可可西里地区湖泊演化*，本文主要内容关键词为：可可西里论文,湖泊论文,地区论文，此文献不代表本站观点，内容供学术参考，文章仅供参考阅读下载。
提 要 通过层序地层学和同位素年代学的研究表明，自32 000aB.P.以来可可西里地区湖泊盆地至少经历了七次湖泊大水期。利用水体离子域聚类分析和综合分析，确定了湖泊演化过程中的阶段性和方向性，阐明了区内湖泊在其耗散结构系统中的时空位置，并指出离子域和物质流的发展趋向，用地球场效应关系建立了可可西里地区湖泊的演化模型。
关键词 湖泊大水期 物质流转变 湖泊演化 可可西里
可可西里地区湖泊盆地主要由晚新生代以来青藏高原整体持续抬升中的差异运动（相对沉降作用）所形成。本区地壳结构及其滑脱面进一步控制了其内部小区域（湖泊盆地及其周边山系）的升降运动。可可西里地区新构造作用强烈，发育北西西向、北西向和北东向断裂系构成的构造网络，控制了湖泊盆地的菱形边界和带状展布。
1 湖泊演变事件
根据野外地质调查和湖泊沉积层同位素年代测定，可可西里地区湖泊盆地自3.2×10[4]a以来经历了数次湖泊大水期。按照层序地层学与[14]C年龄的对应关系所反映的层序－年龄事件，自晚更新世以来可可西里地区湖泊的大水期可划分为如下七个阶段（或七期）。
1.1 32000aB.P.以前大水期
以苟鲁措湖岸阶地剖面为代表，高出现今湖面2-3m，出露部位受湖泊涌浪带的扰动较大。剖面上部为黄褐色砂砾层，厚15-20cm；下部为黑灰色钙质淤泥，揭露40cm，呈半冻结状，顶部取样[14]C测年数据为32510±2109aB.P.。这是可可西里地区综合科学考察期间(1989-1990)所获最老的湖岸沉积层的测年数据，代表本区湖泊的第一次大水期。
1.2 22000-18000aB.P.大水期
以乌兰乌拉湖一级湖滩岩[1]沙堤剖面、苟纠麦尕沟河流泥火山剖面和西金乌兰湖中部干盐湖老盐层溶蚀剖面为代表。(1)乌兰乌拉湖一级湖滩岩沙堤（即第一条沙堤）剖面：距湖水约250m，高出湖面约1.5m，棕褐色湖滩岩碎片呈弧带状展布，[14]C测年数据为18217±390aB.P.。(2)苟纠麦尕沟河湾泥火山掀露的湖相沉积剖面：埋深42-57cm，灰黑色含粘土粉砂，[14]C测年数据为18530±415aB.P.，上复黄褐色与灰黑色粉砂粘土及细砂互层。(3)西金乌兰湖中部干盐湖剖面：石盐层出露厚度0.55m，0.35m处发育溶蚀镜面，其底面石盐U系法测年数据为22100±1840aB.P.。这三条剖面代表了本区湖泊的第二次大水期。
1.3 15000-13000aB.P.大水期
以节约湖钻孔剖面和盐湖（海丁诺尔以东）干滩剖面、乌兰乌拉湖湿滩剖面为代表。(1)节约湖钻孔剖面：近岸水深0.8m处，用硬塑料套管打击采取岩芯，湖底埋深24-30cm处青灰色淤泥（结构致密）[14]C测年数据为13409±569aB.P.，上复青灰色与黄褐色含砾淤泥互层。(2)盐湖（海丁诺尔以东）干滩部面：距湖水约50m，高出湖面约1m，呈缓坡地形，埋深0.3-1.0cm处黑灰色粉砂[14]C测年数据为13618±299aB.P.；上复薄层(0.1-0.3cm)黄褐色淤泥粉砂，并在底部有红褐色氧化微层；下伏灰褐色细－中砂层。(3)乌兰乌拉湖湿滩剖面：湖湾近水边滩，埋深5-10cm处青灰色含淤泥粉砂[14]C测年数据为12359±253aB.P.；上复微层(1-2mm)盐片和薄层(3-5cm)黄褐色细砂层，底部有铁染斑块；下伏褐色及青灰色粉砂互层。这3条剖面代表了本区湖泊的第三次大水期。
1.4 10000-8000aB.P.大水期
