南黄海夏季低氧、贫氧长期时空演变与机制

石 强

(1.海洋溢油鉴别与损害评估技术国家海洋局重点实验室，山东 青岛 266033；2.国家海洋局北海环境监测中心，山东 青岛 266033；3.山东省海洋生态环境与防灾减灾重点实验室，山东 青岛 266033)

黄海溶解氧含量(DO)、表观耗氧量(AOU)具有显著的季节变化与年际变化形态，变化机制来源于海-气氧交换、浮游植物光合作用生氧、生物碎屑降解耗氧、沉积物需氧(SOD)、海水氧溶解度以及海流输送等物理-生物化学因素的综合影响[1-7]。根据1977年5月—1981年11月黄海大面逐月调查资料分析，黄海次表层(20～30 m)是年平均溶解氧含量最高层；10 m层、底层是次高层；表层是最低层。黄海表层至30 m层海域主要为年平均富氧状态，底层主要为贫氧状态[6-7]。春季是黄海表层向大气释放氧含量最多的季节，夏季为从“氧源”向“氧汇”过度季节，冬季大气氧含量进入黄海表层海水。黄海溶解氧含量季节变化有2种时空模态，模态时间分量位相经过约3个月自表层传播至底层[6]。黄海表观耗氧量场季节变化有2种时空模态，模态时间分量位相垂直传播为自表层向底层和自底层向表层2种方式，贫、富氧期的季节分布为准对称型[7]。随着全球气候变化，目前黄海海洋环境已经出现显著变化，黄海风应力强度显著线性减弱[8]，黄海冬夏季节温盐场出现显著线性分量或者准平衡态年际变化[9-12]，黄海风生环流强度年际变化显著线性减弱，风生环流季节与年际变化空间分布出现显著改变[13-14]。近40年来北黄海夏季海气氧通量年际变化发生显著改变，北黄海表层海水从夏季8月份海气氧交换的“氧汇”形态转变为“氧源”，表层海水向大气氧释放[15]。渤、黄海夏季海水叶绿素a浓度年际变化显著增大[16-17]。同时，在渤海、北黄海夏季开阔海域底层出现低氧水体海域[15,18-20]，在渤、黄海海水生物活性组分耗氧过程增强、海气氧通量中进入水体氧含量减少、海洋夏季水平、垂直环流减弱导致水体内部氧输送减弱等多种因素共同作用下，渤海、北黄海夏季海水呈现显著线性低氧、贫氧长期趋势[15,20]。

由于南黄海环境条件与渤海、北黄海的差异，南黄海断面温盐、海洋环流年际变化形态与渤海、北黄海显著不同[9-14]。因此，南黄海夏季溶解氧含量的长期变化可能有特殊的形态与机制，研究南黄海夏季溶解氧含量长期年际变化形态与机制对于南黄海生态系统的长期变化是十分重要的。本研究根据近40年来南黄海夏季断面标准层温盐、溶解氧含量调查资料以及黄海夏季风生流场年际变化模拟分析结果等资料，采用时空分析等方法，研究了南黄海夏季溶解氧含量与表观耗氧量年际时空变化及出现低氧、贫氧长期趋势的机制，对南黄海夏季生态系统长期变化研究有重要的参考作用。

1 数据与方法

1.1 数据来源

1977—2016年历年8月期间，国家海洋局北海分局海洋调查队和北海环境监测中心对南黄海断面y2(图1)各站表层、10、20、30、50 m和底层海水温度、盐度和溶解氧含量监测，分析方法按照调查规范[21-22]执行，其中1993年各站缺测，缺测数据由时间相邻站点资料内插值填补。1977—2016年历年8月青岛(其中2014—2016年为流亭机场站)气象站月平均风速资料由中国气象局信息中心提供。青岛(流亭)站风速月平均特征空间尺度[8]大于断面长度，并且黄海沿海观测风场长期变化[8]比再分析地面风场更接近实际状况，因此，采用青岛站地面观测月平均风速近似作为断面风速参与分析。

