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1、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
2、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
3、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。
4、（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
5、）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
6、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
7、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，
8、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
9、，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
10、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、
11、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
12、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
13、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
14、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
15、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
16、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
