基于137^Cs本底值计算模型和地理加权回归克里格对137^Cs本底值空间分布的预测
基于粒径和^137Cs的三峡水库消落带泥沙来源示踪研究
基于粒径和 １３７Ｃｓ的三峡水库
消落带泥沙来源示踪研究
王彬俨１，严冬春２
（１．北京林业大学 水土保持学院，北京 １０００８３；２．中国科学院 水利部成都山地灾害与环境研究所，成都 ６１００４１）
摘 要：为分析三峡水库消落带泥沙输移与沉积规律，采用原位观测方法，沿库岸 Ｈ＝１４８ｍ高程带选择 １５个采样 点，并甄选出 ３个典型断面采集沉积泥沙样品，利用激光粒度仪和 γ能谱仪分别测试样品的粒径与 １３７Ｃｓ活度，分 析二者在水平和高程 ２个维度的变化特征，探讨消落带沉积泥沙来源。结果表明：①三峡水库消落带沉积物的中 值粒径（Ｄ５０）沿水流方向逐渐降低，并在忠县任家镇及其下游河段基本保持稳定，而 １３７Ｃｓ活度沿水流方向逐渐增 大，但在任家镇及其下游河段仍有波动。②消落带邻江区域沉积物的粒径最粗、１３７Ｃｓ活度最低，除这一区域外，沉 积物粒径沿高程的变化取决于消落带上方坡面的土壤侵蚀状况，若上方存在侵蚀，沉积物粒径随高程的增加而增 大，若上方微弱侵蚀或无侵蚀，则沉积物粒径随高程的增加而降低，但 １３７Ｃｓ活度不受上方土壤侵蚀状况影响，均表 现为随高度增加先降后升的变化趋势。③粗颗粒与细颗粒沉积物具有不同的来源特征，变动回水区的粗颗粒也主 要源于金沙江和嘉陵江，乌江入库的粗颗粒主要沉积在涪陵至忠县任家镇河段，任家镇下游的粗颗粒主要源于库 区内侵蚀产沙；变动回水区的细颗粒主要源于金沙江和嘉陵江，常年库区的细颗粒泥沙来源较多，金沙江、嘉陵江、 乌江和库区内侵蚀产沙均存在明显贡献，而库水位涨落过程中的波浪侵蚀对沉积物存在再分配作用，它能使表层 沉积物重新进入水体，并在较低的位置实现二次沉积。 关键词：泥沙来源；示踪研究；粒径；１３７Ｃｓ；消落带；三峡水库 中图分类号：ＴＶ１４５；Ｓ１５２．３；Ｓ１２４．２ 文献标志码：Ａ 文章编号：１００１－５４８５（２０１８）０６－０１４６－０８
海水中铯-137的γ能谱测量不确定度评估
海水中铯-137的γ能谱测量不确定度评估魏计房;邓春梅;王荣元;王伟;张馨星;姚海燕;张蒙蒙;丁凯【摘要】为科学评价测量结果的可靠性,对海水中137 Csγ能谱分析方法的不确定度进行了评估.根据《化学分析中不确定度的评估指南》,分析不确定度的来源并逐一对各不确定度分量进行了量化,最终计算了合成相对标准不确定度.结果表明,影响海水中137 Csγ能谱测量不确定度的因素分别为样品源137 Cs峰区计数、标准源活度、取样体积、化学回收率、本底137 Cs峰区计数及标准源137 Cs峰区计数,其中样品源137 Cs峰区计数的不确定度贡献最为突出.对于137 Cs活度浓度为1.28 mBq/L的海水样品,其合成相对标准不确定度为9.78％.【期刊名称】《海洋学报（中文版）》【年(卷),期】2018(040)008【总页数】9页(P20-28)【关键词】海水;铯-137;γ能谱;ICP-MS;不确定度【作者】魏计房;邓春梅;王荣元;王伟;张馨星;姚海燕;张蒙蒙;丁凯【作者单位】国家海洋局北海环境监测中心,山东青岛 266033;山东省海洋生态环境与防灾减灾重点实验室,山东青岛266033;国家海洋局北海环境监测中心,山东青岛 266033;山东省海洋生态环境与防灾减灾重点实验室,山东青岛266033;国家海洋局北海环境监测中心,山东青岛 266033;山东省海洋生态环境与防灾减灾重点实验室,山东青岛266033;国家海洋局北海环境监测中心,山东青岛 266033;山东省海洋生态环境与防灾减灾重点实验室,山东青岛266033;国家海洋局北海环境监测中心,山东青岛 266033;山东省海洋生态环境与防灾减灾重点实验室,山东青岛266033;国家海洋局北海环境监测中心,山东青岛 266033;山东省海洋生态环境与防灾减灾重点实验室,山东青岛266033;国家海洋局北海环境监测中心,山东青岛266033;山东省海洋生态环境与防灾减灾重点实验室,山东青岛266033;国家海洋局北海环境监测中心,山东青岛 266033;山东省海洋生态环境与防灾减灾重点实验室,山东青岛266033【正文语种】中文【中图分类】P734.21 引言测量不确定度是由于误差存在而产生的对测量结果不能肯定的程度［1］，它是表征合理的赋予被测量值的分散性，是与测量结果相联系的参数。
结合粒度和137Cs 对小流域水库沉积物的定年
J. Lake Sci.(湖泊科学), 2008, 20(3): 306-314. E-mail: jlakes@©2008 by Journal of Lake Sciences结合粒度和137Cs对小流域水库沉积物的定年——以黔中喀斯特地区克酬水库为例*王文博, 蔡运龙, 王红亚(北京大学资源与环境地理系, 地表过程分析与模拟教育部重点实验室, 北京100871)摘要: 对取自黔中喀斯特地区克酬水库32cm长沉积物柱样进行137Cs比活度以及粒度测定, 结合气象站点降雨数据进行比对分析, 对沉积物不同层位的年代进行了划分, 并以此结合质量深度推算了1960-2004年间该水库的沉积速率. 结合实例分析了137Cs 沉降、运移和沉积, 改进了仅依靠137Cs峰值定年方法, 认为在流域面积较小、137Cs比活度测试绝对数值较小的流域, 降水和其他条件造成的土壤侵蚀程度差异可能是造成土壤中137Cs进入湖泊沉积物多少的更主要原因, 并表现为沉积物中137Cs不同层位的差异. 