• 中文核心期刊
  • 中国科技核心期刊
  • ISSN 1007-6336
  • CN 21-1168/X

留言板

尊敬的读者、作者、审稿人, 关于本刊的投稿、审稿、编辑和出版的任何问题, 您可以本页添加留言。我们将尽快给您答复。谢谢您的支持!

姓名
邮箱
手机号码
标题
留言内容
验证码

226Ra和228Ra对南海北部陆坡水团的示踪作用

郎琳 刘建安 钟强强 杜金洲

引用本文:
Citation:

226Ra和228Ra对南海北部陆坡水团的示踪作用

    作者简介: 郎 琳(1992-),女,黑龙江哈尔滨人,硕士,主要从事镭同位素示踪作用的研究,E-mail:51163904018@stu.ecnu.edu.cn;
    通讯作者: 杜金洲(1964-),男,教授,主要从事同位素海洋化学研究,E-mail:jzdu@sklec.ecnu.edu.cn
  • 基金项目: 国家重点基础研究发展计划(973)“南海陆坡生态系统动力学与生物资源的可持续利用”项目的第二课题“陆坡上生源要素的输运和循环过程研究”(2014CB441502)

Water mixing in the northern slope of the South China Sea as traced by 226Ra and 228Ra

  • 摘要: 镭同位素是研究海洋水体运动及混合过程理想的示踪物质。本文基于2017年3月春季南海北部陆坡海域调查,分析了水体中226Ra和228Ra的活度分布特征。研究结果表明:表层海水中226Ra和228Ra活度范围分别为6.4~10.7 dpm/100 L和4.6~26.0 dpm/100 L。表层海水中228Ra/226Ra放射性活度比、温度以及盐度变化表明调查区域表层水主要由南海海水和黑潮分支海水两种水团组成,结合双端元混合模型估算采样区域二者所占比重范围分别为0.13~1.05和−0.05~0.87。226Ra和228Ra在垂向上活度范围分别为5.9~29.7 dpm/100 L和2.6~6.5 dpm/100 L,通过镭同位素的垂向分布结合稳态假设和226Ra和228Ra的双箱模型估算了南海北部陆坡1500 m层以下海水的滞留时间范围为14~61 a。
  • 图 1  (a)南海2017年3月17日至2017年3月25日期间表层海流及流速示意图(SC, 陆坡流;SCSWC, 南海暖流;KC, 黑潮;BKC, 黑潮南海分支流)(改自https://www7320.nrlssc.navy.mil/GLBhycomcice1-12/navo/arc_list_schinaspdcur.html#2017);(b)采样站位图(红色圆点为采样站位)

    Figure 1.  (a)Schematic diagram of surface current and current velocity in the South China Sea from March 17, 2017 to March 25, 2017 (SC, Slope Current; SCSWC, South China Sea Warm Current; KC, Kuroshio Current; BKC, Branch of Kuroshio Current) (adapted from https://www7320.nrlssc.navy.mil/GLBhycomcice1-12/navo/arc_list_schinaspdcur.html#2017);(b)Sampling sites during the cruise (The red dot represents the sampling station)

    图 2  南海北部陆坡表层海水(a)226Ra活度、(b)228Ra活度、(c)228Ra/226Ra活度比、(d)温度及(e)盐度分布

    Figure 2.  Surface distribution of (a) 226Ra activity, (b) 228Ra activity, (c) 228Ra/226Ra activity ratio, (d) temperature and (e) salinity in the northern slope of the South China Sea

    图 3  南海北部陆坡表层海水(a)226Ra活度、(b)228Ra活度 及(c) 228Ra/226Ra放射性活度比与盐度关系(SCSW代表南海海水,BKW代表黑潮分支水)

    Figure 3.  Diagrams of (a) 226Ra activity, (b) 228Ra activity and (c) 228Ra/226Ra activity ratio versus salinity in the surface water of the northern slope of South China Sea (SCSW represents South China Sea Water, BKW represents Branch of Kuroshio Water)

    图 4  L06站位(a)温度、盐度,(b)226Ra活度以及(c)228Ra、228Th活度和二者差值的垂向分布

    Figure 4.  Profiles of (a) temperature and salinity, (b) 226Ra and (c) 228Ra, 228Th activities and their discrepancy at station L06

    图 5  南海北部陆坡海域海水中226Ra、228Ra的双箱模型(MLW代表混合层海水,LLW代表过渡层海水,DLW代表深层海水)

    Figure 5.  The two-box model of 226Ra and 228Ra in the northern slope of the South China Sea (MLW represents mixed layer water, LLW represents intermediate layer water, and DLW represents deep layer water)

    图 6  τw对(a)[226Ra](M+L),(b)[228Ra](M+L),(c)[226Ra]D及(d)[228Ra]D变化的敏感性分析图

    Figure 6.  Sensitivity analysis diagram of τw to changes of (a) [226Ra](M+L), (b) [228Ra](M+L), (c) [226Ra]D and (d) [228Ra]D

    表 1  南海北部陆坡表层海水中228Ra和226Ra 的活度

    Table 1.  228Ra and 226Ra activity in the surface water of the northern slope of South China Sea

    样品名经度纬度采样时间/年/月/日T/℃S228Ra活度/dpm•100 L−1226Ra活度/dpm•100 L−1228Ra/226Ra
    L01114.23°E20.33°N2017-03-1724.1834.0817.2 ± 1.49.4 ± 1.01.83 ± 0.25
    L02114.49°E19.87°N2017-03-1724.8433.9720.7 ± 1.29.5 ± 0.72.17 ± 0.20
    L03114.77°E19.38°N2017-03-1926.3833.3323.9 ± 1.249.3 ± 0.82.56 ± 0.26
    L04115.12°E18.92°N2017-03-2025.4334.0212.3 ± 0.96.7 ± 0.61.84 ± 0.21
    L05115.60°E19.17°N2017-03-2025.2234.638.1 ± 1.68.8 ± 0.90.91 ± 0.20
    L06115.33°E19.63°N2017-03-2124.6134.634.9 ± 0.66.4 ± 0.70.76 ± 0.13
    L07115.01°E20.09°N2017-03-2125.8633.8421.6 ± 1.210.7 ± 0.82.03 ± 0.19
    L08114.73°E20.56°N2017-03-2225.6733.7726.0 ± 1.110.1 ± 0.72.58 ± 0.21
    L09115.27°E20.79°N2017-03-2225.8633.7424.2 ± 1.010.6 ± 0.82.28 ± 0.20
    L10115.60°E20.36°N2017-03-2324.8334.587.4 ± 0.96.5 ± 0.71.14 ± 0.18
    L11115.87°E19.85°N2017-03-2424.7334.704.6 ± 0.87.6 ± 0.80.61 ± 0.12
    L12116.18°E19.40°N2017-03-2425.1334.705.8 ± 1.18.9 ± 0.90.65 ± 0.14
    L13116.75°E19.66°N2017-03-2424.7134.665.3 ± 0.67.9 ± 0.80.66 ± 0.10
    L14116.39°E20.10°N2017-03-2425.0134.485.5 ± 1.19.0 ± 0.70.61 ± 0.13
    L15116.12°E20.61°N2017-03-2524.7834.517.6 ± 1.09.0 ± 0.80.85 ± 0.13
    L16115.80°E21.00°N2017-03-2525.3234.0520.3 ± 1.29.8 ± 0.82.08 ± 0.21
    下载: 导出CSV

