沙漠作为中国干旱区与半干旱区的特殊地貌景观，是内陆干旱化的结果。晚更新世以来尤其是末次冰期沙漠形成大多受气候变化控制，全新世沙漠演化则主要受气候和人类活动的双重影响^[1]。因此，深入研究晚更新世以来典型区域沙漠地貌的演化，可为探讨全球气候变化及其区域响应、认识人类活动和环境变化之间的关系提供科学依据^[2]。位于季风区和西风区过渡带的乌兰布和沙漠生态环境脆弱^[3]，对气候变化敏感，晚第四纪环境变化剧烈；其北部边缘在全新世晚期经受过强烈的人类活动，环境受人类活动和气候变化双重影响，是开展晚第四纪环境变化研究的一个典型区域。深入调查和研究其形成演化历史，对于区域环境演化及其与人类活动的关系的认识和理解，具有十分重要的意义。

自20世纪60年代，侯仁之和俞伟超^[4]对乌兰布和沙漠北部环境变迁的考察研究开始，这一地区的人地关系问题一直受到地学界和考古界的关注^[5]。贾铁飞等^[6]通过乌兰布和沙漠北部全新世沉积地层的对比，结合¹⁴C测年结果，认为全新世风成砂至少形成于两个时期：早全新世，¹⁴C年龄为距今7255a之前；晚全新世，¹⁴C年龄为距今2255a或2630a以近。其沙漠成因被认为主要是自然过程，尽管人类活动也有影响^[6~8]。前人还通过野外考察发现在乌兰布和沙漠腹地曾发育众多盐湖及系列相关湖岸堤^{[9, 10]}。范育新等^[11]基于GPR和钻孔岩芯研究，揭示乌兰布和北部流沙覆盖区的沙丘砂覆盖在古湖沼相沉积层之上。沙丘砂和湖相砂层测年等资料指示乌兰布和沙漠在距今2ka以来逐渐形成，并一直持续至今^{[1, 11, 12]}。Chen等^[13]通过对钻孔岩芯及多个沉积剖面分析和测年，提出覆盖乌兰布和沙漠地区、吉兰泰盆地和河套平原的统一的“吉兰泰-河套”古大湖至少存在于90ka以前，此后逐渐解体和碎片化；乌兰布和沙漠的形成，是由于古大湖的分解以及末次冰期和全新世夏季风的改变造成的。Zhao等^[14]利用DGPS测量及OSL测年技术对沙漠腹地中的湖泊-沙漠地层进行了地层学和年代学研究，认为吉兰泰与乌兰布和沙漠北部早全新世曾经为一统一浅湖，直至约6.5ka前开始萎缩和分解，随后发展为现代乌兰布和沙漠及吉兰泰盐湖。Li等^[15]通过研究沙漠腹地多个钻孔剖面，认为晚更新世乌兰布和沙漠的形成和环境演化可能缘于构造活动和气候变化，晚全新世人类活动影响加重了环境的恶化。以上这些工作促进了区域环境演化历史的认识，但在更小尺度上，吉兰泰-河套古湖内部不同地区之间的差异也普遍存在，并导致各方在诸多认识上存在不小的分歧^[5~7]，通过进一步的调查研究获取更多有关区域环境演变的第一手资料和信息仍是非常必要的。基于野外调查和室内分析结果，本文试图对乌兰布和沙漠北缘与河套平原毗邻地带末次冰期以来的环境变化进行探讨，旨在促进区域环境演化历史的进一步认识和理解。

1 区域地理地质背景

乌兰布和沙漠地处内蒙古自治区阿拉善盟、巴彦淖尔市和乌海市的毗邻区域，北至阴山，与河套平原相邻，东临黄河，南至贺兰山北麓，西至吉兰泰盐池巴彦乌拉山山前(图 1a)，南北长约170km，东西最宽110km，总面积约1×10⁴km^2[9~11]。乌兰布和沙漠地区年、日温差大，降水稀少，属典型的温带大陆性干旱气候。以沙漠西缘的吉兰泰为例，1995~2000年资料^[10]显示，年均温为9.9℃，7月均温为26.3℃，1月均温为-8.7℃；年均降水量107.8mm，集中在夏季，年蒸发量2956.8mm，干旱度指数(P/ETP)达0.036，接近极度干旱区的临界值0.03^[16]。

