中国东部陆架海锋面的时空变化及其对细颗粒沉积物输运和沉积的影响

袁萍，王厚杰，毕乃双，吴晓，张勇

1.中国海洋大学海洋地球科学学院，海底科学与探测技术教育部重点实验室，青岛 266100

2.中国地质调查局青岛海洋地质研究所，青岛 266071

中国东部陆架边缘海（渤海、黄海、东海）是世界上最宽浅的陆架海之一，发育了一系列泥质沉积体，这些泥质体不仅是细颗粒沉积物[1-3]、重金属[4-5]以及有机污染物[6-9]的主要物质汇，同时由于这些泥质体沉积连续、信息记录完整，因此，包含了丰富的海洋（黑潮演变，黄海暖流变异，海平面变化）和陆地（东亚季风演化，物源区气候变化）环境变化信息[3,10-13]，是沉积物源汇研究和海陆相互作用研究的重要信息载体。

由于陆架细颗粒沉积物的输运会受到水体中以温度、盐度等为特征的水团分布和水团间的相互作用的控制，因此，性质不同的水团（或水体）之间存在的海洋锋面，会导致锋区两侧水体的沉积物混合和交换需要通过跨锋面的方式来进行[14-15]；同时，锋面位置和强度的季节性变化在细颗粒沉积物输运过程中的作用也不容忽视[16-23]。此外，细颗粒沉积物是有机质、营养盐和污染物等的主要载体，其在输运过程中会与海洋水体和底质沉积物发生广泛的交换，直接影响陆架海水体透光性和污染物以及营养盐的分布，进而影响陆架海的生物、化学以及物理海洋环境[18,24-27]，因此，研究锋面的分布对细颗粒沉积物输运的影响，对于深入认识东中国海沉积物的源汇过程、阐明海岸带海陆相互作用、探讨全球物质循环以及保护海洋生态环境等都具有十分重要的意义。

前人对泥质区沉积物物源和形成机制的研究发现：环流是输运泥沙的主要动力[28-29]，再悬浮泥沙被环流搬运是陆架区沉积物搬运的最重要的过程[30]，中国东部陆架海的几大泥质区主要是周边入海河流携带的大量悬浮沉积物入海，在潮流和洋流系统的控制下在海区进行搬运和沉积形成的[16,31-36]，东中国海上分布的斑块状泥质区的形成与当地弱的底切应力和环流结构密切相关[37-38]。前人研究主要基于波浪、潮流和环流等动力因素，对不同季节锋面的作用下，中国东部陆架海细颗粒沉积物的分布、输运和沉积的影响研究及其机制方面还存在不足。本文基于HYCOM数值模拟结果，研究了中国东部陆架海流场和锋面（温度锋、盐度锋）的时空变化特征，分析了锋面的形成机制，探讨了锋面的季节变化对细颗粒沉积物输运及沉积过程的影响。

1 研究区概况

位于东亚大陆边缘的东中国海（渤海、黄海和东海）具有广阔的大陆架，深度浅（200 m以内）、坡度平缓，是相邻大陆在水下的自然延伸部分，水深从西北到东南逐渐加深。渤海和黄海都是三面被陆地包围的半封闭浅海，一般又以山东半岛成山角与朝鲜的长山串连线为界，把黄海分为南黄海和北黄海两部分[39]；其中，黄海海槽构成了南黄海整个地形的中轴，槽内水深约为60～80 m，由东南向北和西北方向逐渐变浅[40]。东海则是一个较为开阔的边缘海，其地形特征变化明显，整体呈“北宽南窄，北缓南陡”的格局，随着水深的增加，由岸向海可以分为内陆架（水深＜60 m）、外陆架（水深60～200 m）和冲绳海槽（水深＞200 m） 3 部分[41]。

中国东部陆架海处于东亚季风影响强烈的地区，受季风影响，东中国海冬季多盛行寒冷干燥的西北风，夏季多盛行温暖湿润的东南风；由于太阳辐射和各季不同气团的控制，研究区气温冬季低、夏季高，且分布的大趋势是北冷南暖，等温线呈纬向走向分布；降水受季风（主要是夏季风）和台风等天气活动的影响，雨季和雨带出现规律的北进和南退，同时，南方降雨量多于北方，东部多于西部，沿岸多于海域中部[42-44]。

中国东部陆架海的潮波系统中，渤海大部分海区为不规则半日潮区[43]，黄海和东海则以规则半日潮区为主[40]。渤海潮差多为2～3 m，沿岸最大潮差位于辽东湾湾顶（营口潮差可达5.4 m）[45]；黄海海域有3个潮差较大的区域：西朝鲜湾、江华湾以及江苏琼港外的辐射沙脊群，它们的最大可能潮差都在9 m 以上[43]；东海潮差分布表现为西部大（4～7 m）、东部小（约 2 m）[43-44]。渤海潮流流速一般为 0.5～2 m/s，最强流速出现在老铁山水道附近（1.5～2 m/s）[46]；黄海流速一般是东岸大于西岸，最大流速出现在朝鲜半岛西岸（1 m/s以上）、苏北近岸（约 2 m/s）以及山东半岛成山角附近（1.5 m/s以上）[43-44]；东海潮流流速近岸大远岸小，长江口—杭州湾—舟山群岛附近是中国沿岸潮流最强的海区，潮流流速可达3～3.5 m/s以上[44,46]。

