中國東部陸架海鋒面的時空變化及其對細顆粒沉積物輸運和沉積的影響

袁萍，王厚杰，畢乃雙，吳曉，張勇

1.中國海洋大學海洋地球科學學院，海底科學與探測技術教育部重點實驗室，青島 266100

2.中國地質(zhì)調(diào)查局青島海洋地質(zhì)研究所，青島 266071

中國東部陸架邊緣海（渤海、黃海、東海）是世界上最寬淺的陸架海之一，發(fā)育了一系列泥質(zhì)沉積體，這些泥質(zhì)體不僅是細顆粒沉積物[1-3]、重金屬[4-5]以及有機污染物[6-9]的主要物質(zhì)匯，同時由于這些泥質(zhì)體沉積連續(xù)、信息記錄完整，因此，包含了豐富的海洋（黑潮演變，黃海暖流變異，海平面變化）和陸地（東亞季風演化，物源區(qū)氣候變化）環(huán)境變化信息[3,10-13]，是沉積物源匯研究和海陸相互作用研究的重要信息載體。

由于陸架細顆粒沉積物的輸運會受到水體中以溫度、鹽度等為特征的水團分布和水團間的相互作用的控制，因此，性質(zhì)不同的水團（或水體）之間存在的海洋鋒面，會導致鋒區(qū)兩側(cè)水體的沉積物混合和交換需要通過跨鋒面的方式來進行[14-15]；同時，鋒面位置和強度的季節(jié)性變化在細顆粒沉積物輸運過程中的作用也不容忽視[16-23]。此外，細顆粒沉積物是有機質(zhì)、營養(yǎng)鹽和污染物等的主要載體，其在輸運過程中會與海洋水體和底質(zhì)沉積物發(fā)生廣泛的交換，直接影響陸架海水體透光性和污染物以及營養(yǎng)鹽的分布，進而影響陸架海的生物、化學以及物理海洋環(huán)境[18,24-27]，因此，研究鋒面的分布對細顆粒沉積物輸運的影響，對于深入認識東中國海沉積物的源匯過程、闡明海岸帶海陸相互作用、探討全球物質(zhì)循環(huán)以及保護海洋生態(tài)環(huán)境等都具有十分重要的意義。

前人對泥質(zhì)區(qū)沉積物物源和形成機制的研究發(fā)現(xiàn)：環(huán)流是輸運泥沙的主要動力[28-29]，再懸浮泥沙被環(huán)流搬運是陸架區(qū)沉積物搬運的最重要的過程[30]，中國東部陸架海的幾大泥質(zhì)區(qū)主要是周邊入海河流攜帶的大量懸浮沉積物入海，在潮流和洋流系統(tǒng)的控制下在海區(qū)進行搬運和沉積形成的[16,31-36]，東中國海上分布的斑塊狀泥質(zhì)區(qū)的形成與當?shù)厝醯牡浊袘铜h(huán)流結(jié)構(gòu)密切相關[37-38]。前人研究主要基于波浪、潮流和環(huán)流等動力因素，對不同季節(jié)鋒面的作用下，中國東部陸架海細顆粒沉積物的分布、輸運和沉積的影響研究及其機制方面還存在不足。本文基于HYCOM數(shù)值模擬結(jié)果，研究了中國東部陸架海流場和鋒面（溫度鋒、鹽度鋒）的時空變化特征，分析了鋒面的形成機制，探討了鋒面的季節(jié)變化對細顆粒沉積物輸運及沉積過程的影響。

1 研究區(qū)概況

位于東亞大陸邊緣的東中國海（渤海、黃海和東海）具有廣闊的大陸架，深度淺（200 m以內(nèi)）、坡度平緩，是相鄰大陸在水下的自然延伸部分，水深從西北到東南逐漸加深。渤海和黃海都是三面被陸地包圍的半封閉淺海，一般又以山東半島成山角與朝鮮的長山串連線為界，把黃海分為南黃海和北黃海兩部分[39]；其中，黃海海槽構(gòu)成了南黃海整個地形的中軸，槽內(nèi)水深約為60～80 m，由東南向北和西北方向逐漸變淺[40]。東海則是一個較為開闊的邊緣海，其地形特征變化明顯，整體呈“北寬南窄，北緩南陡”的格局，隨著水深的增加，由岸向海可以分為內(nèi)陸架（水深＜60 m）、外陸架（水深60～200 m）和沖繩海槽（水深＞200 m） 3 部分[41]。

中國東部陸架海處于東亞季風影響強烈的地區(qū)，受季風影響，東中國海冬季多盛行寒冷干燥的西北風，夏季多盛行溫暖濕潤的東南風；由于太陽輻射和各季不同氣團的控制，研究區(qū)氣溫冬季低、夏季高，且分布的大趨勢是北冷南暖，等溫線呈緯向走向分布；降水受季風（主要是夏季風）和臺風等天氣活動的影響，雨季和雨帶出現(xiàn)規(guī)律的北進和南退，同時，南方降雨量多于北方，東部多于西部，沿岸多于海域中部[42-44]。

中國東部陸架海的潮波系統(tǒng)中，渤海大部分海區(qū)為不規(guī)則半日潮區(qū)[43]，黃海和東海則以規(guī)則半日潮區(qū)為主[40]。渤海潮差多為2～3 m，沿岸最大潮差位于遼東灣灣頂（營口潮差可達5.4 m）[45]；黃海海域有3個潮差較大的區(qū)域：西朝鮮灣、江華灣以及江蘇瓊港外的輻射沙脊群，它們的最大可能潮差都在9 m 以上[43]；東海潮差分布表現(xiàn)為西部大（4～7 m）、東部小（約 2 m）[43-44]。渤海潮流流速一般為 0.5～2 m/s，最強流速出現(xiàn)在老鐵山水道附近（1.5～2 m/s）[46]；黃海流速一般是東岸大于西岸，最大流速出現(xiàn)在朝鮮半島西岸（1 m/s以上）、蘇北近岸（約 2 m/s）以及山東半島成山角附近（1.5 m/s以上）[43-44]；東海潮流流速近岸大遠岸小，長江口—杭州灣—舟山群島附近是中國沿岸潮流最強的海區(qū)，潮流流速可達3～3.5 m/s以上[44,46]。

