分層湖庫溶解氧時空特性研究進展

杜彥良，彭文啟，劉 暢

（中國水利水電科學研究院，水環(huán)境研究所 北京 100038）

湖庫水體溶解氧（DO）是維系水生態(tài)安全的重要要素之一，同時DO 幾乎參與所有的水化學反應及水生物等相互作用過程，成為河湖水質(zhì)管理的頂級評價指標。湖庫中受水體的熱力分層影響，溶解氧的呈現(xiàn)不同的分布。隨著全球氣候的變化，淡水水體營養(yǎng)水平升高的趨勢下，大量的湖庫中存在和海洋中類似的缺氧區(qū)［1］，并有加劇趨勢。湖庫底部低溶解氧導致底泥有毒物質(zhì)釋放［2］，直接威脅了魚類、底棲生物等的生存和繁殖［3］，且改變食物鏈結(jié)構(gòu)［4］，危害水生態(tài)系統(tǒng)的穩(wěn)定和安全。National Ocean Service（USA）把DO＜2 mg/L 或DO 飽和度低于30%的區(qū)域定義為海洋中的缺氧區(qū)（hypoxic）［5］，Ecological Society of America 定義缺氧為DO＜2～3 mg/L［6］。淡水湖庫缺氧區(qū)的形成與發(fā)展和地理氣象、水動力條件、營養(yǎng)狀態(tài)等眾多因素相關(guān)，為改善湖庫的生態(tài)環(huán)境，實施可持續(xù)發(fā)展的湖庫管理，分層湖庫中的DO 時空變化成為近年來研究的熱點。

1 分層湖庫的溶解氧垂向形態(tài)及發(fā)展

湖庫分層水體由上至下為湖面溫水層（epilimnion）、變溫層（metalimnion）和下層滯溫層（hypolimnion）。湖庫分層形態(tài)與所在地理位置相關(guān)，不同緯度上年均輻射量、年內(nèi)輻射量變化，及地球自傳科氏力三個基本要素作用下，位于南北緯度0°～20°的湖泊分層的穩(wěn)定性最低，南北緯度25°～40° 穩(wěn)定性大幅提高［7］。此外，湖泊的形態(tài)參數(shù)對分層也有影響，如表層面積與平均深度之比R（surface area to mean depth ratio），也反映了蓄熱能力，用以預測湖泊分層發(fā)生日期［8］。我國有水庫寬深比判別水庫水溫是否分層。同時考慮湖庫的水文情勢的徑流—庫容法（α-β法）也常用于判別分層。水庫下泄水量的不同深度的取水方式也影響水庫熱儲量［9］。此外水色對分層也有影響［10］。DO 的垂向分布在很大程度上依賴湖庫的熱分層格局［11-12］，湖庫分層后，穩(wěn)定的熱分層一定程度上阻礙了上層溫水與下層較冷水體的交換，在溫躍層上下形成熱/冷、氧化/還原的對立環(huán)境，環(huán)境差異對湖庫水化學、物質(zhì)循環(huán)過程以及水生生物生命活動產(chǎn)生較大的影響，變溫層的密度的差促進了水化學指標與生物體的垂向分布的差異的形成，變溫層高密度梯度區(qū)成為較為特殊的棲息環(huán)境，水中顆粒及浮游生物體存在于代表其密度水平的垂向高度上，許多浮游生物通常將自身定位在強密度梯度中的溫躍層中，以獲得水柱上下兩層之間的優(yōu)點［13］。Cantin［4］研究發(fā)現(xiàn)對應溫躍層深度的變化，浮游動植物群落在垂向上也表現(xiàn)出結(jié)構(gòu)變化。綜上，水體的密度分層是DO 濃度垂向形態(tài)的初始驅(qū)動。由于全球氣溫升高，湖庫分層時間延長和分層穩(wěn)定性增強［14-15］，DO 的垂向結(jié)構(gòu)也相應發(fā)生變化。

