EN中文

地理学报 >

2024 , Vol. 79 >Issue 5: 1211 - 1230

DOI: https://doi.org/10.11821/dlxb202405008

地表过程与环境演变

长江中游走马岭古城兴衰的环境背景研究

  • 郭爱鹏 , 1 ,
  • 毛龙江 , 2 ,
  • 单思伟 3 ,
  • 莫多闻 4 ,
  • 余西云 3
展开
  • 1.南京信息工程大学科学技术史研究院，南京 210044
  • 2.南京信息工程大学海洋科学学院，南京 210044
  • 3.武汉大学历史学院，武汉 430072
  • 4.北京大学城市与环境学院，北京 100871
毛龙江(1976-), 男, 湖南娄底人, 博士, 教授, 博士生导师, 研究方向为环境演变与环境考古。E-mail:

郭爱鹏(1995-), 男, 江苏盐城人, 博士生, 研究方向为环境演变与环境考古。E-mail:

收稿日期: 2023-12-22

  修回日期: 2024-03-30

  网络出版日期: 2024-05-31

基金资助

国家社会科学基金重大项目(19ZDA231)

国家重点研发计划(2020YFC1521605)

收起

Environmental change and human adaptation at Zoumaling city since mid-Holocene, midstream of the Yangtze River, China

  • GUO Aipeng , 1 ,
  • MAO Longjiang , 2 ,
  • SHAN Siwei 3 ,
  • MO Duowen 4 ,
  • YU Xiyun 3
Expand
  • 1. Institute of Scientific and Technical History, Nanjing University of Information Science and Technology, Nanjing 210044, China
  • 2. School of Marine Science, Nanjing University of Information Science and Technology, Nanjing 210044, China
  • 3. School of History, Wuhan University, Wuhan 430032, China
  • 4. College of Urban and Environmental Sciences, Peking University, Beijing 100871, China

Received date: 2023-12-22

  Revised date: 2024-03-30

  Online published: 2024-05-31

Supported by

Major Project of National Social Science Foundation of China(19ZDA231)

National Key R&D Program(2020YFC1521605)

Fold

摘要

史前城址作为早期城市演化的关键组成部分，与气候、地貌以及水文等区域环境因素密切相关。然而，目前的研究在考虑史前城址相关的区域环境因素方面存在不足。本文基于长江中游地区典型遗址走马岭古城的上津湖钻孔沉积记录和完整的年代框架，结合元素地球化学等气候代用指标分析，重建了中晚全新世走马岭古城遗址的区域沉积环境演变过程，并探讨了其与人类活动的关系。研究发现：① 6.4—5.3 ka BP期间，CIA、Rb/Sr、Mn/Ti值总体较高，Be、Saf值呈相反趋势，指示气候较温暖湿润。此时屈家岭下层文化时期的先民在走马岭修建城址。② 5.3—4.7 ka BP期间，CIA、Rb/Sr、Mn/Ti值上升至峰值，气候暖湿。稻作农业得到发展，屈家岭文化在走马岭古城达到鼎盛。其中4.7—4.6 ka BP期间，粒度参数异常上升，指示古城发生强降水导致的洪水事件。③ 4.7—4.2 ka BP期间，气候转向凉干，古城的石家河文化逐渐衰落。④ 4.2—2.4 ka BP期间，CIA、Rb/Sr、Mn/Ti值降至最低，气候变凉干，古城在3.9 ka BP被废弃。⑤ 2.4—0.3 ka BP期间，CIA和Rb/Sr值回升，Saf和Be值下降，气候回暖。0.8 ka BP左右，上津湖形成。0.3—0.1 ka BP期间，CIA、Rb/Sr值大幅降低，Be和C/N值异常升高，指示在明清小冰期的鼎盛期，走马岭气候寒冷干旱。但是当时围垦等人类活动频繁，初级生产力高。走马岭古城的城内水源主要依赖东南侧的蛇子岭水体，雨季时打开西水门，洪水通过壕沟排入上津湖。旱季时关闭西水门，靠城外蛇子岭水体引水供城内用水。后期气候转向凉干时，水体枯竭导致走马岭古城的壕沟系统失去作用，古城被废弃。

关键词： 全新世; 长江中游; 环境演变; 城壕; 走马岭古城

本文引用格式

郭爱鹏 , 毛龙江 , 单思伟 , 莫多闻 , 余西云 . 长江中游走马岭古城兴衰的环境背景研究[J]. 地理学报, 2024 , 79(5) : 1211 -1230 . DOI: 10.11821/dlxb202405008

Abstract

Integral early urban evolution of prehistoric city sites are intimately related to regional environmental factors such as climate, geomorphology, and hydrology. However, current research is inadequate in considering the regional environmental factors associated with prehistoric city sites. This study utilizes the Shangjinhu Lake sedimentary record and a comprehensive chronological framework of the ancient city of Zoumaling, a typical site in the middle Yangtze River. By analyzing climatic proxies such as elemental geochemistry, it offers a reconstruction of the regional depositional environment of the Zoumaling site during the mid-late Holocene. Furthermore, it explores the connection between regional environment and human activities. The study indicates that: (1) During 6.4-5.3 ka BP, the CIA, Rb/Sr, and Mn/Ti values were generally high, and the Be and Saf values showed an opposite trend, indicating a warmer and wetter climate. The ancestors of the lower Qujialing culture constructed the city of Zoumaling. (2) During 5.3-4.7 ka BP, the values of CIA, Rb/Sr, and Mn/Ti reached their peak, and the climate was warm and humid. Rice agriculture flourished and the Qujialing culture in Zomaling city reached its heyday. Specifically, between 4.7 and 4.6 ka BP, a significant rise in grain size parameters indicates that the ancient city was subjected to flood events due to intense precipitation. (3) During 4.7-4.2 ka BP, the climate became cooler and drier. Consequently, the Shijiahe culture within the Zomaling city began to decline gradually. (4) During 4.2-2.4 ka BP, the CIA, Rb/Sr, and Mn/Ti values fell to their lowest, indicating a shift to cooler and drier climate conditions, and the ancient city was abandoned around 3.9 ka BP. (5) During 2.4-0.3 ka BP, CIA and Rb/Sr values rebounded and Saf and Be values decreased, indicating a warming climate. Around 0.8 ka BP, the Shangjinhu Lake was formed. During 0.3-0.1 ka BP, the values of CIA and Rb/Sr decreased sharply, and Be and C/N values increased, indicating a cold and arid climate at Zomaling during the heyday of the Ming-Qing Little Ice Ages. The primary productivity was high due to frequent human activities like land reclamation. The Zomaling city primarily depended on the Sheziling waterbody for its water supply. During the rainy season, the west water gate was opened to release flood water into the Shangjinhu Lake via the trench. During the dry season, the west water gate was closed, and water was drawn from the external Sheziling waterbody to supply the city. In the later period, as the climate turned cooler and drier, the depletion of water bodies caused the moat system of the Zoumaling city to become ineffective, resulting in its abandonment.

Key words： Holocene; middle Yangtze River; environmental evolution; city trench; ancient city of Zoumaling

