王晓慧, 吴伊婧, 范代读. (2019)福建兴化湾外近海210Pb法沉积速率及校正方法* [J]. 古地理学报, 21(3): 527-536
Wang Xiao-Hui, Wu Yi-Jing, Fan Dai-Du. (2019)210Pb derived sedimentation rates in offshore area of the Xinghua Bay,Fujian Province, and proposed calibration method [J]. Journal Of Palaeogeography, 21(3): 527-536.   
Doi: 10.7605/gdlxb.2019.03.034
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福建兴化湾外近海210Pb法沉积速率及校正方法*
王晓慧, 吴伊婧, 范代读
同济大学海洋地质国家重点实验室,上海 200092
通讯作者简介 范代读,男,1972年生,同济大学教授,博士生导师,从事沉积学研究。E-mail: ddfan@tongji.edu.cn。

第一作者简介 王晓慧,女,1993年生,同济大学硕士研究生,海洋地质学专业。E-mail: xhWang_12@163.com。

收稿日期:2018-06-01
基金资助:*国家自然科学基金项目(编号:41476031,41776052)和国家科技基础性工作专项(编号:2013FY112200)联合资助
摘要

运用 γ谱仪,对采自福建省兴化湾外近海海域的 D37和 FJ3- 12孔进行了 210Pb 、 226Ra和 137Cs 活度的测试,得到这 3种核素活度随深度变化特征。分别运用 210Pb 法的 CFCS模式(恒定通量恒定沉积模式, Constant Flux and Constant Sedimentation)和 CRS模式(恒定供给速率模式, Constant Rate of Supply)以及 137Cs 时标法计算平均沉积速率,发现 3种方式的计算结果存在一定差异。在排除粒度变化对核素剖面的影响后,对比不同取样深度的结果发现,指数衰减剖面不完整度(取样深度未达 210Pb 的本底值区)对运用 CFCS和 CRS模式计算平均沉积速率均有不利影响,其中对 CRS模式的影响随剖面不完整性愈强而愈显著。为此提出了相关校正方法作为参考,即先根据 CFCS模式估算平均沉积速率和相应的210Pbex累积量,再通过 CRS法建立钻孔年龄框架,由此可计算得出 D37和 FJ3- 12孔的平均沉积速率分别为 2.76cm/yr和 4.53cm/yr。

关键词: 兴化湾; 沉积速率; 210Pb; 137Cs; 校正方法
中图分类号:P512.2 文献标志码:A 文章编号:1671-1505(2019)03-0527-10
210Pb derived sedimentation rates in offshore area of the Xinghua Bay,Fujian Province, and proposed calibration method
Wang Xiao-Hui, Wu Yi-Jing, Fan Dai-Du
State Key Laboratory of Marine Geology,Tongji University,Shanghai 200092,China
About the corresponding author: Fan Dai-Du,born in 1972,is a professor and Ph.D. advisor of sedimentology at Tongji University. E-mail: ddfan@tongji.edu.cn.

About the first author: Wang Xiao-Hui,born in 1993,is a master candidate at Tongji University and majors in marine geology. E-mail: xhWang_12@163.com.

Fund:[Co-funded by the National Natural Science Foundation of China(Nos. 41476031,41776052)and the National Technology Basic Investigation Project(No.2013FY112200)]
Abstract

Core D37 and FJ3-12,collected from the offshore area of the Xinhua Bay,Fujian Province,were analyzed by γ-spectrometer to test the activities of210Pb,226Ra and137Cs and the activity characters of three nuclide with depth were abtained. It was demonstrated that there existed some differences in mean sedimentation rates of Core D37 and FJ3-12 through CFCS and CRS models for210Pb inventories and the137Cs time-scale method, respectively. After eliminating the effect of grain size changes on the nuclide profile,the difference between varied sampling depth is obvious. It is also suggested that the incompleteness of logarithmic attenuation profile( i.e., the sampling depth less than that bearing210Pb background value)has an adverse effect on calculating sedimentation rates by CFCS and CRS models,even more on CRS model by less incompleteness of the profile. Therefore,a rectification method was proposed to calculate the mean sedimentation rates for the upper boundary of sustaining210Pb(or none210Pbex)layer by the CFCS model,and then sedimentary chronology of the study cores by the CRS model with this deduced data. And the mean sedimentation rates of D37 and FJ3-12 are 2.76cm/yr and 4.35 cm/yr,respectively.

