第六章湖泊环境.doc

第六章 湖泊环境 湖泊是自然的综合体，是大气圈、生物圈、土壤圈和陆地水圈相互作用的连结点。湖泊的沉积过程受其所处的自然环境的控制，因此各种环境的物理、化学和生物要素相互作用和变化的信息可被记录在湖泊连续沉积的剖面中。尤其那些中低纬度的封闭湖泊，由于水体较小，流域范围有限，对于有效水汽的变化，响应极为敏感，而有效水汽的多寡与大气环流直接相关。所以湖泊的形成与消失、扩张与收缩及其引起的生态环境的演化过程是全球的、区域的和局部的构造和气候事件共同作用的结果。近年来湖泊沉积的研究引起了国内外科学家的广泛重视，其意义已远远超越湖泊本身的范围。许多地球科学家力图通过湖泊沉积的研究和时空比较，建立区域乃至全球性韵律、事件和演化的沉积记录，重建晚新生代陆地气候环境演替序列，以便与深海、极地进行对比，完善全球变化的研究系统。 地球上现代湖泊分布约270万平方公里，占大陆面积的1.8；我国现代湖泊面积约有4万平方公里以上。第四纪湖泊更多，湖相堆积物分布也很广泛。湖泊可以发展为沼泽，而沼泽的分布比湖泊更为广泛。 湖沼地形及其堆积物的特征，决定于陆地滞水的水文、气候、盆地形态及成因、构造运动、植被的发展以及其它地质、地理环境的变化等等。所以研究湖沼地形及其堆积物，对恢复该区古气候和新构造运动有着重要意义，本节对湖泊的各种类型作简单的介绍。 第一节 湖泊类型 一、 湖盆地的成因类型 湖盆地是湖泊形成的前提，根据湖盆的成因，湖泊可以划分为以下各种类型 1．构造湖 构造湖是地壳运动所形成的湖盆，又分为 （1）断陷湖由断层陷落形成的湖盆。这类湖泊外形狭长，湖岸陡直，深度较大，分布有一定规律性。世界著名的东非大裂谷湖群就是这类湖泊的典型。我国黑龙江省呼伦池，云南的滇池、洱海，四川的邛海等都是很典型的断陷湖。 （2）向斜拗陷湖由向斜拗陷或大地缓慢下降所形成的湖泊很多。这类湖泊面积较大，如里海、我国的洞庭湖、鄱阳湖、太湖等。 2．火山湖 湖盆是由于火山活动造成的，可分 （1）火山口湖火山口积水成湖的典型例子有长白山顶的天池。它位于庞大的火山锥体之中，水面海拔达2200米，水深有373米。是原来火山喷发的中心充水形成的湖泊。 （2）火山堰塞湖由火山堆积物（熔岩及火山碎屑物）堵塞河谷，形成凹地而积水成湖。如东北牡丹江上游的镜泊湖，黑龙江省的五大莲池，它们都是玄武岩流阻塞河流而形成。 （3）玛珥湖火山口塌陷形成的湖泊。玛珥湖被理解为是富含热液和蒸气的火山爆发，冲破原来的地层或岩层而形成的塌陷盆地，呈封闭的圆形或近圆形，火山喷发物在其周围形成近于等高的围墙，这些“围墙”有的高出湖外围的地面，有的则与玛珥湖外围的地面持平。塌陷盆地形成玛珥湖，其大小不一，直径从几十米到几千米，通常为1001000m。湖的深度和大小与形成时间有关，一般水深十几米到几十米，个别达几百米，也有的已经干枯。玛珥湖（maar）与火山口（crater）不同之处在于后者是由火山爆发，在火山锥顶部形成火山口，火山口壁完全由火山喷发物（包括熔岩）堆积而成，常常有出口。其中有的积水成湖，有的则始终干枯。此外，玛珥湖通常为一次性形成，而火山口则可以有多次火山活动。 3．河成湖 河成湖盆的形成与河流作用有关。可分为 （1）牛轭湖由于河流改道或截弯取直而形成。长江中游岳阳西北的尺八口湖是极为典型的大型牛轭湖。 （2）河口湖支流注入主干流时，因主干流的天然堤对支流的阻截，在支流流入主干流的河口地带，即在堤下洼地潴水成湖。这类湖泊沿大的江河分布极广，如安徽的龙湖、大官湖，湖北的武昌湖、莱子湖等，也有人认为洞庭洞、鄱阳湖也可能属于河口湖。河口湖的形状不甚规则，它主要决定于堤下洼地的潴水面积和轮廓。当天然堤较大，堤下洼地较广时，湖盆就很宽阔。 4．冰成湖 冰成湖的湖盆或是冰川刨蚀的洼地，或是冰碛物堆积后，在冰碛丘陵之间所形成的洼地，或在终碛堤附近，由冰碛物阻塞而成的各种洼地。 5．海成湖 这类湖盆形成于滨海地带，有泻湖与海生残留湖两种，前者为海岸堤阻隔海水进入海湾，仅在涨潮时海水才复浸进；后者是当海水大规模撤退，海水面下降时，在陆上残留下的湖泊，如里海和我国太湖。 6．岩溶湖 由于岩溶作用所形成的洼地积水而成。多分布于碳酸盐类（灰岩）岩石区。 7．风成湖 在干燥地区，湖盆可以是强大风力所形成的风蚀洼地。如果河流注入洼地，或风蚀达到潜水面的深度时则成湖，或在新月形沙丘的内弯部分形成月牙湖，如甘肃敦煌。