2023, Vol. 35 
(2: 湖南大学环境科学与工程学院, 长沙 440082)
(2: College of Environmental Science and Engineering, Hunan University, Changsha 440082, P.R.China)
湖泊是流域物质的汇，接收流域输入物质与大气散落物，并将其长期沉积、埋藏于湖底[1-2]，湖泊沉积物具有沉积连续、高分辨率、信息量丰富的特性，是近现代生态环境研究的重要载体[3]。湖泊沉积物剖面特征可获取特定参数或现象的历史环境变化信息，可靠且准确获取沉积物的年代是通过湖泊沉积物进行环境变化研究的基础[3-4]。沉积物中210Pbex和137Cs的剖面分布往往可判断出百年尺度上湖泊沉积是否明显，沉积过程中物质输入、沉积动力、生物扰动等沉积环境是否稳定及受极端气候、水利设施修建、湖泊围垦等自然和人为因素扰动是否剧烈[5-7]。近年来，210Pbex和137Cs的组合定年法广泛应用于构建全球湖泊沉积物剖面深度年代的转换关系和定量估算百年尺度湖泊的沉积速率[8-9]，揭示了百年尺度上湖泊沉积规律，为研究沉积物代用指标的环境指示意义提供了方法依据与应用基础[10-12]。
沉积物粒度是研究湖泊过去气候特征和环境变化的重要代用指标，通常指示物质搬运和沉积作用的动力条件，粒度粗细与湖泊水动力强弱、湖泊输入水量大小一致，可直接反映沉积过程中物质迁移和外界环境的影响，进而研究获取湖泊环境的演变规律[13-14]。搬运营力、搬运距离和水动力条件影响沉积物颗粒组成，研究湖泊沉积物粒度特征可推演其形成时的环境特征，反映湖泊物源供给状况、干湿气候变化[15]。目前，沉积物粒度参数对湖泊及流域环境变化的指示意义已在湖泊、水库等内陆水体沉积物中广泛应用[16-18]。同时，IPCC报告指出第二次工业革命后，人类活动已成为一种重要的地质营力，显著改变了上游土壤侵蚀、植被覆盖等流域生态环境状况，导致径流输运过程中更多的流域物质输入至湖泊并发生沉积，对沉积物粒度组成特征产生影响[19-20]。因此，研究湖泊沉积物粒度揭示的环境变化有助于探究人类活动对湖泊及其上游流域生态环境变化的影响机制。
洞庭湖是长江流域来水量最大的江湖互通型湖泊和吞吐型湖泊，新中国成立以来，流域内退田还湖、兴建水利、毁林开荒等人类活动加强，引起土壤侵蚀加剧，进而加速了流域物质输入湖泊并沉积于湖底。因而，洞庭湖是典型的流域物质侵蚀迁移、搬运并长期沉积于湖底的侵蚀沉积型湖泊，其泥沙输入受水文条件、流域上游物质输移、人类活动等因素共同作用[21-22]。目前，学者多聚焦于从江湖关系[23]、水质污染[24]、泥沙淤积[22]等短时期尺度对洞庭湖生态环境进行研究，在百年尺度上多利用历史地图和遥感数据探究洞庭湖演变[25]，亦有学者基于湖泊沉积物分析了洞庭湖沉积与孕灾环境[21, 26-28]，分析多集中于千年尺度或局部区域(河流尾闾或入湖口)；由于定年模型的差异性，这些研究多关注沉积物所重建的沉积年代上洞庭湖沉积环境的整体趋势，而对百年尺度上洞庭湖湖体沉积物记录反馈的流域环境如何连续演变尚不清楚，尤其是湖泊沉积物粒度指示的沉积环境变化规律不明晰。
鉴于此，本文以洞庭湖湖体沉积物为研究对象，基于沉积物高分辨且连续记录的特性，结合放射性核素和观测数据，从210Pbex、137Cs的剖面特征、沉积深度年代转换关系与沉积速率时空规律及沉积物粒度指示意义3个方面，探讨百年尺度上洞庭湖沉积环境演变特征，旨在强化泥沙沉积视角下典型江湖互通型湖泊环境演变规律的认识，以期为流域和湖泊生态环境保护提供科学依据和参考。
