長江口及其鄰近海域低氧現象的歷史變化及發生機制

王鵬皓，李 博

(浙江海洋大學海洋科學與技術學院，浙江舟山 316022)

海水中的溶解氧含量水平是決定海區內生物生長水平與海水污染程度的重要參考項目[1]。在某些海區，受到沖淡水輸入，海洋生物化學過程耗氧等作用，會出現海水水體溶解氧含量不足的現象，當溶解氧含量低于2.0 mg·L-1或低于3.0 mg·L-1[3]，會形成低溶解氧海區(Hypoxia)，簡稱為“低氧區”。

低氧區會影響生物的生存環境，造成該區域海洋生態系統中各層級生物種群的豐度和多樣性降低，導致低氧海區出現“海底生物荒漠”現象。目前發現的低氧區常見為兩種類型：一類是永久性缺氧海區，發現于上升流區與熱帶大洋的中層水體之中，如波羅的海深水區；另一類是季節性缺氧，此類低氧現象一般發生于河口及其鄰近海區，如我國的長江口區域；另外，還存在著小部分低氧區為偶發型和晝夜型。

1 長江口低氧現象研究進展

長江口外海域低氧記錄最早可以追溯到1958年9月至1959年9月“全國海洋綜合性調查”[4][5]。根據此次調查資料記錄，在1959年8月份觀測所記錄溶解氧最低值已經達到了0.34 mg·L-1。長江口外海域在此次調查時便已存在低氧區，低氧中心位于31.25°N，122.75°E。

上個世紀八十年代“中美長江口及其鄰近東海水域沉積動力學的研究”和“上海海岸帶資源調查”中發現夏季長江口外沿存在著低氧水體[7]。低氧的核心位于122.5°E，30.5°N 附近，主要分布于15～50 m 水層[6-7]。

1998年8月海洋綜合調查中發現，受特大洪水影響，長江徑流量激增，且低氧核心略向東南方向移動。氧面積為600 km2，低氧核心位于124°E，32.17°N[8]，DO (dissolved oxygen) 最低值為1.44 mg·L-1。

1999年8月進行東黃海海洋科學考察，明確提出了長江口及鄰近海域底層存在著1 個面積達到13 700 km2的低氧海域(DO＜2.0 mg·L-1)，厚度達到20 m，溶氧虧損量1.59×106t，低氧區核心位于122.5°E，30.83°N[3]。

2003年8-9月集中調查發現[9]，長江口外海域8月低氧區面積達到了12 000 km2，9月份低氧面積進一步擴大，達到13 900 km2。

2004年夏季出現南北兩個低氧區[10]，其中一個核心位置為122.51°E，31.26°N，最小溶解氧含量為2.43 mg·L-1；另一低氧核心區發生在偏北部的123°E，32°N 海域，極值為2.34 mg·L-1，該區域面積較大，約占據整個低氧面積的92%。

2006年6月、7月、8月、10月期間，對長江口及鄰近海區進行了4 次大規模調查[11]。6月份，低氧現象已經開始發跡，最低值為2.52 mg·L-1，面積為8 370 km2，核心位置位于122.40°E，29.20°N。結合歷史觀測數據，猜測7月份北部低氧區核心處在122.39°E，32.70°N 附近，其DO 含量最低值為1.36 mg·L-1。至同年8月，低氧現象發展至頂峰，低氧面積明顯擴大，達到15 400 km2，且溶氧量也達到最低；到了9月、10月間，層化減弱，低氧區開始逐漸消退，低氧面積減小，DO 也呈現出上升的趨勢。夏半年(6-10月)觀測歷史資料觀測結果分析，長江口外海域低氧區于6月甚至更早便開始發跡，并逐漸擴張，北移。并于夏季8月達到頂峰，此時低氧面積最大，低氧現象最嚴重。9月開始逐漸消退，10月后完全消退。

2008年海洋調查數據顯示[12]，該年夏季低氧海區面積約為25 000 km2，溶氧極小值為1.93 mg·L-1，核心位于122.42°E，29.07°N 附近。

2009年8月的在同一區域觀測計算出低氧面積僅為11 000 km2，其低氧極小值相較2008年8月更低，僅為1.35 mg·L-1。該年春季于舟山嵊泗附近海域爆發了赤潮。藻類短期內的激增促進了生物產氧的總量，對底層缺氧有一定緩解作用。但赤潮爆發后，藻類大量死亡，遺體沉淀分解，消耗水體氧氣。造成了長江口南側底層水體低氧持續時間延長。

