历史时期黄河下游地区古湖分布与消亡原因

基于黄河下游古湖历史文献资料,详细估测了历史时期黄河下游130余个古湖的大致形状和面积,对各古湖的消亡过程进行了详细的总结和分析,并进一步讨论了导致古湖消亡的原因。结果表明:(1)历史时期黄河下游地区至少有135个湖泊,总面积高达16195.64 km^(2),主要沿黄河古河道分布,其中中小型湖泊(面积小于等于100 km^(2))为黄河下游古湖的主体,分别占历史时期湖泊总数、总面积的74.81%、30.23%。(2)自宋朝以来黄河下游古湖整体呈萎缩消亡态势,中小型湖泊消亡数量最多,占历史时期湖泊总数的60.34%;现代仍存湖泊数量为28个,减少了79.26%,总面积4910.66 km^(2),减小了69.68%。(3)气候变化是古湖消亡的背景,黄河改道泛滥带来的泥沙淤积是促使古湖消亡的直接原因,而人类围湖造田等活动加速了这一进程。

察尔汗钻孔介形类记录及其对察尔汗古湖晚更新世高湖面的指示

察尔汗盐湖作为柴达木盆地第四纪的沉积中心,沉积了巨厚的第四系湖相沉积,其演化历史研究对于揭示柴达木盆地及青藏高原北部第四纪古气候、古环境演变历史具有重要意义。本文在AMS^(14)C测年的基础上,以察尔汗盐湖晚更新世钻孔(ZK53630-1)岩芯中介形类微体化石为研究对象,通过系统的采样和室内分析,共识别出7属10种。基于分类学研究,识别出2个介形类组合(自下而上):Ilyocypris biplicata-Limnocythere inopinata和Ilyocypris bradyi-Ilyocypris sebeiensis。介形类及其伴生化石均显示察尔汗古湖在距今34~28 ka期间的晚更新世晚期(MIS 3a)主体为淡水—微咸水湖泊,气候温暖湿润,与现今极端干旱的盐湖环境截然不同。

郑州地区全新世古湖泊沉积环境特征及演化过程分析——以“荥泽”古湖为例

“荥泽”古湖曾被大量史书文献记载,现已消亡,郑州周边地区地表以下0.60~27.00 m范围内存在不同厚度的湖沼相地层,岩性主要为灰黑色淤泥、淤泥质细砂,灰黑色淤泥质黏土、灰褐色黏土、灰褐色粉砂质黏土、灰黑色黏土质粉砂等等。通过岩矿鉴定、孢粉特征分析、同位素年代学、粒度分析、磁化率分析等手段对沉积物进行了系统研究,初步得出该古湖泊的形成可能始于晚更新世晚期,8000~3000 a BP曾大范围存在,沉积中心位于贾河村附近,古湖泊水源来自于黄河洪水和地表水径流的补给。沉积记录了“荥泽”古湖形成前期—形成期—鼎盛期—动荡衰退期—消亡期的全过程,结合地貌和史书古籍记载、各个时期的考古遗迹点位置、湖沼相层测年数据,初步界定鼎盛时期湖泊的西边界和南边界,分别位于荥阳市汜水镇和管城回族区十八里河镇、南曹乡附近。初步估算鼎盛时期湖泊面积超过1000 km^(2)。

