2024, Vol. 48
文章信息
- 李文彬, 刘子洲, 翟方国, 吴文凡, 顾艳镇, 刘聪. 2024.
- LI Wenbin, LIU Zizhou, ZHAI Fangguo, WU Wenfan, GU Yanzhen, LIU Cong. 2024.
- 渤海底层溶解氧的季节变化研究
- Seasonal variations in the bottom dissolved oxygen concentration in the Bohai Sea
- 海洋科学, 48(11): 56-69
- Marine Sciences, 48(11): 56-69.
- http://dx.doi.org/10.11759/hykx20230219001
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文章历史
- 收稿日期：2023-12-19
- 修回日期：2024-02-19
2. 浙江大学 海洋学院, 浙江 舟山 316021;
3. 浙江大学海南研究院, 海南 三亚 572000
2. Ocean College, Zhejiang University, Zhoushan 316021, China;
3. Hainan Institute of Zhejiang University, Sanya 572000, China
海水中的溶解氧是海洋中生物地球化学过程的基础要素, 其时空变化对近海渔业资源的开发利用和海洋生态环境的保护具有重要现实意义。自20世纪中期以来, 全球近岸海域溶解氧浓度呈现下降趋势[1-2], 低氧现象(溶解氧质量浓度 < 2 mg/L)发生的频率、严重程度和海域面积均有所增加[3-4]。频发的低氧现象不仅会对生物多样性、生物栖息地和生物地球化学循环造成一系列负面影响[5-9], 同时还会降低生态系统的自我调节能力, 使该海域再次发生低氧的可能性增加[3]。
渤海是中国北部的半封闭内海, 具有丰富的海洋生物资源, 是我国重要的生态屏障和资源宝库。我国学者对渤海溶解氧浓度的时空分布特征及其影响机制进行了大量研究。渤海溶解氧浓度呈现显著的季节变化[10-13]: 春季海水溶解氧含量最高, 处于饱和或过饱和的状态, 且表、底层溶解氧浓度基本一致; 夏季溶解氧含量最低, 表层溶解氧浓度有时会达到过饱和状态, 而底层溶解氧浓度基本处于不饱和状态, 并且存在“双核”结构的低氧区, 北部低氧区位于秦皇岛以东、辽东湾中部, 南部低氧区位于渤海湾东部; 秋季, 底层溶解氧浓度升高, 垂向差异减小。对于渤海溶解氧影响机制的研究多集中于夏季底层低氧区, 前人普遍认为, 夏季底层低氧区的形成与季节性层化阻滞溶氧和底层水体有机质矿化分解密切相关[14-18]。也有学者提出了影响渤海夏季底层低氧区分布的其他因素, 比如, 海底地形通过控制溶解氧的横向输运从而影响夏季底层溶解氧的分布[16], 潮汐锋可以为低氧区的扩张提供动力条件[17], 底层海盆尺度的反气旋环流也会影响低氧区的扩张或收缩[13]。
环渤海地区长期以来的陆源污染排放, 导致渤海富营养化加剧, 夏季底层溶解氧浓度呈现下降趋势[18-20], 底层溶解氧浓度低值区范围不断扩大[20]。Zhao等[16]利用2014年8月份的实测数据估算渤海底层低氧海域(溶解氧质量浓度 < 3 mg/L)的面积, 达756 km2, 表明渤海已成为中国沿海第二大低氧海区。2015年9月初, 渤海底层溶解氧浓度达到有观测记录以来的最低值, 仅为2.14~2.21 mg/L[10]。研究渤海底层溶解氧的季节变化及影响机制, 特别是夏季底层低氧的演化过程和控制机制, 对渤海生态环境的保护与修复和渔业资源的可持续产出具有重要现实意义。目前, 渤海溶解氧的观测和研究主要集中在夏季, 所使用的数据多为走航观测数据和模式数据, 而利用长期定点连续观测数据分析底层溶解氧季节变化的研究相对较少。本文基于蓬勃观测站点和唐山外海观测站点2020年12月至2022年8月的定点连续观测数据, 对底层海水溶解氧浓度的季节变化特征及影响机制进行研究。本文首次使用渤海底层溶解氧浓度的长期连续观测数据, 通过长时间序列和天平均数据详细描述底层溶解氧的变化过程, 有助于提高对渤海溶解氧季节变化特征及影响机制的认识。
