巢湖与白湖近百年来沉积速率的变化

巢湖与白湖近百年来沉积速率的变化

210pb（半衰期22.3a）和人工放射核素137cs（半衰期30.2a）被广泛应用于水体定年，为研究水体和流域环境的变化提供了基础。长江中下游平原湖区是我国乃至世界上典型的浅水湖群区,受到自然环境及人类活动等因素的影响,湖泊沉积速率变化较大,如何建立高精度的年代标尺成为过去环境变化重建研究的关键。与玛珥湖等具有年纹层的沉积物不同,长江中下游浅水湖泊基本无可以参照的年代标尺,这增加了沉积物高精度定年的难度。已有研究发现,分别采用210Pb和137Cs方法得到的沉积年代结果并不一致,研究中往往采用某一种计年方法。本文以巢湖、太白湖为例,分析了沉积物中210Pb、137Cs活度变化规律,分别采用不同方法建立了沉积岩心的年代序列,探讨了湖泊沉积速率变化及其影响因素,为长江中下游湖泊短尺度、高分辨率沉积物定年研究提供参考。1沉积岩心分析巢湖为我国第五大淡水湖,位于安徽省中部,湖泊面积约770km2,平均水深2.7m,集水区面积9258km2,补给系数12。太白湖位于湖北省东部,湖泊面积约25km2,平均水深3.2m,集水区面积960km2,补给系数38。2007年4月,利用重力采样器分别于巢湖西部湖心区、太白湖北部湖心区采集了柱状沉积岩心(C-2007、TN-2007)(图1),所获得的沉积岩心水土界面清晰,表层沉积物未受扰动,现场分别以0.5cm和1cm间隔分样,样品密封于塑料袋内带回实验室以备分析。巢湖与太白湖沉积物样品中210Pb、226Ra及137Cs活度采用美国EG&GOrtec公司生产的高纯锗井型探测器(HPGeGWL-120-15)测定。137Cs和226Ra标准样品由中国原子能科学研究院提供,210Pb标准样品由英国利物浦大学做比对标准,测试误差小于10%。沉积物样品粒度分析采用英国Malvern公司生产的Mastersizer2000型激光粒度仪,各粒级组分平行分析误差小于5%。2结果与讨论2.1从沉积相到沉积速率巢湖及太白湖沉积岩心中137Cs活度均低于20Bq/kg,与长江中下游其他湖泊类似,但剖面上具有更为典型的浓度峰值,分别为10.7和19.3Bg/kg(图2)。巢湖与太白湖沉积岩心中137Cs活度变化规律与北半球及日本东京地区监测到的大气137Cs沉降通量基本一致。研究表明,虽然沉积物中137Cs存在一定的扩散迁移,但其峰值位置不会发生改变。因此,巢湖与太白湖沉积岩心中137Cs峰值对应于1963年,1974年、1986年无明显的峰值,这与我国大多数湖泊研究结果也较为一致。与大气137Cs沉降通量在1963年之后逐渐减小的规律不同,巢湖与太白湖沉积岩心中的137Cs活度在峰值之后仍保持一定的浓度,主要是与沉降到流域表土的137Cs通过溶解态或吸附于颗粒物上持续向湖泊输移有关,但并不影响其时标的指示意义。根据137Cs时标计算得到巢湖与太白湖1963年以来的平均沉积速率分别为0.22和0.26g·cm-2·a-1。湖泊沉积物中210Pb(210Pbtot)主要由两部分组成,一是来自大气散落,通过干湿沉降进入水体并逐年沉积在湖底,被称作过剩210Pb(210Pbex);同时,湖泊沉积物自身产生的210Pb被称作补给210Pb(210Pbsup),通过测量226Ra获得。210Pb计年原理就是通过沉积物不同层位210Pbex活度的变化,计算得到某一层位的沉积年代。巢湖及太白湖沉积岩心中210Pbtot活度随深度增加呈指数降低,226Ra活度较为稳定,岩心底部210Pbtot与226Ra达到平衡,计算得到210Pbex分布如图2所示,210Pbex活度随深度增加均呈指数衰减。