冷 雪 吳 霜 王昕梅 陳 莎 朱笑虹 蔣梅鑫賈玉連,① 李曉峰 繆君翔 王野喬

(1.江西師范大學(xué)地理與環(huán)境學(xué)院 南昌 330022;2.鄱陽湖濕地與流域研究教育部重點實驗室 南昌 330022)

贛北黃茅潭近代湖泊137Cs蓄積特點、SCP計數(shù)和事件性沉積及其對210Pb計年的矯正*

冷 雪1吳 霜1王昕梅1陳 莎1朱笑虹2蔣梅鑫1賈玉連1,2①李曉峰1繆君翔1王野喬2

(1.江西師范大學(xué)地理與環(huán)境學(xué)院 南昌 330022;2.鄱陽湖濕地與流域研究教育部重點實驗室 南昌 330022)

對贛北黃茅潭近代湖泊沉積巖芯進行了137Cs、210Pb測試和SCP(球狀碳粒)計數(shù)分析,闡述了137Cs蓄積特征,結(jié)合SCP計數(shù)、粒度指標及降水記錄厘定了一些事件性沉積層位。研究表明,1986年前后是沉積環(huán)境中137Cs行為的轉(zhuǎn)折點;在這之前,137Cs以大氣散落為主,其蓄積行為大致與降水存在正相關(guān)關(guān)系,在這之后,137Cs以流域侵蝕為主,其蓄積行為與降水呈負相關(guān)關(guān)系。1953—1954年、1974—1975年、1998—1999年,流域降水豐沛,相應(yīng)沉積層位137Cs比活度低,這與流域強烈侵蝕稀釋了進入湖泊的137Cs有關(guān)。1963—1964年沉積層位137Cs蓄積峰穩(wěn)定而顯著,與高通量的大氣散落有關(guān),也與當時降水量低,大雨、暴雨次數(shù)少,流域侵蝕強度低造成較低的沉積速率等密切相關(guān),是可靠的定年時標。1986年存在同樣的氣候環(huán)境特點,其蓄積峰可能也是存在的,但需要進一步確認?；?10Pb方法,利用多種計年模式計算了沉積巖芯的年代,發(fā)現(xiàn)與這些事件性沉積層位具有較大差異。研究認為,在長江中游這種降水高、流域侵蝕強度高的較為復(fù)雜的沉積環(huán)境中,210Pb計年存在較大誤差。復(fù)雜沉積環(huán)境中近代沉積的定年,有必要深度挖掘137Cs環(huán)境行為,在全面闡述其蓄積特點的基礎(chǔ)上,輔以SCP計數(shù)、粒度指標及降水等識別事件性沉積層位,矯正210Pb計年,是精確建立近代沉積時標的必要方法。

黃茅潭;江西;蓄積特點;137Cs;210Pb;SCP(球狀碳粒)計數(shù);事件性沉積層位

通過137Cs、210Pb等放射性核素的方法實現(xiàn)對近代河湖沉積的定年是近代沉積年代學(xué)的基本方法,得到了廣泛的應(yīng)用(Robbinset al,1975;萬國江,1997)。但是137Cs是堿金屬,化學(xué)性質(zhì)相對比較活潑,且在相對復(fù)雜的沉積環(huán)境中因來源比較復(fù)雜,往往形成多個蓄積峰,這使137Cs計年存在許多不確定性(Daviset al,1984;項亮,1995;Crusiuset al,1995;Xianget al,2002;Abril,2004)。同樣,210Pb來源復(fù)雜,有時任何一種計算模式都使計年結(jié)果存在無法估算的誤差(劉恩峰等,2009;Tylmannet al,2016 )。這暴露了這個組合方法存在的缺陷,有待改進。近年來,球狀碳粒(spheroidal carbonaceous particle,SCP)等的應(yīng)用對于事件性沉積層位的甄別(Rose,1994;Roseet al,1995),一定程度上彌補了放射性核素計年的不足。球狀碳粒(SCP)是煤和石油等化石燃料高溫燃燒時形成的以單質(zhì)碳為主的具多孔結(jié)構(gòu)的球形顆粒,它們隨煙塵擴散到距離物源地數(shù)百公里的范圍內(nèi),通過干濕沉降進入沉積環(huán)境(Rose,1994,2015)。化石燃料的應(yīng)用伴隨區(qū)域甚至社會工業(yè)的發(fā)展,因此,SCP具有區(qū)域甚至全球時標意義(Rose,2015)。這往往通過統(tǒng)計某一區(qū)域火電發(fā)電量與 SCP計數(shù)的對比,獲得沉積層位的時標,對近代沉積定年具有不可估量的潛力。

