0 引 言
三峽水庫于 2010 年首次實現了 175 m 的蓄水目標,自此在汛限水位 145 m 及最高水位 175 m之間形成了高差30 m,面積約350 km2,岸線長度近 5 500 km,夏季出露冬季淹沒的反枯洪規律消落帶[1 -2].這是目前世界上面積最廣、水位漲落幅度最大、對環境變化最為敏感且人類活動影響最為頻繁與強烈的消落帶[3 -4].其形成之后,原本未經歷過長期水淹的土壤在長期高壓淹水與高溫干旱出露的交替變化影響下,不僅陸地生態環境和陸生生態系統已經發生了質的變化,也會引起土壤性質的劇烈改變[5 -7].土壤是巖石圈表層與大氣圈、水圈、生物圈長期相互作用的產物,它是環境歷史信息的載體,記錄了其形成過程中的豐富信息.由于土壤中不同程度地存在一些磁物質,如磁鐵礦、磁赤鐵礦、赤鐵礦、針鐵礦等,它們的形成演化與母質和所處環境相關[8 -9].具體來說,土壤磁性不同程度地受土壤礦物、容重、含水量、質地、結構等物理性質和 pH 值、有機質含量等化學性質的影響,可反映母質、氣候、植被、水文和人類活動等綜合信息[10 -11].此外,土壤磁性研究還具有測量所需樣品少、靈敏度高、分辨率高、重復性好、成本低、簡便快速、對樣品無破壞等優勢,所以非常適合做土壤結構及成分的測量和評定.近年來,土壤磁學作為一門較新的多學科交叉應用科學,在環境學和土壤學中的應用越來越廣泛,甚至已經成為全球環境變化研究的主要方法之一[12 -16].
庫區內水土保持、環境治理和生物多樣性維持等,對于三峽工程長期安全運行的保障以及長江中下游的防洪與生態安全具有特殊而重要的戰略意義.目前關于消落帶生態環境、土地利用、災害預防等問題是研究的熱點,但針對水土環境變化問題的基礎研究還不多,尤其是當地土壤磁性的變化方面[17 -19].本文著力解決以下 3 個問題: \\( 1\\) 調查研究區內土壤磁性背景值范圍,考察相近土地利用類型土壤磁性在測區內不同地點分布的穩定程度; \\( 2\\) 查清消落帶內土壤磁性空間分布特點及與帶外土壤磁性差異情況; \\( 3\\) 尋找造成磁性差異的原因.筆者在三峽庫區內,包括消落帶內外選擇了18 條典型的紫色土監測斷面,經過現場測量、取樣和實驗室測試分析,以揭示三峽水庫水位變化前、后土壤磁性變化規律,并分析其影響原因.
1 研究區域背景
1. 1 區域概況
研究區選在重慶市忠縣石寶寨鎮新政村至共和村一線,三峽庫區長江干流左岸,中心坐標為30°24'53″N、108°10'25″E.它靠近中國科學院三峽庫區忠縣水土流失與面源污染觀測試驗站,這里人地關系緊張,水土流失嚴重,森林覆蓋率低,地質災害頻發,污染嚴重,屬于長江上游生態脆弱區,已被選為庫區環境治理試點地區之一.此處的土壤無論在種類上還是利用類型等方面在庫區內均有一定的代表性,適合開展基礎研究.
區內出露巖層多為侏羅系沙溪廟組\\( J2s\\) 砂巖、粉砂巖及泥巖互層,地形地貌屬典型淺丘,呈西北高、東南低山勢走向.主要采樣范圍及部分測線分布見圖 1.經踏勘所知,采樣區屬紫色巖地區,消落帶坡度均不大,峭壁和陡坡較少.新政村消落帶實驗區附近主要以灘坡為主,部分地段屬陡坡,坡度多介于 13° ~ 25°之間; 共和村消落帶實驗區附近也以灘坡為主,但坡度更緩,間有部分臺階地,坡度多介于 10° ~ 20°之間.坡度較小就使得當地土壤的重力侵蝕作用較低,主要以水力侵蝕為主,有利于研究單純江水作用對消落帶土壤的影響,同時也利于野外測量與采樣.
