中国湖泊沉积记录的环境演变_研究进展与展望_张振克

近30年来我国湖泊沉积研究的进展
韩美;李艳红;张维英;张丽娜
【期刊名称】《山东师范大学学报（自然科学版）》
【年(卷),期】2003(018)003
【摘要】总结了近30年来中国湖泊沉积研究的状况.70～80年代中期,受油田开发的带动湖泊沉积研究得以兴起,且侧重研究地质过程;80年代中期之后,研究的范围不断扩大,方法不断完善,测年手段更趋精确.目前该领域研究的新特点为:云贵高原和青藏高原湖泊又成为新热点,强化短时间尺度研究,注重提取与人类活动相关的环境信息及与其他相关热点研究相结合.今后该领域研究应注意:(1)加强环境指标与环境要素间的定量关系研究;(2)强化研究人类活动对湖泊的影响机制;(3)建立中国第四纪湖泊数据库;(4)涉足极地地区研究.
【总页数】4页(P52-55)
【作者】韩美;李艳红;张维英;张丽娜
【作者单位】山东师范大学人口·资源与环境学院,250014,济南;山东师范大学人口·资源与环境学院,250014,济南;山东师范大学人口·资源与环境学院,250014,济南;山东师范大学人口·资源与环境学院,250014,济南
【正文语种】中文
【中图分类】P931.7
【相关文献】
1.近30年来我国城乡结合部乡村研究进展及启示 [J], 邓春凤;田银生
2.近30年来国内视觉障碍人士心理健康研究进展 [J], 陈立;张海燕
3.近30年来清代官修《明史》编纂研究进展 [J], 苏循波
4.基于CiteSpace的近30年来国内外乒乓球运动研究进展及可视化分析 [J], 顾若辰;李荣芝;余锦程
5.近30年来国外大学生就业能力研究现状及进展 [J], 王新俊;孙百才
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现代区域风化与湖泊沉积地球化学研究的意义、进展与趋势万国江
【期刊名称】《矿物岩石地球化学通报》
【年(卷),期】1990(0)3
【摘要】1.科学意义:风化与沉积是地质地球化学的传统命题。

当代地球化学的发展赋予风化与沉积崭新的科学内涵;现代人类活动增添了风化与沉积特殊的科学意义。

现代风化与沉积的机理成了环境地球化学的学科基础;现代风化与沉积的速率成了地球化学环境演化的重要判据。

【总页数】3页(P165-167)
【关键词】湖泊沉积;人类活动;岩石表面;沉降作用;溶解作用;氧化还原作用;判识;形成模式;示踪元素;动力学机理
【作者】万国江
【作者单位】中国科学院地球化学研究所
【正文语种】中文
【中图分类】P59
【相关文献】
1.华北苏皖辽新元古代Molar Tooth构造碳酸盐岩的沉积相与环境约束/黑海西南陆架(土耳其)全新世沉积物矿物学及其与物源、海平面和海流状态的关系/大兴安岭南段克什克腾第四纪冰川遗迹的发现及其意义/同位素地球化学方法研究巴丹吉林沙漠高大沙山与湖泊水补给源 [J],
2.现代湖泊沉积物中磁性矿物的研究及其环境意义 [J], 孙知明;胡守云;马醒华
3.长江中下游流域湖泊沉积物中重金属研究进展及环境意义 [J], 忻旸;陈世金
4.酸沉降区域碱性湖泊中汞的生物地球化学循环演化研究意义 [J], 阎海鱼;冯新斌;商立海;汤顺林
5.云贵湖泊现代沉积物早期成岩过程中微量重金属地球化学行为研究 [J], 马英军因版权原因，仅展示原文概要，查看原文内容请购买。

水库作为陆地水环境 的重要组成部分，在工农业用水 、生 活用水 、水 产养殖 、旅游开发 、跨流域调 水及凋节区域气候等方面发挥 着重要作用 ． 中国水利统计资料， ０ ５年不包括港 、澳 、台水库 资料，全 据 ２０
国已建成各类水库 ８ １８座，水库总库容 ５ ２ ￣ ０ｍ ５０ ６ ４ １。 ．目前我 国水库面临着淤积严重［２ １１ －、水质恶化【和 ３ 】 富营养化 加剧【等问题．水库 中重 金属是一种潜在 危害污染物 ，可以通过食物链 在生物体 内富集，严重 】 威胁人类健康．水体 中重金属被悬 浮颗粒 吸附后 聚集 在沉 积物 中成为水环境污染程度 的 “ 指示剂” ， ｊ 其
年 来平 均淤 积速 率 为 ３ ５ｍ ａＣ ， ｒ ｚ ． ｃ ／， ｕＣ 和 ｎ地累 积指 数一 直小 于 １ 处 于轻 微 污染 ； ｓ ８ ， Ａ 污染 水平 变化 较大 ，现处 于低 水平 的轻 度 污染 ； ｂ污染 水平 自柱 底始 持续 恶化 ，目前地 累积 指数 大 于 １ 且 有 污染加 剧趋 势 ． Ｐ ， 关 键 词：石梁 河水 库； ｓ ”Ｃ 定年 ；重金 属；地 累积 指数
粒度和地球化学元 素分析；Ｓ ８Ａ 以 ２ｍ 间距 Ｌ ｃ 分样 以测定 ＂ ｃ ｓ比活度用于定年 ．
１２ 实 验 分 析 －
图 １石梁河水库 采样 点位置
Ｆ ｇ １Ｃｏ ｅ ｓ ｅ ｆ ｈ ｌ ｎ ｈ ｓ ｒ ｏ ｒ ｉ ． ｒ ｉ ｓｏ ｉｉ ｇ ｅＲｅ ｅ ｖ ｉ ｔ Ｓ ａ
Ｕ ｉｅｓｙ Ｎ ｎｉ １ ０ ３ ． Ｃ ｉ ） ｎ ｖｒｉ ， ａｊｎ ２ ０ ９ ， ． ｈｎ ｔ ｇ Ｐ ａ （： ｏ ｔ ｈｎ Ｓ ａＭａ ｉｅ ｎ ｉ ｅ ｉ ｎ Ｅ ｖ ｏ ｍｅ ｔｎ ｔ ｕ ， Ｏ ， ａ ｇ ｈ ｕ５ ０ ０ ， ．． ｈｎ ） ２Ｓ ｕ ｈＣ ｉａ ｅ ｒ Ｅ ｇｎ ｒ ｇａ ｄ ｎ ｉ ｎ ｎ Ｉ ｓ ｔｔ Ｓ Ａ Ｇｕ ｎ ｚ ｏ １ ３ ０ Ｐ Ｃ ｉ ｎ ｅ ｎ ｒ ｉ ｅ Ｒ ａ

干旱气候区湖泊的化学沉积作用1.引言1.1 概述概述干旱气候区湖泊是指位于干旱气候带的地区，由于降水稀缺，地表水供应不足，湖泊水位普遍较低。

在这样的环境下，湖泊的水化学过程和沉积作用与其他地区存在一定的差异。

本文将重点探讨干旱气候区湖泊中的化学沉积作用。

化学沉积作用是指沉积物中的化学物质在沉积过程中的变化和积累。

由于湖泊水位低和大气环境干燥的特点，这些湖泊普遍具有特殊的化学沉积作用过程。

本文从定义和背景开始介绍化学沉积作用的基本概念，然后重点关注干旱气候区湖泊的特点。

干旱气候区湖泊通常水体中的离子浓度高，化学反应活跃，这与缺乏水量和高温有关。

这些湖泊还可能受到人类活动和气候变化的影响，进一步加剧了化学沉积作用的特殊性。

通过对干旱气候区湖泊化学沉积作用的深入研究，我们可以更好地理解这些湖泊的地质历史和环境演变，并且在保护和管理这些湖泊资源上提供科学依据。

本文旨在探讨干旱气候区湖泊化学沉积作用的重要性，并探讨可能的影响因素和机制。

在接下来的章节中，我们将对这些内容进行详细阐述。

文章结构应该包括以下几个主要部分：1. 引言:- 1.1 概述部分介绍干旱气候区湖泊的重要性和存在的问题。

- 1.2 文章结构部分说明整篇文章的组成和主要内容。

- 1.3 目的部分明确本文的研究目的和意义。

2. 正文:- 2.1 化学沉积作用的定义和背景:介绍化学沉积作用的概念、作用机制和研究背景，包括相关的先前研究和文献综述。

- 2.2 干旱气候区湖泊的特点:详细描述干旱气候区湖泊的特点，包括水文地理特征、气候条件、水质特征、湖泊生态系统等。

重点强调干旱气候对湖泊的影响以及与化学沉积作用之间的关系。

3. 结论:- 3.1 干旱气候区湖泊的化学沉积作用的重要性:总结分析干旱气候区湖泊的化学沉积作用的重要性，包括对湖泊生态系统的影响、环境变化的指示作用以及对人类社会的意义。

- 3.2 可能的影响因素和机制:探讨干旱气候区湖泊化学沉积作用的可能影响因素和作用机制，包括温度、降水、湖泊水文特征、陆源输入等方面的影响因素，同时从物理、化学和生物角度解释这些影响的机制。

浅谈湖泊沉积物粒度的环境含义浅谈湖泊沉积物粒度的环境含义浅谈湖泊沉积物粒度的环境含义_中国写论文网由强变弱,沉积物颗粒逐渐变细且平行于湖岸线呈环带状分布,即从湖岸至湖心大致砾-砂-粉砂粘土沉积规律。

在气候干旱期,湖泊水位下降,湖面收缩,采样点离岸边距离较近,水动力条件较强,可以带动粗颗粒物质到此处,而且此时浅水强动力条件使细粒物质难以稳定沉降,在该位置沉积颗粒较粗;反之,在气候湿润期,湖泊水位上升,湖面扩张,采样点离岸边距离较远,粗颗粒物质难以到达,而且此时深水弱动力条件有利于细颗粒物质沉降,在该位置沉积颗粒较细,沉积物粒径减小,沉积物粒径大小反映气候,沉积物粒径增大反映了采样点离湖岸距离减小,湖泊水位下降,指示气候干旱,反之,沉积物粒径减小则反映采样点离湖岸距离增大,湖泊水位上升,指示气候湿润 1。