    表 2  L06站位不同层次海水中镭同位素(228Ra,226Ra)活度

    Table 2.  Radium isotopes (228Ra and 226Ra) in seawater of different depths at station L06

    深度/mT/℃S226Ra活度/dpm •100L−1228Ra活度/dpm •100L−1228Th活度/ dpm •100L−1
    224.6134.636.4 ± 0.74.9 ± 0.62.8 ± 0.7
    1024.6234.636.7 ± 0.76.1 ± 0.71.1 ± 0.8
    2524.1334.645.9 ± 0.64.7 ± 0.83.8 ± 0.9
    4024.0934.678.7 ± 0.66.5 ± 0.7-0.5 ± 0.6
    7524.0434.755.9 ± 0.25.4 ± 0.77.5 ± 1.4
    14022.5534.756.2 ± 0.62.9 ± 0.93.2 ± 1.0
    20017.1934.677.9 ± 0.83.6 ± 0.91.2 ± 0.8
    31012.7234.448.2 ± 0.62.6 ± 0.70.8 ± 0.6
    7007.0434.4319.4 ± 0.63.0 ± 0.72.2 ± 0.6
    10004.8134.5022.3 ± 0.93.2 ± 1.00.9 ± 0.8
    15003.0434.5826.0 ± 1.13.6 ± 1.40.8 ± 1.1
    19472.5534.6029.7 ± 2.13.7 ± 1.40.5 ± 1.1
    下载: 导出CSV

    表 3  各站位水团组成

    Table 3.  Proportion of water masses at each station

    站位占比
    SCSWBKW
    L010.660.34
    L020.830.17
    L031.04−0.04
    L040.760.24
    L050.450.55
    L060.190.81
    L070.760.24
    L081.05−0.05
    L090.890.11
    L100.350.65
    L110.130.87
    L120.150.85
    L130.150.85
    L140.130.87
    L150.230.77
    L160.780.22
    下载: 导出CSV

    表 4  文献中南海深层海水滞留时间

    Table 4.  Comparison of the DLW's residence time in the South China Sea from the literature

