0 引言
河口是地球表层系统中最具活力的单元之一,其地貌形态、沉积格局和生态系统在“常态”(如潮汐和径流)与“事件”(如风暴和洪水)过程的共同作用下不断演变。在流域来沙不断减少、全球气候变化导致风暴活动日益增强的背景下,风暴主导的脉冲式低频率、高强度过程愈发重要[1-3]。一次强风暴能够在短时间内,通过强化陆源径流、激发海洋初级生产力以及再悬浮底层沉积物,向河口系统输入或移除巨量的有机碳[4-5]。在自然变率之外,高强度的人类活动进一步加剧了这一过程的复杂性。为满足快速城市化需求,全球河口海岸带经历了史无前例的大规模围填海工程[6-8]。这些大型工程会显著干扰甚至放大风暴的影响,导致局部流速加剧,增大风暴期间的侵蚀风险[9-11]。人类活动与极端事件的协同作用,正在催生出全新的、更高强度的风暴侵蚀-堆积过程[12]。
传统研究方法在准确定量风暴事件的地貌重塑过程及其碳埋藏效应方面存在一定的局限性。仪器原位观测(如ADCP、浊度仪),虽然能提供高时间分辨率的水文泥沙动力学参数,但极易在极端海况下发生损毁,且受限于观测的时间尺度,难以识别出历史风暴信息。基于沉积岩心的地质记录重建是另一种常用手段,但传统的单次取心研究存在显著的“盲区”——即只能反映“堆积”的结果,而无法揭示“侵蚀”的规模。风暴层底部广泛发育的侵蚀构造,表明侵蚀是风暴重塑沉积物的关键环节[13]。若仅依赖单次取心,极易错误评估单一事件的净效应,从而根本性误判气候变化和人类活动对河口碳汇能力的影响。
放射性核素210Pb(半衰期22.3 a)和137Cs(半衰期30.2 a)被广泛用于近百年尺度的沉积物定年。210Pb是238U衰变系的中间产物。海洋沉积物中的总210Pb(210Pbt)由两部分组成:来自原位衰变的补偿210Pb(210Pbsu)和源于大气沉降的过剩210Pb(210Pbex)。进入稳态埋藏后,210Pbex剖面符合指数衰变,可以通过恒定初始浓度(constant initial concentration, CIC)等模型拟合计算沉积速率[14]。137Cs则是一种人工放射性核素,最早产生于20世纪50年代的热核武器试验,其沉降峰值在北半球出现于1963年,为沉积物岩心提供了绝对时标。稳态沉积环境下,两种放射性核素的定年结果应相吻合[15]。然而,风暴过程会打破这种稳态,使得放射性核素出现“异常响应”,为事件识别提供了关键线索[16]。最新研究表明,可以通过追溯固定取样站位放射性核素剖面的变化来示踪沉积状态演变,进而计算侵蚀量[15]。因此,对固定站位在事件前后进行重复取心并对比沉积岩性和核素剖面的演变,为定量恢复被侵蚀的地层厚度并还原风暴过程的真实碳收支提供了可行的方法。
杭州湾地处中国东部沿海,台风活动频繁,风暴潮灾害风险突出[17](图1a)。同时,作为我国经济高度发达的核心区域,土地资源极其紧张,湾口的舟山群岛近年来开展了大规模围填海工程建设[18-19]。风暴频发的自然背景与高强度人工干预的强烈叠加,使该区域成为探索风暴对河口沉积过程影响及有机碳埋藏效应的“天然实验室”。为了捕捉和定量风暴事件的侵蚀-堆积过程,我们于2021年和2022年在大鱼山岛西北侧同一站位进行了重复取心(图1b);通过对两次柱样开展沉积粒度、构造、放射性核素、元素组成与有机地球化学分析,实现对两次采样之间沉积过程的定量刻画,并评估其对碳埋藏的净效应,为非稳态背景下河口沉积与碳埋藏过程研究提供方法参考。
1 材料与方法
1.1 采样方法
样品采集工作依托同济大学海洋地质全国重点实验室组织的KPP-YEC航次,搭载“浙渔科2号”科考船完成。采样站位位于杭州湾口门大鱼山岛西北侧约17 km的海域(121°46'48″E、30°24'36″N,图1b),该区域海底地形平坦,沉积环境空间异质性低。
两次采样分别于2021年8月9日和2022年8月6日完成。2021年获取的重力柱样H5-21,长度为117 cm,经潮汐校正,采样水深为10.6 m;一年后,在距H5-21站位约1.6 km处获取第二根柱样H5-22,长度为132 cm,采样水深为11.8 m。这种在相似沉积背景下相近空间的重复取样设计,最大程度地确保了不同时间获取的沉积柱样在沉积地层格架上的可对比性。
