袁萍，王厚杰，畢乃雙，吳曉，張勇

1.中國(guó)海洋大學(xué)海洋地球科學(xué)學(xué)院，海底科學(xué)與探測(cè)技術(shù)教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，青島 266100

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

中國(guó)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(xì)顆粒沉積物[1-3]、重金屬[4-5]以及有機(jī)污染物[6-9]的主要物質(zhì)匯，同時(shí)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(fēng)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(xì)顆粒沉積物的輸運(yùn)會(huì)受到水體中以溫度、鹽度等為特征的水團(tuán)分布和水團(tuán)間的相互作用的控制，因此，性質(zhì)不同的水團(tuán)（或水體）之間存在的海洋鋒面，會(huì)導(dǎo)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(jìn)行[14-15]；同時(shí)，鋒面位置和強(qiáng)度的季節(jié)性變化在細(xì)顆粒沉積物輸運(yùn)過程中的作用也不容忽視[16-23]。此外，細(xì)顆粒沉積物是有機(jī)質(zhì)、營(yíng)養(yǎng)鹽和污染物等的主要載體，其在輸運(yùn)過程中會(huì)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(yíng)養(yǎng)鹽的分布，進(jìn)而影響陸架海的生物、化學(xué)以及物理海洋環(huán)境[18,24-27]，因此，研究鋒面的分布對(duì)細(xì)顆粒沉積物輸運(yùn)的影響，對(duì)于深入認(rèn)識(shí)東中國(guó)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(hù)海洋生態(tài)環(huán)境等都具有十分重要的意義。

前人對(duì)泥質(zhì)區(qū)沉積物物源和形成機(jī)制的研究發(fā)現(xiàn)：環(huán)流是輸運(yùn)泥沙的主要?jiǎng)恿28-29]，再懸浮泥沙被環(huán)流搬運(yùn)是陸架區(qū)沉積物搬運(yùn)的最重要的過程[30]，中國(guó)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(jìn)行搬運(yùn)和沉積形成的[16,31-36]，東中國(guó)海上分布的斑塊狀泥質(zhì)區(qū)的形成與當(dāng)?shù)厝醯牡浊袘?yīng)力和環(huán)流結(jié)構(gòu)密切相關(guān)[37-38]。前人研究主要基于波浪、潮流和環(huán)流等動(dòng)力因素，對(duì)不同季節(jié)鋒面的作用下，中國(guó)東部陸架海細(xì)顆粒沉積物的分布、輸運(yùn)和沉積的影響研究及其機(jī)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(guó)東部陸架海流場(chǎng)和鋒面（溫度鋒、鹽度鋒）的時(shí)空變化特征，分析了鋒面的形成機(jī)制，探討了鋒面的季節(jié)變化對(duì)細(xì)顆粒沉積物輸運(yùn)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(guó)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(zhǎng)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(gè)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(gè)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?？梢苑譃閮?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(guó)東部陸架海處于東亞季風(fēng)影響強(qiáng)烈的地區(qū)，受季風(fēng)影響，東中國(guó)海冬季多盛行寒冷干燥的西北風(fēng)，夏季多盛行溫暖濕潤(rùn)的東南風(fēng)；由于太陽(yáng)輻射和各季不同氣團(tuán)的控制，研究區(qū)氣溫冬季低、夏季高，且分布的大趨勢(shì)是北冷南暖，等溫線呈緯向走向分布；降水受季風(fēng)（主要是夏季風(fēng)）和臺(tái)風(fēng)等天氣活動(dòng)的影響，雨季和雨帶出現(xiàn)規(guī)律的北進(jìn)和南退，同時(shí)，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(guó)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(yíng)口潮差可達(dá)5.4 m）[45]；黃海海域有3個(gè)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(qiáng)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(yuǎn)岸小，長(zhǎng)江口—杭州灣—舟山群島附近是中國(guó)沿岸潮流最強(qiáng)的海區(qū)，潮流流速可達(dá)3～3.5 m/s以上[44,46]。

