2019, Vol. 31 
(2: 北京师范大学全球变化与地球系统科学研究院, 北京 100875)
(3: 中国科学院新疆生态与地理研究所荒漠与绿洲国家重点实验室, 乌鲁木齐 830011)
(4: 环境保护部南京环境科学研究所, 南京 210042)
(5: 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)
(6: 首都师范大学资源环境与旅游学院, 北京 100048)
(2: College of Global Change and Earth System Science, Beijing Normal University, Beijing 100875, P. R. China)
(3: State Key Laboratory of Desert and Oasis Ecology, Xinjiang Institute of Ecology and Geography, Chinese Academy of Sciences, Urumqi 830011, P. R. China)
(4: Nanjing Institute of Environmental Sciences of the Ministry of Environmental Protection, Nanjing 210042, P. R. China)
(5: State Key Laboratory of Lake Science and Environment, Nanjing Institute of Geography and Limnology, Chinese Academy of Sciences, Nanjing 210008, P. R. China)
(6: College of Resource Environment and Tourism, Capital Normal University, Beijing 100048, P. R. China)
了解湖泊在自然和人类活动干扰下的动态，确定湖泊长期的演变过程及规律，对于科学地管理和保护湖泊生态环境尤为重要.而对于大多数湖泊而言，长时间、连续的水文、气象等监测资料是缺乏的，给长时间序列的研究带来一定的困难，为此需要间接指标来弥补实测数据的空白.湖泊沉积物具有连续、分辨率高、时间尺度长、对环境变化反应灵敏等特征，在全球变化研究中，尤其是百年尺度的高分率环境重建中有着重要的作用[1].其中，有机碳、无机碳含量和分布以及碳沉积过程的研究，是评价湖泊碳源/汇功能的关键.
湖泊沉积物记录了丰富的湖泊及流域内的环境信息，因不同点位具有不同的沉积环境，如水动力条件、水质、物质来源、氧化—还原状况等，造成各生物地球化学指标(含水量、干容重、粒度、磁化率、有机碳及其稳定同位素、总氮、无机碳及其稳定同位素等)的多解性及差异性[2].一些研究指出湖泊沉积物中有机碳和无机碳呈负相关关系，有机碳能促进无机碳的溶解，而在一些地区也发现两者呈正相关关系，即有机碳与无机碳同步消长[3-4].有机碳和总氮一般用来反演湖泊初级生产力的大小，而碳氮比(C/N)可以大致判断沉积物中有机质的来源；同时，上述指标还常常受到生物扰动、风浪、湖流、有机物再悬浮、矿化等作用影响，使得C/N、有机碳、总氮等理化指标之间关系变得更为模糊、复杂，因地而异[5-6].另外，有机碳同位素可以定量区分有机质的来源，受沉积后埋藏环境的影响较小，比C/N的经验判断更为准确.沉积物的粒度参数，可以记录沉积物物质搬运、侵蚀、沉积等过程，而且不同组分的粒径对有机质的吸附能力不同，一般认为较细颗粒容易吸附并保存有机碳[2].对海洋沉积物、三角洲沉积物的研究也证实有机碳与黏土组分呈显著正相关，而与粗颗粒呈负相关，说明细颗粒沉积物中容易保存有机质[7].
国内对西北内陆干旱区湖泊的碳循环过程研究相对较少，大部分是利用沉积物中有机碳、无机碳进行长时间尺度的古气候环境反演与重建[8-13]，仅蓝江湖[14]通过搜集已发表的文献资料初步估算了我国西北干旱—半干旱区湖泊近200年以来的碳埋藏量，对干旱区湖泊碳库及其动态变化还缺乏认识.目前，围绕博斯腾湖已开展了有机碳空间分布及来源[15-16]、无机碳空间分异规律[17]、水体各形态碳的时空变化[18]等研究，多针对表层水体及沉积物的碳空间差异问题，而对长时间尺度的沉积物碳沉积变化过程还不是很清楚.初步研究发现[19-20]，博斯腾湖1950年以来沉积物碳埋藏与流域温度和人类活动(土地利用变化和营养盐的输入)有关.考虑到博斯腾湖水域面积广大、湖区内部差异性等因素，本文在大湖区内西南、西北和东部水域选取了3个柱状钻孔岩芯进行常规指标分析(磁化率、粒度、有机碳、无机碳及其稳定同位素等)，基于多指标分析其环境指示意义，对博斯腾湖碳沉积环境的时空变化进行综合探讨.
