长江口及其邻近海域低氧现象的历史变化及发生机制

2019-03-21王鹏皓

浙江海洋大学学报(自然科学版) 2019年5期

王鹏皓，李博

(浙江海洋大学海洋科学与技术学院，浙江舟山 316022)

海水中的溶解氧含量水平是决定海区内生物生长水平与海水污染程度的重要参考项目[1]。在某些海区，受到冲淡水输入，海洋生物化学过程耗氧等作用，会出现海水水体溶解氧含量不足的现象，当溶解氧含量低于2.0 mg·L-1或低于3.0 mg·L-1[3]，会形成低溶解氧海区(Hypoxia)，简称为“低氧区”。

低氧区会影响生物的生存环境，造成该区域海洋生态系统中各层级生物种群的丰度和多样性降低，导致低氧海区出现“海底生物荒漠”现象。目前发现的低氧区常见为两种类型：一类是永久性缺氧海区，发现于上升流区与热带大洋的中层水体之中，如波罗的海深水区；另一类是季节性缺氧，此类低氧现象一般发生于河口及其邻近海区，如我国的长江口区域；另外，还存在着小部分低氧区为偶发型和昼夜型。

1 长江口低氧现象研究进展

长江口外海域低氧记录最早可以追溯到1958年9月至1959年9月“全国海洋综合性调查”[4][5]。根据此次调查资料记录，在1959年8月份观测所记录溶解氧最低值已经达到了0.34 mg·L-1。长江口外海域在此次调查时便已存在低氧区，低氧中心位于31.25°N，122.75°E。

上个世纪八十年代“中美长江口及其邻近东海水域沉积动力学的研究”和“上海海岸带资源调查”中发现夏季长江口外沿存在着低氧水体[7]。低氧的核心位于122.5°E，30.5°N 附近，主要分布于15～50 m 水层[6-7]。

1998年8月海洋综合调查中发现，受特大洪水影响，长江径流量激增，且低氧核心略向东南方向移动。氧面积为600 km2，低氧核心位于124°E，32.17°N[8]，DO (dissolved oxygen) 最低值为1.44 mg·L-1。

1999年8月进行东黄海海洋科学考察，明确提出了长江口及邻近海域底层存在着1 个面积达到13 700 km2的低氧海域(DO＜2.0 mg·L-1)，厚度达到20 m，溶氧亏损量1.59×106t，低氧区核心位于122.5°E，30.83°N[3]。

2003年8-9月集中调查发现[9]，长江口外海域8月低氧区面积达到了12 000 km2，9月份低氧面积进一步扩大，达到13 900 km2。

2004年夏季出现南北两个低氧区[10]，其中一个核心位置为122.51°E，31.26°N，最小溶解氧含量为2.43 mg·L-1；另一低氧核心区发生在偏北部的123°E，32°N 海域，极值为2.34 mg·L-1，该区域面积较大，约占据整个低氧面积的92%。

2006年6月、7月、8月、10月期间，对长江口及邻近海区进行了4 次大规模调查[11]。6月份，低氧现象已经开始发迹，最低值为2.52 mg·L-1，面积为8 370 km2，核心位置位于122.40°E，29.20°N。结合历史观测数据，猜测7月份北部低氧区核心处在122.39°E，32.70°N 附近，其DO 含量最低值为1.36 mg·L-1。至同年8月，低氧现象发展至顶峰，低氧面积明显扩大，达到15 400 km2，且溶氧量也达到最低；到了9月、10月间，层化减弱，低氧区开始逐渐消退，低氧面积减小，DO 也呈现出上升的趋势。夏半年(6-10月)观测历史资料观测结果分析，长江口外海域低氧区于6月甚至更早便开始发迹，并逐渐扩张，北移。并于夏季8月达到顶峰，此时低氧面积最大，低氧现象最严重。9月开始逐渐消退，10月后完全消退。

2008年海洋调查数据显示[12]，该年夏季低氧海区面积约为25 000 km2，溶氧极小值为1.93 mg·L-1，核心位于122.42°E，29.07°N 附近。

2009年8月的在同一区域观测计算出低氧面积仅为11 000 km2，其低氧极小值相较2008年8月更低，仅为1.35 mg·L-1。该年春季于舟山嵊泗附近海域爆发了赤潮。藻类短期内的激增促进了生物产氧的总量，对底层缺氧有一定缓解作用。但赤潮爆发后，藻类大量死亡，遗体沉淀分解，消耗水体氧气。造成了长江口南侧底层水体低氧持续时间延长。