本文通過贛北長江之濱的小型湖泊黃茅潭近代沉積,揭示137Cs蓄積特點,通過SCP計數(shù)和粒度指標等對事件性沉積層位進行識別,矯正了137Cs+210Pb計年的可靠性,建立了更精確的近代湖泊沉積的時標。

1 材料與方法

1.1 研究區(qū)概況

黃茅潭位于江西九江市湖口縣的長江之濱,懷玉山前的丘陵地帶,流域面積7.7km2。湖泊水位最高達15.8m時,湖泊接近外流,相應(yīng)水域面積5.1km2。流域出露的基巖為三疊系—白堊系泥質(zhì)砂巖、第三系砂礫巖,基巖之上超覆了母質(zhì)為粉塵來源的第四系紅、黃土(Jiaet al,2012;龍進等,2013)。表層0.5—1m左右厚度的土層,土質(zhì)疏松,極易沖蝕。

1.2 樣品采集

2011年7月采用荷蘭產(chǎn)Beeker core采樣器(內(nèi)徑6cm),在湖泊近中心水深3m處,連續(xù)采集3個長度為80cm 的湖泊沉積巖芯(圖1),編號分別為HMT-1、HMT-2、HMT-3。鉆孔相距100m左右。巖芯在野外按1cm間隔分樣,裝入自封袋后帶回實驗室,稱濕重,60°C烘干至恒重,稱干重。

圖1 黃茅潭地理位置及采樣點Fig.1 Location and sampling sites of Huangmaotan Lake

1.3 樣品分析方法

放射性元素測試:烘干后的樣品,稱取3—4g左右研磨,全部通過150μm篩網(wǎng),充分混合后充填到長6cm和直徑為1.5cm聚氯乙烯標準管中,蠟封放置3周,使用 Ortec HPGe GWL井式檢測器測試樣品的137Cs,210Pb,226Ra和241Am等放射性元素的活度(Appleby,2000)。計數(shù)時間為國際通用的43200秒(12小時),分別在檢測譜 46.5keV、662keV、295keV處讀取上述放射性元素的活度,計算樣品的質(zhì)量活度,也就是比活度(Bq/kg)。樣品于2015年在江西師范大學(xué)地理與環(huán)境學(xué)院測試,本研究涉及HMT-1、HMT-3兩個巖芯。

SCP計數(shù):實驗步驟遵循(Rose,1994)提供的改進方法,考慮到其硅酸鹽消解時間較短,加入 HF后水浴的時間延長至5小時并靜止24小時。處理好的樣品,線狀均勻鋪展到載玻片上,分別統(tǒng)計大于20μm 和20—1μm SCP(球狀碳粒)的顆粒數(shù),以每克干質(zhì)量沉積物(gDM-1)所含的顆粒數(shù)標識,對 HMT-1巖芯進行了 SCP檢測。粒度分析步驟可見彭學(xué)敏等(彭學(xué)敏,2013)。

2 結(jié)果與討論

2.1 137Cs和210Pb蓄積特點與計年

137Cs是人類熱核實驗所產(chǎn)生的放射性核素,在1952—1982年間全球一系列核試驗后被相繼噴射到大氣層中,通過干濕沉降進入各種沉積環(huán)境中蓄積,并分別在1958—1959和1962—1964年(Longmoreet al,1986)形成兩個蓄積峰。20世紀70年代,中國等發(fā)展中國家也開展核試驗,使得1971年、1974年也有可能存在次級蓄積峰;1986年前蘇聯(lián)切爾諾貝利核事故,包括中國在內(nèi)的一些區(qū)域可能存在1986年蓄積峰(Ritchieet al,1990)。這樣通過識別這些蓄積峰,就能實現(xiàn)沉積層位的快速定年。放射性同位素210Pb(半衰期 22.3a)是238U 衰變系列中226Ra衰變(半衰期1162a)的中間產(chǎn)物222Rn的衰變子體。222Rn作為一種惰性氣體,自巖石表面和土壤微粒中溢出,并在底層大氣中擴散。通過干濕沉降,進入各種沉積環(huán)境中蓄積。對于沉積環(huán)境而言,210Pb有兩個來源,一個是大氣干濕沉降及流域侵蝕,另一個是沉積土壤中母體226Ra衰變。其中,大氣沉降和流域侵蝕來源的210Pb不與其母體226Ra共存而平衡,稱為過剩210Pb(210Pbex)。通過對沉積物柱芯中不同層位樣品的210Pbex的比活度分析,便可計算任意層位的沉積年齡。