1 研究区概况博斯腾湖(41°32′~42°14′N，86°19′~87°26′E)位于新疆天山南麓，地处巴音郭楞蒙古自治州博湖县(图 1)，是焉耆盆地(包括焉耆、和静、和硕、博湖四县的平原部分和库尔勒市的塔什店区及兵团农二师21~27等8个团的农场)的最低点.湖面海拔1048 m，流域面积约为55600 km2，湖区东西长55 km，南北宽25 km，总面积1 646 km2 (2002年水位最高时数据)[21].湖区地处深居欧亚大陆中心，属温带大陆性干旱气候，生态环境极为脆弱.开都河是其唯一常年有水入湖的河流，约占入湖径流量的95 %；同时还有黄水沟、清水河、乌拉斯台河、曲惠河和乌什塔拉河等季节性河流的补给[22].博斯腾湖是一个吞吐型湖泊，在自然情况下，湖水经孔雀河从博湖西南角流出，后经铁门关折而向东注入罗布泊.自1950s以来，在人类活动和气候变化的双重影响下，湖泊水位多次急剧变化，波动幅度在1044~1049 m之间[23-25].湖水交换能力较低，总碱度达193.39 mg/L，呈弱碱性、高硬度[21].
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图 1 博斯腾湖湖水等深线及短柱岩芯点位分布 Fig.1 Distribution of isobaths and the drilling sites in the Lake Bosten |
2012年8月，利用重力采样器在博斯腾湖大湖区采集了表层沉积物样品，在B3 (41.93°N，86.90°E)、B5 (41.96°N，87.21°E)、B10 (42.00°N，86.98°E)点位采集到3根平行短柱样品，岩芯长度分别为23.5、21.5和28.5 cm (图 1，BT04C引自文献[9]；BST13&16引自文献[26]).采样过程中，沉积物—水界面清澈透明，未受扰动.短柱子样品室内以0.5 cm或者1 cm间隔分样，用于137Cs & 210Pb测年及各理化指标分析.
2.2 210Pb、137Cs样品测试实验室内，将短柱样品进行冷冻干燥处理，选取适量样品(2~5 g)研磨至100目左右，210Pb和137Cs测试采用γ仪分析法，即样品中210Pb、226Ra以及137Cs活度采用美国EG & GOrtec公司生产的高纯锗井型探测器(HPGe GWL-120-15)与Ortec 919四型谱控制器和IBM微机构成的16 K多道分析器测定. 137Cs和226Ra标准样品由中国原子能科学研究院提供，210Pb标准样品由英国利物浦大学做比对标准，测试误差小于10 %.样品年代测定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进行.
2.3 理化指标分析 2.3.1 含水量及干容重分析含水量(W，%)是指沉积物中所含水分的数量，是湖泊沉积学中的一个关键性参数.通常采用样品中水的质量与湿样质量(m湿)之比，计算公式为：
| $ W = ({m_湿} - {m_干})/{m_湿} \times 100 \% $ | (1) |
干容重(Dbd，g/cm3)是指沉积物在自然状态下单位体积的质量，与沉积物的含水量、有机质含量关系密切.通常采用样品干重(m干)与体积(V)之比，公式为：
| $ Dbd = {m_干}/V $ | (2) |
沉积物冻干磨碎后装入2 cm × 2 cm × 2 cm的样品盒中压实密封后，进行磁性测量.沉积物磁化率使用英国Bartington-MS2磁化率仪测定沉积物样品的低频值(频率为0.47 kHz)和高频值(频率为4.7 kHz)，为提高数据的可靠性及精确性，每个样品均测两次，每次测两遍.
低频质量磁化率χLf的计算公式为：
| $ {\chi _{{\rm{Lf}}}} = \chi \times 10/M $ | (3) |
式中，χLf单位是10-8 m3/kg，M为样品质量.
