近百年來(lái)湖泊有機(jī)碳與無(wú)機(jī)碳埋藏響應(yīng)流域開發(fā)的協(xié)同變化
——以石林喀斯特地區(qū)為例*

王 露，陳光杰，黃林培，孔令陽(yáng)，李 蕊，韓橋花，李 平，索 旗，周 起

(云南師范大學(xué)地理學(xué)部，云南省高原地理過程與環(huán)境變化重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，昆明 650500)

湖泊是陸地水圈的重要碳庫(kù)，流域輸出過程和土地利用類型是影響湖泊碳埋藏的重要因子[1]. 最新估算表明，陸地輸出到內(nèi)陸水體的碳通量為5.1 Pg C/a且呈逐年增加趨勢(shì)，可能對(duì)全球陸地遺失碳匯產(chǎn)生了重要貢獻(xiàn)[2]. 陸地生態(tài)系統(tǒng)中，森林有機(jī)碳的44%存儲(chǔ)在土壤中[3]，植物殘?bào)w和腐殖質(zhì)是土壤陸源有機(jī)質(zhì)的主要組成部分. 隨著森林砍伐的增強(qiáng)，植物凋落物減少導(dǎo)致了土壤有機(jī)碳含量逐漸降低[4-6]，流域輸出到湖泊水體的有機(jī)碳通量也隨之降低[7]. 隨著森林等植被的持續(xù)退化，土壤CO2濃度下降同時(shí)地表徑流深度下降、土壤表層含水量降低，導(dǎo)致流域地表的溶蝕作用減弱和溶解性無(wú)機(jī)碳(DIC)輸出降低[8-10]；而土壤有機(jī)質(zhì)分解產(chǎn)生的有機(jī)酸降低，也疊加導(dǎo)致了流域DIC輸出的減少[11]. 因此在森林退化的背景下，流域碳輸出負(fù)荷的減少可能導(dǎo)致了湖泊總有機(jī)碳(TOC)和無(wú)機(jī)碳(TIC)埋藏量出現(xiàn)持續(xù)下降的同步特征[12-13].

隨著人口快速增長(zhǎng)和社會(huì)經(jīng)濟(jì)的持續(xù)發(fā)展，大量的森林被轉(zhuǎn)變?yōu)檗r(nóng)業(yè)耕地[14]. 耕地化肥使用量的增加可以導(dǎo)致湖泊營(yíng)養(yǎng)水平上升[15-16]，從而促進(jìn)了湖泊藻類的生長(zhǎng)和初級(jí)生產(chǎn)力的增加[17-18]. 藻類死亡后有機(jī)殘?bào)w沉積在湖泊底部，從而促進(jìn)了湖泊有機(jī)碳的埋藏[19]. 藻類光合作用吸收了水體中大量的DIC，導(dǎo)致了水體pH上升和無(wú)機(jī)碳化學(xué)平衡的變化，可以促進(jìn)自生碳酸鹽沉淀和TIC埋藏[20]；同時(shí)，藻類可作為碳酸鹽結(jié)晶核促進(jìn)碳酸鹽沉淀，促進(jìn)湖泊無(wú)機(jī)碳埋藏[21]. 因此在流域農(nóng)業(yè)擴(kuò)張的背景下，水體富營(yíng)養(yǎng)化可以導(dǎo)致湖泊有機(jī)碳和無(wú)機(jī)碳埋藏量出現(xiàn)同步上升的協(xié)同效應(yīng).

全球喀斯特地區(qū)約占陸地面積的15%，云南地區(qū)喀斯特地區(qū)廣泛分布，占全省國(guó)土面積的28.17%[22]. 碳酸鹽在化學(xué)風(fēng)化過程中具有反應(yīng)快速且消耗大量CO2的特征，導(dǎo)致喀斯特地區(qū)水體無(wú)機(jī)碳含量比非喀斯特地區(qū)高6～10倍. 因此，喀斯特地區(qū)內(nèi)陸水體碳循環(huán)對(duì)人類活動(dòng)和流域土地利用的響應(yīng)十分敏感[23-24]. 目前對(duì)于內(nèi)陸水體碳庫(kù)的研究主要集中于有機(jī)碳埋藏[25-27]，缺乏對(duì)沉積物無(wú)機(jī)碳埋藏的定量估算及其與有機(jī)碳協(xié)同變化的模式識(shí)別. 對(duì)喀斯特地區(qū)湖泊有機(jī)碳和無(wú)機(jī)碳的變化模式及其驅(qū)動(dòng)機(jī)制的研究是識(shí)別喀斯特地區(qū)碳循環(huán)的重要內(nèi)容，也是精準(zhǔn)評(píng)估全球碳匯遺失的關(guān)鍵問題之一.

為了識(shí)別喀斯特地區(qū)不同土地利用類型下湖泊有機(jī)碳和無(wú)機(jī)碳埋藏變化的長(zhǎng)期特征及其協(xié)同關(guān)系，本研究以位于喀斯特地區(qū)但具有不同土地利用歷史的兩個(gè)云南湖泊為研究對(duì)象，通過沉積物的多指標(biāo)記錄重建和湖泊對(duì)比分析，識(shí)別近百年來(lái)湖泊碳埋藏的變化歷史、有機(jī)碳與無(wú)機(jī)碳的協(xié)同變化模式及其與流域開發(fā)類型的關(guān)系. 本研究擬解決的關(guān)鍵科學(xué)問題包括：(1)森林退化和流域侵蝕增強(qiáng)下，湖泊有機(jī)碳和無(wú)機(jī)碳含量是否出現(xiàn)了同步減少；(2)農(nóng)業(yè)開發(fā)增強(qiáng)和營(yíng)養(yǎng)水平上升的背景下，湖泊有機(jī)碳和無(wú)機(jī)碳含量是否出現(xiàn)了長(zhǎng)期增加的同步特征；(3)喀斯特地區(qū)流域開發(fā)類型不同的湖泊中，近百年來(lái)有機(jī)碳和無(wú)機(jī)碳埋藏速率是否隨著流域外源和湖泊內(nèi)源輸入的影響出現(xiàn)了協(xié)同變化的長(zhǎng)期模式.

