渤海夏季底層氧虧損分布的年際差異分析*

李志成 魏 皓 張海彥 趙化德 鄭 楠 宋貴生

渤海夏季底層氧虧損分布的年際差異分析*

李志成1魏 皓1張海彥1①趙化德2鄭 楠2宋貴生1

(1. 天津大學海洋科學與技術學院 天津 300072; 2. 國家海洋環境監測中心 大連 116023)

通過2014年和2019年觀測資料分析了渤海夏季底層水體氧虧損空間分布的年際差異, 同時首次揭示了黃河口東側萊州灣口區域的氧虧損現象, 并利用三維物理生態耦合模式ROMS-CoSiNE探究了氧虧損分布年際差異的影響因素。2014年秦皇島外氧虧損區(以溶解氧(dissolved oxygen, DO)飽和度小于70%為統計范圍)主要向東擴展, 而2019年則向東南向擴展; 2014年黃河口外氧虧損區主要位于淺灘西南側的深水洼地, 而2019年則從淺灘西側洼地延伸至黃河口外及萊州灣口區域。通過估算躍層存在期間底層水體的氧收支, 得到垂向擴散和生物耗氧分別是底層DO濃度變化的主要源和匯。2014年和2019年秦皇島外氧虧損空間分布的年際差異, 與垂向擴散的差異有關, 垂向擴散較弱的區域DO降低速率及降低量較大, 氧虧損較強。2019年萊州灣口區域氧虧損與垂向擴散及躍層持續時間有關, 較強的黃河徑流與南風, 有利于沖淡水的擴散, 使得萊州灣口區域的躍層強度較大, 垂向擴散較弱, DO降低速率較大, 躍層持續時間較長, 氧虧損強于2014年。此外, 2014年秦皇島外區域和黃河口外洼地區域DO較低也主要是由2014年躍層持續較長導致, 表明躍層持續時間是影響氧虧損年際差異的重要因素。本文中氧虧損年際差異的分析結果, 可為將來渤海底層DO季節預測提供參考, 具有一定的指導意義。

氧虧損; 年際差異; 躍層持續時間; 黃河徑流; 渤海

海水中的溶解氧(dissolved oxygen, DO)是表征水體理化指標的重要參數及水環境健康的重要指標。低DO環境可引起生物窒息及死亡、改變生物多樣性, 對海洋漁業有不利影響; 改變海水中氮元素的循環過程, 加重全球變暖 (Naqvi, 2001; Bishop, 2006; Vaquer-Sunyer, 2008)。目前, 海洋脫氧加重, 低氧(DO<62.5 μmol/L)已成為全球范圍內的環境問題, 在世界上許多河口以及沿岸海域存在(Breitburg, 2018), 如墨西哥灣(Turner, 2005)、波羅的海(Meier, 2011)和長島灣(Welsh, 1991)等。在我國近海, 長江口外海低氧(Chen, 2007; Wang, 2009)和珠江口低氧(Yin, 2004; Zhang, 2010)也受到廣泛關注。近年來, 自翟惟東等(2012)首次報道渤海夏季底層存在DO濃度小于4 mg/L(125 μmol/L)的水體之后, 渤海的氧虧損現象開始得到廣泛關注(江濤等, 2016; 張華等, 2016; Zhao, 2017; Wei, 2019; Zhai, 2019; Song, 2020)。渤海作為我國的半封閉淺海(圖1), 是重要的漁業場所(李顯森等, 2008)。因此, 理解和認識氧虧損的分布及影響因素對渤海漁業管理、環境保護、海洋牧場建設、環境監測有重要意義。

根據以往研究, 渤海夏季氧虧損主要發生在中部淺灘西北部和西南部的洼地區域, 最低濃度可至66 μmol/L, 接近低氧水平(Zhai, 2019)。雖然不同年份的DO濃度存在差異, 但總體上存在兩個氧虧損熱點區, 分別為淺灘西北側的深水區(秦皇島外海域), 以及淺灘西南側的深水區(黃河口外海域) (Zhao, 2017; Wei, 2019; Zhai, 2019)。最近, 本文通過2019年渤海夏季觀測資料發現, 臨近黃河口及萊州灣口區域存在小于125 μmol/L的低DO水體。而這種現象尚未在以往年份(2006、2011、2012、2014、2015年)中觀測到(張華等, 2016; Wei, 2019; Zhai, 2019), 這表明渤海氧虧損的空間分布存在顯著的年際差異。

