2.2.1　洪湖

洪湖位于长江中游北岸、江汉平原荆北地区四湖水系的尾端，是湖北省境内江汉湖群中最大的湖泊，同时还是一个长江和汉水支流东荆河之间的大型浅水湖和湖北省最大的淡水湖泊。洪湖的最大宽度为28 km, 湖长44.6 km, 岸线总长可达240 km, 在正常的蓄水条件下，全湖的平均水深为1.35 m, 最大水深为2.32 m左右，湖面总面积为344.4 km2（陈萍等，2005）。

由于人类活动的增加，洪湖水体面积正面临着萎缩问题，例如20世纪以来数次较大规模的围湖活动，使得洪湖面积迅速缩小，入湖泥沙量也同时减少。1958年建成的新滩口大型节制闸，堵住了长江洪水的倒灌，从此打破了洪湖与长江一体的格局。1975年，洪湖北部建成四湖总干渠、西部的螺山干渠，并修建了进出湖的福田寺闸、小港闸和洪湖围堤等工程，洪湖因此由一个吞吐型湖泊转变成了一个半封闭型的湖泊。受到涵闸的控制，洪湖与长江及四湖水系之间的沟通受限，湖水呈现人工性周期性涨落的特征。洪湖地区的水利建设虽然极大地刺激和促进了围湖垦殖等活动，但却致使洪湖水面不断缩小。据统计，20世纪50年代初，洪湖水体面积为7.6×104 hm2；但到了1959年，降至6.53×104 hm2; 到20世纪70年代后期，洪湖水面面积进一步下降为3.55×104 hm2，此时洪湖围湖垦殖基本停止，形成了现代洪湖的格局。遥感测量数据表明，洪湖现有水面面积已经不及20世纪50年代初的一半（杨汉东、蔡述明，1995; 陈世俭，2001）。此外，洪湖位于四湖下游，承接了上中游的工业和生活废水，湖水污染日益严重。

（1）洪湖沉积速率变化

洪湖沉积速率的研究成果丰硕。Boyle等（1999）曾采集洪湖沉积岩芯进行210Pb和137Cs测年，推算洪湖沉积物的堆积速率为0.05 g·cm-2·yr-1，与Cai和Yi（1991）在洪湖静水条件下的观测的范围接近，与洪湖另一个岩芯测定的堆积速率也十分接近（0.055 g·cm-2·yr-1，Appleby, 未发表数据）。姚书春等（2006）于2002年在洪湖采集一根长达84 cm的沉积岩芯，并采用210Pb和137Cs相结合的方法测定了年代，同时推算了洪湖的沉积速率，测定结果表明，洪湖137Cs 蓄积在7.75 cm处开始出现残留，指示1954年全球性核试验的开始，6.25 cm 处出现的高峰值指示了1963年全球大规模的核试验爆发，2.25 cm处出现的高峰指示了1986年苏联切尔诺贝利核泄漏事件。洪湖钻孔中210Pbex随深度的增加没有呈现指数衰减分布，因此获得的平均沉积速率并不可靠; 而根据137Cs蓄积峰计算得出洪湖钻孔1963—1986年沉积速率最大，这可能是因为当时大规模开垦导致湖区周围水土流失，大量的侵蚀物质被带入湖中，从而沉积速率上升，总体推算洪湖钻孔平均沉积速率为0.15 cm/yr（表2-4）（姚书春等，2006；2008; Yao et al.，2009）。

表2-4　由洪湖137Cs剖面得出的沉积速率

与此同时，王伟等（2006）也对洪湖沉积岩芯的210Pb活度进行过分析，推算了一根长度为75 cm岩芯的沉积年龄。测定结果表明，75 cm沉积岩芯沉积速率大体分为两段：第一段0～20 cm, 平均沉积速率为1.99 cm/yr, 沉积速率范围为0.43～2.30 cm/yr; 第二部分21～70 cm, 平均沉积速率约为0.28 cm/yr, 沉积速率范围为0.12～0.42 cm/yr。总体上推算的沉积速率略高于姚书春和Boyle等人的研究结果，推断这与采样点位置不同有关，王伟等人的采样点主要位于洪湖中间（水深2.5 m），姚书春等人采样点位于洪湖南部和北部区域（水深分别为3.2 m和2.65 m）（姚书春等，2006；2008; Yao et al.，2009）。此外，陈萍等（2004）对洪湖一个长度达140 cm沉积岩芯进行14C年代测定，并推算出较长时间尺度上洪湖沉积物的沉积速率（表2-5）。