1 材料與方法

1.1 研究區(qū)概況

長(zhǎng)湖(24°43′N, 103°25′E; 1907 m. a.s.l.)和月湖(24°50′N, 103°27′E; 1906 m a.s.l.)位于云南省中部地區(qū)石林縣(圖1)，流域基巖均為碳酸鹽且溶蝕地貌廣泛發(fā)育[28]. 長(zhǎng)湖的水體面積為1.5 km2，最大水深13.2 m、平均水深6.4 m，流域面積12.09 km2；月湖為巖溶洼地積水形成的天然湖泊，水域面積3.0 km2，最大水深4.7 m、平均水深2.9 m，流域面積12.89 km2. 長(zhǎng)湖和月湖目前都為湖泊型水庫(kù)，長(zhǎng)湖以降水補(bǔ)給為主，月湖除降水補(bǔ)給之外，還經(jīng)歷多次庫(kù)外引水工程. 近百年來(lái)，文獻(xiàn)記錄顯示長(zhǎng)湖和月湖均經(jīng)歷了湖泊筑壩和壩體加高的過程. 其中，長(zhǎng)湖在1949年之前筑壩，1957年壩體加高至8 m；月湖則經(jīng)歷數(shù)次筑壩和壩體改造工程，壩體最高為9.5 m[29-30].

圖1 長(zhǎng)湖和月湖的流域土地利用類型及采樣點(diǎn)位置Fig.1 Site map showing land-use cover and sampling locations of Lake Changhu and Lake Yuehu

表1 石林縣長(zhǎng)湖和月湖的流域與湖沼學(xué)基本特征

研究區(qū)為亞熱帶高原季風(fēng)氣候區(qū)，以亞熱帶季風(fēng)氣候?yàn)橹? 近60年的氣象監(jiān)測(cè)數(shù)據(jù)分析顯示(圖2)，石林地區(qū)平均氣溫總體呈上升趨勢(shì)，而降水量則出現(xiàn)較大的波動(dòng)，平均風(fēng)速總體持續(xù)下降. 1959-1990年間年平均氣溫為(16.26±0.65)℃(均值±1 SD)，且氣溫相對(duì)穩(wěn)定；1991-2019年間出現(xiàn)增溫趨勢(shì)(增溫幅度約為0.78℃)，年均氣溫為(17.04±0.68)℃. 近60年來(lái)降水量波動(dòng)較大，多年平均降水量為(879.75±176.61)mm. 歷史記錄顯示，森林覆蓋度從1949年的26%左右下降到1972年的19.5%，而后從1986年的22.89%增加到1996年的31.8%[29-30].

圖2 1958年以來(lái)石林縣人口數(shù)量、化肥使用量(a)以及氣溫(b)、降水(c)、風(fēng)速(d)年平均數(shù)據(jù)Fig.2 Time-series data showing the change of population size and fertilizer use (a), as well as the annual variation in air temperature (b), precipitation (c) and wind speed (d) in Shilin County since 1958

水質(zhì)調(diào)查數(shù)據(jù)顯示，長(zhǎng)湖和月湖的水化學(xué)數(shù)據(jù)和水質(zhì)指標(biāo)呈現(xiàn)較大差異(表1). 長(zhǎng)湖的水體pH略低于月湖，其DIC濃度明顯高于月湖，而兩個(gè)湖泊水體的DOC 濃度無(wú)顯著差別. 長(zhǎng)湖水體的透明度明顯高于月湖，長(zhǎng)湖水體的總磷(TP)和葉綠素(Chl.a)濃度均顯著低于月湖，而水體總氮(TN)濃度相似，總體表明了長(zhǎng)湖的營(yíng)養(yǎng)水平等級(jí)和初級(jí)生產(chǎn)力顯著低于月湖. 社會(huì)統(tǒng)計(jì)資料顯示(圖2)，1960s以來(lái)石林縣人口數(shù)量和化肥使用量呈逐年增加的趨勢(shì)，尤其是1990年開始化肥使用量增加明顯[29-31].

1.2 土地利用二級(jí)分類數(shù)據(jù)提取

本研究利用2015年Landsat TM/OLI遙感影像，采用輻射校準(zhǔn)、大氣校正和幾何校正等方法處理遙感數(shù)據(jù)提取了兩個(gè)湖泊和流域面積. 將修正的歸一化差水指數(shù)(MNDWI)值與Otsu算法相結(jié)合，自適應(yīng)地確定提取湖表面積的最佳分割閾值[32]. 同時(shí)結(jié)合2015年Google Earth衛(wèi)星地圖，提取了兩個(gè)流域的土地利用二級(jí)分類數(shù)據(jù)(圖1). 土地利用二級(jí)分類結(jié)果顯示(表1)，長(zhǎng)湖流域以森林覆被為主(占比33.43%)，耕地面積次之(占比27.28%)；月湖流域以農(nóng)業(yè)用地為主(占比60.98%)，森林面積較低(占比12.99%).

1.3 沉積物采集與年代測(cè)定

2018年4月開展湖泊沉積物采集工作，使用瑞典HTH重力采樣器分別在長(zhǎng)湖(24°42′58″N，103°25′21″E；鉆孔編號(hào)：SLCH-GC2，采樣水深5.3 m，鉆孔長(zhǎng)度44 cm)和月湖(24°50′24″N，103°26′26″E；鉆孔編號(hào)：SLYH-GC1，采樣水深4.5 m，鉆孔長(zhǎng)度28 cm)提取沉積巖芯，分別獲取平行樣(SLCH-GC1、SLYH-GC3)用于年代學(xué)測(cè)定. 所有沉積樣品均在野外完成分樣，鉆孔頂部5 cm按0.5 cm間隔分樣，5 cm以后分樣間隔為1 cm. 沉積物樣品放置在4℃低溫箱中避光保存，帶回實(shí)驗(yàn)室后進(jìn)行冷藏保存.

本研究利用210Pb和137Cs測(cè)年方法建立了沉積物樣品近百年來(lái)的年代序列. 測(cè)定樣品按鉆孔深度0～15 cm測(cè)樣間隔為1 cm，15 cm以下深度間隔2 cm，利用美國(guó)Canberra公司生產(chǎn)的高純鍺探測(cè)器測(cè)定放射性核素210Pb和137Cs比活度，并應(yīng)用恒定補(bǔ)給速率模型(CRS)建立該鉆孔的年代-深度時(shí)間系列[33].

1.4 沉積物指標(biāo)分析

沉積物低頻磁化率(χLF)可以反映流域地表侵蝕強(qiáng)度的變化[34]. 具體測(cè)定方法為：將冷凍干燥至恒重的沉積物裝入1 cm3的無(wú)磁聚苯乙烯測(cè)試盒內(nèi)并壓實(shí)，放入MS-2型磁化率儀(英國(guó)Bartington公司)進(jìn)行測(cè)試，測(cè)得低頻(465 Hz)磁化率(測(cè)量精度為±1%). 樣品測(cè)試在中國(guó)科學(xué)院南京地理與湖泊研究所完成.