2非封闭式外流湖和洼地湖沉积物粒度所反映气候含义来讲,沉积物粒度受水动力条件制约,而水动力条件往往受气候环境气候最直接反映就气温和降水,气温和降水都会到入湖补给水动力大小湖面高低,进而沉积物粒度分布我国大湖泊外流湖或洼地湖,与封闭型湖泊相比湖面波动较小,而且湖泊沉积物粒度或许由其因素而非距离湖岸远近控制对外流湖和河间洼地湖,其水源补给主要为降水和洪水,降水又分为直接降水和地表径流,洼地湖沉积物物质来源主要有以洪水为介质动力河流冲积物来源和以地表径流为介质动力陆源碎屑物质来源以洪水为主要物质来源洼地湖沉积物应与冲积物相似粒度分布,粗颗粒沉积,主要由悬移质构成,而以地表径流为主要物源洼地湖沉积物,因地表径流注入湖区短距离搬运粗颗粒物质湖泊堆积区,湖泊多物源供应,由跃移质构成综上所述,控制地表径流发育程度湖盆流域降水量将控制洼地湖沉积物粒度主要因素种情况下,沉积物粗颗粒指示流域降水量大湿润时期;而细颗粒则反映了降水量较少干旱时期前期也表明 ,湖泊沉积物粒度指示了流域降水量气候湿润时期,地表径流,陆源粗碎屑物质湖盆,湖泊沉积物粒径变粗;气候干旱时期,地表径流贫乏,陆源粗颗粒物质难以搬运至湖泊,从而使沉积物粒径减小 2 湖泊沉积物粒度所反映尘暴 2。

中、新生代苏北盆地的沉积特征与地形巨变张振克1,2 田海涛1（1 南京大学海岸与海岛开发教育部重点实验室，南京210093）（2中国科学院地球环境研究所黄土与第四纪地质国家重点实验室，西安）摘要：苏北断陷盆地中、新生代接受了厚达数千米的巨厚的沉积体系，沉积记录了中、新生代以来复杂的地质构造变动影响和沉积环境变化过程。

早、中三叠世苏北盆地以海陆过渡相、海相沉积为主；中、晚三叠世扬子板块和华北板块发生碰撞，苏北盆地地表抬升，进入陆相沉积环境。

扬子板块和华北板块碰撞以及早、中侏罗世太平洋板块与中国东部大陆板块开始碰撞，造成中国东部地势抬升强烈，中生代中国东部高原-山脉系统开始形成，由于断裂活动引起的不均匀快速隆升，苏北构造盆地雏形在早侏罗世开始出现，砂砾岩快速沉积。

早白垩世太平洋板块俯冲加强，郯庐断裂发生大规模左行平移，推覆构造发育，苏北断陷盆地与盆缘山地之间地势差异达到最大；晚白垩世郯庐断裂两侧发生伸展，断陷盆地发育，苏北盆地的箕状断陷特征加强，呈山盆地貌景观。

晚白垩世末到早第三纪太平洋板块俯冲带东撤，苏北盆地构造活动减弱，外力风化剥蚀与消高填低的夷平作用活跃，地势大幅度降低，并遭受短时间尺度的事件海侵。

晚第三纪受新构造运动的影响苏北盆地整体坳陷，盆地边缘山地有所抬升，火山活动加强，第四纪以来苏北盆地继续沉降，在冲积和海积作用下，现代苏北平原形成。

分析了苏北盆地早第三纪海侵的特点，指出了可能的海侵通道；恢复了中、新生代苏北盆地的古地形变化过程。

1.引言中、新生代以中国为核心的亚洲和西太平洋地区发生了强烈的构造环境变化[1]，中国东部“宏伟的中生代高原-山脉系统”的形成、消失和世界屋脊——青藏高原的诞生，奠定了中国现代地貌格局的形成。

青藏高原在全球变化研究和地表系统物质循环中占据十分重要的位置，青藏高原隆升使得高原成为欧亚大陆的大河之源，以青藏高原为源地的巨型河流系统向世界大洋提供了大约70%的陆源悬移质沉积物[2]。

高海拔干旱区湖泊沉积物多指标记录的环境变化研究——以阿克赛钦湖为例项超生;汪勇;王君波;马庆峰;王世航【期刊名称】《干旱区地理》【年(卷),期】2022(45)2【摘要】青藏高原西北部湖泊沉积物记录了丰富的区域气候环境变化信息,对于揭示青藏高原西风-季风环流系统变化及其相互作用过程具有重要意义。

通过对青藏高原西北部高海拔干旱区典型湖泊阿克赛钦湖沉积岩芯粒度、总无机碳(Total inorganiccarbon,TIC)、总有机碳(Total organic carbon,TOC)、总氮(Total nitrogen,TN)、碳氮比(C/N)和磁化率等环境代用指标的分析,探讨阿克赛钦湖不同沉积深度范围内湖泊水动力搬运条件、湖面变化及湖区冷暖变化等湖泊环境变化过程。

结果表明:阿克赛钦湖沉积物有机质含量低,湖泊沉积物以粉砂为主,黏土次之,砂含量最少。

多指标记录的环境变化大致分为以下4个阶段:第Ⅰ阶段(531~480 cm)气候相对温暖,流域蒸发较弱,湖泊水生生产力低,为湖泊水动力搬运条件弱的深水环境。

第Ⅱ阶段(480~380 cm)气候寒冷干燥,流域蒸发强烈,湖泊水生生产力相对较高,为湖泊水动力搬运条件强的浅水环境。

第Ⅲ阶段(380~160 cm)气候逐渐转暖,入湖水量增多,湖面扩张,湖泊水动力搬运条件逐渐减弱。

第Ⅳ阶段(160~0 cm)气候寒冷干燥,流域蒸发增强,湖泊水生生产力低,为湖泊水动力搬运条件弱的深水环境。

研究结果可为青藏高原西北部过去气候变化重建及西风-季风变化关系研究提供基础科学数据与理论支撑。

【总页数】10页(P435-444)【作者】项超生;汪勇;王君波;马庆峰;王世航【作者单位】安徽理工大学空间信息与测绘工程学院;安徽师范大学地理与旅游学院/江淮流域地表过程与区域响应安徽省重点实验室;中国科学院青藏高原研究所青藏高原环境变化与地表过程重点实验室【正文语种】中文【中图分类】X52【相关文献】1.西风区湖泊沉积物中砷元素对气候环境变化的响应研究——以新疆巴里坤湖为例2.干旱区湖泊沉积物粒度组分记录的区域沙尘活动历史:以新疆巴里坤湖为例3.中国西北干旱区湖泊沉积物中有机质碳同位素组成的环境意义--以民勤盆地三角城古湖泊为例4.半干旱区内陆湖泊透明度高光谱估测模型研究——以松嫩平原查干湖为例5.干旱区湖泊沉积物磁组构参数量值特征与环境变化研究因版权原因，仅展示原文概要，查看原文内容请购买。