    海域水深/m估算方法滞留时间/a参考文献
    南海1900放射性核素14C估算法< 100[22]
    南海2000 ~ 2700水体体积、流量估算法40 ~ 115[23]
    南海> 1500物理模型估算法< 30[24]
    南海北部> 1500物理模型估算法25[20]
    南海北部> 1500放射性核素226, 228Ra估算法14 ~ 61本文
    下载: 导出CSV
  • [1] KOCZY, F F. Natural radium as a tracer in the ocean[C]// Proceedings of the 2nd International Conference on the Peaceful Uses of Atomic Energy. New York: United Nations, 1958, (18): 351-357.
    [2] CHUNG Y, CRAIG H. 226Ra in the Pacific Ocean[J]. Earth and Planetary Science Letters, 1980, 49(2): 267-292. doi: 10.1016/0012-821X(80)90072-2
    [3] CHEN W F, LIU Q, HUH C A, et al. Signature of the Mekong River plume in the western South China Sea revealed by radium isotopes[J]. Journal of Geophysical Research: Oceans, 2010, 115(C12): C12002. doi: 10.1029/2010JC006460
    [4] LIU J A, SU N, WANG X L, et al. Submarine groundwater discharge and associated nutrient fluxes into the Southern Yellow Sea: A case study for semi‐enclosed and oligotrophic seas‐implication for green tide bloom[J]. Journal of Geophysical Research: Oceans, 2017, 122(1): 139-152. doi: 10.1002/jgrc.v122.1
    [5] INOUE M, MINAKAWA M, YOSHIDA K, et al. Vertical profiles of 228Ra and 226Ra activities in the Sea of Japan and their implications on water circulation[J]. Journal of Radioanalytical and Nuclear Chemistry, 2015, 303(2): 1309-1312. doi: 10.1007/s10967-014-3492-4
    [6] VAN AKEN H M. The hydrography of the mid-latitude northeast Atlantic Ocean: I: The deep water masses[J]. Deep Sea Research Part I: Oceanographic Research Papers, 2000, 47(5): 757-788. doi: 10.1016/S0967-0637(99)00092-8
    [7] HUNG J J, WANG S M, CHEN Y L. Biogeochemical controls on distributions and fluxes of dissolved and particulate organic carbon in the Northern South China Sea[J]. Deep Sea Research Part II: Topical Studies in Oceanography, 2007, 54(14–15): 1486-1503. doi: 10.1016/j.dsr2.2007.05.006
    [8] 苏纪兰. 南海环流动力机制研究综述[J]. 海洋学报, 2005, 27(6): 1-8.
    [9] FANG G H, FANG W D, FANG Y, et al. A survey of studies on the South China Sea upper ocean circulation[J]. Acta Oceanographica Taiwanica, 1998, 37(1): 1-16.
    [10] JIA Y L, LIU Q Y. Eddy shedding from the Kuroshio bend at Luzon Strait[J]. Journal of Oceanography, 2004, 60(6): 1063-1069. doi: 10.1007/s10872-005-0014-6
    [11] 杨海军, 刘秦玉. 南海海洋环流研究综述[J]. 地球科学进展, 1998, 13(4): 364-368.
    [12] MOORE W S. Fifteen years experience in measuring 224Ra and 223Ra by delayed-coincidence counting[J]. Marine Chemistry, 2007, 109(3/4): 188-197.
    [13] 杨丽芬, 田纪伟, 谢玲玲. 南海北部陆坡区混合过程观测[J]. 海洋科学, 2008, 32(12): 10-16.
    [14] 刘广山. 同位素海洋学[M]. 郑州: 郑州大学出版社, 2010.
    [15] CAI P H, CHEN W F, DAI M H, et al. A high‐resolution study of particle export in the southern South China Sea based on 234Th: 238U disequilibrium[J]. Journal of Geophysical Research: Oceans, 2008, 113(C4): C04019.
    [16] MOORE W S, TODD J F. Radium isotopes in the Orinoco estuary and eastern Caribbean Sea[J]. Journal of Geophysical Research: Oceans, 1993, 98(C2): 2233-2244. doi: 10.1029/92JC02760
    [17] 谭萼辉. 中国南海北部与东海陆架区冬季海底地下水排放通量及其生物地球化学效应的比较[D]. 厦门: 厦门大学, 2015.
    [18] NOZAKI Y, TSUBOTA H, KASEMSUPAYA V, et al. Residence times of surface water and particle-reactive 210Pb and 210Po in the East China and Yellow seas[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 1991, 55(5): 1265-1272. doi: 10.1016/0016-7037(91)90305-O
    [19] 苏 妮. 镭同位素示踪的近岸水体混合和海底地下水排泄[D]. 上海: 华东师范大学, 2013.
    [20] LIU Z Q, GAN J P. Three‐dimensional pathways of water masses in the South China Sea: A modeling study[J]. Journal of Geophysical Research: Oceans, 2017, 122(7): 6039-6054. doi: 10.1002/jgrc.v122.7
    [21] 刘广山, 黄奕普, 陈 敏, 等. 南海东北部表层沉积物天然放射性核素与137Cs[J]. 海洋学报, 2001, 23(6): 76-84.
    [22] BROECKER W S, PATZERT W C, TOGGWEILER J R, et al. Hydrography, chemistry, and radioisotopes in the southeast Asian basins[J]. Journal of Geophysical Research: Oceans, 1986, 91(C12): 14345-14354. doi: 10.1029/JC091iC12p14345
    [23] GONG G C, LIU K K, LIU C T, et al. The chemical hydrography of the South China Sea west of Luzon and a comparison with the West Philippine Sea[J]. Terrestrial, Atmospheric and Oceanic Sciences, 1992, 3(4): 587-602. doi: 10.3319/TAO.1992.3.4.587(O)
    [24] QU T, GIRTON J B, WHITEHEAD J A. Deepwater overflow through Luzon strait[J]. Journal of Geophysical Research: Oceans, 2006, 111(C1): C01002.
  • [1] 张晓洁徐晓涵相湛昌杨迪松张晓影许博超 . 黄河下游地下水中镭氡同位素的分布及影响因素研究. 海洋环境科学, doi: 10.13634/j.cnki.mes20180101
    [2] 邢万里陈小刚杜金洲 . 基于镭同位素示踪的嵊泗高场湾海底地下水排放. 海洋环境科学, doi: 10.12111/j.mes20190601
    [3] 王景任景玲王召伟杨亭亭张瑞峰刘素美 . 珠江口和南海北部海水中的总溶解无机As. 海洋环境科学, doi: 10.13634/j.cnki.mes20180109
    [4] 季凤云郭立梅李洪波明红霞苏洁昝帅君关春江马悦欣王建宁赵文樊景凤 . 南海北部细菌丰度和细菌生产力分布及其与环境因子相关性. 海洋环境科学, doi: 10.13634/j.cnki.mes20170306
    [5] 夏冬米铁柱甄毓江雪艳许博超 . 海水对含水层沉积物中镭解吸的模拟实验. 海洋环境科学, doi: 10.13634/j.cnki.mes20160110
    [6] 龚词杨桂朋 . 夏季南海北部溶解碳水化合物浓度分布. 海洋环境科学, doi: 10.13634/j.cnki.mes20170301
    [7] 张硕谢斌符小明张虎李云凯 . 应用稳定同位素技术对海州湾拖网渔获物营养级的研究. 海洋环境科学, doi: 10.13634/j.cnki.mes20160405
    [8] 隋娟娟江雪艳许博超于志刚 . 黄河干流铀同位素的沿程变化及入海通量. 海洋环境科学, doi: 10.13634/j.cnki.mes20160305
    [9] 刘瑀张旭峰李颖赵新达王海霞 . 黄渤海刺参稳定同位素组成特征的初步研究. 海洋环境科学, doi: 10.13634/j.cnki.mes20170106
    [10] 王玉珏邸宝平李欣刘东艳 . 潮间带大型海藻氮稳定同位素的环境指示作用. 海洋环境科学, doi: 10.13634/j.cnki.mes20160203
    [11] 林华 . 海洋N2O氮、氧同位素组成研究进展. 海洋环境科学, doi: 10.13634/j.cnki.mes20160625
    [12] 刘瑀王海霞冯天姝李颖韩俊松 . 溢油长期风化的碳稳定同位素指纹变化规律. 海洋环境科学, doi: 10.13634/j.cnki.mes20160520
    [13] 刘瑀陈文静王海霞蒋大伟 . 不同产地原油的碳稳定同位素组成特征研究. 海洋环境科学, doi: 10.13634/j.cnki.mes20170510
    [14] 许吉翔刘瑀蒋大伟王海霞 . 原油中芳烃及其碳稳定同位素组成特征. 海洋环境科学, doi: 10.12111/j.mes20190309
    [15] 刘瑀姚敬元李颖冯天姝 . 溢油胁迫下海洋微藻脂肪酸合成过程中碳稳定同位素分馏效应. 海洋环境科学, doi: 10.13634/j.cnki.mes20150110
    [16] 刘瑀赵新达方志强李颖张旭峰 . 基于氨基酸碳稳定同位素的黄渤海刺参产地溯源的研究. 海洋环境科学, doi: 10.12111/j.cnki.mes20180310
    [17] 谭扬吴学丽侯立杰 . 样品处理方法对海洋沉积物有机碳稳定同位素测定的影响. 海洋环境科学, doi: 10.12111/j.cnki.mes20180523
    [18] 刘瑀李颖王晓琦王海霞韩俊松 . 原油分散液对小新月菱形藻C、N稳定同位素组成的影响. 海洋环境科学, doi: 10.13634/j.cnki.mes20150405
    [19] 陈伟霖缪绅裕陶文琴龙连娣戴文坛刘志群陈学梅易祖盛 . 珠海淇澳与广州南沙湿地3种植物稳定碳氮同位素组成比较. 海洋环境科学, doi: 10.13634/j.cnki.mes20180107
    [20] 刘瑀王海霞李晓琳李颖 . 赤潮过程中塔玛亚历山大藻(Alexandrium tamareme)C、N稳定同位素组成的变化规律. 海洋环境科学, doi: 10.13634/j.cnki.mes20150524
  • 加载中
图(6)表(4)
计量
  • 文章访问数:  1359
  • HTML全文浏览量:  866
  • PDF下载量:  2
出版历程
  • 收稿日期:  2019-01-22
  • 录用日期:  2019-04-22
  • 网络出版日期:  2019-12-10