中国东部陆架海风浪的分布受制于风向，浪向和浪高的季节变化明显：10月至次年3月，研究区盛行偏北浪，各海区的平均浪高可增至1.5 m以上，强寒潮过境时可使浪高达到8 m以上；夏季（6—8月）偏南浪盛行，研究区以南向浪为主，6月时，渤海、黄海北部及朝鲜半岛西岸的浪高不足1 m，其他海区的浪高也较低（1.2 m以下），7—8月，由于台风活动，研究区大部分海域的浪高又开始有所增大；从海区来看，东海风浪浪高最大，渤海最小，黄海居中，但各海区又有其各自的高值区和低值区[40,42,46]。

中国近海的环流主要由沿岸流系统和外海暖流系统所构成，形成一个气旋式流涡：西侧为南向的、低盐的、冬季最强的沿岸流系（如鲁北沿岸流、苏北沿岸流和浙闽沿岸流等）和北向的高温高盐的台湾暖流；东侧主要是来自大洋的北向的高温高盐水系，即黑潮主干—对马暖流—黄海暖流及其延伸部分，当然，还有南向的、冬季最强的西朝鲜沿岸流；其间还伴随着一些较为稳定的局地环流和中尺度现象，如黄海冷水团环流、济州岛西南和台湾东北海域的气旋式涡旋等（图1）[42-43,47-50]。

2 资料与方法

2.1 数据来源

本文7个航次的实测数据来自国家自然科学基金委“渤黄海航次”（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）、“长江口航次”（2016年春季3月和2016年夏季7月）以及“东海航次”（2010年秋季11月），各航次信息、站位分布和研究断面情况如表1和图2所示。在各个站位上均进行了压力、温度、盐度的垂向观测，使用的观测仪器为Seabird系列的CTD。

本文将选取表、底层数据进行水文参数平面分布特征的研究。需要注意的是，文中提到的表、底层观测数据并不是实际意义上的表、底层数据，而是用CTD感温后下放（距海表2～4 m）以及能够下放的最大深度处（距海底3～5 m）的数据代替表、底层数据进行处理和分析。

本文采用的数值模拟结果是来自HYCOM（Hybrid Coordinate Ocean Model）垂向混合坐标海洋模式的输出结果。HYCOM模式弥补了传统等密面坐标的不足，提高了在浅水和混合层的模拟能力，能够适应各种地形计算的需要；同时，HYCOM还考虑到了多种海气要素（如风场、热通量、蒸发和降水、海冰以及河流淡水的输入等）的作用，使得模拟结果更为可靠，近年来被广泛地用于大洋和区域海洋的研究中[23,51]。HYCOM模式存在众多实验版本，由于本文实测数据年份的跨度较大（2010—2017年），所以选取了能够覆盖实测数据时间的Global Ocean Forecasting System（GOFS）3.0:HYCOM+NCODA Global 1/12° Analysis（GLBa 0.08）数据。根据7个航次的具体起止时间（表1），下载对应日期期间本研究区（25°～41°N、117°～128°E）范围的HYCOM温度、盐度以及流速数据（https://www.hycom.org/），用Matlab对下载的温盐数据进行航次间的统计平均，得到本研究所需的表、底层温盐数据；同时，将u向（东西方向）和v向（南北方向）的流速数据进行矢量合成，计算出研究区表底层余流流速和流向。

2.2 HYCOM模式结果的适用性

根据7个航次每个站位的具体采样日期，将对应时间上HYCOM模式的结果在实测站位上进行差值，获取实测站位表底层上HYCOM模式输出的温盐数据，形成与实测站位位置一致、时间一致的表底层温盐数据，将这两套数据进行对比，结果如图3所示。

图1 中国东部陆架海冬季（A）与夏季（B）环流示意图（改绘自Guan,1994[47]和苏纪兰等，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个航次信息Table 1 Information of cruises

从图3中可以看出，HYCOM温度数据与实测温度数据基本一致，两者在不同季节的相关系数（R）都在0.8以上，其中冬季1月的数据吻合度最好，相关系数高达0.99，夏季7月的数据相对偏差较大。HYCOM盐度数据与实测盐度数据的相关系数明显比温度低，其中，春季5月的相关系数最高（0.87），冬季1月的相关性最低。总体而言，除了夏季7月的HYCOM底层温度数据与实测数据差异较大，其他月份的HYCOM表、底层温度数据结果与实测温度结果都比较接近。HYCOM表、底层盐度数据的准确性整体上低于温度数据：冬季1月HYCOM表、底层盐度数据与实测数据结果相比差异较为明显，秋季11月HYCOM底层盐度的结果整体偏低，此外，春季3月和夏季7月可能由于采样地点在长江口附近，受长江冲淡水的影响，HYCOM表层盐度结果与实测结果存在较大差异，但整体而言大部分月份的表、底层盐度数据结果与实测数据结果分布趋势一致。