Key words: Xinghua Bay; sedimentation rate; 210Pb; 137Cs; calibration method
1 概述

沉积物岩心记录着海洋环境变化的历史, 放射性核素 210Pb 、 137Cs 等的含量分布可以被用来推算沉积物的沉积速率, 并为海洋环境中发生的历史事件提供时标(刘广山等, 2002)。210Pb 定年方法最初由Goldberg(1963)提出, 随后被Koide等(1972)应用于海洋沉积物定年, 该方法很大程度上促进了沉积速率测算、区域物质通量估计和古环境信息重建等研究的进展(Huh and Su, 1999)。大量研究表明, 210Pb 初始输入量变化、沉积后改造或受测试技术的限制, 会引起沉积物岩心 210Pbex垂向剖面的波动(Kuehl et al., 1986; Dukat and Kuehl, 1995; Sommerfield and Nittrouer, 1999)。因此, 210Pb 定年结果的准确性需要不同方法来对比验证。137Cs 是一个由核试验或核事故产生的人工放射性核素, 最早出现在1950s早期, 分别在1963年和1986年等年份出现峰值。由于 137Cs 易通过γ 能谱与 210Pb 一起测试, 故常通过二者的联合测量以达到沉积速率的互相印证。

210Pb 法计算沉积速率通常使用CFCS模式和CRS模式。其中, CFCS模式通常要求柱样中的 210Pbex分布呈指数衰减, 或至少分段呈指数衰减形式, 以满足运用该模式估算平均沉积速率的前提条件(纪丽红等, 2009); CRS模式是根据 210Pbex累积量计算不同层位的沉积速率, 对 210Pbex的分布形式并无严格要求, 但剖面的不完整性会对计算结果产生一定的影响。在台湾海峡地区, 由于频繁受台风和洪水事件影响, 水体常处于动荡的高能环境, 导致在该地区存在大量的且不稳定的沉积物输运。因此, 得到的 210Pb 剖面往往是非稳态的(Huh et al., 2011)。为了得到更为可靠的沉积速率, 作者同时对采自该地区的D37和FJ3-12孔进行了 210Pb 和 137Cs 比活度测试分析, 联合运用 137Cs 时标法和 210Pb 法CFCS和CRS模式计算沉积速率, 在对比研究基础上, 提出针对取样深度未能满足 210Pb 衰减至本底剖面的沉积速率计算校正方法。

2 样品来源与测试分析方法

此次分析的D37孔和FJ3-12孔短柱状样于2016年冬季航次使用重力采样器分别采自于福建省兴化湾口门外东海近海海区的2个站位— — D37和FJ3-12(图 1)。兴化湾地处福建省沿海中部, 莆田市与福清市境内。海湾被龙高半岛、莆田平原和石城半岛所环绕, 东南侧有南日群岛掩护。木兰溪位于福建省莆田市境内, 全长约10 5km, 流域面积1830km2, 经三江口注入兴化湾。

图 1 福建兴化湾及周边海域水深图和采样站位Fig.1 Bathymetric map of Xinghua Bay of Fujian Province and peripheral seas, and sampling stations

2个采样站位相距较远, 水动力环境有所差别。FJ3-12站位(119 ° 55'56 ″E, 25 ° 33'20 ″N, 水深36. 5m)处于南日岛外侧, 受逆时针旋转流影响; D37站位(119 ° 45'38.4 ″E, 25 ° 06'37 ″N, 水深5 8m)靠近海坛岛, 主要受控于台湾海峡半日潮往复流(李冬梅等, 2005)。