关键词: 137Cs定年; 喀斯特小流域; 水库沉积物; 粒度Dating by sediment grain size and 137Cs in small reservoir: a case study of Kechou reservoir, in Karst area of central Guizhou ProvinceWANG Wenbo, CAI Yunlong & WANG Hongya(Key Laboratory for Earth Surface Processes, Ministry of Education, Department of Resources Environment and Geography, Peking University, Beijing 100871,P.R.China)Abstract:A 32cm long sediment-core was sampled from Kechou reservoir located in Karst area of central Guizhou Province. According to study on grain size pattern and 137Cs dating in the profile, comparing with precipitation records, we determined the sediment ages in different depth of this core. Using the cumulative mass depth, we also calculated the deposit rates in different stages from 1960 to 2004. We improved the traditional 137Cs dating method which only relied on the position of peaks in profile. By analyzing the 137Cs depositing transportation and sedimentation, we found that the absolute values of 137Cs in the certain small catchment often appear in the low level. We believe that the soil erosion, which was caused by precipitation and other reasons, should intensively affect the amount of 137Cs depositing from soil to the sediment in reservoir. That should be the main reason of different pattern of 137Cs distributions in the sediment-core.Keywords: 137Cs dating; small Karst catchment; reservoir sediments; grain size依靠湖泊和水库沉积物信息分析流域历史时期的环境变化的研究中, 常采用放射性同位素137Cs进行年代划分, 特别是应用某些年份的沉降通量峰值和沉积物中检测的比活度峰值相对应[1-2]. 但对于面积较小的流域来说, 沉积物中137Cs比活度含量绝对值往往较低, 其峰值不能与沉降通量峰值很好对应, 从而难以进行年代划分. 本文针对这一问题, 选取黔中喀斯特地区克酬小流域作为研究对象, 结合降水资料, 对沉积物样柱粒度和137Cs比活度进行分析, 认为土壤侵蚀程度差异可能是造成流域土壤中137Cs进入沉积物多少的主要原因, 并据此对样品进行了年代划分, 结合质量深度推算了水库的沉积速率.1 采用沉积物137Cs峰值定年及其问题1.1 137Cs峰值定年方法综述湖泊沉积物是由来自汇水区的侵蚀物质与湖泊内生物质堆积组成, 湖泊沉积物可以反映流域过去的土* 国家自然科学基金重点项目(40335046)资助. 2007-06-04收稿; 2007-06-27收修改稿. 王文博, 男, 1981年生, 博士研究生; E-mail: Morgan@.王文博等: 结合粒度和137Cs对小流域水库沉积物的定年—以黔中喀斯特地区克酬水库为例307壤侵蚀情况, 表达一定的环境信息. 利用沉积物指标反映过去环境变化的首要问题是找到沉积物样品对应深度的年代信息, 然后可以根据不同深度的沉积物各种实验结果指标推估对应时期的环境条件以及土壤侵蚀状况.对于短时间尺度(近40年)的湖泊和水库沉积物的定年多研究采用半衰期为30年左右的137Cs同位素纪年. 137Cs通过核爆炸试验进入全球循环, 经过同温层转移到对流层, 直到进入到地球表层. 137Cs在地表沉降后被强烈吸附于粘土和有机质颗粒上, 基本不能被置换. 土壤对137Cs的吸附是很迅速的, 其在土壤剖面中的分布随土壤深度呈指数递减[3]. 137Cs降落到植被上可能被吸附也可能被吸收, 但植物从土壤和水体中吸收的137Cs是很低的. 大多吸附的137Cs也都从植被上冲刷掉而转移到土壤中, 吸收的137Cs在植被死亡并腐烂后也被释放到土壤中.湖泊和水库沉积物中的137Cs主要来源于以下几部分：一是在水体表面随大气直接沉降的137Cs; 二是侵蚀下来的土壤颗粒上吸附的137Cs; 三是可能在大的降雨事件中来源于以前就有土壤吸附而当时没有被侵蚀137Cs, 一般的研究认为, 前两种137Cs湖泊沉积物中是主要的来源[4-5]. 因此, 在土壤侵蚀情况相近的情况下, 由于核试验的次数和爆炸当量的不均一性, 137Cs沉降量的差异可以直接反映在沉积物不同的层位上, 特别是对应的峰值, 可以起到定年的作用[6].全球范围的137Cs核素沉降始于1952±2年, 到1954年累积到一个峰值, 但经过30多年的衰变, 1954年的时标目前已难于辨识[1-2]. 1960-1964年是一个重要的沉降期, 北半球最后一次显著沉降发生在1963年, 湖泊沉积物137Cs峰值对应1963沉降已经得到众多学者的认可; 由于1963年的试验禁止条约, 全球放射性核素沉降速率已稳定地降低, 有研究认为在1971年和1974年, 非条约国家在地上开展的核试验产生了一个137Cs沉降的次级阶段. 然而, 有研究者则指出, 从大气沉降观测记录显现的1974年的沉降量并不能作为蓄积峰显现在湖泊沉积物中[7], Cambray等报导, 1983和1984年北半球的核沉降速率已低于检测极限[8]. 