乌兰布和沙漠北部位于内蒙古自治区西部巴彦淖尔和阿拉善盟境内^[17]，在构造上属于古近纪开始发育的吉兰泰-河套断陷盆地。后者为区域水系汇集的湖泊沉积环境^[9~18]，第四纪时期强烈下沉，在吉兰泰盆地和临河盆地分别堆积厚达300m和1800m的河湖相沉积^[19]，主要由砂质粘土和中粗砂层构成^{[7, 8, 17]}。在黄河冲积物和洪积物上覆盖着时代更新的风成沙丘。本文以内蒙古自治区磴口县巴彦高勒镇以西地区沙漠与河套平原毗邻地带为研究区，其地理坐标大致介于40.1°~40.4°N，106.7°~106.9°E间，在构造上位于磴口-本井断裂的西北侧(断裂下降盘)，通过对其晚第四纪剖面的地面调查和剖面分析(图 1b和1c)，讨论末次冰期以来区内环境变迁，尤其对湖泊退却前后的环境进行重建。

2 材料与方法 2.1 遥感解译与野外调查

DEM和遥感影像解译以及野外考察显示，在黄河进入河套古湖的位置发育着规模巨大的黄河三角洲复合体，其大致范围如图 1a和1b所示，位于磴口-本井断裂的北西侧，显示该断裂北西盘也即下降盘为三角洲沉积提供了堆积空间。乌兰布和沙漠北部主要发育在这个古三角洲复合体上(图 1a)。DEM和1 ︰ 50000数字地形图资料以及陆地成像仪(Operational Land Imager，简称OLI)影像显示，该三角洲复合体在平面上表现出明显不对称的特点(图 1b)。地势较高处的早期三角洲残余位于西南部，高出临河盆地约70m；其顶点大致位于黄河流向从北向转为北东向的位置。表面已遭受一定程度的切割，黄河从其东北侧下切约50m，大致顺磴口-本井断裂向北东方向流动。晚期三角洲主体地面高出临河盆地约15~20m，表面起伏相对较小，三角洲平原形态相对完好；其顶点大致位于磴口以南的现今黄河的位置。三角洲复合体空间展布和表面高程变化特征指示三角洲沿磴口-本井断裂盆地一侧从南西到北东渐次迁移和降低。本文研究区地处三角洲复合体中形成时代较晚的部分(东北部，见图 1b)，位于磴口县城以西，地貌上大致处于三角洲与河套平原之间的毗邻地带(图 1b和1c)。

研究区内沙丘广泛分布，在沙丘间常见湖相地层出露，但表现特征存在空间分异。

研究区北部(靠近乌兰布和沙漠北部的北缘)侵蚀作用较为显著，整体上沙丘较为低矮，丘间地湖相地层出露比例较大，被风沙和流水切割侵蚀的现象普遍。许多地方风蚀残余的湖积台地成片分布，或以残余圆丘成群展布，相对高度约在2~5m。绝大多数残丘顶部为平整台地，其顶部普遍存在薄层褐色粘土，即侯仁之和俞伟超^[4]所称的“红胶泥”，普遍赋存腹足类软体动物化石(螺蛳壳)；且在大范围内高度一致，显示它们在被风沙侵蚀切割之前属于统一的平整地面，此即侯仁之和俞伟超^[4]所称的湖底。台地面上普遍发育似泥裂状不规则裂纹，大量腹足类软体动物介壳呈碎斑状积聚，反映表面在一定程度上也受到风沙和雨水冲刷过程的改造。

研究区南部靠近沙漠腹地一侧，堆积作用更为明显，发育十多列线性排列的高差达50m以上的高大沙丘。单列沿北西-南东向延伸，长约5~10km，个别达20km。列与列之间距离1~2km，地面起伏小，常为荒漠植被覆盖，风沙和流水侵蚀作用相对较弱。湖相堆积地层构成的主体地面大部分为薄层流沙覆盖，但在局部汇流较为集中的纹沟内可见湖相地层的出露，厚度一般不超过1m。个别工程建设揭示的剖面湖相地层出露可达2m以上。这些天然或人工剖面为研究区域湖泊最后阶段的历史提供了有利条件。