中國(guó)東部陸架海風(fēng)浪的分布受制于風(fēng)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(qiáng)寒潮過境時(shí)可使浪高達(dá)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(shí)，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(tái)風(fēng)活動(dòng)，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(fēng)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(guó)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(gè)氣旋式流渦：西側(cè)為南向的、低鹽的、冬季最強(qiáng)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(tái)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(duì)馬暖流—黃海暖流及其延伸部分，當(dāng)然，還有南向的、冬季最強(qiáng)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(tuán)環(huán)流、濟(jì)州島西南和臺(tái)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(gè)航次的實(shí)測(cè)數(shù)據(jù)來自國(guó)家自然科學(xué)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(zhǎng)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(gè)站位上均進(jìn)行了壓力、溫度、鹽度的垂向觀測(cè)，使用的觀測(cè)儀器為Seabird系列的CTD。

本文將選取表、底層數(shù)據(jù)進(jìn)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(cè)數(shù)據(jù)并不是實(shí)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(jìn)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(biāo)海洋模式的輸出結(jié)果。HYCOM模式彌補(bǔ)了傳統(tǒng)等密面坐標(biāo)的不足，提高了在淺水和混合層的模擬能力，能夠適應(yīng)各種地形計(jì)算的需要；同時(shí)，HYCOM還考慮到了多種海氣要素（如風(fēng)場(chǎng)、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(shí)驗(yàn)版本，由于本文實(shí)測(cè)數(shù)據(jù)年份的跨度較大（2010—2017年），所以選取了能夠覆蓋實(shí)測(cè)數(shù)據(jù)時(shí)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(gè)航次的具體起止時(shí)間（表1），下載對(duì)應(yīng)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(duì)下載的溫鹽數(shù)據(jù)進(jìn)行航次間的統(tǒng)計(jì)平均，得到本研究所需的表、底層溫鹽數(shù)據(jù)；同時(shí)，將u向（東西方向）和v向（南北方向）的流速數(shù)據(jù)進(jìn)行矢量合成，計(jì)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(gè)航次每個(gè)站位的具體采樣日期，將對(duì)應(yīng)時(shí)間上HYCOM模式的結(jié)果在實(shí)測(cè)站位上進(jìn)行差值，獲取實(shí)測(cè)站位表底層上HYCOM模式輸出的溫鹽數(shù)據(jù)，形成與實(shí)測(cè)站位位置一致、時(shí)間一致的表底層溫鹽數(shù)據(jù)，將這兩套數(shù)據(jù)進(jìn)行對(duì)比，結(jié)果如圖3所示。

圖1 中國(guó)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(jì)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(gè)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(shí)測(cè)溫度數(shù)據(jù)基本一致，兩者在不同季節(jié)的相關(guān)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(guān)系數(shù)高達(dá)0.99，夏季7月的數(shù)據(jù)相對(duì)偏差較大。HYCOM鹽度數(shù)據(jù)與實(shí)測(cè)鹽度數(shù)據(jù)的相關(guān)系數(shù)明顯比溫度低，其中，春季5月的相關(guān)系數(shù)最高（0.87），冬季1月的相關(guān)性最低。總體而言，除了夏季7月的HYCOM底層溫度數(shù)據(jù)與實(shí)測(cè)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(shí)測(cè)溫度結(jié)果都比較接近。HYCOM表、底層鹽度數(shù)據(jù)的準(zhǔn)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(shí)測(cè)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(diǎn)在長(zhǎng)江口附近，受長(zhǎng)江沖淡水的影響，HYCOM表層鹽度結(jié)果與實(shí)測(cè)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(shí)測(cè)數(shù)據(jù)結(jié)果分布趨勢(shì)一致。

HYCOM模式提供了能夠覆蓋整個(gè)中國(guó)東部陸架海的高分辨率數(shù)值模擬結(jié)果，對(duì)其進(jìn)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(guó)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(shí)空分布提供了重要的數(shù)據(jù)支持。

2.3 鋒面的計(jì)算方法

由于HYCOM模式輸出數(shù)據(jù)與實(shí)測(cè)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(jì)算研究區(qū)表、底層溫度、鹽度的水平梯度進(jìn)而確定鋒面的位置及強(qiáng)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(gè)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(guó)東部陸架海實(shí)測(cè)溫鹽與HYCOM溫鹽相關(guān)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(chǎng)的時(shí)空變化

