210Pbex在土壤中的深度分布和通过210Pbex法求算土壤侵蚀速率模型

中国和英国的3个土壤剖面给出了非农耕地和农耕地土壤中²¹⁰Pb_ex和¹³⁷Cs的深度分布, 这两种核素的深度分布非常相似, 非农耕地核素的最大浓度出现在土壤表层, 向下浓度呈指数急剧降低; 农耕地核素基本均匀分布于犁耕层深度内. 中国黄土高原的²¹⁰Pb_ex本底值为573 mBq/cm², 略高于英国的520 mBq/cm². 20世纪50~70年代核试验产生的¹³⁷Cs在土壤中呈非稳定态分布, 而土壤中的天然核素²¹⁰Pb在土壤环境和侵蚀过程长期不变的情况下, 呈稳定态分布. 因此, 土壤中²¹⁰Pb_ex的质量平衡不同于¹³⁷Cs. 根据²¹⁰Pb_ex连续沉降、衰变和流失的过程, 推导出非农耕地和农耕地土壤中²¹⁰Pb_ex稳定态分布的质量平衡模型, 用以计算土壤侵蚀速率. 此外, 还给出了通过无侵蚀草地土壤中²¹⁰Pb_ex的深度分布, 求算农耕地²¹⁰Pb_ex表层富集系数的方法.     

风蚀土壤剖面137Cs的分布及侵蚀速率的估算

研究¹³⁷Cs在土壤剖面上的分布是应用¹³⁷Cs方法定量评价土壤风力侵蚀的基础. 以内蒙古太仆寺旗为研究区, 采集了4个样点、共62个土壤样本; 使用伽马能谱仪测定了各土壤样本的¹³⁷Cs活度, 计算得到各样点的¹³⁷Cs总量. 研究发现不同土地利用类型/土地覆盖等级的¹³⁷Cs剖面分布特征差异明显. 在低覆盖草地和中覆盖草地土壤剖面中, ¹³⁷Cs活度分布形态为负指数分布; 在高覆盖草地土壤剖面中, ¹³⁷Cs活度分布形态在剖面上部为单峰状, 单峰后继续为负指数分布; 在耕地剖面中, ¹³⁷Cs集中在犁底层以上, 且均匀分布. 对耕地和草地样点分别使用质量平衡模型和剖面分布模型, 可以估算得到农耕地、低覆盖草地、中等覆盖草地等3处样点的侵蚀速率分别为7990, 4270和1808 Mg/km²·a, 分别属于强度侵蚀、中度侵蚀和轻度侵蚀, 风力侵蚀强度与地面植被覆盖度呈负相关关系.     

蒙古高原北部典型草原区土壤风蚀的~(137)Cs示踪法研究

土壤风蚀是蒙古高原北部典型草原区土地退化的主导因素之一.运用137Cs核素示踪技术对蒙古国巴彦淖尔、哈拉和林的不同牧场和弃耕地土壤风蚀速率进行了研究.巴彦淖尔草原牧场、割草场采样点土壤风蚀速率在64.58~169.07t·km-2·a-1之间,均为微度侵蚀水平.哈拉和林弃耕地年均土壤风蚀厚度4.05mm·a-1,风蚀速率为6723.06t·km-2·a-1,达强度侵蚀水平,自20世纪60年代开垦以来,表层土壤累计风蚀损失17.4cm.牧场和弃耕地风蚀速率的差异表明,在蒙古高原北部典型草原区,人为翻动表土,发展种植业,会导致严重的土壤风蚀发生,而传统牧业生产方式对土壤表层扰动较少,未导致破坏性的土壤风蚀发生,对维持生态系统稳定性有重要作用.     

蒙古高原北部典型草原区土壤风蚀的137Cs示踪法研究

土壤风蚀是蒙古高原北部典型草原区土地退化的主导因素之一. 运用¹³⁷Cs核素示踪技术对蒙古国巴彦淖尔、哈拉和林的不同牧场和弃耕地土壤风蚀速率进行了研究. 巴彦淖尔草原牧场、割草场采样点土壤风蚀速率在64.58~169.07 t·km^-2·a^-1之间, 均为微度侵蚀水平. 哈拉和林弃耕地年均土壤风蚀厚度4.05 mm·a^-1, 风蚀速率为6723.06 t·km^-2·a^-1, 达强度侵蚀水平, 自20世纪60年代开垦以来, 表层土壤累计风蚀损失17.4 cm. 牧场和弃耕地风蚀速率的差异表明, 在蒙古高原北部典型草原区, 人为翻动表土, 发展种植业, 会导致严重的土壤风蚀发生, 而传统牧业生产方式对土壤表层扰动较少, 未导致破坏性的土壤风蚀发生, 对维持生态系统稳定性有重要作用.     

