末次盛冰期以來我國湖泊環(huán)境演變研究進展

末次盛冰期以來我國湖泊環(huán)境演變研究進展

湖泊是在一定的地質(zhì)和地理條件下形成的。湖泊作為地球水圈的組成部分，與天然氣、生物圈和巖石圈密切相關(guān)。湖泊形成后，其生命過程受到許多因素的影響，如結(jié)構(gòu)、氣候、人類活動等。它是地質(zhì)過程、物理過程、化學(xué)過程、生物過程及其相互作用的一部分。這些過程也被忠實地記錄在湖泊的沉積層中。由于湖泊擁有極其廣泛的地理分布和長期的地質(zhì)發(fā)育歷史，因此可以連續(xù)記錄層和沉積物中積累的豐富信息，為區(qū)域環(huán)境、氣候和事件提供全面的高分辨率信息。其次，湖泊利用充足的淡水資源、豐富的產(chǎn)品和適宜的天氣吸引人們離開湖泊。因此，湖泊沉積中還充滿了人與自然相互作用的豐富信息。1關(guān)于湖泊沉積的環(huán)境特征湖泊以其比較清楚的流域邊界構(gòu)成了相對獨立的自然綜合體,流域是湖泊物質(zhì)的源,湖泊是流域物質(zhì)的匯,具體表現(xiàn)為流域-湖泊的水量平衡(流域降水、湖泊水位)、沙量平衡(流域侵蝕強度、湖泊沉積速率)、生態(tài)平衡(流域植被、湖泊生產(chǎn)力)和化學(xué)平衡(流域可溶鹽成分、湖水離子濃度),它們都被湖泊沉積忠實地記錄下來.湖泊形成不具有明顯的地帶性,其分布的海拔梯度可以從5000m以上(青藏高原湖泊)到海平面以下155m(艾丁湖),湖泊可以分布在地球表面任何一個地理或氣候區(qū)(帶),如熱帶、溫帶、寒帶、濕潤區(qū)、干旱區(qū)等.但湖泊一旦形成,其物理、化學(xué)和生物過程卻具有明顯的地帶性,表現(xiàn)出明顯的區(qū)域特色.因此選擇哪些湖泊沉積指標并深刻理解指標對湖泊演變的指示意義,是有效重建湖泊環(huán)境演變的關(guān)鍵.通過對流域現(xiàn)代過程全面而深入的調(diào)查,分析湖泊沉積物各物理、化學(xué)、生物指標的環(huán)境意義,可以加深認識各沉積指標對環(huán)境解釋的適用性,并建立適合于區(qū)域環(huán)境特征的湖泊沉積指標體系.比如我國青藏高原和西北干旱區(qū)湖泊,以封閉、半封閉的咸水和微咸水湖為特征,區(qū)域蒸發(fā)和降水比影響了湖泊的水量和鹽量平衡,并最終導(dǎo)致湖泊鹽度的變化和水生生物群落的演替,因此能適應(yīng)不同鹽度生存的生物以及鹽類沉積指標是較為有效的;而東部地區(qū)多為外流的淡水湖泊,湖泊及其流域生物量較高,最明顯的環(huán)境特征是湖泊的營養(yǎng)水平.因此,反映湖泊或流域的生物量、生產(chǎn)力水平以及營養(yǎng)鹽循環(huán)的生物、生源元素、生物地球化學(xué)指標較為有效;云貴高原湖泊的生物多樣性顯著,流域內(nèi)植被豐富且具有明顯的垂直梯度分布,選擇不同海拔高度的湖泊,在沉積記錄中將反映流域植被演替的生態(tài)指標與指示湖泊水環(huán)境的生物指標相結(jié)合,有助于獲得該區(qū)域湖泊環(huán)境演變的過程.自然條件下,湖泊沉積物一般包括兩部分來源:一是流域內(nèi)侵蝕帶來的外源組分;二是湖泊水體中各種化學(xué)與生物過程所產(chǎn)生的內(nèi)生沉淀.因此,湖泊沉積物的物質(zhì)組成一方面受控于流域的地質(zhì)背景和風(fēng)化作用強度,另一方面又與湖泊的水化學(xué)條件及在其中生活的生物有關(guān),而這兩方面的變化均與氣候變化密切相關(guān).對于任何一個湖泊而言,如果沒有突發(fā)性地質(zhì)事件和強烈的人為干擾,氣候變化將是決定沉積物物質(zhì)組成的重要因素.因此,對特定層位沉積物物質(zhì)組成的研究,可以了解特定時期該湖區(qū)的氣候與環(huán)境,而對整個柱狀沉積物的研究則可恢復(fù)與其對應(yīng)歷史時期的湖區(qū)氣候與環(huán)境變遷歷史.目前,根據(jù)湖泊沉積物環(huán)境指標的特征,主要劃分出3種類型:第一種是反映流域(陸地)環(huán)境信息的指標,如孢粉、植物硅酸體、碳屑、粒度、磁化率等;第二種則較多地反映湖泊(水域)的環(huán)境狀況,包括微體古生物化石(硅藻、介形類、搖蚊、枝角類、水生植物化石等)、色素、自生碳酸鹽及其碳氧同位素、生物殼體元素比值與同位素等;第三種屬于混源的信息,是湖泊與流域環(huán)境變化的綜合反映,如TOC、TN、有機碳同位素等.當(dāng)然,上述劃分也是相對的,比如反映流域信息的指標也會受到湖泊環(huán)境的次生改造,使得環(huán)境指標的解釋變得更為復(fù)雜.2地質(zhì)構(gòu)造背景我國陸地地形在大地構(gòu)造背景的控制下,形成了自西向東三大地形階梯.第一階梯為青藏高原,以整體的強烈隆升為特色,形成邊緣高山環(huán)繞,峽谷深切,內(nèi)部山脈寬谷與盆地相間的地形特點.高原上星羅棋布的湖泊大多沿深大斷裂帶發(fā)育,呈條帶狀分布,形成封閉或半封閉的咸水湖或鹽湖,淡水湖泊一般分布在冰雪融水補給的山間盆地或近期河流溯源侵蝕切開的盆地內(nèi).該區(qū)是我國湖泊集中分布的地區(qū),湖泊面積占我國湖泊總面積的49.5%,至今大多數(shù)湖泊仍維持較大水深,并且具有長期的演化歷史.