在《湖沼學》［16］中總結(jié)了分層湖庫中的DO 垂向分布形態(tài)兩種模式。第一種模式多見于高緯度透明度高的貧營養(yǎng)型湖泊，DO 的季節(jié)性變化小，湖下層在整個分層期都呈現(xiàn)DO 飽和的狀態(tài)，下層滯水層因水溫低DO 濃度比上層更高，如圖1中的①艾特湖。第二個模式多見于富營養(yǎng)湖泊和腐殖質(zhì)湖泊，這類湖泊由上層向下層輸入較多的有機物，使得的滯溫層DO 沿水深濃度降低，底層遠低于湖上層的DO 濃度，有時甚至為0，見圖1。圖1中不僅呈現(xiàn)滯溫層的DO 減小模式，也呈現(xiàn)了變溫層3 種不同形態(tài)：（1）變溫層DO 極大值，如④；（2）變溫層DO 極小值（MOM），如②③；（3）變溫層DO 由大及小的單向變化，如⑤。除了圖1中形態(tài)，水體分層結(jié)構(gòu)不同DO 還可能有其他變化，如Merseburg-os 礦湖中變溫層DO 增大，滯溫層DO 濃度較高且垂向均勻，最底部的礦化層DO 幾乎為0［13］。本文僅討論淡水分層湖庫的DO 變化。

湖泊DO 變化過程受以下要素控制：（1）通過水汽界面的氣體交換；（2）考慮分層結(jié)構(gòu)的垂向和水平混合；（3）光合作用導致在水中DO 濃度增加；（4）水生生物呼吸，有機物的細菌氧化、化學氧化并通過其他還原無機物消耗DO；（5）沉積物及底棲生物耗氧［13］。非永久分層的湖庫年內(nèi)DO 時空變化過程大致分幾個階段，春季DO 濃度垂向較為均勻，春末夏初季水體開始溫度及分層，表層水體受（1）（2）（3）（4）作用，DO 較高，變溫層受水體受（2）（3）（4）的作用，形態(tài)各異，滯溫層受（2）（4）（5）作用，以耗氧為主兼有水平擴散，表層、變溫層和滯溫層DO 濃度逐漸產(chǎn)生差異。進入秋冬季節(jié)分層現(xiàn)象逐漸減弱，隨著垂向溫度梯度變小，DO 較高的表層水體下沉逐漸增強，水溫的垂向差異逐漸變小，甚至逆轉(zhuǎn)，稱為“翻庫”，翻湖（庫）時間可通過經(jīng)驗公式進行預測［62］。冬春季隨著水體的垂向摻混加強，自上而下地對湖庫充氧，先是表層及變溫層DO 均勻摻混，而后向湖庫底部發(fā)展，垂向DO分布逐漸均勻，在年內(nèi)完成一個變化周期。這個循環(huán)過程在Rhodes［17］、Kreling［18］、馬越［19］、董春穎［20］及Zhang［21］中不同季節(jié)的實測DO 的垂向分布中展示，受緯度氣象、形態(tài)、營養(yǎng)狀態(tài)等多因子影響，可以看出DO 開始分層及結(jié)束的時間存在差異。

在不同緯度上，從水動力角度對分層水庫進行劃分，有6 種垂向循環(huán)類型的湖泊［22］，有不同垂向環(huán)流特性。Lewis［23］認為緯度帶不僅影響水溫結(jié)構(gòu)同樣影響著營養(yǎng)鹽及浮游生物，在低緯度導致了較高的營養(yǎng)再生率，加速了營養(yǎng)循環(huán)、影響著營養(yǎng)和浮游等的時空分布，進而影響DO 分布。在我國高緯度的北方雙循環(huán)湖庫通常有較高的DO 垂向循環(huán)能力，低緯度的南方湖庫DO 垂向交換能力較弱，表現(xiàn)為，冬春季節(jié)北方湖庫DO 濃度垂向達到均勻的時間較早，而南方湖庫的時間較遲。

2 變溫層溶解氧變化

湖庫水體密度分層過程驅(qū)動DO 的分層及垂向變化。通常認為變溫層溶氧極大值是由于水體透明度足夠高，變溫層藻類的光合作用產(chǎn)生了DO 極大值［26-28］。Jones［24］對水庫DO 極大值現(xiàn)象分析得到極大值與平均塞氏盤深度呈強相關(guān)（r=0.74）。Wilinson［29］通過測定藻類光合作用生產(chǎn)的氧氣，指出單光合作用的并不是變溫層最大值形成的原因。Dubay［26］認為高濃度DO 水流的輸入也可能使得湖庫變溫層發(fā)生DO 極大現(xiàn)象。

