表层海水硅同位素的分布特征及其影响因素

倪建宇，付锋，王渊，姚旭莹

(1.自然资源部第二海洋研究所 自然资源部海底科学重点实验室，浙江 杭州 310012)

1 引言

表层海水中的溶解硅酸盐（Dissdved Silicate，DSi）是氮、磷之外重要的营养元素，和氮、磷等为所有浮游生物所必需不同，海水中的溶解硅酸盐是硅藻等硅质生物所必需的营养元素。硅质浮游生物主导着海洋中硅的循环，同时也显著影响着碳、氮、磷等元素的生物地球化学循环。已有研究表明，硅藻等硅质生物贡献了约40%的海洋初级生产，在海洋有机质的输出中占据重要的地位，是全球碳循环中的重要一环[1-2]。

开放大洋硅循环的研究，对于阐述硅藻等硅质生物在上层海洋碳循环的重要性及其对海洋硅总量的贡献率具有重要的意义[3]，在海洋硅循环研究中，海水中溶解硅酸盐的硅同位素日趋成为一个重要的工具[4]。由于硅藻等硅质生物在吸收利用海水中的溶解硅生成其蛋白石质（生物硅）的壳体过程以及硅藻死亡后其壳体溶解过程中，都将优先利用或释放轻的硅同位素，从而改变海水中溶解硅的同位素组成[5-6]。因此，海水溶解硅酸盐δ30Si 值的变化反映了表层水体中硅的利用率、随后的生物硅的溶解作用以及不同水团之间混合作用的变化，可用于示踪硅在海洋中循环的生物地球化学过程[7-18]。近年来，全球海洋硅同位素的研究逐渐成为了一个热点，但对于开放大洋的研究较为薄弱[17-18]。开放大洋由于远离河流等陆源输入，表层水体中的硅酸盐主要来自次表层水体的上涌以及水平输运，因此大洋环流以及上升流的变化将显著影响水体中溶解硅及其同位素的分布[2]。本文通过分析太平洋、印度洋和大西洋等开放大洋表层水体中硅酸盐的硅同位素（δ30Si）组成，来研究表层水体中硅同位素组成在不同大洋间的分布规律，探讨其可能的影响因素。

2 样品采集与分析

本文所分析的样品分别采集自“大洋一号”执行的Dy21 航次和Dy22 航次，以及“海洋六号”执行的Dy23 航次在印度洋、大西洋和太平洋开展调查期间采集的表层海水样品，共计70 个（图1）。由于表层海水中溶解硅酸盐的含量通常低于3 μmol/L，为了获得足够的溶解硅用于同位素分析，采集的8～10 L 表层海水经孔径为0.45 μm 的醋酸纤维滤膜过滤后，加入1%（V/V）5 mol/L 的NaOH 充分混匀后静置24 h[17]，弃去上清液后所富集的沉淀避光常温保存，该过程不会导致硅同位素分馏[8,17]。在岸上实验室内，用适量5 mol/L的HCl 将沉淀完全溶解后，用阳离子树脂（伯乐AG50W-X12，200～400 目）提纯，提纯后的样品在华东师范大学采用NEPTUNE 多接收器电感耦合等离子质谱仪（Thermo Fisher Scientific）分析其硅的δ30Si/28Si值[16]，详细的分析流程见付锋在2017 年的研究①付锋.溶解硅同位素在大洋中的分布.杭州：自然资源部第二海洋研究所。。采用国家标准（GBW 04422 和GBW 04421）以及NBS 28标准测定的仪器稳定性为0.06‰～0.08‰，测定的国家标准GBW 04422 的δ30Si 平均值为（−2.67±0.12）‰（2sd，n=10），与已发表的数据一致[16]。所用的试剂均为超纯试剂或经亚沸蒸馏后的试剂，并在洁净室或台上进行样品处理。

图1 表层海水采样站位分布略图Fig.1 Sampling locations of the surface seawater samples

3 结果与讨论

3.1 太平洋表层溶解态硅同位素

太平洋采样站位主要位于10°～20°N 的中低纬度（图2）。20 个站位的分析结果表明，表层水体溶解硅酸盐的δ30Si 值在0.45‰～2.91‰之间，平均值为（1.52±0.59）‰，高值区主要分布在20°N，167°E 附近，低值区则出现在夏威夷以西以及菲律宾以东的海区（图3）。尽管采样海区表层水体中硅酸盐的含量都较低，但略高的硅酸盐含量对应着略低的硅同位素组成（图2，图3），这和已报道的硅同位素组成和硅酸盐含量成相反关系是一致的。