图1 南、北黄海断面站位示意图

1.2 方法

本研究采用的REOF分析、调和分析、周期分量FR值判据，非线性相关系数、10 a尺度跃变计算以及计算饱和溶解氧等方法参见文献[6-7]。

2 结果与讨论

2.1 多年平均值与低氧、贫氧年际变化

对于溶解氧含量多年平均值空间分布，断面西部及表层为低值海域，断面东部30 m层附近为高值海域(图2)，多年平均溶解氧含量空间分布与多年平均温度[10]显著空间相反(r=-0.55，α=0.05，N=48显著性临界值r=±0.24，下同),与多年平均盐度[10]显著空间相似(r=0.55)。夏季多年平均温度、盐度是多年平均溶解氧含量分布主要影响因素。

对于各层月平均溶解氧含量，表层、10 m层为准平衡态长期变化；20 m层至底层存在显著线性低氧趋势(图3，经过高斯型低通滤波，下同)，30 m层线性低氧速率最大，其次是底层，50 m层最小。按照线性趋势预测，2034年前后，底层月平均溶解氧含量将降低到4.0 mg/dm3(饱和度的约60%)左右。表层月平均溶解氧含量与10 m以深各层月平均溶解氧含量显著相关(r1=0.84，r2=0.39，r3=0.42，r4=0.45，r5=0.34，α=0.05，N=40显著性临界值r=±0.26),线性过程在月平均溶解氧含量年际变化垂直分布中起重要作用，而在北黄海夏季y1断面非线性起重要作用[15]。

图2 南黄海断面多年平均溶解氧含量

图3 南黄海断面各层月平均溶解氧含量

表层、10、20、50 m、底层月平均溶解氧含量与同层月平均温度[10]显著同步负相关(r1=-0.69，r2=-0.33，r3=-0.41，r4=-0.58，r5=-0.30)，同层温度对溶解氧含量有显著影响；30 m层月平均溶解氧含量与同层月平均温度无显著负相关，其原因需要进一步研究。

多年平均饱和溶解氧含量空间分布(图略)与多年平均溶解氧含量显著空间相似(r=0.51)；与多年平均温度[10]显著空间相反(r=-0.99)；与多年平均盐度[10]显著空间相似(r=0.90)，多年平均饱和溶解氧含量空间分布主要由多年平均温度、盐度影响。表层、50 m层月平均饱和溶解氧含量存在显著线性降低趋势；10 m层存在显著线性升高趋势；20、30 m、底层为准平衡态长期变化。各层月平均饱和溶解氧含量与同层月平均温度[10]显著负相关(r为-0.99～-0.95)，同层月平均温度是各层月平均饱和溶解氧含量年际变化的主要影响因素。

断面多年平均表观耗氧量贫氧面积大于富氧面积，贫氧面积占断面总面积约81%，富氧面积为19%，大于1.0 mg/dm3的贫氧面积占断面总面积约25%(图4)，本断面夏季多年平均贫氧程度大于北黄海夏季y1断面[15]。多年平均表观耗氧量分布与多年平均溶解氧含量无显著空间相似；与多年平均温度[10]显著空间相反(r=-0.64)；与多年平均盐度[10]显著空间相似(r=0.55)。断面夏季多年平均温度、盐度是多年平均表观耗氧量分布主要的影响因素。

图4 南黄海断面多年平均表观耗氧量

表层月平均表观耗氧量为准平衡态长期变化，其余各层存在显著线性贫氧趋势，其中30 m层、底层线性贫氧速率最大，其次是20、50 m层，最小的是10 m层(图5)。表层月平均表观耗氧量与10 m以深层各层月平均表观耗氧量显著相关(r1=0.81，r2=0.43，r3=0.41，r4=0.41，r5=0.31),线性过程在月平均表观耗氧量年际变化垂直分布中起重要作用，而在北黄海夏季y1断面非线性作用起重要作用[15]。各层月平均表观耗氧量年际变化与同层月平均溶解氧含量显著同步负相关(r为-0.99～-0.94)。2016年20 m层至底层各层月平均溶解氧含量比1977年分别降低了18%、20%、21%、20%；表观耗氧量升高了157%、196%、139%、173%。目前断面夏季表观耗氧量空间分布形态与40年前相比已经改变。