本研究整合了H5-21和H5-22孔已有的沉积、地球化学与有机指标数据[12],对主要实验分析方法和新增指标计算公式阐述如下。
1.2 高分辨率元素分析
本研究使用Avaatech AV60626型X射线荧光(XRF)岩心扫描仪,对剖开的沉积物岩心表层进行了高分辨率、半定量的元素分析。目标分析元素包括硅(Si)、铝(Al)、钛(Ti)和钙(Ca)。
H5-21的扫描间距为2 mm,H5-22的扫描间距调整为5 mm。为减少裂隙的影响,在进行比值计算前先剔除总计数异常低的数据点。
1.3 含水率与干容重
岩心剖开后,立刻对未进行XRF扫描的一半柱样按1 cm间距进行分样。分样后称重(湿重),随后进行冷冻干燥并称重(干重),计算出各层沉积物的含水率(ω,单位:%):
ω= $\frac{{m}_{w}-{m}_{d}}{{m}_{d}}$
式中:mw为湿重,md为干重,单位为g。
基于ω可计算沉积物干容重(ρd,单位:g·cm-3):
ρd= $\frac{{\rho }_{s}\times {\rho }_{w}}{{\rho }_{w}+\omega \times {\rho }_{s}}$
式中:ρs为沉积物颗粒密度,取2.6 g·cm-3;ρw为孔隙水密度,取1.025 g·cm-3。
1.4 沉积物粒度与比表面积
对每1 cm样品进行粒度分析。采用Beckman Coulter LS230型激光粒度分析仪进行测量,上机测试前先通过足量的10%双氧水和1 mol/L稀盐酸去除样品中的有机质与碳酸盐。每个样品重复测试两次,以确保相对误差低于1%。通过MAYER等[20]的公式估算沉积物颗粒的比表面积(SA,单位:m2·g-1):
SA=67.6X<2+27.4X2~3.9+19.5X3.9~7.8+10.6X7.8~15.6+5.8X15.6~31+2.8X31~44+1.9X44~62+3.1X>62
式中:X代表沉积物的体积百分比,下标表示粒径范围(粒径单位:μm)。
1.5 总有机碳、总氮及稳定碳同位素
每间隔4 cm选取样品进行总有机碳(TOC)、总氮(TN)及稳定碳同位素(δ13C)分析。样品经1 mol/L 盐酸去除碳酸盐后,统一分为两份,分别用于不同项目的测定。第一份样品使用Elementar vario EL cube型元素分析仪测量总有机碳和总氮的含量,重复样品(n=34)的分析精度TOC为0.03%,TN为0.003%;第二份样品使用Thermo Fisher MAT253型稳定同位素比值质谱仪分析其δ13C组成,分析精度优于0.1‰。
基于沉积层的平均ρd(单位:g·cm-3)和TOC含量(单位:%),可计算其中的有机碳埋藏量(BC,单位:g·m-2):
式中:j和n分别是所选沉积层的起始和终止层位;ω(TOC)为TOC含量;ΔZ为分层厚度,本研究中为4 cm。
1.6 放射性核素活度测量
按4 cm间隔,取沉积物8~9 g,进行放射性核素活度测量。研磨、封装后密封保存至少20 d以待衰变子体生长平衡。使用ORTEC HPGe井型高纯锗γ能谱仪测定210Pbt(谱峰位于46.5 keV)、210Pbsu(由其子体214Pb和214Bi在295.0 keV和351.9 keV处的特征谱峰测得)及137Cs(谱峰位于661.6 keV)的放射性比活度。通过210Pbt活度减去210Pbsu活度获得210Pbex活度。计数时间为48 h,从顶部向下进行测试,直至无法检出210Pbex或137Cs后终止分析。210Pbt、210Pbsu和137Cs的最低可探测活度值分别为0.228 Bq、0.088 Bq和0.028 Bq。
1.7 遥感与再分析数据来源
