0 引言

二十一世纪以来，台风及其引发的风暴潮、暴雨、大风等极端灾害事件已给沿海地区造成巨大的生命财产损失^[1-5]。在全球气候变暖背景下，随着全球性的人群和生产力向沿海地区大规模集聚，如今同样强度的灾害事件可造成数倍于原先的生命财产损失。近年来，随着台风长时间尺度的频率、强度变化不确定性日益增加^[6]，如何预防台风引发的极端事件备受关注。由于现有器测风暴记录时间尺度太短^[7]，难以从中分析风暴事件的长期演化规律，因此需借助其他手段来扩展风暴活动记录的年限。

古风暴学是近年来全球变化研究的前沿学科，主要借助地质记录和历史文献记录来研究风暴活动规律^{[4, 8]}。历史文献记录具有时间准确、分辨率高的优势，但与地质记录相比年限较短，且常常受战乱、朝代更替等影响^{[4, 9]}。根据沉积记录分析方法，可利用滨岸环境中的潮滩沉积、滩脊或贝壳堤、澙湖沉积，重建历史时期的风暴事件序列，其中，潮滩和沙坝—潟湖沉积是主要的研究载体之一，这是因为此类环境中正常天气时沉积环境相对稳定，能够较好地保存相应的沉积记录^[10-12]。对于海岸沙丘环境，Sallenger^[13]给出了海岸沙丘风暴冲越沉积的形成模式，当台风登陆时风暴浪侵蚀少量海滩前沿沉积物向岸输运泥沙，波浪爬升高度R_HIGH大于或等于沙丘高度D_HIGH，且R_LOW不大于D_HIGH时，波浪就会越过沙丘，在沙丘陆侧形成冲越沉积。这些条件可表示为：

此条件下形成的风暴冲越沉积物是风暴事件的直接证据(图 1)。

国内外学者通过对现代风暴沉积的调查研究总结出风暴冲越沉积在野外的一般沉积特征，如沉积厚一般大于30 cm^[14]；越岸沉积向案延伸的范围离海滩小于300 m^[15]；由大量近平行的纹层组成，这些纹层可复合组成多个沉积单元，每个沉积单元沉积物颗粒粗细呈正向递变或反向递变^[16-20]；沉积单元中不包含泥质沉积层，且在沉积剖面垂直方向上，沉积物的颜色、结构、构造和理化指标发生突变^[21-26]等。

此外还有学者对海岸沙丘中风暴冲越沉积形成的水动力条件以及冲越沉积对局地生态环境的影响等进行了研究^[27-31]，但目前利用海岸沙丘沉积中风暴冲越沉积进行风暴频率强度的重建研究较少，且主要集中于美国和大西洋沿岸地区，国内关于冲越沉积记录的频率和强度研究更是缺乏深入认识。本文选择海南岛东南部海岸尖岭附近(图 2)的海岸沙丘作为研究对象，通过识别该地沙丘沉积记录中的风暴冲越堆积体，探讨海岸沙丘中风暴冲越沉积的特征和形成机制，并尝试依据经验公式计算形成风暴沉积的风暴强度。

1 研究区概况

海南岛位于南海西北部，地势四周低平，中间高耸，以五指山、莺歌岭为隆起核心，山地、丘陵、台地、平原构成环形层状地貌，梯级结构明显。海南岛岸线长1 725 km，以砂质海岸为主，基岩海岸、泥质海岸次之。东南部岸线长214 km，崎岖曲折，多港湾和海岸沙丘^[32]。本区属于热带海洋性季风气候，干湿分明，每年11月至翌年3月盛行东北季风，天气干旱；5—9月盛行西南季风，多降水。研究区近岸海域属于不规则半日潮，潮差较小，平均潮差为0.69~0.93 m，最大潮差为1.32~2.24 m^[32]。海南岛东南部频受源自西太平洋和南海台风的影响，登陆该地的台风不仅频率高强度大，而且季节范围特别长^[33]。

本文研究的尖岭地点位于海南岛东南部陵水县新村潟湖东南侧，两侧均被低山束缚，从整体岸线向外海呈“喇叭”形状(图 2)，海滩前缘是珊瑚礁和基岩平台，在正常天气条件下，到达海岸的波浪较小，海滩沉积物细砂为主，海滩之上陆侧存在较大面积的海岸沙丘分布。