以乌兰乌拉湖深水沉积剖面及二级湖滩岩沙堤剖面、卓乃湖微阶地剖面和苍措以及布南湖剖面为代表。(1)乌兰乌拉湖深水剖面：马池湖中心位置，水深6.9m，用Piston取样器采样，湖底埋深50-60cm处灰黑色淤泥[14]C测年数据为11313±212aB.P.；上复浅黑色与灰褐色淤泥互层，表层含粉砂。(2)乌兰乌拦湖二级湖滩岩沙堤剖面：距湖水约160m，高出湖面约0.5m，浅棕褐色湖滩岩碎片呈弧带状展布，[14]C测年数据为10997±252aB.P.。(3)卓乃湖微阶地剖面：距湖边15m，高出湖面约0.5m，埋深48-63cm处黑色淤泥粉砂夹眼子菜[14]C测年数据为10124±228aB.P.；上复灰褐色淤泥粉砂与粉砂淤泥及微层半腐烂眼子菜的互层；下伏岩砾层。(4)苍措（84道班）剖面：苍措中心位置，卤水深10cm，埋深5-10cm处黑色淤泥[14]C测年数据为9810±210aB.P.；上复棕红色粉砂（厚约2cm），表层为石盐（厚3cm）。(5)布南湖中小丘剖面：为新构造活动形成的地表形变鼓包，因受基底断裂错动的影响，地层层序发生平卧，在埋深40-50cm处植物层[14]C测年数据上部为7996±183aB.P.；下部为8111±192aB.P.；上复细砂与粗砂互层，下伏紫红色与灰绿色粘土互层。这5条剖面代表了本区湖泊的第四次大水期。
1.5 6000-5000aB.P.大水期
以可可西里湖子湖剖面和库赛湖子湖剖面为代表。(1)可可西里湖子湖剖面：东部子湖浅滩，条带状黑色含粉砂淤泥[14]C测年数据为5580±163aB.P.；表层为微层棕色淤泥。(2)库赛湖子湖剖面：东南部子湖干滩，埋深20-30cm处黑灰色粉砂夹植物纤维[14]C测年数据为6024±172aB.P.；上复黄褐色含淤泥粉砂；下伏淡黄色淤泥及含砾粗砂。这两条剖面代表了本区湖泊的第五次大水期。
1.6 3000-2200aB.P.大水期
在青藏高原气候变迁的研究中，3000-2000aB.P.是处于凉温交替气候期[2]；在昆仑山南缘可可西里地区有水系相连的柴达木盆地中南部盐湖区洪水事件[3]的研究中，3000aB.P.存在一次大水期。可可西里地区布南湖阶地剖面：0-40cm，冰碛相砾石层；40-60cm，河湖交互相含泥细砂层；60-90cm，冰碛相砾石层；90-100cm，河湖交互相含泥粉砂层；100-130cm，冰碛相砾石层；130-145cm，河湖交互相粘土粉砂层；145-175m（未见底），冰碛相砾石层。根据布南湖冰碛剖面与现代冰川的迭加位置以及青藏高原第四纪冰川遗迹[4]的对应关系，布南湖冰碛剖面的第一层冰碛年龄相当于2000aB.P.；其下伏的河湖交互相沉积（相对年龄为2200aB.P.）代表了本区第六次大水期。
1.7 1500-800aB.P.大水期
以可考湖古砂堤剖面为代表。其剖面如下：湖岸古砂堤高出湖面4.5m，距湖水约25cm，砾石砂堤内埋深10-20cm处眼子菜层（基本未腐烂）[14]C测年数据为777±127aB.P.。另外，在青藏高原近代气候变迁过程中，1500aB.P.以来也存在气候波动变化[2]。可考湖古砂堤剖面具最新的湖相沉积物同位素年龄，代表了本区湖泊的第七次大水期（即最近一次大水期）。
综上所述，自晚更新世以来，可可西里地区湖泊在其演变过程中经历了至少七次大水期。湖泊大水期剖面及时间序列表明，大水期气候是处于暖湿状态（剖面中均存在有机质腐殖层及水生植物残体，并且局部出现碳酸盐分异沉淀物）；相对而言，大水期间隔阶段－间水期[5]的气候表现为冷干状态。本区现代湖水的主要来源依赖于大气降水及冰雪融水，现代冰川活动必将影响湖泊的变化；宏观调查表明，本区近代冰川作用与湖泊演变事件的对应关系为冰期对应于间水期、间冰期对应于水期。
2 湖水变质途径
