长江口邻近海域间隙水营养盐扩散通量的探究❋

黄　金, 刘素美

(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)



长江口邻近海域间隙水营养盐扩散通量的探究❋

黄金, 刘素美❋❋

(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)

通过2011年11月在长江口邻近海域的观测调查，探讨了上覆水和间隙水营养盐组成特征；运用成岩模型计算了沉积物-水界面营养盐的扩散通量，分析了营养盐扩散通量的主要影响因子及其未来变化趋势。研究结果表明：底界面NH4-N、NO3-N、PO4-P、SiO3-Si扩散通量分别为：0.021 8～0.1670、-0.751～0.178、-0.001 44～0.012 10、0.34～1.24 mmol/m2·d；长江口邻近海域上覆水和间隙水营养盐时空分布受到陆源输入、底界面生化作用、生物扰动和沉积类型等因素的共同影响；长江口邻近海域各项营养盐扩散通量数值与其它地区比较处于中等水平。

间隙水；营养盐；沉积物-水界面；扩散通量；长江口

引用格式：黄金, 刘素美. 长江口邻近海域间隙水营养盐扩散通量的探究[J]. 中国海洋大学学报(自然科学版), 2016, 46(10): 73-81.

HUANG Jin, LIU Su-Mei. Research of pore water nutrients diffusion fluxes in the Yangtze River Estuary adjacent waters[J]. Periodical of Ocean University of China, 2016, 46(10): 73-81.

N、P、Si等元素是海洋初级生产者各项生命活动所必需的营养盐，也是海洋食物网的基础，海水中营养盐含量和组成比例在一定程度上可以影响海洋初级生产力[1]。沉积物在营养盐的生物地球化学循环过程中起到了不可替代的作用[2-3]：沉积物是N、P、Si等营养盐的重要储存库，可调节近岸水体中营养盐的容存量[4-5]；海洋沉积物中有机质的降解是间隙水中营养盐的主要来源[6]，间隙水中营养盐垂直分布特征可以间接反映出沉积物-水界面处生物过程、动力沉积过程和化学过程的耦合作用。沉积物中物理化学环境对营养盐在沉积物-水界面间的动态循环过程有着重要的调控作用，底界面营养盐的转化是维持表层沉积物和上覆水物质循环的必要条件，营养盐在沉积物-水界面的交换也可对水体初级生产力产生一定的贡献[7]。通过研究各种环境因子对底界面营养盐扩散通量的影响，将对营养盐循环动力学和水体营养盐收支平衡等过程具有重大科学意义。

东海是世界上高生产力海域之一[8-9]，但近年来由于人类活动导致陆源营养盐输入过多，赤潮等有害自然现象的频发表明了海洋生态环境正在不断恶化，底界面营养盐扩散通量也会相应改变。海洋自然环境的破坏不仅制约了沿海经济可持续发展，并间接影响人类的生活质量；海洋污染防控和生态环境保护工作迫在眉睫。本文通过对长江口邻近海域的取样调查，初步探讨了各项营养盐在底界面的分布特征及其扩散通量，并对未来底界面生态环境进行预测，为海洋生态环境的保护提供理论基础。

1　材料与方法

1.1 样品采集

本文研究地点选在长江口邻近海域(见图1)，在D2、D3、E1、F1、P4 5个站位分别采集上覆水和柱状沉积物样品。上覆水样品过滤后加饱和HgCl2常温避光保存；柱状沉积物0～5 cm部分每隔0.5 cm切割，6～20 cm部分每隔1 cm切割，20 cm以下部分每隔2 cm切割，切割好的岩芯用Rhizon Sampler制备间隙水，加饱和HgCl2后常温避光保存。

1.2 分析方法

上覆水和间隙水样品中NH4-N、NO2-N、NO3-N、PO4-P、SiO3-Si五项营养盐均采用德国SEAL Analytical生产的AA3型连续流动分析仪测定。其中NH4-N采用水杨酸钠法，660 nm波长测定；NO2-N采用重氮偶氮法，550 nm波长测定；NO3-N采用Cd-Cu还原法和重氮偶氮法，550 nm波长测定；PO4-P采用磷钼蓝法，880 nm波长测定；SiO3-Si采用硅钼蓝法，820 nm波长测定。