此类湖泊较浅，且多为间歇湖或游移湖。 8．人工湖 即水库。是人类利用有利地形截堵河道或人工开挖形成的海盆地。 湖盆的成因很多，一个湖泊的形成及其特点又受多方面因素的影响。 二、 湖泊水化学类型 在不同的气候、地质及地理条件下，湖水的含盐量不同，由此划分三种不同性质的湖泊。 1．淡水湖 湖水含盐量小于1‰的湖泊为淡水湖。淡水湖通过地表径流或地下径流向外泄水，盐分不能积累，湖水含盐量与河水含盐量相似，如太湖、洞庭湖。淡水湖多形成于潮淡的温带和热带地区，为主要的湖泊类型。 2．盐湖 湖水含盐量大于24.7‰。盐湖无泄水口，水分消耗于蒸发，它多形成于内陆闭流盆地内。在我国西北干旱地区，此类湖泊分布很广泛，如宁夏的吉兰泰盐池及青海的茶卡盐湖。 3．微咸湖 介于上述两类之间，湖水含盐量在124.7‰间，如青海湖。 湖泊的含盐量随地壳运动、气候变化、水流影响而发生变化，因此淡水湖及盐湖之间可以互相转化。 第二节 中国湖泊概述 湖泊的环境记录具有区域性特征。因此，我们在介绍湖泊时主要涉及中国的湖泊。王苏民对中国晚新生代湖泊作了大量有意义的研究，对这些湖泊记录反映的环境特征作了概述湖泊是自然的综合体，是大气圈、生物圈、土壤圈和陆地水圈相互作用的连结点。湖泊的沉积过程受其所处的自然环境的控制，因此各种环境的物理、化学和生物要素相互作用和变化的信息可被记录在湖泊连续沉积的剖面中。尤其那些中低纬度的封闭湖泊，由于水体较小，流域范围有限，对于有效水汽的变化，响应极为敏感，而有效水汽的多寡与大气环流直接相关。所以湖泊的形成与消失、扩张与收缩及其引起的生态环境的演化过程是全球的、区域的和局部的构造和气候事件共同作用的结果。近年来湖泊沉积的研究引起了国内外科学家的广泛重视，其意义已远远超越湖泊本身的范围。许多地球科学家力图通过湖泊沉积的研究和时空比较，建立区域乃至全球性韵律、事件和演化的沉积记录，重建晚新生代陆地气候环境演替序列，以便与深海、极地进行对比，完善全球变化的研究系统。中国晚新生代以来的湖泊沉积分布广泛，遍及各个自然区和气候带。几十年来，许多科学家长期致力于该方面的研究，对北方的泥河湾、萨拉乌苏和南方的元谋盆地等的湖相地层作了详尽的研究，对中国晚新生代以来湖泊沉积的时空分布规律及其所反映的环境概貌作一初步探讨；另外对研究程度较高的末次冰期以来湖泊沉积所反映的气候环境进行讨论。 一、 上新世（N2）-早更新世（Q1）湖泊沉积的分布格局 纵观这一时期湖泊沉积的空间分布格局存在着明显的东西差异，大致以雪峰山-大兴安岭为界线。我国西部地区湖泊沉积发育，复盖面很广（表6-1）。青藏高原曾经是湖泊星罗棋布的自然景观面貌，据统计西藏该时期的大湖有57个。如藏北的色林错、伦坡拉、瓦里百里淌和振泉错，藏东的下秋卡、孔马和那曲，藏南的吉隆、札达、定日和夏雄等盆地均为湖泊占据，沉积了一套典型湖泊沉积，而且当时吉隆和沃马、札达和曲松都由于湖泊急剧扩张而成统一的大湖，札达古湖面积可达7000km2，沉积物厚达300800m。另外，尚有分布在青藏公路昆仑山垭口-唐古拉山口地区的湖相地层姜塘组，其古地磁年龄大约为2.771.40 Ma B.P.。青海柴达木古湖形成较早，古-始新世开始成湖，渐新世晚期至中新世湖泊处于最盛期，上新世开始收缩，早更新世东部大幅度沉降，盆地中心东移，又趋于扩大。黄河沿线分布着一系列N2、Q1古湖，其中包括现为沼泽湿地的诺尔盖古湖，以及共和、三门、银川、河套等古湖，现存的有青海等。据青海湖湖东南江西沟的54孔（孔深511.28m）深钻揭露，下部Q1有厚达百米的典型泥质湖相沉积，岩性均一，向上则砂、砾层增多，表明古青海湖为一面积、水深均大于现代的大湖。三门古湖沉积包括下部的“绿三门”和上部的“黄三门”，总厚200700m。新疆N2、Q1也有许多湖泊，包括玛纳期湖、艾比湖、罗布泊和乌伦古湖等。河西地区的酒泉、张掖、玉门-踏实和武威等盆地，当时也有相当规模的湖泊存在[9]。华北地区分布于山西大同、河北阳原、蔚县、怀来和北京延庆的泥河湾相地层，为中国北方早更新统的典型剖面，据古地磁测年，泥河湾相地层的年龄为3.211.55Ma B .P .[10]；另外，还有晋东南的榆社-武乡古湖[11]。内蒙的南、北部曾是湖泊和河网广布区，现残存的有达湖、岱海、黄旗海等。