抚仙湖沉积物稳定碳同位素特征及来源分析*

袁红香，曹叶婷，孙惠玲

(云南师范大学 旅游与地理科学学院，云南省高原地理过程与环境变化重点实验室，云南 昆明 650500)

湖泊沉积物中的有机质主要来源于内源和外源(陆源有机质)输入[1]，内源有机质主要来源于湖泊水体中的生物残体，外源输入则是外界水源补给过程中携带进入的颗粒态和溶解态的有机质.湖泊沉积物中的有机质不但可以记录湖泊及流域环境演化信息，还可以追溯有机质来源，揭示气候与环境演化过程.通常有机质来源不同，其化学组成成分与同位素特征会存在较大的差异.目前追溯湖泊沉积物有机质来源常用总有机碳含量(TOC)、稳定碳同位素(δ13C)和碳氮比(C/N)值等指标.如Wu等[2]运用δ13C值与C/N值分析长江干流悬浮颗粒物的来源，Yu等[3]通过δ13C值和C/N值探寻海洋与陆源有机质对珠三角表层沉积物的贡献情况.

云南因其特定的地理位置受西南季风的影响，是研究湖泊环境自然演化及古气候记录的热点区域.目前，对滇池[4]、洱海[5]、纳帕海[6]、鹤庆古湖[7]和属都湖[8-9]等湖泊沉积的环境演变及湖泊沉积记录的古气候方面已进行了较多的研究.而抚仙湖作为我国西南地区典型的断陷型高原深水寡营养湖泊，具有水体巨大、沉积连续稳定及分辨率高等优势，对古气候和古环境研究具有重要的地理意义.目前对抚仙湖古环境变化的研究多局限于对湖泊沉积物的研究[10-12]，缺乏对湖泊流域和沉积物的系统性现代过程研究.研究应用湖泊内和流域内表层沉积物的TOC、δ13C和C/N指标，探寻抚仙湖表层沉积物有机质来源，揭示抚仙湖流域土壤有机质的空间分布特征、湖泊沉积有机质来源及河流环境对陆源有机质的影响和改造作用，从而为抚仙湖有机指标在长尺度沉积序列中的解译提供现代过程依据.

1 研究区域概况

抚仙湖位于我国云南省澄江县、江川县和华宁县之间，是由断层活动形成的典型的构造断陷深水湖.其形态呈倒葫芦状，中间小,两端大.南部湖盆底地势由南向北变深，倾入北部深湖盆，东西两岸湖岸较为陡峭，有断层发育[13].抚仙湖湖面高程为1 721 m，湖面面积为211 km2，流域面积为1 044.6 km2，最大水深155 m，平均水深89.6 m.抚仙湖主要靠降雨与溪流补给，其入湖河流如图1所示，出水口仅有湖东岸的海口河，且出水量较小.由于流域地处亚热带低纬高原季风气候区，受西南季风影响显著，年平均气温15.6 ℃，年平均降水量800～1 100 mm,旱季和雨季分明[14].流域地带性植被是以壳斗科、茶科、樟科和木兰科植物为优势种的半湿润常绿阔叶林.经实地考察，湖泊西岸集中分布较多华山松林和云南松林；湖泊北部山地以林业用地为主，在山间坝子及冲积扇区域人类活动影响明显；湖泊东岸也以林业用地为主，间或有栽培植物；湖泊南部主要以农业用地为主，分布大量栽培作物.

2 材料与方法

2.1 样品采集

样品采集于2013年8月，分别为抚仙湖流域表土样、入湖河流河口处表层沉积物样、湖泊表层沉积物样、悬浮颗粒物(SPM)样和典型沉水植物样品.湖泊表层沉积物为重力钻岩芯表层0.5 cm样品，如图1所示共计5个样品；抚仙湖流域表土样来自抚仙湖流域东部(5个)、西部(5个)、南部(4个)和北部(5个)四个方位垂直梯度上的样品采集，共计19个样品；10个入湖河流的表层沉积物样品均采自河流的入湖口.分别是牛魔大河、明星大河、尖山大河、梁王河、青鱼湾新大河、路居大河、东大河、窑泥沟河、大沟河和世家大河.7个SPM样品分别来自水深为24、36、68、84、89、94m和100 m处的表层水过滤物.同时采集抚仙湖内7种典型沉水植物：穗状狐尾藻(MyriophyllumspicatumL.)、苦草(VallisneriaspiralisL.)、金鱼藻(CeratophyllumdemersumL.)、丝藻(Ulothrixsp.)、轮藻(Charasp.)、光叶眼子菜(PotamogetonlucensL.)和丝叶眼子菜(PotamogetonfiliformisPers.).

