湖泊水位变化是区域水资源可利用性(water availability)的直接量度，与周边居民生活、流域生态环境、工农业生产等密切相关。掌握并理解湖泊水位演化规律及机制是水文学、生态学、气候/气象学共同关注的课题。特别是在全球持续升温及人类活动干扰日益增强的预期下，典型湖泊未来水位演化及水资源可利用性的多寡更是受到政府、公众及学术界的广泛关注。由于器测记录较短，如何寻找合适的方法研究湖泊过去水位变化并理解控制水位变化的成因是湖沼学领域持续的热点之一。湖泊古水位的重建方法概括而言可分为两类，一是基于古湖岸/阶地等岸边地质证据重建湖泊水位演化历史。如内蒙古达里湖^[1]、青藏高原纳木错^[2]和昂拉仁错^[3]古水位的重建，等等。该方法物理意义明确，但只适用于重建长时间尺度(如千年尺度)水位变化历史，难以获取高分辨率、连续的湖泊古水位演化历史。另一类方法则是利用湖泊沉积岩芯代用指标重建湖泊古水位演化历史^[4~8]。该方法可以获得连续的，分辨率高的代用指标记录，但常常受代用指标环境意义的多解性困扰，重建的湖泊古水位变化难以定量且其可靠性也常常需要进一步论证。另外，基于历史文献记载^[9]重建过去湖泊水位变化也是湖泊古水位研究的重要手段之一；但一些偏远湖泊历史文献记录通常较少，适用范围有限。

云南程海是我国滇西高原的一个重要的封闭湖泊。史料记载程海曾经是一个开放湖泊，湖水经程河(位于程海南部)流入金沙江(长江上游)^[10~11]。历史时期程海湖水维持了周边大面积农田及居民生活用水，甚至维系了明清时期镇守滇西北边陲的大量驻军的用水需求^[11]。自清朝晚期湖面逐渐下降，湖泊由开放逐渐转变为封闭^[9]，迄今湖面距离湖泊最高水位(程河分水岭)约45 m。我们的前期调查表明：现代程海周边大量居民居住在近200~300年前的湖泊淹水区域，倘若历史时期的高水位再次出现，这些居民的生命财产及沿岸的基础设施均将会受到威胁。近现代程海水位持续下降(近50年来湖泊水位下降约6 m)，湖水盐度逐渐升高；现代湖水不但不宜饮用，而且已经不适宜农业灌溉(与当地农民私下交流)。因此，研究程海水位变化历史，掌握水位变化的规律及机制，对理解该区气候变化规律及机制，对区域经济发展，居民生命财产安全，等等，均有重要意义。本文报道程海沉积物粒度对湖水水深的指示意义及近千年湖水水位演化历史。论文先从空间、时间尺度分别论证“粒度-水深”的关系，在此基础上通过综合对比基于钻孔岩芯沉积物粒度指示的近千年水位变化历史、岸边地质证据以及历史文献记载，进一步检验“粒度-水深”关系的可靠性。

程海(26°27′~26°28′N，100°38′~100°41′E)是云南省九大高原湖泊之一，是构造成因的封闭型深水断陷湖。流域面积为318.3 km²，湖泊面积75.8 km²，平均水深25.7 m，最大水深35.1 m，水量19.8×10⁸m^3[12]。近几十年来观测数据显示：程海水位最高为1505.3 m，最低为1497.5 m，并呈波动下降趋势^[13]。距程海约10 km的永胜县气象记录(1990~2009年)表明该区多年平均气温约13.7 ℃，多年平均降水量约828 mm，多年平均蒸发量约1980 mm。程海主要入湖河流和冲沟有47条，但流程短小，多数河流为季节性溪流^[12]。湖水水化学分析结果显示，湖水离子总量达933.2 mg/L，湖水呈弱碱性，硬度高^[14]。

