浅析水利工程对南四湖现代沉积速率的影响
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水利工程
浅析水利工程对南四湖现代沉积速率的影响
发布时间：2015-11-10 16:05
湖泊沉积物是流域环境的天然档案馆[1]，它能连续、完整地记录流域自然环境变化及人类活动信息，在研究全球变化与区域响应方面具有不可替代的优势[2]. 近百年来，人类活动的范围、强度不断扩大和增强，尤其是修筑堤、坝等水利工程，改变了湖泊原有的水动力环境，这势必会影响到泥沙的搬运和沉积过程，使沉积特征发生改变. 要反演全球和区域的近代自然环境变化，提取人类活动信息，必须以精确的定年为基础，确定沉积物的沉积年代，建立高精度的现代湖泊沉积序列[3-4]. 放射性同位素( 137 Cs、210 Pb等) 测年法具有时间尺度短、测年精度高等特点，被广泛应用于湖泊[5-6]、水库[3，7-8]、河口[9]、沼泽[10-11]、海洋[12-13]、海湾[14-15]等近现代沉积物的研究.
南四湖是我国十大淡水湖之一，在工农业用水、水产养殖、防洪、航运等方面作用巨大，同时也是我国南水北调东线工程的重要调蓄湖泊. 为了合理开发利用南四湖资源，前人做了大量研究工作，取得了一系列成果. 文献[16-18]对南四湖各湖泊及整个南四湖的形成时代及成因做了研究; 沈吉等[19]根据沉积岩心色素指标特征、有机碳氮比值和有机碳同位素特征分析，初步确定了南四湖的成湖时代; 武周虎等[20]利用平均综合污染指数法筛选出17 条重污染河流，并指出这些河流与南四湖中ρ( TN) 、ρ( TP) 的关系;高学平等[21]则利用主成分分析法研究了泗河等15条主要入湖河流对南四湖水质造成的影响，并以ρ( DO) 、ρ( CODCr) 、ρ( CODMn) 、ρ( BOD5) 等作为评价指标对湖区污染状况进行了评价; 王元军[22]通过典型样地调查，应用二元属性数据和数量数据对南四湖沉水植物的β 多样性与生境之间的关系进行了研究.然而目前鲜见关于人类活动( 尤其是水利工程) 产生的湖泊沉积环境效应的研究. 1960 年，南四湖堤、坝等水利工程建成使用后，改变了其原有的沉积环境，使自然湖泊成为受人工调控的水库型湖泊. 该研究以放射性同位素( 137Cs、210Pb) 测年为基础，结合水利工程建成使用的时间，探讨137Cs、210 Pb 计年方法在浅水湖泊中的适用性; 确定南四湖沉积物的沉积年代，计算沉积速率; 分析水利工程建设对湖泊影响的程度与后果，以期为南四湖的合理开发利用与保护提供理论依据.
1 研究区概况
南四湖( 34°27’N ～ 35°20’N、116°34’E ～ 117°21’E)地处沂蒙山地丘陵区及津浦铁路西侧，位于山东省西南部的济宁市微山县，湖形狭长，呈东南—西北向延伸. 该湖由南阳、独山、昭阳、微山4 个湖区组成，湖长约125 km，宽5 ～ 25 km，湖盆地势北高南低，是华北地区面积最大的浅水淡水草型湖泊[23]. 入湖河流53 条，河流流域面积超过500 km2 的有12 条. 湖东为山洪河道，源短流急; 湖西为平原坡水河道，集流入湖缓慢; 出湖河道为位于南四湖南部的韩庄运河、伊家河、老运河及不牢河等[4， 24]. 南四湖流域位于暖温带季风气候区，多年平均降水量为773. 6 mm，年均日照时数为2 515. 5 h，年均气温为13. 8 ℃( 湖内年均气温为14. 3 ℃) .
1960 年建成使用的二级坝将南四湖一分为二. 北部为上级湖，包括南阳、独山及部分昭阳湖; 南部为下级湖，包括微山湖及部分昭阳湖，洪水通过节制闸由上级湖下泄到下级湖，再通过下级湖南端的韩庄水利枢纽等出口流出.