3.1.1 表層流場(chǎng)的分布特征

春季3月，研究區(qū)受偏北風(fēng)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(qiáng)（＞0.08 m/s）。黑潮表層流向與風(fēng)向相反，流速最高可達(dá)1.2 m/s。臺(tái)灣暖流流向復(fù)雜，總體有流向陸架坡折帶的趨勢(shì)。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(qiáng)（0.6 m/s以上），流向較為穩(wěn)定，臺(tái)灣暖流表層流速基本在0.2 m/s以上，濟(jì)州島西南可見一逆時(shí)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(guó)東部陸架海盛行偏南風(fēng)，在東海，黑潮、臺(tái)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(jì)州島西南存在明顯的逆時(shí)針渦旋；長(zhǎng)江口外表層流流向既有東南向也有東北向，體現(xiàn)了長(zhǎng)江沖淡水在夏季的擴(kuò)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(yùn)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(gè)黃海表層流場(chǎng)形成了明顯的逆時(shí)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(jìn)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(jìn)入東海北部。東海表層流流向與7月時(shí)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(duì)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(yùn)移趨勢(shì)與秋季9月大致相同，但流速偏小，且南侵東海的趨勢(shì)更為明顯，側(cè)面反映了臺(tái)灣暖流“夏強(qiáng)冬弱”的特點(diǎn)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(qiáng)，黑潮表層流向復(fù)雜，但主流仍穩(wěn)定的向東北方向流動(dòng)，此外，在臺(tái)灣東北部，黑潮表層水大舉入侵臺(tái)灣以北陸架。

圖4 中國(guó)東部陸架海表層流場(chǎng)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(fēng)，研究區(qū)大部分海域表層流流向以南向?yàn)橹鳎▓D4f）。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(zhǎng)江沖淡水和浙閩沿岸水體順岸南下，流速較11月更強(qiáng)，黑潮表層水自臺(tái)灣海峽北部向東北方向流動(dòng)，也存在入侵臺(tái)灣以北陸架的趨勢(shì)。

3.1.2 底層流場(chǎng)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(duì)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(dòng)，且流速相對(duì)較小，臺(tái)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(zhǎng)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(tái)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(shì)。

圖5 中國(guó)東部陸架海底層流場(chǎng)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(duì)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(jì)州島附近）為一北向的高流速水體，在濟(jì)州島西南以及南黃海中部都出現(xiàn)逆時(shí)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(tái)灣東北部海域的趨勢(shì)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(duì)較高：朝鮮半島西岸水體流速相對(duì)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(jìn)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(chǎng)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(duì)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(dòng)的臺(tái)灣暖流；黑潮底層流向散亂，次表層水入侵陸架的趨勢(shì)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(shì)，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(guó)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(chǎng)數(shù)據(jù)的計(jì)算結(jié)果基本反映了黑潮、臺(tái)灣暖流、黃海暖流、黃海沿岸流和東海沿岸流的配置關(guān)系，與中國(guó)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(shí)空變化

3.2.1 溫度鋒面的時(shí)空變化

（1）表層溫度鋒面

春季3月，中國(guó)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(jì)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(chǎng)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(tuán)的交界處，說明表層溫度鋒面的分布與研究區(qū)水團(tuán)配置密切相關(guān)。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(qiáng)度較5月減小，而朝鮮半島西岸和南岸的鋒面強(qiáng)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(jì)州島西南部）出現(xiàn)一強(qiáng)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(rèn)為，增溫季節(jié)，潮混合效應(yīng)控制著冷水團(tuán)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(dǎo)致）引起的上升流以及潮混合自身的驅(qū)動(dòng)下，冷水可混合到達(dá)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(shí)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(shí)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(tuán)邊界處的鋒面強(qiáng)度在0.1 ℃/km以上，較7月時(shí)明顯增強(qiáng)；同時(shí)，由于增溫效應(yīng)，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(tuán)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(zhǎng)江沖淡水轉(zhuǎn)向，以長(zhǎng)江沖淡水為主體的沿岸水由北向南輸運(yùn)，故長(zhǎng)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(qiáng)度較弱。