氧虧損空間分布的年際差異, 在多個近海低氧區普遍存在。在長江口附近, 低氧區范圍會受到長江沖淡水、黑潮次表層水的擴展路徑的影響(Luo, 2017)。周鋒等(2009a)利用數值模式實驗發現風場的年際變化是導致2006年夏季長江沖淡水較1999年同期顯著偏北的原因, 從而可能是促使2006年夏季長江口低氧區位置顯著偏北的動力機制。在墨西哥灣北部, 風場引起的近岸上升流, 導致的淡水跨陸架輸運,會影響低氧空間分布(Feng, 2014)。在切薩皮克灣, 風場的年際變化引起水體混合的變化, 控制了低氧的范圍(Scully, 2016)。這些研究表明, 物理過程是影響低氧范圍年際差異的重要因素。目前, 渤海夏季氧虧損空間分布的年際差異還缺乏研究, 年際差異的影響因素尚不清楚。本文將依據2019年及以往觀測中體現兩個氧虧損熱點區的典型年份2014年的觀測資料, 分析渤海夏季氧虧損年際差異, 并利用三維物理生態耦合模型探究年際差異的影響因素和控制過程。

1 數據和模型

1.1 觀測數據

本文所使用的觀測數據包括2014年和2019年的兩次渤海大面觀測。2014年觀測的時間為8月16—21日, 調查站位48個, 溫度、鹽度和DO數據由SBE-19-plus CTD (Sea-Bird Electronic Inc., Bellevue, WA, USA)現場測定。此外, 還對采集的水樣進行Winkler滴定獲取DO濃度, 以對CTD獲取的DO數據進行校正。相關數據已經發表在Zhao(2017), 更多數據處理過程詳見Zhao(2017)。

2019年觀測數據來自于國家自然科學基金委渤黃海共享航次渤海段, 共計調查站位31個, 采樣時間為7月29日—8月3日。溫度、鹽度和DO由SBE-25-plus CTD現場測定, 經過過濾、校正、分層平均處理后形成1 m分層數據。其中, CTD獲取的DO數據同樣以Winkler滴定獲取的DO數據進行校正。

1.2 物理生態耦合模型

本研究使用的模型為三維物理生態耦合模型, 物理模型采用ROMS (Regional Ocean ModelingSystem, Shchepetkin, 2005; Xiu, 2010)。模擬區域包含渤海、黃海及部分東海區域, 模型水平分辨率2.2—4 km(渤海海區加密), 垂向采用坐標, 分為30層, 并在表底進行加密。溫鹽初始場來自WOA13 (World Ocean Atlas), 初始流速和水位為零。溫鹽、流、水位開邊界來自于HYCOM (hybrid coordinate ocean model)數據, 邊界處潮汐從OTPS (OSU tidal prediction software)中提取, 包含M2、S2、N2、K2、K1、O1、P1和Q1, 共8個分潮。大氣強迫(風應力、短波輻射、凈熱通量和淡水通量)來自于ECMWF (European centre for medium-range weather forecasts, https://www.ecmwf.int/)。模式中包含遼河、灤河、海河、黃河、鴨綠江、漢江、淮河、長江和錢塘江, 河流流量數據來源于中國河流泥沙公報, 其中鴨綠江和漢江為氣候態數據, 河流營養鹽數據來自于谷文艷等(2017)的觀測結果。該物理模型配置已在渤海夏季潮汐鋒研究中得到應用(張廣躍等, 2020)。

生態模型為CoSiNE (carbon, silicate and nitrogen ecosystem, Chai, 2002)。包含四種營養鹽(硅酸鹽、硝酸鹽、磷酸鹽、銨鹽)、兩種浮游植物(硅藻和甲藻)、兩種浮游動物、兩種碎屑(含氮碎屑和含硅碎屑)、DO、總無機碳(total inorganic carbon, TIC)和總堿度(total alkalinity, TALK)。除物理的平流輸運和擴散過程外, 水體中DO涉及的生態過程包括浮游植物凈產氧、浮游動物呼吸、有機物礦化、硝化作用在海氣界面處存在海洋與大氣的DO交換, DO交換通量將直接影響表層水體中的DO濃度。開邊界來自CMEMS(copernicus marine environment monitoring service)。硝酸鹽、磷酸鹽、硅酸鹽、溶解氧的初始場來自WOA13一月的氣候態數據, 其余生態變量來自CMEMS數據庫。模型起算時間2006年1月1日, 本文主要分析2014年和2019年的模擬結果。