2 材料与方法 2.1 样品采集

经过详细的野外考察，根据Morton^{[14-26, 34]}总结出的野外识别风暴冲越沉积的一系列特征，在尖岭地点海岸沙丘中发现了多个含有典型风暴冲越沉积的沙丘剖面。该处风暴沉积以一个巨大的冲越扇为特征，沉积物整体颗粒由海向岸逐渐变细。在人工开挖的断面上，本文选择JL-1剖面和JL-2剖面为研究对象(图 3)。JL-1剖面距岸线100 m，风暴沉积层赋存于海岸沙丘顶部，其特征表现为分层特征明显，具有平行层理结构，厚约2~3 m。JL-2剖面距岸线30 m，风暴沉积层位于灰黑色沙壤土层上部，具有典型的平行层理特征。在挖掘过程中，首先去除剖面表层的杂草，垂直铲去20~30 cm的表层沉积物，使之呈现出原有的沉积地层，随后根据土壤学、沉积学和地层学方法对剖面进行地层划分和描述(表 1，2)，并用RTK测量各风暴层的高程，最后选取剖面中的典型层位(10个)采集样品，并在尖岭附近海滩采集沉积物2个，对样品袋进行编号并记录沉积物类型。同时在两个剖面中的风暴层各采集了2个OSL测年样品，并选取了炭屑碎片作为¹⁴C测年样品(图 3)。

2.2 实验室样品分析

进行实验室粒度分析时，按粒径组成情况取适量代表性样品放入烧杯中，加入10~20 mL浓度为0.5 mol/L的六偏磷酸钠溶液静置24小时，使样品充分分散成沉积时的原始状态，再使用2 000 μm样筛过筛，超过2 000 μm部分由于量少且无法上机测量，所以预处理时予以去除，剩余部分使用英国Malvern公司Mastersize 2000型激光粒度仪上机测试，测量范围为0.02~2 000 μm，误差小于1%。粒度参数(平均粒径、中值粒径、分选系数、偏态系数、峰态系数)的计算采用Folk-Ward公式^[35]。

磁化率测试首先称取20 g左右样品在低温条件下(< 40℃)烘干，然后用玛瑙钵磨碎，再称取样品5 g装入无磁塑料样品盒中，利用英国Bartington仪器公司生产MS2型磁化率仪，测量样品的低频(0.47 kHz)和高频(4.7 kHz)磁化率(Χ_lf，Χ_hf)。为保证测试精度，高、低频磁化率均重复测试4次，并求其算术平均值。

OSL测年在室内安全红光下，从钢管两端各掏出2~3 cm的样品(去除曝光部分)，以备测样品的含水量与环境剂量。管内样品掏取后进行化学处理，加入H₂O₂，去除样品中的有机物；加入稀盐酸，溶解碳酸盐或能被HCl溶解的一些暗色物质；之后筛选出150~180 μm的粗颗粒物质，用氢氟酸(HF)浸泡40分钟，溶解长石等矿物；然后用稀盐酸冲洗后烘干，以备上机测试。为了避免样品中残留有长石信号，取少许样品进行IR检测，如果残存较强的红外信号，则使用HF对样品进行再次处理^[36]，并最终制得符合测定要求的样品。处理好的石英颗粒用硅胶油平铺单层固定在直径10 mm的不锈钢片上制成靶样。样品测定仪器为Ris øTL/OSL-DA-20释光仪，最后采用软件AGE.exe计算得出所有样品的光释光年龄值。

在美国迈阿密Beta实验室完成AMS¹⁴C测年。使用分馏效应校正后得到惯用年龄，日历年龄是惯用年龄经过CALIB 5.0^[37]校正所得。

3 结果 3.1 剖面粒度特征

粒度分析是识别和判定现代和古风暴沉积的重要手段^{[3, 38]}。本文在剖面JL-1和JL-2中选取了风成砂层、风暴层透镜体、风暴夹层、砂壤层的沉积物和外侧海滩沉积物作对比。

