Provenance and carbon stock of sedimentary organic carbon of the Kuroshio-Oyashio Extension in the Northwest Pacific
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摘要:
西北太平洋是全球CO2的重要汇区，在海洋气候调节中起关键作用，其海洋生态系统的固碳和储碳过程对生产力的输出和储存有重要意义。本文测定了西北太平洋黑潮−亲潮延伸体海域沉积柱的总有机质参数（TOC、C/N和δ13C）和海源生物标志物含量（菜籽甾醇、甲藻甾醇和长链烯酮），并通过端元混合模型估算出该海域的有机质以海源贡献为主，平均可达80%以上。此外，本文估算了沉积物的有机碳储量来评估研究海域的储碳能力，结果显示，位于黑潮延伸体、混合海域和亲潮延伸体沉积柱的碳储量分别为14 t/ha、28 t/ha和21 t/ha（1 m深度），尽管这个结果远低于全球海洋平均碳储量，但和其他深海区域（如北大西洋中部和北太平洋中部）相比碳储量较高。因此，了解并重视该海域的有机碳埋藏情况对于缓解大气中日益增加的二氧化碳引起的温室效应具有重要意义。
Abstract:The Northwest Pacific is an important sink of global CO2, which plays a key role in climate regulation. The carbon sequestration and storage processes of marine ecosystems in the Northwest Pacific are of great significance for the export and storage of primary productivity. The total organic carbon contents (TOC), stable carbon isotope (δ13C), and marine biomarkers (brassicasterol, dinosterol and C37-alkenones) were measured in sediment cores of the Kuroshio-Oyashio Extension in the Northwest Pacific. The binary end-member mixing model was used to estimate the terrestrial and marine contributions of TOC, suggesting that sedimentary OC in this area is mainly from marine sources, with an average proportion more than 80%. In addition, carbon stock was calculated to evaluate the capacity of storing carbon in the study area. The results show that average carbon stock is 14 t/ha, 28 t/ha and 21 t/ha in Kuroshio Extension, mixed water region and Oyashio Extension (at 1 m), respectively. These values are much lower than the global average, but higher than the pelagic areas, e.g., central North Atlantic and central North Pacific. Therefore, understanding and emphasizing organic carbon burial in this area is of great significance for alleviating the greenhouse effect caused by the increasing CO2 in the atmosphere.
