0 引言
1 西宁盆地地质概况
西宁盆地位于青海省东北部,以近EW向分布在拉脊山以北,西以日月山、北以大阪山为界,东部与兰州盆地相连,面积约4 600 km2。黄河支流湟水河从西宁盆地流过,切穿整个新生代地层。盆地基底和周边山地基岩主要有震旦系千枚岩、灰岩,寒武系玄武岩、安山岩,奥陶系安山岩、火山碎屑岩,志留系砾岩、砂岩,三叠系板岩及加里东花岗岩类[9]。盆地内新生界厚度由南向北逐步变薄,与下伏基岩呈不整合接触。古近系地层为西宁组,时代为古新世—渐新世,岩性主要为棕红色泥岩、粉砂岩、砂岩等,中部含石膏沉积[9⇓-11]。新近系地层为贵德群,时代为中新世,岩性主要为棕红色泥岩、粉砂岩、砂岩、灰色砾岩等,石膏层未沉积[9,12](图1)。
图1
2 数据来源
依据土地质量地球化学调查取得的土壤、岩石Se含量数据,统计分析各地层区岩石、土壤Se含量,研究其分布特征。其中,西宁盆地内富硒土壤圈定使用的为1:250 000多目标区域地球化学调查数据,土壤采样密度为1个点/4 km2,依据结果划定平安—乐都连片富硒土壤840 km2(图1)。为更精确研究西宁盆地富硒土壤的分布和成因,在平安—乐都富硒区按4~8个点/km2的采样密度进行土壤加密调查,共获取5 486个土壤样点,覆盖盆地腹地主要耕地和林草地共1 500 km2。针对盆地内出露的古元古界东岔沟组砂岩、长城系青石坡组砂岩、奥陶系二长花岗岩、志留系花岗闪长岩、白垩系民和组砂岩泥岩、古近系西宁组泥岩、新近系贵德群泥岩共7种代表性地层岩石,采集了10件岩石样(图1)。土壤样采集采取“梅花法”,每个设计点以1个主点和4个副点的表层0~20 cm土样进行组合,用四分法留取1 kg装入布袋中进行阴干晾晒,后将晒干的土样过20目尼龙筛,并取筛下物100 g用玛瑙球磨机研磨至200目待测。岩石样采集用地质锤在同一露头上敲击新鲜岩石面,多点采集岩石小块,聚合成一个样,后对样品进行破碎、缩分,过160目筛后取筛下物50 g研磨至200目待测。分别称取加工好的土壤和岩石样各0.5 g在750 ℃下艾斯卡半熔,热水提取后分取提取液,加热酸化,硼氢化钾还原,原子荧光法测定Se。样品测试严格按照土地质量地球化学评价规范(DZ/T 0295—2016)[13]要求。分析数据原始报出率为100%,在测试中随机插入国家一级标准物质同时测定,计算各项技术指标的原始一次性合格率均为100%。另外抽取6%的样品做重复性分析,原始一次性合格率为100%。综合判断认为,测试数据质量可靠,满足数据处理及研究需要。
3 西宁盆地Se分布特征
3.1 土壤Se含量与分布特征
将获取的土壤调查数据按所处地质单元分区统计得出表1。各地质单元内发育形成的土壤Se含量由高到低依次为:古近系>白垩系>第四系>元古宇>新近系>侵入岩>古生界。基于古近系发育的土壤Se均值为0.33×10-6,属区内最高值,变异系数最高(1.19),指示Se存在局部富集。基于白垩系发育的土壤Se均值为0.29×10-6,处于次高值。第四系发育的土壤Se均值为0.28 ×10-6,也处于较高水平。基于古生界发育的土壤Se均值为0.15×10-6,处于最低水平。将土壤数据按同一时期不同沉积环境进行分类统计,对比西宁盆地腹地和边缘分布的白垩系民和组,前者在干旱的咸水湖环境下沉积形成的土壤Se均值为0.26 ×10-6,后者在陆地环境下沉积形成的土壤Se均值为0.20×10-6。基于以上两点说明古近系是Se富集的有利地层,干旱的咸水湖相是Se富集的有利沉积环境。
表1 西宁盆地不同地质单元土壤硒含量统计
Table 1
| 地质单元 | 样品数 | 平均值/10-6 | 离差/10-6 | 变异系数 |
|---|---|---|---|---|
| 第四系 | 2587 | 0.28 | 0.14 | 0.51 |
| 古近系 | 2074 | 0.33 | 0.39 | 1.19 |
| 新近系 | 13 | 0.22 | 0.14 | 0.63 |
| 白垩系 | 472 | 0.29 | 0.25 | 0.86 |
| 古生界 | 67 | 0.15 | 0.05 | 0.33 |
| 元古宇 | 189 | 0.26 | 0.13 | 0.48 |
| 侵入岩 | 49 | 0.20 | 0.09 | 0.47 |
