东海是亚洲大陆与西太平洋物质和能量交换的重要海洋通道之一。东海内陆架悬浮体的分布、运移, 对陆架边缘海的物质输运和交换、东海内陆架泥质沉积体系的形成和演化等具有重要贡献(刘升发等, 2011; 韦钦胜等, 2012)。

东海内陆架泥质区(图 1), 位于长江入海口以南26°—29°N间水深90m以浅的浙闽沿岸地带(肖尚斌等, 2005a; 石学法等, 2010), 主要由粉砂质泥、泥质粉砂以及混合沉积组成, 呈楔状覆盖于末次冰期海侵界面之上, 沉积厚度从20—30m等深线处的约40m厚减为60—90m等深线处的1—2m, 自长江口向南绵延达800多km, 最宽处可达100km(Liu et al, 2006, 2007; 徐方建等, 2009)。石学法等(2010)以6.5Φ粒径为界线详细划分出泥质区的分布范围, 粒径趋势分析结果表明泥质区现代沉积物总体趋势是由东北向西南运移。

众多学者对东海内陆架悬浮体分布、输运和沉积机制以及泥质区的形成等采用不同方法开展研究, 如遥感数据反演(Yuan et al, 2005, 2008; 庞重光等, 2010; Wu, 2015)、实测资料分析(Lim et al, 2007; 虞兰兰等, 2011; Dong et al, 2011; Bian et al, 2013b; Wu et al, 2013; Liu et al, 2015; Li et al, 2016; Qiao et al, 2016), 以及数值模拟(Bian et al, 2013a; 殷玉齐, 2014; Liu et al, 2015; Wu, 2015)等。遥感悬浮泥沙浓度及对应时段的海表面温度遥感资料表明, 东海冬季悬浮泥沙的平面分布主要是由本海域的环流结构所决定(庞重光等, 2010); 虞兰兰等(2011)基于现场激光粒度仪(LISST)观测数据研究了东海的悬浮物粒径和体积浓度分布情况; 悬浮体的分布及输运受到东海环流、风暴和潮流等的影响, 受台湾暖流的阻隔, 冬季和夏季长江入海泥沙在东海基本不能越过124°E以东海域(郭志刚等, 2002); Yuan(2008, 2010)等通过秋冬季卫星图像在黄东海捕捉到东南方向的浑浊羽状流, 发现了强大的陆架环流, 并通过数值模拟方法研究了冬季黄东海海域穿越锋面跨陆架环流的动力机制, 认为冬季浙闽沿岸是陆架环流穿越锋面发生物质输运重要通道之一; 东海陆架沉积物扩散系统总体上表现为远离河口跨陆架递减的趋势(Lim et al, 2007); 东海内陆架泥质区海洋沉积环境受水动力环境的季节性变化、气候条件、沉积物供应和季节性环流影响, 冬季是沉积物颗粒输移和沉积的主要季节, 底层高浓度层是沉积物输移的主要通道, 上升流和海洋锋面系统在沉积物沉积过程和泥质区的形成中起重要作用(Dong et al, 2011; Li et al, 2013); 夏秋季浙闽沿岸的刺穿锋在跨陆架物质交换中起重要作用, 冬季风产生的Ekman输运是控制悬浮体跨锋面向外海输运的关键因素(Liu et al, 2015; Wu, 2015), 沿岸流和表层冲淡水为悬浮体输运的载体, 且沿岸流及冷水团海域是悬浮体高浓度区(Li et al, 2016)。

部分学者也对不同海域的悬浮体输运通量进行定性、定量估算, 如: Yanagi等(1996)基于实测温盐资料, 利用三维诊断模式计算了四个季节的东海流场, 并以其作为动力背景结合实测悬浮体含量计算了悬浮体对流和扩散通量, 最终得到沿PN断面悬浮体输送的季节性变化规律; 雷坤等(2001)利用水文和泥沙观测资料计算了东海不同底质类型海域春季不同水层的悬浮体通量以及输运方向, 并分析了其影响因素; 肖合辉等(2015)利用HYCOM数值模拟流速数据结合实测悬浮体数据, 分析并计算了渤黄海海域主要断面的悬浮体扩散通量; Qiao等(2016)基于HYCOM/ NCODA数值模拟结果和实测悬浮体数据计算了冬、夏季东中国海关键断面的悬浮体通量。