1. 2 土壤特性
研究區內土壤種類較單一,以紫色土為主,它多是以中生界三疊系、侏羅系、白堊系及新生界第三系的巖層作為母巖發育而成的一類非地帶性土壤.由所采樣品分析,多為沙溪廟組砂巖、粉砂巖和泥巖快速風化而形成的典型中性紫色土,土壤特性方面在整個三峽庫區西部具有普遍性[20].相同測線不同高度的土壤顏色和結構變化不大,且分布均勻.紫色土成土作用迅速,礦物組成復雜,礦質養分較豐富,土質偏壤性,耕性和土壤生產性能良好.四川盆地內作物多、出產豐富,也與該種土壤的存在密不可分[21 -22].
2 材料與方法
2. 1 野外調查與采樣
在現場先用捷克 ZH 公司產 SM-30 型便攜式磁化率儀快速判斷土壤磁性\\( 體積磁化率 κ\\) 強弱分布情況,根據測試結果于消落帶內及消落帶水位之上,兼顧不同土壤利用類型如草地、耕地、林地等,來選取測線.采樣線距根據需要從 20 ~200m 不等,同測線各測點間高程一般相隔 2 m.采樣時需清除表層植被,用環刀取表土以備測量土壤容重、質量含水量等指標.供磁測的表土樣品均由 4 到 5 個按對角線法采取的小樣混合而成.選取具體采樣點時盡可能避開明顯的侵蝕區,另外還應注意避開石制田坎附近區域,因為那里泥沙往往淤積較厚,會抵消江水對土壤表層的部分作用; 需盡量找尋淤積較薄之處,如有表層淤積的泥沙要小心剝去,待露出原土壤再行測量及采樣.采好的土壤樣品裝入聚乙烯自封采樣袋中,以避免磁性污染.
2. 2 樣品處理及實驗室測試
將進行磁性測試的土樣在去除石子和植物根系等之后,放在牛皮紙上于室內自然陰干,待完全干燥后用木槌砸開土塊并用研缽磨碎,全部過 2mm 孔徑尼龍篩,少部分土樣還需進一步過 0. 15mm 孔徑尼龍篩,以備掃描電鏡\\( SEM\\) 制片使用及有機質含量測試.
實驗室測量高、低雙頻質量磁化率選用的是英國 Bartington 公司產 MS2 型磁化率儀.每個樣品稱量 10 g 土壤,用無磁紙張包好放入專用柱狀聚乙烯管中,放進測試臺\\( 探頭\\) ,即可在計算機上讀數.樣品分別在 0. 47 kHz 下測得低頻質量磁化率 χlf\\( 單位 10- 8mm3/ kg\\) ,在 4. 7 kHz 下測得高頻質量磁化率 χhf\\( 單位 10- 8m3/ kg\\) .本文所指磁化率默認為低頻質量磁化率,即 χlf.天 然 剩 磁\\( NRM\\) 等指標由美國 2G 公司產 2G-760 U-Channel超導磁力儀完成.
典型樣品的磁化率隨溫度變化曲線\\( χ - T\\) 的測試使用捷克 AGICO 公司產 MFK1 系列磁化率儀來完成.將 300 mg 左右土壤樣品放入專用石英玻璃容器中,用鉑金線圈加熱,溫度測量過程完全自動化.為防止樣品在高溫時被快速氧化,將其在充氬氣環境下加熱,測量溫度介于 40 ~ 750 ℃之間.
掃描電鏡\\( SEM\\) 的測試,選用中國科學院水利部成都山地災害與環境研究所實驗室內的日本日立\\( HITACHI\\) 公司產 S3000N 型掃描電子顯微鏡,其放大倍數可介于 5 ~ 300 000 倍之間,分辨率在高真空的環境下能達到 3. 0 nm\\( 25 kV\\) .