| 全区 | 5486 | 0.28 | 0.27 | 0.97 |
依据马强等[14]关于青海省富硒土壤标准探讨中推荐的青海省碱性富硒土壤硒含量值须大于(等于)0.23×10-6的结论建议,本文按此推荐值来划定富硒区域,揭露研究区硒的沉积机理。将西宁盆地土壤调查获取的数据使用Explorer软件编制Se含量分布图(图2)。图面显示,西宁盆地富硒土壤呈不规则状分布在湟水谷地及其两侧丘陵地区,富硒土壤核心区处于盆地腹地。富硒区与古近系西宁组地层在空间上高度吻合,尤其盆地北部红崖子沟蔡家附近和南部拉树岭—大寨子一带是西宁组地层的边界,同时也是土壤Se高低值区分界线;平安—高店一线以南出露地层主要为新近系贵德群,其岩石风化形成的土壤Se含量低;曹家堡北部、大庄廓、上槽子等地均为黄土覆盖区,形成低Se土壤区。
图2
3.2 岩石Se含量特征
表2列出了西宁盆地内7个代表性地层岩石的Se含量值,由于每类岩石取样数据较少,故只对数据的变化趋势进行对比分析。数据大致呈现古近系西宁组>白垩系民和组>元古宇岩石>酸性岩。区内3处古近系西宁组红色泥岩中Se含量均处于高值,在(0.64~0.95)×10-6之间;其次为白垩系民和组,Se值也较高;新近系贵德组红色泥岩、长城系青石坡组青灰色砂岩和古元古界东岔沟组石英砂岩中Se含量相当,区间值为(0.13~0.15)×10-6,处于次低值区;奥陶系二长花岗岩和志留系花岗闪长岩中Se含量在(0.04~0.05)×10-6范围内,属盆地内最低。再者,对比不同区位分布的白垩系民和组Se值发现,在平安区小峡镇和平安区石灰窑地区岩石Se含量差异较明显,推测岩石Se受盆地内外沉积环境差异所致。进一步结合西宁盆地古地理及沉积相资料[15⇓-17],即平安区石灰窑一带处于西宁盆地边缘,沉积环境属陆相沉积,而平安区小峡一带处于西宁盆地腹地,沉积环境属咸水湖相沉积,干旱的咸水湖沉积环境较湿润的陆相沉积环境更有利于Se的富集沉淀。
表2 西宁盆地不同地层岩石Se含量
Table 2
| 序号 | 取样地区 | 地层 | 岩性 | Se含量值/10-6 |
|---|---|---|---|---|
| 1 | 乐都区高店南 | 新近系贵德群 | 红色泥岩 | 0.14 |
| 2 | 互助县北硝沟 | 古近系西宁组 | 红色泥岩 | 0.87 |
| 3 | 平安区洪水泉 | 古近系西宁组 | 红色泥岩 | 0.64 |
| 4 | 平安区石沟沿 | 古近系西宁组 | 红色泥岩 | 0.95 |
| 5 | 平安区小峡镇 | 白垩系民和组 | 棕红色砂岩 | 0.73 |
| 6 | 平安区石灰窑 | 白垩系民和组 | 棕红色泥岩 | 0.20 |
| 7 | 乐都区汉庄北 | 古元古界东岔沟组 | 石英砂岩 | 0.13 |
| 8 | 乐都区吴家台 | 长城系青石坡组 | 青灰色砂岩 | 0.15 |
| 9 | 乐都区晁家南 | 奥陶系二长花岗岩 | 二长花岗岩 | 0.05 |
| 10 | 平安区白草湾 | 志留系花岗闪长岩 | 花岗闪长岩 | 0.04 |
4 西宁盆地土壤Se影响因素
综合土壤和岩石中Se的分布特征,其一可确定古近系西宁组地层分布是土壤Se富集的首要制约因素,土壤继承了西宁组岩石成土母质的富硒特性;其二图1显示富硒土壤的分布同时受水系展布影响,西宁组岩石风化碎屑物在湟水河支流和主干水流冲刷搬运作用下,形成区域上的扩张和延伸,这在湟水河两侧狭长的河谷区表现最为明显,富Se土壤沿湟水河流向由小峡向平安镇延伸,并逐步在下游两岸减弱直至消失:其三富硒土壤受沉积环境影响,同一时期咸水湖相干旱沉积环境有利于Se的富集,陆相沉积环境不易于Se的富集。
5 富Se土壤的形成机制
5.1 西宁盆地演化及沉积过程
西宁盆地古近系西宁组在时间上表现为由粗变细的沉积旋回,在始新世中晚期出现大量的石膏盐沉积,石膏盐分布在盆地腹地的大部分地区。而方小敏等[9]总结野外露头和钻孔剖面资料发现,西宁组沉积厚度从昆仑山山前向西宁盆地北缘逐渐变薄,沉积物由砂砾岩向砂岩、泥岩、含石膏泥岩过渡,粒级逐步变细。而对应沉积相显现出由昆仑山前的洪积扇近端沉积,到西宁盆地边缘的远端沉积,直至盆地腹地的干旱咸水湖相沉积变化。古水流指示西宁盆地四周水流向均指向腹地汇集。盆地内沉积的砾石成分表明其来源于昆仑山。那么当西宁组地层沉积时,西宁盆地刚开始受弱挤压呈弯折发育阶段,拉脊山并未隆升,盆地范围较大,气候炎热干旱,伴随强烈的蒸发和大流域盐类离子供给形成了汇集西宁的膏盐层。到中新世贵德群开始沉积时,盆地受到强烈挤压变形,拉脊山开始不断隆升,古水流发生变化,拉脊山分割西宁盆地呈河湖相沉积环境,后逐步转变为现在的山间盆地格局。