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18世纪下半叶工业革命以来，人为排放活动致使大气中的CO2已从280 ppm提高至420 ppm[1-2]。占地球总面积71%的海洋对于大气中日益增加的CO2是重要的碳汇区，每年可从大气中吸收2 Pg C，占人为排放CO2总量的25%[3-4]。海洋沉积物是全球有机碳的重要储库，制约海气CO2通量，是实现《巴黎协定》中“将全球平均气温升幅控制在工业化前水平以上低于2 ℃之内”目标的重要环节[5-6]。全球海洋沉积碳储量高达2322 Pg C（1 m深度），是陆地土壤碳储量的1.75倍[7-8]。
根据海洋沉积有机碳和干密度参数，Smeaton等[9]计算出苏格兰中纬度海湾表层1 m的沉积物有机碳储量平均为2190 t/ha。相对而言，近海的有机碳储量低于海湾，例如，Lee等[10]计算出韩国南部近海（包括西海、南海以及东海）沉积柱的碳储量最高可达（81.0 ± 3.3） Mg C/ha（1 m深度），同时估算出韩国南部沿岸海域的碳储量约为13.1 Tg。此外，近海的生态系统非常脆弱，对环境的变化敏感，一旦受到破坏，就会成为大气CO2的源[11]。因此，深海的沉积碳汇意义就显得尤为重要。一方面，深海沉积物中储存的有机碳与近海相比不易受到人为活动的影响；另一方面，开阔大洋占全球海洋的面积高达92%，其总碳储量（1844 Pg）在全球海洋沉积物碳储量中的占比高达79%[7]。因此，计算深海碳储量不仅可以加深对碳收支情况的了解, 还可以确定需要优先保护的区域。其中，西北太平洋相比于其他海域有着更高的颗粒有机碳通量（3000 m深度可达到6 mg/m2/ d）[12]，因其具有高效活跃的生物泵，对海水表层的CO2也有着强烈的固定作用[13-14]；同时，巨大的水深优势（平均大于5000 m）使其受人类活动影响程度较小，能够更好地保存有机碳，因此西北太平洋海域对于沉积有机碳的埋藏有着重要的作用[15-16]。位于西北太平洋海域的西边界流包括具有高温、高盐、低营养盐的黑潮和低温、低盐、高营养盐的亲潮，两者均可输送大量的热量和盐分，并影响西北太平洋地区的营养盐供应，从而主导黑潮−亲潮延伸体的海洋初级生产力分布[17-20]。此外，两者在日本东部汇集为黑潮−亲潮混合海域（Kuroshio-Oyashio mixed water region）[21]，混合海域内存在的中尺度涡旋引起的上升流带来丰富的深海再生营养盐，继而促进生产力[22-23]。目前，已在区域尺度上广泛研究西北太平洋中的浮游植物生产和群落结构，强调营养盐供应是生态系统的重要驱动因素。比如在黑潮延伸体区域，溶解无机氮和无机磷是控制该海域浮游植物群落结构及其生产力的主导因素[18]。
海洋生产力产生或携带的碎屑（主要包含浮游植物碎屑等）经过沉降成为海洋沉积物中海源有机碳的来源。同时，黑潮−亲潮延伸体由于受到北半球西风带的影响，可接受部分来源于如中国的黄土高坡[24]和蒙古戈壁[25]的陆源物质（包括陆地植被碎屑和粉尘）。研究沉积有机碳来源的常规手段包括总有机碳（total organic carbon, TOC）法、碳氮比值（organic carbon/total nitrogen, C/N）法以及稳定碳同位素（δ13C）法[26-27]等。以上手段也同样被应用到解析西北太平洋等深海有机碳来源的研究中[28-29]，例如，Amo和Minagawa [24]借助δ13C进行混合端元模型计算，发现位于西北太平洋海域的沙茨基海隆（Shatsky Rise）沉积有机碳中海源贡献超过86%。同时，生物标志物因为性质稳定和对环境变化敏感等特性，在古海洋和现代海洋中均被广泛地作为指示浮游植物生产力和群落结构变化的指标[30]。通常在研究中用菜籽甾醇（brassicasterol）指示硅藻的生产力，用甲藻甾醇（dinosterol）指示甲藻的生产力，用烯酮（alkenones）指示颗石藻的生产力，用以上三者的总和（∑phytoplankton biomarkers，∑PB）指示该区域海洋初级生产力的相对大小[31-33]。
然而，西北太平洋深海区域的水深远大于碳酸盐补偿深度，导致沉积物中不含碳酸盐，所以无法使用微体生物古化石构建年代框架，因此该区域目前仍然是海洋和气候史上的“空白”[34]。 本研究选取西北太平洋分别位于黑潮延伸体、亲潮延伸体以及黑潮−亲潮混合海域的3根箱式沉积柱，测定了沉积有机质的总参数（TOC、C/N、δ13C）以及海源生物标志物参数（菜籽甾醇、甲藻甾醇和烯酮），以探究沉积有机碳的来源和储量。
1 材料与方法
1.1 研究区域和样品信息