圖2表明黃茅潭兩個沉積巖芯的137Cs具有多個蓄積峰,其活度具有基本一致的形態(tài)分布特點,與長江中下游許多湖泊表現(xiàn)出類似的蓄積特點(Duet al,2001;Xianget al,2002;姚書春等,2006;史小麗等,2008;劉恩峰等,2009;吳艷宏等,2010)。這種一致的線性變化,也揭示鉆孔的沉積巖芯并沒有受到人類活動的擾動。兩個鉆孔均是從質(zhì)量深度20— 23g/cm2處137Cs開始蓄積,在13—15g/cm2的質(zhì)量深度上形成第一個主要蓄積峰,按照137Cs散落特點,此蓄積峰標記了全球核素大氣沉降的高峰期 1963年,對應(yīng)黃茅潭 1963—1964年沉積層位。參照鄰區(qū)龍感湖的研究(吳艷宏等,2005),一般認為,這個蓄積峰之上的兩個137Cs蓄積峰,分別對應(yīng)1974年和1986年沉積層位,頂部蓄積峰則不具有具體的時標意義。質(zhì)量深度20—23g/cm2處,137Cs開始蓄積對應(yīng)的沉積層位時代可視為1953—1954年。

兩個沉積巖芯的210Pb活度垂向分布,不論是總體210Pbtot還是過剩210Pbex,均為隨深度增加顯著降低的特征,226Ra活度較為穩(wěn)定;在33—35g/cm2的質(zhì)量深度上,210Pbtot-210Pbex與226Ra基本達到平衡。基于常量初始濃度模式(CIC)和穩(wěn)定補給速率模式(CRS)(萬國江,1997;Lastet al,2001)計算的巖芯年代與137Cs計年所獲得的1953—1954年和1963—1964年兩個較為確定的標志性沉積層位,分別相差 7—10cm、2—5cm,均有較大的差異,而兩種計算模式之間的差異相對較小(表1)。這種偏離,在國內(nèi)外諸多研究中并不鮮見(Sugaiet al,1994;姚書春等,2006;史小麗等,2008;劉恩峰等,2009;Tylmannet al,2016)。已有研究表明,137Cs在沉積層中存在一定的沉積后遷移或擴散,但只要137Cs不是大部分吸附在有機質(zhì)碎屑或者碎屑沉積中有機質(zhì)含量極高(Daviset al,1984),一般來說沉積之后的元素擴散不足以改變其峰值位置(Ritchieet al,1990)。由于黃茅潭碎屑沉積中有機質(zhì)極少(＜2%),因此,上述差異,可能主要來自于210Pb,而137Cs計年相對準確。

圖2 黃茅潭 HMT-1、HMT-3鉆孔 210Pbex、137Cs、210Pbtot、226Ra的比活度(Bq/kg)變化Fig.2 Variation of 210Pbex,137 Cs,210Pbtot and 226Ra specific activities in the core HMT-1 (a)and HMT-3(b)from Huangmaotan Lake

2.2 SCP計數(shù)與其他方法的事件性沉積層位的定年

SCP計數(shù)進一步證實了137Cs所指示的 1953—1954年和1963—1964年沉積層位是準確的(圖3)。1953—1954年沉積層位,SCP計數(shù)從極少開始顯著,這與安徽(吳艷宏等,2005)與鄱陽湖流域(江西省)火電發(fā)電量由建國前極低(可忽略不計)、1951年開始增長記錄是相吻合的。1963—1964年沉積層位,則與其下 1cm附近 SCP計數(shù)大幅度增加,記錄上述區(qū)域火電發(fā)電量在1961年躍升的階段相吻合。同時,上文由137Cs蓄積峰所厘定的 1986年蓄積峰沉積層位與SCP計數(shù)也基本對應(yīng)。

表1 黃茅潭HMT-1與HMT-2孔137Cs時標與210Pb時標特征層位深度差異Tab.1 Mismatch of sedimentary horizon dating determined by 137Cs and 210Pb in Cores HMT-1 and HMT-3

