基于风暴水流能量分布对海南岛小东海珊瑚巨砾成因的分析*

2021-08-04王媛琪杨阳周亮汪亚平高抒

热带海洋学报 2021年4期

王媛琪, 杨阳, 周亮, 汪亚平, 高抒

1. 华东师范大学河口海岸学国家重点实验室, 上海 200241;

2. 南京师范大学海洋科学与工程学院, 江苏南京 210023;

3. 江苏师范大学地理测绘与城乡规划学院, 江苏徐州 221116

海岸珊瑚巨砾是高能极端水文事件古记录最有价值的标志之一(Hayne et al, 2001; Scheffers et al,2008; Yu et al, 2009; Terry et al, 2014, 2016)。海岸巨砾有风暴和海啸两种成因, 20世纪中期的研究普遍认为海岸珊瑚巨砾是由风暴潮及其伴随的大浪造成的(Mastronuzzi et al, 2004)。2004年印度洋海啸事件之后,人们开始更多地关注于其海啸成因(Scicchitano et al, 2007; Goff et al, 2010; Costa et al,2011)。

风暴与海啸巨砾沉积具有很大的相似性。通常,在平行岸线方向形成脊状分布的巨砾堆积一般考虑为风暴成因(Etienne et al, 2010), 在垂直岸线方向不规则分布的巨砾堆积则大多考虑为海啸成因(Paris et al, 2007; Etienne et al, 2011; Goto et al, 2012)。然而, 由于海岸珊瑚巨砾来源的不确定性以及海岸地形环境的复杂性(Nott, 1997; Goto et al, 2010b; Weiss,2012), 对这一判据存在争议。在同时受到海啸和风暴潮事件影响的海岸, 如澳大利亚新南威尔士海岸(Bryant et al, 2001; Felton et al, 2003; Saintilan et al,2005; Goff et al, 2009)、意大利西西里岛东南海岸(Scicchitano et al, 2007; Barbano et al, 2010)、地中海马耳他岛海岸(Biolchi et al, 2016; Causon et al, 2017),巨砾的成因区分难题在近年来的海岸地貌研究中占据了重要位置。

目前对于风暴、海啸巨砾的区分研究大多从巨砾堆积年龄以及沉积动力角度入手。通过对珊瑚巨砾进行C14或U238测年, 并与已知的极端事件发生时间进行对比, 可大致判定巨砾的成因(Hayne et al,2001; Terry et al, 2014)。但礁坪上的珊瑚巨砾因风化、波浪作用和生物侵蚀过程而发生剥蚀, 珊瑚死亡年龄也可能存在不确定性(Goto et al, 2007), 故该方法只能提供极端事件的时间上限(Yu et al, 2009)。对于巨砾搬运的水动力过程, Nott(2003)提出了不同初始状态下巨砾绕其长轴发生转动时的最小波高,以推算极端事件的能量, 但该公式对巨砾运动所需起动波高的计算值与真实值相差较大(Mastronuzzi et al, 2004)。Lorang(2000, 2011)借鉴防波堤护面抛石的起动阈值, 推算了与海岸巨砾沉积位置相关的波浪周期, 并计算了巨砾堆积的极端事件能量, 但该方法只适用于海滩坡面上的巨砾堆积, 对于坡面之外的珊瑚礁平台环境并不适用。Scheffers等(2003)提出了“移动指数”概念对两类巨砾进行区分, 根据巨砾质量、沉积位置与岸线之间的距离、相对于平均海面的垂直高度三者的乘积近似地判断极端事件的能量。同样, 该方法也不适用于珊瑚礁平台上的巨砾沉积。Goto等(2010a, 2011)通过对冲绳岛、石垣岛已知风暴和海啸成因的巨砾进行研究, 得出西太平洋地区风暴、海啸巨砾的极限搬运距离, 获得了区分珊瑚巨砾归属成因的大致距离标准。