沉積物樣品的粒徑組成通過馬爾文激光粒度儀來(lái)測(cè)試[35]. 樣品處理的具體方法包括：稱取0.5 g冷凍干燥至恒重的沉積物樣品置于燒杯之中，在恒溫水浴鍋中隔水加熱，加入適量10%的H2O2以去除有機(jī)質(zhì)，加入足量10% HCl以去除碳酸鹽，充分反應(yīng)之后加入約100 mL去離子水，靜置24 h之后去除上清液. 加入10 mL的5 mol/L的六偏磷酸鈉分散劑，超聲波震蕩10 min之后進(jìn)行儀器測(cè)定. 依據(jù)粒徑大小分為黏土(<2 μm)、粉砂(2～63 μm)和砂(>64 μm)，并計(jì)算中值粒徑大小.

沉積物TP含量的測(cè)定采用堿熔-鉬銻抗分光光度法[36]. 具體方法為：稱取0.25 g冷凍干燥至恒重的沉積物樣品，置于鎳坩堝之中，加入幾滴無(wú)水乙醇濕潤(rùn)樣品，加入2 g氫氧化鈉，平鋪于樣品表面，蓋上坩堝蓋；放入馬弗爐之內(nèi)分別經(jīng)400和640℃加熱15 min，冷卻后取出，在坩堝內(nèi)加入10 mL去離子水加熱至80℃，待熔塊溶解后，將所有溶液轉(zhuǎn)移至50 mL離心管之中，再用10 mL 3 mol/L的硫酸溶液分3次潤(rùn)洗坩堝，將所有溶液轉(zhuǎn)移至離心管中，以3500轉(zhuǎn)/min離心分離10 min，將所有上清液轉(zhuǎn)移至100 mL容量瓶，用去離子水定容. 取10 mL樣品置于50 mL比色管中，向比色管中加入2～3滴0.002 g/mL的2,4二硝基酚指示劑，加入1 mL 0.1 g/mL的抗壞血酸溶液，混勻，30 s后加入2 mL 0.13 g/mL的鉬酸鹽溶液，充分混勻，室溫下放置15 min，用30 mm比色皿在700 nm波長(zhǎng)處測(cè)量吸光度，最后計(jì)算含量.

沉積物Chl.a含量采用紫外分光光度法[37]進(jìn)行測(cè)定. 具體步驟包括：稱取0.3～0.5 g冷凍干燥至恒重的樣品于50 mL聚乙烯離心管中，加入90%丙酮25 mL，避光靜置10 h，采用0.45 μm針頭過濾器過濾于100 mL容量瓶中，重復(fù)上述步驟，反復(fù)萃取4次，濾液均移至容量瓶中，用90%丙酮定容至100 mL待測(cè). 取上述提取液10 mL，用紫外可見分光光度計(jì)測(cè)定在666 nm波長(zhǎng)的吸光值，即為Chl.a的特征吸收峰，讀出其吸光值A(chǔ)666，空白樣為90%丙酮，吸光值為A0. 由下列公式求出沉積物Chl.a含量(μg/g).

Chl.a=(A666-A0)/樣品有機(jī)質(zhì)含量×100%

(1)

沉積物樣品的總碳(TC)、TOC、TN含量使用Flash EA元素分析儀(美國(guó)Thermo Scientific公司)，采用快速燃燒法測(cè)定[38]，TIC含量的計(jì)算采用TC和TOC的差值獲得. 圍繞沉積物TOC和TIC等指標(biāo)的干重含量數(shù)據(jù)，結(jié)合年代模型和沉積速率計(jì)算每個(gè)樣品在單位面積上每年累積的總量(即埋藏通量). 以上沉積物樣品的測(cè)試與分析在云南省高原地理過程與環(huán)境變化重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成.

1.5 數(shù)理統(tǒng)計(jì)分析

本研究的數(shù)據(jù)分析中首先對(duì)環(huán)境數(shù)據(jù)進(jìn)行標(biāo)準(zhǔn)化轉(zhuǎn)換，使數(shù)值更符合正態(tài)分布. 應(yīng)用多元線性回歸模型對(duì)響應(yīng)變量中的顯著驅(qū)動(dòng)因子進(jìn)行識(shí)別，其中選取方差膨脹系數(shù)(VIF)<20的環(huán)境因子進(jìn)行基于AIC信息準(zhǔn)則的前向選擇，以此來(lái)識(shí)別關(guān)鍵環(huán)境因子及其驅(qū)動(dòng)方向和驅(qū)動(dòng)強(qiáng)度[39]. 本研究中的沉積物地層圖和散點(diǎn)圖在Grapher(13.0版本)中完成，流域土地利用、采樣點(diǎn)分布和等深線圖在ArcMap(10.4版本)中完成，數(shù)據(jù)統(tǒng)計(jì)分析主要在R(4.0.3版本)中完成.

2 結(jié)果

2.1 年代模型建立

長(zhǎng)湖年代序列顯示(圖3)，沉積物210Pb比活度隨深度增加總體呈衰減趨勢(shì)，鉆孔頂部20 cm呈指數(shù)級(jí)的下降趨勢(shì)，且137Cs比活度的峰值出現(xiàn)在18.5 cm. 根據(jù)CRS深度-年代模型建立了該鉆孔的年代學(xué)模型，結(jié)果表明137Cs比活度的峰值為1957年左右，與1963年左右北半球核試驗(yàn)導(dǎo)致的大氣137Cs峰值基本一致. 鉆孔的沉積通量由底部向頂部呈現(xiàn)出先下降再上升后下降的趨勢(shì)(平均沉積通量為(0.04±0.01)g/(cm2·a))，最大沉積通量出現(xiàn)在鉆孔10～11 cm處(0.06 g/(cm2·a)).

月湖沉積年代序列顯示(圖3)，沉積物210Pb比活度隨深度增加總體呈指數(shù)衰減趨勢(shì). 而137Cs比活度的峰值出現(xiàn)在24.5 cm，可能反映了Cs作為一種可移動(dòng)元素在堿性湖泊中垂直運(yùn)移能力的增強(qiáng)[40]. 因此，本文以210Pb沉積記錄建立了CRS深度-年代模型作為該鉆孔的年代學(xué)模型. 鉆孔的沉積通量由底部向頂部呈現(xiàn)出先上升再下降后上升的趨勢(shì)，其平均沉積通量((0.09±0.04)g/(cm2·a))顯著高于長(zhǎng)湖，最大沉積通量出現(xiàn)在9～10 cm(沉積速率為0.17 g/(cm2·a)).

