黑潮水体大致可以分为表层水、次表层热带水、中层水、深层水4层。在冬季, 表层水与次表层热带水混合剧烈, 形成“ 黑潮上层水” ^[24]。除了所处深度的区别之外, 四大水层温、盐特征以及来源去向亦有所差异(表1)。

黑潮表层水是太平洋西部表层水的一部分, 在4层水体中有着最高的温度(23~29 ℃)和pH, 以及仅次于次表层热带水的盐度（约34.5）。其温度和盐度随纬度增加而下降, 比碱度低, 缺乏营养盐。黑潮表层水的主要来源为北赤道流^{[14, 16]}。

黑潮次表层热带水多位于100~300 m之间, 以盐度最高为特征（约34.9）, 水温较高（约20 ℃）。因受陆架水混合影响, 其温度、盐度向西侧、北侧均有所降低。黑潮次表层热带水来源于20~25° N、106° E~165° W间与18~20° S、120~150° W间的热带水域^{[16, 17]}。

热带水之下, 黑潮中层水约以400~800 m为核心, 北部略深于南部, 夏季最浅, 水体温度较低（7~8℃）, 盐度最小（约34.3）, 有较高的营养盐含量和碱度, 但有较低的pH和溶解氧。在122º E附近流经南海后, 黑潮中层水西侧主要来自南海中层水, 东侧来自于西菲律宾海中层水; 一部分北太平洋中层水通过台湾— 与那国岛以及冲绳岛— 宫古岛两条通道加入黑潮, 构成黑潮中层水的一个来源; 另有一部分南太平洋西部中层水越过赤道, 成为黑潮中层水又一来源^{[12, 14, 16, 17]}。主温跃层多出现于热带水与中层水之间^[16]。

黑潮深层水位于1 000 m以下, 均匀度高, 温度最低（约3.7 ℃）, 盐度略高于中层水（约34.44）^[16]。应瑞功等^[17]综合历史水文资料, 发现黑潮深层水在苏澳海脊以南盐度略高, 可达34.53; 而在苏澳海脊以北温度略高, 可达4.2 ℃。

表1

Table 1

表1(Table 1)

表1 东海陆架表层水及黑潮各水层水文特征 Table 1 Hydrography parameters in East China Sea Shelf and Kuroshio main stream 陆架表层水 黑潮表层水 黑潮热带水 黑潮中层水 黑潮深层水 数据来源 温度/℃ 16.7~25.3 — 16.1~18.2 — — [25] 8.6~20 24.5~29 20.0~23.4 6.6~8.0 — [14] — 23~29 20 7~8 3.7 [16] 盐度 33.2 34.7 34.52 — — [10] 30.50~33.50 34.30~34.70 34.85~34.90 34.25~34.30 — [14] — 34.0~35.0 34.9 34.3 34.44 [16] 流量/Sv 3.46~3.16 0.22~0.43 0.67~1.28 — — [26] 1.22 0.183 0.487 — — [10] 1.1 0.5 0.5 — — [11] 0.88~0.62 — 0.83~0.59 — — [25] 0.83~0.22 — 1.21~0.69 — — [27] 1.40~1.79 0.35~1.05 0.35~0.39 0.12~0.13 — [15, 28]a 1.81~0.34 0.77~0.22 0.58~0.08 0.39~0.03 — [29] 注：a 由Gt/0.5y换算得到

表1 东海陆架表层水及黑潮各水层水文特征 Table 1 Hydrography parameters in East China Sea Shelf and Kuroshio main stream

由于地形环境变化剧烈等因素使得黑潮对中国近海流系的影响变得极其复杂。向陆架入侵的黑潮水主要来自深层水以上的3个水层, 输送水流量存在季节性变化、年际摆动, 以及黑潮流轴长、短周期变化等因素造成的变动^[16]。

