0 引 言
三峡水库于 2010 年首次实现了 175 m 的蓄水目标,自此在汛限水位 145 m 及最高水位 175 m之间形成了高差30 m,面积约350 km²,岸线长度近 5 500 km,夏季出露冬季淹没的反枯洪规律消落带[1 -2].这是目前世界上面积最广、水位涨落幅度最大、对环境变化最为敏感且人类活动影响最为频繁与强烈的消落带[3 -4].其形成之后,原本未经历过长期水淹的土壤在长期高压淹水与高温干旱出露的交替变化影响下,不仅陆地生态环境和陆生生态系统已经发生了质的变化,也会引起土壤性质的剧烈改变[5 -7].土壤是岩石圈表层与大气圈、水圈、生物圈长期相互作用的产物,它是环境历史信息的载体,记录了其形成过程中的丰富信息.由于土壤中不同程度地存在一些磁物质,如磁铁矿、磁赤铁矿、赤铁矿、针铁矿等,它们的形成演化与母质和所处环境相关[8 -9].具体来说,土壤磁性不同程度地受土壤矿物、容重、含水量、质地、结构等物理性质和 pH 值、有机质含量等化学性质的影响,可反映母质、气候、植被、水文和人类活动等综合信息[10 -11].此外,土壤磁性研究还具有测量所需样品少、灵敏度高、分辨率高、重复性好、成本低、简便快速、对样品无破坏等优势,所以非常适合做土壤结构及成分的测量和评定.近年来,土壤磁学作为一门较新的多学科交叉应用科学,在环境学和土壤学中的应用越来越广泛,甚至已经成为全球环境变化研究的主要方法之一[12 -16].
库区内水土保持、环境治理和生物多样性维持等,对于三峡工程长期安全运行的保障以及长江中下游的防洪与生态安全具有特殊而重要的战略意义.目前关于消落带生态环境、土地利用、灾害预防等问题是研究的热点,但针对水土环境变化问题的基础研究还不多,尤其是当地土壤磁性的变化方面[17 -19].本文着力解决以下 3 个问题: ( 1) 调查研究区内土壤磁性背景值范围,考察相近土地利用类型土壤磁性在测区内不同地点分布的稳定程度; ( 2) 查清消落带内土壤磁性空间分布特点及与带外土壤磁性差异情况; ( 3) 寻找造成磁性差异的原因.笔者在三峡库区内,包括消落带内外选择了18 条典型的紫色土监测断面,经过现场测量、取样和实验室测试分析,以揭示三峡水库水位变化前、后土壤磁性变化规律,并分析其影响原因.
1 研究区域背景
1. 1 区域概况
研究区选在重庆市忠县石宝寨镇新政村至共和村一线,三峡库区长江干流左岸,中心坐标为30°24'53″N、108°10'25″E.它靠近中国科学院三峡库区忠县水土流失与面源污染观测试验站,这里人地关系紧张,水土流失严重,森林覆盖率低,地质灾害频发,污染严重,属于长江上游生态脆弱区,已被选为库区环境治理试点地区之一.此处的土壤无论在种类上还是利用类型等方面在库区内均有一定的代表性,适合开展基础研究.
区内出露岩层多为侏罗系沙溪庙组( J2s) 砂岩、粉砂岩及泥岩互层,地形地貌属典型浅丘,呈西北高、东南低山势走向.主要采样范围及部分测线分布见图 1.经踏勘所知,采样区属紫色岩地区,消落带坡度均不大,峭壁和陡坡较少.新政村消落带实验区附近主要以滩坡为主,部分地段属陡坡,坡度多介于 13° ~ 25°之间; 共和村消落带实验区附近也以滩坡为主,但坡度更缓,间有部分台阶地,坡度多介于 10° ~ 20°之间.坡度较小就使得当地土壤的重力侵蚀作用较低,主要以水力侵蚀为主,有利于研究单纯江水作用对消落带土壤的影响,同时也利于野外测量与采样.