2个站位所采沉积物柱样长度均小于重力采样管长度, 未见沉积物溢出, 肉眼可见管内表层沉积物未受明显扰动, 因此可满足 210Pbex定年的基本要求。柱状样采集后低温保存于 4℃恒温岩心库直至实验分析。在实验室内先将柱状沉积物样对半剖开, 一半继续低温保存, 另一半在无损元素XRF扫描测试后以 1cm为间隔进行分样, 用于γ 谱仪测试的样品一般采1 0g左右湿样, 进行称重Mw(g), 后置于6 0℃的烘箱内烘干24 h, 再次称重Md(g), 通过下式计算获得样品含水率Wc(%):

Wc=Mw-MdMw×100%(1)

取孔隙水密度ρ w=1.02 5g/cm3, 颗粒密度ρ s=2. 6g/cm3, 可进一步计算沉积物干密度ρ d(g/cm3):

ρd=ρs×ρw×(1-Wc)ρw×(1-Wc)+ρs×Wc(2)

之后用玛瑙研钵研磨至无明显颗粒感, 装入样品盒密封, 静置20天后待测。

样品测试在同济大学海洋地质国家重点实验室完成, 使用井式低本底高纯锗探头的γ 能谱仪(GWL-120-15-LB-AWT, AMETEK)测定样品中的 210Pb 、226Ra和137Cs 活度, 计数活时间为8 6000 s。其中, 210Pb 、 137Cs 活度分别由能谱中能量为46.54keV、661.66keV的γ 射线计数获得, 而226Ra主要依据能量为295.21keV(214Pb)和351.92keV(214Pb)的γ 射线计数获得。测量完成后, 使用数字化谱仪解谱, 使用GammerVision 32能谱分析软件分析并计算数据。

用于粒度分析的样品取0. 5g左右湿样置于5 0mL试管, 分别加入1 5mL 30%的H2O2和1 5mL 10%的HCl, 去除有机质和碳酸钙, 然后加去离子水至5 0mL刻度为止, 静置12 h后移去上清液, 重复此步骤直至上清液呈中性为止; 加入分散剂, 超声振荡1 5min后, 使用同济大学海洋地质国家重点实验室Beckman Coulter LS230型全自动激光粒度仪测试。

3 210Pb 和 137Cs 法计算原理
3.1 210Pb 法

在现代沉积物中, 210Pb(半衰期22.3年)主要由两部分组成: 一部分来自大气散落, 通过干湿沉降进入水体并逐年沉积在湖底或海湾底部, 称为过剩 210Pb( 210Pbex); 另一部分是沉积物自身包含的通过铀系衰变产生的 210Pb, 即补给 210Pb(210Pbsup), 可通过测量226Ra获得(Last and Smol, 2001)。因此, 沉积物中 210Pb 总量可表示为:

210Pb=210Pbsup+210Pbex(3)

通过测量岩心不同层位样品中的 210Pbex比活度, 就可以计算相应的沉积速率或者沉积年龄。

恒定供给速率模式(Constant Rate of Supply, CRS)(Goldberg, 1963)和恒定通量恒定沉积模式(Constant Flux Constant Sedimentation, CFCS)(Crozaz et al., 1964)是2种重要的 210Pbex沉积速率计算方法。CRS模式假设沉积通量恒定, 但沉积速率随时间而变化, 可以用以下公式描述:

A(i)=A(0)e-λt(i))(4)

式中, A(i)表示沉积柱中深度i(cm)以下 210Pbex的累积量(dpm/cm2); A(0)即为整个沉积柱中 210Pbex的累积量; λ 为 210Pb 的衰变常数, 取0.03118/yr; t(i)为深度i处的沉积物年龄(yr)(Sanchez-Cabeza and Ruiz-Ferná ndez, 2012)。由此得到沉积物柱各段沉积年龄, 再计算对应层段沉积速率s(cm/yr):

s=D(i)-D(i-1)t(i)-t(i-1)(5)

