长江口水体溶解氧的季节变化及底层低氧成因分析

第29卷 第3期2011年9月

海 洋 学 研 究

V o l. 29 No. 3Sept . , 2011

文章编号:1001-909X(2011) 03-0078-10

长江口水体溶解氧的季节变化及底层低氧成因分析

李宏亮, 陈建芳*, 卢 勇, 金海燕, 王 奎, 张海生

(国家海洋局第二海洋研究所, 国家海洋局海洋生态系统与生物地球化学重点实验室, 浙江杭州 310012)

摘 要:利用2006) 2007年/908-ST04区块0任务单元在长江口开展的春、夏、秋、冬四季多学科综合调查资料, 分析了长江口水体溶解氧的季节变化, 探讨了其底层低氧的形成机制, 结果表明:冬季, 表层和底层水体溶解氧值总体上呈近岸高、外陆架低的分布趋势, 水体上下混合均匀; 春季, 藻华开始出现, 水体层化初成, 外陆架入侵的低溶解氧浓度水团和上层沉降的生物碎屑, 使水体的低氧状况开始

发展; 夏季, 在长江口锋面北侧底层水体中呈现1个/低氧带0, 溶解氧最小浓度为2m g/L; 秋季, 在122. 5b E 以东的陆架区, 可观测到呈块状分布的溶解氧低值区和夏季缺氧核心区的残留。由于受人文活动和自然变化的双重影响, 长江口水动力因素和生态响应复杂多变。长江冲淡水的扩散为该区域水体的缺氧提供了营养盐支持, 台湾暖流水入侵和上升流为缺氧水体提供了较小的溶解氧背景值, 而强烈的水体层化阻止了底层氧和上层高氧带的垂直交换。颗粒有机碳和总溶解有机碳的分布趋势表明, 陆源有机质对低氧的贡献可能是有限的。关键词:季节变化; 底层低氧; 形成机制; 长江口

中图分类号:P734. 4+5 文献标识码:A

压力和挑战。资料表明, 自20世纪50年代末就已经观测到长江口外近底层水体有缺氧现象, 缺氧区面积约为1000km 2[4]。王玉衡等[5]根据对1976) 1985年调查资料的分析研究表明, 长江口外存在一个南北走向的椭圆形低氧分布区, 其核心在31. 5b N 、123b E 区域附近, DO 浓度小于200L mol/L 的缺氧区面积大约为3000~4000km 2。20世纪90年代末, LI et al [6]在长江口外海域发现DO 浓度低至1mg /L, 而DO [2mg /L 的缺氧区面积可达13700km 。近年来一些研究者对长江口的低氧现象又作了进一步的观测和分析, 发现长江口低氧面积有日益扩大的趋势, 但其形成机制却各不相同[4, 7]。

2006) 2007年, /908-ST 04区块0任务单元在长江口开展了春、夏、秋、冬四季多学科综合调查, 本文据此分析了长江口水体溶解氧的季节变化特征, 探讨

2

0 引言

溶解氧(DO) 小于等于2m g/L 的水体, 通常被称为低氧水体。根据成因, 海洋中的低氧水体可分为两

类, 一类称为最低含氧带(Ox yg en M inim um Zo ne, OM Z) , 它通常是永久性低氧, 主要是由上升流等自然现象造成的, 如非洲纳米比亚岸外和阿拉伯海北部都有OM Z 的发育; 另一类低氧通常发生在河口及近海陆架海域, 它与人类活动导致的近岸水体富营养化的程度密切相关。近年来对墨西哥湾、切萨皮克湾、黑海、波罗的海、北亚得里亚海和长岛海峡等的研究表明, 由于河口及近海富营养化程度的加剧, 底层水体季节性低氧现象呈上升趋势[1-3]。

长江口是我国最大的河口, 随着经济的快速发展以及人口的不断增长, 河口及近海的水环境面临巨大

收稿日期:2011-05-26 修回日期:2011-08-16

基金项目:国家科技支撑计划资助项目(2008BAC 42B02) ; /9080专项资助项目(908-ZC -I -03) ; /9730计划资助项目(2010CB428903) ; 国家海洋

局第二海洋研究所基本科研业务费专项资助项目(J T0707)