我们分别于2015年和2016年利用奥地利UWITEC重力采样器在程海不同水深处采集表层岩芯；本文用于分析“粒度-水深”空间关系的采样点共7个，水深介于5.4~26.0 m之间(表 1和图 1)。所获得的岩芯按1 cm间隔现场分样，低温保存，运回实验室后冷冻干燥。表层沉积物用高纯锗γ能谱仪(ORTEC；GWL -250-15)测定¹³⁷Cs、²¹⁰Pb活度；并建立各岩芯年代模式。本文挑选表层3个层位样品做粒度分析(1 cm、5 cm以及¹³⁷Cs-峰层位(约对应于1964年))，以确保相同层位的粒度数据具有近似相同的年代，从而增强数据的可比性。称取沉积物样品0.3 g，加入H₂O₂ (10%)和HCl溶液(10%)分别去除有机质和碳酸盐；再加入分散剂六偏磷酸钠((NaPO₃)₆)(0.05 mol/L)溶液超声振荡。利用英国马尔文公司生产的激光粒度仪(Mastersizer 2000)进行粒度测试，测量范围为0.02~2000 μm，测量误差小于3%。另外，还用滴定法测定了对应层位沉积物碳酸盐含量(因各岩芯表层1 cm样品量少，沉积物碳酸盐含量测定使用2 cm层位)，用于进一步验证沉积物粒度与水深的关系(参后文)。

表 1(Table 1)

表 1 程海岩芯基本信息 Table 1 Basic information of cores in Lake Chenghai 岩芯编号 纬度N 经度E 水深 /m 定年 方法 137Cs 峰位置 CH15-1-1 26°32′17.88″ 100°39′43.92″ 26.0 137Cs 25 cm CH16-2-1 26°31′05.52″ 100°39′27.53″ 23.0 137Cs 24 cm CH16-3-1 26°30′09.73″ 100°39′42.44″ 20.0 137Cs 25 cm CH16-4-1 26°29′49.21″ 100°39′53.84″ 17.0 137Cs 20 cm CH16-5-2 26°29′30.30″ 100°40′09.80″ 15.0 137Cs 52 cm CH16-6-1 26°29′21.73″ 100°40′21.30″ 10.0 137Cs 48 cm CH16-7-1 26°29′15.92″ 100°40′27.70″ 5.4 137Cs 50 cm

表 1 程海岩芯基本信息 Table 1 Basic information of cores in Lake Chenghai

图 1(Fig. 1)

图 1 采样点分布图(等深线修改自文献[15]) Fig. 1 Distribution of the sampling sites in Lake Chenghai (isobaths are redrawn from reference[15])

沉积物¹³⁷Cs时标定年法是近现代湖泊沉积物定年最可靠的方法之一。全球核试验所产生的降尘是湖泊沉积物¹³⁷Cs最主要的来源。大气¹³⁷Cs沉降的峰值时间为1963年，湖泊沉积物中检测到的¹³⁷Cs峰值通常被用作1964年时标^[16]。程海表层岩芯的¹³⁷Cs活度随深度的变化如图 2所示(仅给出岩芯CH16-2-1、CH16-3-1、CH16-4-1、CH16-5-2、CH16-6-1和CH16-7-1的结果)，岩芯CH16-2-1、CH16-3-1、CH16-4-1、CH16-5-2和CH16-7-1有明显的¹³⁷Cs峰，对应的深度分别为24 cm、25 cm、20 cm、52 cm和50 cm；而岩芯CH16-6-1未检测到明显的¹³⁷Cs峰，可能是因为该采样点沉积物沉积后受到较大的后期扰动，根据与邻近岩芯对比，推测其¹³⁷Cs峰层位所对应的深度约为48 cm。

图 2(Fig. 2)

图 2 程海(部分)表层岩芯137Cs活度随深度的变化 Fig. 2 Variation of 137Cs activity with depth in parts of the surface cores of Lake Chenghai

