南黃海夏季低氧、貧氧長期時空演變與機制

石 強

(1.海洋溢油鑒別與損害評估技術國家海洋局重點實驗室，山東 青島 266033；2.國家海洋局北海環境監測中心，山東 青島 266033；3.山東省海洋生態環境與防災減災重點實驗室，山東 青島 266033)

黃海溶解氧含量(DO)、表觀耗氧量(AOU)具有顯著的季節變化與年際變化形態，變化機制來源于海-氣氧交換、浮游植物光合作用生氧、生物碎屑降解耗氧、沉積物需氧(SOD)、海水氧溶解度以及海流輸送等物理-生物化學因素的綜合影響[1-7]。根據1977年5月—1981年11月黃海大面逐月調查資料分析，黃海次表層(20～30 m)是年平均溶解氧含量最高層；10 m層、底層是次高層；表層是最低層。黃海表層至30 m層海域主要為年平均富氧狀態，底層主要為貧氧狀態[6-7]。春季是黃海表層向大氣釋放氧含量最多的季節，夏季為從“氧源”向“氧匯”過度季節，冬季大氣氧含量進入黃海表層海水。黃海溶解氧含量季節變化有2種時空模態，模態時間分量位相經過約3個月自表層傳播至底層[6]。黃海表觀耗氧量場季節變化有2種時空模態，模態時間分量位相垂直傳播為自表層向底層和自底層向表層2種方式，貧、富氧期的季節分布為準對稱型[7]。隨著全球氣候變化，目前黃海海洋環境已經出現顯著變化，黃海風應力強度顯著線性減弱[8]，黃海冬夏季節溫鹽場出現顯著線性分量或者準平衡態年際變化[9-12]，黃海風生環流強度年際變化顯著線性減弱，風生環流季節與年際變化空間分布出現顯著改變[13-14]。近40年來北黃海夏季海氣氧通量年際變化發生顯著改變，北黃海表層海水從夏季8月份海氣氧交換的“氧匯”形態轉變為“氧源”，表層海水向大氣氧釋放[15]。渤、黃海夏季海水葉綠素a濃度年際變化顯著增大[16-17]。同時，在渤海、北黃海夏季開闊海域底層出現低氧水體海域[15,18-20]，在渤、黃海海水生物活性組分耗氧過程增強、海氣氧通量中進入水體氧含量減少、海洋夏季水平、垂直環流減弱導致水體內部氧輸送減弱等多種因素共同作用下，渤海、北黃海夏季海水呈現顯著線性低氧、貧氧長期趨勢[15,20]。

由于南黃海環境條件與渤海、北黃海的差異，南黃海斷面溫鹽、海洋環流年際變化形態與渤海、北黃海顯著不同[9-14]。因此，南黃海夏季溶解氧含量的長期變化可能有特殊的形態與機制，研究南黃海夏季溶解氧含量長期年際變化形態與機制對于南黃海生態系統的長期變化是十分重要的。本研究根據近40年來南黃海夏季斷面標準層溫鹽、溶解氧含量調查資料以及黃海夏季風生流場年際變化模擬分析結果等資料，采用時空分析等方法，研究了南黃海夏季溶解氧含量與表觀耗氧量年際時空變化及出現低氧、貧氧長期趨勢的機制，對南黃海夏季生態系統長期變化研究有重要的參考作用。

1 數據與方法

1.1 數據來源

1977—2016年歷年8月期間，國家海洋局北海分局海洋調查隊和北海環境監測中心對南黃海斷面y2(圖1)各站表層、10、20、30、50 m和底層海水溫度、鹽度和溶解氧含量監測，分析方法按照調查規范[21-22]執行，其中1993年各站缺測，缺測數據由時間相鄰站點資料內插值填補。1977—2016年歷年8月青島(其中2014—2016年為流亭機場站)氣象站月平均風速資料由中國氣象局信息中心提供。青島(流亭)站風速月平均特征空間尺度[8]大于斷面長度，并且黃海沿海觀測風場長期變化[8]比再分析地面風場更接近實際狀況，因此，采用青島站地面觀測月平均風速近似作為斷面風速參與分析。