图1　2011年11月长江口邻近海域采样站位Fig.1　Sampling stations in the Yangtze River Estuary adjacent waters ding November, 2011

所得实验数据采用Surfer8.0等软件进行分析和绘图；相关性分析采用皮尔森相关系数法进行讨论。

2　结果与讨论

2.1 营养盐的垂直分布

各研究站位上覆水和沉积物间隙水中NH4-N、NO2-N、NO3-N、PO4-P、SiO3-Si浓度分布如图2所示。

上覆水和间隙水中各项营养盐的时空分布受控于多种因素：陆源输入、氧化还原作用、沉淀溶解作用、吸附解析作用、沉积类型、生物活动等[10-11]。一般情况下随着沉积物深度的加深，氧化还原电位逐渐降低，厌氧条件下有机质降解生成的DIN以NH4-N为主，相对还原性的条件更利于NH4-N的不断积累[12]。D3站5 cm以深间隙水NH4-N、PO4-P和SiO3-Si浓度存在明显降低趋势可能与成岩作用有关；D2站15～20 cm处间隙水NH4-N、PO4-P和SiO3-Si浓度先降后升，可能与该深度所对应年代海洋有机质沉降通量减少有关。

图2　上覆水和间隙水营养盐垂直分布Fig.2　Vertical distribution of nutrients in overlying water and pore water

NO2-N可看作N循环的中间产物，一般情况下间隙水中NO2-N含量较低。调查站位5 cm以浅间隙水NO2-N和NO3-N垂直分布均随深度的增加迅速降低，与NH4-N剖面变化趋势相反。D3站沉积类型为砂质沉积，有利于氧气渗透[13-14]，表层沉积物存在一定深度的氧化层，间隙水NO3-N浓度下降趋势缓慢。在底栖生物活动较强的边缘海域，可能存在生物灌溉现象：生物灌溉可以引入底层富氧海水，改变沉积物中氧化还原环境，加快有机质降解速率[15-16]；同时促进上覆水和间隙水的物质交换，并在一定程度上影响沉积物营养盐的生物地化反应[17-18]。

间隙水中营养盐在一定条件下可通过氧化还原、吸附解析等作用进行转化和迁移[11,19]；沉积物氧化还原环境变化对间隙水PO4-P垂直分布存在显著影响。D2、E1、F1和P4站5 cm以浅间隙水PO4-P浓度无明显变化，可能被Fe(Ⅲ)氢氧化物吸附[20]；5 cm以深随着Fe(Ⅲ)氢氧化物被还原，PO4-P又逐渐释放到间隙水中[21]。

黏土矿物在CO2存在的条件下，能够被缓慢风化形成溶解态SiO3-Si；尽管沉积物中黏土矿物含量丰富，但其风化作用过于缓慢，因而对间隙水中SiO3-Si贡献不显著[22]。间隙水中SiO3-Si主要源于生物硅的溶解作用[23]；SiO3-Si还易与溶解态Al3+发生成岩反应，因此间隙水中SiO3-Si浓度分布为以上两种作用平衡后的结果。一般情况下，间隙水SiO3-Si浓度随深度增加缓慢增加，最后逐渐趋于稳定，其中D2、E1和F1站均符合上述规律；D3和P4站间隙水SiO3-Si剖面先增后减的趋势表明深层沉积物中SiO3-Si成岩作用较强。

本文采用统计学方法探讨了长江口邻近海域表层沉积物间隙水与上覆水营养盐含量的相关关系，结果表明：间隙水和上覆水营养盐相关性水平较低(P均大于0.05)；在沉积物-水界面除营养盐浓差扩散作用外，还可能存在其它形式的迁移扩散作用。

2.2 底界面营养盐扩散通量

由于浅海生物扰动作用会导致底界面营养盐浓度梯度扩大，在计算通量时如果仅采用上覆水和表层沉积物间隙水数据可能会低估实际扩散通量。本文采用营养盐早期成岩模型，充分考虑了生物扰动等因素，通过成岩方程的求解得到营养盐浓度梯度表达式；根据已知部分观测值确定最佳模拟参数，最终计算沉积物-水界面营养盐的扩散通量[24]。计算结果如图3所示。

(营养盐从沉积物间隙水扩散到上覆水为正通量，营养盐从上覆水扩散到沉积物间隙水为负通量。Nutrients from sediment pore water spread into overlying water indicate positive fluxes;Nutrients from overlying water spread into sediment pore water indicate negative fluxes.)