野外考察发现的湖相地层剖面规模大小不一，但都表现出正粒序特点，从下到上整体表现为由粗变细的趋势。典型剖面结构为底部以黄绿色粗砂或含砾粗砂层为主，有时可见斜层理，个别地点赋存双壳类生物介壳；中部为黄色中细砂层，水平层理发育；顶层发育褐色粘土层，具水平层理，普遍赋存腹足类生物介壳。在有些地方尤其在靠近沙漠腹地一侧，湖相层顶部常覆有厚薄不一的流沙，明确记录了湖泊-沙漠的转化过程。这些剖面不仅为湖泊退却最后阶段提供了清晰的环境记录，其相似的地层结构也为区域地质对比提供了良好的条件。尤其是湖相层顶部的褐色粘土层平整完好、特征明显、泥裂普遍发育，在研究区内稳定出露，构成识别和重建湖泊环境最后阶段湖底的重要标志。根据野外沿线所见人工或天然剖面出露情况，对所观察的剖面进行人工清理、编录和采样。共调查小型剖面11个，即WL01、WL04、WL05、WL06、WL07、WL08、WL09、WL10、WL11、WL12和WL13，并现场根据出露地层组成物质，有针对性地进行¹⁴C和光释光测年样品的采集，用于约束剖面发育时间和湖相堆积结束的年代。并选择其中3个出露厚度相对较大、剖面层次较丰富的剖面WL01、WL05和WL07作为代表进行详细的沉积学研究，分析其沉积环境的变迁。

2.2 粒度分析

为查明剖面堆积期间沉积环境特征，选择WL01、WL05和WL07共3个典型剖面(图 1b和1c)进行粒度分析，采集样品23个。具体实验步骤为：在野外现场将天然剖面清理平整，根据剖面颜色、粒度组成、结构构造特征等进行层位划分，在代表层内平行层面用平铲采集沉积物作为样品。考虑到沉积地层垂向上的相变，实际采集样品时尽量沿层面方向延伸采集。单个样品重约100g，分别包装和编号后带到室内风干处理。前处理流程为：取250ml烧杯洗净，依次排放；取风干样品约0.2~0.8g放入；加水适量浸泡搅拌，加适量双氧水和盐酸除去有机质和碳酸盐，用1000ml烧杯给各样品烧杯加满去离子水；盖上表皿静置至少24小时；取下表皿盖，用1000ml烧杯移去样品烧杯中的溶液；用移液管吸取0.05M六偏磷酸钠((NaPO)₆)溶液约10ml，加入样品烧杯，摇匀；超声波分散10分钟后备测。

样品测试在SYMPATEC公司HELOS激光粒度仪上完成，其重复性误差小于1 %。采用湿法进样单元。由于样品粒度区间较大，每个样品用R1、R4和R7共3个镜头(量程分别为0.18~35μm、1.8~350μm和18~3500μm)联合测试，每个镜头测试两次后平均。密度设定为2.65，Heywood形状因子设定为1。整个测试过程控制以及样品累积密度分布的解算与合并均由专门的WINDOX控制系统完成。在此基础上基于图解法和矩测定法分别计算各样品中值粒径、标准差、偏度和峰度等参数。其中图解法结果见表 1(矩测定法结果未列出)。

2.3 年代测试

为约束地层堆积年代，本文针对不同的测年材料，分别采用OSL和¹⁴C定年技术。OSL样品主要采集含细粒石英砂的具有一定厚度的岩层。具体采样策略是：选择好采样点后，使用长约20cm、直径约5cm的不锈钢管取样，将一端用避光材料堵塞，另一端垂直打进清理干净的新鲜剖面，待沉积物挤入填充整个样管后取出，迅速用避光材料封口，然后再将两端用黑色塑料袋及胶带密封。室内在选择OSL粒级组时，主要依据是考虑样品之间的对比，当选用的细颗粒组石英太少或者测试效果不理想时依次选用中粒级组、粗粒级组进行测试。光释光信号测量和β辐照均在Daybreak2200型自动化光释光测量仪上完成。本文所用石英粒级组为4~11μm，采用简单多片再生法(SMAR)^[20]。U和Th元素含量用NexION300D等离子体质谱仪测试，K元素含量用Z-2000石墨炉原子吸收分析仪测试；测定方法及其重复性限和再现性限分别执行国标GB/T14506.30-2010和GB/T14506.11-2010。环境剂量测定时，U、Th及其衰变子体对样品环境剂量的贡献用经标定的Daybreak583型低本底厚源α计数仪测定。因为野外采集时样品已经非常干燥，在计算时统一假定含水量为5 %。在剖面WL01获得OSL年龄1个，剖面WL05获得2个。剖面层位见图 2，采样深度和所获年龄数据结果见表 2，年龄范围在距今9.20±1.52~3.26±0.47ka。

