2018年9月山東半島東北近海海水溶解氧濃度觀測研究

樊思琦,翟方國,劉子洲*,顧艷鎮(zhèn),吳文凡

(1.中國海洋大學(xué) 海洋與大氣學(xué)院,山東 青島 266100;2.浙江大學(xué) 海洋學(xué)院,浙江 舟山 316021)

引 言

山東半島位于中國北部,毗鄰渤海和黃海,海域廣闊,具有豐富的海洋資源,海洋漁業(yè)位于全國前列。為了改善由于大規(guī)模近海養(yǎng)殖和過度捕撈等人類活動破壞的海洋生態(tài)環(huán)境和漁業(yè)資源,山東省很早即通過增殖放流、投放人工魚礁等形式開展海洋牧場建設(shè)[1]。據(jù)統(tǒng)計,截至2017年底,山東省共扶持建設(shè)海洋牧場138個,創(chuàng)建省級以上海洋牧場示范區(qū)55個[2]。而隨著海洋牧場的大力建設(shè)發(fā)展,各類海洋災(zāi)害產(chǎn)生的生態(tài)和經(jīng)濟(jì)損失也日益突出,因此亟需加強(qiáng)海洋牧場及周邊海域生態(tài)環(huán)境要素及過程的觀測和研究。

海水中的溶解氧(Dissolved Oxygen, DO)是重要的海洋環(huán)境參數(shù),與海洋動植物生長密切相關(guān),因此,海水中的溶解氧含量水平往往是反映海洋生物生長狀況和海區(qū)環(huán)境污染狀態(tài)的重要指標(biāo)[3-4]。過低的溶解氧會影響水生動物存活、生長和繁殖,還可能導(dǎo)致魚類大量死亡或轉(zhuǎn)移棲息地,使?jié)O業(yè)資源衰退,影響海洋牧場的發(fā)展。因此在跨學(xué)科的研究中,海水溶解氧的時空分布特征及其影響機(jī)制受到越來越多的關(guān)注[5],并且溶解氧的觀測研究對于海洋牧場的發(fā)展具有重要意義。

對于山東近海及周邊海域海水溶解氧的時空分布和影響機(jī)制前人也做了許多工作。宋國棟等[6]研究表明黃海外海海域溶解氧分布主要受溫度和鹽度影響;影響近岸溶解氧分布的主要因素是溫度,與鹽度無關(guān)。辛明等[7]分析了黃海溶解氧濃度平面分布特征,表明各季節(jié)水體溶解氧水平和垂向分布不同;春季溶解氧含量最高,秋季含量最低。張華等[8]指出春季和秋季渤海底部溶解氧大于8 mg/L,但在夏季出現(xiàn)大范圍底部溶解氧低值區(qū),并且具有南、北“雙核”結(jié)構(gòu)。劉春利等[9]基于1960—1997年期間黃海表層溶解氧數(shù)據(jù)研究得到,表層溶解氧的月平均值3月份最高,8月份最低;在空間分布上,表層溶解氧總體呈現(xiàn)出北高南低,近岸高于遠(yuǎn)海的分布特征。

目前,前人對渤、黃海域海水溶解氧的時空分布特征以及影響機(jī)制已經(jīng)有了一定認(rèn)識,但研究所用數(shù)據(jù)大多采集于離岸較遠(yuǎn)的深水區(qū)域或海表面區(qū)域,而針對山東半島近岸海洋牧場及周邊海域的溶解氧研究仍有待豐富。本文基于2018年9月28日海上觀測得到的牧場周邊海域的數(shù)據(jù),研究了山東半島東北近海海水溶解氧的空間分布特點,并探討了溫度、鹽度、層結(jié)、葉綠素a濃度和海流等對海水溶解氧濃度的可能影響,為山東半島近岸及海洋牧場周邊海域海水溶解氧的進(jìn)一步研究提供科學(xué)參考。

1 數(shù)據(jù)與方法

1.1 數(shù)據(jù)