圖3 長(zhǎng)湖(a、b)和月湖(c、d)中沉積物210Pb、137Cs比活度曲線和CRS年代模型結(jié)果與沉積速率Fig.3 Depth profiles showing unsupported 210Pb and 137Cs activities, CRS-based sediment ages and sediment flux for Lake Changhu (a, b) and Lake Yuehu (c, d)

2.2 沉積物粒度與磁化率指標(biāo)的變化特征

兩個(gè)湖泊的粒度組成均以粉砂為主，且近幾十年來(lái)均出現(xiàn)了一定程度的波動(dòng)(圖4a，4g). 長(zhǎng)湖中值粒徑為(6.83±2.08)μm，巖性以粉砂為主(49.64%～74.60%). 其中1925-2000年期間，總體來(lái)看長(zhǎng)湖中值粒徑變化不大(平均值為(5.63±1.85)μm)，黏土含量波動(dòng)下降但保持較高比例(平均值為30.92%±4.73%)，粉砂占比呈波動(dòng)下降趨勢(shì)(平均值為57.76%±5.84%)；2000-2018年期間，長(zhǎng)湖中值粒徑增大(平均值為(8.31±1.20)μm)、黏土占比下降(平均值為21.19%±3.95%)而粉砂占比升高(平均值為69.69%±3.20%). 月湖沉積物中值粒徑為(5.12±1.22)μm，巖性以粉砂為主(53.16%～66.84%). 在1921-2000年期間，月湖中值粒徑的變幅較小(平均值為(4.51±0.61)μm)，黏土含量波動(dòng)下降(平均值為32.67%±2.25%)而粉砂占比總體呈波動(dòng)上升趨勢(shì)(平均值為61.76%±2.80%)；而2000-2018年期間，中值粒徑(平均值為(5.69±1.37)μm)和粒徑不同組分均出現(xiàn)了多次快速波動(dòng).

低頻磁化率信號(hào)的結(jié)果顯示，長(zhǎng)湖和月湖呈現(xiàn)出不同的磁化率變化軌跡(圖4c，4i). 1925-1990年間，長(zhǎng)湖低頻磁化率呈現(xiàn)出緩慢上升的趨勢(shì)，1990-2005年期間呈現(xiàn)出快速下降的變化特征，磁化率信號(hào)自2005年開始快速降低并穩(wěn)定在低值，指示了地表侵蝕強(qiáng)度呈現(xiàn)逐步增加然后快速減弱的波動(dòng)軌跡. 月湖的結(jié)果顯示，1921-2010年期間磁化率強(qiáng)度呈現(xiàn)比較穩(wěn)定的變化特征，而磁化率信號(hào)在2010年后呈現(xiàn)出快速上升的趨勢(shì)可能指示了耕地?cái)U(kuò)張和地表侵蝕增強(qiáng).

進(jìn)一步的數(shù)據(jù)分析表明，長(zhǎng)湖中值粒徑和磁化率信號(hào)之間呈顯著的負(fù)相關(guān)關(guān)系(r=-0.60，P<0.001)，而月湖中值粒徑和磁化率之間呈顯著的正相關(guān)關(guān)系(r=0.38，P<0.05). 由此可見，1990年開始深水型的長(zhǎng)湖中粒度指標(biāo)可能反映了細(xì)顆粒物質(zhì)的增加與流域植被的逐步恢復(fù)，如磁化率信號(hào)與黏土含量之間呈顯著正相關(guān)關(guān)系(r=0.69，P<0.001)，而與粉砂之間呈顯著負(fù)相關(guān)關(guān)系(r=-0.77，P<0.001)；月湖出現(xiàn)了磁化率與中值粒徑的同步變化，可能反映了淺水湖區(qū)水文波動(dòng)對(duì)極端干旱事件的響應(yīng)更加敏感.

圖4 長(zhǎng)湖(a～f)和月湖(g～l)近百年來(lái)沉積物粒度、總氮和總磷、低頻磁化率和葉綠素a、 總有機(jī)碳和總無(wú)機(jī)碳含量、全巖碳氮比和有機(jī)碳氮比、總有機(jī)碳埋藏通量和 總無(wú)機(jī)碳埋藏通量的長(zhǎng)期變化趨勢(shì)Fig.4 Time series showing changes in sediment grain sizes, total nitrogen and total phosphorus, low frequency susceptibility and sediment chlorophyll-a, total organic carbon and total inorganic carbon content, total organic carbon and total inorganic carbon flux in Lake Changhu (a-f) and Lake Yuehu (g-l)

2.3 沉積物營(yíng)養(yǎng)鹽與藻類色素的變化特征

營(yíng)養(yǎng)鹽含量的結(jié)果顯示，長(zhǎng)湖TP含量變化范圍為0.31～1.27 mg/g(平均值為(0.66±0.41)mg/g)、TN含量變化范圍為2.61～19.00 mg/g(平均值為(8.76±6.71)mg/g)，且具有明顯的階段性特征. 1925-2000年之間，TP和TN含量總體維持在較低的水平(平均值分別為(0.33±0.02)和(3.12±0.47)mg/g)，2000年之后快速增加至(1.08±0.25)和(15.70±3.61)mg/g. 月湖TP含量的變化范圍為0.55～0.80 mg/g(平均值為(0.64±0.07)mg/g)、TN含量為3.10～5.81 mg/g(平均值為(4.30±0.75)mg/g)，也具有明顯的階段性特征. 月湖TP含量變化特征與長(zhǎng)湖相似，1921-2000年之間TP含量基本維持在較低的水平(平均值為(0.60±0.02)mg/g)，而2000年之后快速增加至(0.68±0.08)mg/g. TN含量(平均值為(3.92±0.63)mg/g)在1921-2000年之間呈上升趨勢(shì)，2000年之后呈現(xiàn)出先下降后上升的波動(dòng)趨勢(shì)(平均值為(4.67±0.65)mg/g). 對(duì)比分析表明，長(zhǎng)湖和月湖中沉積物TP和TN含量均呈現(xiàn)顯著的正相關(guān)關(guān)系(r=0.98和0.67，P<0.001). 因此，在后續(xù)的數(shù)據(jù)分析中使用TN指標(biāo)指代營(yíng)養(yǎng)鹽水平的長(zhǎng)期變化特征.