然而以上对东海内陆架悬浮体的研究, 尚缺乏对悬浮体物质组成的细致分析, 对东海内陆架悬浮体输运通量对泥质区形成的贡献研究略显不足, 尤其是悬浮体沿岸与离岸方向的输运对于泥质区形成的作用以及相关的定量化研究较少。

鉴于此, 本文基于2006年夏季和2007年冬季实测温盐数据和悬浮体浓度数据, 分析东海内陆架悬浮体水平和垂直分布季节性特征, 并结合MIKE3数值模拟结果, 定量估算东海关键断面悬浮体运移通量, 探讨悬浮体输运与泥质区形成和演化的关系, 本研究将对东海内陆架泥质区物质来源和发育演化有重要理论意义。

1 数据与方法 1.1 实测数据来源

现场观测数据来自“973”项目2006年夏季(2006.6.28—2006.7.6)30个站位和2007年冬季(2007.2.2—2007.2.7)34个站位观测资料(图 1, 其中s0703、s1004、s1008和w0711站温盐数据缺失, 站号前“s”、“w”分别表示夏季和冬季)。其中:夏、冬季水体温度、盐度等要素, 利用CTD(Seabird911, 美国海鸟公司)观测获得, 垂直分辨率为1m;悬浮体质量浓度(单位mg/L), 是根据包括表层和底层在内的标准层位(表 1)水样在室内进行抽滤实验获得的; 悬浮体体积浓度(单位μL/L), 利用LISST激光粒度仪基于光学原理测量的水体中32个粒度级别颗粒物质的体积浓度计算获得, 其中夏季采用LISST-100B型号, 测得粒级范围为1.25—250μm, 测量方式为取标准层水样, 在船上实验室观测32个粒级的悬浮体体积浓度, 冬季采用LISST-100C型号, 测得粒级范围为2.5—500μm, 测量方式为现场采用绞车匀速下放, 垂直分辨率为1m。

另外, 搜集位于舟山外海的船载ADCP实测数据用于模型的流速、流向、水位对比验证, 测量时间从2016年12月24日至2016年12月25日, 搭载的仪器为RDI公司生产的300kHz ADCP, 带有压力传感器。该站位点海域水深约为21m, 位置为(29.72°N, 122.47°E)。测量时, ADCP绑在船舷, 探头向下, 鉴于传感器入水一定深度以及设备观测盲区, 第一层距离海表 2.3m, 向下每层加深1m, 共18层, 测量间隔为10min, 连续测量近27h, 获得155组数据; 观测要素包括水深、流速大小、方向, 流速v分量、u分量、w分量(其中正值分别表示向北、向东、向上方向)。

1.2 数值模型构建与验证

数值模型主要基于DHI公司生产的MIKE3数值模拟软件, 计算区域范围为20°—41°N, 116°—136°E, 覆盖了全部渤海、黄海、东海(图 2), 共设置2个开边界。采用三角网格剖分计算海域, 对东海浙闽沿岸泥质区海域进行网格加密。网格面积大小0.03°×0.03°, 加密区域0.002°×0.002°, 最小网格间距约为2000m, 每层网格数量为25856。垂向采取σ平均分层, 共二十层, σ值为0.05。水深采用国家专项调查水深数据，并补充了部分ETOPO1数据，对局部海域平滑处理。岸线由海图获得，并对部分岸段进行平滑处理。

模型的水位开边界采用TPXO8潮汐数据集(http://volkov.oce.orst.edu/tides/)获得的预报水位叠加从HYCOM(The HYbrid Coordinate Ocean Model and the Navy Coupled Ocean Data Assimilation, http://hycom.org/dataserver/glb-reanalysis)数值同化数据中提取的余水位, 时间分辨率1/6h;流速开边界采用从潮汐数据集获得的潮流叠加从HYCOM数值同化数据中提取的海流数据; 温度、盐度开边界和初始温盐场来源于HYCOM模型输出结果。

风场资料采用CCMP(Cross-Calibrated Multi-Platform)风速矢量再分析数据, 输入时间间隔为6h (http://www.remss.com/measurements/ccmp)。对2005—2014年十年风场数据进行月平均, 作为气候态模拟计算的风场输入条件。在进行模型构建与验证时, 为与实测数据保持时间一致, 采用了2016年11—12月的CFSv2风场数据, 时间分辨率为1h, 空间分辨率为0.205°(http://rda.ucar.edu/datasets/ds094.1/)。