本研究采用的數(shù)據(jù)是2018年9月28日威海北部調(diào)查航次中獲取的現(xiàn)場觀測數(shù)據(jù)。如圖1b所示,該航次調(diào)查站位共9個,其中站位1、2位于牧場外緣,斷面方向基本與等深線垂直,由近岸站位1向外延伸,最后到達(dá)遠(yuǎn)岸站位9,觀測順序為從站位9順次至站位1。各站位的觀測時間、經(jīng)度、緯度和水深如表1所示。該航次調(diào)查采用日本亞力克公司生產(chǎn)的多參數(shù)水質(zhì)儀(型號:AAQ171)和直讀式電磁海流計(型號:AEM-213),前者觀測參數(shù)包括溫度、鹽度、溶解氧濃度、pH和葉綠素a濃度等,觀測頻率約為4 Hz;后者測定了海流的流速(分辨率:0.1 cm/s)和流向(分辨率:0.1°),觀測頻率為6次/min。

表1 2018年9月28日威海北部航次觀測站位信息

圖1 渤、黃海水深、海流分布圖及研究區(qū)域水深分布圖

1.2 方法

選取多參數(shù)水質(zhì)儀下放過程的觀測數(shù)據(jù),每0.5 m范圍內(nèi)的數(shù)據(jù)計算出平均值作為該水層的參數(shù)值,以形成網(wǎng)格數(shù)據(jù)。流場使用直讀式海流計進(jìn)行觀測,設(shè)置表、中、底三個觀測層次,水深較深的站位則增加了一個觀測層次,各層次水深如表2所示,每個層次內(nèi)流速、流向均取30 s內(nèi)所測得的3個數(shù)據(jù)的平均值。上述數(shù)據(jù)經(jīng)線性插值處理后被網(wǎng)格化,網(wǎng)格垂向間隔設(shè)置為0.5 m。

表2 直讀式電磁海流計各觀測層次水深

為了探討水文生化過程對溶解氧濃度分布的影響,本文計算了飽和溶解氧濃度、溶解氧飽和度和表觀耗氧量。借鑒李兆欽等[10]計算溶解氧相關(guān)參數(shù)的方法,其中,飽和溶解氧濃度的計算采用Garcia等[11]改進(jìn)過的公式,溶解氧飽和度為觀測溶解氧濃度與飽和溶解氧濃度之比,表觀耗氧量為飽和溶解氧濃度與觀測溶解氧濃度之差。表觀耗氧量能很好地表征生物地球化學(xué)過程消耗的溶解氧。

2 結(jié)果與分析

2.1 海水溶解氧特征

圖2展示了各站點處海水溶解氧濃度、飽和溶解氧濃度、溶解氧飽和度及表觀耗氧量的垂直剖面。觀測海域溶解氧濃度變化范圍為5.60～7.79 mg/L,平均溶解氧濃度為6.99 mg/L,未出現(xiàn)低氧現(xiàn)象(DO<2 mg/L)。如圖2a-c所示,溶解氧濃度的垂向分布特征如下:在站位1～3處,溶解氧濃度隨深度增加而略有減小;站位4和5處的海水溶解氧濃度在垂向上分布較為均勻;在站位6、8和9處,溶解氧濃度均在水深約25 m以淺的混合層中濃度垂向分布均勻,在25 m水深以下三個站位的海水溶解氧濃度垂向分布特征各不相同:在站位6處,溶解氧濃度隨深度增加而減小并在底部達(dá)到最小值,站位8和9處的溶解氧濃度隨深度變化比較復(fù)雜,出現(xiàn)兩次先減小再增大(即出現(xiàn)下層溶解氧濃度高于上層的現(xiàn)象),大溶解氧濃度出現(xiàn)在站位9水深約32 m處;站位7處溶解氧濃度在水深約20 m以淺基本不隨深度變化,在20 m以下隨深度增加先減小再增大最后在底部迅速減小。

圖2 海水溶解氧濃度、飽和溶解氧濃度、溶解氧飽和度和表觀耗氧量的垂直剖面

飽和溶解氧濃度約為7.04～9.58 mg/L,如圖2d-f所示,其垂向結(jié)構(gòu)與溶解氧濃度垂向結(jié)構(gòu)完全不同:水深25 m以淺垂向分布均勻,約25～40 m之間隨深度增加而增大,在站位8和9處的底部不隨深度變化,即由表至底存在混合層、躍層和底均勻?qū)印?/p>

溶解氧飽和度(p)約為67.5%～105.8%,由圖2g-i可知其垂向結(jié)構(gòu)和溶解氧濃度的垂向結(jié)構(gòu)類似。在水深25 m以淺的混合層中p保持在100%左右,海水基本處于飽和狀態(tài),甚至在站位2—4處出現(xiàn)過飽和現(xiàn)象;在水深約25～40 m,p總體隨深度減小,并且小于100%,海水處于不飽和狀態(tài);在水深約40 m即躍層以下p基本不隨深度改變,保持在70%～80%之間,海水處于不飽和狀態(tài)。