¹⁴C测年方法主要用于约束赋存生物介壳的地层年代^[21~23]。通过人工沿剖面特定层位收集生物介壳作为样品备测。用于¹⁴C测年的生物介壳有两种：一种是腹足类软体动物(螺蛳)外壳，主要集中发现于剖面上部代表湖泊最后阶段湖底的褐色粘土中，个体大小约5mm，易碎；形态保存完好，显示原地堆积的特点。另一种是双壳类软体动物的外壳(贝壳)，主要赋存在砂砾石层内，个体大小约2~3cm，两壳分离，可能经过短距离的搬运，但大多保存完好，推测搬运距离不远。本文共采集样品11个，具体位置参见表 3和图 1b和1c。样品前处理和CO₂制备过程参见文献；计算年龄时所用¹⁴C半衰期为5568年，已做同位素校正，B.P.为距1950年的年代。样品制备和测试在北京大学科技考古实验室完成，该测试系统所获结果与国际原子能机构(IAEA)加权统计平均值的偏差在1σ之内^[26]。年龄校正用OxCal v4.2.4 ¹⁾，内含树轮校正曲线IntCal 13大气曲线^[27]。样品采集层位和所获年龄结果见表 3，推测本文研究湖泊的年龄大致在42.42~5.86ka B.P.之间，其中，本文9个剖面顶部的褐色粘土层中获得的¹⁴C测年是9.315ka B.P.到5.135ka B.P.，但是仔细观察年龄分布情况可以发现，除了一个点年龄在5.135ka B.P.附近外，其他8个点的年龄均集中出现在9.315ka B.P.到7.375ka B.P.的范围，所以推测研究区大部在这个时段退出湖泊环境。

1) Christooher Bronk Ramsey 2015，[https://c14.arch.ox.ac.uk/oxcal/OxCal.html]

3 结果与分析 3.1 典型剖面分析

1) WL01剖面

该剖面位置见图 1c，地理坐标为40.2824°N，106.8254°E。剖面出露在沙漠引水渠南岸人工开挖的池岸上，剖面地层特征见图 2a；出露厚度约1.5~1.8m，分层描述如下：

⑧ 褐色粘土层，偶含少量螺蛳壳，厚约0.2m；

⑦ 黄绿色细砂层，厚度0.18m；

⑥ 灰黄色细砂层，水平层理发育，厚度0.1m；

⑤ 棕红色细砂层，厚达0.2m；

④ 褐色细砂层；

③ 灰色细砂层；

② 青灰色粗砂层，厚度约0.15m；

① 黄绿色中砂层，偶见贝壳化石，未见底。

剖面自上而下由褐色粘土层、黄绿色粉细砂层、灰黄色细砂层、棕红色粉砂层及青灰色砂层等构成，局部见斜层理。顶部褐色粘土层质地粘重，厚度横向稳定，约20cm；沉积相特征稳定连续，偶含螺蛳壳，保存完好。地貌上构成现今平坦地面，代表残余的古湖底^[4]。褐色粘土以下各层的粒度概率密度曲线和累积曲线显示大致相同的形态特征(图 3)，显示经它们经历了大致相同的动力条件和沉积环境。概率坐标下的累积概率曲线主要由斜率不同的两个段落组成，其中粗粒部分占据95 %以上的体积，淤泥质(＞4) 所占比例极少，显示持续稳定的动力分选。样品粒度参数计算结果见表 1。均值粒径从下部中、粗砂向上过渡到细砂，最后以褐色的粘土层结束湖泊历史，显示沉积物从下往上逐渐变细的趋势。粒度统计参数显示随着时间的推移(从下往上)，沉积物标准差、偏度趋于减小，峰度趋于增大，显示沉积动力条件，在趋弱的同时也在趋稳。

