2018, Vol. 30 
(2: 中国科学院地球环境研究所黄土与第四纪国家重点实验室, 西安 710061)
(3: 江苏师范大学地理测绘与城乡规划学院, 徐州 221116)
(2: State Key Laboratory of Loess and Quaternary Geology, Institute of Earth Environment, CAS, Xi'an 710061, P. R. China)
(3: School of Geography, Geomatics and Planning, Jiangsu Normal University, Xuzhou 221116, P. R. China)
黄河是中华文明的发源地之一，孕育了灿烂的华夏文明.来自热带珊瑚礁的记录表明，末次冰期结束后，随着气候转暖，全球海面持续上升，约距今7000 a左右全球海面达到现今位置并基本保持稳定[1].黄河河道随之从下切转为加积，在全新世晚期，频繁的改道和泛滥洪水在黄河下游地区低洼地带形成众多湖泊[2].历史时期，黄河下游湖泊与河道变迁为该区经济、社会发展以及运河通航发挥着重要作用[2-5].在全球气候变化背景下，由于受到黄河频繁改道变迁及人类活动加剧的影响，绝大多数湖泽已经消亡[2]，尚存的湖泊面积也在日益萎缩，湖泊污染及富营养化日趋严重[6-8].黄河下游冲积平原河湖关系及与黄河改道、人类活动关系尚不十分清楚.因此，针对黄河下游湖泽湿地演变过程进行深入分析和研究具有重要科学意义.
湖泊作为一个相对独立的体系，经历了较长的地质历史，其连续的沉积和沉积物保存的丰富信息，加上较高的沉积速率，忠实地记录了全球、区域及局部气候环境信息，是研究过去气候环境变化的重要载体[9-10].目前，在湖泊沉积物中已经开发了多种针对气候变化和环境演变的环境辨识手段和方法，重建了流域内气候变化和区域环境演变序列[4, 11-14].梁山泊位于山东省西南部，地处黄河下游、汶水和古济水汇聚地.在全球气候变化背景下，梁山泊的兴衰受到黄河改道决溢和人类活动的影响，并处在黄河不断发展变化的影响下进而演变[2].前人针对梁山泊的演化做了相关研究并取得了一些成果，如张汉洁、王乃昂主要根据文献记载，并结合该地区的地理环境及考古调查，讨论了梁山泊在历史时期的形成和发展过程[15-16]；后来的学者通过地层对比，并结合野外考察及文献记载，确定了梁山泊的沉积记录，指出历史时期梁山泊的演化与黄河关系密切，尤其在1494-1885 AD期间，黄河第5次大改道南迁，梁山泊失去黄河水源，明确了黄河改道变迁是梁山泊最终淤积消失的主因[2].但前人研究过于重视历史文献资料，容易导致结论不尽客观；在沉积学相关研究中缺乏精确年代学支撑及气候环境代用指标的综合分析，结果不够精确.因此，梁山泊的环境演变仍需进一步深入研究.
本文选择梁山泊沉积岩芯作为研究对象，通过AMS-14C定年建立年代学框架，并进行高分辨率的粒度、磁化率、TOC和C/N比值测试分析，初步探讨近1200 a来梁山泊的沉积环境演化，为进一步研究气候变化背景下，黄河改道决溢和人类活动对黄河下游湖泊环境的影响提供重要资料.
1 研究区概况梁山泊最早记载见于《左传》，源于大野泽.自公元前132年开始，大野泽屡次受到黄河洪水影响，湖区泥沙淤积抬高，五代后晋开远元年(944 AD)，大野泽向北扩至梁山以北，到宋真宗天禧四年(1020 AD)，大野泽改名梁山泊，现已消亡[2].梁山泊位于黄河下游南岸，鲁中低山丘陵西侧，黄河扇形冲积平原东缘的低洼地带，总的地势趋势为东高西低，为山区和冲积平原的过渡地带[16](图 1).湖区属于大陆性季风气候，年平均气温为13.5℃，年平均降雨量约为601 mm.冬季主要受西伯利亚高压控制，低温少雨；夏季主要受东亚夏季风影响，温暖湿润，全年降水量主要集中在7―10月份，占总降水量的80 %以上.梁山泊为平原浅水型湖泊，水源主要与黄河之水关系密切，黄河频繁的改道决溢，洪水多次流入湖泊，使湖面扩大；黄河改道远离湖区，湖泊失去黄河供水而萎缩，之后淤积消亡[2].此外，入湖河流还有山东省境内汶水和古济水等河流，为湖盆提供区域性水源[2].
