1 引言
黄河是中华民族母亲河,干流河长约5687 km,流域集水面积约为81.3×104 km2,其中游从内蒙古托克托河口镇至河南省郑州桃花峪共1206 km,流经黄土高原,落差890 m;下游流经地势平缓的华北平原,从桃花峪至山东省利津县河口共786 km,落差仅95 m[1]（图1）。受季风气候影响,黄河中下游地区降水年际变率大,自古以来旱涝灾害频繁。中游地区黄土土质疏松、汛期多暴雨,极易发生土壤侵蚀,是中国主要生态环境脆弱区之一[2,3,4]。黄土高原地区的强烈自然侵蚀过程和人类活动影响相互交织,通过黄河向下游输送大量泥沙,特别是其中的托克托至龙门区间干流河段和泾、渭、洛、汾4条支流的输沙量,约占黄河泥沙总量的90%,且含大量粒径超过0.05 mm的粗砂,是造成下游河道淤积的主要原因[5,6],使得黄河下游河道素以多沙、善淤、善决、善徙著称,对河道治理和区域发展形成极大威胁[7,8,9,10]。
图1
图1
黄河流域的地理范围及已查明的下游古河道示意图[11]
Figure 1
Scope of the Yellow River Basin and paleo-channels of the Yellow River in the lower reaches [11].
虽然今黄河下游的流域面积仅2.27×104 km2,但历史上黄河下游河道常南北游荡于淮河和海河之间,因此黄淮海平原的绝大部分区域在历史时期都曾是黄河流域的组成部分（图1）[10,11,12,13,14,15]。由于黄河下游河道水势平缓、宽浅散乱,导致泥沙大量堆积,因而自古以来决口改道频繁,在平原地区形成了多期冲积扇。而为规避其不利影响,自战国起,就在主河道两岸不断修建堤防,约束下游漫流[15]。由于长期筑堤束水使下游河道河槽出现泥沙淤积,堤内河道不断抬高,形成临河河道滩面高于两岸背河地面的地上河（也称“悬河”）;加之汛期水情复杂多变,水沙输送不平衡,因而一旦遭遇大洪水造成决口泛滥,轻者影响河道周边区域,重者威胁整个黄淮海平原[8,13]。因此,黄河流域是一个以河道为纽带有机联系的自然—人类复合系统,其下游的水患问题,看似是下游河道问题,但本质却是整个中下游流域的环境变化和生态安全问题,涉及人与自然环境变化相互作用和不同区域间资源利用的相互协调等各个方面,其中气候（特别是旱涝）和地表覆被变化,因与资源利用、土壤侵蚀、水沙输送平衡等密切相关,被认为是影响该问题的重要因素[16]。
尽管黄河流域是中华文明的发祥地和历史时期的长期政治、文化、经济中心[17,18,19,20],但其社会经济发展（尤其是自汉代以来的2000多年间）却一直受环境变化和生态安全问题,特别是旱涝灾害、黄土高原的水土流失及下游水患等问题的严重影响[4, 21-26]。因此,自古至今对这些问题的史实记载和研究著述不胜枚举。特别是近年又对历史时期黄河中下游地区的气候与环境变化等问题开展了大量研究,并取得了大量新成果。本文拟以这些研究成果为基础,进一步对这一地区过去2000年气候与土地覆被变化特征进行分析,以期为系统认识黄河中下游地区的环境变化规律提供历史背景。主要方法是：首先通过文献检索,查阅其中近40年发表、出版的与气候和土地覆被变化密切相关的研究论文和专著,并从中遴选被学界常引的经典文献及对同一问题研究有新结果或新认识的文献,这些文献均以历史时期的气候、灾害、植被与土地利用变化史实重建及分析为主要内容,且将黄河中下游地区或其中部分地点作为一个主要研究区,共计100余篇（部）。然后采用文献综述方法,对不同时段、不同区域、不同来源的研究结果进行对比和整合,梳理总结过去2000年黄河中下游地区气候（特别是旱涝气候变化）与土地覆被等变化的主要特征。这对进一步开展黄河流域人与自然环境变化相互作用和不同区域间资源利用的相互协调研究,进而科学理解黄河流域的环境变化和生态安全问题、促进流域的生态保护治理和社会经济的高质量发展具有重要意义。
2 过去2000年黄河中下游气候变化的主要特征
2.1 冷暖与干湿变化
已有研究表明,不论是20世纪的增暖趋势及其间的年代际波动[27],还是过去2000年百年尺度的冷暖阶段变化[28,29],黄河中下游地区的温度变化（图2a）都与中国大多数地区（图2b）具有极高的一致性[30]。其中：公元1—200年、550—750年、950—1300年及20世纪气候相对温暖,其他时段则相对寒冷[31,32]。从百年和年代尺度的冷暖波动幅度看,温暖时段与寒冷时段的全国平均温度变幅为0.5~1.0 ℃,其中黄河中下游地区的变幅更大一些,达1.0 ℃以上。特别是其中的冬半年温度,最暖时段与最冷时段之间可差1.5℃,大致相当于平原地区的气候带南北移动幅度2个纬度左右;且其间还存在显著的年代至多年代尺度波动[30]。
图2
图2
过去2000年黄河中下游气候变化序列及改道事件发生年份（箭头）
（a）黄河与长江中下游地区冬半年温度[31];（b）全国年均温度[32];（c）黄河中上游地区干湿指数;（d）西安年旱涝等级序列的50年滑动平均[33];（e）黄河中游年径流量的31年低通滤波[34];（f）黄河下游地区干湿指数。（c）和（f）的上方箭头指公元前2世纪中期以来主要改道事件及其发生年（其中1个空心朝上箭头指发生在上游地区的改道,2个空心箭头指下游人为决口造成的改道）
Figure 2
The series of climate change in the middle and lower reaches of the Yellow River and the years (marked as arrows) with river avulsion for the past 2000 years.