目前广泛接受的观点认为, 台湾东北的黑潮主流径春夏季节流量大于秋冬季节, 但其流轴在秋冬季节更靠近陆架, 春夏季节则向开放大洋移动。Chen等^{[15, 28, 29]}认为冬季黑潮向陆架输送总量大于夏季, 许多研究得到同样结论^{[30, 31]}, 然而Liu等^[27]则认为黑潮向陆架夏季输送量较大。年际变化上, 杨晓丹^[31]利用SODA资料与ROMS模型分析提出, 黑潮主流径流量较大的年份, 台湾海峡流流量相应增大, 反而抑制了黑潮向陆架海域的入侵, 使得总体而言黑潮于200 m等深线入侵水在主流径流量较小的年份较强。

黑潮表层水的向陆输送主要存在于黑潮主流径更为靠近陆架的冬季, 其与东海陆架水的交换受到风应力和浮力强迫的影响, 存在较大的时间变化和多种表现形式, 较为明显的是基隆海谷（Chi-Lung Valley）、棉花峡谷（Mien-Hua Canyon）和北棉花峡谷（North Mien-Hua Canyon）附近的气旋式涡旋, 棉花峡谷为该涡旋中心^{[11, 17]}。

黑潮次表层与中层水在台湾东北陆架200 m等深线附近因地形抬升或因涡旋泵吸效应进入东海陆架区。该上升流常年存在, 平均上升速率5 m/d, 水流量0.2 Sv, 上升流中心与表层水涡旋中心区域重合^[11]。有部分上升流以及部分沿北棉花峡谷流入东海陆架的黑潮表层水分支经气旋式涡流由基隆海谷附近离开东海陆架, 携带物质重新汇入黑潮主体^[12]。

黑潮水入侵东海陆架海区同时, 东海陆架表层水存在跨陆架向黑潮主流径的输送, 由此构成垂向反气旋环流^{[11, 12]}。此外南中国海次表层与中层水是黑潮西侧次表层水与中层水的重要来源^[32~34]。

3.1.1 溶解有机碳（DOC）

作为海洋中有机碳的主要存在形式, 海水中DOC的主要来源可分为外源和内源。外源包括河流输入、大气输入与沉积物释放等; 内源包括海洋生物摄食与新陈代谢过程中的释放物、残渣和排泄物、海洋生物自分解或细菌分解产物、病毒导致的细胞裂解释放以及颗粒物的转化等。海水中DOC的主要去向则涉及多种物理化学生物过程如光降解、化学氧化和微生物分解等^[35]。

垂直分布上, DOC最高值出现在0~80 m水层, 在0~200 m间剧烈下降, 在200 m以深仅略微下降（表2）。台湾东北KEEP研究区域内各水层DOC含量约为：黑潮表层水118~136 μ mol/L C, 黑潮次表层热带水80~110 μ mol/L C, 黑潮中层水74~80 μ mol/L C, 黑潮深层水65~74 μ mol/L C^[36]。与长江口附近东海陆架区不同, 台湾东北海域受陆源输入和初级生产力季节性变化影响较小, 导致该海域DOC分布规律甚少随季节变化, 且与台湾东南的观测结果相似^{[10, 25, 36]}。

黑潮海域表层水中的生物生产、次表层水中的沉降累积以及深层水与沉积物相互作用导致的活化转移等过程分别可以提高相应水层中的DOC浓度^[25]。研究者在黑潮海域真光层中观测到伴随高DOC浓度的叶绿素（Chl-a）高值和溶解氧过饱和现象, 并且发现DOC在0~200m水层中被高效地分解再循环, 这种高度可利用性是海洋自生DOC有别于生物可利用性较差的陆源DOC的特征^[36]。由此可以推断黑潮表层水中大量DOC主要产生自海洋生物生产。而稳定的水团分层和较低的消耗速度也有利于DOC在表层水中的羁留。在黑潮水域中, DOC浓度随深度的下降主要由微生物分解造成, DOC与表观耗氧量（AOU）的负相关维持到近1 000 m水深。黑潮海域一些站位于近底层出现DOC较大值, 可能来源于沉积物的扩散或再悬浮颗粒物的释放^{[10, 25, 36, 37]}。

表2

Table 2

表2(Table 2)