中國東部陸架海風浪的分布受制于風向，浪向和浪高的季節(jié)變化明顯：10月至次年3月，研究區(qū)盛行偏北浪，各海區(qū)的平均浪高可增至1.5 m以上，強寒潮過境時可使浪高達到8 m以上；夏季（6—8月）偏南浪盛行，研究區(qū)以南向浪為主，6月時，渤海、黃海北部及朝鮮半島西岸的浪高不足1 m，其他海區(qū)的浪高也較低（1.2 m以下），7—8月，由于臺風活動，研究區(qū)大部分海域的浪高又開始有所增大；從海區(qū)來看，東海風浪浪高最大，渤海最小，黃海居中，但各海區(qū)又有其各自的高值區(qū)和低值區(qū)[40,42,46]。

中國近海的環(huán)流主要由沿岸流系統(tǒng)和外海暖流系統(tǒng)所構(gòu)成，形成一個氣旋式流渦：西側(cè)為南向的、低鹽的、冬季最強的沿岸流系（如魯北沿岸流、蘇北沿岸流和浙閩沿岸流等）和北向的高溫高鹽的臺灣暖流；東側(cè)主要是來自大洋的北向的高溫高鹽水系，即黑潮主干—對馬暖流—黃海暖流及其延伸部分，當然，還有南向的、冬季最強的西朝鮮沿岸流；其間還伴隨著一些較為穩(wěn)定的局地環(huán)流和中尺度現(xiàn)象，如黃海冷水團環(huán)流、濟州島西南和臺灣東北海域的氣旋式渦旋等（圖1）[42-43,47-50]。

2 資料與方法

2.1 數(shù)據(jù)來源

本文7個航次的實測數(shù)據(jù)來自國家自然科學基金委“渤黃海航次”（2014年春季5月、2016年夏季7月、2010年秋季9月和2017年冬季1月）、“長江口航次”（2016年春季3月和2016年夏季7月）以及“東海航次”（2010年秋季11月），各航次信息、站位分布和研究斷面情況如表1和圖2所示。在各個站位上均進行了壓力、溫度、鹽度的垂向觀測，使用的觀測儀器為Seabird系列的CTD。

本文將選取表、底層數(shù)據(jù)進行水文參數(shù)平面分布特征的研究。需要注意的是，文中提到的表、底層觀測數(shù)據(jù)并不是實際意義上的表、底層數(shù)據(jù)，而是用CTD感溫后下放（距海表2～4 m）以及能夠下放的最大深度處（距海底3～5 m）的數(shù)據(jù)代替表、底層數(shù)據(jù)進行處理和分析。

本文采用的數(shù)值模擬結(jié)果是來自HYCOM（Hybrid Coordinate Ocean Model）垂向混合坐標海洋模式的輸出結(jié)果。HYCOM模式彌補了傳統(tǒng)等密面坐標的不足，提高了在淺水和混合層的模擬能力，能夠適應各種地形計算的需要；同時，HYCOM還考慮到了多種海氣要素（如風場、熱通量、蒸發(fā)和降水、海冰以及河流淡水的輸入等）的作用，使得模擬結(jié)果更為可靠，近年來被廣泛地用于大洋和區(qū)域海洋的研究中[23,51]。HYCOM模式存在眾多實驗版本，由于本文實測數(shù)據(jù)年份的跨度較大（2010—2017年），所以選取了能夠覆蓋實測數(shù)據(jù)時間的Global Ocean Forecasting System（GOFS）3.0:HYCOM+NCODA Global 1/12° Analysis（GLBa 0.08）數(shù)據(jù)。根據(jù)7個航次的具體起止時間（表1），下載對應日期期間本研究區(qū)（25°～41°N、117°～128°E）范圍的HYCOM溫度、鹽度以及流速數(shù)據(jù)（https://www.hycom.org/），用Matlab對下載的溫鹽數(shù)據(jù)進行航次間的統(tǒng)計平均，得到本研究所需的表、底層溫鹽數(shù)據(jù)；同時，將u向（東西方向）和v向（南北方向）的流速數(shù)據(jù)進行矢量合成，計算出研究區(qū)表底層余流流速和流向。

2.2 HYCOM模式結(jié)果的適用性

根據(jù)7個航次每個站位的具體采樣日期，將對應時間上HYCOM模式的結(jié)果在實測站位上進行差值，獲取實測站位表底層上HYCOM模式輸出的溫鹽數(shù)據(jù)，形成與實測站位位置一致、時間一致的表底層溫鹽數(shù)據(jù)，將這兩套數(shù)據(jù)進行對比，結(jié)果如圖3所示。

圖1 中國東部陸架海冬季（A）與夏季（B）環(huán)流示意圖（改繪自Guan,1994[47]和蘇紀蘭等，2005[42]）Fig.1 General patterns of seasonal circulation system in the East China Seas:（A） winter; （B） summer（modified after Guan （1994）[47]and Su et al.（2005）[42]）

表1 7個航次信息Table 1 Information of cruises

從圖3中可以看出，HYCOM溫度數(shù)據(jù)與實測溫度數(shù)據(jù)基本一致，兩者在不同季節(jié)的相關系數(shù)（R）都在0.8以上，其中冬季1月的數(shù)據(jù)吻合度最好，相關系數(shù)高達0.99，夏季7月的數(shù)據(jù)相對偏差較大。HYCOM鹽度數(shù)據(jù)與實測鹽度數(shù)據(jù)的相關系數(shù)明顯比溫度低，其中，春季5月的相關系數(shù)最高（0.87），冬季1月的相關性最低?？傮w而言，除了夏季7月的HYCOM底層溫度數(shù)據(jù)與實測數(shù)據(jù)差異較大，其他月份的HYCOM表、底層溫度數(shù)據(jù)結(jié)果與實測溫度結(jié)果都比較接近。HYCOM表、底層鹽度數(shù)據(jù)的準確性整體上低于溫度數(shù)據(jù)：冬季1月HYCOM表、底層鹽度數(shù)據(jù)與實測數(shù)據(jù)結(jié)果相比差異較為明顯，秋季11月HYCOM底層鹽度的結(jié)果整體偏低，此外，春季3月和夏季7月可能由于采樣地點在長江口附近，受長江沖淡水的影響，HYCOM表層鹽度結(jié)果與實測結(jié)果存在較大差異，但整體而言大部分月份的表、底層鹽度數(shù)據(jù)結(jié)果與實測數(shù)據(jù)結(jié)果分布趨勢一致。