云南高原沿南北向断裂构造分布有一系列盆地，滇东有元谋盆地、滇池、抚仙湖、阳宗海和杞麓湖等，滇西有丽江、剑川、洱源、洱海等盆地。其中元谋盆地的元谋组河湖相地层为我国南方Q1的典型剖面，厚近700m。深为501.22m的滇池参1井，穿透晚新生代地层，至寒武纪石英砂岩；N2为深灰、黄灰泥岩、泥质粉砂岩、夹多层褐煤，水较浅；Q1为灰、灰绿、黄灰色泥岩和粉砂质泥岩、夹粉砂岩、褐煤和碳质泥岩，其早期水尚浅，后期变深，为湖泊全盛时期。 中国东部N2、Q1湖相地层分布局限（表6-1）。鄱阳湖盆地的研究表明，该盆地断陷虽始于更新世初，但当时属于宽阔河谷环境，以堆积冲洪积相砾石层为主，湖泊尚未形成。江汉平原和太湖地区虽有N2的湖相地层，但规模较小，而且下更新统以河流沉积占主导。由此可见，中国东、西部在N2、Q1湖泊分布差异很大。产生这种状况的原因有二方面 首先，在于它们构造背景的不同。开始于新生代早期的喜马拉雅运动，印度板块和欧亚板块发生碰撞，导致青藏高原逐渐隆起。在构造应力作用下，中国西部地区在整体抬升的基础上，形成了一系列断块山地和断陷盆地。N2、Q1湖相沉积广布时期正是喜马拉雅运动的第三期（2.40Ma B. P.）这些盆地有的形成于这一时期，有的则是早第三纪盆地的继续发展。同期东部地区的构造运动以整体沉降为主，内部差异升降运动相对较小，缺少典型的断陷盆地。 表6-1 中国晚新生代典型湖泊沉积物的分布时代 其次，上新世西藏湖相地层中发现有三趾马动物群存在，说明当时青藏地区气候较热，高程约1000m左右，印度洋水汽较易到达。藏北孢粉组合反映为以高山针叶树和耐旱草本为主的森林-草原；藏南则存在以雪松和栎为主的暖温带和亚热带针阔混交林，发育有褐煤，气候相当湿润，这是西藏在当时大湖广布的重要原因之一。至上新世末古气候曾一度变得非常干旱，罗布泊、柴达木、共和、酒泉甚至藏北都出现石膏等蒸发岩沉积；另外同一时期的三门、运城、榆社-武乡等古湖有局部蒸发岩沉积。但无论如何这一时期大范围的湖泊分布，而且以淡水泥质沉积占主导，表明气候总体上比现今要湿润的多，尤其Q1由于青藏高原的隆起，促进了大气环流形势的变化，季风活动急剧加强，但此时高原的高度尚不足以阻挡季风输送水汽进入大陆内部，因此降水较多气候有湿润的特点。据唐古拉山口地区研究，Q1属暖温带针阔混交林类型。 二、 中更新世（Q2）-晚更新世早期（Q13）湖泊沉积的分布 早更新世晚期元谋组、泥河湾组等湖相地层沉积后又发生一次强烈的构造运动（1.21.5Ma B.P.）元谋运动、羌塘运动、西域运动和公王岭运动等。青藏高原又开始了一个急剧隆起的构造幕。中国大陆逐渐形成了西高东低的地形格局，水系随之发生调整，并开始地形大切割。强烈的河流溯源侵蚀作用使得许多独立的水系归并，封闭的盆地发生外泄，大水系开始形成。这是Q2、Q3中国许多湖泊干涸、消亡的根本原因。上游方向黄河沿线原来彼此孤立的封闭盆地，包括河套、银川、共和古湖也是以这种方式串通，但对于它们外泄的时间则目前仍有不同看法，如以兰州黄河最高阶地的年龄（1. 5Ma B. P.）来推测，上游串通是比较早的。与上述情况相似，桑干河盆地由于海河溯源侵蚀，使桑干河与海河沟通，致使Q2泥河湾组地层沉积后，湖泊开始干涸。藏东南许多湖泊的消亡也是溯源侵蚀的结果，如藏东的下秋卡、孔马和那曲盆地、藏南的吉隆、定日和夏雄盆地等[20]。云南元谋古湖的消亡归因于Q2初金沙江支流龙川江溯源的侵蚀。与长江上游支流溯源侵蚀有关而消亡的还有昔格达和甲洼等古湖。因此，强烈的构造抬升及相应的溯源侵蚀是西部许多湖泊于Q2、Q3干涸的原因，使湖泊沉积停止，而代之以河流相或黄土等堆积。 青藏高原内部和西北各大盆地由于溯源侵蚀难以达到，使Q2、Q3 时期的一些湖泊得以保存，但其沉积分布范围较N2、Q1已大大缩小。青海湖江西沟54孔说明Q2转变成浅湖，甚至冲积平原环境；Q3 为冲洪积、滨岸环境，湖泊更趋收缩。滇池参1井反映Q2为灰、灰黄色泥岩、粉砂质泥岩或泥质粉砂岩，上段夹粉砂岩和褐煤层，表明湖水开始变浅；Q3早期较浅，有多层褐煤。产生这种情况的原因主要与上新世末以来气候总的冷干化趋势有关。表现在①黄土范围不断扩大，至中晚更新世时黄土分布范围已达长江以南；②Q1间冰期时第三纪亚热带孑遗植物尚可出现在北方，Q2-3时即使向间冰期，这类孑遗植物也只限秦岭以南；③第四纪湖泊蒸发岩也主要出现在Q3和全新世；④贵州草海沉积物研究也表明，更新世以来，寒冷期的冰冻幅度越演越烈，气候的波动性也加强。