J. Lake Sci.(湖泊科学), 2009, 21(4): 445-455. E-mail: jlakes@©2009 by Journal of Lake Sciences太湖生态与环境若干问题的研究进展及其展望∗秦伯强(中国科学院南京地理与湖泊研究所, 南京 210008)摘 要: 本文着重就太湖水动力及其生态环境效应、太湖沉积物及其内源污染问题和太湖生态系统结构与功能及其蓝藻水华等热点问题近十年来的研究进展进行了回顾. 在水动力及其生态环境效应方面, 初步摸索出一套适合太湖这样大型浅水湖泊的研究方法, 即通过沉积物悬浮过程的研究, 把风浪与水体光照透明度、内源释放、水土界面的氧化还原环境等过程和要素联系起来. 获得了太湖理化要素随深度变化的内部结构特征, 确立了三维水动力模拟模型在太湖应用中的必要性. 建立了太湖光照和透明度与悬浮物的关系, 及基于悬浮物浓度的太湖初级生产力计算模型. 在太湖沉积物与内源污染问题上, 初步弄清了太湖沉积物分布与污染物质分布的特征, 太湖沉积物悬浮的动力作用的来源与大小. 太湖水动力对内源释放的影响, 进一步提出了适于太湖内源污染控制的判断方法. 对于太湖生态系统结构与功能及其蓝藻水华问题, 在蓝藻水华爆发过程假设的基础上, 进一步通过营养盐阈值、休眠孢子复苏等方面对此进行了完善. 研究还发现了富营养化导致生态系统退化, 生物趋于小型化且多样性下降的现象, 营养盐循环速率加快, 加重水体富营养化程度. 进一步通过附着生物的研究, 揭示了富营养化导致草型生态系统向藻型生态系统转化的原因. 在此基础上, 提出了生态恢复应该首先降低营养盐负荷、其次才是生态恢复的新观念, 以及湖泊治理必须先控源截污、后生态恢复的新思路. 最后, 就这几个方面的进一步发展做出了展望.关键词: 太湖; 水动力; 沉积物与内源污染; 生态系统结构与功能; 蓝藻水华Progress and prospect on the eco-environmental research of Lake TaihuQIN Boqiang(Nanjing Institute of Geograhpy and Limnology, Chinese Academy of Sciences, Nanjing 210008, P.R.China)Abstract: This paper reviews three hot topics associated with Lake Taihu environmental and ecological researches in the recent ten years, i.e. hydrodynamics and its effects on the lake environment and ecosystem, lake sediment and internal pollution loadings, lake ecological structure and functions related to algal bloom. In the aspect of hydrodynamics and its effects, a field approach to investigate the relationships between hydrodynamic parameters and environmental factors was developed. We found hydrodynamical intensity quantitatively related to sediment erosion and suspension, and further related to the transparency, internal loading and oxidation-deoxidization conditions at water-sediment interface. The internal structure of hydrodynamics in Lake Taihu has been achieved, so that the necessity of three dimensional hydrodynamic model has been built instead of two-dimensional hydrodynamic model for this large shallow lake. Relation functions of light penetration and intensity distribution as well as transparency related to seston have been established. Primary production estimate model of Lake Taihu based on the seston has been developed. In aspect of sediment and internal loading, the distributions of sediment and the pollutant in sediment have been clearly revealed. The main force which makes sediment resuspension was identified. The effects of hydrodynamics on the sediment resuspension and further on the nutrient releasing were investigated. A conceptual mode of nutrient releasing for large shallow lake was proposed and the criteria for internal loading control were put forward. In aspect of lake ecosystem and algal bloom, based the hypothesis of algal bloom formation, the understanding of algal bloom formation has been improved via the findings of nutrient thresholds and restoration of∗国家自然科学基金重点项目(40730529)、国家杰出青年基金(40825004)、中国科学院重要方向性项目(KZCX2-YW-419)和中国科学院重大交叉项目(KZCX1-YW-14)联合资助. 2008-12-31收稿; 2009-02-17收修改稿. 秦伯强, 男, 1963年生, 博士, 研究员; E-mail: qinbq@.J. Lake Sci.(湖泊科学), 2009, 21(4) 446dormancy algal spores. Investigations also revealed the phenomena that eutrophication leads to degradation of ecosystem and biota tends to small sizes. The nutrient cycling will speed up and more available nutrient will be imported which in turn enhances the eutrophicating. After investigation of periphyte effects on the submerged macrophyte, the mechanism on macrophyte disappearance was clarified. Based on these findings, new idea on eutrophic lake control and ecosystem restoration was proposed, i.e. reducing the nutrient loading firstly and restoring ecosystem secondarily. Finally, the paper made perspective for the future development of these aspects.Keywords: Lake Taihu; hydrodynamics; sediment and internal loading; ecosystem structure and function; algal bloom 十年前, 我曾经写过一篇“太湖水环境存在的主要问题、研究动态及初步进展”[1], 发表在《湖泊科学》1998年第10卷第4期上. 到如今正好又是一个10年. 在这十年间, 太湖的水环境问题不但没有好转, 反而其污染和富营养化问题愈演愈烈, 直至2007年5月29日, 发生了震惊中外的无锡太湖蓝藻危机事件[2]. 太湖的生态环境问题成为举世瞩目的问题[3]. 从1998年到今, 国家在太湖治理中投入了大量的人力物力和措施, 包括1998年的达标排放[4], “十五”期间国家“863”重大水专项[5], 以及最近太湖的控源截污工作. 太湖的污染和富营养化治理经历了一条曲折而充满争议的过程. 至今, 太湖水质仍然是劣V类(主要是氮超标)为主, 蓝藻水华依然在夏季时频频出现. 所有这一切, 都只能说明我们对于太湖生态环境演化的机理了解非常不够. 正是由于基础研究的严重不足, 难以对湖泊污染和富营养化治理实践提供有力的理论支撑, 使得我国的湖泊治理走了不少弯路. 太湖的污染和富营养化是1990年代开始趋于严重的. 在这之前, 我们在太湖所做的主要工作是湖泊资源的开发利用, 特别是水产养殖和水体农业方面[6]. 真正围绕太湖的富营养化机理进行研究始自本世纪初前后, 屈指算来也不过十来年. 而我们所面对却是湖沼学上非常复杂的大型浅水湖泊. 这类湖泊, 在传统的湖沼学教科书中都鲜有描述[7-8]. 原因是其生态环境演变机制过于复杂而知之甚少. 复杂的原因正是“水浅”. “水浅”使得水体受上边界(水-气界面)和下边界(水-土界面)影响极大, 也可以说是边壁效应很大, 这对水体生态系统有深刻而复杂的影响. 由上边界驱动的风浪导致下边界的沉积物不断悬浮, 影响到营养盐的释放和内源负荷的大小; 进一步还影响水-土界面的氧化还原环境, 使得对有机物降解和矿化作用甚大的微生物不断发生变化, 使得其降解的最终产物也在不断变化; 沉积物悬浮也影响到水体光照和透明度, 并进一步表现在光合作用和初级生产力, 水生植物分布等一系列生态效应上. 这些是浅水湖泊生态与环境系统复杂的原因所在.但是, 不可否认这十年, 也是太湖生态环境研究取得实质性进展的时期. 在国家科技部、江苏省、中国科学院和国家自然科学基金委员会等有关部门的支持下, 围绕太湖水环境演化和富营养化机理进行了广泛的研究. 形成了许多新的认识和成果, 使得我们对太湖富营养化问题的认识极大地得到了深化. 2005年还在南京成功地召开了以太湖富营养化为重点的大型浅水湖泊富营养化问题的国际研讨会, 又分别在《中国科学》(D辑)和Hydrobiologia杂志上出版了专辑[9-11], 较系统地论述了大型浅水湖泊富营养化的过程与机理, 有效促进了相关学科的发展, 初步明确了太湖这样大型湖泊富营养化治理的战略思路. 这对于发展具有我国特色的浅水湖泊湖沼学无疑具有非常重要的理论意义和实践价值. 本文正是出于这样的考虑, 对太湖过去十年间有关湖泊水动力及其生态环境效应, 湖泊沉积物及其内源污染和湖泊生态系统演化及其蓝藻水华等热点问题的研究作一回顾, 并对今后的发展作出展望. 需要说明的是, 在太湖的生态环境研究方面, 还有许多其他方面的成果, 限于篇幅, 没有包括在本文中. 文章所引用的文献, 也只限于本人接触到的材料, 难免挂一漏万, 敬请谅解.1 太湖的水动力过程及其生态环境效应由欧美科学家主导的传统的湖沼学实质上是淡水生物学或生态学. 主要的研究对象是小型湖泊或深水湖泊[7]. 对于物理过程、沉积物环境等对湖泊生态系统有巨大影响的大型浅水水体较少涉及. 这也是传统湖沼学的一大不足. 当北美五大湖出现问题时, 传统的湖沼学方法和理论就无法应用. 这也是国际上现在开始重视大湖生态环境研究的原因, 如伊利湖(Lake Erie)国际野外研究计划[11]等. 而大湖与小型水体的本质的区别就是, 前者具有复杂水动力过程的影响而后者没有.秦伯强: 太湖生态与环境若干问题的研究进展及其展望447太湖(面积2425km2, 平均水深2.1m)就是典型的大型浅水湖泊. 水动力在太湖生态环境演变中, 扮演着非常重要的作用. 就我们的工作基础和研究积累而言, 从湖泊物理环境入手都是必然的选择. 在这方面, 过去十年间的最重要成果是建立了水动力与生态环境之间联系较系统的研究方法. 该研究方法进一步揭示风浪与沉积物悬浮之间的关系[13]. 通过2002年7月在太湖梅梁湾中心水域一次风浪过程观察, 在测定风速、波浪和湖流等情况下, 利用公式确定了波浪与湖流产生的作用于水-沉积物界面上的剪切力. 结果意外地发现, 在许多情况下, 波浪产生的剪切力要远高于湖流产生的剪切力. 风浪越大, 其波浪产生的剪切力越强. 这完全改变了以往所认为的湖流是主要水动力过程的概念. 由此可以看出, 沉积物悬浮的动力主要来自波浪而非湖流[13-14]. 这个工作使得我们得以认识到, 在太湖这样的大型浅水湖泊中, 风浪对生态环境的影响远较湖流重要.2003年7月, 在太湖乌龟山附近架设SonTek ADCP测流仪, 开展湖流垂直结构的观察. 结果发现, 即使太湖这样水深不足3m的浅水湖泊, 也存在湖流分层的现象(图1). 而且, 连续几天, 都可以观察到表层湖流与底层湖流存在切变的现象(罗潋葱, 未发表的数据). 这个发现, 完全改变了我们以往认为浅水湖泊是上下理化性质均匀, 没有分层这样的概念. 使得以往许多用二维水动力模型[15-17]模拟浅水湖泊湖流及其它水质要素迁移扩散的方法需要重新认识.