2023, Vol. 43文章信息
- 吴立, 李晨晨, 马春梅, 管后春, 王心源, 张广胜, 路曙光, 李肖雪, 胡晓思, 周迎秋, 张红梅
- WU Li, LI Chenchen, MA Chunmei, GUAN Houchun, WANG Xinyuan, ZHANG Guangsheng, LU Shuguang, LI Xiaoxue, HU Xiaosi, ZHOU Yingqiu, ZHANG Hongmei
- 巢湖碳氮地球化学沉积记录揭示全新世以来的环境演化
- Environmental evolutions derived from carbon and nitrogen geochemistry of lacustrine sediments since the Holocene in the Chaohu Lake, East China
- 生态学报. 2023, 43(16): 6728-6742
- Acta Ecologica Sinica. 2023, 43(16): 6728-6742
- http://dx.doi.org/10.5846/stxb202205021209
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文章历史
- 收稿日期: 2022-05-02
- 网络出版日期: 2023-03-22
2. 中国科学院南京地理与湖泊研究所湖泊与环境国家重点实验室, 南京 210008;
3. 中国科学院地球环境研究所黄土与第四纪地质国家重点实验室, 西安 710061;
4. 南京大学地理与海洋科学学院, 南京 210023;
5. 安徽省地质调查院, 合肥 230001;
6. 中国科学院遥感与数字地球研究所数字地球重点实验室, 北京 100094;
7. 皖西学院环境与旅游学系, 六安 237012
2. State Key Laboratory of Lake Science and Environment, Nanjing Institute of Geography & Limnology, Chinese Academy of Sciences, Nanjing 210008, China;
3. State Key Laboratory of Loess and Quaternary Geology, Institute of Earth Environment, Chinese Academy of Sciences, Xi'an 710061, China;
4. School of Geography and Ocean Science, Nanjing University, Nanjing 210023, China;
5. Geological Surveying of Anhui Province, Hefei 230001, China;
6. Key Laboratory of Digital Earth Science, Institute of Remote Sensing and Digital Earth, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100094, China;
7. Department of Environment and Tourism, West Anhui University, Lu'an 237012, China
巢湖(31°25′—31°43′N, 117°16′—117°51′E)地处中国东部长江下游安徽段北岸的江淮地区中部, 中国地理南北分界的秦岭—淮河线附近, 气候主要受到东亚季风的影响[1—4]。其北亚热带和暖温带湿润季风气候过渡地带的地理位置、仅有唯一出水通道裕溪河与长江相连的半封闭湖泊环境以及较稳定的沉积使得巢湖湖泊沉积物较好的保存和记录了全新世以来的生态环境变化信息[5—8]。巢湖在20世纪60年代开始就受到关注和调研[9], 许多学者从富营养化与污染[1, 9—12]、水生态[13—15]、湖岸崩塌与岸线变迁[16—18]、水土流失与淤积[19—20]及古环境演变[1—3, 5—8, 21—24]等多方面进行研究。较早的属安徽省地质调查院杨则东等[25]对巢湖流域第四纪地层的研究以及吴跃东等[26]的环境地质调查。但囿于当时科学技术条件, 测年数据很少, 剖面年代划分单纯依靠岩性变化, 达不到高分辨率研究要求, 特别是对全新世气候事件与环境变化信息关注较少。此后, 学者们相继从粒度[22, 24, 27—28]、环境磁学[29]、孢粉[5, 21, 30]、炭屑[7]、植硅体[6, 31]、化学元素[8, 23, 32—34]等方面采用湖泊沉积分析了区域环境变迁, 主要是对晚全新世和近2000年来的环境变化与人类活动因素作了较多研究, 更多研究集中在近代以来巢湖的富营养化沉积记录方面[35], 较少有研究关注到早中全新世气候事件的辨识与古环境信息碳氮地球化学记录方面的细致探讨, 同时对区域气候环境变化内在驱动机制的讨论亦鲜有涉及。