内陆湖泊在汇水积潴以后，由于所溶岩石矿物元素组分转移的加积效应和化学元素离子间的缔合效应，其湖水便要产生复杂的变质作用。在环境因素的影响下，湖水可以发生前进变质作用或后退变质作用[6]。如气候环境持续向干旱化转变，湖泊则由低级浅变质向高级深变质（即盐湖化）方向发展；如气候环境持续向湿润化转变，湖泊则出现逆向变质（即淡化）。湖水的这两种变质方向在自然界呈间歇发展，即湖水在主体变质发展的过程中，可以存在间歇的相反方向的变质阶段。可可西里地区湖泊在第四纪初形成以后，所处气候环境主体变迁趋势是由相对湿润向干旱化持续发展的；湖水的变质方向必然要受到这种气候环境的制约，气候的间歇动荡变化也使其遭受了逆向扰动，如水期的湖泊扩展及淡化。本区现代湖泊水型繁杂，性质不同的各种湖泊交错展布，表明本区湖泊变质过程十分复杂。
根据天然水未饱和流连续演化的模式[7]，对水体离子域随机聚类分析表明，可可西里地区水体演变有三种主体途径（图1）：即Cl离子域、SO[,4]离子域、CO[,3]离子域。天然水未饱和流的这三种演化途径与饱和流的演化类型能够协调地对应起来，即Cl离子域对应着氯化物类型，SO[,4]离子域对应着硫酸盐类型，CO[,3]离子域对应着碳酸盐类型。图1给出了未饱和流的水型对应位置，也标明了天然水饱和流相应出现的沉淀物，同时也表征未饱和流向饱和流转化的过程中可能析出的盐类矿物。在天然水对等演变的前提下，一种主体水型域由于副矿物元素化学组成及离子选择性缔合作用的影响，也可以出现与之处于平行位置的局部范围内派生的水型结构或相应的矿物组合。
可可西里地区水体演变途径构型表明，绝大多数湖泊和大部分水系均处于Na-C1水型域，如水体达到饱和流状态便可析出石盐（本区大多数盐湖也位于这个水型域）；仅有一个湖泊位于Na-Mg-Cl水型域，即本区矿化度最高的盐湖——苍措，它已超过Na-Cl饱和流的石盐沉积阶段，如水体继续浓缩将进入光卤石析出阶段（即Na-Mg-Cl饱和流）；区内泉水大多处于Na-Mg-Cl未饱和流状态。其次，大气降水均位于CO[,3]离子域未饱和流状态；由于大气降水过程中水的不同赋存形式，受到外界自由正电荷离子的选择性缔合效应影响，可细分为Ca-CO[,3]（雪、雹、冰川水）、Ca-Mg-CO[,3]（冰川）以及Na-Mg-CO[,3]（雨）等水型域。还有部分水系受流域基岩性质的影响也处于Ca-CO[,3]（海丁诺尔水系）和Ca-Mg-CO[,3]（岗齐曲和可考湖水系）未饱和流状态。另外，个别水系（如太阳湖补给水系）受古膏盐岩系的溶蚀影响较大而位于Ca-SO[,4]未饱和流水型域。
图1 可可西里地区水体演变途径
Fig.1 Evolution channel of water body in Kekexili region
1.明镜湖；2.康曲上游小湖；3.太阳湖(89)；4.葫芦湖；5.可考湖(89)；6.乌兰乌拉湖(89)；7.卓乃湖(89)；8.荀弄措潜水；9.苟鲁措西台小湖；10.苟鲁措；11.改日娃措；12.涟湖；13.乌兰乌拉湖；14.西金乌兰湖；15.节约湖；16.苟鲁山克措；17.岗曲中段小湖；18.勒斜武担湖；19.五仙湖；20.玛章错钦；21.苟弄措南山湖；22.连湖西湖；23.白云湖；24.太阳湖；25.布南湖；26.饮马湖；27.饮马湖潜水；28.可考湖；29.可可西里湖；30.卓乃湖；31.海丁诺尔；32.盐湖；33.库赛湖；34.可可西里湖东端子湖；35.苟弄措；36.苟鲁措西端子湖；37.苍措；38.五雪峰冰蚀湖；39.楚玛尔河上游小湖；40.雪；41.冰雹；42.雨；43.冰川；44.冰川水；45.泉水；46.楚玛尔河；47.沱沱河；48.红水河；49.青新峰沸泉（浅部）；50.青新峰沸泉（深部）；51.青新峰冰水；52.苟鲁措水系；53.岗齐曲；54.乌兰乌拉湖水系；55.西金乌兰湖水系；56.勒斜武担湖水系；57.饮马湖－可可西里湖水系；58.海丁诺尔水系；59.可考湖水系；60.太阳湖水系