一、二級階梯轉(zhuǎn)換帶的橫斷山區(qū),強烈的地質(zhì)構(gòu)造運動造成巨大的地形高差,形成特有的高山深谷地貌,湖泊規(guī)模較小,多發(fā)育在陡而深的斷陷盆地內(nèi),并因滑坡和泥石流頻繁發(fā)生而形成堰塞湖.第二階梯的地質(zhì)構(gòu)造特點是總體抬升背景上的斷塊升降差異,形成一些巨大的高原和盆地,為斷陷湖泊的形成打下了地質(zhì)基礎(chǔ).但因構(gòu)造運動的強度和幅度均不及第一階梯,盆地長期下陷形成該區(qū)域特色的斷陷湖泊,如云貴高原的滇池、洱海、瀘沽湖,內(nèi)蒙古高原的岱海、黃旗海等.第三階梯總的地質(zhì)構(gòu)造背景是下沉的,形成我國東部自北向南的廣闊平原帶.該區(qū)域內(nèi)很多湖泊的形成與古河道變遷有關(guān),特別是長江中下游一帶形成的密如蛛網(wǎng)的河湖群,這些湖泊的共同特征是水淺、形成時代較晚,一般僅數(shù)千年歷史,成湖后受人類活動影響十分明顯.以下對我國不同地理區(qū)域的湖泊演變特征作一簡要綜述.2.1地質(zhì)背景和巖相古地理基于C-14測年的傳統(tǒng)研究認為,末次冰期的間冰階晚期(約40~20kaBP)是青藏高原的大湖發(fā)育期(即MIS3a大湖期)[3~5],這些大湖多為淡水湖泊,如西昆侖山南坡的苦水海、甜水海、阿克賽欽湖等.近年來這一研究結(jié)果受到來自最新測年技術(shù)的挑戰(zhàn),OSL和鈾系測年與過去的C-14測年結(jié)果存在很大差別.對于來自高原東北緣騰格里地區(qū)同期湖相沉積,C-14的年代為25~40kaBP,而OSL的年代落在了70~130ka(MIS5).對于C-14與OSL和鈾系測年的MIS3a與MIS5的年代框架差別,國際學(xué)術(shù)界也有類似報道[11~13],并建議采用C-14測年方法時,對大于3.5萬年的樣品需要格外小心.因此,晚更新世高湖面出現(xiàn)的時間差異,究竟是由于湖泊演化過程中存在區(qū)域差異還是測年技術(shù)的不同造成的,還需要進一步工作.末次盛冰期時(約20~15kaBP)高原東北部絕大多數(shù)湖泊都結(jié)束了早期間冰階的湖相沉積而處于干涸狀況,如察爾汗、大柴旦等湖泊沉積了多層原生石鹽,在原生石鹽之間,多為含石膏的粉砂黏土,反映氣候寒冷干燥.晚冰期氣候轉(zhuǎn)暖,降雨量增多,更主要的是冰川大量融化,湖水補給增加,形成一個高湖面時期.特別是在高原中部,如中、西昆侖山地區(qū)尤為明顯,時間大約為15~12kaBP.約11.5~10kaBP期間,很多湖泊水位下降,如色林錯、松西錯[15~17],他們記錄了該地區(qū)湖泊對新仙女木事件的響應(yīng).全新世早期11~9kaBP,大部分湖泊已達到全新世的最大湖面,而且在高原的東部和南部地區(qū)多數(shù)湖泊為外流湖.9kaBP之后有一短暫的氣候寒冷時期,引起湖泊的普遍退縮.全新世中期青藏高原的湖泊受到夏季風(fēng)的影響,大多數(shù)湖泊湖面上升,面積擴大,湖水淡化,但此時湖面仍低于全新世早期.高原中南部許多湖泊發(fā)育寬廣的第三級湖濱階地,階地測年在7.5~3.0kaBP間,如佩枯錯、沉錯、那日雍錯、扎日楠木錯等.沉積物較全新世早期細,藏南很多湖泊為外流湖,湖水礦化度普遍較現(xiàn)今低,如扎日楠木錯沉積物含淡水螺,而現(xiàn)在該湖礦化度在15g/L左右.色林錯、扎布耶茶卡等湖泊均表現(xiàn)為湖面較高、湖水較今偏淡,湖泊周邊植被也比較茂盛,反映偏溫暖的氣候.可是,藏北高原內(nèi)部氣候仍很干燥,無冰融水補給的一些小型湖泊還是呈封閉狀態(tài),湖面下降和鹽度增加,如斯潘古爾湖中全新世后期沉積物中硅藻,大型底棲和附生種增加,還出現(xiàn)嗜鹽種;扎倉茶卡沉積了芒硝和石膏.全新世晚期的氣候變冷,導(dǎo)致青藏高原湖泊周邊植被退化,孢粉濃度降低,干旱種增加,湖泊普遍強烈退縮.從藏南和藏北的一些湖岸線分析,該時期湖面下降10~20m左右.湖泊水位下降促使一些大湖解體,如羊卓雍錯、沉錯、巴糾錯等就是在該時期分離的.另外一些湖泊也由外流湖轉(zhuǎn)變?yōu)閮?nèi)流湖,如藏南的羊卓雍錯、佩枯錯等.同時由于湖水位進一步下降,除了藏東外流湖和藏南一部分剛封閉不久的內(nèi)流湖仍為淡水湖外,大部分湖泊成為咸水湖和鹽湖.咸水湖多分布于藏南和藏北的湖泊封閉較晚的地區(qū),鹽湖則主要分布在藏北高原的中部和柴達木盆地中.不少鹽湖已進入鹽湖發(fā)展的最后階段,如扎倉茶卡,此時沉積物以芒硝和石鹽為主.晚全新世是青藏高原湖泊主要成鹽期.一個值得注意的特點是全新世最高湖面出現(xiàn)在全新世初期而不是全新世中期的氣候最適宜期,這是與高原湖泊特有的冰雪融水補給方式分不開的,全新世初期氣候轉(zhuǎn)暖,末次盛冰期時形成的冰川迅速消融,湖泊補給陡增.而全新世中期氣候最適宜期盡管氣溫較高,但冰川已大幅度后退,湖泊增水效應(yīng)反而不及全新世初期.青藏高原北部鹽湖沉積也忠實地記錄了該地區(qū)氣候變化與湖泊環(huán)境演變的歷史.研究表明,晚更新世中、晚期至全新世,青藏高原隆升已達到一定高度,高原的巨大屏障作用阻擋了來自南部的暖濕氣流,使高原內(nèi)干旱區(qū)范圍由北往南擴張.大致距今31ka柴達木西部鹽湖區(qū)擴展到臺吉乃爾湖;距今25ka察爾汗由咸水湖變?yōu)辂}湖;距今19.5ka柴達木北緣大柴旦成為自析鹽湖;其后藏北班戈錯18.9ka成為鹽湖;距今11ka扎倉茶卡成為自析鹽湖;到了近數(shù)百年藏南也形成了局部鹽類沉積.