环礁潟湖沉积物重建南沙群岛小冰期以来的热带气旋活动

杨红强, 谭飞, 徐辉龙, 张喜洋, 施祺, 陶士臣

1. 中国科学院边缘海与大洋地质重点实验室, 中国科学院南海海洋研究所, 中国科学院南海生态环境工程创新研究院, 广东广州 510301;

2. 南方海洋科学与工程广东省实验室(广州), 广东 广州 511458;

3. 中国科学院南沙海洋生态环境实验站, 海南 三沙 573199;

4. 中国科学院大学, 北京 100049

极端热带气旋活动对世界各地沿海生态系统和城市基础设施构成了重大威胁(Peduzzi et al,2012)。西北太平洋海盆是地球上遭受热带气旋灾害最为频繁和剧烈的区域, 每年热带气旋个数约占全球气旋活动总量的30%左右(Mei et al, 2015;廖菲 等, 2019; 陶丽 等, 2020), 给中国大陆东南沿海地带及南海周边带来巨大的经济和渔业损失(Yang et al, 2015; Soria et al, 2016; 张敏 等,2019)。现代观测记录和气候模型预测结果均表明在全球变暖背景下热带气旋活动可能会向更强和更频繁的趋势发展(Knutson et al, 2015; Bacmeister et al, 2018)。相对短暂的器测记录阻碍了我们对热带气旋长期变化趋势的认识(Landsea et al, 2006;Toomey et al, 2013; Chen et al, 2019b; 高抒 等,2019)。利用沉积物重建的长尺度古风暴记录, 可为全球热带气旋的预测提供重要参照(Knutson et al,2015; 周亮 等, 2015; Liu et al, 2016; 高抒 等,2019; 徐笑梅 等, 2019; Ishizawa et al, 2020)。大洋型珊瑚环礁潟湖中的粗粒沉积物可用于古风暴或海啸事件的判定(Yu et al, 2009; Toomey et al, 2013;Yue et al, 2019)。环礁潟湖沉积物具有沉积速率高、成岩蚀变小、可精确定年的特点, 可发育连续的高分辨率风暴记录。南海珊瑚礁区是研究百年～千年尺度古风暴的理想区域(Yu et al, 2009)。研究表明小冰期南海地区遭受了强烈且频繁的热带气旋活动(Liu et al, 2001; Chen et al, 2019a; Sun et al,2020)。然而, 南海南部热带地区的高分辨率古风暴活动记录目前还较少, 对南海小冰期热带气旋活动的时空差异性、活动变率和驱动机制的认识不足。

本研究利用南沙群岛安乐环礁礁后潟湖沉积物中的粗粒组分, 重建该区小冰期以来的热带气旋活动, 进一步证明小冰期早期南海南部处于强烈的热带气旋活动期, 并与附近的永暑礁 潟湖风暴记录进行对比, 探讨了区域热带气旋活动的时空差异及可能机制。

1 材料及方法

1.1 研究区位置和样品采集

南海位于亚洲—澳大利亚季风的中心转换地带,同时受到太平洋和印度洋海气作用的相互影响(Contreras-Rosales et al, 2019)。南海不仅受到西太暖池的热带气旋的影响, 而且也是西太平洋热带气旋的重要起源区(Zuki et al, 2008)。研究区位于南沙群岛的九章环礁中的安乐礁, 为大洋型珊瑚环礁(图1)。据美国国家海洋和大气局 (National Oceanic and Atmospheric Administration, NOAA) 的IBTrACS Hurricane Dataset 的热带气旋路径数据库,在1945—2020 年, 共有75 次热带气旋活动登录南沙群岛附近区域, 其中大于Cat 1 级别强度的风暴事件达17 次(图1b)。安乐环礁位于九章群礁东北部,很少受到人为活动的干扰。安乐礁形似耳状, 从西北部延伸到东南部, 是一个几乎完全封闭的珊瑚环礁, 仅由南部的几个潮汐通道与外海和九章环礁的深潟湖相连通。环礁内为障壁礁后潟湖, 水深6～30m。在天气温和晴朗时, 潟湖沉积物很少受到礁坪外围波浪及潮汐作用的影响(图1c)。卫星观测数据和南沙永暑礁验潮站仪器观测资料显示, 研究区多年平均潮差为0.5～1.4m, 潮汐对礁后潟湖沉积物的影响较小。强热带风暴或台风引起的波浪或风暴潮超过2m, 风暴潮可将粗粒沉积物从周围的宽缓礁坪输送到礁后 潟湖。因此, 安乐礁潟湖内部的粗颗粒沉积物能够记录热带气旋活动, 可以用来重建热带气旋活动规律和变化趋势。