1 引言

全新世期间，气候、水文地貌等自然环境因素的演变对早期文明进程产生显著影响[1⇓-3]。然而，在不同的区域环境背景下，气候系统、水文地貌以及人类活动之间的相互作用增加了对人地关系的研究的复杂性[4-5]。例如，印度河流域的研究发现，由于气候变干旱导致河流洪泛作用减弱，刺激了哈拉帕文明集约化农业的发展。但之后季风性河流的干涸迫使定居点缩小，人们逐渐向北方较湿润的地方迁徙[6]。4.8—3.8 ka BP、3.0—2.5 ka BP和1.0—0.8 ka BP的气候波动改变了密西西比河流域的河流景观，对应人类的文化转型时期[7]。中国的人地关系研究目前主要集中在大河流域以及沿海地区，同样的气候事件常由于区域环境特征的不同而对文明的演变产生不同的影响[8]。在4.0 ka BP前后，黄河流域经历了气候变冷，伴有异常洪水事件，这导致了黄河上游和下游的部分早期文化衰落。但中原地区利用山前黄土台地的地貌条件治理洪水，促进了龙山文化和华夏文明的发展[4]。全新世早中期温暖的气候和海平面的变化导致长江三角洲南部形成了肥沃的平原，利于水稻等作物的种植。后期海平面减缓上升以及地下水位的上升使平原减少，聚落向东部高海拔地区转移[9]。7.0—3.0 ka BP 期间，上海地区至少有4次文化中断事件，诸如海平面上升或暴雨引起的水患等极端的气候环境以及水文条件，使得农业生产中断，由此引发的社会动荡是良渚文化衰落的原因[10]。全新世气候环境演变过程对新石器时代人类适应性行为造成的影响是当前环境考古领域的热点问题。
全新世总体上温暖的气候为新石器文化农业发展奠定了基础[11]。农业的扩散推动了聚落变革，影响人类对住地和耕地的选择，并促成了定居模式的形成[12-13]。约在8.0 ka BP左右，北方地区的聚落开始挖掘环壕划定边界，南方地区和中原地区利用环壕抵御水灾[14]。该时期的聚落环壕规模较小，挖掘壕沟的土被堆砌在内部形成土墙，基本上是根据地势地貌建成。如连通涔水的八十垱遗址，围绕岗地以及连接湖泊建成的彭头山遗址都是利用区域环境优势建造城址的代表[15-16]。在6.0—5.0 ka BP期间，随着环壕聚落的发展，大型且相互连接的定居点城址开始出现，环壕被拓宽成城壕[17]。长江中游地区是中国史前城址发现最多、最密集的地区。大溪文化至油子岭文化期间（6.5—5.3 ka BP），具有城墙、城壕、水陆码头和灌溉设施等结构的城头山古城和龙嘴城古城分别出现在水文条件优越的洞庭湖盆地和江汉平原，聚落之间出现明显社会等级分化[17⇓⇓-20]。长江中游的筑城活动在屈家岭文化（5.3—4.5 ka BP）至石家河时期（4.5—3.9 ka BP）达到鼎盛，长江中游延续使用和新建的古城约有17座[17]。而4.2 ka BP前后的气候恶化事件可能导致了长江中游文化走向衰落，一些大型聚落被废弃[21-22]。史前城址是城壕聚落向早期城市发展重要的一环，长江中游史前城址与环境演变的联系是中国文明探源研究中不可缺少的一部分。先前的研究主要侧重于对长江中游地区的环境演变和人类活动的深入探讨，涵盖了多个方面，包括对洞庭湖区的沉积记录、大九湖泥炭的孢粉记录、神农架山宝洞石笋记录等不同时间尺度的大环境数据集[23⇓-25]，以及新石器遗址的聚落分布情况[26]，还涉及气候变化事件对新石器文化各阶段的影响[11,24,27]。尽管长江中游地区的考古和古气候环境研究历史丰富，但直接涉及古城址发展过程的区域环境背景研究较为有限。
走马岭遗址位于长江中游的江汉平原南部，建于屈家岭—石家河文化期间。经过多次考古发掘[28-29]，相关学者对遗址功能、结构[30]及周边遗址与古城的联系[21,31]进行了深入研究。此外还对走马岭遗址的植物遗存进行鉴定[32]，以及石器原料溯源[33]等科技考古方面的探讨。走马岭城址内城面积近10万m2，总面积近50万m2。城内有古河道，与城外护城河和上津湖相通，形成水上交通系统。城北有古道路与城外相接，构成陆地交通系统。城内由北至东是主要居住区，城北内城侧有公共墓地[29-30]。走马岭遗址是长江中游屈家岭时期典型的古城遗址，拥有宽阔的城壕，壕沟内有大量的第四纪沉积物。从古城的城墙与河道遗存可以看出古城的构筑与自然环境有着紧密的联系。然而，古城的使用和废弃过程与区域环境演变之间的联系尚不明确。本文选取长江中游走马岭古城遗址不同地理位置的多个钻孔的沉积信息，结合地球化学元素记录、粒度参数及考古档案进行综合对比分析，恢复遗址区域的全新世气候变化，地貌与水文环境演变过程，并讨论其与遗址的形成及兴衰演化之间的关系。

2 研究区域与遗址概况

研究区位于长江中游的江汉平原，紧邻长江中游和汉江下游，北至钟祥，东至武汉，毗邻洞庭湖平原，西至枝江（图1a）。江汉平原位于长江中游湖北省中南部，南部通过华容隆起与洞庭盆地相连。江汉平原由长江与汉江冲积而成，第四纪以来，该区域一直是湖沼密集区。该平原属于北亚热带季风气候，气候温暖湿润。年平均温度保持在16 ℃以上，最冷月均温在3.5 ℃以上，年均日照时数约为2000 h，适宜喜温作物如棉花和水稻的种植。本区年降水量在1100~1300 mm之间，70%集中在气温较高的4—9月。春秋季节，汉江谷地是冷空气南下的主通道，常有低湿阴雨天气。过长的梅雨季节和过多的年降水可能引发初夏的洪涝灾害。盛夏副热带高压系统使秋季干旱频率升高[34]。自然植被以常绿落叶阔叶混交林为主，包括壳斗科的栎属以及常绿阔叶中的苦储、青冈等植物。低山丘陵的成土母质主要是第四纪红色粘土，而中部平原土壤主要是由江湖相沉积物堆积而成，发育有黄壤、黄棕壤、红壤和水稻土及潮土[35]。
图1 走马岭遗址钻孔位置示意图

注：图1a基于自然资源部标准地图服务网站GS(2016)1594号的标准地图制作，边界底图无修改。图1c基于刘建国等[36]提供的卫星图改绘。

Fig. 1 Diagram of the core acquisition location of the Zoumaling site

走马岭古城遗址（29°40′53″N, 112°32′10″E）位于石首市东升镇走马岭村与屯子山村的交界处。古城地处江汉平原南部的丘陵地带，向洞庭湖平原延伸。古城的西南面是石首市最大的湖泊上津湖。走马岭古城坐落在上津湖东南的台地上，用RTK测得遗址中心的相对标高为1.9 m，基准面为椭球高，海拔31 m。古城的东南部和南部为海拔20~300 m的低山丘陵，延伸至城址附近。西部滨临上津湖，东部和北部为冲积湖积平原。江汉平原地势低平，水源充足，是稻作农业的理想场所（图1b）。

3 材料与方法

3.1 样品采集

在走马岭古城进行了现场地貌调查和考古记录，从而选择适合的采样点来采集钻孔岩心，以还原走马岭古城的环境演变过程（图1c）。这些岩心采集自多个关键区域：屯子山、西蛾子山、东门、西门、蛇子岭以及上津湖，涵盖了遗址的外城壕、内城壕、水门以及与水利工程连接的湖泊。根据沉积物的岩性、质地、颜色、包含物以及出土的红烧土和器物可以将岩柱自下而上分成生土层、文化层、淤泥层以及表土层（图2）。
图2 走马岭遗址钻孔地层对比示意图

Fig. 2 Comparison of the stratigraphy of the core at the Zoumaling site

上津湖的正常水位28 m，平均水深1.5 m[37]。上津湖钻孔取在上津湖的东北角上，海拔24.8 m，岩心共3.4 m。第1~2层为表土层，第3~4层为淤泥层，第5~8层为文化层，9层为生土层。西蛾子山钻孔位于内城墙外的环壕，海拔为29.4 m，钻孔岩心共2.6 m。第1~2层为表土层，3~4层为淤泥层，5层为文化层，6层为生土层。蛇子岭钻孔位于古城东南侧外城墙的环壕，海拔28.75 m，取得岩心共3 m。第1~2层为表土层，3层为淤泥层，4~5层为文化层，6层及以下都是由青灰色淤泥组成的湖沼相沉积，未见底。东门钻孔位于东部内城垣的城门，海拔29.4 m，钻孔共3 m。屯子山钻孔位于走马岭遗址北部的外城壕，海拔30 m，岩心共2.7 m。西门钻孔位于内城壕的西部出水口，海拔28.7 m，有红烧土残留。所有岩心都是每隔5 cm采取样品。土壤颜色采用美国Munsell蒙赛尔防水土壤比色卡进行比对。考虑到遗址的环壕以及城门附近的钻孔可能受人为扰动的影响较大，选取上津湖附近的自然钻孔岩心进行环境待用指标分析，重建了中晚全新世以来的环境变化（表1）。同时选取位于屯子山岩心进行年代测试并建立年代框架，验证环壕沉积和上津湖沉积体系的一致性。
表1 上津湖钻孔岩心的岩性描述

Tab. 1 Lithology description of Shangjinhu core

层位 深度(cm) 岩性描述
1 0~23 稻田土，灰色粉砂质粘土，greenish gray(GLEY 2 5/10G)，含植物残体
2 24~60 灰色粘土，brown(GLEY 2 5/10B)，含植物残体
3 61~105 灰青色粘土夹灰色粘土，blueish gray(GLEY 2 5/5PB)，含近代植物根系
4 104~165 黑色粘土，very dark gray(GLEY 2 4/5PB)
5 166~182 灰黄色粘土含斑块状灰色粘土，dark yellowish brown(10YR 4/4)，含红烧土
6 183~197 质地、颜色同上，斑块状粘土部分增多
7 198~272 棕色颗粒状粘土，brown(7.5YR 4/3)，含陶片和黑色铁锰结核颗粒
8 273~323 粉砂质粘土含青灰色条带，yellowish brown(10YR 5/6)，含少量铁锰结核
9 324~340 生土层，未见底，颜色同上，条带状粉砂质粘土增加