作者简介:李宏亮(1981-) , 男, 浙江金华市人, 助理研究员, 硕士, 主要从事海洋化学方面的研究。E -m ail:lihongliang@sio. org. cn :, E -mail:jfchen @cn

李宏亮等:长江口水体溶解氧的季节变化及底层低氧成因分析

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了其底层低氧的形成机制。2006年12月16日) 2007年2月13日(冬季) 、2007年3月26日) 5月10日(春季) 和2007年10月3日) 12月8日(秋季) , 对长江口附近海区水体进行了营养盐、DO 等化学参数调查, 调查站位如图1

所示。

1 调查区域和研究方法

1. 1 调查区域

分别于2006年7月13日) 8月31日(夏季) 、

图1 采样站位F ig. 1 Sampling statio ns

1. 2 采样及分析方法

利用美国Seabird Niskin 采水器采集海水样品, 温

度、盐度和深度数据由CTD 探头获得(SBE917Plus CTD) 。营养盐样品现场用0. 45L m 的醋酸纤维膜过滤, 滤液用于营养盐测定, 采用流动注射自动分析仪(Skalar San

++

外侧海区和东海外陆架有2个DO 高值区, DO 浓度基本大于9. 0mg /L, 高值可以到达10m 水层, 特别是江苏沿岸高值区的中心区域, DO 饱和度可达到150%以上(叶绿素a 达5L g /L 以上) , 指示出春季藻

华已经开始旺发。其它海域DO 值分布较均匀, 基本为(8. 0~9. 0) m g/L 。底层水体DO 的分布主要是由入侵的外海水水团性质所决定的。DO 浓度的高值位于杭州湾和苏北沿岸及以东海区, 可达(8. 5~10) mg/L; 舟山群岛及其以东海区的DO 浓度较低, 为(6. 0~8. 0) m g/L, 底层水体DO 低浓度水舌可延伸至长江口外122. 5b E 的海区, 与长江口外深槽的走向基本一致, 这可能主要是由于该区地形引起的上升流造成的。

图3为研究区夏季表层、10m 层、30m 层和底层水体中DO 的分布。由图3可见, 夏季, 研究区表层水体DO 值为(3. 97~13. 04) m g/L, 其最明显的特征是在122. 5b ~123. 5b E 间区域有一个贯穿南北的/高氧带0, DO 值可达(8. 00~13. 00) mg/L, 最高DO 饱和度可达到190%左右(叶绿素a 可高达45L g /L) , 表明研究区水体上层浮游植物生物量相当可观。/高氧带0的左侧, 即江苏沿岸、长江口和杭州湾, DO 值呈, ) , 用铜镉柱还原法测定硝酸盐(NO 3)

-

浓度, 用硅钼蓝法测定硅酸盐(SiO 2-3) 浓度。铵盐(NH +4) 、亚硝酸盐(NO -2) 、磷酸盐(PO 3-4) 和DO 按我

[8]

国《海洋调查规范) ) ) 海水化学要素观测》中规定的

方法测定, 即用靛酚蓝分光光度法测定NH +4浓度, 用重氮-偶氮分光光度法测定NO -2浓度, 用磷钼蓝法测定PO 3-4浓度, 用碘量法测定DO 值。将0. 5~2. 0L 海水用预先灼烧过(500e ) 的GF/F 滤膜过滤收集颗粒物, 用于颗粒有机碳的分析, 滤膜冷冻保存(-20e ) 。总有机碳样品保存在预先灼烧过(500e ) 的棕色玻璃瓶中, 加入2~3滴浓磷酸溶液后冷冻保存(-20e ) 。