HYCOM模式提供了能够覆盖整个中国东部陆架海的高分辨率数值模拟结果，对其进行适用性分析发现，HYCOM模式输出的温盐结果基本能够反映中国东部陆架海不同季节表底层的温盐变化情况，这为后续分析研究区温盐锋面的时空分布提供了重要的数据支持。

2.3 锋面的计算方法

由于HYCOM模式输出数据与实测数据存在较好的一致性，故本文基于HYCOM模式数据，通过公式（1）计算研究区表、底层温度、盐度的水平梯度进而确定锋面的位置及强度。

式中，G表示表/底层温度（盐度）的水平梯度，单位为 ℃/km（PSU/km）；Ti,j表示第（i,j）个网格处的表/底层温度（盐度），单位为℃（PSU）。D1和D2分别表示东西方向和南北方向的网格间距，单位为km。

图3 中国东部陆架海实测温盐与HYCOM温盐相关性分析Fig.3 Correlation between in-situ temperature-salinity data and HYCOM temperature- salinity data

3 结果与讨论

3.1 基于HYCOM模式的表底层流场的时空变化

3.1.1 表层流场的分布特征

春季3月，研究区受偏北风的影响，表层水体流向多为南向（图4a），朝鲜半岛西岸水体以及浙闽近岸水体顺岸南下，且流速都较强（＞0.08 m/s）。黑潮表层流向与风向相反，流速最高可达1.2 m/s。台湾暖流流向复杂，总体有流向陆架坡折带的趋势。春季5月，渤海表层流向基本为东向或东南向，表层流速基本小于0.1 m/s（图4b）。黄海大部分海域表层流速不足0.07 m/s。在东海，黑潮表层流速很强（0.6 m/s以上），流向较为稳定，台湾暖流表层流速基本在0.2 m/s以上，济州岛西南可见一逆时针环流，浙闽沿岸附近表层流速较小（0.07 m/s以下）。

夏季7月，中国东部陆架海盛行偏南风，在东海，黑潮、台湾暖流、浙闽沿岸流的表层流向几乎都是东北向，且流速基本都大于 0.2 m/s（图4c），在济州岛西南存在明显的逆时针涡旋；长江口外表层流流向既有东南向也有东北向，体现了长江冲淡水在夏季的扩展路径。渤海和北黄海水体流速较低，但在山东半岛东部外海有一南下的高流速水体向海州湾和南黄海中部运移，其东侧可见另一高流速水体沿黄海海槽西侧北上，二者在山东半岛成山头外海相遇。

秋季9月，渤海表层流流速较低（图4d）。整个黄海表层流场形成了明显的逆时针环流：朝鲜半岛西岸高流速水体从朝鲜半岛南部沿岸北上，在西朝鲜湾附近转向西，山东半岛北岸的高流速水体绕成山头南下进入南黄海，沿岸继续南下，在苏北浅滩外海转向东南方向进入东海北部。东海表层流流向与7月时基本一致，但水体流速明显减小。秋季11月，渤海大部分海域的表层流速不足0.07 m/s（图4e）。黄海中东部海域表层流速低而两岸流速相对较高，朝鲜半岛西岸水体顺岸南下；山东半岛北岸高流速水体的运移趋势与秋季9月大致相同，但流速偏小，且南侵东海的趋势更为明显，侧面反映了台湾暖流“夏强冬弱”的特点以及黑潮水在冬季向外海退缩的现象。在东海，浙闽近岸水体沿岸南下，流速较强，黑潮表层流向复杂，但主流仍稳定的向东北方向流动，此外，在台湾东北部，黑潮表层水大举入侵台湾以北陆架。

图4 中国东部陆架海表层流场分布图 （底图为流速大小；图中箭头方向表示余流的方向，箭头大小表示流速大小）Fig.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月盛行偏北风，研究区大部分海域表层流流向以南向为主（图4f）。黄海东西两岸各有一高流速分布区，分别位于朝鲜半岛西岸和山东半岛东端。此外，苏北浅滩外也存在一股南向的高流速水体，在近岸顺岸南下，但在30°N以北的离岸海域表层流向发生偏转，指向东南方向。在东海，长江冲淡水和浙闽沿岸水体顺岸南下，流速较11月更强，黑潮表层水自台湾海峡北部向东北方向流动，也存在入侵台湾以北陆架的趋势。

3.1.2 底层流场的分布特征

春季3月，渤海大部分海域的底层流速较低（图5a）。黄海暖流北上水体从南黄海中部绕山东半岛东部后向西偏转；朝鲜西岸沿岸流自北黄海一直延伸到朝鲜半岛南部，最终汇入对马暖流；苏北近岸底层水体沿岸北上，流速约为0.05 m/s。在东海，黑潮底层流向总体仍向东北方向流动，且流速相对较小，台湾暖流底层水体流向比表层稳定，浙闽近岸底层水体顺岸南下，流向与表层一致。春季5月，渤海大部分海域底层流速小于0.03 m/s（图5b）。黄海底层流速高值区（大于0.03 m/）分布在辽东半岛东南部、山东半岛成山头外一带以及长江口外-苏北近岸。在东海，黑潮底层流向散乱，很多海区底层流流向与表层相反，台湾暖流底层流向仍向北，浙闽近岸底层流也表现为沿岸向北流的趋势。