(a) The winter temperature anomaly (in 30 a resolution) in the middle and lower reaches of the Yellow River and the Yangtze River (bold line: 90-year running mean)[31]. (b) The annual temperature anomaly in China (thin line: 10 a resolution; bold line: the 100-year FFT low-pass filters; gray shading: the 95% confidence intervals)[32]. (c) The dry-wet index for the middle reaches (bold line: the 50-year FFT low-pass filters). (d) The 50-year running mean of drought/flood grade in Xi’an area[33]. (e) The 31-year low-pass filter of tree-ring based annual runoff reconstruction over the middle reaches[34]. (f) Same as plate (c), but for the lower reaches. Down arrows in plates (c) and (f): river avulsion in the lower reaches, in which 2 white marks indicated that induced by human activities; up arrows: river avulsion in the upper reaches
不过已有研究却显示,黄河中下游地区的降水变化至少存在多雨中心分别偏西（即以黄河中游地区为中心）、偏东（即以黄河下游地区为中心）和中下游地区均多雨或少雨等3种主要空间型[35],因而使得过去2000年黄河中游和下游地区的干湿变化不一定同步。其中在黄河中游地区的关中地区,据历史文献记录重建的公元380—1983年西安旱涝等级序列显示[33]：其旱涝发生频率为平均约3年一旱、5~6年一涝,12.6年发生一次大旱、15年出现一次大涝。黄土高原过去400年以上树轮记录的多个地点降水与干旱指数序列也证明该地区降水具有类似的年际尺度周期变化[36,37,38,39,40]。而在黄河下游的华北平原,公元1470—1979年的旱涝记录也显示,平均约3年发生一次受旱范围达10%以上的干旱,12.3年出现一次受旱范围超过30%的大旱;平均2.5年出现一次局地雨涝,12.7年发生一次受涝范围超过30%的大涝[41]。
图2（c-f）给出迄今长逾千年的黄河中下游地区干湿（包括旱涝等级、径流量）变化序列。其中黄河中上游地区（图2c）干湿指数序列根据利用历史文献记录确定的12个站（包括大同、太原、长治、临汾、洛阳、延安、西安、凤翔、天水、兰州、平凉、银川）旱涝等级集成重建;其原始旱涝等级记录起自公元前137年,止于公元2000年[42]。但由于受原始记载遗漏、失传与记异不记常、厚今薄古及战乱等多个因素影响,各站旱涝等级数据在15世纪之前有显著缺值,且时间越早,缺值越多。因而本文采用笔者先前构建的相对值方法,以10年为滑动步长重建区域干湿指数,同时利用多项式模拟记录数量变化趋势,剔除记载数量前后不一对重建结果的影响,以保持不同时段间的数据均一性[43],故序列长度为公元前133年—公元1995年,序列均值为-0.52,表明这一地区气候总体偏干,与其大多数站位于半干旱区的气候特征一致。对比该序列的50年低通滤波结果和公元380—1983年的西安旱涝等级序列50滑动平均（图2d）曲线显示：二者变化过程在绝大多数时段高度一致,且二者所揭示的多年代尺度波动高低值也与利用树轮重建的公元800—2010年黄河中游径流量31年低通滤波序列（图2e）基本对应,仅20世纪的升降趋势不同;其中图2c、2d均显示20世纪气候在波动中趋向转干;但图2e却显示20世纪黄河中游径流量在波动中趋向增加,不过这与观测结果相悖;因为受中游地区农业、工业、城市建设用水及三门峡水库库区水面蒸发的影响,黄河中游径流量在1969—2010年间显著减少[34]。黄河下游地区（图2f）干湿指数序列的资料来源于黄淮海平原的14个站（包括河间、石家庄、邢台、安阳、开封、许昌、南阳、信阳、德州、济南、益都、兖州、莱州、徐州）,重建方法与中上游地区（图2c）一致。其序列长度亦为公元前133年—公元1995年,序列均值接近于零,这与其主要位于半湿润区的气候特征吻合。