變溫層溶氧極小現(xiàn)象在不同營養(yǎng)狀態(tài)水平的湖庫中均廣泛存在。Jones［24］對密蘇里州235 個湖庫的監(jiān)測顯示大部分DO 剖面為變溫層極小值，這些水庫大多都是中營養(yǎng)或富營養(yǎng)狀態(tài)［25］。在我國南方貧營養(yǎng)狀態(tài)的千島湖［21］及德國北部貧營養(yǎng)狀態(tài)的Rappbode 水庫［34］在夏秋季均發(fā)生變溫層極小現(xiàn)象。Rhodes 等［17］通過1977—2010年超過30年德國康斯坦斯湖垂向TP 濃度與DO 變化，湖中TP 平均濃度由0.08 mg/L 逐漸下降至0.01 mg/L 水平，在營養(yǎng)水平高的時段，變溫層極小值現(xiàn)象不太顯著，而到中營養(yǎng)和貧營養(yǎng)時段，湖區(qū)變溫層的DO 極小值卻更為顯著，即極小值變小。Rhodes 解釋為氣候變暖作用的結(jié)果。

分層水體的變溫層DO 極小（metalimnetic oxygen minima，MOM）現(xiàn)象早在海洋中發(fā)現(xiàn)，海洋學家認為是表層溫水層產(chǎn)生大量有機物質(zhì)（藻類），藻類有機物衰亡后在垂向沉降過程中被微生物分解，該過程的耗氧產(chǎn)生了MOM，也被稱為“生物泵”作用［30］。與海洋相比，湖庫水環(huán)境受外界的擾動大，如支流的物質(zhì)、能量匯入、面源、沉積物釋放等多要素作用，系統(tǒng)變化更為復雜，隨著監(jiān)測技術(shù)的提升，人們認識到絕大多數(shù)內(nèi)陸分層湖庫存在變溫層極小現(xiàn)象，DO 極小達到缺氧水平，將成為湖庫生態(tài)安全的隱患。除了借鑒海洋中“生物泵”作用，湖泊學家還提出其他不同的假設(shè)，Shapiro［31］將早期的假設(shè)與現(xiàn)場觀察和分析聯(lián)系起來，提出變溫層DO 極小有三種可能的原因：（1）水平運輸?shù)闹兴系膽腋∮袡C物對氧氣的吸收，（2）流過水體的低氧密度水流，和（3）從生物分解或呼吸中原位消耗氧氣。Baker 等［32］對Mead 湖DO 研究中考慮了Shapiro 給出的可能原因，認為變溫層DO 極小是因為湖泊的生產(chǎn)力高，變溫層中浮游生物的呼吸作用導致DO 大量消耗。Zhang［21］在千島湖的垂向監(jiān)測結(jié)果顯示，變溫層處DO 極小區(qū)域，有色可溶性有機物（CDOM）濃度也較高。Boehre［13］對Arendsee 垂向監(jiān)測剖面表明，變溫層DO 極小區(qū)域，C 的濃度略高，解釋為在變溫層的高密度梯度捕獲了懸浮有機顆粒，產(chǎn)生了MOM 現(xiàn)象。Wentzky等［33］認為水庫中的藻類是呼吸作用的耗氧超過光合作用的產(chǎn)氧導致MOM。

變溫層密度梯度較高的區(qū)域，導致垂向上與其他水域的紊動強度存在差異，DO 等水質(zhì)變量的垂向混合也不同。密度分層水體的垂向紊動混合系數(shù)研究通常基于實驗室測量和經(jīng)驗公式計算［35-37］，Weck 等［38］采用渦度相關(guān)技術(shù)（eddy correlation technique，EC）對德國兩個湖泊的變溫層的DO 和浮力通量進行現(xiàn)場測量，EC 測得的數(shù)值為紊動變量的時間平均值，從EC 導出的反映DO 的Prandtl 數(shù)的紊動擴散率比用參數(shù)預測的數(shù)值大一個數(shù)量級。Kreling 等［18］對德國Arendsee 湖變溫層極小DO 研究中提出，基于局部區(qū)域的DO 消耗解釋MOM 現(xiàn)象顯然不夠。在估算了DO 在垂向上的輸運作用后，得到MOM 的發(fā)展不單單由當?shù)卦龃蟮腄O 消耗率造成的，而是DO 垂向梯度擴散和局部消耗的共同作用的結(jié)果。顆粒有機碳的向下通量促進了MOM 的發(fā)展，同時變溫層DO 極小可能會增加浮游生物的呼吸作用，加速增光層的營養(yǎng)物循環(huán)，從而可能進一步刺激初級生產(chǎn)，DO 形成與光合作用和呼吸作用存在相互反饋的機制。Bolke 對Flaming Gorge 水庫研究中［39］，對浮游植物和懸浮物的進行分析后，確定它們不是MOM 發(fā)生的主要原因。在夏末季節(jié)，入庫河流經(jīng)過庫尾的沉積區(qū)域DO 降低，且水溫低于庫區(qū)水面，入流水體某個深度水平通過水庫，密度流的輸運導致了變溫層溶氧極小。美國Copco 水庫的研究報告［40］顯示，一些時間段在變溫層深度上水平輸入了低DO 水體，另些時間段，水平輸入的密度流可對滯溫層區(qū)域的DO 進行補充。Williams［41］通過模型模擬，水庫在變溫層附近深度的取水會加劇MOM 的發(fā)展。Gerling［42］對Falling Creek 水庫不同下泄流量的水質(zhì)監(jiān)測表明，大流量下泄時的MOM現(xiàn)象更為顯著。

