中國湖泊沉積

作者參與了137s-sicpm等海防技術(shù)的開發(fā)和應(yīng)用研究。最近，對流域侵蝕發(fā)生的沙塘大壩沉積反應(yīng)進(jìn)行了研究。本文查閱了中國湖泊沉積過程中關(guān)于137sv的文獻(xiàn)，并對歷史事實(shí)進(jìn)行了調(diào)查。但也發(fā)現(xiàn),部分湖泊沉積剖面的137Cs深度分布資料有進(jìn)一步解釋的必要,一些斷代結(jié)果值得商榷。以下就部分湖泊沉積剖面中137Cs蓄積峰不明顯,是否存在除1963年蓄積峰外的次蓄積峰,和黔中紅楓湖沉積物137Cs面積活度高于滇西湖泊等三個問題,談?wù)劚救说囊恍┛捶?拋磚引玉,以促進(jìn)科學(xué)發(fā)展。不當(dāng)之處,敬請批評指正。1其他湖泊沉積湖泊沉積典型剖面137Cs濃度的深度變化為,137Cs開始出現(xiàn)于1954年左右的層位,137Cs濃度急劇增加至1963年層位后,再迅速降低,剖面中1963年137Cs蓄積峰明顯,是國內(nèi)外公認(rèn)的湖泊沉積137Cs斷代標(biāo)志。國內(nèi)大部分湖泊沉積剖面137Cs濃度的深度變化同典型剖面,如湖水較深的滇西的程海、洱海、滇中的滇池、黔中的紅楓湖,沉積速率高的川中丘陵區(qū)武家溝等小流域塘庫,基本無人類活動干擾的青海達(dá)連海,和一些淺水湖泊的部分剖面,如鄱陽湖的BH01和BH04剖面(圖1)。剖面中最表層泥沙的137Cs濃度和1963年峰值濃度的比值多介于1/2～1/10之間。盡管由于流域土壤、土地利用、侵蝕方式、泥沙來源、沉積速率和137Cs湖面沉降量所占比例等原因,不同湖泊的137Cs剖面形態(tài)往往不盡相同,但大多存在1963年蓄積峰。我們發(fā)現(xiàn)一些高寒地區(qū)的湖泊和人類干擾強(qiáng)烈的淺水湖泊,沉積剖面中137Cs濃度達(dá)峰值后無明顯降低趨勢,1963年137Cs蓄積峰不明顯。青藏高原地區(qū)的一些湖泊,沉積剖面中137Cs的濃度變化往往不同于典型剖面。如西藏部那曲措厄湖剖面,137Cs濃度迅速升高至深度10cm左右的層位后(1963年左右),向上137Cs濃度變化不大,并未如同典型剖面迅速降低(見圖1)。這些湖泊沉積剖面的137Cs深度分布特點(diǎn),可能和域內(nèi)凍融土流廣泛發(fā)育有關(guān)(圖2)。凍融土流是一種蠕動+流動+滑動的坡地塊體運(yùn)動,每年緩慢向下移動。土流表層草甸土下移速度較下伏礫石土層為快,坡腳處常見草甸土垡滑落進(jìn)入溝道。137Cs賦存于凍融土流表層的草甸土中,其深度分布為表土層濃度最高,向下呈指數(shù)衰減,20cm以下土層基本不含137Cs。徑流沖蝕滑入溝道的草甸土垡,土垡所含的細(xì)泥沙及吸附的137Cs隨徑流進(jìn)入湖泊。凍融土流坡地,流水侵蝕極其輕微,核爆期后草甸土中的137Cs含量及其深度分布應(yīng)無明顯變化。泥沙主要來源于土流草甸土的湖泊,上世紀(jì)60年代主核爆期后,入湖泥沙的137Cs含量應(yīng)無甚變化(不計(jì)自然衰變),因此,沉積剖面中的137Cs濃度,1963年后也往往變化不大。另有一些湖泊,如西昆侖山南紅山湖,沉積剖面中137Cs濃度一直呈持續(xù)增加的趨勢(見圖1),這可能和氣候變暖土流運(yùn)動加速,入湖泥沙中草甸土比例增加有關(guān)。