图3成岩模型计算沉积物-水界面营养盐扩散通量

Fig.3Nutrients diffusion fluxes at sediment-water interface by diagenetic model

调查站位中NH4-N扩散通量均为正值，表明2011年11月沉积物是NH4-N的“源”；NO3-N通量除D3站为正值外，D2、E1、F1和P4站均为负值，表明沉积物在多数站是NO3-N的“汇”。DIN在沉积物-水界面的扩散通量受控于底界面NH4-N产生量以及硝化和反硝化作用等，表层沉积物氧化还原环境变化对DIN扩散通量存在显著影响[25-26]。

氧化还原环境对PO4-P在沉积物-水界面的交换存在显著影响[27]；PO4-P扩散通量反映了有机质的降解作用、Fe(Ⅲ)对PO4-P的吸附作用和自身成岩作用等平衡后的结果。间隙水PO4-P扩散通量除E1站为负值外，其余站均为正值，调查站位PO4-P浓度梯度和扩散通量均相对偏小。由于冬季水层混合相对剧烈，水温较低，利于表层富氧海水扩散到底界面，Fe(Ⅲ)氢氧化物吸附作用可能在一定程度上阻碍了PO4-P在沉积物-水界面的扩散[21,28]。

调查站位SiO3-Si扩散通量均为正值，表明2011年11月沉积物是SiO3-Si的“源”。生物扰动可在一定程度上加快生物硅的溶解速率，从而提升底界面SiO3-Si的扩散通量[29]。沉积物中生物硅的组成差异对SiO3-Si的溶解速率存在显著影响，如硅藻溶解速率快于海绵骨针和放射虫[30]；成岩模型未考虑深层沉积物中SiO3-Si的成岩作用，上述两种情况对于SiO3-Si通量的模拟存在一定影响。

运用成岩模型可在一定程度上提高营养盐通量的客观性和准确性，但成岩模型仍无法完全还原底界面现场条件，其原因如下：(1)模型建立在稳态的平衡过程，忽略了颗粒物的沉降补充作用和底界面复杂的生化作用；(2)扩散层深度和混合扩散系数均存在地域性差异；(3)生物灌溉现象会导致同一深度沉积物营养盐浓度分布不均衡；(4)模型难以克服平流作用的影响[31]。

2.3 不同海域营养盐扩散通量对比

如表1所示，本文结果与前人研究结果较一致，长江口邻近海域各项营养盐扩散通量值处于中等水平。前人研究结果中PO4-P扩散通量普遍偏小；NH4-N和NO3-N扩散通量值范围较宽可能由于不同海区底界面环境差异所致；SiO3-Si通量基本为正值。一般情况下，培养法比扩散法得到的结果高1～2个数量级[24]。营养盐在底界面的扩散通量取决于氧化还原环境、温度、沉积类型、生物扰动等多种因素的耦合作用[19,40-42]。

2.4 成岩模型分析扩散通量主要影响因子及其未来变化趋势

成岩模型考虑了生物扰动作用对扩散通量的影响：沉积物被分为两层，上层为生物扰动层(x≤xp)，下层为分子扩散层(x≥xp)；沉积物中溶质所有的混合过程均按扩散作用简化处理；各项营养盐所进行的生物地化反应均按稳态过程处理，并且忽略压实、孔隙度梯度和水流等变化。利用成岩方程分析并计算营养盐在底界面扩散通量，可在一定程度上提高数据的准确度和可靠性[24]。成岩模型不仅可以较好地描述沉积物间隙水营养盐的垂直分布，也可在一定程度上预测多重压力下底界面营养盐垂直分布和扩散通量的变化趋势：首先通过成岩方程的计算得出影响间隙水营养盐垂直分布和扩散通量的主要因子，其次将这些因子的历史变化作为新变量代入计算，最终来推测未来营养盐通量的变化趋势。

成岩模型可以较好地模拟NH4-N垂直分布(见图4)。有机氮含量、一级分解速率、沉积速率和生物扰动对NH4-N通量影响显著；孔隙度变化仅对NH4-N垂直分布存在一定影响；在生物扰动层较浅的站位氨氮氧化速率对通量无显著影响。

