Characteristics of suspended particulate matter in the northern South China Sea affected by internal solitary waves
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摘要: 悬浮颗粒物在“源−汇”沉积体系中扮演着关键角色，而南海常见的动力现象—内孤立波，则被证实是影响悬浮颗粒物分布和沉积过程的重要因素。该项研究于2022年9月在吕宋海峡至东沙群岛海域开展，采用LISST-deep与CTD设备进行同步观测，以研究悬浮颗粒物的粒径及体积浓度分布。通过调查期内的卫星遥感数据，划定了内孤立波的影响范围，并结合海床基观测内孤立波影响悬浮颗粒物分布过程，从动力学的角度揭示了内孤立波对悬浮颗粒物在输运过程中特征变化的影响。研究发现：（1）在内孤立波的振幅深度区间（6～79 m）内，以较小粒径的悬浮颗粒物（15～25 μm）分布为主，且越接近内孤立波的波谷深度，出现较小粒径悬浮颗粒物的频率越高。（2）悬浮颗粒物分布由内孤立波波峰线中心区域扩散到两侧，在中心为体积浓度低值区（≤91 μL/L），而波峰线两侧区域与内孤立波传播路径远端区域为体积浓度高值区（≥500 μL/L）。此外，研究进一步揭示了内孤立波通过改造作用使聚集状态的悬浮颗粒物被分解为粒径较小、组成单一的颗粒，通过控制作用改变悬浮颗粒物在波峰线不同位置、传播路径和振幅深度上的体积浓度分布，为理解南海源−汇沉积体系提供了重要的理论依据。Abstract: Suspended particulate matter (SPM) plays a key role in the “source-sink” deposition system, and internal isolated waves, a common dynamical phenomenon in the South China Sea, have been shown to be an important factor influencing the distribution of SPM and the deposition process. The study was carried out in September 2022 in the sea area from Luzon Strait to Dongsha Islands, using LISST-deep and CTD equipment for simultaneous observation to study the distribution of suspended particulate matter in terms of particle size and volume concentration. The satellite remote sensing data during the investigation period were used to delineate the influence range of internal isolated waves and to reveal the influence of internal isolated waves on the characterization changes of suspended particulate matter during transport from a kinetic point of view. It was found that: (1) the distribution of suspended particulate matter of smaller sizes (15−25 μm) was dominated in the amplitude depth interval (6−79 m) of the inner isolated wave, and the closer the depth of the trough of the inner isolated wave was, the higher the frequency of the occurrence of suspended particulate matter of smaller sizes. (2) The distribution of suspended particles spreads from the center of the inner isolated wave crest line to both sides, forming a low volume concentration zone (≤91 μL/L) in the center, and forming a high concentration zone (≥500 μL/L) on both sides of the crest line and the distal end of the propagation path of the inner isolated wave. In addition, the study further reveals that the internal isolated wave breaks down the aggregated suspended particles into smaller size and single composition particles through modification, and changes the volume concentration distribution of the suspended particles at different locations of the crest line, propagation path and amplitude depth through control, which provides an important theoretical basis for the understanding of the South China Sea source-sink deposition system.
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1. 引言
海洋中的悬浮颗粒物（Suspended Particulate Matter, SPM）是由矿物碎屑颗粒、浮游微生物及其残骸、有机胶体组成的絮凝体[1]。SPM通过地表生物和地球物理作用产生[2]，进入海洋和沿海水域，以平流、弥散等运输方式进行扩散[3]。在输运过程中吸附和解吸附各种营养物和颗粒污染物，介导海洋物理生化过程[4]，因此SPM对海洋生态环境和生物地球化学循环具有重要作用[5–7]。
组成成分及粒径分布是研究SPM的重要参数[8–9]，而海洋物理和生化条件是决定SPM粒径大小的关键因素，如低湍流强度、高离子强度、黏性高分子物质有利于单个矿物颗粒絮凝形成粒径较大的SPM[10]。由于SPM的聚集体在生物和矿物成分上存在异质性，SPM可分为矿物聚集体、生物聚集体[11]。矿物聚集体多形成于富含沉积物的环境中[12]，如海洋雾状层或近岸河口高浓度海水，而生物聚集体（海洋雪）形成于矿物含量少的环境中，通常出现在深海区域[13]。
海洋动态过程是改变SPM组成成分及粒径分布的主要因素，例如在弱动力条件下，低流速的海水环境有利于SPM絮凝，进而形成粒径较大、可沉降的聚集体；而在峰值流量期间，高流速海水环境则不利于SPM絮凝，从而使聚集体分解为粒径较小、不易沉降的初级矿物颗粒[14]。内孤立波作为南海重要的水动力过程，能够影响SPM的沉积过程，使向下沉降的SPM受到内孤立波的影响发生偏移，并使温跃层上方的SPM发生向岸方向的水平输运[15]；另一方面，由于内孤立波通常伴有强烈的湍流混合，SPM主要分布在内孤立波前缘的表面和后缘的底部[16]。相关研究表明海水中悬浮的细粒沉积物有很大一部分不会发生沉积，而是在海洋中一直保持长时间的悬浮状态，形成中部雾状层[17]。在内孤立波破碎过程中，边界层的不稳定和涡旋分流引起沉积物再悬浮会进一步造成雾状层扩散[18–19]，因此雾状层是影响SPM扩散的主要原因。