图1 抚仙湖流域采样示意图

2.2 样品处理与分析

表土和沉积物样品经真空冷冻干燥后，过筛去除植物残体和沙砾等，用玛瑙研钵进行研磨粉碎，再用过量低浓度(10%)稀盐酸反复滤洗去除碳酸盐，然后用去离子纯水洗至中性并低温烘干，研磨，过120目筛后制成供试样品.清洗植物样品中的叶片，在70 ℃下烘干样品，再用玛瑙研钵进行研磨并进行去碳酸盐处理，过120目筛制成供试样品.7个悬浮颗粒物(SPM)样品用有机玻璃采水器(GCC2型)分别采集表层水样.取20 L的湖水样品经Ф0.45 μm玻璃纤维滤膜(GF/C)过滤(滤膜于450 ℃预烧4 h)，并将滤膜置于真空干燥器制成供试样品.

δ13C值的测定在兰州大学西部环境重点实验室完成.运用Delta Plus气体质谱仪(Thermo Finnigan，德国)与Flash EA 1112型元素分析仪(Thermo Electron，美国)联用测定δ13C值.分析结果均相对于国际标准Pee Dee Belemnite (PDB)，分析精度0.2‰，δ13C值计算公式：

δ13C(‰) =[(13C/12C)sample /(13C/12C)

standard-1]×1 000 ‰

TOC含量与总氮含量(TN)由vario EL III 元素分析仪进行测定，样品的C/N比值可由测定的TOC和TN含量计算得到.

3 结果分析

3.1 TOC分布特征分析

抚仙湖流域表层土壤、河流表层沉积物及湖泊表层沉积物TOC分布如图2所示，流域表层土壤TOC含量分布为0.2%～5.8%，TOC平均值为2.6%，数值分布区间较广，变率达到5.6%；河流表层沉积物TOC含量分布为0.1%～3.7%，TOC平均值为1.5%，变率为3.6%；湖泊表层沉积物的TOC含量在2.5%～3.3%之间波动，数值分布相对比较稳定，变率仅为0.8%，平均值为2.95%.由图2也可看出河流表层沉积物TOC均值相对最小，基本上均低于湖泊表层沉积物的TOC含量.

图2 抚仙湖流域总有机碳组成

3.2 C/N特征分析

抚仙湖流域表层沉积物C/N值分布如图3所示，湖泊表层沉积物的C/N值在10.2～11.3之间分布，平均值为10.7；流域内表层土壤的C/N值分布在12.3～18.9之间，平均值为14.6；各入湖河流表层沉积物的C/N值分布在8.8～11.8之间，平均值为9.9；表层湖水中的SPM的C/N值为8.2～9.0，平均值8.6；抚仙湖7种典型沉水植物的C/N值在11.1～12.8之间波动，平均值为11.9.

图3 抚仙湖表层沉积物、表层土壤、表层河流沉积物、沉水植物和SPM的C/N和δ13C值

3.3 稳定碳同位素特征分析

来源于湖泊东、南、西、北方向垂直梯度上的抚仙湖流域表层土壤样品，其δ13C值分布特征如图4所示，抚仙湖流域表层土壤的δ13C平均值为-21.5‰，抚仙湖北部、东部与西部表层土壤的δ13C值大部分分布在-23.9‰～-21.2‰范围之内，偏差较小；抚仙湖南部表层土壤的δ13C值则分布在-19.2‰～-17.6‰之间，比流域的其他三个区域的δ13C值显著偏正，可能与南岸C4类型的农作物种植有关.河流是陆源输入的主要途径，抚仙湖10条入湖河流的表层沉积物δ13C值分布范围在-25.7‰～-23.8‰之间,平均值为-25.0‰(图3)，与流域表层土壤的δ13C平均值相比较，其值相对偏负.抚仙湖表层沉积物中有机质δ13C值分布范围为-27.9‰～-26.5‰，平均值-27.1‰(图3)，变率为1.4‰，其值又较河流表层沉积物的δ13C值偏负.抚仙湖湖岸陡深，挺水植物和浮水植物少，水生植物以沉水植物为主，其δ13C值在-13.7‰～-10.3‰之间波动，平均值为-12.4‰(图3).湖泊表层水体中SPM的δ13C值分布区间在-25.9‰～-24.07‰，平均值为-24.2‰(图3)，其值较沉水植物δ13C值相对偏负.

