米小建

(1.湛江师范学院物理科学与技术学院,中国 湛江 524048；2.陕西师范大学旅游与环境学院,中国 西安 710062)

为了解过去环境的气候变化,高精度的年代确定显得格外重要.国内外学者对年代学做了大量研究,光释光测年是目前用于测定年代的很好手段之一．光释光测年由两部分组成,其一为样品环境剂量率,其二为样品等效剂量率,本文主要研究黄土高原中部全新世以来黄土土壤和古洪水滞留沉积物中的辐射剂量率的变化,及其环境的影响因素．

图1 研究地点图

1 研究剖面概况

在野外考察的基础上,采集样品20个,采样地点及相对位置如图1．采集宁夏彭阳县长城塬黄土土壤剖面样品8个,地理位置为35°52′0.8″N,106°46′43.9″E,海拔1 678 m；陕西渭南市白水尧禾黄土土壤剖面样品8个,地理位置为35°15′57.3″N,109°29′4.7″E,海拔为960 m；甘肃天水华南村古洪水滞留沉积物样品4个,地理位置为34°37′39.4″N,105°45′0.4″E,海拔1 116 m．均位于黄土高原中部,属温带半干旱区,为大陆性季风气候．

2 研究方法

本文的所有样品均为光释光测年样品,样品处理均在陕西师范大学旅游与环境学院光释光断代实验室完成．将光释光样品易曝光两端部分取出,用于做样品含水量(质量分数，下同)和样品元素含量的测定,即U、Th、K质量分数测定．将所采集的样品测含水量后,常温37 ℃下烘箱烘干,将样品在研磨机中研磨,取样品约10 g,送中国原子能科学研究院,利用中子活化分析法测定样品中的U、Th、K元素质量分数．然后对数据进行分析处理,结合文献资料进行讨论分析．

3 结果分析

3.1 U、Th、K元素质量分数的变化

从表1中可以看出,古洪水滞流沉积层中U、Th、K质量分数明显高于黄土土壤层,黄土古土壤层中K和Th表现为在古土壤层中富集,U在古土壤层表现为淋失．放射性元素质量分数的变化影响着环境辐射剂量率的变化．

表1 样品中U、Th、K的质量分数ω

3.2 辐射剂量的计算

根据U、Th、K对α、β、γ辐射剂量的贡献计算各辐射分量的剂量．依据Aitken在1998年提出的环境中U、Th、K含量与石英、长石等矿物接受的剂量率之间的转换关系[1],按照下面的计算公式得出样品中各辐射分量的剂量率Dα、Dβ、Dγ值．

各辐射分量的计算公式为:

Dα=2.31ωU+0.644ωTh,Dβ=0.145ωU+0.027 3ωTh+0.782ωK,Dγ=0.113ωU+0.047 8ωTh+0.243ωK,

Dy细颗粒=ηDα+Dβ+Dγ+DC,Dy粗颗粒=0.95Dβ+Dγ+DC.

其中:Dα、Dβ、Dγ分别表示α、β、γ各辐射剂量,Dc为宇宙射线提供的环境辐射剂量,ωU、ωTh、ωK分别表示样品中U(10-6)、Th(10-6)、K(%)的质量分数,Dy为总辐射剂量率,η为α辐射提供的释光效率,即为α系数．

3.2.1 辐射剂量的校正 沉积层中的含水量会减弱辐射剂量率,所以含水量的不同也会影响辐射剂量率,含水量对各辐射分量的剂量率的校正公式为[2]:

Dα′=Dα/(1+1.50R′)，Dβ′=Dβ/(1+1.25R′)，Dγ′=Dγ/(1+1.14R′).

其中R′表示样品含水量,Dα、Dβ、Dγ表示校正前的辐射剂量,Dα′、Dβ′、Dγ′表示校正后的辐射剂量．

研究表明,有机质可减弱辐射剂量,其减弱效果类似于水分对辐射剂量的改变．宇宙射线提供的辐射剂量率根据李虎侯、张家富等对黄土高原的多年研究采用0.15 Gy/ka．

沉积层中的水分会减弱辐射剂量,本文中所选取剖面中的含水量为校正后的含水量,因为样品采集时受实际情况的限制,采样剖面选在出露的陡坎或阶地边缘,因此样品本身的含水量不能反映所处层位的真实含水量．作者根据前人的研究和实际考察情况对含水量进行了修正[3-10],表土层的万年尺度长期情况采用含水量:表土和L0为18%左右,S0层和粘土质古洪水滞留沉积层(SWD)为20%左右,Lt为18%左右,L1和粉沙质古洪水滞流沉积层(SWD)层为16%左右．

3.3 辐射剂量率计算结果

从表2和表3中可以看出在CCY剖面中古土壤层(S0)中的辐射剂量率高于表土层(L0)和马兰黄土层(L1),同时整个剖面中辐射剂量的最大值出现在古土壤层(S0)为3.06 Gy/ka,最小值出现在马兰黄土层(L1)为2.69 Gy/ka；在YHC剖面中,古土壤层(S0)中的辐射剂量率高于表土层(L0)和马兰黄土层(L1),剖面中的最大值出现在古土壤层(S0)为3.09 Gy/ka,最小值出现在表土层(L0)2.80 Gy/ka；古洪水滞流沉积物层(HNC)中辐射剂量率值高于黄土土壤沉积层(CCY)和(YHC),古洪水滞流沉积层中辐射剂量率最小值3.00 Gy/ka与CCY和YHC中的最大值3.06 Gy/ka、3.09 Gy/ka接近, 最大值3.38 Gy/ka远大于黄土土壤沉积层；在黄土土壤层中除表土层外,YHC剖面中相对应的辐射剂量率值略高于CCY剖面．YHC剖面位于CCY剖面的西南部,又同为黄土风尘沉积物,所以YHC剖面中相对应的CCY剖面层位中沉积物粒度相对较细．