2 材料与方法
2. 1 样品采集
于2010 年5 月，分别在南四湖二级坝两侧的下级湖和上级湖的湖心处，使用奥地利Corer-60 重力采样器( 采样管内径为8. 3 cm) 采得未受扰动的沉积岩柱WS2( 34°38’61″N、117°11’47″E，水深185 cm 处，沉积岩柱长37 cm) 及DS2( 35°05’09″N、116°47’20″E，水深298 cm 处，沉积岩柱长39 cm) 各1 根，带回实验室分样，样品按0. 5 ～ 1. 0 cm 的间距切割，称其湿质量. 然后使用恒温鼓风干燥箱( 60 ℃) 烘干样品，冷却、称量、研磨、过0. 147 mm 筛. 称取10 g 左右样品放入塑料容器内，用蜡封口，放置21 d 使226 Ra 与210Pb处于永久衰变平衡状态，然后进行同位素的γ-射线测试[4，6].
2. 2 样品测试
样品的γ-射线测试在南京师范大学地理科学学院江苏省环境演变与生态建设重点实验室进行，放射性核素210 Pb、226 Ra、137 Cs 的比活度采用美国EG&GORTEC 公司生产的高纯锗P 形探测器、数字化谱仪及多通道分析系统测定; 210Pbex( 过剩210Pb) 的比活度为210Pbt( 总210Pb) 与226Ra 比活度的差值[4，6， 25].
2. 3 137Cs 和210Pb 测年方法原理
137Cs 是随着大气层热核试验而产生的一类人工放射性核素，而210 Pb 为天然放射性Pb 的同位素，是238U 系列中226 Ra 衰变中间产物222 Rn 的α 衰变子体，将二者结合起来应用于近现代沉积物计年，进而确定湖泊等水体泥沙的沉积速率. 计年原理见文献[1，6，8，26-36].
通过分析沉积物柱芯中210 Pbex的比活度，可计算该层节的沉积年龄，并计算出沉积速率. 210Pbex计年的常用模式有2 种[1， 33-34]: ①CIC( 常量初始浓度) 模式，适合于含侵蚀来源210 Pbex的水环境系统; ②CRS( 恒定补给速率) 模式，适用于210Pbex输入通量保持恒定，沉积物堆积速率可能随时间变化的条件. 在计算沉积速率时，为减小压实效应带来的误差，使计年结果更精确，该研究以沉积物的质量深度( 即单位面积沉积物的质量，gcm2 ) 代替沉积物的实际厚度[4，6， 36].
3 结果与讨论
3. 1 137Cs 垂直分布与计年
总体上WS2 和DS2 的137Cs 比活度均不高，蓄积峰均未超过25. 0 Bqkg，与长江中下游湖泊沉积物中137Cs 的蓄积峰[37-38]相似. WS2 中大部分137Cs 断续分布在质量深度为6. 65 gcm2 以上层位，蓄积峰出现在质量深度为0. 48 gcm2 处，该处137Cs比活度为( 4. 7 ± 1. 6 ) Bqkg. 在质量深度为18. 36 gcm2 处最先检出137 Cs，其比活度仅为( 1. 7 ±0. 9) Bqkg; 由该处向上到质量深度为6. 65 gcm2处，137Cs 均低于检出限. DS2 中137 Cs 主要分布在质量深度为6. 96 gcm2〔137 Cs 比活度为( 1. 4 ± 1. 2 )Bqkg〕以上层位，蓄积峰出现在质量深度为3. 45gcm2处，比活度为( 23. 9 ± 1. 4) Bqkg，其以上层位137Cs比活度有所降低，至沉积岩柱表层时降至( 14. 9 ± 1. 4) Bqkg; 但在质量深度为14. 64 gcm2 处也检测到137Cs，其比活度为( 2. 3 ± 1. 0) Bqkg，该处以上层位直至质量深度为7. 6 gcm2 处，137Cs 比活度均低于检出限. WS2、DS2 中137 Cs 总沉降量分别为( 87. 9 ± 60. 4) 、( 850 ± 146. 7) Bqm2 . WS2、DS2 的137Cs剖面分布均与全球公认的剖面分布模式相背离，其随时间的变化规律与北半球大气中137Cs 的沉降时序并不相吻合，137Cs 在沉积物中达到蓄积峰后，向上并没有降低，反而呈向表层聚集趋势，而且在剖面中最先检测到137 Cs 的层位( 经210 Pb 计年验证) 对应的时间要远早于137 Cs 的初始降落时间，这在其他湖泊的研究[39-41]中也出现过类似现象，可见，单独使用137Cs计年法难以确定沉积物的年代.