HYCOM模式提供了能夠覆蓋整個中國東部陸架海的高分辨率數(shù)值模擬結(jié)果，對其進行適用性分析發(fā)現(xiàn)，HYCOM模式輸出的溫鹽結(jié)果基本能夠反映中國東部陸架海不同季節(jié)表底層的溫鹽變化情況，這為后續(xù)分析研究區(qū)溫鹽鋒面的時空分布提供了重要的數(shù)據(jù)支持。

2.3 鋒面的計算方法

由于HYCOM模式輸出數(shù)據(jù)與實測數(shù)據(jù)存在較好的一致性，故本文基于HYCOM模式數(shù)據(jù)，通過公式（1）計算研究區(qū)表、底層溫度、鹽度的水平梯度進而確定鋒面的位置及強度。

式中，G表示表/底層溫度（鹽度）的水平梯度，單位為 ℃/km（PSU/km）；Ti,j表示第（i,j）個網(wǎng)格處的表/底層溫度（鹽度），單位為℃（PSU）。D1和D2分別表示東西方向和南北方向的網(wǎng)格間距，單位為km。

圖3 中國東部陸架海實測溫鹽與HYCOM溫鹽相關性分析Fig.3 Correlation between in-situ temperature-salinity data and HYCOM temperature- salinity data

3 結(jié)果與討論

3.1 基于HYCOM模式的表底層流場的時空變化

3.1.1 表層流場的分布特征

春季3月，研究區(qū)受偏北風的影響，表層水體流向多為南向（圖4a），朝鮮半島西岸水體以及浙閩近岸水體順岸南下，且流速都較強（＞0.08 m/s）。黑潮表層流向與風向相反，流速最高可達1.2 m/s。臺灣暖流流向復雜，總體有流向陸架坡折帶的趨勢。春季5月，渤海表層流向基本為東向或東南向，表層流速基本小于0.1 m/s（圖4b）。黃海大部分海域表層流速不足0.07 m/s。在東海，黑潮表層流速很強（0.6 m/s以上），流向較為穩(wěn)定，臺灣暖流表層流速基本在0.2 m/s以上，濟州島西南可見一逆時針環(huán)流，浙閩沿岸附近表層流速較?。?.07 m/s以下）。

夏季7月，中國東部陸架海盛行偏南風，在東海，黑潮、臺灣暖流、浙閩沿岸流的表層流向幾乎都是東北向，且流速基本都大于 0.2 m/s（圖4c），在濟州島西南存在明顯的逆時針渦旋；長江口外表層流流向既有東南向也有東北向，體現(xiàn)了長江沖淡水在夏季的擴展路徑。渤海和北黃海水體流速較低，但在山東半島東部外海有一南下的高流速水體向海州灣和南黃海中部運移，其東側(cè)可見另一高流速水體沿黃海海槽西側(cè)北上，二者在山東半島成山頭外海相遇。

秋季9月，渤海表層流流速較低（圖4d）。整個黃海表層流場形成了明顯的逆時針環(huán)流：朝鮮半島西岸高流速水體從朝鮮半島南部沿岸北上，在西朝鮮灣附近轉(zhuǎn)向西，山東半島北岸的高流速水體繞成山頭南下進入南黃海，沿岸繼續(xù)南下，在蘇北淺灘外海轉(zhuǎn)向東南方向進入東海北部。東海表層流流向與7月時基本一致，但水體流速明顯減小。秋季11月，渤海大部分海域的表層流速不足0.07 m/s（圖4e）。黃海中東部海域表層流速低而兩岸流速相對較高，朝鮮半島西岸水體順岸南下；山東半島北岸高流速水體的運移趨勢與秋季9月大致相同，但流速偏小，且南侵東海的趨勢更為明顯，側(cè)面反映了臺灣暖流“夏強冬弱”的特點以及黑潮水在冬季向外海退縮的現(xiàn)象。在東海，浙閩近岸水體沿岸南下，流速較強，黑潮表層流向復雜，但主流仍穩(wěn)定的向東北方向流動，此外，在臺灣東北部，黑潮表層水大舉入侵臺灣以北陸架。

圖4 中國東部陸架海表層流場分布圖 （底圖為流速大??；圖中箭頭方向表示余流的方向，箭頭大小表示流速大?。〧ig.4 Distribution of surface velocity fields from HYCOM model （base map:current speed; direction of arrows:direction of current;size of arrows:current speed are shown）

冬季1月盛行偏北風，研究區(qū)大部分海域表層流流向以南向為主（圖4f）。黃海東西兩岸各有一高流速分布區(qū)，分別位于朝鮮半島西岸和山東半島東端。此外，蘇北淺灘外也存在一股南向的高流速水體，在近岸順岸南下，但在30°N以北的離岸海域表層流向發(fā)生偏轉(zhuǎn)，指向東南方向。在東海，長江沖淡水和浙閩沿岸水體順岸南下，流速較11月更強，黑潮表層水自臺灣海峽北部向東北方向流動，也存在入侵臺灣以北陸架的趨勢。

3.1.2 底層流場的分布特征

春季3月，渤海大部分海域的底層流速較低（圖5a）。黃海暖流北上水體從南黃海中部繞山東半島東部后向西偏轉(zhuǎn)；朝鮮西岸沿岸流自北黃海一直延伸到朝鮮半島南部，最終匯入對馬暖流；蘇北近岸底層水體沿岸北上，流速約為0.05 m/s。在東海，黑潮底層流向總體仍向東北方向流動，且流速相對較小，臺灣暖流底層水體流向比表層穩(wěn)定，浙閩近岸底層水體順岸南下，流向與表層一致。春季5月，渤海大部分海域底層流速小于0.03 m/s（圖5b）。黃海底層流速高值區(qū)（大于0.03 m/）分布在遼東半島東南部、山東半島成山頭外一帶以及長江口外-蘇北近岸。在東海，黑潮底層流向散亂，很多海區(qū)底層流流向與表層相反，臺灣暖流底層流向仍向北，浙閩近岸底層流也表現(xiàn)為沿岸向北流的趨勢。