Chl.a含量的結(jié)果顯示，長(zhǎng)湖和月湖在過去一百年來(lái)均呈現(xiàn)藻類生物量增加的長(zhǎng)期趨勢(shì). 其中，長(zhǎng)湖Chl.a含量平均值為(60.04±46.24)μg/g(變化范圍為15.62～132.90 μg/g)，在1925-2000年之前藻類生物量呈現(xiàn)出緩慢上升的趨勢(shì)(平均值為(21.10±6.19)μg/g)，而2000年開始藻類生物量呈加速增加的特征(平均值為(107.95±23.68)μg/g). 月湖Chl.a含量的波動(dòng)范圍為17.26～57.24 μg/g(平均值為(32.28±11.36)μg/g)，在1921-1995年之前呈現(xiàn)緩慢上升的總體趨勢(shì)(平均值為(24.61±7.29)μg/g)；1995年開始藻類生物量總體較高(含量為(37.83±10.25)μg/g)，呈現(xiàn)出先下降后上升的波動(dòng)變化且自2005年開始出現(xiàn)快速增加的趨勢(shì). 統(tǒng)計(jì)結(jié)果顯示，月湖和長(zhǎng)湖沉積物Chl.a含量均隨TN含量的增加而顯著增加(r=0.99和0.95，P<0.001).

2.4 沉積物碳含量、碳氮比值和碳埋藏通量的變化特征

長(zhǎng)湖TOC含量為(29.70±13.24)mg/g(變化范圍為17.32～56.42 mg/g)，顯著低于TIC含量((92.51±38.73)mg/g；變化范圍為50.91～172.68 mg/g)，兩個(gè)指標(biāo)均呈緩慢上升的長(zhǎng)期趨勢(shì)(圖4d). 在1925-2000年期間，TOC含量變化相對(duì)比較平穩(wěn)(平均值為(21.57±3.21)mg/g)，2000年之后總體呈波動(dòng)上升的趨勢(shì)(平均值為(36.69±14.05)mg/g). 而TIC含量在1925-2009年期間(平均值為(75.63±30.40)mg/g)出現(xiàn)總體上升的長(zhǎng)期趨勢(shì)并在2009年達(dá)到峰值，2009年之后呈下降趨勢(shì)(平均值為(136.83±15.14)mg/g). 月湖的沉積物TOC含量平均為(31.84±5.51)mg/g(變化范圍為23.64～44.44 mg/g)，總體高于TIC平均值((26.65±7.92)mg/g；變化范圍為14.85～42.76 mg/g)，近百年來(lái)兩個(gè)指標(biāo)均呈現(xiàn)較大的波動(dòng)且同步變化特征較為明顯(圖4j). 其中1921-1995年期間，TOC(平均值為(27.93±3.98)mg/g)和TIC(平均值為(23.75±7.06)mg/g)總體均呈上升趨勢(shì). 1995年開始，TOC出現(xiàn)較大波動(dòng)(平均值為(34.85±4.67)mg/g)，并在2004年達(dá)到此階段的最低值(26.64 mg/g)；而TIC也呈先下降后上升的變化趨勢(shì)(平均值為(29.49±7.84)mg/g)，在2008年左右達(dá)到最低值(14.85 mg/g). 相關(guān)分析(圖5b)表明，長(zhǎng)湖和月湖中沉積物Chl.a含量均與TOC含量呈顯著正相關(guān)關(guān)系(r=0.71和0.68，P<0.001)，表明了隨著水體的富營(yíng)養(yǎng)化內(nèi)源有機(jī)質(zhì)對(duì)TOC組成的貢獻(xiàn)持續(xù)增加. 同時(shí)TOC與TIC含量的長(zhǎng)期變化在長(zhǎng)湖中呈現(xiàn)顯著正相關(guān)(r=0.54,P<0.001)而在月湖中無(wú)明顯關(guān)系(r=0.20,P> 0.05)，指示了月湖中沉積物TOC與TIC在來(lái)源上具有較強(qiáng)的差異性(圖5c).

長(zhǎng)湖沉積物全巖C/N值和有機(jī)C/N值呈現(xiàn)同步變化的趨勢(shì)，且2005年以來(lái)兩個(gè)比值分布范圍相似(圖4e). 1925-1985年之間兩個(gè)比值均呈緩慢上升的變化趨勢(shì)(平均值分別為26.90±1.66和12.60±1.02)，1985-2005年期間全巖C/N值快速下降(平均值為22.27±4.54)；在2005-2018年期間全巖C/N值均低于12(平均值為10.51±0.37)，且接近于有機(jī)C/N值的分布范圍(平均值為9.82±0.37). 月湖沉積物的全巖C/N 值在1921-1995年期間呈緩慢上升的變化趨勢(shì)(平均值為13.50±0.57)，1995-2018年之間快速下降(13.71±0.91)；有機(jī)C/N值(10.02±0.50)在近百年間總體呈緩慢下降的趨勢(shì)，比值總體變化不顯著(圖4k). 統(tǒng)計(jì)分析顯示，全巖C/N比值和有機(jī)C/N比值在長(zhǎng)湖中呈現(xiàn)顯著的正相關(guān)(r=0.90，P<0.001)而在月湖中不顯著(r=0.17，P=0.35)，表明了流域外源輸入對(duì)月湖沉積物有機(jī)質(zhì)組成的影響較弱.

進(jìn)一步的數(shù)據(jù)分析表明(圖5d，5e)，長(zhǎng)湖全巖C/N比值和有機(jī)C/N比值均與磁化率信號(hào)呈顯著正相關(guān)(r=0.95和0.89，P<0.001)，而月湖全巖和有機(jī)碳C/N值均與磁化率信號(hào)呈顯著負(fù)相關(guān)(r=-0.54，P<0.01和r=-0.67，P<0.001). 同時(shí)，全巖C/N比值與沉積物TIC含量在長(zhǎng)湖呈顯著負(fù)相關(guān)(r=-0.94，P<0.001)，而在月湖無(wú)顯著相關(guān)性(r=0.27，P=0.15)，但有機(jī)C/N比值與TOC含量在長(zhǎng)湖和月湖中均呈負(fù)相關(guān)(r=-0.52，P<0.001和r=-0.49，P<0.01). 上述結(jié)果表明，長(zhǎng)湖沉積物碳含量受流域外源輸入的長(zhǎng)期影響，而兩個(gè)湖泊中有機(jī)碳含量的變化同時(shí)受內(nèi)源有機(jī)質(zhì)的顯著影響.

