黄海和东海表层悬沙浓度年际变化特征

尹琦珺，高抒，2，高明哲，易家成

（1.南京大学　地理与海洋科学学院，江苏　南京　210046；

2.南京大学　海岸与海岛开发教育部重点实验室，江苏　南京　210046）

黄海和东海表层悬沙浓度年际变化特征

尹琦珺1，高抒1，2，高明哲1，易家成1

（1.南京大学地理与海洋科学学院，江苏南京210046；

2.南京大学海岸与海岛开发教育部重点实验室，江苏南京210046）

运用547 nm反射率、海表温度和海表风场遥感数据，分析了黄、东海表层悬沙浓度的年际变化特征、影响因素和形成机理。研究区近岸海域表层悬沙浓度较高，远离陆地的海域悬沙浓度一般较低，且存在明显的季节变化，其季节变化的敏感区（变化较大的区域，其反射率差大于1%）为浑浊羽状流分布区域和近岸海域。该羽状流从江苏海岸向东偏南方向延伸至黄、东海陆架中部，其边界以4 mg/L表层悬沙浓度为标志，冬季最盛，夏季最弱，甚至消失。研究区表层悬沙浓度也存在明显的年际变化，其冬季敏感区为浑浊羽状流与朝鲜半岛之间的海域（即羽状流东北部）、台湾海峡、近岸海域、浑浊羽状流南部边缘；其夏季敏感区主要是近岸海域。悬沙浓度年际变化的幅度略小于季节变化。冬季黄海暖流和台湾暖流对浑浊羽状流的扩散起阻碍作用，二者基本框定了该季节浑浊羽状流的边界范围，其年际变化形成多年尺度上冬季表层悬沙浓度的敏感区。虽然风浪作用对悬沙浓度变化有影响，但不是影响年际变化的主要因素。研究区冬季浑浊羽状流的形成和扩展的变异是受陆架环流控制的，是表层悬沙向深海输运的重要因素。此外，对敏感区的平均海表温度与南方涛动指数（SOI）、太平洋十年涛动指数（PDOI）的相关分析结果表明，本区陆架环流的宏观格局受到了厄尔尼诺-南方涛动（ENSO）和太平洋十年涛动（PDO）的影响，而PDO的影响弱于ENSO。

悬沙浓度；年际变化；敏感区；输运过程；中国东部陆架

中国东部陆架宽度大、物源供给丰富、悬沙浓度高、输运过程活跃，是世界上研究悬沙输运的理想地点之一。许多学者通过现场观测方法分析了不同季节长江入海悬沙和江苏海岸再悬浮沉积物的输运路径及其影响因素（蔡爱智，1982；杨作升等，1983；秦蕴珊等，1986，1989；杨作升等，1991，1992；高抒 等，1999；闵凤阳 等，2010；Dong et al，2011），提出物质输运受到潮汐-波浪、陆架环流和沉积物重力流的控制。近年来，在黄、东海大范围海域表层悬沙浓度空间和时间变化分析等方面，广泛应用了遥感图像分析方法，得出了浑浊水体夏季向岸收缩、冬季向海扩张的规律（Yuan et al，2008；Shi et al，2010；恽才兴等，1981；孙效功等，2000；吴传庆等，2007；李婧等，2009；邢飞等，2010；杨扬等，2012）。这说明在冬、夏季陆架边缘下沉流、上升流的图景之上，还有更为复杂的悬沙向海扩散的机理（高抒，2013）。关于黄、东海悬沙浓度的时间变化分析，以往的研究多集中于对年内季节变化的分析，而Yuan等（2008）指出，冬季黄、东海出现的浑浊羽状流（即表层悬浮体浓度较高的舌状水体，Turbid plume）和跨陆架流都可能存在很强的年际变化，亟待研究。本文的目的就是利用遥感数据，分析黄、东海表层悬沙浓度的年际变化特征，进而讨论该特征产生的原因和陆架环流作用下表层悬沙向深海输运的机理。

1　研究区概况

黄、东海是半封闭的陆架浅海（图1）。本区有众多河流入海，它们大多数悬沙浓度较高。其中，长江在20世纪80年代之前每年携带约5亿t沉积物注入东海，这些沉积物成为东海陆架的重要沉积物来源（高抒等，1999）。黄河虽然现在注入渤海，但是它在1128-1855年间于江苏注入黄海，在江苏海岸堆积了大量黄河沉积物，这些松散沉积物经过现代侵蚀作用再悬浮于海水中，成为黄海陆架的重要沉积物来源；此外，也有少量进入渤海的现代黄河沉积物通过陆架环流搬运到黄海（Lu et al，2011）。研究区盛行季风，冬季为偏北风且强劲，夏季风偏南而稍弱。