本区天然水演变中掺杂作用[8]也比较强烈。经过统计，可可西里地区小于1km[2]的小湖很多，有些小湖的发育部位特殊，受泉水、深部水和表生作用（盐未化）的影响较显著，出现交混型未饱和流水型域，如岗齐曲钙碱性岩体山前小湖(17)和五雪峰高地冰蚀湖(38)呈Ca-Cl-SO[,4]未饱和流状态。也由于流域不同的岩性交错影响出现Ca-Mg-SO[,4]-SO[,3]未饱和流状态，如饮马湖－可可西里湖水系(57)。还由于受季节性和构造部位的控制，发生较大的汽水交换影响，可以出现Cl-CO[,3]离子域的未饱和流状态，如Ca-Cl-CO[,3]水型——红水河(48)、Mg-Cl-CO[,3]水型——青新峰汽泉（浅部水）(49)等。
综观上述，可可西里地区湖泊及其补给水系的演变途径以Cl离子域为主、其次为SO[,4]离子域，大气降水均为CO[,3]离子域；其它派生及掺杂的水型多受特殊的补给来源、表生作用和构造部位的控制。
3 湖泊演化过程
可可西里地区现代湖泊的发育历史可以追溯到第四纪初期，湖泊盆地的演变事件证明，末次冰期以来区内湖泊至少经历了七次水期与间水期，反映出湖泊间歇动荡的变化特征。区域地质资料表明，区内湖泊的发展伴随着区域气候条件的变化和青藏高原的持续抬升，呈整体向干涸和缩小的方向发展的趋势。
3.1 演化阶段
根据可可西里地区湖泊的基本构成及组分属性，其演化阶段可划分为孕育期、咸化期和成盐期。
孕育期：湖泊水质清淡，其化学元素组分含量较低，优势组分浓度比差关系不太明显，基本组分构成比较均匀，湖泊还处于一种混沌结构状态。经过对区内湖泊的组分计算和统计，处于这个阶段的湖泊包括淡水湖和半咸水湖。它在本区湖泊中的数量相当大，占湖泊总数的77%以上。水体理化参数测算表明，本阶段湖泊的总矿化度＜16g/L，pH为6.8-9.2，相对密度为1.00-1.01。
咸化期：湖水中溶质明显增高，其化学元素组分浓度较大，出现优势组分含量强度峰值，水质咸化，水体化学分异较显著，物质结构中已出现自组织[9]作用，但表现的还不强烈，是一种过渡状态。本阶段湖泊约占区内湖泊总数的13%，包括了所有的咸水湖，其总矿化度为27-37g/L，pH为6.6-8.6，相对密度为1.015-1.035。
成盐期：湖水是饱和流（或近饱和流），其化学元素组分含量达到最大峰值，出现湖水相变的产物——化学蒸发盐沉积，湖泊的固液相物质均具备有序[9]结构。湖水发育呈有序分异的水化学岩相带[10]，化学盐类也出现有序沉淀的矿物组合，即湖泊达到高级分异状态——有序态势。本阶段湖泊约占区内湖泊总数的10%，包括区内全部盐湖，总矿化度为105-357g/L，pH为6.7-7.8，相对密度为1.08-1.25。
本区湖泊在外界环境条件影响下，由原来无序状态经自组织作用达到有序状态，这在区内湖泊理化参数的演替中（图3）表现得十分清楚。本区湖泊有序度的排列为，混沌态（孕育期）－组织态（咸化期）－有序态（成盐期），其比率为77:13:10；这种宽底低尖的金字塔结构说明，可可西里地区湖泊蕴藏的自组织能量还很大，即湖泊朝成盐期发展的潜力是巨大的。
3.2 演化方向
根据湖水成分分析数据，本区湖泊组分变化比较复杂，受区域地质环境及气候因素的影响较大。
阳离子域的变化：本区水体组分分析表明，湖水在由淡水湖→半咸水湖→咸水湖→盐湖方向的演变过程中，其阳离子域的组分浓集度以Ca→Na+K→Mg的方向变化。在半咸水、咸水和卤水（盐湖）区存在Na+K先升后降的趋势，是钠盐析出后湖水的扰动变化；这与区内半咸水湖和咸水湖的局部地段（湖湾及浅滩地带）出现少量盐碱沉淀以及滨水（湖边和河边）地段大多发育盐碱结皮的事实是相符的，卤水（盐湖）区石盐大量沉积以后，亦必然导致湖水Na+K浓度的降低。区内湖泊普遍贫Ca，Ca的溶解与大气中CO[,2]及水中碳酸盐的平衡有关，它主要受高原气候环境下物质交换作用的制约。