2.2210年定期法和结果2.2.1沉积岩心年龄序列的建立基于210Pbex活度的沉积物年代计算方法主要包括恒定沉积通量模式(constantinitialconcentration,CIC),以及恒定放射性通量模式(constantrateofsupply,CRS)。CIC模式是基于210Pb输入通量与沉积物堆积速率恒定条件下的年代计算方法,由此得到的巢湖与太白湖年代序列如图3所示。CRS模式是基于210Pb输入(沉积)通量不变的情况下,沉积速率可能发生改变的情况。虽然巢湖与太白湖沉积岩心中210Pbex与质量深度具有较好的指数拟合关系(R2为0.908和0.927),但210Pbex活度仍存在一定的波动,并且近百年来流域人类活动强度的改变可能会导致沉积速率发生变化,因此,采用CRS模式进行巢湖与太白湖沉积岩心年代序列的建立。CRS模式计算公式为:Tm=T-λ=-1ln(A0A−1mm-1)(1)A0=∑x=1nCxρx(2)Am=∑x=mnCxρx(3)A0=∑x=1nCxρx(2)Am=∑x=mnCxρx(3)式中Tm为m质量深度对应的年代,T0为采样年份,λ为210Pb的衰变常数(0.03114),A0为整个沉积岩心210Pbex累积量(Bq/cm2),Am为m质量深度以下210Pbex累积量(Bq/cm2),Cx为x质量深度的210Pbex活度(Bq/kg),ρx为x质量深度的样品容重(g/cm2)。根据CIC、CRS模式得到的巢湖与太白湖沉积岩心210Pb年代均偏离137Cs1963年时标,这在国内外诸多研究中也有所发现。研究表明,河流等开放的水体环境中沉积物粒度组成对210Pb活度影响较大,可导致计年结果产生偏差,通常把210Pb浓度进行粒度归一化(粒度矫正)后,再进行沉积岩心年代序列重建。巢湖与太白湖均为开放型湖泊,沉降于水体的一部分210Pb可能随悬浮颗粒迁移出湖泊,进而影响到210Pb的沉积通量。巢湖与太白湖沉积物为黏土质粉砂,大于64μm颗粒成分含量低于10%。210Pb活度与黏土颗粒含量具有较好的正相关性(表1),指示了细颗粒对210Pb较强的吸附作用。本文尝试采用黏土颗粒含量对210Pbex活度进行矫正,根据CRS模式计算得到的沉积岩心年代如图3所示,但仍偏离137Cs时标。2.2.2沉积相系造成的年龄关系基于影响210Pb沉积通量原因的复杂性及沉积物定年的需要,根据137Cs的1963年时标深度,把沉积岩心分为上、下两段,利用210Pbex活度变化数据,分别采用不同公式进行沉积岩心年代计算,即采用复合模式,这也是常用的方法之一。岩心表层至137Cs时标(1963年)之间所对应的各层位的年代计算公式为:Tm=T0+λ−1ln[1+(A0−Am)P−1λ](4)P=−λ(A0−Aw)1−e−λ(T0−1963)(5)Aw=∑x=wnCxρx(6)Τm=Τ0+λ-1ln[1+(A0-Am)Ρ-1λ](4)Ρ=-λ(A0-Aw)1-e-λ(Τ0-1963)(5)Aw=∑x=wnCxρx(6)式中,Aw为1963年所对应的w层位以下210Pbex累积量(Bq/cm2)。1963年以下各层位样品所对应的年份的计算公式为:Tm=1963-λ-1ln(AwA−1mm-1)(7)采用公式(4)、(7),分别根据210Pbex活度、210Pbex粒度矫正活度计算得到的巢湖与太白湖沉积岩心年代序列如图3所示,较好地解决了210Pb年代结果偏离137Cs时标的问题。粒度矫正前后采用复合模式计算得到的210Pb年代结果基本一致,说明巢湖与太白湖沉积物粒度组成变化并不是影响210Pb计年结果的主要因素。