表2 东海近岸表层水及黑潮不同水层水体中的DOC（单位：μ mol/L） Table 2 DOC concentrations in waters of East China Sea and Kuroshio main stream (unit: μ mol/L) 东海近岸水 黑潮表层水 黑潮热带水 黑潮中层水 黑潮深层水 采样季节 数据来源 55~175 52.5 44.6 — — 2002夏, 2006冬 [26] 85~120 74~86 60~74 55~60 51~55 1996春, 1997夏冬, 1998春秋 [10] 80~119 76~92 57~60 47~55 45~58 1994秋, 1995春, 1996春 [25] 110 100 60 50 — — [15]a 149 118~136 80~110 74~80 65~74 1992春, 1992秋, 1993夏秋 [36] 注：a 单位为μ mol/kg

表2 东海近岸表层水及黑潮不同水层水体中的DOC（单位：μ mol/L） Table 2 DOC concentrations in waters of East China Sea and Kuroshio main stream (unit: μ mol/L)

水平分布上, DOC浓度从东海陆架（85~149 μ mol/L C）向北太平洋海域(72~85 μ mol/L C^{[36, 38, 39]})下降。黑潮与近岸水在东海陆架的混合区域DOC浓度为72~85 μ mol/L C, 东海陆架上升流区受黑潮次表层、中层贫DOC水流输入影响, DOC浓度为60~70 μ mol/L C^{[10, 25]}。

DOC的水平分布主要受海洋生物活动、上升流和陆源输入的控制。黑潮海域表层DOC含量受浮游植物生产影响较大, 其分布与表层Chl-a浓度分布呈正相关, 符合表层生物生产力的分布趋势。DOC含量在陆架区与盐度值呈负相关, 与温度呈正相关, 指示了富DOC陆架水与贫DOC上升流水团间的混合^[25]。在上升流边缘区, DOC含量高于上升流中心区, 其原因可能是与上升流边缘区相比, 上升流中心区生物量本底值低, 而且水流强烈, 不利于浮游植物生长, 其携带的大量营养盐则进一步抑制了浮游植物DOC的分泌, 于此同时, 涌升的低DOC含量黑潮次表层热带水也稀释了上升流中心区表层海水DOC浓度^{[36, 40, 41]}。DOC含量在靠近中国大陆和台湾岛沿岸海域存在高值, 显示出陆源输入的影响。

3.1.2 颗粒有机碳（POC）

海水中POC占总有机碳含量10%左右, 可大体分为生命形式与非生命形式两大部分。其主要来源包括外源如河流输入、大气干湿沉降、沉积物再悬浮、DOC吸附聚集、共沉淀转化等, 内源如海洋生物及其残骸、粪便等新陈代谢产物、捕食碎屑以及有机分泌物等^[42]。去向则包括物理降解与沉积埋藏、化学氧化和生物分解消费等。

垂直分布上, POC浓度一般在表层存在高值, 随深度增加而下降（表3）。台湾东北黑潮区各水层POC含量约为：黑潮表层水2~4 μ mol/L C, 黑潮次表层热带水1.2~2 μ mol/L C, 黑潮中层水0.8~1.2 μ mol/L C, 黑潮深层水0.5~0.8 μ mol/L C^[25]。与DOC相比, POC含量小且短时变化明显, 不同季节的营养盐水平、光强、藻类生长水平、摄食强度、风力等因素均可能影响水体中POC浓度^[25]。

真光层内海洋生物的初级生产力是表层POC含量的主要控制因素, 而物理化学生物过程降解、原位沉积物再悬浮以及悬浮颗粒物的水平输送则是影响黑潮中层与底层水体POC含量的重要因素。在黑潮的中层与底层水体中, 沉降或水平输送的POC的氧化分解过程至少产生了75%的AOU^[36]。在陆架区附近, 沉积物再悬浮往往使底层水体具有高POC含量, 因此风力和强潮流均可能对陆架陆坡区域底层水POC的含量有所影响^{[25, 41]}。而在较深的陆坡区, 500~800m深度存在POC含量高值, 其成因尚不明确, 据推测是较上层的陆坡区沉积物周期性再悬浮后离开源区, 水平输运至该POC高值区时因底层水流波动在此达到最小值, 水体平静, 产生“ 隔离效应” 而得以存留。因此可将该区域视为总悬浮颗粒物及POC沿陆架陆坡向外输运的佐证^{[11, 25, 41]}。

