2018年9月山东半岛东北近海海水溶解氧浓度观测研究

樊思琦,翟方国,刘子洲*,顾艳镇,吴文凡

(1.中国海洋大学 海洋与大气学院,山东 青岛 266100;2.浙江大学 海洋学院,浙江 舟山 316021)

引 言

山东半岛位于中国北部,毗邻渤海和黄海,海域广阔,具有丰富的海洋资源,海洋渔业位于全国前列。为了改善由于大规模近海养殖和过度捕捞等人类活动破坏的海洋生态环境和渔业资源,山东省很早即通过增殖放流、投放人工鱼礁等形式开展海洋牧场建设[1]。据统计,截至2017年底,山东省共扶持建设海洋牧场138个,创建省级以上海洋牧场示范区55个[2]。而随着海洋牧场的大力建设发展,各类海洋灾害产生的生态和经济损失也日益突出,因此亟需加强海洋牧场及周边海域生态环境要素及过程的观测和研究。

海水中的溶解氧(Dissolved Oxygen, DO)是重要的海洋环境参数,与海洋动植物生长密切相关,因此,海水中的溶解氧含量水平往往是反映海洋生物生长状况和海区环境污染状态的重要指标[3-4]。过低的溶解氧会影响水生动物存活、生长和繁殖,还可能导致鱼类大量死亡或转移栖息地,使渔业资源衰退,影响海洋牧场的发展。因此在跨学科的研究中,海水溶解氧的时空分布特征及其影响机制受到越来越多的关注[5],并且溶解氧的观测研究对于海洋牧场的发展具有重要意义。

对于山东近海及周边海域海水溶解氧的时空分布和影响机制前人也做了许多工作。宋国栋等[6]研究表明黄海外海海域溶解氧分布主要受温度和盐度影响;影响近岸溶解氧分布的主要因素是温度,与盐度无关。辛明等[7]分析了黄海溶解氧浓度平面分布特征,表明各季节水体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。张华等[8]指出春季和秋季渤海底部溶解氧大于8 mg/L,但在夏季出现大范围底部溶解氧低值区,并且具有南、北“双核”结构。刘春利等[9]基于1960—1997年期间黄海表层溶解氧数据研究得到,表层溶解氧的月平均值3月份最高,8月份最低;在空间分布上,表层溶解氧总体呈现出北高南低,近岸高于远海的分布特征。

目前,前人对渤、黄海域海水溶解氧的时空分布特征以及影响机制已经有了一定认识,但研究所用数据大多采集于离岸较远的深水区域或海表面区域,而针对山东半岛近岸海洋牧场及周边海域的溶解氧研究仍有待丰富。本文基于2018年9月28日海上观测得到的牧场周边海域的数据,研究了山东半岛东北近海海水溶解氧的空间分布特点,并探讨了温度、盐度、层结、叶绿素a浓度和海流等对海水溶解氧浓度的可能影响,为山东半岛近岸及海洋牧场周边海域海水溶解氧的进一步研究提供科学参考。

1 数据与方法

1.1 数据

本研究采用的数据是2018年9月28日威海北部调查航次中获取的现场观测数据。如图1b所示,该航次调查站位共9个,其中站位1、2位于牧场外缘,断面方向基本与等深线垂直,由近岸站位1向外延伸,最后到达远岸站位9,观测顺序为从站位9顺次至站位1。各站位的观测时间、经度、纬度和水深如表1所示。该航次调查采用日本亚力克公司生产的多参数水质仪(型号:AAQ171)和直读式电磁海流计(型号:AEM-213),前者观测参数包括温度、盐度、溶解氧浓度、pH和叶绿素a浓度等,观测频率约为4 Hz;后者测定了海流的流速(分辨率:0.1 cm/s)和流向(分辨率:0.1°),观测频率为6次/min。

表1 2018年9月28日威海北部航次观测站位信息

图1 渤、黄海水深、海流分布图及研究区域水深分布图

1.2 方法

选取多参数水质仪下放过程的观测数据,每0.5 m范围内的数据计算出平均值作为该水层的参数值,以形成网格数据。流场使用直读式海流计进行观测,设置表、中、底三个观测层次,水深较深的站位则增加了一个观测层次,各层次水深如表2所示,每个层次内流速、流向均取30 s内所测得的3个数据的平均值。上述数据经线性插值处理后被网格化,网格垂向间隔设置为0.5 m。