图1 2003年7月14日10:27-13:47太湖梅梁湾口外湖流随深度的变化(深度包括65, 80, 95, 110, 125, 140, 155, 170, 185, 200, 215cm), 测定间隔是10min, 水深是2.4m; 仪器为SonTek ADCP测流仪Fig.1 Lake currents observed on 10:27-13:47, July 14, 2003 at the open Meiliang Bay, Lake Taihu(depths varied between 65-215cm) with a interval of 10min and depth 2.4m by SonTek ADCP而与这种湖流分层相联系的是水体中的悬浮物浓度也随着深度变化, 存在着分层的现象. 监测显示, 通过分层采样分析悬浮物浓度(SS)获得的风速与悬浮物浓度随深度变化[18], 可以看出在接近湖底20-50cm范围内, 悬浮物浓度变化剧烈, 完全不同于表层水体中的悬浮物浓度. 这是浅水湖泊一个有别于深水湖泊的重要特征.为了确定太湖梅梁湾沉积物悬浮的临界剪切力, 取梅梁湾的底泥放在实验水槽中, 放进水, 搅动底泥使之充分悬浮, 再静止数日, 形成与野外相同的沉积结构, 再迭加造波机产生的波浪, 观察波浪从弱到强过程中沉积物的悬浮过程[19]. 最后经过公式计算确定梅梁湾沉积物悬浮的临界剪切力是0.038N/m2[13]. 对比野外观测的风浪导致底泥悬浮的过程, 此临界剪切力大致相当于野外风速5m/s左右.通过多次波浪观测, 发现太湖大多数波浪过程的最大波高(H max)和1/3波高(H1/3)统计值均很小, 其中80%累计频率, H1/3波高不超过8cm, 98%累积频率, H1/3不大于20cm. 只有约5%的波浪过程, 其最大波高大于40cm[20]. 依据观测资料得到的波高(H1/3), 风速(W)和持续时间(T)之间的经验关系[21]. 利用2001年9月定点观测资料, 揭示了太湖1/10频率大波波高、1/3大波波高及平均波高与风速相关系数均大于0.85,J. Lake Sci.(湖泊科学), 2009, 21(4) 448说明风速大小是波高大小的主要控制因子[22].长期以来, 有关太湖表层湖流的主要特征一直不是很清楚. 困难在于无法在同一时间获得覆盖全湖的湖流流向和流速. 但是, 利用装备先进的多普勒测流仪, 可以获得短时间内局部水域的湖流特征. 通过对梅梁湾表层湖流的调查, 发现无论冬夏季节, 梅梁湾都存在一个顺时针的环流[23-24], 在湾的东北部, 存在一个逆时针的环流. 正是这个环流的存在, 使得梅梁湾中心偏东沿岸, 常常是蓝藻水华堆积严重的水域[23], 而这也是对这个区域水质影响最大的一个因素[25].获得面上湖流分布特征的另外一个有效途径就是模型的数值试验. 通过三维水动力模型的构建, 获得了太湖地区冬、夏二季盛行风条件下太湖流场的特征[26-30]. 东南风是太湖地区夏季的盛行风向. 在8.0m/s 东南风持续作用下, 在稳定状态下, 太湖整层平均湖流存在两大环流系统: 占据太湖西南部的顺时针环流, 所占面积接近整个太湖的1/5; 围绕洞庭西山逆时针环流, 占居太湖约1/2水面. 环流沿岸带流速较大, 可达6-7cm/s. 此外在梅梁湾的北部和贡湖湾顶还各存在一规模较小的逆时针环流,与观测结果一致[27,30]. 利用水动力模型进行了马山围垦对北太湖梅梁湾换水的影响. 模拟结果显示, 流场结构及环流分布位置与围垦前相同, 说明并未对梅梁湖湾及竺山湖湾口区域流场造成太大的影响[28]. 此外, 还进行了“引江济太”对太湖水环境的影响模拟研究. 结果显示实况调水与不调水方案相比较, 贡湖湾只有叶绿素a浓度改善范围超过50%, 其他所有水质指标都谈不上显著改善; 在梅梁湾, 只有叶绿素和总氮改善的范围超过50%, 其他指标也不明显. 就全湖而言, 也只有叶绿素有所改善, 其他水质指标改善并不显著[31]. 利用水动力模型, 进行风浪对蓝藻水华漂浮、堆积的影响. 模拟结果显示, 当风速达3m/s以上时, 由于水下混合作用, 水华很难漂浮堆积[32-33].浅水湖泊水动力扰动的一个直接效应就是改变水柱中及水土界面上的氧化还原环境. 根据太湖站边上高密度连续观察结果发现, 只要有数小时的风平浪静, 就会在水柱中形成厌氧环境(Hypoxia), 即溶解氧浓度低于3mg/L的水环境. 一旦有风浪, 厌氧环境就会立刻转为好氧环境[34]. 这样一种间氧环境, 会强化太湖的硝化-反硝化过程, 从而增强水体的脱氮效应, 这在实验中也已经证实[35].浅水湖泊水动力扰动引起悬浮物浓度显著提高造成了水体光谱紫、蓝光衰减最强烈, 红光其次, 黄、绿光衰减最弱, 随深度增加光谱中黄、绿光的比例明显上升[36-37]. 这有利于蓝藻充分利用光谱中桔红光进行光合作用, 这可能是蓝藻在浅水湖泊中光竞争优势的原因之一. 调查还发现太湖中各种物质对光吸收和衰减的总贡献率中, 贡献最大的都是悬浮颗粒物, 尤其是风浪作用引起的非色素颗粒物增加[38]. 导致水体透明度、漫射衰减系数、真光层深度变化的主要因子是无机颗粒物而非浮游植物等有机颗粒物, 这对于提高透明度、恢复水生植物具有非常重要的指导意义.太湖真光层深度(能够进行光合作用的最大深度)最小的区域位于湖中心和西南水域, 平均为1.1m, 其次是梅梁湾、五里湖和贡湖湾北部, 平均为1.4m, 最大值在东太湖和胥口湾, 平均达2m. 这样的分布格局完全与悬浮物浓度及透明度分布一致, 也与水生植物分布相一致. 说明太湖水生植物分布主要受真光层深度的控制, 而真光层深度分布主要受悬浮物浓度控制, 即主要受水动力的控制[38]. 最后, 利用悬浮物浓度、太湖辐射等参数, 获得了太湖梅梁湾初级生产力的计算公式[39]. 通过公式计算得到了梅梁湾1995-2003年间生产力变化, 发现43%的生产力来自夏季3个月的贡献, 而最高值出现在1996和1997年, 最低值出现在2001和2003年. 这与野外观测到的叶绿素浓度变化相一致[39].上述有关浅水湖泊水动力及其生态环境效应的研究才刚刚起步. 许多工作刚刚开始. 但是随着工作的深入, 越来越多的迹象表明, 水动力过程与太湖的许多生命过程联系密切, 包括蓝藻水华爆发的机制. 相信这个领域将逐步推动太湖生态环境机理等方面研究的深入.2 太湖沉积物与湖泊内源污染负荷有关太湖沉积物的研究源自对内源污染的争论[40]. 国际上, 有关湖泊内源污染问题, 都是在深水湖泊中获得的[41-42]. 这样的湖泊, 一个显著的特点是没有水动力扰动的问题, 使得问题就变得较简单. 从这样的湖泊中获得的内源污染的结论显然不适用于太湖. 太湖的内源污染究竟有多严重？调查发现, 太湖沉积物覆盖范围约占太湖水域面积的48%, 蓄积量约10×108m3[43]. 发现在太湖沉积秦伯强: 太湖生态与环境若干问题的研究进展及其展望449物中主要的磷形态为有机态磷, 活性磷占10%-30%不等[44-45]. 在污染严重的北部水域高于其他水域. 太湖表层底泥生物可利用磷(AAP)含量范围为7-363mg/kg, 平均值为42mg/kg. AAP含量的极值出现在梅梁湾北部, 其余大部分区域的AAP含量都低于80mg/kg. 小梅口及大浦口这两个太湖最大的入湖河流入口处, 表层沉积物的AAP含量却未出现显著升高的现象[44-45]. 这说明, 梅梁湾和竺山湾由于其入流主要来自无锡市和常州市, 承纳了大量的城市污水, 底泥中的污染物蓄积量显著高于苕溪和宜溧河这两个太湖最大的入湖河口处.研究发现, 太湖沉积物表层5-10cm的范围内, 各项物理化学指标都明显区别于其他下伏的沉积物的指标, 说明在太湖这样的浅水湖泊中, 表层5-10cm是不断参与上覆水交换的活动层, 当风速大于5m/s 时, 沉积物就会大量悬浮. 导致大量的营养物质被释放进入上覆水中. 分析还发现, 沉积物孔隙水中的营养盐浓度远高于上覆水中营养盐浓度[13]. 但是, 并非所有的营养盐随着沉积物的悬浮都会释放出来并为生物所利用. 根据野外调查的结果, 在太湖梅梁湾, 随着风速的增加, 水柱中的悬浮物浓度、总氮、总磷都随之增加而增加, 但是如溶解性的氮磷和COD浓度却不完全, 随风速增加而增加, 有的甚至随风速增加, 反而下降[46]. 在实验室进行的沉积物悬浮试验也完全证实了上述现象(图2)[19]. 即在悬浮开始发生时, 水柱中的悬浮物浓度、总氮、总磷浓度都会增加, 溶解性的生物活性磷也会少量增加, 但是随着悬浮强度的加大, 以及时间的延长, 溶解性营养盐不再随悬浮增加而增加. 之所以出现这样的现象, 原因是如果沉积物中富含铁、锰等金属元素, 在悬浮过程中得以氧化, 从而强化了其吸附溶解性磷的作用, 使得水柱中的溶解性活性磷反而会减少[19].图2 水槽试验波浪、沉积物悬浮与上覆水中营养盐浓度的变化(其中波浪强度用波高来表示, 悬浮物浓度(SS)、溶解性氮(DTN)、溶解性磷(DTP)、总氮(TN)和总磷(TP)分别有表层和底层2个采样位置浓度表示[19])Fig.2 Wave height and contents of SS, DTN, DTP, TN, TP in overlying water in the wave flume experiments[19]根据上述研究, 提出了有关浅水湖泊内源释放的概念性模式, 即在风浪较小的情况下, 沉积物悬浮的数量很小, 释放数量主要靠沉积物与上覆水的浓度差, 通过分子扩散而实现, 当扰动很强时, 沉积物发生大量悬浮, 大量的营养盐释放进入上覆水中, 增加水柱中总氮、总磷的浓度, 溶解性的氮磷释放开始也有增加, 其后取决于沉积物中铁、锰等金属含量及动力扰动的复氧强度[13,46-47]. 一般情况下, 如果动力扰动与复氧都很强烈的情况下, 虽然水柱中总氮、总磷增加很大, 但是对富营养化有贡献的溶解性氮磷增加不会很大, 而风浪过后, 许多营养盐会随着悬浮颗粒的沉降而沉入水底. 实际上, 像太湖这样的浅水湖泊, 水柱中的总磷J. Lake Sci.(湖泊科学), 2009, 21(4) 450浓度, 并不能很好地代表水体富营养化的情况[48]. 在没有动力扰动的情况下, 沉积物中营养盐将按照浓度差的分子扩散而释放, 成为静态释放. 由于静态释放主要是氨氮和无机磷, 因此, 对水体富营养化有直接影响, 特别是当沉积物中有机物含量很高, 在厌氧环境下降解矿化, 可以源源不断地提供给内源释放. 沉积物中的有机污染物, 归根结底是陆地上的工农业废水和城市生活污水排入的结果. 因此, 大型浅水湖泊底泥内源污染控制的判断标准, 即首先需要控制的是那些有机质含量丰富(污染严重)而动力扰动较弱的水域, 其次是有机质含量高而动力扰动强的水域, 对于有机质含量低而扰动很强的水域则不需要考虑控制.目前普遍采用底泥疏浚的方法来控制内源污染. 研究发现, 这样的方法虽然短期内(约半年时间)可以显著降低底泥的内源释放, 但是, 随着时间的延长, 底泥上会出现新生的污染底泥, 或称“活化”[49]. 这些新“活化”的污染底泥, 实际上是外源污染没有切断的情况下, 外源污染输入后沉积在底部形成的. 丹麦对Sobygaad湖的研究发现, 在外源输入没有控制的情况下, 水土界面的营养盐的化学平衡是向下的. 此时, 内源释放受到遏制, 沉积物成了外源污染输入后的蓄积库; 而在外源污染控制后, 其营养盐的化学平衡向上, 此时, 内源释放开始显现[50]. 可以预见, 越是污染重的水域, 如果外源污染不切断, 疏浚后的沉积物“活化”得越快. 从这个意义上讲, 控制内源污染, 首先必须先控制外源, 其次, 才能实施内源污染控制.关于太湖底泥内源释放的数量, 目前仍然有争议. 根据实验室试验结果, 在静态条件下, 太湖全湖一年的NH4+-N释放量达10000t左右, PO43--P释放量达900kg左右[46]. 在动态释放条件下, 一次大的动力扰动导致的释放, 虽然有一些估算, 但是仍然有争议. 可以肯定的是, 其释放的数量级可以和外源年输入量相当[46].虽然太湖的“大”和“浅”的特征, 使得风浪导致的复氧有利于去除水柱中的一部分营养盐; 但是, 水浅, 也意味着单位面积的沉积物上水体体积小, 环境容量低. 使得这样的湖泊, 很容易富营养化. 这样的水体, 在夏季高温下, 水土界面的温度常常也会较高, 微生物活跃, 使得没有风浪情况下, 很容易出现厌氧环境而有机物降解速率加快, 内源污染加重. 因此, 不管有无风浪的影响, 沉积物中营养盐的释放都会加重水体的负荷, 这也可以解释为什么这样的湖泊一旦富营养化后, 治理起来非常困难.像太湖这样治理困难的富营养化湖泊不止一个. 在长江中下游地区, 有许多浅水的富营养化湖泊[44,51]. 这些湖泊之所以营养水平较高, 除了水浅这个特性外, 还与其地处低洼的盆地或河流尾端, 营养背景较高有关[52]. 利用沉积物中硅藻化石所代表的种群组合重建的太湖历史时期的营养水平显示, 太湖在1980s年代以前, 水体的总磷浓度就达到了60μg/L左右, 处于中营养水平. 1980年代以后, 迅速增加, 富营养化加快[53]. 说明太湖在历史上就处于一个营养水平较高的状态. 类似的湖泊还有长江下游的龙感湖、太白湖等[54]. 以上所有的迹象都显示, 像太湖这样的大型浅水湖泊, 很容易富营养化, 而一旦富营养化后, 治理起来难度会更大.3 太湖生态系统结构和功能与蓝藻水华湖泊富营养化的一个直接后果是蓝藻水华暴发. 长期以来, 有关蓝藻水华暴发的机制一直不是很清楚. 概括而言, 既有环境因子的原因, 也有蓝藻生理生态特性方面的原因. 但是, 最主要的是营养盐的富集. 这里的环境因子包括水体的面积和体积、水的滞留时间、水体的垂直混合程度、光的衰减特性、底泥的再悬浮作用等; 蓝藻自身的生理与生态因子, 如伪空泡、无机碳浓缩机制、固氮能力、抗拒紫外伤害和低光胁迫的藻胆体等[1,55-56]. 孔繁翔等 [57]在太湖野外长期观测的基础上, 提出了蓝藻水华形成的四阶段假设. 该假设认为, 蓝藻的生长与水华的形成可以将其分为越冬、复苏、生长和上浮集聚形成水华4个彼此相对独立但是又相互连续的4个阶段. 不同阶段具有不同的主导生态因子. 特定湖区中蓝藻水华是已经确立了优势的蓝藻在合适的水文气象条件下的水平漂移集聚的结果, 并非是生物量在短时间的暴发增长. 因此只要确定影响水华蓝藻在越冬、复苏、生长和上浮漂移形成蓝藻水华等不同阶段的主导生态因子及其阈值, 就有可能对蓝藻水华进行预测预警.但是, 最新的研究表明, 蓝藻水华复苏主要不是发生在沉积物中, 而是在水柱中[58]. 这也不难理解,。