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图 1 梁山泊柱状样采样点位置 Fig.1 Study area and location of the sampling site in the ancient Lake Liangshanpo |
根据历史地图、文献记载以及野外考察，确定了梁山泊湖心位置①②.于2011年5月在山东省济宁市梁山县梁山镇梁山泊湖心位置(35°43′53.52″N，116°07′19.98″E)(图 1)采用无磁性PVC塑管在机械重力作用下钻取了LSP-1柱状沉积样，长约670 cm.在野外，将柱状样岩芯沿纵向剖开，对岩性、层位上下层接触关系、沉积构造、颗粒大小进行照相、描述.在实验室，将柱状岩芯已被污染表层去掉，对其中的一半柱状样品，按照2 cm进行分样，装入聚乙烯塑料样品袋，以备各种环境代用指标的测定，另一半柱状样品存放于冷库.其中AMS-14C年代、粒度、总有机碳(TOC)、总氮(TN)实验在中国科学院地球环境研究所国家重点实验室测定，磁化率在聊城大学测试中心进行测定.
① [唐]李吉甫.元和郡县志(第一版)卷十一.上海:上海古籍出版社, 1987: 262.
② [元]脱脱等.金史四十七卷食货志(第一版).北京:中华书局, 1975: 1047.
根据沉积物特征，LSP-1柱状岩芯由上往下可分为6层(图 2)，具体描述如下：
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图 2 梁山泊LSP-1柱状钻孔地层、岩性、年代序列及沉积速率 Fig.2 Stratigraphy, lithology, chronology, and sedimentation rates of Core LSP-1, ancient Lake Liangshanpo |
第1层：0~10 cm，棕黄色粉砂质黏土，下部含较多根系，为耕作层.
第2层：10~145 cm，棕黄色粉砂质淤泥，其中上部为粉细纱层，中下部颗粒较细，上部12 cm左右处含有螺壳.
第3层：145~240 cm，为青灰色淤泥，质地较一致，连续水平纹理，含有植物残体等.
第4层：240~395 cm，最上部(240~265 cm)为黑色淤泥，含少量植物残体，265 cm以下为棕黄色粉砂质淤泥，含砂量较高.
第5层：395~635 cm，青灰色淤泥，含有生物螺壳和植物残体.
第6层：635~670 cm，深黑色淤泥，含大量植物残体，有机质含量丰富.
2.2 实验分析选取335个样品进行粒度分析，每个样品取约0.3~0.5 g，先后加入浓度约10 %的双氧水和浓度约10 %的稀盐酸，分别除去有机质和碳酸盐，加入0.05 mol/L的六偏磷酸钠离散剂并超声震荡，使用英国Malvern公司生产的Mastersizer 2000型激光粒度仪进行分析，实验误差≤0.1 %.选取320个样品进行磁化率分析，使用英国Bartington公司生产的MS2型磁化率仪测定，结合样品质量获得质量磁化率.对124个样品进行TOC和TN测定，取约0.5 g样品，加入浓度约10 %的稀盐酸，除去碳酸盐，室内晾干并磨成粉末.取10 μg粉末样品包裹在锡箔胶囊中在Costech元素分析仪上进行测试，实验误差≤0.2 %.