平均粒径是衡量沉积物颗粒平均大小的一个指标，可以灵敏地反映出沉积物沉积时水动力的大小^[17]。程海7根岩芯表层3个不同层位(1 cm、5 cm和¹³⁷Cs-峰层位)的21个样品平均粒径为6.2~17.3 μm，平均值为9.8 μm，在不同水域平均粒径表现出较大差异。分选系数是用于衡量沉积物的分选程度，值越大则分选性越差，值越小则分选性越好^[18]。由湖滨到湖心，分选性变好，分选系数介于5.2~16.6之间。沉积物的频率曲线特征是判断沉积作用形式的重要手段，频率曲线的峰态变化常反映了沉积作用形式的变化^[19]。如图 3，不同层位(1 cm、5 cm、¹³⁷Cs-峰层位)粒度频率曲线大致由湖心向岸边由细向粗偏移，反映了介质动力的变化，直观地反映不同水深粒度的粗细变化，即水位越深(浅)，粒度越细(粗)。

图 3(Fig. 3)

图 3 粒度频率分布曲线图 Fig. 3 Sedimentary grain size frequencies at Lake Chenghai. (a)1 cm layer; (b)5 cm layer; (c)137Cs-peak layer

如图 4所示，程海表层岩芯1 cm、5 cm和¹³⁷Cs-峰层位平均粒径均随水深增加(减小)而变细(变粗)，与水深呈现显著负相关关系(相关系数分别为-0.93、-0.95和-0.91；显著性水平均低于0.01)。表层各层位样品粒度平均值与水深也显著负相关(r=-0.96；p < 0.01)，表明水动力由岸边向湖心逐渐减弱。

图 4(Fig. 4)

图 4 程海表层沉积物平均粒径与水深相关关系 Fig. 4 Correlations between mean grain size and lake water depth at Lake Chenghai. (a)1 cm layer; (b)5 cm layer; (c)137Cs-peak layer; (d)Average mean grain size of surface sediments

程海表层沉积物碳酸盐含量空间分布变化较大，介于4.6%~12.4%之间。如图 5所示，表层2 cm、5 cm和¹³⁷Cs-峰层位的碳酸盐含量均与水深显著正相关(相关系数分别为0.86、0.96和0.92；显著性水平均低于0.01)。表层各层位样品碳酸盐含量平均值与水深也显著正相关(r=0.88；p < 0.01)，均表明随着水深增加，沉积物碳酸盐含量增大。

图 5(Fig. 5)

图 5 程海表层沉积物碳酸盐含量与水深的相关关系 图b中空心圆点表示该点碳酸盐含量异常，计算相关系数时已排除该点数据的影响 Fig. 5 Correlations between sedimentary carbonate content(carb%)and water depth at Lake Chenghai. (a)2 cm layer; (b)5 cm layer(the hollow circle shows an abnormal value in carb% and was excluded when calculating the correlation coefficient); (c)137Cs-peak layer; (d)Average carbonate content of surface sediments

根据云南程海河口街水文站1961~2013 A.D.湖泊水位变化的监测数据^[12]，最近50年程海水位总体呈现波动下降的趋势(图 6)。为了进一步检验前文获得的“粒度-水深”空间分布模式是否适用于时间分布模式，以岩芯CH16-8-1为例对比了程海近50年观测水位与岩芯近50年粒度变化关系。岩芯CH16-8-1长为185 cm，取自程海湖心(图 1)，采用²¹⁰Pb、¹³⁷Cs和植物残体AMS¹⁴C定年法建立综合的年代模式；该岩芯年代模式底部185 cm处对应年代为932 A.D.(严东娜等，未发表数据)。在时间尺度上(见图 6)，近50年以来程海沉积物粒度与水深仍然呈负相关关系，即湖泊水位相对较高时，沉积物平均粒径较细；反之亦然。这表明在时间尺度上，沉积物粒度与水深的关系与其空间分布模式相似。