湖泊沉积记录的区域风沙特征及湖泊演化历史：以陕西红碱淖
湖泊为例
湖泊沉积记录的区域风沙特征及湖泊演化历史:以陕西红碱淖湖泊为例
沙漠区湖泊沉积岩芯是记录历史时期风沙发生频率和强度的良好载体.通过沉积岩芯中粒度、磁化率、有机碳以及Rb/Sr等物理、化学指标分析,对陕西红碱淖地区近80年以来风沙特征及其演化历史进行了探讨.结果表明,红碱淖湖泊于1928年开始成湖,成湖初期流域风沙发育,其中1936,1939和1941年有3次强风暴气候,沉积物中记录了3次显著的粗颗粒沉降事件.1952～1960年为该湖泊快速扩张期,由于入湖水量增加,地表径流搬运入湖的物质也明显增多.1960年以后湖区风沙发生的频率和强度明显下降,沉积物粒度频率曲线也由双峰变为单峰.流域生态研究表明,近40年来湖区植树造林和地表水土涵养生物工程措施有效遏止了风沙的发生.
作者：沈吉汪勇羊向东张恩楼杨保季峻峰作者单位：沈吉,羊向东,张恩楼(国科学院南京地理与湖泊研究所,南京,210008) 汪勇(国科学院南京地理与湖泊研究所,南京,210008;中国科学院研究生院,北京,100039)
杨保(中国科学院寒区旱区环境与工程研究所,兰州,730000)
季峻峰(南京大学地球科学系,南京,210093)
刊名：科学通报ISTIC PKU英文刊名：CHINESE SCIENCE BULLETIN 年，卷(期)：2006 51(1) 分类号：P5 关键词：湖泊沉积风沙特征演化历史红碱淖。