2017 年9 月至10 月期间, 研究团队在安乐礁礁后潟湖中(9°55'56.75"N, 114°31'19.55"E)利用内径9cm 的冲击不锈钢管采集了长度约5m 的潟湖沉积物岩心(图1c), 岩心采收率为100%, 确保了垂向地层的完整性。取心地水深12m, 为砂质的潟湖底环境, 该环境不利于原生大型造礁石珊瑚丛体生长,因此该地的珊瑚丛体断枝或大的珊瑚砾块沉积物通常为高能风暴浪异地搬运形成。

图1 研究区位置及气象和地貌学特征Fig. 1 Study location and the regional atmosphere-geomorphology context

1.2 实验室粒度分析

在野外提取 潟湖沉积物岩心后, 岩心随后被运往中国科学院大洋与边缘海地质重点实验室进一步处理分析。在室内首先对岩心进行纵向剖分、分离、拍照和沉积物定性描述。根据目视初步观察, 安乐礁 潟湖岩心的背景沉积物为粒径小于0.25mm 的细粉砂—细砂质细粒沉积, 基本无陆源沉积物输入;顶部和底部含多层可能由风暴事件作用引起的粗粒沉积层, 包含极粗砂、珊瑚断枝或砾块, 分布杂乱,可见清晰的棱角和完整生物贝壳。为了确定沉积物粗颗粒的百分比, 参考Bramante 等(2020)等的粒度分析流程, 以1cm 等间距对岩心进行了连续取样,总共采集了496 个样品用于粒度分析。然后使用250、500、1000 和2000μm 孔径的样品筛对分散的干样进行筛分并称量不同粒级的干重, 再使用63μm 和125μm 孔径的样品筛对250μm 以内的样品进行湿筛, 并对各部分筛后样品烘干称重, 以获取每个粒级的重量百分比。

本研究将潟湖中的粗粒沉积物作为异常强水流引起的沉积物搬运的识别标志。沉积物颗粒大小与沉降速度呈正相关, 地表水流的强度决定了能移动的最大颗粒大小和距离。在正常平缓的水流下主要是沉积细粉砂, 而风暴驱动的快速水流可以搬运和沉积厚的粗砂层。一般情况下沉积颗粒沉降速度随粒径的增大而单调增加, 颗粒粒径可作为异常水流搬运的替代指标(Bramante et al, 2020)。对于球形和近球形颗粒, 颗粒直径和沉降速度之间存在非常强的关系(Dietrich, 1982)。 但在环礁 潟湖中产生的许多粗粒碳酸盐生物碎屑沉积物, 特别是对于大于2mm的生物碎屑, 通常形状不规则, 且可能含有大量的孔隙, 导致搬运阈值和沉降速度低于实际粒径的预测值。如果这类颗粒构成沉积物粗粒组分的大部分,那么沉积物颗粒与沉积物搬运、沉降和水流强度关系的推断可能无效, 导致生物碎屑沉积物粒度和沉降速度之间的关系存在偏差(Maiklem, 1968;Braithwaite, 1973; Kench et al, 1996)。参考Bramante等(2020)在太平洋贾鲁特环礁蓝洞沉积物风暴事件重建中使用的方法, 本文根据 潟湖沉积物粒径的总体分布特征, 将沉积物粒度分为0.25～2mm 的粗组分和小于0.25mm 的细组分。最后根据粗组分颗粒(0.25～2mm)的百分比来识别风暴事件, 大于 2mm的极其粗颗粒并未纳入粗组分百分比计算。本处理方法可以有效降低一些异常的粗粒峰。在这些沉积层中通常含有2 个粗组分峰, 孤立和异常粗大的生物碎屑, 如大贝壳或者珊瑚砾块产生了大部分未校正的一个粗粒峰, 另一个粗峰为自身沉积物构成, 但常被>2mm 的粗峰给掩盖掉。在实际处理中,我们仅将这种>2mm 的粗粒峰作为风暴层识别的参考和补充。