與碎屑沉積物粒度、流域大雨+暴雨日數(shù)統(tǒng)計記錄(以九江站數(shù)據(jù)統(tǒng)計)、降水量(九江站)對比發(fā)現(xiàn),1963—1964年和1986年沉積層位,尤其是前者,沉積粒度細,是流域大雨+暴雨顯著減少,降水量較低的時期。不難推測,顯著減少的大雨+暴雨日數(shù),降低了洪水的頻率和強度,使入湖碎屑沉積量降低。附近的鄱陽湖流域就存在這種狀況(閔蹇等,2011)。湖泊沉積速率降低,碎屑沉積顆粒較細,這有利于137Cs的大氣沉降在沉積物中保持高濃度。這可能是 1963—1964年蓄積峰在黃茅潭甚至在長江流域這種沉積速率多變的復(fù)雜沉積環(huán)境下存在的背景因素。1986年區(qū)域上也存在相似的環(huán)境特點,推測1986年蓄積峰,也有可能是存在的。這個蓄積峰在長江流域許多湖泊也有所發(fā)現(xiàn)(項亮等,1996;楊洪等,2004;吳艷宏等,2005)。當然能否作為確定的時標,還需要更確鑿的資料進一步論證。而1953—1954年、1974—1975年和1998—1999年則是降水高、大雨+暴雨日數(shù)高的時段,對應(yīng)的沉積層位137Cs蓄積量低,特別是 1954年、1998年,是長江流域二十世紀特大洪水事件,對應(yīng)沉積層位中137Cs蓄積量極低。當然,1953—1954年沉積層位低,也與當時的背景值本身較低有關(guān)。

圖3 黃茅潭碎屑沉積物粒度、流域大雨+暴雨日數(shù)統(tǒng)計記錄、降水量、SCP計數(shù)及HMT-1137Cs蓄積特征對比Fig.3 Correlation in mean grain size,days of heavy rain and rainstorm or rainfall,SCP record,and 137Cs activity of Core HMT-1

降雨量較高,大雨、暴雨次數(shù)較多,碎屑沉積較高,一定程度上會稀釋137Cs在沉積物中的濃度;而降水量低、大雨、暴雨次數(shù)低,又恰對應(yīng)高的大氣散落通量,增加了沉積層位中的137Cs的蓄積(圖3)。

基于 1953—1954年、1963—1964年、1974—1975年及1998—1999年4個沉積層位,厘定了137Cs蓄積剖面的年代,發(fā)現(xiàn)137Cs的蓄積明顯存在兩個階段:1986年以前,其蓄積與區(qū)域降水整體呈正相關(guān)關(guān)系,這之后,其蓄積與區(qū)域降水存在反相關(guān)關(guān)系。聯(lián)系137Cs的來源,這種蓄積特征推測與如下兩個因素有關(guān):(1)137Cs這種核素釋放的階段性,(2)黃茅潭流域土壤狀況。來自于北半球137Cs的大氣散落記錄表明,137Cs主要產(chǎn)生于1952—1986年之間;這之后來自于核爆或者核泄漏的大氣散落幾乎停滯,沉積環(huán)境中的137Cs主要來源于流域侵蝕。已有研究證實,降水多少往往影響到137Cs的散落沉降量,在137Cs的干濕沉降中,濕沉降往往為干沉降的一倍(侯價禮,1994;齊永青,2006)。注意到區(qū)域降水量決定了中國137Cs本底值的分布格局(齊永青,2006)。因此,在1986年以前137Cs以大氣散落為主的時期,在湖泊沉積環(huán)境中存在上述蓄積特點是可能的。另外,黃茅潭流域,土壤層主要為第四紀紅、黃土,特別是黃土,土質(zhì)松散,極易侵蝕。由于 1986年以后,大氣沉降的137Cs基本可以忽略不計,黃茅潭湖泊沉積的137Cs就主要來源于流域侵蝕。而流域中137Cs在土壤層中的分布主要存在于農(nóng)田和未經(jīng)擾動的紅、黃土中。檢測結(jié)果表明,黃毛潭流域,137Cs在旱作耕作層中均勻分布,活度相對較高;在水田中相對較低,且是底部活度較高(圖4);后者137Cs僅分布于表層6—10cm的土層中,活度更低(圖4)。而在流域內(nèi),后者是最容易發(fā)生水土流失的部分,這使在降水和大雨+暴雨低于平均年份時,侵蝕主要來自于土壤表層高137Cs濃度的土層,碎屑沉積中137Cs活度高;相反,在降水及大雨+暴雨次數(shù)增加的年份,強烈的水土侵蝕,尤其是極易被侵蝕的紅、黃土,稀釋了碎屑沉積物中的137Cs濃度,致其活度降低。以 1953—1954年、1974—1975年及1998—1999年沉積層位為例,這三個時期,是過去六十年來降水極高的時期,137Cs活度均對應(yīng)一個極小值點。

