2020年春季長江口連續低氧特征及其影響機制

蘇 秦，陳 棟,2，胡雪梅,2，丁金強，翟方國，姜慶巖,2，顧艷鎮,2，李培良,2

（1. 浙江大學 海洋學院，浙江 舟山 316021；2. 浙江大學 海南研究院，海南 三亞 572025；3. 中國海洋大學 海洋與大氣學院，山東 青島 266100；4. 山東省漁業發展和資源養護總站，山東 煙臺 264003）

當水體中的溶解氧質量濃度低于3.0 mg/L時，該水體稱為低氧水體（Rosenberg et al, 1991）。當溶解氧質量濃度低至2.0 mg/L時，多數海洋生物難以存活，該水體稱為缺氧水體（Rabalais et al, 1991），當海域出現低溶解氧水體時也可以說對應區域發生了低氧。低氧會對海洋生物尤其是底棲生物的生活造成巨大威脅，并通過影響食物供應、改變捕食關系等途徑影響其他漁業品種，對海洋漁業產生威脅，造成嚴重的經濟損失（Rabalais et al, 2002）。例如發生在菲律賓波里納奧海域的低氧導致了大量魚類死亡，巴拿馬博卡斯德爾托羅的低氧災害導致珊瑚及生活在珊瑚間的其他生物大量死亡（Breitburg et al, 2018）。

根據低氧受人類活動影響的程度可將海洋中的低氧區劃分為大洋低氧區和近岸低氧區，其中近岸低氧區可按照形成機制分為由上升流作用引起的低氧區和有機物降解耗氧引起的低氧區（Zhao et al, 2020）。而長江口及其鄰近海域的季節性缺氧區屬于由有機物降解耗氧引起的河口低氧區（Zhang et al, 2010），是我國近海的重要生態問題之一。一般認為，該海域的低氧現象產生的主導因素是強烈的水體層化以及有機物的分解耗氧（Zhu et al, 2016），而徑流沖淡水、局地環流、地形、風、潮汐等則能夠通過影響層化及耗氧來影響低氧的生消。一方面徑流沖淡水可以與近岸海水之間形成鹽度躍層，阻礙水交換，利于低氧的形成與維持（Wiseman et al, 1997）；另一方面徑流攜帶的大量有機物和營養鹽輸入海中，促進了浮游植物的繁衍，浮游植物在死亡后沉降到水底分解導致耗氧增加（Gooday et al, 2009）。局地的環流則會為低氧的產生提供背景場，例如Wang（2009）曾指出冬季臺灣暖流北上與其流經海域的溶解氧低值區相互對應, 能夠提供較低的溶解氧質量濃度背景值。局地的地形則會影響底層水周圍海水的交換，例如長江口外的水下河谷有利于低氧水的保存，水下河谷一方面限制了河谷內底層水與周圍富氧水體之間的交換, 使得河谷內的缺氧現象得以保持；另一方面河谷地形也有利于沉降下來的有機物進行匯聚，增加底層的分解耗氧（Wang, 2009）。潮汐和風則主要通過影響層結的強度來影響低氧的生消過程（Wiseman et al, 1997）。

在長江口除了有機物分解耗氧之外，沉積物耗氧（Sediment Oxygen Demand，SOD）也是溶解氧消耗的重要過程，Cai等（2014）在利用同位素分析沉積物與水的物質交換時估算的SOD可占底層耗氧的6%～61%。Zhang等（2017）通過對夏季長江口鄰近海域多個站點的沉積物采樣及現場培養計算出的SOD對總體耗氧的貢獻率可達80%～148%，這表明在密度躍層之下，SOD占主要作用。

就低氧的季節變化而言，層化強、分解旺盛的夏季低氧較為強烈。有研究基于全年的觀測數據指出，長江口及其鄰近海域的低氧現象一般出現于春末夏初，到冬季消失（韋欽勝等, 2015）。因此此前大多數對低氧的觀測都集中于低氧現象最強的夏季，對于其他季節的調查相對較少。