國外冰川融水補(bǔ)給的湖泊,如北極Flaherty島的Imitavika湖和南極Signay島的Sombre湖,沉積剖面中137Cs濃度,上世紀(jì)60年代中期達(dá)峰值后,也無明顯減少趨勢(圖1)。冰川融水湖泊沉積剖面中,137Cs濃度1963年后變化不大的機(jī)理類似于凍融土流(圖3):上世紀(jì)50～70年代核爆期間,歷次核試驗(yàn)產(chǎn)生的137Cs塵埃伴隨降雪和降水沉降于冰川表面,依次賦存于相應(yīng)年代的基本平行于冰面的冰層中。冰川前進(jìn)過程中,冰舌部分的冰川呈“墻片”狀融化,“墻片”中核爆期間形成的冰層所含的歷次核試驗(yàn)產(chǎn)生的137Cs塵埃,也隨融水徑流匯入湖泊,轉(zhuǎn)存于沉積物中。1963年后,每年融化的“墻片”均有核爆期間降雪形成的冰層,融水徑流輸入湖泊的137Cs量年際變化不大,因此沉積剖面中137Cs濃度變化往往也不大。一些淺水湖泊部分沉積剖面的137Cs濃度分布往往也不同于典型剖面,如江蘇固城湖和安徽女山湖(見圖1)。含137Cs的剖面上部層位中,137Cs濃度無隨深度減少而降低的明顯趨勢,這可能和湖泊內(nèi)捕魚、行船和采集水生植物等人類活動擾動湖底,導(dǎo)致不同層位沉積物混合有關(guān)。還有一些湖泊剖面的137Cs濃度的深度變化無規(guī)律可尋,如洞庭湖的DTH01和DTH02剖面。這可能和不同層位沉積物泥沙來源不同,或湖底水流沖刷、搬運(yùn)湖底表層沉積有關(guān)。2不同沉積部位的思萬國江等認(rèn)為西南地區(qū)的一些湖泊沉積剖面,除標(biāo)記1963年的137Cs主蓄積峰外,還存在1974年和1986年兩個次蓄積峰,如云南的洱海、程海、瀘沽湖和貴州的紅楓湖等;朱立平等認(rèn)為西昆侖山南紅山湖沉積剖面中,也存在這三個蓄積峰;項(xiàng)亮等認(rèn)為蘇皖地區(qū)湖泊沉積剖面中,存在1964年和1986年兩個137Cs蓄積峰;夏威嵐等認(rèn)為,吉林小龍灣湖只存在1986年的137Cs蓄積峰(見圖1)。據(jù)日本東京核塵埃沉降監(jiān)測資料,1954～1970年是137Cs的主沉降期,其中1963年的沉降量最大,約占總沉降量的20%,1974年左右并無沉降異常,1986年前蘇聯(lián)切爾諾貝利核事故有沉降異常顯示,但該年的137Cs沉降量遠(yuǎn)低于核爆期間的年沉降量(圖4)。據(jù)此,湖泊沉積剖面中不應(yīng)存在1974年左右的137Cs次蓄積峰,可能存在不很明顯的1986年次蓄積峰。筆者認(rèn)真分析了程海沉積剖面中137Cs和210Pbex含量變化的對應(yīng)關(guān)系,發(fā)現(xiàn)剖面中深度10～12cm和25～28cm的兩個210Pbex/137Cs異常峰,分別位于137Cs兩個次蓄積峰的下方,深度分別為24cm(1974年)和9cm左右(1986年)。這表明,剖面中210Pbex的兩個210Pbex/137Cs異常峰分別對應(yīng)于137Cs的兩個蓄積谷。結(jié)合降水資料和流域侵蝕產(chǎn)沙特征分析,筆者認(rèn)為1972年為當(dāng)?shù)馗珊的?洪水少、流量小,入湖沙量少,沉積速率低,210Pbex大氣沉降通量年際變化不大,因此該年沉積泥沙的210Pbex含量必然高;由于大暴雨少,坡面侵蝕不強(qiáng)烈,137Cs含量較高的林草地和農(nóng)地表層土壤對入湖泥沙的產(chǎn)沙貢獻(xiàn)小于常年,基本不含137Cs的溝岸侵蝕土體的貢獻(xiàn)大于常年,因此該年沉積泥沙的137Cs含量低。