1.3 年代地层框架建立

风暴事件精确年龄的确定对古风暴活动重建至关重要。同一层位中纯净的鹿角珊瑚(Acroporaspp.)断枝的U/Th 年龄代表该层最小年龄, 是建立潟湖沉积物年代框架最为可靠的材料(Yu et al, 2009; Chen et al, 2019b)。本研究共选取21 个无成岩改造的鹿角珊瑚断枝进行U/Th 定年, 对潜在的风暴粗粒层进行加密采样测试。

U/Th 测年处理流程和分析方法遵循Clark 等(2014)提出的方法。首先将每个珊瑚断枝样品的表面抛光, 去除表面的藻类和生物有机质膜。然后用玛瑙杵或刻刀将珊瑚骨骼粉碎到颗粒大小为～0.5mm 的颗粒。将破碎后的样品浸泡于预先清洗干净的含有15% H2O2的玻璃烧杯中48h 以去除有机残留物。然后用MQ 水超声清洗样品多次, 直到水变澄清。然后将多余的水倒出, 样品在40℃下充分干燥。在双目显微镜下检查每个样品的纯净程度, 最终选择约150mg 的纯净珊瑚骨骼进行年代测定。在年代测定之前, 对前处理后的样品进行XRD 射线衍射分析, 以检测文石质珊瑚骨骼是否发生成岩蚀变。在澳大利亚昆士兰大学地球与环境科学学院的放射性同位素实验室的 Nu Plasma MC-ICP-MS 上进行珊瑚断枝的 U/Th 年龄测定。U/Th 比值是利用Isoplot/EX 3.0 软件程序, 基于Cheng 等(2000)提出的衰变常数计算出的活度比值。所有年龄数值扣除实验室平均空白, 测试误差均表示为2σ 标准偏差。岩心顶部12cm 沉积物由于在取样过程中受到搅动,未进行粒度分析。使用BACON 建模软件建立了高精度的年龄框架, 并利用贝叶斯统计方法计算了岩心每1cm 间隔区间的加权平均年龄和年龄不确定性(Blaauw et al, 2011)。

1.4 古风暴事件层阈值和频率

本文通过沉积学观察和粒度分析确定风暴事件层, 并将两种方法识别的风暴层进行交叉验证。安乐礁 潟湖岩心的风暴层与上下的正常沉积层突变接触, 颜色较深, 发育更粗粒的颗粒或珊瑚断枝和贝壳等, 厚度1～20cm 不等。因为事件层几乎是瞬间形成的, 在年龄模型中, 本文将厚度大于2cm 的事件层校正为1cm。采用Bramante 等(2020)和Wallace等(2019)提出的方法确定风暴事件层的粒度阈值,以区分事件层和正常的背景沉积。首先, 对整体粗组分序列进行11 点滑动平均滤波处理, 粗组分超过平均粗组分含量 1σ 的样品定义为异常值(Outliers)(>10%), 较厚的事件层对应于连续的异常值, 在2σ 时间误差范围对其进行深度校正, 代表一次强烈的风暴事件层。然后, 将排除异常值后的粗组分数据再次进行11 点滑动平均滤波处理。最后,我们将超过滑动平均滤波后粗组分百分比1.5σ(2.35%)的粗峰定义为风暴事件层。从分析中去除异常值可以防止特别大的事件层掩盖附近较小事件峰的存在, 使用11 点滑动窗口可以消除背景沉积中粗组分信号的年代际变化的影响(Donnelly et al,2015; Bramante et al, 2020)。