圖1 南、北黃海斷面站位示意圖

1.2 方法

本研究采用的REOF分析、調和分析、周期分量FR值判據，非線性相關系數、10 a尺度躍變計算以及計算飽和溶解氧等方法參見文獻[6-7]。

2 結果與討論

2.1 多年平均值與低氧、貧氧年際變化

對于溶解氧含量多年平均值空間分布，斷面西部及表層為低值海域，斷面東部30 m層附近為高值海域(圖2)，多年平均溶解氧含量空間分布與多年平均溫度[10]顯著空間相反(r=-0.55，α=0.05，N=48顯著性臨界值r=±0.24，下同),與多年平均鹽度[10]顯著空間相似(r=0.55)。夏季多年平均溫度、鹽度是多年平均溶解氧含量分布主要影響因素。

對于各層月平均溶解氧含量，表層、10 m層為準平衡態長期變化；20 m層至底層存在顯著線性低氧趨勢(圖3，經過高斯型低通濾波，下同)，30 m層線性低氧速率最大，其次是底層，50 m層最小。按照線性趨勢預測，2034年前后，底層月平均溶解氧含量將降低到4.0 mg/dm3(飽和度的約60%)左右。表層月平均溶解氧含量與10 m以深各層月平均溶解氧含量顯著相關(r1=0.84，r2=0.39，r3=0.42，r4=0.45，r5=0.34，α=0.05，N=40顯著性臨界值r=±0.26),線性過程在月平均溶解氧含量年際變化垂直分布中起重要作用，而在北黃海夏季y1斷面非線性起重要作用[15]。

圖2 南黃海斷面多年平均溶解氧含量

圖3 南黃海斷面各層月平均溶解氧含量

表層、10、20、50 m、底層月平均溶解氧含量與同層月平均溫度[10]顯著同步負相關(r1=-0.69，r2=-0.33，r3=-0.41，r4=-0.58，r5=-0.30)，同層溫度對溶解氧含量有顯著影響；30 m層月平均溶解氧含量與同層月平均溫度無顯著負相關，其原因需要進一步研究。

多年平均飽和溶解氧含量空間分布(圖略)與多年平均溶解氧含量顯著空間相似(r=0.51)；與多年平均溫度[10]顯著空間相反(r=-0.99)；與多年平均鹽度[10]顯著空間相似(r=0.90)，多年平均飽和溶解氧含量空間分布主要由多年平均溫度、鹽度影響。表層、50 m層月平均飽和溶解氧含量存在顯著線性降低趨勢；10 m層存在顯著線性升高趨勢；20、30 m、底層為準平衡態長期變化。各層月平均飽和溶解氧含量與同層月平均溫度[10]顯著負相關(r為-0.99～-0.95)，同層月平均溫度是各層月平均飽和溶解氧含量年際變化的主要影響因素。

斷面多年平均表觀耗氧量貧氧面積大于富氧面積，貧氧面積占斷面總面積約81%，富氧面積為19%，大于1.0 mg/dm3的貧氧面積占斷面總面積約25%(圖4)，本斷面夏季多年平均貧氧程度大于北黃海夏季y1斷面[15]。多年平均表觀耗氧量分布與多年平均溶解氧含量無顯著空間相似；與多年平均溫度[10]顯著空間相反(r=-0.64)；與多年平均鹽度[10]顯著空間相似(r=0.55)。斷面夏季多年平均溫度、鹽度是多年平均表觀耗氧量分布主要的影響因素。

圖4 南黃海斷面多年平均表觀耗氧量

表層月平均表觀耗氧量為準平衡態長期變化，其余各層存在顯著線性貧氧趨勢，其中30 m層、底層線性貧氧速率最大，其次是20、50 m層，最小的是10 m層(圖5)。表層月平均表觀耗氧量與10 m以深層各層月平均表觀耗氧量顯著相關(r1=0.81，r2=0.43，r3=0.41，r4=0.41，r5=0.31),線性過程在月平均表觀耗氧量年際變化垂直分布中起重要作用，而在北黃海夏季y1斷面非線性作用起重要作用[15]。各層月平均表觀耗氧量年際變化與同層月平均溶解氧含量顯著同步負相關(r為-0.99～-0.94)。2016年20 m層至底層各層月平均溶解氧含量比1977年分別降低了18%、20%、21%、20%；表觀耗氧量升高了157%、196%、139%、173%。目前斷面夏季表觀耗氧量空間分布形態與40年前相比已經改變。

