3.1.2　鄱阳湖沉积地球化学与环境演变

元素地球化学特征

早在1989年，Chen, Dong和Deng（1989）就对鄱阳湖12个表层10～15 cm沉积物中部分重金属元素（铜、铅、锌）进行了分析（表3-1），结果表明，铜、铅、锌在表层沉积物中略有增加趋势，这与鄱阳湖主要入湖河流河口处矿藏开采关系密切。

表3-1　鄱阳湖沉积物中总的金属浓度（引自Chen, Dong and Deng, 1989）

胡利娜等（2009）则对鄱阳湖沉积物的更多种类的重金属进行了分析，结果表明，采样点泥样中重金属浓度大小依次是Mn＞Pb＞Cr＞Cu＞Ni, 其含量随深度变化呈锯齿状多峰分布特征，且锯齿形状很相似，由深至浅，总体有上升的趋势，Cu、Mn 含量随年代变化呈锯齿形分布，Cu含量在1964年达到最高（125.115 mg/kg）, Mn含量在1990年达到最高（1165.119 mg/kg），分别是背景值的5.1、3.5倍。作者推测Cu、Mn的含量总体有上升的趋势，与沿湖的工业化发展以及生活污水等非点源的污染关系密切，这与Chen, Dong和Deng（1989）研究结论基本一致。

此外，胡春华、李鸣、夏颖（2011）也对鄱阳湖表层沉积物5种重金属（Cd、Pb、Cu、Zn和Cr）含量特征进行了分析，也得出类似结论。并采用潜在生态危害指数法对重金属的潜在生态风险进行评价，结果表明：Cu、Pb、Zn、Cd、Cr含量范围和均值分别为20.33～160.67 mg/kg（61.53 mg/kg）；24～87.61 mg/kg（48.17 mg/kg）；64.83～409.28 mg/kg（194.11 mg/kg）；0.33～4.39 mg/kg（1.54 mg/kg）和11.06～67.83 mg/kg（28.05 mg/kg）。沉积物中重金属的污染程度较高，Cu是主要的污染因子。潜在生态风险评价显示：该湖表层沉积物中重金属潜在生态风险指数RI的平均值为151.81，属中等生态危害，5种重金属潜在生物毒性风险大小依次为 Cu＞Cd＞Pb＞Zn>Cr。鄱阳湖沉积物已受重金属的污染，除Cr外，沉积物中Cu、Zn、Pb和Cd等4种重金属含量平均值均明显高于其相应土壤背景值（表3-2）。

伍恒赟等（2014）对鄱阳湖全湖沉积物中更多种类的重金属进行了分析，结果表明，鄱阳湖沉积物7种重金属元素Cd、Hg、As、Cu、Pb、Cr、Zn含量平均值分别为0.67 mg/kg、0.078 mg/kg、17 mg/kg、51 mg/kg、72 mg/kg、42.9 mg/kg、117 mg/kg, 除Cd外，其余6种元素均明显高于相应的背景值。从空间分布来看，Cd、Cr含量总体呈现东南、西北部偏高的现象，而Hg、Cu、Pb含量总体呈现东南部偏高的现象，As、Zn的含量分布相对平均。Hg、Cu、Pb、Zn等4种金属元素之间存在极显著相关性，表明这些元素污染具有同源性。潜在生态风险评价结果显示，单个重金属潜在生态风险顺序为 Cu＞Hg＞Pb＞Cd＞As＞Cr＞Zn; 从综合潜在生态风险分析来看，整个湖区的RI值为46.4～476.3，平均值为 165.4，属于中等潜在生态危害，其中湖区东南部综合潜在生态风险最高。Cu、Hg、Pb等重金属主要来自乐安河流域工业排放。

