周 鋒，錢周奕，劉安琪，馬 曉，倪曉波，曾定勇

(1.河海大學(xué)海洋學(xué)院，江蘇 南京 210098；2.衛(wèi)星海洋環(huán)境動力學(xué)國家重點實驗室，浙江 杭州 310012；3.自然資源部第二海洋研究所，浙江 杭州 310012；4.自然資源部長三角海洋生態(tài)環(huán)境野外科學(xué)觀測研究站，浙江 舟山 316021)

0 引言

作為重要的理化參數(shù)，海水中溶解的氧氣對維持海洋生態(tài)系統(tǒng)的健康起著關(guān)鍵性作用[1-2]。一般而言，當(dāng)水體中溶解的氧氣(Dissolved Oxygen，簡稱溶解氧或DO)約為3 mg/L(或 94 mol/L)時，水體為低氧狀態(tài)[3]，也有研究用4 mg/L作為閾值[4]；溶解氧進一步降低到2 mg/L(或62.5 mol/L)以下時，水體為缺氧狀態(tài)[5]；降低至0.5 mg/L(或15.6 mol/L)以下時，水體為無氧狀態(tài)[6]。大多數(shù)的海洋動物都需要較高濃度的溶解氧進行正常的新陳代謝，當(dāng)溶解氧濃度偏低時，它們只能逃離或者死亡，造成漁業(yè)資源衰減、生物多樣性降低或海洋生態(tài)系統(tǒng)退化[7-8]。

由自然因素造成的低氧現(xiàn)象在許多水體環(huán)境中都有存在，如峽灣、深海盆地、封閉或半封閉的陸架邊緣海、開放大洋最小含氧帶、和東邊界上升流系統(tǒng)相關(guān)的最小含氧帶等[9]。但近幾十年來，隨著人類向海洋輸入的營養(yǎng)鹽大幅度增加，近海低氧區(qū)的數(shù)量和面積迅速增加[10-11]。同時，全球變暖、海平面加速上升、降水和風(fēng)場類型改變等氣候變化的因素[12-13]也會通過水體層化和浮游植物水華等途徑影響耗氧過程；受大尺度環(huán)流影響，如陸架—深海的跨陸坡交換或上升流的變化會通過調(diào)節(jié)物質(zhì)輸運影響近海的低氧狀態(tài)[14]。近期的觀測證據(jù)表明，大洋的低氧水體可通過不同動力過程影響到近海水域[14-15]。截至2019年，全球近海出現(xiàn)富營養(yǎng)化狀況的海區(qū)數(shù)量累計已經(jīng)超過了900個，其中發(fā)生低氧的海域累計數(shù)量從20世紀(jì)末的 500多個增加到了近期的700多個(圖 1)[16]。上述海域中約有70個海域在治理后低氧現(xiàn)象不再發(fā)生，其他大量海域仍發(fā)生低氧，總體上表現(xiàn)為低氧的持續(xù)時間加長、范圍增大,溶解氧最低值變小[16]。

圖1 全球近海低氧區(qū)分布(a)及近海低氧區(qū)的數(shù)量(b)Fig.1 Global distribution of coastal hypoxic zones(a) and number of coastal hypoxia worldwide(b)(圖a是在文獻[7]基礎(chǔ)上補充數(shù)據(jù)繪制，圖b是根據(jù)文獻[16]繪制。)(Figure a was drawn with supplementary data on the basis of reference[7], and Figure b was drawn according to reference[16].)

全球幾個主要低氧海域的溶解氧演變大都體現(xiàn)了人類活動對海洋健康惡化的影響過程，對研究東海低氧具有借鑒意義。世界上最大的近海低氧區(qū)出現(xiàn)在歐洲的波羅的海。波羅的海自形成以來，低氧就一直間歇性地存在[17]。近年來，由于有限的海水交換、人類活動導(dǎo)致的高營養(yǎng)鹽輸入以及全球變暖等綜合因素，波羅的海底層水體達到缺氧狀態(tài)且其面積已擴大到60 000 km2[11]，其中人類活動引起的富營養(yǎng)化加劇可能是主要因素[18]。另一個較大的近海低氧區(qū)位于墨西哥灣北部。該海域的季節(jié)性低氧于20世紀(jì)50年代發(fā)現(xiàn)，至2017年已經(jīng)到了缺氧程度，且面積可達23 000 km2[19]。在全球范圍內(nèi)，切薩皮克灣[20]、黑海[21-23]、歐洲北海[24]等海域都曾出現(xiàn)不同程度的低氧現(xiàn)象。在我國近海，長江口[25-26]、珠江口[27-30]、渤海[31-32]及其他河口海域[33-34]也分別出現(xiàn)過低氧現(xiàn)象[25,30,35-36]。