湖泊沉积物碳、氮地球化学特征是湖泊流域及湖泊内部碳、氮地球化学循环的真实反映, 特别是湖泊沉积物碳、氮稳定同位素分析已成为热点之一[36—44]。首先, 湖泊沉积物中碳、氮元素来源于湖泊流域, 碳、氮元素的组成关系直接取决于物源的变化；第二, 由于碳、氮自身化学性质及二者之间或与其它元素间的相互作用, 沉积物碳、氮地球化学特征会随环境的变化而发生变化, 这样就可以揭示湖泊环境演化过程及其与区域气候变化的关系, 进一步探讨气候事件与全球变化的内在联系[36]。如Słowiński等[37]基于纹层计数、AMS14C测年和火山灰年代学方法, 利用高分辨率的TOC、TN、C/N、δ13Corg等地球化学指标和孢粉等沉积记录探讨了波兰北部Trzechowskie古湖Allerød晚期向新仙女木过渡时期的气候环境变化, 发现流域在该时段水位下降, 侵蚀加剧, 植被对于环境气候的响应较湖泊沉积和生物群变化延迟了20年；Chawchai等[38]通过对Kumphawapi湖沉积物的TOC、C/N和其它相关元素的综合分析, 恢复了泰国东北部全新世以来古环境和古气候变化。Vyse等[39]则通过对俄罗斯楚科奇半岛北极圈内Ilirney冰湖岩芯的TC、TN、TOC、粒度、常/微量元素、矿物学等数据的综合分析, 重建了51.8 ka BP以来区域古环境演变, 进一步阐明了沉积地球化学指标在湖泊动力学分析中的价值, 同时为新仙女木事件在该地区的响应提供了新的证据。Stuiver和Braziunas[40]对分布于世界不同纬度的晚更新世以来湖沼相沉积物中δ13Corg值分析证实, 基本上暖期对应于δ13Corg高值, 冷期则对应于低值, 国内不同湖泊的统计分析也得到相类似的研究结果[36], 如Ma等[41]对我国西北Ebinur湖中世纪暖期和小冰期气候湖泊沉积记录的研究也发现较高的δ13Corg值阶段与中世纪暖期相对应。氮同位素在地球化学循环过程中的分馏机制较为复杂[36], 因此在具体应用于古环境和古气候重建时, 往往综合使用δ15N和δ13Corg等指标相互补充和印证。如Aniceto等[42]对亚马逊河上游Quistococha湖沉积物的δ15N、δ13C、TOC、TN等记录以及水文变化等数据做了全面系统的综合分析, 揭示出全新世以来该湖泊经历了两种不同的沉积相, 两种沉积序列的碳积累量先后受到亚马逊河水动力和季风变化的影响；Jia等[43]通过对湖光岩玛珥湖岩芯TOC、δ13Corg、δ15N和δ13Cwax等指标的综合分析, 重建并探讨了东亚季风系统的变化模式, 并将研究结果与其他同时期的记录进行对比, 发现其相位变化与热带太平洋纬向温度状态有关；Gayantha等[44]则对斯里兰卡西海岸Bolgoda湖沉积物粒度、常量和微量元素、C、N含量以及稳定C、N同位素等指标记录的研究发现, 该地区全新世晚期气候变化受到西南季风影响, 这一结果与印度西部和南部等地区的古气候记录有很大的重叠。
本文通过分析巢湖湖泊沉积物的TOC、TN、δ13Corg、δ15N等地球化学记录, 结合粒度参数, 揭示这些代用指标的环境指示意义以及全新世以来巢湖地区的气候与生态环境变化, 以弥补该区域缺失长期过去气候事件记录与碳氮地球化学代用指标研究的不足, 并结合区域气候对比探讨研究区全新世以来气候环境变化的可能驱动机制, 为未来全球变暖背景下长江下游地区气候变化及应对策略研究、巢湖治理与生态保护提供基础理论参考。
1 研究区概况和样品采集 1.1 研究区简介巢湖位于安徽省中部江淮地区(图 1), 在合肥市包河区以南, 东达巢湖市主城区, 西至肥西县下派河, 南岸以庐江县和巢湖市散兵—槐林一线为界。年平均气温为16.1℃, 多年平均年降水量980 mm左右, 属于北亚热带和暖温带湿润性季风气候过渡地带, 主要受东亚季风影响；降雨主要集中在每年的5—8月, 占年降水总量的51%[4]。巢湖地区现代植被是北亚热带常绿—落叶阔叶混交林夹少数耐寒常绿阔叶林, 但受人类活动影响许多地方原生植被已成为人工林、次生林及灌丛草类[4]。按照正常水位8 m计, 湖水面积764.46 km2, 汇水面积9153 km2, 最大水深7.3 m, 平均水深2.35 m。现有35条大小河流呈向心状分布于湖泊周围, 裕溪河是仅有的一条通江流出水道, 其余河流均注入巢湖, 水量主要受到大气降水、蒸发和地下水以及长江来水顶托的控制。