分層水庫的溫度梯度是變溫層溶氧極小值形成的基本條件，除了影響水溫分層的氣象及地理因素，變溫層中浮游動植物的呼吸作用、有機物濃度、水動力特性及水庫調(diào)度方式等共同影響溶氧極小值的大小。

3 滯溫層溶解氧變化

分層湖庫底層低DO 是較普遍的現(xiàn)象，美國北部的Erie 湖夏季湖底缺氧甚至可追溯千年［43］。表層水體的光合作用產(chǎn)生氧氣和有機物，部分有機物沉降到湖庫底層，有機顆粒在下沉過程中被分解，并消耗底層水體DO 含量，水體的熱分層限制了表層對滯溫層DO 的補充，滯溫層DO 的消耗超過了其在水中的積累，會導致滯溫層缺氧。滯溫層的DO 指示了滯溫層厚度、溫度及生產(chǎn)力［44］。湖庫沉積物內(nèi)源N、P 營養(yǎng)鹽是滯溫層缺氧的重要因素之一［41］。1960年代和1970年代歐美很多分層湖庫受富營養(yǎng)化、缺氧等環(huán)境問題所困擾，人們意識到必須加強水庫的水質(zhì)管理。生物有效磷（BAP）被認為是初級生產(chǎn)力的驅(qū)動力，措施上主要側(cè)重于減少磷負荷。1970年代中期和1980年代初期，許多湖泊的磷濃度都有所下降，創(chuàng)造了許多成功的案例，但湖庫中缺氧現(xiàn)象并未達到預期的改善效果［45］。

為研究湖滯溫層DO 變化，1920年代人們就關(guān)注到湖下層單位體積水體的氧氣消耗速率，稱為體積湖下層氧消耗速率（volumetric hypolimnetic oxygen depletion rate，VHOD），這是指示非腐殖質(zhì)湖泊表層水中營養(yǎng)鹽負荷和初級生產(chǎn)力的有效指標。水生態(tài)系統(tǒng)中常常通過測定VHOD 來預測水體是否會以及何時可能發(fā)生缺氧或厭氧。Hutchinson［16］提出面積湖下層氧消耗速率（areal hypolimnetic oxygen depletion rate，AHOD），對湖泊的初級生產(chǎn)力有很好的指示作用。Matthews［46］通過1978—2002年Onondaga 湖的垂向間隔1 m 的DO 數(shù)據(jù)，建立表層和底層的二層模型，計算得到滯溫層DO 垂向輸入占系統(tǒng)的15%～37%，AHOD 的減小與表層初級生產(chǎn)力和沉降到分解層的有機碳的減少相關(guān)。Matzinger［47］研究滯溫層的DO，提出區(qū)域滯溫層礦化耗氧速率（areal hypolimnetic mineralization rate，AHM），單位同AHOD，計算得到80% 以上的AHM 是有機物（包括沉積物表面）降解以及10年之內(nèi)沉積物層還原物質(zhì)的釋放。在較厚的滯溫層（12 m）的湖泊，老沉積層對于AHM 的貢獻低。AHM 和滯溫層厚度正相關(guān)，滯溫層耗氧量主要是由湖泊當前的生產(chǎn)力控制，人工復氧、混合、沉積物疏浚等技術(shù)性湖泊管理措施不能有效地降低沉積物還原物質(zhì)的流量。Johns［48］認為盡管水庫有外來有機物輸入，但底部耗氧，滯溫層內(nèi)耗氧對滯溫層DO 影響較大，甚至超過其他來源的變量。Kreling［49］認為沉積是導致滯溫層耗氧的主因。這些發(fā)現(xiàn)與來自世界各地的生產(chǎn)性湖泊的經(jīng)驗模一致［50-51］。