1 数据和方法 1.1 海底有缆在线观测数据2020年11月在蓬勃观测站点(38°23′27″N, 120°6′47″E)与唐山外海观测站点(39°6′29″N, 119°10′50″E)布放了两套海底有缆在线观测系统, 具体位置如图 1所示, 观测站点平均水深分别为28.27 m和21.25 m。本文所使用的海底有缆在线观测系统是一套技术发展较为成熟, 并在业务化监测中得到广泛应用的海洋观测系统[21-22]。海底观测系统搭载Sea-Bird公司生产的多参数水质仪, 可进行电导率、温度、压力、溶解氧、叶绿素等海洋要素的连续观测, 采样时间间隔为5 min。观测系统布放前, 对水质仪进行校准, 系统布放后, 定期进行故障检修和维护保养, 尽可能地保障观测数据的长期、连续和稳定。
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| 图 1 渤海地形及观测站点分布(根据审图号为GS(2023)2767的地图制作) Fig. 1 Topography of the Bohai Sea and locations of the observation stations 注: 图中红色五角星分别表示蓬勃(PB)观测站点和唐山外海(TS)观测站点所在位置 |
本文选取蓬勃观测站点和唐山外海观测站点2020年12月5日至2022年8月28日期间的观测数据进行分析。在剔除异常值后, 对数据进行日平均处理, 以去掉较小尺度过程的影响。按照世界气象学会的定义, 本文将四季划分为: 冬季, 包括12月、1月和2月; 春季, 包括3月、4月和5月; 夏季, 包括6月、7月和8月; 秋季, 包括9月、10月和11月。
1.2 溶解氧相关参数计算海水饱和溶解氧质量浓度是指当水体与大气中的氧交换达到平衡时海水中的溶解氧质量浓度。本文所使用的饱和溶解氧质量浓度由Garcia与Gordon改进的公式[23]计算得到:
| $ \begin{array}{l} \ln C = {A_0} + {A_1}{T_{\text{S}}} + {A_2}T_{\text{S}}^2 + {A_3}T_{\text{S}}^2 + {A_3}T_{\text{S}}^3 + {A_4}T_{\text{S}}^4 + \\ \;\;\;\;\;\;\;\;\;{A_5}T_{\text{S}}^5 + S({B_0} + {B_1}{T_{\text{S}}} + {B_2}T_{\text{S}}^2 + {B_3}T_{\text{S}}^3) + {C_0}{S^2} \end{array} , $ | (1) |
其中, C为海水饱和溶解氧质量浓度, S为实测海水盐度, TS为温度转换系数:
| $ {T_{\text{S}}} = {\text{ln}}[(298.15 - T)/(273.15 + T)] , $ | (2) |
T为实测海水温度, 单位为℃。
当饱和溶解氧体积比单位为mL/L时, 经验常数A、B、C数值为:
在进行单位换算[24]后, 得到以mg/L为单位的饱和溶解氧质量浓度O2S:
| $ {O_{{\text{2S}}}} = 1.429C . $ | (3) |
表观耗氧量(Apparent Oxygen Utilization, O2U为饱和溶解氧质量浓度与实测溶解氧质量浓度(O2)之差, 可用于探究海水中由生物地球化学过程耗氧导致的溶解氧浓度的变化:
| $ {O_{{\text{2U}}}} = {O_{{\text{2S}}}} - {O_{\text{2}}} . $ | (4) |
当O2U < 0时, 生物的产氧过程占主导, 海水处于过饱和的富氧状态; 当O2U > 0时, 生物的耗氧过程占主导, 海水处于氧亏损的贫氧状态。
海水溶解氧饱和度p(saturation percentage)为实测溶解氧质量浓度与饱和溶解氧质量浓度之比:
| $ p = \frac{{{O_{\text{2}}}}}{{{O_{{\text{2S}}}}}} \times 100\% , $ | (5) |
当p > 100%时, 海水中的溶解氧处于过饱和状态; 当p < 100%时, 海水中的溶解氧处于不饱和状态。
1.3 卫星观测资料与再分析资料由于缺少海表的连续观测数据, 本文借助卫星观测资料与再分析资料提供的海面温度(sea surface temperature, SST)数据和海面10 m高度风速数据, 来探讨层结和大风过程对底层海水溶解氧浓度的影响。