论晚期共和古湖时代、演化过程及其与地壳运动和黄河发育的关系

青海共和盆地,是青藏高原东北部晚新生代期间形成的北西西—南东东走向构造盆地,由西北部的茶卡小内流盆地,中部非典型的达连海内流盆地和东南部被黄河及其支流深深切割的外流盆地三部分组成。该盆地中充填了上、下两套厚度普遍均在200~300 m间,而最厚部分可达500~600 m的相互叠置的共和组与曲沟组河湖相地层。由这两套湖相地层所重建的古湖被分别称为早期和晚期共和古湖。本文重点讨论的是基于共和组湖相地层而重建的晚期共和古湖。石英热活化法ESR测年结果表明,湖相共和组地层开始形成于(4.31±0.40)Ma之前,持续到(2.58±0.20)Ma/(2.54±0.20)Ma之后的上新世时期。以尕玛羊曲村附近为顶点的黄河扇三角洲相两套均厚逾200 m砾石层中之上砾石层,形成于(3.15±0.30)—(3.07±0.30)Ma之间,其前缘水下三角洲相砾石层为(2.91±0.25)Ma,而来自北部山前的同期洪积砾石层则为(2.97±0.27)Ma,表明晚期共和古湖在(3.07±0.30)Ma与(2.91±0.15)Ma之间的上新世晚期达到其最盛期。此时,湖面高度达到其最大值海拔(3160±10)m左右,古湖是一个面积近7000 km2、深逾300 m的大型外流的淡水深湖。黄河在尕玛羊曲附近注入古湖,并由盆地东北角的尕海以东流出,经唯一通道古多隆河流入贵德古湖。当古湖面上升到超过共和与贵德两盆地的基岩分水岭时,黄河在现今的龙羊峡位置切割出新的河道——龙羊峡,从而导致了早更新世初古多隆河因“截弯取直”而非“溯源侵蚀”被废弃,开始了黄河逐步下切、T21到T16形成与共和古湖逐渐消亡的过程。共和古湖经历了茶卡盆地开始与古湖主体分离,中部湖区与东南部湖区分离、排干和东南部湖区被完全泄空等3个阶段。这一过程是随着中国区域地壳运动性质发生的根本性变化而发生的。此时,共和盆地及邻近盆地,甚至中国第一、二大地势阶梯上的大多数盆地,除银川—河套盆地与汾渭盆地等个别盆地外,都由差异性升降的盆-山运动转为整体性的隆升运动。发生于共和盆地的这一运动,曾被徐叔鹰等命名为“恰卜恰(共和)运动”,只是其所指的时代为中更新世晚期。但这一名称被李吉均等改称为“共和运动”,作为青藏运动的延续,意指黄河于10或15万年前因该运动而切穿龙羊峡,溯源至共和盆地。作者建议保留原“恰卜恰(共和)运动”的名称与基本含义,而该运动发生时间的争议仍待今后进一步深入研究解决。

云南鹤庆古湖晚更新世的孢粉记录及其古气候学意义

本文通过鹤庆古湖沉积物的孢粉记录对该区晚更新世的古植被和古气候进行了恢复。该区末次间冰期和末次冰期内部气候波动性特点与深海氧同位素记录有着较好的可比性，反映在全球变化的背景上，气候的不稳定性同样在本区有明显的响应。而且不同季风区气候资料对比也表明，本区冷湿和暖干的气候组合具有明显的区域特征，末次冰期该区夏季锋面降水增多，而间冰期则与之相反。造成这种区域环境效应的原因，与西南季风区大气环流的复杂性、云贵高原的地貌部位以及由青藏高原地表反照率引起的热力学和动力学过程有关。

滇西北丽江地区石鼓古湖的发现及其在现代金沙江河谷发育中的意义

在云南石鼓"长江第一湾"附近河段两岸发现了10多处典型的第四纪湖相沉积物露头,它们构成了金沙江第二、三、四级阶地的基座。热释光(TL)和U系法年龄测定及磁性地层学研究结果表明,该套湖相沉积物中上部的时代属于243.3～88.0kaBP的中更新世晚期至晚更新世早期,上覆的第四级阶地沉积物的年龄为88.0～80.9kaBP。湖相沉积物的粒度、地球化学和粘土矿物分析结果表明,其沉积环境有由温湿向湿热转化的趋势。根据对玉龙雪山更新世冰川作用的研究,石鼓古湖最初应是玉龙雪山西麓中更新世早期玉龙冰期冰碛物堰塞金沙江河谷而成的,中更新世晚期丽江冰期的冰水沉积物进一步加以堰塞,直至8万多年前被金沙江侵蚀而再次贯通。

用介形类优势分异度恢复古湖盆的水深——以山东东营凹陷古近系沙河街组沙三段湖盆为例

从定量古生态学的角度出发,利用生态学和古生态学的资料,对介形类的优势分异度H(s)和古湖泊水深D的关系进行了相关性拟合,并得出了两者之间的关系。利用古近系东营三角洲地震资料和沉积学资料验证了这种对应关系的可信性,因此得出利用定量计算的介形类优势分异度值可以较准确地确定古水深。以东营凹陷古近系沙三段沉积时期为例,恢复了3个亚段沉积时期的古水深,并做出了平面等值线图。结果表明,东营凹陷的古水深由大到小依次为中亚段沉积时期、下亚段沉积时期和上亚段沉积时期。湖泊古水深的定量恢复,对于含油气盆地的油气生、储、盖研究具有重要的意义。