1. 2 土壤特性
研究区内土壤种类较单一,以紫色土为主,它多是以中生界三叠系、侏罗系、白垩系及新生界第三系的岩层作为母岩发育而成的一类非地带性土壤.由所采样品分析,多为沙溪庙组砂岩、粉砂岩和泥岩快速风化而形成的典型中性紫色土,土壤特性方面在整个三峡库区西部具有普遍性[20].相同测线不同高度的土壤颜色和结构变化不大,且分布均匀.紫色土成土作用迅速,矿物组成复杂,矿质养分较丰富,土质偏壤性,耕性和土壤生产性能良好.四川盆地内作物多、出产丰富,也与该种土壤的存在密不可分[21 -22].
2 材料与方法
2. 1 野外调查与采样
在现场先用捷克 ZH 公司产 SM-30 型便携式磁化率仪快速判断土壤磁性( 体积磁化率 κ) 强弱分布情况,根据测试结果于消落带内及消落带水位之上,兼顾不同土壤利用类型如草地、耕地、林地等,来选取测线.采样线距根据需要从 20 ~200m 不等,同测线各测点间高程一般相隔 2 m.采样时需清除表层植被,用环刀取表土以备测量土壤容重、质量含水量等指标.供磁测的表土样品均由 4 到 5 个按对角线法采取的小样混合而成.选取具体采样点时尽可能避开明显的侵蚀区,另外还应注意避开石制田坎附近区域,因为那里泥沙往往淤积较厚,会抵消江水对土壤表层的部分作用; 需尽量找寻淤积较薄之处,如有表层淤积的泥沙要小心剥去,待露出原土壤再行测量及采样.采好的土壤样品装入聚乙烯自封采样袋中,以避免磁性污染.
2. 2 样品处理及实验室测试
将进行磁性测试的土样在去除石子和植物根系等之后,放在牛皮纸上于室内自然阴干,待完全干燥后用木槌砸开土块并用研钵磨碎,全部过 2mm 孔径尼龙筛,少部分土样还需进一步过 0. 15mm 孔径尼龙筛,以备扫描电镜( SEM) 制片使用及有机质含量测试.
实验室测量高、低双频质量磁化率选用的是英国 Bartington 公司产 MS2 型磁化率仪.每个样品称量 10 g 土壤,用无磁纸张包好放入专用柱状聚乙烯管中,放进测试台( 探头) ,即可在计算机上读数.样品分别在 0. 47 kHz 下测得低频质量磁化率 χlf( 单位 10- 8mm³/ kg) ,在 4. 7 kHz 下测得高频质量磁化率 χhf( 单位 10- 8m3/ kg) .本文所指磁化率默认为低频质量磁化率,即 χlf.天 然 剩 磁( NRM) 等指标由美国 2G 公司产 2G-760 U-Channel超导磁力仪完成.
典型样品的磁化率随温度变化曲线( χ - T) 的测试使用捷克 AGICO 公司产 MFK1 系列磁化率仪来完成.将 300 mg 左右土壤样品放入专用石英玻璃容器中,用铂金线圈加热,温度测量过程完全自动化.为防止样品在高温时被快速氧化,将其在充氩气环境下加热,测量温度介于 40 ~ 750 ℃之间.
扫描电镜( SEM) 的测试,选用中国科学院水利部成都山地灾害与环境研究所实验室内的日本日立( HITACHI) 公司产 S3000N 型扫描电子显微镜,其放大倍数可介于 5 ~ 300 000 倍之间,分辨率在高真空的环境下能达到 3. 0 nm( 25 kV) .
3 结果与讨论
研究区域内的土壤是由沙溪庙组紫色砂页岩发育而成,属于沉积岩风化而成,所以土壤磁性偏弱,远不及火成岩风化所产生的土壤,属低磁性土壤[23],因此任何在磁化率或者 χ - T 曲线中的小波动都值得注意.土壤磁化率虽随深度增加有微小的降低,但幅度很小,而且变化趋势与表土一致,所以成壤作用对于其磁性的增强在一定尺度下可以忽略[5].