图5 中国东部陆架海底层流场分布图 （底图为流速大小；图中箭头方向表示余流的方向，箭头大小表示流速大小）Fig.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，研究区底层水体流速明显小于表层，且流向较为散乱（图5c）。渤海大部分海域的底层流速不足0.04 m/s，渤海海峡北部的底层流速相对较高。在黄海，山东半岛成山头外有一高流速水体，南黄海辐射沙脊附近可见一东南向的高流速水体，其东侧（济州岛附近）为一北向的高流速水体，在济州岛西南以及南黄海中部都出现逆时针环流。在东海，底层水体流向基本与5月相同，但是流速明显增加，此外，可以看到黑潮次表层水入侵台湾东北部海域的趋势十分明显，形成一支趋岸分支和一支指向东北的离岸分支。

秋季9月，如图5d所示，渤海大部分海域的底层流速仍比较低。黄海中东部海域底层流速低而两岸底层流速相对较高：朝鲜半岛西岸水体流速相对较高，但流向多变；黄海西岸高流速水体从山东半岛北岸绕成山头南下进入南黄海，与表层流速相比，底层流速较小，但二者流向和分布区域大致相同，表明黄海西岸自表至底存在一稳定的高流速带。在东海，底层水体流向与5月和7月大致相同，仅在东海北部稍有差异。秋季11月，黄海底层流场的流速分布也表现为中东部低，两岸高（图5e）；朝鲜半岛西岸底层水体与表层水体流向一致，都是顺岸南下，但底层流速相对较低；黄海暖流自南向北顺着黄海海槽西侧北上，绕过山东半岛东端，流向转为西向。在东海，浙闽近岸底层水体顺岸南下，流向与表层流向一致；其东侧为东北向流动的台湾暖流；黑潮底层流向散乱，次表层水入侵陆架的趋势减弱，流速比9月偏低。

冬季1月，如图5f所示，黄海暖流的主体有西移的趋势，其他水体的流向与11月相比变化不大，流速高值区的分布区域也大致相同。

综上所述，中国东部陆架海水体表层流速基本比底层流速高约两倍以上。此外，HYCOM模式表、底层流场数据的计算结果基本反映了黑潮、台湾暖流、黄海暖流、黄海沿岸流和东海沿岸流的配置关系，与中国东部陆架海的环流格局基本一致（图1）。

3.2 基于HYCOM模式的表底层温盐锋面的时空变化

3.2.1 温度锋面的时空变化

（1）表层温度锋面

春季3月，中国东部陆架海表层温度锋面主要分布在山东半岛沿岸、西朝鲜湾沿岸、朝鲜半岛南端、东海北部陆架（济州岛西南部）、浙江近岸50 m等深线附近、东海中部陆架以及黑潮流经海区（东海黑潮区），这些海区的表层温度梯度都在0.04 ℃/km以上（图6a）。结合研究区表层流场的季节变化（图4a）可以发现，表层温度锋面基本处于几大水团的交界处，说明表层温度锋面的分布与研究区水团配置密切相关。春季5月，渤海和黄海的表层温度锋面主要出现在东西两侧近岸海区，中部海域温度梯度不足0.04 ℃/km，未见明显的温度锋面；在东海，表层温度锋面主要分布在浙闽近岸50 m等深线和100 m等深线附近（图6b）。

夏季7月，如图6c所示，渤海沿岸和山东半岛周围的表层温度锋面强度较5月减小，而朝鲜半岛西岸和南岸的锋面强度整体增加。此外，从山东半岛成山头外沿黄海海槽西侧至东海北部陆架（济州岛西南部）出现一强度为0.04 ℃/km以上、空间上并不连续的表层温度锋带，其局部海域的温度梯度甚至超过0.1 ℃/km。已有研究认为，增温季节，潮混合效应控制着冷水团的边界及水温分布[52-53]，在水深20～50 m、海底坡度较大的地方，在潮生陆架锋（由潮汐混合作用导致）引起的上升流以及潮混合自身的驱动下，冷水可混合到达海表形成表层冷水区，冷水区垂向上温度梯度很小，但冷水边缘附近的水平温度梯度却很大（尤其是向海一侧），此时形成温度锋面，在某些区域可能还伴有盐度锋面[46,54]。由于东海绝大部分海域在夏季7月时表层温度分布较为均匀，故除东海北部陆架的表层温度锋面较为明显外，其余海域的温度水平梯度都较小。

秋季9月，渤海大部分海域的表层温度锋面基本消失（图6d）。黄海冷水团边界处的锋面强度在0.1 ℃/km以上，较7月时明显增强；同时，由于增温效应，东海北部陆架的表层温度锋面规模明显减小，其余海域未见明显的温度锋面。秋季11月，如图6e所示，渤海沿岸表层温度锋面的分布范围明显较9月增大。黄海冷水团边界处的表层温度锋面基本消失，而山东半岛南岸以及西朝鲜湾近岸出现明显温度锋面。在东海，由于海表温度降低，加之长江冲淡水转向，以长江冲淡水为主体的沿岸水由北向南输运，故长江口外、浙闽近岸表层温度锋面开始出现，此外，黑潮流经海区也出现了表层温度锋面，但锋面强度较弱。