圖4 黃茅潭流域兩類土壤剖面的137Cs活度(Bq/kg)分布特點Fig.4 Profile of 137Cs activity of two types of soil in Huangmaotan Lake catchment

2.3 綜合定年及其精度判斷

目前,在近代沉積時標的建立過程中,137Cs、210Pb、紋層計年、SCP計數(shù)及其他尋找事件性沉積層位的環(huán)境指標方法(如本文粒度和降水指標等),都是不可或缺的手段。137Cs和SCP計數(shù)方法計年時段有限,在國內(nèi)只能延伸到20世紀50年代;210Pb能擴展到一百多年前,但存在一定的誤差,且誤差大小有時無法評估。紋層計年是一種精準的計年方式,但是大多數(shù)湖泊沉積不具有紋層?；谀承┲笜硕宥承┏练e層位,也被諸多研究所采用,但要找到特征沉積層位,也非易事。這些方法,單獨應(yīng)用,都存在一定的局限性,如果能結(jié)合在一起,或許能獲得較為理想的效果。

如上所述,基于137Cs、SCP計數(shù)、粒度和降水指標,已明確了1953—1954年、1963—1964年、1998年,甚至1986年和1974—1975年沉積層位的準確時標。基于HMT-1鉆孔,利用1963—1964年沉積層位,把沉積巖芯分為上下兩段,利用210Pbex活度變化數(shù)據(jù),分別采用不同公式,即采用所謂的復(fù)合模式(Lastet al,2001;劉恩峰等,2009),對沉積柱芯進行了年代計算(圖5)。但即使是這樣分段處理,所獲得的年齡與上面厘定的1953—1954年、1974—1975年、1986年及1998—1999年沉積層位的標識,還是存在5—10年的誤差(圖5)。

圖5 由CIC、CRS和復(fù)合模式獲得的黃茅潭HMT-1巖芯年代及其與137Cs,粒度,SCP等標示的年代之間差異Fig.5 Reconstruction of sedimentary chronology for Huangmaotan Lake in three models of 210Pb and their difference compared with time makers of other methods

有鑒于此,我們以 1953—1954年、1963—1964年、1974—1975年、1998年沉積層位作為標志點,基于210Pbex,采用復(fù)合模式(Lastet al,2001;劉恩峰等,2009),矯正了 HMT-1孔質(zhì)量深度在33g/cm2以上巖芯的210Pbex年代序列(圖6)。通過上述方法厘定的年代序列,HMT-1孔在1953年之前沉積速率波動較大,1945—1965年前后沉積速率最高,這與巢湖(劉恩峰等,2009)、龍感湖(吳艷宏等,2010)近代沉積是相似的,推測這與抗戰(zhàn)之后農(nóng)業(yè)生產(chǎn)快速恢復(fù)及六十年代初森林砍伐所造成的水土流失加劇有關(guān),2000年前后沉積速率進一步降低,則與農(nóng)村剩余勞動力的轉(zhuǎn)移有關(guān)。與這些社會實踐相聯(lián)系,本文重建黃茅潭近百年的沉積速率是可信的。

研究進一步認為,在長江中游這種復(fù)雜的沉積環(huán)境中,事件性沉積對于210Pb的蓄積帶來了諸多不確定性,使210Pb計年存在較大誤差。因此,復(fù)雜沉積環(huán)境中近代沉積的定年,有必要深度挖掘137Cs環(huán)境行為,在全面闡述其蓄積特點的基礎(chǔ)上,輔以SCP計數(shù)、粒度指標等識別事件性沉積層位,是精確地建立沉積時標的必要方法。

圖6 黃茅潭HMT-1巖芯、巢湖與龍感湖LGL-1巖芯的年代序列Fig.6 The sedimentary 210Pb chronology of Core HMT-1 in Huangmaotan Lake ,and comparison with those of Chaohu Lake and Longgan Lake

