基于風(fēng)暴潮記錄研究紅樹林淤積速率時(shí)間變化

劉濤，褚冠宇，徐慧鵬

1.南寧師范大學(xué)北部灣環(huán)境演變與資源利用教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，南寧 530001

2.廣西大學(xué)海洋學(xué)院，南寧 530004

0 引言

紅樹林是生長在熱帶、亞熱帶海岸潮間帶，受周期性潮水浸淹，由紅樹植物為主體的常綠喬木或灌木組成的木本植物群落。紅樹林通常植株密集，故耗散潮水海嘯的水動(dòng)能作用明顯，有助于防止海岸侵蝕并減少風(fēng)暴潮和海嘯等自然災(zāi)害造成的損失[1-4]。紅樹林也可以在沉積過程中埋藏封存大量有機(jī)碳，是海岸帶地區(qū)最重要的碳庫之一[5-8]。在全球氣候變化背景下，無論是評(píng)估紅樹林濕地的保持能力還是估算其碳埋藏速率和通量，長期沉積速率都是最重要的指標(biāo)之一。當(dāng)前一般以210Pb 測年法來測定這一指標(biāo)，但是由于生物擾動(dòng)、過剩210Pb 輸入通量不恒定等因素，210Pb 測年法在許多紅樹林濕地中并不適用，且依靠210Pb 定年法通常也難以獲取沉積速率的時(shí)間變化信息。因此，研究紅樹林長期沉積速率的時(shí)間變化信息，進(jìn)而分析沉積速率對(duì)于氣候變化的響應(yīng)特征，需要尋找其他研究方法。在一些受到熱帶氣旋影響的地區(qū)，強(qiáng)風(fēng)暴潮事件可以將正常海況下難以起動(dòng)的粗顆粒沉積物輸入紅樹林內(nèi)，形成風(fēng)暴滯留沉積層[9-10]。如果能確定這些風(fēng)暴沉積層的形成時(shí)間，即可以將其作為時(shí)間標(biāo)志，確定紅樹林長期沉積速率，分析沉積速率的年代際變化特征。此外，對(duì)紅樹林風(fēng)暴沉積粒度特征的研究，還可用于分析紅樹林植株在風(fēng)暴潮期間對(duì)于浪、流能量的耗散效率。本研究以廣西北海市的金海灣紅樹林為研究對(duì)象，結(jié)合210Pb 法以及當(dāng)?shù)仫L(fēng)暴潮歷史記錄，確定了紅樹林沉積層中各風(fēng)暴沉積層的年代，進(jìn)而厘定了其長期沉積速率和各時(shí)段沉積速率，分析了林內(nèi)沉積速率時(shí)空變化的原因。此外，基于風(fēng)暴沉積粒度特征的研究，探討了紅樹林植株空間結(jié)構(gòu)特征對(duì)于風(fēng)暴潮期間波流耗散效率的影響。

1 研究區(qū)域與研究方法

本文的研究對(duì)象為位于區(qū)域?yàn)閺V西北海市南部的金海灣紅樹林（21°22′～21°30′N，109°12′～109°21′E）（圖1）。研究區(qū)屬北熱帶季風(fēng)性濕潤氣候，年平均氣溫22.4 ℃，平均降水量1 667 mm，年平均濕度82%[11]。潮汐為全日潮，平均潮差2.36 m，最大潮差5.36 m。大冠沙沿岸海浪主要受季風(fēng)制約，以風(fēng)浪為主，最大波高主要出現(xiàn)在5—10月風(fēng)暴潮季節(jié)。冬半年以偏北浪為主，各月平均波高0.3～0.5 m，最大波高為2 m；夏半年以偏南浪為主，各月平均波高0.2～0.3 m，最大波高為1.1 m。