3 結果與討論
研究區域內的土壤是由沙溪廟組紫色砂頁巖發育而成,屬于沉積巖風化而成,所以土壤磁性偏弱,遠不及火成巖風化所產生的土壤,屬低磁性土壤[23],因此任何在磁化率或者 χ - T 曲線中的小波動都值得注意.土壤磁化率雖隨深度增加有微小的降低,但幅度很小,而且變化趨勢與表土一致,所以成壤作用對于其磁性的增強在一定尺度下可以忽略[5].
3. 1 土壤磁性背景測量
由于本文的研究啟動之時,三峽水庫已經開始蓄水,因此消落帶內的土壤在蓄水前的情況目前已不可能取得,但仍可通過調查更高水位處相近條件下的土壤情況來合理彌補.選取水位高于消落帶的草地、耕地、林地 3 種當地主要的土地利用類型樣地分別進行測量和采樣,分類觀察它們的土壤磁性背景,如表 1 所示.
從 κ 和 NRM 兩個重要指標上看,耕地的非淹水狀態紫色土磁性背景最高,這應與農民施用草木灰、化肥、農藥等有關; 草地和林地相比后者的值略高,但總體相近.另外,在相同土地利用類型下,土壤磁性值在坡面上的分布是穩定的,即隨海拔的升降,磁性背景并沒有呈現出趨勢性上升或下降.
3. 2 消落帶土壤磁性分布
3. 2. 1 土壤磁化率空間分布
圖 2 展現了在共和村附近---中國科學院北京植物研究所建于消落帶內的植被恢復實驗區中表層土的\\( 低頻\\) 質量磁化率\\( χlf\\) 分布情況.圖件由8 條測線組成數據體,用 ARCGIS 軟件完成,圖中 χlf的高值用紅色表示,低值則用藍色,中間值由軟件自動計算插值過渡.值得說明的是,本輪采樣最低海拔只達到了 147 m 左右,水位更低處的土壤暴露時間太短,而且即使暴露也是含水量極大的稀泥狀,無法采樣.所以,采用了較高處的數據合理外推至 145 m 來繪圖.
圖中兩條粉色虛線之間屬于消落帶,更高位置即可認為是代表了附近土壤的磁化率背景情況.χlf在消落帶上部\\( 169 ~ 175 m\\) 與背景值類似,即20 × 10- 8~ 30 × 10^- 8m3/ kg,中部略有下降,介于15 × 10^- 8~ 20 × 10- 8m3/ kg 之間,而到較低水位處,尤其是到 157 m 以下則快速地提高到 120 ×10^- 8m3/ kg 以上,相差 6 倍以上.此處地勢較周邊更為平緩,可直觀地看出在共和村消落帶平均十幾度的坡地上土壤 χlf的分布情況.
圖 3 顯示了新政村附近的消落帶在水位退至145 m 附近時表土 χlf的分布情況,可見該區域的χlf在不同水位上的分布規律與之前共和村附近的大同小異,但總體不如后者規律性好.這主要是因為這里地形更為復雜,坡度變化較大,土壤層更薄,土壤崩解、侵蝕等搬運作用的效率不同,在一定程度上干擾了正常土壤的磁性分布.加上這里面積更大,測線布設較共和村附近研究區更稀疏,插值后繪圖也可能使結果存在一些差異.
3. 2. 2 土壤磁性礦物分析
樣品的磁化率隨溫度變化曲線為熱磁曲線,即 χ - T 曲線,是辨別樣品中主要磁性礦物成分的重要手段之一[24].通常不同磁性礦物其居里點亦不同,據此,可用以判斷土壤中所含主要磁性礦物種類.這種對應關系有一定的多解性,還需輔以其他手段.選擇消落帶上部、中部、下部以及消落帶水位之上等 4 類位置的表土做了共 24 組 χ- T 曲線.圖 4 為挑選消落帶內不同高程表土的幾組典型曲線.