阴离子域的变化：本区水体组分分析表明，湖水在由淡水湖→半咸水湖→咸水湖→盐湖方向的变化中，其阴离子域的组分浓集度由CO[,3]+HCO[,3]→Cl→SO[,4]的方向变化，本区水体存在高Cl和SO[,4]偏低的趋势。区内地表水Cl离子含量均较高，它与古盐类沉积的表生侵蚀作用有密切联系；另外，晚新生代火山活动的强烈喷发作用也为水体溶解Cl离子准备了丰厚的物质条件。区内湖水SO[,4]偏低、地表水CO[,3]含量很低与影响古膏盐层(CaSO[,4])大量分解的机制有关，反映出区域气候环境条件对湖泊水体结构的影响。
物质流的变化：本区湖泊离子域组分演变中具有高Na+K、贫Ca和富Cl低SO[,4]等趋势，表现了湖水物质流变化的Na-Cl饱和流与Ca-SO[,4]未饱和流的基本属性。区内湖水物质流的基本属性，与区内湖泊发育狭窄的浅滩碳酸盐（水碱和方解石）沉淀和大量的水下石盐沉积的事实是相吻合的，硫酸盐析出仅偶尔混杂在有石盐沉积的滨岸浅滩地带。本区大多数湖泊处于水体变质过程中的硫酸盐阶段，很显然迭加的NaCl饱和流的形成与区域地质环境背景条件息息相关，是湖水物质流转化过程中的异常扰动组分。湖水物质流的变化状态表明，区内湖泊在其演化历程中，仅越过短暂狭窄的Na-Ca-CO[,3]饱和流而进入漫长宽阔的Na-Ca-SO[,4]不饱和流状态，Na-Cl饱和流是由区域性扰动因素（如古盐类的溶解和火山喷发作用或局部构造作用等）迭加所致的异常现象。随着石盐的大量析出，湖水物质流还得重复出现Na-Cl饱和流；继而再重返Na-Cl饱和流，进入湖泊演化的高级阶段。
由上可知，可可西里地区湖泊演化方向为：(1)阴离子域以CO[,3]+HCO[,3]→Cl→SO[,4]→Cl方向发展；(2)阳离子域以Ca→Na+K→Mg→Na+K方向发展；(3)物质流由未饱和流向饱和流转变，其相应的矿物析出顺序为水碱+方解石→石盐+芒硝→泻利盐+石膏+芒硝→石盐+光卤石。
4 湖泊演化模型
湖泊在其漫长的演变过程中，地球场效关系必然对湖泊的形成及发展施加影响。所谓地球场效关系，即是地体在演化过程中，始终遭受到各种地球场（物质场、物理场、化学场、生物场等）的长期作用，各种地球场之间维持着严密控制的成生关系，并可相互迭加和改造，它的动力学机制是地球运动的基本动力系统。可可西里地区湖泊演化过程的地球场效关系如图2。
图2 可可西里地区湖泊场效演化模型
Fig.2 The field effect evolution pattern of lakes in Kekexili region
湖泊场效演化模型表明，可可西里地区湖泊的整体发展还处于低级演化阶段。伴随着青藏高原的持续隆起，可可西里地区的区域环境因素仍将不断的强化，区内湖泊必然要加速向高级演化阶段发展。这也是评价可可西里地区湖泊环境演化及未来变化趋势的基本点。湖泊是地球表面形貌场的自然景观之一，它从形成、发展到消亡的演变历史，仅是地球形貌演变过程中的特化阶段。湖泊所记录的历史事件和其所联系的外部条件，是认识地体演变阶段及其自然环境变化的重要途径。毋庸置疑，可可西里地区湖泊的形成、发展及演化过程，将为本地区自然环境变迁及青藏高原演变历史提供科学依据。
参加此项工作的有陈克造教授，以及李秉孝、蔡碧琴、邵明昱、王华安、山发寿等同志，谨表谢忱。
收稿日期：94-7-30。
* 国家科委、中国科学院、国家环保局、青海省可可西里地区综合科学考察项目。
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