其中, D(i)表示i处的深度值(cm)。

CFCS模式作为CRS模式的一种特殊形式, 进一步假定沉积物的供给速率不变, 不同深度的沉积物 210Pbex比活度随深度呈指数衰减:

C(i)=C(0)e-λm(i)γ(6)

式中, C(i)为深度i(cm)处 210Pbex的比活度(dpm/g); C(0)为t=0时沉积物中 210Pbex的初始比活度(dpm/g); λ 为 210Pb 的衰变常数, 取0.03118/yr, m(i)为质量深度(g/cm2); γ 为质量累积速率(g/(cm2· yr))(Sanchez-Cabeza and Ruiz-Ferná ndez, 2012)。

以C(i)作为y轴, m作为x轴拟合出1条指数函数的曲线, 从而计算得到2个站位的质量累积速率γ (g/(cm2· yr))。已知沉积物干密度, 可计算相应沉积速率:

s=γρ(7)

s为沉积速率(cm/yr); ρ 为沉积物的干密度(g/cm3)。

3.2 137Cs 法

137Cs(半衰期30.2年)是一种人工放射性核素, 是核裂变的重要产物。自大气层核试验以来, 核爆炸产生的 137Cs 随大气参与全球环流, 随降水进入水体, 吸附于悬浮物上沉降下来, 并逐年积累。20世纪50年代进行的核试验, 使 137Cs 开始大范围地散布到全球环境中, 在北半球沉积物中最早检测到 137Cs 的时间为1954年。全球大规模的核试验主要集中在1961— 1963年, 在北半球, 137Cs 沉降最大峰值出现在1963年。除此之外, 在1971— 1974年又进行了几次大规模的核试验, 因此1974— 1975年也是 137Cs 沉降的相对集中期。1986年, 前苏联切尔诺贝利核泄漏事故, 产生了大量的放射性核素 137Cs。核试验散落的 137Cs 有明显的时序性, 可根据 137Cs 在沉积物中的起始层位、最大值对应的深度估算平均沉积速率(夏小明等, 2004)。根据层位与年代关系可以按下式推算:

S=Z/(T0-Tt)(8)

式中, S为平均沉积速率, Z为 137Cs 峰值所对应的深度, Tt为出现 137Cs 比活度起始值或峰值所对应的年份, T0为沉积物采集时所对应的年份。

4 结果
4.1 粒度垂向变化

作者对D37孔沉积物进行了粒度分析, 其各组分百分含量和平均粒径随深度的变化如图 2-A、2-B所示。从下至上沉积物组成较为均一, 砂、粉砂和黏土平均含量分别为8.41%、65.87%和25.72%; 各粒级百分含量在小范围内波动, 反映了一个较为稳定的沉积环境。大致以深度10 0cm为界, 上段砂质含量略有减少, 平均粒径也较下段小一些。Zr/Rb值变化范围0.49~1.31, 比值在1左右小范围波动。Zr相对富集于粗颗粒物质中, Rb则富集于黏土等细颗粒物质中(Dypvik and Harris, 2001; 成艾颖等, 2010), 因此Zr/Rb值常用来反映沉积物粒径的变化(王敏杰等, 2010)。对比发现, D37孔中Zr/Rb值和平均粒径的峰谷变化较一致, 且深度10 0cm以上的Zr/Rb平均值要比其之下的平均值小一些。

图 2 福建兴化湾外D37和FJ3-12孔沉积物粒度和Zr/Rb值变化
A— D37孔沉积物各粒级百分含量; B— D37孔沉积物的平均粒径和Zr/Rb随深度的变化曲线; C— FJ3-12孔沉积物Zr/Rb随深度的变化曲线Fig.2 Downcore variation in grain size and Zr/Rb of Cores D37 and FJ3-12 from offshore area of the Xinghua Bay, Fujian Province

