一、沉积物样品采集
我国碳酸盐岩分布广泛，在岩溶地区的碳酸盐岩成土、土地资源利用、岩溶动力系统、喀斯特生态系统、河流水文特征与水化学及相关影响因素的研究，以及利用洞穴次生化学沉积物重建古环境及古气候等方面都取得了显著成果［1—19］；但对作为岩溶地区一种独特生态系统的岩溶湿地的生态环境及其形成与演化方面的研究［20—22］并不多见。为研究会仙岩溶湿地在自然与人类相互作用下的生态环境演化过程，重建湿地古气候，2008年3月在会仙岩溶湿地内选择两个典型地点：临桂县会仙镇分水塘北狮子潭和临桂县四塘镇寺湖（图5-9），采用重力采样器分别采集了56cm和77cm的连续柱状沉积物岩心。
在会仙岩溶湿地核心区睦洞湖以东，会仙镇冯家村西的狮子岩，发育有狮子山岩溶地下河，该地下河发源于马面以北的岩溶山地中，地下河出口位于分水塘北端狮子山南部山脚，并将八仙湖、分水塘相互连接成一个统一的岩溶水文系统。狮子山地下河岩溶水直接注入分水塘，不仅是会仙岩溶湿地的重要补给水源，而且也是古代相思埭（古运河）的主要水源。狮子潭采样点即位于狮子岩地下河主通道上，地下河出口上游约100m的山间积水洼地——狮子潭（山间湖泊）内。狮子潭面积约10亩，枯水季节最深处水深约1m。沉积岩心的采样点位于潭中部偏西水深60cm处（地理坐标为：N25°06′06″，E110°12′35″），所采集湖底柱状沉积岩心长56cm（见图2-18）。
图5-9 湖泊沉积物采样点
寺湖位于四塘镇附近，会仙岩溶湿地清水江河湖湿地的核心区。寺湖主要由地表沟溪（包括清水江河水及太平河水）补给。湖泊下游有多个出口，均与清水江连通，湖水排向清水江。近年来，由于湖泊周边湿地不断被开发、蚕食，湖泊水域面积在逐年减少。至2006年，湖泊水域面积仅12hm2。由于周边受农田农药、化肥污染的灌溉水和农村生活废水污染，以及湖泊周边及湖内养殖（尤其是2006年以来湖内养鸭数万只、养殖珍珠几十亩）等造成湖水水质不断恶化，湖水长期处于富营养化状态，湖泊下游湖面几乎完全被疯长的凤眼蓝（水葫芦）所覆盖。2008年调查、取样期间该湖仍处于富营养化状态。沉积物岩心采样点位于湖泊下游出口的湖泊内（图5-9），地理坐标为N25°09′54″，E110°08′37″，采样点水深约1.3m，采集沉积岩心77cm。
二、样品的处理与实验室分析
将寺湖沉积岩心的上部20cm按0.5cm间隔连续取样，20cm以下则按照1cm间隔连续取样。狮子潭沉积岩心上部30cm按0.5cm间隔连续取样，30cm以下则按照1cm间隔连续取样。
将经过上述采样、制作、处理后的样品送至中国科学院南京地理与湖泊研究所湖泊沉积与环境国家重点实验室，对其进行了高精度、高分辨率的沉积年代学、营养盐元素（沉积物TOC（总有机碳）、TN（总氮）、TP（总磷）含量）、地球化学元素等各种环境代用指标的样品测试分析。其中，沉积物年代测定用放射性核素137Cs和210Pb方法，采用美国EG&G Ortec公司生产的由高纯锗井型探测器与Ortec 919型谱控制器以及IBM微机构成的16k多道分析器组成的γ谱分析系统进行核素测定。137Cs标准样品由中国原子能研究院提供。TOC，TN，TP测定方法：TOC用重铬酸钾-硫酸（油浴）氧化-硫酸亚铁滴定法测定；TN用重铬酸钾-硫酸消化-凯氏定氮法测定；TP用重铬酸钾-硫酸酸溶-钼锑钪比色法测定。元素化学分析采用HCl-HNO3-HF微波消化法和ICP-AES测定法，共测得Al，Fe，Ca，Na，K，Mg，Ti，Co，V，Cr，Be，Ba，Sr，Cu，Pb，Zn，Mn，Ni，P等19种元素，平行分析误差小于±5%。
三、会仙岩溶湿地环境变化沉积记录的初步研究