程海沉積剖面中的1974年137Cs“蓄積峰”,很可能不是該年137Cs大氣沉降量異常增加的結(jié)果,而是1972年沉積泥沙137Cs含量低形成的“蓄積谷”的映象。1972年為云南區(qū)域性干旱年,因此云南湖泊的沉積剖面中,往往出現(xiàn)與1972年137Cs“蓄積谷”對應(yīng)的1975年137Cs“蓄積峰”。夏威嵐認(rèn)為吉林小龍灣湖沉積剖面不存在1963年137Cs主蓄積峰,剖面中深度1.8cm處的137Cs蓄積峰,與1986年前蘇聯(lián)切爾諾貝利核泄漏有關(guān)。筆者分析了該文所附的137Cs和210Pbex深度分布剖面圖,剖面中表層泥沙的210Pbex濃度約為275Bq/kg,所謂“1986年”層位(深度1.8cm)泥沙的210Pbex濃度約為80Bq/kg,210Pb的半衰期為22.2a。根據(jù)這兩層泥沙的210Pbex濃度比值和210Pbex半衰期,求得兩層位時間間隔為40.5年。假定最表層泥沙為2001年沉積,所謂的“1986年”層位應(yīng)為1961年的沉積,因此剖面中的137Cs峰應(yīng)為1963主蓄積峰。3土壤侵蝕方面萬國江等主要根據(jù)1986年以前的黔中紅楓湖沉積物137Cs面積活度(3704Bq/m2)遠(yuǎn)高于滇西洱滇西地區(qū)因青藏高原的影響,受印度洋西南季風(fēng)的控制,全球大氣物質(zhì)傳送有別于黔中地區(qū)。137Cs散落的地區(qū)差異反映出氣流輸送過程中海(519Bq/m2),認(rèn)為被屏蔽的現(xiàn)象,青藏隆起對滇西地區(qū)存在著全球性擴(kuò)散大氣污染物散落的屏蔽效應(yīng)。我們開展的長江上游土壤侵蝕137Cs法的研究也表明,地處印度洋季風(fēng)區(qū)的滇西牟定137Cs本底值為919.8Bq/m2,低于地處太平洋季風(fēng)區(qū)的滇東彝良1510.4Bq/m2,并認(rèn)為,這主要是由于來源于赤道印度洋水汽中的137Cs含量低于來源于太平洋水汽的緣故。137Cs本底值的差異可能是黔中紅楓湖沉積物137Cs面積活度高于滇西洱海的原因之一,但喀斯特山地土壤分布及137Cs流失特點(diǎn)可能是更重要的原因。圖1中,除土壤侵蝕極其輕微的吉林小龍灣瑪珥湖外,只有紅楓湖1963年沉積物137Cs峰值濃度高于100Bq/kg,其余湖泊的137Cs峰值濃度均介于5～50Bq/kg之間。此外,1963年以后紅楓湖沉積物137Cs濃度的衰減也遠(yuǎn)快于其余湖泊(見圖1)。顯然,這主要是由于紅楓湖流域主要為喀斯特山地,石漠化嚴(yán)重,核爆期間隨降水沉降到地面的137Cs塵?；静槐宦銕r地面吸附,隨降雨徑流直接流失進(jìn)入湖泊的137Cs量占137Cs沉降量的比例高于其他湖泊,因此核爆期間湖泊沉積物的137Cs濃度往往高于其他湖泊。4環(huán)境變化對表現(xiàn)指標(biāo)的影響湖泊沉積泥沙所含的137Cs核塵埃,不僅來源于湖面直接沉降,也來源于入湖徑流泥沙。沉積剖面中的137Cs濃度的深度變化,不僅和137Cs大氣沉降通量變化有關(guān),而且也和流域內(nèi)土地利用、泥沙來源、降雨條件、入湖沙量(沉積速率)的變化有關(guān)。此外,人類活動和湖底水流擾動湖底表層泥沙也可改變沉積剖面的137Cs濃度的原始分布。湖泊沉積剖面中1963年以后的137Cs次