图 6(Fig. 6)

图 6 程海沉积物平均粒径(a，岩芯CH16-8-1；黑色曲线)与器测湖泊水位(b，灰色曲线)[12]对比 Fig. 6 Comparison between mean grain size of core CH16-8-1 at Lake Chenghai(a, black curve) and the observed lake level variations(b, gray curve)[12]

作为一个物理指标，沉积物粒度对湖泊水位波动响应灵敏，而且基本不受早期成岩作用改造，因而能良好地记录过去气候变化^[20]，在过去全球气候变化研究中有广泛应用^[21~23]。湖泊沉积物粒度的古环境意义已有很多的报道，但不同的研究得出的结果却存在较大的差异。这主要是因为在不同湖泊中，因湖盆地貌特征、流域水文特征等不同而具有不同的粒度分布特征^[24~25]；因此沉积物粒度的环境指示意义需视具体情况而定。例如，不少研究将粒度的大小作为湖泊水位变化的指标，粒度越粗，水位越低^[26~28]；但也有研究认为粒度细则指示湖泊水位低^[29~30]；还有的研究认为在冷干和暖湿条件下湖泊沉积物的粒度都会变粗^[31]。黄小忠等^[32]研究新疆博斯腾湖沉积物粒度时发现湖泊中部沉积物粗颗粒含量变化主要反映的是入湖河流径流量、区域洪水强度及频率、山地降水，而并不反映大风天气或者湖泊水位的变化；王海雷和郑绵平^[33]利用青藏高原中部色林错SL-1孔粒度的中值粒径和 < 10 μm组分含量两个指标讨论色林错近5000年来的湖面变化，认为沉积物粒度的中值粒径和细颗粒组分(< 10 μm组分或 < 4 μm组分)能比较敏感地反映湖面的变化；郭超等^[34]分析了西藏羊卓雍错沉积物粒度敏感粒级7~10 μm与现代观测湖泊水位的相关关系，发现两者有较好的正相关性，表明该湖泊沉积物7~10 μm组分的变化能够指示湖泊水位变化。

湖泊沉积物粒度的分布特征主要受水动力条件、沉积物源、搬运介质以及搬运方式等因素制约^[35]。对于物质来源主要是陆源碎屑物的湖泊(尤其是封闭湖泊)而言，理想的湖相碎屑沉积模式是围绕湖盆呈环带状分布，即从边缘到中心大致出现砾-砂-粉砂-粘土的规律^[19]。程海为封闭湖泊，在空间分布上沉积物颗粒呈现出由浅水区向深水区逐渐变细的趋势；粗粒沉积物主要分布于湖岸水动力较强的区域，而细颗粒物质分布在深水区。如水深大于20 m的3根岩芯(CH15-1-1、CH16-2-1和CH16-3-1；见表 1)，沉积物平均粒径变化在6.0~7.3 μm之间，表明程海水深超过20 m的水域水动力较弱；而位于浅水区的样品，其平均粒径较粗，为8.1~16.7 μm，这与所处的沉积环境有较大关系。程海现代沉积物分选系数由湖滨区向深水区由大变小，这是因为湖滨区水动力条件复杂，深水区水动力条件相对简单。为进一步检验程海湖水深度与水动力条件的关系，本文还分析了1 cm、5 cm以及¹³⁷Cs-峰层位的粒度频率分布曲线(图 3)。当搬运方式一定并且搬运介质的动力大小相对稳定时，它所搬运的沉积物粒度总体是一个单因子控制的单组分分布，表现为单峰态曲线^[36]。由图 3可知，程海沉积物的粒度频率曲线表现为单峰态模态，粒度组成主要集中在细粉砂粒级，砂组分含量低，表明沉积过程可能受单一的沉积作用影响；湖区沉积物的搬运方式较为单一，主要反映了水流的搬运作用。