为评估该方法对研究区热带气旋的响应能力,岩心顶部的事件沉积与现代热带气旋观测数据进行了 校 准。 从 IBTrACS version 4 收 集 了 AD 1945—2020 期间所有过境研究区附近的热带气旋活动信息, 将超过风暴阈值的粗粒层与可能影响安乐礁潟湖的现代热带气旋记录进行比较, 评估事件层阈值的可信度。在最终确定了风暴事件层阈值和岩心中全部的事件层数量后, 参考Lane 等(2011)的方法, 使用100 年窗口滑动重新计算了研究区每百年风暴事件的发生频率, 以评估百年尺度的热带气旋变化特征。50 年滑动窗口的分析用于揭示年代际周期内高频或低频的热带气旋活动。

使用1945—2020 年IBTrACS 的热带气旋最佳路径数据集经过安乐礁 潟湖115km 范围内的Cat 1级别或大于Cat 1 热带气旋级别的频率来计算研究区附近局地热带气旋估计频率(热带风暴和 Cat 1～Cat 5 不同热带气旋级别强度的详细定义见https://www.nhc.noaa.gov/aboutsshws.php)。研究区局地热带气旋范围(115km)划定是参考 Rodysill 等(2020)根据巴哈马现代飓风事件和碳酸盐沉积记录及水动力模拟得出的结果。以安乐 潟湖为中心, 统计研究区300km 半径范围内的Cat 1 级别及更强热带气旋的频率(基本涵盖了整个南沙群岛), 获得南海南部区域热带气旋估计频率。比如, 根据IBTrACS 观测记录, 安乐礁附近的热带气旋记录始于AD 1945, 在AD 1945—2020 期间, 在半径115km 的范围内登陆或者直接影响安乐礁强度大于或等于Cat 1 级别热带气旋的数目为5 个, 据此每百年的当地热带气旋频率λ=5÷75×100=6.7(小数点后保留1 位有效数字)。本文使用局地热带气旋估计频率来界定安乐礁 潟湖的风暴相对活跃期和平静期,当某个时期100 年滑动窗口风暴事件超过该区的局地热带气旋频率λ界限即定义为风暴活跃期。

2 研究结果

2.1 年代框架

基于21 个纯净的鹿角珊瑚断枝高精度U/Th 年龄建立了AL-1 的年代地层框架(图2c)。整体上,U/Th 年龄随着沉积物深度增加而增加, 表明潟 湖沉积序列的连续性。79cm 和187cm 处的铀系年龄出现倒转, 被剔除(图2c)。根据年代模型, AL-1 记录在小冰期以来的记录中, 其沉积速率为0.86cm·a–1, 即1cm 沉积物的分辨率为～1.37a, 是目前南海区域分辨率较高的古风暴记录之一。根据沉积速率的变化, AL-1 可大致分为下部(496～234cm)、中部(233～153cm)、上部(152～0cm)三部分。下部234cm(校准深度后为209cm)为AL-1 初始沉积速率较快的部分, 沉积速率为 1.15cm·a–1。234cm 到153cm(校准深度为 128cm)的中部, 沉积速率降低至 0.33cm·a–1。而 岩 心 上 部 沉 积 速 率 增 加 到1.42cm·a–1。岩心中粗组分含量与沉积速率的变化一致, 岩心底部和顶部的粗组分含量相对较高, 中间层段粗组分含量相对较低(图2a)。事件层粗组分含量变化范围为6.1%～52%, 平均为11%。事件层整体以灰白色中—粗砂为主, 且常含粒径>2mm 的珊瑚断枝和生物壳体, 可与正常沉积层的浅灰色泥质—细砂质碳酸盐沉积区别。

图2 安乐礁潟湖AL-1 岩心沉积物剖面和U/Th 年龄模型Fig. 2 Profiles of sediment core AL-1 collected from the Anle lagoon and U/Th age model