对过去2000年黄河中上游（图2c）和下游（图2f）地区的干湿指数序列功率谱分析表明：在年代际以上尺度,黄河中上游地区干湿存在准25年、70~80年和准100年等多个尺度的周期波动,下游地区干湿也存在21~22年、70~80年和准400年等多个尺度周期。对比其所揭示的2个地区过去2000年干湿变化过程显示：二者的年代际至多年代尺度波动过程在大多数时段具有极高同步性,特别是二者的50年低通滤波曲线的峰、谷在绝大多数时段基本一致,且均证实1638年前后的10余年（史称“崇祯大旱”或“明末大旱”）为过去2000年中干旱程度最严重的年代[44];20世纪50—60年代黄河中上游、下游地区均相对偏湿;70年代由湿转干,至80—90年代均相对偏干。
不过对比也发现：在百年以上尺度,黄河中上游和下游地区的干湿也存在数个变化特征不一致的时段：一是约在公元500—830年间,黄河中上游地区气候总体偏干,而下游的黄淮海地区则总体偏湿。二是公元880—1000年间,黄河中上游地区气候在总体偏湿的同时,年代尺度变率加大;而下游地区气候虽也总体偏湿,但却无年代变率加大特征。三是公元1570—1690年间,黄河中上游地区气候在其前期（约1570—1645年）随多年代波动急剧转干,然后又急剧转湿;但下游地区其间则呈频繁的年代际大幅波动。此外,黄河下游地区较中上游地区具有更为显著的准400年波动。这些中、下游地区间的干湿变化差异可能与主控中国北方降水异常模态的大气环流特征及气候系统长期变化有关,但目前对此尚缺乏研究。
2.2 极端旱涝事件
黄河流域的旱涝记载史不绝书。依据历史旱涝记载评定的各地旱涝等级,参照“各站1951年以后旱、涝事件发生概率≤10%”标准重建的黄河中下游地区极端旱涝事件年表（图3）显示：在公元前100年—公元2000年间,有238年发生过极端大旱（占总年数的11.3%）,196年发生过极端雨涝（占总年数的9.3%）。统计表明：其中的公元451—500年、551—600年、751—800年和1601—1650年极端干旱发生频率达20%以上,而101—150年、601—650年和1851—1900年极端大涝的发生频率达20%以上（图3）[45]。特别是其大范围干旱还具有多年连发特征。研究表明：过去千年中国长江以北所发生的持续时间达3年或3年以上、范围达4省或4省以上的15次重大连旱事件,均主要发生在黄河中下游地区（表1）[46,47]。此外,公元1927—1930年的极端连旱事件,虽然仅陕西、甘肃发生重旱,但其受旱范围也几乎遍及黄河中上游,并波及黄河下游地区[48,49]。这些极端干旱年份轻者导致农业歉收、影响民生,重者甚至可触发社会动荡、生灵涂炭[44,50]。
图3
图3
过去2000年黄河中下游的极端旱涝事件（引自文献[45],据新查阅资料补充修订）与下游干流决溢事件变化
（a）每50年的极端干旱发生年数（点粗线）及具体发生年份（下方短竖线）;（b）每50年的极端雨涝发生年数（点粗线）及具体发生年份（下方短竖线）,其上方箭头意义同
Figure 3
Changes of the occurrences of extreme droughts and floods in the middle-lower reaches of the Yellow River and the events of dyke breaching and over-flowing.
(a) The frequency (dot-bold line) per 50 year and the years (vertical line in the bottom) for extreme drought. (b) Same as (a), but for extreme flood. Arrows in the top are the same as
表1 公元960年来中国长江以北地区发生的大范围持续性重旱事件[46,47]
Table 1
| 持续年份 | 受旱省份（市、区） | 重旱省份（市、区） |
|---|---|---|
| 989—991 | 河北、山西、陕西、山东、河南 | 河南 |
| 1073—1075 | 河北、山西、陕西、山东、河南 | 山东、河北、陕西 |
| 1209—1211 | 河北、山西、陕西、山东、河南 | 山东、河北 |
| 1370—1372 | 北京、河北、山西、陕西、山东、河南 | 山东、河北 |
| 1440—1442 | 河北、山西、陕西、宁夏、山东、河南 | 山西、陕西 |
| 1483—1485 | 北京、河北、山西、陕西、甘肃、山东、河南 | 山西、陕西、甘肃 |
| 1527—1529 | 北京、河北、山西、陕西、甘肃、山东、河南 | 全区 |
| 1585—1590 | 北京、天津、河北、山西、陕西、甘肃、青海、山东、河南 | 河北、山西、河南 |
| 1616—1618 | 北京、河北、山西、陕西、甘肃、山东、河南 | 河北、山东 |
| 1637—1643 | 北京、天津、河北、山西、陕西、甘肃、宁夏、山东、河南 | 河南、河北、山西、陕西、山东 |
| 1689—1692 | 北京、天津、河北、山西、陕西、甘肃、宁夏、山东、河南 | 山西、陕西 |
| 1721—1723 | 北京、河北、山西、陕西、甘肃、山东、河南 | 河北、山东、河南 |
| 1784—1786 | 河北、山西、陕西、甘肃、山东、河南 | 山东、河南 |