图 2-C为FJ3-12孔Zr/Rb值随深度变化的曲线, 变化范围0.66~2.71, 比D37孔变化范围大一些, 大部分层位的Zr/Rb值大于1。这与FJ3-12孔总体较粗于D37孔相一致, 也是FJ3-12孔水深(36. 5m)较D37孔(5 0m)小、沉积水动力较强的反映。

4.2 样品含水率和干密度

D37和FJ3-12孔含水率和干密度随深度变化如图 3所示。FJ3-12孔含水率随深度增加而下降, 由于压实效应沉积物干密度随深度增加而增加; D37孔含水率和沉积物干密度的变化较小。D37孔含水率和干密度平均值分别为37.03%、1.0 4g/cm3, FJ3-12孔含水率和干密度平均值分别为32.17%、1.1 9g/cm3。

图 3 福建兴化湾外D37和FJ3-12孔沉积物的含水率和干密度的垂向分布Fig.3 Profile variations in water content and dry bulk density of Cores D37 and FJ3-12 from offshore area of the Xinghua Bay, Fujian Province

根据郭允谋等(1995)提出的台湾海峡现代沉积环境划分方案, D37孔位于现代细粒沉积区, FJ3-12孔位于粗细混合沉积区, 这与2个岩心的粒度分析结果相一致, 即FJ3-12孔沉积物粒度组成明显要比D37孔的粗(图 2)。这种粒度组成差异可能是导致FJ3-12孔沉积物受压实效应比D37孔更显著的原因。

4.3 210Pb 法沉积速率

D37和FJ3-12孔的 210Pb 比活度变化范围分别为0.53~8.21 dpm/g和2.00~9.49 dpm/g(图 4)。2个岩心的最大值所在深度分别为18. 5cm和12. 0cm, 而不是在最表层。这种现象通常是由生物扰动以及水动力作用等造成的, 称为混合层(火苗等, 2011)。在D37孔120. 5cm深度以下 210Pb 比活度与226Ra接近, 在2.00 dpm/g左右波动, 不再随深度增加而继续减小, 可见已达到区域的本底值。FJ3-12孔有一些深度的 210Pb 比活度明显偏低, 据前人研究表明, 该现象可能是低活度的老沉积物混入所造成的(Andersen et al., 2000)。截止到取样深度123. 0cm, 210Pb 比活度值有继续减小的趋势, 210Pb 与226Ra未达到平衡, 可见取样深度尚未达到本底值区。

图 4 福建兴化湾外D37和FJ3-12孔中 210Pb 、226Ra和 137Cs 比活度随深度变化特征Fig.4 Downcore variations in 210Pb, 226Ra and 137Cs of Cores D37 and FJ3-12 from offshore area of the Xinghua Bay, Fujian Province

在去掉顶部的混合层和一些混入层的低值后, 应用CRS模式计算得到D37孔111. 5cm和FJ3-12孔122. 5cm沉积速率随深度变化如图 5所示, 平均沉积速率分别为0.8 8cm/yr、0.9 7cm/yr。应用CFCS模式拟合(图 6), 根据公式(6)和(7)得到D37和FJ3-12孔的沉积速率分别为2.7 1cm/yr、4.2 4cm/yr(表 1)。

图 5 福建兴化湾外D37和FJ3-12孔CRS模式沉积速率随深度变化图Fig.5 Downcore variations in sedimentary rates calculated by the CRS model of Cores D37 and FJ3-12 from offshore area of the Xinghua Bay, Fujian Province

图 6 福建兴化湾外D37和FJ3-12孔CFCS模式拟合图Fig.6 Fitting curves by the CFCS model for Cores D37 and FJ3-12 from offshore area of the Xinghua Bay, Fujian Province