1.3 觀測的年際差異及模型驗證

2014年觀測的底層溫度在三個海灣(遼東灣、渤海灣和萊州灣)和中部淺灘較高, 可在24oC以上(圖2a)。淺灘周圍深水區域溫度較低, 可在20oC以下, 在底層形成溫度鋒。黃河口外、遼東灣頂及秦皇島外鹽度較低, 渤海中部鹽度較高, 但低于31(圖2b)。DO濃度較低的區域主要在淺灘西北側、西南側的深水區域, 其中在秦皇島外和黃河口DO濃度值最低約80 μmol/L, 飽和度約30% (圖2c)。

圖1 模型區域和渤海水深分布

注: 藍點分別表示秦皇島(QHD)和黃河口(HRE); 紅框、藍框和洋紅色框分別表示秦皇島外海(QHD)、黃河口附近洼地(HRE-d)和黃河口東側萊州灣口(HRE-s)區域范圍

相比于2014年, 2019年的觀測范圍較小, 主要在渤海中部區域。2019年觀測的底層溫度變化范圍為16.82—24.59 oC, 同樣呈現出淺灘溫度高、周圍洼地溫度低的分布, 但總體溫度低于2014年, 這可能與2019年觀測時間較早有一定關系(圖2d)。2019年表層鹽度變化范圍為26.09—31.88, 比2014年范圍更大。2019年萊州灣口(38°N)鹽度最低約為26, 而對應的2014年鹽度29(圖2e)。這表明2019年黃河流入的淡水擴展范圍較大, 同時沖淡水的覆蓋形成的鹽躍層也會有利于底層冷水的維持。2019年底層DO總體上在中部淺灘及其東側濃度較高, 淺灘北側和南側濃度較低, 平均值為152±36 μmol/L, 飽和度平均值65%±15%(圖2f)。雖然觀測范圍有限, 但依然能分辨秦皇島及黃河口外兩個氧虧損熱點區, 其中兩個區域DO濃度最低值分別為88.86和96.05 μmol/L, 略高于2014年。在黃河口外, 2014年低DO區域主要在淺灘西南側的洼地, 而2019年低DO區域則從淺灘西側洼地延伸至萊州灣口, 且離黃河入海口位置較近。2019年秦皇島外近岸海域缺少觀測, 但相比于2014年氧虧損區域向淺灘方向擴展范圍更大。這表明, 雖然這2年均觀測到秦皇島及黃河口兩個氧虧損區, 但空間分布有明顯差異。

2014和2019年溫度、鹽度、溶解氧的模擬結果分布與觀測較為一致(圖2g—l)。這2年底層溫度的模擬結果均呈現淺灘與近岸溫度高、洼地溫度低的特征。總體上, 溫度模擬值與觀測值的相關系數()分別為0.95和0.65, 均方根誤差(RMSE)分別1.32和0.88oC。表層鹽度均體現了河口附近受徑流影響而鹽度較低的特征, 但秦皇島外模擬的灤河徑流影響范圍比觀測偏小。相比2014年, 2019年黃河沖淡水向東北方向擴展范圍更大, 萊州灣口鹽度較低。但渤海中部鹽度要比2014年高。總體上表層鹽度的相關性分別為0.80和0.74, RMSE分別為0.97和0.62。模型再現了秦皇島和黃河口附近兩個氧虧損中心, 并且模擬出了2019年萊州灣口DO濃度較低, 以及秦皇島外氧虧損向東南方向擴展的特征。模擬2年底層溶解氧的相關性分別為0.92和0.58, RMSE分別為25.62和25.93 μmol/L。總的來說, 本文的物理生態耦合模型較好的模擬了渤海溫度、鹽度和DO的空間分布特征, 并抓住了DO分布的年際差異, 因此該模型可用來探究渤海氧動力過程及其年際差異。