目前，对于内孤立波影响海底沉积物产生侵蚀再悬浮现象并塑造雾状层方面已有相关研究，但是上述过程中SPM的粒径、体积浓度和聚集程度等特征变化与动态过程研究欠缺。本文根据2022年南海东北部及吕宋海峡航次的观测资料，通过卫星遥感影像数据计算研究区内孤立波的影响范围，建立与SPM粒径分布、组成的关系，探究了SPM处于内孤立波不同波峰线位置、传播路径上的垂向和水平分布差异，从内孤立波对SPM的改造和控制作用方面解释产生差异的原因，并进一步提出内孤立波影响SPM机理的概念模型。
2. 研究数据与方法
2.1 研究区概况
研究区位于南海北部，南海位于太平洋西部，呈东北−西南走向，经纬度跨越为3°～23°N，99°～122°E，是世界第三大边缘海，海域面积达3.5 × 106 km2，平均水深约
5000 m[20]。作为中国最大的半封闭性边缘海，南海与东海、西太平洋、印度洋等邻近海域进行水体交换[21]。此外南海跨热带与亚热带，位于热带季风区，以热带海洋性气候为主要特征，是西北太平洋台风的主要发源地，台风活动频繁，恶劣海况频发[22]。南海北部水动力环境复杂，在吕宋海峡至东沙群岛海域内孤立波广泛发育。根据以往的观测资料，吕宋海峡至东沙群岛海域的内孤立波可分为两类：一是在吕宋海峡浅层地形上受潮汐和黑潮影响下产生的内孤立波；二是在陆架断裂处及其周围由入射的跨盆地波或日潮产生的内孤立波[23–24]。这些波的波峰长度可超过200 km，传播速度可达1.9 m/s。这里的内孤立波大多从吕宋海峡自东向西进行传播，在东沙群岛及周围的珊瑚礁海域折射，最终在大陆架破碎[25]。
南海北部具有丰富的SPM输送源，湄公河、红河、珠江每年分别向南海提供160 Mt，130 Mt和69 Mt的沉积物[26]，除此之外，台湾岛西南部和火山岩质的吕宋岛弧也是南海的重要物源区，前者每年向南海北部输入沉积物187.5 Mt[27]。南海北部初级生产力的总体水平高于世界亚热带海域平均值[28]，生源颗粒物较为丰富。
2.2 原位观测内孤立波及SPM特征分布
在2022年夏季（9月5日至10月3日），搭载“东方红3”船在南海北部研究区（20.10°N，114.92°E）放置海床基观测平台对内孤立波进行连续观测，观测站位水深为267 m，海底地形坡度为0.81°。海床基观测平台搭载的75 kHz ADCP能够对海洋内孤立波、内潮等海洋动力过程观测，观测过程中ADCP的换能器一端垂直向上，测上部海水剖面流速。由于ADCP后散射强度与散射水体中SPM浓度成正比[29]，因此在一定程度上可用于表征SPM分布。
研究在南海进行了4个断面（A、B、C、D断面，共计13个站位）的SPM特征调查，具体位置见图1。每个站位使用船载温度盐度探测仪（CTD，SeaBird 911 Plus，美国华盛顿州海鸟电子公司）进行全剖面水体观测。该设备搭载了9种传感器，包括CTD、CDOM、DO、pH、叶绿素、PAR、后向散射系数、光透射计和高度计，用于获取温度、盐度、压力、浑浊度和叶绿素a荧光的剖面数据。在内孤立波传播过程中，研究使用激光粒度仪（LISST-deep）对调查海域进行了SPM体积浓度和粒径的测量，LISST-deep的工作原理是以小角度发射的激光束被水中的悬浮颗粒散射，由于颗粒物粒径不同，散射角度也随之改变[30–31]。通过运用Mie散射理论，根据散射数据得出不同粒级的体积浓度。LISST-deep水平安装在CTD的底部，并与CTD进行同步观测。采用实时观测的方式进行采集，采样频率为2 Hz。测量结果使用Sequoia系数进行校准计算，从而获得垂向分辨率为1 m的悬浮物粒径和体积浓度分布。
图 1 调查期间南海北部观测站位与内孤立波a、b、c、d分布A. 海床基观测内孤立波，B. 内孤立波与观测站位，C. GF1卫星观察到的内孤立波b、c、d，D. HJ2A卫星观察到的内孤立波aFigure 1. Distribution of observation stations and internal isolated waves a, b, c, d in the northern part of the South China Sea during the survey periodA. Seabed based internal solitary wave observations, B. internal solitary wave vs. observation station, C. internal solitary wave b, c, d observed by GF1 satellite, D. internal solitary wave a observed by HJ2A satellite此外，根据国际海水状态方程，在每个站位的表层（5 m）、25 m、50 m、75 m、DCM（叶绿素极大值层）、100 m、150 m、200 m、300 m、500 m、
1000 m、1500 m、2000 m和3000 m深度以及底层（海床以上25～50 m）采用分层采水器采集水样。通过0.45 μm Whatman滤膜对水样中的SPM进行真空过滤。聚合程度是衡量SPM聚集或分散的重要指标，计算方法由Phillips等[32]描述，即相对粒径（天然悬浮颗粒物团聚体的直径，包括有机成分和矿物颗粒）和绝对粒径之间粒径减小的百分比。SPM的相对粒径由LISST-deep测得，而单个颗粒的绝对粒径则需要通过显微镜对水样滤膜上的聚集悬浮物和絮凝体结构进行进一步测量。
2.3 基于遥感影像反演内孤立波物理参数
本文根据LISST-deep的布放时间，结合GF1和HJ2A卫星的遥感影像资料（
https://data.cresda.cn ）识别研究区相邻时间发生的内孤立波事件，GF1搭载的WFV传感器和HJ2A搭载的CCD传感器，可以提供图像分辨率为16 m的多光谱彩色图像（蓝、绿、红、近红外4个波段），成像的幅宽为800 km。GF1和HJ2A卫星分别在2022年9月21日上午10点和2022年9月5日上午11点经过研究区。本文共观测到4处清晰的内孤立波条纹，如图1B和C所示。内孤立波通过诱导剪切流场引起海洋表面波浪的辐聚和辐散，从而改变海面的粗糙度，使卫星图像表现出明暗相间的条纹特征，据此可以识别出内孤立波的下凹、上凸和展宽，以及从下凹到上凸的连续演化过程，其中，下凹内孤立波波包可以识别为先亮后暗，而上凸内孤立波波包可以识别为先暗后亮[33–36]。根据上述特征，文章通过卫星图像识别内孤立波，再根据Zhang等建立的内孤立波反演模型（NLS方程）[37]求解内孤立波振幅和非线性相速度。首先通过公式（1）和公式（2）计算内孤立波的半波宽度。
$$ D=1.76l\text{，}\alpha \beta > 0 $$ (1) $$ D=1.32l\text{，}\alpha \beta < 0 $$ (2) 其中，D为遥感图像中最亮点与最暗点之间的距离，l为内孤立波的半波宽度，D和l可以直接从遥感图像中获得，如图2所示将内孤立波图像进行局部放大，在图像上统计内孤立波明暗条带的灰度值，灰度值统计如图3所示。α为弥散系数，β为非线性系数，与水深、分层、密度差有关。可以通过公式（3）、公式（4）计算：
图 3 与内孤立波传播方向平行的截面灰度Figure 3. Gray scale of the cross section parallel to the direction of propagation of the internal isolated wave$$ \alpha =\frac{3}{2}\frac{C}{{h}_{1}{h}_{2}}\frac{{\rho }_{2}{h}_{1}^{2}-{\rho }_{1}{h}_{2}^{2}}{{\rho }_{2}{h}_{1}+{\rho }_{1}{h}_{2}} ,$$ (3) $$ \beta =\frac{C{h}_{1}{h}_{2}}{6}\frac{{\rho }_{1}{h}_{1}+{\rho }_{2}{h}_{2}}{{\rho }_{2}{h}_{1}+{\rho }_{1}{h}_{2}} ,$$ (4) $$ C={\left[\frac{g\left({\rho }_{2}-{\rho }_{1}\right){h}_{1}{h}_{2}}{{\rho }_{2}{h}_{1}+{\rho }_{1}{h}_{2}}\right]}^{1/2} .$$ (5) 线性相速度C可以通过公式（5）进行计算，其中hl和h2分别为上层和下层水体的深度，ρ1和ρ2为上层和下层水体的平均密度，层内介质均匀。根据船载CTD对内孤立波近端站位（内孤立波a区域的数据来自B5站位，内孤立波b区域的数据来自B4站位，内孤立波c、d区域的数据来自A1站位）的海水温度、盐度以及深度的记录，得到吕宋海峡至东沙群岛海域水体参数如表1所示。