3.2 年代测试

光释光（OSL）年代测试在华东师范大学河口海岸科学研究院完成，其中上津湖岩心分析了6个样品，屯子山岩心分析了4个样品，合计10个。实验步骤如下：① 在采集样品前，在实验室暗室中对每个样品的暴露部分进行削除，以确保准确的测试结果，之后，采用30%的H2O2和HCl溶液处理样品中心部分，以去除有机质和碳酸盐物质。② 为了获取测年所需的石英组分，采用湿筛法筛选出中粒（45~63 μm）混合矿物，通过使用30%的氟硅酸去除中粒混合矿物中的长石成分，最终得到了纯净的石英样品，用于后续的等效剂量测量。③ 使用Risø-TL/OSL DA-20 DASH释光测量仪进行了等效剂量测量。在测定过程中，激发光源为蓝光（470±30 nm），光电倍增管前置的是厚源U-340滤光片。该测量仪器配备了放射性β源90Sr/90Y，且所有人工放射性辐照均在该仪器上进行。采用单片再生剂量法（SAR）来获得准确的等效剂量数据。测年结果如表2所示。
表2 上津湖岩心和屯子山岩心OSL测年结果

Tab. 2 OSL dating results from Shangjinhu and Tunzishan cores

样品编号(OSL) 深度(cm) U(mg/kg) Th(mg/kg) K(mg/kg) 剂量率
(Gy/ka)		 测片数 离散度(%) MAM-De(Gy) 年代(ka BP)
SJH-01 115.0 3.39±0.10 16.10±0.48 2.26±0.07 3.91±0.16 21 18±3 1.01±0.09 0.26±0.03
SJH-02 165.0 3.33±0.10 14.60±0.44 1.50±0.05 3.14±0.13 24 14±2 2.48±0.08* 0.79±0.04*
SJH-03 197.5 2.84±0.09 14.10±0.42 1.35±0.04 2.86±0.12 23 43±6 10.51±0.41 3.67±0.21
SJH-04 242.5 3.60±0.11 13.40±0.40 1.45±0.04 3.06 ±0.13 24 47±7 21.28±2.07 6.95 ± 0.73
SJH-05 282.5 2.86±0.09 15.60±0.47 1.70±0.05 3.25±0.13 22 47±7 19.73±2.42 6.07±0.79
SJH-06 325.0 3.42±0.10 16.20±0.50 1.63±0.05 3.35±0.14 28 60±8 21.46±2.48 6.41±0.79
TZS-01 67.5 3.09±0.09 16.70±0.50 1.78±0.05 3.49±0.14 24 19±3 1.81±0.15 0.52±0.05
TZS-02 125.0 2.71±0.08 14.10±0.42 1.54±0.05 3.01±0.12 24 21±3 4.17±0.33 1.39±0.12
TZS-03 172.5 2.97±0.09 15.20±0.46 1.64±0.05 3.22±0.13 27 33±5 6.90±0.70 2.15±0.24
TZS-04 215.0 2.64±0.08 15.80±0.47 1.70±0.05 3.23±0.13 29 45±6 20.89±2.96 6.48±0.96

注：样品的含水率为估算值，皆为20%±5%；MAM为最小年龄模型；样品离散度大于15%的样品又利用MAM（sigma b =0.15）进行了计算；U、Th、K的含量通过ICP-MS进行测量；*表示数据用中央年龄模型（CAM）计算。

3.3 沉积物粒度

粒度实验在南京信息工程大学重点实验室完成，主要包括样品的预处理和仪器测量分析两部分，具体步骤如下：① 取1 g样品，依次加入10 mL H2O2溶液和10 mL HCl溶液，加热去除有机质及碳酸；② 加入蒸馏水后静置，用吸管吸出中上部清液；③ 加入10 mL浓度0.5%的(NaPO3)6溶液，在超声波清洗器中振荡10 min，得到高分散悬浮液；④ 采用 Mastersizer 2000型激光粒度分析仪对350个沉积物粒度样品进行分析。仪器的粒径测量范围为0.02~2000 μm，重复测量的相对误差小于2%。粒度参数平均粒径（Mz）、分选系数（Sd）、偏度（Sk）以及峰度（Ku）采用GRADISTAT程序进行计算。

3.4 地球化学元素指标

地球化学元素的X射线荧光光谱分析在安徽师范大学地理与旅游学院江淮流域地表过程与区域响应安徽省重点实验室完成，方法如下：① 样品经过风干，待含吸附水量大于1%时，在50~60 ℃烘箱中烘干24 h；② 取干燥后的样品5 g以上，置于玛瑙研钵中研磨至200目以下；③ 取上述研磨混匀后的粉样5~6 g放入平板模具上直径为35 mm的塑料杯中，加30 t压力成型，压出厚度2~4 mm的圆片。④ 将圆片置于X射线荧光光谱仪（XRF）上进行定性测试。实验仪器为日本理学公司产ZSX Primus IV型X射线荧光光谱仪（XRF）。分析过程采用国家地球化学标准沉积物样（GSS1和GSD9）全程监控，分析误差小于±1%。
总氮含量（TN）、总有机碳含量（TOC）、碳氮比值（C/N）测试分析同样在安徽师范大学实验室内完成，具体步骤如下：① 将样品置于室内自然晾干，研磨过10目筛；② 取一定量的样品，加入5%的稀盐酸多次搅拌，不断加入稀盐酸至反应完全，浸泡24 h；③ 用中性去离子水洗至中性（pH=7），烘干后将样品用玛瑙研钵研磨至粉末状，过200目筛；④ 预先根据不同地层沉积物性状测定了若干不同层位的控制样，根据样品中总氮和总碳的含量称取一定量的被测样品在锡纸紧密包裹下送入元素分析仪测定出TN、TOC、C/N值。实验仪器为德国Elementar公司生产的VarioELcube元素分析仪。

4 结果与分析

4.1 年代—深度模型

本文分析了10个光释光（OSL）年代数据。岩心240~250 cm处的1个OSL样品（6.95±0.73 ka BP）年龄出现倒置且显著偏老。考虑其可能受到人为扰动或者湖水侵蚀的影响，未用于构建年代框架。排除异常值后，利用R软件中的Bacon 2.2程序，基于Bayesian统计方法构建了年代深度模型（图3）[38]。结果表明，上津湖岩心年代下限为6.41 ka BP，上限为0.01 ka BP。屯子山岩心年代下限为6.48 ka BP，上限为0.04 ka BP。本文基于屯子山岩心和上津湖岩心建立的年代框架，分析中晚全新世以来研究区的沉积环境演变过程和古气候变化。
图3 上津湖和屯子山岩心年代—深度模型

Fig. 3 Age-depth models for Shangjinhu and Tunzishan cores

4.2 地球化学指标分布特征

根据沉积物的岩性特征和出土器物，可以将上津湖岩心自上而下分段为表土层、淤泥层、文化层以及生土层。基于这个分段，可以详细分析沉积物地球化学元素的分布特征（图4）。第1层（0~60 cm，0.1—0 ka BP）：Ti（5720~6181 μg/g，平均5938 μg/g）含量逐渐减少，后期有小幅度摆动，其余元素也出现小幅度波动，可能与上津湖形成后对岸边的流水侵蚀有关。第2层（61~165 cm，0.8—0.1 ka BP）：Ti（5270~5717 μg/g，平均5559 μg/g）含量保持稳定，Sr元素（63 μg/g）和Na2O（0.83%）出现谷值和明显的波动，可能与气候有关。第3层（166~323 cm，6.4—0.8 ka BP）：Ti（5233~6421 μg/g，平均5833 μg/g）含量逐渐减少至255 cm处开始上升至峰值，后期出现明显的波动。在225~265 cm（5.5—4.2 ka BP）期间，除去TOC和TN外所有元素都出现明显波动，暗示物源在此时发生了较大的改变。第4层（324~340 cm）：Ti（5740~5901 μg/g，平均5821 μg/g）含量逐渐减少。Sr元素与Na2O元素逐渐富集。其余元素分布趋于平稳。总体看来，Ti元素和Cu元素、Al2O3元素趋势相同，和Sr元素趋势相反。元素分布特征和沉积环境的演变以及年代有着很好的对应关系。
图4 上津湖岩心沉积物的地球化学元素指标在地层中的分布特征

Fig. 4 Characterization of the distribution of geochemical elemental indicators in the stratigraphy of Shangjinhu core sediments

在上津湖岩心沉积物中，观察到了TOC和TN含量的变化总体上趋于稳定。TOC的变化范围在0.2%~1.9%之间，其平均值为0.8%。而TN的变化范围为0.01%~0.30%，其平均值为0.1%。TOC和TN含量在第3层有显著富集现象，与Sr值以及CaO值有很好的对应关系。TOC和TN之间存在着明显的正相关性（R2 = 0.95），表明沉积物中的TN主要来源于有机物（图5），可以忽略与粘土颗粒结合的氨态氮含量[39]。地球化学元素结果显示，走马岭遗址的地球化学元素分布随着沉积环境的演变而呈现不同的特征，这有助于理解该地区过去的气候和水文条件的演变。
图5 上津湖岩心中TOC与TN的相关关系

Fig. 5 Correlation between TOC and TN in Shangjinhu core

4.3 粒度参数分析结果

沉积物粒度是识别沉积环境变化和运移机理的重要指标之一，常用于湖泊、河口三角洲和浅海海湾等环境研究[40-41]。本文使用多项粒度参数指标，如中值粒径、平均粒径、分选系数、偏度（SK）和峰度（KG），以反映沉积物的粒度特征。根据岩性特征，从上到下分段描述了上津湖钻孔岩心沉积物中粒度参数的分布特征（图6）。
图6 上津湖岩心的粒度参数垂直分布特征