青海湖现代沉积速率空间分布及沉积通量初步研究

考察了青海湖表层沉积物137Cs活度及通量时空分布,建立了湖泊沉积速率空间分布模式.青海湖河口/岸边区域沉积物137Cs通量高,但平均137Cs活度低;湖中心区域137Cs通量低但平均活度高.河口/岸边区域沉积速率高,沉积物陆源组分(如SiO2,Fe2O3,Ti等)的含量及通量高.湖中心区域沉积速率低,化学/生物沉积组分(如次生碳酸盐)含量高.因此,决定青海湖沉积速率空间分布的主要因素是流域陆源物质的堆积速率.根据本文获得的不同湖区沉积速率计算了青海湖平均质量堆积速率(0.0337g·cm-2·a-1),并用Ca质量平衡方法检验了该平均值的合理性.在此基础上,估算了青海湖沉积通量及流域泥沙输入和大气粉尘对湖泊沉积的贡献.     

川中丘陵区小流域泥沙来源的137Cs和210Pb双同位素法研究

在2002年开展的川中丘陵区武家沟小流域泥沙来源的调查中, ¹³⁷Cs和²¹⁰Pb双同位素示踪法得到了应用, 流域内陡坡林地、缓坡农台地和裸坡地表层土壤的¹³⁷Cs和²¹⁰Pb平均含量分别为(7.15±0.40)和(162.01±3.86) Bq·kg^−1; (4.01±0.31)和(70.96±2.65) Bq·kg^−1; 0和(15.12±1.22) Bq·kg^−1. 近期水库淤积泥沙的¹³⁷Cs和²¹⁰Pb含量分别为(3.06±0.23)和(72.66±1.61) Bq·kg^−1. 运用混合模型求得林地、农地和裸坡地(含沟岸)的相对来沙量分别为18%, 46%和36%. 农台地和裸坡地(含沟岸)是流域内最重要和次重要的泥沙来源. 根据1956年以来水库的泥沙淤积量, 流域输沙模数为642 t·(km²·a)^−1, 占流域面积约2/3的林地和1/3的农地的侵蚀模数分别为173和886 t·(km²·a)^−1.     

基于210Po/210Pb不平衡的南大洋与南海颗粒有机物的输出与再矿化

对南大洋及南海上层水体²¹⁰Po/²¹⁰Pb不平衡进行了研究, 发现表层水体²¹⁰Po亏损, 次表层或中层水体²¹⁰Po过剩, 且颗粒态²¹⁰Po比活度与颗粒有机碳(POC)之间存在良好的正相关关系, 证实²¹⁰Po相对于其母体²¹⁰Pb的亏损与过剩可示踪颗粒有机物的输出与再矿化. 次表层水体中δ¹³C的减小及δ¹⁵N的增大等证据均支持²¹⁰Po的过剩缘自颗粒有机物的再矿化. 根据箱式模型计算得南大洋和南海表层水体POC输出通量分别为1.2和2.3 mmol C·m^-2·d^-1, 次表层或中层水体²¹⁰Po再矿化通量分别为0.062和0.566 Bq·m^-2·d^-1, 相应的再循环效率分别为52%±26%和119%±52%, 由此得到次表层或中层水体POC的再矿化通量分别为0.6和2.7 mmol C·m^-2·d^-1. 本研究的结果表明²¹⁰Po/²¹⁰Pb不平衡不仅可示踪颗粒有机物的输出, 亦可示踪其再矿化.     

近60年来长江水下三角洲沉积地球化学记录及其对人类活动的响应

通过对长江水下三角洲柱状沉积物地球化学元素的系统研究,结合沉积物岩芯210Pb,137Cs核素的年代测定,建立了该站沉积物的元素记录曲线,探讨了人类活动对沉积记录的影响.研究表明,该柱状沉积物形成年代为1945年至今,物质成分较为均一,以粉砂和黏土粒级沉积物为主.元素含量变化的波动不大,但S,Nb在整个岩芯中的含量逐渐增加,它们和重金属元素在表层和近表层(即20世纪90年代以来)的含量较高,增加幅度明显.相关性分析和因子分析表明,受人类活动影响的公因子(F4)以及S,As,Nb可作为反映人类活动强弱的替代性指标.各指标自1945年以来在整体上是逐渐增加的,尤其是近20年来增加的趋势非常迅速.据此,以185cm(1955年)、97cm(1978年)、47cm(1992年)和7cm(2003年)为界划分为5个阶段,分别对应我国解放战争前夕到计划经济的初期阶段、计划经济的实施阶段、改革开放阶段、市场经济的建立阶段和2003年以来的环境治理和保护阶段.     