目前认为，中国西部气候的干冷化趋势是由于青藏高原大幅度的隆升，至Q2，Q3已达到了相当高度，开始阻挡海洋水汽向大陆内部的输送，使第四纪气候干冷化并导致西部湖泊范围的缩小和湖水扩化度的提高。 在Q2、Q3西部湖泊不断消亡、收缩的同时，东部的湖泊却出现增加的趋势。Q1晚期松辽古湖开始形成，Q2达到全盛。据乾安县令字井钻孔和大庆7901孔研究，松辽古湖当时面积达50000km2，有厚达30-70m的典型湖相淤泥沉积分布。但该湖于Q3由于松花江东流水系形成，袭夺牧丹江而消亡，留存大片沼泽（图6-1）。河北平原这一阶段有湖泊沉积存在，主要分布在中部、东部平原及滨海平原，以构造上的拗陷地区最为发育。太湖渡村825孔表明，Q2、Q3一些层段出现淡水湖相沉积。目前认为，Q2、Q3早期东部湖泊沉积分布范围扩大同样是青藏高原不断隆起，对气候影响的结果，表现为东亚季风不断加强，使这一地区变得多雨湿润。 总之，早-中更新世是构造地貌、气候和水系的剧烈变动时期，相应地湖泊的空间分布格局也发生了根本性变化，奠定了现今西高东低的巨地形的基础，巨水系的格架和雏型也开始形成，西部干旱东部湿润已趋明显。 第三节 中国古湖环境记录（泥河湾古湖） 泥河湾是河北省阳原县桑干河畔一个普普通通山庄的村名。因为泥河湾村一带第四纪古湖沉积出露良好，内含丰富的哺乳动物化石，所以泥河湾很早就已闻名于世界，并一直深受考古学界和地质学界的关注。很长时间以来，人们一直把泥河湾看作是华北早更新世或下更新统的代名词，把泥河湾、周口店与萨拉乌苏看成是华北旧石器时代考古和第四纪研究的三部曲。 研究泥河湾古湖沉积已有近八十年的历史。虽然很早人们已经注意到了泥河湾的一些地质现象，但真正对泥河湾的科学开拓是从西方人开始的。1921年法国神甫桑志华（E. Lecent）向传教士发出呼吁，号召人们搜集古生物化石标本，张家口天主教牧师文特P. Vincent 当即应允，并提供了泥河湾出产古生物化石的信息。 1924年美国地质学家巴尔博G.B.Barbour对泥河湾一带的地层进行观察，首先将分布于泥河湾一带的河湖相沉积物建名为泥河湾层 Nihewan Beds。其后，巴尔博和桑志华对泥河湾层做了进一步调查。1927年，巴尔博、桑志华和德日进P. Teilhard de Chardin对泥河湾层作了分层记述，并报导了从泥河湾层中发现的脊椎动物化石种类。1930年，德日进和皮韦托 J. Piveteau对泥河湾的哺乳动物化石作了详细研究，泥河湾动物群从此就开始了它的科学生命。动物群生动的记录了华北地区更新世以来气候环境状况。 1.泥河湾湖的形成 古泥河湾湖是地堑断陷盆地湖泊，位于阳原地堑。阳原地堑断面是不对称的，南缘沉降幅度大（沉积物厚度可达500米以上），北部沉降幅度小（沉积物厚度仅几十米）。由于湖泊形状狭长，两侧陡峭的断块山体近逼湖岸，所提供的物质多而搬运近。入湖溪流往往在湖相层中形成较多的砾石透镜体，使泥河湾层结构变得异常复杂。在干旱期，山麓洪积扇广为发育，并向湖泊推展，在某种程度上亦能影响湖泊轮廓。 这里仅就阳原盆地东部泥河湾层空间结构，讨论一下古湖演变模式。现分析一个有代表性的剖面，郝家台-大田洼剖面（图6-2）。桑干河大断层从郝家台与大田洼之间通过，为高角度张性正断层，大田洼一侧为上升盘，郝家台一侧为下降盘。从郝家台向大田洼追索观察，可以见到郝家台剖面的上部地层（Q21Q2）从断层的下降盘延续至上升盘上，呈超覆状覆盖在上升盘基岩上。而下部地层（Q13 Q21）仅沉积在断层下降盘上，上升盘则缺失。此地结构表明，早更新世早、中期，湖泊水域狭窄，并未漫侵至断层上升盘上。从剖面上看泥河湾松散堆积物中，似埋藏着一个基岩“台地”。但这个“台地”的面和陡坎（即断层面的一部分）皆未见到外营力强烈侵蚀切割的痕迹，说明泥河湾早期堆积速度与断层位移速度相适应，即“同生”关系。这个基岩“台地”也就从未在地貌上显露过。现代大田洼台地北缘陡坎，大部分地段是沿桑干河大断层发育的，这仅仅是河流塑源袭夺至断层面而已。到了早更新世晚期，乃至中更新世，该断层活动一度中止。湖盆由于被沉积物充填变得宽平，湖水漫侵至断层上升盘上，并不断扩张，沉积物一直超覆到山麓。这是古湖面积最大时期，几乎在整个阳原盆地边缘，皆可找到该期湖岸线（湖滨相堆积或湖蚀地貌）。