图6 中国东部陆架海 HYCOM 表层温度锋面分布图Fig.6 Horizontal gradient of surface temperature based on HYCOM surface temperature data

冬季1月是一年内中国东部陆架海近岸的表层温度锋面最为发育的时期（图6f）。在渤海沿岸、黄海东西两岸、以及东海长江口外沿50 m等深线至台湾海峡的近岸海区均可观察到强温度锋，此外，山东半岛成山头外海也分布着一个新月形的温度锋面，锋面强度大于0.1 ℃/km，其与山东半岛近岸的温度锋面在空间上并不连续。东海北部陆架以及黑潮流经海区的锋面强度较小，其余海区则没有明显的温度锋面存在。

（2）底层温度锋面

春季3月，底层温度锋面的分布趋势与表层基本一致（不考虑冲绳海槽以东的外陆架，下同），但底层温度梯度（0.07 ℃/km以上）明显比表层的水平梯度高，东海陆架边缘黑潮水流经的区域温度梯度甚至超过0.3 ℃/km（图7a），其他月份底层温度锋面的分布结果也显示，该海域底层温度锋区的分布范围以及锋面强度较为稳定。春季5月，如图7b所示，渤海近岸海区、山东半岛南北两岸、渤海海峡至西朝鲜湾近岸以及朝鲜半岛西岸也出现了温度梯度约为0.07 ℃/km的锋面，此外，由于黄海冷水团的发育导致其与邻近水团的边界处开始出现温度锋面。在东海，底层温度锋面的分布较为散乱，与3月相比，浙闽近岸的锋面强度降低。此外，台湾海峡水与残留在陆架底层的冷水之间形成的东海中部陆架锋面开始发育。

夏季7月，渤海近岸零星分布着若干规模较小的温度锋面（图7c）。黄海东部大片海域的温度水平梯度都在0.07 ℃/km左右，尤其是南黄海中部冷水团中心海区，锋面强度在0.15 ℃/km以上。由于台湾海峡高温水体北伸趋势增强，东海中部陆架海区的锋面强度较5月明显增强，此外，由于济州岛西南冷涡与周围水体之间的温差显著增大，故它们边界处形成的东海北部陆架锋区底层温度梯度较大、锋面强度较强。

图7 中国东部陆架海 HYCOM 底层温度锋面分布图Fig.7 Horizontal gradient of bottom temperature based on HYCOM bottom temperature data

秋季9月，如图7d所示，除东海黑潮区外，研究区9月表、底层温度锋面分布趋势基本一致，但底层锋面强度远大于表层。与7月相比，9月黄海冷水团边界处的锋面范围和锋面强度（0.3 ℃/km以上）增大，同时可以观察到东海北部陆架底层温度锋面与黄海冷水团锋面连成一片。由于台湾海峡高温水体向北延伸的趋势进一步增强，东海中部陆架底层温度锋区向北推进。秋季11月，渤海大部分海域底层温度梯度较小（图7e）。与9月相比，11月时黄海冷水团锋区的范围和强度大幅度降低，这与黄海冷水团在秋季的逐渐衰消密切相关。在东海，由于台湾暖流水南退以及以长江冲淡水为主体的浙闽沿岸流南下，故在浙闽近岸出现明显的温度锋面，同时，黑潮次表层水入侵趋势减弱，东海中部陆架锋面发生南退和东移。

冬季1月，底层温度锋面的分布趋势与表层基本一致，且表、底层各锋区的锋面强度都在0.07 ℃/km以上（图7f）。

总体而言，表、底层温度锋面基本处于中国东部陆架海几大水团的交界处，说明表、底层温度锋面的分布与研究区环流和水团配置情况密切相关。

3.2.2 盐度锋面的时空变化

（1）表层盐度锋面

春季3月，结合中国东部陆架海表层流场的分布（图4a）可以发现，自济州岛以南海域向西北伸入黄海的高盐水体（其延续体可到达渤海中部），与从渤海经渤海海峡南部沿山东半岛北岸绕成山头向南扩展至南黄海的低盐水体之间形成了明显的盐度锋面，盐度水平梯度约为0.01 PSU/km；台湾岛东北侧向东海陆架方向延伸的高盐水体，与长江口近岸向东南方向延伸到台湾岛西北部的低盐水体之间也形成了明显的盐度锋面；同时，自苏北外海向东南方向入侵东海的低盐水体与上述两个高盐水体在东海北部陆架附近海区形成了明显的盐度锋面（图8a）。此外，研究区部分入海河流河口附近（如长江、黄河等）盐度锋面强度较大（0.03 PSU/km以上），其余海域未见明显的盐度锋面。整体来看，表层盐度锋面的分布与研究区入海径流、沿岸流以及暖流等的分布密切相关。春季5月，如图8b所示，在渤海，表层盐度锋面主要分布在黄河口附近，海河口—辽东湾西岸的带状海域。5月时长江入海径流量增加，长江冲淡水随径流的增大而向外海扩展，导致长江口外锋面向外海扩展（与3月相比）。浙闽近岸的表层盐度锋面仍然存在，与3月相比，其锋区范围略有增加，但锋面强度有所降低。