2012年調查數據發現[12]，春季(5月)不存在低氧現象，但底層存在一個低值中心，且此低值中心與夏季低氧分布范圍基本重合，說明春季水體層化初成，底部低氧水體開始發展。隨著夏季(8月)的低氧區擴張，在長江口鋒面的北向(31°N 線附近)出現一個明顯的低氧帶，此低氧帶即為整個低氧區域的核心地帶，其DO 濃度低于2.0 mg·L-1。秋季(11月)低氧現象逐漸消退后，在122.5°E 以東陸架上，觀測到殘存的溶氧低值區。冬季(2月)不存在低氧區，DO 分布為近岸高，外海低，與長江沖淡水流動方向一致。

2013年國家自然基金委夏季長江口共享航次調查結果顯示[13]，長江口低氧發生于陡峭海底坡面上(20～35 m)，缺氧核心也并非存在于河谷底部海域，而是位于河谷西側的陡坡上(123.6°E，31.30°N)。

綜合已有文獻中記載長江口低氧現象的相關數據記錄，并結合前人所做總結，得到如表1 所示的結果。

每年夏季的8月是長江口外低氧現象出現的頂峰且此月份低氧調查數據相對豐富，選擇觀測記錄中夏季8月份低氧核心位置繪制圖1。

調查研究針對的區域、位置、時間不盡相同，但從其分布的情況來看，低氧極小值絕大多數發生于122.50°-123.50°E，30.75°-31.25°N 的區域之內。

圖1 1958年至2014年夏季(8月份)低氧核心位置分布Fig.1 Low oxygen core location distribution from 1958 to 2014 (August)

表1 長江口低氧區各年份觀測匯總信息表Tab.1 Summary information table of each year in the low oxygen zone of Yangtze estuary

2 長江口夏季低氧區形成機制

2.1 長江口低氧形成的物理海洋動力機制

2.1.1 水體層化與河口鋒面對長江口低氧現象的影響

長江沖淡水在離開口門后，由慣性作用會先向南運動，然后很快轉向東北濟州島方向(圖2)[23]。相對較“輕”的沖淡水會“漂浮”于相對較“重”的高鹽海水之上。在長江口外海域表層10～20 m 范圍形成強躍層。臺灣暖流在長江口及其附近流場中同樣扮演著重要的角色。臺灣暖流具有高溫，高鹽，低氧的特性[22]，主要沿著東海陸架坡50～100 m 等深線向北運動。由臺灣暖流帶來的高密度海水會沉于海水水體的近底層，致使長江口外海水出現“雙躍層”現象。這種層化現象在夏季長江口海域穩定存在。

夏季長江口外海域存在著以下3 種鋒面：(1)河口鋒；(2)羽狀鋒；(3)海洋鋒。鋒面實為不同性質的水體所形成的一種動態平衡，產生一種“屏障效應”。鋒面位于鋒區內驟變帶的核心位置，常出現輻聚帶[24]。海水的輻聚效應與屏障效應相結合，會使得由長江沖淡水帶來的陸源營養物質在此處匯聚，形成生物化學活躍帶，大量消耗溶氧，形成低氧區。

2.1.2 上升流對低氧形成的影響

朱建榮[24]通過模型對長江口外上升流進行詳細的研究，提出上升流現象使深底層高營養鹽水抬升到10 m 層以上水域，并在10 m 層形成高營養鹽中心。高葉綠素區和高浮游植物個數分布區同上升流分布區的位置基本一致。10 m 左右為長江沖淡水與中層海水之間層結所在位置。營養鹽的富集提升了該片海域初級生產力，增加氧的消耗。

2.1.3 海底地形的影響

長江口外海底地形特殊，以水下“V 字型”河谷為分界線，其西側沿海岸至水下20 m 等深線范圍內海底坡度平緩，從20 m 等深線至河谷底部50 m 坡度較大。河谷東側地勢又趨于平緩，整個河口為東北-西南走向。研究表明，長江口南部低氧區的為長江口外河谷底層低氧水逐步發展而來，8月在浙江沿岸達到頂峰[10，13]。

長江口外水下河谷以及斜坡地形與潮混合共同作用更易誘發上升流[23-25]；在地形效應下，臺灣暖流沿水下河谷的爬升會造成躍層位置趨表，在躍層下部形成一個相對穩定的低氧水保護區域。由于河谷的保護作用，此處不易受到風暴潮的擾動，因此成為低氧的頻發區。歷年有關低氧現象的報道中，均可在水下河谷區找到低氧的記載。

圖2 長江口及鄰近海域流場地形及流系示意圖Fig.2 A schematic diagram of the topography and flow of the Yangtze estuary and adjacent waters