圖6 中國(guó)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(guó)東部陸架海近岸的表層溫度鋒面最為發(fā)育的時(shí)期（圖6f）。在渤海沿岸、黃海東西兩岸、以及東海長(zhǎng)江口外沿50 m等深線至臺(tái)灣海峽的近岸海區(qū)均可觀察到強(qiáng)溫度鋒，此外，山東半島成山頭外海也分布著一個(gè)新月形的溫度鋒面，鋒面強(qiáng)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(qiáng)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(shì)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(qiáng)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(tuán)的發(fā)育導(dǎo)致其與鄰近水團(tuán)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(qiáng)度降低。此外，臺(tái)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(tuán)中心海區(qū)，鋒面強(qiáng)度在0.15 ℃/km以上。由于臺(tái)灣海峽高溫水體北伸趨勢(shì)增強(qiáng)，東海中部陸架海區(qū)的鋒面強(qiáng)度較5月明顯增強(qiáng)，此外，由于濟(jì)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(qiáng)度較強(qiáng)。

圖7 中國(guó)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(shì)基本一致，但底層鋒面強(qiáng)度遠(yuǎn)大于表層。與7月相比，9月黃海冷水團(tuán)邊界處的鋒面范圍和鋒面強(qiáng)度（0.3 ℃/km以上）增大，同時(shí)可以觀察到東海北部陸架底層溫度鋒面與黃海冷水團(tuán)鋒面連成一片。由于臺(tái)灣海峽高溫水體向北延伸的趨勢(shì)進(jìn)一步增強(qiáng)，東海中部陸架底層溫度鋒區(qū)向北推進(jìn)。秋季11月，渤海大部分海域底層溫度梯度較小（圖7e）。與9月相比，11月時(shí)黃海冷水團(tuán)鋒區(qū)的范圍和強(qiáng)度大幅度降低，這與黃海冷水團(tuán)在秋季的逐漸衰消密切相關(guān)。在東海，由于臺(tái)灣暖流水南退以及以長(zhǎng)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(shí)，黑潮次表層水入侵趨勢(shì)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(shì)與表層基本一致，且表、底層各鋒區(qū)的鋒面強(qiáng)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(guó)東部陸架海幾大水團(tuán)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(tuán)配置情況密切相關(guān)。

3.2.2 鹽度鋒面的時(shí)空變化

（1）表層鹽度鋒面

春季3月，結(jié)合中國(guó)東部陸架海表層流場(chǎng)的分布（圖4a）可以發(fā)現(xiàn)，自濟(jì)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(dá)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(kuò)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(tái)灣島東北側(cè)向東海陸架方向延伸的高鹽水體，與長(zhǎng)江口近岸向東南方向延伸到臺(tái)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(shí)，自蘇北外海向東南方向入侵東海的低鹽水體與上述兩個(gè)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(zhǎng)江、黃河等）鹽度鋒面強(qiáng)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(guān)。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(shí)長(zhǎng)江入海徑流量增加，長(zhǎng)江沖淡水隨徑流的增大而向外海擴(kuò)展，導(dǎo)致長(zhǎng)江口外鋒面向外海擴(kuò)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(qiáng)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(shí)河流入海徑流量的增大密切相關(guān)，特別是長(zhǎng)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(guān)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(tuán)邊緣處由于潮混合導(dǎo)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(zhǎng)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(zhǎng)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(shì)。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(zhǎng)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(guó)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(shì)（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(duì)比圖8a與圖9a可以發(fā)現(xiàn)，表底層鹽度鋒面的分布趨勢(shì)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(qiáng)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(shì)也大致相同，且底層的鋒面強(qiáng)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(shì)與表層差異較大。低溫高鹽的黃海冷水團(tuán)的發(fā)育導(dǎo)致其與鄰近水團(tuán)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(tái)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(shì)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(tuán)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(tuán)邊界處。但與9月相比，11月時(shí)黃海冷水團(tuán)鋒區(qū)的范圍和強(qiáng)度大幅度降低，這與黃海冷水團(tuán)在秋季的逐漸衰消密切相關(guān)。在東海，隨著高溫高鹽的臺(tái)灣暖流水向南收縮以及以長(zhǎng)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(qiáng)度降低，鋒區(qū)范圍減小。