黑潮−亲潮延伸体位于西北太平洋，涵盖28°N－50°N，140°E－170°E，是全球海洋动力过程最丰富、生态系统最复杂、对全球气候变化响应最快的区域之一[35-36]。该海域存在的两条西边界流——黑潮和亲潮，影响着西北太平洋海域的生物地球化学循环。其中，北向的黑潮从低纬度向中、高纬度输送大量的热量，而南向的亲潮从高纬度将低温、低盐的海水输送至低纬度，两条西边界流因为显著的温差形成了两个明显的锋面——北太平洋副热带锋和亚北极锋，因此伴随着复杂的海洋动力过程[37]，进而影响生物地球化学变化。例如，中尺度涡旋引起的上升流带来的深海营养盐在一定程度上促进了该海域的初级生产力[38-39]。
本研究使用的沉积柱状样于2022 年东方红3号西北太平洋综合科考航次期间使用箱式采样器取得，在船上用 PVC管将沉积箱式柱状样置于4 ℃冷库保存，随后运回实验室以1 cm的间隔分样，并立即保存在−20 ℃条件下，直至样品分析。站位信息见表1。
表 1 站位信息Tab. 1 Specification of the study sites站位 经度（E） 纬度（N） 柱长/cm 水深/m P1-31 149°59′ 31°00′ 34 6036.2 D5 150°06′ 38°56′ 27 5367.1 D7 151°59′ 42°24′ 38 5111.9 1.2 研究方法
1.2.1 干密度和含水率估算及测定
使用蒸馏水将环刀洗净后晾干，记录环刀和铝箔的质量，在环刀内无间隙地填满湿沉积物，记录包括环刀和铝箔在内的样品湿样质量。冷冻干燥后，记录包括环刀和铝箔在内的样品干样质量。最后通过以下公式计算每层沉积物的干密度（BD）和含水率[40]：
$$ {BD}=\frac{{{m}}_{{1}}-{{m}}_{{0}}}{{{v}}_{{0}}} $$ (1) $$ {含水率}=\frac{{{m}}_{{2}}-{{m}}_{{1}}}{{{m}}_{{2}}-{{m}}_{{0}}}\times {100\%}$$ (2) 式中：BD为沉积物干密度（g/cm3）；m0为环刀和铝箔质量（g）；m1为环刀、铝箔和干样的总质量（g）；m2为环刀、铝箔和湿样的总质量（g）；v0为环刀体积（cm3）。
1.2.2 总有机碳和稳定碳同位素测定
总有机碳和稳定碳同位素的测定方法均参照Xing等的研究[41-42]，包括样品预处理和仪器分析。取约1 g冻干的沉积物样品用4 mol/L盐酸酸化并用超纯水水洗，中和至pH = 7.0，然后在55 ℃烘箱中干燥。最后，使用CHN元素分析仪 (Thermo Flash 2000 Elemental Analyzer，EA) 测定总有机碳和总氮含量，标准偏差分别为±0.02% (n=6)和±0.002% (n=6)。使用稳定同位素比质谱仪 (Elemental Analyzer -Isotope Ratio Mass Spectrometer, EA-IRMS) 测定δ13C，标准偏差为±0.2‰ (n=6)。
1.2.3 海源生物标志物的萃取和测定
生物标志物的萃取和测定方法参照Xing等[41-42]的研究。称取约3 g冻干沉积物加入约10 mL二氯甲烷∶甲醇 （3∶1）混合溶液。待上清液澄清后加入40 µL n-C19 醇（15.05 mg/L）内标，振荡将其混合均匀，超声15 min后离心（2000 r/min，2 min），共萃取4次，收集上层清液得到总的萃取有机质，并用柔和氮气吹干。继而加入约5 mL的6%氢氧化钾−甲醇溶液，碱水解12 h。用正己烷萃取，离心（2000 r/min, 2 min）4次，转移上层溶液，并用柔和的氮气吹干。然后用硅胶柱对上层溶液进行层析分离，用8 mL正己烷淋洗得到烷烃组分，用12 mL的5%甲醇−二氯甲烷溶液淋洗得到醇和烯酮组分，在该组分中加入衍生化试剂（BSTFA）和二氯甲烷，70 ℃加热持续反应1 h, 结束后放入干燥器中平衡至室温，用于甾醇和烯酮的测定。
甾醇和烯酮的含量采用气相色谱（Agilent 7890N GC）进行测定，用氢气作为载气，流速恒定为 1.3 mL/min。色谱柱采用HP-1ms（50 m×0.32 mm，膜厚度为 0.17 μm），升温程序：在80 ℃下保持1 min，然后以25 ℃/min的速度升温至200 ℃，接着以4 ℃/min的速度升温至250 ℃，然后再以1.7 ℃/min的速度升温至300 ℃保持12 min，最后以5 ℃/min的速度升温至320 ℃保持5 min。甾醇和烯酮均由气相色谱−质谱仪（GC/MS）通过与标准化合物的质谱对比进行鉴定和验证。具体的含量则通过计算峰面积与内标峰面积之比来定量，平均相对标准偏差低于10%。