表 1 吕宋海峡至东沙群岛海域水体参数Table 1. Parameters of the water column in the sea area from Luzon Strait to Dongsha Islandsρ1 /（kg·m−3） ρ2 /（kg·m−3） h1/m h2/m α β 1021.554 1023.420 45 1683 −0.029 11202.898 1022.864 1025.069 72.5 638.5 −0.014 5819.519 1019.945 1020.962 20.5 255.5 −0.029 376.564 内孤立波的振幅可通过公式（6）或公式（7）计算：
$$ {A}_{0}={\left(\frac{1.76}{D}\right)}^{2}\left|\frac{12\beta }{\alpha }\right|\text{，}\alpha \beta > 0 $$ (6) $$ {A}_{0}={\left(\frac{1.32}{D}\right)}^{2}\left|\frac{12\beta }{\alpha }\right|\text{，}\alpha \beta < 0 $$ (7) 内孤立波的非线性相速度可通过公式（8）计算得到：
$$ c={\left[\frac{g\left({\rho }_{2}-{\rho }_{1}\right){h}_{1}{h}_{2}}{{\rho }_{2}{h}_{1}+{\rho }_{1}{h}_{2}}\right]}^{1/2}+\frac{\alpha {A}_{0}}{3}. $$ (8) 内孤立波传播的振幅变化可以近似地看作“趋浅温跃层”的过程，即内孤立波由温跃层较深的海域传播至温跃层变浅的海域[38]。公式（9）如下:
$$ {\mathrm{SAGR}}={\left(\frac{{h}_{0}}{{h}_{{\mathrm{e}}}}\right)}^{\frac{3}{2}}, $$ (9) 式中，SAGR为内孤立波的振幅变化率，
$ {h}_{0} $ 为初始等温线的深度，$ {h}_{\mathrm{e}} $ 为传播过程等温线的深度。公式（10）用于衡量背景流引起内孤立波波速变化的影响程度[39]。如满足不等式，则海流引起的波速变化被认为是“显著的”。
$$ \left|\Delta c/{c}_{\text{topo}}\right| > {\omega }_{{{\mathrm{M}}}_{2}}/\sqrt{{\omega }_{{{\mathrm{M}}}_{2}}^{2}-{f}^{2}}-1, $$ (10) 式中，
$ \mathrm{\Delta }c=c-{c}_{\text{topo}} $ ，$ c $ 和$ {c}_{\text{topo}} $ 分别代表受背景流和水深变化影响的内孤立波相速度，以及仅受水深变化影响的内孤立波相速度。$ {\omega }_{{{\mathrm{M}}}_{2}} $ 为M2分潮频率；$ f $ 为科氏参数。3. 结果
3.1 内孤立波影响区域与SPM的对应关系
根据光学遥感图像识别的内孤立波条纹，采用人机交互的方式提取影像中单条内孤立波的地理位置信息，通过调查期内卫星探测的内孤立波波峰线各点的经纬度，计算出研究区波峰线长度进行统计，再根据上述方法反演的内孤立波物理参数（表2）、内孤立波传播过程参数（表3）和卫星掠过与采样的时间差计算其影响范围。内孤立波在传播过程中的振幅变化主要与等温线的深度相关。而内孤立波的传播速度受诸多因素影响，影响的重要性依次为：水深变化>强背景流>层结变化>内孤立波振幅[40]。通常情况下，内孤立波在传播过程中：流速逐渐变强、振幅逐渐增大、波型逐渐变陡。在南海北部深水盆地，由于强西边界流的存在，
$ \left|\Delta c/{c}_{\text{topo}}\right|>0.07 $ （基于科氏力引起的阈值为0.07），西边界流对于内孤立波传播速度的影响是显著的，并且从年平均环流角度来看，上游的西边界流可造成内孤立波传播速度增加0.1～0.2 m/s[39]。通过国家“863”计划构建的南海内波潜标网络的大量观测数据发现：当内孤立波的振幅每增加100 m，其传播速度增加0.16 m/s[40]。考虑上述影响内孤立波传播变化的因素，研究计算了基于卫星图像识别的内孤立波在传播过程中的速度和振幅，结果如表3、图4所示。表 2 调查站位CTD观测记录表Table 2. Survey station CTD observation record sheet站位 海况等级 风速/（m·s−1） 气压/hPa 平均浪高/m A1 3 8.4 1006.8 2.0 A2 2 8.8 1007.0 2.0 A3 3 5.1 1006.4 0.6 A4 3 10.4 1007.3 2.0 B4 2 7.1 1006.3 1.0 B5 1 0.6 1007.4 0.0 B6 1 7.7 1009.4 1.0 C1 2 4 1005.6 0.6 C2 3 9.7 1006.3 2.0 C3 1 5.4 1006.8 0.6 D1 2 5.8 1003.6 1.0 D2 2 6.0 1002.4 1.0 E2 2 7.0 1008.5 1.0 表 3 吕宋海峡至东沙群岛海域的内孤立波参数反演Table 3. Parameter inversion of internal waves in the Luzon Strait to Dongsha Islands名称 纬度 经度 亮暗间距/m 反演振幅/m 相速度/(m·s−1) 波峰线长度/km 内孤立波a 20°24′41″N 117°48′46″E 1099.60 6.68 0.95 41.53 内孤立波b 21°52′16″N 116°40′00″E 479.77 37.76 1.35 96.84 内孤立波c 21°14′25″N 116°28′55″E 719.96 34.72 0.76 66.23 内孤立波d 21°37′51″N 117°00′08″E 1615.96 66.89 1.07 138.40 
图 4 调查期间南海表层流速数据Figure 4. Surface velocity data of the South China Sea during the survey period针对南海北部其他水动力条件影响SPM分布输运的问题，研究通过调研全球海洋再分析数据，该数据集是基于常年海洋物理参数调查数据，由卫星数据和原位观测数据约束的海洋数值模型计算得出。如图4所示为调查期间南海表层流速数据（空间分辨率为0.25° × 0.25°），其中流速阈值为0.00～2.86 m/s，高流速区间多分布于巴士海峡以及珠江、广州海岸，而观测站位周边区域流速较小，流动趋势不明显。在实际观测过程中也没有发现风暴等较强的海洋水动力现象，调查记录表如表2所示，最高海浪等级为三级，风速介于4～10 m/s之间，波高介于0～2 m之间，设备布放过程中未出现较大风浪，浪花未显白色。波浪、潮汐作用产生的垂直涡动是引起SPM向上输运的另一个原因，相关研究表明SPM聚集区域集中在流速中等的中部深水区，而不是潮流流速最大的海域[41]，并且位于波浪、潮汐强烈作用区域的SPM经水流的输运，容易在较弱动力的深水区域形成浓度高值区，但由于波浪、潮汐对深水区域作用深度有限，对于50 m水深以下的SPM影响甚微。