2 结果与讨论

2. 1 DO 平面分布的季节变化

图2为研究区春季表层、10m 层、30m 层和底层水体中DO 的分布。由图2可见, 春季, 研究区表层

6. 00) mg/L, 而江苏沿岸和杭州湾海域DO 值为(6. 00~8. 00) mg /L, 且分布均匀。值得注意的是, 在长江南支入海口到杭州湾一带, 多数站位表层DO 饱和度未达到100%, 这可能是由于受到了陆源有机质耗氧的影响所致。/高氧带0的右侧, 即东海外海区, DO 值分布较均匀, 为(6. 00~7. 00) m g/L 。夏季底层水体DO 值为(2. 02~9. 48) m g/L, 其中长江口和杭州湾海域底层水体DO 分布均匀, 为(5. 00~6. 00) m g/L 。长江口外31b ~32b N 、122b ~123. 5b E 区域范围内, 底层水体DO 值低至(2. 00~3. 00) mg /L, 是典型的低氧区, 与表层高氧带相比, 底层缺氧区的位置稍微偏南。低氧分布区在10m 层、30m 层和底层水体中均有出现, 在底层水体中甚至可一直扩散至31b N 以南和123b E 以外的海域。与前人的观测结果相比[6-7], 此时的低氧程度并不算低, 面积也不算大, 但2周后在同一地区/9730项目的航次调查结果显示, 原来的低氧区面积进一步扩大, 低氧程度进一步加剧(DO 最低为1. 00mg/L) , 这可能是先前上层生物碎屑下沉到海底时耗氧的结果。

图4为研究区秋季表层、10m 层、30m 层和底层水体中DO 的分布。由图4可见, 秋季, 表层水体中DO 值为(6. 12~12. 09) mg/L, 总体上呈近岸高、外陆架低的分布趋势。DO 高值区位于长江河道、口门

和杭州湾海区, DO 值基本大于7. 5mg /L, 向东的延伸区域, 其DO 值逐渐降低, 到外海区, DO 值则小于7. 0m g/L 。值得注意的是, 从舟山群岛开始向东延

伸的O6和C14断面(位于30. 3b N) DO 值较高, 特别是在外海区明显高于周围海区, 形成1条高氧带。底层水体DO 分布比较复杂, 高值区位于杭州湾, DO 值基本大于8. 0m g/L; 其次是长江河道、口门、苏北沿岸和舟山群岛附近区域, DO 值分布较均匀, 为(7. 0~8. 0) mg/L 。值得注意的是, 122. 5b E 以东的外陆架海区, DO 值呈块状分布, 在调查海区的右上角和右下角有3块较大面积的DO 值小于5. 0mg/L 低值区, 特别是在C18-6站, DO 值低至2. 73m g/L, 与夏季低氧区的观测值接近, 但从总体上来说, 与夏季相比, 缺氧程度较轻。根据同期的叶绿素a 调查数据发现, 30m 层的叶绿素a 浓度可以达到(0. 75~1. 5) L g/L 。由于此前秋季并未在东海观测到有大面积低氧区的存在, 因而这一结果表明, 只要层化和上层生物产生有机质的过程存在, 东海外陆架水体在深秋时(观测时间10月下旬到11月初) 缺氧也是可能存在的。另外, 在30b ~31. 2b N 、122. 7b ~124. 0b E 存在2个低氧区, DO 最小值位于最南部的O5-8站, 低至1. 94mg/L 。此2个低氧区域位置与长江口夏季季节性的低氧区域基本一致,

推测其应该是夏季低氧区的残留。

图2 春季表层、10m 层、30m 层和底层DO (mg /L ) 的分布

Fig. 2 DO co ncentrat ion(mg /L ) at sur face, 10m, 30m and botto m water in spr ing

图5为冬季表层、10m 层、30m 层和底层水体中DO 的分布。由图5可见, 冬季, 表层水体DO 值为(7. 00~11. 98) m g/L, 总体上呈近岸高、外陆架低的分布趋势。123b E 以西的向岸海区, DO 值基本大于10mg/L, 如长江口和杭州湾; 随着调查海区向东延伸, DO 值也逐渐降低, 至127b E 区域附近, DO 值已

降至7. 50m g/L 左右。这可能主要是由于近岸的海水低温、低盐且气体溶解度大, 而外陆架的海水高温、高盐且气体溶解度小所造成的。底层水体中DO 值

分布趋势与表层基本相似, 低氧区块完全消失, 表明冬季水体充分混合, DO 分布也较均匀。

图5 冬季表层、10m 层、30m 层和底层DO(mg/L) 的分布

Fig. 5 DO concentr ation(mg /L ) at sur face, 10m, 30m and bott om w ater in w inter