圖9 中國(guó)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(duì)比圖8f與圖9f可以發(fā)現(xiàn)，表、底層鹽度鋒面的分布趨勢(shì)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(gè)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(zhǎng)有關(guān)，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(guān)。

綜上所述，中國(guó)東部陸架海表、底層溫度鋒（鹽度鋒）的分布趨勢(shì)基本一致（不考慮沖繩海槽以東的海域），但底層鋒的鋒面強(qiáng)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(shì)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(zhǎng)江沖淡水的影響較強(qiáng)，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(guó)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(guó)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(guó)東部陸架海接受了來自黃河和長(zhǎng)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(xì)顆粒組分在海洋動(dòng)力作用下發(fā)生再搬運(yùn)、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(dòng)力因子的共同作用下，形成了多個(gè)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(jì)州島西南泥質(zhì)沉積、長(zhǎng)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(guó)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(jì)州島西南泥質(zhì)區(qū)；M8-長(zhǎng)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(xué)分析認(rèn)為，沉積物從河口沿岸向南輸運(yùn)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(zhǎng)江沉積物大多沉積在123°E以西的海域（圖10）。已有研究認(rèn)為，沿岸流、冬季風(fēng)暴潮、波浪、下降流、潮汐、海洋鋒面系統(tǒng)、北向的臺(tái)灣暖流及其相應(yīng)的上升流，對(duì)于沉積物在東海內(nèi)陸架的捕獲和其南向的輸運(yùn)至關(guān)重要[3,17,35,61-65]。在季風(fēng)、地形、沿岸流以及臺(tái)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(qiáng)度較弱，而冬季高溫高鹽的水體上涌形成的上升流強(qiáng)度較強(qiáng)[66-67]。沿岸流與臺(tái)灣暖流在物理性質(zhì)（如溫度、鹽度）和流向上的顯著差異導(dǎo)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(zhǎng)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(tái)灣暖流高鹽水體之間存在的鹽度鋒面的控制，只是鋒面強(qiáng)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(duì)浙閩沿岸泥質(zhì)區(qū)的形成具有重要影響，受水動(dòng)力環(huán)境和物源供應(yīng)的影響，冬季是沉積物輸運(yùn)和沉積的關(guān)鍵季節(jié)[65]。

夏季，臺(tái)灣暖流北伸趨勢(shì)較強(qiáng)，浙閩沿岸流受南向季風(fēng)的影響指向東北，長(zhǎng)江入海泥沙向東和向南的擴(kuò)散受阻，大部分沉積在河口附近（細(xì)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(fēng)和臺(tái)灣暖流的作用下會(huì)形成上升流[69-70]。上升流和海洋鋒面會(huì)阻礙懸浮沉積物跨鋒面的輸運(yùn)，從而將細(xì)顆粒沉積物控制在向岸的區(qū)域里沉積，對(duì)長(zhǎng)江沉積物向深海的輸運(yùn)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(qiáng)時(shí)，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(rèn)為，在強(qiáng)風(fēng)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(huì)跨過鋒面，從鋒面的淺水區(qū)一側(cè)向陸架深水區(qū)輸運(yùn)[64]。總體來說，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(fēng)驅(qū)動(dòng)的橫向Ekman輸運(yùn)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(qiáng)盛，有時(shí)能侵入北黃海，甚至是渤海[42,47]。在夏季，黃海暖流強(qiáng)度較弱，甚至無(wú)法向北到達(dá)35°N附近，黃海中部是受冷水團(tuán)控制的弱流區(qū)，黃海冷水團(tuán)的存在阻礙了黃海暖流北向流動(dòng)的趨勢(shì)[61]。黃海冷水團(tuán)是一個(gè)季節(jié)性水團(tuán)，春季（5—6月）形成，夏季（7—8月）處于鼎盛時(shí)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(tuán)的發(fā)育、成熟和衰退，冷水團(tuán)與近岸水體的交界處長(zhǎng)期存在明顯的溫鹽鋒面，鋒面的位置和強(qiáng)度與黃海冷水團(tuán)與近岸水體之間的消長(zhǎng)密切相關(guān)。冬季（1—3月），黃海冷水團(tuán)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(duì)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(duì)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(yīng)控制著黃海冷水團(tuán)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(dǎo)致）引起的上升流以及潮混合自身的驅(qū)動(dòng)下，冷水可混合到達(dá)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(shí)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(jìn)一步指出，向冷水團(tuán)中心，流速逐漸降低，水中的粗顆粒沉積物在靠近冷水團(tuán)側(cè)的鋒面附近發(fā)生沉積，而細(xì)顆粒則可以繼續(xù)向冷水團(tuán)中心輸運(yùn)并逐漸堆積，導(dǎo)致冷水團(tuán)底部形成細(xì)顆粒泥質(zhì)沉積區(qū)[54,72]。