Yuan等（2011）在鄱阳湖湖区、湖泊口和主要支流处钻取了八个沉积岩芯，分析了200年内（表3-3）鄱阳湖Cd、Hg、Pb、As和Cr重金属时空分布特征，结果发现在判别沉积类型后，重金属的浓度不仅受源污染程度的影响而且还受沉积物类型的影响。沉积物中Al2O3含量与重金属含量呈正相关关系。重金属污染没有得到改善，但重金属的浓度并不高。通过估算河流对湖泊的贡献率，发现了在过去50年，赣江向鄱阳湖贡献了近一半的重金属。

表3-3　采样钻孔和对应年代（引自Yuan et al.，2011）

除了重金属研究，Xiang和Zhou（2011），向速林、周文斌（2010）还对鄱阳湖沉积物中磷的形态与分布进行过分析，结果揭示了鄱阳湖沉积物中的总磷和不同形态的磷的含量均呈现较为明显的增加趋势。此后，刘凯等（2015）也对鄱阳湖沉积物中磷的形态与有机磷含量变化进行了分析，结果均表明，湖泊有机磷含量呈现增加趋势（图3-1），有机磷含量与流域单位面积磷肥施用量呈现显著正相关，表明流域农业面源污染是导致鄱阳湖沉积物有机磷含量增加的重要原因之一。

王圣瑞等（2012）采集鄱阳湖流域表层（0～10 cm）沉积物样品67个（枯水期24个，丰水期 33个，入湖河道10个），通过历史数据分析及沉积物样品测定，研究了鄱阳湖表层沉积物有机质（OM）、总氮（TN）和总磷（TP）的时空变化特征。结果表明，鄱阳湖表层沉积物中OM浓度（0.420%～3.175%）和 TN浓度（0.026%～0.235%）以“五河”尾闾最高，其次是湖心，而TP浓度（0.010%～0.094%）最高值出现在赣江、抚河及信江尾闾，并且均由南向北至长江入湖口呈现降低趋势。丰水期“五河”来水量的增加显著，提高了湖心及北部湖区沉积物中OM、TN和TP浓度，尤其以北部湖区增加较明显。但南部尾闾区沉积物TN浓度在枯水期明显高于丰水期。1992—2008年期间，鄱阳湖沉积物中OM、TN和TP浓度均呈明显的增加趋势，尤其是OM和TP浓度增幅较大（图3-2）。2008年，鄱阳湖沉积物中OM、TN和TP污染水平已经达到或超过富营养化湖泊沉积物的污染水平，与其他四大淡水湖泊相比，尽管鄱阳湖目前水质相对较好，但正呈现下降的趋势，氮磷营养底质较高，因此增大了富营养化风险。此外，鄱阳湖沉积物中有机质和氮磷污染主要源于“五河”来水，其次是农业面源污染。

王毛兰等（2014）还对鄱阳湖及其主要入湖河流（赣江、抚河、信江、修水及饶河）表层沉积物总有机碳（TOC）和氮（TN）含量进行分析，结果表明：鄱阳湖湖区表层沉积物中TOC的含量变化范围在0.63%～1.86%之间，平均值为（1.15±0.35）%，高于主支流的TOC含量；TN含量变化范围为0.06%～0.16%，平均值为（0.10±0.03）%，各入湖河流表层沉积物有机质TN含量变化范围在0.03%～0.08%之间，平均值为（0.06±0.02）%。鄱阳湖区氨氮（）含量变化范围为0.12～1.94 mg/L, 周溪处最小，龙口港处值最大；硝态氮（）和TN含量在周溪处最小，分别为0.73 mg/L和1.24 mg/L, 都昌最大（分别为1.83 mg/L和2.62 mg/L）。各主要入湖口河水含量变化范围比较大，修水最小，仅为0.15 mg/L, 赣江南支和饶河比较大，分别为 2.87 mg/L 和2.71 mg/L; 硝态氮含量最大值出现在赣江南支，为 3.05 mg/L, 最小值出现在抚河和信江，均为0.65 mg/L; TN含量最小值出现在信江，为1.34 mg/L, 赣江南支和饶河比较大，分别为 6.86 mg/L和4.22 mg/L。研究表明，湖区龙口港和都昌处氮污染较严重，各主要入湖口河流中，赣江南支和饶河氮污染较为严重，其中饶河氮污染与鄱阳县发达的渔业养殖业关系密切，鱼虾的养殖将含有大量悬浮物质和营养盐的水排入河流中，致使河水氮含量明显偏高。