為了量化溶解氧飽和或者虧損的具體程度,下面進(jìn)一步分析表觀耗氧量(AOU)的變化特征。本次觀測中AOU約為-0.39～2.75 mg/L,由圖2j-l可知其垂向結(jié)構(gòu)與溶解氧飽和度的垂向結(jié)構(gòu)相反,在水深25 m以淺的混合層中AOU基本為0,說明溶解氧的輸入與消耗基本保持平衡,在站位2—4范圍內(nèi)存在AOU小于0的水體,說明存在溶解氧的源;在水深約25～40 m,AOU總體隨深度增大,說明溶解氧的消耗隨深度而增加,并且AOU大于0即溶解氧處于虧損狀態(tài),為溶解氧的匯。

圖3為觀測斷面上溶解氧濃度、飽和溶解氧濃度、溶解氧飽和度和表觀耗氧量的空間分布圖,橫坐標(biāo)為各站位與站位1的距離。由圖3a可看出,水平方向上,在水深約25 m以淺溶解氧濃度由外海向近岸先減小后增大;在水深25 m以下,溶解氧濃度基本呈現(xiàn)向近岸減小的特征。觀測斷面存在三個較明顯的溶解氧濃度高值中心,即水深25 m以淺站位2—4(2～16 km)之間和站位6—9(35～59 km)之間,以及水深32 m以下站位8—9(52～59 km)之間,三處分別標(biāo)記為I、II和III。溶解氧濃度最大值出現(xiàn)在水深32～36 m站位8—9(52～59 km)之間,站位5—8(25～52 km)之間的深底層水溶解氧濃度較低,在站位7—9(43～59 km)之間出現(xiàn)了下層水體溶解氧高于上層的現(xiàn)象。

圖3 溶解氧濃度、飽和溶解氧濃度、溶解氧飽和度和表觀耗氧量空間分布

飽和溶解氧濃度與溶解氧濃度的空間分布特征完全不同,由圖3b可知,其在水平方向上大體與等深線平行,僅在水深25 m以淺由近岸向遠(yuǎn)岸略有減小。分析圖3c和3d可知,p和AOU的空間差異均在水深25 m以上較小,而在25 m以下較大。在水深25 m以下,p基本呈現(xiàn)由外海向近岸減小的水平分布特征,而AOU在水平方向上由外海向近岸增大。而且可明顯看出,溶解氧在底層的虧損程度更大。

2.2 影響因素分析

下面主要討論海水溫度、鹽度、層結(jié)、海流等水文要素和葉綠素、pH等生物化學(xué)要素對2018年9月山東半島東北近海海水溶解氧濃度空間分布特征的可能影響。

2.2.1 水文要素

圖4展示了各站位處溫度、鹽度、密度等水文參數(shù)的垂直剖面。研究海域海水溫度變化范圍為7.68～23.40 ℃,從圖4a-c可以看出,同溫層厚度約為25 m,而在水深約28～40 m的范圍內(nèi)溫度在垂向上隨深度增大而減小,溫度層結(jié)較強(qiáng),存在明顯的溫躍層。海水鹽度范圍為31.23～32.38,由圖4d-f可知,鹽度剖面與溫度剖面相似,鹽度在25 m以淺垂向分布比較均勻,在28～40 m隨深度增大而增大,存在鹽度躍層。海水密度約為1 021.4～1 025.4 kg/m3,如圖4g-i所示,密度與溫鹽的垂向分布類似,在25 m以淺其垂向相對均勻,即為混合層,水深約28～40 m之間其隨深度增大明顯增大,即與溫躍層和鹽度躍層相對應(yīng)存在較強(qiáng)的密度躍層。溫度、鹽度和密度均在站位8和9處的層結(jié)之下存在較顯著的底均勻?qū)印?/p>

圖4 海水溫度、鹽度和密度的垂直剖面

圖5為溫度和鹽度在觀測斷面上的分布。由圖5a可知,等溫線基本與等深線平行,海水溫度在水平方向上由外海向近岸僅略有增大,尤其是表層溫度變化不大,特殊的是在水深約30～40 m站位7(43 km)處等溫線下凹,即該處溫度比周圍海水更高。由圖5b看出鹽度在25 m以淺由外海向近岸增大,即近岸是高溫高鹽水,外海是性質(zhì)均勻的高溫低鹽水;在25 m以深由外海向近岸減小,即靠近岸是高溫低鹽水,外海是低溫高鹽水。