高原在末次冰期間冰階之后許多大湖解體,出現(xiàn)鈣質(zhì)黏土、方解石、文石、白云石、菱鎂礦、水菱鎂礦等多種碳酸鹽和多水硼鎂石、柱硼鎂石等硼酸鹽類的成層堆積,或者上述礦物與泥沙碎屑組成的含鹽地層.在全新世中期,高原湖泊有一個相對淡化的階段,但高原鹽湖(藏北)仍向鹽湖-干鹽湖(察爾汗湖群)方向發(fā)展.在全新世末期,成鹽作用更為廣泛,出現(xiàn)了以石鹽、芒硝為代表的鹽類和多種碳酸鹽、硫酸鹽及多種硼酸鹽如硼砂、三方硼砂、柱硼鎂石.全新世末期的成鹽作用一般認為開始于4kaBP,這一時期成鹽作用比晚更新世至全新世初要廣泛,許多鹽湖都有較厚一層純芒硝層,如扎倉茶卡,湖心芒硝沉積厚度達5m以上,班戈錯的芒硝層一般厚度達4~6m,扎布耶茶卡最厚達3~4m,明彥錯湖區(qū)中部的石鹽層下面,芒硝的最大厚度也有4m.2.2冰期和末次冰期期板溪群我國西北干旱區(qū)湖泊主要分布在新疆和內(nèi)蒙古高原(稱之為:蒙新高原),這些湖泊大部分位于東亞季風(fēng)的邊緣地帶,而地處新疆西北部的一些湖泊則位于西風(fēng)帶或西風(fēng)與季風(fēng)過渡帶.據(jù)中國湖泊數(shù)據(jù)庫已定量重建的3萬年以來古湖泊水量空間變化(圖1),30kaBP時湖泊記錄主要集中在我國西部,該時期西部湖泊普遍表現(xiàn)為湖面較高、水體偏淡的特點,與東部水量較少,只有極少數(shù)湖泊記錄形成鮮明的對比.如新疆巴里坤湖在30~24kaBP時為高湖面,沉積物中出現(xiàn)肥胖真星介和奇妙白花介等介形類屬種;內(nèi)蒙古白堿湖在30~27kaBP也是高湖面階段,沉積物中出現(xiàn)瓣鰓類殼體.27kaBP我國西部仍然以高湖面、湖泊水量大為特征,但中等湖面的比例有一定增加.至21kaBP高湖面的范圍和程度已有顯著的減小,總體呈現(xiàn)中等湖面特征,如新疆羅布泊在該時期維持中等湖面,沉積物中出現(xiàn)水生植物孢粉和介形類化石.末次盛冰期西北地區(qū)仍以中等湖面為主,相對于現(xiàn)代(0ka)而言,西北地區(qū)湖泊水位比現(xiàn)代高、面積比現(xiàn)代大、湖水鹽度比現(xiàn)代低,與當(dāng)時中國中、東部低湖面或干涸湖盆有著巨大的反差.對比國際古氣候模擬研究結(jié)果,該時期我國西北地區(qū)高湖面與中亞和地中海地區(qū)的高湖面連成一條帶.研究表明,該高湖面與西風(fēng)帶強度和位置變化有關(guān),西風(fēng)帶強盛和位置南遷提供了頻繁的冷空氣南侵,有利于冷暖氣流交匯形成環(huán)流,這可能是誘發(fā)我國西部降水增多的重要原因.同時,冰期的低溫導(dǎo)致蒸發(fā)量下降,使湖水相對損失減少,致使高湖面能夠持續(xù).冰期低溫造成的低蒸發(fā),使得沿西風(fēng)帶南界流域水量能夠聚集在湖盆中,形成我國西部地區(qū)相對冷濕的氣候.然而,中亞內(nèi)陸干旱區(qū)與亞洲季風(fēng)區(qū)黃土剖面均記錄了末次冰期時干旱的氣候特征,末次冰期晚期也是中國北方沙漠強烈擴張的關(guān)鍵時期;新的湖泊記錄,如新疆博斯騰湖鉆孔地層資料顯示至少晚冰期時現(xiàn)代湖泊并未形成.因此,西北干旱區(qū)末次盛冰期的濕潤氣候特征還需更多高精度測年的研究來證實或證偽.進入晚冰期(15kaBP)西北地區(qū)的湖泊仍以中等湖面為主,但新疆西部主要靠冰融水補給的湖泊在晚冰期增溫時,隨著冰融水補給量的增加便開始出現(xiàn)高湖面,如艾比湖、柴窩堡湖、烏倫古湖等,羅布泊在14.5kaBP左右也開始出現(xiàn)典型的湖相沉積.地處內(nèi)蒙古高原東部的呼倫湖也在這個時期出現(xiàn)了最高湖面,繼而在晚冰期末的新仙女木時期湖面又有所下降.地處內(nèi)蒙古高原中部的岱海、黃旗海等最早的高湖面出現(xiàn)在全新世早期約10kaBP,早全新世晚期本區(qū)湖面普遍下降.中全新世氣候適宜期東亞季風(fēng)強盛,影響范圍擴大,該時期西北地區(qū)湖泊的水量變化受到東亞季風(fēng)和西風(fēng)的復(fù)合影響.從該地區(qū)呈現(xiàn)的東、南部湖泊湖面上升起始時間早而結(jié)束較晚,西北部湖泊湖面上升起始時間晚結(jié)束早的格局,似乎表明該時期東亞季風(fēng)對區(qū)域的影響占據(jù)主導(dǎo),如新疆的巴里坤湖、烏倫古湖,中全新世高湖面都始于7kaBP,終結(jié)于5kaBP;而內(nèi)蒙古岱海、黃旗海則始于8kaBP,終于4kaBP,反映了東亞季風(fēng)增強并逐漸向西北地區(qū)推進的過程.進入晚全新世,隨著大暖期的結(jié)束,本區(qū)湖泊總體呈退縮、咸化的趨勢,其間有些湖泊在3kaBP左右湖面略有短暫回升,如新疆柴窩堡湖、巴里坤湖、艾比湖、烏倫古湖,內(nèi)蒙古呼倫湖、黃旗海等.西北干旱區(qū)湖泊沉積的孢粉、同位素等指標記錄表明,全新世以來該地區(qū)溫度變化經(jīng)歷了3個階段:全新世早期(10kaBP)表現(xiàn)為升溫過程,全新世中期溫度達到最高,至全新世中后期,溫度呈現(xiàn)下降趨勢.新疆北部艾比湖沉積顯示10.2kaBP后,有機碳和δ13C值較高,表明溫度和濕度都有上升,流域植被發(fā)育較好;7.3~6.3kaBP,氣候相對暖濕,艾比湖進入高湖面時期;6.3kaBP后,氣候逐漸向溫干方向發(fā)展.位于北疆東北端的烏倫古湖自全新世初期,介形類出現(xiàn)溫水-半咸水組合,水溫上升;約7.0~5.0kaBP期間,流域顯示草原景觀,湖泊擴張.