但地方性的事件, 如1986年的Chernobyl事件对区域核放射学产生显著的影响[9]. 而1986年的核泄露事故散落的137Cs对于北半球湖泊沉积物记录应该存在, 特别是高纬度地区的湖泊, 其1986年峰值往往超过1963年的蓄积, 成为整个剖面的主峰[2,10]. 从大气沉降上记录上可以分析沉降的背景情况, 东京的大气沉降通量监测和北半球沉降量分布, 虽在1963和1986峰值沉降量都有表现, 但也存在一些差异(图1)[2,7,11-12].图1 东京1954-1999年间和北半球1955-1989年间137Cs沉降量(校正到2006年水平) Fig.1 The annual 137Cs deposition flux records in Tokyo and Northern Hemisphere(Revised the activities to the year 2006)J. Lake Sci.(湖泊科学), 2008, 20(3) 308部分研究揭示了137Cs的沉积后由于湖水扰动、间隙水或有机物富集程度不均等原因会发生137Cs在沉积物中垂直方向上的向上或向下移动, 致使峰变动产生定年误差[13-14]. 但多数研究者认为, 这种迁移仍然保持了蓄积峰值的存在, 与210Pb定年方法结合校正, 可以更好保证定年的正确性[1, 10].1.2 沉积物中137Cs比活度差异的影响分析1.2.1 不同区位大气沉降通量对137Cs活度绝对数值的影响由于1963年是全球性的沉降, 在各区域的大气沉降通量基本一致, 普遍可以进行定年. 而1986年沉降为区域性事件, 湖泊对其的记录中明显存在差异, 主要受区域位置和当时的气候影响. 例如, 项亮等对苏皖湖泊中1986年峰值和1963年峰值对比显示, 前者为后者的1.1-1.3倍[2], 而夏威岚等对于吉林小龙湾的分析则表明1986年峰值相对来说更高, 1963年峰值则表现的不明显[10], 远超过苏皖湖泊的比例. 因此, 不同大气沉降通量决定沉降到流域土壤中137Cs 的数量多少, 是进行137Cs剖面变化分析的前提条件.1.2.2 不同空间和时间降水量对137Cs沉降的影响降水多少往往影响137Cs的沉降量. 齐永青利用模型对中国本底值区域分布进行了模拟并与文献报道的实测数据进行对比, 指出除了纬度因素外, 区域降水量差异决定了中国137Cs本底值的分布格局[15].侯价礼对40°-50°N的众多土壤样品137Cs含量进行对比, 得到结果表明, 137Cs在空间分布上除了高原地区高于平原地区以及土壤类型的影响外, 其含量和年降水量多寡呈现正相关(r=0.88), 且认为湿沉降比例约为干沉降的一倍[16]. 因此, 在137Cs沉降源, 即携带137Cs 的颗粒相对均匀分布于大气的条件下, 降水是导致沉降的重要因素. 可以推断不同年份中, 特别是在1970s以后没有核爆输入的相对稳定偏小的137Cs通量变化上, 其沉降量很可能和当年降水有关.1.2.3 地表状态对沉积物137Cs比活度绝对数值的影响不同的地表覆被和土壤情况, 也将影响沉积物中137Cs比活度的绝对数值. 张信宝比较众多湖泊中1963年沉积物137Cs比活度峰值, 分析红枫湖峰值浓度高于100Bq/kg, 而其他湖泊均在5-50Bq/kg之间, 认为喀斯特地区地表覆被情况差是造成137Cs随降水沉降到地面后基本不被吸附而直接进入湖泊沉降的比例高于其他地区[7].1.2.4 土壤侵蚀部分在不同流域尺度对沉积物137Cs比活度绝对值的影响以往研究往往笼统的对单个湖泊的特征沉降年作为定年参考, 而忽略了湖泊所在流域尺度的影响. 但是通过文献分析, 往往相近地区不同尺度的流域的137Cs比活度测定的绝对数值不同. 而面积较小的流域的比活度绝对数值往往较低, 而且在峰值上也不能很好的体现. 如齐永青等分析的川中丘陵区和三峡区的四个面积为0.1-0.6km2的小流域, 出现的峰值数值从7Bq/kg到25Bq/kg不等[17]. 贺秀斌等利用1970s湖泊沉积物137Cs浓度递减速率, 计算运用模型农耕和非农耕坡面土壤表层侵蚀的情况, 实际上也是基于土壤侵蚀情况影响137Cs沉积变化的原理. 在文章所列举的国内外小流域中, 面积从1.5-4.9km2不等, 而沉积物中137Cs比活度的最大值差异则从1.2-136Bq/kg, 除了区位差异造成沉降通量、测定时间不同造成的衰变多少差异, 也应存在流域侵蚀差异带来的影响, 其中英国Old Mill和Stourton两个小流域137Cs峰值浓度相差1倍多, 而实测的侵蚀模数也相差接近1倍[18].就近期在贵州省中部猫跳河流域开展研究来说, 在区位临近且地表覆被条件相近的不同尺度范围的流域, 沉积物中检测到137Cs的比活度也不相同, 对于红枫湖这样流域面积为一千多平方公里的流域来说, 得到的结果较大(峰值约45Bq/kg)[19]. 而相同时间测定邻近的克酬、鹅项[20]、小河[21]等面积为十几到几十平方公里的小流域来说, 得到的结果往往较小(峰值约5-7Bq/kg).这也就表明了土壤侵蚀作为沉积物中137Cs来源比湖面直接沉降占到更重要的作用. 因为如果在仅考虑湖面沉降因素时, 或者以该因素为主, 那么相对于沉降和沉积的范围都是湖面面积, 那么无论流域范围如何, 两者结果应该可比, 至少在相同数量级内. 但是如果更多考虑土壤侵蚀情况或者以其为主, 那么沉降范围将对应整个流域, 流入湖泊的是被侵蚀掉的其中一部分, 而沉积范围将对应湖泊面积. 这样看来不同尺度流域的流域面积和湖面面积比可以大体反映沉积物中137Cs可能比活度的多少之比, 因此不同年份降水和其他因素带来的土壤侵蚀范围和程度的影响也必然影响到不同层位沉积物中137Cs的比活度变化. 而由于小流域沉积物测定137Cs比活度绝对数值较小, 受到土壤侵蚀带来137Cs物源多少影响就可能越明显, 出现的峰值, 往往不能简单用对应年份大气沉降通量来解释, 因此用137Cs定年就必须考虑土壤侵蚀量变化带来的影响.王文博等: 结合粒度和137Cs 对小流域水库沉积物的定年—以黔中喀斯特地区克酬水库为例3092 研究区概况和采样分析情况克酬流域位于贵州省中部平坝县猫跳河上游支流马场河上, 面积24.18km 2. 