226Ra和228Ra对南海北部陆坡水团的示踪作用

    作者简介:郎 琳(1992-),女,黑龙江哈尔滨人,硕士,主要从事镭同位素示踪作用的研究,E-mail:51163904018@stu.ecnu.edu.cn
    通讯作者: 杜金洲(1964-),男,教授,主要从事同位素海洋化学研究,E-mail:jzdu@sklec.ecnu.edu.cn
  • 华东师范大学 河口海岸学国家重点实验室,上海 200241
基金项目: 国家重点基础研究发展计划(973)“南海陆坡生态系统动力学与生物资源的可持续利用”项目的第二课题“陆坡上生源要素的输运和循环过程研究”(2014CB441502)

摘要: 镭同位素是研究海洋水体运动及混合过程理想的示踪物质。本文基于2017年3月春季南海北部陆坡海域调查,分析了水体中226Ra和228Ra的活度分布特征。研究结果表明:表层海水中226Ra和228Ra活度范围分别为6.4~10.7 dpm/100 L和4.6~26.0 dpm/100 L。表层海水中228Ra/226Ra放射性活度比、温度以及盐度变化表明调查区域表层水主要由南海海水和黑潮分支海水两种水团组成,结合双端元混合模型估算采样区域二者所占比重范围分别为0.13~1.05和−0.05~0.87。226Ra和228Ra在垂向上活度范围分别为5.9~29.7 dpm/100 L和2.6~6.5 dpm/100 L,通过镭同位素的垂向分布结合稳态假设和226Ra和228Ra的双箱模型估算了南海北部陆坡1500 m层以下海水的滞留时间范围为14~61 a。

English Abstract

  • 放射性核素是海洋学过程研究的重要示踪工具,镭同位素(Ra)因其在海水中主要呈溶解态且存在四种半衰期不同的天然放射性同位素(223Ra、224Ra、226Ra、228Ra)而被广泛应用于海洋学研究中,其中226Ra(T1/2 = 1622 a)和228Ra(T1/2 = 5.75 a)半衰期较长,是研究较长时空尺度海洋过程的理想示踪剂。长半衰期镭同位素(226Ra和228Ra)示踪海洋过程的研究由Koczy[1]首次提出。而对海水中长半衰期镭同位素比较全面、系统的研究始于20世纪70年代起的GEOSECS(geochemical ocean sections study)和TTO(transient tracers in the ocean)等国际调查项目[2]。随着GEOSECS和TTO等项目的推进,长半衰镭同位素历史数据不断积累,关于长半衰镭同位素示踪方面的研究也越来越广泛。目前,长半衰期镭同位素已成功应用于示踪海洋中水团混合[3]、扩散[2]以及估算海底地下水排泄通量[4]和深层海水滞留时间[5]等。虽然海水的盐度以及其中硅的分布也可以反映海水中的水体混合过程[6],但是海水尤其是表层海水的盐度会因降水和蒸发过程而改变,硅对在海水中的含量也会因一些生物过程而改变,而海水中228Ra/226Ra活度比则不会受蒸发、降水及生物活动的影响,其变化主要受控于228Ra的衰变以及水体的混合过程,故利用228Ra/226Ra活度比不仅可以很大程度上避免其他水文指标分析水团结构时所产生的问题,还可以将时间因素与水体的运动有效结合,因此,使用镭同位素示踪海洋中的混合过程有着不可替代的优势。

    南海是热带西北太平洋的一个半封闭型边缘海,也是中国最大的边缘海。由于珠江以及湄公河中淡水的大量输入,南海海水的盐度往往明显低于外西北太平洋海水[7]。南海具有丰富的渔业资源,而南海北部更是我国传统渔业的集中地。在季风和黑潮入侵等动力因子的影响下,南海北部海域常表现出复杂多变的环流形式[8],这些环流除了引起水体的混合外,常常会伴随营养物质的交换与输运,而营养物质在海洋中的分布情况直接影响了海洋中的生物活动。因此,分析海洋中水团的分布及运动有助于认识水体尤其是水体中营养物质的混合机制,从而帮助了解渔场的形成和变动,对于我国发展渔业资源具有重大的意义。此外,南海北部边缘盆地具有巨大的油气资源潜力及勘探前景,但资源的开采往往伴随着环境污染等问题,而研究南海深层水体运移过程对资源开采后的环境影响有着重要的预测意义。

    本文利用长半衰期镭同位素的水平和垂向分布,阐明了南海北部陆坡海区的水体混合过程,同时估算了其深层水的滞留时间,为研究南海北部陆坡生源要素的生物地球化学循环及预测南海北部深海资源开采的环境影响提供了重要参数。

    • 本文研究区域南海北部陆坡海域(114.23°E—116.75°E,18.92°N—21.00°N)环流及局地风场复杂多变,各类旋涡频发[8]。调查期间研究区域主要存在以下三个流系,如图1(a)所示:(1)因常年被气旋式环流所控制,南海北部存在一支西南向陆坡流(SC)[9];(2)采样期间采样区域存在一个旋涡,这个旋涡可与黑潮相互作用从而使黑潮南海分支(BKC)入侵南海[10];(3)由于东北季风的存在,在陆坡与陆架之间常存在一支东北向的南海暖流(SCSWC)[11]。这些流系的存在直接引起了南海北部海域水体的交换,从而对局部的生物地球化学循环造成影响。

      图  1  (a)南海2017年3月17日至2017年3月25日期间表层海流及流速示意图(SC, 陆坡流;SCSWC, 南海暖流;KC, 黑潮;BKC, 黑潮南海分支流)(改自https://www7320.nrlssc.navy.mil/GLBhycomcice1-12/navo/arc_list_schinaspdcur.html#2017);(b)采样站位图(红色圆点为采样站位)

      Figure 1.  (a)Schematic diagram of surface current and current velocity in the South China Sea from March 17, 2017 to March 25, 2017 (SC, Slope Current; SCSWC, South China Sea Warm Current; KC, Kuroshio Current; BKC, Branch of Kuroshio Current) (adapted from https://www7320.nrlssc.navy.mil/GLBhycomcice1-12/navo/arc_list_schinaspdcur.html#2017);(b)Sampling sites during the cruise (The red dot represents the sampling station)