3. 1 土壤磁性背景测量
由于本文的研究启动之时,三峡水库已经开始蓄水,因此消落带内的土壤在蓄水前的情况目前已不可能取得,但仍可通过调查更高水位处相近条件下的土壤情况来合理弥补.选取水位高于消落带的草地、耕地、林地 3 种当地主要的土地利用类型样地分别进行测量和采样,分类观察它们的土壤磁性背景,如表 1 所示.
从 κ 和 NRM 两个重要指标上看,耕地的非淹水状态紫色土磁性背景最高,这应与农民施用草木灰、化肥、农药等有关; 草地和林地相比后者的值略高,但总体相近.另外,在相同土地利用类型下,土壤磁性值在坡面上的分布是稳定的,即随海拔的升降,磁性背景并没有呈现出趋势性上升或下降.
3. 2 消落带土壤磁性分布
3. 2. 1 土壤磁化率空间分布
图 2 展现了在共和村附近---中国科学院北京植物研究所建于消落带内的植被恢复实验区中表层土的( 低频) 质量磁化率( χlf) 分布情况.图件由8 条测线组成数据体,用 ARCGIS 软件完成,图中 χlf的高值用红色表示,低值则用蓝色,中间值由软件自动计算插值过渡.值得说明的是,本轮采样最低海拔只达到了 147 m 左右,水位更低处的土壤暴露时间太短,而且即使暴露也是含水量极大的稀泥状,无法采样.所以,采用了较高处的数据合理外推至 145 m 来绘图.
图中两条粉色虚线之间属于消落带,更高位置即可认为是代表了附近土壤的磁化率背景情况.χlf在消落带上部( 169 ~ 175 m) 与背景值类似,即20 × 10- 8~ 30 × 10^- 8m³/ kg,中部略有下降,介于15 × 10^- 8~ 20 × 10- 8m³/ kg 之间,而到较低水位处,尤其是到 157 m 以下则快速地提高到 120 ×10^- 8m³/ kg 以上,相差 6 倍以上.此处地势较周边更为平缓,可直观地看出在共和村消落带平均十几度的坡地上土壤 χlf的分布情况.
图 3 显示了新政村附近的消落带在水位退至145 m 附近时表土 χlf的分布情况,可见该区域的χlf在不同水位上的分布规律与之前共和村附近的大同小异,但总体不如后者规律性好.这主要是因为这里地形更为复杂,坡度变化较大,土壤层更薄,土壤崩解、侵蚀等搬运作用的效率不同,在一定程度上干扰了正常土壤的磁性分布.加上这里面积更大,测线布设较共和村附近研究区更稀疏,插值后绘图也可能使结果存在一些差异.
3. 2. 2 土壤磁性矿物分析
样品的磁化率随温度变化曲线为热磁曲线,即 χ - T 曲线,是辨别样品中主要磁性矿物成分的重要手段之一[24].通常不同磁性矿物其居里点亦不同,据此,可用以判断土壤中所含主要磁性矿物种类.这种对应关系有一定的多解性,还需辅以其他手段.选择消落带上部、中部、下部以及消落带水位之上等 4 类位置的表土做了共 24 组 χ- T 曲线.图 4 为挑选消落带内不同高程表土的几组典型曲线.
由图 4( a) 可见,采自高水位土壤的加热曲线( 图中数值较低的曲线) 在低于 200 ℃ 时,磁化率值较低且很稳定,约为 10 × 10- 8m³/ kg.加 温至260 ~ 280 ℃ 时,有一个较明显的抬升,峰值达 50× 10- 8mm³/ kg 左右.而峰值过后,随着温度进一步增高其值又缓慢降低,但降幅不明显.随后,在 520 ~530 ℃位置再出现一个小峰后,再次缓慢下降.
冷却曲线显示,当降至 580 ℃ 时,曲线急剧上升并在 500 ℃附近达到最高峰,峰值 270 ×10- 8m3/ kg 左右.其后,随着温度降低磁化率水平也有所降低,最终稳定在 150 ×10- 8m³/ kg 附近.