表2-5　洪湖H2-2002孔沉积物沉积速率的测定结果（陈萍等，2004）

* 28.5 cm 处测定的年代有较大的误差，原因可能是湖底受到扰动，例如打捞水草，湖水的搅动等会使下层的沉积物来到上层，导致测定的年代结果偏大

（2）洪湖沉积地球化学特征

元素地球化学特征

姚书春、薛滨、夏威岚（2005）在洪湖北部和南部采集了两个沉积短柱钻孔（HN-84 cm和HS-74 cm），分析了其重金属含量。结果表明：HN孔中除了Ca元素在表层沉积物富集之外，其他常量元素含量在表层 2 cm 内急剧下降，出现剖面最低值；Al元素含量在表层急剧下降，而且在整个剖面中波动比较强烈；Ca元素含量从底部到10 cm处则比较平稳，往上快速增加；2 cm以下随着深度的增加，Fe、K、Mg、Na 含量变化很小（图2-7）。HS孔沉积物中各元素变化的总体趋势与 HN基本一致，但是钻孔上部大部分元素含量出现下降的深度较低，在10 cm 左右（图2-7）。HN孔沉积柱中除Pb、Sr、Mn元素之外，其他元素在表层沉积物中含量较低，但在下部较高，大约在7～8 cm以下含量趋于平稳。Mn元素含量变化比较复杂。Sr在表层富集，10 cm以下趋于平稳。从整个剖面来看，Pb含量在5 cm以下总体变化不大，往上有明显增加。HS剖面中Mn在30 cm以下较高，向上有所降低。从总体趋势看，Pb含量随着深度的增加缓慢增加，剖面中Cr出现了两个异常的峰值。近代洪湖受到人类活动的影响，使得沉积物中金属铅元素不仅来源于自然的作用还受控于人类活动的影响。虽然20世纪70年代以来洪湖存在人为造成的Pb的排放影响，但其值并不高。然而，近几十年来洪湖人为造成湖泊沉积物Pb累积的量却在不断增加，并且沉积物中铅污染有进一步加重的趋势（姚书春等，2008）。

王伟等（2006）则对洪湖沉积岩芯重金属Hg、Pb以及TOC进行了分析，结果表明，20世纪80年代前，Hg、Pb元素的沉积通量基本没有什么变化，元素浓度在沉积柱中的波动也较小，TOC 浓度及沉积通量分布趋势基本一致且数值接近。20世纪80年代初至中期，Hg浓度有明显增长趋势，Pb的浓度也有增长趋势，但有波动，沉积通量没有明显变化。20世纪 80年代中期至90年代，Hg、Pb的沉积通量变化不明显，Hg的浓度有降低趋势，具体原因不详，TOC的浓度和通量都有增大，作者认为是生物源碳增加所造成的。

有机地球化学特征

姚书春、薛滨、夏威岚（2005）基于洪湖北部和南部两个短柱钻孔（HN-84 cm和HS-74 cm）同时分析了湖泊沉积物中TOC和TN含量变化（图2-8）。HN孔沉积物中总有机碳含量变化大致可以分为三段：底部至25 cm, 总有机碳含量最低且比较平稳，平均8.0 g/kg; 25～10 cm, 总有机碳含量逐渐升高，平均12.8 g/kg; 10 cm以上总有机碳含量急剧增加，平均含量35.8 g/kg, 与新鲜植物残体还没有充分氧化降解有关。HS孔沉积物中总有机碳含量变化也大致可以分为三段：底部至25 cm, 总有机碳含量最低且比较平稳，平均含量8.6 g/kg; 25～10 cm段，总有机碳含量与HN孔一样，逐渐升高，平均含量达到26.2 g/kg; 10 cm以上，沉积物中总有机碳含量急剧增加，平均高达121.8 g/kg。HN孔底部到6.25 cm, 沉积物中的总氮含量最低且比较平稳，平均含量为1.3 g/kg; 6.25 cm 到表层，沉积物中的总氮含量急剧增加，平均含量为4.1 g/kg。总有机碳/总氮比值（TOC/TN）在7.75 cm以上有一波峰，最高值接近于20。HS孔底部到10 cm处，沉积物中的总氮含量较低，但呈逐渐上升趋势，平均含量为1.3 g/kg; 10 cm以上，沉积物中的总氮含量急剧增加，平均含量为7.6 g/kg。总有机碳/总氮比值呈阶梯状，可以明显分为三段：25 cm以下、25～10 cm和10 cm以上。

