黑潮營養鹽輸入對東海陸架浮游生態系統影響的模型研究*

王玉衡 趙 亮 沈家葳

(1. 天津科技大學海洋與環境學院 天津 300457; 2. 天津市海洋資源與化學重點實驗室 天津 300457)

東海是西北太平洋典型的邊緣海, 也是我國重要的漁業產地(寧修仁等, 1995)。黑潮作為東海重要的外源營養鹽來源一直受到研究者的關注。對黑潮輸入東海陸架營養鹽總量的估算, 現有的研究大部分是基于水量平衡的箱式模型, Chen等(1999)最早給出黑潮上陸架營養鹽通量的估算, 并指出黑潮和臺灣暖流是東海陸架主要的外源營養鹽來源。這一結論得到了后續研究的支持(Fang, 2004; Zhanget al, 2007)。此外也有部分研究采用實測營養鹽與文獻中的流量數據進行估算, 如董書航等(2016)給出了春季黑潮上陸架的營養鹽通量; 或者采用數值模式的模擬結果進行計算, 如 Zhao等(2011)基于耦合生態模型對黑潮沿200m等深線跨陸架通量的模擬。雖然不同研究的計算結果有差異, 但現有研究普遍顯示黑潮至少貢獻了東海陸架一半的外源營養鹽輸入。

除了對總量的估算, 富含營養鹽的黑潮次表層水入侵陸架的路徑是另一個研究的焦點, Kondo(1985)認為臺灣東北上陸架的黑潮分支可以越過100m等深線抵達 30°N左右的長江淺灘外緣, 這一結論得到了Yang等(2011)數值模擬結果的支持。Su等(1987, 1994)通過對水文數據和錨系站流速數據的分析, 認為黑潮次表層水入侵后, 可以北上至 28°—29°N, 但主要沿 100—200m 等深線移動, 基本不會進入中陸架和內陸架。Qiu等(1990)利用數值模型對東海黑潮進行了模擬, 結果顯示臺灣東北入侵的黑潮次表層水北上至 27°N附近就返回了黑潮主干, 同樣基本不會越過 100m等深線。Ichikawa等(2002)認為黑潮進入東海陸架的分支可以越過100m等深線, 但會在28°N附近回到黑潮主干或者匯入九州以西的對馬暖流源地。黑潮次表層水入侵陸架的路徑目前仍然存在一定爭議。

箱式模型解決了黑潮對東海陸架營養鹽輸入總量的問題, 但是無法給出輸入的營養鹽在陸架上是如何分布的, 黑潮次表層水入侵路徑的研究在一定程度上有助于了解黑潮輸入營養鹽的分布范圍, 但無法很好定量黑潮輸入營養鹽在各海區的分配。本文通過數值模式的敏感性實驗, 對黑潮在不同季節輸入到不同海區和水層的營養鹽進行了定量化的對比。浮游植物的情況則更為復雜, 除營養鹽以外, 溫度、光照以及海水穩定性等都會對浮游植物的生長產生影響(Sverdrup, 1953; Eppley, 1972; Mitchellet al,1991)。不同季節, 輸入到不同海區和水層的營養鹽對浮游植物生長的貢獻是不一樣的, 輸入限制性營養鹽和非限制性營養鹽的效果也有差別。黑潮對東海陸架不同海區浮游植物或者初級生產力的貢獻是現有研究較為缺乏的, 也是我們試圖回答的另一個問題。

1　模型配置與驗證

本文采用 Zhao等(2011)建立的生態動力學耦合模型進行敏感性實驗, 包括水動力和生態動力學兩個模塊, 以在線耦合的方式運行。水動力部分模塊——普林斯頓大學海洋模型 (Princeton Ocean Model,POM, Blumberget al, 1987), 包含3層嵌套, 內層水平分辨率1/18°×1/18°, 垂向采用σ坐標, 分為21層。生態動力學模塊(Aksneset al, 1995; Skogenet al,1995; Zhaoet al, 2011)包括氮(DIN)、磷(DIP)、硅(DSi)三種營養鹽, 硅藻和甲藻兩種浮游植物類群, 以及有機碎屑和生源硅兩種有機顆粒物。模型運行3年以達到穩定狀態, 取第4年的結果進行分析, 分析區域如圖1所示。