至晚更新世，该剖面均未见沉积，而在虎头梁等沉降中心地区见有沉积，表明湖水已收缩。 综上所述，根据古湖沉积特点可以分析湖泊发育历史泥河湾层结构特点是（1）下更新统地层，厚度大，分布面积小，主要占据地堑底部，多被埋藏掩盖；（2）中更新统地层，厚度小，面积大，呈超覆状态；（3）上更新统地层内叠在中更新统堆积面内，厚度小，分布局限。相应的古湖亦可划分三个发展阶段（1）水域狭窄阶段（Q11 Q21）；（2）水域扩张阶段（Q31 Q2）；（3）收缩消亡阶段（Q13）。 图不对 图6-2 郝家台-大田洼剖面 2. 古湖消亡原因及桑干河出现 一般湖泊生命大致受构造、气候及自身堆积过程等因素控制。因此有必要对诸因素进行分析，以便找出导致古湖消亡的主要原因。 在泥河湾古湖走向消亡过程中，恰是晚更新世气候日趋干寒之时。在泥河湾层顶部亦出现薄层钙板沉积。在古湖消亡之后，湖积面上又覆盖了风成黄土。这说明古湖消亡与气候变干不无关系。但如无其它因素参与，而湖盆蓄水条件又未遭破坏的话，冰后期气候转为温暖湿润后，湖泊完全可能再次复生，事实并非如此。那么，古湖消亡是自身演化的结果吗但并未发现自行消亡常出现的沼泽化过程。因此，这两种可能性皆不大。 然而我们却可以在盆地中看到另外一种突出的现象。在古湖消失后，刚刚出现在湖积面上的桑干河，就一直保持着积极下切的势态。在短短的2-3万年时间里，竟下切50-60米（虎头梁附近），形成三级阶地。为什么一个不断接受堆积的盆地，瞬而转变成一个遭受侵蚀的地貌单元如果说古湖是由于气候变迁而干涸，或自身堆积而消亡，皆无法解释这种现象，只能用新构造运动发生某种质变来解释。 在古湖存在时期，即有出口穿过石匣山地。湖口就象水库闸门控制着湖泊水位，影响着湖泊生命。而这个“闸门”控制能力又取决于石匣山地的相对运动。研究桑干河石匣阶地，有助于了解新构造运动与古湖存亡的关系。该地段比较确凿的阶地达七级之多（图6-3）。其中最高一级位相近于水平，横断面呈宽谷状。在接近阳原盆地的阳家疙瘩，阶地面上覆盖有湖相粘土。此处阶地高程也恰与盆地中更新世古湖岸线高程一致（海拔1050米左右）。因此，其时代也大致相当。该阶地位相表明，在古湖存在时期，石匣山地段河谷并未深切成峡谷，河床比降不大，阳原盆地和桑干河贯通的下游另一个盆地怀来盆地高差无几。而六级以下各级阶地，位相向下游辐散，河谷比降迅速增大，河谷横剖面变成V字型。考虑到五、六级阶地覆盖有离石黄土，时代定为中更世后期；三、四级阶地覆盖着马兰黄土，为晚更新世；一、二级阶地为全新世。位相分析可知，自中更新世后期，做为阳原盆地的地方侵蚀基准怀来盆地大幅度下降（这是石匣山地与怀来盆地间大断层活动造成的），导致石匣山地段桑干河急骤下切，使湖口“闸门”大大降低，湖泊水位随之下降，湖面收缩，直至湖水完全不能蓄存，古湖也就最终消亡了。 在阳原盆地东部，古湖是从石匣向着虎头梁，即由东而西收缩的。桑干河也就由石匣湖口不断逆源而上。而就整个古湖来说，在消亡的最后阶段，可能被分割成若干小湖，其间连接以河流。当各个小湖完全消失时，桑干河亦贯穿了整个盆地，这个过程大体从中更新世后期开始，到晚更新世早期完成的。 综上所述，古湖消亡是构造和气候等因素共同作用的结果，但构造因素占主导地位。 图6-3 桑干河石匣阶地 第四节 中国现代湖泊环境记录（希门错） 湖泊沉积是研究历史气候变化的有效手段，尤其是缺乏历史记载和树轮等分析手段的区域更体现了其特有的价值。王苏民等结合青藏高原攀登项目“青藏高原隆升、环境变迁和生态系统研究”的湖泊深钻研究专题，选择受人类影响极为脆弱的位于青藏高原东部黄河源区的希门错，通过沉积物的物理、化学和生物指标的综合分析，重建了该区2000多年来的气候变化过程，对比我国东西部历史气候记载及冰芯研究，探讨了该区历史时期的气候环境特点。在这一节里我们将介绍这一成果，并了解现代湖泊环境记录分析方法。 一、区域地理背景 希门错位于北纬3323′，东经10108′，是一个半封闭的现代冰川湖泊，为冰川槽谷在冰后期被冰融水充填而成。湖泊平均水深约40m，面积3.8km2，流域面积仅50km2，湖面海拔高度4020m。流域内最高峰海拔5369m，大部分地区长年为冰雪覆盖，土壤不发育，现代植被稀少，为高山草原草甸景观。 