本研究采用2021年7月1日—2022年8月31日期间的多源数据对研究区域风暴影响进行分析。其中,台风活动数据来源于日本气象厅(https://www.data.jma.go.jp/yoho/typhoon/route_map/);杭州湾(29.9°N—30.8°N, 121.2°E—122.0°E)的周平均叶绿素a质量浓度数据提取自美国国家海洋和大气管理局的ERDDAP数据集(https://coastwatch.pfeg.noaa.gov/erddap/griddap/erdMH1chla8day.html);大鱼山岛附近的日均底层流速数据由哥白尼海洋环境监测服务中心的GLORYS12V1产品生成(https://data.marine.copernicus.eu/product/GLOBAL_MULTIYEAR_PHY_001_030/description)。
2 结果
2.1 H5-21的岩性与地球化学特征
H5-21岩心整体呈灰褐色,由黏土质粉砂层与粉砂层交替沉积而成(图2)。黏土质粉砂层平均粒径为7 φ,含27.5%黏土、72.2%粉砂和0.3%砂。沉积物主要为块状构造,偶见水平和微波状纹层。粉砂层平均粒径为6.1 φ,含15.6%黏土、80.1%粉砂和4.3%砂。粉砂层底部常与下伏黏土质粉砂层呈突变接触,在75 cm深度处可见一微波状侵蚀面;粉砂层中波状纹层发育,向上粒度变细并逐渐层理不显,常见软沉积变形构造,富集贝壳碎屑;顶部接触界面多表现过渡特征。粉砂层厚度通常为2~5 cm,在100 cm深度处出现一厚粉砂层,厚度达10 cm。XRF元素扫描结果显示,Si/Al和Ca/Ti值在黏土质粉砂层中较低且均一,而在粉砂层普遍出现高低不一的峰值。
图2 H5-21的岩性、粒度、放射性核素(137Cs)、元素比值(Si/Al和Ca/Ti)、干容重和有机地球化学指标(TOC、OC/SA、C/N和δ13C)垂向剖面(部分图件改绘自文献[12],粒级组成、干容重和OC/SA为本研究新增数据。图中阴影标示风暴层。) Fig.2 Vertical profiles of lithology, grain size, radionuclide (137Cs), elemental ratios (Si/Al, Ca/Ti), dry bulk density and organic geochemical proxies (TOC, OC/SA, C/N, and δ13C) for H5-21 (Some of the figures are redrawn from reference [12], while the grain size composition, dry bulk density, and OC/SA data are newly-added data in this study. The shaded areas in the figures indicate storm layers.) |
放射性核素分析结果显示,在H5-21上部50 cm可以检测到137Cs活度,指示该段沉积年代晚于1950年(图2)。然而,与典型近代沉积特征不同的是,H5-21中未检测到210Pbex活度。我们认为这一现象可能是两大因素共同作用的结果。其一,H5站位的210Pbex初始活度较低而分析方法的检出限较高,使得可检出210Pbex的沉积时间窗口较短。目前杭州湾内的放射性核素数据较为匮乏,可根据湾外的表层210Pbex活度(约34 Bq·kg-1)及其向岸递减的趋势[21]推断H5站位的初始活度应低于此值。本研究中210Pbex的平均检出限为18.6 Bq·kg-1,因此在一个半衰期(22.3 a)内210Pbex便衰减至不可测水平。其二,H5站位长期处于侵蚀状态,导致近代沉积物的缺失。历史海图资料表明,杭州湾口门自2003年以来处于持续侵蚀的状态[22]。这可能使得原本富含210Pbex的沉积层被削薄或移除,同时使下覆、较高137Cs值的历史沉积层重新暴露于表层。因此,尽管H5-21采集于2021年,但其表层所反映的是一个已经历十多年持续侵蚀的沉积界面,表层暴露的沉积物实际沉积于2003年甚至更早。基于上述原因,尽管137Cs剖面在30 cm深度出现峰值,可能对应1963年大气沉降峰,但由于H5-21顶部沉积年代不确定,无法据此推算平均沉积速率。