图5 南黄海断面各层月平均表观耗氧量

断面多年垂直平均溶解氧含量与断面7月份多年平均风生流速度势[10]显著空间相似(r=0.73，α=0.05，N=10显著性临界值r=±0.55)；与8月份多年平均风生流流函数[10]显著空间相反(r=-0.76)，多年垂直平均表观耗氧量与7月份多年平均风生流速度势[10]显著空间相似(r=0.61)；与8月份多年平均风生流速度势、流函数[10]无显著相似。因此，断面7月份多年平均风生流对多年平均溶解氧含量、表观耗氧量影响作用大于8月份。

2.2 冷水团中溶解氧含量、表观耗氧量年际变化

断面夏季核心冷水团(t<8 ℃)、冷水团(t<10 ℃)[10]中月平均溶解氧含量、表观耗氧量存在显著线性低氧、贫氧趋势及10 a尺度跃变，饱和溶解氧为准平衡态长期变化(图6，图中线性趋势为<8 ℃冷水团趋势)。核心冷水团和冷水团中的月平均溶解氧含量和表观耗氧量显著周期分别为5.0、8.0 a和5.0、8.9 a，FR值分别为0.54、0.31；0.48、0.26，线性趋势、脉动分量是冷水团中月平均溶解氧含量、表观耗氧量年际变化的主要分量。2016年与1978年相比，核心冷水团中月平均溶解氧含量降低了20%、表观耗氧量升高了119%，冷水团中月平均溶解氧含量降低了20%、表观耗氧量升高了203%。目前的低氧、贫氧线性趋势是否是更长周期变化的一个阶段还需要长期观测研究。

图6 冷水团中月平均溶解氧含量、表观耗氧量值分布

2.3 海气氧通量年际时空变化

采用青岛(流亭)站观测月平均风速与海气氧通量计算公式[23]，估算断面表层月海气氧通量(Fs)年际变化(经过时空Shapiro滤波[24])，结果表明：2004年左右，断面表层由氧汇(Fs>0)海域为主转变为氧源(Fs<0)、以及汇、源相间的年际变化为主，并且海气氧通量强度明显减弱(图7)。海气氧通量距平值REOF分析表明：多年平均海气氧通量强度在断面东部大于西部(图8a)，断面中东部海域是海气氧通量形态改变的主要分量(REOF1)，断面西部海域是次要分量(REOF2)(图8b、c)。由于黄海风速显著线性减弱[8]，2001年以后，海气氧通量强度年际变化从线性降低转变为准平衡态(图8d、e)，海气氧通量未来长期变化趋势可能维持准平衡态，而不是线性变化。因此，近40年来，南黄海8月表层海水从自大气吸收氧逐渐转变为向大气释放氧，2004年以后表层、10 m层海水溶解氧含量低氧趋势可能与此有关(图3a、b)。

图7 南黄海表层月海气氧通量分布

图8 南黄海月海气氧通量年际平均值与时空模态

2.4 溶解氧含量年际时空变化

REOF1空间分量主权重分布在断面西部底层，并且沿着30 m层向东延伸至断面东部(图9)，模态时间分量最大熵谱显著周期为5.0、10.0 a，FR=0.20，线性趋势、跃变、脉动分量是主要低氧变化分量(图10a)。REOF2空间分量主权重分布在断面20～30 m之间海域，中心位置在断面东部(图9b)，时间分量为准平衡态长期变化，显著周期为5.0、6.7、10.0、13.3 a，FR=0.96，周期分量是主要年际变化分量(图10b)。REOF3空间分量两个主权重中心位于断面西部浅层与东部浅层、深层(图9c)，时间分量为准平衡态长期变化，显著周期为8.9、20.0 a，FR=0.84，脉动分量、跃变分量与周期分量有相似权重(图10c)。REOF4空间分量两个主权重中心位于断面东部30、10 m附近，并且呈现反位相年际变化(图9d)，时间分量为准平衡态长期变化，显著周期8.9、16.0 a，FR<0.0，脉动分量是主要年际变化分量。

溶解氧含量REOF2、REOF3分别与温度REOF2、REOF4空间分量[10]显著相似(r1=0.86，r2=0.60)，时间分量显著负相关(r1=-0.73，r2=-0.66)，溶解氧含量REOF2与盐度REOF4空间分量[10]显著相似(r=0.60)，时间分量显著相关(r=0.57)。因此，断面温度、盐度模态对溶解氧含量模态有显著影响。