2.2 历史风暴事件频率

研究区热带气旋活动频率在年代际到百年尺度上变化很大。AL-1 岩心中共识别出了28 层事件沉积层, 其中底部含有17 个事件层, 中部3 个, 顶部8个(图3)。本文使用经过安乐礁附近115km 范围内的大于或等于Cat 1 级别的每百年区域热带气旋频率(λ=6.7)来定义风暴活动期。风暴事件频率的100年滑动窗口分析结果显示, AL-1 岩心记录了两个主要风暴活跃时期。持续时间最长的风暴活跃期(A1)发生于小冰期(Little Ice Age, LIA)早期(AD 1421—1610), 平均每百年风暴事件数为9.2 个 (图3), 尤以AD 1510—1550 期间热带气旋活动最为频繁, 每百年平均为12 个, 几乎为现代区域热带气旋频率的2 倍。随后从AD 1610—1890, 安乐礁潟湖热带气旋活动趋于平静, 热带气旋频率呈下降趋势, 最平静时期为AD 1810—1890 期间, 每百年热带气旋频率为0, 没有任何沉积记录超过风暴事件阈值。另一个相对风暴活跃期(A2)位于AD 1930—1960, 平均每百年热带气旋数为7.5 个。50 年滑动窗口风暴事件频率揭示了年代际的古风暴极高活跃期, AD 1496—1529 和 AD 1534—1557 期间热带气旋事件频率分别达到每50 年6.1 个和7.0 个。整体上, 50年滑动窗口分析显示了和100 年滑动窗口分析类似的热带气旋活动变化规律, 即在小冰期早期的大约2 个世纪期间(AD 1400—1600), 研究区热带气旋活动频繁且强烈, 此后研究区热带气旋活动频率和强度显著减弱。在不同的滑动窗口中, 小冰期晚期是热带气旋活动最不活跃的时期。AD 1931—1966 在50 年滑动窗口中则表现为现代热带气旋最活跃期,基本和百年滑动窗口同步。

图3 AL-1 岩心粗组分异常和风暴事件层数百年滑动窗口Fig. 3 The Coarse sediment anomalies and 100-year sliding window on the number of storm event layers recorded by core AL-1

3 讨论

3.1 风暴事件识别和现代记录校准

评估地质代用指标适用性和确定风暴事件阈值有助于准确重建长期的古风暴变化历史(Donnelly et al, 2015; Winkler et al, 2020)。礁后潟湖是主要堆积区, 其沉积物主要来源于礁坪和礁脊, 潟湖中的原生点礁亦可作为物质来源。潟湖水动力从礁脊到潟湖盆地逐渐减弱, 粒度逐渐变细, 沉积物以粉砂—细砂质沉积为主。正常天气条件下, 波浪能量通常在珊瑚礁100～500m 消散(Kench et al, 2006), 限制了粗颗粒珊瑚礁沉积物进入潟湖。风暴期间的大浪和风暴潮会冲刷 浅的礁脊边缘和礁坪, 将珊瑚碎片、断枝、珊瑚藻和底栖有孔虫等粗粒骨骼碎屑搬运到富含砂质沉积的礁后潟湖(Toomey et al, 2013;Klostermann et al, 2014)。对安乐环礁的实地调查发现活体Acroporaspp. 是礁坪的优势物种之一, 其骨骼相对脆弱, 易受到风暴潮的影响, 破碎后被迅速搬运和堆积在潟湖。岩心AL-1 距离礁坪约600m(水深约12m), 没有活珊瑚生存。堆积在粗粒事件层中的珊瑚枝大多呈白色和灰白色, 保存有明显的棱角和新鲜断面, 表明这些珊瑚枝是被迅速搬运和沉积的。因此,低能潟湖环境中较粗沉积物可作为识别热带古风暴活动的标志(Yu et al, 2009; Yue et al, 2019)。不同粗组分的百分含量可以代表古风暴强度。

热带气旋强度、路径、平移速度等参数均可影响风暴沉积(Winkler et al, 2020; Rodysill et al,2020)。在佛罗里达州的Apalachee 海湾, 水动力学模拟表明, 尽管Cat 4 级别和Cat 5 级别的飓风产生了最极端的强风暴潮, 但中等强度Cat 1～ Cat 3 级别的飓风也能够产生强风暴潮, 这与风场、热带气旋路径、移动速度或更接近的路径等因素有关(Lin et al, 2014; Winkler et al, 2020)。风暴沉积可能发生在风暴频繁的时期, 一个粗粒层可能记录了多个风暴。我们将安乐礁潟湖附近现代热带气旋移动路径的观测数据与岩心中的粗颗粒事件层进行比较, 以评估岩心对不同热带气旋记录的潜力, 并验证事件阈值的可靠性。