通过对上述样品的测试、分析，获得了寺湖近450年来和狮子潭近200多年来的环境演化记录。结果表明：狮子潭经历了公元1810年以前的沼泽化过程而后又演化成湖泊沉积环境；寺湖在近450年来一直为湖相沉积，但经历了小冰期中的多次冷暖和干湿的气候波动［22］；湿地沉积环境变化在过去主要受气候条件变化的制约，在气候的冷湿期有利于湿地的发育，而暖干时期则不利于湿地的发育。最近几十年以来在气候持续变暖的背景下，人类对湿地的过度开发加快了会仙湿地生态环境的退化。
1.沉积岩心年代学分析
137Cs是核爆炸的裂变产物，半衰期为30.2年，其计年是基于该放射性核素在沉积物记录中的层位对比［23］。大量研究证实并公认全球地表大气沉降的137Cs有两个最主要峰值年，一个是初始沉降峰值1952年，另一个是主要峰值年1963年［23—27］，可作为近代沉积地层的对比与时间标尺。由寺湖岩心137Cs测年结果（图5-10）可以看出，其有明显的峰值，1952年峰值出现在岩心10.25cm深度，1963年峰值出现在岩心6.75cm深度处。这与210Pb实验数据根据衰变规律计算的整个岩心平均沉积速率1.7mm/a所得到的层位时间基本吻合，由137Cs峰值计算出岩心0～6.75cm段的平均沉积速率为1.5 mm/a，而 6.75～10.25cm段（1952～1963年）的平均沉积速率为3.1 mm/a，0～10.25cm段的平均沉积速率为1.8 mm/a，与由210Pb实验数据获得的整个岩心平均沉积速率1.7mm/a基本相似。由此推算至岩心底部77cm深处的年代为1562年，整个沉积岩心代表的时间为446年。
图5-10 寺湖沉积岩心137Cs 和210Pb垂直分布
狮子潭沉积岩心的137Cs测年结果显示（图5-11）：1952年峰值出现在岩心8.75cm深度处，1963年峰值出现在岩心6.25cm深度处。按此推算沉积速率，1963年以来（0～6.25cm段）平均沉积速率约为1.4mm/a，1952年以来（0～8.75cm段）平均沉积速率约为1.6mm/a，而由210Pb测定数据根据衰变规律计算的整个岩心平均沉积速率为1.6mm/a，两者也基本吻合。
图5-11 狮子潭沉积岩心137Cs 和210Pb垂直分布
值得指出的是，寺湖沉积物岩心和狮子潭沉积物岩心137Cs测年结果都显示出上部有一个高值峰，狮子潭岩心位于3cm左右深度处，寺湖岩心位于1～2cm左右深度处，比1963年的主峰还要高，其原因和机制有待进一步探讨。
2.沉积岩心的TOC，TN，TP的垂直变化研究
流域基岩、土壤在经历风化、侵蚀和搬运等作用后进入湖区沉积，沉积物元素特征一般受控于母岩类型、气候和沉积环境，以及人类活动等诸多因素的影响，即沉积物元素变化特征为自然过程叠加人类活动影响的结果。因此湖泊沉积物中元素可分为两种来源：一是来源于流域侵蚀，其变化主要由自然因素控制，与流域降水和径流以及水土流失程度有关，如钙元素含量在南方岩溶湿地非常丰富，然而降水量增加使钙浓度降低，沉积少；二是既来源于流域母质，又受到人为活动的影响，如磷元素在沉积岩心上部的快速增加与人类农业活动关系密切。
湖泊沉积物总有机碳（TOC）由内源和外源有机碳两部分组成。内源有机碳主要是湖泊自身水生生物的贡献，外源有机碳主要是流域内陆生植物的贡献。湖泊沉积物中TOC的高低在一定程度上反映了区域气候条件以及湖泊沉积物的保存条件［28］。寺湖沉积岩心的TOC，TN，TP的垂直分布（图5-12）显示：TOC总体呈增长趋势，但存在几个大的阶段：在53cm以下，TOC和TN处于低值阶段，存在缓慢上升的趋势；在20～53cm段，TOC和TN处于较高值阶段；在53cm附近产生了大的变化，其TOC含量由平均35g/kg增加到40g/kg，并保持缓慢上升；在4～20cm段，TOC和TN含量又降低为一低值阶段；20cm处TOC和TN含量由45g/kg快速降低到40g/kg左右；而0～4cm段，TOC和TN含量快速上升，短短4cm，其含量由40g/kg升高到80g/kg。