由圖 4\\( a\\) 可見,采自高水位土壤的加熱曲線\\( 圖中數值較低的曲線\\) 在低于 200 ℃ 時,磁化率值較低且很穩定,約為 10 × 10- 8m3/ kg.加 溫至260 ~ 280 ℃ 時,有一個較明顯的抬升,峰值達 50× 10- 8mm3/ kg 左右.而峰值過后,隨著溫度進一步增高其值又緩慢降低,但降幅不明顯.隨后,在 520 ~530 ℃位置再出現一個小峰后,再次緩慢下降.
冷卻曲線顯示,當降至 580 ℃ 時,曲線急劇上升并在 500 ℃附近達到最高峰,峰值 270 ×10- 8m3/ kg 左右.其后,隨著溫度降低磁化率水平也有所降低,最終穩定在 150 ×10- 8m3/ kg 附近.
與單一礦物 χ - T 曲線實驗結果相比較,可初步判斷造成加溫曲線主峰值的是纖鐵礦\\( Lepido-crocite,γ - FeO\\( OH\\) \\) ,但也不排除是由無定形氧化鐵與土壤有機質在加熱過程中形成的磁性氧化鐵的反映[15,25].紫色土磁性背景較弱,這在增溫曲線中表露無遺,因為土壤中幾乎不含強鐵磁性物質.冷卻曲線的磁化率值遠高于增溫曲線主要是加溫后新生成了磁鐵礦造成的,這可以通過冷卻曲線磁性礦物 580 ℃ 特征居里點來確定.由于土壤中原本存在一些弱磁性的含鐵順磁性礦物或亞鐵磁性礦物,加上土壤中有機質含量較高\\( 原地有機質含量達 18. 2 g/kg\\) ,在作為還原劑的 C元素豐富的條件下高溫還原后形成磁鐵礦.貯存紫色土土壤的試管在本實驗做完后,經過一輪加熱后基本變成了黑色,這相當程度上是受了新生成磁鐵礦的影響.
圖 4\\( b\\) 中的曲線形態與圖 4\\( a\\) 很類似,曲線形態基本未變,只是前者兩條曲線的值分別較后者普遍偏高,這說明 157 m 水位的表土中磁性礦物組成未發生明顯的變化,只是比高水位處磁性礦物成分含量更高.
圖 4\\( c\\) 是由 147 m 高程表土實驗所得.從圖中可見低水位處土壤磁性相較其余各處都明顯偏高,低溫時就達 45 ×10^- 8m3/ kg 左右.圖 4\\( d\\) 是圖 4\\( c\\) 中加熱曲線的放大,能更清楚地看出,隨著溫度上升,其磁化率也緩慢上升,并在 280 ℃附近形成 60 × 10- 8m3/ kg 左右的峰值,而后逐步下降.
曲線的緩慢上升一是由于熱擾動造成部分單疇\\( SD\\) 磁性晶粒逐漸向超順磁\\( SP\\) 顆粒轉化,磁性變強; 二是經化驗土壤中仍含有少量纖鐵礦\\( Lepidocrocite,γ - FeO\\( OH\\) \\) ,當加溫至 250 ~300 ℃ 間開始失水,緩慢轉變為磁赤鐵礦\\( Maghe-mite,γ - Fe2O3\\) ,后者磁性強于前者.之所以曲線又出現下降是因為磁赤鐵礦不穩定,受熱后要轉化為赤鐵礦\\( 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鐵礦\\( Magnetite,Fe3O4\\) 造成的,達到 580 ℃附近磁鐵礦居里點后迅速下降.低水位土壤中纖鐵礦所造成的峰值不如高水位處明顯.磁性背景的增強是一個原因,但更主要的是針鐵礦本是氧化環境下形成的,低水位土壤經水浸泡的時間較長,屬還原環境,針鐵礦已逐漸轉化為其他磁性更低的礦物[26].