南四湖沉积岩柱中137Cs 出现该分布状态的可能原因[4]: ①137Cs 的半衰期为30. 17 a，经过近50 多年的自然衰变，导致137 Cs 的1954 年时标失效、1964 年的137Cs 比活度降低. ②受到生物扰动和机械扰动.南四湖是一大型淡水草型浅水湖泊，湖中布满水生植物，其死亡残体转化成的有机质主要集中于沉积物上部，由于137 Cs 易被有机质吸附，导致137 Cs 向表层集聚[1， 40]; 南四湖水较浅，底栖生物活动、风浪、船舶行驶等均会对沉积物产生机械扰动，使137 Cs 发生沉积混合. ③湖泊沉积物中蓄积的137 Cs 部分来自流域内土壤侵蚀的延迟输入[40， 42-43]，如某年份通过大气沉降到流域土壤表面的137 Cs 被土壤颗粒吸附，当年并不能全部随土壤侵蚀进入到湖泊沉积物中，剩余部分会随其后不同年份的土壤侵蚀过程进入湖泊，并蓄积在相应发生侵蚀年份的沉积层位中，故相对于某年份的大气沉降蓄积在沉积物中的137 Cs 具有一定滞后性. 因为137Cs 时标法的建立是基于137Cs 主要来自大气沉降这一前提，所以在土壤侵蚀输入影响下，沉积岩柱中137Cs 的剖面分布背离于大气历史沉降时序，其蓄积峰不具有时标意义. 2 个沉积岩柱中137 Cs 总蓄积量的对比可以说明该问题. 2 个沉积岩柱位于同一区域，其137Cs 的大气沉降量应该基本相近，若排除流域土壤侵蚀输入的影响，二者137 Cs 的剖面形态及蓄积量也相近，但137 Cs 的分布及总蓄积量对比结果表明，DS2 中蓄积的137 Cs 比活度蓄积峰及其总蓄积量均高于WS2，二者137Cs 蓄积峰之比为5. 09，总蓄积量之比则为9. 7，推断可能是由于二级坝建成后，使得南四湖上级湖、下级湖的流域面积与湖泊面积之比分别为44. 74、5. 30，而相近区域内该比值越大，137Cs 的总蓄积量就越大，峰值越明显，反之则相反.
因此，上级湖137Cs 的总蓄积量较大，下级湖则较小. 2 个沉积岩柱137 Cs 总蓄积量的差值同时也表明了DS2 中137Cs 随流域土壤侵蚀的输入量远大于大气直接沉降量，导致137 Cs 蓄积峰的蓄积年代与大气沉降峰的沉降年代不对应; 而对于WS2，由于流域面积较小，137Cs 比活度绝对值也较小，其受流域土壤侵蚀过程中137 Cs 输入量的影响可能更加明显，致使WS2中出现的137Cs 蓄积峰的蓄积年代也不能简单地对应于大气137Cs 沉降峰的沉降年代[42].
因此，南四湖流域土壤侵蚀过程中137 Cs 的输入量是导致2 个沉积岩柱中137Cs 峰值失去时标意义的最重要原因[7， 39-40]. 可见，单独使用137Cs 时标法难以确定沉积物的沉积年代，需要与其他断代方法相结合来进行.