圖5 海水溫度、鹽度空間分布

前人研究得出隨著溫度的升高,氧氣在海水中的溶解度將會降低,有研究認(rèn)為,全球變暖導(dǎo)致世界大洋中溶解氧濃度減小[12]。海水中的溶解氧不僅受溫度影響還受到鹽度制約,鹽度升高,氧在水中的溶解度降低[6]。結(jié)合上文對溫度、鹽度和溶解氧濃度空間分布特征的分析已知,溶解氧濃度與溫鹽的空間場相似程度較低,即二者相關(guān)性較低,故溫鹽對觀測海域溶解氧濃度空間分布的影響不占主導(dǎo)。進(jìn)一步結(jié)合飽和溶解氧濃度進(jìn)行分析,其與溶解氧濃度的空間分布特征完全不同,進(jìn)一步說明了溫鹽對飽和溶解氧濃度的物理調(diào)控并不是溶解氧濃度空間變化的主要影響因素。

本文利用觀測的密度數(shù)據(jù)計算出密度垂向梯度并以其表征海水層結(jié)強(qiáng)度,梯度的絕對值越大說明密度層結(jié)越強(qiáng),反之密度層結(jié)越弱。由密度垂向梯度空間分布(圖6b)可知,在水深25 m以淺的區(qū)域,海水密度垂向梯度基本為0,說明密度層結(jié)強(qiáng)度較小,水團(tuán)性質(zhì)基本穩(wěn)定;在水深25～40 m的區(qū)域內(nèi),密度垂向梯度大于0,且其絕對值較大,說明密度層結(jié)較強(qiáng),也與圖4所反映出的溫度、鹽度和密度躍層相對應(yīng);而且在站位7—9(43～59 km)之間水深約27～32 m的范圍內(nèi)存在梯度絕對值很大的區(qū)域,最大梯度也位于此范圍內(nèi),說明該處密度層結(jié)很強(qiáng),結(jié)合上文對溶解氧濃度的分析得到,溶解氧濃度最大值恰好位于最大密度垂向梯度的深度之下;在站位8—9(52～59 km)之間水深約40 m以下的區(qū)域,密度垂向梯度接近0,即該處密度層結(jié)強(qiáng)度很小,結(jié)合上文對溫鹽分布的分析,說明在層結(jié)之下存在性質(zhì)比較穩(wěn)定的低溫高鹽水團(tuán),推測該均勻穩(wěn)定的低溫高鹽水團(tuán)是黃海冷水團(tuán)的存在造成的。姚志剛等[13]對北黃海冷水團(tuán)季節(jié)變化的研究指出,秋季北黃海冷水團(tuán)低溫中心位于122°E,38.3°N附近,存在于40 m等深線以下,其溫度約9 ℃,鹽度約32.2。結(jié)合站點位置(表1)及溫鹽分布(圖4)可知,觀測站位8和9處于黃海冷水團(tuán)的范圍內(nèi),證明上述推測是合理的。

圖6 海水密度和密度垂向梯度空間分布

海水的穩(wěn)定層結(jié)導(dǎo)致深層水與表層水的交換減弱[14],從而影響溶解氧濃度垂向分布。由于海水層結(jié)主要位于水深25 m以下的水域,故25 m以淺海水溶解氧濃度空間分布不受層結(jié)強(qiáng)度的影響。由圖2a-c已知在站位5—8之間深底層海水的溶解氧濃度普遍較低,結(jié)合層結(jié)所處的深度分析得到這是海水層結(jié)導(dǎo)致水體垂向混合較弱,阻礙了上層溶解氧向下層擴(kuò)散;同時由于海水層結(jié)對溶解氧垂向交換的阻礙作用,深層海水原有的濃度較高的溶解氧得以維持,在站位7—9(43～59 km)出現(xiàn)了下層水體溶解氧高于上層的現(xiàn)象,并且黃海冷水團(tuán)中冬季形成的濃度較高的溶解氧也在一定程度上得以保持[15],形成了III處(水深32 m以下站位8—9(52～59 km)之間)的溶解氧濃度高值中心。