2012年调查数据发现[12]，春季(5月)不存在低氧现象，但底层存在一个低值中心，且此低值中心与夏季低氧分布范围基本重合，说明春季水体层化初成，底部低氧水体开始发展。随着夏季(8月)的低氧区扩张，在长江口锋面的北向(31°N 线附近)出现一个明显的低氧带，此低氧带即为整个低氧区域的核心地带，其DO 浓度低于2.0 mg·L-1。秋季(11月)低氧现象逐渐消退后，在122.5°E 以东陆架上，观测到残存的溶氧低值区。冬季(2月)不存在低氧区，DO 分布为近岸高，外海低，与长江冲淡水流动方向一致。

2013年国家自然基金委夏季长江口共享航次调查结果显示[13]，长江口低氧发生于陡峭海底坡面上(20～35 m)，缺氧核心也并非存在于河谷底部海域，而是位于河谷西侧的陡坡上(123.6°E，31.30°N)。

综合已有文献中记载长江口低氧现象的相关数据记录，并结合前人所做总结，得到如表1 所示的结果。

每年夏季的8月是长江口外低氧现象出现的顶峰且此月份低氧调查数据相对丰富，选择观测记录中夏季8月份低氧核心位置绘制图1。

调查研究针对的区域、位置、时间不尽相同，但从其分布的情况来看，低氧极小值绝大多数发生于122.50°-123.50°E，30.75°-31.25°N 的区域之内。

图1 1958年至2014年夏季(8月份)低氧核心位置分布Fig.1 Low oxygen core location distribution from 1958 to 2014 (August)

表1 长江口低氧区各年份观测汇总信息表Tab.1 Summary information table of each year in the low oxygen zone of Yangtze estuary

2 长江口夏季低氧区形成机制

2.1 长江口低氧形成的物理海洋动力机制

2.1.1 水体层化与河口锋面对长江口低氧现象的影响

长江冲淡水在离开口门后，由惯性作用会先向南运动，然后很快转向东北济州岛方向(图2)[23]。相对较“轻”的冲淡水会“漂浮”于相对较“重”的高盐海水之上。在长江口外海域表层10～20 m 范围形成强跃层。台湾暖流在长江口及其附近流场中同样扮演着重要的角色。台湾暖流具有高温，高盐，低氧的特性[22]，主要沿着东海陆架坡50～100 m 等深线向北运动。由台湾暖流带来的高密度海水会沉于海水水体的近底层，致使长江口外海水出现“双跃层”现象。这种层化现象在夏季长江口海域稳定存在。

夏季长江口外海域存在着以下3 种锋面：(1)河口锋；(2)羽状锋；(3)海洋锋。锋面实为不同性质的水体所形成的一种动态平衡，产生一种“屏障效应”。锋面位于锋区内骤变带的核心位置，常出现辐聚带[24]。海水的辐聚效应与屏障效应相结合，会使得由长江冲淡水带来的陆源营养物质在此处汇聚，形成生物化学活跃带，大量消耗溶氧，形成低氧区。

2.1.2 上升流对低氧形成的影响

朱建荣[24]通过模型对长江口外上升流进行详细的研究，提出上升流现象使深底层高营养盐水抬升到10 m 层以上水域，并在10 m 层形成高营养盐中心。高叶绿素区和高浮游植物个数分布区同上升流分布区的位置基本一致。10 m 左右为长江冲淡水与中层海水之间层结所在位置。营养盐的富集提升了该片海域初级生产力，增加氧的消耗。

2.1.3 海底地形的影响

长江口外海底地形特殊，以水下“V 字型”河谷为分界线，其西侧沿海岸至水下20 m 等深线范围内海底坡度平缓，从20 m 等深线至河谷底部50 m 坡度较大。河谷东侧地势又趋于平缓，整个河口为东北-西南走向。研究表明，长江口南部低氧区的为长江口外河谷底层低氧水逐步发展而来，8月在浙江沿岸达到顶峰[10，13]。

长江口外水下河谷以及斜坡地形与潮混合共同作用更易诱发上升流[23-25]；在地形效应下，台湾暖流沿水下河谷的爬升会造成跃层位置趋表，在跃层下部形成一个相对稳定的低氧水保护区域。由于河谷的保护作用，此处不易受到风暴潮的扰动，因此成为低氧的频发区。历年有关低氧现象的报道中，均可在水下河谷区找到低氧的记载。

图2 长江口及邻近海域流场地形及流系示意图Fig.2 A schematic diagram of the topography and flow of the Yangtze estuary and adjacent waters