Fig. 6 Vertical distribution characteristics of grain size parameters of Shangjinhu core

第1层（0~60 cm，0.1—0 ka BP）：平均粒径11.09 μm，总体以粉砂为主。分选系数变化范围为2.6~5.3，呈现分选较差到极差的趋势。偏度变化范围为-0.21~0.80，呈细（负）偏和极粗（正）偏的特征。峰度变化范围为0.90~1.45，以中等峰态以及窄峰态为主，粒度特征指示水位变化频繁的河流环境。第2层（60~165 cm，0.8—0.1 ka BP）：平均粒径8.24 μm，波动较大，总体以粉砂为主。分选系数变化范围为2.6~5.3，呈现分选较差到极差的趋势。偏度变化范围为-0.21~0.18，呈细（负）偏和粗（正）偏的特征。峰度变化范围为0.9~1.5，以中等峰态以及窄峰态为主。粒度特征指示水动力较强的河流相沉积环境。第3层（165~323 cm，6.4—0.8 ka BP）：平均粒径11.53μm，粒径较第4层粗。总体以粉砂为主，中部240 cm处砂含量出现异常峰值，最多达到17%。分选系数变化范围为2.90~3.73，为分选较差。偏度变化范围为 -0.15~-0.27，呈细（负）偏的特征。峰度变化范围为0.88~1.03，由中等峰态转宽峰态。粒度参数的特征指示水动力变强的趋势。第4层（323~340 cm）：平均粒径10.6 μm，总体以粉砂为主。分选系数变化范围为2.8~3.1，为分选较差；偏度变化范围为 -0.21~-0.25，呈细（负）偏的特征。峰度变化范围为0.96~0.99，以中等峰态为主。

5 讨论

5.1 遗址区域岩芯记录的全新世中晚期以来的沉积环境演变

化学风化是陆地表面圈层相互作用的主要形式，同时也是古气候和古环境变化的重要记录[42-43]。蚀变化学指数CIA常用于反映矿物在风化过程中的蚀变程度，其升高表明矿物化学风化程度增强[43⇓-45]。Rb/Sr比值则揭示了地层沉积环境和古气候变化，较高的Rb/Sr比值通常指代温暖湿润气候，因为Rb相对稳定，而Sr在强降水条件下易损失。相反，较低的Rb/Sr比值表明干旱气候[46⇓-48]。Mn/Ti值在还原环境中较低，因为Ti在沉积环境中相对稳定，而还原环境中Mn会溶解，从而指示降水的变化[49]。Saf常被用来指示表层沉积物的化学风化程度和气候条件，随着风化程度和暖湿程度的增强而减小[43]。而Be的测定则基于沉积物中Na2O和CaO相对于Al2O3的浸出程度，较低值反映湿润沉积环境[42]。湖泊沉积物中的TOC含量反映了流域内植被量和地表径流的搬运能力，与气候环境相关。高TOC含量表示湿热气候，低TOC值则指示冷干气候。而总氮（TN）含量则反映了营养盐输入和初级生产力水平[50]。C/N比值即TOC与TN的比例，综合反映了沉积物中内外源物质的相对比例。高C/N值表示更多陆源碎屑沉积，而低C/N值则相反[51-52]。通过分析上津湖钻孔中各项元素比值（图7），观察到CIA与Be呈负相关，与Rb/Sr值呈正相关。结合元素分布特征和岩性变化，将走马岭遗址的古气候环境变化划分为4个阶段。
图7 上津湖岩心的古气候代用指标和粒度组分与董哥洞石笋DA的δ18O序列、基于神农架孢粉记录重建的年平均气温[63]以及基于长江下游孢粉记录重建的年均降水量[59]对比

Fig. 7 Comparison of paleoclimate proxies and grain size fractions from Shangjinhu core with the δ18O sequence of Dongge stalagmite DA, mean annual temperatures based on the Shennongjia pollen records, and mean annual precipitation based on the downstream of Yangtze River pollen records

阶段I（6.4—5.3 ka BP）：底部的生土层平均粒径10.6 μm，总体以粉砂为主，砂含量很少。该层分选较差，呈现细（负）偏的偏度和中等峰态，具备下蜀黄土的特征[53]。生土层以上部分，C/N值波动明显，出现两个峰值（图7），指示遗址区初级生产力高，有机质输入量大，这可能与人类的活动影响的方式与强度有关[54-55]。土壤中低TOC、TN含量的原因是流域内垦荒等活动使得表层土壤暴露，土壤有机质被分解和氧化水土流失增强[52]。阶段I的C/N值在屈家岭下层文化期间（5.6—5.3 ka BP）出现峰值，或许是此时的人类活动导致有机质输入量大。考古发掘记录显示，走马岭遗址的城垣修筑年代下限与屈家岭下层文化相对应[29]。Rb/Sr、CIA、Mn/Ti总体显示较高的值，Saf和Be值较低（图7），指示此阶段走马岭遗址处于风化作用较强，较温暖湿润的气候环境。这与董哥洞石笋DA的δ18O序列记录的东亚夏季风较强阶段相对应，此阶段已经是全新世大暖期的衰退期，但总体还是呈现温暖湿润的气候环境（图7）[56]。
阶段II（5.3—4.2 ka BP）：粒度总体以粉砂为主，分选系数较差，偏度呈细（负）偏，峰度由中等峰态转宽峰态。这些特征指示水位不定，水动力变强的沉积环境。但没有河湖相或者湖沼相的沉积出现，说明此时上津湖当时并没有形成湖泊。CIA、Rb/Sr、Mn/Ti值整体偏高，Saf和Be值总体较低。这些数据综合表明阶段II总体处于风化作用强烈，温暖湿润的气候环境。5.3—4.7 ka BP期间CIA、Rb/Sr、Mn/Ti值逐渐上升，约4.7 ka BP达到峰值，而Saf和Be值呈相反趋势且出现谷值，证实了此时走马岭遗址处于风化作用强烈、气候温暖湿润的环境。董哥洞石笋记录显示东亚夏季风比起前段低，但仍然处于较高阶段（图7）[56]。C/N值显著升高，并在5.0 ka BP左右达到峰值，指示初级生产力高，有机质输入量大，人类活动强度大。在此期间，屈家岭文化（5.3—4.5 ka BP）在长江中游实现了统一，两湖平原的稻作农业开始取代狩猎采集为主的经济形态[32]，陶家湖古城、鸡鸣城古城等史前古城开始兴起[57]。走马岭古城的屈家岭文化遗存分布最为广泛，显示此阶段是古城繁盛期[29]。从4.7 ka BP开始，CIA、Rb/Sr、Mn/Ti值逐渐降低，Be值开始升高。这意味着风化作用减弱，气候逐渐转向干冷，但相较于阶段IV，气候仍然较为温暖（图7）。在4.7—4.6 ka BP期间，砂含量突然增加，平均粒径变大，Mn/Ti值达到最大值（图7）。可能是暖湿气候下的强降水导致走马岭古城地区水动力增强，水位异常升高。屈家岭文化中晚期（4.9—4.6 ka BP）在江汉平原地区普遍发生了洪水事件，例如钟桥遗址和三房湾遗址分别记录了在4.8—4.6 ka BP和4.9—4.6 ka BP的古洪水层[58]。此次事件也与长江下游的降雨记录的最大值（图7）相呼应[59]，但至4.2 ka BP左右，气候发生了转变。
阶段Ⅲ（4.2—0.8 ka BP）：4.2—0.3 ka BP期间，CIA、Rb/Sr、Mn/Ti值降至最低，Be和Saf值增长趋缓。这些指标显示风化作用减弱，降雨量减少，较为寒冷的环境。这一时期C/N值开始减少，有机质输入减少，人类活动干扰降低。这与4.2 ka BP前后的气候恶化事件记录符合，长江中游地区的文化此时出现衰落，许多大型聚落被废弃[22]。3.9 ka BP后，C/N比值波动消失，显示出稳定趋势。这表明在4.2 ka BP气候变冷之后，走马岭古城的人类活动一直持续到3.9 ka BP，随后城址被废弃（图7）。走马岭古城的石家河文化时期遗存稀少，反映了古城的衰落。到了煤山文化时期，古城被废弃[29]。阶段Ⅲ期间，C/N、CIA、Be、Rb/Sr值整体波动不大，说明遗址所处环境风化程度较弱，气候趋于凉干。直至2.4 ka BP期间，粘土含量开始增加，CIA和Rb/Sr值略微回升，Saf和Be值开始降低，但Mn/Ti值没有明显变化。这指示气候开始变暖，但降雨量变化不大。董哥洞石笋记录显示，这一时期东亚夏季风比起前段减弱，气候较为干冷（图7）[56]。4.2—2.4 ka BP时间上大致与石家河时期到西周时期相对应，气候经历了变凉变干的过程，到了历史时期气候有所回升，与屈家岭剖面记录的气候变化一致[60]。
阶段Ⅳ（0.8—0 ka BP）：0.8—0.3 ka BP期间，C/N、CIA、Rb/Sr值逐步升高，Be、Saf值呈相反趋势，此时风化作用在这一阶段逐渐增强，气候环境开始向暖湿方向转变。此外，石笋记录显示东亚夏季风在此期间相比之前有所增强[56]（图7）。TOC、TN和C/N值均呈现出显著的波动特征，这可能与人类活动，尤其是围垦活动的增加密切相关（图4、图7）[54-55]。南宋时期，长江中游地区经济的兴起带动了垸田的出现。到了明清时期，江汉平原地区进入了大规模的开发阶段，广泛开垦湖泊和河漫滩为农田。明代中后期，流传的民谚“湖广熟，天下足”反映了江汉平原农业水平的显著进步，其中主要特征是大面积的垸田的出现[61]。0.3—0.1 ka BP期间，C/N、CIA、Rb/Sr值大幅降低，而Be值异常升高，可能指示明清小冰期鼎盛期的气候干冷事件[62]。