本文使用的卫星观测资料为美国国家航空航天局(National Aeronautics and Space Administration, NASA)提供的多尺度超高分辨率(Multi-scale Ultra-high Resolution, MUR)SST数据, 其水平分辨率为0.01°×0.01°, 时间分辨率为1 d。MUR SST融合了三种卫星的观测数据和现场观测数据, 并使用多尺度变分分析法插值到全球海洋网格[25], 目前已被应用于识别和研究黄海温度锋[26-27]。
本文使用的再分析资料为欧洲中期天气预报中心(European Centre for Medium-Range Weather Forecasts, ECMWF)提供的第五代再分析数据集(ECMWF Reanalysis V5, ERA5), 所使用的变量为SST数据和海面10 m高度风速数据, 其水平分辨率为0.25°× 0.25°, 时间分辨率为1 h。ERA5的数据同化模块使用4维同化变分技术, 可以充分利用历史观测数据, 从而提高预报结果的准确性[28]。已经有学者研究表明[29-31], ERA5提供的SST数据和海面10 m高度风速数据在中国近海的适用性良好。
本文通过双线性插值法将卫星观测资料和再分析资料插值到观测站点, 再对数据进行日平均处理, 从而得到观测站点处的日平均SST和海面10 m高度风速数据。
1.4 数据验证由于渤海的跃层以温跃层为主[32], 故本文以表底温差表征层结强度, 探讨海洋层结对底层溶解氧浓度的影响。在计算表底温差时, 表层海水温度使用MUR SST数据, 底层海水温度使用海底有缆在线观测数据。为验证卫星观测数据量值的可信度, 本文使用国家海洋局北海环境监测中心(North China Sea Environmental Monitoring Center, NCSEMC)2015— 2017年春季、夏季、秋季在渤海进行的航次观测SST数据, 对MUR SST数据进行校正。关于NCSEMC数据的详细信息详见Chen等[12]的研究。
图 2展示了MUR SST数据与NCSEMC SST数据的对比结果, 可以看出, 二者的量值在整体上吻合较好。二者的拟合方程为SSTMUR=0.98SSTNCSEMC+0.07, 与直线方程y=x十分接近, 这表明在渤海区域内, MUR SST数据量值总体可信。利用二者的拟合方程对MUR SST数据进行校正, 用于本文后续分析。
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| 图 2 NCSEMC SST-MUR SST散点图 Fig. 2 Scatter diagram of NCSEMC SST versus MUR SST |
观测期间, 蓬勃观测站点和唐山外海观测站点底层溶解氧质量浓度(下文简称溶解氧浓度)平均值分别为10.67 mg/L和10.48 mg/L, 溶解氧浓度各季节的变化范围如表 1所示。图 3展示了蓬勃观测站点和唐山外海观测站点底层溶解氧浓度的日平均时间序列, 可以看出, 两观测站点的底层溶解氧浓度呈现出低频的季节变化特征, 就年周期而言, 表现为“一峰一谷”的变化规律。蓬勃观测站点溶解氧浓度从2020年12月至2021年3月呈增长趋势, 于3月7日达到最高值13.77 mg/L, 3月中旬至8月中旬呈降低趋势, 于8月20日达到最低值5.72 mg/L, 8月下旬至2022年4月中旬呈增长趋势, 于4月19日达到最高值14.45 mg/L, 4月下旬至8月中旬呈降低趋势, 8月20日达到最低值5.74 mg/L; 唐山外海观测站点溶解氧浓度从2020年12月至2021年2月中旬呈增长趋势, 于2月12日达到最高值15.36 mg/L, 2月中旬至9月初呈降低趋势, 于9月3日达到最低值3.48 mg/L, 9月至2022年3月上旬呈升高趋势, 于3月10日达到最高值15.65 mg/L, 3月中旬至7月底呈降低趋势, 于7月30日达到最低值1.78 mg/L(低于低氧阈值2 mg/L)。
| 观测站点 | 冬季 | 春季 | 夏季 | 秋季 |
| 蓬勃 | 10.26~14.06 | 10.62~14.45 | 5.72~11.12 | 6.37~10.76 |
| 唐山外海 | 10.85~15.36 | 10.48~15.65 | 1.78~10.61 | 3.46~10.75 |