表 1 不同计算方法得到的平均沉积速率(cm/yr) Table1 Average sedimentary rates by different methods(cm/yr)
4.4 137Cs 法沉积速率

D37和FJ3-12孔2个岩心的 137Cs 比活度变化范围分别为0~0.32 dpm/g和0.05~0.35 dpm/g。 D37孔 137Cs 比活度剖面存在3个峰值, 所处层位深度分别为10. 5cm、26. 5cm和42. 5cm(图 4)。由于这3个峰值以及所处深度都较为接近, 难以准确判断峰值位置和对应年龄。据前人研究(Ritchie and Mchenry, 1990; Foster et al., 2006; Wang et al., 2017)发现, 137Cs 沉积后可随孔隙水向下迁移, 迁移距离因沉积环境和水化学条件而异, 因此有人建议不能将 137Cs 的起始层位作为沉积时间标尺来使用。根据东海一些柱样的研究结果, 也有人提出将 137Cs 的起始层位对应的时标提前到1950年(Lee et al., 2004; Huh et al., 2011)。本研究根据 137Cs 起始层位深度94. 5cm 和对应的年龄1950年, 计算出1950— 2016年D37孔的平均沉积速率为1.4 3cm/yr(表1)。

FJ3-12孔 137Cs 的比活度变化情况较为复杂, 与典型的 137Cs 比活度剖面不同, 137Cs 比活度值在整个深度范围出现峰谷频繁交替(图 4), 难以确定准确峰值层位和对应的年龄。且本次未测到其起始层位, 因此 137Cs 法定年对于FJ3-12孔不适用。

5 讨论
5.1 水动力作用、沉积物粒度对放射性核素的影响

2个取样站位相距较远, 水动力环境有所差别。D37孔靠近海坛岛, 距离兴化湾口门较远、受兴化湾水流影响较小, 主要受控于台湾海峡半日潮往复流(沙文珏等, 2001)。FJ3-12孔处于南日岛外侧, 受逆时针旋转流影响(李冬梅等, 2005)。此外, FJ3-12和D37孔水深分别为36. 5m和5 0m, 前者水动力要明显强于后者, 这反映在FJ3-12孔的Zr/Rb值要比D37的大得多(图 2)。

Zr/Rb值反映2个岩心沉积物粒度在垂向上的变化(图 2-B, 2-C)。前人研究表明, 粒径大的颗粒物吸附能力弱, 对应的 210Pb 、 137Cs 含量较低; 反之, 细颗粒 210Pb 、 137Cs 的含量较高(Alonso Hernandez et al., 2006)。据图 7-A至7-C和图 7-D至7-F分析, D37和FJ3-12孔除因混合层和其自身衰变过程导致 210Pbex比活度值减少之外, 粒径变化对 210Pb 、 137Cs 含量影响有限, 可能与沉积物总体较细、泥质含量较高有关。

图 7 福建兴化湾外D37和FJ3-12孔的Zr/Rb与210Pbex、 137Cs比活度随深度的变化曲线Fig.7 Downcore variations in Zr/Rb and specific activity of 210Pbex, 137Cs of Cores D37 and FJ3-12 from offshore area of the Xinghua Bay, Fujian Province

5.2 不同沉积速率计算方法结果对比

利用 210Pb 法和 137Cs 时标法得到2个站位的平均沉积速率如表 1所示, 同一计算方法得到的平均沉积速率均是FJ3-12孔大于D37孔, 而同一站位应用不同方法得到的平均沉积速率, 则是CFCS> 137Cs> CRS。对比Huh等(2011)在该区域附近得到的结果, 文中2个站位的整体沉积速率略大, 则可能是由于文中钻孔位置更靠近岸, 陆源物质供应更充足。CRS模式表现出沉积速率随层位不同而不同, 而CFCS模式则只能反映整个取样深度的平均沉积速率, 不建议用来确定沉积物的绝对年龄。