TN与TOC的变化极为相似，二者呈同步变化。TP含量的变化也存在着明显的变化阶段，在20cm以下TP含量基本保持稳定，20cm处开始有一明显的增加。在4cm向上，则出现快速增加。整体来看，寺湖沉积岩心的TOC，TN，TP可分为4个阶段：第一阶段为53～77cm，对应的时间约在1562～1703年；第二阶段是20～53cm，对应时间约在1703～1894年；第三阶段在4～20cm，对应时间约为1894～1987年；第四阶段为0～4cm，对应时间约为1987～2007年。
图5-12 寺湖沉积岩心的碳、氮、磷含量的垂直变化
碳氮比值（C/N）能够较好地指示沉积物中内源和外源有机成分的比例［29］。一般来说，低等水生植物蛋白质含量较高，C／N比值一般小于7；陆生植物大多含维管束，C／N比值一般大于20。因此，湖泊沉积物中有机质的C／N比值反映了有机质的物源状况。寺湖C/N 比值在10左右，且变幅不大。这说明内、外源有机物在湖泊有机物中各占有一定比例，而且有机物源变化不大，情况较稳定。
狮子潭沉积岩心的TOC，TN，TP的垂直分布（图5-13）也显示出几个变化阶段：最大的一个变化是在33cm深度处，在其以下，TOC，TN，TP都处于特别的高值阶段，表现出沼泽相的沉积特征；从岩心底部57cm到33cm，是一个逐步自然富营养化即沼泽化的过程；33cm以上又演变为湖泊的环境，因狮子潭是一个地下水补给的小水潭，TOC和TN含量一直较稳定，没有突然的变化，向上缓慢降低。而TP的含量在14cm深度向上出现缓慢增加的趋势，而在表层2cm增加明显。由于33cm以下为沼泽沉积，其沉积速率无法和上部湖泊沉积相对比，因此在按照上部湖泊沉积速率推算年代时，仅推算到32cm为止，其时代大致为1810年。其底部的年代尚有待于用14C年代测定法确定。
3.元素地球化学特征与特征元素Mg/Ca和Sr/Ca比值垂直变化的环境意义
湖泊沉积是记录湖泊及其流域气候环境信息的有效载体，它记录了气候变化、湖泊生态演化等丰富的信息。元素是湖泊沉积物的重要组成部分，其含量变化真实记录了湖泊水体环境的变化过程。很多学者对湖相沉积物中元素地球化学与古气候环境的关系进行探讨时，把湖相沉积元素地球化学作为恢复和重建古气候环境演化的重要手段之一。对于我国南方岩溶区域，利用洞穴次生化学沉积物反演和重建古环境及古气候等方面已取得了许多成果，但通过岩溶湿地沉积的地球化学元素分析进行环境演变的研究尚还薄弱。因此，在桂林岩溶湿地的寺湖采集沉积岩心，研究其地球化学元素在沉积物中的含量水平、分布与变化规律及元素之间的相互关系等特征，揭示会仙岩溶湿地的环境变化历史与过程，对湿地的水资源保护与开发利用、区域环境质量评价及区域经济发展等具有重要意义。[30]
图5-13 狮子潭沉积岩心的碳、氮、磷含量的垂直变化
按照对象的定性或定量特征将其分组归类的一种现代统计方法——聚类分析法，在研究沉积物物源、湖泊重金属沉积等方面都得到了成功应用。对寺湖沉积岩心元素的地球化学分析所获得的19 种元素含量结果（图5-14）进行聚类分析（图5-15），可以看出，19种元素的变化可首先分为两种类型。第一类型有16种元素，包括Ba，K，Cu，Zn，Al，Pb，P，Mg，Ni，Co，Ti，V，Be，Fe，Mn等，这些元素含量在沉积柱4～53cm段从下到上呈增长趋势。将其细分又可分为稳步上升型和波动上升型。稳步上升的元素（Ba，K，Cu，Zn，Al，Pb，P）含量在沉积柱状剖面上变化有较好的一致性，元素含量在整个岩心中均呈稳步的增长；波动上升的元素（Mg，Ni，Co，Ti，V，Be，Fe，Mn）含量却呈现出一定的波动，在沉积柱4～53cm段中，这些元素含量波动上升，而在53cm以下及4cm以上段，元素含量自下而上表现为降低。第二类型的元素（Ca，Sr，Na）在湖心垂直剖面的变化与第一类型元素不同，这类元素含量大部分时间（湖心柱在0～53cm之间）处于下降或维持稳定。在湖心53～77cm段中，钙元素含量总体呈上升状态。