1.2.4 有机碳储量计算
本研究计算有机碳储量（carbon stock）的公式如下[7]：
$$ {Carbon\; stock}={TOC}{\times}{BD}{\times} 深度 $$ (3) 式中：Carbon stock为单位面积有机碳的储量（t/ha）；BD为沉积箱式柱状样干密度（bulk density，g/cm3）；TOC为有机碳的含量（%）；深度为分样间隔长度（本研究中均为1 cm）。
2 结果与讨论
2.1 有机碳分布和来源
P1-31沉积柱有机碳含量的范围为0.12%～0.46%，自下而上呈现增加的趋势；D5沉积物有机碳含量为0.54%～0.94%，变化趋势和P1-31沉积柱相似，但相对波动较大；D7沉积物有机碳含量范围为0.31%～0.72%，在垂直分布上分为波动区（0～15 cm）和稳定区（16～38 cm），其中波动区自下而上呈现减小的趋势，与其余两根沉积柱相比，表现出相反的变化趋势（图1a）。同时，3根沉积柱有机碳含量的平均值（P1-31为0.23%，D5为0.69%，D7为0.58%）均低于全球海洋沉积物有机碳含量的平均值（1.1%）[43]，但混合海域和亲潮延伸体的有机碳含量高于全球深海（深度> 4000 m）的有机碳含量（0.5%）[44]。3根沉积柱的总氮含量为0.03%～0.17%（图1b），同时和总有机碳具有极好的正相关性（R2=0.90，图2a）。3根沉积柱的C/N为3～7（图1c），在典型的海源有机碳范围内（4～8）[45]。而对于δ13C参数，3根沉积柱的δ13C为−22.0‰～−20.0‰（图1d），也表现出明显的海源特征。
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图 1 箱式沉积柱的总有机碳、总氮、C/N和δ13C垂直分布Fig. 1 Vertical variations of the total organic carbon (TOC), total nitrogen (TN), C/N and δ13C in sediment cores研究表明，西北太平洋海域的沉积有机碳主要包括来自浮游植物碎屑的海源部分以及少部分来自陆地沙尘和高等植被碎屑的陆源部分，其中，海源有机碳的占比可超过86%，表现出显著的海源优势[24]。本研究中的C/N和δ13C参数均再次验证了这一结论。其中，C/N较低（3～7），是因为浮游植物相较于陆源有机碳（植被碎屑）含氮量更多，从而导致C/N较低[46]，在一定程度上反映出浮游植物对有机碳的显著贡献。本研究中δ13C的测定值（−22.0‰～−20.0‰）与Amo和Minagawa[24]测定的沙茨基海隆（33°21.80′N, 159°07.70′E）的数值相近（−21.1‰～−19.9‰），两者均表现出明显的海源特征，但本研究区域中的δ13C数值与沙茨基海隆相比偏负，表明本研究区域的陆源有机碳的比例相对更高，可能是因为本研究区域和沙茨基海隆区域相比距离陆地（包括中国的黄土高坡以及蒙古戈壁）更近，可以通过西风带和冬季季风等媒介输入更多陆源物质[47]。本研究中，δ13C随岩芯深度的变化很小，表明该海域的有机碳来源较稳定。但是，分别位于黑潮延伸体（P1-31）、亲潮延伸体（D7）以及混合海域（D5）的柱状样的δ13C数值因为水文、地理条件以及营养盐供应的区别，由南向北呈现偏负的趋势。这可能归因于更高纬度的浮游植物对二氧化碳利用率更高，导致颗粒有机碳（主要包括浮游植物及浮游植物产生的碎屑）的δ13C偏负[48]。
以上指标之所以均表现出以海源有机碳为主的特征，主要是因为西北太平洋海域远离陆地，陆源有机质的输入媒介单一、输入量少。除此之外，为了评估海洋浮游植物和陆地有机质各自的贡献，本文使用二端元混合模型计算研究区域有机碳的海源、陆源贡献比例：
$$ {\delta }^{{13}}{{{\rm{C}}}}_{{{\rm{S}}}}={{f}}_{{{\rm{M}}}} \times {\delta }^{{13}}{{{\rm{C}}}}_{{{\rm{M}}}}+{{f}}_{{{\rm{T}}}} \times {\delta }^{{13}}{{{\rm{C}}}}_{{{\rm{T}}}} $$ (4) $$ {1}={{f}}_{{{\rm{M}}}}+{f}_{{{\rm{T}}}} $$ (5) 式中：$ {{f}}_{\text{M}} $和$ {{f}}_{\text{T}} $分别代表海源和陆源有机质所占比例；δ13CS为样品δ13C值；δ13CM和δ13CT分别为海源和陆源有机质的δ13C端元值。中、低纬度海源有机质的δ13C为−21.5‰～−17.5‰，陆源有机质（本文主要指C3植被）的δ13C为−29.3‰～−25.5‰[26,45]。因而在本文中，我们选取−20‰±2.5‰作为海源δ13C端元值，−27‰±2.3‰作为陆源δ13C端元值。