进一步对比2个岩心不同计算方法得到的年代序列发现(图 8), D37孔0~4 0cm层段 210Pb 法2种模式得到的结果相近, 与 137Cs 时标法的结果也较为接近。然而在深度4 0cm之下, CRS曲线斜率逐渐变缓, 即对应层位的沉积速率不断降低, 10 0cm之下与CFCS和 137Cs 曲线偏离越来越远。同样, FJ3-12孔的CRS模式结果随深度增加也逐渐偏离CFCS曲线。可见, CRS模式的沉积速率在一定深度之下表现出明显的随深度而逐渐变小的现象。从 210Pb 和226Ra比活度随深度变化(图 4)可以看出, 在当前取样测试深度范围内D37孔的 210Pb 和226Ra达到平衡, 即基本达到了 210Pb 的本底值区, 而FJ3-12孔在当前的取样深度12 3cm上 210Pb 与226Ra并未达到平衡。因实际取样深度未达到 210Pb 的本底值区, 所得到的 210Pb 随深度衰减剖面将是不完整的, 在此情况下基于CRS模式计算得到的沉积速率将会受到一定影响。

图 8 不同方法重建的福建兴化湾外D37和FJ3-12孔年代序列Fig.8 Reconstructed chronology by different methods for Cores D37 and FJ3-12 from offshore area of the Xinghua Bay, Fujian Province

5.3 不完整 210Pb 剖面沉积速率校正方法

基于2种计算模式的原理及假设前提, 作者尝试联用CFCS模式和CRS模式, 以期获得更可靠的计算结果。在实际取样过程中, 常常无法获得完整的 210Pb 沉积剖面, 若缺乏其他独立年龄指标, 可以尝试通过CFCS模式年龄来推算出缺失的 210Pbex累积量(Sanchez-Cabeza and Ruiz-Ferná ndez, 2012)。整个沉积柱即深度为0~j的 210Pbex累积量为δ A(dpm/cm2), 假设缺失的深度j以下的 210Pbex累积量为A(j)(dpm/cm2), 则有:

A(0)=δA+A(j)(9)

根据CFCS模式得到质量累积速率γ (g/(cm2· yr)), 根据公式:

A(j)=γ·C(j)λ(10)

最后代入公式(9)得到整个沉积柱 210Pbex的累积量, 然后运用CRS模式计算沉积速率。

通过上述方法, 计算了D37孔各深度(38. 5cm以浅的数据量过少影响拟合结果可靠性)相应的平均沉积速率, 并与CFCS模式和CRS模式计算结果进行比较。结果(表 2)表明, 随着剖面不完整性的增强, 即取样深度越浅, 利用CFCS进行拟合的决定系数R2会有变低的趋势。但不论取样深浅, 运用CFCS-CRS模式计算的平均沉积速率皆与CFCS模式非常接近, 可见通过CFCS模式计算的平均沉积速率可靠性很大程度上决定了CFCS-CRS模式的准确性。而通过CRS模式获得的平均沉积速率则显著低于另外2种方法, 且不完整剖面的深度越浅, CRS模式计算结果的差距越大。

表 2 D37孔不同深度平均沉积速率(cm/yr)结果对比 Table2 Comparison of average sedimentary rates(cm/yr)with depth of Core D37

由于CFCS模式的前提假设是核素通量以及沉积物供应恒定, 因此剖面拟合决定系数R2的大小是CFCS模式平均沉积速率计算结果是否可靠的重要衡量标准。对于D37孔 210Pbex剖面111. 5cm以上整体进行拟合可得其决定系数R2为0.60(表 2), 除此以外, 46. 5cm、70. 5cm与106. 5cm以上的拟合结果也具有较高的决定系数, 分别为0.56、0.52和0.56。由于106. 5cm与111. 5cm过于接近, 难以体现不同取样深度所导致的计算结果差异, 因此选择46. 5cm和70. 5cm作为不完整剖面的代表, 来对比其通过CFCS模式、CRS模式以及CFCS-CRS模式所建立的沉积年龄框架差异。