1 材料与方法 1.1 研究区概况洞庭湖(28°30′~29°38′N，112°18′~113°15′E)位于长江中游荆江南岸，是我国第二大淡水湖泊，也是全球重要的湿地(图 1)。受燕山运动断陷作用，湖区呈外围高、中部低的蝶形盆地，湖体呈“U”型。洞庭湖南纳湘、资、沅、澧“四水”，北接长江“三口”(松滋、太平、藕池)，经洞庭湖调蓄后于城陵矶汇入长江，水系组成复杂，是我国水量最大的河/江-湖互通型湖泊。洞庭湖位于亚热带季风湿润气候区，干湿季分明，年内变化明显。年均温为16.4~17.0℃，年均降雨量1100~1400 mm，降雨多集中于4-6月(占全年降雨量的50 %)，无霜期260~280 d。湖泊水位年内变化明显，分为枯水期(12翌年3月)、涨水期(4-6月)、丰水期(7-9月)、退水期(10-11月)，城陵矶年均径流量为3126 m3，多年最大水位变幅为18 m(岳阳)，素有“洪水一片，枯水几线”之说。由于长期受泥沙淤积、筑堤建垸等自然和人为活动影响, 自清末特别是中华人民共和国成立以来，湖泊面积由1896年的5216.3 km2锐减到2019年的2702.74 km2，枯水期仅为587 km2，湖泊萎缩率为48.19 % [25]。湖体演变极其剧烈，现湖体分化为东、南、西3个湖体。
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图 1 洞庭湖采样点位置(缩写对应的采样点名称见表 1) Fig.1 Sampling sites in Lake Dongting |
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表 1 洞庭湖采样点信息 Tab. 1 Information of sampling sites in Lake Dongting |
2020年11-12月，根据洞庭湖外湖区洲滩采砂挖沙、杨树种植等扰动情况和年内淹水特征，选取近百年无强烈人为扰动、洪水期位于水面以下且枯水期露出水面的典型洲滩作为采样点，利用美国犀牛重力采样器(Rhino S1, 孔径51 mm，内径40 mm，直径36 mm)，在西洞庭湖、南洞庭湖及东洞庭湖的湖体(外湖区)采集9根沉积柱，分别编号蒋家咀(JJZ)、太阳汊(TYC)、大连废障(DLFZ)、鲜鱼洲(XYZ)、上风港(SFG)、青山岛(QSD)、鹿角(LJ)、君山岛(JSD)、东洞庭湖保护区(BHQ)(图 1，表 1)。根据已有研究中洞庭湖的平均沉积速率和210Pb衰变后的平衡年限(100~150年)，沉积柱采样深度为200 cm。野外沉积物柱状样采集中，沉积物易受采样管管壁的摩擦力而产生压实效应，本研究根据王爱军等[29]提供的柱状样压缩率计算方法，现场计算采样沉积柱的压缩率为0.03~0.27(表 1)，然后按实际深度的5 cm等间距进行分样、编号并装入10号聚乙烯自封袋，共获取洞庭湖湖体沉积物样品360个，所有样品运回实验室进行分析。
将所有样品置于实验室自然风干(约45 d)，进行剔除杂质、称重、研磨(2 mm、0.15 mm)等样品预处理后备用。运用101-3AB型电热鼓风干燥箱测定沉积物干重，温度设定为105℃，每隔12 h进行称重直至重量恒定，借鉴土壤分析中的环刀法计算干容重指标(g/cm3)。根据湖泊沉积物标准处理方法[30]，对样品进行去除有机质和碳酸盐处理，然后用英国Malvern公司的马尔文2000激光粒度仪测定沉积物粒度，测试范围为0.02~2000.00 μm，根据粒径大小，分为黏粒(＜2 μm，%)、粉粒(2~20 μm，%)和砂粒(＞20 μm，%)。称约10 g的样品静置于塑料容器密封30 d，使210Pb和226Ra处于平衡状态，用美国EG & GORTEC公司的高纯锗γ能谱仪(GR4021)测定沉积物放射性核素137Cs、210Pb、226Ra的比活度含量(Bq/kg)，数值分别由γ射线谱峰面积在661.6、46.5、351.9 Kev处获得，测试时间为40000 s，所用标准物质来自国际原子能机构。210Pb、226Ra的差值计算210Pbex比活度(Bq/kg)。