结果显示， P1-31沉积柱的海源有机碳贡献最高（图3a），可达88.4%±16%；D5沉积柱的海源有机碳贡献次之（图3b），为83.3%±14%；D7沉积柱的海源有机碳贡献最低（图3c），为81.6%±14%。整体而言，3个沉积柱的海源、陆源贡献相差不大，且陆源贡献最高也仅达到20%左右。该海域相比其他西北太平洋远洋区域[如九州−帕劳海脊（0.21%）[49]和Shartsky隆起（0.23%）]有机碳含量更高，主要是因为本海域尤其是在亲潮延伸体和混合海域，高生产力带来了大量的有机质[33]。
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图 3 箱式沉积柱的沉积有机碳的海源、陆源贡献Fig. 3 Proportions of terrestrial and marine OC in sediment core2.2 黑潮−亲潮延伸体不同区域的浮游植物生产力
菜籽甾醇、甲藻甾醇和烯酮分别主要由硅藻、甲藻及颗石藻产生[31-33]，它们的总和可称为浮游植物生物标志物，并用来指示真光层内的浮游植物生产力。本研究采用箱式图对位于不同海域的3根沉积柱进行分析（图4a）。结果显示，3种海源生物标志物的含量在混合区域均为最高值。总浮游植物生物标志物含量在黑潮海域的含量最低，平均值为103.5 ng/g，亲潮海域和混合水域相差不大，但混合水域（平均值为394.6 ng/g）稍高于亲潮海域（平均值为327.7 ng/g）（图4b）。
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图 4 不同海域的海源生物标志物含量和碳储量箱式图（图4a中B表示菜籽甾醇，D表示甲藻甾醇，A表示烯酮）Fig. 4 Box-and-whisker plot of marine biomarkers contents and carbon stocks在黑潮延伸体海域，由于营养盐供应的匮乏，3种浮游植物生物标志物含量均较低，且甲藻甾醇的含量最低；在混合海域，烯酮的含量比甾醇高，同时也是3个区域中含量最高的，这是由于产生烯酮的颗石藻更倾向于生活在有锋面特征的海域[33]；在亲潮延伸体海域，菜籽甾醇的含量最高，主要归因于产生菜籽甾醇的硅藻会在较高营养盐的情况下具有更高的生产力和竞争力。总体而言，本研究区域沉积物中的∑PB含量相对大小排序为混合海域>亲潮延伸体>黑潮延伸体。这主要归因于西北太平洋海域存在的两条表层洋流——黑潮和亲潮的影响，其中，起源于北赤道暖流的寡营养盐洋流——黑潮的存在导致黑潮延伸体浮游植物生产力较低[50]，缺乏大型浮游植物（>10 µm）的贡献[18]，与Wang等[33]的结果吻合。而发源于白令海峡具有丰富营养盐的亲潮导致亲潮延伸体浮游植物的生物量较高，同时，丰富的铁也是此处生物量高的原因[51]。其中，鄂霍茨克海中溶解形态的铁会通过中层水输送到北太平洋的亲潮区域[52]，千岛群岛附近海域的上升流也可以使中层水体中丰富的溶解铁和溶解无机氮涌现到表层以供浮游植物利用[53]。因而，亲潮海域浮游植物较高的生物量取决于对溶解铁和无机氮的高效利用。而混合海域的浮游植物生产力高于亲潮延伸体，一方面是由于中尺度涡旋等海水动力过程引起的上升流会带来深海再生营养盐促进生产力[54]；另一方面亲潮在纬向的季节变化和年际变化也会影响到混合海域（D5沉积柱），例如，在冰期亲潮势力范围南移促进了被影响区域浮游植物的生长[24]。
2.3 干密度、含水率和碳储量
2.3.1 干密度和含水率
P1-31和D5沉积柱的干密度自下而上均呈现减小的趋势，而D7沉积柱整体上呈现自下而上增加的趋势（图5a）。P1-31沉积柱的干密度平均值为0.62 g/cm3，D5为0.41 g/cm3，D7为0.38 g/cm3，自北向南增加，均与相应站位的有机碳含量呈良好的负相关性（R2=0.87，图2b）。3根沉积柱的含水率随深度的变化略有波动，范围为51%～73%（图5b），变化较小，大于近海含水率，与干密度呈良好的相关性（R2接近1.0，图2c）。上述结果符合深海沉积物低干密度和高含水率的特性[55-57]。一般情况下，细粒沉积物的蓄水能力较高[58]，同时细粒沉积物的表面也可附着更多的有机碳[59]。但本研究中3个不同海域的沉积柱有机碳含量和含水率之间并不完全符合这一关系，主要是因为在深海埋藏的有机碳的矿物学参数还受到物质来源、沉积速率的影响[60]，尤其是在混合海域，实际情况比一般规律更复杂。