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| 图 3 两观测站点溶解氧浓度日平均时间序列 Fig. 3 Daily time series of dissolved oxygen concentration in two observation stations |
图 4(a)展示了两观测站点溶解氧浓度的季节平均值, 可以看出蓬勃观测站点的溶解氧浓度为春季 > 冬季 > 秋季 > 夏季, 唐山外海观测站点的溶解氧浓度为冬季 > 春季 > 秋季 > 夏季。本文的溶解氧季节变化规律与前人研究结果一致: Chen等[12]基于2008—2017年的航次大面观测数据的研究结果显示, 渤海底层溶解氧浓度春季最高, 秋季次之, 夏季最低; 刘千等[20]分析渤海中部断面1978—2018年的历史观测资料, 同样得出底层溶解氧浓度在冬季和春季较高, 夏季最低。
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| 图 4 溶解氧浓度(a)及其变化速率(b)季节平均时间序列 Fig. 4 Time series of the seasonal-averaged O2 (a) and its changing rate (b) |
图 4(b)为利用线性拟合得到的各季节溶解氧浓度变化速率, 可以看出, 溶解氧浓度变化速率呈现出季节变化。秋季和冬季, 溶解氧浓度变化速率为正, 且秋季变化速率(0.04~0.06 mg/(L·d))较快; 春季和夏季, 溶解氧浓度变化速率为负, 且夏季变化速率(–0.06~ –0.08 mg/(L·d))较快。从全年来看, 夏季溶解氧浓度变化速率量值最大。由于缺乏长期连续观测数据, 以往的研究多采用两次航次之间溶解氧浓度的差值估算溶解氧变化速率, 并且研究时段多集中于夏季。本文计算得到的夏季底层溶解氧浓度降低速率, 与Zhai等[14]利用渤海西北部-北部的航次观测数据估算得到的0.06~0.09 mg/(L·d)和Song等[33]利用渤海北部的航次观测数据估算得到的0.06~0.07 mg/(L·d)相一致。
2.2 饱和溶解氧浓度、溶解氧饱和度和表观耗氧量图 5展示了饱和溶解氧浓度、溶解氧饱和度和表观耗氧量的日平均和季节平均时间序列。两观测站点的饱和溶解氧浓度表现出季节变化, 从冬季到夏季逐渐降低, 从夏季到冬季逐渐升高。但饱和溶解氧浓度达到最值的时间与溶解氧浓度达到最值的时间不完全同步。蓬勃观测站点底层饱和溶解氧浓度于2021年3月7日和2022年2月27日达到最高值11.56 mg/L和11.69 mg/L, 于2021年9月23日达到最低值7.42 mg/L。唐山外海观测站点底层饱和溶解氧浓度于2021年1月31日和2022年2月23日达到最高值12.51 mg/L和12.67 mg/L, 于2021年8月19日达到最低值7.46 mg/L。
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| 图 5 饱和溶解氧浓度(a, b)、溶解氧饱和度(c, d)和表观耗氧量(e, f)的日平均(左列)及季节平均时间序列(右列) Fig. 5 Time series of the daily-averaged (left column) and seasonal-averaged (right column) saturated dissolved oxygen (a, b), saturation percentage (c, d), and apparent oxygen utilization (e, f) |
溶解氧饱和度和表观耗氧量同样呈现季节变化规律, 并且两者的变化趋势基本相反。春季到夏季, 溶解氧饱和度由过饱和降低至不饱和, 最低可至21%, O2U逐渐增大为正值, 最高可达6.64 mg/L; 夏季到春季, 溶解氧饱和度由不饱和升高至过饱和, 最高可达137%, O2U逐渐减小为负值, 最低可至–3.93 mg/L。这表明春季海水中的生物地球化学过程占优, 海水处于富氧状态; 夏季海水中的生物地球化学过程耗氧强烈, 使水体中溶解氧显著亏损。另外, 从图 5(c)和图 5(e)中可以看出, 夏季, 唐山外海观测站点的溶解氧饱和度低于蓬勃观测站点, O2U大于蓬勃观测站点。