東海陸架寬闊，淡水、營養(yǎng)鹽和泥沙等物質(zhì)以及熱量輸入的來源較多[37]。既有以世界級的大河——長江為代表的近海河流注入，也有全球兩大西邊界強流之一的黑潮及其分支環(huán)流系統(tǒng)的影響[38]，還有地形、季風(fēng)或強潮動力形成的不同類型的上升流和沉積環(huán)境的影響[39-40]。隨著人類活動輸入海洋的營養(yǎng)物質(zhì)不斷增加[41]，東海的水體富營養(yǎng)化快速加劇[42]，赤潮等生態(tài)災(zāi)害事件頻發(fā)[43]。長江口目前已經(jīng)成為世界上最大的季節(jié)性低氧區(qū)之一[44]。此外，根據(jù)各種觀測資料和模擬結(jié)果判斷，夏季，浙江中南部近海也存在低氧區(qū)，但在形成機制上與長江口的低氧有一定差異[45]。東海的低氧現(xiàn)象引起了國內(nèi)外學(xué)者的高度關(guān)注[46]。鑒于此，以該海域為例進行剖析，重點分析底層水體溶解氧損耗的物理機制及演變趨勢，并就該海域不同低氧斑塊的異同特征提出一些觀點，作為深入研究的參考。

1 長江口低氧的研究概況

我國關(guān)于長江口海域底層低氧的最早記錄來自1958年開始的全國海洋普查[47]。普查結(jié)果表明：1959年8月在(31.5°N，123°E)附近的底層溶解氧最低值為0.49 mg/L，缺氧面積約為1 800 km2[48]。另外，在20世紀(jì)80年代初開展的“長江口及其鄰近海域沉積動力學(xué)研究”和“上海海岸帶資源調(diào)查”中也發(fā)現(xiàn)了長江口在夏季存在底層低氧現(xiàn)象[49-50]。由于早期研究中低氧站位數(shù)量較少、估算面積較小，因此東海季節(jié)性低氧現(xiàn)象未能引起足夠重視。1999年8月的東海“973”多學(xué)科調(diào)查航次揭示了大范圍溶解氧虧損的現(xiàn)實，國內(nèi)學(xué)者開始加快了季節(jié)性耗氧機制的研究[25]。

早期關(guān)于東海低氧時空特征的認(rèn)識主要來源于航次觀測數(shù)據(jù)。通過比較多年的觀測數(shù)據(jù)，研究者發(fā)現(xiàn)1999年和2006年的溶解氧最低值均為1 mg/L左右，且存在長江口和浙江近海兩處低氧核心區(qū)。低氧區(qū)的時空特征存在顯著的年際變化，2006年夏季低氧核心區(qū)的累計面積為19 600 km2，約為1999年夏季面積的1.4倍；2006年低氧核心區(qū)的分布明顯偏北[25,51]。

根據(jù)2006年不同月份航次觀測資料的綜合分析，長江口及其鄰近海域低氧存在季節(jié)性演變特征，即低氧最顯著的時間多在8月，但可能在6月至10月期間都有存在，且位置與濃度有較大的季節(jié)內(nèi)和季節(jié)間變化[52]。WEI et al[53]通過對長江口外低氧區(qū)生消過程的研究發(fā)現(xiàn)，低氧現(xiàn)象于6月在長江口南部浙江沿岸開始出現(xiàn)，之后逐漸向北發(fā)育并分為南、北兩個部分，在7—8月達到強盛，秋季開始消亡，至冬季完全消失。有學(xué)者從沉積學(xué)角度對低氧成因進行了梳理，發(fā)現(xiàn)低氧區(qū)有機碳的沉積速率超過周邊非低氧海域[54]。有研究表明，在低氧條件下，沉積物中營養(yǎng)鹽循環(huán)發(fā)生改變，增加了有機氮和無機氮的滯留率，從而進一步加劇了溶解氧的消耗[55]。

從全球范圍來看，東海低氧現(xiàn)象雖然被發(fā)現(xiàn)的歷史較短，但季節(jié)性持續(xù)時間較長且面積增長較快[47]。WANG et al[56]研究發(fā)現(xiàn)在1959年之后的30年時間里，低氧形成的概率約為60%；而到了20世紀(jì)90年代以后，東海夏季低氧形成的概率上升至約90%，且低氧面積大于5 000 km2的事件也都發(fā)生在這一時期。研究也表明海源性有機碳對東海底層低氧的影響遠遠大于陸源性有機碳，即富營養(yǎng)化產(chǎn)生的局地有機質(zhì)生產(chǎn)導(dǎo)致了水體氧的過度消耗[57]。也有觀點從多重壓力(氣候變化和人類活動)角度出發(fā)，認(rèn)為上述因素通過不同途徑(沉積速率變化、層化增強、氣候變暖和呼吸速率增加等)增強了耗氧過程[13]。近期研究發(fā)現(xiàn)長江口表層初級生產(chǎn)貢獻占底層有機質(zhì)的76%，而有機質(zhì)的70%～80%來源于硅藻，大規(guī)模硅藻藻華爆發(fā)后經(jīng)常伴生底層低氧現(xiàn)象[58-60]。這在一定程度上說明了人類活動對長江口水體溶解氧狀況惡化的影響。