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| 图 1 巢湖的地理位置及CH—1钻孔取样点图 Fig. 1 Geographic location of Chaohu Lake and the CH—1 coring site |
2006年4月至2018年7月, 作者对巢湖湖区进行了十余次野外调研与湖泊沉积岩芯系列钻孔采样, 其中, 在西湖区31°33′44.60"N, 117°23′39.40"E位置水深3 m处用荷兰Eijkelkamp公司产Beeker型沉积物采样器获得4.9 m连续沉积岩芯(编号CH—1, 采样时间2006年5月, 取芯率98%, 图 1), 岩性为青灰色淤泥, 其中深度0—25 cm以细粉砂为主, 25—151 cm以中粉砂为主偶夹数层细粉砂, 151—490 cm为细粉砂偶夹极细粉砂层, 属湖泊相沉积。整个岩芯以2 cm/样进行分样, 共得到样品245个。
2 实验方法 2.1 AMS14C年代分析由于整个CH—1湖相岩芯都为较纯净的青灰色中粉砂、细粉砂并夹少量极细粉砂, 未见明显包含物及植物残体, 故选择7个湖泊沉积物全样进行AMS14C年代测试, 由中国科学院南京地理与湖泊研究所湖泊与环境国家重点实验室制样, 而后北京大学核物理与核技术国家重点实验室完成测试。测年结果除第一个数据(深度0.87 m处)外, 其它6个数据的线性关系很好。考虑到整个岩芯未见沉积间断痕迹, 推测下部6个数据14C年代受到“碳库效应”影响[36], 因此, 对岩芯深度1.27 m以下的6个年代数据依次进行CALIB 7.0.4树轮校正[45—46]和线性回归校正[47](表 1和图 2)。校正后7个日历年代序列与深度有很好的线性关系(R2=0.978), 使用外推内插法计算出岩芯其它深度的年代。
| 实验室编号 Laboratory numbers |
样品 Samples |
深度 Depth/cm |
14C年代 14Cage/(a BP) |
2σ树轮校正年代 2σ tree ring correction age |
中值年代 Median age/(cal a BP) |
线性回归校正 Linear regression correction/(cal a BP) |
| BA061038 | 湖泊底泥 | 87 | 1065±35 | 938—1023 AD | 970 | 970 |
| BA061039 | 湖泊底泥 | 127 | 4855±35 | 3705—3631 BC | 5618 | 2898 |
| BA061040 | 湖泊底泥 | 189 | 5955±50 | 4958—4718 BC | 6788 | 4068 |
| BA061041 | 湖泊底泥 | 227 | 6795±40 | 5736—5632 BC | 7634 | 4914 |
| BA061042 | 湖泊底泥 | 287 | 7785±40 | 6683—6506 BC | 8545 | 5825 |
| BA061043 | 湖泊底泥 | 387 | 8685±50 | 7842—7589 BC | 9666 | 6946 |
| BA061044 | 湖泊底泥 | 487 | 10825±40 | 10817—10732 BC | 12725 | 10005 |
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| 图 2 巢湖CH—1湖泊沉积岩芯AMS14C年代的树轮校正与线性回归校正 Fig. 2 Calibration and linear regression correction for AMS14C dating results of CH—1 lacustrine sediment core in the Chaohu Lake |
将样品烘干, 研磨过80目筛；取一定量样品, 加入5%稀盐酸多次搅拌, 不断加入稀盐酸直至反应完全, 浸泡一昼夜；用中性去离子水洗至中性(pH=7), 烘干后研磨过150目筛；根据样品中总有机碳(约10 mg)和总氮的含量(预先根据不同地层沉积物性状测定了若干不同层位的控制样)称取一定量的被测样品在锡纸紧密包裹下送入氧化炉中, 由AS200型自动进样器在Elementar Analyzer—Vario EL Ⅲ元素分析仪上直接测出TOC和TN的百分含量, 绝对误差小于0.1%, TOC/TN比值(C/N值)根据质量比乘以1.167计算而得。送入EA元素分析仪燃烧后产生的CO2或N2气体经连续流装置Conflo Ⅲ送入DELTA PLUS ADVANTAGE同位素质谱仪, 分别以高纯CO2或N2气体作为参考标准测定碳或氮同位素的比值, 分析精度优于0.2‰, 结果以VPDB标准表示(图 3)。粒度分析使用英国Malvern公司产Mastersizer 2000激光粒度仪(图 3)。上述环境代用指标的测定均在中国科学院南京地理与湖泊研究所湖泊与环境国家重点实验室完成。