流域地形狭长, 高程最低值为1255m, 最高值为1495m, 平均高程1306m. 岩性为碳酸岩类, 包括灰岩和白云岩. 克酬流域以喀斯特地貌为主, 地形则以丘陵、山地为主, 呈台地、山地、盆地坝子交错分布, 由于侵蚀的原因, 部分裸岩和石质山地出露. 流域内植被覆被状况较差, 以次生针叶林、灌丛草坡为主, 林种如马尾松、油茶、白杨等.流域气候为亚热带季风湿润气候, 气候温和、水热同季.年平均气温在13-14℃之间, 全年日照数在1147-1296h间, 无霜期平均为273d, 年平均相对湿度为83%, 降雨多年平均在1298mm 左右. 流域多年平均径流深在515-676mm 间, 由于地表径流受人类活动影响大, 多年平均径流深与降水不一致, 变差系数较大. 流域内土壤类型包括黄壤、石灰土和水稻土3个土类, 9个亚类, 13个土属,其中石灰土分布面积占整个流域面积的44%, 其次是黄壤,占流域面积29%, 水稻土占流域面积的24%. 流域内土壤接近中性, 平均C/N 为10, 平均容重1.07g/cm 3[20].2005年10月, 使用中国科学院贵阳地球化学研究所研制的SWB-1型便携式湖泊沉积物-界面水取样器对克酬水库进行沉积物采样, 样柱深度约32cm, 样柱无明显分层现象, 水泥界面清晰无扰动, 可以较好反映沉积时状况. 现场按照1cm 间隔取样得到样品32个. 鉴于采样时间是2005年, 因此首层定为2004年, 由于水库开始蓄水时间为1959年, 1962完全建成, 因此, 最底部层位可大致定为1960年. 32个样品数量与沉积年份44a 基本可比, 因此可以与对应的年度气候数据进行分析.样品的粒度测试在北京大学地表分析与模拟教育部重点实验室进行, 采用仪器是Winner 2005激光粒度分析仪. 137Cs 比活度测试是在中国农业科学院农业环境与可持续发展研究所使用Canberra 公司生产的Be5030型配备高纯锗探头的能谱仪完成.3 比活度绝对值偏低的小流域粒度与137Cs 结合定年方法我们认为对于比活度绝对值偏低的小流域, 运用137Cs 定年不能采用传统的2个或3个峰值定年, 必须具体分析降水和土壤侵蚀带来的影响, 需要结合大气沉降特点和可能的土壤侵蚀情况, 综合沉积物粒度分析方法进行定年.3.1 沉积物粒度变化反映的环境条件与长时间尺度(百年、千年)主要反映水动力条件带来的湖面变化, 进而反映气候干湿条件不同. 对于中短时间尺度、高分辨率(年际、几十年)的封闭性内陆湖泊或水库来说, 在过去几十年间可能并不存在水位的大幅度涨落, 水位变化对粒度分布的影响很小. 相反, 湖盆流域降雨量的变化通过影响地表径流强度在相当程度上决定着进入湖泊的陆源颗粒物的粗细和多少, 进而影响沉积物粒度[22]. 在沉积水动力状况相对稳定的情况下, 沉积物的粒度变化也同时反映了陆源物质供给的状况.从粒度情况看, 本研究区克酬水库流域所在地区的基岩类型主要为碳酸盐岩, 其风化残坡积物主要为微细物质, 发育土壤质地较粘重, 整个剖面变化不大. 土壤流失殆尽后直接出露不可移动的基岩, 较粗的颗粒相对较少[23], 因而进入水体的沉积物也以细粒径物质为主, 而粗颗粒的输入受到其在地表丰富与否的限制. N N 高程High: 1484.40m Low: 1231.40m 贵阳市 克酬水库 0 50 100 km km 0 . 15 . 3 .6 . 9 1.2采样点 ↑J. Lake Sci .(湖泊科学), 2008, 20(3)3103.2 结合粒度和137Cs 的沉积物年代划分采自克酬水库沉积物样品的中值粒径(Md )和平均粒径(Mz )等粒度信息, 以及137Cs 比活度测定结果, 以及与之邻近的清镇气象站对应年份的降水数据(表1和图3).表1 克酬沉积物孔柱中值粒度Md 和137Cs 测试数值Tab.1 Content of 137Cs, Md of grain size in sediment-core sampled from Kechou Reservoir深度(cm)0.5 1.5 2.5 3.5 4.5 5.5 6.57.58.59.510.511.512.5 13.5 14.5 15.5Md (μm) 6.84 6.48 6.16 6.30 7.27 7.397.54 6.53 6.64 6.82 6.92 6.39 6.84 6.73 7.50 7.46137Cs (Bq/kg)- - - - - 4.27 4.83- - 7.96 5.28- 4.58 4.68 4.99 - 深度(cm)16.5 17.5 18.5 19.5 20.5 21.522.523.524.525.526.527.528.5 29.5 30.5 31.5Md (μm) 7.43 7.38 6.49 6.78 6.47 6.85 6.34 6.20 6.237.56 6.77 6.30 6.22 6.47 6.44 6.19137Cs (Bq/kg) 4.75 3.89 - 3.87 3.38 4.79 6.68 3.09 4.10 4.217.73 3.757.41 3.39 4.29 -图3 清镇气象站1959-2003年降水数据(夏季降水/年降水/1h 最大暴雨/24h 最大暴雨)以及克酬水库沉积物孔柱粒度数据(Md 和Mz )和137Cs 测试数据Fig.3 Annual precipitation, summer (June, July and August) precipitation and 24 hours’ torrential rain (≥50mm) showed by the data of 1960-2003, and 1 hour’s torrential rain (≥16mm) showed by the data of 1967-2003from Qingzhen meteorological station; Content of 137Cs, Md and Mz of grain size in sediment-core sampledfrom Kechou Reservoir结合以上气候数据和粒度数据来看, 粒度的峰值和谷值应对应降雨数据的峰值和谷值, 沉积物粒度峰值对应样柱深度主要有6.5cm 、15.5cm 、20.5cm 、25.5cm 和29.5cm, 谷值主要有2.5cm 、7.5cm 、11.5cm 、µ王文博等: 结合粒度和137Cs对小流域水库沉积物的定年—以黔中喀斯特地区克酬水库为例31118.5cm、23.5-24.5cm和27.8-28.5cm. 