2.2 生物化學過程對低氧的影響

2.2.1 長江口營養鹽分布及對低氧影響

長江口海域營養鹽的來源主要為以下幾種：(1)沖淡水帶來了大量的陸源營養鹽；(2)沿岸上升流的作用，會將海底沉積的營養鹽向上抬升；(3)局地動植物死亡后，機體溶解貢獻；(4)臺灣暖流輸入大量無機氮(由臺灣暖流帶來的無機氮總量與沖淡水相當[26])。長江口及鄰近海域營養鹽的分布由陸向海逐級遞減[26-29]。從整體來看，表現為“氮多、磷寡、硅變少[29]”，具有極高的N/P 比。

值得指出的是夏季營養鹽含量較其它一些月份的更低[30]。主要原因是夏季生物活動相對旺盛，營養鹽被大量吸收。長江口浮游植物春季開始大量繁殖，到春末至盛夏季節，初級生產力達到頂峰，生物量最大。營養鹽被大量消耗，導致夏季供給不足，浮游植物生長受限，初級生產力下降。后續在植物體死亡后，遺體被逐步分解并消耗水體中的氧。此過程需要一定的時間，所以低氧反應會出現一定滯后現象。其表現為夏末初秋之際，有機物耗氧大于夏季。

另外，由于夏季低氧形成期間長江口營養鹽含量和有機物耗氧在全年中都不具有絕對優勢，因此水體營養鹽和有機物的含量可能并不是長江口夏季低氧形成的主導因子[15]。

2.2.2 生物因素對低氧區的影響

根據劉鎮勝等[30]對長江口海域進行的浮游生物調查，長江口及鄰近海域浮游動物生物量的季節變化特征為：春季＞夏季＞秋季＞冬季，低氧區內的生物量和豐度高于鄰近海域，主要與低氧區表層存在浮游植物高現存量和初級生產力有關。夏季，長江口海域浮游動物生物量、多樣性指數、種群豐富度、種類數與底層溶解氧均呈現顯著的負相關關系(P＜0.001)，浮游動物豐度與底層溶解氧存在負相關關系(P＜0.05)。

長江口及鄰近海域近40年來赤潮現象爆發達174 次并呈現明顯的上升趨勢[38]，且在2000年以后尤為顯著；從爆發的月份來看，多集中于每年5、6月，此時間正是長江口低氧初生的時間。另外，赤潮的爆發后期，浮游植物大量死亡，其遺體的分解過程耗氧，會為后來低氧現象的爆發營造一個良好的低氧背景環境，促進低氧的發生發展。

另外，劉海霞等[31]在2001年5月長江口及鄰近東海陸架區域進行了模擬底層水耗氧實驗，發現低氧區的形成主要在于消耗的氧氣得不到及時補充，耗氧在低氧形成過程中是前提條件，而并非主導因素。

3 結論

通過對長江口低氧現象發生、發展等因素的回顧，得到以下結論：

(1)對長江口及鄰近海域低氧現象的觀測具有相當長的歷史，文獻記錄詳細；對其研究經歷了開始階段的規模，核心位置測定，至后期轉入物理、化學、生物等影響機制判定的過程。隨著研究的深入，更注重細微結構范式與學科交叉。

(2)低氧類型為常發型季節性低氧，其變化過程如下：春季2-6月期間，此時尚未形成低氧環境，但水體底層已經出現低值中心區域，且基本與核心低氧區域重合；夏季7-8月水體低氧現象處于成長期，出現大面積低氧水體，于8-9月達到頂峰；9月以后，層化減弱，低氧現象很快消退，溶解氧含量上升，此狀態維持至次年2月。

(3)由沖淡水，臺灣暖流造成強烈的水體層化阻止了水體溶解氧的交換，鋒面的季節性變化協同制約著低氧水體的運動，控制著低氧海區發生位置與影響面積，致使孤立水體滯留時間增長，溶解氧含量降低；

(4)長江口外特殊的河谷地形為低氧水的保存提供了良好的發生與保持的場所，其西側陡峭的地形也為沿岸附近的上升流提供了良好的背景條件；

(5)生物化學過程受到全球環境氣候變化與人類活動影響，營養鹽輸入明顯升高，初級生產力增強，并隨之導致生物呼吸耗氧與有機物質分解耗氧增加。進一步加重長江口外溶解氧的缺失。

為了能更加直觀的反映低氧區低氧現象與各因素之間關系，特繪制了如下圖所示的長江口低氧區機制圖(圖3)。

針對長江口海域的研究過程突出“系統性”、“多學科交叉”和“長期性”，著眼于“陸源-河口-近海系統”和“近海系統-外?！钡恼w性思路，進而針對該海域低氧逐步建立高精度水動力-生物地球化學過程耦合模型對低氧現象的發生發展進行業務化預報，尋找有效治理低氧區的科學手段，改善長江口海域的生態環境。

圖3 長江口及鄰近海域低氧作用機制示意圖Fig.3 Schematic diagram of hypoxia mechanism in Yangtze estuary and adjacent waters