圖1 研究區(qū)域的位置與地理環(huán)境Fig.1 Location and geological setting of study area

該區(qū)域海岸平直開闊，夏季海水鹽度為3.2‰～6.27‰，冬季海水鹽度為24.9‰～27.6‰[12]。紅樹林生長在寬闊沙坪的上部，沿海岸帶呈長條帶狀分布，東西長度約4 000 m，在離岸方向上長度不超過100～400 m，主要樹種為白骨壤（Avicennia marina），林內(nèi)沉積物主要為泥質(zhì)砂或者砂質(zhì)泥。該地區(qū)林內(nèi)土壤在部分岸段從內(nèi)灘、中灘到外灘依次為淤泥質(zhì)、泥沙質(zhì)和沙質(zhì)[13]，一些岸段則是以沙質(zhì)土壤為主[14]，屬硬底型紅樹林基質(zhì)。

為研究紅樹林濕地的沉積速率和沉積物粒度特征，本文展示了6 個(gè)沉積物柱狀樣的相關(guān)數(shù)據(jù)，于兩處橫切紅樹林帶斷面（圖2b）用泥炭鉆鉆探取樣，分別獲得DGS3，JHW1、JHW2、JHW3 和Z1、Z2 鉆孔。DGS3 的取樣時(shí)間為2014 年，取樣深度為50 cm；JHW1、JHW2和JHW3的取樣時(shí)間為2017年，取樣深度為50 cm，為DGS3 處向海前側(cè)等距采樣；Z1 和Z2的取樣時(shí)間為2019年5月，取樣深度40 cm。JHW斷面處的紅樹林年齡較老，植株高大（超過3～4 m），樹冠分布高度2～4 m，枝葉繁茂，封閉度高，但是植株間距較大，地面呼吸根十分密集（圖3a）；Z 斷面處為2005 年以來擴(kuò)張生長的紅樹林，樹齡不超過15 年，植株低矮密集（1～2 m）（圖3b），地表呼吸根短而稀疏。

圖2 不同年代紅樹林分布范圍及沉積柱取樣位置（a）2005年紅樹林；（b）2017年紅樹林Fig.2 Spatial distribution of mangroves and position of sediment cores in (a) 2005 and (b) 2017

圖3 JHW1 和Z1 紅樹林群叢林分結(jié)構(gòu)（a）JHW1處紅樹林植株高大稀疏，地面呼吸根密集；（b）Z1處的紅樹林植株低矮密集Fig.3 Stand structures of mangroves at JHW1 and Z1(a)old,tall mangrove plant at JHW1;(b)young,short mangroves(1-2 m)at Z1

沉積柱以間隔2 cm 進(jìn)行分樣，進(jìn)行粒度測定。其中砂質(zhì)沉積物以篩析法測定，泥質(zhì)沉積物以馬爾文公司生產(chǎn)的Mastersizer-3000激光粒度儀測定。測試前首先以濃度為15%的稀鹽酸浸泡樣品去除鈣質(zhì)碎屑，后加入過氧化氫去除有機(jī)碎屑，再加入分散劑浸泡12 h 后方可進(jìn)行粒度分析測定[15]。在獲取粒度頻率分布數(shù)據(jù)之后，以矩法計(jì)算粒度參數(shù)。另取DGS3與JHW1處樣品干燥并研磨過50目標(biāo)準(zhǔn)篩后，稱取約5 g樣品，裝入柱狀樣品管中壓實(shí)并用蠟密封管口，放置三周，使226Ra和210Pb處于永久衰變平衡體系。利用ORTEC 公司生產(chǎn)的高純鍺（HPGe）γ 能譜儀測定總210Pb 和補(bǔ)償210Pb 的比活度，兩者之差即為過剩210Pb 比活度（210Pbex）。210Pbex與時(shí)間的關(guān)系可以指數(shù)函數(shù)表示：

式中：C（h）為相應(yīng)于時(shí)間t的深度h處的比活度，C（0）為表層沉積物的比活度，λ 為210Pb 的衰變常數(shù)（0.031 14 a-1）。