(2) 剖面WL05

该剖面所在位置见图 1c，地理坐标为40.1692°N，106.7951°E，为工程采土留下的采坑边坡。清理后的剖面地层特征见图 2b。出露厚度约3m，顶部直接覆盖现代沙丘，剖面分层描述如下：

⑩ 现代风成砂层，厚度不等；

⑨ 浅褐色粘土层，厚约0.50m；向上粒度变细，顶部约30cm含螺蛳壳；

⑧ 灰白色极细砂层，厚度约0.45m；

⑦ 褐色粗粉砂层；

⑥ 黄褐色粗粉砂层，具有较好的层理，厚约0.20m；

⑤ 灰白色细粉砂层，发育水平层理；

④ 黄褐色粗粉砂层，具有较好的水平层理，层厚约0.60m；

③ 黄绿色中粉砂层，具有较好的水平层理，厚度约0.55m；

② 褐色极细粉砂层，层厚0.3m；

① 黄绿色粗粉砂层，未见底。

除顶部现代流沙外，湖相地层也显示出下粗上细的正粒序特点，水平层理发育，但整体上粒度较WL01要细得多。野外观察和粒度分析结果显示，下部物质中值粒径以粗粉砂为主，向上震荡变化，逐渐过渡到上部细粉砂；之后以含腹足类软体动物介壳的褐色粘土层结束湖相堆积；之后可能经历了较长一段时间的沉积间隔，然后开始接受风沙堆积。粒度概率密度曲线和累积曲线(图 4)显示褐色粘土层以下沉积物也都主要由不同斜率的两段构成，与WL01剖面类似；但粗粒部分含量更低，相应的中值或均值粒径也较WL01更细。反映了与WL01剖面类似的沉积动力环境，但强度要弱得多，指示沉积环境可能具有特殊的地形或水文配置(如远离分流河道的浅水区或相对封闭的湖湾等)。但另一方面，剖面内累积频率曲线在形态上表现出明显不同的两组(图 4)：一组以粗粉砂为主(均值粒径4.4~5.7，中值粒径为3.9~5.3)，粗粒部分约占60 % ~70 %；另一组以细粉砂为主(均值粒径7.1~7.7，中值粒径6.9~7.6)，粗粒部分 < 5 %。这两种沉积物在剖面内交替出现，显示动力条件虽然很弱，但仍然具有明确的波动性。后者可能与三角洲上分流河道的形成、演化和迁移活动有关。

(3) WL07剖面

该剖面位于研究区南部一处风蚀残丘的侧面，由人工开挖而成，位置见图 1c，地理坐标为40.2044°N，106.8509°E，剖面地层特征见图 2c。从下向上可分为7层，剖面分层描述如下：

⑦ 浅褐色粘土层，厚度约0.23m，顶部含大量螺蛳壳；

⑥ 黄色粗粉砂层；

⑤ 黄色粗粉砂层，层厚0.20m，较为致密；

④ 灰黄色极细砂层，厚约0.15m，局部发育交错层理；

③ 黄色极细砂层，层厚0.18m；

② 黄色粗砂层，含少量砾石；

① 灰色中砂层，层厚0.30m。

下部粗砂层含少量砾石(粒度分析时剔除)，分选中等偏差；中部发育一套层理较好的黄色粉砂；上部以褐色、黄色细粒物质为主。对褐色湖相粘土以下各层的粒度分析结果见表 1。剖面表现出明显的垂向变化特征：沉积物从下往上逐渐变细，均值粒径从下部中砂、粗砂向上过渡到中、上部的极细砂、粗粉砂。分选良好，标准差约在0.88~1.95之间波动。偏度和峰度变化不大，分别介于0.36~0.52和1.15~2.05。WL07剖面各层粒度概率密度曲线和累积曲线显示出大致相同的形态特征(图 5)。形态与WL01和WL05剖面中的粗粉砂组极其相似，也主要由两段组成；但粗粒部分所占比例介于二者之间，约60 % ~95 %。反映了一种动力条件介于WL01和WL05之间的沉积环境。