目前，現(xiàn)場觀測和數(shù)值模型是研究東海低氧的兩大工具?？傮w上，早期關(guān)于東海季節(jié)性低氧的認(rèn)知大多源自現(xiàn)場調(diào)查，提出了海洋層化過程[61]和物質(zhì)輸運[62]對低氧具有重要影響，并在后期的數(shù)值模擬研究中得到證實[63-64]。通過對觀測結(jié)果分析認(rèn)為長江口的核心低氧區(qū)與浙江沿海低氧區(qū)的形成機制和時空演變特征有一定差異[65-66]。但受國家科技計劃種類及資助時長的限制，國內(nèi)尚缺乏針對該現(xiàn)象的長期持續(xù)性觀測。相比之下，國外針對波羅的海、墨西哥灣、切薩皮克灣等近海低氧地區(qū)已有長期監(jiān)測計劃且已達到較成熟的預(yù)測水平[19,67]。我國在低氧的數(shù)值預(yù)測技術(shù)方面，起步較晚但是發(fā)展速度較快。目前，一些物理-生態(tài)耦合模型在經(jīng)過驗證后，為診斷低氧的多時空變率特征及其物理機制提供了新的思路[63-64,68-71]。但需要指出的是，國內(nèi)有關(guān)區(qū)域性海洋動力過程的模擬結(jié)果相對成熟，而在生物地球化學(xué)過程的模擬上尚有較大的發(fā)展空間，比如對沉積物耗氧過程[64]、亞中尺度海洋過程對初級生產(chǎn)的影響[72]、低氧生消過程伴生的藻類和菌群競爭、二類水體光照衰減等方面模擬技術(shù)的提高均需要通過培養(yǎng)實驗和參數(shù)化方案研究來實現(xiàn)。

低氧現(xiàn)象是物理與生物地球化學(xué)過程共同作用的結(jié)果。本文側(cè)重介紹物理過程在長江口鄰近海域低氧演變中的作用，并闡述不同的動力條件對低氧過程的影響。

2 長江口低氧的動力機制

一般而言，海水中氧氣的主要來源是海-氣交換，或者是浮游植物的光合作用。影響水體低氧的主要動力學(xué)機制是平流和混合[66]。平流調(diào)控物質(zhì)輸運，既可以通過不同溶解氧濃度的水團交換直接影響溶解氧的狀態(tài)(如大洋深處的低氧海水涌升到陸架海域)，也可以通過影響營養(yǎng)鹽或有機質(zhì)的輸運，間接影響耗氧過程(如近海富營養(yǎng)化)?；旌蟿t主要影響溶解氧的垂向交換。底層水體溶解氧的降低一般伴隨著上層水體躍層的穩(wěn)定發(fā)展，而躍層的破壞則會加強溶解氧的垂向交換，緩解底層溶解氧不足的狀態(tài)。平流和混合的過程通常也會耦合，如不同水團的輸運和交疊可能導(dǎo)致層化。在海洋鋒區(qū)，平流和混合過程都顯著增強。

長江口及其鄰近海域的環(huán)流系統(tǒng)較為復(fù)雜，受到多種因素影響。除了潮和季風(fēng)之外，主要還受到?jīng)_淡水、沿岸流、黑潮以及臺灣暖流的影響(圖2)。環(huán)流及其影響下的水團時空結(jié)構(gòu)多變，營養(yǎng)鹽來源也頗為豐富[73-74]。因此，研究長江口低氧的一個重要內(nèi)容就是揭示營養(yǎng)鹽的物理補充機制。相應(yīng)地，緩解低氧的措施之一也會涉及營養(yǎng)鹽的控制，但相關(guān)內(nèi)容已經(jīng)超出了本文設(shè)定的范圍，故不再贅述。

圖2 夏季長江口鄰近海域的流場和鋒面分布示意圖Fig.2 Schematic diagram of summer current field and fronts off the Changjiang Estuary(紅色區(qū)域表示歷年海洋調(diào)查航次發(fā)現(xiàn)的低氧位置，在紅色區(qū)域內(nèi)，顏色越深表示發(fā)現(xiàn)次數(shù)相對越多。箭頭表示環(huán)流方向，紅色表示以黑潮及其分支為代表的外海流系，藍色表示近海水團性質(zhì)的流系。水深等值線用不同的線型表示。濁度鋒面的位置參考文獻[75]繪制，羽狀鋒根據(jù)陳達熙 等[76]編著的8月鹽度26等值線繪制。)(The red shading indicates the locations of hypoxia found by historical surveys. In the shading zone, the darker red represents the more frequent occurrence of hypoxia. The arrows indicate the direction of circulation, red represents the oceanic current, i.e., the Kuroshio and its branches, and blue represents the current system with the nature of offshore water masses. Bathymetry is superimposed by contours. The turbidity front was drawn according to reference[75], and the plume front was digitized based on salinity contour of 26 in August edited by CHEN et al[76].)