圖5 南黃海斷面各層月平均表觀耗氧量

斷面多年垂直平均溶解氧含量與斷面7月份多年平均風生流速度勢[10]顯著空間相似(r=0.73，α=0.05，N=10顯著性臨界值r=±0.55)；與8月份多年平均風生流流函數[10]顯著空間相反(r=-0.76)，多年垂直平均表觀耗氧量與7月份多年平均風生流速度勢[10]顯著空間相似(r=0.61)；與8月份多年平均風生流速度勢、流函數[10]無顯著相似。因此，斷面7月份多年平均風生流對多年平均溶解氧含量、表觀耗氧量影響作用大于8月份。

2.2 冷水團中溶解氧含量、表觀耗氧量年際變化

斷面夏季核心冷水團(t<8 ℃)、冷水團(t<10 ℃)[10]中月平均溶解氧含量、表觀耗氧量存在顯著線性低氧、貧氧趨勢及10 a尺度躍變，飽和溶解氧為準平衡態長期變化(圖6，圖中線性趨勢為<8 ℃冷水團趨勢)。核心冷水團和冷水團中的月平均溶解氧含量和表觀耗氧量顯著周期分別為5.0、8.0 a和5.0、8.9 a，FR值分別為0.54、0.31；0.48、0.26，線性趨勢、脈動分量是冷水團中月平均溶解氧含量、表觀耗氧量年際變化的主要分量。2016年與1978年相比，核心冷水團中月平均溶解氧含量降低了20%、表觀耗氧量升高了119%，冷水團中月平均溶解氧含量降低了20%、表觀耗氧量升高了203%。目前的低氧、貧氧線性趨勢是否是更長周期變化的一個階段還需要長期觀測研究。

圖6 冷水團中月平均溶解氧含量、表觀耗氧量值分布

2.3 海氣氧通量年際時空變化

采用青島(流亭)站觀測月平均風速與海氣氧通量計算公式[23]，估算斷面表層月海氣氧通量(Fs)年際變化(經過時空Shapiro濾波[24])，結果表明：2004年左右，斷面表層由氧匯(Fs>0)海域為主轉變為氧源(Fs<0)、以及匯、源相間的年際變化為主，并且海氣氧通量強度明顯減弱(圖7)。海氣氧通量距平值REOF分析表明：多年平均海氣氧通量強度在斷面東部大于西部(圖8a)，斷面中東部海域是海氣氧通量形態改變的主要分量(REOF1)，斷面西部海域是次要分量(REOF2)(圖8b、c)。由于黃海風速顯著線性減弱[8]，2001年以后，海氣氧通量強度年際變化從線性降低轉變為準平衡態(圖8d、e)，海氣氧通量未來長期變化趨勢可能維持準平衡態，而不是線性變化。因此，近40年來，南黃海8月表層海水從自大氣吸收氧逐漸轉變為向大氣釋放氧，2004年以后表層、10 m層海水溶解氧含量低氧趨勢可能與此有關(圖3a、b)。

圖7 南黃海表層月海氣氧通量分布

圖8 南黃海月海氣氧通量年際平均值與時空模態

2.4 溶解氧含量年際時空變化

REOF1空間分量主權重分布在斷面西部底層，并且沿著30 m層向東延伸至斷面東部(圖9)，模態時間分量最大熵譜顯著周期為5.0、10.0 a，FR=0.20，線性趨勢、躍變、脈動分量是主要低氧變化分量(圖10a)。REOF2空間分量主權重分布在斷面20～30 m之間海域，中心位置在斷面東部(圖9b)，時間分量為準平衡態長期變化，顯著周期為5.0、6.7、10.0、13.3 a，FR=0.96，周期分量是主要年際變化分量(圖10b)。REOF3空間分量兩個主權重中心位于斷面西部淺層與東部淺層、深層(圖9c)，時間分量為準平衡態長期變化，顯著周期為8.9、20.0 a，FR=0.84，脈動分量、躍變分量與周期分量有相似權重(圖10c)。REOF4空間分量兩個主權重中心位于斷面東部30、10 m附近，并且呈現反位相年際變化(圖9d)，時間分量為準平衡態長期變化，顯著周期8.9、16.0 a，FR<0.0，脈動分量是主要年際變化分量。

溶解氧含量REOF2、REOF3分別與溫度REOF2、REOF4空間分量[10]顯著相似(r1=0.86，r2=0.60)，時間分量顯著負相關(r1=-0.73，r2=-0.66)，溶解氧含量REOF2與鹽度REOF4空間分量[10]顯著相似(r=0.60)，時間分量顯著相關(r=0.57)。因此，斷面溫度、鹽度模態對溶解氧含量模態有顯著影響。