基于以上分析，我们认为程海沉积物粒度的空间分布与水深的负相关关系应归结为不同水深条件下水动力的强弱，进而与湖面高低导致的采样点与岸边/河口的距离变化有关。从空间尺度看，水深越浅的地方距离岸边/河口越近，沉积物粒度越粗；水深越深的地方，沉积物粒度越细。从时间尺度看，近50年程海岩芯CH16-8-1粒度逐渐偏粗，与同期观测到的水位逐渐下降有明显的负相关关系。

沉积物中碳酸盐含量受沉积时湖水的理化性质影响与控制，而湖水的理化性质又受气候环境的制约，因此，湖泊沉积物中碳酸盐含量的变化可用作气候变化的代用指标^[37~38]。湖泊自生碳酸盐反映湖泊生物活动和物理化学作用，其含量的高低指示湖水盐度的高低，从而反映气候的干湿变化^[39]。湖泊沉积物中自生碳酸盐是湖泊水体中Ca²⁺等阳离子和CO₃^2-离子过饱和条件下的产物。程海湖水呈弱碱性，硬度高，湖水富含Ca²⁺、CO₃^2-、HCO₃^-等离子，容易形成自生碳酸盐类矿物沉淀。朱正杰和陈敬安^[14]通过多种方法的综合判别，认为程海沉积物碳酸盐主要是自生碳酸盐。水深越浅，单位面积上提供自生碳酸盐沉积的水柱越短，沉积物积累的碳酸盐含量越少；相反，水深越深，单位面积上积累的碳酸盐越多，即沉积物碳酸盐含量越高。由此推测，在空间分布上，程海表层沉积物碳酸盐含量与水深正相关，而与粒度负相关。表层2 cm、5 cm、¹³⁷Cs-峰层位碳酸盐含量，以及表层平均碳酸盐含量均与水深有很好的正相关关系(图 5)，同时与对应的粒度成负相关关系，支持上述推测。以上分析同时还表明，湖泊水位变化对沉积物理化性质也有不同程度的影响。

根据前文分析，我们进一步利用岩芯CH16-8-1近千年粒度数据^{[9~10, 40~41]}检验前述获得的“粒度-水深”关系，如图 7所示：程海水位变化在百年/数百年时间尺度上可大致分为3个阶段：约930~1250 A.D.期间沉积物粒度平均值较粗，且波动幅度大；1250~1950 A.D.期间粒度总体偏细；1950 A.D.后粒度呈偏粗趋势。

图 7(Fig. 7)

图 7 程海沉积物近千年平均粒径变化及对应时期的湖泊水位变化 Fig. 7 Mean grain size of core CH16-8-1 at Lake Chenghai of the last millennium and lake level variations. (a)Beach evidence of relative low lake level[40]; (b)Beach evidence and historical literatures of relative high lake level[40]; (c)High lake level of Yuan Dynasty[41]; (d)A dam was built at Lake Chenghai during 1573~1620[10]; (e)The lake level dropped and became a closed and semi-closed lake during 1620~1735[9]; (f)Drop of the lake level of Lake Chenghai induced block of water in 1762[9]; (g)A ca.30 meters drop of the lake level in 1779 recorded in historical literature[9]

930~1250A.D.期间(大致对应于中世纪)粒度较粗暗示当时水位相对较低，与我们前期发现的岸边地质证据一致^[40]。该期间程海的低湖面表明中世纪时期研究区降水或有效降水偏低，与邻近的洱海、泸沽湖等研究结果一致。例如，Sheng等^[42]研究表明泸沽湖在750~1167 A.D.期间显著干旱。中世纪时期程海沉积物粒度波动幅度很大，表明该期间存在快速的湖泊水位波动事件，可能暗示总体偏干旱的中世纪时期内部存在快速的降水增强事件。