2.1 長江沖淡水

長江是東海海域最主要的入海河流，其徑流量占我國東部入海河流總徑流量的90%以上。在低氧現(xiàn)象較為典型的春末、夏季至秋初，長江徑流入海后與海水混合，形成舌狀的沖淡水，是該海域的重要現(xiàn)象[77]。若以31鹽度等值線作為沖淡水的邊界，那么從5月至10月平均每天輸入東海的長江沖淡水會在長江口表層產(chǎn)生約0.16 m厚的淡水。在此期間，長江沖淡水的東北或東南向的轉(zhuǎn)向現(xiàn)象也是近海環(huán)流的重要現(xiàn)象之一[78-81]。近河口的長江沖淡水以低鹽、低透明度和高營養(yǎng)鹽為特征，離岸后透明度迅速升高，在該海域自河口向外形成了不同類型、不同形態(tài)的海洋鋒面，并對鹽度、營養(yǎng)鹽、浮游植物初級生產(chǎn)高值區(qū)的時空結(jié)構(gòu)產(chǎn)生較大影響[75,82-83](具體見2.3節(jié))。研究顯示，長江口及其鄰近海域營養(yǎng)鹽結(jié)構(gòu)及分布的變化與長江徑流有關(guān)，尤其是長江徑流的季節(jié)變化，表現(xiàn)為長江口營養(yǎng)鹽含量在豐水期較高，枯水期相對較低，并引起一系列的生態(tài)響應(yīng)，如藻華和低氧等[84]。

ZHOU et al[42]研究發(fā)現(xiàn)，長江的營養(yǎng)鹽含量從20世紀(jì)60年代開始快速上升，至本世紀(jì)初硝酸鹽含量上升了約4倍，磷酸鹽質(zhì)量濃度上升了30%左右。WANG et al[57]根據(jù)現(xiàn)場碳同位素的分析認(rèn)為，富營養(yǎng)化增強了海洋初級生產(chǎn)，初級生產(chǎn)所產(chǎn)生的大量有機質(zhì)耗氧是形成大規(guī)模低氧的主要因素。一些數(shù)值模擬實驗得到了較為一致的結(jié)果，即長江徑流的營養(yǎng)鹽通量增加會使低氧面積增加，因而減少長江徑流的營養(yǎng)鹽輸入可以在一定程度上降低長江口低氧的范圍[63-64]。從長期來看，由于人類活動導(dǎo)致的富營養(yǎng)化是長江口低氧大規(guī)模發(fā)生的重要原因。

其次，長江沖淡水的擴展可以通過影響層化或營養(yǎng)鹽、有機質(zhì)的分布來間接或直接影響耗氧過程?；谶@個假設(shè)，以鹽度作為示蹤，環(huán)流數(shù)值模擬給出了1999年和2006年低氧區(qū)變化的動力機制，即與1999年相比，2006年夏季風(fēng)期間，偏南風(fēng)減弱、偏東風(fēng)較強，黑潮和臺灣暖流相對增強，長江徑流量明顯減弱。三個因素共同導(dǎo)致2006年長江沖淡水分布顯著偏北，從而形成了長江口北側(cè)低鹽水斑塊的鹽度負(fù)異常，有可能是造成低氧區(qū)向北偏移的主要動力機制[66]。

2.2 臺灣暖流

臺灣暖流系指沿閩浙沿岸至長江口以南海域，自西南流向東北的一支海流，其路徑和前鋒的變化對長江口及其鄰近海域的水文狀況會產(chǎn)生一定的影響[85-86]。夏季的臺灣暖流由臺灣海峽水和黑潮次表層水混合而成，具有低溫、高鹽、高營養(yǎng)鹽、低溶解氧的特征，侵入長江口海域后為長江口低氧的形成提供了有利的背景條件[35,87]。但在某些條件下，臺灣暖流也有利于緩解低氧[88]，比如臺灣暖流能促進底層低氧水體的更新，因為臺灣暖流的溶解氧一般高于 3 mg/L。

夏季，由于偏南風(fēng)的主導(dǎo)作用，臺灣暖流的勢力增強[56]。李雁賓[89]發(fā)現(xiàn)臺灣暖流帶來的大洋性營養(yǎng)鹽對夏季長江口及毗鄰海區(qū)低氧現(xiàn)象的影響較大。ZHOU et al[64]通過模擬研究表明，同比例增加長江和黑潮營養(yǎng)鹽，后者對低氧區(qū)面積的影響更大，主要原因是黑潮入侵東海的流量是長江的50倍左右。然而，過去幾十年黑潮營養(yǎng)鹽只增長了約25%，而長江營養(yǎng)鹽增加的幅度更為顯著。臺灣暖流輸入的底層低氧水含有高比例的磷酸鹽，雖濃度小但其通量巨大，改變了該海域營養(yǎng)鹽的結(jié)構(gòu)，助長了富營養(yǎng)化的格局，會加劇低氧現(xiàn)象[90]。李亞力[91]認(rèn)為臺灣暖流的前緣水位置移動變化與低氧區(qū)的北移趨勢基本一致，說明臺灣暖流的增強促進了低氧核心區(qū)的向北移動，并在一定程度上擴大了低氧區(qū)的面積。