图1　黄、东海地形和陆架环流示意图（据Yuan et al，2008；Dong et al，2011）

黄、东海的陆架环流主要由北向的黑潮、台湾暖流、对马暖流、黄海暖流和南向的苏北沿岸流、浙闽沿岸流、韩国沿岸流、辽南沿岸流以及东向的长江冲淡水等组成。其中，黑潮为高温、高盐水体，从台湾东部进入东海，沿陆架边缘向东北方向流动。台湾暖流为黑潮的一个分支，从台湾东北部向东北方向流动，最远可到达长江口以北（孙效功等，2000），它在向北流动的过程中，部分海水受地形和南侵的黄海水阻塞，转向东或东南，然后再转向东北，成为对马暖流的一部分，台湾暖流终年存在于东海大陆架上，冬季较夏季稳定（郭炳火等，1987）。对马暖流是黑潮的另一分支，流向东北，进入对马海峡。黄海暖流高温、高盐的水体源于对马暖流，它具有明显的季节变化，冬季向西北方向流动，入侵黄海，是黄海冬季环流的重要组成部分，而在夏季这股暖流消失 （Yuan et al，2008；Xu et al，2009）。苏北沿岸流同样具有明显的季节变化，它冬季在江苏沿海自北向南流动，但这股沿岸流在夏季却变弱或者消失，甚至在更加近岸的浅海出现弱的反向流（Yuan et al，2008）。浙闽沿岸流自北向南沿浙江、福建沿海流动。长江冲淡水即长江注入东海的淡水，冬季长江径流量小，冲淡水量也相应较小，其出口门后向南流动；夏季长江径流量大，相应地冲淡水量也较大，影响范围较广，冲淡水表层发生向东和东北方向的偏转，底层仍为向南流动（毛汉礼等，1963；蔡爱智，1982；杨作升等，1983）。

2　数据收集与分析方法

本文所用反射率遥感数据来自Aqua卫星搭载的MODIS传感器，2015年1月下载自美国国家航空航天局（NASA）戈达德地球科学数据和信息服务中心 （GES DISC） 的网站 （http：//daac.gsfc. nasa.gov/）。Yuan等（2008）使用TerraMODIS551nm归一化离水辐射率数据来反映黄、东海海域的浑浊羽状流，是因为该波段对叶绿素的吸收最少，包含最少有关叶绿素浓度的信息，适用于研究海表面悬沙浓度。因此，本研究选用相邻的547 nm波段。由于研究区域所覆盖的范围较广，既包含叶绿素对水体光学特性起主要作用的第一类水体，如离岸较远的海域，又包含无机悬浮物质或黄色物质对水体光学特性起明显作用的第二类水体，如人类活动影响较大的近岸海域，两种水体一般具有不同的悬沙浓度反演算法，且二者之间的界线难以准确划分；此外，也缺乏合适的用于校正经验或半经验反演公式的实测数据，因此，本文并未对反射率数据进行悬沙浓度反演，而是通过反射率数据来定性反映研究区表层悬沙浓度大小。数据覆盖了2003-2014年的冬、夏季节。其空间分辨率为4 km。为使数据尽可能具有季节代表性，并减小由于云遮挡造成的数据缺失面积，对所用数据做了冬、夏季季节平均，即分别计算每年12、1、2月3个月和6、7、8月3个月的平均值。

同样，海表温度数据也来自Aqua MODIS，2015年 1月下载自 NASA GES DISC的网站。MODIS 3级产品有3种海表温度数据，分别是白天11 μm、夜晚11 μm和4 μm波段的数据，三者具有相似的结果。因此，本文仅选用白天11 μm的数据进行分析。与反射率数据一致，海表温度数据包含了2003-2014年冬、夏季的时间序列数据，空间分辨率为4 km，并计算了季节平均值。

海表风场数据来自NASA喷气推进实验室（JPL）的多平台交叉校正数据，即综合多种卫星传感器数据得到，2015年2月下载自http：//podaac. jpl.nasa.gov/。该数据包括2003-2011年。其空间分辨率为0.25°，约25 km。本文取季节平均值，以便与其他数据集相匹配。

此外，本研究还用到了南方涛动指数（SOI）和太平洋十年涛动指数（PDOI）。SOI数据2015年2月下载自美国国家海洋大气局（NOAA）国家环境预测中心（NCEP）的网站（http：//www.cpc.ncep. noaa.gov/），PDOI数据2015年2月下载自美国华盛顿大学大气和海洋研究联合研究所（JISAO）的网站（http://www.jisao.washington.edu/）。对这两个指数都采用3个月滑动平均法进行了计算。