3 影响因素海水中溶解氧浓度的时空变化与物理过程和生物地球化学过程密切相关[34], 物理过程主要包括海水温盐变化导致氧气溶解度的变化[12]、层结强度控制海水溶解氧的垂向扩散[35-38]、平流输运导致局地溶解氧浓度的变化[39], 生物化学过程主要包括生物光合作用、呼吸作用和非生物氧化过程。对于不同海域和不同时空尺度, 主导海水溶解氧浓度变化的因素各异。下文将讨论海水温度、海洋层结、大风过程以及生物地球化学过程对渤海底层溶解氧浓度季节变化的影响。
3.1 海水温度海水温度和盐度通过影响溶解氧在海水中的溶解度从而影响溶解氧浓度的变化。当温度和盐度升高时, 海水中溶解氧的溶解度降低, 导致溶解氧浓度降低, 反之亦然。饱和溶解氧浓度计算公式[23]和前人的研究[12]均显示, 渤海海水温度对氧气溶解度的影响远大于盐度对氧气溶解度的影响, 故下文仅讨论底层海水温度对底层溶解氧浓度的影响。
图 6(a)和图 6(c)中黑色实线展示了蓬勃观测站点与唐山外海观测站点的底层海水温度日平均时间序列, 可以看出: 底层海水温度呈现出显著的季节变化特征, 于2月达到最低值, 9月达到最高值。底层海水温度和实测溶解氧浓度变化趋势相反, 3—8月, 底层海水温度升高, 底层溶解氧浓度降低, 9月至次年2月, 底层海水温度降低, 底层溶解氧浓度升高。两站点底层海水温度和溶解氧浓度呈现显著的负相关关系, 同期相关系数在95%显著性检验下分别为–0.96和–0.93(若无特殊说明, 本文计算的相关系数均已通过95%的显著性检验)。底层海水温度-溶解氧浓度散点图[图 6(b)和图 6(d)]同样显示了两者之间高度的负相关关系, 其线性关系式分别为:
| $ {O_2}(T) = - 0.35T + 14.72 , $ | (6) |
| $ {O_2}(T) = - 0.44T + 15.09 . $ | (7) |
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| 图 6 两观测站点底层温度、实测溶解氧浓度、拟合溶解氧浓度日平均时间序列(a, c)和底层温度-溶解氧浓度散点图(b, d) Fig. 6 Daily time series of bottom temperature, observed O2 and fitted O2 (a, c), and scatter diagram of temperature versus O2 at bottom layer (b, d) in two observation stations 注: 图b, d中黑色实线表示拟合的线性关系式, 红框标示了与拟合关系式偏离较大的散点 |
唐山外海观测站点的温度-溶解氧浓度线性关系式(7)斜率更大, 说明当用线性关系表征该变化且两站点温度变化量值相同时, 唐山外海观测站点的溶解氧浓度变化更为显著, 即该站点溶解氧浓度受底层海水温度变化的影响更明显。
图 6(a)和图 6(c)中红色实线为利用线性关系式(6)和(7)拟合得到的溶解氧浓度O2(T), 可以看出, 拟合溶解氧与实测溶解氧的量值和总体变化趋势基本一致。可决系数反映了拟合溶解氧异常在观测溶解氧异常中所占的比率:
| $ {R^2} = \frac{{\sum {_{i = 1}^n{{({O_2}(T) - \overline {{O_2}} )}^2}} }}{{\sum {_{i = 1}^n{{({O_2} - \overline {{O_2}} )}^2}} }} . $ | (8) |
经计算, 两观测站点的可决系数分别为0.92和0.87, 表明底层海水温度是影响底层溶解氧浓度变化的主要因素。但从图 6(a)和图 6(c)中也可以看出, 在夏季和秋初, 拟合溶解氧曲线与实测溶解氧曲线差别较大。温度-溶解氧浓度散点图也显示出, 部分温度较高且溶解氧浓度较低的散点与拟合的线性关系式偏离较大[如图 6(b)和图 6(d)中的红框标示], 说明在夏季和秋初, 底层海水温度对溶解氧浓度的调控能力减弱, 其他因素产生了较强的调控作用。
3.2 海洋层结3.1节的结果表明, 在夏季和秋初, 底层海水温度并非控制底层溶解氧浓度变化的最主要的因素。前人研究表明, 海洋层结能够阻碍表层富氧水体向底层水体补充溶解氧, 是维持夏季底层水体氧亏损的重要物理过程[7, 35]。计算表底温差Tsurface-Tbottom, 作为层结强度的指标。其中, Tsurface使用的是校正后的MUR SST数据, Tbottom使用的是海底有缆在线观测系统观测得到的底层海水温度。