3. 2. 3 掃描電鏡下觀測磁鐵礦
將不同高程的土壤經過"磁選"等預處理后,分別放在掃描電鏡\\( SEM\\) 下觀測,發現采自消落帶低水位處磁性更強部分的土壤中存在圓球狀礦物,如圖 5 所示.Maher 等的研究表明,不同來源的磁性礦物在土壤中分布的粒徑組不同,在成土過程中產生的次生磁性礦物主要集中在粘粒組,而以懸浮方式傳播的外來磁性礦物多屬粉粒組,如此可由粒徑信息初步判斷土壤磁性增強的成因[27].再者,天然產生的磁性顆粒多為鐵的氧化物礦物,如磁鐵礦、赤鐵礦等,其礦物粒徑基本都大于圖中所示.這類呈渾圓狀、近球形的特殊礦物形態,一般只有燃燒化石燃料時所產生的磁鐵礦才具有,其磁性很強且其粒徑處在粉粒級別,較易于辨認,所以可判定為人類活動產生的磁鐵礦[27 -30].
而在消落帶中上部或更高海拔位置所采土壤樣品,雖經磁選處理在 SEM 鏡下仍幾乎找不到這種球狀磁鐵礦的痕跡.由于當地紫色土本身基本不存在磁鐵礦,圖中礦物應為外界系統帶入.在干濕環境交替下,土壤本身磁性礦物雖然會發生變化,有可能影響消落帶土壤的磁性,但鑒于庫區蓄水時間只有短短幾年,消落帶土壤中也并未檢測到背景土壤不存在的新生成強磁性礦物,所以不應是土壤磁性增強的主要原因.在工業區或重污染城市附近的土壤有受到化石燃料燃燒所產生的磁性顆粒的影響,表現出表土磁性不同程度增強的現象[28,31].圖 5 中球狀磁鐵礦應是由江水帶來,經長期淹水作用而吸附和沉淀在土壤中的.
由于越低水位處的土壤,每年受江水浸泡的時間越長,所測得的磁性越強,也越容易找到渾圓狀磁鐵礦,所以可合理推斷其含量與淹水時間呈正相關,但具體關系還需要進一步研究.總之,消落帶不同水位的土壤磁性差異是外來磁性礦物輸入、成壤作用以及土壤侵蝕等多因素的綜合體現,但外來磁性礦物輸入是最重要的原因.
4 結 論
\\( 1\\) 三峽庫區蓄水后,改變了消落帶內土壤磁性空間分布狀態,其磁性強度與其所在水位密切相關.對庫區紫色土土壤磁性特征的分析表明,在消落帶內所有主要監測斷面中的土壤磁性,整體上呈現隨淹沒水深的增加而增高的特征.較高水位的表土 χ 值與當地背景值相近,到水位較低處尤其是 157 m 以下后快速增強,它們之間的幅度相差高達 6 倍以上.
\\( 2\\) 消落帶土壤磁性發生變化是庫區蓄水后土壤中磁性礦物組成發生改變造成的.當地土壤磁性礦物調查中,較高水位土壤的 χ - T 曲線中加熱曲線并沒有磁鐵礦存在的明顯痕跡,發現"580 ℃居里點現象"的都是冷卻曲線所見,即消落帶中高水位土壤中雖含有其他含鐵礦物,但沒有原生磁鐵礦.消落帶低水位處的加熱曲線則不同,有明顯磁鐵礦存在的跡象.在 SEM 下觀察發現含渾圓狀磁鐵礦,但大多僅在 165 m 高程以下土壤的掃描結果中有發現,且水位越低越容易找到.
\\( 3\\) 渾圓狀磁鐵礦的來源即外來污染,如上游工礦等重污染企業燃燒煤炭、燃油等化石燃料所排放的煙塵,順長江干流而下并通過浸泡等方式逐漸吸附和沉積于低水位土壤中.這些點源污染物如果在空氣中飄散,沉降量會由于風向變化、擴散作用等因素的存在,使得其沉降規律更加復雜.河流是個一維的傳播載體,對污染物傳播的追溯會更加方便.今后如能通過監測磁的手段從研究"匯"的特性反演出污染源的分布情況,將對污染物擴散研究有很大實用價值.
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