而137Cs活度的峰值则出现在了9.5cm、22.5cm、26.5cm和28.5cm 处. 对应的在11.5cm、15.5cm和18.5cm出现测不出的低活度以及23.5cm和27.5cm出现对应峰值之前的谷值. 除了利用绝对的峰值和谷值来评估可能的侵蚀状况, 还需要考虑峰值和谷值之间的联系, 如从某一低值达到某一高值的变化. 当然影响137Cs比活度变化的因素是多样的, 除了大气沉降量、降水量、土壤侵蚀, 还有碎屑和黏粒的吸附能力区别等等, 各因素的作用强度也不尽相同. 因此难以用一个完美的模式去解释某因素如何变化一定引起137Cs比活度的如何变化, 更难以用数理统计方法进行确切的分析, 本部分只是试图通过该小流域的个例分析, 发现这些变化之间可能关系, 以此进行年代的划分.自下而上分析, 29.5cm(质量深度7.30g/cm2)处沉积物粒度峰值对应1963年的年降水和特别是24h最大暴雨的高值, 此时的沉积物层位记载的137Cs比活度并不高. 而其上一样品28.5cm(质量深度7.00g/cm2)出现粒度相对谷值, 虽然在年降水和夏季降水中, 1963和1964年差别不大, 但可以认为是对应与1963年相比1964年较低的24h暴雨产生的这一不很明显粒度变化. 而对应层位137Cs比活度峰值对应由于1963年大气沉降最为集中, 加上137Cs在土壤或湖泊中的6-12个月的滞留时间[1,19,24], 因此, 该137Cs沉积峰值对应1964年期间137Cs由湖泊直接沉降到沉积物以及流域表层土壤侵蚀带入沉积物中的, 从大气沉降图中的峰值可以认为137Cs这一峰值是由主要集中沉降带来的.由27.5cm到25.5cm, 粒度特征由谷值上升, 可以和降水中1966年到1971年的夏季降水和年降水持续的上升(虽然1967年稍有波动)较好对应. 在1971年, 夏季降水、年降水、1h和24h暴雨均出现峰值, 可对应粒度数据峰值在25.5cm(质量深度6.18g/cm2)处到达峰值. 在137Cs数据方面26.5cm(质量深度6.45g/cm2)处的峰值可以用1966-1967年的降水变化解释, 首先, 从大气沉降角度看, 1964-1967期间沉降依然明显, 绝对数值较大, 而1966年却对应夏季降水、年降水、24h暴雨低值, 因此沉降到流域土壤表层中的137Cs没有在当年被侵蚀到沉积物中, 而相对应1967年夏季降水、年降水、24h暴雨都出现小峰值, 这使得新沉降的137Cs和之前沉降到土壤中而未得到侵蚀137Cs在这一时期一起进入到沉积物中, 使137Cs比活度在26.5cm处得到继高值28.5cm后的又一高值. 随后尽管1971年的降水各项指标达到峰值, 但由于之前一年的缺乏降雨谷值保留沉降的137Cs到后面的年份侵蚀(类似1974-1975年对于1976-1977年的影响), 因此在25.5cm仅从粒度上得到对应, 而137Cs没有出现高值, 这也是正常的现象.在24.5cm到22.5cm处出现粒度的谷值, 中值粒径在21.5cm(质量深度5.12g/cm2)而平均粒径在20.5cm(质量深度4.87g/cm2)处出现峰值. 而从1972年到1975年的各降水指标都呈现低值, 1975年年夏季降水、年降水和24h暴雨同时出现谷值, 1976年略高, 直到1977同时达到峰值. 这样看来, 23.5cm到22.5cm出现的粒度谷值可能对应1975年降水谷值, 而21.5cm到20.5cm出现的粒度峰值可能对应1977年的降水峰值. 从137Cs在沉积物中的比活度情况看, 在23.5cm处出现低值后, 在21.5cm到22.5cm出现高值. 从大气沉降监测情况看到1974年到1975年有可检测到的沉降而之前的1973年则没有. 因此, 综合沉降(加上时间延迟)和降雨情况看, 在23.5cm出现的137Cs比活度低值可能对应1974年到1975年降雨少的时期沉积的由1973年到1974年的沉降少阶段. 而21.5cm到22.5cm的高值则对应1976到1977年降雨多的时期沉积的由1974年到1975年沉降到土壤表层, 而由于当时降水少而直到这时段才被侵蚀并沉积的部分.在18.5cm(质量深度4.38g/cm2)处出现粒度的谷值, 同时137Cs也降低到检测不到的比活度.可以对应1981年的夏季降水、年降水和24h暴雨降水的谷值. 同时, 大气沉降资料在1980年没有检测到, 处于很低水平, 这也在137Cs角度上提出该层位对应1981年, 而其上层位17.5cm到16.5cm的137Cs比活度可能和1981年监测到的大气沉降相关, 粒度上也对应了1982-1984年较丰沛的降水, 尤其是1983年出现的24h暴雨峰值, 可能造成16.5cm(质量深度3.87g/cm2)处相对较高的的137Cs比活度值以及粒度.在15.5cm(质量深度3.64g/cm2)处出现平均粒径的峰值, 但是中值粒径并不明显增高, 仍然和前一阶段持平, 处于较高水平. 这和1985年夏季降水和年降水明显达到峰值, 24h暴雨降水较1984年也是高值状态但数值上并不很高. 然而此处的降水峰值并没有137Cs峰值的体现, 反而在15.5cm处出现检测不到的比活度数值, 这很可能是由于在1981年以后普遍没有大气沉降的情况下, 1982年到1984年间不低的降水已经降可冲刷带走的土壤表层137Cs侵蚀干净, 而在1985年没有更多留在土壤表层的137Cs可沉积于沉积物中. 另外, 由于1985年暴雨期间对应层位粒度大, 而碎屑颗粒含量比例增多, 其对137Cs吸附能力J. Lake Sci.