随着陆源有机质输入增加和农药化肥的大量使用，长江口DIN输入通量呈现逐年上升的趋势[43]；N输入通量增幅远大于P输入通量增幅，沉积物中N/P比值逐渐增加，东海近岸海域营养盐结构发生了显著改变[44]；在过去40年内，长江口邻近海域沉积物TN含量增加约36%[45]。自1970年起，长江流域水利工程的修建使得大量泥沙被拦截在水库，入海泥沙量的逐年下降导致长江三角洲地区沉积速率降低了约25%，局部区域可能存在侵蚀现象[46]。近20年来，长江口泥质区及杭州湾沿岸沉积物中粗砂组分含量逐渐降低，粉砂和黏土组分含量增加趋势明显，沉积物孔隙度将有所增加[47]。

据以往变化趋势可知，若D2站有机氮含量增加36%，通量变为0.029 1 mmol/m2·d；D3站生物扰动层厚度降为0，通量变为0.059 6 mmol/m2·d；E1站一级分解速率增加36%，通量变为0.139 mmol/m2·d；F1站沉积速率降低25%，通量变为0.094 3 mmol/m2·d；P4站孔隙度增加5%，通量无显著变化。随着长江口邻近海域沉积物TN含量的增加和沉积速率的降低，未来该海域底界面NH4-N扩散通量将近一步升高，这对于底界面沉积物氧化还原环境和水体营养盐结构的影响将逐步扩大。

图5为长江口邻近海域NO3-N模拟剖面图。通过对NO3-N成岩模型的运算，硝化速率、反硝化速率和生物扰动显著影响NO3-N扩散通量；孔隙度变化仅对扩散通量存在一定影响；沉积速率对扩散通量和NO3-N垂直分布均无显著影响。

自1980年起，长江口邻近海域底层水体出现了一定程度的缺氧现象[48]；表层沉积物在缺氧条件下，硝化作用被抑制，NO3-N优先作为有机质降解的电子受体。据以往变化趋势可知，若D2站生物扰动层厚度降为0，通量变为-1.80 mmol/m2·d；D3站生物扰动层厚度降为0，通量变为-0.039 2 mmol/m2·d，并且扩散通量由向上覆水扩散变为从上覆水向沉积物扩散；E1站反硝化速率增加36%，通量变为-0.650 mmol/m2·d；F1站沉积速率降低25%，通量无显著变化；P4站沉积物为黄色软泥，不利于氧气渗透，厌氧条件下反硝化速率是决定NO3-N垂直分布和扩散通量的主控因子[49]。若P4站孔隙度增加5%，通量变为-0.805 mmol/m2·d。据上述分析，沉积物可能将更倾向成为NO3-N的“汇”。

图4　不同条件下长江口邻近海域NH4-N垂直分布Fig.4　 NH4-N vertical distribution under different conditions in the Yangtze River Estuary adjacent waters

图5　不同条件下长江口邻近海域NO3-N垂直分布Fig.5　NO3-N vertical distribution under different conditions in the Yangtze River Estuary Adjacent Waters

成岩模型可以较好地模拟PO4-P垂直分布(见图6)。有机磷分解速率、自生磷矿沉淀速率、沉积速率和生物扰动对PO4-P通量影响显著；孔隙度变化仅对通量存在一定影响。

近年来长江口DIP输入通量逐年上升[43]，在过去40年内沉积物TP含量增加约10%[50]。据以往变化趋势可知，若D2站沉积速率降低25%，通量变为0.017 2 mmol/m2·d；D3站自生磷矿沉淀速率增加10%，通量变为0.006 60 mmol/m2·d；E1站有机磷分解速率增加10%，通量变为-0.001 29 mmol/m2·d；F1站生物扰动层厚度降为0，通量变为0.001 52 mmol/m2·d。P4站孔隙度增加5%，通量变为0.006 03 mmol/m2·d。长江口邻近海域沉积物TP含量、孔隙度的增加和沉积速率的降低将更利于PO4-P在沉积物-水界面的交换；底界面PO4-P扩散通量的增加对上层水体营养盐结构的影响将近一步扩大。

图6　不同条件下长江口邻近海域PO4-P垂直分布Fig.6　 PO4-P vertical distribution under different conditions in the Yangtze River Estuary adjacent waters