与单一矿物 χ - T 曲线实验结果相比较,可初步判断造成加温曲线主峰值的是纤铁矿( Lepido-crocite,γ - FeO( OH) ) ,但也不排除是由无定形氧化铁与土壤有机质在加热过程中形成的磁性氧化铁的反映[15,25].紫色土磁性背景较弱,这在增温曲线中表露无遗,因为土壤中几乎不含强铁磁性物质.冷却曲线的磁化率值远高于增温曲线主要是加温后新生成了磁铁矿造成的,这可以通过冷却曲线磁性矿物 580 ℃ 特征居里点来确定.由于土壤中原本存在一些弱磁性的含铁顺磁性矿物或亚铁磁性矿物,加上土壤中有机质含量较高( 原地有机质含量达 18. 2 g/kg) ,在作为还原剂的 C元素丰富的条件下高温还原后形成磁铁矿.贮存紫色土土壤的试管在本实验做完后,经过一轮加热后基本变成了黑色,这相当程度上是受了新生成磁铁矿的影响.
图 4( b) 中的曲线形态与图 4( a) 很类似,曲线形态基本未变,只是前者两条曲线的值分别较后者普遍偏高,这说明 157 m 水位的表土中磁性矿物组成未发生明显的变化,只是比高水位处磁性矿物成分含量更高.
图 4( c) 是由 147 m 高程表土实验所得.从图中可见低水位处土壤磁性相较其余各处都明显偏高,低温时就达 45 ×10^- 8m³/ kg 左右.图 4( d) 是图 4( c) 中加热曲线的放大,能更清楚地看出,随着温度上升,其磁化率也缓慢上升,并在 280 ℃附近形成 60 × 10- 8m³/ kg 左右的峰值,而后逐步下降.
曲线的缓慢上升一是由于热扰动造成部分单畴( SD) 磁性晶粒逐渐向超顺磁( SP) 颗粒转化,磁性变强; 二是经化验土壤中仍含有少量纤铁矿( Lepidocrocite,γ - FeO( OH) ) ,当加温至 250 ~300 ℃ 间开始失水,缓慢转变为磁赤铁矿( Maghe-mite,γ - Fe2O3) ,后者磁性强于前者.之所以曲线又出现下降是因为磁赤铁矿不稳定,受热后要转化为赤铁矿( Hematite,α - Fe2O3) ,后者磁性弱于前者.最后的大峰值是由土壤中本身含有的磁铁矿( Magnetite,Fe3O4) 造成的,达到 580 ℃附近磁铁矿居里点后迅速下降.低水位土壤中纤铁矿所造成的峰值不如高水位处明显.磁性背景的增强是一个原因,但更主要的是针铁矿本是氧化环境下形成的,低水位土壤经水浸泡的时间较长,属还原环境,针铁矿已逐渐转化为其他磁性更低的矿物[26].
3. 2. 3 扫描电镜下观测磁铁矿
将不同高程的土壤经过"磁选"等预处理后,分别放在扫描电镜( SEM) 下观测,发现采自消落带低水位处磁性更强部分的土壤中存在圆球状矿物,如图 5 所示.Maher 等的研究表明,不同来源的磁性矿物在土壤中分布的粒径组不同,在成土过程中产生的次生磁性矿物主要集中在粘粒组,而以悬浮方式传播的外来磁性矿物多属粉粒组,如此可由粒径信息初步判断土壤磁性增强的成因[27].再者,天然产生的磁性颗粒多为铁的氧化物矿物,如磁铁矿、赤铁矿等,其矿物粒径基本都大于图中所示.这类呈浑圆状、近球形的特殊矿物形态,一般只有燃烧化石燃料时所产生的磁铁矿才具有,其磁性很强且其粒径处在粉粒级别,较易于辨认,所以可判定为人类活动产生的磁铁矿[27 -30].
而在消落带中上部或更高海拔位置所采土壤样品,虽经磁选处理在 SEM 镜下仍几乎找不到这种球状磁铁矿的痕迹.由于当地紫色土本身基本不存在磁铁矿,图中矿物应为外界系统带入.在干湿环境交替下,土壤本身磁性矿物虽然会发生变化,有可能影响消落带土壤的磁性,但鉴于库区蓄水时间只有短短几年,消落带土壤中也并未检测到背景土壤不存在的新生成强磁性矿物,所以不应是土壤磁性增强的主要原因.在工业区或重污染城市附近的土壤有受到化石燃料燃烧所产生的磁性颗粒的影响,表现出表土磁性不同程度增强的现象[28,31].图 5 中球状磁铁矿应是由江水带来,经长期淹水作用而吸附和沉淀在土壤中的.
