袁紅香，曹葉婷，孫惠玲

(云南師范大學(xué) 旅游與地理科學(xué)學(xué)院，云南省高原地理過程與環(huán)境變化重點實驗室，云南 昆明 650500)

湖泊沉積物中的有機質(zhì)主要來源于內(nèi)源和外源(陸源有機質(zhì))輸入[1]，內(nèi)源有機質(zhì)主要來源于湖泊水體中的生物殘體，外源輸入則是外界水源補給過程中攜帶進(jìn)入的顆粒態(tài)和溶解態(tài)的有機質(zhì).湖泊沉積物中的有機質(zhì)不但可以記錄湖泊及流域環(huán)境演化信息，還可以追溯有機質(zhì)來源，揭示氣候與環(huán)境演化過程.通常有機質(zhì)來源不同，其化學(xué)組成成分與同位素特征會存在較大的差異.目前追溯湖泊沉積物有機質(zhì)來源常用總有機碳含量(TOC)、穩(wěn)定碳同位素(δ13C)和碳氮比(C/N)值等指標(biāo).如Wu等[2]運用δ13C值與C/N值分析長江干流懸浮顆粒物的來源，Yu等[3]通過δ13C值和C/N值探尋海洋與陸源有機質(zhì)對珠三角表層沉積物的貢獻(xiàn)情況.

云南因其特定的地理位置受西南季風(fēng)的影響，是研究湖泊環(huán)境自然演化及古氣候記錄的熱點區(qū)域.目前，對滇池[4]、洱海[5]、納帕海[6]、鶴慶古湖[7]和屬都湖[8-9]等湖泊沉積的環(huán)境演變及湖泊沉積記錄的古氣候方面已進(jìn)行了較多的研究.而撫仙湖作為我國西南地區(qū)典型的斷陷型高原深水寡營養(yǎng)湖泊，具有水體巨大、沉積連續(xù)穩(wěn)定及分辨率高等優(yōu)勢，對古氣候和古環(huán)境研究具有重要的地理意義.目前對撫仙湖古環(huán)境變化的研究多局限于對湖泊沉積物的研究[10-12]，缺乏對湖泊流域和沉積物的系統(tǒng)性現(xiàn)代過程研究.研究應(yīng)用湖泊內(nèi)和流域內(nèi)表層沉積物的TOC、δ13C和C/N指標(biāo)，探尋撫仙湖表層沉積物有機質(zhì)來源，揭示撫仙湖流域土壤有機質(zhì)的空間分布特征、湖泊沉積有機質(zhì)來源及河流環(huán)境對陸源有機質(zhì)的影響和改造作用，從而為撫仙湖有機指標(biāo)在長尺度沉積序列中的解譯提供現(xiàn)代過程依據(jù).

1 研究區(qū)域概況

撫仙湖位于我國云南省澄江縣、江川縣和華寧縣之間，是由斷層活動形成的典型的構(gòu)造斷陷深水湖.其形態(tài)呈倒葫蘆狀，中間小,兩端大.南部湖盆底地勢由南向北變深，傾入北部深湖盆，東西兩岸湖岸較為陡峭，有斷層發(fā)育[13].撫仙湖湖面高程為1 721 m，湖面面積為211 km2，流域面積為1 044.6 km2，最大水深155 m，平均水深89.6 m.撫仙湖主要靠降雨與溪流補給，其入湖河流如圖1所示，出水口僅有湖東岸的?？诤?，且出水量較小.由于流域地處亞熱帶低緯高原季風(fēng)氣候區(qū)，受西南季風(fēng)影響顯著，年平均氣溫15.6 ℃，年平均降水量800～1 100 mm,旱季和雨季分明[14].流域地帶性植被是以殼斗科、茶科、樟科和木蘭科植物為優(yōu)勢種的半濕潤常綠闊葉林.經(jīng)實地考察，湖泊西岸集中分布較多華山松林和云南松林；湖泊北部山地以林業(yè)用地為主，在山間壩子及沖積扇區(qū)域人類活動影響明顯；湖泊東岸也以林業(yè)用地為主，間或有栽培植物；湖泊南部主要以農(nóng)業(yè)用地為主，分布大量栽培作物.

2 材料與方法

2.1 樣品采集

樣品采集于2013年8月，分別為撫仙湖流域表土樣、入湖河流河口處表層沉積物樣、湖泊表層沉積物樣、懸浮顆粒物(SPM)樣和典型沉水植物樣品.湖泊表層沉積物為重力鉆巖芯表層0.5 cm樣品，如圖1所示共計5個樣品；撫仙湖流域表土樣來自撫仙湖流域東部(5個)、西部(5個)、南部(4個)和北部(5個)四個方位垂直梯度上的樣品采集，共計19個樣品；10個入湖河流的表層沉積物樣品均采自河流的入湖口.分別是牛魔大河、明星大河、尖山大河、梁王河、青魚灣新大河、路居大河、東大河、窯泥溝河、大溝河和世家大河.7個SPM樣品分別來自水深為24、36、68、84、89、94m和100 m處的表層水過濾物.同時采集撫仙湖內(nèi)7種典型沉水植物：穗狀狐尾藻(MyriophyllumspicatumL.)、苦草(VallisneriaspiralisL.)、金魚藻(CeratophyllumdemersumL.)、絲藻(Ulothrixsp.)、輪藻(Charasp.)、光葉眼子菜(PotamogetonlucensL.)和絲葉眼子菜(PotamogetonfiliformisPers.).