表2 直读式电磁海流计各观测层次水深

为了探讨水文生化过程对溶解氧浓度分布的影响,本文计算了饱和溶解氧浓度、溶解氧饱和度和表观耗氧量。借鉴李兆钦等[10]计算溶解氧相关参数的方法,其中,饱和溶解氧浓度的计算采用Garcia等[11]改进过的公式,溶解氧饱和度为观测溶解氧浓度与饱和溶解氧浓度之比,表观耗氧量为饱和溶解氧浓度与观测溶解氧浓度之差。表观耗氧量能很好地表征生物地球化学过程消耗的溶解氧。

2 结果与分析

2.1 海水溶解氧特征

图2展示了各站点处海水溶解氧浓度、饱和溶解氧浓度、溶解氧饱和度及表观耗氧量的垂直剖面。观测海域溶解氧浓度变化范围为5.60～7.79 mg/L,平均溶解氧浓度为6.99 mg/L,未出现低氧现象(DO<2 mg/L)。如图2a-c所示,溶解氧浓度的垂向分布特征如下:在站位1～3处,溶解氧浓度随深度增加而略有减小;站位4和5处的海水溶解氧浓度在垂向上分布较为均匀;在站位6、8和9处,溶解氧浓度均在水深约25 m以浅的混合层中浓度垂向分布均匀,在25 m水深以下三个站位的海水溶解氧浓度垂向分布特征各不相同:在站位6处,溶解氧浓度随深度增加而减小并在底部达到最小值,站位8和9处的溶解氧浓度随深度变化比较复杂,出现两次先减小再增大(即出现下层溶解氧浓度高于上层的现象),大溶解氧浓度出现在站位9水深约32 m处;站位7处溶解氧浓度在水深约20 m以浅基本不随深度变化,在20 m以下随深度增加先减小再增大最后在底部迅速减小。

图2 海水溶解氧浓度、饱和溶解氧浓度、溶解氧饱和度和表观耗氧量的垂直剖面

饱和溶解氧浓度约为7.04～9.58 mg/L,如图2d-f所示,其垂向结构与溶解氧浓度垂向结构完全不同:水深25 m以浅垂向分布均匀,约25～40 m之间随深度增加而增大,在站位8和9处的底部不随深度变化,即由表至底存在混合层、跃层和底均匀层。

溶解氧饱和度(p)约为67.5%～105.8%,由图2g-i可知其垂向结构和溶解氧浓度的垂向结构类似。在水深25 m以浅的混合层中p保持在100%左右,海水基本处于饱和状态,甚至在站位2—4处出现过饱和现象;在水深约25～40 m,p总体随深度减小,并且小于100%,海水处于不饱和状态;在水深约40 m即跃层以下p基本不随深度改变,保持在70%～80%之间,海水处于不饱和状态。

为了量化溶解氧饱和或者亏损的具体程度,下面进一步分析表观耗氧量(AOU)的变化特征。本次观测中AOU约为-0.39～2.75 mg/L,由图2j-l可知其垂向结构与溶解氧饱和度的垂向结构相反,在水深25 m以浅的混合层中AOU基本为0,说明溶解氧的输入与消耗基本保持平衡,在站位2—4范围内存在AOU小于0的水体,说明存在溶解氧的源;在水深约25～40 m,AOU总体随深度增大,说明溶解氧的消耗随深度而增加,并且AOU大于0即溶解氧处于亏损状态,为溶解氧的汇。

图3为观测断面上溶解氧浓度、饱和溶解氧浓度、溶解氧饱和度和表观耗氧量的空间分布图,横坐标为各站位与站位1的距离。由图3a可看出,水平方向上,在水深约25 m以浅溶解氧浓度由外海向近岸先减小后增大;在水深25 m以下,溶解氧浓度基本呈现向近岸减小的特征。观测断面存在三个较明显的溶解氧浓度高值中心,即水深25 m以浅站位2—4(2～16 km)之间和站位6—9(35～59 km)之间,以及水深32 m以下站位8—9(52～59 km)之间,三处分别标记为I、II和III。溶解氧浓度最大值出现在水深32～36 m站位8—9(52～59 km)之间,站位5—8(25～52 km)之间的深底层水溶解氧浓度较低,在站位7—9(43～59 km)之间出现了下层水体溶解氧高于上层的现象。