| 1856—1858 | 北京、河北、山西、陕西、山东、河南 | 河北 |
| 1876—1878 | 北京、天津、河北、山西、陕西、甘肃、宁夏、山东、河南 | 山西、河南 |
对比极端雨涝发生年与《黄河流域水旱灾害》[22]整编的史载黄河流域大范围特大洪灾和洪灾年发现：在公元前1世纪—公元1949年间的71个特大洪灾和洪灾年中,有42年（占59%）与极端雨涝年一致（图3）。这主要是因为与极端干旱相比,极端雨涝年份的各地主雨区并不一定同时发生暴雨,且发生在下游平原地区的极端雨涝,也大部分不流入干流、影响水情,引发干流出现洪水泛滥灾害。但中游地区的高强度暴雨却是引发黄河中下游地区洪灾的主要因素。已有研究显示,黄河流域的暴雨主要发生在6个地区（表2）;其中4个在黄河中游流域,它们不但可导致区域性洪灾,而且也是形成下游地区洪水的主要影响因素,其中尤以三花区间的环洛阳周边山地暴雨区对下游洪水的影响最大。特别是当出现2个或2个以上暴雨区导致的洪峰相互遭遇时,往往会导致下游地区出现大洪灾。
表2 历史时期黄河流域的主要暴雨区及引发的洪涝灾害简要特征[8,22,52]
Table 2
| 区间及简称 | 主要暴雨区 | 降雨特征 | 区域性洪灾分布区 | 发生区域性特大 洪灾*重现期 | 对下游干流 洪水的影响程度 |
|---|---|---|---|---|---|
| 黄河上游 | 积石山及周边高山地区 | 暴雨频次低、历时短,兼有强连雨 | 洮河中下游、湟水谷地,兰州—银川干流河段 | 190年 | 影响小 |
| 河口—龙门（河龙） | 陕北、晋北高原 | 局地性暴雨,强度大但多历时短、范围小 | 陕北、晋北河川谷地 | 76年 | 重要影响 |
| 汾河、涑水河（汾涑） | 太行山、吕梁山区 | 同上 | 太原、临汾、运城盆地 | 140年 | 重要影响 |
| 龙门—三门峡（龙三） | 渭河、泾河、北洛河、秦岭山地 | 夏季多大暴雨;秋季多连强雨、历时长 | 渭河盆地 | 108年 | 重要影响 |
| 三门峡—花园口（三花） | 环洛阳周边山地 | 多大暴雨,且历时长 | 洛阳周边及洛河、沁河流域 | 102年 | 重大影响 |
| 大汶河 | 鲁东山地 | 多大暴雨,但历时短 | 东平湖泄洪区 | 50年 | 影响不大 |
注：*历史特大洪灾根据灾情描述确定,主要标准是：① 河大溢,平地水深丈余,舟行树梢;② 河、川皆溢,淹（漂）民舍1000家以上;③ 溺死人员1000人以上。
对史载黄河流域的22个特大洪灾年[22]统计分析显示：除1904年源于黄河上游暴雨（暴雨区在青海东部、兰州一带和河套地区,估算兰州站最大洪峰流量达8500 m3/s,造成兰州至包头干流多地洪水泛滥）外,其余21次均源于中游地区。其中三花区间8次,分别发生于公元前184年及公元107、223、271、1084、1482、1632、1761年。12次源于2个暴雨区引发的洪水遭遇,包括三花和龙三区间同发5次（公元637、705、727、925、983年）,河龙和龙三区间同发4次（公元813、1749、1843、1933年）,三花区间和汾河流域同发2次（公元1513、1553年）,龙三区域和汾河流域同发1次（公元1652年）。还有1次（公元1662年）为三花、龙三区间及汾河流域3个暴雨区洪水的同时遭遇,因此形成了黄河中下游地区特大洪水;估算该年陕县站最大洪峰流量至少达到25000 m3/s（最高估算值达58600 m3/s）,超过有实测记录的最大洪峰流量13.6%,造成黄河中游地区大量房屋、城垣、桥梁倒塌,下游多地出现严重决溢和洪水大范围泛滥,大量人口流离失所[8,53,54]。又如其中的1843年,其暴雨中心位于皇甫川、窟野河和泾河、北洛河上游地区,导致河龙和龙三区间洪水遭遇。尽管暴雨过程与洪峰历时较短,但仍使黄河潼关至小浪底段的洪水位达千年一遇水平。据调查估算,该年三门峡的最大洪峰流量高达36000 m3/s;洪水从中牟决口,造成河南省至少40州县受灾,12000多个村庄被淹。由于暴雨区位于黄土高原粗砂多沙区,因此估算该次洪水的泥沙输运量达约75亿t（约为20世纪中后期常年输沙量4倍）,造成下游河道严重淤积,被认为是1855年黄河改道的重要原因[8,55]。
不过从历史记载看,雨涝的影响并不全是负面的。特别是对黄河中游山地而言,多雨成涝虽可形成山洪、毁田稼,但也会给农业生产带来更多水资源,故黄土高原的许多州县历史上均有“大涝大稔、小涝小稔”之谚。如1662年太原以南大水,徐沟县“三河并发,水深丈余,四门壅塞”,但秋收却是“大有年”;1737年“泽州大水,涧水暴发,平地水深丈余,漂没田舍;交城夏大雨,平地水深尺余”,但“山西全省二麦丰收,秋禾也稔”,诸如此类历史记载甚多[22]。这说明极端雨涝除致灾外,对农业生产也具有显著正面作用。
3 过去2000年黄河中下游土地覆被 变化
3.1 早期农耕对自然覆被的改变
