration, Qingdao 266061, China；2.Key Laboratory of Marine Chemistry Theory and Technology, Ministry of Education, Ocean University of China, Qingdao 266100, China)., 2016,36(7)：2115~2127

Based on results obtained from the comprehensive investigation in the Bohai Sea and the Yellow Sea (BYS), distributions and sources of dissolved inorganic nitrogen (DIN) and dissolved inorganic phosphorus (DIP) in the sea water and sediment pore water in the study area were discussed; and a budget model of nitrogen (N) and phosphorus (P) in the BYS was established. Concentrations of DIN and DIP in the study area are affected by riverine input and benthic flux. The major sources of the DIN in the water column of the BYS are benthic diffusion, followed by the atmospheric deposition and inputs from adjacent rivers the groundwater and the East China Sea; while the dominant removals of DIN from water column in the BYS are phytoplankton utilization and sedimentation. The key sources of the DIP are phosphorus minerals desorption and weathering, accounting for 91%, followed by benthic flux and atmospheric deposition, then riverine flux and groundwater input; while the dominant outputs of DIP are sedimentation and the outflow to the East China Sea. There was a 11Gmol/a of nitrogen accumulated in the BYS, which would result in an increasing of DIN concentration by 0.6 μmol/(L·a). DIN concentrations and N/P ratio in the Bohai Sea and the Yellow Sea BYS kept increasing in recent decades due to the increasing of nitrogen N accumulation and phosphorus P sedimentation. Terrestrial nitrogen loadings might enhance the primary production and alter the structure and function of ecosystem, which had would have significant effects on the ecosystem of Bohai Sea and Yellow Sea the BYS in the long-time scale. We, therefore, should reduce the riverine nitrogen N loads to maintain the ecosystem stability in the BYS Bohai Sea and Yellow Sea.

Bohai Sea and Yellow Sea；dissolved inorganic nitrogen；dissolved inorganic phosphorus phosphate；flux and budget

X55

A

1000-6923(2016)07-2115-13

赵晨英(1991- ),女,陕西宝鸡人,国家海洋局第一海洋研究所硕士研究生,主要从事海洋生物地球化学研究.发表论文1篇.

2015-12-07

国家自然科学基金(41376093,41106072)