将模拟的结果与实测的ADCP数据(10m)进行比对验证, 包括流速、流向和水位以及水位波动(图 3), 图中模型构建采用的是水位、流速、温盐开边界驱动以及CFSv2风场强迫, 加入初始温盐场, 实测数据源于船载ADCP。如图 3所示, 水动力模型的流速、流向、水位总体验证较好, 东海近岸主要受天文潮影响, 各要素周期性变化都明显具有潮的性质。由于冬季东海水动力影响因素较多, 模拟与实测流速的对比最大差值可达0.28m/s, 有可能与局地风场、海岸线变化、海岛影响有关, 但是波动规律与实测结果基本一致; 实测水位换算至东海平均海平面, 水位波动剔除了实测水深与模型水深的误差, 结果表明, 模型在东海浙闽沿岸模拟结果较理想, 可以满足研究要求。

利用T-TIDE工具箱对模拟结果进行调和分析(Pawlowicz et al, 2002), 将浙闽沿岸研究区内13个验潮站位的调和分析结果与实测M₂和K₁调和常数(王志豪, 1986)进行误差对比分析, M₂和K₁分潮的振幅平均绝对误差在10cm以内, 相位平均绝对误差在10°以内(表 2), 该模型模拟结果是可信的。

1.3 通量计算

虽然潮流的周期性变化等对悬浮体质量浓度的影响可能会使悬浮体输运通量的计算结果产生一定误差, 但调查期间并无极端天气过程, 考虑到悬浮体质量浓度是在一般天气状况下取样获得, 代表了一般天气下悬浮体浓度水平, 因此结合在CCMP7月和12月气候态风场作用下获得的数值模拟流场数据, 计算悬浮体通量, 可以代表一般天气情况下的物质输运情况。计算方法如下。

首先将提取的模型流速数据进行坐标系旋转, 换算至沿断面与垂直断面方向, 然后三维插值至悬浮体质量浓度数据的观测层位, 再进行全水深积分, 采用的公式(Harris et al, 2008)如下:

式中, F_T是悬浮体通量, C是实测悬浮体浓度; U是经过坐标系旋转的气候态风况作用下夏季和冬季月均流速; H为站位水深, S是指沿该断面两端测站之间的距离。

由于悬浮体浓度分布200m水深以下变化不大, 文中绘图分析时底层最深取200m, 悬浮体通量计算采用观测的全水深覆盖。

2 水文特征 2.1 流场特征

夏季, 东海四个断面都受沿岸北向流控制, 其中北向的台湾暖流强度大, 范围广, 表底层均为沿岸向北流动, 表层台湾暖流月均V流速分量可达0.20m/s, 表层流速大于底层; 浙闽沿岸为台湾暖流与沿岸水体的混合水, 在夏季也向北流动(图 4); 入侵东海陆架的黑潮分支表层月均V流速可达0.30m/s, 从U流速剖面发现明显的底层向岸爬升流(图 4h), 为底层爬升的低温水体入侵东海陆架(图 4, 图 6b), 爬升流上层为沿断面向海分量。

冬季, 在冬季风的作用下, 浙闽沿岸流向西南流动, 而台湾暖流和黑潮向东北流动, 浙闽沿岸流和台湾暖流间存在明显海流切变锋面(图 4i, 4k和4o), 其中台湾暖流主要分布于底部, 流速可达0.10—0.20m/s, 黑潮在台湾东北部的爬升对其有贡献(图 5)。台湾暖流影响海域有水体向岸方向运动(图 4j, 4l和4p), 即台湾暖流的爬坡效应(曾定勇等, 2012; Liu et al, 2015)。

图 4h和4p显示出黑潮在台湾东北部入侵东海陆架的水体分支以及部分水体转向冲绳海槽的现象, 有研究认为在底层可达浙闽沿岸(Lian et al, 2016), 黑潮在台湾东北部的弯曲促进了东海陆架与冲绳海槽的物质交换(Li et al, 2016)。结合不同水深流场分析(图 5), 夏季主要为底层爬升的低温高盐水体入侵东海内陆架, 与强盛的台湾暖流相互作用, 影响东海内陆架水体温盐和水动力特征, 冬季黑潮表层流幅大于夏季(图 4g, 4o和图 5)。数值模拟的夏、冬季东海内陆架环流结果与Lian等(2016)和Li等(2016)的研究结论较为一致。

