長江口及其鄰近海域低氧現(xiàn)象的歷史變化及發(fā)生機制

王鵬皓，李 博

(浙江海洋大學(xué)海洋科學(xué)與技術(shù)學(xué)院，浙江舟山 316022)

海水中的溶解氧含量水平是決定海區(qū)內(nèi)生物生長水平與海水污染程度的重要參考項目[1]。在某些海區(qū)，受到?jīng)_淡水輸入，海洋生物化學(xué)過程耗氧等作用，會出現(xiàn)海水水體溶解氧含量不足的現(xiàn)象，當溶解氧含量低于2.0 mg·L-1或低于3.0 mg·L-1[3]，會形成低溶解氧海區(qū)(Hypoxia)，簡稱為“低氧區(qū)”。

低氧區(qū)會影響生物的生存環(huán)境，造成該區(qū)域海洋生態(tài)系統(tǒng)中各層級生物種群的豐度和多樣性降低，導(dǎo)致低氧海區(qū)出現(xiàn)“海底生物荒漠”現(xiàn)象。目前發(fā)現(xiàn)的低氧區(qū)常見為兩種類型：一類是永久性缺氧海區(qū)，發(fā)現(xiàn)于上升流區(qū)與熱帶大洋的中層水體之中，如波羅的海深水區(qū)；另一類是季節(jié)性缺氧，此類低氧現(xiàn)象一般發(fā)生于河口及其鄰近海區(qū)，如我國的長江口區(qū)域；另外，還存在著小部分低氧區(qū)為偶發(fā)型和晝夜型。

1 長江口低氧現(xiàn)象研究進展

長江口外海域低氧記錄最早可以追溯到1958年9月至1959年9月“全國海洋綜合性調(diào)查”[4][5]。根據(jù)此次調(diào)查資料記錄，在1959年8月份觀測所記錄溶解氧最低值已經(jīng)達到了0.34 mg·L-1。長江口外海域在此次調(diào)查時便已存在低氧區(qū)，低氧中心位于31.25°N，122.75°E。

上個世紀八十年代“中美長江口及其鄰近東海水域沉積動力學(xué)的研究”和“上海海岸帶資源調(diào)查”中發(fā)現(xiàn)夏季長江口外沿存在著低氧水體[7]。低氧的核心位于122.5°E，30.5°N 附近，主要分布于15～50 m 水層[6-7]。

1998年8月海洋綜合調(diào)查中發(fā)現(xiàn)，受特大洪水影響，長江徑流量激增，且低氧核心略向東南方向移動。氧面積為600 km2，低氧核心位于124°E，32.17°N[8]，DO (dissolved oxygen) 最低值為1.44 mg·L-1。

1999年8月進行東黃海海洋科學(xué)考察，明確提出了長江口及鄰近海域底層存在著1 個面積達到13 700 km2的低氧海域(DO＜2.0 mg·L-1)，厚度達到20 m，溶氧虧損量1.59×106t，低氧區(qū)核心位于122.5°E，30.83°N[3]。

2003年8-9月集中調(diào)查發(fā)現(xiàn)[9]，長江口外海域8月低氧區(qū)面積達到了12 000 km2，9月份低氧面積進一步擴大，達到13 900 km2。

2004年夏季出現(xiàn)南北兩個低氧區(qū)[10]，其中一個核心位置為122.51°E，31.26°N，最小溶解氧含量為2.43 mg·L-1；另一低氧核心區(qū)發(fā)生在偏北部的123°E，32°N 海域，極值為2.34 mg·L-1，該區(qū)域面積較大，約占據(jù)整個低氧面積的92%。

2006年6月、7月、8月、10月期間，對長江口及鄰近海區(qū)進行了4 次大規(guī)模調(diào)查[11]。6月份，低氧現(xiàn)象已經(jīng)開始發(fā)跡，最低值為2.52 mg·L-1，面積為8 370 km2，核心位置位于122.40°E，29.20°N。結(jié)合歷史觀測數(shù)據(jù)，猜測7月份北部低氧區(qū)核心處在122.39°E，32.70°N 附近，其DO 含量最低值為1.36 mg·L-1。至同年8月，低氧現(xiàn)象發(fā)展至頂峰，低氧面積明顯擴大，達到15 400 km2，且溶氧量也達到最低；到了9月、10月間，層化減弱，低氧區(qū)開始逐漸消退，低氧面積減小，DO 也呈現(xiàn)出上升的趨勢。夏半年(6-10月)觀測歷史資料觀測結(jié)果分析，長江口外海域低氧區(qū)于6月甚至更早便開始發(fā)跡，并逐漸擴張，北移。并于夏季8月達到頂峰，此時低氧面積最大，低氧現(xiàn)象最嚴重。9月開始逐漸消退，10月后完全消退。