3　结果

3.1黄、东海表层悬沙浓度季节变化特征

图2和图3展示了黄、东海2003-2014年间冬、夏季547 nm反射率图像。反射率高表示悬沙浓度高，反射率低则悬沙浓度低，白色为陆地或无数据区域。从图中可以看出，不论是冬季还是夏季，近岸海域表层悬沙浓度都较高，远离陆地海域的悬沙浓度一般较低。这与近岸海域水深较浅，风浪引起的再悬浮泥沙容易到达表层，以及众多河流入海，提供丰富的沉积物来源有关。

图2　黄、东海2003-2014年冬季547 nm反射率图（单位：%）

图3　黄、东海2003-2014年夏季547 nm反射率图（单位：%）

研究区冬、夏季表层悬沙浓度最明显的变化当属从江苏沿岸向东偏南方向延伸至黄、东海陆架中部悬沙浓度相对较高的浑浊羽状流的消长。刘芳（2005）基于南黄海和东海北部的实测数据建立了AVHRR可见光和近红外波段的反射率与表层悬沙浓度之间的函数关系，其中550～680 nm波段的反射率与悬沙浓度的回归系数高达0.928 3，其回归方程如式（1）所示：

式中，SSC为表层悬沙浓度（mg/L）；R为550-680 nm波段的反射率。本文的研究区域和所用波段与其相近，因此式（1）可用于估算羽状流的悬沙浓度。

计算结果表明，冬季该羽状流近岸部分的反射率最高可达3.3%，悬沙浓度约为54 mg/L；反射率为2%的等值线所对应的悬沙浓度约为14 mg/L（图2），基本能够框定羽状流的核心部分；1%的反射率等值线大致可以作为羽状流的边界，其对应的悬沙浓度约为4 mg/L；此外靠近大洋的大部分海域的反射率都低于0.5%，即悬沙浓度小于2 mg/L。Dong等（2011）测得冬季南黄海和东海水深小于60m的浅海区域的表层平均悬沙浓度分别为13.5 mg/L和28.5 mg/L，大于60 m的深海区的平均浓度小于4 mg/L；杨扬等（2012）通过分析遥感数据得到的表层悬沙浓度次级锋面与本文中的1%反射率等值线的位置大致相同，其对应的悬沙浓度约为2～ 6 mg/L；杨作升等（1991、1992）的实测数据显示春、夏季南黄海和东海北部的大部分海域表层悬沙浓度都小于2 mg/L；高抒等（1999）也测得夏季大部分东海海区的表层悬沙浓度均小于5 mg/L。这说明以上悬沙浓度反演结果与前人实测数据在量级上保持一致，羽状流的表层悬沙浓度约为101mg/L量级，除此以外的大部分“清洁”海域的浓度值在100mg/L的量级上。

该浑浊羽状流在所研究的2003-2014年每年冬季都无一例外地出现在黄、东海陆架上，而在夏季却几乎消失殆尽。由于在研究区的大部分海域，冬季的悬沙浓度明显高于夏季，因此，对图中的每一个点，计算每年的冬季反射率与夏季反射率之差，然后对2003-2014年这12年求平均值，即

式中，Rseasonal为所求冬、夏季反射率之差的平均值，代表研究区相应位置表层悬沙浓度季节变化的多年平均大小；Rwi为i年冬季反射率；Rsi为i年夏季反射率。进而绘制研究区反射率季节变化空间分布图（图4），从中可以看出，研究区表层悬沙浓度存在明显的季节变化，变化较大也即较敏感的区域（以下简称敏感区，其反射率差大于1%）主要有两个：（1）浑浊羽状流分布区域，这与我们的目视观察相印证；（2）近岸海域，这应与其再悬浮作用有关。

图4　黄、东海反射率季节变化空间分布图（以Rseasonal表示）

3.2黄、东海表层悬沙浓度年际变化特征

在目视解译的基础上，按照季节变化分析中所建立的方法，对图中的每一个点，分别计算冬、夏季反射率时间序列的极差，即

式（3）、（4）中Rinter-annualw和Rinter-annuals分别为冬、夏季反射率的极差；Rw2003，Rw2004，…，Rw2014和Rs2003，Rs2004，…，Rs2014分别为2003-2014年冬、夏季的反射率。所获的研究区冬、夏季反射率年际变化幅度的分布（图5）显示，冬季表层悬沙浓度年际变化的敏感区主要包括4个区域（图6）：（1）浑浊羽状流与朝鲜半岛之间的海域，即羽状流东北部，这也是本文重点研究的区域，以下简称敏感区I；（2）台湾海峡；（3）近岸海域，可能与其较高的悬沙浓度有关；（4）浑浊羽状流南部边缘。夏季的敏感区主要是近岸海域，其中，苏北废黄河口附近海域的变化最为明显。