2 氧虧損年際差異

2.1 溶解氧的時間變化

圖3給出了2014年和2019年渤海氧虧損區域(底層DO飽和度小于70%的區域)的底層平均DO、飽和度和水柱最大浮力頻率(2, 表征水體層化強度)在3—8月的演變過程。DO飽和度在2014年和2019年的3—5月變化一致, 且DO處于過飽和狀態, 最大約106%(圖3a)。DO在6月初開始出現不飽和, 之后飽和度快速降低。2014年DO飽和度在6—8月期間呈現不斷降低的趨勢, 在8月為65%左右。而2019年DO飽和度在8月中旬突然升高了25%左右, 導致8月中下旬的飽和度值明顯高于2014年。DO濃度在2014年和2019年3月相近, 約為350 μmol/L, 之后不斷降低, 直到7月底出現明顯的差異(圖3b)。7月底至8月初, 2019年DO濃度略低于2014年。而到了8月中旬, 2019年DO突然升高, 與DO飽和度出現相同的變化, 而2014年仍保持在較低水平。

圖2 觀測(a—f)和模擬(g—l)的2014年和2019年底層溫度、表層鹽度和底層溶解氧(DO)

2014年和2019年的2從3月至5月一直保持在較低水平(2<<10-3s-2), 水體垂直混合較強(圖3c)。這2年2都是從6月開始增大, 7月中旬達到峰值, 表明水體層化達到最強, 但2019年2的峰值(1.2×10-2s-2)比2014年(7.0×10-3s-2)更大。在7月中下旬和8月上旬, 2019年2一直都大于2014年, 表明2019年層化更強。但在8月11日左右, 2019年的2突然降低, 層化減弱, 而2014年較為穩定。這是由于在2019年8月11日有超強臺風“利奇馬”經過渤海(http://agora.ex.nii.ac.jp/digital-typhoon/summary/wnp/s/201909.html.en), 大風引起的強垂向混合導致2突然降低。強水體混合也會使得底層水體的DO得到補充, 使得底層DO濃度和飽和度在2019年8月11日之后明顯升高。臺風過程對夏季底層水體氧虧損有明顯的破壞作用, 臺風過后水體層化的建立情況會影響氧虧損的恢復過程(Ni, 2014)。為了排除臺風過程對年際差異的影響, 并且考慮這2年在同一時期的差異, 本研究首先對比了這2年的溫度、鹽度、溶解氧在8月10日的空間分布, 并對這2年的統計分析截止到至8月10日。

圖3 渤海氧虧損區域(渤海溶解氧飽和度小于70%)的底層平均溶解氧飽和度(a)、溶解氧DO(b)和水柱最大浮力頻率N2(c)的時間序列

2.2 氧虧損的時空分布差異

2014年和2019年8月10日的溫度、鹽度、DO與觀測期間的模擬結果, 在數值上存在一定差異, 但分布特征一致。2014年和2019年平均底層溫度分別為23.07±1.09 oC和22.76±1.23 oC。2019年萊州灣口附近溫度較低的特征依然存在(圖4a—4c)。2019年低鹽水向黃河口以東方向的擴展范圍更大, 萊州灣附近鹽度較低, 但渤海中部鹽度高于2014年(圖4d—4f), 這也與觀測期間的現象一致。2019年萊州灣口DO濃度依然低于2014年, 即黃河口外氧虧損區可向南覆蓋到萊州灣口(圖4g—4i)。秦皇島外氧虧損區在2014年主要向東延伸, 而2019年主要向東南延伸, 同樣與觀測期間的認識一致。此外, 結合DO飽和度分布, 更能清楚看到秦皇島和黃河口外的氧虧損特征(圖4j—4l)。這表明2014年和2019年在8月10日的分布差異, 可以代表觀測期間內的分布差異, 因此下文中分別對這2年統計至8月10日的分析是合理可行的。

為探究渤海氧虧損的發生區域和頻率, 本文統計了8月10日之前DO飽和度小于70%氧虧損區域的開始時間和持續時間(圖5)。2014年和2019年發生氧虧損的區域都主要為淺灘北側、西側和南側的洼地, 且在秦皇島和黃河口外區域均呈現出兩個核心區域, 表現為氧虧損開始時間早、結束時間晚及持續時間長。但這2年氧虧損的空間分布及持續時間, 存在一定的差異。秦皇島外氧虧損區在2014年主要分布在秦皇島東側, 而在2019年主要分布在東南側, 黃河口外氧虧損區在2014年主要分布在淺灘西南側洼地, 而在2019年可覆蓋萊州灣口附近。這些特征與8月10日的分布基本一致, 表現了氧虧損不斷發展和加劇的過程。2014年的DO飽和度小于70%的氧虧損區域在秦皇島和黃河口外形成時間最早分別在6月底和7月初, 而2019年的形成時間最早在7月初, 晚于2014年。在持續時間上, 2014年QHD區域的持續時間最大可達48 d。相比之下, 2019年持續時間最長約39 d左右, 短于2014年。除黃河口東側的萊州灣口和淺灘西側部分區域外, 2019年的持續時間要短于2014年。