圖5 中國東部陸架海底層流場分布圖 （底圖為流速大??；圖中箭頭方向表示余流的方向，箭頭大小表示流速大?。〧ig.5 Distribution of bottom velocity fields from HYCOM model （base map:current speed; direction of arrows:direction of current;size of arrows:current speed are shown）

夏季7月，研究區(qū)底層水體流速明顯小于表層，且流向較為散亂（圖5c）。渤海大部分海域的底層流速不足0.04 m/s，渤海海峽北部的底層流速相對較高。在黃海，山東半島成山頭外有一高流速水體，南黃海輻射沙脊附近可見一東南向的高流速水體，其東側(cè)（濟州島附近）為一北向的高流速水體，在濟州島西南以及南黃海中部都出現(xiàn)逆時針環(huán)流。在東海，底層水體流向基本與5月相同，但是流速明顯增加，此外，可以看到黑潮次表層水入侵臺灣東北部海域的趨勢十分明顯，形成一支趨岸分支和一支指向東北的離岸分支。

秋季9月，如圖5d所示，渤海大部分海域的底層流速仍比較低。黃海中東部海域底層流速低而兩岸底層流速相對較高：朝鮮半島西岸水體流速相對較高，但流向多變；黃海西岸高流速水體從山東半島北岸繞成山頭南下進入南黃海，與表層流速相比，底層流速較小，但二者流向和分布區(qū)域大致相同，表明黃海西岸自表至底存在一穩(wěn)定的高流速帶。在東海，底層水體流向與5月和7月大致相同，僅在東海北部稍有差異。秋季11月，黃海底層流場的流速分布也表現(xiàn)為中東部低，兩岸高（圖5e）；朝鮮半島西岸底層水體與表層水體流向一致，都是順岸南下，但底層流速相對較低；黃海暖流自南向北順著黃海海槽西側(cè)北上，繞過山東半島東端，流向轉(zhuǎn)為西向。在東海，浙閩近岸底層水體順岸南下，流向與表層流向一致；其東側(cè)為東北向流動的臺灣暖流；黑潮底層流向散亂，次表層水入侵陸架的趨勢減弱，流速比9月偏低。

冬季1月，如圖5f所示，黃海暖流的主體有西移的趨勢，其他水體的流向與11月相比變化不大，流速高值區(qū)的分布區(qū)域也大致相同。

綜上所述，中國東部陸架海水體表層流速基本比底層流速高約兩倍以上。此外，HYCOM模式表、底層流場數(shù)據(jù)的計算結(jié)果基本反映了黑潮、臺灣暖流、黃海暖流、黃海沿岸流和東海沿岸流的配置關系，與中國東部陸架海的環(huán)流格局基本一致（圖1）。

3.2 基于HYCOM模式的表底層溫鹽鋒面的時空變化

3.2.1 溫度鋒面的時空變化

（1）表層溫度鋒面

春季3月，中國東部陸架海表層溫度鋒面主要分布在山東半島沿岸、西朝鮮灣沿岸、朝鮮半島南端、東海北部陸架（濟州島西南部）、浙江近岸50 m等深線附近、東海中部陸架以及黑潮流經(jīng)海區(qū)（東海黑潮區(qū)），這些海區(qū)的表層溫度梯度都在0.04 ℃/km以上（圖6a）。結(jié)合研究區(qū)表層流場的季節(jié)變化（圖4a）可以發(fā)現(xiàn)，表層溫度鋒面基本處于幾大水團的交界處，說明表層溫度鋒面的分布與研究區(qū)水團配置密切相關。春季5月，渤海和黃海的表層溫度鋒面主要出現(xiàn)在東西兩側(cè)近岸海區(qū)，中部海域溫度梯度不足0.04 ℃/km，未見明顯的溫度鋒面；在東海，表層溫度鋒面主要分布在浙閩近岸50 m等深線和100 m等深線附近（圖6b）。

夏季7月，如圖6c所示，渤海沿岸和山東半島周圍的表層溫度鋒面強度較5月減小，而朝鮮半島西岸和南岸的鋒面強度整體增加。此外，從山東半島成山頭外沿黃海海槽西側(cè)至東海北部陸架（濟州島西南部）出現(xiàn)一強度為0.04 ℃/km以上、空間上并不連續(xù)的表層溫度鋒帶，其局部海域的溫度梯度甚至超過0.1 ℃/km。已有研究認為，增溫季節(jié)，潮混合效應控制著冷水團的邊界及水溫分布[52-53]，在水深20～50 m、海底坡度較大的地方，在潮生陸架鋒（由潮汐混合作用導致）引起的上升流以及潮混合自身的驅(qū)動下，冷水可混合到達海表形成表層冷水區(qū)，冷水區(qū)垂向上溫度梯度很小，但冷水邊緣附近的水平溫度梯度卻很大（尤其是向海一側(cè)），此時形成溫度鋒面，在某些區(qū)域可能還伴有鹽度鋒面[46,54]。由于東海絕大部分海域在夏季7月時表層溫度分布較為均勻，故除東海北部陸架的表層溫度鋒面較為明顯外，其余海域的溫度水平梯度都較小。

秋季9月，渤海大部分海域的表層溫度鋒面基本消失（圖6d）。黃海冷水團邊界處的鋒面強度在0.1 ℃/km以上，較7月時明顯增強；同時，由于增溫效應，東海北部陸架的表層溫度鋒面規(guī)模明顯減小，其余海域未見明顯的溫度鋒面。秋季11月，如圖6e所示，渤海沿岸表層溫度鋒面的分布范圍明顯較9月增大。黃海冷水團邊界處的表層溫度鋒面基本消失，而山東半島南岸以及西朝鮮灣近岸出現(xiàn)明顯溫度鋒面。在東海，由于海表溫度降低，加之長江沖淡水轉(zhuǎn)向，以長江沖淡水為主體的沿岸水由北向南輸運，故長江口外、浙閩近岸表層溫度鋒面開始出現(xiàn)，此外，黑潮流經(jīng)海區(qū)也出現(xiàn)了表層溫度鋒面，但鋒面強度較弱。