1.3 沉积物年代与沉积速率计算210Pbex、137Cs组合定年法已成为百年尺度上湖泊沉积记录研究的首选方法，并广泛应用于湖泊近百年沉积环境研究[31]。二者既有区别又相互验证(表 2)。其中，210Pbex测定沉积物年代的方法有恒定初始浓度模型(constant initial concentration, CIC)、恒定供给速率模型(constant rate of supply model, CRS)、阶段恒定通量模型(periodic flux model, PF)和恒定沉降通量与沉积速率模型(constant flux constant sedimentation model, CFCS)；137Cs主要根据核试验的时间，多将1954、1963、1974和1986年作为验证时标进行沉积物年代测定，本文主要运用1963年定年时标[32-33]；二者结合运用的复合模型(composite constant rate of supply model, C-CRS)[34](表 3)。沉积物年代测定步骤如图 2所示。根据210Pb剖面的衰变规律和洞庭湖近百年不断萎缩的特征，本研究中沉积物年代和沉积速率的方法为CRS模型和C-CRS模型。
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表 2 放射性核素210Pbex和137Cs的区别与联系 Tab. 2 The differences and links between 210Pbex and 137Cs |
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表 3 210Pbex和137Cs测年模型应用条件 Tab. 3 Requirements for the application of the 210Pbex and 137Cs dating model |
单因素方差分析(ANOVA)、线性拟合等数理统计分析采用SPSS 22.0软件进行，研究区位置图用ArcGIS 10.2软件进行，其他数据图通过Origin 2022(学习版)软件绘制。
2 结果与讨论 2.1 沉积柱137Cs、210Pbex剖面分布特征洞庭湖放射性核素137Cs、226Ra、210Pb、210Pbex比活度剖面分布如图 3和表 4所示。137Cs剖面分布较复杂，整体呈不规则分布，根据137Cs计年原理，识别出洞庭湖湖体中心区域(TYC、DLFZ、XYZ、SFG、QSD)1963年时标深度多位于100~170 cm(表 4)，东洞庭湖的JSD和BHQ 137Cs比活度可检测深度和峰值深度出现在0~20 cm的表层，说明近百年西洞庭湖和南洞庭湖湖体沉积变化较东洞庭湖更明显。226Ra比活度主要反映来自湖泊沉积物自生产生的210Pb，一般情况下，不同沉积点的226Ra比活度具有差异，但相同沉积点随剖面深度变化很小[36]。洞庭湖226Ra比活度分布在不同沉积点间相互区别，剖面分布基本较稳定，符合一般性的变化规律。但QSD的226Ra比活度分布特征明显不同，随深度增加呈现稳定减少稳定的变化特征，对应深度为0~80、80~105、105~200 cm，且0~100 cm的比活度明显低于105~200 cm，说明QSD的湖泊自生环境较为复杂，可能存在典型沉积事件改变了该处沉积过程、沉积物来源等沉积环境。210Pb与210Pbex的比活度剖面分布类似，整体随深度增加而降低。210Pbex比活度主要来自大气散落，通过干湿沉降随径流、泥沙等方式进入湖泊并逐年沉积于湖底，反映湖泊物质输入的变化特征。洞庭湖湖体沉积点210Pbex比活度均在不同深度出现了异常值(表 4)，反映了洞庭湖沉积物生物扰动状况和近百年的沉积孕灾环境[26]。
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图 3 210Pbex和137Cs比活度剖面分布 Fig.3 Profile distribution of 210Pbex and 137Cs activities |
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表 4 洞庭湖210Pbex比活度剖面分布统计* Tab. 4 Distribution statistics of 210Pbex activities in Lake Dongting |