表3

Table 3

表3(Table 3)

表3 东海近岸表层水及黑潮不同水层水体中的POC（单位：μ mol/L） Table 3 POC concentrations in waters of East China Sea and Kuroshio main stream (unit: μ mol/L) 东海近岸水 黑潮表层水 黑潮热带水 黑潮中层水 黑潮深层水 采样季节 数据来源 2~18 2~3 1~2 1 — 2002夏 [26] — 2~4 1.2~2 0.8~1.2 0.5~0.8 1994秋, 1995春, 1996春 [25] 10 5 3 1 — — [15]a 20~62.83 2~10.17 1.67~5 3.33~5 5~11.67 1994春, 1994秋 [54] 注：a单位为μ mol/kg

表3 东海近岸表层水及黑潮不同水层水体中的POC（单位：μ mol/L） Table 3 POC concentrations in waters of East China Sea and Kuroshio main stream (unit: μ mol/L)

在水平分布上, 尽管时间变化明显, 表层水体中POC含量大体上由东海陆架的近岸区（> 10 μ mol/L C）向黑潮区（< 7 μ mol/L C）递减。

POC含量的水平分布多受生物活动与水团混合控制。在东海陆架至黑潮海区, 表层水体POC浓度分布与盐度分布负相关, 与Chl-a分布、颗粒氮（PN）分布以及营养盐供应量呈正相关^{[25, 43, 44]}。与DOC分布特征不同, 在上升流较弱的秋季, 上升流中心区POC含量高于上升流边缘区, 其原因是虽然上升流中心区生物量略低于上升流边缘区, 但在水流稀释作用较弱的秋季, 上升流中心区的初级生产力受到上升流携带的大量营养盐的促进, 从而控制了该区域POC浓度的增长（可达20μ mol/L C）^{[25, 41]}。受河流输入陆源贫有机物颗粒物的影响, 陆架近岸区总悬浮颗粒物中POC比例小于上升流区或黑潮主体, 但POC总含量仍高于后两者^[25]。中层与底层水体POC含量由于多受有机物降解和再悬浮颗粒物释放等过程控制, 因而其分布与Chl-a相关性不大。

3.2.1 溶解无机碳（DIC）

作为海水中无机碳存在的主要形式, 海水DIC的存在形式有CO₂, H₂CO₃, HCO₃^-和CO₃^2-, 其中以HCO₃^-含量最高, CO₃^2-其次, H₂CO₃最少, 4种形式DIC之间相互平衡, 相互转化, 且与大气CO₂存在交换^[45]。

垂直分布上, DIC浓度表层较低, 在0~800 m水层, 其含量随着深度增加稳定上升, 而在1 000 m以深水层其含量则趋于恒定, 并随深度增加有略微升高（表4）。在台湾以东黑潮流域, 各水层DIC含量约为：黑潮表层水1 880~2 040 μ mol/kg C, 黑潮次表层热带水2 000~2 120 μ mol/ kg C, 黑潮中层水2 100~2 280 μ mol/kg C, 黑潮深层水2 280~2 360 μ mol/ kg C^{[34, 46, 47]}。台湾以东的黑潮海区DIC含量季节与年际变化较小^[48]。

浮游植物的生长、有机物的降解以及CaCO₃的形成与溶解均能影响DIC的垂直分布。虽然黑潮海域表层DIC含量略低于陆架水域, 然而与CO₂不饱和的东海陆架区不同, 黑潮表层水平均海气二氧化碳逸度差Δ fCO₂为（11± 10）μ atm, CO₂接近饱和, 在夏季甚至可作为大气CO₂弱源^[48~51], 这也许与黑潮表层水体较低的浮游植物生产力有关。在水深100~500 m间, 溶解氧含量随水深增加而下降, DIC含量则上升, 且趋势超过总碱度（Total Alkalinity, TA）, 表明该水层内有机物质不断降解生成CO₂^[47]。而在1 000 m以深水层, DIC与溶解氧含量均随水深增加而上升, 其原因是在深水中大部分有机物已被降解, 而CaCO₃在该深度开始溶解, 使得DIC含量的上升不再伴随溶解氧的消耗^{[47, 52]}。