内蒙古西部额济纳古湖小狐山剖面有机质与碳酸盐组成及其古环境意义

通过对内蒙古西部额济纳古湖小狐山剖面沉积物中总有机碳(TOC)、总氮(TN)和碳酸盐(CaCO_3)含量的测定,分析了沉积物中有机碳来源和无机碳酸盐成因,结果表明在额济纳古湖相沉积物中TOC与TN含量呈同步变化规律,TOC/TN(9.91～10.16)较稳定,其有机质为湖泊自生藻类和外源维管束植物共同提供。沉积物中有机质含量受温度、降雨量变化控制,当气候暖湿时,沉积物中有机碳含量高,气候冷干则有机碳含量低,因此,有机碳含量是所研究剖面气候温湿与干旱(冷)的有效环境指标。湖泊自生碳酸盐含量则由湖区有效湿度和生物量的共同控制,其稳定碳同位素指示有效湿度的大小。粒度,特别是小于2μm组分含量与水动力和搬运介质相关,其组分含量大于5%时为湖相沉积且随其含量增加指示水深加大。根据沉积物中有机碳、碳酸盐、无机碳同位素和粒度,并结合剖面岩相特征,探讨了研究区该时段(按剖面深度划分)气候变化和湖泊演化历史:?～38.15^(14)C kaB.P.(1039～9 49cm)湖区气候为冷干环境特征,风沙盛行;38.15～31.73^(14)C kaB.P.(949～780cm)气候环境逐步改善,降水量增加,湖泊开始发育并到达湖泊高水位阶段;31.73～22.79^(14)C kaB.P.(780～482cm)湖泊水位有所下降,气候有明显的波动,但仍维持在较高的水位上,湖区环境仍为暖湿气候;22.79～17.37 ^(14)C kaB.P.(482～304cm)气候开始变冷变干,湖区有效适度持续减小,湖泊退缩;17.37～14.00 ^(14)kaB.P.(304～178cm)湖泊退出研究点,区域有效湿度小,风沙盛行,存在短暂气候事件,造成暂时性流水;14～4 ^(14)C kaB.P.(178～0cm)湖泊开始再度扩张、水位上升,湖水变淡,到该阶段的后期气候又一次发生转变,湖区再度成为干旱环境,有效湿度减小,湖泊开始萎缩、直至消失。

早更新世东山古湖氯离子含量变化与季风演化

高分辨率东山古湖沉积物（２２～１６６ＭａＢＰ）中氯离子含量变化表明，早更新世早期亚洲季风已稳定建立，其变化较小。早期（２６２～１８５ＭａＢＰ）较干；中期（１８５～１７ＭａＢＰ）出现大湿润期，氯离子含量最低；晚期（１７～１６６ＭａＢＰ）再度变干。每个阶段中，季风还存在约２×１０４ａ的短周期波动。

云南迪庆小中甸古湖的形成演化及其与石鼓古湖和金沙江河谷发育的关系

在云南迪庆高原上的中甸和小中甸盆地中,可以见到3套第四纪湖相沉积物。第一套湖相与三角洲相沉积物分布于中甸盆地的东南部,因其含有丰富的哺乳动物化石而可确定其时代为早更新世。第二套厚逾百米的湖相沉积物分布于小中甸盆地,往往构成小中甸河5级河流阶地的基座。本文用光释光（OSL）和U系法测定了采自盆地东部的小中甸林业局东北侧和盆地中部的单高地两剖面6个湖相沉积物样品的年龄。测试结果表明,该套湖相沉积物的中部到顶部的年龄为147.2±13.9-67.57±5.30ka BP,属于中更新世晚期至晚更新世早中期。第三套湖相沉积为以纳帕海为代表的现代湖沼沉积。两剖面各层位湖相沉积样品的介形类以Li mnocythere-Leucocythere-Candona-Eucypris为特征,应是中、晚更新世以来所沉积的。本文认为,早在上新世早中期,金沙江已经在其现今的位置上存在。上新世晚期至早更新世广泛发育的断陷活动并不影响金沙江的流动。中更新世时期,金沙江河谷不同地段可因冰川、冰水、崩塌、滑坡或泥石流等堆积物的堰塞而形成湖泊,邻近的石鼓古湖8万多年前被金沙江再次贯通而消失。作为金沙江支流的小中甸河在6万多年前将小中甸古湖泄空,在小中甸盆地中发育了以第二套湖相沉积为基座的5级河流阶地。