二、样品采集与测试 用于研究的沉积柱样（XM9201）于1992年7月用美国生产的Livingstone采样器获得，由于该湖湖心水深较大，故孔位选择在水深较浅，相对稳定的湖湾内。共获得岩芯1.47m，按2cm间隔采样，进行了沉积年代、磁化率、有机碳同位素（δ13Corg）和色素的分析测试。 1. 沉积年代测定 用于沉积孔柱放射性核素测定的样品，以1.0cm的间隔分样，210Pb，241Am，137Cs的放射性比度用γ谱系统对样品进行无损坏直接测定，γ系统分析仪器为美国EGG公司的高纯锗井型探测器（Ortec HPGe GWL）与Ortec919型谱控制器和IBM PS2/30286计算机组成的16k道多道分析器组成。测试结果表明，在表层05cm内沉积通量为4.8mg/（cm2.a），沉积速率约0.68mm/a。 为了宏观地控制该孔柱的年代框架，我们选择近底部1.4m深度处的有机质泥样进行加速器质谱14C年龄测试，14C半衰期为5730a。测定结果为2600120a B.P。 据14C年龄推算的沉积速度为0.53mm/a，基本接近于前述结果。因此，研究孔柱的年代地层总体14C年龄为基础，上部结合210Pb和241Am的研究结果，每个样品的分辨率在3040a。 2. 环境代用指标的测定 磁化率（低频磁化率Xlf、高频磁化率Xhf和频率磁化率Xfd）的测定采用英国Bartington公司生产的MS2型磁化率测量仪和MS2B双频探头（高、低频分别为4.7kHz和0.47kHz）。样品在40℃烘箱中烘干；磨碎（不损伤自然颗粒），装入特制的10ml圆柱形样品测量盒，压紧、称重后进行测量。 色素含量的测试方法，采用90丙酮萃取和萃取液的不同处理方法后，使用752紫外分光光度计，根据各色素的特点波长分别测定叶绿素及其衍生物总量（CD）、总类胡萝卜素（TC）、颤藻黄素（Osc）和蓝藻叶黄素（Myx）的样液并计算各色素的含量。 有机碳同位素（δ13Corg）的测试样品先用稀盐酸去除无机碳酸盐，烘干后装入石英管，在210-4Pa的真空条件下通入过量高纯氧气，以900℃高温灼烧15分钟，用不同冷冻剂分离，净化产生的CO2，在Finnigen-251型质谱仪上测定其13C值，以PDB标定，计算出（δ13Corg）值。 （三）环境代用指标的指示意义 1. 磁化率及其揭示的环境 湖泊沉积物的磁性参数是古气候、古环境的有效的代用指标。影响磁化率、频率磁化率量值的因素多种多样，不仅受流域的地质、地形、湖泊形态等制约，还受气候、植被和人类活动第一系列因素控制。尽管如此，在特定的区域背景下，结合其它沉积学参数及物理、化学和生物指标，还是能够对湖泊沉积物的磁性参数的气候环境意义做出正确的解释。 希门错沉积物的低频磁化率值维持在1010-8m3.kg-1左右，总的来说，在湖泊沉积物中属偏低值，这与希门错周围灰岩、花岗岩、花岗片麻岩基岩有关，均为铁磁性矿物含量很低的岩石。而内蒙古的岱海，其低频磁化率值可达10010-8m3.kg-1，明显高出希门腊一个量级，主要因为岱海流域范围内大面积分布第三纪玄武岩，以及较多的黄土堆积。 该沉积孔柱低频与高频磁化率值较接近，很多频率化率甚至为零值，所以曲线上没有标出频率磁化率。但我们的计算表明，磁化率、频率磁化率在钻孔中具有明显的分布特点沉积物的频率磁化率与低频磁化率基本上呈负相关。这种现象与其它一些湖泊大致相似。80120cm是低频磁化率显著的低值和频率磁化率普遍的高值段，说明冰川融水带来碎屑沉积物中磁性矿物总量相对较少，间接反映来水量偏低，湖泊沉积物碎屑成分中颗粒比例相对较高。这与相对高的频率磁化率值一致，反映细粘滞性铁磁颗粒（0.0150.025μm）的贡献占相对较大的优势。总之，该段磁化率反映的环境为冰川融水量较小，气温偏低。80120cm上、下沉积层段均为较高的低频磁化率值和较低的频率磁化率值，反映气温升高，冰川融水量加大，陆源碎屑输入增多。 2. 湖泊沉积色素及其揭示的环境 湖泊沉积色素作为比总有机碳更为有效的环境代用指标，在湖泊沉积研究，尤其短柱岩芯的分析中愈加得到重视。色素较有机碳稳定，分解较弱，根据其在沉积物中的含量、种类和有关参数可定性湖泊初始生产力，而湖泊生产力又与湖泊温度、光照、水深、盐度、营养态等密切相关，因此，测定湖泊孔柱的沉积色素，能够较好地重建湖泊环境的演化历史。 