植物残体和螺壳分别作为一种植物和生物大化石，由于其来源较为单一稳定，是一种较好的测年物质.在梁山泊钻孔中共挑选出5个植物残体和1个螺壳样品作为测年物质.植物残体前处理采用周卫健等建立的酸-碱-酸处理方法[17]，首先，将植物残体置入烧杯中，加入蒸馏水，超声震荡约30 min，分离植物残体表面杂质；再加入10 ml的10 % HCl除去植物残体表面残留的碳酸盐和富非酸，并洗至中性；加入2 ml 5 %的NaOH除去植物残体中的腐植酸，洗至中性；再加入5 ml的10 %的HCl，洗至中性，在室内晾干；将样品磨成粉末，称重0.01 g，进入真空燃烧装置，收集CO2气体；最后制靶、进入加速器质谱中心测试.针对螺壳样品，在前处理前进行了X衍射扫描，结果显示螺壳主要由文石组成，表明其在后期埋藏过程尚未受到重结晶作用，可以用来定年.螺壳的前处理过程采用祝一志等[18]建立的方法，首先将螺壳置入烧杯中，加入蒸馏水震荡，去除表面杂质；再用蒸馏水洗至中性，烘干；放入叉形反应器中，加入浓磷酸(85 %)，收集CO2气体、制靶、进入加速器质谱中心测试.
3 结果与分析 3.1 钻孔年代序列建立从LSP-1钻孔湖相层中挑选出的5个植物残体(芦苇叶片等)和一个螺壳用于AMS-14C测年.水生挺水植物残体(芦苇茎叶等)是一种良好的测年物质，代表了沉积时期的大气14C浓度的情况，没有受到老碳效应的影响，能够较好地代表沉积层位的真实年代.所测得的年代数据使用Calib 6.11校正程序[19]，校正为日历年龄，结果见表 1和图 2.第1层与第2层交界处，深度为12 cm(XA8598)螺壳样品的测年结果显示为现代，指示梁山泊地区在近现代时期仍有物质输送.梁山泊钻孔的年代序列按照测年之间的年代按照线性内插建立(图 2)，得到梁山泊钻孔底部的年代约为790 AD.同时根据建立的年代序列和钻孔深度关系，建立起千年来梁山泊的沉积速率变化(图 2).
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表 1 LSP-1柱状样的AMS-14C年龄 Tab.1 AMS radiocarbon ages of Core LSP-1 |
其中底部沼泽相和第4层上部沼泽相中的植物残体样品属于原位的，没有经过搬运，因此，获得的年代是可靠的，可以代表钻孔原层位的年龄.梁山泊沉积柱样岩性较大变化处(第4、5层交界处和第2、3层交界处)反映沉积环境有很大的改变，植物残体可能来自再沉积，植物残体年龄可能存在不确定性.因此，我们做了进一步分析，在265~400 cm处为棕黄色粉砂质淤泥，与下层黏土质淤泥湖相沉积有较大差异.历史上，1194-1494 AD为黄河第4次大改道(图 1)，黄河南移，夺淮入黄海，黄河河道开始远离梁山泊地区，湖盆淤积，与柱状样的沉积特征一致.因此，初步判断该段为黄河第4次改道之后淤积物.同时测得XA8599样品的年龄为1164-1260 AD，与黄河第4次大改道的时间吻合；第2、3层岩性再次发生变化，历史上，1494-1885 AD期间，为黄河第5次大改道(图 1)，黄河进一步南移，黄河河道进一步离开梁山泊，梁山泊又一次淤积.因此，初段判断第2层沉积物为黄河第5次改道之后的冲积物，为洪泛平原相沉积.同时测得XA8600样品的年龄为1396-1440 AD，与黄河改道的时间较为吻合.可见，样品XA8599和XA8600的年龄也是可靠的.