图7为长江口邻近海域SiO3-Si模拟剖面图。生物硅溶解速率和生物扰动对SiO3-Si扩散通量和垂直分布影响显著；孔隙度变化仅对SiO3-Si通量存在一定影响；沉积速率对SiO3-Si分布和通量影响不显著。

近年来随着长江大坝的投入使用，导致长江输沙量逐年减小，长江口SiO3-Si输入通量也有所降低[51]；在过去30年内沉积物中生物硅含量降低约33%[52]。据以往变化趋势可知，若D2站孔隙度增加5%，通量变为1.07 mmol/m2·d；D3站生物扰动层厚度降为0，通量变为0.169 mmol/m2·d；E1站沉积速率降低25%，通量无显著变化；F1和P4站硅溶解速率降低33%，通量变为0.721 mmol/m2·d和1.02 mmol/m2·d。随着长江口邻近海域沉积物中生物硅含量的降低，SiO3-Si扩散通量和沉积物对水体SiO3-Si贡献可能有所降低。

图7　不同条件下长江口邻近海域SiO3-Si垂直分布Fig.7　 SiO3-Si vertical distribution under different conditions in the Yangtze River Estuary adjacent waters

3　结论

(1)除NO3-N和PO4-P外，全部站位间隙水营养盐浓度均高于上覆水；长江口邻近海域上覆水为氧化态环境，DIN以NO3-N为主；间隙水为还原态环境，DIN以NH4-N为主；长江口邻近海域表层沉积物间隙水和上覆水营养盐含量相关性不显著。

(2)长江口邻近海域底界面NH4-N、NO3-N、PO4-P、SiO3-Si扩散通量分别为：0.0218～0.167、-0.751～0.178、-0.001 44～0.012 1、0.34～1.24 mmol/m2·d；沉积物是NH4-N、PO4-P和SiO3-Si的“源”，是NO3-N的“汇”。(3)长江口邻近海域营养盐扩散通量与其它地区相比较，其数值处于中等水平；成岩模型可以较好地模拟底界面营养盐垂直分布规律，并初步预测多重压力下底界面营养盐分布和通量的变化趋势。

[1]宋金明， 李学刚， 邵君波， 等. 南黄海沉积物中氮、磷的生物地球化学行为[J]. 海洋与湖沼， 2006, 37： 370-376.

Song Jinming, Li Xuegang, Shao Junbo, et al. Biogeochemical characteristics of nitrogen and phosphorus in the South Yellow Sea Sediments[J]. Oceanology and Limnology, 2006, 37: 370-376.

[2]Glé C, Amo Y D, Sautour B, et al. Variability of nutrients and phytoplankton primary production in a shallow macrotidal coastal ecosystem (Arcachon Bay, France)[J]. Estuarine, Coastal and Shelf Science, 2008, 76: 642-656.

[3]Llebot C, Spitz Y H, Solé J, et al. The role of inorganic nutrients and dissolved organic phosphorus in the phytoplankton dynamics of a mediterranean bay a modeling study [J]. Journal of Marine Systems, 2010, 83: 192-209.

[4]Engelsen A, Hulth S, Pihl L, et al. Benthic trophic status and nutrient fluxes in shallow-water sediments [J]. Estuarine, Coastal and Shelf Science, 2008, 78: 783-795.

[5]Southwell M W, Mead R N, Luquire C M, et al. Influence of organic matter source and diagenetic state on photochemical release of dissolved organic matter and nutrients from resuspendable estuarine sediments [J]. Marine Chemistry, 2011, 126: 114-119.

[6]Woulds C, Schwartz M C, Brand T, et al. Porewater nutrient concentrations and benthic nutrient fluxes across the Pakistan margin OMZ [J]. Deep-Sea Research II, 2009, 56: 333-346.

[7]Southwell M W, Kieber R J, Mead R N, et al. Effects of sunlight on the production of dissolved organic and inorganic nutrients from resuspended sediments [J]. Biogeochemistry, 2010, 98: 115-126.

[8]宋金明. 中国近海生物地球化学[M]. 济南： 山东科学技术出版社， 2004.

Song Jinming. Biological Geochemistry of Coastal Seas of China[M]. Jinan: Shandong Science and Technology Press, 2004.