    • 本研究搭载973项目“南海陆坡生态系统动力学与生物资源的可持续利用”2017年3月春季航次,采集了16个镭同位素表层样品和12个镭同位素层次样品,研究区域及采样站位如图1所示。图1(a)为南海2017年3月17日—2017年3月25日期间表层海流及流速示意图,图1(b)为采样站位图。

      镭同位素样品采集体积为40~60 L,并在现场完成富集,样品处理过程如下:利用潜水泵现场抽取表层水样,或利用船载CTD采集深层水样,将水样储存于洁净的高密度聚乙烯桶中,记录采样体积,使水样通过装有20 g锰纤维的样品柱以富集水体中的镭同位素,流速应控制在低于1 L/min以确保富集效率维持在97 %以上[12]。锰纤维样品带回实验室后,用Milli-Q水清洗3~5次,再放入烘箱在50 ℃下烘干,随后将烘干后的纤维样品置于300 mL洁净的瓷坩埚中,放入马弗炉内灰化(800 ℃条件下灰化8 h),将灰化后的样品装于测量管内,并保持与标样相同的封样高度,用封口膜将样品密封,放置20 d以上待母体Ra与子体Rn达到平衡后,利用Ortec公司生产的高纯锗γ谱仪(型号为GWL-120-15-XLB-AWT)测量226Ra和228Ra的放射性活度。226Ra主要通过子体214Pb位于351.9 keV(分支比37%)和214Bi位于609.3 keV(分支比46%)的峰来分析,228Ra用子体228Ac在338.3 keV(分支比12%)和911.2 keV(分支比27%)的峰来分析。

      温度、盐度以及深度等参数利用船载CTD现场得到。

    • 南海北部陆坡海区表层海水各采样点的采样信息如表1所示。采样区域表层海水温度在24.18 ℃~26.38 ℃范围内变化,平均水温为(25.16 ± 0.57)℃(± 1 SD, n = 16)。盐度变化范围为33.33~34.70,平均盐度为34.23 ± 0.43(± 1 SD, n = 16)。长半衰期镭同位素226Ra和228Ra活度变化明显,其活度范围分别为(6.4~10.7) dpm/100 L和(4.6~26.0) dpm/100 L,平均活度分别为(8.8 ± 1.4) dpm/100 L(± 1 SD, n = 16)和(13.5 ± 7.9) dpm/100 L(± 1 SD, n = 16)。研究区域的228Ra/226Ra活度比也存在较大波动,其变化范围为0.61~2.58,这说明研究区域表层海水存在较为明显的水团混合过程。

      样品名经度纬度采样时间/年/月/日T/℃S228Ra活度/dpm•100 L−1226Ra活度/dpm•100 L−1228Ra/226Ra
      L01114.23°E20.33°N2017-03-1724.1834.0817.2 ± 1.49.4 ± 1.01.83 ± 0.25
      L02114.49°E19.87°N2017-03-1724.8433.9720.7 ± 1.29.5 ± 0.72.17 ± 0.20
      L03114.77°E19.38°N2017-03-1926.3833.3323.9 ± 1.249.3 ± 0.82.56 ± 0.26
      L04115.12°E18.92°N2017-03-2025.4334.0212.3 ± 0.96.7 ± 0.61.84 ± 0.21
      L05115.60°E19.17°N2017-03-2025.2234.638.1 ± 1.68.8 ± 0.90.91 ± 0.20
      L06115.33°E19.63°N2017-03-2124.6134.634.9 ± 0.66.4 ± 0.70.76 ± 0.13
      L07115.01°E20.09°N2017-03-2125.8633.8421.6 ± 1.210.7 ± 0.82.03 ± 0.19
      L08114.73°E20.56°N2017-03-2225.6733.7726.0 ± 1.110.1 ± 0.72.58 ± 0.21
      L09115.27°E20.79°N2017-03-2225.8633.7424.2 ± 1.010.6 ± 0.82.28 ± 0.20
      L10115.60°E20.36°N2017-03-2324.8334.587.4 ± 0.96.5 ± 0.71.14 ± 0.18
      L11115.87°E19.85°N2017-03-2424.7334.704.6 ± 0.87.6 ± 0.80.61 ± 0.12
      L12116.18°E19.40°N2017-03-2425.1334.705.8 ± 1.18.9 ± 0.90.65 ± 0.14
      L13116.75°E19.66°N2017-03-2424.7134.665.3 ± 0.67.9 ± 0.80.66 ± 0.10
      L14116.39°E20.10°N2017-03-2425.0134.485.5 ± 1.19.0 ± 0.70.61 ± 0.13
      L15116.12°E20.61°N2017-03-2524.7834.517.6 ± 1.09.0 ± 0.80.85 ± 0.13
      L16115.80°E21.00°N2017-03-2525.3234.0520.3 ± 1.29.8 ± 0.82.08 ± 0.21

      表 1  南海北部陆坡表层海水中228Ra和226Ra 的活度

      Table 1.  228Ra and 226Ra activity in the surface water of the northern slope of South China Sea

      根据表1的数据信息可绘制南海北部陆坡表层海水的226Ra活度、228Ra活度、228Ra/226Ra活度比、盐度及温度分布图(图2)。由图2可见,2017年3月研究区域存在较为明显的水体混合过程。水体中226Ra活度、228Ra活度以及228Ra/226Ra活度比的变化趋势与温盐变化趋势存在一定的相关关系。为确定这种相关关系以进一步分析该区域的水团结构,绘制了镭同位素与盐度的关系图(图3)。

      图  2  南海北部陆坡表层海水(a)226Ra活度、(b)228Ra活度、(c)228Ra/226Ra活度比、(d)温度及(e)盐度分布

      Figure 2.  Surface distribution of (a) 226Ra activity, (b) 228Ra activity, (c) 228Ra/226Ra activity ratio, (d) temperature and (e) salinity in the northern slope of the South China Sea

      图  3  南海北部陆坡表层海水(a)226Ra活度、(b)228Ra活度 及(c) 228Ra/226Ra放射性活度比与盐度关系(SCSW代表南海海水,BKW代表黑潮分支水)

      Figure 3.  Diagrams of (a) 226Ra activity, (b) 228Ra activity and (c) 228Ra/226Ra activity ratio versus salinity in the surface water of the northern slope of South China Sea (SCSW represents South China Sea Water, BKW represents Branch of Kuroshio Water)

      结合图2图3可知,研究区域海水的盐度与226Ra和228Ra放射性活度存在线性相关的关系,盐度越大226Ra和228Ra活度越低。根据盐度与长半衰期镭同位素的分布大体可以将研究区域的海水分为两类:以南海海水(SCSW)为主导的低盐高镭海水(L01、L02、L03、L04、L07、L08、L09、L16)和以黑潮分支海水(BKW)为主导的高盐低镭海水(L05、L06、L10、L11、L12、L13、L14、L15)。