3.2 环境代用指标特征根据粒度分析结果(图 3)，LSP-1孔沉积物主要由黏土质粉砂组成，其中245~395 cm和10~145 cm两个层位的砂含量较高.全钻孔平均粒径介于3.61~84.56 μm之间，平均值为32.7 μm，其中黏土含量介于1.59 % ~63.82 %之间，平均值为16.1 %；粉砂含量介于27.89 % ~93.39 %之间，平均值为65.9 %；砂含量组分介于0~69.65 %之间，平均值为17.9 %.根据LSP-1钻孔沉积物粒度平均粒径、黏土、粉砂和砂含量的变化特征，梁山泊沉积物粒度随深度变化可以分为5个阶段：第1阶段(670~635 cm，790-940 AD)，沉积物粒度以黏土质粉砂为主，黏土含量平均值为26.5 %，为全钻孔较高值，砂的含量为2.36 %，属于全钻孔较低值，平均粒径为16.7 μm，为全钻孔较细值；第2阶段(635~395 cm，940-1215 AD)，沉积物粒度以黏土质粉砂为主，平均粒径介于3.61~64.5 μm之间，平均值为10.4 μm，为全钻孔最低值，黏土含量平均值为27.9 %，为全钻孔最高值，砂的含量为全钻孔最低值，平均值为1.1 %；第3阶段(395~240 cm，1215-1310 AD)，沉积物粒度砂的含量显著增加，介于2.2 % ~69.6 %，平均值达到38.6 %，为全钻孔最大值，黏土含量平均值为6.54 %，为全钻孔最小值，平均粒径为55.8 μm，达到全钻孔最大值；第4阶段(240~145 cm，1310-1470 AD)，沉积物粒度以粉砂质黏土为主，平均粒径随深度呈现先减小再增大的趋势，平均粒径为22.4 μm，粒径较第2阶段明显增粗，黏土含量平均值为14.6 %，较第3阶段明显增多，砂的含量平均值为6.1 %，较第2阶段明显减小；第5阶段(145~10 cm，1470 AD至现代)，沉积物粒度砂的含量再次显著增加，平均值为38.3 %，黏土含量平均值为3.9 %，平均粒径为58 μm，该阶段的粒度组合特征与第2阶段相似.
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图 3 LSP-1沉积柱样平均粒径、黏土、粉砂、砂含量、磁化率、总有机碳及C/N比值随深度的变化 Fig.3 Changes in mean grain size, fraction of sand, silt, and clay, magnetic susceptibility, total organic carbon, and C/N ratios with depth of Core LSP-1 |
磁化率结果见图 3，LSP-1钻孔沉积物磁化率值介于4.7~84.3亿m3/kg之间，平均值为28.6亿m3/kg.磁化率曲线呈现明显的阶段性特征：第1阶段，磁化率值介于8.6~12.0亿m3/kg，平均值为10.5亿m3/kg，为全钻孔最低值；第2阶段，磁化率值介于5.7~84.3亿m3/kg，平均值为27.2亿m3/kg，磁化率值较第1阶段明显增高，并呈现上升趋势，尤其在本阶段后期磁化率值升高趋势更加明显；第3阶段，磁化率值均处于较高值，平均值为37.3亿m3/kg，为全钻孔最高值；第4阶段，磁化率值介于4.66~74.88亿m3/kg之间，平均值为20.3亿m3/kg，呈现先升高后降低的趋势变化特征；第五阶段，磁化率值介于10.3~58.3亿m3/kg之间，平均值为30.8亿m3/kg，为全钻孔较高值.
沉积物的TOC和C/N比值同样呈现阶段性特征(图 3).第1阶段，TOC含量介于3.21 % ~5.32 %之间，平均值为3.7 %，为全钻孔最高值，C/N比值介于9.17~12.0之间，平均值为10.81；第2阶段，TOC值相对第1阶段明显降低，平均值为1.9 %，仍处于较高值，C/N比值介于4.59~13.29之间，平均值为8.03，多数样品的C/N比值低于10；第3阶段，TOC平均值为0.75 %，为全钻孔最低值，C/N平均值为17.52，相对前两个阶段，C/N比值明显增大，多数样品C/N比值大于12；第4阶段，TOC含量再次升高，并呈现下降的趋势，平均值为1.43 %，C/N比值较上一阶段急剧减小，介于7.55~12.18之间，平均值为9.71，大部分样品的C/N比值低于10；第5阶段，TOC值减少，平均值为0.80 %，为全钻孔较低值，C/N比值再次增大，介于11.45~21.75之间，平均值为15.88.