3 年際差異的影響過程

水體層化可以抑制表層水體向底層水體中的氧氣補充, 是維持底層水體氧虧損的重要機制(Breitburg, 2018; Katja, 2018)。因此, 層化形成時間將會影響底層水體氧虧損的發展。為分析躍層存在情況下底層DO變化及影響因素, 本文將以躍層(2≥1.0×10-3s-2)形成時間為起始時間, 并統計至8月10日。考慮到躍層形成初期可能會存在不穩定的情形, 本文將選取2值連續6天不小于1.0×10-3s-2的時間為起始時間。為探究2014年和2019年氧虧損的年際差異, 下文將分析這2年DO降低速率, 并進一步通過氧收支估算分析生物及物理過程對DO變化的作用。此外, 為進一步量化秦皇島和黃河口外氧虧損年際差異的影響因素, 本文根據底層DO濃度及飽和度分布, 選取了三個子區域, 分別為秦皇島(QHD)區域, 黃河口附近洼地(HRE-d)和黃河口東側萊州灣口(HRE-s, 圖1)。

圖4 2014和2019年8月10日的底層溫度及2年之差(a—c), 表層鹽度及2年之差(d—f), 底層溶解氧及2年之差(g—i)和飽和度及2年之差(j—l)

3.1 溶解氧濃度降低速率

底層DO濃度的平均降低速率在躍層存在期間具有明顯的空間差異, 在秦皇島及黃河口外的氧虧損區域較高, 與DO飽和度小于70%的氧虧損區域基本對應(圖6a, b)。秦皇島氧虧損區DO降低速率在2014年和2019年分別為2.10 μmol/(Ld)和2.05 μmol/(Ld), 這與Zhai等(2019)基于2011年6月和8月觀測數據估算的2.00—2.80 μmol/(Ld)以及Song等(2020)根據2017和2018年觀測得到的2.18 μmol/(Ld)基本一致。對于黃河口處氧虧損區, 這2年的平均降低速率分別為1.82 μmol/(Ld)和1.83 μmol/(Ld) , 略低于秦皇島外區域。躍層存在期間DO降低量的空間分布與降低速率的空間分布基本一致, DO降低速率較高的區域對應的DO降低量也較高(圖6d—f)。但DO降低量年際差異的最大值在黃河口附近, 而不是降低速率差異最大值區域(淺灘西北部), 這表明DO降低量與躍層持續時間有很大關系。

圖5 2014年和2019年底層溶解氧飽和度降低至70%的起始時間(a, b)及2年的差值(c)、持續時間(d, e)及2年的差值(f)

注: 圖c中的深紅色和深藍色包含的范圍分別表示2019年和2014年的區域; c中時間間隔表示2019年的起始日期減去2014年的起始日期, ＞0表示2019年比2014年的起始日期晚; f中的時間間隔表示2019年的持續時間減去2014年的持續時間, ＞0表示2019年的持續時間較長

圖6 2014年和2019年躍層存在期間DO降低速率以及差值(a—c), DO降低量以及差值(d—f)

3.2 氧收支估算

本文分別對2014年和2019年躍層區域的底層水體進行了氧收支估算, 統計時間為躍層起始時間至當年的8月10日。DO的源匯項包括物理平流項、擴散項和生物作用(biological oxygen consumption, BOC), 其中, 生物作用包括浮游植物凈產氧、浮游動物呼吸、有機碎屑分解耗氧、硝化作用。

文中通過計算了三個子區域的氧收支得出, 生物耗氧和垂向擴散分別是控制DO濃度變化的重要匯和源, 平流輸運的作用則相對較小(表1)。之后結合生物耗氧和垂向擴散及其相關要素的空間分布及三個子區域的環境特征, 探究物理及生物過程對底層DO分布的影響。

