随着世界人口对水产品需求的不断增长和海洋主要天然渔场的衰退甚至消失^[1], 越来越多的沿海国家开始将海洋牧场作为渔业资源增殖和海洋生态环境修复与保护的重要手段^[2-4]。近年来, 我国海洋牧场发展迅速^[5-6], 尤其是在山东省近海海域^[7]。山东近海海洋牧场无论是发展速度还是总体数量均位于全国前列^[7]。随着近海海洋牧场数量的不断增多、面积的不断扩大, 认识海洋牧场及周边海域生态环境的时空变化规律及其影响因素已成为海洋牧场高质量发展的重要保障之一。

烟台—威海北部(图 1)是山东省海洋牧场分布最为密集的区域之一, 该海域生态环境的一个显著特点是在夏季底层海水溶解氧浓度偏低, 个别年份甚至出现低氧^[7-8]。低氧是指海水溶解氧浓度低于2.0 mg/L的状态^[9]。因为海水溶解氧浓度较低, 低氧会导致生活在底层且活动能力较弱的海洋生物大量死亡, 严重破坏海洋生态系统, 从而引起海洋灾害^[10]。烟台—威海北部是山东省重要的贝、藻生态园区, 其中主要经济品种行动能力弱, 对海水溶解氧浓度的变化较为敏感。历史上, 前人专门针对该海域海水溶解氧浓度时空变化特征及影响机制的研究较少。Zhang等^[8]和Yang等^[11]分别展示了2016年和2017年夏季海水溶解氧浓度的空间分布, 但并未分析影响机制。

为了更好地认识烟台—威海北部近海水文-生态环境要素的变化动态, 理解夏季底层海水溶解氧亏损的时空分布及影响机理, 我们于2020年6月、7月和8月对该海域的水文、生态环境要素进行了大面航次观测。观测发现, 该海域海水溶解氧浓度垂向剖面中的最小值发生的深度存在显著空间差异。在外海海域, 海水溶解氧浓度的最小值均发生在海洋表层或者底层。但是在近岸海域, 海水溶解氧浓度的垂向分布存在氧最小值层, 即溶解氧浓度最小值并非出现在表层或者底层, 而是出现在表层和底层之间的水体层, 与以往观测不同^[8]。本研究将基于2020年夏季的大面观测数据, 分析该海域海水溶解氧浓度垂向分布最小值(氧最小值层)的变化特征, 并探讨可能影响因素。

1 数据及方法 1.1 观测数据

在2020年夏季, 我们搭乘威海市瑜泰海洋牧场的工作船只分别于6月13号、7月15号和16号、8月17号和18号对烟台—威海北部近海的水文、生态环境要素进行了大面观测, 观测站点分布如图 1所示。其中, 6月航次仅包含双岛湾外海的经向断面, 而7月和8月航次则包含了双岛湾外海的经向断面和双岛湾西侧的沿岸断面和金山港外海的经向断面。本文中, 双岛湾外海的经向断面称为东断面, 双岛湾西侧的沿岸断面与金山港外海的经向断面相连并统称为西断面。所有航次均使用日本亚力克公司生产的多参数水质仪(型号: AAQ171)对海水温度、电导率、压强、溶解氧浓度、pH和叶绿素a(以下简称叶绿素)浓度等的垂向剖面进行观测, 仪器采样频率为4 Hz。本文中, 叶绿素和海水溶解氧浓度为质量浓度。观测深度和盐度由仪器自带软件根据观测的压强、电导率、温度等计算得到。

1.2 方法

本文根据Garcia等^[12]得到的公式、利用观测资料计算了海水的饱和溶解氧浓度和表观耗氧量(apparent oxygen utilization, AOU)。表观耗氧量等于饱和溶解氧浓度与实测海水溶解氧浓度之差, 量化了生物地球化学过程耗氧导致的海水溶解氧浓度的变化^[13]。

本文还计算了浮力频率平方, 表征海水密度层结强度, 其计算公式为$ {N^2}=\frac{{g\partial \rho }}{{\rho \partial z}} $, 其中g=9.8 m/s²为重力加速度, ρ为海水密度, z向上为正。

