夏冬季北黃海水體濁度分布特征研究*

王勇智 鞠 霞① 喬璐璐 鮑獻文

(1. 中國海洋大學 青島 266100; 2. 國家海洋局第一海洋研究所 青島 266061;3. 海洋環境科學和數值模擬國家海洋局重點實驗室 青島 266061)

北黃海為陸架淺海, 形似一平行四邊形的洼地,中央地勢平坦, 等深線呈半圓形分布, 中部為水深較大的黃海槽, 地勢逐漸向南黃海傾斜, 自濟州島伸向渤海海峽, 深度自南向北逐漸變淺。北黃海面積約7.13×104km2, 平均水深38m, 最大水深85m。北黃海表層沉積物以陸源碎屑物為主, 局部有殘留沉積, 表層沉積物自岸向海呈由粗到細的帶狀分布, 沿岸海域以細砂為主, 并有礫石等粗碎屑物質, 東部表層沉積物主要源自朝鮮半島, 西部表層沉積物為黃河的早期物質, 中部深水區是泥質為主的細粒沉積物, 主要是黃河輸入的物質(孫湘平, 2006)。北黃海東臨渤海, 南接南黃海, 是渤海和南黃海之間進行懸浮物輸運以及水交換等的一個重要通道, 并且, 北黃海10m等深線距海岸線較近, 水深和地形的特征對北黃海懸浮物的分布和輸送具有重要的影響。

懸浮體分布和輸運的研究在海洋環境、海洋地質學和海洋生態學等領域有重要的作用(秦蘊珊等,1982, 1986; 謝欽春等, 1983; 楊作升等, 1989, 1991;蘇健等, 2001; 楊海麗等, 2007; 王勇智等, 2012, 2013)在我國長江口、渤海、萊州灣和黃、東海等海域都曾開展過懸浮物分布和輸運的研究。而在北黃海海域,由于長期缺乏大面和斷面的水體濁度等數據觀測,故北黃海懸浮體分布和輸送的相關研究較少。因此,利用中國海洋大學于2007年1月和7月在北黃海開展的多個站位的溫度、鹽度、密度和濁度等因素的調查數據(908專項ST02區塊), 分析了夏、冬季北黃海海域水體濁度的分布和變化特征, 觀測站位及調查海域水深見圖1。

濁度是一種光學效應, 它反映了光線在透過水層時受到的阻礙。海水濁度是指懸浮物均勻分布于海水中的可溶性微小顆粒物質或可溶性有機與無機化合物等對海水中入射光線的散射、吸收導致光線的衰減程度, 是表征海水光學現象的物理特征指標。雖然,濁度數值的大小并不能直接代表懸浮物的質量濃度,但它可以間接反映懸浮物質量濃度的變化, 海水濁度的大小與水體中懸浮物質量濃度分布有直接關系,并且在以往的研究中均認為濁度與懸浮物的質量濃度存在線性關系(蘇健等, 2001; 翟世奎等, 2005; Lietal, 2009; 喬璐璐等, 2010; 王勇智等, 2012)。因此, 利用濁度和懸浮物質量濃度之間的線性關系, 可得到懸浮物質量濃度的變化。

圖1 夏、冬季北黃海調查觀測站位分布圖Fig.1 Distribution of the stations in the northern Yellow Sea in summer and winter

因此, 根據北黃海水體濁度與懸浮物質量濃度之間的線性關系, 對濁度(T)與懸浮體質量濃度(S)進行線性擬合。擬合結果表明, 除夏季表層水體受生物和人類活動等因素影響, 擬合結果較差外(平均相關系數為0.86), 10m、20m、30m、50m和底層水的濁度和懸浮物質量濃度的相關系數均在0.90以上, 說明調查海域的懸浮物質量濃度和濁度之間表現出相同的變化趨勢, 見表1(Liet al, 2009)。

表1 夏、冬季表層、30m和底層懸浮物質量濃度S和濁度之間T的擬合關系Tab.1 The regression between suspended matter concentration and turbidity in surface 30m and bottom in summer and winter

1 夏季北黃海海域濁度分布特征

1.1 夏季北黃海海域濁度大面分布特征

夏季, 北黃海海域水體濁度分布呈現出近岸淺水區濁度高, 遠海深水區濁度低, 南北高, 中間低的分布特征。中下層水體濁度的分布與等深線的走向較為相似, 即高濁度海域主要分布在山東半島東北沿岸和遼東半島東南沿岸, 北黃海中部海域水體濁度始終維持最低, 渤海海峽中部的水體濁度也較低, 與水色衛星的遙感圖片較為符合(Yanget al, 2007)。