青海湖现代沉积速率空间分布及沉积通量初步研究

考察了青海湖表层沉积物¹³⁷Cs活度及通量时空分布, 建立了湖泊沉积速率空间分布模式. 青海湖河口/岸边区域沉积物¹³⁷Cs通量高, 但平均¹³⁷Cs活度低; 湖中心区域¹³⁷Cs通量低但平均活度高. 河口/岸边区域沉积速率高, 沉积物陆源组分(如SiO₂, Fe₂O₃, Ti等)的含量及通量高. 湖中心区域沉积速率低, 化学/生物沉积组分(如次生碳酸盐)含量高. 因此, 决定青海湖沉积速率空间分布的主要因素是流域陆源物质的堆积速率. 根据本文获得的不同湖区沉积速率计算了青海湖平均质量堆积速率(0.0337 g•cm⁻²•a⁻¹), 并用Ca质量平衡方法检验了该平均值的合理性. 在此基础上, 估算了青海湖沉积通量及流域泥沙输入和大气粉尘对湖泊沉积的贡献.     

九龙江河口区不同粒级210Po的输入-迁出速率及其意义

对九龙江河口区表层水中溶解态、低分子量组分和胶体态210Po的地球化学行为进行了分析, 估算了3种组分的输入-迁出速率. 结果表明, 溶解态和低分子量组分210Po均表现出强烈的迁出行为, 胶体态210Po在低盐区(S＜15)迁出而高盐区(S＞15)输入. 3种组分210Po输入-迁出速率揭示了210Po在九龙江河口区被快速地迁出. 输入与迁出速率之间的差异反映了各组分210Po地球化学行为的不同. 低分子量组分210Po比通常所谓的溶解态210Po更适合于表征其在河口区的地球化学行为.     

黔中地区近地面空气210Pb的高浓度U型分布特征

认识²¹⁰Pb的空气浓度变化对湖泊沉积和流域侵蚀示踪, 对污染物全球扩散模型的建立和验证, 以及对生态系统受天然辐照的评价等多领域都是关键的环节. 基于云贵高原特殊的环境背景、沉积作用和大气模拟研究的前期进展, 自2001年12月20日起, 利用500 NE 型气溶胶采样器, 连续2年逐周在贵阳观风山采集近地面空气滤膜样品. 通过中国和美国两个实验室对²¹⁰Pb浓度的γ-能谱同步系统观测表明, 月均浓度呈现出规则的“U”型年分布; 冬季为高值期, 春末和夏季为低值期; 年均浓度2.77±0.63 mBq·m^-3, 为全球若干站点中最高平均浓度值的近4倍. 影响黔中地区空气²¹⁰Pb物质来源的可能因素有: 土壤中较高U-Ra系的²²²Rn释放; 碳酸盐岩溶蚀作用; 煤、磷资源开发、加工和利用的影响. 制约黔中地区空气²¹⁰Pb高浓度和U型年分布特征的重要因素在于²²²Rn的析出. ²¹⁰Pb月均浓度随降水量呈现良好的幂函数关系, 并随气温呈现良好的分组线性关系. 其中: No.1组(6~11月)反映了较高温度季节土壤²²²Rn 的相对低释放; No.2组(12~5月)映射了较低温度季节土壤²²²Rn 的相对高析出. 以降水和气温均权影响模拟计算获得的²¹⁰Pb月均浓度与实测值之间具有很好的一致性, 反映出黔中地区近地面空气²¹⁰Pb浓度呈现出规则的“U”型年分布特征主要由区域性的降水和气温制约; 同时还说明其年内气温和降水的变幅制约着²¹⁰Pb月均浓度的高值与低值之比. 在月时间尺度下, 降水量和气温作为影响土壤(岩石)中²²²Rn析出的主要因素, 获得了很好的映证.     

九龙江河口区不同粒级210Po的输入-迁出速率及其意义

对九龙江河口区表层水中溶解态、低分子量组分和胶体态²¹⁰Po的地球化学行为进行了分析, 估算了3种组分的输入-迁出速率. 结果表明, 溶解态和低分子量组分²¹⁰Po均表现出强烈的迁出行为, 胶体态²¹⁰Po在低盐区(S＜15)迁出而高盐区(S＞15)输入. 3种组分²¹⁰Po输入-迁出速率揭示了²¹⁰Po在九龙江河口区被快速地迁出. 输入与迁出速率之间的差异反映了各组分²¹⁰Po地球化学行为的不同. 低分子量组分²¹⁰Po比通常所谓的溶解态²¹⁰Po更适合于表征其在河口区的地球化学行为.     