4 讨论 4.1 环境指标的指示意义近年来，湖泊沉积物的粒度组成作为一种有效的环境代用指标被广泛应用于古气候古环境重建中[20-21].前人的研究表明，湖泊沉积物的粒度组成受湖泊水位和湖盆地质地貌影响[22-24]，湖泊沉积环境下的粒度组成比河流相、黄土沉积更为复杂[24-25].在湖泊沉积环境下，沉积物粒度组成主要受水动力影响[24-25].在湖泊水位较低时，采样点距湖岸相对较近，采样点位置所受的水动力越强，粗颗粒物质易于到达，该位置的沉积物粒度较粗；相反，在湖泊扩张时，水位升高，采样点据湖岸较远，主要沉积悬浮颗粒物，粗颗粒物质难以到达，该位置沉积物粒度较细.因此，沉积物粒度较细指示湖泊水源增多、湖泊扩张，处于高水位湖泊环境，对应气候湿润期；粒度变粗，湖泊水源减少，指示低水位湖泊环境和气候干旱期[26].另外，梁山泊位于黄河下游地区，历史时期频繁受到黄河洪水的影响，沉积物粗颗粒可能指示黄河洪水泛滥带来较多的粗颗粒物质[26].
磁化率值主要取决于沉积物中磁性矿物的种类、含量以及磁性矿物颗粒的形态、结构和粒度特征等[27].近来年，磁化率被广泛应用到反演古气候环境的湖泊沉积物中，并取得了诸多成果[28-30].梁山泊沉积物中的磁化率与各粒级组分之间的相关性并不明显(图 4)，可能是由于湖泊沉积的磁化率受到多种因素的共同控制.例如，有研究表明[31]，有机物质对磁性矿物具有稀释作用，有机质含量高，则磁化率降低，有机质含量低，磁化率反而增加；另外，梁山泊频繁受到黄河改道决溢洪水影响，洪水带来了大量高磁性矿物的黄土物质沉积，致使磁化率值升高.因此，黄河下游湖泊沉积物中的高磁化率可能反映了黄河洪水的影响[4].
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图 4 LSP-1沉积物磁化率与不同粒级粒度的相关性(其中A~C为第1、2、4层位两者的相关性，D~F为第3、5层位两者的相关性) Fig.4 Correlation between magnetic susceptibility and grain size for Units 1, 2, and 3 (A-C) and Units 3 and 5 (D-F) of Core LSP-1 |
湖泊沉积物中的TOC是湖泊碳循环的地化指标，其含量可以代表湖泊生产力，是判断湖泊沉积环境的重要标志之一[26].当湖泊处于低水位(甚至沼泽环境下)，湖泊系统水生生物广泛发育，有机质升高，沉积物中的有机碳含量增加；相反，当湖泊扩张，水位上升，有机质颗粒被广泛带往整个湖区，对有机质产生稀释效应，有机质含量较低[26].湖泊沉积物中的TOC来源主要包括陆源有机质和水系统自身的初始生产力[32-33].一般来讲，水生植物中的C/N比值较低(4~10)，而陆源有机质的C/N比值较高(>12).因此，沉积物中的C/N比值可以分辨湖泊有机碳的来源[26].