2 观测结果 2.1 海水溶解氧浓度的典型垂向剖面

观测结果显示, 从6月至8月海水溶解氧浓度不断减小, 其垂向结构亦存在显著变化。图 2展示了威海北部近海(37°34′N, 121°57′E)海水溶解氧浓度垂向剖面的时间变化。6月, 所有站点处海水溶解氧浓度的垂向结构基本一致, 如图 2中红色线所示, 在表层和底层之间存在浓度最大值, 而在表层或底层出现最小值。海水溶解氧浓度在最大值之上存在较为显著的跃层。关于溶解氧浓度垂向分布中的最大值, 前人在黄海海域已有较多观测, 并认为是夏季海水溶解氧浓度垂向结构中一个较为常见的现象^[14-17]。7月, 部分站点海水溶解氧浓度存在氧最小值层, 即溶解氧浓度最小值并非出现在表层或者底层, 而是出现在表层和底层之间的水体层, 如图 2中绿色线所示。在该站点, 海水溶解氧浓度最小值约为6.4 mg/L, 其深度约为11.7 m, 距离海底高度约为10.0 m。在8月份, 海水溶解氧浓度的分层现象更为明显, 如图 2中蓝色线所示。海水溶解氧浓度在深层随深度增大而迅速减小, 并于底层达到最小值。根据上述分析可以看出, 观测期间海水溶解氧浓度仅在7月份存在氧最小值层。

2.2 海水溶解氧浓度垂向分布最小值的空间分布

图 3展示了2020年7月海水溶解氧浓度沿东断面和西断面的空间分布。沿东断面, 海水溶解氧浓度约为5.29~8.54 mg/L; 而沿西断面, 海水溶解氧浓度约为4.81~9.04 mg/L。在两个断面的表层, 海水溶解氧浓度大致从外海向近岸区域减小, 与以往观测一致^[8]。而在两个断面的底层, 海水溶解氧浓度的空间分布较为复杂, 于外海和37°35′N处存在极大值。底层海水溶解氧浓度的空间分布与以往观测稍有不同, 可能存在年际等不同时间尺度的变化^[18]。海水溶解氧浓度垂向结构的最显著特征是在外海区域存在氧最大值层, 而在近岸区域存在氧最小值层。观测期间海水溶解氧浓度的最大值和最小值亦均出现在表层和底层之间的深度层, 其中最大值出现在西断面外海站位约6 m深度处, 最小值出现在离岸最近站位约12 m深度处。

沿东、西两断面, 海水溶解氧浓度垂向分布最小值的空间变化稍有不同。在东断面, 海水溶解氧浓度垂向分布的最小值在空间上较为集中, 存在于37°37′N以南的近岸站位。而在西断面, 海水溶解氧浓度垂向分布的最小值在空间上较为分散, 存在于近岸的4个站位、37°35′N附近的3个站位和外海的1个站位。图 3(c)和图 3(d)分别比较了海水溶解氧浓度垂向分布最小值及其与底层海水溶解氧浓度之差沿东断面和西断面的空间变化。在夏季, 由于密度层结和生物地球化学耗氧等过程的影响, 深层海水溶解氧浓度一般随深度增大而减小, 如图 2所示。因此, 可以使用底层海水溶解氧浓度减去海水溶解氧浓度最小值的差表征氧最小值层的强度。在东断面, 海水溶解氧浓度垂向分布的最小值大致向近岸方向单调减小, 而其强度大致向近岸增大, 强度最大值(0.91 mg/L)出现在从岸边至外海第2个观测站点。在西断面, 海水溶解氧浓度垂向分布最小值在37°37′N以南亦向近岸方向减小, 其强度的空间变化较为复杂, 强度最大值(0.47 mg/L)出现在37°34′N附近。

总体而言, 在2020年7月观测期间, 海水溶解氧浓度垂向分布的最小值主要集中于近岸海域, 且最小值从外海向近岸方向减小。底层海水溶解氧浓度与溶解氧浓度最小值的差于双岛湾邻近海域最大。