根據斷面夏季風生流年際變化分析[10]，7月風生流速度勢REOF1空間分量[10]與溶解氧含量REOF1空間分量垂直平均值顯著空間相似(r=0.75)；時間分量顯著非線性相關(nr=0.53)，7月風生流速度勢REOF2空間分量[10]與溶解氧含量REOF4空間分量垂直平均值顯著空間相似(r=0.79)；時間分量顯著非線性相關(nr=0.55)。因此，斷面7月份風生流垂直環流對溶解氧含量有部分影響作用，而風生流水平環流的影響作用不明顯。

海氣氧通量REOF1與溶解氧含量ROEF1、REOF4顯著線性、非線性相關(r1=0.74，nr2=0.30)，表層海氣氧通量顯著影響斷面淺層溶解氧含量年際變化。

2.5 表觀耗氧量年際時空變化

REOF1空間分量主權重分布在斷面10 m以深海域，斷面西部底層為主權重中心(圖11)，時間分量存在顯著線性貧氧趨勢與10 a尺度貧氧躍變(圖12a)，顯著周期為5.0 a，FR<0.0，線性趨勢、躍變、脈動是年際變化主要分量。REOF2空間分量主權重分布在斷面10～40 m之間，斷面中東部30 m附近海域是權重中心(圖11b)，時間分量存在顯著線性貧氧趨勢與10 a尺度貧氧躍變(圖12b)，顯著周期為6.2、11.4 a，FR=0.25，線性趨勢、脈動、躍變分量是年際變化主要分量。REOF3空間分量主權重分布在斷面中東部淺層水平范圍與東部的自表至底垂直范圍(圖11c)，時間分量為準平衡態長期變化(圖12c)，顯著周期為6.2、8.9、20.0 a，FR=0.70，脈動分量與周期分量有相似權重。REOF4空間分量主權重分布在斷面中東部20 m以深海域，中心位于斷面東部30 m附近(圖11d)，時間分量為準平衡態長期變化，顯著周期4.2、4.7、7.3、8.9 a，FR=0.60，脈動、躍變分量與周期分量有相似權重。

圖9 南黃海斷面溶解氧含量模態空間分量

表觀耗氧量、溶解氧含量REOF1～REOF3空間分量與溶解氧含量REOF1～REOF3對應顯著空間相似(r1=0.96、r2=0.84、r3=0.82)，時間分量對應顯著負相關(r1=-0.89、r2=-0.74、r3=-0.94)；表觀耗氧量REOF4空間分量與溶解氧含量REOF1空間、時間分量顯著相似(r=0.50)、負相關(r=-0.40)。表觀耗氧量模態與溫度模態[15]、鹽度模態[15]無顯著時空相似、相關性。因此，溶解氧含量模態年際變化是表觀耗氧量模態的主要影響因素，溫度、鹽度模態對表觀耗氧量模態無顯著影響作用。

海氣氧通量REOF2與表觀耗氧量ROEF4顯著相關(r=0.41)，在斷面近岸海域的海氣氧通量年際變化對表觀耗氧量模態有影響作用。

斷面7、8月風生流速度勢REOF1空間分量[10]與表觀耗氧量REOF1空間分量垂直平均值顯著空間相似(r1= 0.68、r2=0.78)，時間分量顯著相關(r1=0.56，r2=0.33)，斷面7月風生流流函數REOF1空間分量[10]與表觀耗氧量REOF2空間分量垂直平均值顯著空間相似(r=0.71)；時間分量顯著非線性相關(nr=0.38)。因此，斷面7月份風生流垂直、水平環流對表觀耗氧量有影響作用。

圖10 南黃海斷面溶解氧含量模態時間分量

圖11 南黃海斷面表觀耗氧量模態空間分量

圖12 南黃海斷面表觀耗氧量模態時間分量

溶解氧含量REOF1、REOF3與斷面核心冷水團中平均溶解氧含量顯著相關、非線性相關(r1=0.85，nr2=0.66)；與斷面冷水團中平均溶解氧含量顯著相關、非線性相關(r1=0.88，nr2=0.49)。表觀耗氧量REOF1、REOF3與斷面核心冷水團中平均溶解氧含量顯著負相關、非線性相關(r1=-0.81，nr2=0.73)；表觀耗氧量REOF1、REOF3、REOF4與斷面冷水團中平均溶解氧含量顯著負相關、非線性相關(r1=-0.75，nr2=0.55，nr3=0.44)。因此，沿著陸架坡近底層附近海域溶解氧含量、表觀耗氧量的年際變化分量對核心冷水團、冷水團中溶解氧含量年際變化有顯著線性與非線性影響作用。