在1945—2020 年期间, 一共有2 个Cat 1 级别及以上强度的热带气旋经过安乐礁潟湖60km 半径范围内, 而热带风暴强度级别及以上的热带气旋数为10 个。其中, 在1962 年12 月28 和29 日, Cat 3级别的热带气旋Lucy 在115km 的范围内, 以平均风速大于46.3m·s–1, 最大风速超过51.7m·s–1的强度持续影响安乐礁超过48h, 最近距离研究区不到30km,最有可能在研究区内留下事件沉积的证据。虽然热带风暴相对于Cat1～Cat5 级别的热带气旋强度更低,但受热带风暴移动路径与距研究区的距离、风暴持续时间等因素影响, 也可能形成风暴事件层, 比如热带风暴Tess (1988)移动路径最近距安乐潟湖不到10km, 最大风速超过30.9m·s–1。在半径115km 的范围内过境安乐潟湖的热带风暴及以上级别的热带气旋共有16 个, Cat 1 级别及以上的热带气旋为5 个,Cat 2 级别及以上有3 个(表1)。

表1 1945—2020 年登陆南沙群岛安乐礁和永暑礁不同半径范围内的不同强度热带气旋的频率Tab. 1 The historical tropical cyclones passing within different distances from the Anle Reef and the Yongshu Reef in the Nansha Islands, southern SCS between 1945～2020

本文根据岩心顶部沉积物的粗组分含量和事件阈值建立了AD 1900 以来的现代风暴沉积序列, 并将其进一步与IBTrACS 观测值进行校准。从AD 1900—2000, 一共识别出11 个事件层(图4)。考虑到沉积特征、粗组分含量和多个事件层的年龄位于2σ年代误差范围内, 将事件层E8 附近的4 个粗粒峰合并为一个事件层, 该事件层的年龄定义为粗组分含量最高层对应的年龄。最终识别出以下8 个事件层。

图4 安乐礁现代器测热带气旋移动路径和沉积物记录敏感性校准Fig. 4 Sensitivity calibration of the sediment records to the modern instrumented tropical cyclone tracks passed near the Anle Reef

事件层E1: 沉积于AD 1971—2004(中值年龄为AD 1987), 最可能由Cat 2 级别的热带气旋Faith造成, Faith 在1998 年12 月12 日在～55km 的范围内自东北向西南向袭击了安乐礁。鉴于沉积物记录无法区分同一校正日历年误差范围内的事件, 热带风暴Tess 无法被排除, 其在1988 年11 月5 日登陆安乐礁东北方向, 最短距离安乐 潟湖＜10km。在此时间范围内的其他热带风暴的强度和风暴距离不足以产生风暴事件层。

事件层E2: 沉积于AD 1969—2001(中值年龄为AD 1984), 鉴于非常接近的年龄和较近的风暴距离, E2 很可能是热带风暴Tess 造成的, 其在1988 年11 月5 日, 以距离安乐 潟湖小于10km 的距离经过安乐礁东北方向。其他热带风暴如Mamic(1982 年3月22 日, 距离安乐礁北110km)强度太小和距离太远不足以形成事件层。

事件层E3: 沉积于AD 1962—1989(中值年龄为AD 1973), 则可能是距离相对较远的Cat 1 级别的热带气旋Freda(1967 年11 月7—8 日, 距安乐礁～90km)或者近端(＜30km)的热带风暴Thelma 导致(1973 年11 月14 日, 距离安乐礁南～27km)。

事件层E4: 沉积于AD 1954—1972(中值年龄为AD 1961), 是岩心顶部最为明显的粗粒事件层,该事件层包含了41～61cm, 厚度达20cm 的连续沉积。E4 的粗组分含量平均为27.80%, 最大为52%,并含有珊瑚砾石, 与粉砂质碳酸盐背景沉积物混杂沉积。Cat 1 级别的热带气旋Freda 和Cat 3 级别热带气旋Lucy(1962 年11 月28—29 日, 距离安乐礁北～29km)在此期间都曾登陆安乐礁。但是, 根据事件层的强度和厚度, 过境风速超过 51.7m·s–1的热带气旋Lucy 是导致此次厚层风暴事件沉积的最可能原因。距离热带气旋移动路径短、强度大、登陆过境时间长等因素最终在安乐礁产生了最强烈的风暴事件。