3 影响因素分析与讨论

海水溶解氧浓度的空间分布和时间变化受各种海洋动力过程和生物地球化学过程的共同影响^{[13, 19]}。动力因素和过程主要包括海水层结、垂向湍流扩散、潮流或者海流引起的平流输运等, 生物地球化学过程则主要包括浮游植物等光合作用生成氧气、鱼类等呼吸作用消耗氧气、有机物分解消耗氧气等^[19]。对于海水溶解氧浓度在不同区域、不同时间尺度上的变化, 主要影响因素和过程亦不相同。下面将基于观测资料分析讨论海水溶解氧浓度垂向分布最小值形成和空间变化的影响因素。

3.1 各观测要素的垂向结构

首先以位于威海北部近海(37°34′N, 121°57′E)的观测站点为例, 分析2020年夏季各观测要素垂向结构的时间变化。如图 4(a)和(b)所示, 海水温度和盐度呈现相反的时间变化和垂向结构。从6月至8月, 温度升高、盐度降低; 从表层至底层, 温度减小、盐度增大。温度和盐度的垂向结构存在较为显著的跃层, 均于7月最强, 最大值和最小值均出现在表层或者底层。受温度和盐度的影响, 海水密度从6月至8月随时间减小、从表层至底层随深度增大, 垂向结构存在较为显著的密度跃层, 并于7月最强[图 4(c)]。温度和盐度可以影响海水的饱和溶解氧浓度。根据观测资料计算表明, 海水密度和饱和溶解氧浓度的时空变化主要由温度控制^[18]。受温度的影响, 海水饱和溶解氧浓度从6月至8月随时间减小、从表层至底层随深度增大, 最小值出现在表层, 与7月溶解氧浓度的垂向分布不一致。

相比于温度和盐度, 叶绿素浓度的垂向结构存在显著的时间变化, 在6月随深度增大, 而在7月和8月则在水体内部存在最大值层[图 4(d)]。在7月的观测中, 叶绿素浓度垂向分布最大值的深度和溶解氧浓度垂向分布最小值的深度较为接近。

时间变化方面, 表观耗氧量与观测溶解氧浓度和饱和溶解氧浓度呈完全相反的趋势。从6月至8月, 表观耗氧量随时间增大, 且在底层增大速度最快。在6月, 表观耗氧量约为0, 随深度增大略有增加。而在8月, 整层水体的表观耗氧量均大于0, 且随深度增大而显著增加, 最大可达3.20 mg/L。该结果说明从6月开始, 生物地球化学耗氧过程对观测海域深层海水溶解氧浓度变化的影响显著增强。在7月, 表观耗氧量的垂向结构与观测溶解氧浓度的垂向结构相反, 在深度约11.7 m处存在垂向分布的最大值(1.37 mg/L)。

海水pH呈现与海水溶解氧浓度相似的时间变化和垂向结构, 从6月至8月随时间减小、且减小速度在底层最大。在6月, pH约为8.47~8.48, 垂向变化较小。在8月, 表层pH减小至8.41, 而底层pH减小至8.18。深层海水pH的减小间接说明生物地球化学耗氧过程对深层海水溶解氧浓度的变化具有重要影响。在7月, pH的垂向结构与溶解氧浓度的垂向结构类似, 在深度约12.3 m处存在最小值(8.34)。

上述分析说明, 观测站点处海水密度层结和生物地球化学耗氧过程对海水溶解氧浓度垂向分布最小值的形成有重要影响。下面将继续结合7月各要素的断面分布探讨海水溶解氧浓度垂向分布最小值形成和空间变化的影响因素。