2.2 温盐特征

夏季, 东海表层温度普遍较高, 黑潮和台湾暖流流经海域的水温高于近岸(图 6a), 而底层温度近岸高于远岸, 且有明显低温高盐水体入侵东海大陆架现象, 甚至可以达到50m等深线处(图 6b), 这与前文流场特征(图 5)以及Lian等(2016)和Li等(2016)等研究一致。东海近岸表层为低盐区, 远岸为高盐区, 表层温度与盐度分布规律一致(图 6e), 而底层盐度普遍较高, 仅在杭州湾邻近海域为低盐区(图 6f)。冬季, 近岸垂向混合明显, 表底层温盐分布规律基本一致, 受流系的控制作用明显, 近岸为低温低盐区, 远岸为高温高盐区。浙闽沿岸流与高温高盐的台湾暖流形成明显的温盐锋面, 这与流场剖面分布特征是一致的(图 4), 垂向温盐分布特征见Liu等(2015)和Li等(2016)。

3 悬浮体分布特征 3.1 水平分布

一般天气情况下, 相同海域, 夏季近岸悬浮体质量浓度明显低于冬季, 夏季表层最大可达6.5mg/L, 低于底层, 底层最大可达17mg/L; 冬季近岸海域50m以浅, 水体垂向混合均匀, 悬浮体质量浓度最大可达330mg/L, 底层 > 10mg/L的高浓度区域相对于表层分布范围要大。夏冬季的表底层悬浮体质量浓度分布近岸浓度高, 远岸浓度低。夏季底层浙闽南部海域出现了高悬浮体浓度区, 可能与增强的台湾暖流向北输运台湾海峡物质有关(图 7)。

3.2 垂直分布

悬浮体质量浓度分布近岸高, 远岸低, 夏季表层悬浮体质量浓度低于底层, 冬季近岸垂向混合较好, 且近岸夏季悬浮体浓度远低于冬季。非极端天气, 夏季悬浮体浓度均 < 20mg/L, 台湾暖流影响海域悬浮体质量浓度最大可达12mg/L, 黑潮影响海域则浓度较低, 均 < 0.5mg/L; 冬季, 近岸悬浮体质量浓度从北向南递减, 浙闽沿岸流影响海域浓度最高, 可达300mg/L以上, 台湾暖流影响海域悬浮体质量浓度可达12mg/L, 与夏季相近, 而黑潮影响海域的浓度较低, 基本 < 1mg/L(图 8)。

选取T8和T10两个断面LISST同一测量范围内的数据, 分析不同粒级悬浮体体积浓度剖面分布特征, 与质量浓度相比, 前者可细致反映夏季和冬季东海内陆架悬浮体物质组分, 组分间对比可体现大颗粒生物源悬浮体及碎屑颗粒絮凝体的分布特征。而悬浮体质量浓度由抽滤方法测得, 烘干称重后获得主要是矿物颗粒的质量, 受生物组分影响较小。鉴于大颗粒悬浮体主要组成为生物源悬浮体, 在进行各粒级悬浮体组分分析时, 在不同型号LISST测量范围重合的粒径区间, 选取细砂粒级以下的粒径范围进行季节变化对比, 其测量误差主要在于对不同粒级的测量精度, 以及未重合的较大和较小悬浮体粒级部分, 但并不妨碍对不同粒级悬浮体空间分布规律的研究。

T8断面夏季近岸黏土、粉砂粒级悬浮体体积浓度较高, 且细粉砂及以下粒级悬浮体分布具有分层特征(图 9), 与悬浮体质量浓度剖面分布一致(图 8c); 台湾暖流影响海域122°E以东的中粉砂-粗粉砂粒级悬浮体体积浓度垂向分布具有均一性(图 9), 由于爬升的低温高盐水入侵至121.8°E约50m水深位置(图 6b), 相应位置存在粗粉砂及以上粒级悬浮体体积浓度相对高值区, 对比该位置的质量浓度剖面分布相对低值区(图 8), 说明该高值区主要为粗颗粒的生物源悬浮体。而冬季各粒级悬浮体分布都呈现出西高东低的特点, 近岸垂向混合较好, 尤其是粉砂及以下粒级悬浮体, 浙闽沿岸流控制区域, 总体上具有表层浓度低、底层浓度高的特点, 这与悬浮体质量浓度剖面图是一致的(图 8d), 粉砂粒级悬浮体浓度较大。夏季各粒级悬浮体分布与冬季相比有量值、空间分布的不同, 主要受各流系温盐特征、水体混合、富营养盐程度、季风及潮流等因素影响。