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| 图 3 巢湖CH-1湖泊沉积岩芯TOC、TN、δ13Corg、δ15N和粒度参数随年代和深度的变化趋势 Fig. 3 Varied curve of TOC、TN、δ13Corg、δ15N and grain size parameters of CH-1 lacustrine sediment core in the Chaohu Lake TOC：总有机碳Total organic carbon; TN：总氮Total nitrogen; δ13Corg：有机碳同位素Organic carbon isotope; δ15N: 氮同位素Nitrogen isotope |
巢湖CH—1湖泊沉积物岩芯的TOC变化范围为0.21%—1.12%, 平均值为0.41%；TN的变化范围为0.025%—0.160%, 平均值为0.055%。TOC与TN之间存在较好的相关性(R2=0.795, 图 4), 这也说明沉积物TN主要来源于有机质, 而黏土颗粒结合的氨态氮含量可以忽略不计[48—49]。总体上, TOC与TN均呈现由早全新世到晚全新世逐渐下降、至近两千年来又上升的趋势。早全新世阶段(10100—8200 cal a BP), TOC和TN处于相对较高水平, 平均值分别为0.45%和0.058%；8200 cal a BP之后开始在波动中下降, 中全新世期间(8200—4200 cal a BP)的TOC和TN平均值分别为0.38%和0.058%；至晚全新世TOC和TN进一步下降(4200—2000 cal a BP阶段平均值分别为0.35%和0.040%), 然而, 近两千年来TOC与TN的平均值分别高达0.49%和0.061%, 已超过了早全新世阶段的平均水平。此外, 从早全新世至2000 cal a BP, TN含量在7300—5800 cal a BP出现高值段, 平均值为0.066%。
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| 图 4 巢湖湖泊沉积物TOC与TN的相关关系及C/N值与δ13Corg值关系分布范围 Fig. 4 Correlation between TOC and TN; distinctive source combination of C/N ratios and δ13Corg values in the Holocene sediments of Chaohu Lake C/N：总有机碳与总氮比值Ratio of total organic carbon to total nitrogen |
巢湖CH—1孔湖泊沉积物δ13Corg在-25.4‰—-21.6‰之间变化。早全新世(10100—8200 cal a BP)δ13Corg在波动中逐渐升高, 平均值为-23.3‰；但值得注意的是, 在9300 cal a BP、8900 cal a BP、8200 cal a BP左右出现了三次相对低值, 最低值达-24.1‰。中全新世(8200—4200 cal a BP)δ13Corg较高, 但总体呈不断下降的趋势, 平均值为-22.6‰。至晚全新世, δ13Corg于4200—2000 cal a BP阶段处于相对较低水平, 平均值为-23.4‰；然而到2000 cal a BP后则又回升至较高水平, 平均值为-23.2‰。
巢湖CH—1孔湖泊沉积物的δ15N值变化在0.2‰到5.6‰之间, 平均值为2.8‰。早全新世(10100—8200 cal a BP)δ15N值偏高, 平均值为3.3‰。中全新世(8200—4200 cal a BP)的δ15N值下降较明显, 平均值为2.5‰；与TN在7300—5800 cal a BP之间出现高值段相对应, δ15N值出现整个全新世最低值(最低值为0.2‰, 平均值为2.1‰), 远低于早全新世平均水平。晚全新世以来(4200 cal a BP至今), δ15N值在4200—2000 cal a BP期间较低, 但比中全新世水平略高, 平均为2.5‰；2000 cal a BP之后, δ15N值先是下降到很低水平而后又波动上升至全新世以来最高水平(最高值为5.6‰), 平均值为3.7‰。