瑪納斯湖δ18O值也指示了10.5kaBP后湖水溫度升高,荒漠草原植被發(fā)育;9.0~6.5kaBP為氣候最適宜期.南疆博斯騰湖沉積物氧-碳同位素指標同樣顯示了全新世初期的增溫過程,但最暖濕期出現(xiàn)時段偏短,約為7.0~5.0kaBP,與烏倫古湖相似.全新世早期的升溫和5.0kaBP以后的降溫均對應(yīng)了干旱的環(huán)境,植被為荒漠或荒漠草原類型,干旱的荒漠草原說明該時段新疆南北地區(qū)仍受西風(fēng)氣候控制.約7.0~5.0kaBP,南、北疆草原植被類型出現(xiàn),反映該時段降水有所增多,濕度增大,西風(fēng)帶向北撤退或萎縮,東亞夏季風(fēng)向西北擴展,并影響到該區(qū)域大部分地區(qū).亞洲中東部6.0kaBPGCM的模擬結(jié)果顯示,該時段夏季風(fēng)已向北推進至新疆地區(qū),表明亞洲夏季風(fēng)的控制范圍擴大,使得該區(qū)域在全新世中期達到溫度和降水的最佳組合.全新世中期以后,隨著溫度下降,新疆地區(qū)從3.0kaBP開始有效濕度有所下降,季風(fēng)對該區(qū)域影響范圍縮小,西風(fēng)再度控制本區(qū),與東部季風(fēng)區(qū)的氣候變化趨勢形成鮮明對照.近年來,新發(fā)表的氣候變化記錄證據(jù)集成研究表明,西風(fēng)區(qū)(主要受西風(fēng)環(huán)流控制的內(nèi)陸干旱區(qū),包括青藏高原北部高寒干旱區(qū))在中晚全新世氣候濕潤,與亞洲季風(fēng)在早中全新世強盛的格局顯著不同.模擬研究表明,中亞干旱區(qū)在早全新世的干旱氣候與冬、春季節(jié)中緯度西風(fēng)環(huán)流的減弱北移及其上風(fēng)向北大西洋及里海等內(nèi)陸湖泊水汽蒸發(fā)減弱有密切關(guān)系.過去千年的西風(fēng)區(qū)中世紀暖期干旱,而小冰期相對濕潤,與石筍氧同位素記錄顯示的亞洲季風(fēng)降水在中世紀暖期時整體處于高值,在小冰期處于低值段相反.在近百年,尤其是近50年,西北干旱區(qū)濕度增加,而季風(fēng)影響范圍內(nèi)的西北東部和華北等地變得更干.不僅如此,在分屬西風(fēng)和季風(fēng)影響區(qū)的青藏高原北部和南部,年代際、百年尺度上降水變化也表現(xiàn)出反相位關(guān)系.據(jù)此,陳發(fā)虎等人提出,亞洲中部西風(fēng)帶控制區(qū)在現(xiàn)代間冰期從數(shù)千年到年代際的各個時間尺度上均存在不同于季風(fēng)區(qū)的濕度(降水)變化模式,稱之為現(xiàn)代間冰期氣候變化的“西風(fēng)模式”.蒙新高原也是我國鹽湖分布區(qū)之一,其中內(nèi)蒙古高原在早、中更新世基本維持淡水湖泊的面貌,直到晚更新世至全新世早期,隨著干旱氣候加劇,湖泊蒸發(fā)加強,湖水咸化,出現(xiàn)碳酸鹽沉積.如二連盆地南緣的查干諾爾湖,約15kaBP形成了泡堿、天然堿等碳酸鹽沉積.但該時期區(qū)域成鹽作用的范圍并不廣泛,僅限于內(nèi)蒙古高原內(nèi)一些大型斷陷盆地或凹陷盆地,如吉蘭泰鹽湖、查哈諾爾湖盆.中全新世氣候適宜期,該區(qū)出現(xiàn)淡水沉積與化學(xué)沉積互層,但區(qū)內(nèi)總體仍然為干旱氣候,尤其是高原西部和西南部.距今6kaBP以來,內(nèi)蒙古高原湖泊普遍進入咸水湖或鹽湖發(fā)育階段,形成碳酸鹽類(針鈣鈉鈣石、鈣水堿、泡堿、水堿、天然堿等)、硫酸鹽類(石膏、芒硝、無水芒硝、白鈉鎂礬等)和氯化物鹽類(石鹽、水石鹽等)沉積.這次成鹽作用涉及內(nèi)蒙古全區(qū),規(guī)模較上次成鹽期大得多,構(gòu)成了內(nèi)蒙古湖泊現(xiàn)代化學(xué)沉積的格局.目前,新疆地區(qū)的鹽湖研究還不夠深入,據(jù)艾丁湖的研究,該湖泊在24.9kaBP進入鹽湖階段,距今10.9kaBP鹵水進一步濃縮,形成純芒硝沉積層和石鹽鹽殼,表明該地區(qū)早在末次盛冰期以前就進入了成鹽期.2.3湖泊水位的變化云貴高原處于西南季風(fēng)影響之下,降水比較豐沛.因此,西南季風(fēng)的消長成為控制本區(qū)湖泊演化的一個最重要因素.云貴高原地區(qū)的湖泊多為斷陷湖泊,形成時代較早,大多形成于上新世末到第四紀初期.如云南鶴慶737m連續(xù)的湖泊沉積,其底部年齡為2.7Ma;滇池形成于約3Ma;瀘沽湖18m連續(xù)湖泊沉積(其中12m處AMSC14年齡為40kaBP)仍未見底;星云湖12m巖芯底部年齡為大于50kaBP,這些都充分說明了該地區(qū)湖泊形成歷史的悠久.在40~20kaBP時期,云貴高原地區(qū)也經(jīng)歷了大湖階段,滇池水面至少是現(xiàn)在的3倍,撫仙湖、星云湖連成一片,鶴慶盆地、玉溪盆地也被古湖水所淹沒,洱海岸線向西、北、南3個方向推進了相當(dāng)距離.末次盛冰期,由于西南季風(fēng)的退縮,該地區(qū)湖面下降.最新研究表明,瀘沽湖沉積巖芯中硅藻種屬在末次盛冰期時由浮游轉(zhuǎn)變?yōu)榈讞?指示了湖泊水位的下降;鶴慶古湖湖水也在該時期退出盆地,統(tǒng)一的大湖消失.晚冰期以來該區(qū)湖面開始上升,尤其是全新世初期,隨著西南季風(fēng)的增強,區(qū)內(nèi)湖泊水位上升比較普遍.