图 7(a)与图 7(b)展示了蓬勃观测站点与唐山外海观测站点校正后的MUR SST和ERA5 SST数据的日平均时间序列, 两种SST数据的变化趋势基本一致, 同期相关系数为1.00, 证明了MUR SST数据变化趋势的可信性。从图中可以看出, 10月至次年4月中旬, 表底温度基本一致, 而4中旬至9月中旬, SST明显大于底层温度。图 7(c)与图 7(d)中蓝色实线表示用校正后的MUR SST数据计算得到的表底温差, 可以看出: 冬季和初春, 表底温差基本在0值附近, 此时水体垂向混合均匀; 4月中旬, 表底温差形成, 随后逐渐扩大, 说明水体层结形成并逐渐加强; 7月中下旬, 两站点表底温差最大, 即水体层结达到最强; 此后, 表底温差减小, 层结减弱; 9月中旬, 表底温差降低至0值附近, 海水恢复到垂向混合均匀的状态。
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| 图 7 两观测站点海表面温度、底层温度(a, b)、表底温差以及表观耗氧量(c, d)日平均时间序列 Fig. 7 Daily time series of sea surface temperature, bottom temperature (a, b), surface-bottom temperature differences, and apparent oxygen utilization (c, d) in two observation stations |
表底温差与O2U呈正相关关系, 与底层溶解氧浓度呈负相关关系(如表 2所示)。综合图 3、图 5和图 7可以看出, 10月至次年4月中旬, 水体垂向混合均匀, 底层溶解氧基本处于过饱和状态; 从4月中旬开始, 水体层结形成并逐渐加强, 限制了表层富氧海水向底层水体补充溶解氧, 底层溶解氧逐渐降低至不饱和状态, O2U也由负值逐渐增大为正值, 且晚于表底温差24~33 d达到最大值; 9月中旬, 表底温差消失, 即水体层结衰退, 同时, O2U降低至0值附近, 底层溶解氧回升至过饱和状态。
| 观测站点 | R(Tsurface-Tbottom和O2) | R(Tsurface-Tbottom和O2U) |
| 蓬勃 | –0.57 | 0.56 |
| 唐山外海 | –0.67 | 0.72 |
层结会阻碍水体中溶解氧的垂向交换, 是维持夏季底层氧亏损的前提条件[13]。反之, 当层结减弱时, 溶解氧的垂向交换加强, 底层水体氧亏损就会得到缓解[40]。由图 3可以看出, 在2021年秋季至2022年春季底层溶解氧浓度升高的过程中, 蓬勃观测站点溶解氧浓度升高速率基本保持在0.04 mg/(L·d), 而唐山外海观测站点溶解氧浓度升高速率可以分为两个阶段: 2021年9月3日至19日溶解氧浓度快速升高, 变化速率可达0.29 mg/(L·d); 2021年9月20日至2022年3月10日, 溶解氧浓度升高速率较前段时间大幅降低, 为0.04 mg/(L·d)。图 8详细展示了2021年8—10月唐山外海观测站点各变量的变化, 可以看出: 2021年9月3日至19日, 底层溶解氧浓度快速上升, 溶解氧饱和度从45%迅速上升至103%; 9月20日至10月31日, 底层溶解氧浓度缓慢上升, 溶解氧饱和度基本维持在105%左右。对于位于近岸浅水区的唐山外海观测站点而言, 可能存在某些极端天气过程破坏了海洋层结, 增强了海水的垂向混合, 使底层海水溶解氧浓度快速升高至过饱和状态。当海水垂向混合均匀后, 溶解氧浓度主要受饱和溶解氧浓度的影响, 该过程溶解氧升高速率取决于底层海水温度降低速率, 比极端天气过程引起溶解氧浓度升高的速率要慢得多。
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| 图 8 唐山外海观测站点2021年8—10月各变量日平均时间序列 Fig. 8 Daily time series of each variable from August to October 2021 in the Tangshan offshore observation station 注: 绿色虚线内表示2021年9月3日至19日 |