圖6 中國東部陸架海 HYCOM 表層溫度鋒面分布圖Fig.6 Horizontal gradient of surface temperature based on HYCOM surface temperature data

冬季1月是一年內(nèi)中國東部陸架海近岸的表層溫度鋒面最為發(fā)育的時期（圖6f）。在渤海沿岸、黃海東西兩岸、以及東海長江口外沿50 m等深線至臺灣海峽的近岸海區(qū)均可觀察到強溫度鋒，此外，山東半島成山頭外海也分布著一個新月形的溫度鋒面，鋒面強度大于0.1 ℃/km，其與山東半島近岸的溫度鋒面在空間上并不連續(xù)。東海北部陸架以及黑潮流經(jīng)海區(qū)的鋒面強度較小，其余海區(qū)則沒有明顯的溫度鋒面存在。

（2）底層溫度鋒面

春季3月，底層溫度鋒面的分布趨勢與表層基本一致（不考慮沖繩海槽以東的外陸架，下同），但底層溫度梯度（0.07 ℃/km以上）明顯比表層的水平梯度高，東海陸架邊緣黑潮水流經(jīng)的區(qū)域溫度梯度甚至超過0.3 ℃/km（圖7a），其他月份底層溫度鋒面的分布結(jié)果也顯示，該海域底層溫度鋒區(qū)的分布范圍以及鋒面強度較為穩(wěn)定。春季5月，如圖7b所示，渤海近岸海區(qū)、山東半島南北兩岸、渤海海峽至西朝鮮灣近岸以及朝鮮半島西岸也出現(xiàn)了溫度梯度約為0.07 ℃/km的鋒面，此外，由于黃海冷水團的發(fā)育導致其與鄰近水團的邊界處開始出現(xiàn)溫度鋒面。在東海，底層溫度鋒面的分布較為散亂，與3月相比，浙閩近岸的鋒面強度降低。此外，臺灣海峽水與殘留在陸架底層的冷水之間形成的東海中部陸架鋒面開始發(fā)育。

夏季7月，渤海近岸零星分布著若干規(guī)模較小的溫度鋒面（圖7c）。黃海東部大片海域的溫度水平梯度都在0.07 ℃/km左右，尤其是南黃海中部冷水團中心海區(qū)，鋒面強度在0.15 ℃/km以上。由于臺灣海峽高溫水體北伸趨勢增強，東海中部陸架海區(qū)的鋒面強度較5月明顯增強，此外，由于濟州島西南冷渦與周圍水體之間的溫差顯著增大，故它們邊界處形成的東海北部陸架鋒區(qū)底層溫度梯度較大、鋒面強度較強。

圖7 中國東部陸架海 HYCOM 底層溫度鋒面分布圖Fig.7 Horizontal gradient of bottom temperature based on HYCOM bottom temperature data

秋季9月，如圖7d所示，除東海黑潮區(qū)外，研究區(qū)9月表、底層溫度鋒面分布趨勢基本一致，但底層鋒面強度遠大于表層。與7月相比，9月黃海冷水團邊界處的鋒面范圍和鋒面強度（0.3 ℃/km以上）增大，同時可以觀察到東海北部陸架底層溫度鋒面與黃海冷水團鋒面連成一片。由于臺灣海峽高溫水體向北延伸的趨勢進一步增強，東海中部陸架底層溫度鋒區(qū)向北推進。秋季11月，渤海大部分海域底層溫度梯度較?。▓D7e）。與9月相比，11月時黃海冷水團鋒區(qū)的范圍和強度大幅度降低，這與黃海冷水團在秋季的逐漸衰消密切相關。在東海，由于臺灣暖流水南退以及以長江沖淡水為主體的浙閩沿岸流南下，故在浙閩近岸出現(xiàn)明顯的溫度鋒面，同時，黑潮次表層水入侵趨勢減弱，東海中部陸架鋒面發(fā)生南退和東移。

冬季1月，底層溫度鋒面的分布趨勢與表層基本一致，且表、底層各鋒區(qū)的鋒面強度都在0.07 ℃/km以上（圖7f）。

總體而言，表、底層溫度鋒面基本處于中國東部陸架海幾大水團的交界處，說明表、底層溫度鋒面的分布與研究區(qū)環(huán)流和水團配置情況密切相關。

3.2.2 鹽度鋒面的時空變化

（1）表層鹽度鋒面

春季3月，結(jié)合中國東部陸架海表層流場的分布（圖4a）可以發(fā)現(xiàn)，自濟州島以南海域向西北伸入黃海的高鹽水體（其延續(xù)體可到達渤海中部），與從渤海經(jīng)渤海海峽南部沿山東半島北岸繞成山頭向南擴展至南黃海的低鹽水體之間形成了明顯的鹽度鋒面，鹽度水平梯度約為0.01 PSU/km；臺灣島東北側(cè)向東海陸架方向延伸的高鹽水體，與長江口近岸向東南方向延伸到臺灣島西北部的低鹽水體之間也形成了明顯的鹽度鋒面；同時，自蘇北外海向東南方向入侵東海的低鹽水體與上述兩個高鹽水體在東海北部陸架附近海區(qū)形成了明顯的鹽度鋒面（圖8a）。此外，研究區(qū)部分入海河流河口附近（如長江、黃河等）鹽度鋒面強度較大（0.03 PSU/km以上），其余海域未見明顯的鹽度鋒面。整體來看，表層鹽度鋒面的分布與研究區(qū)入海徑流、沿岸流以及暖流等的分布密切相關。春季5月，如圖8b所示，在渤海，表層鹽度鋒面主要分布在黃河口附近，海河口—遼東灣西岸的帶狀海域。5月時長江入海徑流量增加，長江沖淡水隨徑流的增大而向外海擴展，導致長江口外鋒面向外海擴展（與3月相比）。浙閩近岸的表層鹽度鋒面仍然存在，與3月相比，其鋒區(qū)范圍略有增加，但鋒面強度有所降低。