从表 3、表 4可以看出，在JL-1剖面，风暴沉积物尤其是风暴透镜体(JL-1-1)其沉积物500~2 000 μm粒度百分比含量明显比其下部砂壤土层高许多，在 < 63 μm粒度含量显著小于其下部砂壤土层；风暴砂层JL-1-1至JL-1-3的分选为0.69~0.83，要明显好于其下部灰色砂壤层(1.38~1.45)，灰色砂壤层偏度接近0且呈现略微负偏态，中值粒径和平均粒径十分接近，表明该沉积物可能来自于海滩沉积物，因为海滩沉积物受波浪和潮汐的反复作用，沉积物偏度接近0且多数呈现近正态分布。在JL-2剖面，风暴沉积物500~2 000 μm粒度百分含量(11.84%~67.80%)同样比其下部砂壤土层(12.86%)高许多，风暴沉积物在 < 63 μm粒度含量(0.00~1.08%)显著小于其下部砂壤土层(7.85%)。另外风暴沉积物的分选系数(0.61~0.83)要明显好于其下部砂壤土层(表 4)。

砂壤层沉积物JL-1-4、JL-1-5和JL-2-5，中值粒径和平均粒径十分接近，介于248~295 μm，砂壤层在各自剖面的分选都是最差(1.14~1.45)，峰态最宽(2.26~3.38)，表明该层沉积物受到明显的成壤改造作用。

海滩沉积物(JL-B上和JL-B下)，平均粒径分别为227 μm和261 μm，平均粒径与中值粒径十分接近，分选较好，正态分布，峰值略偏正(0.96)。海滩上部沉积物比下部沉积物粗，应该是海滩上部受波浪潮汐能量作用更高的结果。海滩沉积物的平均粒径均明显小于风暴沉积物，应是由于海岸浅水区域存在珊瑚礁和基岩平台，耗散了绝大部分的入射波能。因此在正常天气情况下，该地点波浪较小，使得所形成的海滩沉积物以细砂为主。

所以，风暴层中这些更粗的粗砂质沉积物应该是高能水动力作用下的产物。

粒度频率分布曲线可直观展示沉积物粒度分布特征，是海洋事件沉积研究中常用的方法之一^{[13, 39]}。风暴砂层粒度要明显比海滩沉积物更加正偏，表明这些风暴沉积物沉积时起动力条件明显高于常规海滩沉积物；此外风暴砂层粒度比砂壤土层更加正偏，这可能因为砂壤土层是在风成砂的基础上后期受成壤改造作用形成。

从图 4也可以看出，风成砂层与砂壤层粒径分布曲线十分相似，这说明风成砂层与原砂壤层的物源可能是一致的，而砂壤层沉积物左侧出现的小峰值应该是较强成壤作用的结果，形成了部分泥质沉积物。风暴层中值粒径峰值达到850 μm，比风成砂层与外侧海滩颗粒粗许多，说明风暴沉积层与风成砂和砂质土壤层的形成原因存在显著不同，进一步表明这些风暴沉积物都是高能水动力事件作用的产物。

3.2 剖面磁化率特征

沉积物样品磁化率反映沉积物中铁磁性矿物含量的变化，磁化率值的大小变化则主要受到沉积物物源，风化成壤作用和沉积动力等因素控制^[40]。从尖岭磁化率结果来看(表 5)，风暴层和风暴粗砂层的磁化率最低，介于(3.33~18.33)×10^-8 m³/kg之间，但JL-2剖面中风暴层中细砂夹层的磁化率呈现显著高值为81.03×10^-8 m³/kg，这可能是由于细砂层的颗粒更细，富集了更多的铁磁性矿物，也可能是由于该地区的铁磁性矿物粒径与细砂层所在粒径的范围相近，更容易在较细颗粒的沉积物中富集。另外，从海滩沉积物中也可以看出，海滩上部较粗颗粒物质比海滩下部较细颗粒物质的磁化率明显偏低。此外，砂壤土层的磁化率较高，为65.03×10^-8 m³/kg，尽管其粒度与风成砂层相近，但其磁化率值却显著高于风成砂层(33.33×10^-8 m³/kg)，这可能是砂壤曾经受到较为强烈的成壤作用所致。