碳埋藏通量的總體分布上，TIC埋藏通量在長(zhǎng)湖中高于月湖，而TOC埋藏通量在月湖顯著高于長(zhǎng)湖(圖4f，4l). 其中，長(zhǎng)湖TOC埋藏通量平均值為(1.15±0.54)mg/(cm2·a)(變化范圍為0.33～2.87 mg/(cm2·a))，顯著低于TIC埋藏通量(平均值為(3.43±1.17)mg/(cm2·a)；變化范圍為1.72～6.81 mg/(cm2·a)). 在1925-2005年期間，TOC和TIC埋藏通量總體呈緩慢增加的趨勢(shì)(平均值分別為(1.01±0.28)和(2.87±0.82)mg/(cm2·a))，而在2005年之后波動(dòng)較大(平均值分別為(1.38±0.74)和(4.34±1.08)mg/(cm2·a))，呈現(xiàn)先降低后增加再降低的變化趨勢(shì). 而月湖中(圖4l)，TOC埋藏通量平均值為(3.44±1.99)mg/(cm2·a)(變化范圍為0.65～6.95 mg/(cm2·a))，略高于TIC埋藏通量(平均值為(2.93±1.97)mg/(cm2·a)；變化范圍為0.39～7.78 mg/(cm2·a)). 其中在1925-1985年期間，月湖TOC和TIC埋藏通量緩慢增長(zhǎng)(平均值分別為(1.02±0.29)和(0.78±0.21)mg/(cm2·a))，而后到2000年左右出現(xiàn)快速增長(zhǎng)(平均值分別為(4.01±1.91)和(3.95±2.12)mg/(cm2·a))，自2000年開始則呈現(xiàn)出持續(xù)下降并在近年快速上升的波動(dòng)趨勢(shì)(平均值分別為(4.42±1.39)和(3.53±1.49)mg/(cm2·a)). 相關(guān)分析表明，長(zhǎng)湖和月湖中沉積通量的變化均與全巖C∶N比值呈顯著正相關(guān)(r=0.48和0.45,P≤0.01)，指示了流域外源輸入均促進(jìn)了兩個(gè)湖泊沉積通量的顯著上升. 同時(shí)，兩個(gè)湖泊中沉積物TOC和TIC埋藏通量均呈顯著正相關(guān)(r=0.72和0.85，P<0.001)，反映了沉積通量的變化對(duì)兩個(gè)湖泊碳埋藏速率的主控作用(圖5f).

圖5 長(zhǎng)湖(橙色圓圈)和月湖(藍(lán)色圓圈)中沉積物有機(jī)碳和無(wú)機(jī)碳含量、 埋藏通量與其潛在影響因素代用指標(biāo)的關(guān)系識(shí)別Fig.5 Scatter plots showing the relationship among sediment TOC and TIC contents, fluxes and affecting factors in Lake Changhu (orange circles) and Lake Yuehu (blue circles), respectively

3 討論

3.1 植被退化下湖泊碳含量的變化特征與流域輸入影響

流域植被的發(fā)育程度與土壤有機(jī)碳含量之間呈現(xiàn)緊密耦和的特征，流域植被退化通常導(dǎo)致土壤有機(jī)碳儲(chǔ)量與輸出量的減少[4,41-42]. 已有研究表明，入湖磁性礦物的組成受流域植被類型、生長(zhǎng)狀況、流域侵蝕和風(fēng)化強(qiáng)度的影響，應(yīng)用沉積物磁化率信號(hào)可以可靠地示蹤流域植被演替的過程和地表侵蝕強(qiáng)度的變化[34]. 長(zhǎng)湖沉積物的低頻磁化率信號(hào)從1950s出現(xiàn)了持續(xù)上升而自1990年開始快速下降，反映了森林植被近70年來(lái)先退化后恢復(fù)的長(zhǎng)期趨勢(shì). 這與該地區(qū)記載的森林覆蓋率變化軌跡基本一致[30]，如從1949年的26%和1972年的19.5%逐步上升到1996年的31.8%和2015年的33.4%(表1). 長(zhǎng)湖沉積物全巖和有機(jī)質(zhì)C∶N比值與磁化率信號(hào)均呈現(xiàn)了顯著的正相關(guān)關(guān)系(圖5d，5e)，表明了地表侵蝕作用的增強(qiáng)明顯促進(jìn)了流域外源輸入的增加. 同時(shí)，隨著沉積物C∶N比值的上升長(zhǎng)湖有機(jī)碳和無(wú)機(jī)碳含量均出現(xiàn)了顯著下降，表明了流域植被的退化降低了流域碳輸出的負(fù)荷和湖泊碳含量的累積. 相比而言，在森林覆蓋率較低的月湖中，TOC含量與磁化率的關(guān)系不顯著而與Chl.a含量顯著相關(guān)，且全巖和有機(jī)質(zhì)C∶N比值之間的變化無(wú)顯著相關(guān)性，均指示了湖泊碳埋藏的長(zhǎng)期變化受流域外源影響較弱. 因此，森林覆蓋率較高的湖泊中流域植被退化的過程可以顯著降低流域有機(jī)碳的輸出與湖泊沉積物的碳埋藏.

在西南喀斯特地區(qū)，沉積物無(wú)機(jī)碳埋藏的變化與流域植被的砍伐歷史密切相關(guān)[43-44]. 植物生長(zhǎng)所產(chǎn)生的有機(jī)酸會(huì)加速基巖風(fēng)化，導(dǎo)致流域無(wú)機(jī)碳輸出量增加[45]. 而植被的退化不僅會(huì)降低徑流深度還會(huì)導(dǎo)致土壤的含水率降低、化學(xué)風(fēng)化減弱，從而導(dǎo)致流域DIC輸出量的降低[10,46]. 沉積物結(jié)果表明，TIC含量與全巖C∶N 比值在長(zhǎng)湖中呈現(xiàn)出顯著的負(fù)相關(guān)(r=-0.94，P<0.001)，而在月湖中無(wú)顯著關(guān)系(r=0.27，P=0.15)，表明森林等植被的持續(xù)退化導(dǎo)致了長(zhǎng)湖無(wú)機(jī)碳含量的下降，這與劉園園等在瀘沽湖的研究結(jié)果相似[45]. 同時(shí)湖泊水化學(xué)特征的現(xiàn)代調(diào)查顯示，流域森林覆蓋率較高的長(zhǎng)湖中水體DIC濃度顯著高于月湖(表1)，表明了植被發(fā)育可以促進(jìn)土壤的淋溶作用和化學(xué)風(fēng)化作用，從而促進(jìn)了流域土壤DIC的輸出和湖泊無(wú)機(jī)碳的埋藏.

