海洋中的溶解氧(DO)对生态系统来说极其重要，大多数生命都需要溶解氧来维持。水体中的溶解氧浓度过低，会对生态系统造成不良影响。有些鱼类在溶解氧值低于3 mg/L时就开始有所反应(Anderson et al，2001)，当水体中溶解氧值低于2 mg/L时，底层拖网的渔获量几乎为零，因为水中溶解氧低于此值后，鱼类等游泳动物就开始转移栖息地(Rabalais et al，2002)。

通常情况下，底栖动物能很快地摄食上层水中沉降下来的有机物，因此，不会堆积过多的有机物被细菌分解，底层水体较少出现低氧状态(本研究将DO＜ 3.0 mg/L定义为低氧)。但如果上层水体集中了高密度的藻类，其大量死亡后向底层转移，有机物在底层腐烂过程中会消耗大量的氧(Rabalais et al，2002)。所以，在某些水体交换差的海域，由于底层溶解氧的大量损耗，产生了低氧区。海洋水体发生低氧，可能同时伴随着有毒气体(如H₂S等)的产生，引起底栖生物的大量死亡。海域的第1次低氧环境对底栖大型生物的破坏尤为严重，它可以使经过多年才建立起来的底栖生态系统严重受损(林荣根等，1997)。

渤海是中国最大的内海。随着环渤海地区经济的快速发展和城市规模的扩大，污染物的入海通量也不断增加，渤海的生态环境正面临着巨大压力，富营养化日益严重，赤潮灾害时有发生(张志锋等，2012)。但迄今为止，仅在大辽河口出现过小面积的低氧区(李艳云等，2006)。本研究于2014年8月对渤海中部海域进行调查，发现该海域存在一定面积的低氧区，这是渤海中部海域低氧区的首次发现。本研究通过综合分析水文、化学和生物因素，阐明该海域低氧区的分布特征和发生机制，为今后对渤海的科学研究和管理提供借鉴。

调查海域位于渤海中部，共设40个站位(图 1)，采样时间为2014年8月28-30日。调查海域水深为20-31 m，最大水深海域分布于东部至中部。水体采样分为3层：表层(0.5 m)、中层(10 m)和底层(离底 1 m)。水体温度、盐度和溶解氧采用溶解氧传感器(型号：YSI556，美国YSI公司)现场测定。YSI溶解氧传感器在每天使用前，采用水饱和空气法进行标定。

图 1(Fig. 1)

图 1 渤海中部海域采样站位(虚线为水深) Figure 1 Sampling stations in the central Bohai Sea (The dashed isoline denoted the water depth, m)

水体的COD测定采用碱性高锰酸钾法，参照海洋调查规范(GB/T12763.6-2007)(2008)。用于营养盐和叶绿素a(Chl-a)测定的水样，经0.45 μm GF/F玻璃纤维膜现场过滤后，置于-20℃冰箱保存，冷藏运至实验室测定。营养盐(磷酸盐、硝酸盐、亚硝酸盐和铵盐)分析方法参照海洋调查规范(GB/T12763.6- 2007)(2008)进行。Chl-a采用分光光度法测定。总溶解无机氮(DIN)为NO₃^－-N、NO₂^－-N、NH₄^＋-N三者之和。

调查海域表层水温为24.1-25.9℃，东部水温较低，西部水温较高，最高温度出现在517站位(图 2-A)，为25.9℃。在中层水体中，低温水团出现在调查海域的东南部，与表层低温呈现出一定的重叠；在西部水体中存在1个冷水团，位于517站位(18.7℃，为中层水体最低水温)(图 2-B)。在底层水体中，西部区域(517站位附近)的低温水团面积进一步扩大(图 2-C)。中层和底层水体中的高温水团均出现在调查海域的北部。调查海域盐度变化范围很小，全部水层的水体盐度为29.5-30.7(图 2-D-图 2-F)。受黄河径流的影响，盐度低值区位于调查海域的西南部和南部，高值区位于调查海域的中东部。

图 1(Fig. 1)

图 2 渤海中部海域温度和盐度的空间分布 Figure 2 Spatial distribution of temperature and salinity in the central Bohai Sea

在调查海域的中北部，表底层温度差(δT，表层温度减底层温度)、盐度差(δS，底层盐度减表层盐度)和密度差(δρ，底层密度减表层密度)都非常小(图 3-A-图 3-C)。这表明，该海域表底层水体对流强烈。东部和西部海域δT则相对较高，尤其在西部海域形成了 1个δT＞5℃的区域，δT最高值达到7.3℃(517站位)。在西部海域存在δS＞0.5的区域，在调查海域的东南部也存在小面积δS＞0.5的区域。表底层密度差与温度差分布特征相似，在西部海域存在1个δρ＞1.5的区域，表明该海域具有较强的密度层化。

表层水体DO浓度较高，为6.53-8.56 mg/L，呈现出从东北向西南逐渐增大的变化趋势(图 3-D)。与此相反，底层水体DO呈现出从东北至西南逐渐降低的趋势。底层水体低氧区主要分布于调查海域西南部，呈西北-东南走向，并可能继续向西北方向蔓延(超出本次调查海域范围)(图 3-F)。底层水体DO浓度最小值为2.30 mg/L，出现在527站位；低氧区面积为1200 km²。调查海域的西南部DO普遍偏低，DO＜4.0 mg/L的面积超过1800 km²。调查海域中层DO浓度明显高于底层，DO浓度分布趋势也表现为从东北向西南递减的趋势(图 3-E)。在中层，517、527站位DO浓度低于3.0 mg/L，分别为2.70、2.87 mg/L。

图 1(Fig. 1)