巢湖湖泊沉积物粒度组成的粒级划分按照Udden—Went worth标准分为黏土(＜4 μm)、粉砂(4—64 μm)和砂(＞64 μm)三个级别, 反映了沉积物粒度各粒级的百分比含量变化。整个CH—1岩芯中黏土含量变化在10.46%—39.73%之间, 平均值为24.91%；粉砂含量在60.19%—89.54%之间波动, 平均值为74.81%；砂含量0%—7.10%, 平均值为0.28%。全新世巢湖沉积物的黏土含量从早期到晚期总体上呈现逐渐降低的趋势, 早期(10100—8200 cal a BP)平均为32.55%, 中期(8200—4200 cal a BP)为29.51%, 至晚全新世前期(4200—2000 cal a BP)降至最低, 平均为14.95%, 但2000 cal a BP以来又有所升高, 平均值为18.15%；粉砂含量则从早期至晚期逐渐升高, 2000 cal a BP后又有所下降, 但这一时期砂的含量达到全剖面最高, 平均达0.83%, 且波动剧烈。
4 讨论 4.1 巢湖湖泊沉积物中TOC、TN和C/N值的环境指示意义湖泊沉积物中TOC与TN的比值(C/N)可以综合反映沉积物中内、外源物质来源的相对比例, 这是因为与陆生植物相比, 湖泊中的内生植物更富含纤维素, 藻类植物等更富含氨基酸[36, 50—52]。已有研究认为, 陆生高等植物C/N值最高, 一般可达14—23, 通常为20—30, 甚至高达45—50；而水生植物C/N值一般仅为4—12, 多数小于10, 其中浮游动物一般为6.3, 浮游植物平均为6左右, 湖泊浮游生物平均为6—7[49, 53—56]。巢湖全新世湖泊沉积物C/N值分布在3.99—31.19之间, 平均值为8.87, 可以推断沉积物中有机质可能为水生、陆源混合来源, 且以水生来源为主导。
由于仅有一条出水通道裕溪河与长江连通, 因而TOC和TN可以综合反映巢湖半封闭湖泊及其流域汇水盆地的初级生产力；同时, 巢湖由于地处亚热带北缘, 其全新世干湿降水变化相对于气温变化更明显。当降雨量充沛时有利于陆生植被的繁茂及水土保持, 那么流域汇水盆地内汇入湖泊水流携带的无机碎屑物质比例会大幅减少, 这就增加了沉积物的TOC和TN值[57—58]。因此, 较高的TOC、TN含量可以反映流域内较好的水热配置等气候条件[36, 57—58], 巢湖早全新世到晚全新世前期TOC和TN的逐渐减少反映了季风降水的减弱。然而, 近两千年以来TOC、TN和C/N值均出现明显的大幅波动特征, 这可能与该时期沉积物中的TOC、TN含量还反映了人类活动影响的方式与强度有关[59—61], 如流域内过度毁林及垦荒等使得表层土壤暴露, 土壤有机质被分解和氧化, 水土流失增强, 那么进入湖泊的沉积物就会表现为低TOC、TN含量的黏土矿物增加[62], 而沉积物中TOC、TN的增高则与农业耕作及生活污染有关[63—64]。然而, 虽然有机质来源是最主要因素, 但由于有机质易氧化分解, 故沉积物中保存下来的TOC一般是不再分解的较稳定部分, 而被分解的碳则以CO2或其它的形式释放到水体中；氮在分解过程中多形成NH4+而被吸附于黏土矿物等碎屑颗粒上, 这样会造成沉积物C/N值表征的有机质来源比实际值偏低从而影响判断。因此, TOC、TN还要结合其它指标如有机碳同位素(δ13Corg)及其与C/N的分布关系来更好的判断有机质来源, 这样才能更好的反映湖泊环境的演化过程及其内在联系。
4.2 巢湖湖泊沉积物中δ13Corg的环境指示意义对湖泊沉积物而言, 有机碳同位素(δ13Corg)变化与有机质来源密切相关, 主要有两个方面：一是来自内源的水生生物(如浮游生物、挺水植物和沉水植物)；二是来自外源由入湖水流或降水径流带入的陆源植物碎屑[36, 58, 65]。前述结果分析的数据同样表明, 巢湖湖泊沉积物中的有机质主要为陆源植物碎屑及水生植物混合来源。陆生C3类植物光合作用途径为Calvin循环, 其δ13Corg值分布范围为-37‰—-24‰；C4类植物为Hatch-Slack循环, δ13Corg值变化范围为-19‰—-9‰；而CAM类δ13Corg值范围较大，为-30‰—-10‰[36, 66—68]。湖沼水生植物δ13Corg值分布范围则较宽, 为-50‰—-11‰[55, 69—70], 这与湖水水生植物种类、代谢方式、水化学性质以及碳在气—水界面的CO2—HCO3-循环有关[71], 其中, 以藻类为代表的湖泊内源生物其δ13Corg值偏高, 平均为-22‰—-18‰[56]。根据不同物质来源的δ13Corg值与C/N值的变化关系亦显示(图 4), CH—1岩芯沉积物的C/N值多数分布在典型的水生藻类C/N值(4—10)范围内, 但是δ13Corg值却高于一般的湖泊沉积物数值(一般低于-25‰), 说明陆源物质的输入也是不容忽视的[54, 72]。