同位素地球化学特征

有机碳稳定同位素常被用于重建古气候和古环境以及追踪沉积物中有机质的来源。基于鄱阳湖一根长时间尺度的深钻（钻孔深度867 cm）ZK01，彭红霞等（2003）分析了5 ka以来的有机碳同位素（δ13C），结果表明，5 ka以来鄱阳湖有机碳变化范围在-30.5‰～-22.4‰之间，平均值为-26.9‰，有机质来源主要为C3植物。马振兴等（2004）则延长时间尺度到8 ka BP, 对沉积岩芯的有机质碳同位素分析，结果表明，鄱阳湖沉积物有机质δ13C值在-22.42‰～-32.42‰之间，平均值为-26.74‰，依然指示了有机质的来源为C3植物，并将样柱分为9段具体进行讨论：（1）867～590 cm, δ13C值为-28.5‰～-29.5‰，平均值为-28.08‰，数据稳定，变幅小。（2）590～542 cm, δ13C值为-25.5‰～-26.5‰，平均值为-26.15‰，逐渐偏正。（3）542～423 cm, δ13C平均值为-27.29‰，再次偏负，并保持稳定，变化较小。（4）423～411 cm, δ13C值突然升高，达到-24.5‰，但持续时间较短，仅为50年。（5）411～277 cm, δ13C值为-26‰～-28‰，平均值为-26.94‰，再次偏负。（6）277～230 cm, δ13C 值为-24‰～-24.5‰，再次升高，并持续了350年。（7）230～131 cm, δ13C值再次偏负，变化范围为-27‰～-28‰，平均值为-27.31‰。（8）131～48 cm, δ13C值为-23‰～-24‰，平均值为-23.56‰，达到全孔最高值。（9）48 cm至表层，δ13C 值逐渐降低，变化范围为-25‰～-30‰，平均值为-27.94‰。

近年来，王毛兰等（2014）对鄱阳湖及其主要入湖河流的表层沉积物样品的有机碳同位素和氮同位素进行分析，并探讨鄱阳湖及其主支流沉积物有机质和氮素来源，结果表明，鄱阳湖湖区沉积物中有机质的碳、氮稳定同位素变化范围分别为-25.66‰～-12.56‰和3.51‰～6.27‰，平均值分别为（-22.48±4.10）‰和（4.71±0.95）‰，各入湖河流沉积物δ13C和δ15N值含量范围分别为-25.24‰～-19.55‰和0.94‰～4.64‰，平均值分别为（-23.27±2.42）‰和（3.19±1.30）‰。因此认为鄱阳湖及其主要入湖河流沉积有机质主要来源于土壤有机质、水生维管束植物和浮游植物三类，土壤有机质和人工合成肥料则是鄱阳湖及其入湖河流沉积物中氮素的主要来源。

Yao等（2015）于鄱阳湖采集了一根长达770 cm的沉积岩芯，分析了上部488 cm沉积物中长链C31和C33正构烷烃的氢同位素（δD），以此恢复了鄱阳湖过去1400年来的水文变化，长链C31和C33正构烷烃的δD的变化范围分别为-206‰～-191‰和-203‰～-184‰，研究者认为区域降水变化对鄱阳湖δD记录有着重要的控制作用，鄱阳湖沉积岩芯记录的δD值可以较好地解释“量效应”和“蒸发蒸腾”两个潜在水文过程的相互作用（图3-3）。