5.2 土壤Se富集机理
图面显示, Se受咸水湖边界控制,富集在咸水湖相沉积形成的西宁组和民和组地层。这一特征在咸水湖南界三合一带和东界乐都东体现最为显著。其次,Se适宜在干旱炎热的气候条件下富集沉积,而非湿润气候,这一特征在咸水湖盆北部、西南部和南部高店以南分布的湿润气候条件下沉积形成的贵德群地层中表现明显。中新世时期气候趋于湿润,沉积以咸水—淡水湖相沉积为主,Se并未在此条件下富集[18⇓-20]。再者,第四系黄土、冲洪积物对土壤Se在空间上的展布和浓度进行了最后的表生改造。以曹家堡北部至哈拉直沟一带为例,西宁组之上覆盖有大面积的黄土,低Se含量背景的黄土与残坡积物混合成土后土壤Se含量也较低;而在西宁市以东经湟水及部分支流沉积改造形成的河流阶地,由于其物源来自高Se背景的地层,经水流搬运沉积形成了湟水谷地Se高值带;相反在西宁市以西及北部沟谷的河流阶地,其物源广泛又不具备高Se背景,故形成土壤Se低值区。
总之,从古新世到中新世西宁盆地均为湖相沉积,但沉积环境由咸水湖相逐步向淡水湖相过渡,气候也经历了干旱炎热氧化环境到湿润冷凉的还原环境的转变。在地域、气候、水、河流等共同作用下,形成了现有的盆地富Se格局。
6 咸水湖相沉积型富硒土壤的价值意义
7 结论
西宁盆地咸水湖相沉积是青海东部富Se土壤形成的根本原因,在地层、沉积环境及咸水湖共同影响下,经古新世干旱炎热的咸水湖相沉积逐步向中新世湿润冷凉的咸水—淡水湖相过渡,在地域、气候、水等共同作用下,Se沉积在古近系西宁组地层中,并经现代河流搬运改造形成了目前土壤Se的分布格局。这种成因的富硒土壤在我国西北地区较为多见,具有较好的开发利用价值。
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我国土壤硒含量分布严重不均，从东北到西南地区存在一条典型的土壤低硒带，然而该低硒带的成因至今仍不明确。基于硒干湿沉降和挥发的机理，亚洲季风造成的硒沉降和微生物驱动的硒挥发被认为是形成我国低硒带的主要驱动力。其中，夏季季风引起的湿沉降是东南地区富硒的主要原因，而冬季季风引起的干沉降是西北地区富硒的主要原因。中部地区因为硒挥发与沉降量相当，土壤中硒净积累很少，形成了低硒带。而且在全球气候变化的影响下，我国土壤中的硒含量将会呈现下降的趋势。
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硒是重要的生命元素之一，对于动植物及人体健康有着重要的作用。系统地介绍了我国多目标区域生态地球化学的研究方法，同时依托全国多目标区域地球化学调查数据，结合查阅的国内外已公开发表的多目标区域地球化学调查与土壤硒方面的研究论文，系统分析了土壤硒含量及其空间分布特征，结果表明我国主要农耕区土壤硒含量均值为0~217 mg/kg，中南地区为高硒分布区；富硒土壤的分布受煤系、黑色地层、土壤有机质、沉积作用、母岩等各类因素的影响。
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以青海东部富硒土壤为对象，研究了该区土壤及生物体中硒元素的含量、分布及迁移转化等地球化学特征。结果表明，该区土壤硒含量受古近系西宁群控制，土壤处于富硒水平，土壤呈碱性，且Se6+占总硒比例较高，土壤有效硒高，利于植物、动物及人体吸收。发现大蒜、小麦、油菜、牧草等作物对硒吸收能力较强，处于富硒土壤区的人群头发和家畜毛羽硒含量均较高。这一研究结果对该地区富硒土壤合理开发利用，具有重要的指导意义。
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研究青藏高原北缘土壤有机碳储量对全球碳循环具有重要意义。研究区表层土壤碳储量为1.27×10<sup>8</sup> t,表层土壤有机碳密度为4.96×10<sup>3</sup> t/km<sup>2</sup>;与全国第二次土壤普查时的储量相比,栗钙土、灰钙土、高山草原土、沼泽土、风沙土和潮土分布区有机碳储量逐渐增加,主要分布在青海湖北部草原区和东部中高山林地区,因林草地固碳量大于释放量,被划分为碳汇区;山地草甸土、高山草甸土、灰褐土、黑钙土和灌淤土分布区有机碳储量逐渐减少,主要分布在青海东部农耕区,因耕种作用固碳量小于释放量,被划分为碳源区。以目前有机碳储量累积频率的97.5%为有机碳饱和临界值,估算研究区固碳潜力值为241.57×10<sup>6</sup> t,并以研究区广泛分布的栗钙土为例,推算栗钙土有机碳储量达到饱和需要18.66年。