对于希门错而言，色素较之总有机碳是一个更为敏感的指标，尤其是这种冰川深水湖，水文条件较为复杂，在对气候的响应上，古水位状况的变化可能有一定的滞后，但水温的变化仍是非常敏感的。在希门错的古环境重建中，色素含量的变化较好地指示了古温度的变化。该孔柱色素分析表明，总体含量偏低，其中8016cm是色素含量明显的高值段，尤其是颤藻黄素和蓝藻叶黄素，揭示当时水温相对较高；16cm以上各项色素均明显处于低值，暗示水温的下降；80cm以下，颤藻黄素和蓝藻叶黄素明显降低，表明水温下降，但叶绿素及其衍生物总量、总类胡罗卜素含量降低并不明显，可能该时期水温较16mc以上仍为高。 3. δ13Corg及其揭示的环境 湖泊沉积有机碳同位素值直接取决于沉积物有机质的来源，在特定的湖泊背景条件下，根据其值的变化能够间接地反映古气候状况。 希门错沉积有机质主要来源于流域范围内的植被碎屑输入和湖泊水生生物。孢粉分析表明，历史时期其周围建群种主要为莎草科，尽管其大部分为C4植物，但其光合作用的最终仍是C3途径，所以，该孔柱的δ13Corg基本维持在-26-20‰。但是，其平均值较我国一些湖泊为高，如呼伦湖、固城湖和若尔盖古湖[10]，说明历史时期流域的植被条件较差，C3植物比例小。 从上述分析，结合前人研究[10]，希门错这种以陆源有机质输入为主、内源有机质极不发育的湖泊，δ13Corg高值对应冷期，反之，低值对应暖期。基于这一认识，希门腊沉积物的δ13Corg曲线总体呈现一种逐渐减少（绝对值逐渐增大）的趋势，反映2000多年来该区逐渐趋暖，当然，其中仍有一些波动，将在下面详细论述。 （四） 希门错9201孔柱揭示的2000多年来古气候 根据沉积年代序列，综合分析各项环境代用指标（图6-4），希门腊地区2000多年来经历了如下的古气候、古环境过程 约780430B.C.,相当于该孔柱147128cm，磁化率在本段表现为相对高值，反映气候温暖，流域风化作用加强，同时较多冰川融水携带来的磁性矿物总量增加；色素分析表明，尽管颤藻黄素、蓝藻叶黄素总体偏低，但叶绿素及其衍生物总量、总类胡罗卜素维持高值，且波动幅度较大。这一总体温暖时期相当于我国春秋至战国初期的温暖期，但据色素，在本段中部，即650B.C.前后，为该段鼎盛时期，前后气温条件均有所下降。 约430B.C. 480A.D.（12880cm），该段磁化率值在整个研究段呈明显的低值，反映气温有显著的下降，尤其本段中部相当于公元初，是整个剖面磁化率的谷值，属一明显的冷期；色素在本段尽管有几次小的峰值，如颤藻黄素、蓝藻叶黄素，在124cm（350B.C.），116cm（200B.C.），90cm（290A.D.）处，但总体呈现低色素含量的面貌，反映气温偏低、初始生产力低下；这从δ13Corg曲线上也有反映，其值总体偏正。从430B.C.至公元初及稍后的降温，相当于我国历史时期的战国至西汉，在经历了公元初前的的寒冷时期，从在约120A.D.98cm开始，磁化率和δ13Corg曲线均表明气温开始回升，这一气候转暖阶段在我国东部均有记录，历史上相当于东汉中期至南北朝，当然，这期间环境代用指标揭示至少存在两次小幅的冷波动。 图6-4 希门错9201孔柱揭示的2000多年来古气候（王苏民，1993年） 约4801460A.D.8028cm，这一时期是研究时段内一个非常显著的温暖期，磁化率为明显的高值段，反映冰川强烈退缩，大量磁性矿物颗粒的入湖导致沉积物磁化率量值的升高；色素含量，尤其是颤藻黄素、蓝藻叶黄素同样是一显著的高值段，暗示温度条件适宜、湖泊初始生产力较高；δ13Corg值略偏低，也对应一偏暖的时期。这一暖期前期，即480900A.D.，气候相对稳定，波动幅度较小，后期9001460A.D.气温较前期略有升高，波动幅度明显加大，指示温度较敏感的色素指示揭示至少存在5次明显的冷-暖旋回，是否对应中世纪温暖期有待进一步商榷。该时段总体偏低的气候条件在我国东部普遍有记录，但在高原表现出的不稳定的波动显然与东部不同。 约14601900A.D.（286cm），该时期各项色素含量指标显示均为明显下降时期，尤其是叶绿素及其衍生物总量、总类胡罗卜素，反映湖泊初始生产力下降；沉积物中见较多的植物碎屑，反映冰川融水输入的减少导致湖泊水位的下降，原浅湖环境逐渐为滨湖沼泽环境替代；δ13Corg值同样趋负是由于高等植物的介入，导致有机碳δ13Corg值更加变低；磁化率略有下降，但幅度并不明显。