3.2 沉积环境特征

碎屑沉积物的粒度特征与物源、搬运营力、搬运介质和堆积环境关系密切，是判别沉积时自然地理环境以及水动力条件的良好标志^[28]。利用粒度参数对样品沉积环境进行识别和划分是常用的沉积学研究手段；粒度概率累积曲线形态对沉积动力环境非常敏感^[29~31]。根据概率分布坐标上累计曲线的形态，可以划分不同的段落。图 6为前述3个典型剖面样品概率累积曲线上粗端(coarse tail，简称CT)、细端(fine tail，简称FT)和中间段(central segment，简称CS)所占比例的三角投影图。其中样品1~7为WL01剖面、8~16为WL05剖面、17~23为WL07剖面(见表 1)。可以看出WL01剖面样品主要集中在粗端和细端均不发育的区域(顶部)，表现出强烈的颗粒分选；WL05剖面样品主要位于粗端比例较小的左侧缘；WL07剖面样品主要位于细端比例小的右侧缘，总体上样品细端比例相对较低。根据室内外调查结果，结合Tanner^[32]给出的沉积环境投影区域(图 6)，推测WL01、WL05和WL07这3个剖面主体堆积环境为河流过程与湖泊过程交互作用的环境，在区域上即黄河河口的位置。但相对而言，WL01可能更靠近分流河道入湖的位置，湖泊和河流作用都很强，导致较好的水力分选；WL05则代表离分流河道入湖位置较远环境，并辅以特殊的地形和水文配置，因而动力条件较弱，导致大量细粒悬浮物质的堆积；WL07也代表河流与湖泊过渡的环境，但动力较WL01弱，较WL05强，悬移质难于积累。

除了基于单个样品粒度参数的沉积环境判别，沉积学家发展出另一类方法，即对一组样品的粒度参数进行再次统计，通过某些新的统计量来判别沉积环境，并认为后者更为合理有效^[32]，可以剔除某些因样品采集策略不同而导致的不确定性。根据各剖面样品概率累积曲线和频率分布曲线特征的相似性，本文将3个剖面23个样品分为a、b、c、d共4组，分别投影到几种不同的沉积环境判别图^[32]上(图 7)。其中a组包括剖面WL01的7个样品，b组包括WL05中的细粉砂组3个样品(样号5、8和9)，c组包括WL05剖面下部粗粉砂的6个样品，d组包括剖面WL07的7个样品。图 7a为组内样品细粒部分百分含量的平均值和标准差，较高的细粒物质含量和较大的标准偏差，显示其主要形成于河流与湖盆之间的过渡环境；图 7b反映组内样品均值粒径和标准差的变化情况，也即组内多个样品均值粒径的标准差与多个样品标准差的标准差之间的关系，反映其沉积条件与前述分析一致，为河流过程和滨岸过程交互的动力环境。

综合以上分析，我们认为这些剖面内沉积物粒度特征总体反映了河流入湖部位的动力条件与沉积环境：剖面由下部较粗的砂砾层向上快速变细的趋势，尤其是顶部红胶泥的出现，不仅反映研究区湖泊在剖面堆积时期内不断变浅，也反映湖泊最后阶段湖泊动力极其微弱；在持续了大约2ka的时段(9.315~7.375ka B.P.)，在影响波浪作用的诸多因素中，风力和吹程不会发生根本性的变化(迄今河套西部还存在宽阔平坦的古湖盆)。综合各方面考虑，一个可能的合理解释是，研究区在湖泊退却的最后阶段已经沦为水浅、坡缓的滨岸环境，波能不足以对沉积物进行强有力的搬运和改造，导致近岸区域最后阶段只能堆积一层广泛发育的褐色粘土层(即红胶泥)，直至湖水完全退却。

3.3 研究区湖退时间

研究区广泛出露的湖相层代表了湖泊临近消亡以前一段时间的堆积物，剖面内堆积的细粒石英、螺蛳壳和贝壳等为区域地层年代提供了很好的测年材料。对部分出露湖相地层的年代测试见表 2和表 3。WL01和WL07两个剖面下部砂砾石层中贝壳的¹⁴C测年结果(见表 3中WL01和WL07) 为37.73±0.22ka B.P. (42.42~41.71cal.ka B.P.)和33.1±0.25ka B.P. (38.19~36.48cal.ka B.P.)，显示这些剖面大致记录了末次冰期以来部分时段的环境变迁记录。