3.2 影响要素的断面分布

图 5(a)和(b)展示了2020年7月浮力频率平方沿东、西断面的分布。沿东断面从近岸向外海方向, 密度跃层加深、强度增大。而沿西断面从近岸向外海方向, 密度跃层先加深后变浅、强度先增大后减小。海水溶解氧浓度垂向分布的最小值均出现在浮力频率平方最大值、即最强密度层结以下。这说明夏季密度层结抑制溶解氧的垂向湍流扩散是影响海水溶解氧浓度垂向分布最小值形成的重要因素。但是在近岸海域, 密度层结从外海向近岸方向减弱, 与海水溶解氧浓度垂向分布最小值的空间变化基本相反, 与后者强度的空间变化亦无显著相关关系(图 3)。因此, 密度层结抑制垂向湍流扩散可极大减少深层海水溶解氧的来源, 是海水溶解氧浓度垂向分布最小值发生的必要条件, 但不是主导因素。

图 5(c)和(d)展示了2020年7月叶绿素浓度沿东、西断面的空间分布。水平上, 海水叶绿素浓度大致从近岸向外海减小, 与卫星观测结果一致^[20]。垂向上, 各站点处叶绿素浓度的垂向结构均存在最大值层, 与夏季黄海其他海域的观测结果一致^{[17, 21-22]}。海水溶解氧浓度垂向分布最小值的深度基本位于叶绿素浓度垂向分布最大值的深度之下, 且两者较为接近。海水叶绿素浓度越高, 浮游植物光合作用生成的氧气就越多, 可导致海水溶解氧浓度越高。因此, 观测结果表明海水溶解氧浓度垂向分布最小值的形成和空间变化并不是由浮游植物等光合作用生成氧气过程的减弱引起的, 与叶绿素浓度的时空变化无关。

为了了解生物地球化学耗氧过程的影响, 本文首先分析了2020年7月观测期间海水表观耗氧量的空间分布。如图 5(e)和(f)所示, 在外海海域上层, 海水表观耗氧量为负值, 说明海水溶解氧处于过饱和状态; 而在外海海域深层和近岸海域, 海水表观耗氧量为正值, 说明生物地球化学耗氧过程强烈、海水溶解氧存在显著亏损。总体而言, 海水表观耗氧量的空间分布和溶解氧浓度的空间分布呈显著负相关, 两者沿东、西断面的空间相关系数分别为-0.92、-0.97。对应于海水溶解氧浓度垂向分布的最小值, 表观耗氧量垂向分布存在最大值。此外, 表观耗氧量的最小值(-1.58 mg/L)和最大值(2.82 mg/L)分别出现在西断面的外海观测站位和离岸最近的观测站位。根据表观耗氧量的空间分布, 初步推测夏季近海深层生物地球化学耗氧过程的增强和持续是该海域深层海水溶解氧显著亏损和溶解氧浓度垂向分布最小值形成的重要原因。

为了进一步证实上述观点, 图 5(g)和(h)展示了海水pH沿东、西断面的空间分布。深层海水的pH明显小于上层海水的pH, 且在近岸海域向岸边减小。海水表观耗氧量的空间分布与pH的空间分布呈显著负相关, 两者沿东、西断面的空间相关系数分别为-0.96、-0.97。表观耗氧量与pH空间分布的负相关关系在深层尤为显著, 如图 6(a)和(b)所示。基于最小二乘法可得两者之间的线性关系式: 东断面为y_AOU=-18.5·x_pH+155.8, 西断面为y_AOU=-17.4·x_pH+ 146.2, 其中y_AOU和x_pH分别为海水的表观耗氧量和pH。

图 6(c)和(d)比较了海水溶解氧浓度垂向分布最小值对应的pH及其与底层海水pH之差沿东、西断面的空间分布。利用底层海水pH减去海水溶解氧浓度最小值深度处的pH表征氧最小值层pH的强度。可以看出, 在氧最小值层中, pH及其强度与溶解氧质量浓度及其强度的空间分布基本一致。在海洋中, pH的变化主要受CO₂含量的影响。海洋-大气界面的气体交换和海洋生物呼吸、有机物分解等过程是海洋CO₂的主要来源^[23]。在观测期间, 研究海域存在显著的密度层结, 可同步抑制溶解氧和CO₂的垂向湍流扩散, 减弱海洋-大气界面气体交换对深层溶解氧和CO₂含量的影响。因此对于深层水体而言, 表观耗氧量与pH之间显著的负相关关系进一步证明局地生物呼吸和有机物分解等生物地球化学过程是影响海水溶解氧和CO₂含量同步变化的重要过程。