表2 辐射剂量率值

表3 剖面中各层辐射剂量率 单位：Gy/ka

4 讨论

4.1 辐射剂量率与气候

辐射剂量率与气候之间没有直接的关系,只是不同沉积物剖面中放射性元素含量的变化反映了沉积物形成时期的气候环境,主要表现在黄土土壤剖面中,古土壤层和黄土层之间的变化反映的气候变化,在古洪水滞流沉积物中没有表现．在黄土土壤剖面中古土壤层Th、K元素的相对富集,黄土层中含量则相对减少．

全新世以来,黄土高原存在着短尺度的气候变化[11-13],因此沙尘暴的强度和频率、风尘堆积速率与成壤强度和速率都存在短尺度变化．一般认为土壤发育时期东南季风加强,气候温暖湿润,降水量较丰沛,此时沙尘暴较弱,成壤速率大于堆积速率,所以成壤作用与风尘的堆积同时发生．黄土发育时,西北季风加强,气候寒冷干旱,降水量较少,沙尘暴频繁,风尘堆积速率大于成壤速率．

马兰黄土(L0)形成时期,气候相对干旱少雨,风尘堆积速度大于成壤强度,这一时期淋溶作用较弱,剖面中U、Th、K元素的含量表现为粉尘源区中的含量,相对于淋溶较强的古土壤层(S0),辐射剂量率较小．

过渡层(Lt)对应的年代为全新世早期(11 500～8 500 a B.P.),气候从干冷的末次冰期向温暖的冰后期过渡.由于受东南季风所控制的降水强度变化和受西北季风所控制的降尘强度变化的影响,全新世早期较寒冷干燥,风尘堆积速率降低,降水量增加,植被开始恢复,地表微弱的成壤改造开始出现,沙尘在堆积过程中经受了微弱的淋溶作用和黏化作用,辐射剂量率变化介于黄土和古土壤层之间．

全新世大暖期,即8 500～3 100 a B.P.．这个时期东南季风长期控制黄土高原,沙尘暴很少发生,风尘堆积速率较低．全新世大暖期气候温暖湿润,植被繁茂,成壤作用极强,降水量增幅较大、淋溶和粘化作用强烈,形成了古土壤层(S0),由于淋溶作用强烈,部分化学元素发生了淋失,而化学性质较稳定的Th和K相对富集,这样导致古土壤层(S0)的辐射剂量率相对变大．

黄土(L0)和表土(TS)形成于全新世晚期3 100～0 a B.P.的气候干旱期．这个时期受全球气候变化的影响,东亚季风格局发生突变,西北季风势力大大增强．这是一个相对干旱少雨时期,沙尘暴频繁发生,风尘积速率提高,土壤的发育微弱．人类活动对成壤有显著影响,表土层或者耕作层基本都是弱成壤堆积期形成的全新世黄土(L0)的顶部．现代表土层(TS)形成时期,干旱气候和不良的风化成壤状况有所改善,接受了微弱的成壤作用和历史时期耕作改造,土壤结构构造发生了变化,但是基本上仍然表现出黄土的性质.所以,在全新世黄土(L0)和表土层(TS)中,化学元素淋溶作用较弱,U、Th、K元素含量变化较小,相对古土壤(S0)而言Th和K含量变小,剖面中的辐射剂量率相对古土壤层(S0)变小．

4.2 辐射剂量率与粒度

古洪水滞流沉积物通常为粉砂、粘土质粉砂、粉砂质亚粘土和细砂等[14-15]．大量研究表明[16-18],黄土高原上黄土为风尘沉积物,由不同气候环境下粉尘堆积而形成.黄土形成于气候干冷时期,冬季风较强,沉积作用大于成壤作用,沉积物粒度组成相对较粗.古土壤形成于湿热时期,夏季风较强,再加上成壤作用强烈,其沉积物粒度组成中粘粒所占比例相对较大．

U、Th、K分布与沉积物中的粘土矿物有关[19-20],一般情况下,沉积物中的粘土矿物含量越高,这3种元素含量就越高,其沉积物中的辐射剂量率也就越高,粘土对放射性元素具有一定的吸附性．古洪水沉积物中辐射剂量率可能还与其组成物质有关．

5 结论

通过数据分析，并结合相关参考文献,对黄土高原全新世沉积物辐射剂量率有了初步的认识．黄土高原全新世沉积物辐射剂量率的变化表现为,在黄土土壤剖面古土壤层(S0)辐射剂量率高于黄土层(L0和L1)；在古洪水滞流沉积剖面和黄土土壤剖面之间,古洪水滞流沉积层(SWD)中辐射剂量率高于古土壤层(S0)；同时在黄土土壤剖面中,相对位于西南的YHC剖面中辐射剂量高于相对西北的CCY剖面．研究表明辐射剂量率在不同沉积物中的变化与沉积物形成时期的气候和沉积物粒度相关．

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