[9]Liu K K, Chao S Y, Lee H J, et al. Seasonal variation of primary productivity in the East China Sea: A numerical study based on coupled physical-biogeochemical model [J]. Deep-Sea Research II, 2010, 57: 1762-1782.

[10]Mayer L M, Macko S A, Cammen L. Provenance, concentrations and nature of sedimentary organic nitrogen in the gulf of Maine [J]. Marine Chemistry, 1988, 25: 291-304.

[11]宋金明. 中国近海沉积物-海水界面化学[M]. 北京： 海洋出版社， 1997.

Song Jinming. Offshore Sediments of China-Seawater Interface Chemistry[M]. Beijing: China Ocean Press, 1997.

[12]Michael D K, Robert A B. The diagenesis of phosphorus in a nearshore marine sediment [J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 1981, 45(2): 207-216.

[13]赵一阳， 鄢明才. 中国浅海沉积物地球化学[M]. 北京： 科学出版社， 1994.

Zhao Yiyang, Yan Mingcai. Geochemistry of Shallow marine sediments in China[M]. Beijing: Science Press, 1994.

[14]Deek A, Emeis K, Beusekom J. Nitrogen removal in coastal sediments of the German Wadden Sea [J]. Biogeochemistry, 2012, 108: 467-483.

[15]Forster S. Spatial and temporal distribution of oxidation events occurring below the sediment-water interface [J]. Marine Ecology, 1996, 17: 309-319.

[16]Kristensen E, Andersen F, Holmboe N, et al. Carbon and nitrogen mineralization in sediments of the Bangrong mangrove area, Phuket, Thailand [J]. Aquatic Microbial Ecology, 2000, 22: 199-213.

[17]Aller R C, Aller J Y. The effect of biogenic irrigation intensity and solute exchange on diagenetic reaction rates in marine sediments [J]. Journal of Marine Research, 1998, 56: 905-936.

[18]Sandnes J, Forbes T, Hansen R, et al. Bioturbation and irrigation in natural sediments, described by animal-community parameters [J]. Marine Ecology Progress Series, 2000, 197: 169-179.

[19]Aller R C, Mackin J E, Ullman W J, et al. Early chemical diagenesis, sediment-water solute exchange, and storage of reactive organic matter near the mouth of the Changjiang, East China Sea [J]. Continental Shelf Research, 1985, 4(1/2): 227-251.

[20]Berner R A. Phosphate removal from sea water by adsorption on volcanogenic ferric oxides [J]. Earth and Planetary Science Letters, 1973, 18: 77-86.

[21]Jensen H S, Mortensen P B, Andersen F, et al. Phosphorus cycling in a costal marine sediment, Aarhus Bay, Denmark [J]. Limnology and Oceanography, 1995, 40(5): 908-917.

[22]Treguer P, Nelson D M, Bennekom A J V, et al. The silica balance in the world ocean: A reestimate [J]. Science, 1995, 113: 57-70.

[23]Cappellen P V, Dixit S, Beusekom J V. Biogenic silica dissolution in the oceans: Reconciling experimental and field-based dissolution rates [J]. Global Biogeochemical Cycles, 2002, 16: 1075.

[24]刘素美， 江文胜， 张经. 用成岩模型计算沉积物-水界面营养盐的交换通量—以渤海为例[J]. 中国海洋大学学报(自然科学版)， 2005， 35(1)： 145-151.

Liu Sumei, Jiang Wensheng, Zhang Jing. Exchange fluxes of nutrients at sediment-water interface calculated by the diagenesis model: the Bohai sea[J]. Periodical of Ocean University of China, 2005: 35(1): 145-151.

[25]Dale A W, Sommer S, Ryabenko E, et al. Benthic nitrogen fluxes and fractionation of nitrate in the Mauritanian oxygen minimum zone (Eastern Tropical North Atlantic) [J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2014, 134: 234-256.

[26]Valeriy Y, Yuliya V, Dmytro D, et al. Nitrates in springs and rivers of East Ukraine: Distribution, contamination and fluxes [J]. Applied Geochemistry, 2015, 53: 71-78.

[27]Sundby B, Gobeil C, Silverberg N, et al. The phosphorus cycle in coastal marine sediments [J]. Limnology and Oceanography, 1992, 37: 1129-1145.

