长江洪泛平原是世界上最大的洪泛平原之一，是我国浅水湖泊分布最集中的地区，也是我国富营养湖泊分布的主要地区^[1]，这些淡水湖泊的成因与长江水系演化密切相关^[2]。在自然状态下，江湖之间自由水力和物质交换维系着流域生态系统健康^[3]，在人为活动相对较弱的历史时期，湖泊生态环境演化主要受气候调控的水文条件影响^[4~6]。人类世以来，湖泊生态环境退化严重，其重要原因是地表氮磷硅等生源要素循环发生异常变化^[7]；其中人为营养盐大量输入，导致水体氮磷浓度急剧上升，目前长江中下游30%湖泊水体总磷浓度超过100 μg/L，已超越湖泊清水-浊水状态转换的阈值^[8]。不同于氮磷元素主要来自人为输入，硅主要源自土壤和基岩的化学风化过程^[9]，流域上游风化侵蚀产生的硅最终由长江输送到中下游地区堆积。20世纪50年代以来长江上游大量水坝修建，对硅等生源要素产生拦截效应^[10]，尤其以三峡大坝为代表^[11]。大坝对氮磷也存在拦截效应，但中下游地区面源污染物输入会弥补拦截损失，因而河口地区氮磷富集而硅缺乏，这导致非硅质藻类(如蓝藻等)逐渐取代硅藻成为主要优势种^[12]，由此产生的底层水缺氧和藻毒素释放等环境灾害已引起各国学者高度关注^[13]。

关于生源要素输送变化的研究聚焦在下游河口和上游水库两个区域，处于过渡区的中游洪泛平原则了解较少^[11~12]。洪泛平原是上游物质的“汇”和下游物质的“源”，因此，揭示河流中游洪泛平原氮磷硅变化过程，对于深入认识河流系统氮磷硅循环和湖泊富营养化机制具有重要意义^[14]。为此，本文选取长江中游典型的通江湖泊——洞庭湖为研究区。洞庭湖是长江中游最重要的调蓄湖泊，在三峡工程运行以前，每年长江经三口(藕池、松滋、太平)输入的年均径流量是约1100×10⁸ m³，年均输沙量约1.3×10⁸ t，分别占洞庭湖总径流量和总输沙量38.3%和80.7%；三峡大坝建成后大量泥沙滞留在水库，入湖泥沙减少至0.2×10⁸ t左右^[15]，出库“清水”侵蚀能力增强^[16]。由于大坝的拦截效应，大坝下游水体硅含量也呈减少趋势^[11]；与此同时，洞庭湖湖体水质自三峡工程运行后以Ⅳ~Ⅴ类为主，恶化趋势明显^[17]。监测数据显示1986年以来洞庭湖水体氮磷浓度呈明显升高趋势，2008年以来藻类生物量显著增长，其中以蓝藻增加最为明显^[18]。一般认为藻类增殖主要与氮磷浓度上升相关^[18]，值得注意的是，非硅质藻类增殖与三峡大坝运行以来硅含量下降相对应^[11]，由于缺乏硅的长期监测数据，目前尚不清楚非硅质藻类增殖是否与氮磷硅输入比例失衡相关。

目前对洞庭湖的研究主要集中在泥沙冲淤变化^[19~20]、水文条件改变^[21]、环境污染^{[17, 22~23]}、湖滨湿地环境变化^[24]等方面，其中关于湖泊氮磷硅等生源要素收支变化的报道较少。由于水体监测记录短暂^[18]，无法了解水体氮磷硅元素含量的长期演化规律。为此，本文通过东洞庭湖两根浅孔岩芯的放射性核素测年、总氮、总磷和生物硅分析，重建历史时期东洞庭湖氮磷硅输入变化过程；并结合流域历史资料数据，揭示洪泛平原地区人类活动干扰和气候变化影响下湖泊氮磷硅变化规律。