表1 2014年和2019年氧虧損區域溶解氧源和匯的組分分析

Tab.1 Component analysis of dissolved oxygen in source and sink areas in 2014 and 2019

注: Duration為區域平均的躍層持續時間; BOC為區域平均的生物耗氧速率; DIFF表示區域平均的擴散造成DO的變化速率; ADV表示區域平均的平流輸運造成DO變化速率; ΔDO表示DO的變化速率

3.3 年際差異的生物因素

圖7給出了躍層存在期間表層葉綠素、水體垂向總初級生產和生物耗氧的分布。2014年和2019年葉綠素高值區均分布在躍層區域的邊緣, 即潮汐鋒附近。黃河口附近區域的葉綠素濃度最高, 在5 μg/L以上。淺灘周圍洼地區域的葉綠素濃度較低。相比較而言, 除中部洼地外, 2014年的葉綠素濃度要高于2019年。據統計, 2014年5月至8月發生以抑食金球藻為優勢藻的褐潮, 持續時間約80 d, 面積高達2000 km2, 在6月還有以夜光藻和微小原甲藻為優勢種的赤潮(姜德娟等, 2018)。依據國家海洋災害公報(http://gi. mnr.gov.cn/202004/t20200430_2510979.html), 2014年赤潮事件高達11次, 而2019年渤海僅兩次赤潮事件, 總面積為0.28 km2。雖然沒有連續的葉綠素觀測, 但2014年較多的赤潮事件與模擬的較高葉綠素濃度是一致的。2014年和2019年垂向積分的初級生產在躍層區域邊緣及淺灘附近均較高, 但最高值依然在黃河口外區域。這2年垂向積分初級生產的差異與表層葉綠素的差異一致, 除中部洼地區域外, 2014年的初級生產要高于2019年。

圖7 2014和2019年層化持續時間平均表層葉綠素(a, b)、垂向積分初級生產(d, e)和底層生物耗氧(g, h)及2年差異(c, f, i)

這2年的生物耗氧均在躍層區域邊緣及淺灘處較高, 最高約10 μmol/(Ld), 總體上與較高的葉綠素濃度和初級生產相對應, 中部洼地區域的生物耗氧較弱。這表明, 底層有機物主要來自局地的浮游植物, 這與以往渤海有機物主要是海源有機物的認識一致(高立蒙等, 2016)。除淺灘南側洼地區域外, 2014年生物耗氧強于2019年。但這種分布特征與DO降低速率年際差異的分布特征不一致, 表現為2014年萊州灣口及淺灘西北側區域的DO降低速率要低于2019年, 說明耗氧速率的年際差異受到生物和物理過程的共同影響。

在3個子區域中, 2014年QHD和HRE-d區域的平均生物耗氧和DO降低速率均高于2019年。而在HRE-s區域, 2014年生物耗氧比2019年高4.64 μmol/(Ld), 但DO降低速率確小于2019年。這表明, 物理過程對2014年HRE-s區域的底層水體有更多的DO補充, 進而影響了DO降低速率。下面本文將探究垂向擴散以及躍層強度和持續時間等物理過程, 對氧虧損的分布特征及年際差異的影響。

3.4 物理過程的影響

2014年和2019年DO垂向擴散在躍層區域的邊緣及淺灘區域較強, 與生物耗氧分布基本一致, 表明強耗氧區域得到更多來自上層水體補充的DO。從這2年垂向擴散差異上看, 2014年在躍層邊緣及淺灘北側區域的垂向擴散更強一些(圖8a—c)。結合生物耗氧、垂向擴散與DO降低速率的年際差異分布可知, 2014年和2019年秦皇島外高DO降低速率的差異與垂向擴散的大小有關。DO垂向擴散受DO濃度梯度和擴散系數控制, 底層生物耗氧可通過降低DO濃度及增強其垂向梯度而促進DO垂向擴散, 躍層強度則會通過改變擴散系數而影響DO垂向擴散。

圖8 2014和2019年躍層存在時期DO擴散(a, b)及2年之差(c)、平均N2 (d, e)及2年之差(f)、層化持續時間(g, h)及2年之差(i)

