1.3.2　同位素地球化学

碳同位素

湖泊沉积物中有机质碳同位素不仅与有机质来源密切相关，还受大气二氧化碳浓度、流域水文特征和区域性特征多因素影响。余俊清等（2001）总结了湖泊沉积有机稳定碳同位素解释冰后期气候环境变化的模型，包括大气CO2主控模型，植被类型主控模型，大气CO2主控δ13Calga及植被变迁模型，浮游植物型温度主控模型，陆源C3植物型温度主控模型，有机产率主控模型。从20世纪90年代开始，我国学者开始研究湖泊沉积物δ13C记录的环境意义，取得了有益的成果。由于有水生植物的贡献，因此对湖泊沉积物的有机质δ13C所包含的气候信息的解释存在争议，从而限制了湖泊沉积物的有机质δ13C在古气候研究中的应用（王国安，2003）。

有机质中分子化合物组成分析和碳同位素分析极大地推动了湖泊沉积有机质δ13C在古气候研究中的应用，提高了湖泊沉积有机质δ13C重建古气候古生态的精度。有机质中纤维素碳、氧同位素技术的引进也提高了湖沼相沉积有机质δ13C重建古气候古生态的精度。如朱正杰、陈敬安、曾艳（2014）利用有机质C/N和δ13Corg研究得出草海沉积物有机质的主要来源是水生植物，然后利用湖泊沉积物中纤维素的δ18O结合碳酸盐氧同位素的组成，定量重建了该地区过去500年以来的温度变化。洪业汤等（1997）通过对我国东北金川泥炭的有机质中纤维素δ13C分析，再结合纤维素的氧同位素结果，重建了我国东北地区的气候变化，其结果与历史文献资料有很好的可比性。欧杰等（2013）在石臼湖，通过正构烷烃碳分子组合特征发现，以 C29为主峰碳，C25，C27和 C31为次主峰，具有显著的奇偶优势，据此推断沉积物中有机质主要来源于大型水生植物及陆生高等植物。对 C27，C29和 C31长链正构烷烃进行单体碳同位素测定，利用二元模式估算出湖区植被类型以C3植物为主。

随着湖泊水体富营养化问题日益严重，利用同位素示踪湖泊营养演化历史的研究备受关注。林琳、吴敬禄（2005）对太湖的研究揭示，20世纪90年代以来碳同位素下降，说明大量藻类生长，消耗12CO2，使自生有机质碳同位素值偏负，但尚未达到有机质δ13C偏正的超富营养化阶段。欧杰等（2013）在石臼湖发现1970—1983年，TOC, TN及C17～C25相对含量显著增加，δ13C25～31值明显偏重，指示此时期内围湖造田、化肥农药滥用及废水排放等人类活动造成湖区陆生高等植物退化，水体中藻类暴发，湖泊富营养化程度显著提高，生态环境急剧恶化。

氮同位素

湖泊沉积有机质δ15N值取决于陆源有机质和内源有机质的δ15N值。内源有机质主要源于水生植物。水生浮游植物δ15N值变化范围较大，其光合作用过程中的氮同位素分馏作用主要受两个因素的控制：湖水溶解无机氮的δ15N, 以及优势浮游植物的氮代谢方式。湖水DIN的δ15N取决于湖内发生的硝化作用/反硝化作用和氨气挥发作用以及流域土壤氮补给、人类活动排放等（Talbot and Johannessen, 1992; 肖化云、刘丛强，2006）。如大量的工农业废水和生活污水排入湖泊导致水体的δ15N值变化，从而造成沉积物δ15N变化，化肥δ15N虽范围较宽，一般值较低，化肥施用量增长会导致沉积物留下降固态人畜废物和的δ15N值较高（δ15N>10‰）。工业废水和生活污水δ15N较高，一般在10‰～25‰之间（林琳、吴敬禄，2005; 肖化云、刘丛强，2006）。

在湖水DIN浓度很低的情况下，浮游植物的生长会受到限制。在此条件下，蓝绿藻可通过固定大气氮进行新陈代谢，从而在浮游植物中占据主导地位，并导致湖泊氮循环发生重大转型（Hecky and Kling, 1981; 1987）。由于蓝绿藻固定大气氮无同位素分馏作用，因此其δ15N值及其产生的水生有机质的δ15N值与大气氮δ15N值（0）相近（Arthur and Michael, 1983）。在某些湖泊，沉积物中有机质的陆生植物来源占了相当比重。温度、降水、大气CO2浓度和海拔高度等气候环境因子对陆生植物δ15N都会产生影响（刘贤赵等，2014）。尽管目前许多学者建立了植物δ15N与气候环境因子的关系，但多数结果都包含了各种环境因子的交互作用，很难区分单一环境因子对植物δ15N的影响，使得利用这一结果去解释沉积物中的氮同位素所包含的气候环境信息时带有很大的不确定性（刘贤赵等，2014）。氮同位素由于其来源的复杂性，在古气候研究中作为独立指标相对较少，通常都作为辅助指标（巩伟明、张朝晖，2014）。