2 結(jié)果

2.1 基于沉積物過剩210Pb比活度計(jì)算的淤積速率

基于沉積物過剩210Pb 比活度計(jì)算了沉積柱JHW1 和DGS3 的長期平均淤積速率，在這兩個(gè)沉積柱中，過剩210Pb 比活度隨著深度呈明顯的指數(shù)下降趨勢，說明可用CF-CS 模式（Constant Flux，Constant rate of Supply）計(jì)算其平均淤積速率[16-17]。根據(jù)實(shí)測210Pbex數(shù)據(jù)和深度數(shù)據(jù)得到擬合曲線（圖4）：

圖4 基于過剩210Pb 比活度計(jì)算的淤積速率（偏離趨勢線較遠(yuǎn)的少數(shù)數(shù)據(jù)不采用）Fig.4 Accretion rate determined by excess210Pb radioactivity in sediment cores

JHW1:y=241.7e-0.051x，R2=0.91

DGS3:y=119.8e-0.020x，R2=0.92

為保證長期淤積速率準(zhǔn)確性，JHW1中風(fēng)暴沉積層數(shù)據(jù)（比活度≥200 Bq/kg）和DGS3中異常數(shù)據(jù)不采用。據(jù)（1）式計(jì)算結(jié)果表明，JHW1柱狀樣的14 cm及以下層位平均淤積速率為6.1 mm/a，DGS3 的平均淤積速率為15.6 mm/a。該紅樹林內(nèi)側(cè)的淤積速率顯著高于前緣區(qū)，這也是處于波能較強(qiáng)岸線紅樹林淤積速率空間分布的普遍特點(diǎn)，林內(nèi)淤積速率主要取決于波浪擾動(dòng)強(qiáng)度，而非納潮量。前緣區(qū)由于波浪擾動(dòng)作用較強(qiáng)，侵蝕事件頻發(fā)，其長期淤積速率偏低；而紅樹林內(nèi)側(cè)區(qū)域波浪擾動(dòng)作用微弱，沉積作用連續(xù)穩(wěn)定，其長期淤積速率較高。類似的例子還有越南Ba Lat河口紅樹林，其前緣區(qū)在平靜天氣時(shí)的短期沉積通量是內(nèi)側(cè)的數(shù)倍以上，而長期淤積速率卻低于內(nèi)側(cè)[18]。

2.2 風(fēng)暴沉積層年代判定

分析各沉積柱的平均粒徑深度剖面，可發(fā)現(xiàn)其中均存在數(shù)個(gè)顯著高于正常水平的峰值，考慮到該區(qū)域幾乎每年都要受到臺(tái)風(fēng)影響，風(fēng)暴潮頻發(fā)，這些粗顆粒沉積層應(yīng)該是強(qiáng)風(fēng)暴潮期間輸入紅樹林的滯留沉積物。研究當(dāng)?shù)仫L(fēng)暴潮歷史記錄[19-22]，可知近80年來當(dāng)?shù)毓舶l(fā)生特大風(fēng)暴潮5 次（最高潮位超過400 cm），分別發(fā)生于1934 年、1965 年、1986 年、2003年和2008 年（表1）。其中1934 年風(fēng)暴潮較為久遠(yuǎn)，臺(tái)風(fēng)命名方式尚未完善，故引用文獻(xiàn)記載描述。

表1 廣西沿岸近80年來的5次強(qiáng)風(fēng)暴潮（最高潮位＞400 cm）Table 1 Information of huge storm surges since 1930s on Guangxi coast