雖然迄今為止已有基于遙感、船測以及數值模擬的大量關于長江口及鄰近海域低氧現象的研究，但研究過程中采用的觀測方式或是局限于海表，或是在時間上較為離散，對整個低氧過程的連續監測仍然較少，對于低氧的生消過程以及主導因素難以有直觀的判斷。除此以外，目前許多針對長江口低氧的研究在時間上存在一定的局限性，例如目前的研究和觀測大多針對低氧現象明顯的夏季，而對于春季低氧現象的研究和觀測較為缺乏。本文基于布放于長江口外大戢山附近的坐底觀測站觀測到的2020年4月及5月2個連續的低氧過程的生消過程，結合這2個低氧現象生消過程中觀測到的底層葉綠素a（Chlorophyll-a, Chl-a）質量濃度、溫度、鹽度和pH等相關環境參數的變化，分析低氧發展過程中不同因素的作用。并結合海表的葉綠素遙感數據及風場再分析數據，分析低氧的形成過程，探究其形成機制。

1 數據與方法

1.1 數據來源

1.1.1 坐底觀測系統數據

2019年9月上海市海洋環境監測預報中心在大戢山附近海底布置了一套生態環境在線觀測系統，觀測點坐標為（122°10′18.12″E，30°48′35.64″N）（圖1），位于長江口東南、舟山群島西北側海域。觀測數據主要包括海水溫度、電導率、溶解氧質量濃度、葉綠素a質量濃度和水深等，本文使用了2020年1月1日至5月31日期間的海水溫度、鹽度、水深、溶解氧濃度、pH、葉綠素a質量濃度、濁度數據。其中，濁度數據由英國Aquatec公司的AQUAlogger 310TY濁度傳感器測得，其余數據均由加拿大AML公司的Metrec-X多參數水質儀測得。除去缺測天數，有效數據長度共144 d，主要用于分析溶解氧以及底層各海洋環境要素的時間變化。

圖1 觀測點位置和周圍地形Fig. 1 Locations of observation stations and surrounding topography

1.1.2 海洋浮標數據

海表氨氮和硝氮質量濃度可以輔助驗證局地的有機物分解情況，數據由上海市海洋環境監測預報中心的預警4號浮標觀測獲得，觀測時長為2020年全年，布放坐標為（122°17′59.14″E，30°57′53.00″N），具體位置見圖1。

1.1.3 風場數據

風場采用歐洲中期天氣預報中心（European Centre for Medium-Range Weather Forecasts，ECMWF）（https://cds.climate.copernicus.eu/）提供的ERA5再分析資料，主要使用海面10 m高度風速，數據分辨率0.25°×0.25°，時間間隔為1 h，時間為2020年1月至5月，通過雙線性插值得到觀測系統布放處的海表風場的時間序列。

1.1.4 海表葉綠素a質量濃度數據

海表葉綠素a質量濃度數據來自于美國航空航天局（National Aeronautics and Space Administration，NASA）的水色網站（https://oceandata.sci.gsfc.nasa.gov/）上的GOCI葉綠素a質量濃度的L2遙感數據，空間分辨率為500 m，時間間隔為1 h，時間為2020年4月和5月。當海表葉綠素a質量濃度迅速升高時意味著局地可能出現赤潮。

1.1.5 熱流率數據

熱流率數據來自于夏威夷大學亞太數據研究中心（Asia-Pacific Data-Research Center, APDRC,http://apdrc.soest.hawaii.edu/），為月平均數據，空間分辨率為0.25°×0.25°，由于缺乏1、2月的數據因此僅下載了2020年3月至5月的數據，用于計算風混合強度。

1.2 研究方法

1.2.1 研究區域介紹

本文研究區域為長江口鄰近海域，坐底觀測系統和浮標均布放在長江口門附近，水深都在20 m以淺。觀測數據顯示，該區域受長江沖淡水、外海水和潮汐過程等的影響，水文環境復雜，低氧現象顯著。

1.2.2 溶解氧相關參數計算

海水飽和溶解氧質量濃度（Od，單位為mg/L）定義為海水與大氣中的氧交換達到平衡時海水中溶解氧的濃度。海水飽和溶解氧質量濃度受海水的溫度、鹽度和壓強的影響（Weiss, 1970）。本文采用Garcia等（1993）提出的飽和溶解氧計算式：

式中：C0為氧在海水中的飽和濃度（mL/L）；S為實測海水鹽度；ts為溫度轉換系數，ts=ln[(298.15?t)/(273.15+t)]，其中t為實測海水溫度, 單位為℃；A、B、C為經驗常數, 其數值分別為：A0=2.008 56；A1=3.224 00；A2=3.990 63；A3=4.802 99； A4=0.978 188；A5=1.710 69； B0=?6.240 97×10?3；B1=?6.934 98×10?3； B2=?6.903 58×10?3；B3=?4.291 55×10?3； C=?3.116 8×10?7。