3. 2 垂直分布与210Pbex计年
南四湖2 个沉积岩柱表层中210 Pbex的比活度分布出现异常，比活度自表层向下并未呈指数递减，反而有所升高，这可能与沉积物表层的混合作用及222Rn 的丢失有关[36]. WS2 表层210 Pbex的比活度为( 266 ± 34) Bqkg，向下至质量深度为0. 63 gcm2处达到最高值，为( 880 ± 354) Bqkg; 而DS2 表层210Pbex的比活度为( 255 ± 17) Bqkg，向下至质量深度为1. 62 gcm2 处达到最高值，为( 302 ± 23) Bqkg. 2个沉积岩柱中210Pbex的比活度达到最高值后，向下分别呈锯齿状递减，说明沉积速率出现波动，适于采用210Pb计年的CRS 模式计算2 个沉积岩柱各层节沉积物的沉积年代.根据210Pb 计年的CRS 模式分别计算2 个沉积岩柱各层节沉积物的年代和沉积速率，并绘制沉积速率-年代关系曲线.
由曲线可见，WS2 底部的沉积年代为1842 年，1842—2010 年沉积速率平均值为0. 14 g( cm2·a) ;DS2 底部的沉积年代为1859 年，1859—2010 年沉积速率平均值则为0. 12 g( cm2·a) ，与WS2 相差不大.但自沉积岩柱底部至表层，150 多年来各阶段的沉积速率并不稳定，既有长期的相对稳定阶段，也有短期的剧烈变化阶段. 过去100 多年来，南四湖流域地质环境等较为稳定，其对沉积速率的影响较小; 而该流域季风气候特征明显，降水变率及年际变化较大，在丰水年对应于湖泊沉积速率的上升，枯水年则相反.该流域于1919 年、1927 年、1929 年、1959 年、1966年、1976—1979 年、1982—1983 年、1986—1989 年、1991—2000 年、2002 年均出现了严重旱灾，使得入湖泥沙流量减少，沉积速率较低，对应于沉积速率的低值; 1890 年、1897 年、1921 年、1933 年、1935 年、1940年、1957 年、1961 年、1963—1964 年、1969 年、1971年、1974 年、2003—2005 年遭遇涝灾[4， 23-24]，使得沉积速率相对升高，对应于沉积速率的较高值，210Pb 计年的CRS 模韄捋r式分析结果与该流域历史年降水资料所反映的沉积情况[4]相吻合. 此外，该流域内不同历史时期人类活动方式和强度的不同，也会导致湖泊沉积效应存在差异. 根据2 个沉积岩柱沉积速率的变化趋势，并结合流域人类活动记录，可将南四湖的沉积以1960 年为界划分为两大时段.
3. 2. 1 1960 年之前时段
DS2、WS2 所反映的上级湖、下级湖的沉积速率变化趋势相似，1960 年之前二者的沉积速率平均值分别为0. 069、0. 160 g( cm2·a) ，下级湖的沉积速率要比上级湖快. 说明在1960 年之前，由于尚未建成二级坝等水利工程，南四湖是一个自然贯通的整体，湖水所携带的泥沙在下游的沉积量多于上游. 根据泥沙沉积状况，可将该阶段以1900 年前后为界划分为2 个时期: ①由各沉积岩柱底部所对应的年代开始至1900 年前后，沉积速率较低但相对平稳. 上级湖、下级湖沉积速率平均值分别为0. 036、0. 030g( cm2·a) ，反映出该时期流域内人类活动强度较低，对湖泊的干扰较小，湖泊在自然因素作用下缓慢沉积. ②1900 年前后至1960 年前后，沉积速率加快并剧烈波动. 南四湖的沉积速率均较前一时期有所加快，呈波动上升趋势，上级湖、下级湖沉积速率平均值分别为0. 096、0. 290 g( cm2·a) . 这可能与流域内人类活动强度加大所导致的生态环境破坏和流域土壤侵蚀加剧有关. 该时期内，随着人口的不断增加，人类对流域土地利用强度加大，尤其是建国后国民经济恢复与发展时期，为解决粮食问题，人类在湖区大量拓干滩涂湿地、围湖造田种植粮食作物等，导致水土流失日益加剧，大量泥沙入湖; 湖区种植莲藕、菱角、蒲姜草、芦苇等水生经济植物，植物残体的不断堆积使湖泊淤积加快，这也是湖泊沉积速率逐渐上升的重要原因.