黑潮入侵東海的水團不僅攜帶了與陸地徑流含量和結(jié)構(gòu)均不同的營養(yǎng)鹽，也具有相對長江口春季水團而言更低的溶解氧濃度的特征。TIAN et al[63]模擬比較了黑潮與陸架的溶解氧和營養(yǎng)鹽交換對東海低氧的作用，認(rèn)為跨陸架水團輸運的影響從大到小依次是：低溶解氧、磷酸鹽、硝酸鹽、硅酸鹽。當(dāng)臺灣以東的黑潮中溶解氧增加25%時，東海最大低氧面積下降76%；而當(dāng)臺灣以東黑潮中的溶解氧降低25%時，東海最大低氧面積增加219%。相反地，臺灣以東黑潮營養(yǎng)鹽增加則有利于浮游植物的生長，導(dǎo)致低氧面積的擴大；而營養(yǎng)鹽減少則有助于縮小低氧范圍。

2.3 鋒面和上升流

鋒面是營養(yǎng)物質(zhì)和有機物質(zhì)大量輻合、沉降或者交換的區(qū)域，也往往會發(fā)生復(fù)雜的生物地球化學(xué)循環(huán)。長江口又是多重鋒面疊加特征較為顯著的海域。因此在針對低氧演變過程的研究中不能忽視鋒面的重要性。

長江沖淡水在離岸輸運過程中與外海水混合，在界面附近形成鋒面，并呈現(xiàn)出明顯的季節(jié)性變化特征[92]。長江既攜帶了大量的淡水，也有泥沙和營養(yǎng)鹽，因此在長江口形成了不同要素的鋒面，如鹽度鋒、濁度鋒、溫度鋒等。若在擾動影響下，上述表層鋒面進一步發(fā)展，在其外緣產(chǎn)生更小尺度的馬鞍形或者羽狀結(jié)構(gòu)，又稱為羽狀鋒。有些鋒面(梯度)在底層更為顯著，也稱為底層鋒。

調(diào)查研究揭示長江河口的鹽度鋒面(原文稱為plume water front，鹽度梯度特征顯著)和營養(yǎng)鹽鋒面在空間上較為一致，初級生產(chǎn)高值區(qū)主要在鹽度鋒面的外側(cè)[93]。近期研究揭示了長江口外存在一個雙鋒面結(jié)構(gòu)，即靠近河口的濁度鋒及其東側(cè)的鹽度鋒[75]。該研究認(rèn)為近河口一側(cè)的鋒面以濁度鋒面較為顯著，外側(cè)鋒面以鹽度鋒面較為顯著，兩個鋒面之間是長江口周邊最大的浮游植物初級生產(chǎn)區(qū)?？臻g位置對比顯示，濁度鋒面位于最大渾濁帶的外側(cè)[94]。因此，在濁度鋒的外海一側(cè)，影響浮游植物藻華生長的兩個重要因素：營養(yǎng)鹽和光照，得到了最佳平衡，且支撐了浮游植物的大量生長，形成了高生產(chǎn)力區(qū)[95]。該研究把位于濁度鋒外側(cè)和鹽度鋒內(nèi)側(cè)的浮游植物旺發(fā)區(qū)域形容為“三明治”結(jié)構(gòu)[75]。也有文獻把離河口更遠的鹽度31或32等值線作為長江沖淡水羽狀鋒(外側(cè)鋒面)的位置[77,96]，但主要初級生產(chǎn)高值區(qū)仍然在上述鋒面之間。

根據(jù)多年觀測資料的統(tǒng)計，長江口低氧的核心區(qū)域主要位于上述鋒面之間的海域[71]，但也有一些低氧位于鋒面的邊緣甚至更遠，譬如觀測發(fā)現(xiàn)有些低氧斑塊分布在低氧核心區(qū)的東北部、東部或南部[71]。夏季，長江沖淡水的舌狀羽狀鋒并不穩(wěn)定，在風(fēng)場的驅(qū)動下可能會有從東北向水舌轉(zhuǎn)為東南向擴展的過程[97-98]，也經(jīng)常間歇性地有低鹽水斑塊脫離鋒面[81,99-100]，脫離鋒面的低鹽水團也具有高營養(yǎng)鹽的性質(zhì)，海水透明度升高后能快速觸發(fā)較高的浮游植物初級生產(chǎn)[83]，因此局地初級生產(chǎn)的有機質(zhì)增加被認(rèn)為是耗氧過程增強的主要因素[101]。

有學(xué)者也對與底層鋒面有關(guān)的上升流現(xiàn)象進行探索，發(fā)現(xiàn)長江口外的羽狀鋒和上升流這兩種物理過程是耦合在一起的。羽狀鋒的垂向分布形態(tài)與上升流存在密切聯(lián)系，使得羽狀鋒區(qū)的海水垂向分層明顯，躍層強度顯著增強[73]。WEI et al[53]發(fā)現(xiàn)從冬季至夏季，長江口外上升流的區(qū)域位置由南向北逐漸擴展，此過程同東海底層低氧區(qū)分布和位置的季節(jié)變化一致。

長江口鄰近海域的鋒面也跟黑潮或其分支的入侵有一定關(guān)聯(lián)，因其攜帶的是低溫、高鹽性質(zhì)的海水。黑潮沿東海陸坡200 m等深線向東北方向運動過程中，不斷與陸架之間通過鋒面、上升流、Ekman輸送或者地轉(zhuǎn)過程進行水體及其溶解物質(zhì)的交換[102]。研究表明，西南季風(fēng)使臺灣暖流與黑潮次表層水涌升，上升流引起的底層沉積物再懸浮也可能形成較豐富的營養(yǎng)鹽，為東海陸架提供了相當(dāng)持久的養(yǎng)分補充，且上升流海域附近磷含量明顯高于其他海域，有利于改善東海的磷限制，極大地提高了初級生產(chǎn)力[64,103]。ZHANG et al[68]的模式結(jié)果表明黑潮次表層水入侵強度主要通過調(diào)控陸架底層水體的存留時間，來影響長江淺灘及水下河谷附近低氧水體的時空演變。