5.2 走马岭古城构筑与水文、地貌的联系

早期人类选择居址、遗址的建设与废弃，以及文化的兴衰都深受水资源的影响。其中，对水体的距离和利用程度反映了古人对自然环境的认知水平[64]。通过GIS软件对走马岭古城进行水文分析，包括水系提取、缓冲区和集水区的划定（图8）。结果显示，古城位于长江水系缓冲区范围3000 m内，距离长江较远。集水区分析显示，古城位于中等规模的集水盆地（面积90 km2）内，不是水系最密集的区域。地形方面，走马岭古城比同期的青河城和鸡鸣城更高一些，集水盆地也相对更大。从地貌角度看，走马岭遗址位于华容隆起地带上，这一地带北接江汉盆地，西抵澧县凹陷，南东边缘和北西边缘发育有大量枝杈状的雍塞湖[65]。华容隆起地势低平，坡度在1°以内。走马岭古城与青河城，鸡鸣城同在这片地势较平的地区，易受水患的影响，因此修建了防治洪水的城墙和护城河[66]。
图8 遗址水系提取、集水区和缓冲区分析

Fig. 8 Site hydrologic extraction, catchment and buffer analysis

走马岭古城城墙的构筑与周边地貌紧密相关。内城总体呈椭圆形，内城墙由砚盘山、西蛾子山、东蛾子山、东纱帽山、西纱帽山组成（图9a）。东门钻孔位于东部内城垣的城门，海拔29.4 m。附近的探沟之前探到了很深的文化层，同时发现了一定数量的墓葬。所有城墙离地面高度约8.0~9.5 m，主要由土夯筑而成。城墙的底部是发红的黄土，与上津湖钻孔底部的下蜀黄土相似（图2）。古城东北部有一个屯子山遗址，拥有独自的城垣与环壕。屯子山、虎山及以及它们之间的弧状台地在走马岭的东部形成了一个半圆形的外城城郭，形成了瓮城，用于防御外敌。走马岭的城墙上有人工修筑的瞭望台，配合屯子山外城的哨站，可视域能够覆盖全遗址。遗址主体位于岗地上，内城的房址偏西北，紧靠城墙内侧的高地为贵族居住区[67]。从DEM提取的横截面显示，房址主要选在海拔32 m以上的高地（图9b）。屯子山钻孔底部出现了属于屈家岭文化晚期的黑色陶片。附近曾有南北向的探沟，探沟的表土层约0.3 m，文化层厚约2.0 m，有灰坑与房子。说明最迟屈家岭文化晚期，屯子山外城遗址就已经修建完成。外城城墙内部的居住区海拔约30 m以上。古城的居民区主要选择在城墙内侧的高地，推测主要是为了防洪。走马岭聚落先民在岗地上堆筑城墙，并围绕岗地修建护城河。在此基础上，构筑了内城墙的瞭望台和屯子山外城，形成一套完整的军事防御体系。结合古城的高程图、已测得的古城墙[30]以及现有的水域，我们推测走马岭遗址在高水位时期的水域分布如图9a所示。上津湖位于遗址最低的地方，海拔约24.8 m，其次是西水门。西门钻孔位于内城壕西水门，海拔28.7 m。钻孔中有红烧土残留。西水门与上津湖相通，内城的中部到西水门有一片低洼地，范围内曾发掘有淤泥层而没有文化层，表明此处曾经为水域，推测是内城的古河道。城内的农业灌溉、手工业制造等生产活动可以用内城古河道的水，在汛期时可以将水引入古河道，并通过西水门排到上津湖。
图9 走马岭古城区域景观示意图以及内部结构

注：基于遗址1 km×1 km数字表面模型[36]和结构示意图改绘[30]。

Fig. 9 Landscape and internal structure of the area of the Zomaling city

上津湖钻孔淤泥层底部的年代是0.79±0.04 ka BP。在此之前，并未观察到河湖相或者湖沼相沉积（图2）。这表明在屈家岭到石家河文化期间，上津湖的水位很浅，周边沉积主要是下蜀黄土遭受流水侵蚀后形成的次生黄土。上津湖直至0.8 ka BP左右，即南宋时期才逐渐形成。湖泊的形成与从东晋（1.6—1.5 ka BP）到宋朝中期（0.9—0.8 ka BP）逐步建立的荆州大堤有关。大堤完善后，携带泥沙的洪水进入长江中游[68]。长江主要支流和两岸的低洼地区开始淤积并抬高河床，导致长江水位不断上升[24]。此时南下的泥沙淤积堵塞了上津湖下游，使湖面升高。因此，在屈家岭下层文化到石家河文化时期，上津湖并没有以往推测的供水功能，而是主要用于泄洪。没有天然湖泊供水，城内所用的水源只能依靠存储的水。城内的古河道地势低洼，无法提供全城包括环壕在内的水（图9b）。蛇子岭是遗址南部的人工土墩，与其他土墩组成走马岭的第二道外围城垣[30]。蛇子岭城垣外有护城河的遗迹，东南部没有城墙。位于外环壕的蛇子岭钻孔的文化层底部并不是和其他环壕钻孔一样的生土层，而是青灰色淤泥组成的湖沼相沉积（图2），且未见底。这表明蛇子岭钻孔处原本存在着很深的自然水体，其主要作用可能是蓄水和供水。该钻孔海拔28.8 m，地势相比西水门和上津湖较高，与环壕钻孔的海拔差距不大，如果有很深的水体，可以通过壕沟引入城内，也可以为护城河供水。在走马岭地区雨季时，天然降水可以为护城河和蛇子岭的水体提供充足的水源。汛期时，城内中部到西水门低洼处的古河道（图9b）负责排水泄洪，将多余的水排入上津湖中。在走马岭旱季时，可以关上西水门，将蛇子岭蓄水池里的引入城内的沟渠和古河道里，从而供应居民的生活和生产用水。这符合长江中游史前城址的“城在水中央、水在城中央”内外双环结构的布局方式[69]。

5.3 走马岭古城聚落的兴衰过程与气候环境的响应

走马岭遗址位于江汉平原东部地区，呈现冲积平原、岗状平原逐渐过渡至丘陵山地的地貌景观，水系众多。人类选择了高于冲积平原的岗地作为居住地，这不仅方便了生产和日常生活用水，而且降低了洪水的影响[60]。优越的自然环境为走马岭古城的水稻种植和社会生产方式的演变奠定了基础。在彭头山文化时期（8.8—7.6 ka BP），长江中游地区已开始种植水稻。先民们利用河湖滩涂等低洼地进行耕作，并修建治水设施，如在聚落外围修建壕沟和在河滩上堆筑田埂等[69]。到了大溪文化晚期，随着稻作农业和人口的增长，长江中游的聚落从山前平原迁移到更宽阔的平原腹地[26]。随着稻作规模的扩大，水利设施也随之增加。之前的聚落规模和组织能力已无法满足日益增长的需求，因此早期国家逐渐形成。这一时期出现了初步的城壕遗址，例如城头山古城和天门龙嘴城[15]。6.4—5.3 ka BP期间已经是全新世大暖期的衰退期，走马岭遗址处于风化作用增强，较温暖湿润的气候环境。这一时期，夏季风的减弱导致降雨量减少，这迫使古人类建立灌溉系统以保障生产和生活的需求，这可能促进了古城址的出现、社会制度的形成和发展[22]。屈家岭下层文化（5.6—5.3 ka BP）修建谭家岭古城，在油子岭文化和西阴文化的结合下出现并逐渐扩大。这一文化以汉东平原为中心，向东扩展至鄂东南的黄冈地区，西至三峡库区的瞿塘峡段，西南则覆盖澧阳平原直至沅江中上游地带（图10a）[70]。稻作规模的扩大和人口的压力迫使屈家岭下层文化在扩建原有中心聚落的同时，将人口迁移至新的平原地区以建立新城址。走马岭区域因为其地势较高，岗地较多的优势被选作城市建设地点。走马岭古城通过拓宽壕沟和护城河，将挖掘的土堆砌在天然岗地上修建城墙，选择西水门等低洼区域建立排水系统。古城通过壕沟将蓄水池的水源引进城内，构成了一个灌溉系统，既能充分保证城内的水源供给，满足稻作农业和手工业的需求，同时还具有运输、防御、防洪排水等多重功能。
图10 屈家岭下层文化Ⅲ~Ⅳ期文化格局和长江中游史前古城分布