3 結(jié)論

(1)對長江河濱小型湖泊-黃茅潭近代湖泊沉積的137Cs蓄積特征研究表明,1986年是長江流域沉積環(huán)境中137Cs行為的轉(zhuǎn)折點。在這之前,137Cs以大氣散落為主,137Cs的蓄積行為與降水存在正相關(guān)關(guān)系;在這之后,137Cs以流域侵蝕為主,137Cs在沉積物中的蓄積與降水呈負相關(guān)關(guān)系。

(2)基于碎屑沉積物粒度、流域大雨+暴雨日數(shù)統(tǒng)計記錄、降水量及137Cs蓄積特點和SCP記錄,確定了 1953—1954年、1963—1964年、1974—1975年、1998—1999年沉積層位,以這些層位作為標志層位,基于復(fù)合模式,矯正了210Pbex的年代序列。

(3)復(fù)雜沉積環(huán)境中近代沉積的定年,有必要深入挖掘137Cs環(huán)境行為,在全面闡述其蓄積特點的基礎(chǔ)上,輔以SCP計數(shù)、粒度指標及降水等識別事件性沉積層位,是基于210Pbex精確地建立近代沉積時標的必要方法。

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137CS BUILDUP,DATING,AND TUNING FOR THE RECENT LAKE SEDIMENT IN HUANGMAOTAN LAKE,JIANGXI,SOUTH CHINA

LENG Xue1, WU Shuang1, WANG Xin-Mei1, CHEN Sha1, ZHU Xiao-Hong2, JIANG Mei-Xin1,JIA Yu-Lian1,2, LI Xiao-Feng1, MIAO Jun-Xiang1, WANG Ye-Qiao2
(1.School of Environment and Geography,Jiangxi Normal University,Nanchang330022,China;2.Ministry of Education Key Laboratory of Poyang Lake Wetland and Watershed Research,Nanchang330022,China)

Profiles of210Pb and137Cs of two cores drilled from Huangmaotan Lake were rebuilt,and were compared and adjusted against those of SCP (spheroidal carbonaceous particle)counting,and grain size records.The lake is situated in North Jiangxi,China along the middle reach of the Changjiang (Yangtze)River,5.1km2in full-water area,and 7.7km2in catchment area.The basements of the catchment area are composed of Triassic-Cretaceous-Tertiary muddy sandstones and conglomerates mostly in continental facies.The two cores,HMT-1 and HMT-3,were taken in center of the lake,100m apart,with a Dutch-made Beeker corer,6cm cross,and 80cm long.Several sedimentary events in 1953—1954,1963—1964,1974—1975,1998—1999,respectively,were determined based on correlation of above-mentioned records to the annual rainfall and the annual days of heavy rain during 1952—2012.The age control for Core HMT-1 was reconstructed,which is largely different from sedimentary chronology of210Pb.We believe that this discrepancy was mainly resulted from210Pb dating.As the sedimentary environment in the middle reaches of Changjiang River is complicated as revealed in the Huangmaotan Lake,an event horizon settled from large flood could cause errors in210Pb dating.In addition,we found that year 1986 is the turning point of137Cs environmental activity in sediment of the Changjiang River catchment.Before 1986,correlation between rainfall and137Cs concentrations was overall positive,which is mainly due to atmospheric deposition during 1952—1986;and after 1986,it became overall negative during 1986—2010 as the hosting sediments were derived mostly from the river catchment areas.A typical peak of137Cs activity in 1963—1964 was found related to high atmospheric fallout and to low sedimentation due to small rainfall and less flooding.Therefore,the137Cs peak of 1963—1964 can be used as a reliable time maker horizon for recent sediments in the river catchment areas,so be another peak in 1986.Although137Cs dating needs to be validated in the future,it remains as a tool to set time maker horizons for the recent sediments.However,it is necessary to compare137Cs activity profile against those of grain size,SCP counting,and other records to search for characteristic time maker layers,and adjust the result of210Pb dating.

Huangmaotan Lake;Jiangxi;Lacustrine sediments;137Cs dating;210Pb dating;SCP counting;event horizons

P736.4

10.11693/hyhz20170300068

* 江西省重大生態(tài)安全問題監(jiān)控協(xié)同創(chuàng)新中心項目,JXS-EW-00號;國家自然科學(xué)基金項目,41262007號;鄱陽湖濕地與流域研究教育部重點實驗室(江西師范大學(xué))開放基金資助項目,ZK2013003號。冷 雪,碩士研究生,E-mail:victorialx1993@163.com

① 通訊作者:賈玉連,副教授,E-mail:northforest@sohu.com

2017-03-23,收修改稿日期:2017-06-12