2结果

图3 12:00～12:15数据段滑动平均滤波窗口选取示意图

图4 13:00～13:15数据段互相关校正图


经过处理和计算得到的海流垂向流速、溶解氧浓度、水深、温度及溶解氧通量数据见图5和表1。由于CTD安装位置稍高，导致被海水淹没前的"空采期"较长，因此舍去了水深和水温的前20min数据；另外CTD供电系统在13:40左右发生故障，因此水温的后1h数据未在图2-8中显示，水深数据由ADV测量值代替补充。测量期间随着潮水的上涨，水深变化范围为0.3～2.8m，平均水深1.68m；水温在近1.5h内从17.58℃持续下降到16.82℃，据ADV温度传感器记录数据显示，当日下午14:00～17:00期间水温依然在下降，但变化幅度极小，17:00时刻水温为16.48℃。海流水平流速变化范围为10.380～25.031cm/s，平均水平流速19.43cm/s；垂直流速变化范围为0.012～0.686cm/s，平均水平流速为0.36cm/s。

图5涡动相关数据时序变化特征:(A)海流垂向速度;(B)溶解氧浓度;(C)水深;(D)水温;(E)计算得到的溶解氧通量(正通量表示通量方向为从沉积物指向上覆水)(误差条代表标准差)


测量过程中，溶解氧浓度变化范围为292.80 umol/L到248.13?mol/L。在测量初始阶段，由于潮水上涨，测点逐渐被海水淹没，溶解氧浓度快速下降。在12:10左右，溶解氧浓度出现小幅度回升，这可能是由于潮间带沉积物在被海水淹没之前暴露于空气中，沉积物中的间隙水较少，因此溶解态的氧也相对较少，而涨潮后沉积物被海水覆盖，沉积物间隙中的氧气快速溶于海水，使溶解氧浓度增加。在此之后，溶解氧浓度随着水深的增长持续下降，这主要是由于测点位置固定不变，测点与海水-大气界面距离逐渐扩大，因此溶解氧浓度呈缓慢下降趋势。在下午14:30后，水深达到2.5m，深度对溶解氧浓度的影响逐渐减弱，溶解氧浓度基本保持稳定，稳定值约为252.89?mol/L。

表1原位涡动相关实验详细数据(括号内为平均值)(正通量表示通量方向为从沉积物指向上覆水)

表1给出了实测流速、水深、水温、溶解氧浓度及溶解氧通量计算结果的具体数据。从中可以看出溶解氧通量存在明显的规律性。在上午11:40到11:55的观测初始阶段，溶解氧通量为负值，这是由于在涨潮初期水深较浅，测点位置主要受到海水-大气界面作用影响，近海面氧浓度显著高于沉积物表层，造成了溶解氧自上而下向沉积物运动。在12:00到12:35这一时段，溶解氧通量转为正值。如上文所述，涨潮后潮间带沉积物被海水覆盖，沉积物间隙中的氧气快速溶于海水，使沉积物间隙溶解氧浓度增加，高于海水中氧浓度，形成了下高上低的浓度梯度分布。


此后，氧通量缓慢下降，逐渐由正值转为负值，并在基本达到满潮时开始回升，重新变为正值，最终达到+49.3±3.7 mmol/m2/d。这可能由几种机制造成:首先，随着潮水上涨，水深逐渐增大，测点与海水-大气界面的距离扩大，形成了从海水表面向下指向沉积物的垂向通量；其次，海流的作用造成了上高下低的氧浓度梯度。据Holtappels M等人研究表明，近岸海域中海流流速随着距海底距离的增加而增长，这种流速分布会破环近岸水体中原有的氧浓度梯度，产生或增强自上而下方向的溶解氧通量(见图6)。


第三，当水深达到2.5m左右时，海水-大气界面作用对溶解氧浓度的影响逐渐减弱消失，测点位置水体环境基本保持稳定。本次研究测区海底砾石和沉积物上长有大量贻贝类和底栖藻类生物，底部藻类光合作用会生成大量的氧，形成自下而上的溶解氧通量。另外，渗透性砂质沉积物在海流的反复冲刷过程中，不断地被重置与翻新。氧和固态、溶解态有机质被向下带入渗透性沉积物，增强了微生物的矿化作用，同时缺氧水被冲出沉积物混入上覆水。此时的砂质沉积物便成为了生物催化作用的过滤器和催化剂，刺激了碳循环和氧循环的周转，造成了较高的底栖氧通量值。



图6近岸海流流速分布引起的垂向浓度梯度示意


为进一步评估涡动相关数据和所得通量的质量，分别对每个15min数据段(burst)进行累加通量计算，计算结果见图7。累加通量的斜率代表了所测时间段内的平均氧通量值，可以根据其升降趋势评估计算的氧通量的细微变化。从图中可以看出，在涨潮期的大部分时间内，累加通量都没有显示出完美的线性趋势，这表明研究站位的水动力条件极度不稳定。随着海流流速的增长，在不平坦的砂质沉积物表面反复冲刷的海流引发的压力差会在上层砂质层中产生强劲的孔隙水流。下午14:30后接近满潮时，累加通量开始呈现较为线性的走势，表明此时水动力条件趋于稳定，所测氧通量值对该时段真实氧通量具有很好的代表性。

图7观测过程中波动的累加通量