3.3 风暴事件年代

对于海南岛东南部海岸砂丘风暴事件发生年代的确定，本文采取¹⁴C、OSL测年和历史文献记载相结合的方法。JL-1剖面存在风暴冲越沉积层，如表 1、表 6和表 7所示，风暴沉积层的深度处于0.6~1.5 m之间，OSL样品(JL-1)采集于1.05 m，测得的年龄为75 ± 30 a，而采集于1.5 m深处的¹⁴C年代样品植物碎屑年代约为0 a B.P.，结合历史文献记载、释光年代的误差及前人统计(表 8)^[41-42]，推测在1.5 m深处的风暴事件年代应该为1954年。在JL-2剖面中，如表 2、表 6和表 7所示，存在三层风暴冲越沉积层，风暴沉积层的深度处于0.2~3.50 m之间，OSL样品(JL-2)采集于风暴层的1.10 m，测得的OSL年代为120 ± 60 a，而采集于2.5 m深处的¹⁴C年代样品植物碎屑年代约为0 a B.P.，结合历史文献记载、释光年代的误差及前人统计(表 8)^[41-42]，可以推测JL-2剖面位于0.9~2.5 m深处的风暴沉积记录应该为1954年，而0.2~0.9 m深度的风暴沉积层应该是1973年和1981年2次台风中的单次或者共同作用的结果，而其下部2.5~3.5 m深处的风暴沉积层可能是1920年、1921年、1925年和1931年中的单次或多次台风作用的共同结果。

4 讨论 4.1 海岸砂丘风暴冲越沉积的识别和沉积特征

由上述分析可知，尖岭海岸砂丘沉积中存在典型的冲越沉积(图 3)。从剖面JL-1和JL-2可以看到，风暴层具有平行状、波状、交错层理，呈多层状特征。每个风暴层由若干纹层组成，每一纹层应该代表了一次风暴波浪的冲越过程。这些薄纹层又由粗砂—极粗砂层和大量较厚的细砂—中砂层交叠在一起构成，每个纹层粗砂颗粒单元往往位于下部，而细砂颗粒位于沉积纹层单元的中下部，与风暴冲越层底部弱成壤层形成鲜明对比，而且不同风暴事件沉积之间的风成作用沉积层。

另外，在距离海岸较远的JL-1剖面可见前积层理，沉积层较薄，主要以平行层理为主，风暴层下部可见薄层有机质堆积；在靠海端主要以向陆倾斜层理为主，沉积层较厚，粗颗粒单元和细颗粒单元分异明显，风暴层下部有机质层较薄。

室内粒度和磁化率的分析进一步揭示了尖岭地区风暴沉积特征。该处风暴沉积物尤其是风暴透镜体(JL-1-1)的500~2 000 μm粒度百分含量比其下伏砂壤土层明显偏高，< 63 μm粒度含量显著小于其下伏砂壤土层，风暴砂层分选系数(0.69~0.83)要明显好于其下部灰色砂质壤土层(1.38~1.45)。

从磁化率分析结果来看，风暴层和风暴粗砂层的磁化率最低，介于(3.33~18.33)×10^-8 m³/kg之间，砂壤层中磁化率呈显著高值，为(44.33~65.03)×10^-8 m³/kg之间，但JL-2剖面中风暴层中细砂夹层的磁化率呈现显著高值为88×10^-8 m³/kg，这可能是由于细砂层的颗粒相比砂壤层更细，富集了更多的铁磁性矿物，也可能是该地区的铁磁性矿物粒径与细砂层所在粒径的范围相近、更容易在较细颗粒的沉积物中富集所致。综上所述，尖岭风暴沉积物相对于风成砂丘和灰色砂壤土，其粒度更粗，分选更好。另外，风暴沉积物磁化率更低，表明其风暴成壤作用较弱，粗颗粒沉积中铁磁性矿物含量较低，与灰色砂壤土显著磁化率高值存在明显差异。这些理化指标特征都显著不同上部风成砂层和地步砖红色砂壤土层，可进一步判定这些平行状和波状层理沉积物为典型的冲越风暴沉积物。由此通过野外宏观特征考察判断和室内分析结果可以总结出，JL-1和JL-2剖面中风暴沉积层具有以下特征：1)风暴沉积层与其下伏砂壤土层在颜色上存在显著差异，砂壤土的颜色更加偏暗，且有一定程度成壤；2)风暴沉积层的平行层理结构非常明显，微层理厚度2~10 cm，每个微层理包括一个粗砂层和一个粗砂质细砂层，这些特点与其下部无层理结构砂壤土有十分明显的差异；3)风暴沉积物沉积厚度为50~70 cm，粗砂层粒度比砂壤土更粗，细砂层粒度则与风成砂相近或者偏细，但质地较均一，结构疏松；4)风暴层中间存在较明显的风成砂夹层，夹层无层理结构，质地不均一。