(湖泊科学), 2008, 20(3) 312不如黏土强, 一定程度上造成137Cs含量比例减少, 而出现难以检测的情况.14.5cm到12.5cm出现了137Cs比活度可测值, 粒度较15.5cm逐渐降低, 但并低没有到谷值. 这一阶段对应1986年到1989年间比较平稳雨量居中的各降水条件, 而出现的137Cs沉积则可解释为在1986年期间被监测到的, 由于切尔诺贝利核事故而泄漏的沉降量. 值得指出的是, 由于没有由干到雨的条件使得137Cs呈现集中的峰值, 这一阶段3处的137Cs活度处于较为平均的中等状态, 稍有逐渐减少的趋势, 可能和降水的略微减少或沉降时间有关.在11.5cm(质量深度2.59g/cm2)处, 出现粒度的谷值和137Cs比活度的不可测值, 这可能对应1989年到1990年的各降雨量指标较小的情况. 而10.5cm到9.5cm处出现的137Cs可测值, 特别是9.5cm(质量深度2.11g/cm2)处出现了137Cs峰值以及平均粒度的不很明显的峰值. 这可能对应1991年在年降水、夏季降水特别是24h暴雨中出现的峰值. 由于直接的大气沉降已经不可测, 这次出现的137Cs峰值只可能来自以前沉降而存留在土壤中的137Cs, 特别是在一般降水条件下不易被侵蚀的位于土壤较深处的137Cs也被侵蚀并沉积, 导致该处出现比活度峰值.在8.5cm到7.5cm, 粒度值较低, 并在7.5cm(质量深度1.56g/cm2)达到谷值. 可能对应1992年到1994年的降水的低值, 特别是1993年和1994年年降水的谷值、1993年24h最大暴雨的谷值和1994年夏季降水和1h暴雨的谷值. 此处不能测到137Cs比活度, 除了本身大气沉降很低或基本没有的情况下, 也关系到降雨较小, 存余在易侵蚀部位的137Cs已在1991年基本侵蚀完成.6.5cm到4.5cm处在粒度方面, 无论是中值粒径还是平均粒径都明显增大, 6.5cm和5.5cm也出现了137Cs可测值. 6.5cm(质量深度1.27g/cm2)处的粒度增加这可能和1994年到1996年出现的24h最大暴雨降雨峰值, 1995年到1996年出现的1h最大暴雨降雨和夏季降雨峰值, 以及1996年出现年降水峰值相关. 出现可测的137Cs值可能和这次的降水造成的土壤侵蚀向更大范围扩展有关, 由于24h暴雨和年降水的峰值到达时间不一, 这次降水的侵蚀可能更为特别, 在1994年年降水偏低的情况下仍然有24h最大暴雨的峰值出现, 这可能使原先难于被侵蚀到的区域被侵蚀, 而使土壤中残留的137Cs进入湖泊沉积, 而产生可测值. 在5.5cm(质量深度1.05g/cm2)处平均粒径出现的相对低值则或许可以对应1997年夏季降水和24h暴雨以及1h暴雨的谷值. 4.5cm(质量深度0.82g/cm2)处平均粒径再次升高, 可能对应1998年24h暴雨和1h暴雨的高值以及1999年年降水和夏季降水的高值.3.5cm到0.5cm处, 粒度在3.5cm和2.5cm处值呈现谷值, 继而上升在1.5cm和0.5cm处达到高值.位于2.5cm处的粒度谷值可能对应2001年降水各项指标的谷值.综合上述判断, 对沉积物样柱结合粒度和137Cs数据进行的年代分析基本完成, 总结如表2所示.表2 克酬沉积物粒度和137Cs与降水数据分析Tab.2 Analysis on grain size and 137Cs in sediment-core with precipitation records深度(cm)粒度情况137Cs情况降水情况定年28.5 28.5cm相对29.5cm的谷值 28.5cm峰值 24h暴雨1964年相对1963年出现谷值 196425.5 25.5cm峰值继27.5cm低值后26.5cm出现峰值 1967年相对1966年的谷值增加;1971年达峰值但1970年不很低197122.5 22.5-23.5cm谷值;20.5-21.5cm峰值对应23.5cm低值的22.5cm峰值 1975年谷值; 1977年峰值 1975 18.5 18.5cm出现谷值 18.5cm检测不到 1981年谷值; 1982-1983年丰沛 198115.5 15.5cm峰值; 14.5-12.5cm较15.5cm降低16.5cm较高; 15.5cm不可测(1981年以来沉降少); 14.5cm开始可测(1986沉降)1983年24h暴雨峰值; 1985年峰值;1986-1989年平稳居中198511.5 11.5cm谷值 11.5cm不可测 1989-1990年各指标不高 1989-19909.5 9.5cm比邻近层位更高 9.5cm峰值 1991年24h暴雨峰值 1991 8.5-7.5 7.5cm谷值 8.5-7.5cm不可测(沉降少) 1993-1994年年降水低值; 1993年24h暴雨谷值; 1994年夏季降水和1h暴雨谷值1992-19945.56.5cm较7.5cm增高, 出现峰值; 5.5cm的Mz低值6.5-5.5cm可测 1994-1996年24h降水高值;1997年夏季和24h降水谷值19972.5 2.5cm谷值不可测 2001年各指标谷值 2001。
基于137Cs的青藏高原高寒草甸土壤侵蚀及碳流失估算
2023 年 6 月
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基于137Cs的青藏高原高寒草甸土壤侵蚀及碳流失估算
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江苏师范大学 地理测绘与城乡规划学院,江苏 徐州 221116;
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侵蚀泥沙研究的^(137)Cs核示踪技术
侵蚀泥沙研究的^(137)Cs核示踪技术
张信宝;贺秀斌;文安邦;郑进军
【期刊名称】《水土保持研究》
【年(卷),期】2007(14)2
【摘要】137Cs是上世纪50-70年代大气核试验产生的核尘埃,1963年产出量最大,半衰期30.1a。
137Cs主要伴随降水降落到地表,随即被土壤颗粒吸附,137Cs以后的迁移主要伴随被吸附土壤颗粒的运移。