      南海海水受陆源影响往往228Ra的活度较高而盐度较低,而研究区域靠近陆架区部分也呈现出低盐而高镭活度的特征,这表明南海陆架水在陆坡流的作用下被带入南海北部。这种低盐度、高镭活度的分布特征基本随离岸距离的增加而减弱,最终海水呈现出与太平洋海水相似的特点,即低温度高盐度低228Ra放射性活度的特点。这是太平洋海水在旋涡和黑潮分支共同作用下通过吕宋海峡被输送到南海北部的结果。温度、盐度以及长半衰期镭同位素随离岸距离的分布趋势在L03站位出现异常,即L03站位呈现出异常的高温低盐高226, 228Ra活度高228Ra/226Ra活度比的特点,推测这种异常的分布是由南海暖流造成的。

    • 本文采集了 L06站位0~1947 m不同层次的海水进行测定分析。采样深度、温度、盐度以及228Ra和226Ra活度如表2

      深度/mT/℃S226Ra活度/dpm •100L−1228Ra活度/dpm •100L−1228Th活度/ dpm •100L−1
      224.6134.636.4 ± 0.74.9 ± 0.62.8 ± 0.7
      1024.6234.636.7 ± 0.76.1 ± 0.71.1 ± 0.8
      2524.1334.645.9 ± 0.64.7 ± 0.83.8 ± 0.9
      4024.0934.678.7 ± 0.66.5 ± 0.7-0.5 ± 0.6
      7524.0434.755.9 ± 0.25.4 ± 0.77.5 ± 1.4
      14022.5534.756.2 ± 0.62.9 ± 0.93.2 ± 1.0
      20017.1934.677.9 ± 0.83.6 ± 0.91.2 ± 0.8
      31012.7234.448.2 ± 0.62.6 ± 0.70.8 ± 0.6
      7007.0434.4319.4 ± 0.63.0 ± 0.72.2 ± 0.6
      10004.8134.5022.3 ± 0.93.2 ± 1.00.9 ± 0.8
      15003.0434.5826.0 ± 1.13.6 ± 1.40.8 ± 1.1
      19472.5534.6029.7 ± 2.13.7 ± 1.40.5 ± 1.1

      表 2  L06站位不同层次海水中镭同位素(228Ra,226Ra)活度

      Table 2.  Radium isotopes (228Ra and 226Ra) in seawater of different depths at station L06

      L06站位的水深为2087 m,此站位226Ra活度、228Ra活度以及温度、盐度随深度的变化如图4所示。由图4(a)可看出,L06站位的温度整体呈表层高底层低的分布趋势,100 m以浅的水温基本稳定在24.12 ℃,其随深度变化并不明显,而在深度约为100 m处温度开始随深度的增加而骤降,出现温度跃层(100~300 m)。温跃层以深海水其温度随深度增加而降低的趋势逐渐变缓,1500 m以深海水的水温基本不再随深度变化。相对于温度而言,L06站位盐度的垂向变化较为复杂,盐度先随深度的增加而增加,在深度约为100 m处达到极大值34.79,后随深度的增加而骤减,出现盐度跃层(100~300 m),在约300 m处达到盐度极小值34.41,而直至深度约700 m盐度始终稳定在极小值,700 m以深海水的盐度则随深度的增加而增加且增加趋势随深度的增加逐渐变缓,1500 m以深海水的盐度基本不再随深度变化(约为34.59)。由温盐的垂向分布可以看出L06站位水体层次较为明显,可以根据水体混合的复杂情况把此站位全水深海水分为三个层次:混合层(ML)(0~300 m)、过渡层(LL)(300~1500 m)和深层(DL)(1500 m以深)。混合层的水体混合过程较为复杂,温度与盐度随深度有较为强烈的变化,从图4(a)中可明显看出混合层存在一个高温高盐的水团,此水团是由北太平洋次表层水进入南海后变性而成的,是南海次表层水团。过渡层水体混合过程较混合层简单,温度与盐度随深度的变化较缓。过渡层300~700 m存在一个厚度约400 m的低温低盐水团——南海中层水团[13],由于南海中层水与深层水的混合交换,过渡层700~1500 m层海水盐度值随深度增加不断趋近于深层海水的盐度。相对于混合层和过渡层,深层的水团结构单一,仅存在一个低温高盐的南海深层水团,随着深度的增加,盐度略有增加而温度略有降低。

      图  4  L06站位(a)温度、盐度,(b)226Ra活度以及(c)228Ra、228Th活度和二者差值的垂向分布

      Figure 4.  Profiles of (a) temperature and salinity, (b) 226Ra and (c) 228Ra, 228Th activities and their discrepancy at station L06

      长半衰期镭同位素的垂向分布如图4(b)(c)所示,226Ra活度在混合层海水中变化范围较小,在5.9~8.7 dpm/100 L范围内波动。在过渡层海水中,226Ra活度(8.2~19.4 dpm/100 L)随深度的增加而急剧升高,而到深层海水其活度(22.3~29.7 dpm/100 L)随深度增加的趋势逐渐变缓。228Ra活度在混合层波动明显,其活度波动范围为2.9~6.5 dpm/100 L,且228Ra活度与盐度在混合层随深度的变化趋势基本吻合。在过渡层和深层海水中,228Ra的活度无显著变化,其在过渡层和深层海水中活度变化范围分别为2.6~3.0 dpm/100 L和3.2~3.7 dpm/100 L。