由于经上万年人类活动对黄河中下游地区地表覆被的不断干扰,特别是西汉以来的大规模垦殖,其自然植被今已基本荡然无存,因而目前对黄河中下游地表原生植被特征的认识尚存在争议。不过已有研究表明,在人类大规模开垦前的全新世中期（约距今6000年前后）,黄河中下游大部分地区气候虽也与今类似,属暖温带半干旱、半湿润区,但当时中游（黄土高原）地区年均气温却较今高2 ℃左右,降水多100~200 mm,因而其显域生境的主要植被类型是草地和灌丛,且在基岩山地和河谷地带曾发育有大量森林,但未形成大范围的地带性森林植被[14,56-59]。此后的《诗经》中,也有大量关于草原和灌丛植被的记载,表明在人类大规模垦殖之前,黄土高原塬面上的原始自然植被是稀树灌丛草原[10,60]。当时下游平原地区的亚热带北界东段大致位于今黄河一线,因而华北平原的地带性自然植被是北亚热带、暖温带针阔混交林[61]。不过在当时暖湿气候条件下,华北平原的广大区域被大陆泽—宁晋泊、白洋淀—文安洼和七里海—黄庄洼三大相对集中的湖泊洼地群所占据[62];因此也存在大量水生和湿生植被[10,61],森林植被只分布在台地、河流阶地以及周边山地地区,其间腹地则主要为湖泊—沼泽—泛滥平原,间有扇间洼地群和扇缘洼地带,故其腹地平原也未形成地带性森林景观[63]。
不过,黄河中下游地区作为中国北方旱作农业（以粟、黍等作物为主）起源与发展的重心区,人类对土地的垦殖在距今11500—9000年前就已开始,并于距今9000—7000年前得到确立[64,65]。特别是在距今7000—4000年前的“刀耕火种、农具简陋、撒种于地、收后抛荒”的原始“游耕”阶段[66],游耕垦殖不仅破坏了原始植被,也对土壤发育造成了扰动。只是由于当时人口数量和开发规模有限,其对植被破坏主要集中在河谷平原和台塬地区[67]。但此后随着人口增加,这一地区的农耕得到了迅速发展,使得黄河中下游地区自然植被覆盖率自距今5000年前起就出现逐渐下降趋势,其范围也从黄土高原东南部、太行山南部及华北平原西南部不断向外扩展[68,69];至周代,黄河中游地区就已成为当时中国农业最发达的地区。特别是自战国时期起,随着铁器的出现和使用,人类改造自然的能力显著增强,被垦土地也扩展至高地、低洼地。据《商君书》记述的理想土地利用结构推算,至战国时,聚落点附近的自然植被至少有70%已被人类所破坏,仅远离居民点的地区（特别是广大山地）仍保持天然状态。及至秦和西汉时期,特别是经西汉时期的大规模垦殖,至西汉后期,黄河中下游地区已被开发为一个较为成熟的农业区,其自然植被景观（特别是地势相对平坦的区域）已极为有限。
3.2 过去2000年的垦殖强度变化
集成多家历史土地利用变化研究结果显示,经秦和西汉时期,特别是西汉时期的大规模垦殖,公元初黄河中下游地区的农耕垦殖范围就与现代基本相近[70]。其后至15世纪后期,这一地区的农耕垦殖强度虽受朝代更替、经济兴衰、社会治乱和气候变化（特别是冷暖和干湿的多年代至百年尺度波动可造成农耕范围的盈缩及黄土高原北部的农耕比重变化）等共同影响呈大幅波动,但总体也呈逐渐增强趋势,及至15世纪以后则在短暂波动中大幅增加。其中：西汉平帝元始二年（公元2年）,全国人口约6000万[71]、垦田约5.72亿亩[72,73],黄河中下游地区适宜农耕的广大平原地区已基本得到开垦[74]。由于当时这一地区的人口占全国的68%~80%[75,76],也是全国单产水平最高的区域,据此估算其占全国耕地比例也大致与此相当或略低一些。其中中游地区的黄土高原人口密度达23人/km2（图4a）,河谷平原更是高达54人/km2,丘陵沟壑区也超过11人/km2;分别达20世纪上半叶的39%、45%和31%;丘陵沟壑区的人口占比也达35%左右（图4a）[60]。位于渭河上游的甘肃庄浪高山湖泊（35º15′51″—35º15′55″N,106º18′28″—106º18′28″E,海拔高度2430 m）沉积物中的孢粉记录（图4b）显示,西汉前期（约公元前200—公元前100年前后）木本花粉比例较其前期减少了15%~20%[77],表明这一大规模高强度的垦殖已显著改变了中游地区的自然植被景观。两汉之交的战乱,虽造成黄河中下游地区人口大量减少,不过因战乱时间较短,社会很快得以稳定,农耕得以恢复,故与西汉相比,东汉鼎盛时期（公元100年前后）黄河中下游的农耕垦殖强度变化不大。
图4
图4
过去2500年黄河中游地区垦殖强度及土壤侵蚀与下游河道来沙及沉积速率变化
（a）黄土高原地区及其中丘陵沟壑区的人口密度与丘陵沟壑区人口占整个黄土高原人口的百分比[60]。（b）渭河上游高山湖泊沉积物中的孢粉记录（木本孢粉比例下降指示垦殖对自然植被的影响增强,葎草及谷物孢粉比例增加指示垦殖强度加大）[77]。（c）黄土高原不同时期的侵蚀率[7,15]与渭河上游高山湖泊的沉积物磁化率（高值指示侵蚀强度大）[78]。（d）黄河下游河段不同时期的年均来沙量[79]及河道沉积速率[80]
Figure 4
Changes of reclamation intensity, soil erosion in the middle reaches, and sediment load and sedimentation rates in the lower reaches of the Yellow River for the past 2500 years.