在躍層存在期間, 這2年的平均躍層強度在淺灘周圍的深水洼地區域較強, 在躍層區域邊緣及淺灘處較弱。此外, 不同于2014年, 2019年萊州灣口區域的躍層也較強。對照DO垂向擴散和躍層強度分布可以看出, DO垂向擴散較強的區域, 對應的躍層強度相對較弱(圖8d—f)。在年際差異上, 2014年淺灘周圍區域的平均躍層強度大于2019年, 而黃河口附近區域的躍層強度則小于2019年。躍層強度可以影響DO擴散速率, 而躍層持續時間則會影響DO的變化量。在躍層持續時間上, 2014年和2019年均在淺灘周圍洼地以及黃河口處的持續時間較長。2019年萊州灣口附近的躍層持續時間長于2014年, 除此之外, 2019年躍層持續時間均短于2014年(圖8g—i)。

在3個子區域中, 2019年QHD和HRE-d海域的層化時間均略短于2014年10 d左右。2019年QHD海域躍層存在時期總消耗125.05 μmol/L, 2014年為151.20 μmol/L。而當2019年躍層持續時間與2014年相等時, 則多消耗22.55 μmol/L, 而當DO降低速率與2014年相等時, 多消耗3.05 μmol/ L, 遠小于躍層持續時間造成的變化量。若2019年HRE-d海域躍層持續時間和2014年相等, 多消耗14.85 μmol/L; 若DO降低速率達到2014年大小, 則能多消耗2.88 μmol/L。雖然2014年在這兩個區域的DO降低速率大于2019年, 但DO降低量的差異, 則主要是由躍層持續時間造成的。在HRE-s海域區域, 2019年DO降低量明顯大于2014年, 也主要是由于2019年的躍層持續時間更長。2019年和2014年躍層持續時間相等時, 將少消耗48.30 μmol/L, 而當DO降低速率和2014年一致時, 將少消耗10.78 μmol/L。因而對于QHD、HRE-d和HRE-s海域, 躍層持續時間的長短是控制DO降低量的主要因素。

淺灘周圍洼地存在的強層化, 主要是由于底層存在冷水, 與表層的高溫水體溫差較大形成溫躍層(吳德星等, 2004; 周鋒等, 2009b)。而萊州灣口的層化強度和持續時間與黃河沖淡水的擴展有一定關系。以28等鹽線表示黃河沖淡水的范圍, 可知2014年黃河沖淡水的范圍較小, 基本在萊州灣以內且較為穩定, 而2019年7月和8月的沖淡水范圍分別向萊州灣以北及東北方向擴展(圖9)。2019年黃河徑流量顯著大于2014年, 2019年7月份的徑流較氣候態高28億立方米, 而2014年同期徑流量則較氣候態低14億立方米(圖10a)。此外, 2019年夏季從7月1日開始基本為南風, 隨之羽流范圍逐漸擴展開, 而2014年相對于2019年風向略微多變(圖10b, c)。較高的徑流量及較強的南風均有利于2019年黃河沖淡水向萊州灣以北及東北擴展, 繼而引起萊州灣口躍層持續時間更長及強度更大, 并進一步維持了底層水體的氧虧損狀態(圖11)。

圖9 2014年(a)和2019年(b)不同日期鹽度28等值線的分布

圖10 黃河徑流量(a)以及黃河口附近海域在2014年(b)和2019年(c)的風矢量時間序列

4 結論

本文通過2014年和2019年的觀測資料發現渤海夏季底層水體氧虧損空間分布存在年際差異, 同時首次揭示了黃河口東側萊州灣口區域的氧虧損現象, 并利用三維物理生態耦合模式ROMS-CoSiNE探究了氧虧損分布年際差異的影響因素。模型較好地模擬了2014年和2019年溫度、鹽度和DO的空間分布, 抓住了這2年氧虧損空間分布的年際差異, 并且模擬得到的DO降低速率與已有觀測一致。這2年均存在秦皇島和黃河口外兩個氧虧損熱點區域, 但發生位置存在差異。2014年秦皇島外氧虧損區(以DO飽和度小于70%為統計范圍)主要向東擴展, 而2019年則向東南擴展; 2014年黃河口外氧虧損區主要位于淺灘西南側的深水洼地, 而2019年則從淺灘西側洼地延伸至黃河口外及萊州灣口區域。