但由于云南山高谷深,地形高差十分強烈,位于不同地理位置和海拔高度的湖泊,其水位上升的時間和幅度存在一定差異.Whitmore等人和Hodell等人通過對云南中部星云湖和杞麓湖沉積巖芯的分析研究,發(fā)現(xiàn)從12000calaBP開始湖泊生產(chǎn)力增高,12000~8000calaBP之間季風(fēng)增強;洱海在晚冰期以后湖面開始回升,10300calaBP時進入高湖面階段;滇池進入深湖階段也是從10kaBP開始;四川冕寧殺野馬(Shayema)湖在11~9.1kaBP仍較干寒,9.1kaBP開始降水增加,湖面升高,略遲于滇池地區(qū).云南地區(qū)眾多剖面的孢粉研究顯示,全新世早期變暖變濕現(xiàn)象具有普遍性.據(jù)同一水汽來源的鄰區(qū)研究報道,印度北中部拉賈斯坦邦的Lunkaransar湖在10.5kaBP開始出現(xiàn)高湖面,略早于滇池地區(qū).全新世中期隨著溫度和降水增加,區(qū)內(nèi)總體維持較高的湖面,沉積物中孢粉指標也反映了這種暖濕的區(qū)域氣候特征.然而受冬季干熱西風(fēng)以及區(qū)內(nèi)不同海拔降水量差異的影響,盆地和山谷內(nèi)隨著溫度增高,蒸發(fā)作用加強,有效濕度(P-E)反而下降,表現(xiàn)出明顯的干熱河谷氣候特征,從而導(dǎo)致全新世中期盆地內(nèi)湖面下降.這與現(xiàn)代的山間盆地和山谷內(nèi)出現(xiàn)的干熱氣候十分相似.因此,在全新世中期,區(qū)內(nèi)在總體維持較高湖面的基礎(chǔ)上,湖泊水位的升降不一.如北部高海拔地區(qū)的瀘沽湖、殺野馬湖高湖面從全新世初一直持續(xù)到4kaBP才開始下降;滇池湖水最深時段是在6~4kaBP;洱海最深水位出現(xiàn)在7.5~5.5kaBP.4kaBP以后西南季風(fēng)退縮,孢粉指標顯示該區(qū)域氣候轉(zhuǎn)為干涼.當(dāng)時湖面突然下降,持續(xù)到2.7kaBP.這一湖面急劇下降時期不僅在沉積巖芯中留下了鮮明的記錄(如洱海沉積巖芯中出現(xiàn)螺殼堆積層),而且滇池湖周的古文化遺址也證實了這一點.殺野馬湖的低湖面也出現(xiàn)在4kaBP以后,當(dāng)時的降水與現(xiàn)今相近.印度Lunkaransar湖在3.5kaBP開始干化,直至2kaBP.2.7~1.7kaBP,孢粉顯示區(qū)內(nèi)濕度加大,湖面再度上升.之后,氣候漸干,漢唐時代,湖面萎縮,唐朝中期滇池水位降至最低,比現(xiàn)在湖面低3.0m左右.2.4華北平原西部湖泊群東部平原處于東南季風(fēng)影響范圍內(nèi),地形上位于中國大陸第三階梯,地勢低平多淺洼地.本地區(qū)湖泊的演化除受氣候變化直接影響外,海平面的升降和江河水系對其也有重要的作用.另外,進入人類歷史以來,本區(qū)人口稠密,經(jīng)濟發(fā)達,強烈的人類活動成為影響本區(qū)湖泊發(fā)育演化的又一不可忽視的因素.在末次盛冰期,海面大幅度下降,比現(xiàn)今低130~150m.河流的侵蝕作用強烈,大部分湖盆被切開,湖水被疏干,代之以河流相沉積,這種特點已被太湖、鄱陽湖、洞庭湖、白洋淀地區(qū)的鉆孔所揭示.全新世初氣候轉(zhuǎn)暖,海面迅速回升,原先岸邊一些地帶(如渤海西岸中部)曾有過湖泊發(fā)育,但隨海面上升它們又被海水所淹.全新世早期中國東部長江中下游地區(qū)沒有大規(guī)模的湖泊發(fā)育,僅出現(xiàn)一些零星的湖相沉積,如太湖西側(cè)、江蘇固城湖等;華北和內(nèi)蒙古東部存在一些湖泊(如呼倫湖、岱海),并發(fā)育泥炭剖面,如遼南普蘭店泥炭(9950±300)aBP開始發(fā)育,北京海淀高里掌泥炭(9930±150)aBP開始發(fā)育,河北昌黎毛家河泥炭(9535±170)aBP開始發(fā)育,河北黃驊南排河泥炭(10300±200)aBP開始發(fā)育.全新世中期(7.5~3.0aBP),中國東部進入氣候適宜期,氣候溫暖濕潤,豐沛的降水使得我國東部地區(qū)華北平原上湖泊擴張,自西南-東北分布著大陸澤-寧晉泊、白洋淀-文安洼和七里海-黃莊洼三大相對集中的湖泊洼地群,在全新世中期達到最大,并且可能曾彼此相連,形成了相對統(tǒng)一的中全新世大湖群.在長江的中游地區(qū),由于中全新世氣候最適宜期降水豐沛以及海面上升對河流的頂托作用,致使河水位上升,在低洼處潴積成湖,形成了面積很大的云夢澤、彭蠡澤及江漢平原其他古湖群.晚全新世(3kaBP以來),本區(qū)結(jié)束了全新世大暖期,氣候朝偏冷干方向發(fā)展.華北平原的湖群顯著收縮,并不斷解體,形成一些互不連通的小湖,如河北的白洋淀等.而在長江中下游流域,卻是湖泊的廣泛發(fā)育時期.首先在長江下游由于晚全新世海平面的下降,本區(qū)一些低洼地區(qū)脫離海侵,同時由于長江三角洲向外發(fā)展,使下游河流尾部被淤積抬高,河水潴積在低洼處,形成淡水湖泊.長江下游的湖泊大都形成于全新世末次海侵以后,而且隨海面的不斷后退,愈向海的地帶湖泊年齡愈輕.例如太湖約成湖于春秋戰(zhàn)國前后,即距今2500年左右,西湖是距今2000年左右由瀉湖晚期轉(zhuǎn)變而成,同樣在蘇北沿海平原的射陽湖形成于2000年以后.晚全新世在長江中游也形成了許多湖泊,如鄱陽湖發(fā)育于3kaBP左右,漢代以后,由于長江主泓道的南移,阻礙了贛江水系的泄流,使湖面迅速向南擴張.與此同時,古彭蠡澤不斷萎縮,分裂成若干小湖,如今日之龍感湖、黃大湖、泊湖等.