表 4 吕宋海峡至东沙群岛海域的内孤立波传播过程参数反演Table 4. Parameter inversion of propagation process of internal solitary waves from Luzon Strait to Dongsha Islands名称 反演振幅/m 振幅变化值/m 相速度/（m·s−1） 相速度变化值/（m·s−1） C1 = C0 + (A1 − A0) × 0.0016 内孤立波a 6.68 变化率： 0.67 2.07 0.54 2.83 0.95 0.97 0.97 0.96 0.98 9.97 13.83 7.47 21.13 内孤立波b 37.76 变化率： 0.76 1.84 0.72 1.71 1.35 1.36 1.40 1.37 1.42 49.68 69.48 50.02 85.54 内孤立波c 34.72 变化率： 0.85 1.71 0.82 1.22 0.76 0.77 0.80 0.78 0.80 40.85 59.37 48.68 59.39 内孤立波d 66.89 变化率： 1.24 1.48 0.76 1.54 1.07 1.00 1.02 1.04 1.09 27.63 34.26 50.71 78.09 
图 5 内孤立波传播过程及影响区域主要影响海域为调查时期多个内孤立波传播的重叠区域，次要影响海域为调查时期仅受单个内孤立波影响的区域Figure 5. Internal isolated wave propagation processes and regions of influenceThe main affected sea area is the overlapping area where multiple internal isolated waves propagated during the survey period, and the secondary affected sea area is the area affected by only one single internal isolated wave during the survey period调查期间内孤立波影响海域范围如图4所示，可以发现东沙群岛−吕宋海峡海域的内孤立波由南至北覆盖了研究区1/4的区域，测量结果表明受内孤立波影响的海域面积为71.43 km2。之后进一步地将内孤立波传播路径上的重叠区域作为判别其影响程度的依据，内孤立波在研究区南侧以及东侧附近海域产生，研究区的北侧（20°～22°N，116°～118°E）是内孤立波的主要影响区域，其中主要影响海域面积为26.14 km2，次要影响海域面积为38.51 km2。南侧海域内孤立波传播方向较为单一，均向汕尾沿岸方向传播，东侧海域内孤立波在吕宋海峡附近海域生成，向西南方向传播。研究区不同站位受内孤立波影响程度不同，其中A1、A2、A3、A4、B4、B5站位受内孤立波影响程度较大，其余站位通过数值计算发现受内孤立波影响较小，并且在内孤立波影响区域，悬浮颗粒物特征呈现特殊的垂向和水平分布，观测站位内孤立波与悬浮颗粒物特征对应关系如表5所示。
表 5 观测站位内孤立波与悬浮颗粒物特征对应关系Table 5. Correspondence between isolated waves and suspended particulate matter characteristics within the observing stations站位 观测时间 纬度 经度 水深
/m内孤立波经过时刻 所处内孤
立波位置影响范围
/km2相对粒径
/μm绝对粒径
/μm平均浓度
/(μL·L−1)内孤立波a 内孤立波b 内孤立波c 内孤立波d A1 2022.09.21
02：58−03：0620°59.908′N 115°59.900′E 300 − − 09.21
05:21− 波峰线
北翼0.310 30.079 17.320 43.320 A2 2022.09.21
06：54−07：0820°33.583′N 116°13.702′E 583 − − 09.21
03:56− 波峰线
中心0.193 31.259 19.560 46.886 A3 2022.09.21
17：23−17：3620°13.728′N 116°33.546′E 480 − − 09.21
01:23− 波峰线
南翼0.213 29.761 16.810 51.677 A4 2022.09.21
22：25−22：5719°59.586′N 117°0.325′E 1500 − − − − 波峰线
远端0.058 33.699 14.840 58.942 B4 2022.09.06
09：14−09：2921°0.040′N 117°30.089′E 638 09.05
05:20− − − 传播路径前 3.483 29.366 20.620 77.743 B5 2022.09.06
20：15−20：4521°0.318′N 117°59.764′E 1520 09.05
06:14− − − 传播路径中 0.019 28.637 21.320 67.295 B6 2022.09.07
02：58−03：4420°59.872′N 118°30.102′E 2450 09.05
01:32− − − 传播路径后 N/A 28.225 19.250 71.198 C1 2022.09.14
19：53−20：1119°59.956′N 114°59.956′E 720 − − − − − N/A 29.457 14.170 33.343 C2 2022.09.14
13：32−14：0119°29.845′N 115°0.220′E 1510 − − − − − N/A 36.648 14.210 67.328 C3 2022.09.14
08：19−09：0219°0.126′N 115°0.289′E 2222 − − − − − N/A 32.577 15.680 64.302 D1 2022.09.05
22：28−22：4621°45.337′N 118°0.049′E 831 − − − − − N/A 29.611 16.320 56.011 D2 2022.09.05
09：13−09：5521°45.144′N 119°0.101′E 2260 − − − − − N/A 30.432 15.580 53.238 E2 2022.09.21
11：04−11：3020°0.113′N 115°59.887′E 1212 − − − − − N/A 31.624 12.360 85.014 注：内孤立波经过时刻根据内孤立波与站位实际距离和传播速度进行计算，相对粒径、绝对粒径和平均浓度均以100 m深的数据平均计算。“−”表示在调查期间未观察到显著的内孤立波事件，“N/A”表示未在内孤立波显著影响区域。 3.2 内孤立波影响区域SPM垂向分布特征
研究发现，在内孤立波影响海域，A1、A2、A3站位SPM体积浓度呈现不同的分布，如图6所示：A1、A3站位SPM体积浓度出现高值，分别为912 μL/L、985 μL/L，而A2站位的SPM体积浓度表现出低值水平，为91 μL/L。从内孤立波c的传播方向上来看，A2站位位于内孤立波波峰线的中心区域，而A1和A3站位分别位于内孤立波的北翼尾端和南翼尾端，SPM体积浓度在波峰线不同位置的差异性显著；从垂向上看，与A1和A3站位相比，A2站位SPM在不同粒径级中体积浓度的高值分布具有明显差异，尤其是在水深400m以上0～20 μm和50～80 μm粒径级下SPM体积浓度的高值占主导地位，均值粒径（30 μm左右）体积浓度的高值在A2站位极少出现。但是从整体而言，A2站位SPM体积浓度的极值（91 μL/L）低于A1（912 μL/L）、A3（985 μL/L）站位；先前研究表明SPM主要分布在内孤立波前缘表面和后缘底部[16]，从观测结果来看，SPM体积浓度的高值主要在水深50 m以较小粒径（20 μm）出现，其深度与内孤立波c的振幅（34.72 m）相近，值得注意的是，A3站位的SPM体积浓度从内孤立波的前缘到后缘深度以每10 m 200 μL/L的速度衰减。综合来看，内孤立波对波峰线两侧SPM的影响主要体现在垂向传播引起雷诺应力变化产生抽吸作用[42]。同时观测结果反映出内孤立波的控制作用与距离有关，距离更远的A4站位SPM体积浓度逐层衰减效应弱于与A3站位，以每500 m 50 μL/L的速度衰减，与正常海况下的SPM分布情况接近[43]。另外内孤立波的控制作用与影响时间有关，使用相速度回溯内孤立波c到达站位的时间，其中A1站位是在内孤立波发生前采集的SPM数据，A2、A3站位是在内孤立波发生后进行的SPM观测，A2站位的粒径分布不同于A1、A3站位，在中上层水层SPM的粒径相差较大，以10 μm和80 μm分布为主，且数据的采集时间与内孤立波的理论到达时间相隔最短（约3 h），理论上受到内孤立波的影响较大，这种影响体现在A2站位总体SPM的体积浓度呈现低值水平。