根据李凤业等[5]关于210Pbex比活度的垂直分布类型，洞庭湖210Pbex垂直剖面分布为多段衰变型、混合衰变平衡型、衰变本底型和近百年无沉积型(表 4)。TYC、XYZ、SFG为多段衰变型，分别呈2段式(衰变段15~100、105~200 cm)、5段式(衰变段0~60、80~95、100~130、145~160、180~200 cm)和4段式(衰变段0~30、45~60、65~110、150~200 cm)衰变，说明西洞庭湖和南洞庭湖沉积环境变迁频繁，尤其是在0~100 cm沉积深度上。其中XYZ、SFG存在倒置分布现象(倒置段60~80、130~145、160~180 cm；30~45、120~150 cm)，即210Pbex比活度随沉积深度增加而增加，说明南洞庭湖湖体沉积环境不稳定，在近百年沉积过程中，沉积物发生侵蚀，而在水动力作用下被侵蚀的“老”沉积物覆盖在表层“新”沉积物上，形成新老沉积物倒置沉积过程。这种倒置分布与南洞庭湖南高北低的湖底地形和草尾蒿竹河三角洲在湖体部分的南迁密切相关[37]，输入泥沙主要沉积在黄土包河、荷叶湖一带。JJZ、DLFZ、LJ为混合衰变本底型，分界深度为25 cm/170 cm、20 cm/160 cm和15 cm/175 cm，分界深度以上为表层混合层，之间为核素衰变层，以下为本底层，说明这些区域表层物理生物扰动较强，整体沉积环境较稳定，沉积点植被覆盖和水文循环是表层混合层的主要因素。QSD为衰变本底型，分界深度为180 cm，反映出南洞庭湖湖心近百年来湖泊物质输入稳定。该沉积点为泥质洲滩，四面环水，主要受周期性水文涨落影响，无工农业污染，受人类扰动相对较低，沉积环境相对稳定。JSD和BHQ的210Pbex在0~20 cm表层迅速降低，然后均保持极低的比活度，基本呈现均一值，即20~200 cm的深度210Pb比活度与226Ra比活度基本相等，不存在210Pbex，表层的快速变化极大程度上是生物扰动的结果，而不是210Pbex的衰变层，这2根沉积柱无衰变层，反映了近百年基本无泥沙沉积的湖泊环境，冲淤平衡，与人工放射性核素137Cs比活度的峰值深度(均为15 cm)反映的沉积特征一致。这种特殊的沉积剖面特征杜耘等[26]在东洞庭湖其他沉积点也有发现，主要与采样点的植被和位置有关。沉积点JSD和BHQ的地表植被为芦苇和湖草，涨落循环的水文特征加之植物根系的生物扰动，表层存在混合层。东洞庭湖泥沙淤积在藕池河东支入洞庭湖的三角洲和南部的漉湖一带[38]，而JSD和BHQ位于东洞庭湖北部和西部，泥沙沉积较少，BHQ虽位于华容河进入东洞庭湖前端，但由于1958年长江调弦口闸的封堵，长江泥沙输入减少，且多沉积于华容河，没有在BHQ处沉积。在湖泊地形、径流输入、水动力状况、植被覆盖、水利设施建设等自然和人为因素的综合作用下，沉积柱137Cs、210Pbex剖面分布特征表明南洞庭湖和西洞庭湖的沉积环境变迁程度强于东洞庭湖。
2.2 沉积物年表与沉积速率时序变化规律万国江等[39]认为湖泊表层210Pbex的异常分布主要是沉积物机械混合和生物扰动导致沉积剖面出现混合层(一般为表层0~30 cm)，深层则与其沉积计年的基本假设不符，也不是沉积物的机械混合、生物扰动或沉积后再迁移等因素的作用，根据洞庭湖沉积柱137Cs、210Pbex剖面分布特征，本研究采用忽略异常值方法处理210Pbex比活度异常值[34, 40]，运用CRS模型和C-CRS模型计算适合年代测定沉积点(TYC、JJZ、DLFZ、XYZ、SFG、QSD、LJ)的沉积年代，绘制洞庭湖沉积深度年代的对应关系(图 4)。整体上，两种模型的沉积深度年代关系曲线结果基本一致。当沉积点都适用于CRS模型和C-CRS模型时，选择以C-CRS模型作为最终定年模型(表 5)。但QSD的定年结果差异明显，定年模型主要根据核素迁移、核素衰变和结果对比确定。该沉积点近百年来自身沉积环境变化较大，可能引起核素的垂直迁移[31]，进而改变1963年时标的对应年代；其次，210Pbex比活度衰变较连续，表明流域物质输入稳定，可用于计算年代；再次，CRS模型的沉积深度年代曲线与其余沉积点的结果相对一致，符合洞庭湖整体沉积年代特征曲线，因而，选用CRS模型作为QSD的定年模型。