由于越低水位处的土壤,每年受江水浸泡的时间越长,所测得的磁性越强,也越容易找到浑圆状磁铁矿,所以可合理推断其含量与淹水时间呈正相关,但具体关系还需要进一步研究.总之,消落带不同水位的土壤磁性差异是外来磁性矿物输入、成壤作用以及土壤侵蚀等多因素的综合体现,但外来磁性矿物输入是最重要的原因.
4 结 论
( 1) 三峡库区蓄水后,改变了消落带内土壤磁性空间分布状态,其磁性强度与其所在水位密切相关.对库区紫色土土壤磁性特征的分析表明,在消落带内所有主要监测断面中的土壤磁性,整体上呈现随淹没水深的增加而增高的特征.较高水位的表土 χ 值与当地背景值相近,到水位较低处尤其是 157 m 以下后快速增强,它们之间的幅度相差高达 6 倍以上.
( 2) 消落带土壤磁性发生变化是库区蓄水后土壤中磁性矿物组成发生改变造成的.当地土壤磁性矿物调查中,较高水位土壤的 χ - T 曲线中加热曲线并没有磁铁矿存在的明显痕迹,发现"580 ℃居里点现象"的都是冷却曲线所见,即消落带中高水位土壤中虽含有其他含铁矿物,但没有原生磁铁矿.消落带低水位处的加热曲线则不同,有明显磁铁矿存在的迹象.在 SEM 下观察发现含浑圆状磁铁矿,但大多仅在 165 m 高程以下土壤的扫描结果中有发现,且水位越低越容易找到.
( 3) 浑圆状磁铁矿的来源即外来污染,如上游工矿等重污染企业燃烧煤炭、燃油等化石燃料所排放的烟尘,顺长江干流而下并通过浸泡等方式逐渐吸附和沉积于低水位土壤中.这些点源污染物如果在空气中飘散,沉降量会由于风向变化、扩散作用等因素的存在,使得其沉降规律更加复杂.河流是个一维的传播载体,对污染物传播的追溯会更加方便.今后如能通过监测磁的手段从研究"汇"的特性反演出污染源的分布情况,将对污染物扩散研究有很大实用价值.
参考文献:
[1] 刁承泰,黄京鸿. 三峡水库水位涨落带土地资源的初步研究[J]. 长江流域资源与环境,1999,8( 1) : 75 -80.
[2] 范小华,谢德体,魏朝富. 三峡水库消落区生态环境保护与调控对策研究 [J]. 长江流域资源与环境,2006,15( 4) :495 - 501.
[3] 张虹. 三峡库区消落带土地资源特征分析 [J]. 水土保持通报,2008( 1) : 46 -49.
[4] 刘春霞,李月臣,杨华,等. 三峡库区重庆段生态与环境敏感性综合评价[J]. 地理学报,2011,66( 5) : 631 -642.
[5] 朱宏伟,贺秀斌,唐强,等. 三峡库区消落带土壤在周期蓄水影响下的磁性变化 [J]. 科技导报,2012,30 ( 9) : 22- 26.
[6] 陈可锋,杨达源,姜洪涛,等. 三峡库区坡地物质的地球化学特征---以三峡草堂河流域为例 [J]. 东华理工学院学报,2004,27( 2) : 141 -146.
[7] 康义,郭泉水,程瑞梅,等. 三峡库区消落带土壤物理性质变化[J]. 林业科学,2010,46( 6) : 1 -5.
[8] Caitcheon G G. The significance of various sediment magneticmineral fractions for tracing sediment sources in Killimicat Creek[J]. Catena,1998,32: 131 -142.
[9] Kumaravel V,Sangode S J,Siddaiah N Siva,et al. Interrelationof magnetic susceptibility,soil color and elemental mobility in thePliocene-Pleistocene Siwalik paleosol sequences of the NW Hima-laya,India [J]. Geoderma,2010,154: 267 - 280.