图 6 A1、A2、A3、A4站位SPM体积浓度及粒径垂向分布Figure 6. Volume concentration and particle size vertical distribution of SPM at stations A1, A2, A3 and A4通过上述研究发现了内孤立波不同波峰线位置上SPM体积浓度的分布差异，进一步对比了内孤立波a在传播路径上（B4、B5、B6站位）SPM的变化，发现与内孤立波距离最近的B5站位（如图7所示）SPM的体积浓度高值出现在水深100 m以上，高值区间与内孤立波振幅有关与上述结论一致。值得注意的是，在内孤立波a沿西南向传播的过程中，SPM体积浓度并非沿着断面减小（极值：B5：209.5 μL/L＜B4：260.0 μL/L＜B6：965.0 μL/L），在B4站位各个水深层级的体积浓度值均上升了约50 μL/L，其中水深300 m以上主要分布较小粒径（15～25 μm）的SPM。Masunaga等[44]研究内孤立波破碎形成的涡旋结构研究发现，沿涡旋切线方向的流场将SPM快速卷入涡旋，进而形成夹带SPM的涡流环，这种作用很可能是B4站位SPM体积浓度高于B5站位的原因。同时SPM很少以单个颗粒的形式输运，而是以胶体或絮凝等复合形式输运，这决定了SPM容易受物理或化学作用使絮凝结构分解形成密度较小的颗粒，这些颗粒在重力的作用下发生沉降，导致较小粒径SPM的垂向分布区间在B4站位（250 m）与B5、B6站位（200 m）相比下降了50 m。
图 7 B4、B5、B6站位SPM体积浓度及粒径垂向分布Figure 7. Volume concentration and particle size vertical distribution of SPM at stations B4, B5, and B6对于C1、C2、C3站位SPM分布特征如图8所示，相对而言，较小粒径（15～20 μm）的SPM在表层分布较少，多出现在水深100 m以上。另外，此水深范围内同样存在着较大粒径（＞30 μm）SPM的分布，如C1站位在水深75 m处SPM平均粒径达到峰值，并且在水深400 m以上的水层出现了高体积浓度的SPM，如C3站位高体积浓度的SPM随着水深的增加逐渐减少，具有明显的分层现象，层结海洋中SPM体积浓度的层化效应多与生物活动相关，例如叶绿素最大层（DCM）是海洋中具有最高生物量和生产力的关键层，具有丰富的微生物群落，代谢活动较为活跃[45]。整体而言，C1、C2、C3站位的SPM粒径偏大，平均粒径随水深变化较小。
图 8 C1、C2、C3站位SPM体积浓度及粒径垂向分布Figure 8. Volume concentration and particle size vertical distribution of SPM at stations C1, C2, and C3上述研究表明了内孤立波影响区域SPM粒径及体积浓度存在差异性分布，而内孤立波对SPM的直接影响，研究结合海床基观测探究内孤立波影响SPM分布过程。根据图9a−c所示ADCP的流速剖面（0～230米）发现该观测站位的流速较强，东西和南北方向的最大流速超过0.8 m/s。流速在不同深度的流向不同，垂向速度逆转是内孤立波的典型特征。在9月15日2点前后出现了一组下凹型内孤立波波列，其影响时段约为1.5 h，先导内孤立波前缘的垂向流速向下，后缘的垂向流速向上，最大垂向流速为0.1 m/s，振幅接近200 m。根据图9d后向散射强度发现SPM在70 m、110 m、150 m水层具有明显的分层现象，且各水层间的SPM分布存在显著差异，70 m、110 m水层SPM的垂直分布范围超出了150 m水层。位于上层水体SPM的下沉频率显著高于下层，与下层水体受到上层SPM下沉的影响，内孤立波作用导致上层水体凹陷使部分SPM向下层输运有关。虽然SPM表现出向较深水层运移的趋势，但是SPM仍保持初始的分层分布，其分布变化呈现锯齿状，即在上升和下沉之间交替出现，这种波动形式在内孤立波影响时段较为显著，通过对比不同水层SPM分布变化，可以清晰地发现，内孤立波导致上层水体SPM的每一次下沉都与下层水体SPM下沉相对应，在内孤立波逐渐消散后，其对应关系也得到了一定程度的减弱。结合内孤立波影响区域SPM粒径的垂向分布，本研究认为内孤立波对SPM特征的主要影响体现在：（1）重塑SPM结构，由聚合到分散，在观测结果多次出现粒径为15～20 μm的SPM的分布；（2）控制SPM分布，由表层到深部，即SPM随内孤立波传播在上下层水体之间进行交换；由密集到稀疏，在观测结果中多体现为SPM体积浓度在波峰线中心高、两侧低。
图 9 海床基观测到的内孤立波波列从上到下分别为东西方向流速、南北方向流速、垂向流速和后向散射强度Figure 9. Internal solitary wave trains observed on the seabedFrom top to bottom are the east-west flow velocity, north-south flow velocity, vertical flow velocity and backscattering intensity3.3 内孤立波影响区域SPM水平分布特征
为了进一步了解内孤立波对南海北部SPM水平分布的影响，下面将通过分析0～100 m水层SPM粒径及体积浓度的分布变化，探究内孤立波对于SPM水平分布的控制作用。从研究区表层的SPM水平等值线图（图10a，b）可以看出，粒径高值区位于研究区西南侧，体积浓度高值区位于东南侧，在内孤立波影响区域则出现了高体积浓度（140～200 μL/L）、粒径较小（31～35 μm）的SPM分布，体积浓度由南向北衰减，与向岸传播的内孤立波方向一致，对比研究区表层和25 m水层SPM的水平分布（图10c，d），虽然粒径分布并没有明显变化，但整体粒径值减小了5 μm左右，其体积浓度在量级上减小了三分之一，并由原来的南侧转向东北角分布。进一步在50 m水层的等值线图（图10e，f）发现，SPM的粒径继续减小1～2 μm左右，其体积浓度值没有明显的变化，在内孤立波影响区域分布较为均一。同样SPM粒径在75 m水层（图10g，h）继续减小，体积浓度略有上升但整体变化不大。但在100 m水层的SPM（图10i，j）出现粒径逆梯度增大的现象，甚至粒径大于50 m水层的SPM，此外其体积浓度减小了约5 μL/L。
图 10 研究区表层及25 m、50 m、75 m、100 m深SPM粒径及体积浓度水平分布Figure 10. Horizontal distribution of SPM particle size and volume concentration in the surface layer and at 25 m, 50 m, 75 m, and 100 m depth in the study area4. 讨论
4.1 内孤立波对SPM组分的改造作用