前人对太平洋海区表层水体溶解硅酸盐的δ30Si研究主要分布在东太平洋，其范围为1.23‰～2.36‰，平均值为（2.18±0.73）‰[4,17-20]。本文所分析的结果略低于已报道的数值，由于我们的分析数据没有和夏威夷ALOHA 站的水样进行比对，造成此结果的原因可能是实验室间的分析误差[21]，或者是采样区域的不同造成的，具体的原因需要进一步的研究。平面分布上表层水体的δ30Si 存在自西北向东南增加的趋势（图4），在北太平洋中纬度地区和南太平洋靠近南美洲海域附近出现最高值，与Holzer 和Brzezinski[22]数值模拟的结果较为相似。表层水体中溶解硅酸盐的δ30Si 分布主要受表层水体中硅藻等硅质生物的吸收利用以及具有不同硅同位素组成的水团的混合作用的影响，生物硅的溶解作用影响较小[21,23]。Brzezinski 等[3]在夏威夷ALOHA 长期观测站的时间序列研究中发现，对于寡营养海区硅质生物对水体中溶解硅酸盐的影响要小于大洋环流等水团运动所引起的影响。已有的研究也表明，大洋中溶解硅酸盐的δ30Si 分布可能受洋流，尤其是经向翻转流的影响，表现出近似保守的行为[10,17,24]。根据刘洪伟[25]对北太平洋经向翻转流的研究，太平洋经向环流圈较为复杂，在北太平洋0°～30°N 存在一个较强的副热带环流圈，其翻转区域在175°E～100°W，在15°～25°N 区间下沉，下沉的海水在次表层流向赤道。本文采集的太平洋表层水体的样品主要集中在西太平洋中低纬度海区，多介于10°～20°N 之间，主要位于北太平洋副热带环流中，受向东运动的北太平洋流和向西运动的北赤道流以及向赤道运动的加利福尼亚流的影响。北赤道流从东部携带着汇入的低盐、高营养盐的加利福尼亚流向西运动，并在菲律宾以东沿岸分叉为向南流动的棉兰老流和向北的黑潮等西边界流。在向赤道流动的加利福尼亚流携带的副极地高营养盐、低盐度海水的影响下，赤道太平洋东部表层海水的溶解硅酸盐等营养盐含量升高，提高了该区的生产力水平。西边界流系，黑潮主体携带了丰富的DSi 等营养元素向北运 动[26]，并 在35°～38°N 附 近 转 向 东 汇入 北 太 平 洋流，随洋流向东运动，而向南流动的棉兰老流在菲律宾以东汇入北赤道潜流，这些流系的共同作用可能是控制本文采样海区表层水体中溶解硅酸盐含量及其硅同位素的主要因素之一。

图2 太平洋采样站位分布Fig.2 Sampling stations in the Pacific Ocean

图3 太平洋表层海水中溶解硅酸盐的δ30Si 分布Fig.3 δ30Si dstribution of dissolved silicate in the surface seawater of the Pacific Ocean

3.2 印度洋表层溶解态硅同位素

印度洋表层海水的采样站位如图5 所示，主要位于赤道以南至40°S 海域，样品采集于12 月至翌年2 月，为南半球的夏季期间。分析结果表明，表层水体中溶解硅酸盐的δ30Si 值在0.98‰～2.30‰之间，平均值为（1.52±0.36）‰。平面分布上，印度洋东部表层海水的δ30Si 值较低，可能受印度尼西亚穿越流（ITF）所携带的高营养盐太平洋表层水的影响；δ30Si 值分别在15°S和40°S附近出现高值，其最大值出现在40°S，50°E附近；在南非附近表层海水的δ30Si 值最低（图6），这可能反映了厄加勒斯翻转流的影响。印度洋表层海水中硅同位素的研究比较少，更多的是在印度洋更南端的南大洋一侧，主要是研究南大洋印度洋部分各水团之间δ30Si值的对比以及δ30Si 值与溶解硅之间的关系①付锋.溶解硅同位素在大洋中的分布.杭州：自然资源部第二海洋研究所。[22]。研究发现，印度洋深层水δ30Si 值和南大洋深层水（1.1‰～1.2‰）大体一致[22]，在南大洋的印度洋部分的表层海水中，其δ30Si 值为1.74‰～2.51‰[28]，本文的分析结果与之接近。

图4 太平洋表层海水δ30Si 值的平面分布Fig.4 δ30Si distribution of dissolved silicate in the surface seawater of the Pacific Ocean

图5 印度洋硅同位素采样站位Fig.5 Sampling stations in the Indian Ocean

印度洋表层海水的采样站位主要分布于印度洋南部的副热带环流区，其北部受南赤道流和南赤道潜流的影响，南部则受南极绕极流的影响（图6）。研究区表层海水δ30Si 的最高值达到2.30‰，平均值为1.52‰。由于南印度洋副热带环流作用，将高纬度海水引入到东印度洋，使得东印度洋表层海水的δ30Si值变低。印度洋的上层环流存在着3 个经向环流圈[29]，其中两个没有跨过赤道，一是在南印度洋副热带海域下沉，在5°～10°S 上升；第二个的下沉区域与第一个相同，但上升流位于爪哇、苏门答腊和澳大利亚西北部海域，有时也在赤道东印度洋上升。上升流携带δ30Si 值低的海水混合到表层海水中，导致海水上升区域的δ30Si 值偏低，与本文的分析结果相符。因此推测，印度洋经向翻转流对印度洋表层海水δ30Si 值的分布起到了比较重要的作用。