2.6 低氧、貧氧變化機制與風生環流影響作用

根據溶解氧含量、表觀耗氧量、飽和溶解氧含量增量的匹配關系，提出了低氧、貧氧機制定性分析方法[15]，分析斷面夏季溶解氧含量變化主要機制過程(表1)。溶解氧含量REOF1生物活性組分耗氧占約48.7%，生物活性組分增氧約占25.6%，合計的減氧過程大于增氧約一倍。溶解氧含量REOF2生物耗氧約占52.3%，生物增氧約占33.3%，REOF3生物耗氧約占46.2%，生物增氧約占41.0%，REOF4生物耗氧約占15.4%，生物增氧約占15.4%。因此，斷面溶解氧含量顯著線性低氧、貧氧趨勢是由于生物活性組分耗氧過程逐漸增多、增強造成的，溶解氧含量準平衡態變化分量是由于生物活性組分耗氧與增氧強度、飽和溶解氧含量增大與減小強度、海流輸送增氧與減氧強度等過程處于一種準平衡態造成的。生物活性組分強耗氧過程在斷面溶解氧含量年際變化中出現的頻率最大，其次是生物活性組分強生氧過程，海流輸送增氧、減氧過程出現的頻率最小(表1)。

斷面海域7月平均真光層深度在20～50 m，斷面中東部真光層深度大于西部[25]。在1997—2011年期間黃海夏季海水葉綠素a濃度呈現顯著線性增大趨勢[16-17]，斷面海域良好的浮游植物生長以及生物碎屑分解耗氧環境為生物活性組分生氧-耗氧作用提供條件。黃海風生流場強度減弱[13-14]導致的溶解氧含量的垂直交換作用年際變化減弱為低氧、貧氧水體在近底層海域堆積提供動力條件，但是這種條件并非是來自夏季呈現準平衡態長期變化的溫躍層[10]阻擋，而是由于夏季風生流垂直環流年際變化減弱[13-14]造成的。因此，斷面海域夏季低氧、貧氧長期時空演變過程中，浮游植物生長茂盛、生物活性組分耗氧頻率與強度大于生氧、水體垂直交換作用減弱是主要影響因素，表層海水吸納大氣氧通量逐漸減弱以及飽和溶解氧含量年際變化是次要因素。這種低氧、貧氧機制與渤海中部斷面、北黃海斷面以及蘇北斷面夏季出現的低氧、貧氧機制有相似之處[15,20,26]。

表1 溶解氧含量主要機制過程

由于黃海夏季溶解氧含量、表觀耗氧量場有顯著垂直分層[6-7]，黃海夏季風生流場在斷面陸架坡海域形成的垂直環流對斷面溫鹽、溶解氧含量和表觀耗氧量等要素垂直分布的影響程度均大于水平環流[13-14]，其中7月份較強的垂直環流是本斷面海域諸要素垂直分布的主要影響因素之一。依據低氧、貧氧機制定性分析方法[15]，1979年8月斷面溶解氧含量REOF1、REOF4為生物強耗氧、飽和溶解氧弱減氧作用為主；REOF2為飽和溶解氧強減氧,生物弱耗氧為主；REOF3為生物強生氧，飽和溶解氧弱增氧為主，斷面西部海域比較強上升流(圖13)對局地的溶解氧含量、表觀耗氧量垂直分布有顯著影響(圖14a、b)，斷面東部124°E附近較強的水平環流(圖13b)使得斷面10 m以淺層溶解氧含量、表觀耗氧量垂直混合均勻(圖14a、b)，在122.5°E附近水平環流較弱處(圖13b)，垂直上升流(圖13a)對溶解氧含量、表觀耗氧量垂直分布有局地影響(圖14a、b)。2013年8月斷面溶解氧含量REOF1為輸送增氧，REOF2為生物強生氧,飽和溶解氧弱增氧；REOF3為飽和溶解氧增氧，生物耗氧；REOF4為飽和溶解氧強減氧，生物弱耗氧。斷面西部風生流較強的上升流運動(圖15)將底層低氧、貧氧水體向淺層輸送(圖16a、b)，124°E附近較強的水平環流(圖15b)，造成局地溶解氧含量、表觀耗氧量垂直混合均勻(圖16a、b)，在123°E附近風生流較弱的水平環流處(圖15b)，風生流輻散下沉運動將表層水體向下層輸送(圖16a、b)，增加了此處水體垂直混合效應。