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图 5 箱式沉积组合的干密度、含水率和碳储量垂直分布Fig. 5 Vertical variations of bulk density, water content and carbon stocks in sediment cores2.3.2 黑潮、混合海域以及亲潮有机碳储量
黑潮−亲潮混合海域的碳储量最高，平均每厘米可以达到0.28 t/ha；亲潮延伸体的碳储量次之，平均每厘米可达0.21 t/ha；黑潮延伸体的碳储量最低，平均每厘米为0.14 t/ha。同时，3根沉积柱的有机碳储量整体上均随深度的增加而减少，但D5沉积柱的底部有机碳储量波动相对较大（图5c）。
混合海域的有机碳储量最高，主要是因为该海域的有机碳含量较高，即混合海域存在的中尺度涡旋引起的上升流带来了丰富的营养盐，促进了该海域的浮游植物生产力，由此产生了海源有机碳。而黑潮延伸体沉积柱因为位于寡营养盐海域，有机碳储量仅达到混合海域碳储量的二分之一（图4c）。同时研究表明，从黑潮向北，沉积速率呈现增加的趋势[61]，即在相同的时间段内，偏北的区域会沉积更多的有机碳。因此可以推断，混合区域和亲潮延伸体区域（富营养盐区域）与黑潮延伸体区域（寡营养盐区域）相比是更好的有机碳储库，这主要归因于浮游植物更高的生产力以及较高的输出通量和垂直运输效率[62-64]。另外，位于混合海域的D5沉积柱稍高于位于亲潮延伸体的D7沉积柱的碳储量，这可能是因为D5沉积柱和D7沉积柱相比处于水动力条件更为活跃、丰富的混合海域，在涡旋引起的上升流为海水表层带来更丰富的深海营养盐从而促进其表层生产力的同时，下沉流也使得初级生产产生的碎屑更快地下降，即明显增高了其有机碳通量[65]。
根据二端元模型，本文将有机碳储量根据来源分为陆源碳储量和海源碳储量。通过公式（6）计算海源碳储量：
$$ {{Carbon\; Stock}}_{{{\rm{M}}}}={{f}}_{{{\rm{M}}}}{\times}{Carbon}\;{Stock} $$ (6) 式中：$ {{f}}_{\text{M}} $代表海源有机质所占比例；$ Carbon Stock_{\text{M}} $代表海源碳储量。
结果显示，混合海域的海源有机碳储量最高，平均每厘米的海源碳储量可达0.18 t/ha，与指示浮游植物生产力的∑PB变化趋势一致。
2.3.3 1 m深度的有机碳储量
为了更好地与其他区域的有机碳储量进行比较，将少于1 m的沉积柱标准化至1 m，本文用每厘米有机碳储量的平均值乘以100得到单位面积内1 m深度的总碳储量[7]。3根沉积柱每厘米有机碳储量的标准偏差均小于4%，数据分布较集中，可以很好地代表该沉积柱的有机碳储量。结果显示，P1-31沉积柱1 m深度的有机碳储量为14.0 t/ha，D5为28.0 t/ha，D7为21.0 t/ha（图6），远低于全球海洋沉积物有机碳储量（66.6 t/ha）[7]，但均高于北太平洋中部（45°12′N，177°12′E）沉积物有机碳储量（10.5 t/ha）[44]。出现这种结果主要是因为本研究区域相比北太平洋中部有着更高的浮游植物生产力，符合Nishibe等[23]的研究结果。由此推断，初级生产力的相对分布也在很大程度上决定了有机碳储量。同样地，Atwood等[7]也估算过该海域1 m深度的有机碳储量（表2）。但前人研究的碳储量数据普遍高于本文的碳储量数据，一方面是因为前人仅是通过表层5 cm沉积物的有机碳含量推算出1 m深度沉积物的碳储量，和本研究相比缺少代表性；另一方面前人研究中的干密度参数是根据有机碳的含量推算而来（干密度=0.861×%C−0.399），因而和本研究实测的干密度数据相比不够准确。同时，本研究也根据前人研究方法估算出相关碳储量（表2），结果显示，估算出的碳储量数据和前人研究相比相差不大，再次验证了本研究碳储量数据的代表性和准确性。