洞庭湖(28°30′~30°20′N，110°40′~113°10′E)是一个水文开放的湖泊(图 1)，湖区年均温16.4~17 ℃，平均水深6.4 m，天然湖泊面积约2500 km²，与长江直接相通，为典型的过水性洪道型湖泊，兼具河流与湖泊双重属性。北接长江松滋、太平、藕池“三口”(调弦口于1959年堵住)，南纳湘、资、沅、澧“四水”，经城陵矶汇入长江，具强大蓄洪能力。其中入湖沉积物约80%来自长江，其余20%来自湘、资、沅、澧“四水”^[15]。2003年前平均入湖径流量中“三口”占38.3%，“四水”占61.7%^[15]。受泥沙淤积、筑堤建垸等自然和人类活动的影响，洞庭湖湖面面积明显缩小，现已明显分化为西洞庭湖、南洞庭湖和东洞庭湖3个不同的湖泊水域。2003年三峡大坝运行后，洞庭湖的生态环境发生了重大的转变，湖体总氮(TN)和总磷(TP)浓度分别维持在1 mg/L和86 μg/L以上，并呈显著升高态势^[17]。与此同时，“三口”年径流量和年输沙量分别减少至约570×10⁸ m³、0.2×10⁸ t^[15]。东洞庭湖湖面开阔且沉积环境相对稳定，有利于获取连续可靠的沉积记录。考虑到大型浅水湖泊内部可能存在的区域差异性，利用重力采样器在湖心(29°19.767′N，112°57.610′E)和湖滨(29°16.865′N，112°53.568′E)，分别采集长为71 cm(DTC)和46 cm(DTW)岩芯，采样管外径6 cm，为满足测年和多指标测试需求，每个采样点采集平行岩芯3根，并在野外现场按1 cm间隔分样。各采样点最长岩芯用于测年(DTC，71 cm；DTW，46 cm)，总磷(TP)和生物硅(BSi)样品来自测年岩芯；而总氮(TN)和总有机碳(TOC)用平行岩芯(DTC，57 cm；DTW，38 cm)样品测定。同一采样点平行岩芯之间层位对应关系经XRF元素扫描结果校正。

图 1(Fig. 1)

图 1 洞庭湖流域图(a)和采样点位置(b) Fig. 1 Map of Dongting Lake basin (a) and sampling sites (b)

样品测试按2 cm间隔进行，湖心岩芯共分析36个样品，湖滨岩芯共分析23个样品。年代测定是利用伽玛能谱仪(Ortec HPGe GWL)测定样品中放射性同位素²¹⁰Pb、²²⁶Ra和¹³⁷Cs比活度。²¹⁰Pb(22.26 a的半衰期)是²³⁸U衰变系列产物形成的天然放射性同位素；¹³⁷Cs(30.2 a的半衰期)是源于20世纪50年代初开始的地面核武器试验的人为放射性核素，其峰值发生于1963年至1964年。

总氮和总有机碳的测定是用10%盐酸处理以除去碳酸盐后，将样品在蒸馏水中清洗3次，并在45℃烘箱干燥并将样品研磨至粉末，利用元素分析仪(EA 3000)中进行测定，精确度0.1 ‰；总磷是利用电感耦合等离子体-原子发射光谱(ICP-AES)进行测定。测试误差为1%。

生物硅是依据硅钼蓝比色法进行测定^[25]。称取50~100 mg样品，依次加入5 ml 1 mol/L盐酸和5 ml 15%双氧水水浴加热，以去除沉积物中碳酸盐和有机质。预处理后的样品加入40 ml 2 mol/L Na₂CO₃，在80 ℃水浴锅中连续加热5 h并充分振荡混匀。充分反应后样品加入钼酸盐工作液和混合还原剂，用UV-1800分光光度计在812 nm波长测试吸光值，基于标准液(GBW08642-GBW08649)的吸光度建立回归曲线，计算沉积物中生物硅含量。在6组重复测试的样品中，误差控制在5%范围之内。

基于过剩²¹⁰Pb比活度采用恒定放射性通量模式(CRS)建立的年代框架，并利用¹³⁷Cs时标进行校正，详细计算过程见相关文献^[26]。沉积物深度与年代对应关系、沉积通量变化见图 2。湖心和湖滨平均沉积速率分别为1.25 cm/a和0.72 cm/a；干沉积通量先升高，在2000年前后达到峰值后下降，平均值分别为1.09 g/(cm²·a)和0.57 g/(cm²· a)。湖心和湖滨最长岩芯底部年代均在1940年左右，其平行岩芯的年代底部分别为1965年和1960年，为同时显示所有指标的变化，本文选取1960年以来近50年的时段重点分析。