上世纪80年代以来,137Cs示踪技术已广泛应用于侵蚀泥沙研究中。
简要介绍了137Cs示踪技术的基本原理,和在黄土高原、长江上游等地侵蚀速率测定,泥沙来源调查,塘库沉积物断代等研究中的一些应用实例。
【总页数】4页(P152-154)
【关键词】^137Cs;侵蚀泥沙;黄土高原;长江上游
【作者】张信宝;贺秀斌;文安邦;郑进军
【作者单位】中科院水利部成都山地灾害与环境研究所
【正文语种】中文
【中图分类】S157;TL99
【相关文献】
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Cs137实验设计
用137Cs法测定坡耕地土壤侵蚀量与坡长的关系一、实验目的：用137Cs核素示踪法测算两块坡耕地的侵蚀量随坡长增加的变化特征。
二、设计依据：137Cs随降水沉降到地表后, 一旦接触到土壤颗粒, 立即被牢固吸附, 主要吸附于表面积大的粘粒和细粉沙。
137Cs被土壤颗粒吸附后, 基本不淋溶流失和被植物摄取, 它以后的运动主要伴随被吸附的泥沙颗粒运移, 因此是侵蚀泥沙研究的一种很有价值的人工环境核同位素。
一个地区的137Cs累积沉降量为本底值，可用无侵蚀、无堆积土壤剖面的137Cs面积浓度来表征。
某一土壤剖面的137Cs面积浓度低于或高于当地137Cs本底值, 一般表明该土壤剖面处有侵蚀或堆积发生, 根据137Cs的流失量或堆积量, 可以定性分析或定量计算该处的土壤流失量或堆积量。
三、试验器材：米尺、取样桶、塑封袋、记号笔、研磨器、筛、天平、γ能谱测定仪四、实验步骤：1、选取三块坡耕地Ⅰ号、Ⅱ号、Ⅲ号，三个的坡度都是15°，Ⅰ号的坡长为7米；Ⅱ号的坡长为10米；Ⅲ号的坡长为15米。
2、研究区样品的采集采用双剖面法, 沿顺坡方向布置了2条间距为2 m 的剖面线,每个剖面上坡地布置4个采样点,下坡地布置5个采样点, 总共取了18 个土壤剖面样品,包括16个全样和2个分层样。
为准确了解137Cs在该土壤中的深度分布, 2个分层样分别采集于坡耕地Ⅰ和坡耕地Ⅱ内。
3、为获得当地的137Cs本底值,在该坡耕地I 顶部平坦农耕地上取了8个全样,取了一个分层样, 取样深度30～60 cm。
分层样采用直径为9.7 cm 的组合取样筒来取样, 取样筒分为两部分, 取样筒手动打入地下,获得的样芯以每5cm分段。
全样采用直径为7. 8 cm 的取样筒来取样。
取样筒也是手动打入地下, 获得的样芯不分层。
4、采集的样品经风干、研磨、过筛和称重后用γ能谱仪测定137Cs含量,样品的137Cs含量根据662 KeV 谱峰面积求算。
国家级新区设立与土地利用效率——基于中国70个大中城市的实证研究
级新区设立对区域土地利用效率的作用效应及时空异质性ꎻ(３) 研究意义方面ꎬ本文的作用机制分
析有助于进一步明晰区域协调发展战略下国家级新区发展方向与土地集约高效利用的重要性ꎬ为
优化国家级新区空间布局与土地利用方式提供了经验证据ꎬ为推动国家级新区发展模式转型提供
发展实际进行以土地利用为核心的新区发展规划ꎬ并通过行政等级的“ 尺度跳跃” 和优惠政策叠加
进一步加大机制改革与资源配置力度ꎬ从而降低土地开发成本并拓展土地配置模式ꎮ 在创新政策
激励下ꎬ国家级新区通过吸引资金、人才、技术等要素集聚ꎬ加速原始创新资本积累ꎬ并通过创新创
业平台驱动企业进行创新生产ꎬ从而形成区域创新高地ꎮ 同时ꎬ由于创新要素的空间循环会产生知
应会存在时空异质性 [１２]１０７ ꎮ 对国家级新区而言ꎬ在时间维度上ꎬ随着改革日益深入ꎬ各类区位导向
性政策的实施广度呈规模性扩大ꎬ国家级新区的示范效应在时间上不断耗散ꎬ相对于其他区域所享
有的政策红利不断下降ꎬ对人才、资金、技术等生产要素的吸引力与建设前期相比也逐渐减弱ꎻ与此
同时ꎬ国家级新区及所在区域土地承载量趋于饱和ꎬ土地利用结构趋于稳定ꎬ政策对土地利用的边
了政策启示ꎮ
二、理论分析与研究假设
土地是国家级新区建设的物质载体ꎬ“ 从零开始” 的国家级新区建设在理论上会对区域土地利
用现状产生深刻影响ꎮ 一般而言ꎬ国家级新区在中央和地方“ 双重关照” 下畅通了人流、物流、资金
流、信息流等要素流动ꎬ优化了所在区域土地利用方式ꎬ进而能够促进土地利用效率提高 [１１]４４ ꎮ 具
的前提ꎬ也是吸引其他要素集聚的基础ꎮ 一方面ꎬ地方政府通过大规模出让工业用地和不饱和供应
克里格估值方法(一)
克里格估值方法(一)克里格估值方法详解什么是克里格估值法？克里格估值法（Kriging）是一种通过插值方法对未知地点进行估值的统计技术。
它将已知地点上的观测值用于预测未知地点上的数值，常用于地质、地理、环境等领域的研究。
克里格估值法通过建立空间相关性模型，可以提供对未知地点上现象的可信度估计。
克里格估值法的基本原理克里格估值法的基本原理是空间相关性。
其假设对空间上相邻点之间的值存在一定的相关性，且该相关性可通过距离进行量化。
基于该假设，克里格估值法可以通过已知点与未知点之间的空间距离进行权重的计算，进而进行预测。
克里格估值法的步骤1.数据获取：克里格估值法需要已知点的观测值作为输入，可以通过采集现有数据或者实地测量获得。
2.空间相关性分析：通过观测值之间的空间相关性判断模型类型，常用的模型包括球型模型、指数模型和高斯模型等。
3.参数估计：使用已知观测值中的半方差数据，通过最小二乘法或最大似然法对模型的空间相关参数进行估计。
4.半方差图绘制：通过绘制半方差图，可以了解观测值之间的空间相关性和变化趋势。
5.克里格估值：根据已知点的观测值和模型的参数，计算未知点上的估值。
常用的克里格估值方法包括简单克里格法、普通克里格法和泛克里格法等。
6.估值验证：通过验证估值和实际值之间的误差，评估克里格估值方法的精度和可靠性。
克里格估值法的优缺点克里格估值法作为一种插值方法具有以下优点： - 利用空间相关性进行预测，能够充分利用已知数据的信息； - 通过建立空间模型，可以对估值进行可靠的分析和解释； - 适用于各种数据类型和标度水平，可用于多种研究领域。
然而，克里格估值法也存在一些缺点： - 对观测值的空间相关性要求较高，如果空间相关性较弱，克里格估值的精度可能较低； - 克里格估值法对异常值敏感，对异常值进行处理是很重要的一步； - 克里格估值法无法考虑其他外部因素的影响，如地形、土壤等因素。