3.3 大西洋表层溶解态硅同位素

大西洋表层海水硅同位素的采样站位示于图7，大部分介于10°N～30°S 之间。分析结果表明，表层海水中溶解硅酸盐的δ30Si 值在0.90‰～2.23‰之间，平均值为（1.55±0.35）‰。大西洋中低纬度的营养盐主要来自南极中层水（AAIW）和亚南极模式水（SAMW）的向北扩散[30]，而AAIW 和SAMW 的δ30Si值在1.6‰～1.8‰之间[10,24]。大西洋表层水体溶解硅酸盐的硅同位素研究目前相对较少，主要是集中在对大西洋深层水的研究。大西洋深层水的δ30Si 值（1.5‰）表现出保守性[23]，主要是受北部的北大西洋深层水（NADW，δ30Si 值大于1.7‰）和南部的南极底层水（AABW，δ30Si 值约为1.2‰）混合作用的控制[23-24]。南大西洋表层δ30Si 值为1.42‰～1.85‰[28]，与北向扩散的AAIW 和SAMW 的δ30Si 值相似。

图6 印度洋表层海水δ30Si 值的平面分布Fig.6 δ30Si distribution of dissolved silicate in the surface seawater of the Indian Ocean

图7 大西洋硅同位素采样站位Fig.7 Sampling stations in the Atlantic Ocean

大西洋表层海水δ30Si 值的分布主要表现为西南大西洋的巴西海域δ30Si 值较高，东南大西洋δ30Si 值较低（图8）。大西洋中低纬度的表层海流较为复杂，赤道附近的北赤道逆流（NECC）向东运动，南赤道逆流（SECC）向西运动形成一个闭合回路。在巴西海域，南赤道流分成两股暖流，分别为向北运动的北巴西海流和向南运动的巴西海流。而位于南美洲东岸南部的福克兰寒流，当它通过合恩角后，在阿根廷沿岸与巴西洋流发生交汇，并继续向东运动。运动到非洲大陆的南端时，其中的一部分海流向北转，沿着南非西岸向北流，即为本格拉寒流(Benguela Current System，BCS)，最后汇入到南赤道流（SEC）中[27]。受南大西洋副热带环流的影响，南大洋低δ30Si 值海水混入到南大西洋东部，以及本格拉寒流向北沿着非洲南部西岸往北运动，导致在南大西洋东部表层海水的δ30Si值要低于西部。在赤道区域，北大西洋的加那利寒流沿着非洲西部向赤道运动，在塞内加尔转向西运动，这也导致了在赤道大西洋东部海区的δ30Si 值要低于赤道大西洋西部海域。在巴西海域，由于南大西洋环流分支和赤道流在该海区汇合，导致在巴西海域附近的δ30Si 值升高。由于经向翻转流的存在，南大西洋南部海水不断的向北运动，使得在低纬度区域的δ30Si 值要高于高纬度区域。南大西洋则由于受源自南大洋富含硅酸盐的AAIW/SAMW 的影响，使得南大西洋南端的δ30Si 值较低（图8）。

4 结论

图8 大西洋表层海水δ30Si 值的平面分布Fig.8 δ30Si distribution of dissolved silicate in the surface seawater of the Atlantic Ocean

太平洋、印度洋和大西洋表层海水溶解硅酸盐δ30Si 的系统分析显示，太平洋表层海水的δ30Si 最大值为2.91‰，平均值为（1.52±0.59）‰；印度洋表层海水的δ30Si 最大值为2.30‰，平均值为（1.52±0.36）‰；大西洋表层海水的δ30Si 值最大为2.23‰，其平均值为（1.55±0.35）‰。硅同位素在各大洋表层，主要表现出与大洋表层环流和经向翻转流的相关性，分布特征受表层水体中的生物活动以及表层洋流运动导致的不同水团之间的混合的影响，且混合作用可能对开放大洋表层水体的δ30Si 分布具有显著的影响。但由于仅分析了表层水体溶解硅酸盐的δ30Si 分布，后续研究中将对此进一步的深入研究。

致谢：感谢“大洋一号”“海洋六号”调查船船长和船员以及调查队在现场调查和样品采集时所给予的帮助和支持！感谢自然资源部第二海洋研究所的郑洋、林钟扬、王方国等同志在样品采集时的帮助和支持，以及华东师范大学薛云同志所给予的样品分析测试的支持。