本文选取我国海南岛三亚小东海为研究区, 该地兼受风暴潮和海啸影响, 是珊瑚礁地形风暴、海啸巨砾成因区分研究的良好环境。从动力学角度出发, 考虑海岸珊瑚巨砾在风暴潮作用下的运动过程,基于波浪能量分析, 对小东海珊瑚礁海岸的珊瑚巨砾沉积的理论空间分布格局进行刻画。通过对比野外实际观测的珊瑚巨砾分布与风暴巨砾的理论空间分布, 从而对巨砾成因进行判断。本项研究的目的是将巨砾输运过程与堆积位置分布格局相结合, 提出区分风暴、海啸巨砾的新思路。

1 研究区概况

海南岛三亚鹿回头半岛三面环海, 其南端及西海岸一带发育有众多岸礁, 小东海位置如图1所示。小东海西南沿岸珊瑚礁平台宽度约为200～300m,珊瑚礁地形以-1.3m等深线为界, 内侧为礁坪带,面积约0.27km2, 外侧为礁缘带, 面积约0.15km2(毛龙江等, 2006)。礁坪内侧在低潮时暴露, 礁坪外侧通常处于淹没状态。

图1 海南岛南部小东海研究区地理位置图a底图源自中华人民共和国自然资源部海南测绘地理信息局标准地图服务网站[审图号: 琼S(2019)063], 图b底图来自Google EarthFig.1 Study area of Xiaodonghai on the southern coast of Hainan Island. The base map is from Google Earth

本区珊瑚礁主体发育于7000～6300 a BP全新世高海面时期(黄德银等, 2005)。珊瑚礁坪内侧以蔷薇珊瑚、鹿角珊瑚为主; 礁坪外侧以角蜂巢珊瑚、扁脑珊瑚和鹿角珊瑚为主; 礁缘带斜坡方向活体珊瑚分布密集, 水下2～5m范围内发育有大面积的角蜂巢珊瑚、扁脑珊瑚、鹿角珊瑚、杯形珊瑚和沙珊瑚等, 表面覆盖率可达到50%～65%(王月等, 2011)。

小东海位于热带, 受海洋性季风气候影响, 夏季盛行西南风。海域受潮汐和风浪影响, 潮汐潮差小, 日潮不等现象明显。全年平均波高为1.3m, 平均波周期为5.1s, 常浪向为E向。夏季平均波高较低, 月平均最小波高为0.9m; 冬季平均波高较大,月平均最大波高1.9m。浪向季节变化显著, 9月底至次年3月中旬常浪向为E向, 6月中旬至8月中旬常浪向为SSE向(黄德银等, 2005)。

海南岛是我国遭受风暴潮影响最严重的地区之一。冬季受冷空气影响, 灾害性海浪发生次数较多,而夏季由于热带气旋影响, 灾害性海浪程度更为严重(李淑江等, 2016)。近年来对海南省产生严重影响的灾害性海浪大多都是由热带气旋登陆造成。海南岛遭受海啸侵袭的概率较小, 但历史上海南岛确有因近海地震而引起的海啸事件(Sun et al, 2013)。

2 材料与方法

2.1 样品采集与实验室分析

2018年1月31至2月3日对小东海西南沿岸珊瑚礁坪开展野外调查(图2)。挑选礁平台上18块典型的海岸珊瑚巨砾, 使用测量精度为15mm的Riegl VZ4000地面3D激光扫描仪进行扫描, 获取其实体表面信息。采集完成后通过 3D 激光扫描仪处理软件 RiSCAN PRO 构建“点云”模型, 并导入软件Cloud Compare中, 计算出巨砾的三轴长度与体积。采用 GPS-RTK技术准确定位这些海岸珊瑚巨砾的位置, 将巨砾位置坐标输入到Google Earth中,测算巨砾与珊瑚礁坪前缘的水平距离。根据阿基米德排水法的巨砾密度测量结果(刘桢峤等, 2019),取平均值作为研究区珊瑚巨砾的密度。