圖7展示了觀測海域海流流速東西分量u和南北分量v的空間分布特征,可以看出u和v在垂向上分布相對較為均勻,海水表現(xiàn)出較強(qiáng)的正壓性,但由于觀測值較少,有可能是線性插值所致。u在水平方向上向外海先迅速減小再逐漸反向增大,最后在較遠(yuǎn)岸海域又迅速減小再反向增大,即出現(xiàn)了兩次變向,但總體上觀測海域絕大部分范圍內(nèi)u方向為東向。由渤、黃海海流分布(圖1a)已知魯北沿岸流流經(jīng)觀測斷面,故結(jié)合上述對海流的分析得到,u在觀測斷面中部大部分區(qū)域表現(xiàn)為東向流動是魯北沿岸流流經(jīng)此處所致;v基本為南向,僅在站位2—4(2～16 km)的范圍內(nèi)有較慢的北向流;水平方向上v從近岸向外海先減小再于站位4向外海逐漸增大。綜上所述,研究海域海流在近岸主要向西北流動;在中部大部分海域主要向東南流動,這是由于魯北沿岸流流經(jīng)此處;海流僅在最遠(yuǎn)岸處向西南流動。

圖7 流速東西分量u和南北分量v空間分布

海流對溶解氧空間分布也有重要的影響[16-17]。由于現(xiàn)有數(shù)據(jù)和研究方法的局限性,無法準(zhǔn)確得到潮流是否對觀測海域溶解氧濃度的空間分布有影響,所以下面僅探討魯北沿岸流對其分布特征的影響機(jī)制。上文已分析得到在觀測海域中部大部分海域(距站位1約16 km以外)海流主要向東南流動,這是魯北沿岸流流經(jīng)此處并且和潮流相比占優(yōu)所致。魯北沿岸流由黃河、海河等入海的徑流組成,會為觀測海域帶來大量低鹽高氧的入海水。上文分析溶解氧濃度和鹽度空間分布(圖3a和圖5b)已知在水深25 m以淺站位6—9(35～59 km)之間海水鹽度低且溶解氧濃度較高,結(jié)合此分布特征以及魯北沿岸流的特征分析得到:魯北沿岸流將低鹽度、高溶解氧的沖淡水帶到觀測海域,形成了II處(水深25 m以淺站位6—9(35～59 km)之間)的溶解氧濃度高值中心。

2.2.2 生物化學(xué)要素

圖8展示了各站位處葉綠素a(以下直接稱之為葉綠素)和pH值的垂直剖面。如圖8a-c所示,在20 m以淺,各站位葉綠素濃度垂向分布整體上比較均勻;在20～40 m之間,其濃度隨深度增大先增大后減小,并且在水深約30～35 m的范圍內(nèi)葉綠素濃度達(dá)到最大且垂向相對均勻,由上文分析可知,其位于躍層內(nèi);在40 m以下葉綠素濃度基本不隨深度變化。在水平方向上,葉綠素濃度在水深20 m以淺區(qū)域的分布特征為近岸高、外海低,這可能與近岸海水營養(yǎng)物質(zhì)含量多而有利于浮游植物、藻類繁殖有關(guān);站位1—5和站位6—9兩區(qū)域內(nèi)葉綠素濃度水平分布較為均勻;20～25 m之間,葉綠素濃度先增大后減小,但變化范圍不大;水深25 m以下的區(qū)域,同一深度各站位處葉綠素濃度相差不大,即水平分布相對均勻。綜上分析,有兩個比較明顯的葉綠素濃度高值區(qū),即水深20 m以淺站位1—5之間的區(qū)域和位于水深約30～35 m站位6—9之間的區(qū)域。

圖8 葉綠素a濃度和pH值的垂直剖面

在對觀測數(shù)據(jù)的考查過程中發(fā)現(xiàn)站位2處獲取的pH值數(shù)據(jù)缺乏參考價值,故舍去。觀測海域海水pH值為7.86～8.18,呈弱堿性,未出現(xiàn)酸化情況(pH<7.8)。分析圖8d-f得到,在25 m以淺各站位處pH值垂向分布都比較均勻;在25 m以深其總體上隨深度增大而減小。在水平方向上,pH值在水深25 m以淺區(qū)域表現(xiàn)為由外海向近岸遞減,而在25 m深度以下pH值的水平變化不明顯。