調查海域表層水體濁度高值區主要分布在河口、岬角和部分海灣地區(圖2), 如山東省蓬萊、成山角沿岸和遼寧省莊河、旅順近岸水域。夏季, 北黃海表層海域存在著4個高水體濁度區, 分別位于遼東半島南端的旅順和莊河近岸海域, 以及山東半島的蓬萊和成山角近岸海域, 其中蓬萊至成山角沿岸表層水體濁度約為0.5—4.0FTU, 旅順至莊河口沿岸表層水體濁度約0.5—2.5FTU。其他海域的海水濁度均較小,尤其在北黃海中部和渤海海峽中部表層至底層水體濁度很小。10m層的濁度分布特征與表層較為相似,但高濁度海域面積較表層有所增加, 以蓬萊至煙臺沿海、莊河河口附近以及山東半島東端的成山角近岸海域最為顯著, 蓬萊和成山角近岸10m層濁度最大分別約為5.5FTU和3.5FTU, 渤海海峽中部和北黃海中部海區的10m層水體濁度基本為0。隨著水深的不斷加深, 調查海域的水體濁度也逐漸增加, 至30m層,表層水體濁度高值區的影響范圍也隨之擴大, 水體濁度分布與等深線的走向趨于平行。在成山角沿岸30m層濁度最大值較表層增加約2倍, 達到約9.2FTU,由于該海域少有河口, 故沿岸流攜帶的懸浮物和沉積物再懸浮對水體濁度貢獻較大; 莊河口至長?？h海域30m層水體濁度也有所增加, 應為河口徑流影響所致, 最大濁度為3.5FTU; 北黃海中部30m層濁度分布與表層和10m層較相似, 濁度很小, 但底層水體濁度要明顯高于表層, 河口周邊水體濁度高; 渤海海峽中部與北黃海冷水團中心區域從表層到底層濁度很低, 山東半島北部沿岸海域水體濁度要顯著高于遼東半島南部沿海, 山東半島成山角附近海域的水體濁度最高, 可達40FTU以上, 大連灣至莊河和蓬萊至煙臺附近底層水域的濁度也相對較大。

1.2 夏季北黃海典型斷面濁度分布特征

圖2 夏季北黃海海域濁度分布(單位: FTU)Fig.2 Turbidity contours in summer in the northern Yellow Sea (unit: FTU)

受到夏季穩定的水體層結以及相對較弱的動力環境影響, T1—T6斷面的濁度分布基本上呈現出近岸海域底層水濁度相對高、中上層水濁度低、深水區(＞30m)濁度普遍很低的特征。T1斷面橫跨渤海海峽,北起大連市南側的老鐵山水道, 南至山東省蓬萊市。T1斷面水體濁度自表層至底層逐漸增加, 但斷面的兩端, 即老鐵山水道和蓬萊近岸中下層海域濁度較高, 最大濁度約為5—7FTU, 斷面中間的廟島群島海域濁度較小, 濁度約為2—4FTU。蓬萊沿岸海域水深較淺(約在15m至20m之間), 濁度垂向分布較均一,根據前人的研究成果, 夏季表層水體易受到生物和人為等影響而導致高濁度, 而且蓬萊近岸海域屬沙質海岸, 表層沉積物多為砂質和粉砂質(海洋圖集編委會, 1993), 沉積物再懸浮的影響應較小。因此, 夏季, 蓬萊沿岸海域表層水受生物和人為等因素的影響較大, 而中層以下高濁度水體可能受到魯北沿岸流攜帶的懸浮物的影響, 而少有局地沉積物再懸浮物。夏季, 渤海海峽以北海域由表層至底層均是入流區, 老鐵山水道屬強入流區, 該區海岸類型為基巖海岸, 沉積物粒徑較粗, 故T1斷面北部底層高濁度應是遼東半島沿岸流攜帶懸浮物所致。T2斷面南端起點位于威海與煙臺的中間海域, 除底層水最大濁度為4.5FTU外, 該斷面中上層水濁度較小, 約在0.5—3.5FTU之間, 表層水的濁度接近0。T3斷面橫跨遼東半島的大連灣至山東半島成山角, 由圖3可見, 成山角底層水濁度最高, 最高可達到32FTU, 應為成山角附近海域強海流作用所致, 表層沉積物中部分細顆粒物再懸浮, 與魯北沿岸流攜帶的沿途再懸浮沉積物共同造成了本區高濁度的現象。T2斷面中部中下層水體濁度最小, 約為0.5—4FTU, 結合夏季北黃海底層溫度分布可看出(見圖7), 該區域為夏季北黃海冷水團的中心區域。T4斷面北起長?？h東北海域, 向西南接近北黃海的中心區域。夏季, 該斷面呈現出近岸海域和底層水濁度高的特點, 其中以長海縣東北附近中下層水濁度為最高, 可達4FTU, 而斷面中部的中層水濁度基本為0。T5斷面高濁度區位于成山角以西海域的近底層水, 即在山東半島東側的泥質沉積帶附近(李軍等, 2012), 底層水最大濁度可達到10FTU, 可能是由山東半島沿岸流引起的沉積物再懸浮所致, 而泥質沉積帶以東海域水體濁度迅速減小,在泥質沉積帶的東側海域形成較為明顯的沿沉積帶分布的濁度鋒面, 鋒面以東中上層水濁度基本為0,鋒面以東的底層水濁度也基本在1—2FTU之間, 可能是不同性質水團之間的分界海域。T6斷面的濁度分布與T5較為相似, 不同的是泥質沉積帶附近海域底層水最大濁度略小, 約為8FTU。