H5-21的平均TOC含量为0.44%±0.07%,C/N值为6.89±0.72,δ13C值为-24.08‰±0.24‰,表现为海洋与陆地混合来源[23]。为消除粒度差异的影响,通过SA对TOC含量进行均一化。结果显示,有机碳/比表面积(OC/SA)值整体稳定,平均值为0.26±0.10 mg·m-2,在粉砂层中相对较高,65 cm和100 cm深度处尤为明显,可达0.55 mg·m-2。
2.2 H5-22的岩性与地球化学特征
不同于H5-21整体一致的岩性特征,H5-22岩心可明显划分为上下两段(图3)。下段(33~132 cm)的岩性与H5-21相同,为黏土质粉砂与粉砂互层,平均粒径分别为7 φ和6.1 φ。与H5-21相比,H5-22的粉砂层更厚,在64 cm和86 cm深度均可观察到厚度达8~9 cm的厚粉砂层;同时,能观察到的侵蚀面更多,形态亦更为波状起伏,并伴有泥砾出现。与H5-21相似,H5-22下段的粉砂层都出现Si/Al和Ca/Ti值的峰值。下段平均TOC含量为0.40%±0.10%,C/N值为6.72±1.04,δ13C值为-24.11‰±0.34‰,在标准偏差内与H5-21一致,反映相同物质来源。下段OC/SA平均值为0.24±0.07 mg·m-2,在112 cm深度粉砂层中出现峰值0.51 mg·m-2。
图3 H5-22的岩性、粒度、放射性核素(210Pbex)、元素比值(Si/Al和Ca/Ti)、干容重和有机地球化学指标(TOC、OC/SA、C/N和δ13C)垂向剖面(部分图件改绘自文献[12],粒级组成、干容重和OC/SA为本研究新增数据。图中阴影标示风暴层。) Fig.3 Vertical profiles of lithology, grain size, radionuclide (210Pbex), elemental ratios (Si/Al, Ca/Ti), dry bulk density and organic geochemical proxies (TOC, OC/SA, C/N, and δ13C) for H5-22 (Some of the figures are redrawn from reference [12], while the grain size composition, dry bulk density, and OC/SA data are newly-added data in this study. The shaded areas in the figures indicate storm layers.) |
与H5-22下段和H5-21截然不同,H5-22上段(0~33 cm)沉积物整体呈黄褐色(图3)。其底部由一明显的波状侵蚀面界定,其上充填厚度为3 cm的细砂层,最大粒径可达2.4 φ,砂含量高达87.8%,十分富集贝壳碎屑;细砂层之上覆盖30 cm厚的粉砂层,平均粒径为6.2 φ,含17.3%黏土、77.6%粉砂和5.0%砂,自下而上粒径逐渐变细,整段呈现显著的粒序特征,整体具有较高的Ca/Ti值。平均TOC含量为0.38%±0.10%,C/N值为7.24±1.22,δ13C值为-23.85‰±0.78‰。有机特征较H5-22下段和H5-21体现出更强的陆源C4植物信号,主要是由于在上段33 cm处的细砂层内,TOC含量急剧升高、C/N值和δ13C值同步出现峰值。OC/SA值平均约为0.36±0.36 mg·m-2,在33 cm深度处出现显著峰值,达到1.31 mg·m-2,远高于H5-21和H5-22中其他层位出现的峰值。
同样与H5-21截然不同,H5-22中未检测到137Cs,但其上段沉积物中展现出清晰的210Pbex活度剖面:活度在次表层达到峰值30.6 Bq·kg-1,向下逐渐降低至不可测水平(图3)。重复取心所揭示的这种显著的时间异质性,极大地修正了我们仅从单次取心推断出的结论。这一关键发现及其解释将在3.2节详细讨论。