4.2 湖泊演变与环境重建基于建立的年代框架，综合分析LSP-1柱状样粒度组成、磁化率、TOC、C/N比值等环境代用指标的变化特征，可以将梁山泊近1200 a来的环境演化序列划分为5个阶段(图 3)：
第1阶段(790-940 AD，670~635 cm)：该时段沉积物的平均粒径属全钻孔较小值，TOC含量为全钻孔的最高值，C/N比值较低，磁化率值为全钻孔最低值.该时段总有机碳处于最高值，表明湖泊中沼生植物十分繁盛，提供了丰富的有机质来源，使之堆积形成近似泥炭状沉积物.袁旭音等[34]对太湖现代沉积物的研究表明，在湖泊浅水区，芦苇等水生植物大量发育，有机质大量沉积；相反在开阔水域，水生植物发育较差，沉积物有机质含量较低.综合考虑该时段沉积物的岩性为深黑色淤泥，有机质含量高，C/N比值较全钻孔处于低值，表明有机质来源多以内源为主，水生植物发育茂盛，指示该时期水生生产力较高，梁山泊在该时段处于沼泽相沉积环境，水位偏低，湖泊水域降水偏少，气候干旱.该时段粒径较细也反映了入湖水动力较弱，可能指示了流域内降水较少，流域侵蚀能力弱，沉积物粒径较细.
磁化率处于最低值，可能受3种因素的控制：首先，该时段高含量有机物质对磁性矿物具有稀释作用，有机质含量高造成沉积物磁化率降低[31]；再者，69-1048 AD期间，东汉王景治理黄河，千年来河道处于稳定期，黄河鲜有决口，梁山泊区域很少受到黄河洪水影响，高磁性矿物的黄土物质输入较少[35]；最后，该时期气候处于冷干期，降水量较少，流域内表层侵蚀较弱，也造成该时期磁化率处于低值，梁山泊在该时段的沉积速率为全钻孔的最低值(20.3 cm/100 a)，进一步验证了该观点.综合该时段环境代用指标特征，梁山泊处于沼泽相沉积环境，很少受到黄河洪水影响，流域降水较少，湖泊处于低水位状态，对应气候冷干期.葛全胜等[36]综合过去2000 a我国气候变化曲线，提出780-940 AD期间华北地区处于冷干期，这与梁山泊的记录是一致的.据喻宗仁等[2]通过总结历史文献资料研究，600-944 AD期间，大野泽的范围大致在巨野县北、梁山之南，944 AD年大野泽主体向北迁移至梁山以北，至1020 AD大野泽改称梁山泊.因此，总体来说此时期“梁山泊”属于大野泽的一部分.
第2阶段(940-1215 AD, 635~395 cm)：该时段沉积物的平均粒径为全钻孔最低值，黏土、粉砂含量波动剧烈，有机质较第1阶段降低，但处于较高值，指示该时段梁山泊湖盆处于扩张期，水位上升，气候暖湿.梁山泊水位上升，粗颗粒难以到达湖心位置，导致沉积物中的粒度变细，同时湖泊扩张将有机质颗粒带到整个湖区，对有机质起到稀释作用，有机质含量降低[26].但是，有机质在本时段仍处于高值，且C/N比值为全钻孔最小值，其比值多小于10，表明有机质来源以内源为主，指示湖泊水生生物广泛发育，水生生物量较高.
梁山泊在该时段扩张主要有以下几个因素影响：葛全胜等[36]综合过去2000 a的我国气候变化曲线，显示940-1290 AD期间华北地区处于暖湿期，对应中世纪暖期，梁山泊流域降水增加，湖盆水源增多；其次，五代后期、北宋和元朝前期(940-1194 AD)，黄河改道决溢频繁，数次决入梁山泊地区[2]，例如，五代后晋开远元年(944 AD)，黄河在滑州(今滑县)决口，河水东漫，汇入梁山泊；宋真天禧四年(1020 AD)，黄河再次在滑州(今滑县北)西北天台山和城西南岸决口，向东流入梁山泊；宋神宗熙宁十年(1077 AD)，黄河再次决口，流入梁山泊，湖盆再次扩大；南宋高宗建炎二年(1128 AD)，黄河又在浚县、滑县决口，经延津、长垣、东明一带入梁山泊；金世宗大定六年(1166 AD)，黄河在阳武城决口，迁徙郓城，入注梁山泊.黄河频繁决口，给梁山泊带来大量的水源，湖盆不断扩大，水位上升.该时段湖泊沉积速率达到了较高值(85 cm/100 a)，可能与黄河洪水带来大量泥沙堆积有关.黄河洪水带来了大量高磁性的黄土，沉积物磁化率值升高，在梁山泊钻孔中有明显的体现.同时，磁化率曲线显示该时段其值为全钻孔较高值，且呈现不断增加的趋势.磁化率值较高的另一因素可能是流域内降水增多，侵蚀加剧，从流域内带来较多的磁性矿物所致.