圖3 夏季T1—T6斷面濁度分布圖(單位: FTU)Fig.3 Turbidity profiles at transections (T1—T6) in summer (unit: FTU)

2 冬季北黃海海域濁度分布特征

2.1 冬季北黃海海域濁度大面分布特征

冬季, 北黃海水體濁度較夏季有顯著的增加。由于水體層結作用消失, 濁度垂向混合較好, 各層次水體濁度值基本相當。濁度水平分布特征與夏季較相似,夏季的高濁度海域在冬季的濁度均有所增加, 濁度分布和等深線基本平行, 強流區的水體濁度要明顯高于弱流區, 北黃海中部海域水體濁度依然為最低(圖4)。

圖4 冬季北黃海海域濁度分布(單位: FTU)Fig.4 Turbidity contours in winter in the northern Yellow Sea (unit: FTU)

受冬季風的影響, 遼東半島和山東半島的沿岸流均有所加強, 受此影響山東半島東北沿岸和遼東半島東南沿岸的沉積物再懸浮顯著, 使山東半島自蓬萊至榮成以及遼東半島的莊河至旅順周邊近岸海域的水體濁度隨之增加, 形成明顯的沿岸高濁度帶,最高濁度均達到24FTU。魯北沿岸流經過蓬萊后, 隨著流幅逐漸增大, 沿岸流的流速也隨之有所減小, 故煙臺與威海之間的近岸海域濁度要小于蓬萊和成山角海域, 最高濁度約為14—18FTU。榮成以南沿岸海域的沉積物再懸浮顯著, 形成了一條沿岸高濁度帶,雖然最高濁度較夏季增加2—4FTU, 但高濁度水體影響面積和夏季基本相當, 基本位于35m等深線以淺海域, 而35m以深海域濁度與夏季類似, 濁度迅速減小, 形成了較為顯著的濁度鋒面, 該鋒面的長度約為60km。遼東半島東南沿岸存在兩個高濁度區, 分別位于莊河口以南海域和老鐵山水道附近, 最大濁度分別為12FTU和16FTU, 且從表層至底層的垂向混合好, 由于大連灣海域水深和動力條件的差異, 故大連灣海域的濁度較低。冬季, 北黃海中部海域的表層、10m和30m層的水體濁度為最低, 基本維持在1—2FTU左右, 但至底層, 自長海縣至成山角連線附近海域底層水濁度突然增加至4—12FTU, 從而形成一個類似條狀的高濁度區, 將北黃海中部的低濁度水體一分為二。