2.3 研究区域风暴影响情况
H5站位的日均底层流速模拟结果显示,在两次采样期间,流速高值主要集中在2021年夏秋季节,而2021年冬季至2022年春季则为低值时段(图4b)。据此可判断,H5-21和H5-22中的事件沉积层更有可能形成于夏秋季台风影响期间,而非冬季寒潮期间。
图4 两次采样期间研究区的环境条件:杭州湾周均叶绿素a质量浓度(a)和H5站位附近的日均底层流速(b)(图件改绘自文献[12]。图中阴影标示台风发生时间,星形标示取样时间。) Fig.4 Environmental conditions in the study area between the two sampling periods: Weekly averaged Chlorophyll-a mass concentration in the Hangzhou Bay (a), and Daily averaged bottom current velocity near site H5 (b) (Figure is redrawn from reference [12]. Shaded areas denote typhoon occurrences, and stars denote sampling times.) |
中央气象台台风发生记录表明,2021年8月9日—2022年8月6日西太平洋海域共生成了17个台风,但直接影响到H5站位的仅有202114号台风“灿都”(图1a)。其七级风圈于2021年9月13日4时开始影响H5站位,9月14日21时离开,期间日均底层流速最高约为0.72 m·s-1。在H5-21采样前约两周,202106号台风“烟花”亦影响了研究区。该台风于2021年7月25日12时在舟山普陀沿海首次登陆,距H5站位仅60 km(图1a)。7月26日10时,“烟花”穿越大鱼山岛并在杭州湾北岸二次登陆,期间日均底层最高流速约为0.67 m·s-1(图4b)。这两次台风引发了采样期间H5站位日均底层流速最大峰值,而其他台风事件期间的日均底层流速均未超过0.4 m·s-1(图4b)。此外,台风“灿都”期间杭州湾内的周均叶绿素a质量浓度达到约13.5 mg·m-3,也是采样期间的最高值(图4a)。
3 讨论
3.1 事件沉积层成因与指标适用性探讨
H5-21和H5-22的沉积序列呈现出两种成因差异显著的沉积单元:代表低能背景环境的黏土质粉砂层以及由高能事件形成的粉砂层。对于河口环境而言,事件层的成因主要为洪水、海啸或风暴三种可能。然而,H5站位的区域水文与地质背景决定了其受到洪水和海啸影响的可能性较低。一方面,H5站位远离长江洪水路径,接受长江洪水携带粗颗粒沉积物的可能性较低。同时,鲁海燕等[24]的研究显示,新安江水库建成60年来首次九孔泄洪,对杭州湾澉浦以下水域的流速影响甚微。另一方面,东海宽广的浅水陆架体系可显著消减海啸能量[25],导致海啸难以在该区域留下具有明显粗化特征的沉积事件层。此外, H5站位底层流速高值期与台风发生时间有一定的关系(图4b),尤其是台风“灿都”导致了最高的日均底层流速(0.72 m·s-1)。因此,我们认为风暴过程是H5站位事件沉积的最可能成因。
这一推论与H5-21和H5-22中事件层自身的沉积地球化学特征高度吻合(图2和图3)。从沉积特征来看,这些事件层展现了风暴沉积的典型序列:事件层底部常发育波状侵蚀面、偶见泥砾,指示风暴高峰期强水动力对先存细颗粒常态沉积物的冲刷与剥离;事件层中富集贝壳碎屑且颗粒较粗,反映强水动力淘选和海源物质输入的结果;事件层上部常见粒序构造,表明随着风暴能量衰减,水流中携带的粗颗粒组分率先快速沉积,并在逐步减弱的底流与潮汐等背景流场的叠加影响下,形成具有粒序特征的韵律层理[26-28]。这一沉积学解释得到了元素地球化学指标的有力支持:事件层普遍表现为Si/Al和Ca/Ti值的同步升高,印证了强水动力对细颗粒富Al黏土的移除,以及对粗颗粒富Si石英组分和高密度富Ca生物碎屑的选择性富集[29]。粒度、沉积构造与元素地球化学指标的多重证据进一步表明,风暴是H5站位事件沉积的最主要成因。基于此,在H5-21中识别出13个风暴层,在H5-22中识别出10个风暴层。除H5-22的上段出现厚度高达33 cm的单层风暴沉积外,其余风暴层平均厚度为4.2±2.7 cm。