夏季7月，从图8c可以发现，研究区大片海域的表层盐度锋面较为发育，尤其是近岸河口附近、黄海南部、东海北部以及浙闽沿岸一带。研究区表层盐度锋面的这种分布特征与夏季7月时河流入海径流量的增大密切相关，特别是长江入海径流量的增加以及冲淡水的转向对于黄海南部和东海北部表层盐度锋面的形成至关重要。

秋季9月，研究区表层盐度锋面主要出现在渤海南部海域、渤海海峡、山东半岛南岸以及朝鲜半岛西岸海域（图8d）。此外，黄海冷水团边缘处由于潮混合导致底层低盐水体上涌至表层，从而与近岸低盐水体之间也形成了明显的盐度水平梯度。长江口外至浙闽近岸的表层盐度锋区范围较7月减小，可能是由于9月长江入海径流量减少。此外，东海北部陆架表层盐度锋与7月相比也有向西北回缩的趋势。秋季11月，如图8e所示，研究区表层盐度锋面的分布范围明显减小，仅渤海中南部近岸海区、朝鲜半岛西岸、山东半岛东部以及长江口至浙闽近岸海区，盐度水平梯度较高，其余海域零星分布着一些规模较小且空间上并不连续的盐度锋面。

图8 中国东部陆架海 HYCOM 表层盐度锋面分布图Fig.8 Horizontal gradient of surface salinity based on HYCOM surface salinity data

冬季1月，研究区大部分海域的盐度水平梯度有增大的趋势（图8f），且表层盐度锋面出现的海域与春季3月表层盐度锋的分布大致相同，但在黄东海交界处以及东海北部陆架附近，锋区位置存在差异。

（2）底层盐度锋面

春季3月，对比图8a与图9a可以发现，表底层盐度锋面的分布趋势大致相同，但底层盐度锋面的水平梯度约为0.015 PSU/km，锋面强度大于表层。春季5月，如图9b所示，除东海部分海区外，研究区表、底层盐度锋面的分布趋势也大致相同，且底层的锋面强度略高于表层。但与3月相比，出现盐度锋面的海域面积稍有增加。

夏季7月，从图9c可以发现，研究区大部分海域底层盐度水平梯度在0.015 PSU/km以上。底层盐度锋面的分布趋势与表层差异较大。低温高盐的黄海冷水团的发育导致其与邻近水团的边界处形成盐度锋面，而北伸的高温次高盐水体与残留在陆架底部的低温高盐水体，在东海中部陆架上形成了分布不规则的底层盐度锋面，此外，南下的浙闽沿岸低盐水体与北上的台湾暖流高盐水体在浙闽沿岸形成了明显的底层盐度锋面。

秋季9月，渤、黄海底层盐度锋面的分布趋势与表层基本一致，主要出现在渤海南部海域、渤海海峡、山东半岛南岸、朝鲜半岛西岸海域以及黄海冷水团边界附近（图9d）。东海9月底层盐度锋面的分布与7月底层盐度锋面的分布大致相同，但锋区宽度显著减小。秋季11月，如图9e所示，研究区底层盐度锋面的分布范围明显减小。渤海大部分海域的底层盐度梯度都不超过0.02 PSU/km。黄海海域底层盐度锋面主要位于西朝鲜湾近岸以及黄海中部冷水团边界处。但与9月相比，11月时黄海冷水团锋区的范围和强度大幅度降低，这与黄海冷水团在秋季的逐渐衰消密切相关。在东海，随着高温高盐的台湾暖流水向南收缩以及以长江冲淡水为主体的浙闽沿岸流南下，东海中部陆架底层盐度锋面强度降低，锋区范围减小。

图9 中国东部陆架海 HYCOM 底层盐度锋面分布图Fig.9 Horizontal gradient of bottom salinity based on HYCOM bottom salinity data

冬季1月，对比图8f与图9f可以发现，表、底层盐度锋面的分布趋势也大致相同，大部分海域的底层盐度梯度都不超过0.015 PSU/km。此外，冬季1月底层盐度锋面的分布与春季3月的较为一致，仅在个别海区存在差异。

盐度的分布及变化取决于入海径流量、降水量及蒸发量的多少，并与含盐量不同的沿岸水系与外海水系的消长有关，因此，一般而言，表、底层盐度锋面的分布与研究区入海径流、沿岸流以及暖流等的分布密切相关。

综上所述，中国东部陆架海表、底层温度锋（盐度锋）的分布趋势基本一致（不考虑冲绳海槽以东的海域），但底层锋的锋面强度和锋区范围明显大于表层。渤黄海表、底层温度锋面和盐度锋面的分布趋势基本一致，只在近岸入海河流的河口附近有所差异。而在东海，盐度锋面的分布受长江冲淡水的影响较强，温盐锋面的分布差异较大。此外，锋面分布的区域主要位于中国东部陆架海流系流经的区域或边界，即锋面的位置很好的体现了中国东部陆架海流系的基本格局。