夏季7月，從圖8c可以發(fā)現(xiàn)，研究區(qū)大片海域的表層鹽度鋒面較為發(fā)育，尤其是近岸河口附近、黃海南部、東海北部以及浙閩沿岸一帶。研究區(qū)表層鹽度鋒面的這種分布特征與夏季7月時河流入海徑流量的增大密切相關，特別是長江入海徑流量的增加以及沖淡水的轉(zhuǎn)向?qū)τ邳S海南部和東海北部表層鹽度鋒面的形成至關重要。

秋季9月，研究區(qū)表層鹽度鋒面主要出現(xiàn)在渤海南部海域、渤海海峽、山東半島南岸以及朝鮮半島西岸海域（圖8d）。此外，黃海冷水團邊緣處由于潮混合導致底層低鹽水體上涌至表層，從而與近岸低鹽水體之間也形成了明顯的鹽度水平梯度。長江口外至浙閩近岸的表層鹽度鋒區(qū)范圍較7月減小，可能是由于9月長江入海徑流量減少。此外，東海北部陸架表層鹽度鋒與7月相比也有向西北回縮的趨勢。秋季11月，如圖8e所示，研究區(qū)表層鹽度鋒面的分布范圍明顯減小，僅渤海中南部近岸海區(qū)、朝鮮半島西岸、山東半島東部以及長江口至浙閩近岸海區(qū)，鹽度水平梯度較高，其余海域零星分布著一些規(guī)模較小且空間上并不連續(xù)的鹽度鋒面。

圖8 中國東部陸架海 HYCOM 表層鹽度鋒面分布圖Fig.8 Horizontal gradient of surface salinity based on HYCOM surface salinity data

冬季1月，研究區(qū)大部分海域的鹽度水平梯度有增大的趨勢（圖8f），且表層鹽度鋒面出現(xiàn)的海域與春季3月表層鹽度鋒的分布大致相同，但在黃東海交界處以及東海北部陸架附近，鋒區(qū)位置存在差異。

（2）底層鹽度鋒面

春季3月，對比圖8a與圖9a可以發(fā)現(xiàn)，表底層鹽度鋒面的分布趨勢大致相同，但底層鹽度鋒面的水平梯度約為0.015 PSU/km，鋒面強度大于表層。春季5月，如圖9b所示，除東海部分海區(qū)外，研究區(qū)表、底層鹽度鋒面的分布趨勢也大致相同，且底層的鋒面強度略高于表層。但與3月相比，出現(xiàn)鹽度鋒面的海域面積稍有增加。

夏季7月，從圖9c可以發(fā)現(xiàn)，研究區(qū)大部分海域底層鹽度水平梯度在0.015 PSU/km以上。底層鹽度鋒面的分布趨勢與表層差異較大。低溫高鹽的黃海冷水團的發(fā)育導致其與鄰近水團的邊界處形成鹽度鋒面，而北伸的高溫次高鹽水體與殘留在陸架底部的低溫高鹽水體，在東海中部陸架上形成了分布不規(guī)則的底層鹽度鋒面，此外，南下的浙閩沿岸低鹽水體與北上的臺灣暖流高鹽水體在浙閩沿岸形成了明顯的底層鹽度鋒面。

秋季9月，渤、黃海底層鹽度鋒面的分布趨勢與表層基本一致，主要出現(xiàn)在渤海南部海域、渤海海峽、山東半島南岸、朝鮮半島西岸海域以及黃海冷水團邊界附近（圖9d）。東海9月底層鹽度鋒面的分布與7月底層鹽度鋒面的分布大致相同，但鋒區(qū)寬度顯著減小。秋季11月，如圖9e所示，研究區(qū)底層鹽度鋒面的分布范圍明顯減小。渤海大部分海域的底層鹽度梯度都不超過0.02 PSU/km。黃海海域底層鹽度鋒面主要位于西朝鮮灣近岸以及黃海中部冷水團邊界處。但與9月相比，11月時黃海冷水團鋒區(qū)的范圍和強度大幅度降低，這與黃海冷水團在秋季的逐漸衰消密切相關。在東海，隨著高溫高鹽的臺灣暖流水向南收縮以及以長江沖淡水為主體的浙閩沿岸流南下，東海中部陸架底層鹽度鋒面強度降低，鋒區(qū)范圍減小。

圖9 中國東部陸架海 HYCOM 底層鹽度鋒面分布圖Fig.9 Horizontal gradient of bottom salinity based on HYCOM bottom salinity data

冬季1月，對比圖8f與圖9f可以發(fā)現(xiàn)，表、底層鹽度鋒面的分布趨勢也大致相同，大部分海域的底層鹽度梯度都不超過0.015 PSU/km。此外，冬季1月底層鹽度鋒面的分布與春季3月的較為一致，僅在個別海區(qū)存在差異。

鹽度的分布及變化取決于入海徑流量、降水量及蒸發(fā)量的多少，并與含鹽量不同的沿岸水系與外海水系的消長有關，因此，一般而言，表、底層鹽度鋒面的分布與研究區(qū)入海徑流、沿岸流以及暖流等的分布密切相關。

綜上所述，中國東部陸架海表、底層溫度鋒（鹽度鋒）的分布趨勢基本一致（不考慮沖繩海槽以東的海域），但底層鋒的鋒面強度和鋒區(qū)范圍明顯大于表層。渤黃海表、底層溫度鋒面和鹽度鋒面的分布趨勢基本一致，只在近岸入海河流的河口附近有所差異。而在東海，鹽度鋒面的分布受長江沖淡水的影響較強，溫鹽鋒面的分布差異較大。此外，鋒面分布的區(qū)域主要位于中國東部陸架海流系流經(jīng)的區(qū)域或邊界，即鋒面的位置很好的體現(xiàn)了中國東部陸架海流系的基本格局。