图3 溶解氧浓度、饱和溶解氧浓度、溶解氧饱和度和表观耗氧量空间分布

饱和溶解氧浓度与溶解氧浓度的空间分布特征完全不同,由图3b可知,其在水平方向上大体与等深线平行,仅在水深25 m以浅由近岸向远岸略有减小。分析图3c和3d可知,p和AOU的空间差异均在水深25 m以上较小,而在25 m以下较大。在水深25 m以下,p基本呈现由外海向近岸减小的水平分布特征,而AOU在水平方向上由外海向近岸增大。而且可明显看出,溶解氧在底层的亏损程度更大。

2.2 影响因素分析

下面主要讨论海水温度、盐度、层结、海流等水文要素和叶绿素、pH等生物化学要素对2018年9月山东半岛东北近海海水溶解氧浓度空间分布特征的可能影响。

2.2.1 水文要素

图4展示了各站位处温度、盐度、密度等水文参数的垂直剖面。研究海域海水温度变化范围为7.68～23.40 ℃,从图4a-c可以看出,同温层厚度约为25 m,而在水深约28～40 m的范围内温度在垂向上随深度增大而减小,温度层结较强,存在明显的温跃层。海水盐度范围为31.23～32.38,由图4d-f可知,盐度剖面与温度剖面相似,盐度在25 m以浅垂向分布比较均匀,在28～40 m随深度增大而增大,存在盐度跃层。海水密度约为1 021.4～1 025.4 kg/m3,如图4g-i所示,密度与温盐的垂向分布类似,在25 m以浅其垂向相对均匀,即为混合层,水深约28～40 m之间其随深度增大明显增大,即与温跃层和盐度跃层相对应存在较强的密度跃层。温度、盐度和密度均在站位8和9处的层结之下存在较显著的底均匀层。

图4 海水温度、盐度和密度的垂直剖面

图5为温度和盐度在观测断面上的分布。由图5a可知,等温线基本与等深线平行,海水温度在水平方向上由外海向近岸仅略有增大,尤其是表层温度变化不大,特殊的是在水深约30～40 m站位7(43 km)处等温线下凹,即该处温度比周围海水更高。由图5b看出盐度在25 m以浅由外海向近岸增大,即近岸是高温高盐水,外海是性质均匀的高温低盐水;在25 m以深由外海向近岸减小,即靠近岸是高温低盐水,外海是低温高盐水。

图5 海水温度、盐度空间分布

前人研究得出随着温度的升高,氧气在海水中的溶解度将会降低,有研究认为,全球变暖导致世界大洋中溶解氧浓度减小[12]。海水中的溶解氧不仅受温度影响还受到盐度制约,盐度升高,氧在水中的溶解度降低[6]。结合上文对温度、盐度和溶解氧浓度空间分布特征的分析已知,溶解氧浓度与温盐的空间场相似程度较低,即二者相关性较低,故温盐对观测海域溶解氧浓度空间分布的影响不占主导。进一步结合饱和溶解氧浓度进行分析,其与溶解氧浓度的空间分布特征完全不同,进一步说明了温盐对饱和溶解氧浓度的物理调控并不是溶解氧浓度空间变化的主要影响因素。

本文利用观测的密度数据计算出密度垂向梯度并以其表征海水层结强度,梯度的绝对值越大说明密度层结越强,反之密度层结越弱。由密度垂向梯度空间分布(图6b)可知,在水深25 m以浅的区域,海水密度垂向梯度基本为0,说明密度层结强度较小,水团性质基本稳定;在水深25～40 m的区域内,密度垂向梯度大于0,且其绝对值较大,说明密度层结较强,也与图4所反映出的温度、盐度和密度跃层相对应;而且在站位7—9(43～59 km)之间水深约27～32 m的范围内存在梯度绝对值很大的区域,最大梯度也位于此范围内,说明该处密度层结很强,结合上文对溶解氧浓度的分析得到,溶解氧浓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)之间水深约40 m以下的区域,密度垂向梯度接近0,即该处密度层结强度很小,结合上文对温盐分布的分析,说明在层结之下存在性质比较稳定的低温高盐水团,推测该均匀稳定的低温高盐水团是黄海冷水团的存在造成的。姚志刚等[13]对北黄海冷水团季节变化的研究指出,秋季北黄海冷水团低温中心位于122°E,38.3°N附近,存在于40 m等深线以下,其温度约9 ℃,盐度约32.2。结合站点位置(表1)及温盐分布(图4)可知,观测站位8和9处于黄海冷水团的范围内,证明上述推测是合理的。