JHW1 沉積柱從上往下依次對(duì)照風(fēng)暴潮記錄進(jìn)行定年，依據(jù)此定年結(jié)果（圖5，JHW1）得，1934 年至1986 年的平均淤積速率為5.4 mm/a，其中1965 年至1986 年的淤積速率為4.8 mm/a，1934 年至1965 年的淤積速率為5.8 mm/a，與過剩210Pb 法計(jì)算得到的JHW1中14 cm以下的長期淤積速率6.1 mm/a十分接近，表明風(fēng)暴沉積層定年準(zhǔn)確。其中1986年8609號(hào)臺(tái)風(fēng)在當(dāng)?shù)匾l(fā)了特大風(fēng)暴潮，最大潮位高達(dá)593 cm，為有歷史記錄來的最高水位，可判定出JHW1沉積柱中深度26 cm處風(fēng)暴沉積層的形成年代為1965 年，深度16 cm 處風(fēng)暴沉積層的形成年代為1986 年，深度8 cm 處的風(fēng)暴沉積層應(yīng)形成于2003年，深度4 cm 處的風(fēng)暴沉積層應(yīng)形成于2008 年（圖5）。鑒于該紅樹林內(nèi)的淤積速率自前緣區(qū)向內(nèi)側(cè)增加趨勢，而1986年風(fēng)暴潮為近60年以來強(qiáng)度最高，合理推測1986年的風(fēng)暴沉積層在JHW2中位于22 cm深度處，在JHW3中位于34 cm深度處。考慮到1986年之后最大的風(fēng)暴潮發(fā)生于2008年，可確定2008年風(fēng)暴沉積層在JHW2中位于14～16 cm處，在JHW3中位于16 cm處。2003年的風(fēng)暴潮強(qiáng)度在4次大風(fēng)暴潮中相對(duì)較弱，在JHW2中，2003年風(fēng)暴沉積層缺失，推測已經(jīng)在2008 年風(fēng)暴潮期間被侵蝕。在JHW3 中，2003年的風(fēng)暴沉積層尚可識(shí)別，位于22 cm深度處。

圖5 沉積柱JHW1、JHW2、JHW3 平均粒徑深度的深度變化（陰影表示風(fēng)暴沉積事件）Fig.5 Depth profile of grain size in cores JHW1、JHW2、JHW3 (shaded areas indicate storm-deposited events)

確定風(fēng)暴沉積層的年代后，便可以其為時(shí)間標(biāo)志計(jì)算各時(shí)段的淤積速率，結(jié)果如表2 所示。自1986 年至2017 年，JHW1 處的平均淤積速率為5.3 mm/a，JHW2處的平均淤積速率為7.1 mm/a；JHW3處的平均淤積速率為11.0 mm/a，與位于其向陸后側(cè)的DGS3 處淤積速率（15.6 mm/a）也具有可比性。值得注意的是，林內(nèi)淤積速率有顯著的年代際差異（表2），1986—2008 年，JHW1 和JHW2 處的淤積速率均為5.7 mm/a，JHW3處的淤積速率為7.3 mm/a；而2008年以來，JHW1處的淤積速率僅為2.2 mm/a，JHW2處的淤積速率為10.0 mm/a，JHW3 處的淤積速率為14.0 mm/a。由此得出，2008 年以來該處紅樹林前緣區(qū)淤積速率大幅降低，而內(nèi)側(cè)淤積速率則有顯著增加。其西側(cè)年輕紅樹林具有類似現(xiàn)象，自2008 年以來，Z 斷面前緣區(qū)（Z1 處）的淤積速率僅有2.0 mm/a，而內(nèi)側(cè)（Z2處）高達(dá)22.0 mm/a（圖6）。

圖6 沉積柱Z1、Z2 平均粒徑剖面（陰影表示紅樹林沉積）Fig.6 Depth profile of grain sizes in core Z1 and Z2 (shaded areas indicate mangrove deposited layers)

表2 JHW斷面各處淤積速率（mm/a）Table 2 Changes in accretion rates in cores JHW1,JHW2 and JHW3 inferred from ages of storm deposit layers (mm/a)