有机地球化学特征

Lu, Zeng和Liao（2012）分析了鄱阳湖16个点位的沉积物有机氯杀虫剂（OCP）和16种多环芳烃（PAHs）的含量，结果表明，表层沉积物中有机氯农药的含量较高，四种六氯环己烷（HCH）异构体（α-HCH、β-HCH、γ-HCH、δ-HCH）、三种二氯二苯基三氯乙烷（DDT）同系物及其代谢产物、五氯酚钠和PAHs总浓度的变化范围分别为（0.536±0.330）μg/kg～（6.937±2.655）μg/kg、（14.421±5.260）μg/kg～（82.871±31.258）μg/kg、（15.346±6.935）μg/kg～（48.254±16.836）μg/kg、（33.0±11.5）μg/kg～（369.1±138.5）μg/kg。HCH异构体的浓度排序依次为γ-HCH＞β-HCH＞δ-HCH＞α-HCH。最主要的γ-HCH含量为（0.253±0.155）μg/kg～（3.465±1.010）μg/kg, 指示了农用杀虫剂林丹的近期输入量。通过分析，作者认为除了鄱江河口外，热源（煤、草和木材燃烧）占主导地位，其他地区多环芳烃主要来源于液体化石燃料的燃烧和渗漏。

杨明生等（2014）着重分析了鄱阳湖及附近村庄的沉积物正构烷烃和有机碳指标，结果表明，鄱阳湖沉积物有机碳含量呈现明显的空间分布差异，距离湖区村庄越远，沉积物有机碳含量越小。沉积物中正构烷烃以短链烃占绝对优势，表明正构烷烃的生物源主要为湖泊菌藻类，且菌藻类生物量贡献的沉积物正构烷烃大于水生沉水植物和陆生植物。

此外，张绵绵等（2015）对鄱阳湖沉积物中的氨基酸含量进行了分析，认为江湖关系变化引起的水位下降导致鄱阳湖沉积物中氨基酸含量增加。北部湖区、“五河”入湖尾闾区及湖心区沉积物氨基酸含量在不同高程上均表现为12～13 m＞11～12 m＞10～11 m, 表明水位下降引起沉积物出露，高程越高的沉积物出露时间越长，其氨基酸含量越高。江湖关系变化引起的水位变化对沉积物氨基酸组分影响显著，高程越高，沉积物氨基酸富集越明显，氨基酸含量有增加趋势，并且天冬氨酸、谷氨酸、丝氨酸、甘氨酸、丙氨酸、赖氨酸含量变化越大。这主要是因为丝氨酸、甘氨酸、丙氨酸、赖氨酸作为难以降解和不易被微生物利用的氨基酸会富集起来; 天冬氨酸和谷氨酸富含于浮游和底栖生物中，沉积物出露后，由浮游生物和底栖生物等分解释放所致。高程越高，沉积物氨基酸含量越高，其中酸性氨基酸所占比例也越高，表明可供浮游植物等生物吸收的营养物质越多。若鄱阳湖与长江江湖关系进一步变化，随着枯水期水位的持续降低，低水位时间进一步延长，将导致沉积物出露时间延长，出露面积增大，当来年沉积物覆水后，其氨基酸可被释放出来，从而影响鄱阳湖水质，可在一定程度上增加鄱阳湖富营养化风险。因此认为，在未来的鄱阳湖保护中，由于江湖关系变化引起的水位下降，导致的沉积物出露时间延长和面积增大，从而影响水质和增加富营养化风险的问题值得关注。

鄱阳湖沉积环境演化

自更新世以来，鄱阳湖经历了数次沉积演化，鄱阳湖人类活动出现较早，人类活动随自然环境的变化在湖泊沉积物中有所反映（朱海虹，1997），因而不同时间尺度上相关研究成果均较为丰硕。在长时间尺度上，吴敬禄、王苏民（1996）着重对有机碳同位素指标的气候意义进行解释，指出晚更新世以来鄱阳湖流域具有河湖交替的记录并存在较为明显的气候突变。