在研究区内，SPM的绝对粒径、有效粒径和聚集程度在其垂向、水平分布及内孤立波传播路径上存在较大的空间差异，受内孤立波影响区域（A2、B4站位）多分布着较小粒径的（15～20 μm）SPM。相反在未受内孤立波显著影响区域，较小粒径的SPM分布较少，甚至在较小粒径分布的相同水深处存在较大粒径（＞30 μm）的SPM分布。正如Meyer等指出，在富含有机质的水体中可能产生很大比例的团聚体[46]。因此未受内孤立波显著影响区域的粒径分布很大程度上来源于团聚体的控制，这些团聚体在静水情况下可能进一步转化为更大的絮凝体，与图11所示聚集程度的结果相符合：内孤立波影响区域的聚集程度偏小（26%～37%），而在未受内孤立波显著影响区域聚集程度约为50%，这些高值的出现与有机质、胶体的存在有关。此外，研究区边缘海域的部分SPM是由浮游藻类和沉积物颗粒形成的，如图12所示，C1站位的SPM的有机质与悬浮颗粒形成较为紧密的聚集体，这些易分解的聚集体即使在样品烘干后仍未消失，该区域SPM结构特征反映了水动力条件相对较弱海域形成的聚集体情况，使其很可能在输运的过程中保持原状。
图 11 研究区表层（0～100 m）SPM相对粒径、绝对粒径及聚集度平均分布a. 相对粒径，b. 绝对粒径，c. 聚集度Figure 11. Average distribution of relative particle size, absolute particle size and aggregation of SPM in the surface layer (0～100 m) of the study areaa. relative particle size, b. absolute particle size, and c. aggregation
图 12 10 × 10滤膜SPM显微镜图像a. 内孤立波未影响海域C1站位SPM，b. 内孤立波未影响海域C2站位SPM，c. 内孤立波影响海域B5站位SPMFigure 12. 10 × 10 filter membrane SPM microscope imagea. SPM at station C1 in the sea area not affected by internal isolated waves, b. SPM at station C2 in the sea area not affected by internal isolated waves, c. SPM at station B5 in the sea area affected by internal isolated waves内孤立波影响区域聚集程度偏小的原因可能与内孤立波导致水体输运和浮游生物垂向再分配相关，Hauy等的结果表明内孤立波经过时造成了浮游生物在垂向上的再分配，从而影响了生态系统的生产力[47]。Lennert-Cody和Franks认为内孤立波使上下两层水体中的浮游生物发生交换，而这种现象在波谷处最强[48]。Silva等[49]在SeaWiFS遥感图像中发现了比斯开湾数个叶绿素聚集区域，并认为与该海域的内孤立波有关。Moore和Lien[50]在南海观测到鲸鱼群尾随在内孤立波后，他们认为这是由于内孤立波将浮游生物带到海面附近的结果。研究还表明，在内孤立波的影响水深内，主要是以粒径较小的SPM为主，且越接近波谷深度处，出现粒径较小的SPM频率越高，同时随着深度增加，这种频率逐渐减小，直至粒径减小至30 μm左右。这两种行为都可以从内孤立波的水动力方面进行解释[42]，在内孤立波传播时，水平速度逐渐大于垂向速度。由水平速度引起的剪切力作用于聚集体使其分解成更细小的颗粒，由垂向速度引起的雷诺应力使部分较小的颗粒向更深水层输运，这种改造作用与内孤立波影响范围有关，使深层的SPM受影响程度较小。因此，内孤立波对SPM的改造作用在于能够使较为脆弱的絮凝体或植物纤维团被分解成单一颗粒。
4.2 内孤立波对SPM分布的控制作用
与改造作用不同，内孤立波对SPM的控制作用主要体现在波峰线不同位置、传播路径及振幅深度上的SPM体积浓度分布。首先，根据观测结果，SPM体积浓度在波峰线上呈现出两边高（A1：912 μL/L；A3：985 μL/L），中间低（A2：91 μL/L）的现象，两者体积浓度相差约10倍。原因是SPM体积浓度受到内孤立波水动力强弱的影响，相关研究指出内孤立波在传播过程中两翼逐渐消失，波峰线长度不断减短[34]，这表明波峰线中心是内孤立波强烈相互作用区域，与本研究的观测结果相符合，即在波峰线中心（A2：0～20 μm）多分布较小粒径的SPM。由于内孤立波的控制作用，如图13所示SPM的分布由波峰线中心向两翼进行扩散，在中心形成体积浓度低值区、两翼形成高值区。此外，内孤立波的水平剪切力作用于悬浮微团，使其分散成粒径较小的悬浮颗粒，又由于内孤立波对SPM输运的控制作用，这些颗粒沿着内孤立波的传播路径进行输送，在远距离不断汇聚形成体积浓度高值区。研究对比了SPM在不同水深的分布，从内孤立波前缘到后缘的SPM体积浓度值以20 μL/(L·m)速率逐层递减，同时其粒径不断减小，直至超出内孤立波影响范围，如图14所示，在垂向上内孤立波使SPM向更深层输送，在这此过程中SPM被分解成细小颗粒，更易于沉降，因此深层海水接收来自上方细小悬浮颗粒的输送，体积浓度有所升高，但是在100 m水层发现SPM粒径逆梯度增大、体积浓度降低的现象，这可能是由于部分细小的SPM在内孤立波影响范围之外又重新聚集形成微团。
图 13 内孤立波在波峰线、传播路径对SPM控制的机理示意图内孤立波沿密度跃层非线性传播阶段，振幅深度80～90 m、波长10 km、波峰线长度50 kmFigure 13. Schematic diagram of the mechanism of SPM controlled by internal isolated waves at crest line and propagation pathsPhase of nonlinear propagation of internal isolated waves along the density jump layer, amplitude depth 80−90 m, wavelength 10 km, crest line length 50 km
图 14 内孤立波在振幅深度内对SPM控制的机理示意图凹陷型内孤立波的垂向运动，振幅深度80～90 mFigure 14. Schematic diagram of the mechanism of SPM controlled by internal isolated waves within the depth of amplitudePlunging motion of isolated waves within a concave type, amplitude depth 80−90 m5. 结论与展望
本文根据2022年9月南海吕宋海峡至东沙群岛海域的相关水文数据，结合卫星遥感影像反演内孤立波物理参数，计算研究区内孤立波的影响范围，结果表明LISST-deep观测期间内孤立波的主要影响区域主要集中于南海北侧，总影响海域面积为71.43 km2，主要影响海域面积为26.14 km2。研究进一步分析了南海北部内孤立波影响下的SPM（粒径、浓度及组成）特征变化，在此基础上论述了内孤立波对SPM的改造和控制作用。主要结果如下：
（1）在内孤立波传播过程中，其振幅深度内多出现较小粒径（15～20 μm）且聚集程度（0～37%）较低的SPM分布。相反，在未受内孤立波显著影响海域的振幅水深内，多出现较大粒径（＞30 μm）且聚集程度（37～61%）较高的SPM分布，并且在内孤立波影响海域SPM的样本中多发现被分解的矿物颗粒和植物纤维。研究认为在内孤立波传播过程中，水平速度引起的剪切应力作用于原本处于聚集状态的SPM，使其分解成为更细小的颗粒，并且这种改造作用与内孤立波的影响范围有关。
（2）另一方面，由于内孤立波的控制作用，海洋表层水体的SPM体积浓度在内孤立波的波峰线不同位置、传播路径和振幅深度上差异显著，SPM分布由波峰线中心扩散到两侧，在中心为体积浓度低值区，而两侧为体积浓度高值区。同时，内孤立波还主导着SPM沿其传播路径的输运，导致其远端区域为SPM的体积浓度高值区。此外，由于内孤立波的控制作用随深度逐渐递减，SPM体积浓度值以20 μL/(L·m)的速率递减。与此同时，SPM的粒径也逐渐减小，直至超出内孤立波的影响范围。