2008年海洋調(diào)查數(shù)據(jù)顯示[12]，該年夏季低氧海區(qū)面積約為25 000 km2，溶氧極小值為1.93 mg·L-1，核心位于122.42°E，29.07°N 附近。

2009年8月的在同一區(qū)域觀測計算出低氧面積僅為11 000 km2，其低氧極小值相較2008年8月更低，僅為1.35 mg·L-1。該年春季于舟山嵊泗附近海域爆發(fā)了赤潮。藻類短期內(nèi)的激增促進了生物產(chǎn)氧的總量，對底層缺氧有一定緩解作用。但赤潮爆發(fā)后，藻類大量死亡，遺體沉淀分解，消耗水體氧氣。造成了長江口南側(cè)底層水體低氧持續(xù)時間延長。

2012年調(diào)查數(shù)據(jù)發(fā)現(xiàn)[12]，春季(5月)不存在低氧現(xiàn)象，但底層存在一個低值中心，且此低值中心與夏季低氧分布范圍基本重合，說明春季水體層化初成，底部低氧水體開始發(fā)展。隨著夏季(8月)的低氧區(qū)擴張，在長江口鋒面的北向(31°N 線附近)出現(xiàn)一個明顯的低氧帶，此低氧帶即為整個低氧區(qū)域的核心地帶，其DO 濃度低于2.0 mg·L-1。秋季(11月)低氧現(xiàn)象逐漸消退后，在122.5°E 以東陸架上，觀測到殘存的溶氧低值區(qū)。冬季(2月)不存在低氧區(qū)，DO 分布為近岸高，外海低，與長江沖淡水流動方向一致。

2013年國家自然基金委夏季長江口共享航次調(diào)查結(jié)果顯示[13]，長江口低氧發(fā)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，而是位于河谷西側(cè)的陡坡上(123.6°E，31.30°N)。

綜合已有文獻中記載長江口低氧現(xiàn)象的相關(guān)數(shù)據(jù)記錄，并結(jié)合前人所做總結(jié)，得到如表1 所示的結(jié)果。

每年夏季的8月是長江口外低氧現(xiàn)象出現(xiàn)的頂峰且此月份低氧調(diào)查數(shù)據(jù)相對豐富，選擇觀測記錄中夏季8月份低氧核心位置繪制圖1。

調(diào)查研究針對的區(qū)域、位置、時間不盡相同，但從其分布的情況來看，低氧極小值絕大多數(shù)發(fā)生于122.50°-123.50°E，30.75°-31.25°N 的區(qū)域之內(nèi)。

圖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 長江口低氧區(qū)各年份觀測匯總信息表Tab.1 Summary information table of each year in the low oxygen zone of Yangtze estuary

2 長江口夏季低氧區(qū)形成機制

2.1 長江口低氧形成的物理海洋動力機制

2.1.1 水體層化與河口鋒面對長江口低氧現(xiàn)象的影響

長江沖淡水在離開口門后，由慣性作用會先向南運動，然后很快轉(zhuǎn)向東北濟州島方向(圖2)[23]。相對較“輕”的沖淡水會“漂浮”于相對較“重”的高鹽海水之上。在長江口外海域表層10～20 m 范圍形成強躍層。臺灣暖流在長江口及其附近流場中同樣扮演著重要的角色。臺灣暖流具有高溫，高鹽，低氧的特性[22]，主要沿著東海陸架坡50～100 m 等深線向北運動。由臺灣暖流帶來的高密度海水會沉于海水水體的近底層，致使長江口外海水出現(xiàn)“雙躍層”現(xiàn)象。這種層化現(xiàn)象在夏季長江口海域穩(wěn)定存在。