尽管海啸事件也可能形成海岸砂丘中的极端事件沉积，但在海南岛东南部近几百年历史文献记载中，并未发现任何海啸事件影响该区域的文献记载^[42]，所以可以排除尖岭地区的高能堆积物为海啸事件导致的可能。

4.2 海岸砂丘沉积记录中风暴沉积的形成机制

近岸带主要分为波破线以外的近海区，激浪带和波浪爬高带。波浪爬高区处于水陆相互作用区域，是陆地上风暴潮沉积的主要堆积区。但是风暴潮期间，波浪作用倾向于将海岸泥砂向海搬运^[43]，在增水面以上特别是波浪爬高区形成风暴沉积较为困难，需要具备一定的条件^[43]，即向岸输砂率要大于离岸输砂率，但是如果在波浪爬高区受到地形影响只有上冲流没有回波流，则也可以在波浪爬高区形成风暴沉积。形成风暴沉积的另一个必须条件是近岸带泥砂中沉积物颗粒较大，因为在风暴潮期间，波浪强度增大，泥砂如果不够粗，近岸物质会以悬移质形式被离岸搬运，所有泥砂都会被风暴浪以离岸流形式带到水下砂坝^[44-45]。

尖岭滩脊的后滨地区地势较为平坦(图 1，3)，当特大风暴在尖岭附近海岸登陆或者影响到该地区时，风暴浪挟带巨量泥砂沉积物越过滩脊后，迅速向内陆蔓延，由于后滨海拔低于滩脊，从而导致风暴冲越流无法形成回流，使得携带的细颗粒沉积物全部在滩脊后缘及后滨迅速沉积，形成冲越扇(图 5)。此外，尖岭风暴沉积层自下而上出现粒度变细的递变趋势，这说明风暴浪越过滩脊后水动力能力迅速下降，沉积物逐渐沉积，形成粒度自下而上逐渐变细的递变趋势^[46-47]。因为每次风暴事件会产生大量风暴浪，这些风暴浪挟带泥砂越过滩脊后在滩脊后缘及后滨共同形成了一系列冲越沉积纹层，所以在JL-1和JL-2剖面中形成了上百层纹层。

4.3 风暴事件的强度

与冲越沉积的识别相比较，由冲越沉积特征来确定古风暴的强度存在很多挑战。一般来说，台风强度与风暴增水有着较好的对应关系，台风越强，对应的风暴增水越高，在同一个海岸上的波浪越高，相应形成的冲越扇就越大^[4]。在风暴增水的影响下，风暴浪挟带外海粗颗粒泥砂在爬高过程冲刷和侵蚀滩面，当风暴浪足够大时，风暴浪能越过滩脊，在滩脊后缘及后滨形成冲越扇，在蔓延过程中，速度会逐渐降低，沉积物随之沉降下来。因此风暴沉积物的高程的最高点(即风暴沉积物尖灭点的高程)可近似代表风暴波浪的最大爬高。

为了计算波浪爬升高度，前人做了许多研究^[48-52]。本文采用Stockdon et al.^[53]基于Holman等^{[48-49, 54-55]}的数据和美国东西部海岸海滩的观测数据而建立的风暴波浪爬高经验公式：