青海格尔木三岔河组年龄测定与昆仑古湖发育

文章主要研究和讨论青海省格尔木市昆仑河第五级阶地的三岔河组河湖相沉积，特别是其上部的一套典型的湖相沉积。根据野牛沟和纳赤台西北两剖面三岔河组沉积样品的ESR和U系法年龄测定结果，三岔河组堆积于约355～95kaB．P．间，而被称为昆仑古湖的湖相沉积大致开始于约200～160kaB．P．（ESR）或约150kaB．P．（u系），结束于约150～120kaB．P．（ESR）或约95kaB．P．（U系）左右，其中深湖时期约为190kaB．P．（ESR）或约110～100kaB．P．（U系）左右。此外，纳赤台东北昆仑河第三级阶地剖面上部的湖相沉积，则是约90（ESR）／72～25kaB．P．（U系）的末次冰期期间形成，可称为纳赤台古湖。根据昆仑古湖湖相沉积地层中的沉积构造和所发现的介形类化石，讨论了湖？白的沉积环境；根据区域对比，认为三岔河组发育于约355～95kaB．P．，而其中约120～95kaB．P．的末次间冰期的早中期则是昆仑古湖的发育时期与青藏高原的羌塘东湖等古大湖发育早期的最高湖面时期，而40～30kaB．P．的MIS3的后半段只是这些大湖分解过程中的一个阶段。

西藏台错古湖沉积物中的硅藻及其古环境

根据硅藻组成、丰度及其生态特征的研究,可以恢复西藏台错古湖地区的古气候演变:在17.8～16.0kaBP经历了气候严寒期;16.0～13.9kaBP为回暖期;在11.5～10.7kaBP气候发生波动性变化,从较暖湿期到寒冷干旱的新仙女木期;在10.4～9.0kaBP气候略有变化,但总体上仍处于寒冷干旱期;在9.0～8.2kaBP转为为凉干期;6.3～5.4kaBP变为暖湿期;在5.4～4.5kaBP变为温暖、干旱期。由此可以看出,该区古气候演变除有仟年级的变化周期外,还可能存在有百年的气候期。自晚更新世晚期以来台错古湖随着古气候的演变,经历了缓慢扩张,湖水变深,而后又缓慢萎缩,湖水变浅,直至强烈的持续干旱,导致湖泊水位的聚降,使湖泊干枯消失。

西藏仲巴县旧儿古湖距今40000～10000aBP的介形类及其反映的环境和气候变化

西藏仲巴旧儿古湖阶地剖面厚43m,于25.4m以上产介形类化石,计6属12种。依据各属种的生态特征、化石组合变化及沉积特征,对古湖沉积环境的分析表明:约40000～36300aBP前为湖泊三角洲沉积环境,不适宜介形类等生物生存或不利于介形类壳体的保存。36900～34470aBP属湖泊边缘相沉积,湖面较宽,湖水较深,有一定的咸度,介形类丰度高,属种类型多,气候暖湿。34470aBP之后末次冰期来临,气候逐渐干冷,湖泊萎缩,介形类属种与数量明显减少,尤其在30000aBP前后至18000aBP气候趋干冷,湖内生境更差;18000～10460aBP湖泊已近干涸,仅剩下耐于生存的个别分子,说明新仙女木事件在本区有较明显的响应。而自10460aBP之后,湖内生物重又开始复苏,介形类数量和属种类型又明显增加,说明气候开始转暖,气温回升,进入全新世的暖期。

太原盆地昭余古湖的变迁及湮塞

研究古湖泊是开发水资源的有效途径。山西省中部的太原盆地在早更新世时是一片汪洋大泽，进入历史时期湖水南泄，在介休以北，平遥、祁县、太谷以西，文水、汾阳以东形成一个残留的湖泊，即昭余祁，《尔雅·释地》将该湖列为全国十薮之一。此后昭余祁有两次大的淤缩，第一次是汉代，第二次是唐宋时期，元代以后成了面积较小的昭余池和芦苇之地。利用遥感卫片根据比值合成影象进行解译，发现在昭余祁的范围内有３个完整的、大小不同的闭合结构图斑，分别为３个时期的变化范围。再通过地层岩性资料和实地考察来分析，其结果与史籍和遥感解译相同。最后说明了昭余祁湮塞的原因。