2.3 風(fēng)暴沉積的粒度特征及其反映的沉積動(dòng)力信息

耗散波流能量，減輕風(fēng)暴潮造成的災(zāi)害，是紅樹林的一個(gè)重要功能。鑒于1986 年與2008 年的兩次風(fēng)暴潮的強(qiáng)度相差不大，而該段時(shí)期內(nèi)紅樹林的植株空間結(jié)構(gòu)（樹冠分布高度與大小，植株密度等）肯定有所變化，為了探討紅樹林植株空間結(jié)構(gòu)差異對(duì)于風(fēng)暴潮期間波流耗散效率的影響，對(duì)比分析了1986 和2008 年紅樹林內(nèi)風(fēng)暴潮沉積的粒徑累積概率曲線特征。如圖7所示：1986年JHW1處風(fēng)暴沉積的平均粒徑為110μm，而JHW2處和JHW3處的平均粒徑為220～250μm，前緣區(qū)風(fēng)暴沉積的平均粒徑反而較內(nèi)側(cè)偏細(xì)。紅樹林內(nèi)側(cè)風(fēng)暴沉積中含有滾動(dòng)組分，粒徑范圍為1 000～3 000 μm，含量約10%，而前緣區(qū)風(fēng)暴沉積中則沒有滾動(dòng)組分，這反映當(dāng)時(shí)前緣區(qū)紅樹林植株年輕稀疏，地表呼吸根密度極低，難以攔截由外至內(nèi)輸入的滾動(dòng)組分。在2008 年，JHW1 處風(fēng)暴沉積平均粒徑為125μm，與1986 年相差不大；JHW2 處風(fēng)暴沉積的平均粒徑則僅為80μm，較1986 年顯著減小，且粒徑概率累積曲線中已經(jīng)沒有滾動(dòng)組分。推測隨著紅樹林的不斷生長，地表呼吸根密度增加，紅樹林植株高度和樹冠都不斷增大，紅樹林對(duì)于風(fēng)暴潮期間的波流能量耗散效率提高，粒徑大于1 000μm 的組分已經(jīng)難以被輸入紅樹林內(nèi)。而在Z斷面，紅樹林非常年輕，2008年風(fēng)暴潮沉積的平均粒徑高達(dá)350～500μm，其中滾動(dòng)組分的含量為20%～30%，躍移組分的含量為50%～60%。對(duì)比表明，在植株矮小的年輕紅樹林中，風(fēng)暴潮期間波流能量耗散率要顯著低于植株高大的成熟紅樹林。

圖7 不同年代風(fēng)暴沉積的粒徑累積概率曲線（a）1986年；（b）2008年Fig.7 Cumulative probability of storm deposits in (a) 1986 and (b) 2008

3 討論

3.1 紅樹林淤積速率的時(shí)空變化

在潮控型紅樹林或者河口型紅樹林中，輸入泥沙以懸浮顆粒為主，絮凝作用較強(qiáng)，前緣區(qū)通常因?yàn)橛捎诩{潮量大且能首先接受絮凝泥沙沉降，淤積速率通常顯著高于內(nèi)側(cè)[23-27]。而浪控型紅樹林沉積物速率的空間變化特征與此相反，浪控紅樹林的淤積速率主要取決于波浪擾動(dòng)作用的強(qiáng)弱，前緣區(qū)淤積速率通常顯著低于內(nèi)側(cè)區(qū)域。金海灣紅樹林即是一處典型的浪控紅樹林，基于風(fēng)暴沉積層定年，本項(xiàng)研究發(fā)現(xiàn)2008年之后金海灣紅樹林前緣區(qū)的淤積速率僅為約2.0 mm/a，而內(nèi)側(cè)則高達(dá)10.0～20.0 mm/a，該處紅樹林淤積速率存在巨大的空間差異。在海平面上升速率較快的情形下，如果浪控紅樹林前緣區(qū)的高程和淤積速率都很低，則紅樹林前緣區(qū)會(huì)逐漸后退，林帶寬度會(huì)變?。t樹林后側(cè)一般有海堤），會(huì)進(jìn)一步導(dǎo)致林內(nèi)淤積速率逐漸降低。有鑒于此，我們在評(píng)估海平面上升威脅下浪控紅樹林濕地的保持能力時(shí)，一定不能忽視對(duì)于紅樹林前緣區(qū)淤積速率的調(diào)查，也必須考慮林帶寬度變化導(dǎo)致的紅樹林內(nèi)淤積速率改變（通常是降低），否則非常有可能高估此類紅樹林濕地的保持能力。