      L06站位226Ra的垂向分布趋势符合典型的226Ra活度垂向分布特征[14],这说明海底沉积物-海水交换界面中226Ra的扩散是L06站位混合层以下的海水中226Ra最重要的来源。然而,L06站位的228Ra在垂向上并未明显出现 “低活度浓度带”,而是在混合层以下的分布趋于恒定,这表明南海混合层以下的海水中的228Ra除了底部的输送外可能还存在其他来源,这种来源可以持续稳定的为水体提供228Ra。也就是说L06各个层次的228Ra主要由两部分组成:一部分是由海底沉积物中扩散而来,这部分228Ra在向上扩散的过程中不断衰变,由于228Ra的半衰期远小于226Ra,故其随离海底距离的增加而衰减的速度应快于226Ra,直至其消亡殆尽;另一部分则是由海水中228Ra的母体232Th贡献,而海水中的232Th会与它的子体228Ra、228Th达到放射性平衡,因而这部分的228Ra不会减少,而是一直具有与海水中的232Th、228Th相同的活度浓度。为了确定由母体232Th贡献的这部分228Ra,本文利用Cai等[15]所提出的方法通过α能谱分析了L06站位各个层次中228Th的活度浓度。如图4(c)所示,228Th活度浓度的垂向分布规律与228Ra较为一致,基本呈混合层(0~7.5 dpm/100 L)活度浓度高,过渡层(0.8~2.2 dpm/100 L)和深层(0.5~0.9 dpm/100 L)活度浓度低且混合层和过渡层中的228Th基本趋于稳定的分布趋势。228Ra活度浓度与228Th活度浓度的差值即为由海底沉积物扩散所贡献的228Ra活度浓度。如图4(c)中的蓝色虚线所示,受陆源的影响228Ra与228Th的活度浓度差在混合层波动较大,在过渡层深度为700 m处活度浓度差达到极小值(0.8 ± 0.9 dpm/100 L),而后二者的活度浓度差随深度的增加而略有升高,过渡层和深层水中228Ra与228Th的活度浓度差的变化范围分别为0.8~2.3 dpm/100 L和2.8~3.2 dpm/100 L。

    • 本文基于盐度以及长半衰期镭同位素226Ra、228Ra的质量平衡可在南海北部陆坡研究区域建立南海海水-黑潮分支海水的双端元混合模型对南海北部陆坡表层海水的海水混合过程进行分析,估算两个端元对研究区域及各采样点的贡献比例。计算方法如下[16]:

      式中:fAR分别代表各水团所占比例和228Ra与226Ra的放射性活度比值;[226Ra]和[228Ra]分别表示226Ra和228Ra的活度;SCSW、BKW和obs分别代表南海海水、黑潮分支水和实测值。

      在利用双端元混合模型时需满足两个假设[16]:首先,两个端元的端元值不随时间变化而改变;其次,除水平方向的混合过程外,没有其他过程会引起镭同位素的增减。本文分别引用谭萼辉[17]所测定出南海北部海水的226Ra和228Ra的放射性活度值(226Ra, 7.9 dpm/100 L; 228Ra, 19.7 dpm/100 L)和Nozaki等[18]报道的黑潮水中226Ra和228Ra的放射性活度值(226Ra, 6.5 dpm/100 L; 228Ra, 1.7 dpm/100 L)作为南海海水(SCSW)和黑潮分支海水(BKW)226Ra和228Ra的端元值。结合关系式(1)和(2)计算出各站位两种水团的占比如表3所示。

      站位占比
      SCSWBKW
      L010.660.34
      L020.830.17
      L031.04−0.04
      L040.760.24
      L050.450.55
      L060.190.81
      L070.760.24
      L081.05−0.05
      L090.890.11
      L100.350.65
      L110.130.87
      L120.150.85
      L130.150.85
      L140.130.87
      L150.230.77
      L160.780.22

      表 3  各站位水团组成

      Table 3.  Proportion of water masses at each station

      结合图2图3以及表3不难看出,采样区域的东北部表层海水以黑潮分支水为主导,其占比基本高于0.75。在采样区域的西半侧以及东南部,水体混合过程较为复杂剧烈,受陆坡流以及南海暖流的影响,黑潮分支水的占比随离岸距离的减小而不断降低,研究区域表层海水逐渐变为以南海海水为主导。研究区域域南海海水(SCSW)和黑潮分支海水(BKW)所占比重范围分别为0.13~1.05和−0.05~0.87,平均比重分别为0.53 ± 0.35(± 1 SD, n = 16)和0.47 ± 0.35(± 1 SD, n = 16)。

      水体的混合伴随着物质的交换与输运,若能获得营养盐在端元处的浓度值就可以结合表3中各站位的水团占比估算出各站位营养盐的浓度,从而结合Redfield比值粗略地估算出研究区域的初级生产力[19],为研究南海北部生物地球化学过程提供重要参数。

    • 镭同位素在海水中物理化学行为保守,会随着水体一起运动,因此镭同位素在海水中的滞留时间可以在一定程度上代表水体的滞留时间,为研究其它元素的生物地球化学循环提供了很好的参数[18]。为探究南海北部深层水的滞留时间,采用了一个简单的长半衰期镭同位素的双箱模型[9],即可将南海北部海水分成两个部分:“混合层海水(MLW)+ 过渡层海水(LLW)”和“深层海水(DLW)”,如图5所示。

      图  5  南海北部陆坡海域海水中226Ra、228Ra的双箱模型(MLW代表混合层海水,LLW代表过渡层海水,DLW代表深层海水)

      Figure 5.  The two-box model of 226Ra and 228Ra in the northern slope of the South China Sea (MLW represents mixed layer water, LLW represents intermediate layer water, and DLW represents deep layer water)

      假设南海深层海水只存在垂向的混合交换[20],则深层海水中的镭同位素主要存在两个输入项和两个输出项。沉积物以及“混合层海水 + 过渡层海水”中的镭同位素通过扩散向“深层海水”输入,而“深层海水”中的镭同位素同样也会向“混合层海水 + 过渡层海水”中输送,在输送过程中常伴随着镭同位素的衰变,这也是“深层海水”中镭同位素的重要输出项。基于此,“深层海水”中的226Ra和228Ra的总量满足以下方程式:

      式中:V代表“深层海水”的体积;v为“深层海水”与“混合层海水 + 过渡层海水”间的交换速率;[226Ra]和[228Ra]分别表示226Ra和228Ra的活度;F226F228分别是226Ra和228Ra的海底扩散通量;S为海底的表面积;λ226λ228则分别表示226Ra和228Ra的衰变常数;下标M+L和D分别代表“混合层海水 + 过渡层海水”和“深层海水”。

      假设南海北部“深层海水”处于稳态,则$\dfrac{{\delta \left[ {^{226}{\rm Ra}} \right]_{\rm{D}}}}{{\delta t}} = 0$$\dfrac{{\delta \left[ {^{228}{\rm Ra}} \right]_{\rm{D}}}}{{\delta t}} = 0$,关系式(3)和(4)可转为以下形式:

      式中:τw是深层水的滞留时间(τw = V/v);$\Delta {[_{}^{226}{\rm{Ra}}]_{\left( {{\rm{M}} + {\rm{L}}} \right) - {\rm{D}}}}$$\Delta {[{\rm{}}^{228}{\rm{Ra}}]_{\left( {{\rm{M}} + {\rm{L}}} \right) - {\rm{D}}}}$分别代表${[{\rm{}}^{226}{\rm{Ra}}]_{\left( {{\rm{M}} + {\rm{L}}} \right)}} - {[{\rm{}}^{226}{\rm{Ra}}]_{\rm{D}}}$${[{\rm{}}^{228}{\rm{Ra}}]_{\left( {{\rm{M}} + {\rm{L}}} \right)}} - {[{\rm{}}^{228}{\rm{Ra}}]_{\rm{D}}}$。由以上方程组可得到深层水滞留时间,即:

      然而,正如2.1.2所述,L06站位各层次海水中的228Ra并非仅来源于海底沉积物,水体中的232Th也会贡献部分228Ra,因此,在估算时需对式(7)进行修正,即应扣除232Th贡献的228Ra:

      式中:${[{\rm{}}^{228}{\rm{Ra}}]_{\rm{D}}}{\rm{'}}$代表经扣除232Th贡献的228Ra后的“深层海水”中228Ra活度浓度,估算时采用平均值(2.9±1.4) dpm/100 L;$\Delta {[{\rm{}}^{228}{\rm{Ra}}]_{\left( {{\rm{M}} + {\rm{L}}} \right) - {\rm{D}}}}{\rm{'}}$代表${[{\rm{}}^{228}{\rm{Ra}}]_{({\rm{M}} + {\rm{L}})}{\rm{'}}} - {[{\rm{}}^{228}{\rm{Ra}}]_{\rm{D}}}{\rm{'}}$;而${[{\rm{}}^{228}{\rm{Ra}}]_{({\rm{M}} + {\rm{L}})}{\rm{'}}}$则是经扣除232Th贡献的228Ra后的“混合层海水+过渡层海水”中228Ra活度浓度,估算时同样采用平均值(2.1±0.5) dpm/100 L。[226Ra](M+L)和[226Ra]D分别取“混合层海水+过渡层海水”和“深层海水”中226Ra的平均活度浓度,分别为(14.9±0.4) dpm/100 L和(26.9±1.0) dpm/100 L。南海北部226Ra和228Ra海底扩散通量比F226/F228约为1.25[21]。将以上数据带入式(8),可估算出南海北部陆坡区L06站位深层海水的停留时间约为26 a。

      226Ra和228Ra的活度值存在一定的测量误差(二者的测量误差分别低于 ± 10%和 ± 50%),而二者的活度值直接影响着所估算出的滞留时间的大小。为探究${[{\rm{}}^{226}{\rm{Ra}}]_{\left( {{\rm{M}} + {\rm{L}}} \right)}}$${\rm{}}{[{\rm{}}^{228}{\rm{Ra}}]_{\left( {{\rm{M}} + {\rm{L}}} \right)}}$${[{\rm{}}^{226}{\rm{Ra}}]_{\rm{D}}}$${[{\rm{}}^{228}{\rm{Ra}}]_{\rm{D}}}$对所估算的滞留时间的影响,分别令${[{\rm{}}^{226}{\rm{Ra}}]_{\left( {{\rm{M}} + {\rm{L}}} \right)}}$${[{\rm{}}^{228}{\rm{Ra}}]_{\left( {{\rm{M}} + {\rm{L}}} \right)}}$${[{\rm{}}^{226}{\rm{Ra}}]_{\rm{D}}}$${[{\rm{}}^{228}{\rm{Ra}}]_{\rm{D}}}$在其他条件不变的情况下在误差范围内变化,并绘制滞留时间τw${[{\rm{}}^{226}{\rm{Ra}}]_{\left( {{\rm{M}} + {\rm{L}}} \right)}}$${\rm{}}{[{\rm{}}^{228}{\rm{Ra}}]_{\left( {{\rm{M}} + {\rm{L}}} \right)}}$${[{\rm{}}^{226}{\rm{Ra}}]_{\rm{D}}}$${[{\rm{}}^{228}{\rm{Ra}}]_{\rm{D}}}$的变化图(如图6)。由图6可知,τw对[228Ra]D的变化最为敏感,且${[{\rm{}}^{228}{\rm{Ra}}]_{\rm{D}}}$越小这种敏感性的影响越为显著,因此本文所计算出的南海深层水滞留时间应为一时间范围,即14~61 a(如图6d)。

      图  6  τw对(a)[226Ra](M+L),(b)[228Ra](M+L),(c)[226Ra]D及(d)[228Ra]D变化的敏感性分析图

      Figure 6.  Sensitivity analysis diagram of τw to changes of (a) [226Ra](M+L), (b) [228Ra](M+L), (c) [226Ra]D and (d) [228Ra]D

      表4总结了近年来文献报道的南海深层水滞留时间的估算方法和估算结果。Broecker等[22]通过放射性核素在南海的空间分布得出南海深层水的滞留时间的上限为100 a的结论,Gong等[23]利用水体体积和水流量估算出南海深层水的滞留时间介于40~115 a,而Qu等[24]用物理模型的计算结果表明南海深层水的滞留时间应小于30 a。Liu和Gan[20]用物理模型计算出南海北部海盆深层水的滞留时间约为25 a。本文所计算出的南海北部深层海水的滞留时间与上述文献报道的值较为吻合,为研究南海北部深层水体交换提供了基础参考数据,也为预测南海北部深海资源开采的环境影响提供了重要参数。

      海域水深/m估算方法滞留时间/a参考文献
      南海1900放射性核素14C估算法< 100[22]
      南海2000 ~ 2700水体体积、流量估算法40 ~ 115[23]
      南海> 1500物理模型估算法< 30[24]
      南海北部> 1500物理模型估算法25[20]
      南海北部> 1500放射性核素226, 228Ra估算法14 ~ 61本文

      表 4  文献中南海深层海水滞留时间

      Table 4.  Comparison of the DLW's residence time in the South China Sea from the literature

    • (1)春季南海北部陆坡表层226Ra和228Ra的活度基本呈现出随离岸距离增加而降低的分布趋势,其活度范围分别为(6.4~10.7) dpm/100 L和(4.6~26.0) dpm/100 L;

      (2)由表层长半衰期镭同位素以及温盐的分布特征分析出南海北部陆坡表层水主要由南海海水(SCSW)和黑潮分支海水(BKW)两种水团组成,二者所占比重范围分别为0.13~1.05和−0.05~0.87;

      (3)南海北部陆坡226Ra和228Ra在垂向上活度范围分别为(5.9~29.7) dpm/100 L和(2.6~6.5) dpm/100 L;

      (4)利用226Ra和228Ra的双箱模型估算出南海北部陆坡深层水的停留时间范围为14~61 a,此数值范围与文献报道值吻合。

参考文献 (24)

目录

    /

    返回文章