T10断面夏季近岸细粉砂粒级悬浮体体积浓度较高, 且细粉砂及以下粒级悬浮体体积浓度与质量浓度剖面分布一致(图 8g, 图 10), 台湾暖流影响海域50—100m等深线之间存在黏土、粉砂粒级悬浮体高浓度区, 与悬浮体总质量浓度剖面分布一致(图 8g), 该位置恰好位于爬升的低温高盐水体入侵东海陆架与台湾暖流的混合区(图 4), 向岸的流速分量利于底层悬浮物质向岸输运。100—200m等深线之间粗粉砂及以上粒级悬浮体体积浓度高值区(图 10g, 10i和10k)与该位置质量浓度剖面分布(图 8)对比, 表明该处主要为黑潮水中的粗颗粒生物源悬浮体。冬季T10断面各粒级悬浮体体积浓度分布规律与T8断面类似, 与夏季相比, 冬季黑潮控制海域为悬浮体低值区, 各粒级悬浮体质量浓度较低, 细颗粒物质较少, 主要以大颗粒生物源悬浮体为主。

夏季, 向北流动的沿岸流影响海域(s1002站, 图 11a)各层悬浮体细粉砂粒级含量略高, 各层粒级组成相近, 台湾暖流(s1004站, 图 11b)以粉砂粒级悬浮体为主, 黑潮水(s1008站, 图 11c)为相对洁净水体, 各粒级悬浮体含量较低, 在150m层存在以粗粉砂及以上粒级悬浮体为主的高浓度区(与图 10g, 10i和10k一致), 推断可能与生物源悬浮体有关。

冬季, 底层悬浮体含量较高, 以再悬浮为主, 向海方向, 悬浮体浓度降低。近岸浙闽沿岸流海域粉砂及以上粒级悬浮体含量较高, 与夏季相比, 底层中粉砂及以上粒级含量较高, 中上层各粒级悬浮体含量都较低(w1002站, 图 11d); 台湾暖流影响海域底层浓度较高, 以中粉砂及以上粒级悬浮体为主, 与夏季相比, 各层都有粗化现象(w1004站, 图 11e); 黑潮影响海域200m以上层位有少量大颗粒生物源悬浮体(w1008站, 图 11f)。从近岸向海, 冬季悬浮体粒级组成有粗化现象, 尤其是中下层, 与海底沉积物类型分布(李广雪等, 2005)基本一致。

4 讨论

由于调查范围限制, 本文泥质区通量计算范围如图 1中A、B、C和D四个断面所示, 悬浮体通量收支如图 12。根据现有观测数据, 按冬半年和夏半年计算, 冬夏季月平均结果各乘6个月, 则一般天气条件下, 夏半年悬浮体向泥质区海域输入净通量约为52.19×10⁶t, 冬半年向泥质区海域输入净通量约为171.87×10⁶t(表 3), 悬浮体年净输运通量合计2.24×10⁸t, 这与前人计算的结果非常接近, 即大约每年有2.4×10⁸t泥沙(约长江排放泥沙的一半)沉积到浙闽沿岸(Liu et al, 2007)。夏半年悬浮体输运量约贡献23.29%, 冬半年约贡献76.71%, 其中冬半年浙闽近岸对其贡献最大(B断面), 约为60.77%, 说明近岸沉积物的再悬浮起主要作用, 其次为夏半年台湾暖流携带的物质(C断面, 约为35.55%)和冬半年的浙闽沿岸流携带的物质(A断面, 约为13.48%), 夏半年沿岸向东北方向的悬浮体输出以及悬浮体跨陆架向海的输运, 分别约占4.82%和13.10%(图 12), 夏半年台湾暖流携带的物质对泥质区的物质贡献较大, 而冬半年台湾暖流路径偏向东, 主要体现在悬浮体跨D断面向岸的输运。一般天气条件下, 夏半年和冬半年浙闽沿岸悬浮体净输运通量均有利于东海内陆架泥质区的发育。夏半年主要为平行岸线向东北方向输运, 同时近岸海域悬浮体向海输运, 与前人研究(陈斌等, 2017)一致, 冬季则表现为沿岸向西南方向输运, 大部分悬浮体向内陆架泥质区汇聚输送。