2.2 风暴潮作用下的珊瑚巨砾移动距离计算

在前人对珊瑚巨砾起动流速和波高计算(Nott,1997, 2003; Nandasena et al, 2011)的基础上, 可进一步拓展巨砾整体搬运距离的计算方法。当巨砾在风暴潮水流作用下以推移质方式搬运时, 其整体移动过程可分为两部分。当水流速度达到巨砾运动的起动流速后, 巨砾在水流拖曳力Fd和动摩擦力f的合力作用下从静止开始向礁坪内侧推移, 如图3a所示的A点位置。此后, 由于珊瑚礁坪上能量不断耗散,作用于巨砾上的拖曳力Fd不断减小, 巨砾在此阶段作变加速运动。巨砾运动速度不断增大, 当运动至B点位置时达到最大值, 巨砾所受合力为0。在AB段运动过程中, 巨砾水平方向受力如图3b所示, 其中水流拖曳力Fd以及与床面之间的动摩擦力f可表达为(Nott, 2003):

式中:ρ为海水密度, 取1.02g·cm-3;Cd为拖拽系数,根据Nott (2003)的研究取Cd=2;a为巨砾长轴长度,单位为m;c为巨砾短轴长度, 单位为m;μi为水流近底流速, 单位为m·s-1;ρs为巨砾密度, 单位为g·cm-3;m为巨砾质量, 单位为kg;g为重力加速度, 取9.81N·kg-1;µ为摩擦系数, 根据Bagnold(1963)的研究, 摩擦系数与巨砾大小和床面粗糙程度相关, 取值范围在0.32～0.75之间, 本文根据Hongo等(2018)的实验结果取0.73。

破波带内水流近底流速μi与沿程各点的波高H的关系近似为(Nott, 2003):

根据牛顿第二定律推导, 可得巨砾在AB段运动的加速度a(单位: m·s-2)为:

加速度的方向与巨砾运动方向一致, 指向礁坪内侧。

假定经过时间T1后, 巨砾可由A点运动至B点,根据物体运动速度公式可推导巨砾在B点的运动速度vb为:

两公式中的a为巨砾在AB段的平均加速度(单位: m·s-2), 方向与巨砾运动方向一致, 指向礁坪内侧。

根据物体运动的速度位移公式可推导出巨砾在T1时间内的运动距离L1(即AB段的长度)为:

从功能转换关系角度考虑, 波浪破碎后能量释放, 其中部分能量对巨砾做功。波成水流对巨砾做功, 不仅使得巨砾从A点搬运至B点, 还使得巨砾从静止状态加速至运动速度vb。假定波浪做功的大小为E1, 根据能量守恒定律, 巨砾在运动过程中的能量关系如下:

Power等(2013)根据能量通量平衡得出破波带内单位面积的波浪能量大小与波高的平方以及波群速度成正比。根据Nielsen (1992)的研究, 在波浪破碎所消耗的波浪能量中, 转化为泥沙运动的效率系数eB的量级为10-2, 故本文推导波浪对巨砾所做的功大小系数E1可近似地由下式确定:

式中: 效率系数eB取3.5×10-2;H为波浪波高(单位:m);h为水深(单位: m);S为波浪做功的截面面积,取巨砾长轴与短轴截面面积的10倍(单位: m2)。根据上述运动学方程及能量关系可计算出巨砾在AB段做变加速运动的距离L1。

当巨砾运动至B点时, 其速度不为零, 且将继续朝礁坪内侧推移, 直至最后静止而沉积在C点(图3a)。巨砾在BC段的水平方向受力如图3c所示, 其所受合力主要以床面动摩擦力f为主, 根据牛顿第二定律可推导巨砾在BC段的加速度为:

加速度方向与巨砾运动方向相反, 指向礁坪外侧。从功能转换关系角度考虑, 巨砾从B点运动至C点过程中, 其动能将全部转化为巨砾位移L2:

由上式推导可得, 巨砾在BC段的运动距离L2为:

由此可得巨砾在风暴潮作用下的总搬运距离L,即为AB段距离L1与BC段距离L2之和。

3 结果

3.1 野外实测巨砾参数

研究区礁坪有大量海岸珊瑚巨砾分布, 堆积形态呈现出叠瓦状, 向海倾斜。巨砾形状以近似长方体和椭球体为主。构成珊瑚巨砾沉积的珊瑚碎屑来源于枇杷珊瑚科、褶叶珊瑚科、滨珊瑚科和蜂巢珊瑚科的珊瑚石(练健生等, 2010)。巨砾表面在高潮水位线以上附着有海洋生物, 可推断礁坪上的珊瑚巨砾沉积是在高能极端事件中从礁坪前缘搬运形成。