表4

Table 4

表4(Table 4)

表4 东海近岸表层水及黑潮不同水层水体中的DIC（单位：μ mol/kg） Table 4 DIC concentrations in waters of East China Sea and Kuroshio main stream (unit: μ mol/kg ) 东海近岸水 黑潮表层水 黑潮热带水 黑潮中层水 黑潮深层水 采样季节 数据来源 — 1880~2040 2000~2120 2100~2280 2280~2360 2002夏, 2005秋 [34, 46] 2000 1950 2000 2270 — — [15] 2018~2144 1980~2020 — — — 1995春, 1996春 [48, 55] — 1800~2000 2000~2140 2140~2320 2320~2400 1992春 [60]

表4 东海近岸表层水及黑潮不同水层水体中的DIC（单位：μ mol/kg） Table 4 DIC concentrations in waters of East China Sea and Kuroshio main stream (unit: μ mol/kg )

水平分布上, DIC含量在近岸较高^[53], 在上升流中心区亦有高值^[55], 而在外陆架与黑潮区有较低值（表层含量约2 000 μ mol/kg）^[56]。

黑潮海区DIC的水平分布主要受陆源输入和上升流作用的影响。入海河流携带大量碳酸盐, 使河口和近岸海区DIC含量较高。位于东海陆架边缘的上升流中心DIC高值区出现原因有二：一则由于上升流携带大量营养盐, 促进区域内生物生长, 加强了生物泵效应; 二则由于上升流将底层水体中丰富的DIC携带至表层^{[2, 55, 57]}。上升流中心区为大气CO₂强源, 但受上升流影响的周边陆架海区却是大气CO₂的弱汇, 这是由于上升流携带了黑潮次表层及以下水体中浓度较高的再生CO₂, 于中心区涌升入海表, 提高了该区域fCO₂, 而周边海区受上升流所携带大量营养盐滋养, 初级生产旺盛并吸收大气CO₂, 随着与上升流中心区距离的增加, 生物生产对fCO₂的影响占上风, 使仍受上升流滋养的周边海区成为大气CO₂汇^{[49, 55, 58]}。

3.2.2 颗粒无机碳（PIC）

虽然黄河等入海河流向中国近海输入了大量PIC, 但这些PIC主要沉淀留存于河口区, 对远海影响很小。由于黑潮水流特性接近于大洋水, PIC含量低, 测量困难且误差较大, 相关资料极其匮乏。在计算通量时, 有学者将黑潮各水层PIC浓度估算为1 μ mol/kg^[52], 与曹知勉等在吕宋海峡及南海北部陆架、陆坡区的实测结果吻合^[59]。

根据报道, DOC由东海陆架向黑潮输出^{[10, 15, 36]}。虽然黑潮提供了进入东海陆架的大部分DOC, 但入侵东海陆架的黑潮水体, 尤其是上升进入东海陆架的黑潮次表层热带水与中层水DOC浓度较低, 而向黑潮输送的东海陆架水则有着较高的新生产力和DOC浓度, 因此东海陆架水向黑潮水体有DOC净输出。由于计算所采用的水团分配方式、水流量值以及水团DOC代表浓度等数据等之间的差异, 不同研究所得DOC净输出值大小各有不同（表5）。