根据2010年遥感图像解译结果[15], 现代巢湖流域的植被覆盖类型主要为北亚热带常绿阔叶—落叶阔叶混交林夹少数耐寒常绿阔叶林、次生林及灌木丛、草地等。Wu等[7]对巢湖孢粉记录研究的结果显示, 巢湖流域木本植物花粉含量在早—中全新世的大部分时段都高于60%, 而晚全新世虽然有所降低, 也未低于30%。上述结果表明, 全新世以来巢湖流域相对较湿的气候一直有利于C3植物生长, 而不利于C4植物竞争[49, 58, 73—75]。除200 cal a BP以来人类的大规模开发活动改变了原始自然植被外, 巢湖流域C3植被占绝对主导, 因而全新世巢湖湖泊沉积陆源物质的δ13Corg值变化应该不是很大；但是, 考虑到湖泊生产力变化, 以及水生藻类与陆地C3植物不同的δ13Corg值, 陆源物质输入量的变化还是会导致巢湖湖泊沉积物δ13Corg值的变化, 前述CH—1岩芯C/N值与δ13Corg值关系分布范围亦说明了这一点(图 4)。
C/N值在整个全新世的多数时段均未出现大的波动或明显变化趋势, 说明巢湖沉积物中有机质的陆生来源与湖泊自生有机质来源比例相对稳定, 且水生来源比例高于陆生来源。δ13Corg值变化主要受巢湖湖泊自生有机质控制, 反映了湖泊生产力的变化。气候偏暖湿条件下, 降雨量大, 以溶解或悬浮细颗粒形式输入湖泊的营养物质增多, 促进水生植物(如藻类)繁盛, 湖泊初级生产力提高, 沉积物中δ13Corg值偏高；反之, 气候偏冷干条件下, 输入湖泊的营养物质减少, 湖泊初级生产力低, 则沉积物中δ13Corg值偏低。
4.3 巢湖湖泊沉积物中δ15N的环境指示意义影响湖泊沉积物氮同位素的因素很多[36]。具体就巢湖而言, 陆生植物与水生植物的比例是一个主要因素。陆生C3植物的δ15N值偏低, 平均值约为1‰, 而水生植物主要利用溶解无机氮(DIN)使其δ15N值分布在7‰—10‰之间, 如水生藻类δ15N值平均约为8‰[55, 69, 76—79]。此外, 外源输入中氮负荷的增加(如农业施肥及城市污染物输入)也可导致δ15N值的升高[36, 72]。因此, δ15N值的降低一般情况下可以反映陆源氮营养输入的增多。当降雨充沛时, 陆源氮(低δ15N值)以溶解或悬浮形式进入湖泊, 从而降低湖泊氮库δ15N值[80]；而相对干旱时期, 陆源氮向湖泊的迁移大幅减少[81], 对湖泊氮库δ15N值的影响也较小。然而, 当δ15N值下降至接近0‰时, 则指示固氮蓝藻大量出现, 这是因为当湖泊水生植物大量生长导致氮素营养受限制时, 固氮蓝藻可以迅速繁殖, 并逐渐占据优势[82], 从而改变湖泊氮库δ15N值；而其在固定大气氮过程中引起的同位素分馏极小, 故δ15N值与大气氮同位素值(0±2‰)接近[82—83]; 因而当湖泊中固氮蓝藻大量繁殖时, 将形成沉积物低δ15N值。同时, 固氮蓝藻作为湖泊氮库氮源, 可以直接导致沉积物含氮量增多[58]。Talbot和Johannessen[84]对西非加纳Bosumtwi湖的研究就发现固氮蓝藻大量生长导致沉积物δ15N值一般低至1‰—3‰。从整个CH—1岩芯沉积物δ15N的平均值及变化曲线来看(图 3), 存在7300—5800 cal a BP(δ15N值0.2‰—4.2‰, 平均2.0‰)、4300—3800 cal a BP(δ15N值0.4‰—2.9‰, 平均1.5‰)和1600—1100 cal a BP(δ15N值0.8‰—1.1‰, 平均1.0‰)三个湖泊中固氮蓝藻相对繁盛的时段。
4.4 巢湖湖泊沉积物中粒度的环境指示意义沉积物的粒度组成与搬运营力、搬运距离和水动力条件有关, 是重建古湿度与古水位的重要指标之一。就半封闭湖泊巢湖这种大型地表水体而言其沉积物源主要是陆源碎屑物。考虑巢湖湖泊沉积物的采样位置, 从长时间尺度来看[36], 当湖水位较高时, 采样点离湖岸距离变远, 陆源颗粒必须经过长距离搬运才能到达采样点, 因而沉积物中粗颗粒物质较少, 导致平均粒径减小, 沉积物具有较好的分选性；故细粒沉积物指示湖泊扩张、湖水较深的湿润气候。当湖泊水位降低时, 采样点离湖岸距离变短, 陆源颗粒未经长距离搬运就开始在采样点沉降, 沉积物分选差, 粗颗粒物质增多, 导致平均粒径变大；故粗粒沉积物指示湖泊收缩、湖水较浅的干旱气候。
4.5 巢湖湖泊沉积记录的全新世环境变化过程根据以上环境代用参数的讨论, 巢湖湖泊沉积记录的全新世环境变化过程可以分为4个时期：