1250~1950 A.D.期间粒度总体偏细，其中1250~1850 A.D.期间的低粒度表明该期水位较高(大致对应于小冰期时期)，且显著高于中世纪时期的平均水位。云南程海小冰期期间的高水位状况也得到大量历史文献支持^[40]。历史文献表明云南程海近数百年为外流湖，这表明当时的水位比现代湖面高出大约45 m。例如，《云南通志》记载：1573~1620 A.D.海河闸明万历间建；郡南有古河一道，发源程海，由清水驿三拆而入金江，灌溉田亩七十余里……后其闸倾圮，北胜州知州申奇猷重修^[10]。由于程海闸的位置较高(我们实测海拔约1540 m)，由此推测虽然该期间存在水位波动，但湖泊平均水位较高，与该期间沉积物粒度总体偏细指示的高水位一致。

小冰期期间的高水位表明研究区小冰期时期气候湿润。该结论与邻近区域地质记录，如洱海^[43]、泸沽湖^[42]，等等一致。陈敬安等^[20]通过沉积物粒度指标重建了洱海流域最近600年以来干湿变迁历史，结果表明洱海地区在15世纪最湿润，19世纪以来气候逐渐变干；Chen等^[44]通过对洱海沉积物元素含量主成分分析，揭示了洱海流域温度和降水变化，结果表明该区气候组合特征以“暖干-冷湿”为主，其中小冰期时期该区气候冷湿；Wu等^[45]通过对程海沉积有机质、碳酸盐以及稳定同位素比值的分析，重建了程海富营养化过程，指出了1340~1690 A.D.为贫营养的开放湖泊系统阶段，间接表明该期湖泊水位较高，对应于湿润气候状况；Sheng等^[42]在泸沽湖利用粒度、TOC、C/N比值等多代用指标重建的泸沽湖流域降水变化也表明泸沽湖流域在1167~1733 A.D.期间气候湿润，与本文研究结果大体一致。史料记载程海近200多年来逐渐下降^[41]，但沉积物粒度在1850~1950 A.D.期间仍然保持较细的状态，这可能与该期流域农耕活动增强导致细颗粒粘土物质输入增多有关。

湖泊沉积物粒度常被用于指示湖水水深、地表径流强度，以及气候变化，等等。但是，由于不同湖泊具有不同的湖盆构造和流域水文过程等特征，其沉积物粒度的指示意义也有所不同。本文从空间及时间两个尺度分别论述了云南程海沉积物粒度与湖泊水深的关系。空间尺度上，我们分析了7根取自不同水深的浅层岩芯表层沉积物(1 cm、5 cm和¹³⁷Cs-峰层位)粒度与水深的关系。时间尺度上，我们对比分析了取自湖心深水区的一根岩芯粒度时间序列及其与器测水位记录、岸边地质证据和历史文献记录的对比关系。结果表明：云南程海沉积物平均粒径能有效反映该湖水位变化。平均粒度与水深在空间尺度上呈显著负相关关系，即随水深增加沉积物平均粒径显著变细，反之亦然。该“粒度-水深”模式得到了沉积物碳酸盐含量空间分布规律的支持，即程海表层沉积物碳酸盐含量与水深在空间分布上成正相关关系。在时间尺度上，上述“粒度-水深”模式依然成立，即水深越深粒度越细，反之亦然。基于沉积岩芯粒度时间序列反演的程海近千年水位变化可大致分为3个阶段：(1)约930~1250 A.D.期间(大致对应于中世纪)平均粒径较粗指示低湖面。(2)1250~1850 A.D.期间(大致对应于小冰期)平均粒径较细指示高湖面。上述水位变化趋势与邻近区域大量地质生物记录及历史文献记载一致，进一步验证了本文获得的程海沉积物“粒度-水深”关系的可靠性。(3)近现代(1850 A.D.以来)程海沉积物粒度变化可能在一定程度上受到人为活动影响，但总体变化趋势仍然与湖泊水位变化密切相关。

致谢: 感谢审稿专家的宝贵修改意见和建议。