Chen等^[15]根据实测DOC浓度与盐平衡箱式模型所得黑潮及毗邻海区水团流量, 计算得东海陆架区跨陆架向黑潮海域净输出DOC量值约为2431× 10⁹mol C/a。然而该文中计算所采用的黑潮各水层进入东海陆架流量比值与其他研究差别较大。例如, 该研究认为雨季（5~10月）时进入东海的黑潮Q_表层水=Q_热带水=3Q_中层水, 干季（11~4月）时Q_表层水=8Q_中层水, Q_热带水=3Q_中层水, 即黑潮中层水贡献了黑潮上升流的10%（冬季）-30%（夏季）^[14], 然而计算中干季水团比值不符于其先前研究之描述（Chen等^[29]先前采用数据表明, 陆架海区黑潮表层水占63%, 黑潮中层水占7%, 比值应为9:1）, 同时研究中也提到, 其他调查中认为黑潮中层水的贡献应更小。Hung等^[10]2003年所采用的箱式模型根据盐平衡与δ ¹⁸O平衡算得, 与林晶^[26]所采用的箱式模型中水团流量比值均接近于3Q_表层水=Q_热带水, 但二者均未考虑黑潮中层水输入对碳收支的影响。而Hung等^[25]2000年的调查中, DOC代表浓度并非实测, 黑潮DOC浓度是由将黑潮水温度值代入DOC浓度— 温度关系式中得到, 而陆架水DOC则是由将陆架水盐度值代入DOC浓度— 盐度关系式中得到, 致使计算所采用的陆架水DOC代表浓度（76.0~77.8 μ mol/L C）低于多数研究所得陆架海区DOC浓度（表2）, 而又仅仅以黑潮热带水为黑潮水代表, 因此所得通量与其他研究差异较大。

表5

Table 5

表5(Table 5)

表5 台湾东北部海域跨陆架碳收支（单位：109mol C/a） Table 5 Cross-shelf carbon fluxes off northeastern Taiwan (unit: 109mol C/a) 东海陆架水 黑潮表层水 黑潮热带水 黑潮中层水 悬浮颗粒物 跨陆架净收支 数据来源 DOC -5563a 2225 710 197 — -2431 [15] -1820 — 1405 — — -414 [25] -2975± 100 458± 33 950± 41.7 — — -1567 [10] -7674 478 1434 — — -5762 [26] POC -506 111 35 4 -695 -1051 [15] -148 — 43 — — -106 [25] DIC -96790 42701 23586 8770 — -21733 [15] PIC — — — — -1852 — [15] 注：a: 负值表示跨陆架向黑潮输出

表5 台湾东北部海域跨陆架碳收支（单位：109mol C/a） Table 5 Cross-shelf carbon fluxes off northeastern Taiwan (unit: 109mol C/a)

与DOC相似, POC同样由东海陆架区向黑潮水体输出^{[15, 25, 61]}。根据Chen等^[15]计算, 东海陆架向黑潮海域POC净输出通量约为1051× 10⁹mol C/a, 虽然黑潮水携POC进入东海陆架区, 但因其POC浓度相对较低, 其携带POC通量总计150× 10⁹mol C/a, 尚不及河流输入总量（750× 10⁹~875× 10⁹mol C/a^[62]）。Hung等^[25]同样计算了东海陆架海区与黑潮水体间POC收支, 然而其计算所采用东海陆架水与黑潮水POC特征浓度分别选取陆架上层50 m深POC平均浓度（5.5~7.5 μ mol/L C）与黑潮水体200 m深处POC浓度（1.5~2.5 μ mol/L C）, 依旧偏低于其他调查所得结果（表3）。同时, 2个研究中均注意到在陆坡出存在陆架向外海的底层POC输出（约(695± 350)× 10⁹mol C/a）, 但在Hung等的计算中, 这一项输出并未被考虑, 最终使得2项研究所得POC的跨陆架净输出总量相差巨大。

有关DIC, PIC通量的计算较少见诸报道。Chen等^[15]根据观测数据与箱式模型计算得东海陆架水体跨陆架向黑潮水体净输出DIC, 其通量为21 733× 10⁹mol C/a。未有确切数据计算黑潮与东海陆架海区水体交换中的PIC通量, 但由Chen等^[15]根据悬浮颗粒物IC/OC比值估算得出, 东海陆架悬浮沉积物离岸输送携带PIC量约为1852× 10⁹mol C/a。

此外, 有理论认为在东海陆架海区, 光合作用与表层水温降低促进了海水对CO₂的吸收, 这些CO₂在陆架区水层底部参与循环再生, 并通过与黑潮次表层水体的交换, 以不同碳形态输入太平洋次表层水体, 这个过程被称为“ 陆架泵” （continental shelf pump）^[7]。