对比图4和图5发现，悬沙浓度季节变化敏感区的覆盖面积明显大于年际变化；图4中反映季节变化程度的冬、夏季反射率平均差值的最大值为2.73%，而图 5中冬季年际变化的最大值为2.52%，夏季为2.37%，季节变化的最大值略大于年际变化。故研究区表层悬沙浓度确实存在明显的年际变化，其变化幅度略小于季节变化。

图5　黄、东海反射率年际变化空间分布图（a.冬季，以Rinter-annualw表示；b.夏季，以Rinter-annuals表示）

4　讨论

4.1黄、东海冬季表层悬沙浓度年际变化的成因分析

关于黄、东海冬季浑浊羽状流的成因，已有学者做过研究，但并未形成一致结论。孙效功等（2000）提出，黄、东海悬浮体的扩散分布特征是由该海域不同流系的相互作用决定的，冬季，苏北沿岸流携带苏北近岸的高浓度悬浮体沿岸向南运动，至长江口以北由于台湾暖流的阻碍和顶托作用而转向东南方向，形成一伸向东南的高浓度悬浮体水舌；Yuan等（2008）同样认为跨陆架环流导致了这一浑浊羽状流；Dong等（2011）也持相同观点。而Shi等（2010）综合水色、海表温度、风速和高程异常等数据后，却得出了浑浊羽状流的形成归因于冬季风的混合作用以及由于海表温度降低所导致的混合层加深的结论。所以，以下将从陆架环流和风场两个方面着手进行分析。

由于台湾暖流和黄海暖流的水体均源于黑潮，具有高温的特性，因此在研究区冬季海表温度图中较易识别（图7）。研究区不同年份的海表温度具有相似的空间分布格局，但也存在明显的年际变化。那么，冬季表层悬沙浓度的年际变化与海表温度的年际变化之间有没有关系呢？对海表温度和表层悬沙浓度进行了相关分析。利用2003-2014年冬季海表温度和反射率的时间序列数据，选取12℃等温线与海岸线包围的面积、反射率为1%的等值线与海岸线包围的面积这两个特征量进行相关分析。前者在一定程度上能够反映冬季黄海暖流和台湾暖流的强弱，其值小，则暖流强，反之则暖流弱；后者大致表示浑浊羽状流的覆盖面积。由于每年的反射率数据或多或少都存在云遮挡导致的空白区域，为了尽可能降低数据缺失对分析结果的影响，将反射率的特征量优化为反射率为1%的等值线与海岸线包围的面积与有数据区域的面积之比，其所代表的意义不变。分析结果显示，二者的相关系数为0.649，P=0.023<0.05（P值为显著性检验中两个变量不相关的概率），呈显著正相关（图8）。也就是说，当12℃等温线与海岸线包围的面积较大，即黄海暖流和台湾暖流相对较强时，反射率为1%的等值线与海岸线包围的区域即浑浊羽状流的面积较小；反之，当黄海暖流和台湾暖流较弱时，羽状流面积较大。这也就意味着冬季黄海暖流和台湾暖流对浑浊羽状流的扩散起阻碍作用。二者基本框定了浑浊羽状流冬季的边界范围，其年际变化导致羽状流扩散范围的年际变化，从而形成冬季表层悬沙浓度年际变化的两个敏感区：敏感区I和浑浊羽状流南部边缘。