图5 H5-21和H5-22中风暴层(蓝色圆圈)和常态层(灰色圆圈)的有机地球化学指标散点图(图5a和5b中蓝色和灰色箱形图分别表征风暴层与常态层的数据分布情况。) Fig.5 Cross-plots of organic geochemical proxies for storm layers (blue circles) and normal layers (gray circles) in cores H5-21 and H5-22 (Blue and grey box plots in 5aand5b represent data distributions for storm layers and normal layers, respectively.) |
3.2 重复取心-核素示踪定量极端事件侵蚀-堆积过程
在传统的单次取心研究中,研究者虽然能够识别事件层,但难以对事件期间的侵蚀进行量化。这一局限不仅阻碍对事件真实效应的认知,还可能造成对沉积环境演变的根本性误判。本研究为此提供了一个典型例证。若仅采集一根岩心,如H5-22,将在其上段看到一个厚度为33 cm、岩性显著不同的沉积层,并且由于该层展现出迷惑性的、符合指数衰变规律的“标准”210Pbex剖面,通过CIC模型拟合该剖面,可得到沉积速率为0.28 cm·a-1,且r2高达0.88(图6b)。在缺乏H5-21作为参照的情况下,这样的剖面极易被误读为近几十年“连续、稳定”的沉积记录,进而建立看似合理、实则完全错误的210Pb沉积速率和年龄框架。这样,一个由台风事件触发、“短时间”内完成的堆积过程,便可能被曲解为“数十年尺度”的环境演变。即便通过粒序构造解读以及结合区域地质背景判断为一次快速沉积事件,也只能观察到H5-22中厚度达33 cm的巨大堆积量,远高于历史风暴层的平均值(4.2±2.7 cm),而无法获取侵蚀信息。这将严重干扰对风暴等极端事件的地貌重塑及其碳埋藏效应的定量研究。
图6 基于H5-21 (a)和H5-22 (b)的统一地层格架定量侵蚀-堆积幅度以及各风暴层的碳埋藏量(c)(最新风暴层编号0,可跨孔追溯的历史风暴层编号1~5,其它历史风暴层编号A~L。图6c中深灰色柱表示各风暴层的碳埋藏量,风暴层0对应的浅灰色柱为因侵蚀造成的碳损失量。) Fig.6 Quantification of erosion-deposition magnitude based on the stratigraphic framework of cores H5-21 (a) and H5-22 (b),and carbon burial associated with individual storm layers (c) (The new storm layer is numbered as 0, and layers numbered 1 to 5 are correlative historic storm deposits that can be traced across both cores,and other historical storm layers are labeled A to L. In fig.6c, dark gray bars represent carbon burial in each storm layer, while the light gray bar for storm layer 0 indicates carbon loss due to erosion.) |