早全新世时期(10100—8200 cal a BP)以相对较高的TOC和TN、在波动中逐渐升高的δ13Corg值、高δ15N值、高黏土(＜4 μm)含量为特征(图 3), 指示总体上温暖较湿的气候环境。这与前人研究揭示的早全新世是东亚夏季风持续增强的时期相一致[58, 85]。巢湖地区向暖湿变化的气候趋势和湖面扩张特征明显, 这也得到了周边及邻近区域资料的验证。这一时期龙感湖、固城湖、南漪湖等地区均表现为温暖较湿和湖面扩张的特征[86—88]；与巢湖处在同纬度的湖北神农架大九湖泥炭孢粉及地球化学记录、山宝洞石笋δ18O记录也反映出早全新世的波动升温过程和季风降水的持续增加[89—90]。
温暖湿润的气候条件下, 陆源植被生长茂盛, 因而以碎屑形式向湖泊搬运的陆源物质减少[91]；而以溶解或悬浮形式进入湖泊的物质增多, 导致湖泊营养(如N, P等)增加, 同时温湿条件也适宜水生植物的繁殖, 湖泊初级生产力得以大幅提升。早全新世巢湖湖泊沉积序列中逐渐升高的δ13Corg值可能反映了湖泊生产力不断提高这一过程, Lücke等[92]对德国Holzmaar湖的研究结果与此相一致；Nakai[93]和Saurer & Sigenthaler[94]也分别指出在湖泊沉积记录中, 有机质含量与δ13Corg值有较好的正相关性。那么, 该时段巢湖湖泊沉积物升高的δ13Corg值是否也有可能是陆源C4植被输入比例升高导致的呢？从该时段湖泊沉积物的C/N值(分布在7.17—15.76之间, 平均为9.08)来看也是可能的。同时, 高黏土(＜4 μm)含量反映采样点此时离岸较远, 指示当时巢湖湖泊已经具有较高水位, 这也使得具有低δ15N值的陆源氮带入采样点减少, 湖泊氮库δ15N值相对偏高。但是, 该时期不同颗粒粒径粒度曲线波动很大且十分频繁, 砂含量出现两次峰值, 说明该阶段湖水位仍不稳定, 水动力条件较强。朱诚等[95]对江苏乃至长江三角洲新石器时代海面变化的研究表明, 全新世最大海侵应发生在全新世初至9200—7800 cal a BP之间。据此认为该时段巢湖受到高海面波动和长江顶托的影响较大, 湖面变化涨缩明显, 巢湖构造盆地可能因古杭埠河排水不畅, 不能很好的与长江贯通而在此时形成统一的古巢湖。
中全新世时期(8200—4200 cal a BP), TOC、TN、δ13Corg值和黏土(＜4 μm)含量总体上较高但呈波动降低趋势, 粉砂(4—64 μm)含量升高, δ15N值总体较低但变化幅度较大。巢湖湖泊沉积的孢粉记录表明整个中全新世流域内植被主要是落叶阔叶、常绿阔叶混交林, 但落叶阔叶属种含量(主要是落叶栎类)逐步升高, 而常绿阔叶属种含量总体波动降低, 其中栲/石栎属含量降低明显[7]。上述说明该时期气候环境总体上温暖湿润, 但逐渐向凉干转变, 对应着季风的减弱, 8100 cal a BP、5900 cal a BP、4200 cal a BP等气候事件在粒度、δ13Corg和δ15N等环境代用指标变化中均有明显的表现。
值得注意的是, 7300—5800 cal a BP和4300—3800 cal a BP时间段δ15N出现极低值, 平均值均低于1‰, 最低值接近于0‰(图 3), 与此相对应的是TN值相对出现高值段, 这一现象可能指示了湖泊中固氮蓝藻的相对繁盛。固氮藻类适宜生长于水体较稳定, 垂直混合程度低, 季节差异小的环境中[83]。前述Talbot和Johannessen[84]对西非加纳Bosumtwi湖沉积物的氮同位素分析也表明δ15N低值(接近0‰)能够指示固氮蓝藻的繁盛, 并反映水体的稳定及温暖湿润、风速弱的气候条件。许多证据表明, 7500—7000 cal a BP也是一个东亚夏季风强度明显减弱的时期, 该气候事件在全球及中国多个地区都有明显的反映[96]。因而7300—5800 cal a BP和4300—3800 cal a BP水体可能趋于稳定, 且冬夏差异减小, 为固氮蓝藻的繁盛创造了条件, 从而形成沉积物低δ15N和高TN的现象。
晚全新世前期(4200—2000 cal a BP), 环境代用指标以低TOC、低TN、低δ13Corg值、低黏土(＜4 μm)含量和较高的δ15N值、高粉砂(4—64 μm)含量为特征, 说明进入晚全新世之后, 气候环境已经全面向冷干趋势转变, 湖泊生产力总体下降, 特别是TOC和TN含量为全剖面最低阶段, 表明沉积物中有机质积累相对较少, 对应着季风最弱的时期。