2. 2 DO 典型断面的季节变化

M4断面位于31b N 、122b ~127b E, 是/908-ST040区块由河口至外海区典型的断面, 横跨了长江冲淡水

和陆架水区域。

图6为夏、冬、春和秋季M 4断面DO 的分布图。

由图6可见, 春季, 该断面在小于10m 的较浅陆架海区, 其DO 值基本大于8. 0mg/L, 且水柱垂直方向分布均匀。该断面水深大于10m 的其它站位(除M 4-13站外) DO 的上下分层比较明显, 15m 以浅DO 值大于8. 0mg /L,

且随着深度的增加而降低。

图6 夏、冬、春和秋季M 4断面(31b N) DO(mg/L) 的分布

Fig. 6 DO concentr ation(mg /L ) at M 4sectio n (31b N) in the summer, w inter, spr ing and autumn

夏季, 底层水体温度相对于表层水体而言较低, 本底的DO 值也较低, 东海外海区底层水体中的DO 值为(3. 00~7. 50) mg /L 。由M 4断面夏季DO 值的分布可见, DO 值有较明显的分层现象:近岸海区(123b E 以西) 5m 以浅和外海区(123b ~127b E) 15m 以浅DO 值均大于6. 00mg /L, 且随着深度的增加而降低。DO 的这一层化分布现象, 可能是由夏季水体层化所引起的。M4断面122. 5b ~123. 5b E 间区域处于长江口夏季低氧区, 底层水体中DO 值小于3. 50mg/L; 而在123. 5b ~124. 5b E 间海区, 由于地势隆起, 其DO 值相对较高, 可达(4. 50~5. 50) mg /L; 在124. 5b E 以东, 底层水中的DO 值在4mg /L 以下。

秋季, M4断面DO 垂直分布也较复杂:水深小于15m 的站位, 其水柱上下分布较均匀, DO 值大于7. 5mg /L, 而随着断面向东延伸, DO 值将有所降低, 且上下分层明显, 特别是位于123b ~123. 5b E 的海底凹槽处, DO 值低于3. 5m g/L, 水柱厚度在10m 以上。从低氧的季节变化和断面分布来判断, 该片低氧区与夏季长江口低氧区没有关联, 应该是在该海区形成的。向陆地方向122. 5b ~123b E 间的低值区, DO 值稍高, 水柱厚度也薄, 推测应该是夏季长江口低氧区的残留。

冬季, M4断面DO 垂直剖面分布趋势为:以水深20m 为界, 20m 以浅浓度高, 20m 以深浓度较低, 两侧水柱上下层混合较均匀, 其中在123b ~123. 5b E 附近海区, DO 值相对较低(小于8. 00mg /L) , 这可能是由于东面124b E 处比深槽高20m 的地形阻隔了外陆架高盐海水进入所造成的, 两侧的水团不同。

末夏初, 在仲夏时达到高峰, 在夏末秋初时结束, 具有明显的季节特征

[10]

。

长江口水体低氧的形成总体上与上面描述的基

本过程类似, 但由于受人文活动和自然变化的叠加影响, 长江口的水动力因素和生态响应复杂多变。总的来说, 长江口水体低氧与长江冲淡水扩散、层化强度、台湾暖流水入侵、上升流、营养盐供应、有机质(包括陆源有机质) 水平输运和陆架宽度、地形等因素有关

[4, 6-7, 12-14]