第3阶段(1215-1310 AD, 395~240 cm)：该时段，沉积物的平均粒径达到全钻孔最大值，砂的含量急剧增加，指示湖盆淤积严重，加速萎缩.金章宗明昌五年(1194 AD)，黄河在阳武光禄决口，由清江口入黄海，至此，黄河开始了长达近700 a的夺淮入黄海的历史[37].黄河河道开始远离梁山泊地区，原河道被泥沙淤积，同时期受到人类活动的影响，如菏泽垫土、围湖造田，导致济水、汶水湮没，梁山泊失去水源，湖水开始凅退，湖面萎缩[2].湖面下降，湖心位置靠近湖岸，粗颗粒物质比较容易到达钻孔位置，粒径变粗.有机质曲线显示其值显著降低，C/N比值明显增高，多数样品C/N大于12，指示湖泊水生生物发育较差，湖泊生产力很弱，以外源有机质输入为主.此时段后期，梁山泊岩性显示为深黑色淤泥，平均粒径变细，砂含量减少，黏土含量升高，有机质含量迅速升高，C/N比值减小，指示梁山泊在该时段后期水位较低，演变为沼泽相沉积环境，水生植物增多.综上所述，此时段梁山泊由于黄河改道夺淮入黄海，湖盆加速淤积，沉积速率达到了全钻孔的最高值(186 cm/100 a)，印证了该观点.后期成为一片浅水洼地，与喻宗仁等[2]利用历史文献和地层考察的结论是一致的.
第4阶段(1310-1470 AD，240~145 cm)：该阶段沉积物的平均粒径较上一阶段显著变细，比第2阶段粒径偏粗，黏土含量增加，砂含量显著降低，指示梁山泊再次扩张，湖面上升，湖泊面积要逊于第2阶段.此时段湖泊再次扩张与黄河关系密切，元顺帝至正四年(1344 AD)，黄河在曹县西北决口，再次决入梁山泊，湖盆再次扩张.相对第3阶段，有机质含量增加，C/N比值减小，指示湖泊水位上升，水生生物再次发育，陆源有机质输入相对减少. LSP-1钻孔年代模型推测240 cm处的年代为1310 AD，与元顺帝至正四年(1344 AD)年代相近，当时黄河在曹县西北白茅决口，入注梁山泊，湖盆再一次扩大，水面上升[2].钻孔较高的沉积速率(78 cm/100 a)与黄河携带的大量泥沙堆积有关.钻孔磁化率曲线呈现迅速上升后下降的趋势特征，说明黄河在1344 AD决口，洪水带来大量的磁性矿物质黄土沉积物，然后随着湖盆扩大，磁性物质被流水带到湖盆各处，磁性物质被稀释，磁化率值下降.葛全胜等[36]重建的过去2000 a的中国温度变化序列显示，1310-1900 AD期间中国华北地区处于冷干期，降水量较少.另外，该时期黄河决口入注梁山泊的次数要远少于第2阶段.因此，该时段湖泊面积要逊于最盛期.粒度曲线特征显示沉积物平均粒径大于第2阶段，表现出黏土含量较低、砂含量较高的特征，指示较粗颗粒较第2阶段易于到达钻孔位置.