3.3 锋面与泥质沉积区分布的联系

中国东部陆架海接受了来自黄河和长江的巨量物质，入海泥沙量占世界入海泥沙总量约10%[55]，其中细颗粒组分在海洋动力作用下发生再搬运、再沉积和再分配，为陆架上不同海区提供了大量的泥质物源，在物源和海洋环境动力因子的共同作用下，形成了多个泥质沉积体（图10），如渤海中部泥质沉积、北黄海中部泥质沉积、山东半岛沿岸泥质沉积、南黄海中部泥质沉积、黄海西南部（废黄河口）泥质沉积、黄海东南部泥质沉积、济州岛西南泥质沉积、长江口泥质沉积和浙闽沿岸泥质沉积等[2,56-57]。

图10 中国东部陆架海泥质区分布 （改绘自 Saito 和 Yang,1995[56]） 及全新世沉积物等厚度图 （单位：m，改绘自Yang 和 Liu,2007[74]；Liu 等,2007[3]）M1-渤海中部泥质区；M2-北黄海中部泥质区；M3-山东半岛沿岸泥质区；M4-南黄海中部泥质区；M5-黄海西南部 （废黄河口） 泥质区；M6-黄海东南部泥质区；M7-济州岛西南泥质区；M8-长江口泥质区；M9-浙闽沿岸泥质区。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 东海

近期东海的箱式柱样和地球化学分析认为，沉积物从河口沿岸向南输运且大部分沉积物被拦截在东海内陆架上[58-60]。此外，东海内陆架全新世等厚度分布也显示，长江沉积物大多沉积在123°E以西的海域（图10）。已有研究认为，沿岸流、冬季风暴潮、波浪、下降流、潮汐、海洋锋面系统、北向的台湾暖流及其相应的上升流，对于沉积物在东海内陆架的捕获和其南向的输运至关重要[3,17,35,61-65]。在季风、地形、沿岸流以及台湾暖流的相互作用下，浙闽沿岸泥质区北部全年存在上升流；其中，夏季低温高盐水体上涌形成的上升流强度较弱，而冬季高温高盐的水体上涌形成的上升流强度较强[66-67]。沿岸流与台湾暖流在物理性质（如温度、盐度）和流向上的显著差异导致二者之间形成了明显的海洋锋面[68]。本文的研究发现，东海内陆架泥质区（包括长江口东南泥质区和浙闽沿岸泥质区）基本全年受浙闽沿岸低盐水体与台湾暖流高盐水体之间存在的盐度锋面的控制，只是锋面强度和锋区宽度存在季节性变化（图9）。上升流和海洋锋对浙闽沿岸泥质区的形成具有重要影响，受水动力环境和物源供应的影响，冬季是沉积物输运和沉积的关键季节[65]。

夏季，台湾暖流北伸趋势较强，浙闽沿岸流受南向季风的影响指向东北，长江入海泥沙向东和向南的扩散受阻，大部分沉积在河口附近（细颗粒沉积在泥质沉积区）[63]；浙闽沿岸锋面区在南向季风和台湾暖流的作用下会形成上升流[69-70]。上升流和海洋锋面会阻碍悬浮沉积物跨锋面的输运，从而将细颗粒沉积物控制在向岸的区域里沉积，对长江沉积物向深海的输运起到了阻隔作用[3,35,65]。在冬季，沿岸的锋面依然存在。在沿岸流较强时，悬浮颗粒物不易沉降，而离开锋面的控制后，水体流速降低，大多数悬浮颗粒物开始发生沉降[65]。也有研究认为，在强风浪作用下，锋面区水体与其近岸一侧的水体混合均匀，悬浮沉积物或多或少会跨过锋面，从锋面的浅水区一侧向陆架深水区输运[64]。总体来说，夏季，在锋面区环流的作用下，沉积物被限制在锋面靠近浅水区一侧；而在冬季，偏北季风驱动的横向Ekman输运和下降流的作用下，浙江沿岸悬浮沉积物可能跨锋面输送到东海中部陆架附近[3,35,64]。

3.3.2 黄海

在冬季，黄海暖流较强盛，有时能侵入北黄海，甚至是渤海[42,47]。在夏季，黄海暖流强度较弱，甚至无法向北到达35°N附近，黄海中部是受冷水团控制的弱流区，黄海冷水团的存在阻碍了黄海暖流北向流动的趋势[61]。黄海冷水团是一个季节性水团，春季（5—6月）形成，夏季（7—8月）处于鼎盛时期，秋季开始衰减（11月最弱），冬季（12月）基本消失[71]。从图7和图9可以发现，在春、夏、秋3季（5—11月），随着黄海冷水团的发育、成熟和衰退，冷水团与近岸水体的交界处长期存在明显的温盐锋面，锋面的位置和强度与黄海冷水团与近岸水体之间的消长密切相关。冬季（1—3月），黄海冷水团消失，但山东半岛成山头外海仍存在明显的新月形温盐锋面。对比锋面与黄海各泥质区的位置可以发现，温盐锋面对北黄海中部泥质区、山东半岛沿岸泥质沉积体以及南黄海中部泥质沉积区的形成具有重要的控制作用。