表1 小东海西南沿岸礁平台巨砾参数Tab. 1 Boulder parameters of a reef flat in the southwest coast of Xiaodonghai

3.2 小东海风暴巨砾的理论搬运距离

目前的海岸巨砾成因区分研究主要是通过巨砾的形状大小来推断其起动时所需的极端事件能量,从而进行风暴巨砾或海啸巨砾的成因判定。本文聚焦于风暴潮波浪能量作用下珊瑚巨砾的整体搬运动力过程, 对小东海巨砾在不同风暴条件下的理论搬运距离L进行计算, 以确定小东海风暴巨砾的理论空间分布格局。

基于SWAN模型对1949—2013年台风级别的471次热带气旋的台风浪模拟结果, 可确定风暴潮的能量。南海北部地区1949—2013年间台风风暴潮引起的海浪最大有效波高为13.0m(尹洪强等,2014), 本文将其作为小东海风暴巨砾搬运波高的上限。根据莺歌海和东方所1964—2005年的观测资料,海南岛由热带气旋引起的风暴潮海浪平均波高为5.9m, 故将风暴巨砾搬运所需海浪波高的下限定为6.0m。

由图4和表2可知, Corey形状因子S=0.4的风暴巨砾的理论搬运距离为12.0～277.8m,S=0.6的风暴巨砾为12.5～285.6m, 而S=0.8的风暴巨砾为12.8～299.2m; 小东海风暴巨砾理论搬运距离的最大平均值为287.5m, 最小平均值为12.4m。

表2 风暴巨砾在礁坪上起动后的理论搬运距离Tab. 2 Theoretical transport distances of storm boulders after mobilization on the reef flat

图4 风暴巨砾在礁坪上起动后的理论搬运距离图中阴影区为小东海风暴巨砾从礁坪上起动的理论分布空间, 黑色标记点为Corey形状因子分别为0.4、0.6、0.8的野外观测巨砾的分布位置Fig.4 Theoretical transport distances of storm boulders: (a) Corey shape factor S=0.4; (b) S=0.6; and (c) S=0.8

4 讨论

4.1 风暴巨砾理论分布格局

台风和海啸都具有强大的搬运能力, 能使巨砾在海岸线附近形成堆积, 但两者的作用机制存在差异。海啸一般只经历一次来回或只有向岸输移的过程, 而台风过程影响时间较长, 往往存在反复多次的向岸运移和回流过程(高抒等, 2019)。海啸可将重量达0.1×103～0.2×103kg的巨砾搬运500m以上的距离(Nandasena et al, 2013), 而台风引起的风暴潮将巨砾搬运至岸线前缘的距离一般不超过300m(Goto et al, 2010a)。由此可知, 风暴潮所蕴含的能量与搬运的巨砾质量及移动距离存在相应的关系。

当巨砾在礁坪上起动时, 风暴潮的波高大小对小东海巨砾整体的搬运距离有着重要影响。Corey形状因子为0.4、质量为0.1t的巨砾在波高分别为13m和6m的风暴潮作用下的理论搬运距离相差217.8m, 而质量为20t的巨砾则相差37.9m; Corey形状因子为0.8、质量为0.1t的巨砾在波高分别为13m和6m的风暴潮作用下的理论搬运距离相差234.6m, 而质量为20t的巨砾则相差41.5m。这表明质量越小的巨砾, 在风暴潮作用下的搬运距离越远,且风暴潮波高的变化对其理论搬运距离存在明显的影响, 形成的风暴巨砾空间分布越广。随着巨砾质量的增大, 风暴潮波高的变化对理论搬运距离的影响减弱, 巨砾的理论空间分布范围相对缩小。

对于相同质量的巨砾, 形状的不同对其搬运距离也有明显的影响。由图5可知, Corey形状因子越大, 同等极端事件影响下, 巨砾搬运距离也会越远。当波高为13m时, 质量为0.1t、Corey形状因子分别为0.4与0.8的巨砾在搬运距离上相差21.4m, 而质量为20t的巨砾则相差4.4m; 当波高为6m时, 质量为0.1t、Corey形状因子分别为0.4与0.8的巨砾在搬运距离上相差4.6m, 而质量为20t的则相差0.8m。Corey形状因子为0.8的风暴巨砾在理论空间分布上较Corey形状因子为0.4的巨砾更远离珊瑚礁坪前缘, 且分布范围更广。