Fig. 10 Cultural patterns of the Qujialing Lower Culture III and IV and distribution of prehistoric ancient cities in the Middle Yangtze River

5.3—4.5 ka BP期间，屈家岭下层文化发展成屈家岭文化。在这一时期，水稻已成为长江中游最主要的食物来源[22]，走马岭遗址出土的水稻、粟以及其他植物的炭化遗骸表明，这些作物的种植集中在屈家岭至石家河时期[32]。同时，该地区环境气候变得更加暖湿，降雨量增加。得益于优越的气候环境，屈家岭文化的农业得以发展，人口规模显著增加，走马岭古城进入了兴盛期。其中，在4.9—4.6 ka BP期间，江汉平原的洪水事件频繁发生[27]，走马岭区域在4.7—4.6 ka BP也经历了水位升高事件。在屈家岭下层文化上发展起来的屈家岭文化完成了对长江流域的统一，原先的谭家岭城被后续建立起来的城保护起来，逐渐形成都邑性聚落。江汉及汉北地区的发展得益于此时初步形成的国家化社会系统，这使得当地的开拓者有能力组织起大规模的社会体系去开拓平原，修建新的城址[70]。长江中游大量的古城兴建于此时（图10b）[17,21]。
4.5—4.2 ka BP期间，尽管风化作用减弱且降水量减少，但气候总体上仍较为温暖湿润。此时期走马岭古城的石家河文化堆积数量，远不如屈家岭文化，这标志着石家河文化已逐渐进入衰退期[29]。在屈家岭文化向石家河文化过渡的过程中，谭家岭城被废弃，而石家河古城的建立，则标志着长江中游地区最大城址的出现。至4.2 ka BP 前后，区域环境风化作用持续减弱，气候变得寒冷干旱。走马岭古城未能连接至大型天然湖泊，降水量的减少阻碍了农业发展，并削弱了环壕系统的功能，最终导致走马岭聚落的发展停滞并逐步衰落。4.2—4 ka BP期间，长江流域以及美索不达米亚的大量的定居点被放弃，这被认为是欧亚大陆气候恶化的结果[22]。走马岭遗址从石家河文化时期开始的衰落，也与此次气候环境的恶化密切相关。关于石家河文化，有学者认为它是三苗族的遗存，而大禹则是同时期中原华夏部落的首领[36]。《墨子》卷五《非攻下》记载：“昔者三苗大乱，天命殛之，日妖宵出，雨血三朝，龙生于庙，犬哭于市，夏有冰，地圻及泉，五谷变化，民乃大振。高阳乃命玄宫，禹亲把天之瑞令以征有苗。四电诱祗。有神人面鸟身，若瑾以待，搤矢有苗之祥，苗师大乱，后乃遂几。”就是指三苗地区曾遭受严重的自然灾害，如暴雨和地震，引起社会动乱。在这种背景下，大禹趁机征讨三苗并取得胜利，随后三苗族逐渐衰败。走马岭遗址的煤山文化（3.9—3.7 ka BP）遗存淤塞在护城河内[29]，说明此时古城的护城河不再发挥作用，城址被废弃。护城河不能发挥作用的主要原因可能是此期间寒冷干旱的气候导致蛇子岭蓄水池的水源枯竭，而雨季的降雨量也不够维持农业的发展，护城河失去防御作用，导致古城被石家河文化废弃。直至0.8 ka BP左右的南宋时期，大量泥沙进入长江[24]，走马岭的低洼处开始积水形成了上津湖。到了明清时期，江汉平原地区，包括走马岭遗址，进行了大规模的围垦活动，农业得以发展。即使在明清小冰期的高峰期间（0.3—0.1 ka BP），由于垸田等措施的实施，走马岭的农业未受到严重影响，甚至有所发展。

6 结论

本文通过对走马岭遗址钻孔的地层岩性、粒度参数以及元素地球化学记录，还原了遗址区域环境的地貌、水文、气候环境。这些记录综合反映了自全新世中晚期以来走马岭遗址的沉积环境演化过程，以及其与人类活动的关系。得到以下几点认识：
（1）走马岭遗址的上津湖钻孔较完整记录了区域中晚全新世以来的沉积环境演化过程。6.4—5.3 ka BP期间，CIA、Rb/Sr、Mn/Ti值总体较高，Be、Saf值呈相反趋势，处于风化作用较强，较温湿的气候环境。C/N值波动较大，初级生产力较高，但不稳定；5.3—4.7 ka BP期间，CIA、Rb/Sr、Mn/Ti值升至峰值，气候暖湿，风化作用强烈，初级生产力达到鼎盛；4.7—4.6 ka BP期间，粒度参数异常升高，指示了强降水导致的洪水事件；4.7—4.2 ka BP期间，CIA、Rb/Sr、Mn/Ti值降至最低，Be和Saf值升高的趋势减缓，风化作用减弱，气候逐渐转向凉干；4.2—2.4 ka BP期间，C/N、CIA、Be、Rb/Sr值波动不大，气候寒冷干旱，风化作用较弱；2.4—0.3 ka BP期间，粘土含量上升，CIA和Rb/Sr值回升，Saf和Be值降低。风化作用增强，气候逐渐回暖，其中0.8 ka BP左右，上津湖因为泥沙堵塞形成；0.3—0.1 ka BP期间，CIA、Rb/Sr值大幅降低，Be和C/N值异常升高，指示明清小冰期鼎盛期，气候大幅降温，但初级生产力高。
（2）走马岭古城的形成与地貌、水文紧密相关。屈家岭下层文化（5.6—5.3 ka BP）时期发展到一定程度时，先民依据地形在走马岭地区的岗地上堆砌城墙并挖掘护城河。房屋选址在高程32 m以上，其中贵族居住在最高的城墙内侧，手工业者居住在较低的地方。城内水源主要依赖于古城东南侧的蛇子岭水体。雨季到来时，通过开启西水门，将洪水导入古河道，最终排入上津湖。而旱季来临时，则关闭西水门，以减少水量的流失。此时，城外的蛇子岭水体成为主要的引水来源，通过壕沟将水引入城内古河道，满足居民的生活用水需求。
（3）屈家岭下层文化时期（5.6—5.3 ka BP）建立了走马岭古城。为预防水患，走马岭的先民们拓宽了城壕并修建了城墙，这不仅起到了防御作用，也有助于排水。屈家岭文化时期（5.3—4.5 ka BP），气候变得更加温暖湿润，有利于农业的发展，走马岭古城进入兴盛期。至石家河文化早中期（4.6—4.2 ka BP），降水量减少，气候转凉。气候开始转冷，降水量减少，导致走马岭古城开始衰落。4.2—3.9 ka BP期间，随着风化作用的进一步减弱和气候变得寒冷干旱，走马岭古城的壕沟系统失去了效用，最终古城被石家河文化先民废弃。南宋时期，泥沙进入长江，导致上津湖的形成。到了明清时期，江汉平原的围垦活动促进了走马岭地区农业的再次发展。即使在明清小冰期（0.3—0.1 ka BP）的极端气候条件下，因为围垦活动，走马岭的农业也未受到严重影响。

参考文献

原文顺序 | 文献年度倒序 | 文中引用次数倒序
[1]
Wang C, Lu H Y, Zhang J P, et al. Prehistoric demographic fluctuations in China inferred from radiocarbon data and their linkage with climate change over the past 50000 years. Quaternary Science Reviews, 2014, 98: 45-59.

[2]
Roberts N, Woodbridge J, Bevan A, et al. Human responses and non-responses to climatic variations during the Last Glacial-Interglacial transition in the eastern Mediterranean. Quaternary Science Reviews, 2018, 184: 47-67.

[3]
Lyu Houyuan. Periodic climate change and human adaptation. Acta Anthropologica Sinica, 2022, 41(4): 731-748.

[吕厚远. 周期性气候变化与人类适应. 人类学学报, 2022, 41(4): 731-748.]

[4]
Xia Zhengkai, Yang Xiaoyan. Preliminary study on the flood events about 4 ka BP in North China. Quaternary Sciences, 2003, 23(6): 667-674.

[夏正楷, 杨晓燕. 我国北方4 ka BP前后异常洪水事件的初步研究. 第四纪研究, 2003, 23(6): 667-674.]

[5]
Timmermann A, Friedrich T. Late Pleistocene climate drivers of early human migration. Nature, 2016, 538(7623): 92-95.

[6]
Giosan L, Clift P D, Macklin M G, et al. Fluvial landscapes of the Harappan civilization. PNAS, 2012, 109(26): 1688-1694.

DOI PMID

[7]
Kidder T R, Adelsberger K A, Arco L J, et al. Basin-scale reconstruction of the geological context of human settlement: An example from the lower Mississippi Valley, USA. Quaternary Science Reviews, 2008, 27(11/12): 1255-1270.