接下來結(jié)合AOU討論生物化學(xué)因素對溶解氧濃度的影響。葉綠素主要通過浮游植物光合作用來影響溶解氧濃度,若不考慮其他物理、生化因素,則高葉綠素濃度對應(yīng)高溶解氧濃度。上文分析已得觀測海域有兩個比較明顯的葉綠素濃度高值區(qū),前者與I處的溶解氧濃度高值中心對應(yīng)較好,而AOU在此處小于0(圖3d),可進(jìn)一步說明該處濃度較高的溶解氧是由于葉綠素濃度高,即近岸海水中營養(yǎng)鹽豐富而使浮游植物含量豐富,其通過光合作用生成的較多的溶解氧,使該區(qū)域成為了氧氣的源并且形成了溶解氧濃度高值中心;而后者對應(yīng)海水溶解氧濃度總體不高,但可以在一定程度上解釋溶解氧濃度最大值出現(xiàn)在水深32～36 m站位8—9(52～59 km)之間,并且由圖3d可知此處AOU較小,說明溶解氧在被消耗的同時有一定的補(bǔ)給,印證了此處葉綠素對于溶解氧濃度的貢獻(xiàn)。對于III處的溶解氧濃度高值中心,已知AOU的值較大即溶解氧的消耗比較多,而葉綠素濃度卻較低,故葉綠素對形成該溶解氧濃度高值中心的影響不顯著。前人研究表明,溶解氧含量與pH呈正相關(guān)關(guān)系,這主要是由于海洋植物的光合作用[18]和生物分解有機(jī)物,生物分解有機(jī)物會使海水酸化,同時消耗溶解氧使其濃度降低。由圖8b分析得到pH總體上隨深度增大而減小,底層pH值較小,再結(jié)合AOU在底層的值較大,說明底層生物分解有機(jī)物較為活躍,溶解氧被大量消耗。所以站位5—8(25～52 km)之間的深底層水溶解氧濃度較低的原因是海底有機(jī)分解消耗了溶解氧同時使海水pH較小,又由于存在海水層結(jié)阻礙了溶解氧垂向交換,層結(jié)之下溶解氧得不到補(bǔ)充而濃度偏低。

3 結(jié)論

本文基于2018年9月28日海上觀測得到的牧場周邊海域的數(shù)據(jù),分析了山東半島東北近海海水溶解氧的空間分布特點,并探討了溫度、鹽度、層結(jié)、葉綠素濃度和海流等對海水溶解氧濃度的可能影響,結(jié)論如下:(1)在本次觀測期間,海水溶解氧濃度的空間分布主要呈現(xiàn)三個顯著特征:第一,水平方向上,在水深約25 m以淺,溶解氧濃度由外海向近岸先減小后增大,在水深25 m以下,溶解氧濃度基本呈現(xiàn)向近岸減小的特征,并且呈現(xiàn)顯著虧損,表觀耗氧量從外海向近岸增大。第二,垂直方向上,各觀測站位處溶解氧濃度隨深度變化各不相同且比較復(fù)雜,但總體上呈現(xiàn)由表至底減小的特征。第三,有三個較明顯的溶解氧濃度高值中心,分別位于分別位于近岸上層、外海上層和外海深層,即在水深25 m以淺站位2—4(2～16 km)之間和站位6—9(35～59 km)之間,以及水深32 m以下站位8—9(52～59 km)之間,三者分別對應(yīng)圖3a中I、II和III處。I處主要受到葉綠素的影響:此處葉綠素濃度高,是近岸海水中營養(yǎng)鹽豐富,導(dǎo)致浮游植物含量豐富發(fā)生藻華,浮游植物通過光合作用生成了較多的溶解氧,使水體中溶解氧濃度高;II處是由于魯北沿岸流對黃河入海水的輸運(yùn)作用,其將低鹽度、高溶解氧的水體帶到觀測海域,形成了溶解氧濃度高值中心;III處是由于海水層結(jié)較強(qiáng)阻礙了溶解氧垂直方向的交換,黃海冷水團(tuán)中冬季形成的濃度較高的溶解氧在一定程度上得以保持,使之成為溶解氧濃度高值中心。(2)觀測站位5—8(25～52 km)之間的深底層海水溶解氧濃度較低,這是由于該區(qū)域海底生物有機(jī)分解消耗了溶解氧,而且海水層結(jié)阻礙溶解氧垂向交換,底部溶解氧得不到補(bǔ)充而濃度偏低。