图5 不同形状的风暴巨砾在礁坪上起动后的理论搬运距离差异Fig.5 Differences of theoretical transport distance of storm boulders due to different shape factors

4.2 小东海巨砾的风暴成因

在目前的观测研究中, 对不同质量的风暴巨砾在礁坪上的理论空间分布格局进行系统描述的较少。根据珊瑚礁海岸上风暴巨砾的理论空间分布格局, 若野外实测巨砾在其理论空间分布范围内, 可判定该巨砾为风暴巨砾。本文以小东海珊瑚礁海岸为例, 将现场观测的巨砾质量、形状参数以及巨砾至珊瑚礁前缘的实际距离与小东海风暴巨砾的理论空间分布格局进行对比, 并结合区域极端事件记录,对小东海的巨砾进行成因判别。现场实测巨砾在风暴潮情况下的理论分布范围用理论搬运距离区间表示(表3)。

表3 小东海野外实测巨砾在风暴潮作用下的理论空间分布范围与实测距离Tab. 3 Theoretical spatial distribution and measured distances of boulders at Xiaodonghai

由表3结果可知, XD01、XD015、XD016、XD017、XD018这5块巨砾的理论搬运距离与实测距离稍有偏离, 其余巨砾均位于小东海风暴巨砾的理论分布范围内。对于有所偏离的巨砾, 其沉积位置至礁坪前缘的实际距离超出了13m波高作用下所计算得出的理论搬运距离。

考虑到海南岛风暴潮事件多发, 珊瑚礁巨砾与礁坪前缘的实测距离可能是巨砾在风暴潮作用下多次移动的结果。根据遥感影像对比, 在2013年超强台风“海燕”引起的风暴潮作用下, 原本位于菲律宾萨马尔岛东部和帕劳岛的珊瑚礁坪上的部分巨砾发生了移动, 使巨砾与礁坪前缘之间的距离增大(May et al, 2015; Hongo et al, 2018)。因此, 推测上述5块巨砾目前所处的位置可能是经过多次风暴潮搬运的结果。

另一原因可能是巨砾曾受到了波高大于13m的极端事件搬运。通过波浪能量分析, 反推XD01、XD015、XD016、XD017、XD018被搬运至实测距离所需的风暴潮海浪波高, 结果如表4所示。

表4 巨砾被搬运至实测距离所需的风暴潮海浪波高Tab. 4 Storm surge wave height required for boulder transport to measured distance

根据统计资料显示, 海南岛近70年来出现大于2m增水的风暴潮共有7次, 其中台风“威马逊”和“海鸥”引发了近年来少有的两次特大风暴潮灾害(陈哲, 2017)。根据莺歌海和东方所1964—2005年的观测资料, 海南岛由热带气旋引起的风暴潮海浪最大波高可达9m以上。而利用WAVEWATCH III海浪数值模式对南海1986—2005年发生的275次台风的数值模拟结果表明, 台风作用下海南岛东北部海域百年一遇的极值波高可达16m(苗庆生, 2011)。2005—2008年内, 海南岛因热带风暴引起的灾害性海浪实测波高均小于8m, 2008年“黑格比”强台风引起的海浪实测最大波高则在10m以上(李文欢等,2013)。

除了历史风暴浪影响之外, 海南岛也曾受到海啸的侵袭。根据Sun等(2013)的研究, 中国南海在公元1076年曾发生过海啸, 西沙群岛东岛以及广东南澳岛等均受到海啸影响。历史文献中海南省遭受海啸影响的记录有: 1906年琼山发生7.5级地震并引发海啸(Mak et al, 2007); 1992年在海南三亚也发生过海啸事件, 但波能较小, 最大波高仅为0.8m(叶琳,2005); 2004年12月和2005年3月因受印度洋地震影响, 海南三亚也观测到了海啸波浪, 但海啸引起的最大波高在0.1m以下(Mak et al, 2007)。近百年来,海南岛海啸事件发生的频率远低于风暴频率。