图 2(Fig. 2)

图 2 DTC岩芯(a)和DTW岩芯(b)年代深度对应关系及干沉积通量 Fig. 2 The relationship between age and depth in DTC Core (a) and DTW Core (b), with dry mass accumulation rates(DMAR)shown

湖心DTC岩芯中BSi含量(均值18.43 mg/g)略高于湖滨DTW岩芯(均值16.58 mg/g)(图 3a和3e)，这可能是由于湖滨波浪扰动作用强烈不利于硅沉积，而湖心处水动力相对较弱更有利于硅沉积。两根岩芯生物硅含量均呈现波动变化，且生物硅含量峰值出现年代与宜昌站径流量峰值年份有一定对应关系^[15]，例如径流量大的1991年和1998年两根岩芯中生物硅相对较高(图 3)。这与前人研究结果相一致^[11~12]：长江水体溶解硅浓度在径流量大的洪水期偏高，而枯水期则偏低^[12]，溶解硅增加会促进硅藻生长，硅藻死亡后壳体进入沉积物提高生物硅含量；此外，洪水期径流量大，地表侵蚀作用增强，陆源生物硅(如植物硅酸体)输入也会随之增加^[11]。

图 3(Fig. 3)

图 3 湖心(a~d)和湖滨(e~h)岩芯生物硅、总有机碳、总磷和总氮变化 Fig. 3 Variations in contents of BSi, TOC, TP and TN in the central core(a~d)and the littoral core(e~h)

值得注意的是，尽管2003年以来长江径流量呈下降趋势，但两根岩芯中生物硅含量并未明显降低。2003年三峡工程运行后，径流量减少主要发生在每年10月至次年4月的蓄水期，此时长江中下游湖泊维持低水位^[27]。春秋季通常是硅藻繁殖季节^[28]，径流量减少水位降低，一方面提高水体透光度而促进底栖硅藻属种生长^[26]；另一方面，1991年以来水体中TN和TP浓度分别在1.08~1.93 mg/L和0.026~0.203 mg/L区间波动^[23]，水体中TP和TN升高有利于藻类的生长。同时，换水周期延长促进硅质壳体沉降^[29]；此外，水位降低后洲滩面积迅速增加，苔草和芦苇等湿生植被逐渐占据低位洲滩^[30]，这些湿地植物中所含有的植硅体成为沉积物中生物硅的重要来源。因此，2003年以来沉积物中生物硅变化受陆源生物硅输入和水文条件改变共同影响。

两处岩芯TP、TN和TOC含量接近且都呈升高趋势(图 3)，但湖滨岩芯增长(始于1980年前后)早于湖心岩芯(始于2000年前后)。湖心总磷含量在0.72~1.08 mg/g，平均值为0.80 mg/g，总氮含量在0.96~2.24 mg/g，平均值为1.19 mg/g，总有机碳含量在6.06~16.79 mg/g，平均值为8.64 mg/g；湖滨总磷含量在0.66~1.01 mg/g，平均值为0.83 mg/g，总氮含量在0.91~2.76 mg/g，平均值为1.76 mg/g，总有机碳含量在6.61~23.34 mg/g，平均值为14.35 mg/g。与长江中下游的洪湖、巢湖、石臼湖和太湖等湖相比^[1]，洞庭湖的总磷、总氮和总有机碳含量较高。湖滨岩芯靠近洞庭湖重要支流—藕池河河口，2003年以前藕池河输沙量约占洞庭湖总量的2/ 5^[15]，由于大量泥沙淤积，河口不断向湖中心延伸^[30]，湖滨岩芯1980年以来沉积通量明显升高(图 2b)。藕池河流经洞庭湖流域重要农业生产区，土壤侵蚀输入的氮磷元素随着泥沙沉淀在湖滨累积。相比而言，湖心岩芯相对远离藕池河河口，受其影响较小，而受到来自岳阳市和湘江等支流的影响相对较大^[29]，2000年以来湖心碳氮磷快速升高，可能与来自于湘江等支流的污染物快速升高有关^[31]。然而，2003年以来湖滨岩芯TOC和TN出现小幅下降，可能是由于三峡工程运行后由藕池河输入的碳氮减少。湖滨岩芯中沉积通量自2003年以来呈明显降低趋势(图 2b)，也反映入湖物质减少过程。