氧同位素

自20世纪50年代学术界提出氧同位素古温度计理论以来，湖泊沉积物氧同位素已经大量地应用在古气候和古环境的研究中。自Edwards和McAndrews（1989）用湖泊沉积物有机质纤维素氧同位素组成来恢复Shield湖地区全新世古气候和古水文变化以来，纤维素稳定同位素逐渐被推广应用于古气候、古环境的重建（朱正杰等，2011）。但湖水氧同位素的多因素控制限制了湖泊碳酸盐氧同位素和纤维素氧同位素在定量重建古气候的应用。影响湖水氧同位素组成因素的复杂性包括大气降水氧同位素组成、入湖径流及其同位素组成、蒸发强度，以及湖泊水文条件等，而且这些因素在不同历史时期往往有不同的表现（Anderson et al.，2005; Leng and Marshall, 2004）。即使如此，湖泊沉积物的氧同位素仍然是古气候环境极好的指示剂（王丽、汪勇、王建力，2005）。最近，Zhang等（2011）总结并对比分析了来自印度季风区的10个湖泊沉积物δ18Ocar，认为δ18Ocar主要受δ18O水所控制，而δ18O水又是区域蒸发/降水比率（E/P）平衡和受季风控制的降水多寡的函数，在此基础上将18Ocar集成一条湿度指数曲线，认为在全新世时期亚洲季风区气候具有广泛的一致性，并不认同前人提出的印度夏季风和东亚夏季风呈反相位关系的结论。

铅同位素

在古代人类主要是通过采矿、冶炼向环境中释放铅（Nriagu, 1998）。到18世纪中叶，煤的燃烧使得大量铅释放到环境中（Marcantonio et al.，2002）。工业革命之后，伴随着汽车的出现和加铅汽油的使用以及工业的发展，近代大气中的铅污染趋向高峰（Hong et al.，1994; Ndzangou et al.，2005; Renberg, Persson and Emteryd, 1994）。近年来，矿石处理、化石原料燃烧和汽车尾气、交通排放等等释放的铅已愈来愈多地进入大气、水体、土壤、沉积物和生物体中，并通过累积效应对生态环境带来严重影响。湖泊沉积物作为湖泊系统的重要组成部分，是污染物质的归宿。因而研究者常用历史时期湖泊沉积的铅的记录来追溯污染铅的输入过程，研究人类活动对湖泊环境的影响。

根据介质中的总铅浓度往往难以了解污染程度、污染来源及途径。而铅同位素示踪在这方面显示出独特的优越性（Cheng and Hu, 2010）。铅有四个稳定同位素，矿石的铅同位素组成通常不同于基岩，这使得利用铅同位素组成推断环境中铅的污染及其来源成为可能（Marcantonio et al.，2002; Yang, Linge and Rose, 2007）。Shotyk和他的同事（1998）重建了过去12000年大气铅沉积历史，他们采集了寡营养的泥炭沼，水文上不受地下水和地表水的影响。基于放射性碳年代以及Pb和206Pb/207Pb同位素比值，他们发现10500～8250 a BP之间铅通量增加是气候变化引起的。3000 a BP开始，Pb/Sc显著增加，206Pb/207Pb下降，揭示采矿和冶炼造成的铅污染。2100 a BP左右，罗马铅采矿成为最重要的大气铅污染来源。公元1830年，一个显著Pb高峰记录了工业革命的影响。公元1940年开始206Pb/207Pb下降显著，指示了含铅汽油的使用（Shotyk et al.，1998）。在瑞典，Brännvall和他的同事（2001）发表了多篇论文，最终在一份总结性文章中描述了北欧4000年的大气铅污染。他们采集了遍布瑞典的31个湖泊，它们的206Pb/207Pb同位素数据表明，首次非流域大气铅输入在3500至3000年前发生。国内，梁子湖研究者钻探了湖泊沉积物岩芯，分析了铅同位素组成以及其他金属元素，并将其变化与社会经济发展、战争、国家变化等联系起来（Lee et al.，2008）。在太湖、赤湖也开展了利用铅同位素组成推断湖泊沉积物污染铅的贡献份额的研究工作（Yao and Xue, 2015; Yao, Xue and Tao, 2013）。