图4 抚仙湖流域表层土壤δ13C组成(n=19)

4 讨 论

湖泊沉积物中有机质是由不同来源化合物组成的混合物，沉积记录中不同来源有机质组成的变化蕴含了大量其形成过程中的环境信息.因此，有必要先对有机质来源进行判断[15].C/N值和δ13C是识别沉积物中有机质来源的常用判定指标[16].通常，低等水生植物的C/N值分布在4～10之间，高等陆生植物的C/N值可达20或者更高，浮游动物与浮游植物为6～13,藻类为5～14[17].此外，C/N值对湖泊中不同物源的混合比例也有一定的指示意义[18]，当C/N值介于4～12之间,表明沉积物中的有机质主要源于湖泊内源输入; 当C/N值大于12,则表明河流中有机质主要来源于陆源地表有机质输入[19].不同来源的有机质的δ13C分布范围不同，通常C3植物的δ13C值分布范围为-30‰～-23‰(均值-27‰)[20],C4植物的δ13C值分布范围为-19‰～-9‰(均值-13‰)[21].淡水水生植物的δ13C值大部分在-28‰～-18‰范围内[22-23].

抚仙湖表层沉积物的不同输入来源中TOC含量存在较大差异(如图2).来自流域表层土壤的样品具有较高的TOC含量，但变幅较大，说明流域内地表植被类型异质性较高[24].湖泊表层沉积物TOC含量(平均值3.6%)较为稳定，且明显高于流域表层土壤TOC含量(平均值2.6%)及河流表层沉积物TOC含量(平均值1.5%)；说明抚仙湖沉积物中的有机质虽有陆源输入的贡献，但主要受湖泊内源输入有机质的影响.图3中抚仙湖水体中的沉水植物和SPM的C/N平均值分别为11.9和8.6，相较于土壤的C/N值(14.6)，更接近于湖泊沉积物的C/N值(10.7)，也间接印证了抚仙湖沉积物中的有机质主要来源于湖泊自身的内源输入，只有少部分是陆源输入.

图4中抚仙湖流域表层土壤的δ13C值呈现出明显的空间异质性.东部、西部和北部的表层土壤的δ13C值相近且均相对偏负；南部表层土壤的δ13C值相对偏正(图4).结合Boutton[20]给出的不同来源有机质碳同位素值分布范围可知，C4植物是南部表层土壤有机质的主要来源，这与实地调查的玉米等农作物种植结果相吻合.而东部、西部和北部的表层土壤样的δ13C值分布与C3植物的分布区间相近，实地调查也显示东部、西部和北部的林地覆盖度相对较高.由于C3和C4植物的δ13C值分布区间分别为(-30‰～-23‰)和(-19‰～-9‰)，而抚仙湖表层沉积物的δ13C值在-27.9‰～-26.5‰之间波动，说明湖泊沉积物中的陆源有机质主要来源于C3植物.

另外，虽然河流沉积物和流域土壤均被定义为陆源输入来源，但结果(图2和图3)表明二者的有机质输入机制可能存在明显不同.图3中河流表层沉积物的δ13C值、C/N值均与湖泊表层沉积物的值较为接近，但与土壤却存在较大差异.这可能与河流中的有机质是主要来源于河流原位产生还是在河流中被改造有关，因为土壤中有机质主要通过地表径流输送到湖泊中，研究表明[25]土壤有机质在河流的运输过程中会受到改造和降解，这可能导致了抚仙湖河流沉积物与表层土壤中C/N值和δ13C值具有明显的差异.而以往的研究往往因河流水生生物有机质的δ13C和土壤或高等植物的有机质的δ13C没有本质区别而忽略了这种差异[26]，从而导致在重建古气温时气温被严重低估[27].因此，今后探究湖泊沉积物有机质来源的过程中，需注意河流环境对陆源有机质的影响和改造.

5 小 结

(1)抚仙湖沉积物中的有机质来源主要以湖泊自身内源输入为主，少部分为陆源输入，且陆源有机质主要源于C3植物.

(2)河流表层沉积物的δ13C值和C/N结果表明抚仙湖流域土壤有机质在经河流输入过程中存在后期改造和降解，在进行沉积序列的δ13C指标解译过程中需多加考虑.