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图 4 洞庭湖沉积物深度-年代转换关系 Fig.4 Depth-date transition relationship of sediments in Lake Dongting |
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表 5 洞庭湖沉积物质量累积速率与年代的对应关系 Tab. 5 The corresponding relationship between mass accumulation rate and chronology of sediment in Lake Dongting |
沉积年代上，洞庭湖200 cm深度的沉积物时间跨度为129~162年，沉积年代最远可追溯至1858年，可以反映过去近150年的沉积环境变化，在210Pbex的测定年代范围内[10]，与滇池、洱海、巢湖等湖泊沉积物的年代追溯范围一致[41-43]。洞庭湖沉积点的年代跨度由大至小为LJ、DLFZ、QSD、TYC、JJZ、XYZ、SFG，呈现东洞庭湖>西洞庭湖>南洞庭湖的特征。沉积速率上，洞庭湖沉积物的质量累积速率均值为1.47(DLFZ)~3.11(SFG)g/(cm2 ·a)，自西洞庭湖至东洞庭湖呈降低增加降低增加的“W”型变化(图 5)，在南洞庭湖SFG处质量累积速率最高，整体表现为南洞庭湖>西洞庭湖>东洞庭湖的特征(表 5)。该特征区别于Du等[44]运用沉积钻探获得的洞庭湖沉积速率为西洞庭湖>东洞庭湖>南洞庭湖的研究结果，这主要与样点位置偏差、数据处理方式和定年模型差异有关(表 6)，二者均存在选用一个沉积点的年代代表单一湖区的情况，各自研究点自身可对比性弱，但本研究在采样时同一个采样点沉积柱数量为4~6根(表 1)，考虑了采样点附近的沉积特性；在数据处理中本文考虑了钻探时的压实效应和沉积物干密度对沉积深度的校正，避免了210Pbex定年技术在湖泊沉积物应用中的不足[31]；在定年模型选择上，尽管均运用210Pbex的CSR模型，但本研究同时也考虑了137Cs的时标校正下的C-CRS模型。本文的沉积特征与张晓阳等[37]的1952-1988年湖底地形图法和来红州等[45]运用泥沙平衡法的结果一致。因此，从沉积年代跨度、沉积速率特征规律来看，本研究利用沉积钻探法所得结果可靠地构建了沉积深度年代的转换关系，可用于探究近百年洞庭湖沉积环境变化。
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图 5 洞庭湖沉积物质量累积速率分布(左图为空间变化箱线图，右图为时间变化折线图) Fig.5 Mass accumulation rate distributions in Lake Dongting (spatially varying box line diagram on the left and temporally varying fold line diagram on the right) |
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表 6 与其他相关研究结果比较 Tab. 6 The results were compared with other relevant existing studies |
沉积时序上，洞庭湖沉积速率整体上均随时间呈增加趋势，从1900年的0.5 g/(cm2 ·a)增加到2020年的2.74 g/(cm2 ·a)，增长3~7倍，变异系数为0.40~0.60(图 5，表 5)。时序特征既有长期缓慢的变化，也有短暂的急剧变化，反映了近150年洞庭湖沉积环境变化显著，上游植被破坏、泥沙淤积、围垦筑堤等因素在洞庭湖逐渐萎缩的过程中至关重要[25-26]。20世纪，长江中上游植被破坏严重，土壤侵蚀引发的水土流失明显[38]，而洞庭湖作为调蓄长江水沙的第一个大型湖泊，首先接纳长江水沙输入，并沉积于湖底，导致沉积速率增加。1949年以后，洞庭湖开始了大围垦时期，1949-1979年湖区围垦面积1695 km2，围垦强度居长江中下游湖泊之首[25]。水利工程建设(三峡水库、葛洲坝水利枢纽等)拦截了部分上游泥沙，一定程度上减少了上游泥沙输入洞庭湖。据记载，1980s和1990s分别发生了3和4次特大洪涝灾害[47]，频繁的洪涝灾害使得入湖泥沙增多，进而沉积于湖底。在自然和人为因素的影响下，洞庭湖沉积速率在1960年后快速增加，且变化明显。