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湖相沉积物重金属质量基准研究
建立水体沉积物重金属质量基准的目的是评价沉积物
污 染 的 程 度 和 范 围 #确 定 污 染 区 域 和 污 染 物 类 型 #以 降 低 和 消除污染沉积物的负面环境效应 " 自 !" 世 纪 6" 年 代 以 来 # 国 际 上 一 直 在 积 极 研 究 与 建 立 水 体 沉 积 物 的 质 量 基 准 &)7289
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摘要 ’ 概要地回顾了近年来国内外湖泊沉积物中重金属环境污染方面的研究成果 ! 介绍了湖相沉积物重金属研究的主要内容 # 方法和可能的发展方向 " 认为就重金属成因方面应加强区分其主要来源是岩石和矿物风化的碎屑产物 # 大气降尘 # 人类活动等 的研究 & 重金属污染方面更应重视污染物质的生物有效性 # 迁移转化机理和重金属 ( 二次污染 ) 的研究 & 研究手段上 ! 注重运用同 位素示踪与定年技术来研究重金属的来源和污染历史 ! 应用高分辨率沉积物钻心研究环境的变迁 " 最后提出加强多学科的综合 研究 ! 建立中国湖泊基准数据库 ! 为探讨湖泊湿地的可持续发展提供依据 " 关键词 ’ 湖相沉积物 & 重金属 & 环境污染 & 地球化学 中图分类号 ’F4K4 &L19/ 文献标识码 ’’ 文章编号 ’1MH1N/44/$/224 %12311N2KKHN24

湖泊现代沉积计年研究新进展
万国江
【期刊名称】《矿物岩石地球化学通报》
【年(卷),期】1994(0)3
【摘要】湖泊现代沉积计年研究新进展万国江（中国科学院地球化学研究所，贵阳５５０００２）关键词湖泊，现代沉积，计年在重力作用下，湖泊水体中的生物残骸及非生物微粒不断沉降，形成沉积物堆积。

确定沉积物堆积速率对了解区域环境变化、提取沉积记录环境信息、建立精密外生地...
【总页数】2页(P142-143)
【关键词】湖泊;现代沉积;计年
【作者】万国江
【作者单位】中国科学院地球化学研究所
【正文语种】中文
【中图分类】P512.32
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1.湖泊沉积物微生物多样性研究方法的新进展 [J], 李国强;薛林贵;莫天录;杨蕊琪;李文伟
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4.￣（137）Cs及￣（210）Pb＿（ex）方法湖泊沉积计年研究新进展 [J], 万国
江
5.用^(137)Cs计年法确定湖泊沉积物沉积速率研究进展 [J], 张燕;潘少明;彭补拙因版权原因，仅展示原文概要，查看原文内容请购买。