大风过程会增强水体垂向混合, 引起底层水体溶解氧浓度的剧烈变化[36, 41]。由图 8可以看出, 2021年9月3日至6日, 风向由偏南风转为偏北风, 最大风速为7.03 m/s, 表底温差下降超过2 ℃, 溶解氧浓度由3.46 mg/L升高到4.74 mg/L。9月12日至18日, 主要盛行强北风, 最大风速达9.39 m/s, 在大风过程的搅拌作用下, 表底温差逐渐消失, 溶解氧浓度由5.40 mg/L快速升高到8.08 mg/L。由此得出, 在近岸浅水区, 大风过程可以增强海水垂向混合, 使底层溶解氧浓度快速升高。
3.3 生物地球化学过程在上一节中讨论了层结对底层溶解氧浓度的影响, 但需要说明的是, 层结仅仅对溶解氧的垂向扩散起到阻滞作用, 并非夏季底层水体耗氧的原因。以往研究表明[16-17], 呼吸作用和有机质的矿化分解等生物地球化学过程是夏季渤海底层耗氧的主导过程。表观耗氧量是海洋中生物地球化学过程耗氧程度的指标, 是生物光合作用、呼吸作用以及有机物分解作用等过程的净结果[42]。两站点溶解氧浓度与O2U呈现显著的负相关关系[图 9(a)和图 9(b)], 相关系数分别为–0.93和–0.94, 说明生物地球化学过程对底层溶解氧浓度的变化发挥了重要作用。夏初, O2U由负值逐渐升高为正值[图 9(b)], 说明底层水体生物地球化学过程耗氧增加, 同时由于层结的存在(图 7), 阻碍了表层向底层的溶解氧补充, 使得底层水体耗氧不断累积, 底层溶解氧浓度逐渐降低[图 9(a)], 最终降低至不饱和状态。
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| 图 9 两站点溶解氧浓度(a)、表观耗氧量(b)和叶绿素浓度(c)日平均时间序列 Fig. 9 Daily time series of O2 (a), O2U (b), and chlorophyll concentration (c) 注: 图中蓝色与红色矩形分别表示蓬勃观测站点和唐山外海观测站点春季叶绿素浓度较高的时段, 也是O2U发生最低值的时段 |
前文提到, 唐山外海观测站点于2022年7月30日发生了低氧现象, 溶解氧浓度最低值仅为1.78 mg/L, 溶解氧饱和度仅为21%。对比2021年和2022年7—8月两观测站点溶解氧等要素的平均值(如表 3所示), 以探讨唐山外海观测站点发生低氧现象的原因。与2021年相比, 2022年7—8月, 唐山外海观测站点的饱和溶解氧浓度较高, 溶解氧浓度较低, 表底温差和O2U较高, 表明2022年唐山外海低氧现象主要与层结和水体耗氧过程增强有关。对比每年7—8月两观测站点之间的差异, 发现两站点的饱和溶解氧浓度和表底温差相差不大, 但唐山外海观测站点的O2U约为蓬勃观测站点的2.7~3.3倍, 表明生物地球化学过程可能是导致唐山外海观测站点夏季溶解氧浓度低于蓬勃观测站点的重要因素。河北省海洋灾害公报指出, 2011—2020年, 河北省近岸海域累计发生赤潮44次[43]。另外, 唐山外海观测站点还靠近河北省乐亭县, 该县为全国海水养殖重点县, 沿岸存在广阔的水产养殖区[44]。由此推测, 唐山外海夏季底层低氧现象可能与邻近海域的赤潮灾害或海水养殖业有关。赤潮与海水养殖产生的生源碎屑沉降到海洋底层, 发生矿化分解时会消耗水体中大量溶解氧[14-15], 当局部的水动力条件不利于底层溶解氧的补充时, 持续的耗氧就会引发低氧现象。
| 蓬勃观测站点 | 唐山外海观测站点 | ||||
| 2021年 | 2022年 | 2021年 | 2022年 | ||
| 饱和溶解氧/(mg·L–1) | 8.04 | 8.22 | 7.88 | 8.37 | |
| O2/(mg·L–1) | 7.17 | 6.88 | 5.56 | 3.92 | |
| 表底温差/℃ | 5.73 | 6.34 | 5.23 | 6.40 | |
| O2U/(mg·L–1) | 0.87 | 1.34 | 2.31 | 4.45 | |