东海内陆架冬季近底层悬浮体浓度远高于夏季, 主要是由于冬季风暴和水体的垂向混合均匀, 冬季河流输入的悬浮体大部分会悬浮输运(Milliman et al, 1985, 1989; 杨作升等, 1992; 郭志刚等, 2002, 2003)。虽然冬季浙闽沿岸河流入海泥沙量占全年的比例小(程天文等, 1985), 但泥质区范围的悬浮体输入通量却远大于河流入海泥沙量, 主要由于夏半年快速沉积的河口输入物质发生沉积物的再悬浮(DeMaster et al, 1985; Xu et al, 2009; Dong et al, 2011), 并在浙闽沿岸流的作用下沿岸搬运和离岸搬运进入东海内陆架泥质区海域。

东海内陆架泥质区是末次盛冰期中全新世最高海平面7000年以来形成, 体积大约为4.5×10¹¹ m³, 相当于5.4×10¹¹ t的沉积物(Liu et al, 2007)。一般天气条件下, 东海内陆架泥质区海域年均悬浮体净通量约为2.24×10⁸t, 则7000年输入的总和为1.57×10¹²t, 若该部分悬浮体全部沉积下来, 可达现代东海内陆架泥质区沉积物的2.9倍。且夏半年陆源泥沙输入相对于冬半年更大, 尤其是洪水季节, 若只在一般天气情况下进行沉积物的输运与分配, 泥质区的范围与沉积物体积均大于目前状况, 所以台风、风暴潮等极端天气状况对沉积物的再分配对泥质区的改造作用可能是形成现代东海内陆架泥质区形态的决定性因素。

需要注意的是, 长江、浙闽沿岸河流以及台湾山地河流的入海泥沙量极易受热带风暴带来丰沛降水影响而显著增大, 所以台风天气对东海内陆架泥质区的物质贡献相对复杂, 虽然热带气旋导致的沉积物输运和沉积尚未完全定论, 但通常会发生多次再悬浮和沉积, 使水体浊度显著增强(Wright et al, 1995; Xu et al, 2009; Xu et al, 2016); 同时冬季风作用下的Ekman输运以及下降流导致的跨锋面物质输运使得近岸物质向外海输运(Dong et al, 2011; Liu et al, 2015), 都对泥质区的发育和演化有重要贡献。

5 结论

本文基于2006年夏季和2007年冬季实测温盐数据和悬浮体浓度数据, 分析东海内陆架悬浮体水平和垂直分布季节性特征, 并基于该海域三维数值模拟结果, 定量估算了东海关键断面悬浮体运移通量, 探讨了悬浮体输运与泥质区形成和演化的关系。研究表明:

(1) 东海水文和悬浮体分布特征受流系控制, 夏季底层爬升的低温高盐水入侵东海陆架, 甚至可以达到50m等深线处; 而冬季为黑潮中上层高温高盐水体入侵, 其对东海内陆架悬浮体分布和输运有重要影响。

(2) 一般天气情况下, 夏季近岸悬浮体质量浓度明显低于冬季。夏季近岸悬浮体以黏土、细粉砂粒级为主, 冬季粉砂及以上粒级悬浮体浓度较高; 台湾暖流影响海域底层悬浮体浓度明显高于黑潮影响海域, 夏季以粉砂粒级悬浮体为主, 冬季粉砂及以上粒级悬浮体浓度较高; 黑潮流速大、流幅宽, 主要携大颗粒的生物源悬浮体。

(3) 一般天气条件下, 东海内陆架泥质区海域悬浮体净通量约为2.24×10⁸t/a, 其中夏半年悬浮体向泥质区海域输入净通量约为52.19×10⁶t, 贡献约为23.29%, 冬半年净通量约为171.87×10⁶t, 贡献约为76.71%, 浙闽沿岸悬浮体输运净通量均有利于东海内陆架泥质区的发育。