湖泊沉积物的特点
湖泊沉积物是指在湖泊底部沉积的土壤和岩石碎屑、有机物质等。

它们通常有以下几个特点：
1. 湖泊沉积物具有层状结构。

由于沉积物的形成是一个逐层递增的过程，所以湖泊沉积物往往具有非常明显的层状结构，也就是所谓的“地层”。

2. 湖泊沉积物具有多样性。

湖泊沉积物来源复杂，包括水流冲刷下来的土壤和岩石碎屑、水中的悬浮物和溶解物、水生植物和动物的遗骸等，所以其组成和性质也就多样性。

3. 湖泊沉积物具有时序性。

湖泊沉积物可以代表一定的年代或时期，对于古环境研究有着重要的意义。

4. 湖泊沉积物对环境变化反应灵敏。

湖泊沉积物中的有机物质、微生物、沉积记录等都能够对周围环境变化作出反应，因此成为了研究气候、环境等方面的重要手段。

5. 湖泊沉积物可作为资源。

湖泊沉积物中含有丰富的矿物质和有机物质，可用于土壤改良、燃料生产等方面。

青藏高原西南部塔若错湖泊沉积物记录的近300年来气候环境变化张小龙;徐柏青;李久乐;谢营;高少鹏;王茉【摘要】The 34 cm sediment core, which was recovered from Taro Co, southwestern Tibetan Plateau, was investigated. The multiple indicators in the sediment including the contents of total organic carbon, inorganic carbon, total nitrogen, trace elements and w-alkanes and the ratio of carbon and nitrogen contents were measured. Sedimentation age and rate were analyzed by the method of excessive 21° Pb and 137 Cs dating in order to obtain the continuous sequence of lake sedimentary environment over the past about 300 years. On condition that definitely understanding the climatic and environmental implications of the indicators, the indicators in sediment core were analyzed synthetically and comparatively. Then, the climatic and environmental changes in the region of Taro Co over the past about 300 years were reconstructed according to the dating results. The results showed that the climatic and environmental changes of Taro Co Region could be divided into three obvious stages. In the early stage from 1705 to 1778, the climate, which was warm and humid, fitted the vegetation best in the region. In the middle stage from 1778 to 1860, the last Little Ice Age came, and climate was wet and cold, and the growth of vegetation stopped in the region. In the last stage since 1860, the climate was warm and dry after the Little Ice Age in the region, and the stage could be divided into three small stages: from 1860 to 1924, theclimate was dry and a little warm, and the vegetation grew a little; from 1924 to 1969, the climate was a little cold and dry, and the growth of vegetation stopped? Since 1969, the climate was warm, and the drought was improved, and the vegetation grew gradually. The cold and warm alternately recorded by the sediments in Taro Co were highly consistent with that recorded by ice core in Guliya and lake sediments in Qinghai Lake; however, there were differences in the beginning and end years of the stages.%以青藏高原西南部塔若错的34 cm浅湖芯为研究对象,对其沉积物样品进行总有机碳、无机碳、总氮、微量元素、正构烷烃含量及碳氮比等多项指标的分析测定.采用过剩210pb和137 CS计年法对该湖芯进行了定年和沉积速率研究,获得了近300年的连续湖泊沉积环境序列.在明确了各指标气候环境指示意义的前提下,综合对比分析湖芯中各项气候环境指标,并结合定年结果重建了塔若错湖区近300年来的气候环境变化.结果表明:塔若错湖区气候环境变化可分为3个明显阶段:早期为1705～1778年,该地区气候环境温暖湿润,湖区植被广泛发育；中期为1778～1860年,湖区处于小冰期末次阶段,气候环境寒冷而湿润,植被发育受阻；后期为1860年至今,为小冰期结束后偏暖干化时期.其中,后期又可分为3个亚阶段:1860～1924年,湖区气候环境稍暖且干旱,植被稍有发育；1924～1969年,湖区气候环境呈现偏冷干特点,植被发育暂缓；1969年至今,湖区气候回暖,环境干旱化有所缓解,植被开始逐渐发育.在气候冷暖变化上,该湖芯记录与古里雅冰芯记录和青海湖湖泊沉积记录都有较好的可对比性,只是在起讫年代上存在一些差异.【期刊名称】《地球科学与环境学报》【年(卷),期】2012(034)001【总页数】12页(P79-90)【关键词】气候环境变化;微量元素;正构烷烃;总有机碳;湖泊沉积物;塔若错;青藏高原【作者】张小龙;徐柏青;李久乐;谢营;高少鹏;王茉【作者单位】中国科学院青藏高原研究所,北京100085;中国科学院青藏高原环境变化与地表过程重点实验室,北京100085;中国科学院研究生院,北京100049;中国科学院青藏高原研究所,北京100085;中国科学院青藏高原环境变化与地表过程重点实验室,北京100085;中国科学院青藏高原研究所,北京100085;中国科学院青藏高原环境变化与地表过程重点实验室,北京100085;中国科学院青藏高原研究所,北京100085;中国科学院青藏高原环境变化与地表过程重点实验室,北京100085;中国科学院研究生院,北京100049;中国科学院青藏高原研究所,北京100085;中国科学院青藏高原环境变化与地表过程重点实验室,北京100085;中国科学院青藏高原研究所,北京100085;中国科学院青藏高原环境变化与地表过程重点实验室,北京100085【正文语种】中文【中图分类】P532;P5950 引言湖泊是大气圈、生物圈和陆地水圈相互作用的联结点［1］，其形成与消失、收缩与扩张及其内、外生物组合种群的变动，受区域性大范围尺度的温湿条件变化的影响，而上述变化均被连续地、最大限度地保存在湖泊沉积物中［2］。

第29卷 第5期2010年5月地 理 研 究GEOGRAPH ICAL RESEARCH V ol 29,N o 5M ay,2010收稿日期:2009 04 17;修订日期:2009 09 19基金项目:江苏省自然科学基金项目(BK2007149);国家基础人才培养基金项目(J0630535)和国家自然科学基金项目资助(40676052)作者简介:张振克(1963 ),男,河南邓州人,教授。

主要从事地貌与沉积环境研究。

E mail:z hangzk@nju edu cn 近期长江北支口门圆陀角附近潮滩地貌动态变化张振克,谢 丽,丛 宁,李 瑛,王秀玲,何华春(南京大学地理与海洋科学学院海岸与海岛开发教育部重点实验室,南京210093)摘要:圆陀角位于长江北支岸线与江苏海岸线的交会处,独特的互花米草潮滩、淤泥质光滩环境和复杂的河海沉积动力,决定了潮滩地貌对海洋环境变化的响应具有敏感性。

由于大规模的围垦,圆陀角附近过去40年来海岸线向东推进了6km 。

根据2006年以来多次的野外调查和室内粒度与钻孔岩芯的137Cs 分析,2006年以来圆陀角附近潮滩淤积明显加强,由137Cs 时标估算的互花米草滩多年平均沉积速率为2 3cm/a,2006~2008年观测到的互花米草滩淤积速率>4cm/a,粉砂淤泥质光滩的淤积速率更高;圆陀角风景区内互花米草滩前缘陡坎在风暴潮影响下侵蚀后退,并因粉砂淤泥质光滩的快速淤长而消亡,圆陀角附近潮滩地貌动态是对人类围垦活动、风暴潮与潮汐海洋动力的综合响应,互花米草与光滩快速淤积是近期圆陀角附近潮滩地貌演化的主要特点。

关键词:长江北支;河口;淤积;潮滩;地貌动态;圆陀角文章编号:1000 0585(2010)05 909 08入海河口地带是海洋与河流交互作用的区域,经济发达、人口密集,成为国际学术界开展陆海相互作用计划研究的重点区域之一[1]。

圆陀角位于长江口北支与江苏海岸的交会点,互花米草(Sp artina alter nf lora )盐沼与粉砂淤泥质光滩发育,海岸地貌动态变化对沉积环境的响应具有敏感性。