2.3 沉积物粒度指示的洞庭湖沉积环境特征湖泊沉积物颗粒组成是研究近现代湖泊沉积环境变化的重要代用指标，其分布特征受水动力条件、物质输入形式、泥沙搬运等多种因素影响，具有环境指示意义。洞庭湖为我国降雨量最大的江湖互通型湖泊，空间差异显著，影响湖泊沉积速率变化。从洞庭湖沉积物粒度(砂粉黏含量)、湖泊压实程度(干密度)与质量累积速率的关系看(图 6)，砂、粉、黏含量对质量累积速率的线性拟合分别通过了0.001、0.01和0.05的显著性检验，同时RMSE值从砂粒向粉粒和黏粒增加，且相关系数r值降低；而干密度没有通过显著性水平检验，说明沉积物颗粒组成显著影响沉积物泥沙沉积速率变化，而沉积后地球物理化学作用的影响不显著。另外，砂、粉、黏含量对质量累积速率的拟合斜率分别为0.028、-0.032和-0.034，表明沉积物质量累积速率随砂粒含量增加而增加，随黏、粉含量增加而降低，且影响程度相当。其次，空间上，洞庭湖自西向东沉积物黏、粉含量呈稳定降低增加降低变化，高值均位于南洞庭湖QSD，砂粒含量呈降低增加降低增加趋势，南洞庭湖SFG是高值点(图 7)，表明南洞庭湖对应高能沉积环境[16]。总体来看，沉积物砂粒空间分布特征与质量累积速率分布具有一致性，呈“W”型空间特征。因此，洞庭湖砂、粉、黏含量显著体现了泥沙输入对沉积物特征的影响，这意味着本研究以沉积物粒度特征作为沉积环境代用指标，分析过去150年洞庭湖沉积环境变化特征是合理可行的。
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图 6 洞庭湖沉积物粒度含量及干密度对质量累积速率的影响 Fig.6 Effect of sediment grain size and dry density on mass accumulation rate in Lake Dongting |
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图 7 洞庭湖沉积物粒度含量空间分布(字母代表 0.05显著水平差异；数字代表粒度含量均值) Fig.7 Spatial distribution of sediment grain size in Lake Dongting (letters represented differences at 0.05 significant level; numbers represented mean values of grain size) |
根据洞庭湖沉积物粒度和沉积速率的分界点最早时点和最晚时点，识别出洞庭湖沉积环境经历了3个阶段2个过渡期的变化(图 8)，即1860-1940年、1960-1980年、2000-2020年后为3个沉积阶段，1940-1960年和1980-2000年为过渡期。结合文献资料记录，洞庭湖近150年来沉积环境演变特征如下：
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图 8 洞庭湖沉积物粒度含量的沉积年代(红色横轴为质量累积速率，黑色横轴为沉积物粒度含量；灰色和紫色虚线为阶段的时间点) Fig.8 Chronological changes of sediment grain size in Lake Dongting (red and black horizontal axis was mass accumulation rate and sediment grain size; gray and purple dashed lines were tripping points of stages) |