事件层E5(沉积于AD 1949—1961, 中值年龄为AD 1955)和事件层E6(沉积于AD 1936—1956,中值年龄为AD 1947)很可能由Cat 2 级别的热带气旋Amy 导致, Amy 于1951 年12 月16—17 日过境安乐礁 潟湖北部, 最近距离安乐礁～48km, 最大风速为43.7m·s–1。考虑到事件层E6 仅稍微超过风暴阈值, 我们也可以合理地认为它们与近距离的, 但强度相对较弱热带风暴有关, 但是热带风暴Betty(1949 年12 月7 日, 距安乐礁北52km)的强度和过境持续时间不大可能造成事件沉积。AD 1970之前的热带气旋轨迹和强度记录存在较大不确定性,加之定年误差, 使特定风暴和粗异常事件层之间的相关性降低(Winkler et al, 2020)。事件层E7 和E8分别沉积于AD 1941 和AD 1934, 而IBTrACS 数据库中南沙群岛最早的观测记录始于AD 1945, 无法确定这两个事件层和特定热带气旋的对应关系。

综上, 风暴事件层的年龄大体对应过境研究区115km 范围内的Cat 1 级别热带气旋和更强级别的强风暴事件。因此, 粗粒沉积层可以表征风暴事件,并且达到相似风暴事件阈值的沉积记录能可靠地捕获过去对应的风暴记录。考虑到热带气旋最佳路径数据最大风速估计的不确定性, 早期热带气旋移动路径和影响可靠半径的缺失, 本文粗略的估计还需要 潟湖风暴流体动力学模型的验证。

3.2 南海南部区域古风暴频率变化及比较

对比南海不同地区的研究有助于深入了解过去整个区域或泛盆地范围的热带古风暴活动。本文将安乐礁潟湖的古风暴记录与南海南部的其他风暴重建记录进行比较。南海南部长度超过千年的古风暴重建记录比较稀缺, 目前仅有的记录来自研究区西南200km 的永暑礁潟湖沉积岩心NY-4(Yu et al,2009)。NY-4 利用潟湖沉积物中大于1mm 的粗颗粒峰重建了4000 余年的风暴记录。参照安乐礁潟湖附近的局地热带气旋估计频率, 本文计算了以永暑礁为中心, 115km 半径范围内的热带气旋估计频率(表1)。在和AL-1 记录同区间内, NY-4 一共记录了32 个风暴事件, 和 AL-1 风暴数量大致相当(28次)(图5)。NY-4 古风暴频率100 年和50 年滑动窗口显示出明显的差异(图5c、d)。在100 年滑动窗口中, NY-4 记录了4 个持续10～20 年短周期的风暴活跃期(分别位于 AD 1694—1703、1707—1739、1741—1754 和1823—1832)和一个位于AD1768—1818 期间持续长50 年的风暴活跃期。考虑到NY-4整个岩心的2σ 分辨率误差为18a·cm–1, 无法准确地将低于此年代误差的事件层单独分离出来, 大体认为NY-4 记录了在AD 1664—1832 期间持续168 年的百年尺度风暴活跃期。50 年滑动窗口结果则揭示了两个分别位于 AD 1665—1723 和 AD 1758—1837 的风暴活跃期, 这两个活跃期和100 年滑动窗口可以很好的对应。但是, 与100 年滑动窗口相反, 在AD 1714—1757 之间表现为一段风暴平静期。鉴于整个NY-4 岩心年龄的不确定性, 无法获悉50 年滑动窗口尺度上明显的风暴短暂减弱是由较短的年代际外部气候驱动, 或者表征风暴活动的随机性。