图6　冬季黄、东海表层悬沙浓度年际变化敏感区及其地形图（深度单位：m）

图7　黄、东海2014年冬季海表温度图（单位：℃）

图8　黄、东海冬季海表温度和反射率特征量的相关分析

进一步，将冬季黄海暖流流经海域附近反射率的年际变化大于1%的区域分离出来，即敏感区I，以单独考虑黄海暖流的作用。对海表温度和悬沙浓度，另取特征量进行相关分析：冬季敏感区I的平均海表温度和平均反射率。前者一定程度上能够反映冬季黄海暖流的强弱，平均温度高，则黄海暖流强，温度低，则弱；后者可以反映敏感区I的表层悬沙浓度大小。本组特征量与以上选取的特征量相比，提取了表层悬沙浓度年际变化最敏感的区域，排除了不敏感区域的干扰，且温度和反射率两个物理量比面积更能反映问题的本质，其相关分析应优于以上相关分析。然而分析结果却是二者之间的相关性不强。仔细对比每年冬季的海表温度和反射率图，发现确实存在2007年和2011年两个比较异常的年份。若剔除这两个数据，则剩下的10年的数据显示出非常好的负相关关系，其相关系数为-0.737，P=0.015<0.05（图8）。也就是说，除了2007年和2011年，冬季敏感区I的平均海表温度较高，即黄海暖流相对较强时，该区域的平均反射率较小，即表层悬沙浓度较小。这说明冬季黄海暖流对浑浊羽状流的扩散起阻碍作用。2007年冬季敏感区I的平均海表温度较高，黄海暖流较强，而其表层悬沙浓度也较高；2011年冬季黄海暖流较弱，其表层悬沙浓度也较低。这两年的例外情况应与其他影响悬沙分布的因素有关，需进一步研究。

对冬季敏感区I的平均反射率和平均风速进行相关分析，结果显示二者并无显著相关性。即便上述两个异常年份也未呈现2007年的平均海表风速大导致表层悬沙浓度异常高和2011年风速小、悬沙浓度异常低的现象。要指出的是，风可以直接作用于水体，造成浑浊水团的跨陆架输运（Pimenta et al，2014；Androulidakis et al，2015）。此外，风成波浪造成底床物质再悬浮，也能改变水体的悬沙浓度分布（Dufois et al，2014；Li et al，2015），尽管随着水深的增加近底层波致流速减小，从而降低再悬浮强度（Thompson et al，2011；杨扬等，2012）。因此，相关分析结果并不表示风和波浪对水体悬沙浓度没有影响，而是说明其年际变化信号较弱，风或波浪因素不是敏感区I冬季表层悬沙浓度年际变化的主要因素。

4.2冬季黄海暖流年际变化的影响因素分析

起初有学者认为黄海暖流是对马暖流的一个分支（管秉贤，1985）。后来的研究者通过现场观测和数值模拟等方法得出，北向的冬季风导致南向的沿岸流，形成压强梯度，从而引起向北流动的间歇性的补偿流，即黄海暖流，也就是说，黄海暖流的水体来源于对马暖流，但对马暖流并不是黄海暖流冬季入侵黄海的动力机制（Hsueh et al，1986；Hsueh，1988；Lie et al，2001）。Xu等（2009）的数值模型结果也证实季风是控制黄海暖流季节变化的主要因素，但非影响其年际变化的首要因素，黄海暖流主要是南向韩国沿岸流的补偿流，其年际变化主要受黑潮引起的韩国沿岸流的影响。综上所述，黑潮和冬季风是影响黄海暖流变化的两个主要因素，且黑潮又受到ENSO事件的影响（Shen et al，2014），因此，以下将从厄尔尼诺-南方涛动（ENSO）、太平洋十年涛动（PDO）、冬季风等方面探讨冬季黄海暖流年际变化的影响因素。

本研究对敏感区I的平均海表温度与SOI、PDOI分别进行相关分析。考虑到ENSO对研究区的影响可能有滞后性，将SOI和PDOI前推数月，或者说将海温数据后移数月，然后进行相关分析，结果如图9所示。敏感区I的平均海表温度与SOI的相关系数的绝对值随SOI前推月数增加而呈现波动变化，大致有5个月和30个月两处峰值。其中，5个月处的峰值经显著性检验显示不相关；SOI前推30个月时相关系数的绝对值最大，为-0.829，P=0.001<0.01，为极显著负相关（图10）。即当SOI较小，倾向于出现厄尔尼诺现象时，敏感区I的平均海表温度较高，黄海暖流较强；反之，当出现拉尼娜现象时，黄海暖流较弱；冬季黄海暖流强度对ENSO的这种响应滞后20-32个月。同样，与PDOI的相关系数也呈波动变化，且这种波动更加明显，大致有5、13、22和28个月4处峰值。其中，5、13、28个月处的峰值经显著性检验不相关；22个月时的相关系数最大，为0.627，P= 0.029<0.05，为显著正相关（图10）。这种相关性弱于SOI，说明ENSO对黄海暖流的影响大于PDO。

图9　敏感区I的平均海表温度与SOI、PDOI的相关系数的绝对值

图10　敏感区I的平均海表温度与前推30个月的SOI和前推22个月的PDOI的相关分析

对于图9中相关系数的波动变化，考虑到ENSO和黄海暖流的年际变化都具有一定的周期性，假设冬季黄海暖流受到ENSO的影响，则黄海暖流的年际变化周期与ENSO某一段的周期相似，可以将影响滞后的问题简化为两个正弦函数沿x轴平移的问题。设