图6 海水密度和密度垂向梯度空间分布

海水的稳定层结导致深层水与表层水的交换减弱[14],从而影响溶解氧浓度垂向分布。由于海水层结主要位于水深25 m以下的水域,故25 m以浅海水溶解氧浓度空间分布不受层结强度的影响。由图2a-c已知在站位5—8之间深底层海水的溶解氧浓度普遍较低,结合层结所处的深度分析得到这是海水层结导致水体垂向混合较弱,阻碍了上层溶解氧向下层扩散;同时由于海水层结对溶解氧垂向交换的阻碍作用,深层海水原有的浓度较高的溶解氧得以维持,在站位7—9(43～59 km)出现了下层水体溶解氧高于上层的现象,并且黄海冷水团中冬季形成的浓度较高的溶解氧也在一定程度上得以保持[15],形成了III处(水深32 m以下站位8—9(52～59 km)之间)的溶解氧浓度高值中心。

图7展示了观测海域海流流速东西分量u和南北分量v的空间分布特征,可以看出u和v在垂向上分布相对较为均匀,海水表现出较强的正压性,但由于观测值较少,有可能是线性插值所致。u在水平方向上向外海先迅速减小再逐渐反向增大,最后在较远岸海域又迅速减小再反向增大,即出现了两次变向,但总体上观测海域绝大部分范围内u方向为东向。由渤、黄海海流分布(图1a)已知鲁北沿岸流流经观测断面,故结合上述对海流的分析得到,u在观测断面中部大部分区域表现为东向流动是鲁北沿岸流流经此处所致;v基本为南向,仅在站位2—4(2～16 km)的范围内有较慢的北向流;水平方向上v从近岸向外海先减小再于站位4向外海逐渐增大。综上所述,研究海域海流在近岸主要向西北流动;在中部大部分海域主要向东南流动,这是由于鲁北沿岸流流经此处;海流仅在最远岸处向西南流动。

图7 流速东西分量u和南北分量v空间分布

海流对溶解氧空间分布也有重要的影响[16-17]。由于现有数据和研究方法的局限性,无法准确得到潮流是否对观测海域溶解氧浓度的空间分布有影响,所以下面仅探讨鲁北沿岸流对其分布特征的影响机制。上文已分析得到在观测海域中部大部分海域(距站位1约16 km以外)海流主要向东南流动,这是鲁北沿岸流流经此处并且和潮流相比占优所致。鲁北沿岸流由黄河、海河等入海的径流组成,会为观测海域带来大量低盐高氧的入海水。上文分析溶解氧浓度和盐度空间分布(图3a和图5b)已知在水深25 m以浅站位6—9(35～59 km)之间海水盐度低且溶解氧浓度较高,结合此分布特征以及鲁北沿岸流的特征分析得到:鲁北沿岸流将低盐度、高溶解氧的冲淡水带到观测海域,形成了II处(水深25 m以浅站位6—9(35～59 km)之间)的溶解氧浓度高值中心。

2.2.2 生物化学要素

图8展示了各站位处叶绿素a(以下直接称之为叶绿素)和pH值的垂直剖面。如图8a-c所示,在20 m以浅,各站位叶绿素浓度垂向分布整体上比较均匀;在20～40 m之间,其浓度随深度增大先增大后减小,并且在水深约30～35 m的范围内叶绿素浓度达到最大且垂向相对均匀,由上文分析可知,其位于跃层内;在40 m以下叶绿素浓度基本不随深度变化。在水平方向上,叶绿素浓度在水深20 m以浅区域的分布特征为近岸高、外海低,这可能与近岸海水营养物质含量多而有利于浮游植物、藻类繁殖有关;站位1—5和站位6—9两区域内叶绿素浓度水平分布较为均匀;20～25 m之间,叶绿素浓度先增大后减小,但变化范围不大;水深25 m以下的区域,同一深度各站位处叶绿素浓度相差不大,即水平分布相对均匀。综上分析,有两个比较明显的叶绿素浓度高值区,即水深20 m以浅站位1—5之间的区域和位于水深约30～35 m站位6—9之间的区域。