2.3.3 粒度分析沉积物粒度实验采用英国MALVERN公司生产的Mastersiezr 2000激光粒度仪进行测试.实验过程如下：取适量的沉积物湿样放置于100 ml的烧杯中(根据样品中有机质及碳酸盐含量酌量增减)；烧杯中加入10~20 ml浓度为30 %的H2O2，放置于80℃水浴锅中加热，以去掉样品中的有机质；往烧杯中加入10 ml浓度为10 %的盐酸，以去除碳酸盐，持续加热到没有气泡生成；用蒸馏水注满烧杯，静置10 h以上；抽去顶部上清液，加入10 ml 10 %的六偏磷酸钠(分散剂)溶液，并将烧杯放入超声波发生器中水浴震荡15 min；上机测试.
2.3.4 元素分析将真空冷冻干燥后的样品研磨至80目左右的粉末状，用锡囊封装好直接送入EA 3000 (Euro Vector, Italy)型元素分析仪，进行总碳(TC)和总氮(TN)的测定.将真空冷冻干燥后样品研磨至80目左右的粉末状，取适量样品放入标准银杯中，滴加2滴5 %的HCl，置于电热板上60℃烘2 h；之后再滴加1~2滴，将电热板温度调至40℃，直至将样品蒸干，后将样品用锡囊封装好送入EA 3000 (Euro Vector, Italy)型元素分析仪，进行总有机碳(TOC)含量测定.沉积物TC与TOC含量之差为TIC含量.根据该仪器对标准物质的重复测试结果，相对误差在0.1 %以内，表明测试结果具有较高的可信度.该实验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内完成.
2.3.5 稳定同位素分析有机碳稳定同位素(δ13Corg)分析：取一定量的冻干研磨后的沉积物样品，加入10 %的稀盐酸去除样品中碳酸盐后，用去离子水反复清洗至中性烘干，研磨至80目以下.将样品用锡囊封装好，经过Flash EA1112元素分析仪燃烧后气体送入DeltaPlus Advantage (Thermo Finnigan MAT, Germany)同位素质谱仪.无机碳稳定同位素分析：样品的碳酸盐碳(δ13Ccarb)、氧同位素(δ18Ocarb)分析采用离线分析方法，均在中国科学院南京地质古生物研究所稳定同位素实验室测试完成.样品真空冷冻干燥后，研磨成100目左右的粉末状，采用过饱合磷酸法，将收集到的CO2气体在Thermo-Fisher MAT 253 (Germany)同位素质谱仪上测定δ13Ccarb、δ18Ocarb，计算结果以VPDB为标准.
2.4 数据处理与作图本章节所有数据均采用Excel 2016进行处理及汇总，采用SPSS 19.0进行统计分析.博斯腾湖区位、等深线[21]及采样点位采用ArcGIS 10.0 & CorelDRAW X7软件制图，其余图均由Grapher 7 & CorelDRAW X7软件绘制.
3 年代序列的建立人工放射性核素137Cs与自然放射性核素210Pb已被广泛应用于百年尺度上的湖泊沉积物的定年研究，为湖泊及其流域环境变化重建研究提供了年代学基础[27-30].在很多情况下，湖底沉积物(尤其表层沉积物)常常受到风浪、生物、人为清淤等干扰，使得影响210Pb沉积通量的原因很复杂，采用单一的CIC模式(constant initial concentration，恒定沉积通量)和CRS模式(constant rate of supply，恒定放射性通量)计算得到的年代容易偏离137Cs时标，给定年带来困难[31-32].因此，在实际应用中多采用复合模式[31, 33]来解决时标偏离问题，即根据137Cs的1963年时标深度把沉积岩芯分为上下两段，利用210Pbex活度值，分别采用不同的公式进行年代计算.