两处岩芯中BSi与TOC、TN和TP的比值都呈降低趋势(图 4)，1960年以来BSi变化趋势并不明显，比值的下降主要由于碳氮磷元素快速升高引起。湖泊中生物硅主要来自硅藻壳体沉积，硅藻生长受控于水体溶解硅浓度，因而生物硅含量间接地反映了历史时期水体溶解硅水平^[32]。沉积物中有机质包含湖泊内源(藻类)和外源(陆地植物)的贡献，东洞庭湖沉积物中C/N一般低于10，反映有机质来源以藻类为主^[26]。湖滨(1980年以来)和湖心(2000年以来)BSi:TOC比值显著降低，实际反映了硅藻在藻类群落中所占份额减少，这与水体监测反映的趋势是一致的^[18]，东洞庭湖湖心岩芯色素记录也表明，2003年以来蓝藻和绿藻等非硅质藻类生物量显著增长^[31]。BSi:TP和BSi:TN降低主要由于流域氮磷营养元素输入过多导致，氮磷增加虽然促进藻类总生物量快速上升^{[18, 31]}，但由于硅供给相对不足，硅藻生长受限，非硅质藻类大量繁殖。考虑到三峡大坝对长江上游硅的拦截效应，而且由于硅再循环利用效率比氮磷低^[13]，洞庭湖硅短缺将加剧。上游水库对硅拦截和人为输入氮磷增加，这是包括洞庭湖在内的长江洪泛平原湖泊共同面临的问题，如何防范由此产生的非硅质藻类爆发灾害将显得尤为迫切。

图 4(Fig. 4)

图 4 湖心(a~c)和湖滨(d~f)岩芯生物硅与总有机碳、生物硅与总磷、生物硅与总氮的比值 Fig. 4 The ratios of BSi to TOC, BSi to TP, and BSi to TN in the central core(a~c)and the littoral core(d~f)

本文选取的东洞庭湖两根浅孔岩芯生源要素变化记录了近50年以来的区域环境演变历史。湖滨岩芯中总有机碳(6.61~23.34 mg/g)、总氮(0.91~2.76 mg/g)和总磷(0.66~1.01 mg/g)含量与湖心岩芯总有机碳(6.06~16.79 mg/g)、总氮(0.96~2.24 mg/g)和总磷(0.72~1.08 mg/g)含量相接近，且两根岩芯碳氮磷含量呈明显上升趋势。沉积物TP和TN升高反映流域人为输入的营养盐增加，TOC同步升高指示营养富集提高浮游植物生产力。受径流量、内源生产力和沉积环境等多因素影响，BSi含量在两根岩芯中呈波动变化，且湖心DTC岩芯中BSi含量(均值18.43 mg/g)略高于湖滨DTW岩芯BSi含量(均值16.58 mg/g)。两根岩芯之间变化时间的早晚不同与物源差异相关，湖滨岩芯主要受藕池河输入影响，湖心岩芯与洞庭湖南部支流输入的物质相关。湖滨(1980年以来)和湖心(2000年以来)BSi:TOC比值显著降低，实际反映了硅藻在藻类群落中所占份额减少，BSi:TN和BSi:TP比值降低趋势，反映了湖泊中氮磷硅元素非平衡增长过程，硅缺乏现象凸显，这将抑制硅藻生长而促进非硅质藻类(蓝绿藻等)增殖。

致谢: 毛欣、徐蕾、彭佳、陆秋丽和曹艳敏等协助野外采样和生物硅测试，审稿人和编辑部老师为本文提出宝贵修改意见，谨致谢忱。