(a) Population density of the whole Loess Plateau (gray bar), as well as population density (star-solid line) and population percentage of its mid-hill gully region (dot-dash line)[60]. (b) Pollen records in alpine lake sediments in the Upper Reaches of the Weihe River, in which the decreasing of tree pollen (solid line) indicates great impact of reclamation on natural vegetation, and the increasing Humulus-type (gray shading) and Cereal-type pollen (black shading) indicate large reclamation intensity[77]. (c) Erosion rates (star-solid line) of the Loess Plateau[7,15] and magnetic susceptibility (gray shading) of the alpine lake sediments (high values indicate great erosion intensity) in the Upper Reaches of the Weihe River[78] in different periods. (d) The mean of annual sediment load[79] (dot-dash line) and sedimentation rates[80] (star-solid line) in the Lower Reaches of the Yellow River in different periods
隋、唐时期是中国又一个大一统时代,特别是唐代国力强盛、经济繁荣,各业均得以稳定发展。至天宝年间（公元742—755年）全国共计耕地6.42亿亩,其中半数以上在淮河以北地区[73];黄河中下游地区农耕格局又回至与西汉相似程度。仅今陕甘宁黄土高原及山西北部为突厥、党项、吐谷浑等游牧民族所聚居,以牧为主或半农半牧,不过其沟壑区人口密度及其占全区总人口比例却较汉代略高一些（图4a）;且其东南部河谷平原、河套平原、宁夏平原等地也主要从事农耕[4,60];因而其垦殖强度可能较汉代更高。但其后从“安史之乱”至“五代十国”（公元907—961年）间的社会动荡,又使得大量垦田荒芜。其中黄河中下游的关中、河南、河北以及黄土高原丘陵沟壑区等,人口和耕地减少尤甚[60,76,81],这使得其垦殖率又出现大幅度的阶段性下降。不过渭河上游高山湖泊的孢粉和磁化率（图4b, 4c）记录显示,当时黄土高原的自然植被却在继续退化,土壤侵蚀仍在增加;这可能与这一地区气候阶段性转冷、转干（图2a, 2c）导致的植被退化有关。
北宋（公元960—1127年）时期,黄河中下游农耕再度得到恢复和发展。其中北宋时期农耕区向西、北扩张到固原、延安、雁门关一线,仅北宋军队就有约40万人在北洛河、径河、渭河上中游地区及无定河、窟野河沿岸地带进行屯垦,最多时面积达10万顷（约今876万亩）[4,82]。当时黄土高原地区的盆地和塬面等平坦地区的耕地已近饱和,坡地也开始受到规模开垦[21]。与此相对应,渭河上游高山湖泊沉积物中的木本孢粉比例持续减少,葎草孢粉浓度显著增加,并出现谷物孢粉（图4b）[77, 78]。据估算,北宋元丰年间（公元1080年前后）,黄河流域的耕地占全国耕地的30.2%,平均垦殖率为21%[83]。其中黄河中下游的黄淮海、关中等平原地区的垦殖率大多达40%以上,仅山、陕黄土高原地区的垦殖率小于20%[84,85]。但受两宋之交战乱影响,淮河以北大部分耕地荒芜、农耕遭受重创;至公元1162年（金大定二年）,黄河中下游大部分地区垦殖率减至20%以下,黄河中游的山西和陕西垦殖率分别降低至10%和5%以下。战事之后,农耕又得以较快恢复;公元1215年（金贞祐三年）前后,黄河下游的今京津冀地区和山东垦殖率回升到25%以上,黄河中游的山西和陕西垦殖率分别回升到15%和10%以 上[86]。但此后的连年战乱又使农耕再度大幅萎缩,至元朝初期的1290年前后,黄河下游地区的腹里地区（今京津冀、山西）及河南行省（淮河流域）的垦殖率又分别降至16.6%和13.1%,陕西行省的垦殖率甚至降至2%[87]。特别是元代,黄河中游几乎大部改为牧区,下游也有大量耕地改作牧用;这也使得黄河中游地区的自然植被再度得到了一定程度的恢复（图4b）。