[28]Froelich P N. Kinetic control of dissolved phosphate in natural rivers and estuaries: A primer on the phosphate buffer mechanism [J]. Limnology and Oceanography, 1988, 33: 649-668.

[29]Loeff M M. Nutrients in the interstitial waters of the southern bight of the North Sea [J]. Netherlands Journal of Sea Research, 1980, 14: 144-171.

[30]叶曦雯， 刘素美， 张经. 生物硅的测定及其生物地球化学意义[J]. 地球科学进展， 2003, 18(3)： 420-426.

Ye Xiwen, Liu Sumei, Zhang Jing. The determination of biogenic silica and its biogeochemistry significance[J]. Advances in Earth Science, 2003, 18(3): 420-426.

[31]Jahnke R A, Nelson J R, Marinelli R L, et al. Benthic flux of biogenic elements on the Southeastern US continental shelf: influence of pore water advective transport and benthic microalgae [J]. Continental Shelf Research, 2000, 20: 109-127.

[32]胡佶， 张传松， 王修林， 等. 东海春季赤潮前后沉积物-海水界面营养盐交换速率的研究[J]. 环境科学， 2007， 28： 1442-1448.

Hu Ji,Zhang Chuansong, Wang Xiulin, et al. Exchange rates of dissolved nutrients at the sediment-water interface before and after diatom bloom in the East China Sea in spring[J]. Environmental Science, 2007, 28: 1442-1448.

[33]孙珊， 刘素美， 任景玲， 等. 桑沟湾养殖海域营养盐和沉积物-水界面扩散通量研究[J]. 海洋学报， 2010， 32(6)： 108-117.

Sun Shan, Liu Sumei, Ren Jingling, et al. Distribution features of nutrients and flux across the sediment-water interface in the Sanggou Bay[J]. Acta Oceanologica Sinica, 2010, 32(6): 108-117.

[34]Thibodeau B, Lehmann M F, Kowarzyk J, et al. Benthic nutrient fluxes along the Laurentian Channel: Impacts on the N budget of the St. Lawrence marine system [J]. Estuarine, Coastal and Shelf Science, 2010, 90: 195-205.

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

[36]Lehrter J C, Beddick D L, Devereux R, et al. Sediment-water fluxes of dissolved inorganic carbon, O2, nutrients, and N2from the hypoxic region of the Louisiana continental shelf [J]. Biogeochemistry, 2012, 109: 233-252.

[37]Vittor C D, Faganeli J, Emili A, et al. Benthic fluxes of oxygen, carbon and nutrients in the Marano and Grado Lagoon (northern Adriatic Sea, Italy)[J]. Estuarine, Coastal and Shelf Science, 2012, 113: 57-70.

[38]Berelson W M, McManus J, Severmann S, et al. Benthic flux of oxygen and nutrients across Oregon/California shelf sediments [J]. Continental Shelf Research, 2013, 55: 66-75.

[39]Zhang L, Wang L, Yin K D, et al. Pore water nutrient characteristics and the fluxes across the sediment in the Pearl River estuary and adjacent waters, China [J]. Estuarine, Coastal and Shelf Science, 2013, 133: 182-192.

[40]Lerat Y, Lasserre P, Corre P L. Seasonal changes in pore water concentrations of nutrients and their diffusive fluxes at the sediment-water interface [J]. Journal of Experimental Marine Biology and Ecology, 1990, 135: 135-160.

[41]Cowan J L W, Pennock J R, Boynton W R. Seasonal and interannual patterns of sediment-water nutrient and oxygen fluxes in Mobile Bay, Alabama (USA): Regulating factors and ecological significance [J]. Marine Ecology Progress Series, 1996, 141: 229-245.

[42]D’Andrea A F, DeWitt T H. Geochemical ecosystem engineering by the mud shrimp Upogebia pugettensis (Crustacea: Thalassinidae) in Yaquina Bay, Oregon: Density-dependent effects on organic matter remineralization and nutrient cycling [J]. Limnology and Oceanography, 2009, 54: 1911-1932.

[43]Zhang S, Ji H B, Yan W J, et al. Composition and flux of nutrients transport to the Changjiang Estuary[J]. Journal of Geographical Sciences, 2003, 13: 3-12.