3. 2. 2 1960 年之后时段
对应于二级坝等水利工程建成使用后，南四湖泥沙沉积速率发生显著改变，其中上级湖沉积速率有所上升，而下级湖沉积速率有所下降，并且上级湖的沉积速率要比下级湖大，二者呈一定负相关. 1960—2010 年，上级湖、下级湖沉积速率平均值分别为0. 218、0. 072 g( cm2·a) . 该分布规律与二级坝等水利工程的修筑有很大关系. 1960 年二级坝等水利工程建成使用后，南四湖成为受人工调控的水库型湖泊，全流域88. 4% 的水沙量受其拦截并沉积于上级湖，导致上级湖沉积速率显著上升，而下级湖承接的水沙量大为减少，因而沉积速率显著下降. 可见，210Pb计年的CRS 模式分析结果较准确地提取了这一人类事件信息，证明将该模式用于南四湖沉积计年具有较高的可靠性. 根据该阶段上级湖、下级湖沉积速率的变化情况，将其以1976 年前后为界划分为2 个时期: ①1960—1976 年前后，湖泊泥沙沉积速率相对较高、波动较大. 其中，上级湖的沉积速率较建坝前有所加快，至1972 年前后达最大值，为0. 520 g( cm2·a) ，随后沉积速率减慢，平均值为0. 340 g( cm2·a) ; 而下级湖的沉积速率较建坝前显著降低，但其在建坝后的该时期内表现相对较高，较高值出现在1966 年前后，为0. 320 g( cm2·a) ，随后沉积速率降低，平均值0. 170 g( cm2·a) . 沉积速率较高的原因: 该时期适逢大坝建成初期，加上当时的经济政策以大力发展农业为主，单一追求粮食高产，实施大面积毁林开荒、围湖造田、滥垦耕地、引黄灌溉等农业生产活动，导致生态环境恶化、水土流失加剧，湖泊沉积速率相对较高; 流域旱涝灾害频繁，旱时沉积速率下降，涝时沉积速率上升，致使湖泊的沉积速率处于波动状态. ②1976 年前后至2010 年，上级湖沉积速率呈波动下降，下级湖沉积速率较低但相对平稳. 该时期上级湖的沉积速率高于下级湖，二者分别为0. 150、0. 030 g( cm2·a) .湖泊沉积速率下降的原因: 政府加强了流域治理，在湖泊主要河流的上、中游先后修建了多处大、中、小型水库及塘、坝等蓄水工程，有效地拦截了来自山区、丘陵区的泥沙，，减少了下游河道及湖泊的淤积量; 湖内进行了割苇、切滩、开挖引河等工程，致使沉积速率进一步降低. 二级坝的存在使得上级湖、下级湖沉积速率差异对比明显，上级湖高于下级湖.
4 结论
a) 南四湖流域内侵蚀土壤延迟输入带来的137Cs，是导致沉积岩柱( WS2 和DS2) 的137 Cs 剖面分布背离全球公认分布模式的主要原因; 单独使用137Cs时标法难以确定沉积物的沉积年代，需要与其他断代方法相结合来进行.
b) 以二级坝水利工程的建成时间( 1960 年) 作为一个有用时标，证明将210 Pb 计年的CRS 模式用于南四湖沉积计年具有较高的可靠性.
c) 水利工程对南四湖现代沉积速率产生了深刻影响，以二级坝建成使用时间为界，划分为两大时段:1960 年之前，南四湖是一个自然贯通的整体，上级湖、下级湖的沉积速率变化趋势相似，都经历了1900年之前在自然条件影响下的缓慢沉积以及1900 年前后至1960 年间的快速沉积( 下级湖沉积速率高于上级湖) . 1960—2010 年，上级湖沉积速率高于下级湖，其中， 1960—1976 年前后，湖泊沉积速率相对较高、波动较大; 1976 年前后至2010 年，上级湖沉积速率呈波动下降，下级湖沉积速率较低但相对平稳.
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