2.2 冬季北黃海典型斷面濁度分布特征

冬季各斷面的濁度較夏季均有較大的增加, 以近岸淺水區的濁度增加最為顯著, 垂向混合也較好(見圖5)。T1和T2斷面的近岸淺水區濁度較夏季增加約6—12FTU, 近岸海域水體濁度最高, 隨著離岸距離的增加, 水體濁度迅速減小。T1斷面中蓬萊和老鐵山沿岸的濁度較高, 兩者的最大濁度相當, 約為22—24FTU, 廟島群島海域的濁度依舊很小, 約為2—5FTU。T2斷面整體濁度較小, 30m以淺的近岸海域垂向混合較好, 濁度約在2.5—6FTU, 30m以深海域的水體呈現出較弱的層結現象, 底層水濁度約為2.5FTU, 中上層水濁度約為1—1.5FTU。T3斷面的30m以淺海域濁度較大(位于大連市附近), 可達到24FTU, 但隨著水深的增加, 濁度則迅速減小, 30m以深海域的中上層濁度為1—2FTU, 底層濁度為4FTU。T4斷面的高濁度區位于斷面的北部, 即長?？h附近海域, 垂向混合較好, 濁度最高為14FTU, 但隨著水深增加, 濁度迅速減小。T5和T6斷面中, 濁度鋒面依舊位于35m等深線附近海域, 其強度大大增強, 濁度最高值可為夏季的2—3倍, 最大濁度位于泥質沉積帶附近, 表明冬季該沉積區的再懸浮現象顯著。雖然鋒面兩側水體垂向混合均勻, 但水體濁度卻有較大的差異, 鋒面以東濁度迅速減小, 表明在冬季風作用下, 雖然山東半島東端外海的泥質沉積帶上表層沉積物大量再懸浮, 但懸浮物基本不能穿越鋒面進入黃海槽中, 只能沿岸輸送。

圖5 冬季T1—T6斷面濁度分布圖(單位: FTU)Fig.5 Turbidity profiles at transections (T1—T6) in winter (unit: FTU)

3 濁度分布與水團的關系

夏季, 北黃海冷水團的特征在25m層水深逐漸顯現出來, 至底層其低溫高鹽的特征進一步加強,8 °C等溫線的影響海域面積約占調查海域近40%(圖6)。結合夏、冬季T1至T6斷面溫度分布(圖7和圖8), 可發現夏季北黃海水體的垂向層結穩定, 北黃海冷水團的冷中心位于25m以深海域, 夏季北黃海海域濁度分布與溫度較為相似: 高濁度和高溫度水體主要分布于近岸淺水區, 形成2條高濁度帶, 分別是遼東半島東南沿岸和山東半島的東北沿岸, 溫躍層影響海域的濁度較小, 而在近岸淺水區中, 溫度鋒面和濁度鋒面的分布和位置基本相同, 北黃海冷水團影響范圍內的海域總體濁度較低, 以冷中心所在區域的濁度和溫度為最低。

圖6 夏季和冬季底層溫度分布圖(單位: °C)Fig.6 Temperature contours in bottom layer in summer and winter in the southern Yellow Sea (unit: °C)

圖7 夏季T1—T6斷面溫度分布圖(單位: °C)Fig.7 Temperature profiles at transections T1—T6 in summer (unit: °C)

圖8 冬季T1—T6斷面溫度分布圖(單位: °C)Fig.8 Temperature distribution of sections T1—T6 in winter (unit: °C)

夏季, 隨水深的增加, 調查海域受北黃海冷水團的影響漸漸加大。所以, 北黃海的垂向水體層結自淺水向深水區逐漸加強。由夏季T1至T6斷面濁度的分布可發現, 夏季山東半島和遼東半島近岸的高濁度水體與北黃海冷水團控制海域之間在垂向上存在著顯著的溫度和濁度鋒面, 導致沿岸高濁度水基本不能進入北黃海冷水團影響的海域中, 該現象在山東半島東岸尤為顯著。故夏季北黃海冷水團對北黃海近岸海域懸浮物的分布起到了屏障的作用: 由于環流場結構中穿越水團的分量很小, 在山東半島東部海域阻礙了沿岸懸浮物的向東輸送, 在遼東半島沿岸阻止了近岸懸浮物的向南輸送, 渤海海峽的懸浮物輸送功能被限制在南北兩端的登州水道和老鐵山水道, 從而使得近岸高濁度水體少有越過鋒面, 只能沿岸分布和輸送, 高濁度水體多分布在約20—30m等深線以淺海域內, 與水色遙感衛星圖片的結果較為一致。從夏季T1—T6斷面濁度和溫度分布可看出,在近岸海域水體濁度分布與等溫線基本平行, 近岸淺水區水體垂向層結較好, 在一定程度上也抑制了中下層懸浮物向上層擴散。此外, 從夏季北黃海底層水溫度分布可發現(圖7), 冷水團的前鋒已抵達老鐵山水道的中段, 隨著老鐵山水道向西逐漸變窄, 流速逐漸加強, 使大連灣至旅順沿岸底層水的濁度也隨之增高, 從T1和T3斷面溫度濁度和溫度分布中均發現斷面北部10m到20m水深的濁度值比底層水濁度梯度較大, 水深又恰好與溫躍層的深度相一致, 相當于一個濁度的躍層。