湖庫滯溫層DO 的變化，與水動力學及調(diào)度方式相關(guān)，不同溫度的水體流入，攜帶外部DO 進入不同的深度。Weber［52］通過模型研究得到，為改善水庫低溫水下泄，表層取水的方式也會進一步降低水庫滯溫層的DO 水平。水庫入流水量及下泄流量變化導致的水動力學變化也會對DO 及水溫垂向分布產(chǎn)生影響［41］。

全球氣候變化增加了湖庫熱力分層的穩(wěn)定性，穩(wěn)定分層結(jié)構(gòu)導致有限垂直氧氣交換和滯溫層持續(xù)的氧氣消耗，進而導致底層缺氧的惡化，而通常通過湖庫的冬季水溫翻轉(zhuǎn)（翻庫）對底層DO 的補充，在越來越溫和的冬天，DO 補充效率降低，湖庫下層可能因垂向DO 交換不足，而被耗盡［12，53］。Rhodes 等［17］康斯坦斯湖經(jīng)歷了去營養(yǎng)過程，隨著時間的推移，在50 ～100 m 深度的滯溫層的DO 濃度變化不大。

滯溫層DO 濃度的變化主要受控于沉積物耗氧水平，同時水庫的調(diào)度方式和湖庫分層的穩(wěn)定性也會影響湖庫底部的滯溫層DO 濃度。

4 湖庫缺氧研究

為保障魚類群落健康，水體中DO 需要維持在一定濃度范圍內(nèi)。對于缺氧耐受能力中等的魚類，表層水DO 必須在2～5 mg/L 的水平或以上，而對于冷水種群以及不受CO2和污染物脅迫、需氧量較大的溫水性種群來說DO 必須在5～9 mg/L 的水平或以上［54］。Nuernberg［55］列出美國和加拿大的水庫水質(zhì)管理中，根據(jù)不同季節(jié)或水域的DO 標準，大致范圍為4.0～10.5 mg/L。20世紀人們發(fā)現(xiàn)在夏秋季節(jié)很多分層水庫某些區(qū)域出現(xiàn)不同程度的缺氧現(xiàn)象，減小了魚類可利用棲息地，提出相應的熱-氧空間的損耗概念。分層湖庫變溫層及滯溫層均會存在缺氧的現(xiàn)象，水體分層制約浮游動物日夜垂直遷移模式［57］，變溫層缺氧將部分魚類群落壓縮到違背它們熱偏好的滯溫層，底部缺氧危害底棲生物及食物鏈結(jié)構(gòu)，在極端情況下庫區(qū)缺氧導致魚類死亡率上升［58-61］。變溫層缺氧對溫室氣體垂向分布也產(chǎn)生影響，導致了CH4在變溫層和CO2在滯溫層的積累［61］。面向水庫的水質(zhì)及生態(tài)管理實踐中，人們同時關(guān)注水體開始缺氧的時間和持續(xù)時長。

Jones 等［19］對1989—2007年期間每年5月至8月密蘇里州的235 個水庫水溫（個數(shù)n=7193）和溶解氧（n=6516）的垂直剖面分析，得到水體開始缺氧時刻通常是水域面積的函數(shù)，平均而言，一個10 000 hm2的水庫比10 hm2的晚4 周左右變成缺氧。營養(yǎng)狀態(tài)變量（TP，Chl 和Secchi）也表現(xiàn)出與缺氧的弱相關(guān)性（r＜0.4，p＜0.05），同時表明營養(yǎng)程度升高加速了缺氧的發(fā)生。Reckhow［63］在對55 個分層湖庫的研究后，提出基于湖泊形態(tài)、水文、和營養(yǎng)負荷的缺氧概率（Panox）：

式中：z 為平均水深；qs為年均流量；Lext為年均外部的磷輸入，該公式考慮了水深、流量和負荷量，可能會低估一些原始的貧營養(yǎng)水庫的缺氧。Nurnberg［51］根據(jù)提出安大略湖附近的56 個湖泊研究中提出了缺氧因子（AF），定義為：