之后，進行單位換算就可得到不考慮壓力影響下的飽和溶解氧質量濃度Osat（mg/L），計算式為：

在計算實際海水的飽和溶解氧質量濃度Od時還需要考慮壓力的影響，因此需要對Osat進行壓力訂正，訂正關系式（李兆欽等, 2019）如下：

其中co_factor為訂正系數，計算時需要用到水深Z，計算式為：

海水溶解氧飽和度（Saturation Percentage，p）計算式為:

式中DO為實測溶解氧質量濃度。p不僅可以幫助預測低氧的發生, 而且對于水產養殖有重要的參考價值，p過低時海水易發生低氧現象，魚類和海洋生物會主動回避氧飽和度低的水域（Wannamaker et al, 2000）。

表觀耗氧量（Apparent Oxygen Utilization，AOU）由飽和溶解氧質量濃度減去實測溶解氧質量濃度算得，計算式為：

AOU用于描述生物耗氧過程：當 AOU＜0 時, 表示海水中的溶解氧處于過飽和狀態；當AOU=0時，表示海水中的溶解氧處于飽和狀態；當AOU＞0時，表示海水中的溶解氧處于不飽和狀態。底層AOU 的變化可以反映有機物的分解耗氧情況以及呼吸作用耗氧情況（Zhu et al, 2016），AOU越大，耗氧越多。

1.2.3 風混合強度計算

為了綜合衡量風和潮的混合作用，Xuan等（2012）提出了一個綜合考慮風和潮混合的層化與混合模型：

式中：DM為衡量風混合強度的指標；Z為局地水深；W為海表風速；TM為海表能量輸入與潮混合之差；ks為海表的拖曳系數；ρs為海表的空氣密度；δ為風能耗散率；c為海水的比熱；ρ為海水密度；k和ε分別為2種潮混合率；α為體積擴散系數；uT為垂向平均的潮流流速；Q為熱流率。除H和uT外，其余參數均由Xuan等（2012）給出，由于研究區域基本重合，均為長江口鄰近海域，因此本文中除隨季節變化的參數Q之外，其余參數采用該作者的設定。本文研究的2次低氧出現的季節與該作者的研究不同，故本文中的Q下載自APDRC。由于缺乏1、2月的數據，因此僅計算3月至5月的DM值。DM越小，風的混合越強，當DM＜0時，海水被完全混合。由于DM＜0的情況較少，因此本文選取DM＜0.02的時間段作為風混合較強時間段。

2 觀測結果

2.1 溶解氧的變化特征

圖2為大戢山站點處底層溶解氧質量濃度時間序列，由圖2可見，觀測期間溶解氧質量濃度呈現多種尺度的變化特征，既包含高頻的日變化又包含較為低頻的月變化和季變化。2020年1月，溶解氧質量濃度存在波動但始終保持較高水平，2020年2月和3月溶解氧質量濃度波動下降，2020年4月大多數時間溶解氧質量濃度小于2 mg/L，出現第一次低氧，2020年5月初溶解氧質量濃度迅速上升，第一次低氧結束，溶解氧恢復至較高水平，經過短暫維持后溶解氧質量濃度從5月中旬開始迅速降低，從2020年5月17日至5月26日，經過9 d溶解氧質量濃度從7.56 mg/L降低至1.27 mg/L，出現了第二次低氧。

圖2 大戢山站點底層溶解氧質量濃度、AOU、溫度、鹽度、葉綠素a質量濃度時間序列Fig. 2 Time series of DO, AOU, temperature, salinity and chlorophyll-a at the Daji Mount station

整體上看，AOU波動在2020年1月至4月上升，5月迅速下降后又迅速回升。由于2020年1月海水溫度較低且風混合較強，大多數時間AOU小于0，說明此時海水混合充分，底層溶解氧基本處于飽和狀態。從2020年2月開始，AOU波動上升，直至4月達到最大，而4月也是低氧最為嚴重的時間。

2.2 海底主要環境要素時間變化特征

坐底觀測系統的觀測時間經歷了由冬季向春季的轉變，海溫的日變化情況如圖2所示，從2020年1月至2月初，海溫逐漸降低，在2月1日達到最低值8.43 ℃，之后逐漸回升。隨著海溫的升高，溶解氧質量濃度也逐漸降低，但4月之后，溶解氧質量濃度與溫度的變化沒有明確的對應關系。同時，隨著長江徑流量增大，大量長江沖淡水擴展至站點處，導致大戢山站點處的鹽度逐漸降低。由海底鹽度以及葉綠素a質量濃度與溶解氧濃度關系（圖2）可見，鹽度與溶解氧質量濃度的變化較為一致，特別是在2月至4月第一次低氧過程的發展形成到結束的整個過程中，鹽度變化與溶解氧變化高度一致，二者相關系數達0.74，p＜0.01；葉綠素a質量濃度與溶解氧質量濃度呈現明顯的反向變化，二者相關系數為?0.76，p＜0.01。