图5-14 寺湖湖心沉积物元素含量变化
寺湖沉积岩心19种元素的变化具有明显的阶段性特征，其界线分别位于4cm，20cm，53cm处。在53～77cm段中，第一类型16种元素含量自下而上大部分呈降低趋势，而第二类型元素含量却在稳定增加；在 20～53cm段中，第一类型元素含量稳步增加，而第二类型元素含量却在逐步减小；在4～20cm段中，第一类型元素含量呈波动增加态势，第二类型元素含量仍表现为减小；在0～4cm段中，第一类型有7种元素（Ba，K，Cu，Zn，Al，Pb，P）含量仍呈稳定增加，而另外9种元素与第二类型元素表现相似，含量呈减小趋势。此外，与人类活动关系密切的磷元素含量在20cm以下极为稳定，维持在250mg/kg左右，20cm以上含量开始增加，含量在 450～650mg/kg之间波动，到4cm左右含量迅速增加，达近2000mg/kg。
图5-15 寺湖元素聚类分析
通常岩溶地区的土层和基岩中的微量元素相对稳定，在沉积物中的Mg/Sr 比值可作为古气温的替代指标，即温度升高，Mg/Sr比值增加；Mg/Ca 比值的变化不仅取决于温度，同时也取决于岩溶水的滞留时间。有关研究曾指出，Mg/Ca比值与温度呈正比，与降水呈负相关［31，32］；Sr/Ca比值和Mg/Ca比值呈现同步的变化。图5-16显示出寺湖和狮子潭沉积岩心中Mg/Ca和 Sr/Ca 比值的变化。在寺湖沉积岩心中，77～53cm段的下部，Mg/Ca，Sr/Ca比值处于高位，可能意味着降水少、向上含量快速降低；在4～53cm段，Mg/Ca，Sr/Ca比值下降并保持基本稳定，则有降水增多的可能；但在20～30cm间，Mg/Ca，Sr/Ca比值又有所增高；4cm以上段Mg/Ca和Sr/Ca比值又升高，与现有气温升高、降水减少的气象记录是吻合的。狮子潭沉积岩心中仅在33～50cm的沼泽沉积段中Mg/Ca和Sr/Ca比值为高值，反映出降水减少、地下水补给少的特点，在上部湖相沉积中其比值均处于低值。
4.湿地环境变化的讨论
桂林会仙岩溶湿地近几十年来萎缩退化迅速，其中有人为活动的明显影响，也有自然环境变化的制约。从寺湖和狮子潭典型柱状沉积岩心的高精度、高分辨率分析结果来看，寺湖77cm沉积岩心记录了近450年来的沉积环境变化。
从沉积环境变化的记录来看，狮子潭57cm沉积岩心上部记录了近200年的沉积环境变化（下部的年代还有待进一步测定），可分为两个阶段。
第一阶段：57～33cm段沉积岩心（1810年以前）为沼泽相沉积，反映一个沼泽化和逐步再变成湖泊相沉积的过程，指示补给狮子潭的地下水在此阶段可能中断过或者大幅度减少而使其变成沼泽，Mg/Ca和Sr/Ca比值的变化也指示此阶段为较干的环境。
第二阶段：33cm以上沉积岩心（1810年以后），为湖泊相沉积，反映地下水补给增加形成湖泊而开始湖泊沉积。湖相沉积中的TOC和TN含量总体呈逐渐稳定减少的趋势，可能指示了气候逐渐变暖，有利于有机质的分解而不利于湖泊中C和N的积累，这和气候总体呈变暖的趋势是一致的。
图5-16 寺湖和狮子潭沉积岩心的Mg/Ca和Sr/Ca比值变化