2.3实践中不同区域沉积物输出通量及活度变化湖泊沉积物中的210Pbex主要是来自大气沉降,除了直接沉降到水体表面,并吸附于颗粒物埋藏于湖底的部分之外,还有沉降于流域地表的210Pb可随水流搬运至湖泊,通常认为一定时期内大气沉降和流域输入湖泊的210Pb保持恒定,这也是210Pb计年的基本前提。实际上流域二次输入的210Pb并非恒定,与径流量及泥沙输移强度等因素有关,并且不同环境条件下210Pb的输出通量也不一致,这可能是导致CRS模式计年结果偏离137Cs时标的主要原因之一。对比发现太白湖沉积物中210Pbex活度明显低于巢湖,巢湖与太白湖流域具有相似的降水等气候条件,210Pb大气沉降通量应较为一致。与巢湖相比,太白湖具有较高的补给系数,水体更换周期较短,部分吸附于悬浮颗粒物上的210Pb易被带出湖泊,这可能是导致太白湖沉积物中210Pbex活度低于巢湖的主要原因。除此之外,太白湖较高的沉积速率也是导致210Pbex活度较低的原因之一(图4)。根据210Pb、137Cs分布特征得到的巢湖与太白湖的沉积岩心年代结果均未考虑沉积物再悬浮作用的影响。通常状况下沉积物再悬浮可导致210Pb、137Cs活度在沉积岩心中的匀化分布,而巢湖与太白湖沉积岩心中137Cs具有较为典型的浓度峰值,而并非是沉积物再悬浮作用导致的宽峰;并且210Pb活度随质量深度增加呈典型的指数衰减。这与众多深水湖中210Pb、137Cs分布特征一致,因此,沉积物再悬浮作用对巢湖与太白湖210Pb、137Cs分布特征及计年结果的影响较弱。2.4吸运回用期沉积速率根据复合模式得到的巢湖与太白湖岩心年代及质量深度结果,计算得到沉积速率变化如图4所示。近百年来巢湖、太白湖的平均沉积速率分别为0.21、0.28g·cm-2·a-1,其沉积速率的年际波动反映了流域自然环境特征及人类活动的影响。1963年之前,巢湖流域水系相对处于自然格局状态,其沉积速率波动较大,主要与出入湖河流所携带的泥沙沉积量有关。20世纪50年代末期至60年代初期,杭埠河、南肥河等主要入湖河流上游地区水库建成并投入使用,虽然这一时期巢湖流域上游地区毁林垦荒导致的水土流失较重,但由于水库对入湖径流与泥沙量起到一定的调蓄作用,使得1963—1978年巢湖保持相对较低的沉积速率。1978—1985年巢湖沉积速率较高,而这一时期正是中国改革开放后农业快速发展的阶段,农田较高的垦殖率以及毁林开荒等导致水土流失量加大;70年代末期至80年代初期,为改善航运与排灌条件,杭埠河、南肥河、柘皋河等巢湖入湖河流实施了底泥疏浚、裁弯取直等工程,提高了河流的输沙能力,水利工程本身可能会导致大量泥沙进入巢湖,这也是这一时期沉积速率较高的主要原因之一。20世纪90年代初期沉积速率峰值对应于1991年洪水事件。太白湖主要是接纳大别山南麓山区来水,通过龙感湖排入长江。20世纪40年代末期之前,太白湖沉积速率存在较大的波动,主要受到流域降水与径流量等因素的影响。40年代末期至60年代初期,太白湖北部湖区因围垦面积减小了约2.5km2,湖泊围垦导致湖泊面积缩小及入湖泥沙量的增加,可能是导致这一时期沉积速率明显升高的主要原因。60年代初期,太白湖上游地区荆竹水库、仙人坝水库、考田水库等相继建成使用,对入湖径流与泥沙起到调蓄作用,大大降低了湖泊的淤积速率,使得60年代初期以来太白湖沉积速率降低。80年代末期以来,较高的沉积速率则与农业发展导致的水土流失有关,沉积速率峰值对应于1991年以及1998年洪水事件(图4)。3沉积速率的变化(1)巢湖与太白湖沉积岩心中137Cs具有明显的1963年蓄积峰,210Pbex活度随深度增加呈指数降低,指示了较为稳定的沉积环境,基本未受到沉积物再悬浮作用的影响。受到沉积速率变化及210Pb有效沉积通量等因