洞庭湖則在春秋戰(zhàn)國時期出現(xiàn),東晉和南朝時迅速形成大湖.歷史時期中國東部平原地區(qū)湖泊演變的主要影響因素仍然是氣候,冷干氣候時期,湖泊表現(xiàn)為明顯的退縮.我國東部歷史時期有3個明顯的寒冷期,即魏晉-南北朝、宋代和17世紀以后的小冰期,東部平原湖泊的消亡也發(fā)生在這3個時期,顯示了該地區(qū)湖泊演變對氣候變化的敏感響應(yīng).歷史時期影響我國東部湖泊演變的另一個重要因素是人類活動,如人口遷徙,開墾荒地引起水土流失加劇、湖泊淤積,大面積圍墾對湖面的蠶食等.值得注意的是,歷史上大規(guī)模高強度的人類影響往往疊加在氣候變化引起的湖泊自然變化的基礎(chǔ)上,如歷史上圍墾的高潮期與3個寒冷期湖泊退縮相一致;退田還湖、疏浚河道、修閘筑堤等又往往與暖期湖泊高水位相一致,說明控制我國東部平原地區(qū)湖泊演變的長期主導(dǎo)因素仍然是氣候變化.以上關(guān)于四大區(qū)域末次盛冰期以來湖泊環(huán)境與古氣候變化的綜述,在區(qū)域?qū)Ρ扰c解釋湖泊環(huán)境的時空差異方面依然存在不少分岐,究其原因,除了年代學(xué)測試精度之外,主要表現(xiàn)在:(1)如何加深理解湖泊的類型、湖底地形、地理位置(海拔、景觀帶等)的差別及其對氣候變化的響應(yīng)特點,這將有助于統(tǒng)一認識同一區(qū)域不同湖泊記錄的差異;(2)末次盛冰期的湖泊沉積記錄序列很少,高分辨率的序列更少,目前青藏高原與西部的信息大多來源于湖泊階地.在低海面、夏季風(fēng)減弱,冬季風(fēng)盛行的背景下,研究冬季風(fēng)控制的干冷氣候范圍、受西風(fēng)控制的冷濕氣候范圍以及兩者的交匯區(qū)亟待開展;(3)對于全新世水熱配置最佳期,東部濕潤區(qū)和西部干旱區(qū)的湖泊記錄之間存在明顯的相位差,這一現(xiàn)象是季風(fēng)環(huán)流的環(huán)境效應(yīng)導(dǎo)致的“穿時特征”,還是不同環(huán)流系統(tǒng)空間格局的產(chǎn)物,有待深入研究;(4)湖泊的形成、湖泊的擴張或收縮(湖面上升或下降)取決于湖泊流域水量平衡,簡而言之,即降水與蒸發(fā)的關(guān)系.在關(guān)注湖泊水量變化的同時,加強水汽來源的研究,可能是解開末次間冰階晚期大湖期、末次盛冰期較高湖面、全新世不同時期高湖面爭論的一把鑰匙.3氣候變化驅(qū)動湖泊環(huán)境自然過程湖泊環(huán)境演變主要受3方面的驅(qū)動機制影響,即:構(gòu)造運動、氣候變化和人類活動.構(gòu)造驅(qū)動主要表現(xiàn)在湖盆形成和長時間尺度演化方面,即地貌-沉積旋回的控制;氣候驅(qū)動是無時不在地發(fā)揮著作用,既可與構(gòu)造運動組合表現(xiàn)為長時間尺度(106~104a)的影響,也可以與人類活動組合體現(xiàn)為較短時間尺度(102~101a)的環(huán)境波動.而人類活動的驅(qū)動則僅發(fā)生在歷史時期,其作用強度在一些地區(qū)已經(jīng)超過自然驅(qū)動力.我國大陸范圍內(nèi)最令人關(guān)注、影響最為深遠的構(gòu)造運動是青藏高原隆升及其伴生的環(huán)境效應(yīng),它不僅在高原自身的湖泊記錄中留下印記,也通過對亞洲季風(fēng)的控制作用,給周邊的湖盆環(huán)境帶來重要影響.氣候變化對湖泊環(huán)境的影響最主要表現(xiàn)為亞洲季風(fēng)氣候與西風(fēng)氣候在中國區(qū)域的共同作用,包括東亞冬、夏季風(fēng)的消長,導(dǎo)致占中國大陸面積一半以上的西部地區(qū)干旱化,進而影響到湖泊環(huán)境的演變,促使其向封閉的咸水湖、鹽湖方向發(fā)展;而廣大東部和南部季風(fēng)區(qū)呈現(xiàn)溫暖濕潤的環(huán)境特征,湖泊多屬外流的淡水湖泊.其次,亞洲季風(fēng)氣候作為全球氣候系統(tǒng)的一個重要組成部分,在萬年尺度上與太陽輻射和全球冰量[69~71]密切相關(guān),受低緯海氣相互作用和高緯陸氣相互作用的驅(qū)動,湖泊環(huán)境演變在萬-千年尺度上有著深深的季風(fēng)氣候影響的烙印,以下從不同時間尺度探討湖泊演變的驅(qū)動機制.3.1高原造山帶的沉積特征關(guān)于青藏高原隆升過程的氣候環(huán)境效應(yīng)已有大量研究成果,在隆升階段上大致可分為22~20,15~12,8~7,3.4~2.5Ma四大階段[72~74].3.4Ma以來的強烈隆升過程可以從湖相沉積記錄中得到印證,高原外圍許多盆地內(nèi)大規(guī)模堆積的礫石層,如臨夏盆地3.4Ma的礫石層標志該時期古湖泊的形成,與其同期對應(yīng)的還有河西走廊的玉門礫巖、塔里木盆地西昆侖北側(cè)的西域礫巖等.中國北方的泥河灣盆地、三門峽盆地、榆社盆地以及南亞的克什米爾盆地等堆積物都是同期構(gòu)造運動的產(chǎn)物.在高原內(nèi)部也出現(xiàn)很多斷陷盆地,如昆侖山埡口地區(qū)3.4Ma開始拉張下陷并堆積的礫石層,中段定日盆地于3.4Ma接受布拉加組河湖相沉積等,而青藏高原中部的錯鄂直到2.8Ma才斷陷成盆.3.4~2.5Ma期間青藏高原的構(gòu)造運動是區(qū)域成盆成湖的主導(dǎo)因素,它包括高原本身以及云南高原,緊隨構(gòu)造隆升之后是一個季風(fēng)增強時期,降水增多,盆地積水成湖,水深也較大.