除了上述对洪湖沉积钻孔中重金属的研究，杨汉东、蔡述明（1995）于1988—1990年在洪湖设6个剖面站位，对洪湖地区不同时期的垦殖剖面进行了地球化学分析，并通过对沉积物层序间的21个元素的聚类分析，探讨垦殖剖面中元素的分布，地下水及垦殖对元素迁移的影响、再沉积作用与垦殖土壤的关系。研究结果表明，pH指示了洪湖各剖面基本是呈中性略偏碱性，并且垦殖时间越长剖面中pH越呈现下降趋势；洪湖地区水生植物生长旺盛，植物以其发达的根系吸收养分进入植物体，植物死亡后，残体堆积在沉积物表层，营养物质以此形成“沉积物表层-生物体-新生沉积物”的循环，在循环过程中，N, P, Ca等元素在沉积物表层富集；各剖面间的C、N含量变化明显，在湖岸区，围埦养鱼区剖面C、N的含量大于仍处在垦殖状态的剖面和湖内剖面的含量；垦殖剖面中P含量稍低于其他类型剖面；剖面中Ca受地下水淋溶作用的影响而移出，致使剖面中地下水位移动区的Ca含量减少约80%，垦殖剖面地下水位移动区出现大量铁锰结核。

此外，在近代，农药的使用也对洪湖湖泊生态环境产生明显影响。方敏等（2006）对洪湖沉积物岩芯有机氯农药（OCPs）的分析表明，洪湖沉积物中有19种有机氯农药被检出，不同组分质量分数差异较大，总有机氯农药质量分数范围为1.44～345.95 ng/g（干重）。从20世纪60年代开始，洪湖沉积物中总有机氯农药质量分数呈上升趋势，70年代达到最高峰，并且近年来湖区可能还有部分新的有机氯农药污染物的输入，其来源可能与周边人类活动有关。

（3）洪湖沉积环境演化

洪湖具有天然的筑坝特征，大约在3000年前由长江蜿蜒形成，当时还未形成统一的湖泊，而是由两个东西相对、彼此分离的小型湖泊组成，且东湖大于西湖。湖面水位在2500 a BP以后下降，但在晋朝（公元265—420年）恢复，直到宋朝（公元960—1279年）才再次下降，400年前，洪湖东西两部分再次连成一片，之后洪湖水面再次减少，到19世纪下旬，洪水淹没了长江自然堤，洪湖再次扩张，到了20世纪50至70年代，洪湖已然变成了一个封闭湖泊（Cai and Yi, 1991; 曹希强等，2004）。

在短时间尺度上，姚书春、薛滨、夏威岚（2005）对洪湖北部和南部两个短柱钻孔（HN-84 cm和HS-74 cm）沉积物的地球化学参数和磁化率等指标综合分析表明，1840年前，洪湖地区人类活动较弱，湖泊沉积物中未发现早期人类活动信号的记录；1840年以后，由于人口大量增加，人类活动增强，湖泊的营养水平有所增加，尤其是1950年以来沉积物中营养元素急剧增加；近50年来的湖泊营养程度加重，主要与流域内大量营养物质进入湖泊以及大面积的围垦，造成湖泊面积减小、自我调节能力降低等有关。洪湖两个沉积岩芯对比研究表明，洪湖不同区域之间存在着差异，这可能与洪湖湖流作用及人类活动的影响差异有关。总体上，洪湖在约1950年以前（沉积柱子约10 cm以下）的营养状况偏低。1840—1950年（沉积柱子25～10 cm）的总有机碳含量较1840年前（沉积柱子25 cm以下）略有升高，指示了小冰期最后一次盛期，气候条件极差，在这种气候背景下总有机碳含量的升高，可能与洪湖地区人类活动的加强关系密切。1753至1766年，湖北地区人口数达到457万，到了1851年达到3380万，长江沿岸一带人口呈现急剧增长趋势。而1840年前的人类活动明显较弱，湖泊沉积物中基本没有早期的人类活动信号的记录。1950年以来，洪湖沉积物中的各类营养元素，特别是C、N含量有明显的升高，反映湖泊的营养态开始出现显著的增加。同时1950年以来，由于大范围围垦，导致湖泊的面积大大缩小，相应湖泊的自我调节能力降低，大量的流域营养物质不经湖周湿地的吸收削减就直接入湖，导致沉积物中营养元素含量的增加。同一时期，沉积物中外源有机组分明显增加，反映大量的有机物质被带入湖内。洪湖南、北两个钻孔也表明了湖泊本身的区域差异，南部钻孔HS表层（5～0 cm）营养元素有所下降，这和 HN孔有明显不同，HN孔的湖泊表层沉积物中总有机碳和总氮的含量均处于剖面中最高值。这可能是由于洪湖南部受到长江江水交换的影响相对较强，而北部则受人类活动影响相对显著所造成的。洪湖北部近代受流域污染较多，湖泊水体营养成分增加，使得水体中生物生产力大大增加，大量植物死亡后沉积了下来，加上表层沉积物新鲜的植物残体还没有充分氧化，其所含的营养物质又会被后来的植物所吸收。在这个循环过程中，碳、氮和有机磷在沉积物表层富集。由于洪湖南部水力交换相对较北部强，人类活动影响相对较弱，沉积物中的营养元素在沉积后与水体的交换作用相对较强，各类营养元素的含量有所降低。