中国多金属结核合同区近表层沉积物生物扰动作用的过剩210Pb证据

为了对东北热带太平洋中国多金属结核合同区沉积物的生物扰动作用进行研究, 采用Ortec HPGe GWL series高纯锗低本底γ能谱仪井型探测器, 对“大洋一号”1998年环境航次采集的多管岩芯沉积物样品进行过剩²¹⁰Pb测试. 利用稳定态生物扩散模型对过剩²¹⁰Pb剖面进行分析表明, 合同区东区沉积物生物扰动的混合深度为16 cm, 扩散系数为2.75 cm²/a; 西区的混合深度为6 cm, 扩散系数为0.26 cm²/a. 沉积物中大型底栖动物和有机碳(TOC)的分析结果进一步揭示, 合同区沉积物的生物扰动作用受到多毛类等底栖动物类群和丰度的直接控制, 生物扰动作用的增强与有机质含量的增高密切相关.     

三江源区典型高寒草甸土壤侵蚀的137Cs定量分析

高寒草甸是青海三江源地区的主体生态系统. 高寒草甸的根系盘结, 形成坚实的“地毯式”草皮层, 固土持水能力强, 是维持“中华水塔”的主要贡献者. 为了定量分析典型高寒草甸的抗侵蚀能力, 本文选择草皮层完整、植被覆盖度在60%以上的典型高寒草甸坡面, 进行了土壤侵蚀的¹³⁷Cs核素示踪研究. 结果表明: (1) 各采样坡面土壤侵蚀强度属微度-轻度侵蚀水平, 玉树县玛龙村坡面多年平均土壤侵蚀模数为464 t km^-2 a^-1, 玛多县野牛沟乡坡面为415 t km^-2 a^-1, 称多县珍秦乡坡面为875 t km^-2 a^-1. (2) 在坡面尺度上, 土壤侵蚀速率与植被覆盖度呈负相关, 植被覆盖度越高, 坡面侵蚀模数越小(P<0.01, R²=0.986); 在样点尺度上, 土壤侵蚀速率与植被覆盖度之间也具有较好的负相关关系(P<0.01, R²=0.555). (3) 三江源地区高寒草甸坡面侵蚀强度及其与植被覆盖度的关系表明, 植被是土壤侵蚀的最主要影响因素之一, 具有完整草皮层且植被覆盖度较高的高寒草甸, 对于土壤保护和防止水土流失具有重要的意义.     

蒙古高原塔里亚特-锡林郭勒样带土壤风蚀速率的137Cs示踪分析

运用¹³⁷Cs示踪技术, 查明了蒙古高原西北-东南向的塔里亚特-锡林郭勒样带区域7个典型景观类型采样点风蚀速率及变化特征, 分析了不同区域土壤风蚀速率的主要影响因素. 研究表明: 各采样点¹³⁷Cs面积活度介于(265.63 ± 44.91)~(1279.54 ± 166.53) Bq·m^-2, 差异明显, 相应的风蚀速率分别为64.58~419.63 t·km^-2·a^-1. 样带上蒙古国境内部分, 人类活动较轻微, 由北向南, 随主要的植被景观和气候指标变化, 相应的土壤风蚀速率基本呈逐渐加大趋势, 表明该区域土壤风蚀过程主要受自然因素的影响和调节; 样带上内蒙古锡林浩特和正镶白旗2个典型草原样点风蚀速率为蒙古国巴彦淖尔典型草原样点风蚀速率的近3倍, 除导致风蚀加剧的自然条件差异之外, 通过比较两地人口密度和载畜量水平, 表明人类扰动是导致内蒙古典型草原样点风蚀加剧的主要因素之一.     

贵州喀斯特地区碳酸盐岩的宇宙成因核素36Cl侵蚀速率

喀斯特地区侵蚀速率是理解全球碳循环、喀斯特地貌演化以及土地利用等学科的最基本问题之一.侵蚀速率估算方法主要包括:(1)流域河水化学溶解物平衡的计算;(2)置于不同环境下的大理岩片重量损失的观测;(3)显微侵蚀测量仪对暴露地表的直接测量;(4)碳酸盐岩中石英脉的长期观测;(5)地表岩石中宇宙成因核素36Cl(半衰期3万年)的测定.与其他方法相比,地表岩石中36Cl含量反映了104~105年尺度内的岩石暴露和侵蚀历史.本项研究收集了贵州省内不同地区的碳酸盐     

北冰洋: 生物生产力的“沙漠”?