岩心表层至137Cs时标(1963年)深度之间采用以下公式计算：
| $ {T_m} = {T_0} + {\lambda ^{ - 1}}{\rm{ln}}\;[1 + ({A_0} - {A_m}){P^{ - 1}} \cdot \lambda ] $ | (4) |
| $ P = \frac{{ - \lambda ({A_0} - {A_w})}}{{1 - {{\rm{e}}^{ - \lambda ({T_0} - 1963)}}}} $ | (5) |
| $ {A_0} = \sum\limits_{x = 1}^n {{C_x} \cdot {\rho _x}} $ | (6) |
| $ {A_w} = \sum\limits_{x = w}^n {{C_x} \cdot {\rho _x}} $ | (7) |
而1963年以下各层位样品所对应年份的计算公式为：
| $ {T_m} = 1963 - {\lambda ^{ - 1}}{\rm{ln}}({A_w}/{A_m}) $ | (8) |
| $ {A_m} = \sum\limits_{x = m}^n {{C_x} \cdot {\rho _x}} $ | (9) |
式中，Tm为m质量深度对应的年代，T0为沉积物采样年份，λ 为210Pb的衰变常数0.03114，A0为整个沉积岩芯210Pbex累积量(Bq/cm2)，Am为m质量深度以下210Pbex累积量(Bq/cm2)，Cx为x质量深度的210Pbex活度(Bq/kg)，ρx为x质量深度的样品容重(g/cm2)，Aw为1963年所对应的w层位以下210Pbex累积量(Bq/cm2).
博斯腾湖B3、B5、B10岩芯沉积物的137Cs存在多个蓄积峰(图 2)，这与陈发虎等[9]、郑柏颖等[26]所测定的结果一致，具有较好的对比性，说明博斯腾湖沉积物137Cs活度分布具有自身的特点，跟国内外其他湖泊所呈现的单峰态或双峰态有区别.原因是博斯腾湖紧邻中国核试验基地，该区不仅受到全球核试验的影响，还受当地核试验的影响.据文献[9]报道，中国3个主要的核试验期分别为1967 —1970、1973和1976年，这些时标在本研究中的B3、B5、B10岩芯137Cs曲线上均有体现.
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图 2 博斯腾湖不同岩芯137Cs测定结果 Fig.2 137Cs changing sequence of different cores in Lake Bosten |
如图 3所示，B3、B5和B10钻孔中210Pbex的比活度随深度的增加而呈指数下降，说明博斯腾湖具有较为稳定的沉积环境.经CRS模式的计算，结果与已确定的137Cs时标有较大的偏离，为此本研究采用了复合模式进行年代的确定.对于B10钻孔，由于1963年的137Cs时标不明显，所以选取1950年时标进行计算.对于定年结果，我们将δ18Ocarb数据与湖面蒸发数据进行了验证[19]，发现两者具有显著的正相关关系，证实本湖钻孔的年代序列是可靠的. 3个孔位的复合模式年代及沉积速率(SAR, g/(m2·a)，在空间上表现出了一定的差异性(图 4)：B3岩芯，1890年以来沉积速率逐步升高；B5岩芯，1870 —1950年沉积速率基本处于一个较低的平稳状态，1950 —2000年沉积速率快速升高，2000年以来沉积速率不断下降；B10岩芯，1860 —1940年沉积速率升高较快，1940 —1960年又出现下降，而1960年以来呈现出稳步上升的趋势.总体来看，B3、B5和B10 3个钻孔近百年以来，沉积速率表现出升高的趋势，尤其是1960 —2000年期间最为明显.
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图 3 博斯腾湖B3、B5、B10孔210Pbex活度变化 Fig.3 Variations of 210Pbex activities in the B3, B5, B10 cores from Lake Bosten |
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图 4 博斯腾湖3个采样点的年代和沉积速率 Fig.4 Age-depth plot and dry mass accumulation rate of three sediment cores in Lake Bosten |
依据上述三孔各年代序列和沉积速率变化，结合沉积物各环境代用指标，1860年以来博斯腾湖碳沉积变化过程可划分为以下5个阶段(图 5)：
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图 5 博斯腾湖B3、B5、B10三孔多指标综合分析 Fig.5 Analysis among multiple proxies of B3, B5 and B10 cores in Lake Bosten |
阶段Ⅰ：1860 —1910年.该阶段博斯腾湖沉积速率较低，沉积速率范围为0.01~0.09 g/(m2·a)，其中B10孔沉积速率要高于B3、B5孔.磁化率、中值粒径较为稳定，TOC含量相对较低，C/N相对较高，尤其是B10孔，反映出此时博斯腾湖有较多陆源有机质的输入，可能与流域初期屯田垦荒有关[34]. B3、B5孔TIC含量变化不大，在5.4 % ~6.0 %之间浮动，但是B10孔呈现出下降的趋势，而且δ13Ccarb和δ18Ocarb同步偏负，可能是由西北部湖区有较多径流的注入、湖面有效湿度增加导致的.