第5阶段(1470 AD至现代，145~10 cm)：该阶段沉积物平均粒径迅速变粗，黏土含量达到全钻孔最低值，砂含量急剧增加，TOC含量极低，指示湖盆快速萎缩，淤积加剧.明孝宗弘治二年(1489 AD)，黄河在开封及荆隆口决口，分为三支入黄海，最终在1494 AD造成黄河第5次改道[38]，黄河进一步远离梁山泊(图 1)，湖盆失去黄河之水，迅速淤积抬高成陆.此时段TOC含量很低，且C/N值多数大于12，指示梁山泊地区的有机质主要来源于陆生植被，水生生物近乎消失，梁山泊已不复存在. 《明史·河渠志》中记载明景泰六年(1455 AD)，黄河沙湾决口被完全堵塞后，梁山泊最终消失[38]，这与DYZ-1钻孔记录是一致的.梁山泊淤积抬高成为陆地之后又多次受到黄河改道决溢影响. 1855 AD洪水事件，黄河在河南铜瓦厢决口，第6次大改道形成，夺大清河至利津入渤海，结束长达700 a的夺淮入黄海的格局，洪水泛滥至梁山泊地区[2].又如，1935 AD洪水事件，黄河在山东鄄城决口，泛至济宁以西梁山泊地区[39]. LSP-1钻孔磁化率曲线显示该时段其值一直保持在高值，是黄河洪水带来较多的高磁性黄河泥沙所致.直到1950年，为保证黄河河道安全，龙羊峡、刘家峡、三门峡和小浪底等沿黄河水库的相继建立，黄河下游才免遭黄河洪水侵袭[40].
在气候变化背景下，梁山泊的环境变迁与黄河决口和改道关系密切，经历了黄河决口注入和改道流经湖区，河水注入、湖面扩大，河徙水退、湖面萎缩的复杂过程.在气候暖湿背景下，940-1215 AD期间，黄河频繁改道，洪水数次决入梁山泊致使其湖盆不断扩张，湖泊扩大为“八百里梁山泊”，达到极盛期，期间湖泊扩张是气候变化和黄河洪水注入共同作用的结果. 1215-1310 AD期间，黄河在阳武决口(1194 AD)，黄河夺淮入泗，开始长达700 a的夺淮入黄海历史[37]，远离梁山泊地区，失去黄河来水后梁山泊逐渐淤积萎缩，期间暖湿的气候提供区域性降水来源是梁山泊不至于消亡的原因. 1310-1470 AD期间，在气候冷干背景下，再次接受黄河决溢洪水注入，湖盆再次扩张，但由于黄河河道远离梁山泊区域，黄河洪水入注梁山泊的次数要少于第2时期，且流域性降水较少，湖泊面积要逊于极盛期. 1470 AD至现代，黄河在开封及荆隆口决口(1489 AD)，黄河第5次大改道，河道进一步南移，梁山泊彻底失去黄河水源，淤积成陆，且期间气候冷干，流域性降水较少，梁山泊最终消失.因此，在气候变化背景下，黄河改道决溢洪水是梁山泊环境变迁的主因.
5 结论1) 梁山泊湖区近1200 a环境演变可以划分为5个阶段：790-940 AD期间，为湖泊沼泽化阶段，湖泊处于低水位；940-1215 AD期间，为湖水加深、湖泊扩张阶段，梁山泊达到极盛期；1215-1310 AD期间，湖泊淤积加剧，为湖泊萎缩期，后期成为沼泽相沉积；1310-1470 AD期间，湖泊再次扩张，但较逊于极盛期；1470 AD至现代期间，湖泊淤积萎缩，最终消失，1855 AD黄河第6次改道后，仍受到黄河洪泛影响，但由于前期湖区淤积抬高成陆，梁山泊地区只作为泥沙承载区.
2) 梁山泊的环境演变受到气候变化、黄河改道决溢的共同影响.但在气候变化大背景下，黄河改道决溢洪水是梁山泊环境演变的主因.决溢洪水入注梁山泊，湖盆扩张，水位上升，黄河改道远离湖区，梁山泊失去黄河来源，淤积萎缩，水位下降.
致谢: 中国科学院南京地理与湖泊研究所王苏民研究员指导了野外采样；美国明尼苏达大学大湖研究中心于世永教授在论文的写作方面提供了帮助；聊城大学刘子亭博士在磁化率实验中提供了帮助.谨此感谢！| [1] |
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