[8]
Zhu Yan, Chen Fahu, Zhang Jiawu, et al. A discussion on the effects of deteriorated environment event on the Neolithic culture of China, around 5000 a BP. Progress in Geography, 2001, 20(2): 111-121.

[朱艳, 陈发虎, 张家武, 等. 距今五千年左右环境恶化事件对我国新石器文化的影响及其原因的初步探讨. 地理科学进展, 2001, 20(2): 111-121.]

[9]
Stanley D J, Chen Z Y. Neolithic settlement distributions as a function of sea level-controlled topography in the Yangtze delta, China. Geology, 1996, 24(12): 1083. DOI: 10.1130/0091-7613(1996)024<1083:NSDAAF>2.3.CO;2.

[10]
Wu L, Zhu C, Zheng C G, et al. Holocene environmental change and its impacts on human settlement in the Shanghai area, East China. Catena, 2014, 114: 78-89.

[11]
Huan X J, Lu H Y, Jiang L P, et al. Spatial and temporal pattern of rice domestication during the early Holocene in the lower Yangtze region, China. The Holocene, 2021, 31(9): 1366-1375.

[12]
Xu Wangsheng. On the origin of agricultural: Outcomes of postglacial hoarding behavior in the mid-latitude regions. Ancient and Modern Agriculture, 2013(3): 44-49.

[徐旺生. 农业起源: 中纬度地区冰后期贮藏行为的产物. 古今农业, 2013(3): 44-49.]

[13]
Butzer K W. Collapse, environment, and society. PNAS, 2012, 109(10): 3632-3639.

DOI PMID

[14]
Chen Dongfang. Development of moats and the origin of cities. Cultural Relics of Central China, 2015(6): 42-45.

[陈冬仿. 环壕的发展与城的起源. 中原文物, 2015(6): 42-45.]

[15]
Hunan Provincial Institute of Cultural Relics and Archaeology. Pengtoushan Site and Bashidang Site. Beijing: Science Press, 2006.

[湖南省文物考古研究院. 彭头山与八十垱. 北京: 科学出版社, 2006.]

[16]
Guo Weimin. Culture and Society of the Lixiang Plain and Handong Region during the Neolithic Age. Beijing: Cultural Relics Press, 2010.

[郭伟民. 新石器时代澧阳平原与汉东地区的文化和社会. 北京: 文物出版社, 2010.]

[17]
Liu Hui. The settlement structure and social form of prehistoric cities in the middle reaches of the Yangtze River. Jianghan Archaeology, 2017(5): 41-51.

[刘辉. 长江中游史前城址的聚落结构与社会形态. 江汉考古, 2017(5): 41-51.]

[18]
Wang Liangzhi. A study on the temporal and spatial framework and pedigree pattern of the Neolithic culture in the middle reaches of the Yangtze River[D]. Jinan: Shandong University, 2023.

[王良智. 长江中游新石器文化时空框架与谱系研究[D]. 济南: 山东大学, 2023.]

[19]
Hunan Provincial Institute of Cultural Relics and Archaeology. Chengtoushan Site in Lixian County. Beijing: Cultural Relics Press, 2007.

[湖南省文物考古研究所. 澧县城头山. 北京: 文物出版社, 2007.]

[20]
Li B, Liu H, Wu L, et al. Linking the vicissitude of Neolithic cities with mid Holocene environment and climate changes in the middle Yangtze River, China. Quaternary International, 2014, 321: 22-28.

[21]
Shan Siwei. A study on Qujialing culture[D]. Wuhan: Wuhan University, 2019.

[单思伟. 屈家岭文化研究[D]. 武汉: 武汉大学, 2019.]

[22]
Yasuda Y, Fujiki T, Nasu H, et al. Environmental archaeology at the Chengtoushan site, Hunan province, China, and implications for environmental change and the rise and fall of the Yangtze River civilization. Quaternary International, 2004, 123: 149-158.

[23]
Li B, Zhu C, Wu L, et al. Relationship between environmental change and human activities in the period of the Shijiahe culture, Tanjialing site, Jianghan plain, China. Quaternary International, 2013, 308: 45-52.

[24]
Li Jun, Wang Shuyun, Mo Duowen. Environmental changes and relationship with human activities of Dongtinghu plain since 6000 a BP. Acta Scientiarum Naturalium Universitatis Pekinensis, 2011, 47(6): 1041-1048.

[李俊, 王淑云, 莫多闻. 6000 a BP以来洞庭湖沉积记录的环境演变及其同人类活动的关系. 北京大学学报(自然科学版), 2011, 47(6): 1041-1048.]

[25]
Xia Zhifeng, Kong Xinggong, Wang Yongjin, et al. Accurating dating of D/O events during 95-56 ka BP in East Asian monsoon: A case study of stalagmites from Shanbao cave, Shennongjia, China. Scientia Sinica (Terrae), 2006, 36(9): 830-837.

[夏志锋, 孔兴功, 汪永进, 等. 东亚季风95—56 ka BP期间D/O事件年代的精确测定: 以中国神农架山宝洞石笋为例. 中国科学: 地球科学, 2006, 36(9): 830-837.]

[26]
Deng Hui, Chen Yiyong, Jia Jingyu, et al. Distribution patterns of the ancient cultural sites in the middle reaches of Yangtze River since 8500 a BP. Acta Geographica Sinica, 2009, 64(9): 1113-1125.

[邓辉, 陈义勇, 贾敬禹, 等. 8500 a BP以来长江中游平原地区古文化遗址分布的演变. 地理学报, 2009, 64(9): 1113-1125.]

[27]
Wu Li. Environmental archaeological of the mid-Holocene palaeofloods in reaches of the Jianghan Plain, Central China[D]. Nanjing: Nanjing University, 2013.

[吴立. 江汉平原中全新世古洪水事件环境考古研究[D]. 南京: 南京大学, 2013.]

[28]
Chen Guantao. Brief report on the excavation of the Zoumaling Neolithic site in Shishou city, Hubei. Archaeology, 1998(4): 16-38, 101-104.

[陈官涛. 湖北石首市走马岭新石器时代遗址发掘简报. 考古, 1998(4): 16- 38, 101-104.]

[29]
Shan Siwei, Yu Xiyun. The excavation of the Zoumaling site of the Neolithic age in Shishou city, Hubei. Archaeology, 2018(9): 5-27.

[单思伟, 余西云. 湖北石首市走马岭新石器时代城址的发掘. 考古, 2018(9): 5-27.]

[30]
Shan S W, He L M, Yao S, et al. The emergence of walled towns in prehistoric middle Yangtze River valley: Excavations at the Zoumaling Site. Archaeological Research in Asia, 2021, 26: 100285. DOI: 10.1016/j.ara.2021.100285.

[31]
Ma Xiaojiao, Zhao Bingzhu, Shan Siwei, et al. A preliminary survey report on the area around the Zoumaling site in Shishou, Hubei. Jianghan Archaeology, 2017(1): 3-12.

[马小姣, 赵冰竹, 单思伟, 等. 湖北石首走马岭遗址周边史前遗址调查简报. 江汉考古, 2017(1): 3-12.]

[32]
Tang Liya, Liu Jiaqi, Shan Siwei, et al. The identification and study of prehistoric plant remains from the Zoumaling site in Shishou, Hubei. Jianghan Archaeology, 2021(3): 109-115.

[唐丽雅, 刘嘉祺, 单思伟, 等. 湖北石首走马岭遗址史前植物遗存鉴定与研究. 江汉考古, 2021(3): 109-115.]

[33]
He Chengpo, Li Yinghua, Wei Xuan, et al. Analysis on the provenance of lithic materials at Zoumaling site in Shishou city, Hubei province. Sichuan Cultural Relics, 2021(6): 43-51.

[贺成坡, 李英华, 韦璇, 等. 湖北石首市走马岭遗址石器原料溯源分析. 四川文物, 2021(6): 43-51.]

[34]
Tao Jianping. A research on risk management of agricultural flood disasters in the plain of the mid-Yangtze River[D]. Wuhan: Huazhong Agricultural University, 2004.

[陶建平. 长江中游平原农业洪涝灾害风险管理研究[D]. 武汉: 华中农业大学, 2004.]

[35]
Ma Fangyu. Discussion on selenium-enriched soil and agricultural products quality in the Jianghan Plain. Resources Environment and Engineering, 2012, 26(2): 194-200.

[马芳宇. 江汉平原富硒土壤与农产品质量初探. 资源环境与工程, 2012, 26(2): 194-200.]

[36]
Liu Jianguo. Prehistoric Water Control Civilization in the Jianghan Plain. Beijing: China Social Sciences Press, 2023.

[刘建国. 江汉平原史前治水文明. 北京: 中国社会科学出版社, 2023.]

[37]
Zhu Daoqing. China Water System Dictionary. Qingdao: Qingdao Press, 1993.

[朱道清. 中国水系大辞典. 青岛: 青岛出版社, 1993.]

[38]
Blaauw M, Christen J A. Flexible paleoclimate age-depth models using an autoregressive gamma process. Bayesian Analysis, 2011, 6(3): 457-474.