3.2 富營(yíng)養(yǎng)化背景下湖泊碳含量的變化特征及內(nèi)源輸入影響

流域人口與農(nóng)業(yè)活動(dòng)的擴(kuò)張通常會(huì)導(dǎo)致營(yíng)養(yǎng)輸入負(fù)荷的上升和水體富營(yíng)養(yǎng)化程度的加劇，而藻類的生長(zhǎng)和初級(jí)生產(chǎn)力的提升會(huì)促進(jìn)湖泊有機(jī)碳的埋藏[19]. 自1950s以來(lái)，全球農(nóng)業(yè)開發(fā)強(qiáng)度持續(xù)增強(qiáng)、耕地面積快速增加，化肥使用量急劇上升，導(dǎo)致了湖泊營(yíng)養(yǎng)水平的迅速增加[47]. 同時(shí)，N、P等營(yíng)養(yǎng)鹽直接受到水庫(kù)修建與湖泊筑壩的攔蓄作用影響出現(xiàn)富營(yíng)養(yǎng)化過程的加速[48]. 現(xiàn)代調(diào)查數(shù)據(jù)顯示，石林地區(qū)人口和化肥使用量自1990年開始出現(xiàn)快速增加(圖2a)，同期兩個(gè)湖泊的沉積物營(yíng)養(yǎng)鹽均出現(xiàn)了累積速率的明顯增加(圖4).

農(nóng)業(yè)擴(kuò)張過程中，水體富營(yíng)養(yǎng)化的持續(xù)增加促進(jìn)了初級(jí)生產(chǎn)力和內(nèi)源有機(jī)質(zhì)的增加，導(dǎo)致湖泊有機(jī)碳的埋藏量快速上升[49-50]. 研究結(jié)果表明，月湖營(yíng)養(yǎng)鹽的增加促進(jìn)了藻類的生長(zhǎng)(r=0.95，P<0.001; 圖5a)，TOC含量隨沉積物葉綠素的增加呈現(xiàn)出顯著的上升(r=0.68，P<0.001；圖5b). 同時(shí)農(nóng)業(yè)生產(chǎn)過程中產(chǎn)生的大量有機(jī)質(zhì)殘?bào)w也會(huì)隨地表徑流進(jìn)入湖泊，疊加促進(jìn)了湖泊有機(jī)碳含量的上升[51]. 而在營(yíng)養(yǎng)水平較低的長(zhǎng)湖中流域耕地面積占比相對(duì)較小，且較月湖具有更高的沉積物有機(jī)質(zhì)C∶N比值(分別為11.53±1.50和9.99±0.50). 由此可見，土壤有機(jī)質(zhì)的輸入可能是長(zhǎng)湖TOC的重要來(lái)源之一.

近百年來(lái)，營(yíng)養(yǎng)水平的上升均促進(jìn)了湖泊TOC和TIC含量的總體增加(圖5f). 營(yíng)養(yǎng)輸入的增加直接促進(jìn)了湖泊藻類生長(zhǎng)，而藻類可作為碳酸鹽沉淀的結(jié)晶核促使碳酸鹽快速沉淀，從而導(dǎo)致無(wú)機(jī)碳埋藏量的協(xié)同增加[52]. 同時(shí)藻源有機(jī)質(zhì)具有分解速度快的特征，經(jīng)微生物分解礦化產(chǎn)生的DIC也會(huì)促進(jìn)無(wú)機(jī)碳埋藏[53]. 兩個(gè)湖泊的對(duì)比分析進(jìn)一步表明，TIC和TOC含量的同步變化在長(zhǎng)湖中十分明顯，而在月湖中卻不顯著(圖5c)，可能反映了營(yíng)養(yǎng)水平較高的月湖中藻類等內(nèi)源有機(jī)質(zhì)的驅(qū)動(dòng)影響顯著，而流域外源輸入對(duì)長(zhǎng)湖碳埋藏的變化具有更高的貢獻(xiàn)率. 而近幾十年來(lái)該研究區(qū)的增溫明顯(圖2b)，有機(jī)質(zhì)礦化速率直接受到水溫的控制，藻類高分解速率的協(xié)同作用可以增強(qiáng)有機(jī)碳的分解作用與無(wú)機(jī)碳的埋藏效率[54]. 因此，有機(jī)碳向無(wú)機(jī)碳轉(zhuǎn)化的速率增加可能有利于有機(jī)碳和無(wú)機(jī)碳協(xié)同變化關(guān)系的減弱. 同時(shí)在流域農(nóng)業(yè)開發(fā)的背景下，農(nóng)業(yè)耕作頻次和灌溉強(qiáng)度可以改變土壤無(wú)機(jī)碳的裸露強(qiáng)度，碳酸鹽溶蝕和化學(xué)風(fēng)化作用的變化可以調(diào)節(jié)流域DIC輸出量[55-56]，從而影響湖泊沉積物無(wú)機(jī)碳的累積特征及其與有機(jī)碳變化的同步關(guān)系.

3.3 西南喀斯特地區(qū)湖泊有機(jī)碳和無(wú)機(jī)碳埋藏通量的協(xié)同變化模式

兩個(gè)湖泊的記錄顯示，有機(jī)碳和無(wú)機(jī)碳的埋藏通量均出現(xiàn)顯著同步的變化特征，但其變化軌跡差異明顯. 在長(zhǎng)湖和月湖中，無(wú)機(jī)碳埋藏通量隨有機(jī)碳埋藏呈現(xiàn)顯著同步的特征(r=0.72和0.85,P<0.001)，且沉積通量均呈現(xiàn)了與全巖C∶N比值的顯著正相關(guān)關(guān)系，指示了流域外源輸入對(duì)沉積物累積通量的重要影響. 隨著流域人類活動(dòng)和開發(fā)強(qiáng)度的增強(qiáng)，流域土地利用逐漸成為影響湖泊沉積物碳埋藏的重要因子[57]. 已有研究表明，云南湖泊營(yíng)養(yǎng)水平的持續(xù)上升加速了沉積物碳埋藏[58]. 在云貴高原富營(yíng)養(yǎng)水體中，沉積物地球化學(xué)指標(biāo)均指示了有機(jī)碳埋藏量總體增加的過程[45,59]. 1990年開始長(zhǎng)湖流域的侵蝕強(qiáng)度持續(xù)減弱(圖2c)，外源碳的輸入增加可能導(dǎo)致了TIC和TOC埋藏通量的小幅度上升(圖5f). 而2000年后隨著水體營(yíng)養(yǎng)水平的上升內(nèi)源碳的累積增加，促進(jìn)了長(zhǎng)湖有機(jī)碳與無(wú)機(jī)碳埋藏通量的同步增加，與月湖碳埋藏的長(zhǎng)期特征相似. 在營(yíng)養(yǎng)水平較高的月湖中，有機(jī)碳和無(wú)機(jī)碳埋藏通量呈現(xiàn)出先同步增加隨后同步降低的長(zhǎng)期趨勢(shì). 隨著月湖水體TN輸入的持續(xù)增加，藻類增加導(dǎo)致了有機(jī)碳和無(wú)機(jī)碳埋藏量同步上升且在2000年左右達(dá)到峰值. 隨后地表侵蝕增強(qiáng)、流域碳輸出減弱，同期N、P等營(yíng)養(yǎng)物質(zhì)的輸入加速增加(r=0.63和0.85，P<0.001)，而TOC和TIC埋藏通量卻呈現(xiàn)持續(xù)降低且不太同步的變化特征. 由于持續(xù)的區(qū)域升溫和極端干旱事件等可以加速有機(jī)質(zhì)的礦化和溫室氣體(如CO2)的釋放，降低的有機(jī)碳埋藏效率和增強(qiáng)的無(wú)機(jī)碳累積特征與滇池等富營(yíng)養(yǎng)湖泊的近現(xiàn)代模式類似[58]. 同時(shí)在兩個(gè)湖泊中，沉積通量均在2000年左右開始出現(xiàn)總體下降的趨勢(shì)(圖3)，同期水體富營(yíng)養(yǎng)化和內(nèi)源藻類貢獻(xiàn)持續(xù)增加，可能反映了流域輸入的相對(duì)貢獻(xiàn)降低(如C∶N比值下降)可能導(dǎo)致了沉積通量和碳埋藏通量的下降.