则y1和y2的相关系数随y1沿x轴平移而呈现介于1与-1之间的周期性波动，相关系数从1到-1再到1的周期等于函数本身的周期2π。因此，当将SOI前推时，必然也会出现类似的相关系数周期性波动的情况。当然，这只是一个非常简化的模型，ENSO和黄海暖流年际变化的周期和振幅都是变化的，ENSO的周期一般为2～7 a，本研究12 a的数据可能包含了2-6次不同周期和强度的ENSO事件；除了ENSO，黄海暖流的年际变化必然还受到其他因素的影响，这些都大大增加了问题的复杂性。但是，也正因为每次ENSO事件的独特性，使得相关系数虽然波动，却轻易不会出现较大值，只有当反映ENSO强度的SOI时间序列与海表温度数据匹配良好时，才会出现极显著相关的情况。值得指出，以上分析尚不能回答ENSO对黄海暖流作用的机理。

若冬季风是黄海暖流形成的动力机制，则当冬季风较强时，形成的南向沿岸流也较强，相应地应该有较强的补偿流，即黄海暖流，则黄海暖流的强度应与黄海海域冬季风的风速呈正相关。但是，对冬季敏感区I的平均海表温度和黄海海域的平均海表风速进行相关分析，其相关系数为-0.580，推测可能是因为在冬季强北风情况下，黄海暖流表现为表底一致的南向流（万凯，2014）。然而其相关性未通过显著性检验：P=0.102>0.05，这也许与所使用的风场数据的时间覆盖短（9年）、空间分辨率低（0.25°），以及黄海暖流的影响因素复杂有关。今后应该优化风场数据，寻找时间跨度更长、空间分辨率更高的数据进行进一步的研究。

4.3陆架环流作用下黄、东海表层悬沙向深海输运的机理

以上分析表明，冬季黄、东海表层浑浊羽状流的形成和发展应是受陆架环流控制的。由图2可以看出，冬季，江苏近岸浅海的床底沉积物在风浪作用下再悬浮于表层，形成江苏沿海高悬沙浓度区，这些悬沙随苏北沿岸流向东南方向输运，至江苏中部或南部海岸转向东扩散，形成一浑浊羽状流，一直延伸至黄、东海陆架中部，其末端一般指向东南方向。这一浑浊羽状流的范围受台湾暖流和黄海暖流的控制，二者对其扩散有阻碍作用，受ENSO影响的黄海暖流较强时，该浑浊羽状流一般范围较小，即向深海扩散的距离较短；反之，当黄海暖流较弱时，浑浊羽状流向深海扩散的程度较大。随着冬季风的减弱，风浪对江苏海岸沉积物的再悬浮作用减弱，以及苏北沿岸流的减弱，使得对浑浊羽状流的泥沙供给减少，以致不能补偿沿程落淤量，浑浊羽状流的悬沙浓度降低，到夏季甚至完全消失。在这个过程中，来自江苏沿海的悬沙沿程不断落淤，表层悬沙浓度逐渐降低，只有浑浊羽状流最东端的少量悬沙能够沉降至较深海底。

Shi等（2010）在分析浑浊羽状流的成因时，考虑了地形的因素，认为浑浊羽状流的分布范围大致与50 m等深线相同，因此应与冬季风的混合作用以及由于海表温度降低导致的混合层加深有关。但是，控制浑浊羽状流分布范围的台湾暖流和黄海暖流的流动路径也与地形有关（郭炳火等，1987），且地形因素不能解释冬季表层悬沙浓度年际变化敏感区的形成。因此，本文认为地形不是冬季形成浑浊羽状流的主要因素。

5　结论

（1）黄、东海表层悬沙浓度存在明显的季节变化。其季节变化的敏感区为：1）浑浊羽状流分布区域，该羽状流从江苏海岸向东偏南方向延伸至黄、东海陆架中部，其边界的表层悬沙浓度约为4 mg/L，冬季最盛，夏季最弱，甚至消失；2）近岸海域，这应与其再悬浮作用有关。

（2）研究区表层悬沙浓度也存在明显的年际变化。冬季的敏感区为：1）浑浊羽状流与朝鲜半岛之间的海域，即羽状流东北部；2）台湾海峡；3）近岸海域，可能与其较高的悬沙浓度有关；4）浑浊羽状流南部边缘。夏季的敏感区主要是近岸海域，其中，苏北废黄河口附近海域的变化最为明显。研究区表层悬沙浓度的年际变化幅度略小于季节变化。