[39]
Schubert C J, Calvert S E. Nitrogen and carbon isotopic composition of marine and terrestrial organic matter in Arctic Ocean sediments. Deep Sea Research Part I: Oceanographic Research Papers, 2001, 48(3): 789-810.

[40]
Tan Mengting, Li Hua, He Youbin, et al. Characteristics and evolution of the complex channel in the Ordovician Lashizhong Formation in the western margin of the Ordos Basin. Journal of Palaeogeography, 2023, 25(1): 119-132.

[谈梦婷, 李华, 何幼斌, 等. 鄂尔多斯盆地西缘奥陶系拉什仲组复合水道沉积特征及演化. 古地理学报, 2023, 25(1): 119-132.]

[41]
Liu X X, Vandenberghe J, An Z S, et al. Grain size of Lake Qinghai sediments: Implications for riverine input and Holocene monsoon variability. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2016, 449: 41-51.

[42]
Zhang Y Z, Huang C C, Pang J L, et al. Holocene palaeoflood events recorded by slackwater deposits along the middle Beiluohe River valley, middle Yellow River basin, China. Boreas, 2015, 44(1): 127-138.

[43]
Chen C, Wang J, Wang Z, et al. Variation of chemical index of alteration (CIA) in the Ediacaran Doushantuo Formation and its environmental implications. Precambrian Research, 2020, 347: 105829. DOI: 10.1016/j.precamres.2020.105829.

[44]
Perri F. Chemical weathering of crystalline rocks in contrasting climatic conditions using geochemical proxies: An overview. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2020, 556: 109873. DOI: 10.1016/j.palaeo.2020.109873.

[45]
Wang P, Du Y S, Yu W C, et al. The chemical index of alteration (CIA) as a proxy for climate change during glacial-interglacial transitions in Earth history. Earth-Science Reviews, 2020, 201: 103032. DOI: 10.1016/j.earscirev.2019.103032.

[46]
Jeong G Y, Cheong C S, Kim J. Rb-Sr and K-Ar systems of biotite in surface environments regulated by weathering processes with implications for isotopic dating and hydrological cycles of Sr isotopes. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2006, 70(18): 4734-4749.

[47]
Sreenivas B, Vijaya Kumar T, Babu E V, et al. Zircon U-Pb, whole-rock Rb-Sr and K-Ar ages of metamorphosed and metasomatized paleosol at the base of the Paleoproterozoic Aravalli Supergroup, NW India: A two-billion-year record of tectono-thermal events. Journal of Asian Earth Sciences, 2023, 246: 105584. DOI: 10.1016/j.jseaes.2023.105584.

[48]
Chang H, An Z S, Wu F, et al. A Rb/Sr record of the weathering response to environmental changes in westerly winds across the Tarim Basin in the late Miocene to the early Pleistocene. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2013, 386: 364-373.

[49]
Kylander M E, Ampel L, Wohlfarth B, et al. High-resolution X-ray fluorescence core scanning analysis of Les Echets (France) sedimentary sequence: New insights from chemical proxies. Journal of Quaternary Science, 2011, 26(1): 109-117.

[50]
Qin Boqiang, Xu Hai, Dong Baili. Theory and Practice of Eutrophic Lake Management. Beijing: Higher Education Press, 2011.

[秦伯强, 许海, 董百丽. 富营养化湖泊治理的理论与实践. 北京: 高等教育出版社, 2011.]

[51]
Stuiver M, Braziunas T F, Grootes P M, et al. Is there evidence for solar forcing of climate in the GISP2 oxygen isotope record? Quaternary Research, 1997, 48(3): 259-266.

[52]
Wu Li. Transmutation of ancient settlements and environmental changes from the Neolithic Age to the Han Dynasty in the Chaohu Lake basin[D]. Wuhu: Anhui Normal University, 2010.

[吴立. 巢湖流域新石器至汉代古聚落变更与环境变迁[D]. 芜湖: 安徽师范大学, 2010.]

[53]
Liu Fei. Palao-environmental information of loess on islands in East China Sea and Xiashu loess[D]. Shanghai: East China Normal University, 2006.

[刘飞. 东海岛屿黄土与下蜀黄土古环境信息研究[D]. 上海: 华东师范大学, 2006.]

[54]
Lee E, Yi S, Lim J, et al. Multi-proxy indications of depositional evolution and paleo-natural disasters (flooding and fire) in the southern part of the Korean Peninsula during the Holocene. Quaternary Science Reviews, 2021, 263: 107007. DOI: 10.1016/j.quascirev.2021.107007.

[55]
Lu F Y, Dodson J, Zhang W C, et al. Mid to late Holocene environmental change and human impact: A view from Central China. Quaternary Science Reviews, 2019, 223: 105953. DOI: 10.1016/j.quascirev.2019.105953.

[56]
Wang Y J, Cheng H, Edwards R L, et al. The Holocene Asian monsoon: Links to solar changes and North Atlantic climate. Science, 2005, 308(5723): 854-857.

PMID

[57]
Wang Hongxing. Qujialing:Prehistoric Culture in the Middle Reaches of the Yangtze River. Beijing: Cultural Relics Press, 2007.

[王红星. 屈家岭:长江中游的史前文化. 北京: 文物出版社, 2007.]

[58]
Wu L, Zhu C, Li F, et al. Prehistoric flood events recorded at the Zhongqiao Neolithic Site in the Jianghan Plain, Central China. Acta Geographica Sinica, 2015, 70(7): 1149-1164.

DOI

[吴立, 朱诚, 李枫, 等. 江汉平原钟桥遗址地层揭示的史前洪水事件. 地理学报, 2015, 70(7): 1149-1164.]

DOI

[59]
Li J Y, Dodson J, Yan H, et al. Quantitative Holocene climatic reconstructions for the lower Yangtze region of China. Climate Dynamics, 2018, 50(3/4): 1101-1113.

[60]
Shi Chenxi, Mo Duowen, Liu Hui, et al. Late Neolcithic cultural evolution and environmental changes in the northern Jianghan Plain east of the Hanjiang River. Quaternary Science, 2010, 30(2): 335-343.

[史辰羲, 莫多闻, 刘辉, 等. 江汉平原北部汉水以东地区新石器晚期文化兴衰与环境的关系. 第四纪研究, 2010, 30(2): 335-343.]

[61]
Zhai Shihang. Research on environmental evolution of the Jianghan Plain in the Ming and Qing dynasties[D]. Wuhan: Central China Normal University, 2011.

[翟世航. 明清时期江汉平原环境变迁研究[D]. 武汉: 华中师范大学, 2011.]

[62]
Fang Xiuqi, Xiao Lingbo, Wei Zhudeng. Social impacts of the climatic shift around the turn of the 19th century on the North China Plain. Scientia Sinica (Terrae), 2013, 43(5): 825-838.

[方修琦, 萧凌波, 魏柱灯. 18—19世纪之交华北平原气候转冷的社会影响及其发生机制. 中国科学: 地球科学, 2013, 43(5): 825-838.]

[63]
Zhu C, Chen X, Zhang G S, et al. Spore-pollen-climate factor transfer function and paleoenvironment reconstruction in Dajiuhu, Shennongjia, Central China. Chinese Science Bulletin, 2008, 53(Suppl.1): 42-49.

[64]
Mao Junxiang. Application of Geomorphology and Quaternary geology in archaeology. Hakka Cultural Heritage Vision, 2016(2): 16-21.

[毛俊翔. 地貌学及第四纪地质学在考古学中的应用. 客家文博, 2016(2): 16-21.]

[65]
Bai Daoyuan. Quaternary geological environmental evolution of the Dongting Basin[D]. Wuhan: China University of Geosciences, 2011.

[柏道远. 洞庭盆地第四纪地质环境演化[D]. 武汉: 中国地质大学, 2011.]

[66]
Liu Jianguo. Study on prehistoric human-land relationships in the Jianghan plain. Cultural Relics in Southern China, 2022(6): 27-34.

[刘建国. 江汉平原史前人地关系研究. 南方文物, 2022(6): 27-34.]

[67]
Shan Siwei, Peng Jiao. Exploration of the structure and function of the prehistoric Zoumaling city. Cultural Relics in Southern China, 2022(6): 40-48.

[单思伟, 彭蛟. 走马岭史前城址结构与功能探索. 南方文物, 2022(6): 40-48.]

[68]
Cheng Pengju. Management of ancient Jingjiang River embankments. China Water Resources, 1990(5): 40-41.

[程鹏举. 古代荆江堤防的管理. 中国水利, 1990(5): 40-41.]

[69]
Guo Lixin, Guo Jingyun. Study on the earliest urban system in China (II). Cultural Relics in Southern China, 2021(2): 14-31.

[郭立新, 郭静云. 中国最早城市体系研究(二). 南方文物, 2021(2): 14-31.]

[70]
Shan Siwei. Defining the lower Qujialing culture and discussions on its spatial-temporal framework and related issues. Sichuan Cultural Relics, 2021(4): 30-42.

[单思伟. 屈家岭下层文化的界定、时空结构及相关问题. 四川文物, 2021(4): 30-42.]

Options
文章导航

/

〈 〉