叶绿素浓度是反映浮游植物现存量以及估算海洋初级生产力的重要指标[45-46], 在海水透光层中, 叶绿素浓度越高, 浮游植物光合作用产生的氧气就会越多[47], 当光合作用产生的氧气量超过呼吸作用和有机物降解消耗的氧气量时, 海水中溶解氧浓度往往会增加。图 9(c)展示了两观测站点底层叶绿素浓度的日平均时间序列, 可以看出, 底层叶绿素浓度在每年3—4月存在一个明显的峰值, 这表明, 春季两观测站点底层的光照强度依然充足, 能够满足浮游植物的生长。经计算, 两站点O2U与叶绿素浓度呈负相关, 相关系数分别为–0.48和–0.30。由图 9(b)和图 9(c)可以看出, 春季叶绿素浓度峰值发生的时间与O2U负值最大的时间基本对应, 特别是在2022年春季, 叶绿素浓度显著上升时, O2U为负值, 其量值也明显增大, 叶绿素浓度显著下降时, O2U量值随之减小, 说明在春季底层海水中浮游植物的光合作用产氧会影响O2U的变化。并且, 2022年春季叶绿素最大值[图 9(c)]和O2U最小值[图 9(b)]的发生时段与溶解氧浓度最大值的发生时段[图 9(a)]相对应, 推测春季浮游植物大量繁殖, 其光合作用产氧量要远高于呼吸作用和有机物降解的耗氧量, 使得底层溶解氧浓度随之升高。
虽然浮游植物的光合作用能补充水体中的溶解氧, 但浮游植物死亡后, 积累的生源有机物在底层发生矿化分解, 会大量消耗底层水体中的溶解氧[14-15]。由图 9(c)可以看出, 唐山外海观测站点在2022年6月20日至7月10日存在叶绿素明显高值, 但在此期间, 底层溶解氧浓度的下降速率并未发生明显变化, 这说明该时段内未出现净的产氧量。推测其原因, 可能为春季爆发的浮游植物死亡后产生的有机碎屑沉降到底层, 在底层发生矿化分解, 该过程的耗氧量超过光合作用的产氧量。同时, 该站点6月底7月初暴发的浮游植物在死亡后发生矿化分解, 可能会加剧底层水体耗氧, 进而对当年7月底发生的低氧现象产生一定的影响。
4 结论本文首次使用渤海底层溶解氧浓度的长期定点连续观测数据, 研究了该区域底层溶解氧浓度的季节变化特征, 并结合卫星观测资料与再分析资料, 探讨了底层海水温度、海洋层结、大风过程和生物地球化学过程等影响因素的作用, 结论如下。
观测期间, 蓬勃观测站点与唐山外海观测站点底层溶解氧浓度平均值分别为10.67 mg/L和10.48 mg/L, 变化范围分别为5.72~14.45 mg/L和1.78~15.65 mg/L。两观测站点底层溶解氧浓度呈现明显的季节变化规律, 溶解氧浓度在冬季(10.26~15.36 mg/L)或春季(10.84~15.65 mg/L)最高, 秋季(3.46~10.76 mg/L)次之, 夏季(1.78~11.12 mg/L)最低。两观测站点溶解氧浓度变化速率也呈现季节变化规律, 秋季、冬季溶解氧浓度上升, 变化速率秋季 > 冬季; 春季、夏季溶解氧浓度下降, 变化速率夏季 > 春季。从全年来看, 夏季溶解氧浓度变化速率最大, 降低速率为0.06~0.08 mg/(L·d)。饱和溶解氧浓度、溶解氧饱和度和表观耗氧量同样呈现季节变化规律。饱和溶解氧浓度从冬季到夏季逐渐降低, 从夏季到冬季逐渐升高。溶解氧饱和度与表观耗氧量变化趋势相反, 春季到夏季, 溶解氧饱和度由过饱和降低至不饱和, 最低可至21%, 表观耗氧量逐渐增大为正值, 最高可达6.64 mg/L; 夏季到春季, 溶解氧饱和度由不饱和逐渐升高至过饱和, 最高可达136%, 表观耗氧量逐渐减小为负值, 最低可至–3.93 mg/L。
底层海水温度与水体层结是影响渤海底层溶解氧浓度变化的主要物理因素。底层溶解氧浓度与底层海水温度呈显著负相关, 3—8月, 底层海水温度升高, 底层溶解氧浓度降低, 9月至次年2月, 底层海水温度降低, 底层溶解氧浓度升高。底层溶解氧浓度与表底温差也呈现负相关关系, 春末和夏季, 水体层结形成并逐渐加强, 阻碍了表层富氧海水向底层水体的溶解氧补充, 底层溶解氧浓度逐渐降低; 秋初, 水体层结逐渐减弱并消失, 海水垂向混合增强, 底层溶解氧得到补充。特别是在近岸浅水区发生的大风过程, 可以通过影响水体层结从而间接影响底层溶解氧浓度的变化, 使底层溶解氧由不饱和迅速升高至过饱和状态。生物地球化学过程也会对底层溶解氧浓度的变化产生一定影响: 春季, 水体中浮游植物光合作用的产氧过程占优, 使底层溶解氧饱和度达到全年最高值, 最高可达137%; 夏季, 底层水体生物化学过程耗氧增强, 同时, 跃层的存在使消耗的溶解氧无法从海洋上层得到补充, 底层溶解氧浓度降低至不饱和状态, 最低可降至21%。
值得关注的是, 2022年7月底, 观测数据记录到唐山外海发生低氧现象, 溶解氧浓度最低值仅1.78 mg/L, 这与水体层结和底层生物地球化学过程耗氧增强有关。未来需加强唐山外海底层溶解氧的实时监测和低氧灾害的预警预报, 并结合数值模式量化各影响因素对底层溶解氧浓度季节变化的相对贡献。
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