OSL测年技术广泛用于湖相地层定年^{[33, 34]}。我们在研究区两个剖面(WL01和WL05) 获得3个OSL数据(表 2)，结果在9.20±1.52~3.26±0.47ka之间。WL05剖面2.4m深度获得OSL年龄9.20±1.52ka，与同一剖面顶部褐色粘土层¹⁴C年龄(7.0~6.7cal.ka B.P.)在同一误差范围内，说明该点湖退大约发生在9ka后。同一剖面0.3m深处获得OSL年龄6.06±1.00ka，考虑其环境剂量率偏高，判断该年龄可能比实际年龄偏年轻。WL01剖面获得的OSL年龄表明其湖退时间晚至距今3.26±0.47ka以后，可能反映了局部水退较晚的河汊湖湾。

褐色湖相粘土，即侯仁之和俞伟超^[4]早期研究所提到的代表湖底的“红胶泥”，位于剖面顶部，其提供的年龄更接近湖泊消亡的时间。本文共获得9个剖面顶部褐色湖相粘土层中螺蛳壳的¹⁴C测年数据(表 3)，其中8个年龄介于9.315±0.03ka B.P. (10.643~10.421cal.ka B.P.)~7.375±0.025ka B.P. (8.314~8.061cal.ka B.P.)间。仅WL09顶部红胶泥堆积晚至5.135±0.025ka B.P. (5.94~5.858cal.ka B.P.)。综合¹⁴C和OSL测年资料上述资料，可以认为研究区湖泊整体退却大致发生在全新世初期，大部分地区在持续了大约2ka的时限内退出湖泊环境，但局部位置可能晚至中、晚全新世。

4 研究区湖退原因探讨

研究区位于黄河在河套古湖南岸形成的三角洲平原上，直接记录了河套古湖南岸的变化特征。入湖三角洲相的发育演化^{[35, 36]}主要受控于3个因素：构造、气候和侵蚀基准。作为黄河过水湖泊的河套古湖，其水位受控于古湖东部的托克托旗喇嘛湾附近的盆地出口。水文、气候等环境要素以及水系调整等因素可能会对流域水沙量造成一定影响，但对过水湖泊水位影响仅限于季节性波动。本文所研究剖面地层记录也未反映出区域干旱地带和封闭湖泊记录的环境变化特征^{[37, 38]}。理论上，研究区岸线变化的潜在机制不外乎3种。一是研究区相对于侵蚀基准隆升。从构造部位看，研究区正好位于磴口-本井断裂西北侧(图 1a和1b)。后者走向北东、倾向北西，以正断为主，研究区所在的北西盘在晚更新世时期相对沉降¹⁾。尽管目前缺乏该断裂全新世以来活动的明确证据，但也很难设想它会在全新世发生构造反转。因此单纯的构造运动不能解释研究区岸线北移。第二种可能的机制是三角洲沉积物堆积和压实之后的填充速率超过构造沉降速率。研究区岸线北移若受这种机制驱动，其填充过程将是从河口向湖泊中心侧向推进的递进过程，将伴生一系列可以预见的地貌与沉积特征，如三角洲持续加积且顶点大致维持不变、三角洲表面坡降不断降低以适应不断向湖推进的前积层；前积层外的深水区域将长期保持，直至整个盆地被完全填充为止等。但实际情况与这些预期的特征不符甚而相反。

1) 参见全国第五代地震区划图资料

第三种可能的机制是湖面基准变化，这对河套古湖这样的过水湖泊即意味着河套平原东端喇嘛湾出口附近河段的下切。从OLI影像和DEM图(图 1a和1b)可清楚看出，研究区所在的黄河入湖三角洲平原是多期三角洲叠置的复合体。其位置由西南向东北方向迁移，顶点高程在不断降低。研究区即位于这个三角洲复合体内相对年轻的东北边缘。沉积学和年代学研究结果揭示至少约42cal.ka B.P.以来研究区为河流过程与湖泊过程共同作用而又相互消长的河口环境，与宏观地貌分析获得的看法也是一致的。诚然，就研究区实际情形而言，三角洲顶点从西南向东北的迁移可能部分受控于磴口-本井断裂的构造活动(如断层走滑分量对河流和三角洲侧向迁移的影响)，但年轻三角洲切割部分较老三角洲由西南向东北方向迁移这一事实表明，控制三角洲发育的主要因素是不断降低的基准，后者意味着河口处不断下切。河套古湖东部的托克托旗喇嘛湾出口以下区域为构造稳定的鄂尔多斯地台，没有任何证据表明当地在晚第四纪有过强烈的局部构造沉降，因此出口以下黄河的溯源侵蚀应是河套古湖消减和疏干的主要原因。