沿岸流搬運(yùn)黃河物質(zhì)沿山東半島向東輸運(yùn)過程中，受黃海水體的頂托，攜帶的細(xì)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(xì)顆粒沉積物被繼續(xù)向東搬運(yùn)，在煙臺(tái)—威海以北的弱流區(qū)沉積下來[73]，形成山東半島北岸細(xì)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(yùn)的趨勢(shì)受到限制，故主體部分向南進(jìn)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(tuán)邊界處鋒面的存在阻礙了山東半島沿岸流攜帶細(xì)顆粒沉積物向東和向東北方向的擴(kuò)散，對(duì)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(rèn)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(yùn)到黃海中部的斑塊狀泥質(zhì)區(qū)[64]。還有一些學(xué)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(yùn)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(wú)法侵蝕海底沉積物，而渦旋和其對(duì)應(yīng)的上升流的存在則為懸浮細(xì)顆粒沉積物的輔聚提供了有利的條件。沉積物粒徑輸運(yùn)趨勢(shì)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(xì)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(shí)黃海冷水團(tuán)邊緣處存在的溫鹽鋒面及上升流會(huì)阻礙沿岸水體中大部分懸浮沉積物向冷水團(tuán)內(nèi)部擴(kuò)散，但沿岸物質(zhì)可在冷水團(tuán)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(tuán)頂部及上層水體中）搬運(yùn)至冷水團(tuán)中部沉積[54,72]。

4 結(jié)論

（1）利用中國(guó)東部陸架海不同季節(jié)的航次觀測(cè)數(shù)據(jù)與HYCOM模式數(shù)據(jù)進(jìn)行了對(duì)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(guó)東部陸架海不同季節(jié)表底層的溫鹽變化情況。在此基礎(chǔ)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(shí)空變化。結(jié)果表明，中國(guó)東部陸架海表、底層溫度鋒（鹽度鋒）的分布趨勢(shì)基本一致（不考慮沖繩海槽以東的海域），但底層鋒面的強(qiáng)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(tuán)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(tuán)配置情況密切相關(guān)。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(guān)。

（2）中國(guó)東部陸架海鋒面的空間分布和季節(jié)變化對(duì)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(zhǎng)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(qiáng)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(huì)阻礙懸浮沉積物跨鋒面的輸運(yùn)，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(qiáng)時(shí)，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(tuán)邊界處鋒面的存在阻礙了山東半島沿岸流攜帶細(xì)顆粒沉積物向東和向東北方向的擴(kuò)散，對(duì)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(shí)黃海冷水團(tuán)邊緣處存在的溫鹽鋒面及上升流會(huì)阻礙沿岸水體中大部分懸浮沉積物向冷水團(tuán)內(nèi)部擴(kuò)散，但沿岸物質(zhì)可在冷水團(tuán)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(tuán)頂部及上層水體中）搬運(yùn)至冷水團(tuán)中部沉積。