总之，这一寒冷期幅度接近甚至超过公元初的冷期，就其内部波动而言，存在两次明显的冷阶段1600A.D.前后，17601900A.D.。这一气候总体变冷的时期对应于我国的明清小冰期，但并没有如历史记载或冰芯一样揭示出更多的冷暖波动，原因一方面在于分辨率不够，另一方面与冰川湖对气候细微过程的响应相对迟钝有关。 顶部4cm色素显示气候向暖转变， 20世纪30年代以来的升温在高原的冰川湖中也有记录。 第五节 玛珥湖与纹泥环境记录 一、 玛珥湖（maar lake） 玛珥湖的环境记录具有独特性，刘嘉麒等对玛珥湖的特征、环境记录、纹泥学等方面作了十分有意义的研究（刘嘉麒等，1996）。 玛珥的英文“maar”来源于拉丁文的“mare”，即海的意思，中文曾译为“低平火山口”。maar最早被用来描述德国西部Eifel地区的近圆形火山口湖，当时只是从地貌形态来定义的，随着研究的深入，对它的理解也在不断加深。现在玛珥湖被理解为是富含热液和蒸气的火山爆发，冲破原来的地层或岩层而形成的塌陷盆地，呈封闭的圆形或近圆形，火山喷发物在其周围形成近于等高的围墙，犹如堤坝，其高度只有几米到几十米，个别达百米。这些“围墙”有的高出湖外围的地面，有的则与玛珥湖外围的地面持平。塌陷盆地形成后只水成湖，其大小不一，直径从几十米到几千米，通常为1001000m。湖的深度和大小与形成时间有关一般水深十几米到几十米，个别达几百米，也有的已经干枯。从现存状态来看，玛珥湖可分为四种类型1）空型，刚刚形成不久，无水也无沉积物，如美国阿拉期加的Ukinrek玛珥湖；2）湖型，积水，有沉积的如湖光岸；3）沼泽型，湖水已无，沉积物呈泥泞状，表层有草甸覆盖，西方人称为peat，但与中国学者理解的泥炭不同，如法国的Chastelets玛珥湖；4）干枯型，表面为耕地或杂草丛生，在地貌上表现为洼地，如雷州半岛的田洋。 玛珥湖（maar）与火山口（crater）不同之处在于后者是由火山爆发，在火山锥顶部形成火山口，火山口壁完全由火山喷发物（包括熔岩）堆积而成，常常有出口。其中有的积水成湖，如长白山天池，有的则始终干枯。此外，玛珥湖通常为一次性形成，而火山口则可以有多次火山活动。 二、 纹泥 纹泥（varve）一词最早由De Geer（1912）用来描述某些湖泊中由于冰川的季节性融化导致碎屑输入的季节性变化，使其沉积物具有一年一个旋回的层理，这种层理记录着每年的季节变化，因而也称为年层[10]。后来Sturmn等在瑞典Bulienz湖发现了类似的纹泥[11]，同样记录着季节性变化。于是通过纹泥研究研究古气候越来越受到人们的重视。几十年来，特别是近几年来，季节纹泥的研究无论是在其发生学，还是在其年代学方面都取得了长足的进展，如Negendank等深入研究了德国Eckfelder， Meerfelder， Schalkenm等地的玛珥湖；Robert等在美国近海Santa Barbara盆地发现并研究了其中的季节纹泥。 纹泥通常是在平静且季节变化明显的沉积环境中形成，它的形成需要一种精细的平衡。在湖泊中要求湖水有一定深度，浪基面以下才有利于纹泥的形成，因为浪基面以下底流微弱，不会破坏纹泥的生成，且深水处沉积物界面缺氧并含硫化氢，度栖生物无法生存，碎屑物的输入量也不高，不会影响或冲淡季节旋回的形成。纹泥的结构与生成条件密切相关，湖泊系统的一个重要特点是分层作用，分层作用的起因是湖水的密度差，密度大的水体在底层，密度小的水体在表层；这种差异是由水的温度和溶质含量不同引起的。无论在冬季还是在夏季，湖水表面温度和低层温度总是有差异的，从而形成温度和密度的分层，这种分层现象使湖泊沉积具有季节纹泥层理的特征。 硅藻是纹泥的主要组成部分，也是识别纹泥的重要标志。硅藻属金藻门藻纲的单细胞藻类，具硅质壳，在水体中呈浮游或底栖状态广泛分布，对温度和各种无机盐类反应敏锐。有些硅藻是由乳酸盐和葡萄糖等有机质供给而生长的，该类为异养硅藻；也有一些硅藻可借助色素中叶绿素a和补助色素所吸收的光将水和CO2等无机化合物合成为有机化合物，该类为自养硅藻。硅藻的种类不同，其光合作用最适宜的光量也不同，一般随光量增加而光合作用加强，但有一定的饱和度，超过饱和度光合作用反而减弱。硅藻的形态随季节和地理条件的变化而变化，对浮游硅藻而言，硅藻形态的变化可以看作是在水温变化