结合小东海极端事件历史记录可知, 巨砾XD01、XD015、XD017、XD018由风暴潮搬运而成的可能性较大, 而搬运XD016所需的风暴潮海浪波高应大于16m, 因而推测其成因可能是历史强风暴或海啸。在后期研究中还需对珊瑚巨砾进行年代测定, 并与已知台风或海啸记录作对比, 以进一步确定小东海珊瑚巨砾的成因, 同时判断台风或者海啸的发生频率以及强度变化。

此外, 小东海野外观测巨砾中处在风暴巨砾理论分布空间外的5块巨砾的质量普遍在1.0×104kg以上, 属于大型的珊瑚巨砾块体。Nandasena等(2011)认为大型珊瑚巨砾与一般的珊瑚巨砾在起动流速上存在较大差异, 大型珊瑚巨砾需要更大的起动流速; 同时, 大型珊瑚巨砾在搬运过程中与礁坪间的接触面积更大, 单位面积所受摩擦力与一般巨砾相比也可能存在差异。因此, 对于质量大于1.0×104kg的珊瑚巨砾的成因判断方法, 仍需进一步研究。

4.3 风暴巨砾理论空间分布作为成因区分方法的适用性

小东海沿岸分布的珊瑚巨砾在台风作用下起动搬运所需的海浪波高应在7.2～15.8m之间(刘桢峤等, 2019)。本文应用风暴巨砾的理论空间分布对小东海沿岸的巨砾成因进行判定。根据前述研究(表4)可知, 本文所测巨砾中除XD016外, 其余巨砾被搬运至现今位置所需的风暴潮波高均小于或等于14.6m, 这与刘桢峤等(2019)的研究结果相符。同时,研究区大部分野外实测巨砾位于风暴巨砾理论分布空间的中部偏上(图4), 这些巨砾是在波高为9m左右的风暴潮作用下搬运至现今位置的, 产生如此波高的台风强度可能与帕劳群岛的超强台风“宝霞”相当(Hongo et al, 2018)。故本文提出的基于理论空间分布的风暴巨砾成因判别方法具有一定的合理性。但若将此方法推广至更广的研究区, 则还需要作进一步完善。

首先, 本文试图从风暴水流的输运机制出发,确定不同大小的巨砾在礁平台上的平面分布格局,同样的方法也可运用于海啸的情形。将两种分布格局与实际情况相对照, 以判别成因类型。由于小东海环境条件的制约, 目前尚未就海啸成因的巨砾分布给出相应的模拟结果。今后可在进一步完善风暴水流输运理论的基础上, 结合海啸模拟方法, 构建出区分风暴巨砾与海啸巨砾的判别标准。

其次, 本文所刻画的风暴巨砾理论空间分布格局中, 巨砾起动位置假设为礁坪前缘。然而, 巨砾的初始位置可能处于水下礁缘斜坡, 也可能处于珊瑚礁坪上, 即其来源存在不确定性。若巨砾从水下礁缘斜坡开始搬运, 其整体搬运动力过程还应考虑斜坡段的动力过程及能量转换。同一风暴潮作用情况下, 从水下礁缘斜坡起动的巨砾的最终沉积位置与礁坪前缘的距离应小于从礁坪起动的巨砾的搬运距离, 故从水下礁缘斜坡起动的巨砾在风暴潮作用下形成的风暴巨砾理论空间分布应更靠近海岸线。本文研究因不能确定斜坡起动的条件而无法考虑这一因素, 今后如能就该问题进行补充和完善, 可进一步提高对巨砾成因的判定以及风暴潮能量计算的准确性。

最后, 本文的模拟只考虑了一种珊瑚的密度。不同种类的珊瑚所构成的巨砾密度范围可在0.8～2.7g·cm-3间不等, 差异较大(Spiske, 2008), 今后可进一步考虑不同种类和密度的珊瑚巨砾。此外, 不同大小、不同质量的巨砾与礁坪之间的摩擦系数可能也存在差异。尤其对于质量在1.0×104kg以上的珊瑚巨砾, 目前的方法只能提供初步成因判断。