式中R_2%是超过平均波浪爬高高度2%的高度值；H₀是深水波高的显著波高，L₀是深水波长；β_f是海滩前沿的水下坡度。其中L₀是由波浪周期T决定的：

式中T是深水波浪周期，g是重力加速度。

Stockdon波浪经验公式^[52]中，海滩前沿水下坡度β的确定本文根据海图中的水深数据，建立海滩前沿断面，并准确计算出尖岭剖面的海滩前沿水下坡度为7°。尹红强^[56]基于SWAN模型对1949—2013年达到台风级别的471次热带气旋进行台风浪模拟，给出了南海海域65年间有效波高及其对应的平均周期，研究表明南海地区1949—2013年间台风风暴波浪的最大平均周期约为10~13 s，海南岛东南部地区最大有效波高为15~18 m。基于极值公式计算获得百年一遇的有效波高约为15~16 m，200年一遇的有效波高为18~19 m。

假定有效波高为H₀=15 m，波浪周期为T=12 s，则L₀=224.71 m，根据公式(1)计算可得，在JL地点的波浪爬高高度约为6.21 m；假定有效波高为H₀=18 m，波浪周期为T=13 s，则L₀=263.72 m，根据公式(1)计算可得，尖岭的波浪爬高约为7.47 m。

为验证试验结果的可靠性，我们对2013年台风“海燕”在尖岭的实际爬高和范围进行了调查，测量得到“海燕”引起的波浪爬高约为4.64 m。根据前人研究，该台风靠近海南岛三亚地区时最高风速为42 m/s，最大有效波高超过10 m^[57-58]，平均波周期约为8 s。设H₀为10 m，波浪平均周期为8 s，基于公式(1)计算可得，其波浪爬高约为4.16 m，与实际调查结果十分接近，误差约为10%。

如表 9所示，根据假定的100年一遇台风风浪条件计算得到的尖岭波浪爬高为6.21 m，对比实测的风暴沉积物的海拔高度，可以发现100年一遇台风风浪爬高明显低于JL-2剖面中风暴层最高点高程，但却高于JL-1剖面中风暴层顶部的高程。而根据200年一遇台风风浪条件计算得到的波浪爬高分别为7.47 m，接近JL-2剖面最高层风暴沉积层顶部高程。由于JL-1剖面位于滩脊后部，海拔较低，不能代表实际风暴时间的风暴波浪时间的爬高，因此位于海滩顶部的JL-2剖面可以较好地代表风暴事件的波浪爬高。而JL-2剖面风暴层上的高程(7.62 m)应为登陆该地点强度最大的风暴事件，由此推断登陆该地点的最大台风强度介于100~200年一遇。

5 结论

本文基于沉积学分析，结合沉积物粒度和磁化率理化指标的分析，识别出海南岛东南部尖岭两个海岸砂丘剖面(JL-1和JL-2)中的风暴冲越沉积物；通过¹⁴C和OSL测年并结合历史文献记载，判定JL-1中风暴事件应该是1954年台风作用的结果；而JL-2中的2.5~3.5 m深处的风暴事件则可能是1920年、1921年、1925年、1931年中的单次或者多次风暴作用的共同结果，上部0.9~2.5 m深度的风暴沉积层记录了1954年的风暴沉积事件，而最上部0.2~0.9 m深度的风暴记录则可能代表 1973年和1981年两次台风中的单次或者两次台风事件共同作用的结果。根据尖岭地貌特征和砂丘中风暴沉积特征的对比，得出该地风暴冲越沉积的形成应是由于尖岭海滩滩脊海拔较低、风暴浪挟带泥砂冲越过滩脊后无法回流、继续向滩脊后部平坦的后滨地带输运并迅速沉降堆积而形成。由于一次台风事件会产生大量风暴增水，因此每个事件层包含了多个风暴冲越沉积纹层。依据Stockdon经验公式，计算了尖岭两个海岸砂丘剖面沉积中记录的风暴事件的波浪爬高，判定登陆该地点风暴事件的最大台风事件强度应介于100~200年。

致谢: 感谢高建华老师对本文粒度实验的指导帮助，感谢王丹丹、张龙辉参加野外调查工作。南京大学海岸与海岛开发教育部重点实验室协助完成磁化率测试，美国迈阿密Beta实验室帮助完成AMS¹⁴C测年。感谢匿名审稿专家对本文提出的宝贵意见。