2.2 生物化学过程对低氧的影响

2.2.1 长江口营养盐分布及对低氧影响

长江口海域营养盐的来源主要为以下几种：(1)冲淡水带来了大量的陆源营养盐；(2)沿岸上升流的作用，会将海底沉积的营养盐向上抬升；(3)局地动植物死亡后，机体溶解贡献；(4)台湾暖流输入大量无机氮(由台湾暖流带来的无机氮总量与冲淡水相当[26])。长江口及邻近海域营养盐的分布由陆向海逐级递减[26-29]。从整体来看，表现为“氮多、磷寡、硅变少[29]”，具有极高的N/P 比。

值得指出的是夏季营养盐含量较其它一些月份的更低[30]。主要原因是夏季生物活动相对旺盛，营养盐被大量吸收。长江口浮游植物春季开始大量繁殖，到春末至盛夏季节，初级生产力达到顶峰，生物量最大。营养盐被大量消耗，导致夏季供给不足，浮游植物生长受限，初级生产力下降。后续在植物体死亡后，遗体被逐步分解并消耗水体中的氧。此过程需要一定的时间，所以低氧反应会出现一定滞后现象。其表现为夏末初秋之际，有机物耗氧大于夏季。

另外，由于夏季低氧形成期间长江口营养盐含量和有机物耗氧在全年中都不具有绝对优势，因此水体营养盐和有机物的含量可能并不是长江口夏季低氧形成的主导因子[15]。

2.2.2 生物因素对低氧区的影响

根据刘镇胜等[30]对长江口海域进行的浮游生物调查，长江口及邻近海域浮游动物生物量的季节变化特征为：春季＞夏季＞秋季＞冬季，低氧区内的生物量和丰度高于邻近海域，主要与低氧区表层存在浮游植物高现存量和初级生产力有关。夏季，长江口海域浮游动物生物量、多样性指数、种群丰富度、种类数与底层溶解氧均呈现显著的负相关关系(P＜0.001)，浮游动物丰度与底层溶解氧存在负相关关系(P＜0.05)。

长江口及邻近海域近40年来赤潮现象爆发达174 次并呈现明显的上升趋势[38]，且在2000年以后尤为显著；从爆发的月份来看，多集中于每年5、6月，此时间正是长江口低氧初生的时间。另外，赤潮的爆发后期，浮游植物大量死亡，其遗体的分解过程耗氧，会为后来低氧现象的爆发营造一个良好的低氧背景环境，促进低氧的发生发展。

另外，刘海霞等[31]在2001年5月长江口及邻近东海陆架区域进行了模拟底层水耗氧实验，发现低氧区的形成主要在于消耗的氧气得不到及时补充，耗氧在低氧形成过程中是前提条件，而并非主导因素。

3 结论

通过对长江口低氧现象发生、发展等因素的回顾，得到以下结论：

(1)对长江口及邻近海域低氧现象的观测具有相当长的历史，文献记录详细；对其研究经历了开始阶段的规模，核心位置测定，至后期转入物理、化学、生物等影响机制判定的过程。随着研究的深入，更注重细微结构范式与学科交叉。

(2)低氧类型为常发型季节性低氧，其变化过程如下：春季2-6月期间，此时尚未形成低氧环境，但水体底层已经出现低值中心区域，且基本与核心低氧区域重合；夏季7-8月水体低氧现象处于成长期，出现大面积低氧水体，于8-9月达到顶峰；9月以后，层化减弱，低氧现象很快消退，溶解氧含量上升，此状态维持至次年2月。

(3)由冲淡水，台湾暖流造成强烈的水体层化阻止了水体溶解氧的交换，锋面的季节性变化协同制约着低氧水体的运动，控制着低氧海区发生位置与影响面积，致使孤立水体滞留时间增长，溶解氧含量降低；

(4)长江口外特殊的河谷地形为低氧水的保存提供了良好的发生与保持的场所，其西侧陡峭的地形也为沿岸附近的上升流提供了良好的背景条件；

(5)生物化学过程受到全球环境气候变化与人类活动影响，营养盐输入明显升高，初级生产力增强，并随之导致生物呼吸耗氧与有机物质分解耗氧增加。进一步加重长江口外溶解氧的缺失。

为了能更加直观的反映低氧区低氧现象与各因素之间关系，特绘制了如下图所示的长江口低氧区机制图(图3)。

针对长江口海域的研究过程突出“系统性”、“多学科交叉”和“长期性”，着眼于“陆源-河口-近海系统”和“近海系统-外海”的整体性思路，进而针对该海域低氧逐步建立高精度水动力-生物地球化学过程耦合模型对低氧现象的发生发展进行业务化预报，寻找有效治理低氧区的科学手段，改善长江口海域的生态环境。