圖1 撫仙湖流域采樣示意圖

2.2 樣品處理與分析

表土和沉積物樣品經(jīng)真空冷凍干燥后，過篩去除植物殘體和沙礫等，用瑪瑙研缽進(jìn)行研磨粉碎，再用過量低濃度(10%)稀鹽酸反復(fù)濾洗去除碳酸鹽，然后用去離子純水洗至中性并低溫烘干，研磨，過120目篩后制成供試樣品.清洗植物樣品中的葉片，在70 ℃下烘干樣品，再用瑪瑙研缽進(jìn)行研磨并進(jìn)行去碳酸鹽處理，過120目篩制成供試樣品.7個懸浮顆粒物(SPM)樣品用有機玻璃采水器(GCC2型)分別采集表層水樣.取20 L的湖水樣品經(jīng)Ф0.45 μm玻璃纖維濾膜(GF/C)過濾(濾膜于450 ℃預(yù)燒4 h)，并將濾膜置于真空干燥器制成供試樣品.

δ13C值的測定在蘭州大學(xué)西部環(huán)境重點實驗室完成.運用Delta Plus氣體質(zhì)譜儀(Thermo Finnigan，德國)與Flash EA 1112型元素分析儀(Thermo Electron，美國)聯(lián)用測定δ13C值.分析結(jié)果均相對于國際標(biāo)準(zhǔn)Pee Dee Belemnite (PDB)，分析精度0.2‰，δ13C值計算公式：

δ13C(‰) =[(13C/12C)sample /(13C/12C)

standard-1]×1 000 ‰

TOC含量與總氮含量(TN)由vario EL III 元素分析儀進(jìn)行測定，樣品的C/N比值可由測定的TOC和TN含量計算得到.

3 結(jié)果分析

3.1 TOC分布特征分析

撫仙湖流域表層土壤、河流表層沉積物及湖泊表層沉積物TOC分布如圖2所示，流域表層土壤TOC含量分布為0.2%～5.8%，TOC平均值為2.6%，數(shù)值分布區(qū)間較廣，變率達(dá)到5.6%；河流表層沉積物TOC含量分布為0.1%～3.7%，TOC平均值為1.5%，變率為3.6%；湖泊表層沉積物的TOC含量在2.5%～3.3%之間波動，數(shù)值分布相對比較穩(wěn)定，變率僅為0.8%，平均值為2.95%.由圖2也可看出河流表層沉積物TOC均值相對最小，基本上均低于湖泊表層沉積物的TOC含量.

圖2 撫仙湖流域總有機碳組成

3.2 C/N特征分析

撫仙湖流域表層沉積物C/N值分布如圖3所示，湖泊表層沉積物的C/N值在10.2～11.3之間分布，平均值為10.7；流域內(nèi)表層土壤的C/N值分布在12.3～18.9之間，平均值為14.6；各入湖河流表層沉積物的C/N值分布在8.8～11.8之間，平均值為9.9；表層湖水中的SPM的C/N值為8.2～9.0，平均值8.6；撫仙湖7種典型沉水植物的C/N值在11.1～12.8之間波動，平均值為11.9.

圖3 撫仙湖表層沉積物、表層土壤、表層河流沉積物、沉水植物和SPM的C/N和δ13C值

3.3 穩(wěn)定碳同位素特征分析

來源于湖泊東、南、西、北方向垂直梯度上的撫仙湖流域表層土壤樣品，其δ13C值分布特征如圖4所示，撫仙湖流域表層土壤的δ13C平均值為-21.5‰，撫仙湖北部、東部與西部表層土壤的δ13C值大部分分布在-23.9‰～-21.2‰范圍之內(nèi)，偏差較小；撫仙湖南部表層土壤的δ13C值則分布在-19.2‰～-17.6‰之間，比流域的其他三個區(qū)域的δ13C值顯著偏正，可能與南岸C4類型的農(nóng)作物種植有關(guān).河流是陸源輸入的主要途徑，撫仙湖10條入湖河流的表層沉積物δ13C值分布范圍在-25.7‰～-23.8‰之間,平均值為-25.0‰(圖3)，與流域表層土壤的δ13C平均值相比較，其值相對偏負(fù).撫仙湖表層沉積物中有機質(zhì)δ13C值分布范圍為-27.9‰～-26.5‰，平均值-27.1‰(圖3)，變率為1.4‰，其值又較河流表層沉積物的δ13C值偏負(fù).撫仙湖湖岸陡深，挺水植物和浮水植物少，水生植物以沉水植物為主，其δ13C值在-13.7‰～-10.3‰之間波動，平均值為-12.4‰(圖3).湖泊表層水體中SPM的δ13C值分布區(qū)間在-25.9‰～-24.07‰，平均值為-24.2‰(圖3)，其值較沉水植物δ13C值相對偏負(fù).