已有研究表明，增温季节，潮混合效应控制着黄海冷水团的边界及水温分布[52-53]，在水深20～50 m、海底坡度较大的地方，在潮生陆架锋（由潮汐混合作用导致）引起的上升流以及潮混合自身的驱动下，冷水可混合到达海表形成表层冷水区，冷水区垂向上温度梯度很小，但冷水边缘附近的水平温度梯度却很大（尤其是向海一侧），此时形成温度锋面，在某些区域可能还伴有盐度锋面[46,54]。数值模拟结果进一步指出，向冷水团中心，流速逐渐降低，水中的粗颗粒沉积物在靠近冷水团侧的锋面附近发生沉积，而细颗粒则可以继续向冷水团中心输运并逐渐堆积，导致冷水团底部形成细颗粒泥质沉积区[54,72]。

沿岸流搬运黄河物质沿山东半岛向东输运过程中，受黄海水体的顶托，携带的细颗粒沉积物堆积下来，形成北黄海中部泥质区；一部分细颗粒沉积物被继续向东搬运，在烟台—威海以北的弱流区沉积下来[73]，形成山东半岛北岸细颗粒沉积区；在成山角附近，鲁北沿岸流与北上的黄海暖流交汇，受到锋面的阻隔，其向东输运的趋势受到限制，故主体部分向南进入南黄海，在成山角以东形成巨厚的泥质沉积体[10,74]。因此，黄海冷水团边界处锋面的存在阻碍了山东半岛沿岸流携带细颗粒沉积物向东和向东北方向的扩散，对于北黄海中部泥质区和山东半岛沿岸泥质沉积体形成具有重要的控制作用。

一般认为，黄海东南部的高浊度水体可以被黄海暖流携带向北输运到黄海中部的斑块状泥质区[64]。还有一些学者研究发现，黄河和朝鲜半岛来的沉积物也都能被输运至南黄海中部沉积[75-76]。Dong等[64]研究发现，泥质区主要分布在潮流较弱、水体层化明显以及涡旋发育的海域；原因主要是潮流较弱，无法侵蚀海底沉积物，而涡旋和其对应的上升流的存在则为悬浮细颗粒沉积物的辅聚提供了有利的条件。沉积物粒径输运趋势的结果显示，南黄海沉积物的净输移方向是由周边地区指向南黄海中部的细颗粒沉积中心，指示了该区处于低能沉积环境[77]。由于潮流较弱，泥质区中心的沉积物不易发生再悬浮，同时黄海冷水团边缘处存在的温盐锋面及上升流会阻碍沿岸水体中大部分悬浮沉积物向冷水团内部扩散，但沿岸物质可在冷水团边缘区再悬浮之后，被离岸方向的径向环流（存在于冷水团顶部及上层水体中）搬运至冷水团中部沉积[54,72]。

4 结论

（1）利用中国东部陆架海不同季节的航次观测数据与HYCOM模式数据进行了对比，结果显示HYCOM模式输出的温盐结果基本能够反映中国东部陆架海不同季节表底层的温盐变化情况。在此基础上，利用HYCOM 模式数据分析了研究区表底层温盐锋面的时空变化。结果表明，中国东部陆架海表、底层温度锋（盐度锋）的分布趋势基本一致（不考虑冲绳海槽以东的海域），但底层锋面的强度和锋区范围明显大于表层。锋面的位置很好的体现了海区流系的基本格局。表、底层温度锋面基本处于几大水团的交界处，说明表、底层温度锋面的分布与研究区环流和水团配置情况密切相关。而表、底层盐度锋面的分布则与研究区入海径流、沿岸流以及暖流等的分布密切相关。

（2）中国东部陆架海锋面的空间分布和季节变化对于海域泥质沉积区的形成具有重要的控制作用。东海内陆架泥质区（包括长江口东南泥质区和浙闽沿岸泥质区）基本全年受盐度锋面的控制，只是锋面强度和锋区宽度存在季节性变化；夏季，上升流和海洋锋面会阻碍悬浮沉积物跨锋面的输运，沉积物被限制在锋面靠近浅水区一侧；在冬季，沿岸的锋面依然存在，在沿岸流较强时，悬浮颗粒物不易沉降，而离开锋面的控制后，水体流速降低，大多数悬浮颗粒物开始发生沉降。黄海冷水团边界处锋面的存在阻碍了山东半岛沿岸流携带细颗粒沉积物向东和向东北方向的扩散，对于北黄海中部泥质区和山东半岛沿岸泥质沉积体形成具有重要的控制作用。南黄海中部泥质区潮流较弱，泥质区中心的沉积物不易发生再悬浮，同时黄海冷水团边缘处存在的温盐锋面及上升流会阻碍沿岸水体中大部分悬浮沉积物向冷水团内部扩散，但沿岸物质可在冷水团边缘区再悬浮之后，被离岸方向的径向环流（存在于冷水团顶部及上层水体中）搬运至冷水团中部沉积。