式中A0為湖泊表面積。Nurnberg［55］提出考慮TP 輸入的AF 計算公式：

式中：A 為水庫面積（km2）；TP 為總磷濃度（ug/L）。括號中數(shù)值為正負標準差。

5 湖庫DO 數(shù)值模擬

水體中DO 是反映水質(zhì)變化的基礎(chǔ)變量，1925年的Streeter 和Phelps 建立的第一個S-P 水質(zhì)模型即計算河流中的DO 和BOD 濃度變化。隨著計算技術(shù)的發(fā)展，水質(zhì)的模型耦合水動力等模型向多維、多參數(shù)方向發(fā)展，眾多知名且成熟的水質(zhì)模型，如Delft3D、EFDC、MIKE、CE-QUAL-W2 等，都可計算湖庫水質(zhì)及DO 的時空變化［64］。

分層湖庫的DO 時空變化的一些機理問題仍在探討中，為更精確模擬分層水體各層DO 的變化，學者通常根據(jù)最新的研究成果，或引入新參數(shù)，或?qū)δＰ瓦M行二次開發(fā)，來對DO 進行模擬。Matthews［40］建立表層和底層的二層模型計算滯溫層DO 濃度變化，Müller［45］模型中引入AHM 參數(shù)，計算模擬了不同湖泊的滯溫層DO 的時空變化。Weber［51］采用GLM 模型對水庫的DO 進行模擬。上述研究均為垂向一維模型。在對水庫的水質(zhì)及DO 變化的模型研究中，垂向二維的CE-QUAL-W2 模型對狹長 形水庫有較好運用［65-66］，前文提及Powell 湖DO 模擬［41］、美國Copco 水庫DO 模擬［39］等。三維模EFDC 模型也有廣泛的應用［64，67］。Chen［68］采用三維模型耦合水射流模型和線性氣泡羽流模型，模擬一個淺水富營養(yǎng)化水庫中滯溫層復氧對水溫及DO 結(jié)構(gòu)的作用。驅(qū)動及影響湖庫的DO 分布變化的因素眾多，很難從個別因子進行湖庫水質(zhì)演化分析，模型手段是研究水環(huán)境系統(tǒng)不可缺少的工具，多模型耦合模型研發(fā)也是研究的重點。

6 結(jié)語

在全球氣候變化、水體富營養(yǎng)化等背景下，分層湖庫的缺氧現(xiàn)象變得越來越普遍，且受到廣泛關(guān)注。受氣候、地理、富營養(yǎng)化、有機污染、水文及負荷的輸入過程等環(huán)境壓力的作用，湖庫分層后DO 在溫水表層、變溫層和滯溫層中濃度形態(tài)發(fā)生變化。大氣復氧、光合作用等的導致了溫水表DO 濃度較大，而變溫層DO 與浮游生物呼吸和光合作用、水平和表層等外部物質(zhì)輸入、有機物沉積過程分解、透明度等相關(guān)，DO 垂向形態(tài)各異，其中變溫層DO 極小值廣泛存在形成機理較為復雜。滯溫層缺氧與沉積物、初級生產(chǎn)力、外部輸入等相關(guān)，分層后通常表現(xiàn)為耗氧過程。影響分層湖庫DO 時空分布的因素眾多，個別因子或經(jīng)驗公式分析，難以對湖庫DO 現(xiàn)象做出全面精確的描述，基于機理及過程的數(shù)值模型是DO 研究中必不可少的工具。我國地域幅員遼闊，變溫層和滯水層缺氧現(xiàn)象在大部分分層水庫中普遍存在，但很多水庫中深層DO 的監(jiān)測數(shù)據(jù)資料并不完備和充分，DO 及其水生態(tài)系統(tǒng)的影響程度研究也有限，在湖庫生態(tài)恢復和水環(huán)境管理中缺乏相關(guān)的技術(shù)支撐和參考依據(jù)。針對分層湖庫的缺氧問題，為水質(zhì)和生態(tài)環(huán)境的改善提出可行性措施，提高水庫科學管理水平，運用原位監(jiān)測、經(jīng)驗參數(shù)、公式分析和數(shù)值模型等手段，揭示湖庫溶解氧的演變機理，是迫切需要開展的研究課題。