（3）冬季黄海暖流和台湾暖流对浑浊羽状流的扩散起阻碍作用。二者基本框定了浑浊羽状流冬季的边界范围，其年际变化导致羽状流扩散范围的年际变化，从而形成冬季表层悬沙浓度年际变化的敏感区。而风场或波浪作用不是冬季表层悬沙浓度年际变化的主要因素。对应于厄尔尼诺现象，冬季黄海暖流较强，而对应于拉尼娜现象黄海暖流较弱；冬季黄海暖流强度对ENSO的这种响应滞后20-32个月。PDO对黄海暖流也有影响，这种影响弱于ENSO。

（4）冬季浑浊羽状流可一直延伸至黄、东海陆架中部，部分物质可被跨陆架输运，最终沉降至深海底。

Androulidakis Y S,Kourafalou V H,Schiller R V,2015.Process studies on the evolution of the Mississippi River plume：Impact of topography,wind and discharge conditions.Continental Shelf Research, 107:33-49.

Dong L,Guan W,Chen Q,et al,2011.Sediment transport in the Yellow Sea and East China Sea.Estuarine,Coastal and Shelf Science,93: 248-258.

Dufois F,Verney R,Le Hir P,et al,2014.Impact of winter storms on sediment erosion in the Rhone River prodelta and fate of sediment in the Gulf of Lions(North Western Mediterranean Sea).Continental Shelf Research,72:57-72.

Hsueh Y,1988.Recent current observations in the eastern Yellow Sea. Journal of Geophysical Research,93:6 875-6 884.

Hsueh Y,Romea R D,DeWitt P W,1986.Wintertime winds and coastal sea-level fluctuations in the Northeast China Sea.Part II：numerical model.Journal of Physical Oceanography,16(2):241-261.

Li Y H,Li D Y,Fang J Y,et al,2015.Impact of Typhoon Morakot on suspended matter size distributions on the East China Sea inner shelf.Continental Shelf Research,101:47-58.

Lie H J,Cho C H,Lee J H,et al,2001.Does the Yellow Sea Warm Current really exist as a persistent mean flow?Journal of Geophysical Research,106:22 199-22 210.

Lu J,Qiao F,Wang X,et al,2011.A numerical study of transport dynamics and seasonal variability of the Yellow River sediment in the Bohai and Yellow seas.Estuarine,Coastal and Shelf Science,95:39-51.

Pimenta F M,Kirwan A D Jr,2014.The response of large outflows to wind forcing.Continental Shelf Research,89:24-37.

Shen M,Tseng Y,Jan S,et al,2014.Long-term variability of the Kuroshio transport east of Taiwan and the climate it conveys. Progress in Oceanography,121:60-73.

Shi W,Wang M,2010.Satellite observations of the seasonal sediment plume in central East China Sea.Journal of Marine Systems,82: 280-285.

Thompson C E L,Couceiro F,Fones G R,et al,2011.In situ flume measurements of resuspension in the North Sea.Estuarine,Coastal and Shelf Science,94:77-88.

Xu L,Wu D,Lin X,et al,2009.The study of the Yellow Sea Warm Current and its seasonal variability.Journal of Hydrodynamics,21(2): 159-165.

Yuan D,Zhu J,Li C,et al,2008.Cross-shelf circulation in the Yellow and East China Seas indicated by MODIS satellite observations. Journal of Marine Systems,70:134-149.

蔡爱智，1982.长江入海泥沙的扩散.海洋学报，4（1）：78-88.

高抒，2013.中国东部陆架全新世沉积体系：过程-产物关系研究进展评述.沉积学报，31（5）：845-855.

高抒，程鹏，汪亚平，等，1999.长江口外海域1998年夏季悬沙浓度特征.海洋通报，18（6）：44-50.

管秉贤，1985.黄、东海浅海水文学的主要特征.黄渤海海洋，3（4）：1-10.

郭炳火，林葵，左海滨，等，1987.东海环流的某些特征.黑潮调查研究论文集，北京：海洋出版社，15-32.

李婧，高抒，汪亚平，2009.长江河口悬沙浓度时空变化的遥感研究.第十四届中国海洋（岸）工程学术讨论会论文集（下册），946-951.

刘芳，2005.南黄海及东海北部海域悬沙的遥感研究.硕士学位论文，青岛：中国科学院海洋研究所，60.

毛汉礼，甘子钧，蓝淑芳，1963.长江冲淡水及其混合问题的初步探讨.海洋与湖沼，5（3）：183-206.

闵凤阳，汪亚平，高建华，等，2010.长江口北支的沉积物输运趋势.海洋通报，29（3）：264-270.