与狮子潭沉积环境不同，寺湖由地表水河流补给，450年以来一直处于湖泊沉积环境，尽管其中沉积环境也有多次波动。根据寺湖沉积岩心的地球化学元素含量的变化特征，结合Mg/Sr和Mg/Ca指标与其他资料分析，将寺湖沉积物岩心所代表的近450年来环境变化划分为如下4个阶段：
1）岩心深度53～77cm段（时间约在1562～1703年）：TOC，TN，TP的含量较低，C/N比值维持在10左右，尤其是这期间磷元素的含量处于最低且稳定状态，反映出当时的湖泊大体是处于自然演化阶段，人类活动干扰不明显。Mg/Sr 和Mg/Ca比值由最高值0.48和0.13（岩心深度65～76cm）降低到最低值0.03和0.07（岩芯深度53cm），意味着前期（岩心深度65～76cm）温度较高，气候温暖、干燥，降水较少，这和青藏高原冰心高分辨率记录［33］以及高原湖泊沉积记录［34］的小冰期中的暖阶段相对应。一方面可使从流域携带来的有机质减少，另一方面暖干的气候条件也有利于湖泊中有机质的分解而不利于沉积。降水量减少也使流域侵蚀因素降低，造成造岩元素在湖泊沉积中的含量减少。而Na，Sr，Ca等元素含量在该阶段却在上升，这与本地岩溶地质和元素的迁移度有关，尽管降水减少，但水体Ca离子浓度高，带给湖泊丰富的Ca元素等的沉积。这与小冰期中的暖波动相对应，在本区表现为暖干的气候特征。但后期（53～65cm沉积岩心段，相应于约1630～1710年）气候转冷变湿，与小冰期的冷期相对应。
2）岩心深度20～53cm段（时间范围约在1703～1895年）：沉积岩心中TOC和TN的含量较前一阶段明显增加，TOC的含量由35g/kg上升到42g/kg，TN也从3.6g/kg上升至4.2g/kg左右，但C/N比值维持在10左右，TP含量略有增加但仍然较低，反映出人类活动仍较弱，没有对湖泊沉积环境产生大的影响，湖泊环境仍处于自然演化状态。Mg/Sr 比值缓慢而略有升高且保持稳定，表示气温变化不大，Mg/Ca比值也呈现缓慢而略有升高之势，意味着降水较多。该时间段又恰好与青藏高原冰心高分辨率记录以及高原湖泊沉积记录［34］的小冰期中的第三冷阶段相对应，这也和南方在较冷的时期不利于有机质分解而有利于有机质的堆积过程相符。该段的Mg/Ca值整体较低，仅在上部20～30cm处升高，反映出小冰期中第三冷阶段的冷干气候波动过程。这种变化也使Fe和Be等元素的含量上升，而降水量较多使水体Ca离子浓度降低，其在沉积物中的含量也在缓慢减少。与小冰期末期气温逐渐回升一致。
3）岩心深度4～20cm段（时间范围约在1895～1987年）：在4～20cm段，TOC和TN的含量再次降低，这和19世纪末小冰期结束后20世纪气候变暖相对应，再次反映出暖的气候条件有利于有机质的分解而不利于有机质堆积的事实。但值得指出的是在岩心顶部4cm（20世纪90年代以来）的TOC，TN，TP含量都快速上升，指示了区域内人类活动的加剧，湖泊富营养化的快速发展过程，反映出强烈的人类活动已干扰了湿地自然生态环境演变的过程，这和近20年的该湿地区域内发展过程（围湿造地，增施有机肥料、养殖粪便、人类经济活动加剧了对水体的污染）是吻合的。Mg/Sr 和Mg/Ca比值处于较小波动和基本稳定状态，这与小冰期过后20世纪升温和较多降水相一致。稳定、丰富的降水也使得Ca等元素的沉积较稳定或略有降低。
4）岩心深度0～4cm段（时间在1987～2007年）：Mg/Ca比值快速升高，指示降水的减少；Mg/Sr比值增加，与现有气象记录资料气温升高、降水减少的变化是吻合的。此阶段磷元素含量迅速增多，由原来的700mg/kg增加到近2000mg/kg，反映出近20多年人类生产活动更加频繁，农田肥料使用量逐步增大，生活污水和工业废水对地区环境影响加大，湖泊的富营养化程度加重，这与之前400多年沉积含量低而稳定所指示的区域磷元素的自然背景有明显不同。