不过自明朝以后,黄河中下游地区农耕又得到快速恢复和发展。尽管其间也不乏因社会动荡、战乱等造成大量耕地的间歇性抛荒,以及因气候变化、土地沙化等自然因素导致的今农牧交错带地区垦耕盈缩,但在总体上一直呈加速增长趋势。据估计：1583年河南省80%的县（州）垦殖率超过了36.7%[88]。黄土丘陵区的坡地也已被大部开垦,呈现出耕地“错列在万山之中,冈阜相连”[4],“即山之悬崖峭壁,无尺寸不耕”之饱和景象[89]。其中从明初至15世纪中叶,长城沿线的陕北、晋北等黄土高原北部地区,被大量辟为军队垦屯田,范围直逼黄土区的北部边缘地带,仅陕北地区军垦地面积最多时就达54000顷（约今500万亩）,晋北部分区域垦殖率甚至达到15%以上[4,90,91];不过明后期气候恶化和土地沙化,导致北方边境大量军屯废弃,农耕区出现了一定程度的南退。
明清之交的战乱,使至清顺治十八年（1661年）时,黄河下游地区垦殖率超过50%的区域降至16%左右[92]。但其后农耕却得到迅速恢复,黄河中下游地区耕地面积显著增加[93,94];至18世纪,黄河下游地区耕地开垦已基本达到饱和状态[95,96],垦殖率超过50%的区域占1/3[92];黄河中游不仅关中、汾河谷地和洛阳地区以及其他河谷地区的平地被开垦殆尽,而且连坡度很陡的丘陵沟壑区也多被开垦。至乾隆时,山西省便已“实无遗弃未尽可以开垦地土”[89];连以前人烟稀少的深山、高山区也逐渐被开垦[89];鄂尔多斯南部垦区也因封禁解除向长城以北大幅扩展[90,97]。及至1850年前后,黄河中下游的黄淮海地区、山西及陕西的大部分地区、甘肃东部等的垦殖率均超过30%[94],其中下游地区土地垦殖率超过50%的面积比例增加到36.44%,局地最高者超过70%[92]。至清末,黄土高原绝大部分可垦之地均已被开发,陕北、晋北黄土高原地区耕地垦殖率也达到20%以上[94],陕北榆林地区新垦耕地中沙地占近60%[90,97]。至20世纪,虽然其前半叶的社会动荡使得黄河中下游地区的农耕发展出现停滞,但之后则又出现快速增长。其中中游黄土高原地区的耕地面积在1949—1985年增加了5900万亩,特别是黄土丘陵沟壑区新增耕地4000万亩以上[4],使得黄土高原在20世纪80年代前后的平均垦殖率达到27%,局地高者达40%~70%[4];黄河下游的山东、河南两省垦殖率更是均达50%以上[98]。尽管此后因大规模生态恢复建设与城镇化和工业发展等,使得这一地区耕地有所减少,但这一地区仍是全国范围内垦殖率最高的地区之一。
对比过去2500年黄河中游地区垦殖强度及土壤侵蚀与下游河道来沙及沉积速率变化（图4）可以看出：随着中游地区垦殖强度的不断增强和加速（图4a, 4b）,黄土高原的侵蚀率（图4c）与下游河段的年均来沙量及河道沉积速率也呈现出不断增加和加速特征。特别是自唐朝以来,黄土高原的人为侵蚀不断增强,及至明清时期更是呈现不断加速趋势;这使得下游河道的来沙量不断加大[99],从而也加大了下游河道的沉积速率[15]。其中在公元500年之前,黄河下游河道的沉积速率为0.5~1 cm/年;但至公元1000年前后就增至2 cm/年以上;此后至公元1800年前后,平均每年沉积2~3 cm;及至19世纪起,又呈显著加速趋势;至20世纪,更是平均每年沉积4 cm以上（图4d）[80]。
4 结论与讨论
4.1 结论
本文根据近40年在黄河中下游地区的气候、灾害、植被与土地利用变化历史等方面的研究成果,综合分析了过去2000年这一地区的气候与土地覆被变化的主要特征。结论有：
（1）在过去2000年,黄河中下游地区公元1—200年、550—750年、950—1300年及20世纪气候相对温暖,其他时段则相对寒冷;干湿变化存在显著的年际波动及21~25年、70~80年、准100年和准400年等多个尺度周期,但中游和下游地区的干湿变化并不完全同步。极端旱涝发生频率存在阶段性差异,公元551—600年、751—800年、1051—1100年、1601—1650年极端干旱与公元101—150年、601—650年、1851—1900年极端大涝发生频率均达20%以上;极端干旱具有多年连发特征,半数以上（59%）的流域性特大、大洪灾与极端雨涝年一致。
（2）黄河中下游地区在人类大规模垦殖前,黄土高原主要植被类型是草地和灌丛,仅基岩山地和河谷地带曾发育有大量森林;华北平原虽主要为暖温带、北亚热带针阔混交林,但腹地区域主要被湖泊—沼泽—泛滥平原所覆盖。至公元初,黄河中下游地区就已被开发为一个垦殖范围与今相近的农业区,其自然植被（特别是地势相对平坦的区域）分布极为有限;其后至15世纪后期,其农耕垦殖强度虽呈大幅波动特征,但总体呈逐渐增强趋势;至15世纪以后则在短暂波动中大幅增加。
4.2 讨论