如西藏那曲的錯鄂湖、云南鶴慶古湖等均表現(xiàn)得十分典型.第四紀期間最值得關(guān)注的是中更新世的構(gòu)造運動,這次構(gòu)造運動導(dǎo)致氣候環(huán)境的劇烈變化被稱之為“中更新世革命”.全球氣候在中更新世發(fā)生轉(zhuǎn)型,冰期旋回由40ka向100ka轉(zhuǎn)變,從而使冰期延長.青藏高原在該時期發(fā)生劇烈隆升,導(dǎo)致高原全面進入冰凍圈,并發(fā)育了大規(guī)模的冰川,位于高原中部的錯鄂湖在0.78Ma以后被冰川覆蓋而停止了沉積.高原外圍表現(xiàn)為盆地被切穿,以及大水系格局的形成.例如黃河上游臨夏盆地被黃河切開,形成蘭州盆地的最高階地;在三門峽的平陸發(fā)現(xiàn)該次運動造成上、下三門組的角度不整合;長江三峽大致也在這一時期貫通東流.這次構(gòu)造運動還在高原周邊拉張出一些深湖盆,如高原東北部若爾蓋古湖盆在0.9Ma形成并接受沉積;云南鶴慶古湖盆也在0.9Ma左右發(fā)生拉張,使得湖盆與周圍山地的高差拉大并導(dǎo)致湖水加深,沉積物中孢粉顯示垂直植被帶譜更加發(fā)育,植物多樣性指數(shù)明顯增加.我國大地貌大水系的格局很可能定格于該時期.3.2青海湖地區(qū)氣象條件全球氣候變化的驅(qū)動因素主要是地球軌道攝動(軌道參數(shù):偏心率、地球傾斜度和歲差)使到達地表各緯度的太陽輻射量發(fā)生變化,進而驅(qū)動全球氣候的周期性變化.深海沉積和黃土記錄已經(jīng)較好地揭示了全球氣候的周期變化以及冰期-間冰期的氣候旋回.對云南鶴慶湖泊深鉆巖芯研究表明,地球軌道參數(shù)變化是控制盆地內(nèi)2.78Ma以來古環(huán)境與古氣候變化的主要因素,在0.9Ma以前該地區(qū)氣候主要受海洋影響,表現(xiàn)為低緯驅(qū)動的信號;0.9Ma以后,隨著青藏高原的隆升,全球冰量變化對氣候的影響開始在該地區(qū)顯現(xiàn),北極冰蓋增大對氣候周期的影響通過大氣環(huán)流影響到該區(qū),導(dǎo)致該地區(qū)氣候周期由41ka向100ka轉(zhuǎn)變.再以研究較為深入的青海湖為例.從萬年尺度上來看,青海湖地區(qū)自15.5calkaBP左右氣候開始轉(zhuǎn)暖,指示東亞季風(fēng)加強.12.0~7.5calkaBP期間孢粉濃度、有機C和N含量明顯增高,介形類殼體δ18O減小,表明湖區(qū)溫度和濕度明顯增加,其中孢粉濃度及有機C和N含量分別于11.0和8.5calkaBP左右時出現(xiàn)峰值,而介形類殼體δ18O在11.5~7.5calkaBP期間整體出現(xiàn)偏負的峰值段,考慮到不同指標對湖區(qū)溫度和濕度敏感程度的不同,8.5calkaBP左右應(yīng)該是青海湖地區(qū)溫度和降水組合的最適宜期,指示東亞季風(fēng)的強度此時達到了最大.中國區(qū)域內(nèi)大量地質(zhì)資料的對比以及數(shù)值模擬的結(jié)果也表明,我國北方地區(qū)東亞季風(fēng)盛行的鼎盛期在9.0calkaBP左右.自5.8calkaBP左右開始,氣溫下降、濕度減小,東亞季風(fēng)強度減弱.末次盛冰期以來,北半球夏季太陽輻射自15.0calkaBP開始增強,10.0calkaBP左右達到最強,5.0calkaBP左右開始逐步減弱.由圖2可以看出,由孢粉濃度、介形類殼體δ18O和有機C和N等指標所反映的2萬年以來青海湖東亞季風(fēng)增強、盛行和衰退的時間,同北半球夏季太陽輻射的增強、達到最大以及減弱的時間基本上是一致的,表明在萬年尺度上東亞季風(fēng)的源驅(qū)動力與太陽輻射有關(guān).3.3湖泊水文水化特征千年尺度上的中國湖泊環(huán)境變化則更加復(fù)雜,這也是由湖泊自身的區(qū)域特性所決定的,總體而言,千年尺度的湖泊環(huán)境變化受區(qū)域降水量,尤其是有效降水(P-E)的控制.薛濱等人完成的晚第四紀湖泊數(shù)據(jù)庫詳細記錄了我國不同區(qū)域千年尺度的湖泊水量變化.該數(shù)據(jù)庫中湖泊古水量變化是建立在對逐個湖泊鉆孔剖面沉積物性質(zhì)、水生植物花粉及其他微體生物組合與豐度的變化、湖泊和盆地的地貌證據(jù)、考古及歷史文獻記載等系統(tǒng)分析基礎(chǔ)上.數(shù)據(jù)庫盡可能綜合多項證據(jù),對湖泊過去水量狀況作出統(tǒng)一的解釋.同時為了與全球其他古湖泊數(shù)據(jù)庫統(tǒng)一系統(tǒng)地排除了那些受非氣候因素(如洪水、火山活動、構(gòu)造運動、流域侵蝕、人類活動等)、非直接氣候因素(如冰川融水、海面升降、跨流域地下水)影響的湖泊水量記錄.因此該數(shù)據(jù)庫產(chǎn)生的湖泊古水量記錄能夠較好地反映流域的降水(P)和有效降水(P-E)狀況并作為空間上湖泊水量變化的資料,用于評價、驗證古氣候模型模擬的結(jié)果.顯然,我國大部分地區(qū)現(xiàn)代(0ka)湖泊的水量狀況在其整個演化歷史過程中表現(xiàn)為低湖面特征,處于明顯的水量型缺水狀態(tài);全新世中期(6kaBP)不同區(qū)域水量狀況迥異;末次盛冰期我國西部湖泊表現(xiàn)為中、高湖面,而東部卻以低湖面為主;末次間冰階后期(30kaBP前后)我國西部絕大多數(shù)湖泊表現(xiàn)為明顯的高湖面特征,而東部湖泊的古水量記錄卻極少.