3.3 鋒面與泥質(zhì)沉積區(qū)分布的聯(lián)系

中國東部陸架海接受了來自黃河和長江的巨量物質(zhì)，入海泥沙量占世界入海泥沙總量約10%[55]，其中細顆粒組分在海洋動力作用下發(fā)生再搬運、再沉積和再分配，為陸架上不同海區(qū)提供了大量的泥質(zhì)物源，在物源和海洋環(huán)境動力因子的共同作用下，形成了多個泥質(zhì)沉積體（圖10），如渤海中部泥質(zhì)沉積、北黃海中部泥質(zhì)沉積、山東半島沿岸泥質(zhì)沉積、南黃海中部泥質(zhì)沉積、黃海西南部（廢黃河口）泥質(zhì)沉積、黃海東南部泥質(zhì)沉積、濟州島西南泥質(zhì)沉積、長江口泥質(zhì)沉積和浙閩沿岸泥質(zhì)沉積等[2,56-57]。

圖10 中國東部陸架海泥質(zhì)區(qū)分布 （改繪自 Saito 和 Yang,1995[56]） 及全新世沉積物等厚度圖 （單位：m，改繪自Yang 和 Liu,2007[74]；Liu 等,2007[3]）M1-渤海中部泥質(zhì)區(qū)；M2-北黃海中部泥質(zhì)區(qū)；M3-山東半島沿岸泥質(zhì)區(qū)；M4-南黃海中部泥質(zhì)區(qū)；M5-黃海西南部 （廢黃河口） 泥質(zhì)區(qū)；M6-黃海東南部泥質(zhì)區(qū)；M7-濟州島西南泥質(zhì)區(qū)；M8-長江口泥質(zhì)區(qū)；M9-浙閩沿岸泥質(zhì)區(qū)。Fig.10 Distribution of mud patches in the East China Seas（modified after Saito and Yang,1995[56]） and isopach map of the Holocene mud （redrawing of Yang and Liu,2007[74]and Liu et al.,2007[3]）

3.3.1 東海

近期東海的箱式柱樣和地球化學分析認為，沉積物從河口沿岸向南輸運且大部分沉積物被攔截在東海內(nèi)陸架上[58-60]。此外，東海內(nèi)陸架全新世等厚度分布也顯示，長江沉積物大多沉積在123°E以西的海域（圖10）。已有研究認為，沿岸流、冬季風暴潮、波浪、下降流、潮汐、海洋鋒面系統(tǒng)、北向的臺灣暖流及其相應的上升流，對于沉積物在東海內(nèi)陸架的捕獲和其南向的輸運至關重要[3,17,35,61-65]。在季風、地形、沿岸流以及臺灣暖流的相互作用下，浙閩沿岸泥質(zhì)區(qū)北部全年存在上升流；其中，夏季低溫高鹽水體上涌形成的上升流強度較弱，而冬季高溫高鹽的水體上涌形成的上升流強度較強[66-67]。沿岸流與臺灣暖流在物理性質(zhì)（如溫度、鹽度）和流向上的顯著差異導致二者之間形成了明顯的海洋鋒面[68]。本文的研究發(fā)現(xiàn)，東海內(nèi)陸架泥質(zhì)區(qū)（包括長江口東南泥質(zhì)區(qū)和浙閩沿岸泥質(zhì)區(qū)）基本全年受浙閩沿岸低鹽水體與臺灣暖流高鹽水體之間存在的鹽度鋒面的控制，只是鋒面強度和鋒區(qū)寬度存在季節(jié)性變化（圖9）。上升流和海洋鋒對浙閩沿岸泥質(zhì)區(qū)的形成具有重要影響，受水動力環(huán)境和物源供應的影響，冬季是沉積物輸運和沉積的關鍵季節(jié)[65]。

夏季，臺灣暖流北伸趨勢較強，浙閩沿岸流受南向季風的影響指向東北，長江入海泥沙向東和向南的擴散受阻，大部分沉積在河口附近（細顆粒沉積在泥質(zhì)沉積區(qū)）[63]；浙閩沿岸鋒面區(qū)在南向季風和臺灣暖流的作用下會形成上升流[69-70]。上升流和海洋鋒面會阻礙懸浮沉積物跨鋒面的輸運，從而將細顆粒沉積物控制在向岸的區(qū)域里沉積，對長江沉積物向深海的輸運起到了阻隔作用[3,35,65]。在冬季，沿岸的鋒面依然存在。在沿岸流較強時，懸浮顆粒物不易沉降，而離開鋒面的控制后，水體流速降低，大多數(shù)懸浮顆粒物開始發(fā)生沉降[65]。也有研究認為，在強風浪作用下，鋒面區(qū)水體與其近岸一側(cè)的水體混合均勻，懸浮沉積物或多或少會跨過鋒面，從鋒面的淺水區(qū)一側(cè)向陸架深水區(qū)輸運[64]?？傮w來說，夏季，在鋒面區(qū)環(huán)流的作用下，沉積物被限制在鋒面靠近淺水區(qū)一側(cè)；而在冬季，偏北季風驅(qū)動的橫向Ekman輸運和下降流的作用下，浙江沿岸懸浮沉積物可能跨鋒面輸送到東海中部陸架附近[3,35,64]。

3.3.2 黃海

在冬季，黃海暖流較強盛，有時能侵入北黃海，甚至是渤海[42,47]。在夏季，黃海暖流強度較弱，甚至無法向北到達35°N附近，黃海中部是受冷水團控制的弱流區(qū)，黃海冷水團的存在阻礙了黃海暖流北向流動的趨勢[61]。黃海冷水團是一個季節(jié)性水團，春季（5—6月）形成，夏季（7—8月）處于鼎盛時期，秋季開始衰減（11月最弱），冬季（12月）基本消失[71]。從圖7和圖9可以發(fā)現(xiàn)，在春、夏、秋3季（5—11月），隨著黃海冷水團的發(fā)育、成熟和衰退，冷水團與近岸水體的交界處長期存在明顯的溫鹽鋒面，鋒面的位置和強度與黃海冷水團與近岸水體之間的消長密切相關。冬季（1—3月），黃海冷水團消失，但山東半島成山頭外海仍存在明顯的新月形溫鹽鋒面。對比鋒面與黃海各泥質(zhì)區(qū)的位置可以發(fā)現(xiàn)，溫鹽鋒面對北黃海中部泥質(zhì)區(qū)、山東半島沿岸泥質(zhì)沉積體以及南黃海中部泥質(zhì)沉積區(qū)的形成具有重要的控制作用。