本研究首先通过采集H5-21岩心,约束研究站位的沉积背景状态。该岩心获取于台风“烟花”过境约两周后,且空间上紧邻其路径(图1a,图4),因此不可避免地受到该台风过程的影响。稳态沉积环境下,放射性核素137Cs和210Pbex的定年结果应吻合[15],而在H5-21岩心上部,呈现137Cs可检测、210Pbex缺乏的不一致特征(图2),表明稳态条件已遭破坏。这一方面是由于该站位自2003年以来长期处于侵蚀状态[22];另一方面也表明“烟花”不仅没有在H5-21顶部形成新的风暴沉积层,反而引发了事件性侵蚀[30]。综上所述,H5-21记录了长期侵蚀背景叠加台风事件性侵蚀出露的历史地层信号,为与H5-22对比研究提供了重要的沉积基准。
在H5-21岩心沉积背景的基础上,通过获取H5-22岩心实现对两次取样期间沉积过程的认知迭代。H5-21与H5-22取样位置相距仅约1.6 km,且该区域地形平坦(图1b),两者的沉积记录理应高度相似,而实际结果却呈现出巨大差异:H5-21顶部50 cm含有137Cs的沉积层在H5-22中消失(图6a); H5-22上段出现了H5-21所没有的、33 cm厚的风暴层0,且该层具有可检测到的210Pbex信号(图6b)。如此剧烈的变化难以单纯归因于空间沉积差异,而是清晰地指向了两次采样之间发生的演替——一次高强度的“侵蚀-堆积”事件。鉴于台风“灿都”是两次采样期间最显著的风暴过程,导致了杭州湾内最高的周均叶绿素a质量浓度和研究区域日均底层流速,推测“灿都”触发该事件的可能性最高(图4)。
如果H5-21与H5-22位置重合,则水深变化(由10.6 m增至11.8 m)可直接用于定量侵蚀-堆积幅度。然而,两站位实际相距约1.6 km,这1.2 m的水深差异不仅反映侵蚀-堆积过程,也受地形坡度的干扰。因此,我们通过建立H5-21和H5-22的统一地层格架,定量评估侵蚀-堆积幅度。通过详细对比H5-21和H5-22的沉积和元素地球化学特征,我们识别出多个可跨孔追溯的风暴层(图6a和6b)。风暴层1在H5-22中位于35~40 cm,具有微波状侵蚀面和受潮汐影响形成的韵律层理,平均粒径整体向上呈变细趋势,但出现两个峰值。这些特征与H5-21中70~75 cm的风暴沉积特征一致。风暴层4在H5-22中位于64~73 cm,缺乏明显侵蚀特征,层理在下部较为平直、上部发生软沉积变形;平均粒径在风暴层的中部达到最高值。这些特征与H5-21中100~109 cm的风暴沉积具有良好对应关系。风暴层2和3则记录了两次能量相对较弱或距离风暴中心较远的事件,表现为虽然出现Si/Al与Ca/Ti值的峰值,但是缺乏典型高能沉积构造和粒度响应。这些风暴层不仅沉积特征对应,而且厚度也基本一致,表明H5-21和H5-22所处区域的常态沉积环境及其对风暴事件的响应十分相似。因此,可通过建立统一的地层格架,实现对侵蚀-堆积幅度的可靠评估。
3.3 风暴对有机碳埋藏的真实效应:高效保存与净亏损
从微观机制来看,风暴层确实表现出有机碳的“高效保存”特征。有机碳与矿物颗粒的结合是其实现长久保存的关键机制,可通过OC/SA值来表征。若OC/SA值显著低于区域未受酶解的矿物表面单层等效有机碳吸附量水平,表明有机碳经历了一定程度的分解,保存效率降低[36-37]。在H5站位,沉积物表现出极低的OC/SA值,平均仅为0.23 mg·m-2(图5b),显著低于河流及陆架悬浮沉积物的OC/SA参考值(0.4~1.0 mg·m-2[38]),也低于东海内陆架表层沉积物的平均水平(0.33±0.11 mg·m-2[39])。如此低的有机碳保存可能与研究区域较强的波浪、潮汐动力环境以及持续的侵蚀作用有关[22]。这些过程促使沉积物频繁经历“沉积-再悬浮”循环,显著延长了其在氧化环境中的暴露时间,从而加速了有机碳的矿化,削弱其保存效率[40]。与之形成鲜明对比的是,风暴层中OC/SA值显著升高,可达0.51~1.31 mg·m-2(图5b)。风暴层0底部出现显著的陆源有机质增加信号(图3),并且台风“灿都”期间杭州湾周均叶绿素a质量浓度达到了13.5 mg·m-3,该值是研究期间的最高值(图4a)。同时,OC/SA值越高的风暴层表现出更好的分选性(图5b)。风暴减弱期外源有机质补给或初级生产力提升,有利于形成“高通量-短暴露时间”的高效埋藏保存环境(图7a)。