圖4 撫仙湖流域表層土壤δ13C組成(n=19)

4 討 論

湖泊沉積物中有機質(zhì)是由不同來源化合物組成的混合物，沉積記錄中不同來源有機質(zhì)組成的變化蘊含了大量其形成過程中的環(huán)境信息.因此，有必要先對有機質(zhì)來源進(jìn)行判斷[15].C/N值和δ13C是識別沉積物中有機質(zhì)來源的常用判定指標(biāo)[16].通常，低等水生植物的C/N值分布在4～10之間，高等陸生植物的C/N值可達(dá)20或者更高，浮游動物與浮游植物為6～13,藻類為5～14[17].此外，C/N值對湖泊中不同物源的混合比例也有一定的指示意義[18]，當(dāng)C/N值介于4～12之間,表明沉積物中的有機質(zhì)主要源于湖泊內(nèi)源輸入; 當(dāng)C/N值大于12,則表明河流中有機質(zhì)主要來源于陸源地表有機質(zhì)輸入[19].不同來源的有機質(zhì)的δ13C分布范圍不同，通常C3植物的δ13C值分布范圍為-30‰～-23‰(均值-27‰)[20],C4植物的δ13C值分布范圍為-19‰～-9‰(均值-13‰)[21].淡水水生植物的δ13C值大部分在-28‰～-18‰范圍內(nèi)[22-23].

撫仙湖表層沉積物的不同輸入來源中TOC含量存在較大差異(如圖2).來自流域表層土壤的樣品具有較高的TOC含量，但變幅較大，說明流域內(nèi)地表植被類型異質(zhì)性較高[24].湖泊表層沉積物TOC含量(平均值3.6%)較為穩(wěn)定，且明顯高于流域表層土壤TOC含量(平均值2.6%)及河流表層沉積物TOC含量(平均值1.5%)；說明撫仙湖沉積物中的有機質(zhì)雖有陸源輸入的貢獻(xiàn)，但主要受湖泊內(nèi)源輸入有機質(zhì)的影響.圖3中撫仙湖水體中的沉水植物和SPM的C/N平均值分別為11.9和8.6，相較于土壤的C/N值(14.6)，更接近于湖泊沉積物的C/N值(10.7)，也間接印證了撫仙湖沉積物中的有機質(zhì)主要來源于湖泊自身的內(nèi)源輸入，只有少部分是陸源輸入.

圖4中撫仙湖流域表層土壤的δ13C值呈現(xiàn)出明顯的空間異質(zhì)性.東部、西部和北部的表層土壤的δ13C值相近且均相對偏負(fù)；南部表層土壤的δ13C值相對偏正(圖4).結(jié)合Boutton[20]給出的不同來源有機質(zhì)碳同位素值分布范圍可知，C4植物是南部表層土壤有機質(zhì)的主要來源，這與實地調(diào)查的玉米等農(nóng)作物種植結(jié)果相吻合.而東部、西部和北部的表層土壤樣的δ13C值分布與C3植物的分布區(qū)間相近，實地調(diào)查也顯示東部、西部和北部的林地覆蓋度相對較高.由于C3和C4植物的δ13C值分布區(qū)間分別為(-30‰～-23‰)和(-19‰～-9‰)，而撫仙湖表層沉積物的δ13C值在-27.9‰～-26.5‰之間波動，說明湖泊沉積物中的陸源有機質(zhì)主要來源于C3植物.

另外，雖然河流沉積物和流域土壤均被定義為陸源輸入來源，但結(jié)果(圖2和圖3)表明二者的有機質(zhì)輸入機制可能存在明顯不同.圖3中河流表層沉積物的δ13C值、C/N值均與湖泊表層沉積物的值較為接近，但與土壤卻存在較大差異.這可能與河流中的有機質(zhì)是主要來源于河流原位產(chǎn)生還是在河流中被改造有關(guān)，因為土壤中有機質(zhì)主要通過地表徑流輸送到湖泊中，研究表明[25]土壤有機質(zhì)在河流的運輸過程中會受到改造和降解，這可能導(dǎo)致了撫仙湖河流沉積物與表層土壤中C/N值和δ13C值具有明顯的差異.而以往的研究往往因河流水生生物有機質(zhì)的δ13C和土壤或高等植物的有機質(zhì)的δ13C沒有本質(zhì)區(qū)別而忽略了這種差異[26]，從而導(dǎo)致在重建古氣溫時氣溫被嚴(yán)重低估[27].因此，今后探究湖泊沉積物有機質(zhì)來源的過程中，需注意河流環(huán)境對陸源有機質(zhì)的影響和改造.

5 小 結(jié)

(1)撫仙湖沉積物中的有機質(zhì)來源主要以湖泊自身內(nèi)源輸入為主，少部分為陸源輸入，且陸源有機質(zhì)主要源于C3植物.

(2)河流表層沉積物的δ13C值和C/N結(jié)果表明撫仙湖流域土壤有機質(zhì)在經(jīng)河流輸入過程中存在后期改造和降解，在進(jìn)行沉積序列的δ13C指標(biāo)解譯過程中需多加考慮.