图8 叶绿素a浓度和pH值的垂直剖面

在对观测数据的考查过程中发现站位2处获取的pH值数据缺乏参考价值,故舍去。观测海域海水pH值为7.86～8.18,呈弱碱性,未出现酸化情况(pH<7.8)。分析图8d-f得到,在25 m以浅各站位处pH值垂向分布都比较均匀;在25 m以深其总体上随深度增大而减小。在水平方向上,pH值在水深25 m以浅区域表现为由外海向近岸递减,而在25 m深度以下pH值的水平变化不明显。

接下来结合AOU讨论生物化学因素对溶解氧浓度的影响。叶绿素主要通过浮游植物光合作用来影响溶解氧浓度,若不考虑其他物理、生化因素,则高叶绿素浓度对应高溶解氧浓度。上文分析已得观测海域有两个比较明显的叶绿素浓度高值区,前者与I处的溶解氧浓度高值中心对应较好,而AOU在此处小于0(图3d),可进一步说明该处浓度较高的溶解氧是由于叶绿素浓度高,即近岸海水中营养盐丰富而使浮游植物含量丰富,其通过光合作用生成的较多的溶解氧,使该区域成为了氧气的源并且形成了溶解氧浓度高值中心;而后者对应海水溶解氧浓度总体不高,但可以在一定程度上解释溶解氧浓度最大值出现在水深32～36 m站位8—9(52～59 km)之间,并且由图3d可知此处AOU较小,说明溶解氧在被消耗的同时有一定的补给,印证了此处叶绿素对于溶解氧浓度的贡献。对于III处的溶解氧浓度高值中心,已知AOU的值较大即溶解氧的消耗比较多,而叶绿素浓度却较低,故叶绿素对形成该溶解氧浓度高值中心的影响不显著。前人研究表明,溶解氧含量与pH呈正相关关系,这主要是由于海洋植物的光合作用[18]和生物分解有机物,生物分解有机物会使海水酸化,同时消耗溶解氧使其浓度降低。由图8b分析得到pH总体上随深度增大而减小,底层pH值较小,再结合AOU在底层的值较大,说明底层生物分解有机物较为活跃,溶解氧被大量消耗。所以站位5—8(25～52 km)之间的深底层水溶解氧浓度较低的原因是海底有机分解消耗了溶解氧同时使海水pH较小,又由于存在海水层结阻碍了溶解氧垂向交换,层结之下溶解氧得不到补充而浓度偏低。

3 结论

本文基于2018年9月28日海上观测得到的牧场周边海域的数据,分析了山东半岛东北近海海水溶解氧的空间分布特点,并探讨了温度、盐度、层结、叶绿素浓度和海流等对海水溶解氧浓度的可能影响,结论如下:(1)在本次观测期间,海水溶解氧浓度的空间分布主要呈现三个显著特征:第一,水平方向上,在水深约25 m以浅,溶解氧浓度由外海向近岸先减小后增大,在水深25 m以下,溶解氧浓度基本呈现向近岸减小的特征,并且呈现显著亏损,表观耗氧量从外海向近岸增大。第二,垂直方向上,各观测站位处溶解氧浓度随深度变化各不相同且比较复杂,但总体上呈现由表至底减小的特征。第三,有三个较明显的溶解氧浓度高值中心,分别位于分别位于近岸上层、外海上层和外海深层,即在水深25 m以浅站位2—4(2～16 km)之间和站位6—9(35～59 km)之间,以及水深32 m以下站位8—9(52～59 km)之间,三者分别对应图3a中I、II和III处。I处主要受到叶绿素的影响:此处叶绿素浓度高,是近岸海水中营养盐丰富,导致浮游植物含量丰富发生藻华,浮游植物通过光合作用生成了较多的溶解氧,使水体中溶解氧浓度高;II处是由于鲁北沿岸流对黄河入海水的输运作用,其将低盐度、高溶解氧的水体带到观测海域,形成了溶解氧浓度高值中心;III处是由于海水层结较强阻碍了溶解氧垂直方向的交换,黄海冷水团中冬季形成的浓度较高的溶解氧在一定程度上得以保持,使之成为溶解氧浓度高值中心。(2)观测站位5—8(25～52 km)之间的深底层海水溶解氧浓度较低,这是由于该区域海底生物有机分解消耗了溶解氧,而且海水层结阻碍溶解氧垂向交换,底部溶解氧得不到补充而浓度偏低。