阶段Ⅱ：1910 —1950年.这一时期B3、B5孔沉积速率缓慢升高，而B10孔快速升高，平均沉积速率达0.12 g/(cm2·a)，反映出博斯腾湖西部浅水域明显高于东部深水区. B3、B5孔磁化率波动较大，中值粒径缓慢下降，沉积物颗粒变细，其他指标变化不明显；而B10孔碳沉积环境变化很大，磁化率快速升高，中值粒径变大，沉积物颗粒明显变粗，δ13Corg明显偏正，C/N依然呈现高值(11~13)，说明此时西北湖区水域有大量外源物质输入，而TOC含量明显下降，说明此时湖泊的初级生产力较低，内源贡献相对较小.值得注意的是，B10孔在此阶段出现了大量的螺类壳体(图 5j)，这些以扁螺为主的软体动物反映出当时博斯腾湖西北水域水深较浅、水体盐度较低.硅藻、摇蚊等指标也反映了博斯腾湖此时处于中性淡水环境，气候比较温暖，而且降水可能大于蒸发[35-36]. B10孔沉积物中TIC含量此时明显降低，δ13Ccarb和δ18Ocarb指标也同步降低，也说明此时博斯腾湖较为湿润.
阶段Ⅲ：1950 —1980年. 1950年后，博斯腾湖流域内人口增加，农业活动增强，焉耆盆地屯田垦荒面价快速增加，导致该湖沉积速率整体上升，虽然B10孔较前一阶段有所下降.三孔TOC、TIC含量均呈现升高的趋势，尤其是B10孔升高最快；C/N较为一致，且比较稳定，反映出湖泊内源贡献在增加，而且δ13Corg也出现了偏负的趋势；同时，磁化率和中值粒径也同步出现了下降的趋势，表明陆源组分的输入相对前一阶段要少.农业活动导致一些较细的颗粒带入湖泊，同时大量的营养盐也随径流被带入湖内，造成此时博斯腾湖初级生产力升高[37]，内源有机碳贡献增加.这一时期，湖泊水位持续下降，湖面较低，加上气温的逐年升高，造成湖面蒸发加强，使得湖水析出大量碳酸盐，尤其在夏季，δ13Ccarb和δ18Ocarb同步偏正也证实了这一点.
阶段Ⅳ：1980 —2002年.此阶段三孔呈现出快速的沉积速率，尤其湖泊东部水域最为明显.三孔的磁化率和中值粒径较为接近，进一步缓慢下降. TOC含量均呈现升高的趋势，西部湖区要高于东部湖区，而且C/N值较低、δ13Corg偏负，说明此时湖泊西部水域初级生产力要高于东部深水区，这可能是由于东部深水区远离河流入湖处，营养相对贫乏，浮游植物等生物量相对较低，造成内源有机碳相对较少，而外源比例较高.夏军等[38]研究指出，博斯腾湖西部水域在1980s末开始出现水体富营养化现象，而东部远离河口区水质相对较好. TIC及其稳定同位素较为稳定，数值均比较高，表明湖面蒸发较强，气候比较温暖，这与当地的气象资料记录一致.
阶段Ⅴ：2002年以来.博斯腾湖沉积速率相对较高，其中B5呈现出下降的趋势. B3、B10孔各指标具有很好的对应性，而与B5表现出了相反的趋势，说明最近10年博斯腾湖西部水域沉积环境与东部水域有较大不同. C/N和δ13Corg数值说明该湖此时以内部生产力为主，外源有机质贡献较小，这可能与湖泊水体初级固氮藻类的增加有关[34].