悬浮颗粒物在海洋中的来源复杂多样，主要包括陆源物质输运、生源物质自生及海底表层沉积物再悬浮。本研究聚焦于内孤立波影响区域悬浮颗粒物特征变化的分析。在理想的研究中，在内孤立波活动前后对传播区域内的悬浮颗粒物进行连续现场监测。然而由于观测技术的限制，在内孤立波发生时采集数据难度较大。本次观测采取了大面站走航的方式，也未能在现场直接捕获到内孤立波事件的发生。另一方面，鉴于内孤立波的波峰线长达数十甚至数百千米，虽然在相匹配的空间尺度上研究内孤立波对悬浮颗粒物的直接影响技术上存在挑战，但是未来的研究可以通过在内孤立波的传播周期内开展更为全面的站点监测，以便深入探究内孤立波对悬浮颗粒物动力学行为的影响，进一步揭示其在悬浮颗粒物“源−汇”沉积体系中的作用。
致谢：本研究的数据及样品采集得到国家自然科学基金委员会共享航次计划项目（项目批准号：42149905）的资助。该航次（航次编号：NORC2022-05）由“东方红3”号科考船实施，感谢徐景平、刘汉露、陈翔、田兆阳、贾振田对本论文给予的帮助和支持，在此一并致谢。
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图 1 调查期间南海北部观测站位与内孤立波a、b、c、d分布
A. 海床基观测内孤立波，B. 内孤立波与观测站位，C. GF1卫星观察到的内孤立波b、c、d，D. HJ2A卫星观察到的内孤立波a
Fig. 1 Distribution of observation stations and internal isolated waves a, b, c, d in the northern part of the South China Sea during the survey period
A. Seabed based internal solitary wave observations, B. internal solitary wave vs. observation station, C. internal solitary wave b, c, d observed by GF1 satellite, D. internal solitary wave a observed by HJ2A satellite
图 3 与内孤立波传播方向平行的截面灰度
Fig. 3 Gray scale of the cross section parallel to the direction of propagation of the internal isolated wave
图 4 调查期间南海表层流速数据
Fig. 4 Surface velocity data of the South China Sea during the survey period
图 5 内孤立波传播过程及影响区域
主要影响海域为调查时期多个内孤立波传播的重叠区域，次要影响海域为调查时期仅受单个内孤立波影响的区域
Fig. 5 Internal isolated wave propagation processes and regions of influence
The main affected sea area is the overlapping area where multiple internal isolated waves propagated during the survey period, and the secondary affected sea area is the area affected by only one single internal isolated wave during the survey period
图 6 A1、A2、A3、A4站位SPM体积浓度及粒径垂向分布
Fig. 6 Volume concentration and particle size vertical distribution of SPM at stations A1, A2, A3 and A4
图 7 B4、B5、B6站位SPM体积浓度及粒径垂向分布
Fig. 7 Volume concentration and particle size vertical distribution of SPM at stations B4, B5, and B6
图 8 C1、C2、C3站位SPM体积浓度及粒径垂向分布
Fig. 8 Volume concentration and particle size vertical distribution of SPM at stations C1, C2, and C3
图 9 海床基观测到的内孤立波波列
从上到下分别为东西方向流速、南北方向流速、垂向流速和后向散射强度
Fig. 9 Internal solitary wave trains observed on the seabed
From top to bottom are the east-west flow velocity, north-south flow velocity, vertical flow velocity and backscattering intensity
图 10 研究区表层及25 m、50 m、75 m、100 m深SPM粒径及体积浓度水平分布
Fig. 10 Horizontal distribution of SPM particle size and volume concentration in the surface layer and at 25 m, 50 m, 75 m, and 100 m depth in the study area
图 11 研究区表层（0～100 m）SPM相对粒径、绝对粒径及聚集度平均分布
a. 相对粒径，b. 绝对粒径，c. 聚集度
Fig. 11 Average distribution of relative particle size, absolute particle size and aggregation of SPM in the surface layer (0～100 m) of the study area
a. relative particle size, b. absolute particle size, and c. aggregation
图 12 10 × 10滤膜SPM显微镜图像
a. 内孤立波未影响海域C1站位SPM，b. 内孤立波未影响海域C2站位SPM，c. 内孤立波影响海域B5站位SPM
Fig. 12 10 × 10 filter membrane SPM microscope image
a. SPM at station C1 in the sea area not affected by internal isolated waves, b. SPM at station C2 in the sea area not affected by internal isolated waves, c. SPM at station B5 in the sea area affected by internal isolated waves
图 13 内孤立波在波峰线、传播路径对SPM控制的机理示意图
内孤立波沿密度跃层非线性传播阶段，振幅深度80～90 m、波长10 km、波峰线长度50 km
Fig. 13 Schematic diagram of the mechanism of SPM controlled by internal isolated waves at crest line and propagation paths
Phase of nonlinear propagation of internal isolated waves along the density jump layer, amplitude depth 80−90 m, wavelength 10 km, crest line length 50 km
图 14 内孤立波在振幅深度内对SPM控制的机理示意图
凹陷型内孤立波的垂向运动，振幅深度80～90 m
Fig. 14 Schematic diagram of the mechanism of SPM controlled by internal isolated waves within the depth of amplitude