Chen等^[52]于2006年根据实测数据和先前研究中根据水盐平衡得到的箱式模型计算了黑潮与南中国海之间经由吕宋海峡的碳收支, 可同黑潮与东海陆架海区间于台湾东北部陆架边缘的碳收支合并考虑黑潮流系对中国近海陆架区碳循环的影响（图2）。若不考虑台湾海峡水流携碳量, 则南中国海向黑潮净输送DOC, POC与PIC, 输送量分别为2 652× 10⁹, 1 009× 10⁹与230× 10⁹mol C/a; 而黑潮向南中国海净输送DIC, 其量值为13 005× 10⁹mol C/a, 但若只考虑湿季, 则DIC由南中国海向黑潮水体净输出。有研究表明, 南海高DIC/TA比值、低δ ¹³C_DIC的次表层海水汇入黑潮并构成黑潮中层水的西半部, 而黑潮将这股高DIC/TA即CO₂含量较高的海水携带至东海陆架区乃至更高纬度的西北太平洋海区, 可能对这些海区的碳汇作用有负影响^[34]。

在计算东海陆架区整体碳收支情况时, 不但需要考虑其在台湾东北部与黑潮水体的跨陆架交换外, 还需考虑降水、蒸发、河流输入、沉积埋藏与再释放以及东海与其他海区如黄海、台湾海峡水体的交换等因素。现有部分研究中所采用的模型未考虑降水与蒸发的影响^[25], 沉积物— 水界面间碳的埋藏与再释放也为许多研究计算所忽视^{[10, 25, 26]}。东海与黄海之间水体交换对东海陆架区碳收支的影响大多数情况下未被考虑, 也有一些研究中把黄海划归东海陆架区范围^{[48, 61]}。台湾海峡水流沟通东海与南海, 对东海陆架区碳收支格局有重要影响, 部分研究中没有考虑台湾海峡水流对东海陆架区及黑潮区碳收支的影响, 而考虑了其影响的研究中, 对其水流来源和其对陆架区与黑潮区碳收支影响的程度多有不同认识。以DOC输送通量为例, Chen等认为台湾海峡水流向东海陆架区输送DOC能力逊于黑潮, Hung认为二者相当, 而林晶则认为夏季台湾海峡水流向东海陆架区输送DOC流量远高于黑潮^{[10, 15, 26]}。

根据以往调查, 台湾海峡内平均DOC, POC, DIC和PIC含量分别约100 μ mol/L C, 10 μ mol/L C, 1 950 μ mol/kg C, 2 μ mol/kg C^{[10, 15, 26, 52, 63~65]}。台湾海峡作为南海陆架与东海陆架海区间水体交换通道, 其碳输运能力对南海陆架区、东海陆架区碳循环及区域气候均有影响, 然而在许多区域碳收支研究与计算中, 台湾海峡水流的贡献均被忽略^{[11, 25]}。

台湾海峡面积约7.7× 10⁴km², 平均水深约80 m^[66], 海底地形复杂, 同时受到河流输送、季风、边界流等多重因素的影响。水文资料显示, 台湾海峡内终年存在北向海流, 即便在东北季风盛行的冬季, 靠近中国大陆的西侧沿岸流顺风流向南海, 靠近台湾岛的东侧水流依旧向北流入东海陆架区, 与该区域及邻近的黑潮海区进行水体交换^[67]。郭景松等^[68]利用卫星高度计资料结合前人研究计算得出, 台湾海峡多年流量平均值为1.27 Sv, 各月流量受季节影响明显, 夏季流量最大而秋季最小, 冬季流量则有显著年际变化。

图2

Fig.2

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图2 黑潮与毗邻陆架海域间的碳交换通量（单位：109mol C/a）[15, 52]SCSSW：南海表层水; SCSIW：南海中层水; KSW：黑潮表层水; KTW：黑潮热带水; KIW：黑潮中层水; KDW：黑潮深层水; ECSSW：东海表层水; ECSSS：东海悬浮沉积物Fig.2 Carbon fluxes between Kuroshio current and adjacent marginal seas (unit: 109mol C/a) [15, 52]SCSSW: South China Sea Surface Water; SCSIW: South China Sea Intermediate Water; KSW: Kuroshio Surface Water; KTW: Kuroshio Tropical Water; KIW: Kuroshio Intermediate Water; KDW: Kuroshio Deep Water; ECSSW: East China Sea Surface Water; ECSSS: East China Sea Suspended Sediments