2.4 風(fēng)場

長江口外海夏季受西南季風(fēng)控制，同時間歇地受到臺風(fēng)或者北風(fēng)影響。風(fēng)速增加有利于打破水體層化，通過增強水體的垂向混合促進溶解氧的垂向交換，從而削弱水體底層低氧的嚴(yán)重程度；風(fēng)向則主要影響河口羽流和水體滯留時間，進而影響低氧水體發(fā)生的位置和強度。另外，風(fēng)還會引起上升流和下降流，進而影響低氧水體的深度和厚度。風(fēng)引起的混合也可能對生物的垂直遷移產(chǎn)生潛在的影響[104]。

NI et al[105]通過長江口低氧浮標(biāo)連續(xù)觀測系統(tǒng)HOTS(Hypoxia Observation Time Series)獲取了連續(xù)100多天的高分辨率觀測資料，第一次發(fā)現(xiàn)了長江口兩次低氧過程，并提出了持續(xù)強風(fēng)混合對底層水體的耗氧具有雙重作用的假說(圖3)。這個假說認(rèn)為，一方面，臺風(fēng)“莫拉克”引起的強風(fēng)使水體垂向混合充分，從而消除了持續(xù)17 d的底層溶解氧的不足；另一方面由于強風(fēng)的混合作用，從底層向上層的透光層迅速補充了大量的營養(yǎng)鹽，在大風(fēng)后，層化恢復(fù)，浮游植物水華迅速發(fā)生并產(chǎn)生較為可觀的有機質(zhì)，新產(chǎn)生的有機質(zhì)分解后，又導(dǎo)致底層溶解氧含量降低，從而再次發(fā)生低氧事件。

圖3 2009年HOTS站海底溶解氧(a)和海表面風(fēng)速(b)隨表、底溫度差的變化Fig.3 The temporal variation of bottom DO(a) and sea surface wind speed(b) with TDSB, in which TDSB represents temperature difference between surface and bottom layers at station HOTS in 2009(圖件根據(jù)文獻[105]重新繪制，溶解氧取24 h滑動平均值。)(Figures are redrawn from reference[105], and the 24-hour moving average of DO was taken.)

近期，ZHOU et al[64]的物理-生態(tài)耦合模式結(jié)果重現(xiàn)了與NI et al[105]觀測結(jié)果較為一致的過程：模擬顯示，在2006年的7月中旬與9月中旬兩個時間段，臺風(fēng)或者強北風(fēng)事件引起的較強的攪拌過程削弱了水體層化，使底層水體的溶解氧含量升高，即底層低氧在一定程度上得到緩解，而在大風(fēng)過后層化逐漸恢復(fù)的同時，底層溶解氧又開始降低。此外，風(fēng)場的變化也會改變長江沖淡水?dāng)U展的路徑，從而也可能改變低氧區(qū)的位置或者影響底層溶解氧的含量[97,106]。

除了風(fēng)的混合作用之外，風(fēng)生上升流也是影響低氧的重要因素。樊安德 等[107]報道了1981年6月、8月和10月三個專題調(diào)查航次的研究成果，夏季浙江近海顯示有臺灣暖流深層水沿地形斜坡涌升的現(xiàn)象，涌升水體在20 m層形成了羽狀平面結(jié)構(gòu)，溶解氧最低值為3.4 mg/L。盡管夏季風(fēng)較弱，但其驅(qū)動的表層流場也會影響有機質(zhì)的分布，繼而影響低氧現(xiàn)象的發(fā)生。當(dāng)然，風(fēng)應(yīng)力也可能與其他過程協(xié)同作用，如黑潮和長江沖淡水，共同影響了物質(zhì)輸運，對低氧區(qū)的范圍或者移動產(chǎn)生影響，這在1999年和2006年8月低氧區(qū)位置移動的機制討論中已有一定的認(rèn)識[66]。

2.5 潮汐和潮流

長江口及其鄰近海域主要受半日潮控制[38]，周期約為12.42 h。潮對低氧的作用分為幾個方面。首先，潮汐漲落會影響低氧水體的垂向起伏。漲潮時，由于該海域的深層低氧水涌升，導(dǎo)致上層溶解氧含量降低；而落潮時受徑流影響的高氧水下落，使得較深層水中溶解氧的含量有所增加[62,108]。其次，潮流剪切混合的增強可以使底層產(chǎn)生較大的混合深度。長江口鄰近海域具有較大的水深變化以及相對其他低氧海區(qū)平均水深較深的特征，底層低氧水體的厚度也相應(yīng)較厚。第三，潮流周期性的往復(fù)運動會擴大低氧水體的影響范圍。ZHU et al[109]認(rèn)為低氧水層于潮周期內(nèi)在向岸或離岸的方向上往復(fù)運動，使越來越多的近岸底棲動物受到沿海低氧事件的影響，低氧水體的影響范圍越大，魚類越難逃離低氧海域。第四，潮致上升流，一方面有利于營養(yǎng)鹽的垂向補充，另一方面也有利于溶解氧的垂向交換。