[10] 杨萍果,毛任钊,翟正丽. 土壤磁性的应用研究进展[J]. 土壤,2008,40( 2) : 153 -158.
[11] Simpson D,Meirvenne M Van,Luck E,et al. Sensitivity ofmulti-coil frequency domain electromagnetic induction sensors tomap soil magnetic susceptibility [J]. European Journal of SoilScience,2010,61: 469 - 478.
[12] 唐将,王世杰,付绍红,等. 三峡库区土壤环境质量评价[J]. 土壤学报,2008,45( 4) : 601 -607.
[13] 卢升高,白世强. 杭州城区土壤的磁性与磁性矿物学及其环境意义[J]. 地球物理学报,2008,51( 3) : 762 -769.
[14] 邓成龙,袁宝印,胡守云,等. 环境磁学某些研究进展评述[J]. 海洋地质与第四纪地质,2005,25( 2) : 93 -101.
[15] Oldfield Frank,Wu Ruijin. The magnetic properties of the recentsediments of Brothers Water,NW England [J]. Journal of Paleo-limnology,2000,23: 165 - 174.
[16] 赵国永,刘秀铭,吕镔,等. 佳县红粘土磁学性质[J]. 第四纪研究,2013,33( 3) : 415 -423.
[17] 张金洋,王定勇,石孝洪. 三峡水库消落区淹水后土壤性质变化的模拟研究[J]. 水土保持学报,2004( 6) : 120 -123.
[18] 程瑞梅,王晓荣,肖文发,等. 消落带研究进展[J]. 林业科学,2010,46( 4) : 111 -119.
[19] 范小华,谢德体,魏朝富. 水、土环境变化下消落区生态环境问题研究[J]. 中国农学通报,2006,22( 10) : 374 -379.
[20] 李豪,张信宝,文安邦,等. 三峡库区紫色土坡耕地土壤侵蚀的137Cs 示踪研究 [J]. 水土保持通报,2009,29 ( 5 ) : 1- 6.
[21] 侯光炯,张先婉,李仲明. 中国紫色土( 上篇) [M]. 北京:科学出版社,1991: 1 -100.
[22] 何毓蓉. 中国紫色土( 下篇) [M]. 北京: 科学出版社,2003:1 - 50.
[23] 黄成敏,龚子同. 热带土壤发育过程中土壤磁化率特征研究[J]. 海洋地质与第四纪地质,2000,20( 4) : 63 -68.
[24] Thompson Roy,Oldfield Frank. Environmental Magnetism [M].London: Allen & Uniwin,1986: 1 - 100.
[25] Oldfield Frank. Introduction to Environmental Magnetism [M].London: Allen & Uniwin,1987: 1 - 50.
[26] 徐宝龙,周根陶,郑永飞. 针铁矿 - 四方纤铁矿 - 水体系氧同位素分馏的实验研究 [J]. 地球化学,2002,31( 4) : 366- 374.
[27] Maher Barbara A,Taylor Reginald M. Formation of ultrafine-grained magnetite in soils [J]. Nature,1988,336: 368 - 370.
[28] 尧德中,俞劲炎,刘榜华. 表土磁性增强现象的穆斯堡尔谱研究[J]. 土壤通报,1990 ( 3) : 135 -136.
[29] 杨钢. 三峡库区受淹土壤污染物释放量的试验研究 [J]. 水土保持学报,2004( 1) : 111 -114.
[30] Zhang Chunxia,Qiao Qingqing,Piper John D A,et al. Assess-ment of heavy metal pollution from a Fe-smelting plant in urbanriver sediments using environmental magnetic and geochemicalmethods [J]. Environmental Pollution, 2011, 159: 3057- 3070.
[31] Narendra K Meena,Sabyasachi Maiti,Ankush Shrivastava. Dis-crimination between anthropogenic ( pollution ) and lithogenicmagnetic fraction in urban soils ( Delhi,India) using environmen-tal magnetism [J]. Journal of Applied Geophysics,2011,73:121 - 129.