论文第51卷第1期 2006年1月湖泊沉积记录的区域风沙特征及湖泊演化历史:以陕西红碱淖湖泊为例沈吉①汪勇①②羊向东①张恩楼①杨保③季峻峰④(①国科学院南京地理与湖泊研究所, 南京 210008; ②中国科学院研究生院, 北京 100039; ③中国科学院寒区旱区环境与工程研究所, 兰州 730000; ④南京大学地球科学系, 南京210093. E-mail: jishen@)摘要沙漠区湖泊沉积岩芯是记录历史时期风沙发生频率和强度的良好载体. 通过沉积岩芯中粒度、磁化率、有机碳以及Rb/Sr等物理、化学指标分析, 对陕西红碱淖地区近80年以来风沙特征及其演化历史进行了探讨. 结果表明, 红碱淖湖泊于1928年开始成湖, 成湖初期流域风沙发育, 其中1936, 1939和1941年有3次强风暴气候, 沉积物中记录了3次显著的粗颗粒沉降事件. 1952~1960年为该湖泊快速扩张期, 由于入湖水量增加, 地表径流搬运入湖的物质也明显增多. 1960年以后湖区风沙发生的频率和强度明显下降, 沉积物粒度频率曲线也由双峰变为单峰. 流域生态研究表明, 近40年来湖区植树造林和地表水土涵养生物工程措施有效遏止了风沙的发生.关键词湖泊沉积风沙特征演化历史红碱淖风沙现象在中国北方, 尤其是干旱、半干旱地区十分普遍, 风沙沉积在陆相地层中也多有保存[1~3]. 然而, 连续、完整的高分辨率风沙沉积记录在地层中一般难以保存. 湖泊作为相对稳定的静水水体, 对风沙物质具有良好的保存性, 尤其是中国北方干旱、半干旱区湖泊, 其沉积物记录了风沙发生的频率、强度以及与之有关的流域自然环境. 由于风沙过程与土地沙漠化和沙尘暴具有十分密切的联系[4~6], 因此提取沙尘源区湖泊沉积物中的风沙沉积记录, 研究风沙演化历史与流域环境变化的相互关系, 对深刻理解区域土地沙漠化的历史原因, 揭示沙尘暴发生的自然或人为因素具有十分重要的意义.本文以陕西红碱淖湖泊为例, 通过对湖泊沉积物粒度特征以及多项环境指标的分析, 力图析别湖泊沉积中所保存的风沙记录, 并由此探讨历史时期风沙发生的频率和强度.1研究区概况红缄淖(39°04′~39°08′N, 109°50′~109°56′E)是跨陕西省神木县和内蒙古伊金霍洛旗的界湖(图1), 隶属于榆林地区. 湖区处在东亚季风区西北边缘和沙漠-黄土边界带, 是中国风沙频繁发生的主要地区之一, 中国沙尘暴运行的两条主要路径经过该区[7]. 湖区属半干旱气候, 年平均气温8.5℃, 年降水量为400 mm, 其中60%的降水量集中在7~9月份. 该湖系风蚀洼地所成, 成湖前是一片低洼湿地, 盆地内广泛分布富碱绛红色沙壤, 历史时期一直被作为碱矿开采地, 而洼地中心也形成一南北贯通的运输通道. 由于20世纪初期降水增多, 于1929年前后洼地积水成湖[8]. 据记载, 1929年湖泊形成初期水面积仅1.3 km2, 至1947年逐步扩大到20 km2. 1958年对湖周湿地进行人为疏导, 使入湖水量增加, 湖泊面积猛增到40 km2. 上世纪60年代初期随着湖区汇流的不断增多, 湖泊水位已接近现在水平1). 现湖泊面积60.3 km2, 最大水深10.5 m, 平均水深8.2 m, 蓄水量4.9×108 m3. 湖水依赖时令河、湖面降水和地下水补给, 入湖主要河流4条, 无出流, 为内陆封闭湖泊.2样品采集与实验方法2002年6月, 在湖泊中部水深9.5 m处(图1), 用Kajak重力采样器取得长71.5 cm柱状岩芯(H孔), 岩芯的岩性特征为: 42 cm以上为灰黑色粉砂质泥, 42~65 cm为灰白色粉细砂, 65 cm以下为绛红色细砂. 野外现场以0.5 cm间隔切割岩芯样品, 样品密封于塑料袋内, 运回实验室进行多环境指标分析.岩芯剖面年代序列的建立是根据137Cs测年数据. 137Cs定年采用美国EG&G Ortec公司生产的高纯锗井型探测器与Ortec919型谱分析器构成的16 k多道1) 神木县旅游局. 红碱淖风景名胜区红石岛和东部码头区详细规划说明书. 1998第51卷第1期 2006年1月论 文图1 红缄淖位置及H 孔采样点分析器所组成的γ 谱分析系统, 采用中国原子能研究院提供的137Cs 定年标样进行结果比对与校正[9]. 粒度分析采用英国Malvern 公司Mastersizer2000激光粒度仪; 有机碳含量由美国Leeman 公司生产的CE440型元素分析仪测定. 上述实验分析均在中国科学院湖泊沉积与环境重点实验室完成(国家认可实验室, No. L1628). Rb, Sr 含量测定采用日本产VP-320型X 荧光光谱分析仪, 在南京大学地球科学系完成. 磁化率的测定在南京师范大学采用英国Bartinton 公司生产的MS 2型磁化率仪测定.3 分析结果3.1 岩芯年代序列的建立湖泊沉积物的137Cs 计年是基于该放射性核素在沉积层位中的蓄积. 由于137Cs 分子扩散作用不足以改变其在沉积物柱芯垂直剖面上的峰值位置, 因此利用137Cs 的蓄积峰值位置可以计算沉积物的平均沉积通量S (g/cm 2a)[10~12]:S = Z ′max /(T c − T m ),式中Z ′max 为蓄积峰位的质量深度(g/cm 2), T c 为采样日期(a), T m 为峰值时间(a). 依据137Cs 全球降落通量与年代关系, 可求出柱状岩芯中137Cs 出现峰值深度所对应的年代. 1952年为全球开始进行核试验, 137Cs 在湖泊沉积物中有所蓄积. 红碱淖H 孔中137Cs 蓄积从48 cm 出现, 应对应于1952年. 从137Cs 活性与质量深度剖面中可以分辨出两个明显的峰值(图2), 上部18.8 cm 深度处137Cs 峰值对应于1986年切尔诺贝利核泄露事件; 39 cm 深度的峰值记录了北半球核试验高峰年[13]. 根据这三个时标分别计算出每两个时标间隔内钻孔的平均沉积速率, 从而推得各样品层位的年龄(图3).图2 H 孔137Cs 峰值位置(V m 表示沉积通量)图3 H 孔深度与年代关系由于受137Cs 测年的限制, 对钻孔48 cm 以下层位的年龄无法直接获得. 考虑到42~65 cm 时段内沉积物岩性变化不大, 因此采用39~48 cm 之间的沉积速率对下部48~65 cm 层段年龄进行外推, 为尽量避免误差, 采用平均沉积通量并去除压实影响, 由此计算出65 cm 处的年龄为1928年. 钻孔65 cm 以下岩性为绛红色细砂, 代表了红碱淖成湖前的基底沉积, 因此红碱淖成湖时期应在65 cm 深度处. 依据137Cs 建立的钻孔年代序列, 推算的红碱淖成湖时间(65 cm 深度)为1928年, 与历史记载的成湖时间十分吻合[8], 由此表明钻孔的年代测定和推导是可信的, 钻孔内湖相沉积层代表了近80年的沉积, 沉积速率很大(平均为0.87 cm/a), 样品年代分辨率很高(平均为1.74 a/论 文第51卷 第1期 2006年1月样), 可以满足年分辨率研究的要求. 3.2 沉积岩芯环境指标的变化特征(ⅰ) 粒度. H 钻孔65 cm 以下沉积物粒度较粗, <4 µm 细颗粒物质百分含量(黏粒含量)很低(13%~ 19%), >64 µm 的粗颗粒物质含量(细砂含量)高达38%, 中值粒径介于60~100 µm 之间; 65~48 cm 黏粒含量较前一阶段有所增加(20%~30%), 细砂含量有所降低(均值在22%左右); 钻孔58~54 cm 处粗颗粒含量和中值粒径出现剧烈波动, 58, 55和54 cm 处出现3个明显的峰值, 年代分别对应于1936年, 1939年和1941年; 钻孔48~42 cm 黏粒含量迅速下降到剖面最低值(5%), 粗颗粒含量又一次升高, 中值粒径变化与之对应. 42 cm 以上岩性为粉砂质泥, 粒度中粗颗粒物质迅速减少, 含量几乎为0, 相反黏粒含量逐步上升, 且18.8 cm 以上更为明显(图4).(ⅱ) 磁化率. H 钻孔沉积物磁化率值总体较低, 平均为2.4×10−8 m 3·kg −1. 其中65 cm 以下磁化率为剖面最高值段, 介于2.9~4×10−8 m 3·kg −1之间; 65~48 cm 磁化率为明显的谷值段, 平均为2.0×10−8 m 3·kg −1; 磁化率值在48~42 cm 阶段快速增高, 从 1.8×10−8 m 3·kg −1增至3.2×10−8 m 3·kg −1, 随后略有回落; 42 cm 以上磁化率维持在较高水平. 总体来看, 磁化率 与32~64 µm 粒级组分有很好的正相关关系(图5).(ⅲ) 总有机碳(TOC). H 钻孔42 cm 以下TOC 含量处于低值段, 平均为0.82%左右; 42 cm 以上TOC 含量明显高于下部, 平均值为1.79%, 且向上呈稳定增加趋势; 钻孔顶部TOC 含量有一快速增加的峰值.(ⅳ) Rb, Sr 含量及其比值. H 钻孔65 cm 以下Rb 含量极低而Sr 含量为峰值. 65~48 cm Rb 含量快速增加, 从60 µg/g 增加至80 µg/g; Sr 含量则快速下降, 由950 µg/g 下降至600 µg/g, 相应Rb/Sr 比值呈快速增加趋势. 48~42 cm Rb 含量有一回落, 而Sr 含量则快速下降, 呈一明显谷值, Rb/Sr 比值在该阶段表现为一快速增加的峰值. 42 cm 以上Rb, Sr 含量基本稳定, 其中Rb 含量表现为逐渐增加的趋势, Sr 含量也有缓慢增加, Rb/Sr 比值相对稳定.4 讨论4.1 指标的环境意义(ⅰ) 粒度. 在一个稳定的湖泊体系中, 湖水物理能量是控制沉积物粒度分布的主要因素. 根据沉积物机械分选原理[14], 颗粒大小应由湖岸向湖心逐渐变细, 呈带状分布, 粒度频率曲线呈正态分布. 在图4 红碱淖H 孔环境代用指标变化曲线第51卷第1期 2006年1月论 文图5 红碱淖H 孔磁化率与粗粉砂含量关系干旱-半干旱地区, 湖泊除接纳地表径流搬运来的流域物质外, 还接受风力输送来的物质, 后者进入湖泊后直接参与沉降. 这两种不同动力机制的沉积物必然会对沉积物粒度频率曲线的峰态和偏态产生影响[15~17]. 孙千里[18]、金章东等[19]在对岱海的研究中, 认为沉积物粒度分布的双峰形态是风力作用和流水作用共同影响形成的, 粗粒(>100 µm)小峰反映了外源风尘物质的输入. 另有资料显示, 尘暴降尘粒度具有双峰分布的特征, 反映了地方性(较粗颗粒)和远程搬运(较细颗粒)的粉尘混合物特征[20]. 1993年覆盖中国北方42 h 之久的“ 5.5”特大沙尘暴粒度曲线显示出明显的双峰分布特征, 峰值分别出现在粉砂粒级(含量39.5%)和细砂粒级(含量33.1%)[15,21]. 由此可见, 较强尘暴降尘粒度的双峰分布叠加在河流搬运组分的粒度分布上, 完全可能在细砂粒级以上部分显露出次峰来, 而次峰强弱能够很好地反映强风沙沉降事件强弱的变化. 对于较弱的尘暴降尘, 由于其颗粒物粒级减小, 次峰减弱, 与河流搬运物质粒度分布重合而被其掩盖, 因而不再能识别沉积物中流水搬运和风力输送组分.(ⅱ) 磁化率. 湖泊沉积物磁化率的高低取决于沉积物中磁性矿物的种类、含量和磁性颗粒的粒度组分[22~26], 当沉积物磁化率与某一粒级组分含量密切相关时(正相关)时, 则说明该粒级组分富含磁性颗粒. 影响磁化率的因素还包括物源、水体动力条件以及沉积后的非同生作用. 未受次生变化和灼烧影响的沉积物, 磁化率可以反映沉积动力强弱及其变化, 当沉积动力与沉积环境相对不变时, 磁化率可以反映沉积物物源的变化[27]. 因而湖泊沉积物的磁性特征可以反映沉积物物源特征及湖泊的环境过程.(ⅲ) 总有机碳(TOC). 流域风化物质通常参与成壤作用, 从而含有较高的有机碳. 当这些物质被地表径流搬运入湖而成为湖泊沉积物时, 其有机碳含量一般高于由风力作用从流域外干旱区搬运入湖的风成物[28].(ⅳ) Rb, Sr 含量及其比值. Rb, Sr 在表生地球化学环境中存在着显著的地球化学行为差异, 化学风化过程中Sr 极易淋失; Rb 与K 性质相似, 常以类质同象进入钾长石、黑云母等含钾矿物中, 使得风化产物中Rb 相对富集. Rb/Sr 比值是衡量自然界化学风化的良好指标, 在黄土-古土壤序列和湖泊沉积研究中已被广泛应用[29,30], 湖泊沉积物中较高的Rb/Sr 比值反映流域内化学风化强烈. 由风力搬运入湖的沉积物主要经历物理风化[21], 其颗粒中所含Rb, Sr 一般不发生分馏, 它与由地表径流搬运入湖的流域化学风化产物具有十分不同的Rb/Sr 比值特征. 因此在干旱-半干旱地区, 湖泊沉积物Rb/Sr 比值是判别沉积物物源特征的良好指标.4.2 沉积岩芯记录的区域风沙特征及其演化历史 红碱淖成湖于1929年, 成湖前是一片低洼湿地. H 钻孔沉积岩芯的岩性特征表明, 1928年(约65 cm)以前, 沉积物的岩性为绛红色细砂, 且颗粒很粗. Fe/Mn 比值特征反映当时为氧化环境条件[31], 粒度特征以及较高的磁化率值指示了当地半固定沙丘的特点, 且具有一定的成壤母质. 极低的Rb 含量以及Rb/Sr 比值反映当时气候干旱, 化学风化较弱的特点. Sr 含量的快速增加反映当时地表径流开始向该低洼处汇聚, 由于干旱气候条件下的强烈蒸发作用, 低洼积水处积聚了较高的Sr 含量.1928~1952年(H-1阶段): 红碱淖自本阶段开始积水成湖, 沉积物岩性指示了浅湖相沉积特征. 从粒度频率的双峰分布特点来看(图6), 当时湖区风沙沉降发育, 风力携带的粗、细颗粒物质进入湖泊后直接参与沉降, 形成与地表径流搬运入湖的细颗粒物质截然不同的两个粒度频率分布峰. 由于风力携带物质到达湖区已经过分选, 因此沉降入湖的粗颗粒相对均一, 表现为一粒径相对集中的窄峰. 岩芯中1936, 1939和1941年出现的三次粗颗粒含量年(图4), 可能反映了三次明显的强风沙沉降事件[31,32], 对比该区论 文第51卷 第1期 2006年1月气象监测资料发现, 红碱淖湖泊沉积记录的这三次粗颗粒沉降事件较好地对应于该时期内湖区发生的三次干旱事件1). 另外这三次事件还与20世纪30年代前后马兰冰芯中较高的污化层厚度比率值相对应2), 反映出中国北方这一时期沙尘天气普遍较为强烈. 该阶段总体较粗的粒径反映该时期湖区内风沙发育; 岩芯中较低的磁化率和TOC 含量进一步指示风力搬运入湖的沉积物占有较高比例. 由于该阶段是红碱淖的成湖期, 因此流域内通过地表径流搬运入湖的风化物质逐渐增多, 表现为沉积物中Rb 含量的快速增加. 随着湖水的逐渐加深, 水体中Sr 含量被稀释, Rb/Sr 比值快速上升.1952~1960年(H-2阶段): 该阶段粒度频率曲线虽仍呈双峰分布, 但风力携带入湖的粗颗粒峰值大大下降, 仅呈很小的一个频率峰(图6). 榆林地区降水资料显示, 20世纪50年代中后期至70年代早期区域降水量显著增加3). 文献记载[8], 1958年对红碱淖周围滩地进行人为疏导, 使入湖水量大增. 该时期是红碱淖湖泊的快速注水期, 湖面积由20 km 2猛增至图6 H 孔沉积物粒度分布特征(a) 剖面0~42 cm 段; (b) 42~48 cm 段; (c) 48~71.5cm 段)40 km 2. 沉积岩芯中粒度的增粗, 主要缘于粗粉砂的快速增多, 反映当时水动力增强; 磁化率和粗粉砂含量快速增加, 亦说明这一点. 由于沉积速率增大使沉积物中有机质含量受到稀释, 因此岩芯中TOC 含量增加不明显. 该时期入湖水量的快速增加和沉积速率的提高还表现为湖泊水体中Sr 含量的下降和沉积物Rb 含量的降低. 总体而言, 该阶段风沙粗颗粒物质在沉积物中所占比例急剧下降.1960~2002年(H-3阶段): 自本阶段开始, 沉积物颗粒明显变细, 发育湖相泥沉积, 表明湖泊演化为稳定的深湖环境. 该阶段粒度频率曲线已呈单峰分布, 根据其粒径分布特征, 主要来自地表径流搬运入湖的细颗粒物质. 前人的研究表明[33~35], 20世纪60年代以来, 中国北方风沙发生的频率有明显减小趋势, 近四、五十年来内蒙古腾格里沙漠、乌兰布和沙漠以及毛乌素沙地、科尔沁沙地等流动沙丘面积呈显著减少趋势[36], 尤其是榆林地区, 近40年来由于植树造林和地表水土涵养生物工程措施, 沙尘暴发生频率已明显降低[37~40]. 岩芯中较高的磁化率和粗粉砂含量指示地表径流搬运入湖的物质增多. 较高的Rb/Sr 比值反映流域内化学风化增强, 沉积物来自风化产物的比例较高. 这也与较高的TOC 含量相对应. 对红碱淖表层沉积物的研究还发现[31], 最近2~3年由于红碱淖旅游业的发展和公路建设, 汽车尾气中Pb 污染已在红碱淖表层沉积物中有所蓄积.冰芯和树轮记录所反映的中国北方不同地点近100年来降水变化情况显示, 中国北方中西部大部分地区呈上升趋势2). 历史文献和气象观测资料所揭示的陕、甘、宁、青在20世纪前半叶干旱而在后半叶多雨[41], 以及上世纪20年代以来黄河中上游年径流量的增加趋势[42]也说明了20世纪中国北方中西部地区降水量存在增加趋势, 这和红缄淖自1929年以来形成与扩展的历史相对应. 降水的增加也使地表土壤湿度增加, 从而对地面起沙扬尘起有一定的抑制作用, 这也是红碱淖上个世纪50年代以来沙尘暴减弱的一个重要原因.5 主要结论(ⅰ) 湖泊沉积中风成沙与地表径流搬运入湖的流域风化物质其环境指标具有一定的差异, 据此可1) 陕西省气象局气象台资料. 19762) 数据由中国科学院寒区旱区环境与工程研究所冰芯与寒区环境重点实验室王宁练研究员提供. 2004 3) 数据由中国科学院南京地理与湖泊所王苏民研究员提供. 2004第51卷第1期 2006年1月论文在一定程度上识别湖泊沉积记录中的风沙沉积. 粒度分布特征能够较好地反映较强风沙沉降事件的强弱变化.(ⅱ) 红碱淖沉积岩芯记录了该地区近80年以来风沙发生频率和强度由高逐渐变低的历史过程, 区域降水的增多以及湖区近40年来植树造林和地表水土涵养生物工程措施对该地区风沙发生强度和频率具有明显的抑制作用.(ⅲ) 红碱淖沉积岩芯极高的沉积速率(0.87 cm/a)和样品的年分辨率特征(1.74 a/样)揭示了20世纪30年代末至40年代初湖区发生的三次强风暴气候事件及其风沙的搬运沉积.致谢夏威岚高级工程师完成了年代测定, 王苏民研究员对论文的修改提出了宝贵的意见, 在此一并致谢. 本工作得到国家重点基础研究发展规划(2004CB720205)、中国科学院知识创新工程重要方向项目(KZCX3-SW-341)资助.参考文献1 董光荣, 李保生, 高尚玉, 等. 鄂尔多斯高原第四纪古风成沙的发现及其意义. 科学通报, 1983, (16): 998~10012 苏志珠, 董光荣, 李小强, 等. 晚冰期以来毛乌素沙漠环境特征的湖沼相沉积记录. 中国沙漠, 1999, (2): 104~1093 李保生, 董光荣, 高尚玉, 等. 陕西北部榆林第四纪地层剖面的粒度分析与讨论. 地理学报, 1988, 43(2): 127~1324 陈镇东, 罗建育, 万政康, 等. 中国台湾大鬼湖沉积物所保留之降尘记录. 第四纪研究, 2001, 21(1): 18~285 王式功, 董光荣, 陈惠中, 等. 沙尘暴研究的进展. 中国沙漠,2000, 20(4): 349~3566 张德二. 中国历史时期以来降尘的天气气候学初步分析. 中国科学, B辑, 1984, 24(3): 278~2887 张小曳, 亚洲粉尘的源区分布、释放、输送、沉降与黄土堆积. 第四纪研究, 2001, 21(1): 29~408 王苏民, 窦鸿身. 中国湖泊志. 北京: 科学出版社, 1998. 339~3409 夏威岚, 薛滨. 吉林小龙湾沉积速率的210Pb和137Cs年代学方法测定. 第四纪研究, 2004, 24(1): 124~12510 万国江. 137Cs及210Pbex方法湖泊沉积记年研究进展. 地球科学进展, 1995, 10(2): 188~19211 万国江. 环境质量的地球化学原理. 北京: 中国环境科学出版社, 1998. 1~21112 万国江, 桑季P, 法任库忍K, 等. 瑞士Greifen湖新近沉积物中的137Cs分布及其计年. 环境科学学报, 1985, 10(3): 360~36513 Appleby P G, Richardson N, Nolan P J. 241Am dating of lake sedi-ments. 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