本文在2009年夏季HOTS站底層水體連續(xù)觀測基礎(chǔ)上[105]提取了底層水體處于低氧狀態(tài)的時間序列，分析表明該海域的底層低氧現(xiàn)象除了事件尺度和季節(jié)內(nèi)尺度的變化之外，還具有更短時間尺度的變化特征(圖 4)。在7月23日至26日的72 h內(nèi)，實測資料顯示溶解氧含量在0.7～2.7 mg/L的范圍內(nèi)震蕩，其變化周期約為12 h，即長江口的低氧現(xiàn)象受到該海域最強的M2分潮影響。其他分潮也有一定影響，特征相似，細(xì)節(jié)不再贅述。

圖4 溶解氧質(zhì)量濃度的潮周期變化Fig.4 Tidal modulation of the time series of dissolved oxygen concentration

3 長江口水體溶解氧的長期變化

近半個世紀(jì)以來，在自然變化和人類活動的多重壓力下，長江口鄰近海域季節(jié)性低氧逐年發(fā)生，可能導(dǎo)致生物多樣性退化[73,110-111]。長江口鄰近海域的夏季低氧記錄始見于20世紀(jì)50年代，并在后續(xù)年份大量發(fā)現(xiàn)[25,45,112-114]，趨勢上看似有逐漸東擴的跡象[115]。

多年的觀測顯示長江口及其鄰近海域的溶解氧有降低趨勢，且低氧范圍在擴大。以DO<2.0 mg/L為例，1985—1992年，缺氧面積為8 000～9 000 km2，1993—1999年為16 000～20 000 km2，約增加了1倍[113]。以DO<3.0 mg/L為例，CHEN et al[116]于2003年8月在東海大陸架觀測期間發(fā)現(xiàn)長江口東南部的低氧水體面積約為12 000 km2。2006年8月，低氧水體面積約為77 000 km2[71]。NING et al[115]根據(jù)32°N斷面多年觀測，發(fā)現(xiàn)低氧現(xiàn)象主要發(fā)生在夏季，低氧水體厚度約為10～25 m，最大緯向?qū)挾瓤蛇_180 km；與1959年調(diào)查結(jié)果相比，低氧水的緯向?qū)挾群蛯雍窬兴龃?，特別是自1983年以來，溶解氧的最低值呈逐年下降趨勢(圖 5)。LU et al[117]針對 29°N—32°N, 122°E—123°E區(qū)域內(nèi)的實測資料統(tǒng)計發(fā)現(xiàn)，研究海域內(nèi)的溶解氧高值(DO>9 mg/L)逐年降低，深度越來越淺，1985年以前，溶解氧高值主要分布在30 m以淺，2000年以后的高值區(qū)僅出現(xiàn)在 20 m 以淺(圖 6a)；同時，低氧范圍在2000年以后逐漸變大，低氧水體從底層已經(jīng)擴展到 20 m 深度附近(圖 6b)。此外，溶解氧的最低值也有下降的趨勢，比如，1959年、1981年、1988年和1990年夏季其值分別為2.57 mg/L[118]、2 mg/L[119]、1.96 mg/L[93]和 0.69 mg/L[115]，2002年夏季和2006年夏季均為 1 mg/L 左右[45,120]。當(dāng)然，研究海域的溶解氧含量可能也受氣候條件的影響[13]，由于觀測時長較短，其趨勢性特征還需要結(jié)合數(shù)值模型進一步分析后才能明確。另一個重要指標(biāo)是低氧發(fā)生的概率。WANG et al[56]指出，20世紀(jì)90年代之前，長江口夏季發(fā)生低氧的概率為60%，但在20世紀(jì)90年代之后，概率已增至90%。

圖5 東海32°N斷面夏季溶解氧質(zhì)量濃度分布(單位：mg/L)Fig.5 The distribution of summer DO concentration in 32°N section in East China Sea(unit: mg/L)(根據(jù)文獻[115]重新繪制。)(Redrawn according to reference[115].)

圖6 長江口及其鄰近海域低氧區(qū)的垂直變化趨勢Fig.6 The vertical variation trend of hypoxic zone in Changjiang Estuary and its adjacent sea area(根據(jù)文獻[117]重新繪制。)(Redrawn according to reference[117].)