冬季, 北黃海海域近岸溫度低, 而南黃海中心區域溫度高(圖6), 海水溫度垂向混合高(圖7)。然而, 各斷面的水體濁度分布卻與溫度分布不盡相同, 在沿岸流作用較強的近岸淺水區域, 水體濁度與溫度的分布具有較好的一致性, 如山東半島北部和東部沿岸, 以及老鐵山水道, 說明在冬季風的作用下, 沿岸流顯著加強, 使得沿途沉積物再懸浮顯著。并且, T1斷面中山東半島北部沿岸20m以深、T3斷面中30m以深和T5、T6斷面35m以深海域水體濁度迅速減小,說明山東半島北部和東部沿岸海域冬季再懸浮沉積物的主要輸送方式是沿岸輸送, 而向黃海槽的懸浮物輸送量很小, 其原因在于冬季在山東半島南下沿岸流的東側還存在一支北上的逆風補償流, 兩支流的流向平行(喬璐璐, 2008; Chenet al, 2012), 但流向相反, 產生的切變使得沿岸再懸浮沉積物只能沿岸輸送, 而不能緯向輸送。在北黃海的中部, 存在2個明顯的濁度低值區, 從冬季底層水溫度分布可發現,濁度低值區分別對應兩個低溫區, 溫度約為7.5—8°C, 應為夏季北黃海冷水團的殘留水體, 該區域水深較深, 受沿岸流和黃海暖流的影響較小, 故沉積物不易再懸浮, 故呈現出兩個低濁度區。將北黃海冬季2個低濁度區分隔開來的是一個較為明顯的高濁度帶,底層最高濁度可達到12FTU, 結合北黃海冬季環流場可看出, 黃海暖流在經過山東半島東端外海后, 逐漸向西偏轉, 部分與遼東半島沿岸流匯合, 最終通過老鐵山水道進入渤海, 而該高濁度帶恰好對應黃海暖流西偏的路徑上, 由于T5和T6斷面中泥質沉積帶東側的濁度很小, 故該高濁度帶應是黃海暖流導致沿途表層沉積物的局地再懸浮。因此, 冬季北黃海中部海域的沉積動力環境與北黃海南部海域有所差異。

圖9 渤黃海冬季中層水環流圖(喬璐璐, 2008)Fig.9 Circulation in the middle layer in Bohai Sea and Yellow Sea in winter (Qiao, 2008)

4 結論

通過分析908專項的夏、冬季北黃海區塊的水體調查資料, 發現無論是夏季還是冬季, 山東半島和遼東半島沿岸水體濁度較高, 北黃海中部和渤海海峽海域濁度較低。夏季, 北黃海海域水體濁度分布呈現出近岸淺水區濁度高, 遠海深水區濁度低, 南北高,中間低的分布特征, 濁度分布與等深線分布較為相似, 北黃海中部海域水體濁度始終維持最低。水體垂向穩定的層結對水體濁度分布具有較大的影響, 高濁度和高溫度水體主要分布在近岸淺水區, 溫躍層附近海域的濁度相對較小, 近岸淺水區的濁度鋒面與溫度鋒面的分布和位置基本相同, 北黃海冷水團中心區域水體濁度很小。夏季, 北黃海冷水團對懸浮物的分布產生了“水障”的效應: 阻止了遼東半島和山東半島沿岸的懸浮物向北黃海中部海域分布和輸送。冬季, 隨著冬季風和沿岸流作用的加強, 近岸海域水體濁度大大增加, 但由于山東半島東南北上的逆風補償流和黃海暖流的作用, 在山東半島東端外海與沿岸流行成了顯著的流速剪切, 導致冬季山東半島沿岸懸浮物大都沿岸輸送。此外, 黃海暖流經過山東半島東端外海逐漸向西偏轉, 引起了北黃海中部沉積物的局地再懸浮, 產生了一個呈條狀分布濁度帶, 將冬季北黃海中部低濁度水體分成一東一西兩塊。

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