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图 6 不同区域海洋沉积物1 m深度的有机碳储量对比Fig. 6 Comparison of carbon stock of 1 m marine sediments in different region.表 2 不同方法的碳储量对比Tab. 2 Comparison of carbon stocks by different methods除此之外，本区域的有机碳储量也因为其高生产力而高于北大西洋中部（44°21′N，26°32′W）沉积物有机碳储量（12.4 t/ha）。但本研究区域的有机碳储量却远低于中国边缘海（28°37′N，123°30′E）的有机碳储量（143.3 t/ha）以及全球边缘海有机碳储量平均值（186.7 t/ha）[7]，主要是由于本研究区域缺乏通过河流等媒介输送的陆源有机碳，同时水深较深，在沉降之前大量海源有机碳在微生物作用下发生降解，使得沉积物中的有机碳埋藏量较低[66-67]。但陆架边缘海仅占全球海洋总面积的7%～10%，因而即便拥有单位面积最高的碳储量，但大洋的总有机碳储量（1844 Pg，占全球碳储总量的79%）也远远高于陆架边缘海（266 Pg）[7]。综上所述，深海大洋海域是值得重视并优先保护的碳储区。
3 结 论
（1）在西北太平洋黑潮延伸体、混合海域以及亲潮延伸体采集的沉积柱状样的有机碳含量分别为0.23% ± 0.08%、0.69% ± 0.10%和0.58%± 0.10%，与海源生物标志物在3个区域的含量分布趋势一致。其中，混合海域的有机碳含量最高，主要归因于涡旋引起的上升流带来了丰富的营养盐从而促进了海洋初级生产力，也在一定程度上说明有机碳主要由海洋生产力提供。同时，二端元模型表明本研究区域的有机碳有着显著的海源优势，海源和陆源有机碳所占比例分别为84.5%±15%和15.5%±15%。
（2）黑潮延伸体、混合海域以及亲潮延伸体单位厘米深度的平均碳储量分别为0.14 t/ha、0.28 t/ha和0.21 t/ha，分布和变化趋势与海源生物标志物含量一致，表明该区域的有机碳储量主要受海洋初级生产力影响。标准化为1 m深度的碳储量为14～28 t/ha，尽管低于全球海洋沉积物有机碳储量平均值，但在深海远洋区内依旧是值得重视并保护的沉积碳储区。
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图 1 箱式沉积柱的总有机碳、总氮、C/N和δ13C垂直分布
Fig. 1. Vertical variations of the total organic carbon (TOC), total nitrogen (TN), C/N and δ13C in sediment cores
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图 3 箱式沉积柱的沉积有机碳的海源、陆源贡献
Fig. 3. Proportions of terrestrial and marine OC in sediment core
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图 4 不同海域的海源生物标志物含量和碳储量箱式图
（图4a中B表示菜籽甾醇，D表示甲藻甾醇，A表示烯酮）
Fig. 4. Box-and-whisker plot of marine biomarkers contents and carbon stocks
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图 5 箱式沉积组合的干密度、含水率和碳储量垂直分布
Fig. 5. Vertical variations of bulk density, water content and carbon stocks in sediment cores
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图 6 不同区域海洋沉积物1 m深度的有机碳储量对比
Fig. 6. Comparison of carbon stock of 1 m marine sediments in different region.
表 1 站位信息
Tab. 1 Specification of the study sites
站位 经度（E） 纬度（N） 柱长/cm 水深/m P1-31 149°59′ 31°00′ 34 6036.2 D5 150°06′ 38°56′ 27 5367.1 D7 151°59′ 42°24′ 38 5111.9 
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