。本文主要根据生态方面的观测和分析结

果, 对2006年夏季和2007年春季长江口水体的低氧形成机制作初步探讨。

3. 1 营养盐跃层及生物过程的影响

长江口水体层化开始于丰水期的早春季节, 在2007年/9080春季的调查航次期间, 长江口主断面) ) ) M4断面122. 5b ~123b E 区域的水柱已经形成层化现象, 但北部M1断面水柱此时尚未形成层化, NO 3等值线呈垂直分布状态(图7) 。长江冲淡水所携带的大量营养盐流入外海, 与密度较高的陆架水相遇后覆盖于其上。随着日光照射的增强以及气温的上升, 水体中的浮游植物勃发。调查期间, 叶绿素a 浓度多为(0. 75~5) L g/L, 最大值出现在北部M 1断面的锋面附近, 达10L g /L 以上。由于浮游植物的勃发刚开始, 春季出现的叶绿素a 高值多发生在表层或10m 层以上, 至夏季, 北部M1断面的层化被极大加强, 上层水体被大量的冲淡水所占据, 123b E 以西海域的NO -3浓度高达20L mol/L 以上, 为浮游植物的大量繁殖提供了物质基础(图8) 。冲淡水扩散至透明度较低的陆架海, 刺激了浮游植物的旺发。据调查期间的观测结果, 长江口北侧锋面区叶绿素a 可达45L g/L, DO 饱和度在190%以上, 由此所产生的新鲜浮游植物有机碳将迅速沉入海底, 并连同浮游动物排出的粪便颗粒形成的有机质一起消耗海水中大量的DO 。由于层化的形成, 近海底水体中氧的垂直交换受阻, 加上夏季海面风场较弱, 无法打破层化水体, 由此形成了缺氧现象, 并持续发展到秋、冬季。秋季台风的来临和气温的不断下降, 将破坏水体的这种跃层。中部主断面, 由于台湾暖流水体的入侵, 致使营养盐跃层被压缩在122. 5b E 以西海域, 使其冲淡水的扩散和层化范围比北部M 1断面小, 这也是2006年夏季长江口缺氧区偏北的主要原因。

-

3 长江口水体夏季低氧的形成机制

一般认为, 水体缺氧与其层化和底部有机质分解耗氧有关, 前者是缺氧形成的外部物理条件, 后者是缺氧形成和发展的生物地球化学内因[9-10]。水柱(体) 层化是指水体形成盐跃层(或密度跃层) 界面, 使垂向交换受到阻碍, 这是缺氧形成的必要条件。一般在风力较弱的春季, 大量冲淡水从河口排入海湾, 易形成盐跃层(或密度跃层) , 其水体垂向混合和交换受到阻碍, 从而形成水柱层化。随着气温的上升, 这种层化作用在夏季时将达到高峰[11]。河口底层水季节性缺氧只发生于密度跃层以下的水体, 一般形成于春

3. 2 陆源有机物质输入的影响

水体缺氧的形成前提之一是有机质的耗氧分解。营养盐跃层对缺氧的形成和发展有重要影响, 同时河流所携带的大量溶解有机碳(DOC) 和颗粒有机碳

(POC) 入海, 对水体中的DO 产生影响并进而对缺氧的形成和发展产生重要影响。如何鉴别并区分是由营养盐刺激还是由陆源直接排放产生的缺氧, 是了解缺氧机制的关键因素之一, 但目前对此的了解和研究

仍十分有限[15]。陆源物质在长江口空间分布上呈现3个特征区域, 即陆源物质入海前区域、高生产力或高生物量区以及外海区。陆源物质入海前区域, 即高营养和高混浊的近岸河口区, 是源地区, 不但提供生物生长所需要的营养盐, 而且提供陆源有机物质; 高生产力或高生物量区, 位于长江口外的锋面区域, 区内的初级生产过程把陆源溶解态营养物质转化为颗粒有机质, 而陆源有机质的贡献减少; 外海区, 位于锋面外海侧, 陆源颗粒更为稀少, 其生物过程主要由混合和上升流所控制。从图9可以看出, 长江口水体中的POC 绝大部分分布在河口区(即陆源物质入海前区域) , 与悬浮颗

粒物的分布特征一致。总有机碳(TOC) 也与POC 分布特征类似, 受上海市主排污口影响, 高值主要分布于长江口南支的入海口附近(图10) 。POC 、TOC 高值区与低氧高发区的位置不同。陆地来源的有机质一般是高度降解后的产物, 耗氧细菌所需要的氨基酸等含氮化合物很少, 比较/惰性0, 因此, 消耗氧的能力有限, 即使有, 耗氧速率也可能很慢。另外, 长江口颗粒物和沉

-17]

积物中的有机质主要来自河口生物过程[16, 而且是

经过改造后的非活性有机质

[18]

, 由于长江口潮汐的作

用和动荡的水动力条件, 锋面内侧水体中的悬浮颗粒很大一部分由沉积物再悬浮产生,

故耗氧能力有限。

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海 洋 学 研 究29卷3期

因此, 总体来看, 陆地直接排放的颗粒有机质在总有机质中所占比例较少, 高浑浊的近岸区, 颗粒有机质和沉积物中的有机物质在/沉积) 再悬浮0的循环过程中经历了一次又一次的微生物降解、改造, 其耗氧的能力受到限制, 而即使有耗氧的过程, 其作用范围也仅局限于长江口内, 这与低氧核心区的位置有较大的不同。可见, 长江冲淡水携带无机营养物质跨锋面输送并经浮游植物将营养盐吸收生成有机质沉降至底层附近耗氧分解, 是形成底层缺氧的重要原因, 这与由长江输入营养盐通量的增加及其结构的变化引起长江口外浮游植物生物量、浮游植物种群结构变化的观测结果是相吻合的[19]。