根据断面夏季风生流年际变化分析[10]，7月风生流速度势REOF1空间分量[10]与溶解氧含量REOF1空间分量垂直平均值显著空间相似(r=0.75)；时间分量显著非线性相关(nr=0.53)，7月风生流速度势REOF2空间分量[10]与溶解氧含量REOF4空间分量垂直平均值显著空间相似(r=0.79)；时间分量显著非线性相关(nr=0.55)。因此，断面7月份风生流垂直环流对溶解氧含量有部分影响作用，而风生流水平环流的影响作用不明显。

海气氧通量REOF1与溶解氧含量ROEF1、REOF4显著线性、非线性相关(r1=0.74，nr2=0.30)，表层海气氧通量显著影响断面浅层溶解氧含量年际变化。

2.5 表观耗氧量年际时空变化

REOF1空间分量主权重分布在断面10 m以深海域，断面西部底层为主权重中心(图11)，时间分量存在显著线性贫氧趋势与10 a尺度贫氧跃变(图12a)，显著周期为5.0 a，FR<0.0，线性趋势、跃变、脉动是年际变化主要分量。REOF2空间分量主权重分布在断面10～40 m之间，断面中东部30 m附近海域是权重中心(图11b)，时间分量存在显著线性贫氧趋势与10 a尺度贫氧跃变(图12b)，显著周期为6.2、11.4 a，FR=0.25，线性趋势、脉动、跃变分量是年际变化主要分量。REOF3空间分量主权重分布在断面中东部浅层水平范围与东部的自表至底垂直范围(图11c)，时间分量为准平衡态长期变化(图12c)，显著周期为6.2、8.9、20.0 a，FR=0.70，脉动分量与周期分量有相似权重。REOF4空间分量主权重分布在断面中东部20 m以深海域，中心位于断面东部30 m附近(图11d)，时间分量为准平衡态长期变化，显著周期4.2、4.7、7.3、8.9 a，FR=0.60，脉动、跃变分量与周期分量有相似权重。

图9 南黄海断面溶解氧含量模态空间分量

表观耗氧量、溶解氧含量REOF1～REOF3空间分量与溶解氧含量REOF1～REOF3对应显著空间相似(r1=0.96、r2=0.84、r3=0.82)，时间分量对应显著负相关(r1=-0.89、r2=-0.74、r3=-0.94)；表观耗氧量REOF4空间分量与溶解氧含量REOF1空间、时间分量显著相似(r=0.50)、负相关(r=-0.40)。表观耗氧量模态与温度模态[15]、盐度模态[15]无显著时空相似、相关性。因此，溶解氧含量模态年际变化是表观耗氧量模态的主要影响因素，温度、盐度模态对表观耗氧量模态无显著影响作用。

海气氧通量REOF2与表观耗氧量ROEF4显著相关(r=0.41)，在断面近岸海域的海气氧通量年际变化对表观耗氧量模态有影响作用。

断面7、8月风生流速度势REOF1空间分量[10]与表观耗氧量REOF1空间分量垂直平均值显著空间相似(r1= 0.68、r2=0.78)，时间分量显著相关(r1=0.56，r2=0.33)，断面7月风生流流函数REOF1空间分量[10]与表观耗氧量REOF2空间分量垂直平均值显著空间相似(r=0.71)；时间分量显著非线性相关(nr=0.38)。因此，断面7月份风生流垂直、水平环流对表观耗氧量有影响作用。

图10 南黄海断面溶解氧含量模态时间分量

图11 南黄海断面表观耗氧量模态空间分量

图12 南黄海断面表观耗氧量模态时间分量

溶解氧含量REOF1、REOF3与断面核心冷水团中平均溶解氧含量显著相关、非线性相关(r1=0.85，nr2=0.66)；与断面冷水团中平均溶解氧含量显著相关、非线性相关(r1=0.88，nr2=0.49)。表观耗氧量REOF1、REOF3与断面核心冷水团中平均溶解氧含量显著负相关、非线性相关(r1=-0.81，nr2=0.73)；表观耗氧量REOF1、REOF3、REOF4与断面冷水团中平均溶解氧含量显著负相关、非线性相关(r1=-0.75，nr2=0.55，nr3=0.44)。因此，沿着陆架坡近底层附近海域溶解氧含量、表观耗氧量的年际变化分量对核心冷水团、冷水团中溶解氧含量年际变化有显著线性与非线性影响作用。