圖1　研究區域與地形Fig.1 Study area and the topography

Zhao等(2011)就模式PN斷面的模擬結果與日本氣象廳的調查數據進行了對比驗證, 發現模式模擬的葉綠素和 DIN斷面分布都很好的抓住了觀測中的主要特征。為了分析黑潮對東海陸架的影響, 本文選取 Gong等(2003)在東海陸架的表層葉綠素觀測數據對模型進行進一步的驗證(圖 2)。觀測數據顯示了冬季到初春東海陸架表層葉綠素濃度普遍較低, 夏季在長江口和杭州灣以東出現高值區, 秋季整體回落的規律, 在模式結果中都得到了較好的模擬。雖然個別高值中心位置的模擬略有偏差, 但考慮到 Gong等(2003)的觀測結果是1997—1998年間4個航次的數據,而模型強迫是多年平均的結果, 這一差異是可以理解的。這充分說明了模型在對黑潮模擬方面的可靠性。

圖2　表層葉綠素分布的觀測與模擬結果Fig.2 Simulation and observation on distribution of the chlorophyll in surface layer

為了研究黑潮對東海陸架生態系統的影響, 設定一組敏感性實驗改變開邊界黑潮輸入營養鹽濃度,并通過與受控實驗的結果進行對比, 來定量化分析黑潮營養鹽輸入對東海陸架不同區域不同層次浮游生態系統的貢獻。考慮到浮游生態系統是個復雜的非線性系統, 為了保證敏感性實驗的合理性, 敏感性實驗的條件設置參考了Guo等(2012)黑潮營養鹽通量年際變化的研究結果。Guo等(2012)通過分析 1987—2009年間的現場觀測數據計算了PN斷面黑潮硝氮通量的年際變化, 得到的多年平均硝氮通量為 170.8kmol/s,年際變化的趨勢是每年增加 0.88kmol/s。據此估算,過去20年黑潮的硝氮通量大約增加了10%。該研究同時指出硝氮和 DIP濃度具有良好的線性關系(R=0.99), 可以認為 DIP的通量變化規律與硝氮類似。DSi通量的年際變化缺乏足夠的觀測數據。但Kodama等(2014)利用黑潮134°E斷面2002—2013年現場觀測數據的分析顯示, 在中上層DSi與硝氮和亞硝氮濃度之和也存在較好的線性關系。考慮到除表層水外, 黑潮 DIN主要以硝氮的形式存在(在次表層約占88%, 中層約占98%, Zhanget al, 2007), 在敏感性實驗的配置中, DIP和DSi通量都采用了與DIN相同的設定, 即對黑潮區開邊界的DIN、DIP和DSi濃度改變 10%, 來模擬黑潮輸入營養鹽年際變化對東中國海浮游生態系統的影響。

2　結果

圖3　黑潮營養鹽增加對東海表層葉綠素及營養鹽貢獻的分布Fig.3 Contribution of nutrient increase in Kuroshio to the surface chlorophyll and nutrients in the East China Sea填色代表敏感性實驗與受控實驗結果之差, 從上至下依次為葉綠素(chl a, mg/m3)、溶解態無機氮(DIN, μmol/L)、溶解態無機氮(DIP,μmol/L)和溶解態硅酸鹽(DSi, μmol/L)

圖 3顯示了黑潮營養鹽增加 10%后給東海表層葉綠素及營養鹽帶來的增量, 黑潮的營養鹽輸入以高磷著稱(Zhanget al, 2007), 反映在實驗結果中, DIP各個季節都表現為增加, 但秋冬季增加的區域連成一片, 春夏季則分割為黑潮區和長江口-蘇北兩個孤立的區域。

DIN和DSi分布有一定的相似性。冬季都是普遍增加; 春季黑潮區和蘇北淺灘增加, 東海內陸架和中陸架減少; 夏季黑潮區增加, 長江沖淡水范圍內減少;秋季DIN是整體增加的, 但DSi在浙閩沿岸、蘇北和蘇巖礁附近是減少的。

葉綠素相對復雜。冬季是黑潮主軸兩側增加明顯;春季黑潮區和長江口以東增加, 東海陸架減少; 夏季跟春季類似, 但沒有了陸架上減少的區域; 秋季則與冬季類似, 但在杭州灣以東多出一個孤立的增加區域。