黑潮水流对台湾海峡流是否贡献, 以及台湾海峡流是否汇同黑潮主流继续北上, 长期以来广受争论。有学者认为, 台湾海峡的北向暖流高温、高盐而营养盐含量较低, 其来源应为吕宋海峡以东的黑潮水或是黑潮水与南中国海水组成的混合水^{[11, 32, 69]}。然而, 也有学者认为, 黑潮水流入侵南海后进入台湾海峡, 但局限于南部, 只在ENSO现象影响显著的年份能进入台湾海峡北部, 从而进入东海陆架^{[66, 70, 71]}。1998年冬季台湾海峡的现场温盐观测资料显示出黑潮的强入侵, 台湾海峡东部与南部几乎被高温高盐的入侵水占据, 水舌延伸至台湾海峡以北约26° N^{[66, 72]}, 并与当年营养盐、生物生产力、大洋狭布种生物分布等调查结果相吻合^{[64, 73]}, 1997— 1998年台湾海峡有机碳含量亦出现历史低值^[64], 这一现象被认为受1997— 1998年El Niñ o效应的影响, 当年太平洋东北季风减弱, 有利于黑潮水入侵台湾海峡^[66]。一些研究认为在黑潮流轴东移的夏季, 黑潮并不直接入侵南海^[74], 但有黑潮水性质的海水通过扩散, 可能影响台湾海峡南部^{[66, 71]}。马超^[67]根据Argos浮标资料与高度计资料结合数值模拟, 提出台湾海峡东侧北向流的存在是为了平衡台湾岛东侧黑潮水流造成的摩擦, 因此台湾海峡北向流与台湾以东黑潮水流关系密切, 黑潮的低频变化可能引起台湾海峡北向流的相应变化。杨晓丹^[31]分析SODA同化资料时即指出, 台湾以东黑潮主流径流量增加的年份, 台湾海峡流流量亦相应增加。同时, Hong等^[70]根据模型分析提出, 对台湾海峡生态系统影响巨大的四大上升流中, 平潭海域上升流与台湾浅滩上升流均受黑潮水流的影响, 并呈现低温高盐的特征。此外, 台湾海峡北部亦可能有黑潮水入侵^[72]。不可否认的是, 黑潮输运对台湾海峡水文及碳循环有一定影响, 但其影响方式与程度有待进一步探究。

5黑潮与毗邻陆架海域碳交换研究展望

黑潮作为沟通西太平洋与东海、南海的主要海流, 对我国近海生态环境及区域气候变化有重要影响, 在一定程度上控制着近海环流系统与碳收支。要进一步探明黑潮与毗邻陆架海域的碳交换过程乃至其对区域生态、气候的影响与响应, 以下的关键问题需要关注：①基础观测数据须获得。即必须基于观测数据基础上获取年度/季节精准流场, 以准确获取黑潮与东海、南海陆架的水交换通量; ②关键过程解析是重点。黑潮主流径水体在与毗邻陆架水的混合中碳的水平与垂直迁移过程必须阐明; ③准确的测定方法是根本。建立水体不同形式碳的现场准确测定方法是探明碳交换过程的根本; ④特定环节需关注。黑潮对台湾海峡碳循环的影响是探明黑潮与近海碳交换过程及其对区域生态、气候响应的重要环节。

黑潮与毗邻东海和南海碳交换过程是我国陆架海域碳循环研究中必须关注的科学问题, 但由于缺乏足够的观测数据, 对其认识还很粗浅, 因此, 聚焦黑潮对我国陆架海域生态系统和环境影响, 继而预测区域气候变化等这一系列关系我国国计民生的重大科学问题研究还任重而道远, 需要科学家们持续的努力。