在长时间尺度上，曹希强等（2004）在洪湖采集1 m长的柱样，对其进行磁参数与孢粉等指标分析，得出自900 a BP到现代，洪湖沉积环境经历了湖泊形成初期面积分散的气候暖湿期、气候温热潮湿的扩张时期、气候干燥寒冷水域面积收缩期、气候再次变为温暖潮湿湖面再次扩张时期和由于人类活动的扩张导致湖泊水面因沼泽化而逐步缩小并造成了湖泊及其周围地区的一系列生态问题的严峻时期。陈萍等（2004）对洪湖中心位置150 cm长的沉积物岩芯进行了TOC、TN、TP、Ca、硫化物测定和AMS14C定年，在此基础上对洪湖地区人类活动对湖泊沉积的响应进行了讨论。结果表明，1300年以来洪湖环境演变有三个显著不同的阶段：1300—950年前，洪湖处于沼泽化时期；950年前—19世纪初（1808年），洪湖在自然环境下演变，人类活动的干预较弱，其中明代成化至正德年间（1465—1512年），东西洪湖连成一体，湖泊面积不断扩大；19世纪初至今，人类活动对湖泊的干预增强，修建涵闸等水利工程的实施，使洪湖由开放型湖泊转变为半封闭型的湖泊。此外，陈萍等（2005）还对取自洪湖另一根长约140 cm沉积物岩芯进行了环境磁学分析，结果表明，A层（约为公元 800—1050年），磁性矿物浓度的磁性参数值为整个剖面的最低，伴随气温的持续下降，降雨量减少和水位下降，导致了湖泊沼泽化的发生；B层（约公元 1050—1300年），为湖相沉积阶段；C层（公元1350—1832年），是剖面中磁性参数值最大的一层，冷干的气候条件下，径流量减小，径流带入的泥沙颗粒较细，沉积物表现出很强的磁信息；D层（公元1845—1992年），代表了洪湖近150年的发展历程，这一阶段人类活动剧烈，磁性矿物浓度呈现下降趋势，推断该段时期洪湖环境磁学参数的变化对人类活动的响应程度超过了对气候变化的响应。此外，易朝路等（2002）通过对洪湖湖沼沉积物的微结构的分析，指出在2.5—1.0 ka BP 期间，洪湖沉积的青色黏土是有机质胶体（很可能是浮游藻类）与黏土胶体相互吸附沉积形成，指示了当时湖面开阔水位保持稳定的环境，反映出当时河流水位不高，河湖水量交换不多，入湖泥沙少；1.0—0.5 ka BP期间，江汉平原的洪湖水生植物繁茂，湖泊趋于沼泽化，江河水位较低，入湖泥沙较少；长江中游沿江地带0.5 ka BP以来，沉积的浅色黏土是入湖河流带来的泥沙在湖泊中的沉积，反映当时河湖水量交换较频繁，入湖径流较大，年际变化较大。其研究认为洪湖进入沼泽化的时间范围（公元1000年左右）与陈萍等人（2005）的研究结论基本一致。