從大面分布中可以明顯的看到, 黑潮對東海表層營養鹽和葉綠素的影響非常廣泛, 幾乎遍布整個陸架, 但是在不同區域體現出不同的特征。單純從表層浮游植物的增量來看, 呈現出內陸架和外陸架增量較高, 中陸架則基本不受影響的特點, 尤以春夏兩季最為明顯。從營養鹽的分布, 也可以看到高營養鹽的黑潮水對陸架的入侵, 從南到北并不均勻。為詳細了解黑潮對東海陸架不同區域生態系統的影響, 本文選擇了橫跨陸架的 PN斷面(圖 4)以及沿50m等深線的ES1斷面(圖5)進行分析, 斷面位置見圖1。

圖4　黑潮營養鹽增加對PN斷面葉綠素及營養鹽貢獻的分布Fig. 4 Contribution of nutrient increase in Kuroshio to the chlorophyll and nutrients in the PN section

PN斷面3種營養鹽變化量的分布規律較為相似,冬季垂向混合均勻, 從外陸架到內陸架濃度逐漸降低, 底層增量大于表層; 春夏兩季雖然表層只能在內陸架看到營養鹽增加的海區, 但是中層和底層的黑潮水入侵仍然清晰可見; 秋季隨著垂向混合的增強,黑潮水的影響逐漸從中底層向表層擴展。

葉綠素的變化, 冬季主要在外陸架, 表層最為明顯, 但在 50—100m 的水深上, 也仍然可以看到葉綠素濃度的增加; 春季主要在表層, 內陸架和外陸架升高, 中陸架則有所降低, 這可能與早春水華對表層營養鹽的消耗有關; 夏季內陸架表現在表層, 中陸架和外陸架主要體現在次表層, 這與夏季真光層加深有關; 秋季則在整個表層海區普遍出現上升的態勢, 隨著躍層的減弱, 中底層營養鹽向上補充有利于表層葉綠素的增加。值得注意的是除了冬季以外, 其他季節葉綠素的高值區往往對應著營養鹽的低值, 這種反向分布在一定程度上反映了東海陸架浮游生態系統在夏半年有下行控制的特點。冬季的葉綠素局限于外陸架體現了光限制, 夏秋季中陸架表層的降低則主要是營養鹽限制的結果。

圖5　黑潮營養鹽增加對ES1斷面葉綠素及營養鹽貢獻的分布Fig.5 Contribution of nutrient increase in Kuroshio to the chlorophyll and nutrients in the ES1 section注: 圖中以倒三角標注與S斷面和PN斷面的交點

對ES1斷面, 根據其與PN、S兩斷面的交點, 分成南中北3段。黑潮水對ES1斷面的營養鹽輸入明顯集中于中段, 而且自南向北影響從底層逐漸向表層擴展; 南段接收的營養鹽較少, 葉綠素也幾乎沒有變化; 北段從營養鹽濃度來看, 變化不如中段明顯, 甚至夏季還出現了DIN和DSi的降低, 葉綠素的增加卻是最為顯著的。考慮到ES1斷面的北段位于長江淺灘的外緣, 屬于初級生產非常旺盛的海區, 比較合理的解釋是北段浮游植物的生長消耗了大量營養鹽, 從而呈現出葉綠素增加而營養鹽幾乎不變的分布特征,同時長江口外區域以磷限制為主(林軍等, 2011; 王奎等, 2013), 黑潮大量補充 DIP, 在刺激葉綠素增加的同時, 也造成了該區域DIN和DSi的減少。

兩個斷面的葉綠素和營養鹽分布除了反映黑潮貢獻在沿等深線和垂直等深線兩個方向的差異, 也反映了不同水層受黑潮影響的不同。比如PN斷面中段夏秋季的次表層葉綠素峰值和 ES1斷面中段營養鹽自南向北逐漸向表層入侵等特征, 都需要通過對葉綠素和營養鹽的變化進行分層統計來加以體現。因此, 本文分別統計了敏感性實驗中不同海區不同水層中葉綠素和營養鹽變化的積分值, 以便定量化分析黑潮對東海陸架浮游生態系統的貢獻。

3　討論

從圖4和圖5的斷面分布可以看出, 黑潮對東海陸架生態系統的貢獻既有沿黑潮主軸方向的變化,又有從外陸架到內陸架的差異。因此, 以PN和S兩個斷面將東海陸架分為南、中、北三部分, 以ES1(50m等深線)和 ES2(100m等深線)兩個斷面劃分內陸架、中陸架和外陸架。這樣, 整個東海陸架被分成9個海區, 具體海區劃分如表1所示。