吴艳宏、羊向东、朱海虹（1997）对鄱阳湖湖口梅家洲ZK2孔（长度22.22 m）沉积物进行孢粉分析，初步恢复了4500年来鄱阳湖湖口地区的古植被演替及古气候变迁历史，研究表明，鄱阳湖地区经历了4.5—3.8 ka BP气候暖湿期、3.8—3.4 ka BP气候凉偏干期、3.4—3.0 ka BP气候温暖偏湿期、3.0 ka BP前后短暂的降温-凉湿期、2.8—2.35 ka BP气候温暖偏湿期以及2.35 ka BP以来气候偏凉但仍存在数次微弱冷暖波动期等阶段的气候演变。吴艳宏（1999）还对该孔其他指标进行了综合分析，研究了鄱阳湖4500年来湖口地区古环境演变历史，发现该区域经历多次冷暖干湿交替，沉积环境也经历了三角洲（3.8 ka BP以前）、古赣江河流（3.8—3.4 ka BP）、彭蠡泽开阔湖（3.3—2.3 ka BP）和鄱阳湖湖漫滩（2.3 ka BP以来）的变化。

项亮（1999）在鄱阳湖枯水期期间，在鄱阳湖西部湖湾洼地大叉湖，采集了一根长度为150 cm的沉积岩芯（DCH孔），并对该孔年代学、粒度、磁化率和有机碳等参数进行分析，同时与历史文献资料进行对比，探讨了鄱阳湖流域环境变化与人类活动的相互关系及环境指标的响应特征。研究表明，该钻孔环境演变可划分为6个阶段：第一阶段（150～126 cm, 约145 BC—155 AD），该段底部向上，黏粒（CL）含量增加，粒度向细颗粒集中，而标准差（δ值）和峰态（K）减少，反映水动力条件减弱，分选变差，水动力条件不稳定，该地水域由较易受河流泛滥影响的较小洼地逐渐扩展成湖相沉积为主的较大水面，低频磁化率和频率磁化率均较小，且没有明显变化，沉积物源较稳定，物源组成中，受风化较强影响的表土成分在沉积物中含量变化不大，反映人类活动强度较弱。第二阶段（126～100 cm, 155 AD—480 AD），124～126 cm层位，粒度参数显示出洪水沉积的特点，其他层位磁化率参数表明水动力先逐步增强随后逐步减弱，多数层位低频磁化率偏低，此外，该段有机碳含量明显提高，表明湖泊初始生产力及富营养程度有较大的提高，指示湖区人类活动开始逐步增强。第三阶段（100～62 cm, 480 AD—955 AD），在本段70 cm以下，数据表明沉积物粒度逐渐向细粒集中，之后形成的水域逐步扩大，磁化率指示这一段沉积物源组分中表土含量变化明显，有机碳含量逐步变低，有较粗颗粒的细砂出现，说明该段水动力较强，水下三角洲向前推进显示可能与山地开垦有关的芯土流失量增加有关。第四阶段（62～48 cm, 955 AD—1180 AD），粒度表明沉积物分选性增强，为类似残留湖湾的沉积，磁化率相对偏低，物源可能来自洼地内湖浪掀翻底泥的二次沉积或降水在湖岸边滩形成的侵蚀沟，沉积环境是相对封闭的三角洲前缘洼地，表明当时水下三角洲已推进到大汉湖地区，气候较干，水面偏小。第五阶段（48～18 cm, 1180 AD—1790 AD），粒度开始变粗，沉积物分选性变差，水动力增强，沉积环境呈现既有湖相又有河漫滩沉积的特点，磁化率在多数层位显示为高值，人类对土地利用的方式在频繁地改变。第六阶段（18～0 cm, 1179 AD—1997 AD），以10 cm为界，其下自底部向上，标准差和中值粒径迅速增加，表明水动力增强；10 cm以上，细沙含量增加，磁化率、有机质和粒度均达到最大值，反映人类活动的显著增强，环境变化剧烈。此外，吴艳宏等（1999）还对鄱阳湖中大汊湖DCH孔粒度、磁化率、孢粉、有机碳含量等指标进行了综合分析，恢复了鄱阳湖2000年来环境演化过程，研究表明，鄱阳湖经过多次扩张，形成如今的格局，约在1500 a BP, 水面由北向南扩张至大汊湖附近，大汊湖由古赣江河流洼地（1500 a BP前）发展为赣江三角洲分流间洼地。该地区气候的变化经历了多次波动，900 a BP以前偏干，气温略高于后期；900 a BP以后偏湿，在450 a BP前后，温度偏低。