假设D37孔取样深度为46. 5cm和70. 5cm的情况下, 运用上述校正方法计算得到的平均沉积速率分别为1.6 0cm/yr和2.2 1cm/yr(表 2), 由此重建的沉积年龄框架与完整剖面(111. 5cm)对比结果如图 9-A至9-C所示。校正后的沉积速率与完整剖面CFCS模式的平均沉积速率(2.7 1cm/yr)存在差异, 则是沉积过程随深度变化的反映。同时, 假设取样深度越浅, CRS年龄曲线越偏离CFCS-CRS年龄曲线。以38. 5cm层位为例, 对假设取样深度46. 5cm、70. 5cm和完整剖面(111. 5cm)而言, 通过CRS模式获得的沉积物年代相差较大, 分别为1959年、1986年和1997年; 而由CFCS-CRS模式获得的沉积物年龄则较为一致, 分别为1992年、1999年和2003年, 说明通过CFCS-CRS模式能够一定程度上校正由取样剖面不完整导致的 210Pbex累积量的缺失, 使得不完整剖面的定年准确度得到了极大的提升。此外, 即便对取样深度达到本底的完整剖面而言, CRS模式计算的沉积年龄在底部也发生显著偏离, 这可能是受测试手段所限, 仪器的最低检出限决定了可以探测的 210Pb 活度最低值, 导致了累积量计算的偏低。

图 9 福建兴化湾外D37和FJ3-12孔校正后的年龄框架
A-C分别为D37孔46. 5cm、70. 5cm和111. 5cm深度的沉积年龄框架; D为FJ3-12孔的沉积年龄框架Fig.9 Sedimentary chronology after correction of Cores D37 and FJ3-12 from offshore area of the Xinghua Bay, Fujian Province

对于FJ3-12孔210Pb 剖面未达到本底值区情况, 运用上述校正方法计算平均速率为4.3 5cm/yr, 与校正前CFCS模式的结果4.2 4cm/yr也十分接近。由CFCS-CRS模式重建的年龄框架如图 9-D所示, 校正后CFCS-CRS的年龄曲线与CRS年龄曲线相比也未见显著偏离。

总之, 在实际研究过程中, 若在取样深度达到 210Pb 本底值区的情况下, 运用 210Pb 法计算沉积速率是较为有效的; 若取样深度较浅, 可以先采取CFCS模式计算出本底值区年龄的上限, 再结合CRS法计算沉积速率, 从而获得较为可靠的参考值。

6 结论

1)通过γ 谱仪对兴化湾外近海采集的D37和FJ3-12孔放射性核素 210Pb 、226Ra和 137Cs 进行了分析, 得到这些核素的比活度随深度变化特征。利用 210Pb 过剩法和 137Cs 时标法计算了2个站位的平均沉积速率, 分别为0.88~2.7 1cm/yr、0.97~4.2 4cm/yr。

2)不完整剖面(取样深度未达 210Pb 本底值区)对 210Pb 法CFCS和CRS模式计算沉积速率均存在一定的影响。对于CRS模式, 取样剖面的不完整会导致 210Pbex累积量的计算不准确, 使得一定深度下CRS年龄显著偏老, 对剖面平均整体速率的估算偏慢。而对于CFCS模式, 取样深度越接近或者达到本底值, 得到的 210Pbex剖面就越接近指数衰减的理想剖面, 拟合曲线的决定系数也会越高。

3)在实际研究过程中, 若取样深度无法达到 210Pb 的本底值区, 可以尝试根据CFCS模式估算平均沉积速率和相应的 210Pbex累积量, 再通过CRS法计算得到较为可靠的参考值。

致谢 研究中得到同济大学苏妮副研究员提供的XRF岩心扫描数据,在此表示诚挚的感谢。

作者声明没有竞争性利益冲突.

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