秦蕴珊，李凡，徐善民，等，1989.南黄海海水中悬浮体的研究.海洋与湖沼，20（2）：101-112.

秦蕴珊，李凡，郑铁民，等，1986.南黄海冬季海水中悬浮体的研究.海洋科学，10（6）：1-7.

孙效功，方明，黄伟，2000.黄、东海陆架区悬浮体输运的时空变化规律.海洋与湖沼，31（6）：581-587.

万凯，2014.冬季大风过程下渤黄海水位低频波动及黄海暖流机制研究.博士学位论文，青岛：中国海洋大学，142.

吴传庆，王桥，杨志峰，等，2007.长江口及南北海域泥沙遥感分析.遥感技术与应用，22（6）：707-709.

邢飞，汪亚平，高建华，等，2010.江苏近岸海域悬沙浓度的时空分布特征.海洋与湖沼，41（3）：459-468.

杨扬，庞重光，2012.黄东海表层悬沙浓度次级锋面及其季节变化初探.泥沙研究，（2）：41-46.

杨作升，Milliman J，1983.长江入海沉积物的输送及其入海后的运移.山东海洋学院学报，13（3）：1-12.

杨作升，郭志刚，王兆祥，等，1991.黄、东海毗邻海域悬浮体与水团的对应关系及影响因素.青岛海洋大学学报，21（3）：55-69.

杨作升，郭志刚，王兆祥，等，1992.黄东海陆架悬浮体向其东部深海区输送的宏观格局.海洋学报，14（2）：81-90.

恽才兴，蔡孟裔，王宝全，1981.利用卫星象片分析长江入海悬浮泥沙扩散问题.海洋与湖沼，12（5）：391-401.

（本文编辑：袁泽轶）

Inter-annual variation of suspended sediment concentration in the surface waters of the Yellow Sea and East China Sea

YIN Qi-jun1,GAO Shu1,2,GAO Ming-zhe1,YI Jia-cheng1
(1.School of Geographic and Oceanographic Sciences,Nanjing University,Nanjing 210046,China;2.Ministry of Education Key Laboratoryfor Coast and Island Development,NanjingUniversity,Nanjing 210046,China)

Remote sensing data of reflectance at 547 nm,sea surface temperature(SST)and wind are used to analyze the inter-annual variation of the suspended sediment concentration(SSC)in the surface waters of the Yellow Sea and East China Sea,as well as the relevant factors and mechanism.In the study area,SSC in the surface waters tends to be higher in the coastal area than that in the open sea,with remarked seasonal variation.The sensitive regions,where the seasonal variation is most significant,are associated with a turbid plume or coastal water masses.The plume,defined by an SSC exceeding 4 mg/L,extends from the Jiangsu coast towards the central areas of the Yellow Sea and East China Sea.It is strongest in winter,while in summer,it becomes weakest,or even vanishes.Further,the SSC also shows remarked inter-annual variations. In winter,the sensitive regions are located between the turbid plume and the Korean Peninsula,in the Taiwan Strait,over the coastal waters,and at the south margin of the plume.In contrast,the sensitive regions in summer are confined mainly in the coastal areas.The magnitude of the inter-annual variation is slightly smaller than that of the seasonal variation.The Yellow Sea Warm Current(YSWC)and the Taiwan Warm Current(TWC)block the diffusion of the turbid plume in winter.Theinter-annual variation of the YSWC and TWC leads to the variation in the diffusion range of the plume,forming sensitive regions in winter at the inter-annual time scale.Wind and wind waves do not represent major factors affecting the winter inter-annual variation.The formation and expansion of the turbid plume are controlled mainly by the continental shelf circulation,which influences the cross-shelf dispersal of fine-grained sediments.Furthermore,correlations of the SST field over the sensitive areas with the Southern Oscillation Index(SOI)and the Pacific Decadal Oscillation Index(PDOI) indicate that the overall pattern of the shelf circulation here is influenced by El Niño Southern Oscillation(ENSO)and Pacific Decadal Oscillation(PDO),with the effect of PDO being relatively weak.

suspended sediment concentrations;inter-annual variation;sensitive region;transport processes;eastern continental shelves of China

P736

A

1001-6932（2016）05-0494-13

10.11840/j.issn.1001-6392.2016.05.003

2015-07-22；

2015-09-06

国家重大科学研究计划（2013CB956500）；江苏省自然科学基金重点研究专项（BK2011012）；南京大学大学生创新训练计划（XY1310284012）。

尹琦珺（1993-），女，学士，主要从事海洋沉积动力学研究。电子邮箱：yinqijun163@163.com。

高抒，男，博士，教授。电子邮箱：shugao@nju.edu.cn。