5 区域对比与讨论目前，湖泊沉积学中有机/无机碳累积速率(OC/IC AR)的计算主要基于以下两种形式：1)基于每层有机/无机碳含量(OC/IC，%)和每层的沉积物质量累积速率(sediment accumulation rates，SARs，g/(cm2·a)相乘得到；2)线性沉积速率(sediment rate，SR，cm/a)、孔隙度(porosity，φ)、沉积物干密度(dry sediment density，ρ，g/cm3)和有机/无机碳含量(OC/IC，%)相乘得到[39-40].本文中B3、B5、B10三孔沉积物的碳沉积速率主要采用第1种形式，每孔平均OC/IC AR通过下面公式获得：
| $ \overline {{\rm{OC}}/{\rm{ICAR}}} = \frac{{\sum\limits_{i = 1}^n {{F_i} \cdot \Delta {t_i} \cdot {{({\rm{OC}}/{\rm{IC}}\% )}_i}} }}{{\sum\limits_{i = 1}^n {\Delta {t_i}} }} $ | (10) |
式中，Fi为第i累积速率(g/(cm2·a))，Δti为第i层和i+1层的时间间隔，(OC/IC %)i为第i层的有机/无机碳含量.
而博斯腾湖全湖平均的OC/IC AR取三孔的平均值来计算.
博斯腾湖沉积物中碳沉积速率整体上呈现出增加的趋势，尤其是1950年以来快速增加，意味着有更多的碳被固定在湖泊里.其中，B5孔碳的累积速率要比B3、B10孔高，平均值分别为102.0、80.0和73.2 g C/(m2·a).三孔中有机碳累积速率较为接近，而且时间变化趋势也较为一致，而对于无机碳累积速率，B5孔的平均值(73.4 g C/(m2·a))要远大于B3孔(51.4 g C/(m2·a))和B10孔(49.4 g C/(m2·a)). B3、B5、B10三个孔中无机碳累积速率均大于有机碳的累积速率，并且和总碳累积速率呈现出较为一致的时间变化趋势.总体而言，博斯腾湖过去150年碳埋藏存在较大的空间差异，东部深水区整体高于西部浅水区，尤其是无机碳埋藏更为突出.因此，在进行湖泊碳储量估算及评估工作时，单一钻孔(以往多于湖心深水区采样)可能会造成研究结果的高估判断，给相应政策的制定带来一定的误差.
早期Stallard [41]估算出全球有机碳沉积速率为5 g C/(m2·a)，Tranvik等[42]后计算为10~15 g C/(m2·a)，这些结果与长时间尺度的碳埋藏速率较为一致.最近，Anderson等[43]指出早期的研究结果很可能低估了湖泊生态系统碳的埋藏速率，并估算出欧洲1950年以来所有湖泊的沉积速率约为60 g C/(m2·a)，远高于早期的计算结果.如表 1所示，博斯腾湖有机碳的埋藏速率(1950 —2000年)为25.9 g C/(m2·a)，比欧洲湖泊和Minnesota中南部湖泊(约50 g C/(m2·a))要低，比欧洲农耕区湖泊(约100 g C/(m2·a))相差更远.对比中国的其他湖泊，博斯腾湖有机碳沉积速率比半干旱区湖泊(如岱海、红碱淖、呼伦湖等)[14]要低很多(50 g C/(m2·a))，但是比长江中下游的大部分浅水湖[44]要高(约15 g C/(m2·a)).造成这种空间分布格局的原因主要跟流域气候、植被覆盖、湖泊特征(水深、面积、地形、水化学)及人类活动强弱(土地利用变化、灌溉、污水排放)的差异有关[45-47].