2.6 低氧、贫氧变化机制与风生环流影响作用

根据溶解氧含量、表观耗氧量、饱和溶解氧含量增量的匹配关系，提出了低氧、贫氧机制定性分析方法[15]，分析断面夏季溶解氧含量变化主要机制过程(表1)。溶解氧含量REOF1生物活性组分耗氧占约48.7%，生物活性组分增氧约占25.6%，合计的减氧过程大于增氧约一倍。溶解氧含量REOF2生物耗氧约占52.3%，生物增氧约占33.3%，REOF3生物耗氧约占46.2%，生物增氧约占41.0%，REOF4生物耗氧约占15.4%，生物增氧约占15.4%。因此，断面溶解氧含量显著线性低氧、贫氧趋势是由于生物活性组分耗氧过程逐渐增多、增强造成的，溶解氧含量准平衡态变化分量是由于生物活性组分耗氧与增氧强度、饱和溶解氧含量增大与减小强度、海流输送增氧与减氧强度等过程处于一种准平衡态造成的。生物活性组分强耗氧过程在断面溶解氧含量年际变化中出现的频率最大，其次是生物活性组分强生氧过程，海流输送增氧、减氧过程出现的频率最小(表1)。

断面海域7月平均真光层深度在20～50 m，断面中东部真光层深度大于西部[25]。在1997—2011年期间黄海夏季海水叶绿素a浓度呈现显著线性增大趋势[16-17]，断面海域良好的浮游植物生长以及生物碎屑分解耗氧环境为生物活性组分生氧-耗氧作用提供条件。黄海风生流场强度减弱[13-14]导致的溶解氧含量的垂直交换作用年际变化减弱为低氧、贫氧水体在近底层海域堆积提供动力条件，但是这种条件并非是来自夏季呈现准平衡态长期变化的温跃层[10]阻挡，而是由于夏季风生流垂直环流年际变化减弱[13-14]造成的。因此，断面海域夏季低氧、贫氧长期时空演变过程中，浮游植物生长茂盛、生物活性组分耗氧频率与强度大于生氧、水体垂直交换作用减弱是主要影响因素，表层海水吸纳大气氧通量逐渐减弱以及饱和溶解氧含量年际变化是次要因素。这种低氧、贫氧机制与渤海中部断面、北黄海断面以及苏北断面夏季出现的低氧、贫氧机制有相似之处[15,20,26]。

表1 溶解氧含量主要机制过程

由于黄海夏季溶解氧含量、表观耗氧量场有显著垂直分层[6-7]，黄海夏季风生流场在断面陆架坡海域形成的垂直环流对断面温盐、溶解氧含量和表观耗氧量等要素垂直分布的影响程度均大于水平环流[13-14]，其中7月份较强的垂直环流是本断面海域诸要素垂直分布的主要影响因素之一。依据低氧、贫氧机制定性分析方法[15]，1979年8月断面溶解氧含量REOF1、REOF4为生物强耗氧、饱和溶解氧弱减氧作用为主；REOF2为饱和溶解氧强减氧,生物弱耗氧为主；REOF3为生物强生氧，饱和溶解氧弱增氧为主，断面西部海域比较强上升流(图13)对局地的溶解氧含量、表观耗氧量垂直分布有显著影响(图14a、b)，断面东部124°E附近较强的水平环流(图13b)使得断面10 m以浅层溶解氧含量、表观耗氧量垂直混合均匀(图14a、b)，在122.5°E附近水平环流较弱处(图13b)，垂直上升流(图13a)对溶解氧含量、表观耗氧量垂直分布有局地影响(图14a、b)。2013年8月断面溶解氧含量REOF1为输送增氧，REOF2为生物强生氧,饱和溶解氧弱增氧；REOF3为饱和溶解氧增氧，生物耗氧；REOF4为饱和溶解氧强减氧，生物弱耗氧。断面西部风生流较强的上升流运动(图15)将底层低氧、贫氧水体向浅层输送(图16a、b)，124°E附近较强的水平环流(图15b)，造成局地溶解氧含量、表观耗氧量垂直混合均匀(图16a、b)，在123°E附近风生流较弱的水平环流处(图15b)，风生流辐散下沉运动将表层水体向下层输送(图16a、b)，增加了此处水体垂直混合效应。