由于沖淡水會攜帶大量的陸源營養鹽，有利于浮游植物的生長繁殖，由圖2可見，大戢山站點處葉綠素a質量濃度與鹽度呈現良好的負相關性，鹽度變化超前葉綠素a質量濃度一天，相關系數為?0.76。1月至4月，擴展到大戢山站點處的長江沖淡水逐漸增多，帶來大量的營養鹽，同時溫度也逐漸升高到較適宜浮游植物生長的溫度，浮游植物開始迅速繁殖，因而監測到的海水葉綠素a質量濃度逐漸鹽度升高。

由于鹽度和葉綠素a質量濃度與溶解氧質量濃度具有很高的相關性，因此可以用鹽度和葉綠素a質量濃度來對溶解氧質量濃度進行擬合。由葉綠素a質量濃度和鹽度與溶解氧質量濃度的散點圖（圖3）可以看出，葉綠素a質量濃度和鹽度與溶解氧質量濃度均近乎線性相關，因此本文采用最小二乘法得到溶解氧與葉綠素a質量濃度和鹽度的擬合關系式分別為：

圖3 海底鹽度以及葉綠素a質量濃度與溶解氧質量濃度散點分布Fig. 3 Scatter diagram of sea bottom salinity, chlorophyll-a concentration and DO

式中：DOs為通過鹽度擬合的溶解氧質量濃度；DOc為通過葉綠素a質量濃度擬合得到的溶解氧濃度；Chl-a為底層的葉綠素a質量濃度。擬合結果如圖4所示，鹽度擬合的溶解氧質量濃度與實測值的均方根誤差為2.42 mg/L，而葉綠素a質量濃度擬合的均方根誤差為2.36 mg/L，因此，根據葉綠素a質量濃度擬合的溶解氧質量濃度更貼近觀測數據。圖3中與擬合直線偏差較遠的點均出現在低溶解氧區域，結合圖4可以看出，2種擬合溶解氧質量濃度均未模擬出5月的第二次低氧，說明此次低氧過程的主導機制可能不同于第一次低氧。

圖4 實測溶解氧質量濃度與擬合溶解氧質量濃度時間序列Fig. 4 Time series of the observed and simulated DO

2.3 海表風場、葉綠素a質量濃度和營養鹽濃度變化特征

圖5 展示了海表風場和底層溶解氧質量濃度的時間變化，為了便于觀察，風場數據選取了當地時間00:00、06:00、12:00、18:00的小時平均數據來刻畫當天的風場變化。由陰影區域對應DM＜0.02的大風時期看出，在大風情況下底層溶解氧能夠得到補充，尤其是4月28日至5月2日期間持續的強南風混合了海水，使得底層溶解氧得到了補充，第一次低氧結束。雖然在之后的5月3日至5日海面的風速較小，但在慣性的作用下海水的垂向運動仍未停止，底層的溶解氧持續得到補充。此外，5月初海表植物大量繁衍，在增殖過程中也會產生大量溶解氧，然后隨著海水的垂向運動對底層的溶解氧進行補充，因此底層溶解氧質量濃度不斷上升，最終在5月7日達到峰值。在這之后底層溶解氧質量濃度逐漸降低，雖然在5月14日出現大風天氣短暫地補充了底層的溶解氧，但之后持續的弱風天氣為低氧的發展提供了理想的條件，最終在5月26日再一次出現低氧，相較于第一次低氧過程，此次低氧形成要迅速得多，這可能是因為2次低氧發展過程中的主導因素不同。