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表 1 不同时期博斯腾湖沉积物碳累积速率(g C/(m2·a))比较 Tab. 1 Comparison of carbon accumulation rates (g C/(m2·a)) in the Lake Bosten in different periods |
20世纪以来，全球很多湖泊沉积物中出现有机碳埋藏快速增加的现象[43-44, 48]，这可能主要与温度的升高、降水的增多及人类活动的增强等有关[46-47, 49].首先，温度变化对于湖泊碳埋藏的影响一般从两个方面起作用：一是温度升高促进浮游生物的生长，生长季延长，提高了湖泊初级生产力，加上随温度升高从流域中带入很多外源性有机碳，导致更多的有机碳埋藏在沉积物中[44, 49]；二是温度升高会导致有机质的矿化，加速沉积物中有机碳的分解，从而减少有机碳的埋藏[50].统计分析显示，博斯腾湖沉积物有机碳沉积速率与温度具有极显著相关性[19]，这说明流域气温的升高，促进了沉积物中有机碳的埋藏.整体上，高纬度地区和低纬度地区湖泊沉积物有机碳埋藏与温度呈负相关，有机碳的埋藏效率较低[51-52]；而中纬度湖区两者则主要呈现正相关关系，尤其是区域尺度范围上温度升高促进了沉积物有机碳的埋藏[53-54].
一般来讲，降水量增加会提高流域内土壤和植被的碳储量，随地表径流进入湖泊的有机碳将增加，这一现象在国内外很多湖泊中已被证实[47, 49].然而，通过分析博斯腾湖沉积物有机碳与降水量的关系，发现两者相关性并不显著[19]，这主要与博斯腾湖地处西北干旱区，年均降水量较少，大气降水对该湖及流域影响相对较小，加之人类在该湖上下游修建的各种水利调控设施干扰了自然降水对湖泊的影响有关.对于以外源性为主的湖泊来讲，降水量的增加无疑会提高湖泊沉积物有机碳的埋藏，而对于内源性湖泊而言，降水量的影响可能就没有那么直接.
此外，多数学者认为近现代湖泊沉积物中有机碳的快速增加是气候变暖和人类干扰共同作用导致的，但Anderson等[43]近期研究指出强烈的流域农业活动是其变化的主要驱动力，而非气候因素.本文研究发现，博斯腾湖沉积物有机碳的埋藏速率与其质量沉积速率高度相关，说明流域内农业活动及相关土地利用方式对它们有显著影响，反映出该湖在过去的100年里初级生产力的变化深受湖周人类活动的影响[19, 26].总体而言，我国各大湖区近百年(尤其是1950年以来)湖泊沉积物有机碳的增加得益于气候变化和人类活动的双重作用[44, 47, 49, 55].
博斯腾湖近百年来沉积物无机碳的累积速率明显高于有机碳累积速率，1950年以前和1950 —2000年数值高达20.9和60.9 g C/(m2·a).这比新疆地区其他湖泊，如艾比湖(13 g C/(m2·a))、巴里坤湖(11 g C/(m2·a))、巴伦拓海(15 g C/(m2·a))沉积速率要快很多，然而却低于半干旱区的岱海(124 g C/(m2·a))和红碱淖(111 g C/(m2·a))[14]；而在我国东部平原湿润地区，多为淡水湖泊，大部分湖泊中碳酸盐的含量很低，甚至湖水达不到碳酸盐析出结晶的条件[44-45].近期研究发现，1950年以来，博斯腾湖沉积物无机碳的埋藏主要与流域温度、湖水初级生产力及焉耆盆地水土大开发有关，尤其是上游开都河流域的土壤洗盐过程对博斯腾湖碳酸盐的析出具有重要影响[19].目前，对于我国各大湖区湖泊沉积物无机碳的研究相对较少，亟待加强区域空间及时间差异的对比分析，并深层次探讨其分布格局的影响因素.
现将博斯腾湖有机碳和无机碳全部考虑在内，那么该湖沉积物碳埋藏速率分别为28.3 g C/(m2·a) (1860 —1950年)、86.8 g C/(m2·a) (1950 —2000年)和118.5 g C/(m2·a) (2000 —2012年).博斯腾湖1860年以来沉积物平均碳累积速率为85 g C/(m2·a)，结合湖泊总面积1005 km2(采样时湖泊面积)，可以估算出1860年以来该湖共埋藏无机碳8.9 Tg C、有机碳4.1 Tg C、总碳13.0 Tg C.由此可知，干旱区湖泊沉积物中存储着大量的碳，无机碳含量远高于有机碳含量，在评价和估算陆地碳储量中具有重要影响.
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