2008年以來，金海灣紅樹林前緣區(qū)（JHW1處）的淤積速率僅為2.0 mm/a 左右，較2008 年之前（5.7 mm/a）顯著下降，而紅樹林內(nèi)部的淤積速率則較2008 年之前顯著上升，該處紅樹林淤積速率存在年代際變化。考慮到該處紅樹林淤積速率主要受波浪能量控制，極端氣候變化是影響波浪能量的主要原因之一。有研究表明當(dāng)?shù)刈?009—2012年的風(fēng)暴潮發(fā)生頻率為1.7 次/年，而1990—2009 年的風(fēng)暴潮頻率僅為0.7 次/年[28]。風(fēng)暴潮事件更加頻繁勢必導(dǎo)致前緣區(qū)侵蝕事件增加，長期淤積速率因而顯著下降。而在風(fēng)暴潮事件中，林前光灘和紅樹林前緣區(qū)的沉積物通常會(huì)遭受侵蝕，并被潮流搬運(yùn)輸入紅樹林內(nèi)側(cè)沉積，風(fēng)暴潮頻率的增加從而導(dǎo)致內(nèi)側(cè)紅樹林淤積速率上升。由此，在評(píng)估此類紅樹林濕地保持能力時(shí)，也必須考慮紅樹林淤積速率對(duì)于氣候變化的響應(yīng)，在不同的氣候情景下同一紅樹林濕地的保持能力可能會(huì)截然不同。

3.2 紅樹林植株空間結(jié)構(gòu)對(duì)于風(fēng)暴潮期間波流能量耗散效果的影響

紅樹林內(nèi)不同位置、不同年代風(fēng)暴沉積的粒度分析表明，植株高大，樹冠封閉度高的紅樹林對(duì)于強(qiáng)風(fēng)暴潮期間波流能量的耗散程度要顯著高于年齡較小、植株密集低矮的紅樹林。造成這一結(jié)果的原因可能有兩點(diǎn)，第一，強(qiáng)風(fēng)暴潮期間紅樹林內(nèi)水深很大，低矮紅樹林的樹冠分布高度有限，無法耗散表層水體的波流能量，而通常表層水體的波流能量遠(yuǎn)高于下層水體。植株高大的紅樹林樹冠體積大，分布高度高，可以大量耗散表層水體的波流能量（圖8）。第二，低矮紅樹林植株雖然密集，但是其枝干剛度小，易于搖晃，吸收波浪能量的效率遠(yuǎn)不如枝干剛度大的老紅樹林。Masselet al.[29]的對(duì)于澳大利亞的Cocoa Creek 河口及日本的Natara 河口紅樹林內(nèi)波浪特征的現(xiàn)場觀測，也得到了類似結(jié)果，即淹沒時(shí)水面高度與樹冠分布高度基本一致時(shí)，波浪能量耗散最大，而如果淹沒時(shí)水面高度低于或者顯著高于樹冠分布范圍，波浪耗散效果則大為降低。

圖8 JHW 斷面紅樹林樹冠高度與歷年風(fēng)暴潮最高潮位Fig.8 Elevation of mangrove tree crown and the maximum tidal height of huge storm surges at JHW transect

4 結(jié)論

（1）以風(fēng)暴沉積層作為時(shí)間標(biāo)志，可以有效研究紅樹林內(nèi)淤積速率的年代際變化特征。研究表明：1986—2008 年，金海灣紅樹林前緣區(qū)的淤積速率為5.7 mm/a，內(nèi)側(cè)為7.3 mm/a；2008年以后，前緣區(qū)淤積速率降至2 mm/a，而內(nèi)測淤積速率則增加至10～20 mm/a。2008 年之后當(dāng)?shù)仫L(fēng)暴潮頻率增加可能是造成這一現(xiàn)象的主要原因。

（2）紅樹林內(nèi)不同位置、年代沉積柱中的風(fēng)暴沉積層粒度特征分析表明，成熟紅樹林枝干剛度高且能夠有效耗散風(fēng)暴潮高位表層水體波流能量。受此影響，植株高大、樹冠封閉度高的紅樹林對(duì)于強(qiáng)風(fēng)暴潮期間波流能量的耗散程度要顯著高于年齡較小、植株低矮的紅樹林。