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-4 小结

在季节尺度上, 冬季时, 长江口表、底层水体DO

值总体上呈近岸高、外陆架低的分布趋势, 水体上下混合均匀; 春季时, 水体中藻华开始出现, 水体层化初成, 加上外陆架入侵水团的DO 浓度较低, 沿着长江口外深槽, 底层水体出现1个DO 低浓度水舌, 可延伸至长江口外122. 5b E 的海区; 夏季时, 表层水体DO 在122. 5b ~123. 5b E 区域有1个贯穿南北的/高氧带0, 氧饱和度可达190%, 指示水体有很高的生物量, 此/高氧带0与底层低DO 值[(2. 00~3. 00) m g/L]区一致, 也为缺氧区的进一步发展提供了物质基础; 秋季, 在122. 5b E 以东的外陆架海区, 观测到呈块状分布DO 值低区, 此外, 还在长江口夏季水体的低氧核心区观测到夏季低氧区的残留。

由于受人文活动和自然变化的叠加影响, 长江口水动力因素和生态响应复杂多变。长江冲淡水的扩散为缺氧准备了营养盐, 台湾暖流水的入侵和上升流为缺氧水体提供了较小的DO 背景值, 强烈的层化阻碍了水体底层和上层/高氧带0氧的垂直交换。但陆源有机质对缺氧的贡献可能有限。由于长江口潮汐较强、水深较浅、地形复杂, 加上夏季天气过程多变、动力过程复杂, 使得长江口低氧形成的规律性不强, 主要形成机制多样。

致谢 本文研究工作得到/海监49号0船员和全体考察队员的鼎力支持, 国家海洋局第二海洋研究所黄大吉研究员提供了温、盐数据资料、郝锵提供了叶绿素a 数据资料, 在此一并致谢!

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Seasonal variation of DO and formation mechanism of bottom water hypoxia of Changjiang River Estuary

LI H o ng -liang , CH EN Jian -fang *, LU Yong, JIN H a-i yan, WANG Kui, ZH ANG H a-i sheng

(Second I nstitute of Oceanograp hy , S OA , L abor ator y of M ar ine E cosy stem and

Biogeochemistr y , S OA , H angz hou 310012, China)

Abstract:Seasonal variatio ns o f Dissolved Oxy gen(DO) co ncentration in the w ater samples fro m Changjiang River Estuar y and adjacent ar ea w er e analyzed, w hich w ere o btained dur ing 2006and 2007cruises. In w inter, DO concentration w as higher in the o uter shelf than that in the co ast area and ho mog eneous in the w ater

column. In spring, w ater co lum n stratification, alg ae blo om and the settling org anic matter consumed the preformed low o xyg en provided necessary conditions for the developm ent of bo ttom w ater hypoxia. In summer, there w as a /low o xy gen zone 0in the no rthern of the front w ith the minim um value w as 2. 0mg/L. In autum n, low concentration patches w ere observ ed in the east area of 122. 5b E, these may be the r esidue of summer hy pox ia. Because of the mix ed influence of anthro pog enic activity and natural variation, the biog eo chemistry dynam ics and eco logy respo nse w ere com plicated. Chang jiang plum e prov ided inor ganic nutrients fo r phytoplankto n g row ing, T aiw an Warm Current intrusion offered a low prefor med ox yg en value, w ater column stratificatio n prohibited g as exchange betw een botto m and upper w ater. On the other hand, the distribution patterns of Par ticulate Organic Carbo n(POC) and T otal Organic Carbo n(TOC) illustrated that terrig enous or ganic matter maybe no sig nificant contr ibution to the fo rmation and development of bo ttom w ater hypox ia.

Key words:seaso nal variation; bottom w ater hypo xia; for matio n mechanism; Changjiang River Estuary