對不同區域的葉綠素和營養鹽變化進行積分,年平均以后的統計結果見表1。三種營養鹽的分布較為相似, 都呈現出自外陸架向內陸架遞減, 從南向北遞增的趨勢。具體到9個區域, 內陸架南部幾乎沒有黑潮營養鹽的輸入, 內陸架的中北部和中陸架的南部得到的營養鹽輸入也較少, 營養鹽的輸入主要還是集中在中陸架的中北部和外陸架。這一分布趨勢與Ichikawa等(2002)根據鹽度調查給出的臺灣以北黑潮分支的路徑較為相似, Yang等(2011)利用ROMS模型進行的質點追蹤實驗也得到了類似的結果, 即臺灣東北部黑潮次表層水上陸架后, 大致沿122°E向北擴散, 在26°N附近越過100m等深線, 在29°N附近達到60m等深線, 之后沿60m等深線抵達長江口和杭州灣以東海區, 其流經海區與上述敏感性實驗中營養鹽增加較為明顯的海區基本是一致的。

表1　年平均的區域積分葉綠素及營養鹽變化Tab.1 The annual mean of region-integrated increment of chlorophyll and nutrients

葉綠素的分布則與營養鹽存在一定差異, 表現在內陸架北部和外陸架中部兩個海區的葉綠素增量在整個東海陸架中的占比明顯高于營養鹽的比例(兩個海區的葉綠素增量分別占整個陸架的 7.4%和27.0%, 營養鹽以DIP為例則只占3.8%和18%); 與之對應的, 外陸架南部則是營養鹽輸入較多但葉綠素增量偏低的典型(葉綠素和 DIP占比分別為 7.1%和12.1%)。為了分析這一差距的來源, 本文對敏感性實驗的結果分冬季(圖6)和夏季(圖7)進行了分層積分。

3種營養鹽的垂向分布和季節變化表現有一致特征。就垂向分布而言, 整體上以50m以深的中下層占據優勢, 夏季尤為明顯, 以DIP為例, 2月和8月中下層的增量分別占到整個海區的 48%和 68%; 分海區來看, 外陸架的 3個海區中下層的優勢都非常顯著,而中陸架 20—50m的次表層和中下層所占的比例較為接近, 內陸架營養鹽增量比較小, 由于水深的原因,沒有 50m以深的水層, 營養鹽集中在表層和次表層,冬季表層占優, 夏季二者相當。就季節變化而言, 營養鹽輸入的總量和區域分布格局, 2月和8月的統計結果都沒有明顯差異, 仍以DIP為例, 2月整個東海陸架的增量為294×109mol, 8月份略低為261×109mol,但在層次分配上, 有一定的區別, 8月營養鹽輸入更加集中于底層。

葉綠素的分布則與營養鹽體現出截然不同的特征。在垂向上, 絕大部分海區的葉綠素增量集中在表層和次表層。在季節變化上, 雖然葉綠素增加的總量變化不大(2月為282×106g, 8月為239×106g), 但是在區域和層次上存在明顯的差異。2月的葉綠素增量主要集中在外陸架的中北部和中陸架的中部, 表層和次表層幾乎各半。而8月份則主要在外陸架的中部、中陸架的中北部和內陸架的北部, 除了內陸架北部以外都以次表層為主。從前面的大面和斷面分布可以看到夏季的葉綠素和營養鹽高值是反向分布的, 所以如果一個海區的葉綠素增量集中在夏季, 對應的營養鹽增量會顯得較低。從圖6和圖7可以看出內陸架北部和外陸架中部夏季葉綠素增量明顯高于冬季,這在一定程度上解釋了為什么這兩個海區的葉綠素增量占比明顯高于營養鹽。

圖7　8月份各海區分層葉綠素(a)及營養鹽(b: DIN; c: DIP;d: DSi)變化Fig.7 Integrated increment of chlorophyll (a) and nutrients(b:DIN; c: DIP; d: DSi) in August.