夏季長江口外海域存在著以下3 種鋒面：(1)河口鋒；(2)羽狀鋒；(3)海洋鋒。鋒面實為不同性質(zhì)的水體所形成的一種動態(tài)平衡，產(chǎn)生一種“屏障效應(yīng)”。鋒面位于鋒區(qū)內(nèi)驟變帶的核心位置，常出現(xiàn)輻聚帶[24]。海水的輻聚效應(yīng)與屏障效應(yīng)相結(jié)合，會使得由長江沖淡水帶來的陸源營養(yǎng)物質(zhì)在此處匯聚，形成生物化學(xué)活躍帶，大量消耗溶氧，形成低氧區(qū)。

2.1.2 上升流對低氧形成的影響

朱建榮[24]通過模型對長江口外上升流進行詳細的研究，提出上升流現(xiàn)象使深底層高營養(yǎng)鹽水抬升到10 m 層以上水域，并在10 m 層形成高營養(yǎng)鹽中心。高葉綠素區(qū)和高浮游植物個數(shù)分布區(qū)同上升流分布區(qū)的位置基本一致。10 m 左右為長江沖淡水與中層海水之間層結(jié)所在位置。營養(yǎng)鹽的富集提升了該片海域初級生產(chǎn)力，增加氧的消耗。

2.1.3 海底地形的影響

長江口外海底地形特殊，以水下“V 字型”河谷為分界線，其西側(cè)沿海岸至水下20 m 等深線范圍內(nèi)海底坡度平緩，從20 m 等深線至河谷底部50 m 坡度較大。河谷東側(cè)地勢又趨于平緩，整個河口為東北-西南走向。研究表明，長江口南部低氧區(qū)的為長江口外河谷底層低氧水逐步發(fā)展而來，8月在浙江沿岸達到頂峰[10，13]。

長江口外水下河谷以及斜坡地形與潮混合共同作用更易誘發(fā)上升流[23-25]；在地形效應(yīng)下，臺灣暖流沿水下河谷的爬升會造成躍層位置趨表，在躍層下部形成一個相對穩(wěn)定的低氧水保護區(qū)域。由于河谷的保護作用，此處不易受到風暴潮的擾動，因此成為低氧的頻發(fā)區(qū)。歷年有關(guān)低氧現(xiàn)象的報道中，均可在水下河谷區(qū)找到低氧的記載。

圖2 長江口及鄰近海域流場地形及流系示意圖Fig.2 A schematic diagram of the topography and flow of the Yangtze estuary and adjacent waters

2.2 生物化學(xué)過程對低氧的影響

2.2.1 長江口營養(yǎng)鹽分布及對低氧影響

長江口海域營養(yǎng)鹽的來源主要為以下幾種：(1)沖淡水帶來了大量的陸源營養(yǎng)鹽；(2)沿岸上升流的作用，會將海底沉積的營養(yǎng)鹽向上抬升；(3)局地動植物死亡后，機體溶解貢獻；(4)臺灣暖流輸入大量無機氮(由臺灣暖流帶來的無機氮總量與沖淡水相當[26])。長江口及鄰近海域營養(yǎng)鹽的分布由陸向海逐級遞減[26-29]。從整體來看，表現(xiàn)為“氮多、磷寡、硅變少[29]”，具有極高的N/P 比。

值得指出的是夏季營養(yǎng)鹽含量較其它一些月份的更低[30]。主要原因是夏季生物活動相對旺盛，營養(yǎng)鹽被大量吸收。長江口浮游植物春季開始大量繁殖，到春末至盛夏季節(jié)，初級生產(chǎn)力達到頂峰，生物量最大。營養(yǎng)鹽被大量消耗，導(dǎo)致夏季供給不足，浮游植物生長受限，初級生產(chǎn)力下降。后續(xù)在植物體死亡后，遺體被逐步分解并消耗水體中的氧。此過程需要一定的時間，所以低氧反應(yīng)會出現(xiàn)一定滯后現(xiàn)象。其表現(xiàn)為夏末初秋之際，有機物耗氧大于夏季。

另外，由于夏季低氧形成期間長江口營養(yǎng)鹽含量和有機物耗氧在全年中都不具有絕對優(yōu)勢，因此水體營養(yǎng)鹽和有機物的含量可能并不是長江口夏季低氧形成的主導(dǎo)因子[15]。