图7 重复取心结合放射性核素示踪风暴事件对河口沉积过程影响及有机碳埋藏效应示意图:单次取心的沉积记录(a)以及重复取心揭示的风暴层保留偏差(b)Fig.7 Repetitive coring combined with radionuclides revealing storm-induced deposition process and its impact on carbon burial:Sedimentary record from a single core (a), and Preservation bias of storm layers revealed by repetitive coring (b) |
从沉积记录的静态视角来看,风暴层对区域碳埋藏有着不容忽视的作用。根据公式(4)计算,H5-21的总有机碳埋藏量为5 667 g·m-2,其中历史风暴层的贡献为1 357 g·m-2,占比为24%。H5-22中总有机碳埋藏量为4 556 g·m-2,风暴层的贡献为2 654 g·m-2,占比高达58%。两者的差异主要来源于风暴层0的有机碳贡献,高达1 385±369 g·m-2,远高于历史风暴层的平均值154±103 g·m-2(图6c)。这极易造成一种错觉:风暴对区域沉积影响的增大将显著提升河口及陆架区的碳汇能力。
然而,当引入重复取心-核素示踪提供的侵蚀信息后,结论将发生根本性逆转。基于前文建立的统一地层格架,H5站位在两次采样之间经历了约68 cm的侵蚀。根据H5-21与H5-22在岩性与厚度(风暴层1顶部至风暴层5底部分别为45 cm与48 cm)上的高度一致性(图6),我们合理推测,H5-22中被移除的沉积物相当于H5-21顶部68 cm的部分。据此估算,本次事件过程中因侵蚀而流失的有机碳量高达3 335±371 g·m-2。综合考虑“堆积”与“侵蚀”的动态收支,台风“灿都”实际对H5站位造成的有机碳净亏损为1 950±523 g·m-2。
4 结论
本研究采用“重复取心”策略,对2021年(台风“灿都”前)与2022年在杭州湾同一区域分别采集的沉积岩心H5-21与H5-22进行对比分析,综合岩性、放射性核素与地球化学等多重指标,重建了风暴事件对河口沉积过程的影响,并对其碳埋藏效应进行了定量分析,主要结论如下。
1)多指标协同是识别河口风暴沉积的必要手段。在本研究区域,沉积物粒度、沉积构造以及Si/Al和Ca/Ti值能有效甄别高能风暴沉积层;而受区域有机质来源均质化及强动力混合作用影响,传统有机地球化学指标(C/N与δ13C)在本区的判别能力有限。
2)重复取心结合核素示踪揭示出单次取心在定量极端事件时的局限性。H5-22上段呈现误导性的210Pbex剖面,若仅依赖该单孔数据,易被误读为近几十年沉积环境演变的记录。然而,通过与H5-21的对比,我们证实该段为单次台风事件形成的33 cm厚的快速堆积层。更关键的是,H5-21顶部50 cm含137Cs层段在H5-22中完全缺失。结合统一地层格架的建立,表明事件期间发生了高达68 cm的剧烈侵蚀。
3)风暴过程对河口碳埋藏具有“高效保存”与“净亏损”的双重效应。一方面,风暴层的高OC/SA值反映沉积物快速堆积有助于有机碳保存;然而,伴随发生的强烈侵蚀亦导致大量历史埋藏有机碳被移除并可能发生再矿化。综合评估表明,尽管风暴层表现为局部“碳汇”,但在强侵蚀主导下,该事件最终造成区域碳库的显著净损失。
在全球气候变化背景下,流域来沙锐减、风暴事件趋于频繁和强烈,使得风暴主导的脉冲式、高强度碳循环过程愈发重要。若仅依赖单次取心记录评估碳收支,将系统性高估沿海碳汇功能,忽视侵蚀引起的碳损失。“重复取心-核素示踪”方法为定量提取“侵蚀-堆积”信息提供了有效途径,对准确评估未来河口-陆架带碳汇功能、识别和评估潜在碳库脆弱性与灾害风险,进而制定有效的管理策略具有关键意义。