已有研究表明，增溫季節(jié)，潮混合效應控制著黃海冷水團的邊界及水溫分布[52-53]，在水深20～50 m、海底坡度較大的地方，在潮生陸架鋒（由潮汐混合作用導致）引起的上升流以及潮混合自身的驅(qū)動下，冷水可混合到達海表形成表層冷水區(qū)，冷水區(qū)垂向上溫度梯度很小，但冷水邊緣附近的水平溫度梯度卻很大（尤其是向海一側(cè)），此時形成溫度鋒面，在某些區(qū)域可能還伴有鹽度鋒面[46,54]。數(shù)值模擬結(jié)果進一步指出，向冷水團中心，流速逐漸降低，水中的粗顆粒沉積物在靠近冷水團側(cè)的鋒面附近發(fā)生沉積，而細顆粒則可以繼續(xù)向冷水團中心輸運并逐漸堆積，導致冷水團底部形成細顆粒泥質(zhì)沉積區(qū)[54,72]。

沿岸流搬運黃河物質(zhì)沿山東半島向東輸運過程中，受黃海水體的頂托，攜帶的細顆粒沉積物堆積下來，形成北黃海中部泥質(zhì)區(qū)；一部分細顆粒沉積物被繼續(xù)向東搬運，在煙臺—威海以北的弱流區(qū)沉積下來[73]，形成山東半島北岸細顆粒沉積區(qū)；在成山角附近，魯北沿岸流與北上的黃海暖流交匯，受到鋒面的阻隔，其向東輸運的趨勢受到限制，故主體部分向南進入南黃海，在成山角以東形成巨厚的泥質(zhì)沉積體[10,74]。因此，黃海冷水團邊界處鋒面的存在阻礙了山東半島沿岸流攜帶細顆粒沉積物向東和向東北方向的擴散，對于北黃海中部泥質(zhì)區(qū)和山東半島沿岸泥質(zhì)沉積體形成具有重要的控制作用。

一般認為，黃海東南部的高濁度水體可以被黃海暖流攜帶向北輸運到黃海中部的斑塊狀泥質(zhì)區(qū)[64]。還有一些學者研究發(fā)現(xiàn)，黃河和朝鮮半島來的沉積物也都能被輸運至南黃海中部沉積[75-76]。Dong等[64]研究發(fā)現(xiàn)，泥質(zhì)區(qū)主要分布在潮流較弱、水體層化明顯以及渦旋發(fā)育的海域；原因主要是潮流較弱，無法侵蝕海底沉積物，而渦旋和其對應的上升流的存在則為懸浮細顆粒沉積物的輔聚提供了有利的條件。沉積物粒徑輸運趨勢的結(jié)果顯示，南黃海沉積物的凈輸移方向是由周邊地區(qū)指向南黃海中部的細顆粒沉積中心，指示了該區(qū)處于低能沉積環(huán)境[77]。由于潮流較弱，泥質(zhì)區(qū)中心的沉積物不易發(fā)生再懸浮，同時黃海冷水團邊緣處存在的溫鹽鋒面及上升流會阻礙沿岸水體中大部分懸浮沉積物向冷水團內(nèi)部擴散，但沿岸物質(zhì)可在冷水團邊緣區(qū)再懸浮之后，被離岸方向的徑向環(huán)流（存在于冷水團頂部及上層水體中）搬運至冷水團中部沉積[54,72]。

4 結(jié)論

（1）利用中國東部陸架海不同季節(jié)的航次觀測數(shù)據(jù)與HYCOM模式數(shù)據(jù)進行了對比，結(jié)果顯示HYCOM模式輸出的溫鹽結(jié)果基本能夠反映中國東部陸架海不同季節(jié)表底層的溫鹽變化情況。在此基礎上，利用HYCOM 模式數(shù)據(jù)分析了研究區(qū)表底層溫鹽鋒面的時空變化。結(jié)果表明，中國東部陸架海表、底層溫度鋒（鹽度鋒）的分布趨勢基本一致（不考慮沖繩海槽以東的海域），但底層鋒面的強度和鋒區(qū)范圍明顯大于表層。鋒面的位置很好的體現(xiàn)了海區(qū)流系的基本格局。表、底層溫度鋒面基本處于幾大水團的交界處，說明表、底層溫度鋒面的分布與研究區(qū)環(huán)流和水團配置情況密切相關。而表、底層鹽度鋒面的分布則與研究區(qū)入海徑流、沿岸流以及暖流等的分布密切相關。

（2）中國東部陸架海鋒面的空間分布和季節(jié)變化對于海域泥質(zhì)沉積區(qū)的形成具有重要的控制作用。東海內(nèi)陸架泥質(zhì)區(qū)（包括長江口東南泥質(zhì)區(qū)和浙閩沿岸泥質(zhì)區(qū)）基本全年受鹽度鋒面的控制，只是鋒面強度和鋒區(qū)寬度存在季節(jié)性變化；夏季，上升流和海洋鋒面會阻礙懸浮沉積物跨鋒面的輸運，沉積物被限制在鋒面靠近淺水區(qū)一側(cè)；在冬季，沿岸的鋒面依然存在，在沿岸流較強時，懸浮顆粒物不易沉降，而離開鋒面的控制后，水體流速降低，大多數(shù)懸浮顆粒物開始發(fā)生沉降。黃海冷水團邊界處鋒面的存在阻礙了山東半島沿岸流攜帶細顆粒沉積物向東和向東北方向的擴散，對于北黃海中部泥質(zhì)區(qū)和山東半島沿岸泥質(zhì)沉積體形成具有重要的控制作用。南黃海中部泥質(zhì)區(qū)潮流較弱，泥質(zhì)區(qū)中心的沉積物不易發(fā)生再懸浮，同時黃海冷水團邊緣處存在的溫鹽鋒面及上升流會阻礙沿岸水體中大部分懸浮沉積物向冷水團內(nèi)部擴散，但沿岸物質(zhì)可在冷水團邊緣區(qū)再懸浮之后，被離岸方向的徑向環(huán)流（存在于冷水團頂部及上層水體中）搬運至冷水團中部沉積。