目前利用觀測對陸架區營養鹽收支的估算主要有Chen等(1999)和Zhang等(2007)對三種營養鹽在陸架區整體收支分季節的估算, 以及Fang(2004)對磷酸鹽的估算, 其中 Chen等(1999)的結果還提供了黑潮分層的收支。此外 Zhao等(2011)采用與本文相同的三維水動力模型, 估算了黑潮對東海陸架的營養鹽輸入。

整體來講, 對黑潮輸入的營養鹽, 多數文獻的估算結果差別不大, 仍以 DIP為例, Chen等(1999),Zhang等(2007), Zhao 等(2011)和Fang(2004)四組研究估算的年均通量分別為0.34、0.652、0.7和0.82kmol/s,只有Chen的結果較其他研究偏低。對比Chen等(1999)和 Zhang等(2007)冬夏兩季的收支, 可以看到冬季Chen等(1999)的估算值(0.37kmol/s)明顯低于 Zhang等(2007)的結果(0.92kmol/s), 而夏季則差別不大(二者分別為 0.32和 0.384kmol/s)。這主要是由于 Chen等(1999)對黑潮的輸入采用分層估算, 而 Zhang等(2007)采用整層估算, 二者選用的黑潮入侵陸架的水量數據冬季都高于夏季, 但 Chen等(1999)的數據中冬夏季黑潮差別主要在表層水入侵, 次表層和中層變化不大, 而表層水營養鹽濃度相對較低, 所以冬季黑潮入侵流量雖大, 營養鹽輸入通量的變化卻沒有那么明顯。

對黑潮的估算, Chen等(1999)的方法顯然更加合理, 本文敏感性實驗中的模擬結果顯示黑潮入侵帶來的營養鹽并不存在明顯的季節變化, 以 DIP為例,黑潮輸入營養鹽濃度增加 10%的情況下, 陸架區增加的 DIP在 8月份為 261×109mol, 2月份為 294×109mol, 這一結果與 Chen等(1999)的估算中黑潮輸入營養鹽的季節變化規律是一致的。但是根據 Zhao等(2011)的估算, 模式中黑潮輸入陸架的營養鹽總量卻與Zhang等(2007)的結果更接近。這一差別顯示了目前對黑潮營養鹽貢獻的估算仍然有待改進, 黑潮對陸架的入侵并不是單向的從黑潮主干進入東海陸架, 而是在不同的區域, 既有黑潮水入侵陸架, 又有入侵后的黑潮水返回黑潮主干, 根據 Zhao等(2011)對模型結果的計算, 黑潮在臺灣東北大約有5.8Sv入侵陸架, 在九州西南有 0.5Sv入侵, 而其他海區則有約4.7Sv的入侵水返回了黑潮主干。在以往箱式模型的估算中(如Chenet al, 1999; Zhanget al, 2007), 黑潮的營養鹽通量是用黑潮水入侵陸架的凈通量乘以黑潮營養鹽濃度來進行估算的, 這其中隱含的假設是黑潮水入侵陸架時和從陸架返回黑潮主干時, 營養鹽濃度是相等的, 這一假設顯然有待商榷。Zhao等(2011)的計算方法則是用黑潮入侵陸架的水量乘以黑潮營養鹽濃度再減去返回黑潮主干的水量乘以陸架水的營養鹽濃度, 考慮到黑潮水整體營養鹽濃度是高于陸架水的, 這一算法得到的黑潮營養鹽通量要高于箱式模型。

4　結論

本文利用三維物理-生化耦合模型, 通過設計敏感性實驗, 分析了黑潮營養鹽輸入增加后, 東海營養鹽和葉綠素的響應。并分區域、季節和水層進行定量統計, 得到的主要結論如下:

黑潮輸入營養鹽增加 10%的情況下, 東海陸架區年平均的營養鹽增量呈現出自外陸架向內陸架遞減, 從南向北遞增的趨勢。其對區域積分葉綠素的貢獻, 以外陸架中部(63.68×106g)、外陸架北部(52.90×106g)和中陸架中部(41.14×106g)最為顯著。

冬季, 營養鹽的輸入主要集中在中陸架和外陸架, 外陸架整體上以50m以深的中下層占據優勢, 而中陸架 20—50m的次表層和中下層所占的比例較為接近。葉綠素增量主要分布在外陸架的中北部和中陸架的中部, 表層(0—20m)和次表層幾乎各半。

夏季, 營養鹽增量的分布整體與冬季相似, 但在垂向上, 中下層的優勢更明顯。葉綠素則主要在外陸架的中部、中陸架的中北部和內陸架的北部, 除了內陸架北部以外都以次表層為主。