克里格估值法的应用领域克里格估值法广泛应用于地理信息系统（GIS）、环境调查和资源评价等领域，常见的应用包括： - 土壤污染程度评估； - 水资源管理及水质预测； - 土地利用规划和生态环境研究； - 地质勘探和矿产资源评估。
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ｓｐａｔｉａｌ ｄｉｓｔｒｉｂｕｔｉｏｎ ｏｆ ｔｈｅ ”Ｃｓ ｒｅｆｅｒｅｎｃｅ ｉｎｖｅｎｔｏｒｉｅｓ ｗａｓ ｕｎｄｅｒｔａｋｅｎ ａｔ Ｓｉｃｈｕａｎ ｐｒｏｖｉｎｃｅ Ｓｏｕｔｈｗｅｓｔ ．
Ａｂｓｔｒａｃｔ：［Ｂａｃｋｇｒｏｕｎｄ］Ｕｓｅ ｏｆ ｔｈｅ ｆａｌｌｏｕｔ ｒａｄｉｏｎｕｃｌｉｄｅ ” Ｃｓ ａｓ ａ ｔｒａｃｅｒ ｒｅｃｅｎｔｌｙ ｈａｓ ｂｅｅｎ ｗｉｄｅｌｙ
ｅｍｐｌｏｙｅｄ ｆｏｒ ｔｈｅ ａｓｓｅｓｓｍ ｅｎｔ ｏｆ ｓｏｉｌ ｅｒｏｓｉｏｎ． Ｉｎ ｔｈｅ Ｃｓ ｍｅｔｈｏｄ，ｔｈｅ ｍａｇｎｉｔｕｄｅ ｏｆ ｔｈｅ ｒａｔｅ ｏｆ ｓｏｉｌ ｅｒｏｓｉｏｎ ｉｓ ｅｓｔｉｍａｔｅｄ ｂｙ ｃｏｍ ｐａｒｉｎｇ ｔｈｅ Ｃｓ ｉｎｖｅｎｔｏｒｙ ｏｆ ｔｈｅ ｓａｍｐｌｉｎｇ ｐｏｉｎｔｓ ｗｉｔｈ ｔｈｅ ｌｏｃａｌ ｒｅｆｅｒｅｎｃｅ ｉｎｖｅｎｔｏｒｙ ， ｔｈｅｒｅｆｏｒｅ．ｉｔ ｉｓ ｏｆ ｅｘｔｒｅｍ ｅ ｉｍｐｏｒｔａｎｃｅ ｔｏ ｄｅｔｅｒｍ ｉｎｅ ｔｈｅ ”Ｃｓ ｒｅｆｅｒｅｎｃｅ ｉｎｖｅｎｔｏｒｙ ｏｂｔａｉｎｅｄ ｆｒｏｍ ａ ｌｏｃａｌ ｓｔａｂｌｅ ｓｉｔｅ ｎｅｉｔｈｅｒ ｅｒｏｓｉｏｎ ｎｏｒ ｄｅｐｏｓｉｔｉｏｎ ｏｃｃｕｒｒｅｄ ｗｈｉｌｅ ｓｔｕｄｙｉｎｇ ｓｏｉｌ ｅｒｏｓｉｏｎ ｕｓｉｎｇ ｔｈｉｓ ｔｒａｃｉｎｇ ｔｅｃｈｎｉｑｕｅ． 『Ｍ ｅｔｈｏｄｓ］ Ｂａｓｅｄ ＯＨ ｔｈｅ ｍｅａｓｕｒｅｄ ｄａｔａ ｆｒｏｍ １４７ ｍｅｔｅｏｒｏｌｏｇｙ ｓｔａｔｉｏｎｓ ａｎｄ ｔｈｅ Ｃｓ ｆａｌｌｏｕｔ ｍｏｄｅｌ ｄｅｒｉｖｅｄ ｂｙ Ｗ ａｌｌｉｎｇ ＆ Ｈｅ． ａ ｃａｓｅ ｓｔｕｄｙ ｏｎ ｔｈｅ ａｐｐｌｉｃａｔｉｏｎ ｏｆ ｇｅｏｇｒａｐｈｉｃａｌｌｙ ｗｅｉｇｈｔｅｄ ｒｅｇｒｅｓｓｉｏｎ Ｋｒｉｇｉｎｇ
李 豪 ，文 安 邦 ，刘 涛 ，李 婷
（１．四川 农 业 大学 资 源 学 院 ，６１１１３０，害 与 环境 研究 所 ，６１００４１，成 都 ）
摘 要 ：” Ｃｓ示 踪 技 术 是 土 壤 侵 蚀 研 究 的一 种 重要 方 法 ，目前 已得 到 广 泛 应 用 。准 确 的” ｃｓ本 底 值 是 运 用 该 技 术 开 展 研 究 的基 础 。为 了 获 取 区域 高 空 间分 辨 率 ” ｃｓ本 底 值 数 据 ，作 者 基 于 １４７个 气 象 站 点 的 实 测 数 据 和 Ｗａｌｌｉｎｇ＆ Ｈｅ的 ” ｃｓ本 底 值 计 算 模 型 ，运 用 主 成 分 分 析 （ＰＣＡ）和 地 理 加 权 回 归 克 里 格 （ＧＷＲＫ）相 结 合 的 方 法 ，预 测 四ＪＩ Ｊ省 ” ｃｓ本 底 值 的 空 间 分 布 。结 果 表 明 ：１）应 用 ＰＣＡ法 可 在 保 留大 部 分 原 始 信 息 的 同 时 ，有 效 地 消 除 变 量 间 的 多 重 共 线 性 ，为后 续 的 回 归 分 析 与 空 间 插 值 奠 定 基 础 ；２）ＧＷＲＫ插 值 法 综 合 考 虑 了 降 水 、空 间 位 置 等 多 个 影 响 因 素 及 其 对 ” ｃｓ本 底 值 影 响 的 空 间 非 平 稳 性 ，相 对 于 传 统 的 普 通 克 里 格 和 全 局 回归 克 里 格 插 值 法 具 有 更 高 的 预 测 精 度 ，且 较 准 确 地 表 达 局 部 区域 ”ｃｓ本 底 值 空 间分 布 的 细节 信 息 ；３）以 实测 数 据 为基 础 、基 于 ＧＩＳ技 术 的 空 间 插 值 方 法 是 获 取 区域 高 分 辨 率 ” ｃｓ本 底 值 空 间数 据 的可 行 途 径 。本 研 究 有 效 地 揭 示 ” ｃｓ本 底 值 的 空 间分 布 规 律 及 不 同 因 素 对 其 影 响 ，为 运 用 ” ｃｓ示踪 技术 开 展 土 壤 侵 蚀 研 究 、水 土 流失 治理 等 工 作 提 供 基 础 数 据 和 技术 支持 。 关 键 词 ：” ｃｓ本 底 值 ；地 理 加 权 回归 克 里 格 ；” Ｃｓ本 底值 计 算 模 型 ；四川Ｉ省 中 图分 类号 ： 文 献 标 志 码 ：Ａ 文 章 编 号 ：２０９６—２６７３（２０１８）０５—００５７—１０ ＤＯＩ：１０．１６８４３／ｊ．ＳＳＷＣ．２０１８．０５．００８
Ｓｐａｔｉａｌ ｄｉｓｔｒｉｂｕｔｉｏｎ ｏｆ 。 Ｃｓ ｒｅｆｅｒｅｎｃｅ ｉｎｖｅｎｔｏｒｙ ｉｎ Ｓｉｃｈｕａｎ ｐｒｏｖｉｎｃｅ ｕｓｉｎｇ ｇｅＯｇｒａｐｈｉｃａＵｙ ｗｅｉｇｈｔｅｄ ｒｅｇｒｅｓｓｉｏｎ Ｋｒｉｇｉｎｇ ｃｏｍ ｂｉｎｅｄ ｗｉｔｈ Ｃｓ ｒｅｆｅｒｅｎｃｅ ｉｎｖｅｎｔｏｒｙ ｍ ａｔｈｅｍ ａｔｉｃａｌ ｍ ｏｄｅｌ
第 １６卷 第 ５期 ２０１８年 １Ｏ月
中 国 水 土 保 持 科 学
Ｓｃｉｅｎｃｅ ｏｆ Ｓｏｉｌ ａｎｄ Ｗ ａｔｅｒ Ｃｏｎｓｅｒｖａｔｉｏｎ
Ｖ０Ｉ．１６ ＮＯ．５ ０ｃｔ．２Ｏ１ ８
基 于１３７Ｃｓ 本 底 值 计 算 模 型 和 地 理 加 权 回归 克 里格 对 ７ Ｃｓ本 底 值 空 间 分 布 的 预 测
ＬＩ Ｈ ａｏ ， Ｗ ＥＮ Ａｎｂａｎｇ ，ＬＩＵ Ｔａｏ ， ＬＩ Ｔｉｎｇ （１．Ｃｏｌｌｅｇｅ ｏｆ Ｒｅｓｏｕｒｃｅｓ，Ｓｉｃｈｕａｎ Ａｇｒｉｃｕｌｔｕｒａｌ Ｕｎｉｖｅｒｓｉｔｙ，６１１１３０，Ｃｈｅｎｇｄｕ，Ｃｈｉｎａ； ２．Ｉｎｓｔｉｔｕｔｅ ｏｆ Ｍｏｕｎｔａｉｎ Ｈａｚａｒｄｓ ａｎｄ Ｅｎｖｉｒｏｎｍｅｎｔ，Ｃｈｉｎｅｓｅ Ａｃａｄｅｍｙ ｏｆ Ｓｃｉｅｎｃｅｓ，６１００４１，Ｃｈｅｎｇｄｕ，Ｃｈｉｎａ）