Plunging motion of isolated waves within a concave type, amplitude depth 80−90 m
表 1 吕宋海峡至东沙群岛海域水体参数
Tab. 1 Parameters of the water column in the sea area from Luzon Strait to Dongsha Islands
ρ1 /（kg·m−3） ρ2 /（kg·m−3） h1/m h2/m α β 1021.554 1023.420 45 1683 −0.029 11202.898 1022.864 1025.069 72.5 638.5 −0.014 5819.519 1019.945 1020.962 20.5 255.5 −0.029 376.564 
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表 2 调查站位CTD观测记录表
Tab. 2 Survey station CTD observation record sheet
站位 海况等级 风速/（m·s−1） 气压/hPa 平均浪高/m A1 3 8.4 1006.8 2.0 A2 2 8.8 1007.0 2.0 A3 3 5.1 1006.4 0.6 A4 3 10.4 1007.3 2.0 B4 2 7.1 1006.3 1.0 B5 1 0.6 1007.4 0.0 B6 1 7.7 1009.4 1.0 C1 2 4 1005.6 0.6 C2 3 9.7 1006.3 2.0 C3 1 5.4 1006.8 0.6 D1 2 5.8 1003.6 1.0 D2 2 6.0 1002.4 1.0 E2 2 7.0 1008.5 1.0
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表 3 吕宋海峡至东沙群岛海域的内孤立波参数反演
Tab. 3 Parameter inversion of internal waves in the Luzon Strait to Dongsha Islands
名称 纬度 经度 亮暗间距/m 反演振幅/m 相速度/(m·s−1) 波峰线长度/km 内孤立波a 20°24′41″N 117°48′46″E 1099.60 6.68 0.95 41.53 内孤立波b 21°52′16″N 116°40′00″E 479.77 37.76 1.35 96.84 内孤立波c 21°14′25″N 116°28′55″E 719.96 34.72 0.76 66.23 内孤立波d 21°37′51″N 117°00′08″E 1615.96 66.89 1.07 138.40
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表 4 吕宋海峡至东沙群岛海域的内孤立波传播过程参数反演
Tab. 4 Parameter inversion of propagation process of internal solitary waves from Luzon Strait to Dongsha Islands
名称 反演振幅/m 振幅变化值/m 相速度/（m·s−1） 相速度变化值/（m·s−1） C1 = C0 + (A1 − A0) × 0.0016 内孤立波a 6.68 变化率： 0.67 2.07 0.54 2.83 0.95 0.97 0.97 0.96 0.98 9.97 13.83 7.47 21.13 内孤立波b 37.76 变化率： 0.76 1.84 0.72 1.71 1.35 1.36 1.40 1.37 1.42 49.68 69.48 50.02 85.54 内孤立波c 34.72 变化率： 0.85 1.71 0.82 1.22 0.76 0.77 0.80 0.78 0.80 40.85 59.37 48.68 59.39 内孤立波d 66.89 变化率： 1.24 1.48 0.76 1.54 1.07 1.00 1.02 1.04 1.09 27.63 34.26 50.71 78.09
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表 5 观测站位内孤立波与悬浮颗粒物特征对应关系
Tab. 5 Correspondence between isolated waves and suspended particulate matter characteristics within the observing stations
站位 观测时间 纬度 经度 水深
/m内孤立波经过时刻 所处内孤
立波位置影响范围
/km2相对粒径
/μm绝对粒径
/μm平均浓度
/(μL·L−1)内孤立波a 内孤立波b 内孤立波c 内孤立波d A1 2022.09.21
02：58−03：0620°59.908′N 115°59.900′E 300 − − 09.21
05:21− 波峰线
北翼0.310 30.079 17.320 43.320 A2 2022.09.21
06：54−07：0820°33.583′N 116°13.702′E 583 − − 09.21
03:56− 波峰线
中心0.193 31.259 19.560 46.886 A3 2022.09.21
17：23−17：3620°13.728′N 116°33.546′E 480 − − 09.21
01:23− 波峰线
南翼0.213 29.761 16.810 51.677 A4 2022.09.21
22：25−22：5719°59.586′N 117°0.325′E 1500 − − − − 波峰线
远端0.058 33.699 14.840 58.942 B4 2022.09.06
09：14−09：2921°0.040′N 117°30.089′E 638 09.05
05:20− − − 传播路径前 3.483 29.366 20.620 77.743 B5 2022.09.06
20：15−20：4521°0.318′N 117°59.764′E 1520 09.05
06:14− − − 传播路径中 0.019 28.637 21.320 67.295 B6 2022.09.07
02：58−03：4420°59.872′N 118°30.102′E 2450 09.05
01:32− − − 传播路径后 N/A 28.225 19.250 71.198 C1 2022.09.14
19：53−20：1119°59.956′N 114°59.956′E 720 − − − − − N/A 29.457 14.170 33.343 C2 2022.09.14
13：32−14：0119°29.845′N 115°0.220′E 1510 − − − − − N/A 36.648 14.210 67.328 C3 2022.09.14
08：19−09：0219°0.126′N 115°0.289′E 2222 − − − − − N/A 32.577 15.680 64.302 D1 2022.09.05
22：28−22：4621°45.337′N 118°0.049′E 831 − − − − − N/A 29.611 16.320 56.011 D2 2022.09.05
09：13−09：5521°45.144′N 119°0.101′E 2260 − − − − − N/A 30.432 15.580 53.238 E2 2022.09.21
11：04−11：3020°0.113′N 115°59.887′E 1212 − − − − − N/A 31.624 12.360 85.014 注：内孤立波经过时刻根据内孤立波与站位实际距离和传播速度进行计算，相对粒径、绝对粒径和平均浓度均以100 m深的数据平均计算。“−”表示在调查期间未观察到显著的内孤立波事件，“N/A”表示未在内孤立波显著影响区域。
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