图 3 渤海中部海域水体层化与溶解氧分布 Figure 3 Water column stratification and distribution of dissolved oxygen in the central Bohai Sea

表层水体的COD高值区主要分布在调查海域的西部(图 4-A)，低氧海域表层水体COD大于或接近0.9 mg/L，明显高于周边海域。表层水体Chl-a浓度高值区主要分布在调查海域的西南部和东北部(图 4-B)。其中，西南部海域的Chl-a浓度高值区部分与低氧区重叠。PO₄^3--P浓度高值区(＞6 μg/L)主要分布在西南部海域低氧区附近，次高值区分布于东南部(图 4-C)。DIN浓度高值区出现在南部海域(图 4-D)，低氧区发生海域浓度较低(＜100 μg/L)。

图 1(Fig. 1)

图 4 渤海中部海域表层水体化学要素分布 Figure 4 Distribution of chemical factors in the surface water of the central Bohai Sea

低氧现象形成的原因主要有两种，天然存在的和在人类活动影响下形成的低氧区。前者主要分布在相对较深的大洋海域，在上升流的影响下形成密度跃层，导致底部缺氧(如太平洋东岸、大西洋和印度洋北部海域)(Helly et al，2004)；后者是在人类活动的影响下，水体出现富营养化，表层水体滋生的大量浮游植物在衰亡后沉降到水底，腐败过程中消耗水体中的氧，从而为低氧区的形成奠定生物因素基础，在物理条件成熟的情况下形成低氧区。相对来讲，后者受到更大的关注。

近几十年来，我国沿海富营养化程度日益加剧，赤潮暴发频率剧增。我国海域的低氧现象时有发生，主要分布在河口和封闭海湾，例如长江口及其邻近海域(Wei et al，2007)、大辽河口(李艳云等，2006)、大亚湾(彭云辉等，1996)等。我国沿海低氧区主要发生在富营养化严重的海域，且有很强季节性，在温度较高时形成长时间的水体层化后，底层水体才会发生低氧。

海洋低氧区的发生受多种因素的影响，包括盐度层化(主要是上层冲淡水)、温度层化、富营养化、风速风向、地貌地形、海流和潮汐等(Rabalais et al，2002)。夏季是黄海冷水团势力最强盛的时期(林霄沛等，2002)，黄海冷水团通过渤海海峡北部进入渤海后分为两支。南支向西延伸至渤海南部洼地(本调查海域的中部，38.4°-38.8°N)，从而维持春、夏季渤海南部洼地冷水团的持续存在(周锋等，2009)。低氧区所处的位置恰好是渤海南部洼地的西部，地形呈上 升趋势，冷水团的前端存在小规模的上升流(图 2-B，517站位中层的21℃等值线闭合圈)。但黄海冷水团侵入流量不大(林霄沛等，2002)。从本研究来看，小于20℃的冷水团难以到达中层(图 2-B)，所以更难对表层水体的温度产生影响。而低氧区表层水体温度较高，形成一个大于25.5℃的高温水团，从而造成了较强的水体温度层化。

在水体层化过程中，温度和盐度在不同的海域可能具有不同的作用。在北墨西哥湾、切萨皮克湾和基尔湾，温度和盐度具有同等重要的作用(Rabalais et al，2002)，但在纽约湾和长岛湾温度对于层化起到主要作用(Falkowski et al，1980; Welsh et al，1991)。本研究表明，渤海中部海域出现低氧区，也与温度层化有关。另外，夏季海面风速很小，海面风应力对层化结构的破坏作用在全年中最小(刘浩等，2007)，这也为低氧的发生创造了气象条件。

海洋低氧区的产生除了具备物理条件(密度层化)外，还要具备生物和化学条件。本研究结果显示，调查海域的COD、Chl-a和PO₄^3--P浓度高值区主要分布于低氧区及邻近海域(图 4)，COD反映了水体有机污染程度，而Chl-a则反映了水体的浮游植物生物量。周锋等(2009)研究表明，在7月中旬，渤海中部海域跃层最厚，层化达到最强；8月下旬，跃层已明显减弱。本研究调查时间为8月下旬，与周锋等(2009)研究结果相似。处于调查海域北部的浅滩海域已无水体层化，但调查海域的西南方(低氧海域)依然存在较强的温跃层。由于水体中存在较多的有机质，加上长时间的水体层化，为低氧区的生成奠定了基础。

渤海是我国富营养化程度最严重的海域之一。自20世纪80年代以来，渤海水体溶解态无机氮浓度一直呈现快速增加的趋势，但活性磷酸盐则无明显增加，水体营养盐结构发生了较大变化。如1982年渤海平均N/P值为2.5，到1992年和1998年分别升为10.8、23.7，更接近Redfield值(N/P值为16)(蒋红等，2005)。自20世纪90年代以来，赤潮发生次数持续增多，可能与氮浓度的升高和营养盐结构的变化有关。虽然20世纪90年代中期以后，渤海氮、磷浓度呈现出下降的趋势，但赤潮发生次数依然居高不下。2002年共发现赤潮20次，2004、2009年赤潮暴发面积超过5000 km²(张志锋等，2012)。张志锋等(2012)比较了2004年和2008年渤海全海域富营养化指数(NQI)分布，认为近年来渤海近岸表层海水的NQI总体呈显著上升趋势。值得关注的是，崔毅等(1994)、唐启升等(1997)、翟惟东等(2012)在夏季对渤海中 部海域的DO进行了多次调查，均没有发现低氧区 的存在。本调查在渤海中部发现的低氧区面积达1200 km²，最低DO浓度仅为2.30 mg/L，底层水体大面积低氧反映了渤海富营养化程度的进一步加剧。在今后的研究中，有关渤海低氧区的发展趋势值得关注。