晚全新世后期(2000 cal a BP至今)为受流域人类活动影响较大的时段。TOC和TN较高且变幅大, 沉积物中的黏土(＜4 μm)含量重新波动升高, 各环境代用指标的变化与已有重建的该区域大尺度气候变化背景不符[85]。2000 cal a BP大致对应着两汉时期, 经过数百年统一王朝的巩固、开拓与发展, 靠近中原腹地的长江中下游地区人口迅速增加, 尤为明显的是, 曾经尚处于蛮荒淮夷之地的江淮地区得到了开发, 至汉末三国还开始广泛屯田[97]。1700—1200 cal a BP(即250—750 AD)明显的低δ15N值阶段就可能与魏晋以来直至隋唐时期区域规模的烧荒开田有关, 以陆生C3植物(δ15N值偏低, 平均值约为1‰)为主的森林木本植物等大量燃烧, 其释放出的陆源低δ15N的氮经大气沉降(粉尘沉降、气溶胶沉降、大气降水等)输入湖泊[55, 58, 69, 77]。相似的例子如非洲的Malawi湖, 其每年接受大气输入N占总N输入的72%, 因主要氮源为人类农业烧荒所释放, 故其湖泊氮同位素组成降低[98]。Pang和Nriagu[76]的研究也发现有机质主要为陆源来源的湖泊沉积物δ15N(3.7‰)比主要来源为水生来源的沉积物(δ15N=4.9‰)要负。人类农业活动的干扰导致森林树木大量减少, 巢湖湖泊沉积的孢粉记录就揭示出流域原先存留下来的落叶阔叶、常绿阔叶混交林迅速被破坏, 演替成以禾本科为主的草地, 且炭屑浓度也迅速增加, 反映这一时期人类活动(主要表现在砍伐、火烧森林及农业种植等方面)的强烈影响[7]。历史地理资料也佐证了两晋南北朝至唐宋时期长江下游地区森林的大面积缩小[95]。由于C4植物比例升高, 湖泊沉积物δ13Corg值在1700—1200 cal a BP时段大幅偏高。1000 cal a BP至今外源输入的营养元素负荷增加已经比较严重的影响了湖泊沉积物各环境代用指标的变化。
根据碳氮地球化学及粒度指标建立的巢湖地区全新世环境变化与该时段北半球30oN夏季太阳辐射量变化及其他高分辨率沉积记录具有很大相似性[7, 89—90, 99—101](图 5), 这可能指示太阳辐射是巢湖地区全新世期间气候演化的主要驱动力之一。早—中全新世期间北半球太阳辐射强, 相应的东亚季风强, 气候偏暖湿, 表现为较高的湖泊生产力。这主要体现在沉积物中较高的TOC、TN、δ13Corg值和黏土(＜4 μm)含量方面。7300—5800 cal a BP和4300—3800 cal a BP时间段的低δ15N和高TN值可能指示了固氮蓝藻的相对繁盛, 分别对应着7500—7000 cal a BP和4200—4000 cal a BP气候事件时期夏季风强度的减弱。此后到2000 cal a BP, TOC、TN、δ13Corg值、黏土(＜4 μm)含量降低, δ15N值和粉砂(4—64 μm)含量升高, 说明气候逐渐向冷干转变, 对应着东亚季风的减弱。全新世逐渐减弱的30°N夏季太阳辐射是导致季风减弱的主要因素, 上述这些讨论都表明巢湖湖泊沉积物TOC、TN、δ13Corg和δ15N可以很好地揭示全新世气候环境变化。
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| 图 5 巢湖CH—1孔湖泊沉积记录与其他高分辨率气候记录对比 Fig. 5 Contrast of sedimentary records of the CH—1 core in the Chaohu Lake and other high-resolution climatic records 图中黄色条带代表三次明显的气候事件期 |
综上, 巢湖CH—1孔湖泊沉积物的TOC、TN以及δ13Corg和δ15N记录很好指示了全新世以来湖区初级生产力的变化, 进而反映了流域的古气候与生态环境演化过程, 即早全新世时期(10100—8200 cal a BP)初级生产力较高, 气候温暖较湿；中全新世时期(8200—4200 cal a BP)初级生产力由较高水平开始逐渐降低, 气候由温暖湿润逐渐向凉干方向发展；晚全新世前期(4200—2000 cal a BP)初级生产力继续降低, 反映气候环境进一步向冷干转变；而晚全新世后期(2000 cal a BP至今)湖泊生态环境受人类活动的影响逐渐增强。
7300—5800 cal a BP和4300—3800 cal a BP时间段的低δ15N和高TN值可能指示了固氮蓝藻的相对繁盛, 分别对应着7500—7000 cal a BP和4200—4000 cal a BP气候事件时期夏季风强度的减弱。全新世以来逐渐减弱的30oN夏季太阳辐射是导致季风减弱的主要因素, 而巢湖湖泊沉积物碳氮地球化学记录(TOC、TN、δ13Corg和δ15N)以及粒度参数可以很好地揭示该时期区域全新世气候和环境演变。
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