黄土高原黄土、红色粘土与古湖盆沉积物关系

本文通过磁性地层学、古生物地层学、沉积学的对比研究，讨论了中国黄土高原地区黄土，红色粘土与该区重要古湖盆之一，古三门湖堆积物之间关系，并分析气候环境对它们的影响。主要结论如下：１）红色粘土与上覆黄土可以是连续沉积，并呈相渐变关系。２）中国黄土与三门组记录了布容正极性带与松山负极性带。Ｂ／Ｍ界限位于Ｌ８，Ｊ亚带位于标志层Ｌ９与Ｌ１５之间，大约Ｓ１０－Ｓ１３之间，Ｏ亚带位于Ｓ２２－Ｓ３３，或三门组之中。Ｍ／Ｇａ界限对应于黄土与红土界限。并基本对应于三门组与游河组界限。３）红色粘土（三趾马红粘土）并非仅仅是中新世保德期沉积物。它包括上新统与中新统，上新世静乐组记录了高斯正极性带，吉尔伯特负极性带，中新世蓝田组记录了Ｅｐｏｃｈ５。４）古三门湖堆积包括早更新世早期三门组（１．２０—２．５０Ｍａ，松山负极性带），上新世晚期游河组（２．５０—３．５０Ｍａ，高斯正极性带），更早期的三门湖沉积未出露。三门组与午域黄土为同期异相沉积，记录了松山负极性带，游河组则与该区上部红色粘土（静乐组上段）为同期异相沉积。

泥河湾盆地第四纪古湖最终消亡过程研究

泥河湾盆地位于河北省西北部和山西省东北部,行政区划隶属河北省张家口市阳原县和山西省大同市大同县及天镇县。盆地西至阳原县东井集乡,东至石匣以东的桑干河峡谷,北界为熊耳山,南界为六棱山和凤凰山;盆地东西长约80 km,南北宽约15~20 km,大致位于北纬39°55′—40°25′,东经113°50′—114°50′,面积达4 500 km2,

古湖缺氧条件是控制富生油凹陷形成的重要因素—来自珠江口盆地的证据

珠江口古湖是中国东部最大的早第三纪裂谷湖之一，在珠江口古湖发育的鼎盛期－始新世，湖面宽阔，湖水较深，湖泊具欠补偿沉积条件，其营养和浮游植物生产力都达到较高水平。含有丰富浮游藻类化石的文昌组暗色泥岩即形成于这一时期。文昌组浮游藻类相对丰度高，表明始新世珠江口古湖的表层水初始生产力高。这意味着古湖沉积物具有良好的富氢有机质物源条件。文昌组暗色泥岩有机相横向变化明显，表明始新世珠江口古湖湖底缺氧和充氧条件并存。形成于缺氧水体下的无定形有机相在盆地大部分地区均有发育，其TOC值和IH值较高；反映充氧底部水环境的陆源植物有机相分布于HJ15－1－1井所在的盆地东部边缘，其TOC值和IH值较低。具有无定形有机相的文昌组蝉色泥岩是珠江口盆地良好的湖相油源岩。中国东部陆上和近海早第三纪盆地各凹陷的湖相油源岩发育差异甚大，其控制因素是由水体中溶解氧含量变化所造成的有机质保存条件的差异。富生油凹陷形成于缺氧的古湖区。

临夏盆地东山古湖沉积记录到的早更新世两次寒冷时期

ＣａＣＯ３含量在黄土和封闭湖盆中对气候变化有良好的反映．采用国际标准的Ｂａｓｃｏｍｂ碳酸盐计，对临夏盆地东山古湖沉积物共计３２６７个样品分别测试了其ＣａＣＯ３含量．分析结果表明研究区在早更新世期间存在着两次明显冷湿阶段（事件）．一次是２．２８ＭａＢＰ前后，另一次发生于１．８０～１．７６ＭａＢＰ期间．

昭余古湖水量平衡与水环境驱动分析

水量平衡的方法是定量研究古湖泊存亡的有效途径.采用1919-1970年汾河流域近50年器测的水文、气象数据,作为替代资料,应用水量平衡的方法,从湖面降水量、入湖径流量和湖面蒸发量等方面,对不同历史时段,太原盆地昭余古湖的水量平衡进行了估算,并对其驱动因子进行了分析.研究表明,在不考虑湖泊出湖水量的情况下,研究时段昭余古湖水量都处于盈余的状态,所以能够维持存在;如果不考虑入湖径流量,只有先秦时期,水量处于盈余的状态,其余时段均处于亏欠的状态.因此入湖径流量是昭余古湖存亡的决定性因素,它的消亡与汾河改道有直接的关联.

冈底斯山脉中段麦嘎古湖的形成演化发展与消亡

麦嘎盆地属典型的山间断陷盆地,其形成演化发展又受制于盆周的断层构造活动。麦嘎古湖的形成演化发展及消亡与麦嘎盆地的发展演化紧密相连。笔者从构造和湖积物特征入手,对麦嘎古湖的形成演化发展消亡作了深入探讨,认为其受到新构造活动、古气候、河流侵蚀等自然外力的综合作用,麦嘎盆地先后经历了河流→湖沼→河流→湖沼→湖泊→湖沼→湖泊→河流的演化过程。