王 奎, 陳建芳, 金海燕等, 2013. 長江口及鄰近海區營養鹽結構與限制. 海洋學報, 35(3): 128—136

寧修仁, 劉子琳, 史君賢, 1995. 渤、黃、東海初級生產力和潛在漁業生產量的評估. 海洋學報, 17(3): 72—84

林 軍, 朱建榮, 張 經等, 2011. 長江口外海區浮游植物生物量分布及其與環境因子的關系. 水產學報, 35(1): 74—87

董書航, 劉素美, 任景玲等, 2016. 春季東海營養鹽跨陸架輸運通量的初步估算. 海洋環境科學, 35(3): 385—391

Aksnes D L, Ulvestad K B, Bali?o B Met al, 1995. Ecological modelling in coastal waters: Towards predictive physical-chemical-biological simulation models. Ophelia,41(1): 5—36

Blumberg A F, Mellor G L, 1987. A description of a three dimensional coastal ocean circulation model. In: Heaps N S ed. Three-Dimensional Coastal Ocean Models. Washington,DC, USA: American Geophysical Union, 1—16

Chen C T A, Wang S L, 1999. Carbon, alkalinity and nutrient budgets on the East China Sea continental shelf. Journal of Geophysical Research: Oceans, 104(C9): 20675—20686

Eppley R W, 1972. Temperature and phytoplankton growth in the sea. Fishery Bulletin, 70(4): 1063—1085

Fang T H, 2004. Phosphorus speciation and budget of the East China Sea. Continental Shelf Research, 24(12): 1285—1299

Gong G C, Wen Y H, Wang B Wet al, 2003. Seasonal variation of chlorophyll a concentration, primary production and environmental conditions in the subtropical East China Sea.Deep Sea Research Part II: Topical Studies in Oceanography,50(6—7): 1219—1236

Guo X Y, Zhu X H, Wu Q Set al, 2012. The Kuroshio nutrient stream and its temporal variation in the East China Sea.Journal of Geophysical Research: Oceans, 117(C1): C01026 Ichikawa H, Beardsley R C, 2002. The current system in the Yellow and East China Seas. Journal of Oceanography, 58(1):77—92

Kodama T, Shimizu Y, Ichikawa Tet al, 2014. Seasonal and spatial contrast in the surface layer nutrient content around the Kuroshio along 138E, observed between 2002 and 2013.Journal of Oceanography, 70(6): 489—503

Kondo M, 1985. Oceanographic investigations of fishing grounds in the East China Sea and the Yellow Sea, I: characteristics of the mean temperature and salinity distributions measured at 50 m and near the bottom. Bulletin of the Seikai Regional Fisheries Research Laboratory, 62: 19—66

Mitchell B G, Brody E A, Holm-Hansen Oet al, 1991. Light limitation of phytoplankton biomass and macronutrient utilization in the Southern Ocean. Limnology and Oceanography, 36(8): 1662—1677

Qiu B, Imasato N, 1990. A numerical study on the formation of the Kuroshio counter current and the kuroshio branch current in the East China Sea. Continental Shelf Research,10(2): 165—184

Skogen M D, Svendsen E, Berntsen Jet al, 1995. Modelling the primary production in the North Sea using a coupled three-dimensional physical-chemical-biological ocean model.Estuarine, Coastal and Shelf Science, 41(5): 545—565

Su J L, Pan Y Q, 1987. On the shelf circulation north of taiwan.Acta Oceanologica Sinica, 6(S1): 1—20

Su J L, Pan Y Q, Liang X S, 1994. Kuroshio intrusion and Taiwan Warm Current. In: Zhou D, Liang Y B, Zeng C K eds.Oceanology of China Seas. Dordrecht, Holland: Kluwer Academic Publishers, 59—70

Sverdrup H U, 1953. On conditions for the vernal blooming of phytoplankton. ICES Journal Marine Science, 18(3): 287—295 Yang D Z, Yin B S, Liu Z Let al, 2011. Numerical study of the ocean circulation on the East China Sea shelf and a Kuroshio bottom branch northeast of Taiwan in summer. Journal of Geophysical Research: Oceans, 116(C5): C05015

Zhang J, Liu S M, Ren J Let al, 2007. Nutrient gradients from the eutrophic Changjiang (Yangtze River) Estuary to the oligotrophic Kuroshio waters and re-evaluation of budgets for the East China Sea shelf. Progress in Oceanography,74(4): 449—478

Zhao L, Guo X, 2011. Influence of cross-shelf water transport on nutrients and phytoplankton in the East China Sea: A model study. Ocean Science, 7(1): 27—43