本海域低氧的觀測資料可能會受臺風(fēng)等事件的影響,必須要有大量逐年的重復(fù)性觀測，才能減小單一事件過程引起的認(rèn)識偏差，從而獲得可靠的低氧長期演變的趨勢特征。因此，長江口鄰近海域溶解氧的長期監(jiān)測與研究，應(yīng)該與季節(jié)變化和年際變化一樣得到廣泛重視。本文建議應(yīng)堅持逐年開展夏季前后一段時期內(nèi)的長時間序列觀測，并深入了解低氧對生態(tài)系統(tǒng)的不同營養(yǎng)層級生物的綜合影響。

4 浙江近海和長江口低氧現(xiàn)象的聯(lián)系與差異

根據(jù)目前為數(shù)不多的覆蓋海域范圍較大的調(diào)查航次資料分析，長江口及其鄰近海域的低氧核心區(qū)分為浙江近海和長江口外南、北分開的兩個區(qū)域(圖 7)。兩個區(qū)域都存在季節(jié)性溶解氧過度消耗現(xiàn)象，且均有顯著的年際變化，導(dǎo)致兩者界限不一定很顯著，但兩者形成的動力學(xué)過程、時間跨度等特征均存在明顯不同[45,113]。

圖7 近底層溶解氧濃度分布Fig.7 The distribution of dissolved oxygen concentration near the bottom layer(根據(jù)文獻[113]重新繪制。)(Redrawn according to reference[113].)

與長江口的低氧現(xiàn)象相比，浙江近海低氧現(xiàn)象出現(xiàn)時間更早。4月下旬，浙江近海底層就已經(jīng)開始出現(xiàn)強烈的有機物氧化分解過程，從而導(dǎo)致底層溶解氧的虧損[121]。5月，浙江近海春季藻華爆發(fā)后，大量浮游植物死亡碎屑分解耗氧，使底層溶解氧含量逐漸降低[122]。夏季早期，浙江近海溶解氧先降低到 3 mg/L 以下，低氧最嚴(yán)重時，溶解氧最低值達 2 mg/L 以下[25,45]。對比而言，浙江近海從春季至秋季一直會發(fā)生低氧現(xiàn)象，一般持續(xù)時間較長，低氧位置和含量的季節(jié)變化較長江口的更小；增溫季節(jié)，長江口和浙江近海海域均有水體層化現(xiàn)象出現(xiàn)，當(dāng)夏季水體層化逐漸加強，長江口南、北兩個區(qū)域低氧逐步加劇，但浙江近海低氧區(qū)面積相對長江口低氧區(qū)較小，溶解氧含量相對較高[35,45]。

浙江近海亦會受到臺灣暖流等動力因素的影響，其中浙江近海的上升流是造成浙江近海海域溶解氧含量季節(jié)性變化的一個重要影響因素。上升流伴隨著外海低氧水入侵，且海區(qū)內(nèi)有較多有機物的分解，使浙江近海近底層水體接近或達到低氧狀態(tài)，這與同期長江口底層水低氧的形成機制不同[107]。另外，長江口和浙江近海兩個低氧區(qū)的溶解氧虧損過程不同，長江口可以較快地發(fā)展為缺氧但持續(xù)時間短；浙江近海的低氧發(fā)展過程緩慢但持續(xù)時間較長[113]。圖8表明，浙江近海層化較弱時，層化強度(用表、底密度差表示)與表觀耗氧量(簡稱AOU)呈現(xiàn)出正相關(guān)關(guān)系；

圖8 層化強度與表觀耗氧量的相關(guān)關(guān)系Fig.8 The correlation between stratification intensity and apparent oxygen consumption(根據(jù)文獻[113]重新繪制。)(Redrawn according to reference[113].)

但是當(dāng)層化強度大于5，正相關(guān)關(guān)系不明顯。這可能暗示，當(dāng)層化強度超過5，有其他原因引起或增強了耗氧過程。此外，AOU與近岸底層海水中溶解的無機磷之間的關(guān)系，在南、北低氧區(qū)也存在差異。相對于浙江近海，長江口外的底層水體具有稍高的AOU和明顯較低的無機營養(yǎng)鹽含量[113]。

5 總結(jié)與展望

人類活動和外海水入侵導(dǎo)致的河口近海富營養(yǎng)化，加之一部分氣候變化的因素，使長江口及其鄰近海域夏季底層水體低氧現(xiàn)象頻發(fā)，在若干年份甚至達到缺氧或者無氧的程度。低氧已成為近海生態(tài)系統(tǒng)健康的重要威脅。溶解氧的消耗是一個多學(xué)科、多因子作用的結(jié)果，既有必要深入理解物理、生物或化學(xué)等單一學(xué)科過程的作用，更要加強學(xué)科的交叉合作，全面理解低氧形成與演變的機理。在現(xiàn)象上，東海的低氧區(qū)分為浙江近海和長江口南、北兩個核心區(qū)，需要研究這兩個低氧區(qū)之間的聯(lián)系和區(qū)別。根據(jù)國內(nèi)外經(jīng)驗，長江口鄰近海域的低氧呈現(xiàn)多時間尺度變化的特征。要全面掌握低氧發(fā)展規(guī)律，不僅需要開展長時間序列的觀測，也有必要充分利用數(shù)值模擬技術(shù)，開展過程診斷，辨析敏感因素。在此基礎(chǔ)上，才能針對不同海區(qū)的低氧形成機制，研究和形成差異化的近海治理策略。

致謝感謝參與長江口缺氧浮標(biāo)連續(xù)觀測系統(tǒng)HOTS(Hypoxia Observation Time Series)維護的同事和同學(xué)。