研究結(jié)果表明，土地覆蓋類型與流域開發(fā)強(qiáng)度的差異可以導(dǎo)致湖泊碳源和累積負(fù)荷的不同. 如在較低營(yíng)養(yǎng)水平的長(zhǎng)湖中無(wú)機(jī)碳埋藏通量顯著高于有機(jī)碳埋藏通量，而在富營(yíng)養(yǎng)化的月湖中有機(jī)碳埋藏通量稍高于無(wú)機(jī)碳埋藏通量. 西南季風(fēng)區(qū)具有雨熱同期的氣候特征，區(qū)域降水和氣溫的同步波動(dòng)可以促進(jìn)湖泊無(wú)機(jī)碳與有機(jī)碳的協(xié)同變化. 流域降水增加和氣溫升高可以加速流域的化學(xué)風(fēng)化作用，導(dǎo)致河流DIC通量增加[56]，促進(jìn)湖泊無(wú)機(jī)碳的埋藏. 其中降水增加導(dǎo)致土壤淋溶作用增強(qiáng)，從而增加了土壤有機(jī)碳的輸出[60]，陸源碳通過流域地表徑流進(jìn)入內(nèi)陸水體[61]. 同時(shí)植被覆蓋度直接影響流域土壤侵蝕強(qiáng)度，土地利用方式不同時(shí)流域土壤的侵蝕強(qiáng)度差異明顯[10,62]. 同時(shí)，農(nóng)業(yè)開發(fā)通過影響土壤理化性質(zhì)可以改變碳酸鹽溶蝕速率和無(wú)機(jī)碳輸出[55-56]. 研究表明，裸地和農(nóng)耕地侵蝕速率最高，森林土壤的侵蝕速率最低[63]. 在森林覆蓋率較高的長(zhǎng)湖中，沉積物有機(jī)碳和無(wú)機(jī)碳埋藏速率呈現(xiàn)出同步增加的變化趨勢(shì)，但與瀘沽湖沉積物有機(jī)碳埋藏速率隨森林砍伐和土壤侵蝕增強(qiáng)而降低的模式不同[64]. 其中瀘沽湖的流域森林規(guī)?；撤ブ饕霈F(xiàn)于1950s[45]，而本研究中兩個(gè)湖泊位于流域開發(fā)歷史悠久的滇中地區(qū)，在富營(yíng)養(yǎng)化階段之前(如2000年之前)長(zhǎng)湖中有機(jī)碳和無(wú)機(jī)碳埋藏速率變化不大，這與植被退化與流域侵蝕強(qiáng)度長(zhǎng)期穩(wěn)定的流域(如程海)中湖泊碳埋藏變化較小的長(zhǎng)期模式一致[45].

4 結(jié)論

對(duì)位于喀斯特地區(qū)兩個(gè)湖泊的對(duì)比分析表明，流域土地利用方式和開發(fā)強(qiáng)度不同會(huì)導(dǎo)致湖泊碳源和碳埋藏變化的長(zhǎng)期軌跡出現(xiàn)差異. 沉積物多指標(biāo)分析表明，近百年來(lái)長(zhǎng)湖和月湖的地表侵蝕強(qiáng)度、流域輸入貢獻(xiàn)和湖泊營(yíng)養(yǎng)水平出現(xiàn)了明顯變化. 其中長(zhǎng)湖的有機(jī)碳和無(wú)機(jī)碳埋藏受到流域外源輸入的影響明顯，而隨著營(yíng)養(yǎng)水平的上升長(zhǎng)湖和月湖的有機(jī)碳來(lái)源逐漸以內(nèi)源藻類為主(如C∶N比值下降). 在森林覆被較高的長(zhǎng)湖中，隨著流域植被和地表侵蝕的波動(dòng)變化湖泊有機(jī)碳和無(wú)機(jī)碳含量和埋藏通量均呈現(xiàn)了顯著同步的變化特征. 而耕地面積占比和營(yíng)養(yǎng)水平較高的月湖中，隨著農(nóng)業(yè)開發(fā)的增強(qiáng)和湖泊富營(yíng)養(yǎng)化的持續(xù)，初級(jí)生產(chǎn)力的增加促進(jìn)了沉積物有機(jī)碳埋藏的上升，且與長(zhǎng)湖近來(lái)營(yíng)養(yǎng)水平和有機(jī)碳埋藏通量上升的模式類似. 在區(qū)域增溫和內(nèi)源藻類貢獻(xiàn)增加的背景下，增強(qiáng)的有機(jī)質(zhì)礦化作用等作用可能導(dǎo)致了有機(jī)碳與無(wú)機(jī)碳含量變化的同步性降低. 同時(shí)兩個(gè)湖泊中，沉積通量均隨著外源輸入強(qiáng)度的變化出現(xiàn)了顯著波動(dòng)，可能加強(qiáng)了有機(jī)碳和無(wú)機(jī)碳埋藏通量的協(xié)同變化特征. 因此在喀斯特地區(qū)，流域土地利用類型和強(qiáng)度的不同導(dǎo)致了湖泊碳累積的變化軌跡差異明顯，同時(shí)在流域輸出和水體富營(yíng)養(yǎng)化的共同驅(qū)動(dòng)下湖泊有機(jī)碳和無(wú)機(jī)碳埋藏通量出現(xiàn)了同步變化的長(zhǎng)期模式.