根据上述结果, 溶解氧浓度垂向分布最小值的形成机制可能为: 一方面, 观测海域存在密度层结, 可极大抑制溶解氧的垂向湍流扩散, 从而减少密度跃层以下海水溶解氧的来源; 另一方面, 密度跃层以下水体中生物地球化学过程持续耗氧, 且耗氧过程在海底之上的水体层最强, 从而形成溶解氧浓度垂向分布的最小值。

此外, 在部分海水溶解氧浓度存在最小值层的站位, pH垂向分布中的最小值出现在底层。这说明海水溶解氧浓度垂向分布最小值的形成还受其他过程或者因素的影响。在观测海域, 底层海水溶解氧浓度和pH从外海向近岸方向减小。Zhai等^[18]根据定点连续观测数据指出, 该海域流场主要受海面风的控制^[24]。在夏季, 离岸南风可引起底层向岸流。因此, 底层流的向岸平流输运也可能导致近岸海域海水溶解氧浓度的最小值出现在海底之上的水体层而非底层^[18]。由于研究区域岸线复杂、缺少高分辨率的流场观测数据或数值模拟结果, 本文无法量化底层流对海水溶解氧浓度最小值层的形成和时空变化的贡献, 未来还需要进一步研究。

4 结论与展望

作为海洋生态环境的重要参数, 海水溶解氧浓度的时空变化对海洋牧场的可持续健康发展极为重要。基于2020年夏季的大面航次观测数据, 本文首次分析了烟台—威海北部海洋牧场及邻近海域海水溶解氧浓度垂向分布最小值(即氧最小值层)的空间变化特征, 并探讨了影响因素。主要结论如下:

1) 从6月至8月, 观测海域海水溶解氧浓度不断减小, 垂向结构亦存在显著变化。海水溶解氧浓度垂向分布的最小值仅出现在7月。沿观测断面, 海水溶解氧浓度垂向分布的最小值主要出现在近岸海域, 最小值大致从外海向近岸方向减小, 其距离海底高度和与底层溶解氧浓度之差的绝对值均于双岛湾邻近海域为最大。

2) 海水溶解氧浓度垂向分布的最小值位于最强密度层结以下, 但两者的空间分布基本相反, 说明密度层结抑制垂向湍流扩散可极大减少深层海水溶解氧的来源, 是海水溶解氧浓度垂向分布最小值形成的必要条件, 但不是主导因素。

3) 叶绿素浓度的垂向结构在表层和底层之间存在最大值层, 其深度与海水溶解氧浓度最小值的深度相近, 表明叶绿素浓度的时空变化并不是海水溶解氧浓度垂向分布最小值的形成原因。

4) 从6月至8月, 密度层结以下海水表观耗氧量为正值且显著增大, pH显著减小。在大部分站点处, 对应于溶解氧浓度垂向分布的最小值, 表观耗氧量存在垂向分布的最大值, pH存在垂向分布的最小值, 说明局地增强、持续的生物地球化学耗氧过程是控制海水溶解氧浓度垂向分布最小值形成和空间变化的一个重要过程。

烟台—威海北部近海海水溶解氧浓度的最小值层与大洋中常见的次表层氧最小值层(oxygen minimum zone)^[25-26]在时空变化方面不同。大洋中的次表层氧最小值层存在于太平洋、大西洋和印度洋, 且常年存在。但是两者在形成机制方面是类似的, 其中一个重要机制是在密度层结抑制溶解氧垂向扩散的同时, 生物地球化学过程持续耗氧导致溶解氧浓度不断降低。未来工作将继续结合高分辨率观测或者水动力-生物地球化学耦合数值模拟结果研究该海域生物地球化学耗氧过程的时空变化和影响机制, 同时利用溶解氧的收支方程探讨水动力导致的平流输运等不同过程对海水溶解氧浓度最小值层形成和时空变化的贡献。