彭红霞等（2003）对鄱阳湖沉积岩芯ZK01（芯长878 cm）有机碳同位素以及沉积特征等环境指标进行了综合分析，本岩芯共取了6个14C样品进行年龄测试，并经树轮校正，结合鄱阳湖湖口地区孢粉组合特征，重建了鄱阳湖地区5 ka BP以来的古气候演变过程。结果表明，鄱阳湖中晚全新世经历了4次较大的湖泊涨缩过程，与之相对应气候经历了4次干湿冷暖相互交替的变化过程：5.0—4.2 ka BP, 气候以暖湿为主；4.2—3.9 ka BP 以冷湿为主；3.9—3.2 ka BP, 气候转温和，以温偏干气候为主；3.2—3.0 ka BP, 气候凉偏干；3.0—2.8 ka BP, 暖偏干气候为主；2.8—2.2 ka BP, 以凉偏湿为主；2.2—1.2 ka BP为较长时期的温暖湿润气候；1.2—0.2 ka BP, 对应冷湿的气候特征；0.2 ka BP到现在，气候又开始变得越来越温暖，推测由人类活动的影响所致。马振兴等（2004）同样基于ZK01孔进行了有机质碳同位素分析，讨论了鄱阳湖更长时间尺度（近8 ka以来）的古气候环境，鄱阳湖沉积物有机质 δ13C 值为-22.42‰～-32.42‰，属于C3类植物来源。暖湿期δ13C值相对偏负，冷（凉）干期 δ13C值相对偏正。这些记录表明，鄱阳湖近 8 ka来经历了4 次暖湿和4次冷（凉）干的气候环境变化，7.9—3.66 ka BP、3.44—2.99 ka BP、2.94—2.17 ka BP和1.82—0.65 ka BP属相对温暖湿润的气候环境；3.66—3.44 ka BP、2.99—2.94 ka BP、2.17—1.82 ka BP 和0.65—0.2 ka BP为相对冷凉干旱的气候环境，自0.2 ka BP（1750 AD）以来湖区气候开始转暖，暖湿期持续时间较长，冷（凉）干期持续时间较短，1000 BC左右发生一次重要的气候变冷事件。

