樊思琦,翟方國,劉子洲*,顧艷鎮(zhèn),吳文凡

(1.中國海洋大學 海洋與大氣學院,山東 青島 266100;2.浙江大學 海洋學院,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[1]。據(jù)統(tǒng)計,截至2017年底,山東省共扶持建設海洋牧場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發(fā)展,各類海洋災害產(chǎn)生的生態(tài)和經(jīng)濟損失也日益突出,因此亟需加強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,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[3-4]。過低的溶解氧會影響水生動物存活、生長和繁殖,還可能導致魚類大量死亡或轉移棲息地,使?jié)O業(yè)資源衰退,影響海洋牧場的發(fā)展。因此在跨學科的研究中,海水溶解氧的時空分布特征及其影響機制受到越來越多的關注[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。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”結構。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制已經(jīng)有了一定認識,但研究所用數(shù)據(jù)大多采集于離岸較遠的深水區(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、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一步研究提供科學參考。

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,最后到達遠岸站位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。該航次調查采用日本亞力克公司生產(chǎn)的多參數(shù)水質儀(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)水質儀下放過程的觀測數(shù)據(jù),每0.5 m范圍內的數(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行觀測,設置表、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,每個層次內流速、流向均取30 s內所測得的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過程消耗的溶解氧。

2 結果與分析

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到最小值,站位8和9處的溶解氧濃度隨深度變化比較復雜,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,其垂向結構與溶解氧濃度垂向結構完全不同: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、躍層和底均勻層。

溶解氧飽和度(p)約為67.5%～105.8%,由圖2g-i可知其垂向結構和溶解氧濃度的垂向結構類似。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可知其垂向結構與溶解氧飽和度的垂向結構相反,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、海流等水文要素和葉綠素、pH等生物化學要素對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的范圍內溫度在垂向上隨深度增大而減小,溫度層結較強,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存在較強的密度躍層。溫度、鹽度和密度均在站位8和9處的層結之下存在較顯著的底均勻層。

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,有研究認為,全球變暖導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。進一步結合飽和溶解氧濃度進行分析,其與溶解氧濃度的空間分布特征完全不同,進一步說明了溫鹽對飽和溶解氧濃度的物理調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強度,梯度的絕對值越大說明密度層結越強,反之密度層結越弱。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,說明密度層結強度較小,水團性質基本穩(wěn)定;在水深25～40 m的區(qū)域內,密度垂向梯度大于0,且其絕對值較大,說明密度層結較強,也與圖4所反映出的溫度、鹽度和密度躍層相對應;而且在站位7—9(43～59 km)之間水深約27～32 m的范圍內存在梯度絕對值很大的區(qū)域,最大梯度也位于此范圍內,說明該處密度層結很強,結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,即該處密度層結強度很小,結合上文對溫鹽分布的分析,說明在層結之下存在性質比較穩(wěn)定的低溫高鹽水團,推測該均勻穩(wěn)定的低溫高鹽水團是黃海冷水團的存在造成的。姚志剛等[13]對北黃海冷水團季節(jié)變化的研究指出,秋季北黃海冷水團低溫中心位于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處于黃海冷水團的范圍內,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)定層結導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強度的影響。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,結合層結所處的深度分析得到這是海水層結導致水體垂向混合較弱,阻礙了上層溶解氧向下層擴散;同時由于海水層結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的范圍內葉綠素濃度達到最大且垂向相對均勻,由上文分析可知,其位于躍層內;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)物質含量多而有利于浮游植物、藻類繁殖有關;站位1—5和站位6—9兩區(qū)域內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。

接下來結合AOU討論生物化學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較好,而AOU在此處小于0(圖3d),可進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給,印證了此處葉綠素對于溶解氧濃度的貢獻。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呈正相關關系,這主要是由于海洋植物的光合作用[18]和生物分解有機物,生物分解有機物會使海水酸化,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,再結合AOU在底層的值較大,說明底層生物分解有機物較為活躍,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阻礙了溶解氧垂向交換,層結之下溶解氧得不到補充而濃度偏低。

3 結論

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、葉綠素濃度和海流等對海水溶解氧濃度的可能影響,結論如下:(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處是由于海水層結較強阻礙了溶解氧垂直方向的交換,黃海冷水團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)域海底生物有機分解消耗了溶解氧,而且海水層結阻礙溶解氧垂向交換,底部溶解氧得不到補充而濃度偏低。