圖11 2019年HRE-s區域氧虧損示意圖

注: 紅框表示斷面位置; 藍線為沖淡水的范圍

為排除臺風過程的影響, 并考慮到層化對氧虧損的作用, 本文對這2年8月10日之前躍層存在期間的底層水體進行了氧收支估算, 得到垂向擴散和生物耗氧是底層DO濃度變化的主要源和匯。2014年和2019年秦皇島外氧虧損空間分布的年際差異, 與垂向擴散的差異有關, 垂向擴散較弱的區域DO降低速率及降低量較大, 氧虧損較強。2019年萊州灣口區域氧虧損與垂向擴散及躍層持續時間有關。雖然2014年生物耗氧較強, 但2019年較強的黃河徑流與南風, 有利于沖淡水的擴散, 使得萊州灣口區域的躍層強度較大, 垂向擴散較弱, DO降低速率較大, 且躍層持續時間較長, 導致氧虧損強于2014年。此外, 2014年秦皇島外區域和黃河口外洼地區域的生物耗氧速率及DO降低速率均略大于2019年, 但DO降低量的差異主要是由2014年躍層持續較長導致。因此, 躍層持續時間是導致2014和2019年渤海中部氧虧損差異的重要因素。

本文中氧虧損年際差異的分析, 可為將來渤海底層DO季節預測提供參考。由于缺乏觀測對比, 本文未對臺風的影響進行深入分析。將來需要長時間連續觀測, 以探究臺風或其他強風過程對渤海氧虧損的影響, 這將對DO季節預測有重要意義。

致謝 本研究的數據及樣品采集得到國家自然科學基金委員會共享航次計劃項目(項目批準號: 41806018)的資助。該航次(航次編號: NORC2019-01)由“北斗”號科考船實施, 同時對參與數據收集與處理工作的肖勁根、張永、張廣躍和鄭字佳等人, 在此一并致謝。

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THE INTERANNUAL DIFFERENCE IN SUMMER BOTTOM OXYGEN DEFICIENCY IN BOHAI SEA

LI Zhi-Cheng1, WEI Hao1, ZHANG Hai-Yan1, ZHAO Hua-De2, ZHENG Nan2, SONG Gui-Sheng1

(1. School of Marine Science and Technology, Tianjin University, Tianjin 300072, China; 2. National Marine Environmental Monitoring Center, Dalian 116023, China)

The interannual difference of the spatial distribution of oxygen deficiency (OD) in bottom water in summer in Bohai Sea was analyzed, the OD near the mouth of the Laizhou Bay to the east of the Huanghe (Yellow) River estuary was revealed for the first time based on the observation data of Year 2014 and 2019, and the controlling factors of the interannual difference was explored by implementing a three-dimensional physical-biological coupled model ROMS-CoSiNE. Results show that the OD area where dissolved oxygen (DO) saturation was below 70% off Qinhuangdao City expanded to the east in 2014 while to the southeast in 2019. The OD area outside the Huanghe River estuary located mainly in a deep water depression on the southwest side of the central bank in 2014, while it extended from the depression on the western side of the central bank to the area off the estuary and the Laizhou Bay mouth. The estimation of oxygen budget in the bottom water during the existence of pycnocline showed that vertical diffusion and biological oxygen consumption were the main source and sink, respectively. The interannual OD difference in spatial distribution off Qinhuangdao in 2014 and 2019 was related to the difference due to weak vertical diffusion, leading to considerable DO decrease in rate and amount, and finally the stronger OD. In 2019, the OD near the Laizhou Bay mouth was due to vertical diffusion and duration of pycnocline. Strong Huanghe River runoff and south wind promoted the extension of the diluted water, and resulted in stronger pycnocline, weaker vertical diffusion, larger DO reduction rate, longer pycnocline duration, and finally stronger OD than those in 2014. In addition, lower DO in the area off Qinhuangdao and the depression area off the Huanghe River estuary in 2014 was resulted mainly from the longer duration of pycnocline in the year, indicating that the duration of pycnocline was an important factor affecting the interannual difference of OD. This study provided a reference for seasonal prediction of bottom DO in Bohai Sea in the future.

oxygen deficit; interannual difference; pycnocline duration; Huanghe River runoff; Bohai Sea

* 國家重點研發計劃重點專項, 2016YFC1401602號; 國家自然科學基金項目, 41806018號。李志成, 碩士研究生, E-mail: jsyc_lzc@tju.edu.cn

張海彥, 講師, E-mail: haiyan_zhang@tju.edu.cn

2020-08-02,

2020-09-17

P734

10.11693/hyhz20200800227