2.2.2 生物因素對低氧區(qū)的影響

根據(jù)劉鎮(zhèn)勝等[30]對長江口海域進行的浮游生物調(diào)查，長江口及鄰近海域浮游動物生物量的季節(jié)變化特征為：春季＞夏季＞秋季＞冬季，低氧區(qū)內(nèi)的生物量和豐度高于鄰近海域，主要與低氧區(qū)表層存在浮游植物高現(xiàn)存量和初級生產(chǎn)力有關(guān)。夏季，長江口海域浮游動物生物量、多樣性指數(shù)、種群豐富度、種類數(shù)與底層溶解氧均呈現(xiàn)顯著的負相關(guān)關(guān)系(P＜0.001)，浮游動物豐度與底層溶解氧存在負相關(guān)關(guān)系(P＜0.05)。

長江口及鄰近海域近40年來赤潮現(xiàn)象爆發(fā)達174 次并呈現(xiàn)明顯的上升趨勢[38]，且在2000年以后尤為顯著；從爆發(fā)的月份來看，多集中于每年5、6月，此時間正是長江口低氧初生的時間。另外，赤潮的爆發(fā)后期，浮游植物大量死亡，其遺體的分解過程耗氧，會為后來低氧現(xiàn)象的爆發(fā)營造一個良好的低氧背景環(huán)境，促進低氧的發(fā)生發(fā)展。

另外，劉海霞等[31]在2001年5月長江口及鄰近東海陸架區(qū)域進行了模擬底層水耗氧實驗，發(fā)現(xiàn)低氧區(qū)的形成主要在于消耗的氧氣得不到及時補充，耗氧在低氧形成過程中是前提條件，而并非主導(dǎo)因素。

3 結(jié)論

通過對長江口低氧現(xiàn)象發(fā)生、發(fā)展等因素的回顧，得到以下結(jié)論：

(1)對長江口及鄰近海域低氧現(xiàn)象的觀測具有相當長的歷史，文獻記錄詳細；對其研究經(jīng)歷了開始階段的規(guī)模，核心位置測定，至后期轉(zhuǎn)入物理、化學(xué)、生物等影響機制判定的過程。隨著研究的深入，更注重細微結(jié)構(gòu)范式與學(xué)科交叉。

(2)低氧類型為常發(fā)型季節(jié)性低氧，其變化過程如下：春季2-6月期間，此時尚未形成低氧環(huán)境，但水體底層已經(jīng)出現(xiàn)低值中心區(qū)域，且基本與核心低氧區(qū)域重合；夏季7-8月水體低氧現(xiàn)象處于成長期，出現(xiàn)大面積低氧水體，于8-9月達到頂峰；9月以后，層化減弱，低氧現(xiàn)象很快消退，溶解氧含量上升，此狀態(tài)維持至次年2月。

(3)由沖淡水，臺灣暖流造成強烈的水體層化阻止了水體溶解氧的交換，鋒面的季節(jié)性變化協(xié)同制約著低氧水體的運動，控制著低氧海區(qū)發(fā)生位置與影響面積，致使孤立水體滯留時間增長，溶解氧含量降低；

(4)長江口外特殊的河谷地形為低氧水的保存提供了良好的發(fā)生與保持的場所，其西側(cè)陡峭的地形也為沿岸附近的上升流提供了良好的背景條件；

(5)生物化學(xué)過程受到全球環(huán)境氣候變化與人類活動影響，營養(yǎng)鹽輸入明顯升高，初級生產(chǎn)力增強，并隨之導(dǎo)致生物呼吸耗氧與有機物質(zhì)分解耗氧增加。進一步加重長江口外溶解氧的缺失。

為了能更加直觀的反映低氧區(qū)低氧現(xiàn)象與各因素之間關(guān)系，特繪制了如下圖所示的長江口低氧區(qū)機制圖(圖3)。

針對長江口海域的研究過程突出“系統(tǒng)性”、“多學(xué)科交叉”和“長期性”，著眼于“陸源-河口-近海系統(tǒng)”和“近海系統(tǒng)-外?！钡恼w性思路，進而針對該海域低氧逐步建立高精度水動力-生物地球化學(xué)過程耦合模型對低氧現(xiàn)象的發(fā)生發(fā)展進行業(yè)務(wù)化預(yù)報，尋找有效治理低氧區(qū)的科學(xué)手段，改善長江口海域的生態(tài)環(huán)境。

圖3 長江口及鄰近海域低氧作用機制示意圖Fig.3 Schematic diagram of hypoxia mechanism in Yangtze estuary and adjacent waters