圖5 海表風速和海底溶解氧質量濃度的時間變化Fig. 5 Time series of sea surface wind and sea bottom DO

4月28日至5月2日的大風在混合海水、補充溶解氧的過程中，也將底層富含營養鹽的海水帶到了表層，使得表層的浮游植物大量繁衍。在利用遙感數據分析海表浮游植物的變化情況時，由于水色衛星受天氣影響較大，在部分區域可能由于云層遮擋而導致數據缺失，因此本文選取大戢山觀測點附近（122°00′～122°30′E，30°30′～31°00′N）區域（圖1中矩形區域）平均的葉綠素a質量濃度代表該站點的海表葉綠素a質量濃度進行分析。圖6為4月至5月站點附近海域的區域平均海表葉綠素a質量濃度的變化情況，考慮到河口的高濁度有可能導致衛星遙感的葉綠素a質量濃度與實際現場的葉綠素a質量濃度有一定的偏差，因此，需要結合大戢山站點實測的葉綠素a質量濃度輔助驗證?？梢钥闯鲈?月初遙感數據和實測數據均出現葉綠素a質量濃度的極大值，說明此時大戢山站點附近海域出現了浮游植物大量增殖；而在之后的5月12日海表的葉綠素a質量濃度降到了較低的水平，這意味著在5月2日至12日期間可能有大量的浮游植物死亡。

圖6 大戢山站點附近海域海表葉綠素a質量濃度遙感數據變化、底層實測葉綠素a質量濃度變化及預警4號浮標觀測的海表NH+4質量濃度和NO?3質量濃度Fig. 6 Time series of remote sensing chlorophyll-a concentration, measured chlorophyll-a concentration at the Daji Mount station, NH+4 and NO?3 at the Yujing 4 station

圖6為預警4號浮標觀測的海表的NH+4和NO?3質量濃度變化，由圖6可見，從5月中旬開始，2種營養鹽都有迅速升高，之后略有降低，5月21日之后2種營養鹽的變化趨勢相反，NH+4逐漸升高，NO?3逐漸降低。

此外，在2月至4月溶解氧的逐漸降低的過程中，底層海水的pH（圖7）并沒有降低，反而逐漸升高，直至4月上旬之后才開始降低。隋永年（1986）總結大量觀測資料得出了長江口海域pH與溫度和鹽度的經驗關系，即海水溫度每升高1 ℃，海水pH降低約0.0104，而鹽度每升高1，海水pH降低0.0112。結合溫鹽與pH的對應關系計算出模擬的pH，結果如圖7所示，在2月至3月實測pH與模擬的pH變化趨勢大體一致，且二者之間的誤差基本小于儀器誤差。

圖7 大戢山站點實測pH和模擬pH的時間變化Fig. 7 Time series of daily average ovserved and simulated pH at the Daji Mount station

大戢山站點處的溶解氧質量濃度、濁度與水位的變化如圖8所示，大潮期間濁度升高，溶解氧質量濃度降低；而小潮期間濁度降低，溶解氧質量濃度升高。

圖8 大戢山站點溶解氧質量濃度、濁度與水深的變化Fig. 8 Time series of hourly depth, daily turbidity and DO at the Daji Mount station

3 分析與討論

3.1 2月至4月緩慢形成的第一次低氧

2月至4月，底層溶解氧質量濃度逐漸降低，并最終在4月出現低氧（圖2）。然而在此次低氧的發展過程中也出現了一些與常規認知相反的現象。例如，通常在低氧的產生過程中也會伴隨著海水的酸化，這是由于呼吸作用分解有機物消耗溶解氧的同時也會產生CO2，這些呼吸作用產生的CO2溶于水會導致海水酸化。圖7展示了底層海水pH的變化，在2月至4月海水的pH并沒有降低，反而逐漸升高。這意味著在第一次低氧的發展過程中，呼吸作用可能不是主要的耗氧因素，因此需要考慮SOD的貢獻。周君（2021）研究了長江口及鄰近海域SOD與水柱呼吸耗氧之間的動態貢獻，結果表明在高溶解氧條件下SOD占主要貢獻，而在較低溶解氧情況下水柱呼吸耗氧是主要的耗氧途徑。此外，根據劉笑天等（2022）采集乳山灣沉積物在不同溶解氧質量濃度的上覆水進行培養實驗的結果可以看出，在溶解氧質量濃度較高的上覆水培養過程中，pH出現波動，但總體能維持穩定，說明高溶解氧質量濃度下SOD不會明顯降低海水的pH，而大戢山站點處的pH逐漸升高并且與溫鹽模擬的pH變化較為一致，說明在2月至4月有機物分解耗氧并非主要的耗氧過程，這一期間的主要耗氧過程可能是SOD。