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It is important to investigate the soil organic carbon reserves of the northern Tibetan Plateau for understanding the global carbon cycle. The surface soil carbon storage is 1.27×108 t, and the surface topsoil organic carbon density is 4.96×103 t/km2 in the study area. Compared with the results of the second National Soil Census, the distribution of organic carbon reserves of chestnut soil, sierozem, alpine steppe soil, swamp soil, sandy soil and ustic cambisols increased gradually, which are mainly distributed in savanes of the northern Qinghai Lake and woodland in middle-high mountain areas of the eastern Qinghai Lake; savanes and woodland are classified as the carbon sink area because this area’s carbon sequestration is greater than the release quantity. By contrast, the distribution of organic carbon reserves of mountain meadow soil, alpine meadow soil, grey cinnamon soil, chernozem and anthropogenic-alluvial soil decreased gradually, which are mainly distributed in the farming areas of eastern Qinghai Province. This area’s carbon sequestration is less than the release quantity because of cultivation effect, and is classified as the carbon source area. The 97.5% of organic carbon storage cumulative frequency is closed to the threshold value of the organic carbon saturation. The carbon sequestration potential of the study area is 241.57×106 t. Take the widely distributed chestnut soil as a case, it will take 18.66 years to reach saturation for the soil organic carbon reserves of chestnut soil.
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