[44]Chai C, Yu Z M, Song X X, et al. The status and characteristics of eutrophication in the Yangtze River (Changjiang) Estuary and the adjacent East China Sea, China [J]. Hydrobiologia, 2006, 563: 313-328.

[45]Feng X W, Jing X L, Yu X G, et al. Sedimentary records of eutrophication in the Changjiang Estuary upwelling area over last 100a[J]. Acta Oceanologica Sinica, 2008, 27: 49-61.

[46]王安东， 潘少明， 张永战， 等. 长江口水下三角洲现代沉积速率[J]. 海洋地质与第四纪地质， 2010, 30： 1-6.

Wang andong, Pan shaoming, Zhang yongzhan, et al. Modern Sedimentation Rate of the Submarine Delta of the Changjiang River[M]. [s.1]: Marine Geology & Quaternary Geology, 2010, 30: 1-6.

[47]刘升发， 石学法， 刘焱光， 等. 东海内陆架泥质区沉积速率[J]. 海洋地质与第四纪地质, 2009, 29: 1-7.

Liu Shengfa, Shi Xuefa, Liu Yanguang, et al. Sedimentation rate of mud area in the east china sea inner continental shelf[J]. Marine Geology & Quaternary Geology, 2009, 29: 1-7.

[48]Li D J, Zhang J, Huang D J, et al. Oxygen depletion off the Changjiang (Yangtze River) Estuary [J]. Science in China, 2002, 45: 1137-1146.

[49]Wang B D, Wei Q S, Chen J F, et al. Annual cycle of hypoxia off the Changjiang (Yangtze River) Estuary [J]. Marine Environmental Research, 2012, 77: 1-5.

[50]Zheng L, Ye Y, Zhou H Y. Phosphorus forms in sediments of the East China Sea and its environmental significance[J]. Journal of Geographical Sciences, 2004, 14: 113-120.

[51]Li M, Xu K, Watanabe M, et al. Long-term variations in dissolved silicate, nitrogen, and phosphorus flux from the Yangtze River into the East China Sea and impacts on estuarine ecosystem[J]. Estuarine, Coastal and Shelf Science, 2007, 71: 3-12.

[52]Jin H Y, Chen J F, Weng H X, et al. Variations in paleoproductivity and the environmental implications over the past six decades in the Changjiang Estuary [J]. Acta Oceanologica Sinica, 2010, 29: 38-45.

责任编辑徐环

Research of Pore Water Nutrients Diffusion Fluxes in the Yangtze River Estuary Adjacent Waters

HUANG Jin, LIU Su-Mei

(The Key Laboratory of Marine Chemistry Theory and Technology, Ministry of Education, Ocean University of China, Qingdao 266100, China)

In November 2011, investigations were carried out in the Yangtze River Estuary Adjacent Waters to understand nutrients composition and distribution feature in overlying water and pore water; The diagenetic models were applied to calculate benthic nutrients fluxes, to analyze main factors which affect nutrients diffusion fluxes and fluxes tendencies in future. The results showed that: According to diagenetic model, benthic nutrients diffusion fluxes were 0.021 8～0.167 0 mmol/m2·d for NH4-N, -0.751～0.178 mmol/m2·d for NO3-N, -0.001 44～0.012 1 mmol/m2·d for PO4-P and 0.34～1.24 mmol/m2·d for SiO3-Si; The spatial-temporal distribution of overlying water and pore water nutrients in the Yangtze River Estuary Adjacent Waters were influenced by factors as terrigenous input, biogeochemical process, bioturbation and sedimentary type. Comparison with other regions indicated that nutrients fluxes of the Yangtze River Estuary Adjacent Waters ranked at medium level.

pore water; nutrient; sediment-water interface; diffusion flux; Yangtze River Estuary

国家重点基础研究发展规划项目“多重压力下近海生态系统可持续产出与适应性管理”(2011CB409800)资助

2015-05-26；

2015-09-11

黄金(1990-)，男，硕士生。E-mail: 1218005300@qq.com

❋❋通讯作者：E-mail: sumeiliu@ouc.edu.cn

P734.4

A

1672-5174(2016)10-073-09

10.16441/j.cnki.hdxb.20150193

Supported by the National Development Scheme of Key Fundamental Research of China“Sustainable Output and Adaptive Management of Coastal Ecosystem Under Multiple Pressures” (2011CB409800)