由于水柱呼吸耗氧并不是耗氧的主要因素，在此期間溶解氧質量濃度變化也呈現出一些特別的變化。通常來講，大潮期間水體層結減弱，底層溶解氧質量濃度升高。而由圖8可以看出，在大潮期間底層溶解氧質量濃度反而降低，小潮期間反而回升。這是因為大潮期間底混合增強，導致沉積物再懸浮，濁度增加，而沉積物的再懸浮增大了沉積物與水的接觸面積，也就加強了SOD，從而使得溶解氧濃度降低。

2月和3月溶解氧質量濃度逐漸降低表明水體中溶解氧的補充小于消耗，而溶解氧的補充方式主要有浮游植物的光合作用以及大氣復氧，但由圖8可以看出，大戢山站點處的觀測到的濁度較高，可能會對底層浮游植物光合作用產生限制。潘國權等（2007）用泥沙配置了濁度為90 NTU的水體，發現在50 cm水深處的光強就已經衰減到表層的1%，而大戢山站點處的平均水深為11.97 m，近底層的濁度遠超90 NTU，故而到達底層的光照強度十分微弱，浮游植物光合作用也受到極大限制，因此本文中主要考慮大氣復氧對底層溶解氧的補充。由圖5可以看出，在4月初低氧形成之后直至4月中旬，海表的風速都較小，偶爾有短暫的強風也無法徹底混合海水，因此低氧得以維持。而在4月底，海面出現了長時間且持續的強風，這場強風混合了海水，使得第一次低氧結束。

3.2 5月迅速形成的第二次低氧

強風混合海水結束低氧的過程中也會將底層高營養鹽的海水帶到表層，使得表層的浮游植物大量繁衍，形成赤潮，在赤潮末期大量浮游植物死亡，這些死亡浮游植物的遺體沉降進入底層后，在底層被分解者分解會消耗大量的溶解氧。Ni 等（2016）研究了風混合對于長江口夏季低氧的影響，發現2009年臺風“莫拉克”過境使得長江口外一觀測站點（123°E, 35°N）處的低氧結束，但在之后又迅速形成了第二次低氧，而第二次低氧的成因主要是大量死亡浮游植物的分解。結合圖5和圖6可以看出，在4月底持續的強風混合海水結束了第一次低氧后，5月初海表葉綠素a質量濃度迅速升高，出現了赤潮。在5月2日至12日之間可能有大量的浮游植物死亡沉降到底層進行分解消耗了大量的溶解氧，因此溶解氧質量濃度從5月中旬開始迅速降低。

由圖6可以看出，5月中旬之后營養鹽濃度也迅速升高，此時長江沖淡水已經由出口門向南的冬季型轉變為春季的東北轉向型（趙玉喜 等, 2021），結合圖2中鹽度的變化也可以看出，5月擴展到大戢山觀測站點處的長江沖淡水少于4月，因此5月中旬之后營養鹽濃度的升高的主要原因是局地的有機物分解。旺盛的有機物分解加上5月中下旬持續的弱風條件便促成了第二次低氧的迅速形成。

4 結論

本文基于2020年1月至5月大戢山附近底層海水溶解氧的連續觀測數據，發現了長江口濁度鋒內春季也可能發生低氧現象，對長江口低氧現象的時間和空間特征進行了補充，并對春季長江口低氧現象的發生機制做了探討。

觀測期間出現了2次低氧過程。第一個低氧過程為2月至4月，分為2個階段：第一階段為2、3月，海水呈現低溫高氧的特征，溶解氧質量濃度在沉積物耗氧主導下逐漸降至較低水平；第二階段為4月，溫度的升高加上更多攜帶大量有機物的沖淡水擴展至大戢山站點，有機物分解占主導因素，消耗溶解氧的同時造成底層海水酸化，最終出現低氧。而4月上中旬海表風力較弱，無法混合海水，因此低氧得以維持。4月底出現持續的強風充分混合海水，此次低氧結束。第二個低氧過程為5月，由于4月底5月初出現的強風在混合海水將底層豐富的營養鹽帶到表層，使得表層浮游植物大量繁衍，出現赤潮，赤潮末期大量藻類死亡沉降到底層進行分解消耗大量溶解氧，在此期間海表風力較弱，無法混合海水，因此底層溶解氧質量濃度迅速降低，并最終出現低氧。

本文對于厘清長江口低氧的產生機制及短期變化規律有較好的補充作用。但是，受限于觀測數據的種類，低氧對于海洋生物的影響沒有涉及；受限于觀測站點的數量，對于低氧影響的面積及水團的運移也沒有涉及。在未來可以通過增加觀測儀器種類及增設觀測站點對春季低氧進行進一步觀測和研究。