图13 1979年7月渤、黄海平均风生流速度势、流函数

图14 1979年8月断面溶解氧含量、表观耗氧量分布

图15 2013年7月渤、黄海平均风生流速度势、流函数

图16 2013年8月断面溶解氧含量与表观耗氧量分布

黄海近底层低氧、贫氧水体位置存在沿着陆架坡方向移动的季节变化[6-7]是受到黄海风生流场水平、垂直环流季节变化[13]影响，出现在南黄海断面西部底层的低氧、贫氧变化中心位置(图9a、11a)是受到近底层低氧、贫氧海域位置季节移动与夏季风生水平、垂直环流的共同影响。根据黄海y2、y1断面(图1)1976—2016年2、5、8、11月份调查资料分析，海水显著线性低氧、贫氧趋势出现在各月份溶解氧含量、表观耗氧量场长期变化中,北黄海夏季20 m以深海水低氧、贫氧线性趋势速率大于南黄海夏季[15]。因此，近40年来，在低氧、贫氧显著线性趋势以及黄海风生流环流季节与年际变化[13-14]的共同作用下，目前黄海溶解氧含量、表观耗氧量场季节循环时空形态与30多年前的形态[6-7]相比较已经发生显著改变，这种影响黄海溶解氧含量、表观耗氧量场季节周期时空循环的趋势分量是否是更长周期变化的一个阶段还需要长期观测分析，对黄海生态系统的影响也需要进一步研究。

3 结论

(1)南黄海断面8月份多年平均溶解氧含量、表观耗氧量空间分布无显著相似性，断面8月多年平均温度、盐度以及7、8月多年平均风生环流是断面多年平均溶解氧含量、表观耗氧量空间分布的主要影响因素。断面20 m层至底层各层月平均溶解氧含量、表观耗氧量存在显著线性低氧、贫氧趋势，目前断面各层均为平均贫氧状态，南黄海夏季断面贫氧程度大于北黄海夏季断面。

(2)南黄海断面8月份溶解氧含量年际变化存在4种时空模态：第一模态空间分量主权重分布在10 m以深海域，该模态是断面显著线性低氧趋势主要分量。第二～四模态为准平衡态长期变化，周期、脉动分量是主要年际变化分量。显著线性低氧模态的方差贡献大于准平衡态模态。8月份温盐、海气氧通量和7、8月份风生流环流是溶解氧含量模态年际变化的主要影响因素。

(3)南黄海断面8月份表观耗氧量年际变化存在4种时空模态：第一、二模态空间分量主要权重分布在10 m以深海域，时间分量存在显著线性贫氧趋势，是断面贫氧长期变化主要分量。第三、四模态为准平衡态长期变化，时间分量主要为脉动、跃变分量。8月份溶解氧含量与7、8月份风生环流是表观耗氧量模态年际变化的主要影响因素，8月份温盐、海气氧通量不是主要影响因素。

(4)南黄海断面8月份冷水团中月平均溶解氧含量、表观耗氧量存在显著线性低氧、贫氧趋势，线性趋势是年际变化主要分量，断面溶解氧含量、表观耗氧量模态对冷水团中低氧、贫氧长期变化有线性及非线性影响作用。

(5)南黄海夏季断面海域存在显著线性低氧、贫氧趋势的主要机制是生物活性组分耗氧过程逐渐增多、增强，南黄海夏季低氧、贫氧的准平衡态长期变化主要机制是生物活性组分耗氧与增氧强度、饱和溶解氧含量增大与减小强度、海流输送增氧与减氧强度等过程处于一种准平衡态造成的。黄海夏季风生环流强度减弱的趋势为低氧、贫氧提供了动力条件，夏季8月份海气氧通量强度显著线性减弱与“源、汇”形态改变对浅层溶解氧含量长期变化有显著影响。由于黄海四季低氧、贫氧显著线性趋势以及黄海风生环流强度减弱的长期发展，目前黄海溶解氧含量、表观耗氧量场季节变化时空形态与30多年前比较已经发生显著改变。