湖泊水量變化的宏觀驅(qū)動機制主要源自氣候系統(tǒng)的季風(fēng)與西風(fēng)相互作用的結(jié)果.千-百年尺度上的湖泊環(huán)境變化也與氣候系統(tǒng)的不穩(wěn)定性密切關(guān)聯(lián).仍以青海湖為例,環(huán)境指標重建的晚冰期以來青海湖環(huán)境變化受氣候的不穩(wěn)定性影響,這種不穩(wěn)定性同格陵蘭GISP2冰芯所揭示的氣候特征具有較好的相似性和可比性(圖2).晚冰期以來氣候的不穩(wěn)定性在中國其他地區(qū)也同樣存在[87~89].因此,青海湖及中國其他地區(qū)晚冰期以來氣候的不穩(wěn)定性表明了千-百年尺度東亞季風(fēng)的變遷可能同北大西洋地區(qū)的氣候存在著某種機制上的聯(lián)系,或者說千-百年尺度上東亞季風(fēng)的驅(qū)動機制與北半球冰蓋可能有關(guān).在全新世時段內(nèi),研究發(fā)現(xiàn)全新世的氣候存在8.2calkaBP左右的冷事件和具有周期性(約1.5ka)波動的不穩(wěn)定特征.中國全新世氣候也有類似的變化,8.2calkaBP左右的冷事件在許多地區(qū)均有反映,陳發(fā)虎等人對夏季風(fēng)邊緣區(qū)石羊河終閭湖泊沉積記錄的研究表明,全新世夏季風(fēng)可能具有1.6ka的顯著周期,并同格陵蘭冰芯和北大西洋深海沉積所揭示的冰筏事件具有較好的可對比性.3.4人類活動對湖泊富營養(yǎng)化的影響不斷增強,湖泊富營養(yǎng)化的進一步深化進展迅速,制約了湖泊富營養(yǎng)化過程、兩近代湖泊環(huán)境的變化,特別是短時間尺度如百年來的環(huán)境變化與人文因素密切相關(guān).湖泊沉積是研究人與自然相互作用的重要信息載體,面對當(dāng)前日益嚴重的湖泊及其流域生態(tài)環(huán)境問題,需要有效區(qū)分人類活動的影響分量,充分發(fā)揮湖泊環(huán)境變化研究在制定湖泊環(huán)境修復(fù)和治理對策方面的潛在優(yōu)勢.一個早期人類活動影響湖泊環(huán)境演變的實例是云南洱海人類活動與流域生態(tài)環(huán)境變化的研究.該地區(qū)人類活動從6370calaBP開始,主要表現(xiàn)為對森林植被的選擇性砍伐,使垂直森林植被帶譜出現(xiàn)明顯退化,不同高度的多元植被組合(鐵杉-青岡櫟-硬葉櫟-栲-松組合)被以松為主的次生林植被所取代,由此也導(dǎo)致了土壤侵蝕作用的增強,入湖粗顆粒物質(zhì)和碳酸鹽增多.2140calaBP后,隨著人口的快速增加,森林植被遭大量砍伐,森林覆蓋率(孢粉濃度)急劇下降.隨后耕作農(nóng)業(yè)和原始礦業(yè)開始出現(xiàn),導(dǎo)致耕作土壤流失加重,沉積物的磁化率和重金屬(Pb,Zn)濃度明顯增高.歷史時期人類活動對長江中下游湖泊的影響不斷增強,導(dǎo)致湖泊富營養(yǎng)化.由于缺乏長期的水質(zhì)監(jiān)測數(shù)據(jù),人類干擾前這些湖泊的自然營養(yǎng)本底水平、后期湖泊富營養(yǎng)化過程、富營養(yǎng)化速率以及發(fā)展趨勢和原因并不清楚.利用湖泊沉積記錄以及硅藻-湖水總磷濃度轉(zhuǎn)換函數(shù)等定量手段,對長江中下游地區(qū)不同類型湖泊(如草型和藻型湖泊)的湖水總磷濃度進行診斷(表1),從歷史演化的角度揭示出該地區(qū)湖泊的自然營養(yǎng)本底值.長江中下游湖泊沉積記錄與歷史記載的對比研究揭示,干旱氣候也可以引起湖水可溶性營養(yǎng)鹽的富集,但歷史時期江湖連通順暢,每一次洪水事件可以達到減輕和消除湖泊水體富營養(yǎng)化的效果,表現(xiàn)為湖水總磷濃度發(fā)生較大變幅后又在短期內(nèi)迅速恢復(fù)到本底水平.然而,最近50年來該區(qū)域湖泊持續(xù)富營養(yǎng)化,強度超出了歷史時期的任何時段.分析其原因可能與人為閘壩建設(shè)阻斷江湖聯(lián)系密切相關(guān)湖泊的圍墾和通江湖泊建閘延長了湖泊的換水周期削弱了湖泊的自凈能力,延長了溶解性營養(yǎng)鹽在湖泊中的滯留時間.百年尺度上氣候和人類活動對龍感湖營養(yǎng)物質(zhì)演化的定量研究表明,1950年之前氣候變化是控制龍感湖營養(yǎng)狀態(tài)變化的主要因素,但1950年以后人類活動成為主導(dǎo)因素,其對沉積物總磷和湖水總磷變率的貢獻已分別占到總量的60%和57%.總之,湖泊環(huán)境指標體系復(fù)雜,有陸源、內(nèi)源、混源、人類活動影響等信息,導(dǎo)致環(huán)境解釋時有多解性和不確定性,因此,需要多環(huán)境指標的綜合判識.湖泊沉積作為過去全球變化研究的重要信息載體,受到全球、區(qū)域、局部等不同類型和多因素影響,表現(xiàn)出湖泊環(huán)境變化有不同時間尺度上的規(guī)律與驅(qū)動機制上的差異.如何準確地理解湖泊環(huán)境變化的各種過程與驅(qū)動機制,是當(dāng)今地球科學(xué)界研究的熱點,其深入發(fā)展也勢必帶來科學(xué)上更多新認識和新思想.4關(guān)于研究以下提出湖泊時空演變與驅(qū)動機制研究亟待深入的若干領(lǐng)域:4.1構(gòu)建生態(tài)環(huán)境要素和定量分析現(xiàn)有湖泊沉積多種環(huán)境指標研