上述结论可为进一步科学理解黄河中、下游地区的环境变化规律,特别是中游地区气候及人类活动变化与下游地区河流安澜的关系提供历史背景依据。因为已有许多研究表明：在历史时期,冷暖与干湿变化是影响黄土高原地区（特别是其北部地区）农、牧业发展与交替及自然植被变化的重要因素[100,101];这二者再加上暴雨等极端雨涝事件,又是影响土壤侵蚀强度和向黄河干流输沙的主要因素。从现有研究看,黄土高原地区在距今6000年—3000年之前以自然侵蚀为主的阶段,其土壤年均侵蚀量约10.75亿t[3],而至1919—1949年的年均侵蚀量约16.8亿t,1950—1980年更是达20亿t以上（图4c）[15]。由于整个过去2000年,不论是中上游地区的干湿、还是整个中下游地区的极端雨涝除存在多尺度波动外未出现显著变化趋势,因而可大致推断,中游地区的垦殖强度增强是导致其向下游输沙量（图4d）总体呈加速增长趋势的主要影响因素。
由于黄河中游输沙增加影响了下游水沙输、送平衡,进而会导致下游河道泥沙淤积量增加、淤积速率加快[102];因而当泥沙长期淤积至一定程度时,就会显著影响河床稳定。在河床不稳定时,一旦遭遇气候变率加大或暴雨洪水及其发生频率增加,就易形成溃决、泛滥;当溃决、泛滥积累至难以回复时,就会导致河流改道。因此,可以大致推断,这一地区的气候与土地覆被变化相互交织,是造成黄河下游自战国筑堤起,每隔一定时段就会出现改道的重要因素,从而使其下游河段不断重现“筑堤—淤积—悬河—决口改道”循环过程。
从历史记述及已有研究结果看,自战国中期（公元前4世纪前后）至西汉末之前,黄河下游在今郑州以下,主要经今河南滑县、浚县、濮阳、内黄、清丰,流向今华北平原北部,在沧州黄骅附近入渤海（史称“北流”的“西汉故道”,图5）[23]。但这一河道在相对稳定470年左右之后,至公元前2世纪后期—公元初,就不断出现溃决和数次改道（图3b, 3c）,并最终于公元11年在今濮阳西南出现严重溃决,泛滥东流。及至公元69年“王景治河”后,才使其稳定在史称“东流”的“东汉故道”（与今行河流向基本一致,但位置偏北）上（图5）。东汉故道又相对稳定历经东汉、魏、晋、南北朝、隋、唐,至唐中后期开始出现决溢;此后至公元10世纪前期决溢不断增多（图3c）,终于在五代末至北宋（公元10世纪后期至11世纪）年间,在中上游气候总体转湿且年代际干湿变率加大（图2c）及人类垦殖强度显著增加（图4a, 4b）和下游河道严重淤积[10]的背景下,引发了频繁决溢与多次改道（图3b, 3c）;且分别在1048年和1060年决口改道形成“北流”和“东流”2股主要河道（图5）。但这一时期,每次改道的行河时段长者不过数十年、短者仅十数年,因而始终未稳定[103]。这些河道与自晚全新世初至西汉期间的多条河道的行河方位相似,均位于东汉故道以北,因而总体称为“北流”。这些“北流”河道摆动与泛滥在今黄河河道以北的平原地带形成了面积巨大的“滑县冲积扇”,并在渤海湾西岸形成了老黄河三角洲（图5）。
图5
在1128—1855年的700余年中,黄河下游河道虽多次更改,但最终均夺淮从苏北入黄海,因此史称“南流”。在此期间,河道摆动于豫东北至鲁西南之间,形成“郑州冲积扇”,并在黄海西岸形成了面积巨大的三角洲,现称“废黄河三角洲”（图5）。对比而言,“南流”河道因流经较“北流”和“东流”更为湿润的区域,故其在下游汇入的水量也较“北流”与“东流”更多,因而史载其溃决、泛滥也较其前更为频繁（图3c）[51,106]。特别是17世纪后期—19世纪前期,黄河中、下游地区气候均相对偏湿（图2c,2 f）,加之河床长期淤积、不断抬高,“南流”河道终于在19世纪前期出现频繁决溢（图3c）,尤其是在1843年特大洪水造成的大量泥沙下泄、淤积,以及1851、1852、1853、1855年等持续多次极端雨涝冲击下（图3b）,最终于1855年在河南兰考的铜瓦厢出现大堤严重溃决,向东泛滥。因当时清政府无暇、无力治河,故自由泛滥达20余年,形成“兰考冲积扇”（图5）。其中主要流路在长垣一分为三：一股经曹县从赵王河向东注入运河（后淤）,另两股经东明县南北至张秋穿运河后复合为一股,夺大清河入渤海,但其北股后又很快被淤,因而仅南股成为主流。清光绪三年（1877年）以后,铜瓦厢以下逐渐建成堤防,至此黄河改道经长垣、濮阳、范县、台前夺大清河由利津入渤海,形成了今河道和现代三角洲（图5）,至今不过150年;且其间还曾因人为原因于1938年在郑州花园口扒开南大堤,改道南流、泛滥9年,形成“花园口冲积扇”（图5）,至1947年花园口南大堤复堵后才复回。不过由于河流的泥沙淤积不仅与来沙有关,也与流路的长短及河道的比降等密切相关。而从黄河下游“北流”“东流”“南流”三个主要行河方向的留路长短及河道比降对比看,较之“北流”和“南流”,“东流”河道的流路最短、比降最大,因而其安全性也应最高,故其在有史以来所记载的行河时段也最长[22,107,108]。
此外,还需指出的是：水沙的输、送平衡和泥沙淤积不只受上述因素影响,且河道变化也不只受气候与水沙输送平衡影响,还与地形、地貌、水文等自然因素及社会经济状况和治河方略、举措等许多因素有密切关联,且其间的相互关系极为复杂;这些问题需今后进一步深入研究。
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