值得注意的是, 与AL-1 岩心记录不同, NY-4 在小冰期中晚期(AD 1664—1832)发育多个风暴事件层, 而在AL-1 记录中, 风暴最活跃时期位于小冰期早期。记录的不一致性可能反映了影响两个地点风暴数的不同以及特定地点对风暴活动记录的敏感性差异。例如, 从1945—2020 年, 一共6 次Cat 1 级别或以上的热带气旋过境永暑礁115km 的半径范围,然而NY-4 记录中仅记录到了AD 1975 的一次风暴事件层沉积(表1)。与之对比, AL-1 记录了至少5 次风暴事件层。在1962 年, Cat 3 级别的热带气旋Lucy(风 速>51.7m·s–1) 潟过境安乐礁 湖和永暑礁115km 范围, 在安乐礁沉积了厚粗粒事件层, 永暑礁却没有留下明显的风暴沉积证据。类似的现象也见于Cat 3 级别的热带气旋Faith(1998 年)和热带风暴Tess(1988 年)。

热带气旋活动的随机性也是影响其移动路径和登陆强度的重要因素之一(Wallace et al, 2021a, b)。由于研究点的沉积记录只捕捉到近距离经过的风暴,因此这些风暴可能仅影响过境岛礁, 却对其他区域的影响有限。来自巴哈马Long 岛(Wallace et al,2021b)和佛罗里达西北部Apalachee 湾(Lin et al,2014)的热带气旋研究证实了上述论断。研究指出,热带气旋强度、热带气旋性质(包括活动方向和最大风速半径)在决定是否会产生足够的风暴潮作用, 进而留下粗粒沉积物方面也发挥了重要作用。在相似的古风暴气候背景值下, 随机过程可以部分解释古风暴活动的时空差异性。特定区域的某一时期的古风暴活动频率可能是只是随机过程而非气候因素控制(Wallace et al, 2021a)。

不同地点的沉积过程也存在显著差异, NY-4 和AL-1 的沉积物来源、水体深度 潟、 湖的封闭程度等局部水动力环境都可能造成事件记录的差异。此外,相对较低的分辨率也增加了NY-4 年代模型的不确定性。风暴识别和统计方法的差异也可能是造成两个记录差异的原因。NY-4 基于经验原则, 以>1mm粗颗粒峰作为事件层识别标准, 这可能包含了>2mm 生物碎屑或者珊瑚断枝导致的异常峰, 造成风暴层的识别偏差。NY-4 记录中>1mm 粗颗粒峰也并未完全捕捉到现代器测记录中的风暴事件, 表明这一识别方法中粗粒峰的风暴指示意义可能存在偏差, 风暴事件识别的阈值条件或划分标准需进一步校准。遗憾的是, 受远海采样条件的制约, AL-1 和NY-4 均只提供了单一钻孔的记录, 缺乏对照孔, 增加了利用该记录推断南海南部历史风暴活动的不确定性。因此, 更多来自同一研究区域的高分辨率风暴重建记录将有助于更好地约束风暴活动的随机变化特征, 更完整地还原区域风暴活动历史, 从而更好探讨南海南部安乐礁和永暑礁记录之间的时空差异及原因。

4 结论

通过对南沙群岛安乐环礁礁后 潟湖粗粒沉积物的研究, 本文获得了小冰期以来的准年分辨率热带气旋活动记录。采样分辨率和测年精度的提高,增进了我们对小冰期南海南部热带气旋活动的理解。研究表 明潟 湖沉积可靠地记录了经过安乐礁115km 范围内的Cat 1 级别和更强级别的热带气旋活动。在AD 1945—2020, AL-1 岩心顶部沉积物记录了6 个可追溯的风暴事件。小冰期以来, 南海南部安乐礁热带气旋活动在年代际到百年尺度上频繁变化, 发育两个主要的风暴活跃期。在小冰期早期(AD 1471—1620)经历了最为强烈的风暴活跃期,另一个风暴活跃期位于现代暖期的 AD 1930—1960, 热带气旋活动虽有所加强, 但明显低于小冰期早期。南海南部区域重建记录的对比表明热带气旋活动具有较大的时空差异性, 这可能与局部沉积环境、热带气旋活动的随机性变化、识别方法差异等有关。来自同一研究区域的多条高分辨率古风暴重建记录将有助于更好地约束热带气旋活动的随机变化特征, 增加热带气旋活动重建的准确度。