圖13 1979年7月渤、黃海平均風生流速度勢、流函數

圖14 1979年8月斷面溶解氧含量、表觀耗氧量分布

圖15 2013年7月渤、黃海平均風生流速度勢、流函數

圖16 2013年8月斷面溶解氧含量與表觀耗氧量分布

黃海近底層低氧、貧氧水體位置存在沿著陸架坡方向移動的季節變化[6-7]是受到黃海風生流場水平、垂直環流季節變化[13]影響，出現在南黃海斷面西部底層的低氧、貧氧變化中心位置(圖9a、11a)是受到近底層低氧、貧氧海域位置季節移動與夏季風生水平、垂直環流的共同影響。根據黃海y2、y1斷面(圖1)1976—2016年2、5、8、11月份調查資料分析，海水顯著線性低氧、貧氧趨勢出現在各月份溶解氧含量、表觀耗氧量場長期變化中,北黃海夏季20 m以深海水低氧、貧氧線性趨勢速率大于南黃海夏季[15]。因此，近40年來，在低氧、貧氧顯著線性趨勢以及黃海風生流環流季節與年際變化[13-14]的共同作用下，目前黃海溶解氧含量、表觀耗氧量場季節循環時空形態與30多年前的形態[6-7]相比較已經發生顯著改變，這種影響黃海溶解氧含量、表觀耗氧量場季節周期時空循環的趨勢分量是否是更長周期變化的一個階段還需要長期觀測分析，對黃海生態系統的影響也需要進一步研究。

3 結論

(1)南黃海斷面8月份多年平均溶解氧含量、表觀耗氧量空間分布無顯著相似性，斷面8月多年平均溫度、鹽度以及7、8月多年平均風生環流是斷面多年平均溶解氧含量、表觀耗氧量空間分布的主要影響因素。斷面20 m層至底層各層月平均溶解氧含量、表觀耗氧量存在顯著線性低氧、貧氧趨勢，目前斷面各層均為平均貧氧狀態，南黃海夏季斷面貧氧程度大于北黃海夏季斷面。

(2)南黃海斷面8月份溶解氧含量年際變化存在4種時空模態：第一模態空間分量主權重分布在10 m以深海域，該模態是斷面顯著線性低氧趨勢主要分量。第二～四模態為準平衡態長期變化，周期、脈動分量是主要年際變化分量。顯著線性低氧模態的方差貢獻大于準平衡態模態。8月份溫鹽、海氣氧通量和7、8月份風生流環流是溶解氧含量模態年際變化的主要影響因素。

(3)南黃海斷面8月份表觀耗氧量年際變化存在4種時空模態：第一、二模態空間分量主要權重分布在10 m以深海域，時間分量存在顯著線性貧氧趨勢，是斷面貧氧長期變化主要分量。第三、四模態為準平衡態長期變化，時間分量主要為脈動、躍變分量。8月份溶解氧含量與7、8月份風生環流是表觀耗氧量模態年際變化的主要影響因素，8月份溫鹽、海氣氧通量不是主要影響因素。

(4)南黃海斷面8月份冷水團中月平均溶解氧含量、表觀耗氧量存在顯著線性低氧、貧氧趨勢，線性趨勢是年際變化主要分量，斷面溶解氧含量、表觀耗氧量模態對冷水團中低氧、貧氧長期變化有線性及非線性影響作用。

(5)南黃海夏季斷面海域存在顯著線性低氧、貧氧趨勢的主要機制是生物活性組分耗氧過程逐漸增多、增強，南黃海夏季低氧、貧氧的準平衡態長期變化主要機制是生物活性組分耗氧與增氧強度、飽和溶解氧含量增大與減小強度、海流輸送增氧與減氧強度等過程處于一種準平衡態造成的。黃海夏季風生環流強度減弱的趨勢為低氧、貧氧提供了動力條件，夏季8月份海氣氧通量強度顯著線性減弱與“源、匯”形態改變對淺層溶解氧含量長期變化有顯著影響。由于黃海四季低氧、貧氧顯著線性趨勢以及黃海風生環流強度減弱的長期發展，目前黃海溶解氧含量、表觀耗氧量場季節變化時空形態與30多年前比較已經發生顯著改變。