1860-1940年(自然缓慢沉积期)，沉积物粒度含量趋于稳定变化，以黏粒和粉粒为主，砂粒变化缓慢，沉积速率缓慢增加，指示出该阶段湖泊以自然沉积为主，反映了1860s-1930s洞庭湖生态环境扰动较小。1852-1873年，长江四口(藕池口、松滋口、虎渡口和调弦口，1958年调弦口被封堵)水系形成，大量泥沙倾泻入湖，导致湖底泥沙淤积、湖盆变浅，此后，洞庭湖逐渐淤积和萎缩，泥沙沉积速率缓慢增加。据记载，该时段出现了1931和1935年两次严重洪灾[47]，但没有体现在沉积物粒度组成和沉积速率时序变化中，相对于中华人民共和国成立后期流域和湖区强烈的人为活动、流域土壤侵蚀加剧和频发的洪涝灾害而言，该阶段仍以自然沉积为主，因而沉积物粒度和沉积速率变异小。
1940-1960年(过渡期)，沉积物砂粒含量略微增加，沉积速率开始呈现加速趋势，指示沉积环境初步受到人为扰动态势。以1949年中华人民共和国成立为界，之前战争动乱，之后湖区快速围垦，对流域和湖体环境都产生了强烈干扰，加剧了流域土壤侵蚀和水土流失情况，泥沙输入增多，湖泊沉积速率开始加速，导致湖泊面积显著萎缩[25]。该时段，长江中上游植被破坏严重导致的含沙量增加，也使得洞庭湖入湖水沙量增加，提高了洞庭湖泥沙沉积速率，这是该时段洞庭湖沉积速率增加的主要因素。
1960-1980年(人为扰动加速期)，洞庭湖砂粒含量显著增多，黏粉粒含量降低，指示该阶段沉积环境扰动明显，沉积速率增加。1950s-1970s，在“以粮为纲”的农业发展方针下，湖区开展的3次大围垦及“蓄洪垦殖”水利设施建设加速了湖体分化，导致泥沙沉积速率升高[48]。1967-1972年，下荆江3处裁弯取直, 其中沙滩子自然裁弯，中洲子和上车湾为人工裁弯工程，裁弯点以上河床冲刷，入湖泥沙减少，以下湖床淤积，不利于泥沙出湖。这种干扰并没有改变湖体的淤积情况，反而由于下荆江段水位抬高，落差增大，对湖水起到顶托作用，使得出湖水沙量降低，湖体部分淤积量大于冲刷量，一定程度上促使更多的泥沙淤积于湖底，湖盆底部淤高，湖泊面积萎缩，尤其是西、南洞庭湖[22, 49]。
1980-2000年(过渡期)，沉积物粒度以粉粒为主，砂粒含量略微降低或保持不变，反映该阶段沉积环境扰动出现变缓，但沉积速率依旧增加。1976年，洞庭湖全湖区停止围垦，1980年，水利部明确“洞庭湖不堵不围”，湖区围垦得到控制，开启了退田还湖的步伐，初步控制了湖体的持续萎缩[25, 48]，但1980s，大规模种植欧洲黑杨依旧增加了人为活动对湖区沉积环境的扰动。气象资料显示，该时期共发生了7次特大洪涝灾害，1990s尤为明显[47]，趋于频繁的特大洪涝灾害也引起了洞庭湖湖区沉积物粒度和沉积速率均出现不同程度增加，依然处于淤积状态
2000-2020年(沉积环境改善期)，洞庭湖沉积物砂粒含量稳定，沉积速率较高，但其变异性较前一个阶段略下降，指示该阶段沉积环境改善。随着2000年国家退耕还林还湖政策、2003年三峡水库运行、2017年洞庭湖“三年行动”等环境保护措施施行，该阶段流域上游土壤侵蚀状况改善[50]，加之三峡水库的拦截，长江泥沙输入减少，进而缓解了湖区泥沙沉积，沉积速率相对下降，湖区淤积状态开始改善。
3 结论本文以洞庭湖沉积物为研究对象，对比分析了洞庭湖湖体放射性核素、沉积物质量累积速率及粒度的分布特征和变化规律，整体上阐明了洞庭湖多段衰变型、混合衰变平衡型、衰变本底型和无沉积型的4种沉积分布类型，揭示了湖体沉积速率具有南洞庭湖快于西洞庭湖和东洞庭湖的空间差异，并表明近现代洞庭湖演变经历了自然缓慢沉积期过渡期人为扰动加速期过渡期沉积环境改善期的时序演变特征。流域内土壤侵蚀、植被破坏、荆江裁弯、植树造林及湖区内围湖造田、兴建堤垸、兴修水利等人为活动是近百年洞庭湖沉积演变的主要因素。本文从泥沙沉积视角深化了对洞庭湖沉积环境变化的认识，为洞庭湖及上游流域生态环境效应治理提供了理论参考。但依然存在采样点的限制和沉积物环境代用指标研究的不足等问题，未来可在洞庭湖湖体沉积环境稳定的洲滩进行钻探，研究多种沉积物代用指标的环境指示意义，补充完善百年尺度洞庭湖沉积环境研究，解构沉积物反馈的生态环境变化特征与规律。
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