利用14C吸收法、3H吸收法、234Th/238U不平衡法和210Pbex测年法分别测定了北冰洋的初级生产力、细菌生产力、颗粒有机碳输出通量及沉积物有机碳埋藏速率. 结果表明, 北冰洋水柱积分生产力介于3.8~197.1 mmol C/m2@d, 高于早期的报道值, 其中楚克奇陆架区初级生产力水平高于深海盆地. 积分细菌生产力与初级生产力的比值大于0.5, 表明在北冰洋寒冷的水体中细菌活动并未受到明显限制. 由234Th/238U不平衡获得的234Th亏损程度、溶解态与颗粒态234Th停留时间、颗粒有机碳的输出通量均证实, 北冰洋深海盆地仍存在一定的颗粒清除、迁出作用. 夏季期间楚克奇陆架沉积物有机碳埋藏速率为25~35 mmol C/m2@d, 占水柱初级生产力的59%~82%, 表明有机碳的输送与埋藏是非常高效的. 上述证据均表明, 至少在夏季期间, 北冰洋并非生物生产力极其贫瘠的海洋"沙漠", 它存在相对活跃的海洋碳循环过程, 重新评估北冰洋在全球碳循环中的作用显得更为重要.     

子午岭森林灰褐土保护有机碳的能力及各密度组分生化特征

物理保护是稳定土壤有机碳的主要方式之一, 为了理解在全球气候变化和碳循环中土壤作为碳汇(或碳源)所起的作用并正确管理土壤, 首先应该知道特定的土壤中有多少有机碳是被物理保护的. 通过密度分组和超声波技术将每个土样分为3个组分: 自由轻组、闭合组分和重组, 并分别分析每个组分的有机碳含量、碳水化合物含量和顽固性碳含量. 结果表明: (ⅰ) 整个土壤剖面上, 重组中的有机碳占明显优势, 自由轻组次之, 闭合组分中有机碳的分布最少, 说明土壤中大部分有机碳是受物理保护的. 随土壤深度增加, 自由轻组有机碳由25.27%下降为3.72%, 而重组有机碳由72.57%上升为95.39%, 闭合组分有机碳为2.16% ~0.89%. (ⅱ) 从顽固性指数看, 轻组碳和重组碳的顽固性是相似的, 甚至在土壤表层以下, 轻组碳的顽固性比重组碳的顽固性高, 说明轻组并非像经常定义的那样是最新鲜或很少被分解的组分, 并且在表层10 cm以下, 受物理保护的有机质, 其有机质质量也相对较高.     

黄土高原水蚀风蚀交错带坡耕地土壤风蚀速率空间分布

受水蚀和风蚀的交错作用,黄土高原水蚀风蚀交错带的土壤风蚀速率难以从总侵蚀中提取出,更难以描绘其坡面分布特征.本研究运用~7Be示踪技术,在神木县六道沟流域选择方向偏北的砂壤土和黏壤土坡耕地,沿与坡面走向大致平行的方向布设采样线,采集0~30 mm土壤样品,估算土壤风蚀速率,探究风蚀速率的坡面分布特征及其所指示的风况和微地貌特征.结果表明:经过风季后,表层土壤颗粒变粗,比表面积变小,有机质含量降低,这些土壤理化性质变化表明两坡面均发生风蚀.砂壤土坡面A的平均风蚀速率为1560.81 t/(km~2 a),黏壤土坡面B的平均风蚀速率为694.26 t/(km~2 a),风蚀速率在两坡面均呈现从坡顶到坡脚逐渐减小的空间分布特征.两坡面风蚀速率等值线分布不仅指示了土壤风蚀的坡面分布特征,还揭示了造成该分布的有效合成风向为北风.风蚀速率等值线的局部形状变异显示了坡面微地貌形态,等值线的变异程度显现了微地貌对风蚀速率的影响程度和范围.     

西北太平洋表层海水中Zn、Cd、Pb、Cu的形态分布

本文用防吸附物理涂汞电极反向极谱研究了西北太平洋表层海水中Zn、Cd、Pb、Cu的形态分布。Zn的含量范围为,不稳定态3.0—6.0μg/1,无机弱结合态0.20—4.3μg/1,无机强结合态2.6—8.3μg/1,有机结合态0.80—11.4μg/1,颗粒态2.0—14.4μg/1,总Zn的范围是8.6—34.8μg/1.Cd