邱维理等^[39]通过对山西河曲黄河阶地的研究，发现该地区存在4级河流阶地(图 8)。T₄阶地年龄约88ka，这个时间点与陈发虎等^[40]提出的吉兰泰-河套古湖在时间上是吻合的，显示河曲地区与河套平原水系至少在晚更新世晚期已贯通无疑。而此后形成的T₃(约27ka)、T₂(20.3ka)和T₁(3.4ka)阶地被解释为气候成因^[39]。根据该文献提供的数据^[39]估算，自T₄起晋陕峡谷下切速率约1.0mm/a，到T₃阶地后下切速度增加到1.6mm/a，T₂后下切速度突然降低(约0.4mm/a)。研究区出露剖面的堆积时限(约在距今40~3ka)大致对应T₃前后直到T₁的形成，大致对应晋陕峡谷下切由快转慢的这段时间。T₂以后下切速度的显著降低可能反映了河套古湖深度已经降低到一个临界值，导致盆内水体的相互隔离和半封闭水系的形成，出口流量减小，侵蚀能力减弱。研究区湖泊主体消亡的时间与晋陕峡谷T₁阶地堆积结束的时间基本一致，可能反映了盆内水系重组完成后，出口上下游河段对降水变率等外部驱动因素的响应增强。尤其是原来用于湖面蒸发的水量将转而经出口排出，无疑会导致出口以下河道水系侵蚀能力的加强。另外，Zhao等^[14]提到的中、晚全新世时期黄河向狼山山前的屠申泽等湖泊的入注或关闭，也将严重影响河套平原东部出口处的水量并进而影响以下河段的切割能力。这些问题的细节有待深入细致的工作来厘定。

5 结论

基于乌兰布和沙漠北部宏观地貌分析以及磴口以西沙漠边缘短剖面的室内外研究，本文主要获得以下认识：

(1) 乌兰布和沙漠北部发育于黄河进入临河断陷形成的古三角洲复合体上，由一系列大致沿磴口-本井断裂从西南向东北方向迁移的三角洲组成，三角洲空间位置的迁移主要受制于湖泊水位(即基准)的降低。磴口-本井断裂对三角洲的控制作用主要表现为在其下降盘(北西盘)为三角洲沉积提供持续稳定的堆积空间，并在三角洲演化过程中控制了黄河流向，导致三角洲顶点沿断裂向北东移动。

(2) 对磴口以西沙漠边缘的短剖面研究结果表明这一地区至少约在42cal.ka B.P.以来主要为河口动力环境，但河流过程和湖泊过程的相对强弱存在明显的时空分异。约当42cal.ka B.P.起至全新世以前的沉积物相对较粗，推移质为主，局部可见斜层理，反映湖水动力强，波浪对沉积物的搬运与沉积具主导作用，指示其时湖泊相对较深；全新世以后沉积物普遍细粒化，以悬移质为主，最后阶段均为局部具水平层理的淤泥质堆积，反映湖泊近岸区域已基本沦为静水环境。不同剖面之间表现出来的沉积特征空间分异反映了局部地貌部位不同和三角洲分流河道分布、规模、寿命和迁移历史的多样性。

(3) 基于湖泊最晚阶段堆积的褐色粘土层(“红胶泥”)赋存的生物介壳的¹⁴C测年结果，磴口以西地区沙漠边缘绝大部分地区在全新世早期(10.64~8.06cal.ka B.P.)退出湖泊环境，这个过程持续了大致2ka(9.315~7.375ka B.P.)；局部地势较低部位(可能为废弃河汊或湖湾)湖退更晚，可能延续至全新世中期甚至晚期。

(4) 基于地层记录和沉积环境分析，结合下游晋陕峡谷阶地测年资料，认为约42cal.ka B.P.以来研究区湖泊由深变浅直至消亡的过程主要与晋陕峡谷溯源侵蚀引起的河套古湖出口下切有关。

致谢 U、Th和K元素含量在核工业北京地质研究院完成，¹⁴C样品前处理、AMS测量、同位素测定、年龄计算和校正由北京大学科技考古实验室完成；编辑部和评审专家为本文提供了深入细致的修改意见。