此外，针对ZK01钻孔，之后还有不少研究者开展了一系列深入研究工作。例如谢振东等（2006）基于鄱阳湖 ZK01钻孔在7300—50 a BP期间的孢粉记录，主要根据岩芯中孢粉的主要种属类型及含量变化特征共划分出9个孢粉组合带：第1组合带（孔深7.95～6.12 m, 约7300—3680 a BP），该带以木本植物花粉占优势，含量为 31.8%～53.6%；第2组合带（孔深6.12～5.32 m, 约 3680—3230 a BP），孢粉贫乏带；第3组合带（孔深5.32～4.09 m, 3230—2900 a BP），本带木本植物花粉的含量达到剖面的最高峰，平均含量50.3%，最高53.9%；第4组合带（孔深4.09～3.59 m, 约2900—2760 a BP），孢粉贫乏带；第5组合带（孔深3.59～2.79 m, 约2760—2210 a BP），本带草本植物花粉和蕨类植物孢子较第4组合带大量增加，含量分别为25.5%～43.2% 和24.7%～51.5%；第6组合带（孔深2.79～2.27 m, 约2210—1850 a BP），本带的显著特征是蕨类植物孢子含量（61.0%～72.4%）增加及草本植物花粉（5.9%～14.4%）的大幅度锐减；第7组合带（孔深2.27～1.5 cm, 约1850～920 a BP），本带中草本植物花粉再次大量增加，含量为26.1%～42.4%，平均37.5%，木本植物花粉也增加为22.0%～43.7%，蕨类植物孢子减少为18.5%～46.6%；第8组合带（孔深1.5～0.7 m, 约920—370 a BP），该带的显著特征是蕨类植物孢子迅速繁衍，成为优势分子，在组合中占主导地位，含量为58.9%～67.4%，木本植物花粉略有减少，为22.6%～33.6%，草本植物花粉则急剧下降为4.5%～15.7%；第9组合带（孔深0.7～0.1 cm, 约370—50 a BP），该组合带中蕨类植物孢子含量（56.7%～88.4%）进一步增加，达到空前繁盛。同时根据孢粉记录，作者尝试恢复鄱阳湖流域的古植被和鄱阳湖区的水域面积变迁过程，以及地区气候冷暖变化，其中利用亚热带乔木花粉和山地针叶林植物花粉之间百分比含量差值的变化特征，对鄱阳湖流域自2760 a BP以来的冷暖气候变化进行较为详细的探讨，具体表现为孢粉记录了3个暖期，2个寒冷期，而在各阶段当中均有小暖期和小冷期的记录。总体上暖期逐渐变短而寒冷期变长的特征非常明显，从气候系统的500～1000年尺度上看冷暖发展变化过程，均是一个渐变过程再以一个快速突变结束一个冷期或暖期，并且在 100年尺度上看，气候突变事件更为频繁。

Gu等（2017）则根据ZK01钻孔的孢粉记录和碳同位素指标，划分了过去3500年8个古环境变化时期，作者认为气候状况与落叶常绿阔叶林/针阔混交林以及太阳强弱变化有关。由水生生物和稳定碳同位素百分比重建的古水文变化表明，潮湿事件与成熟的湖相以及增强的厄尔尼诺-南方涛动（ENSO）活动有关。在2000—1200 cal a BP期间，统一的开放湖（鄱阳湖）的存在与强ENSO活动造成的长时间潮湿有关。在近百年的时间尺度上，气候变化和ENSO活动对鄱阳湖南部地区水文条件和沉积演化可能起着重要作用。古气温、古水文与北半球众多资料的相关分析表明，古气温随季风强度的变化与太阳活动有关，而古水文变化与ENSO活动有明显的一致性。

有关ZK01钻孔最新研究还包括Huang等（2018）基于地球化学指标着重分析了晚全新世（过去4000年）以来化学风化与东亚夏季风之间的关系，采用K/Na、Ti/Na、Al/K、高岭石/伊利石和黏土/长石比值以及化学蚀变指数（CIA）作为化学风化指标，追踪了东亚夏季风强度的变化。近4000年来，鄱阳湖化学风化的代用记录总体呈增强趋势，与前人记录的区域水文变化相一致。进一步的对比分析表明，中国中部地区水汽变化与东亚夏季风（EASM）强度呈负相关，EASM减弱时，中部则降水增多。同时，研究数据揭示了三个显著干旱的气候期（即约4000—3200 cal a BP、2800—2400 cal a BP和500—200 cal a BP）。在小冰期（LIA）期间，出现与冷干气候条件有关的弱化学风化期，而在中世纪暖期（MWP），则出现反映暖湿气候条件的强烈化学风化期。此外，鄱阳湖全新世晚期化学风化的增强与ENSO活动强烈一致，表明中国中部的水分变化主要受ENSO变化的驱动。

董延钰、金芳、黄俊华（2011）在鄱阳湖采集沉积岩芯，进行了粒度分析，结果表明，从湖滨到湖心沉积物粒度呈由砾石—粗砂—细砂—粉砂—黏土等逐渐变细的正旋回，指示了鄱阳湖在4500 a以来呈现河湖相交替发展的现象，与前人研究结论基本吻合。