额济纳盆地发育于黑河的尾闾冲积扇上，位于巴丹吉林沙漠西北，马鬃山以东，蒙古高原的西南，处于东亚季风边缘区^[1](图 1a)。额济纳气象资料显示该地区年平均降水量仅为38mm，潜在蒸发力却高达3700～4000mm，年平均气温为8.9℃，是典型的大陆性干旱气候。历史时期额济纳盆地发育了重要绿洲——古居延绿洲，之后荒漠化，被大量固定、半固定沙丘覆盖^[2]。现代的额济纳绿洲位于古居延绿洲的西北，东居延海以南，是额济纳盆地主要的异质生态景观。古居延绿洲为何不断萎缩直至荒漠化？一些学者对其演变过程和机制进行了研究和探讨。朱震达等^[2]对古居延绿洲的历史地理和考古研究表明古绿洲沙漠化经历下游向上游蔓延的过程，认为人类的过度开垦是导致绿洲沙漠化的主要原因；杜海斌^[3]通过对历史文献记录的研究，也认为汉代以来大范围的屯垦和人类活动的过度扰动是古居延绿洲沙漠化的首要原因；温小浩等^[4]对额济纳绿洲固定沙丘的粒度分析和¹⁴ C测年，认为气候变化对绿洲演变起着决定性作用；Zhao等^[5]使用OSL(Optically Stimulated Luminescence)测年和¹⁴ C测年，建立了额济纳绿洲发育的年代框架，并讨论了两大绿洲的演变机制，认为水系变迁是绿洲演变的主要控制因素。

图 1(Fig. 1)

图 1 额济纳盆地和古居延绿洲古水系与OSL采样点分布(基础数据来源于“黑河计划数据管理中心”) (a)额济纳盆地区位图；(b)古居延绿洲古水系、 OSL采样点分布图，与(a)中研究区对应；(c)古河道上典型灌丛沙丘；(d)古水系尾闾古湖相沉积；(e)黑色虚线为现代天鹅湖附近的古居延泽古湖岸线，据文献[2, 9]修改古湖泊与现代湖泊高程处于第一分级系统850～1005m；古绿洲垦区据文献[7, 8]修改 Fig. 1 Ejina Basin, distribution of the drainage network and OSL sampling points on the ancient Juyanze oasis, the basemap is provided by Cold and Arid Regions Sciences Data Center at Lanzhou(http://westdc.westgis.ac.cn). (a)The location of Ejina Basin; (b)The distribution of the drainage network and OSL sampling points(corresponding to the red rectangle in Fig. 1a); (c)Typical shrub dunes on the ancient water courses; (d)Lacustrine sediments of ancient terminal lake; (e)The black dashed line is the shoreline of ancient Juyanze close to the modern Swan Lake, modified from references[2, 9]. Elevation of ancient lake and modern lake is in the first grading system(850～1005m); Reclamation area of ancient Juyanze oasis, modified from references[7, 8]

综上，古居延绿洲的演变过程研究相对较少，演变机制依然存在争议。其演变过程与机制的研究，首先要解决古绿洲演变的年代框架；结合古气候背景、历史文献记录、古河道地形等因素提取古绿洲演变的关键因子，探讨其演变过程与机制。水是干旱区生境的限制性因子，特别是绿洲演化、内陆湖泊的存续均与水系的演变有关^[6]，因此，水系演变的过程对解释绿洲演变具有重要意义。蓝利等^[7]、胡宁科和李新^[8]使用高分辨率影像解译了古居延绿洲地区的古水系与城镇遗址。但对黑河下游地区水系演变过程的研究还比较少，特别是对水系演变的年代学研究。本文使用DEM数据和高分辨率遥感影像重新提取历史时期发育于古居延绿洲的主要古河道以及额济纳盆地的现代水系；使用OSL测年获取古河道上灌丛沙丘的发育年代，以构建古居延绿洲水系萎缩的年代框架，建立古居延水系变迁的时空序列，以期获得对古居延绿洲演变过程和机制新的认识。

古居延绿洲(图 1b)位于内蒙古阿拉善盟额济纳旗东南约15km，历史时期曾是黑河下游流域的尾闾绿洲，孕育了繁荣的游牧和农耕文化^{[3, 8, 10]}。然而自汉代以来，古居延绿洲生态环境不断恶化，其绿洲生态系统退化，今已完全荒漠化，发育大量的风蚀和风积地貌。灌丛沙丘是该区域典型的风积地貌，主要沿古河道呈条带状分布，以梭梭(Cyperus rotundus)、红柳(Tamarix ramosissima)等灌丛沙丘为主，一般为5m，平均高约4m，最高可达10m左右(图 1c)。这些灌丛沙丘是在河道干涸、萎缩后开始生长发育。一般来说，同一区域最高大的灌丛沙丘应该具有最老的发育年龄，其底部年龄可以很好的代表古河道萎缩年龄^{[2, 7, 11]}，其发育年龄对揭示研究区古水系萎缩及区域环境演变过程具有很好的指示意义^{[11, 12]}。

本文使用由METI和NASA提供的ASTER GDEM 30m DEM数据提取现代黑河上、中游水系。黑河下游地势较为平坦，DEM数据在提取水系时可能会出现平行的河网和错位问题。这个问题可以通过结合高分辨率遥感影像解译来解决^[13]，因此我们使用遥感数据结合DEM提取黑河下游水系；选用ETM影像2景(全色波段分辨率为15m，波段1～5为30m)，经镶嵌、融合等处理，获得分辨率为15m的影像数据。我们通过目视解译，主要从色调、图案、形状、位置、河道空间展布规律以及与水渠的空间关系，综合分析河道图像特征和水系特征提取出散落于荒漠中的古河道，重新获取了古居延绿洲的主要水系分布，并解译出河流改道信息(图 1b，改道处(红色实心三角形))。在解译过程中使用了Google Earth的高分辨率影像，对部分解译目标进行补充、验证。

图 2(Fig. 2)

图 2 古居延绿洲光释光采样点剖面图 右上角GCSQ-5指示了典型灌丛沙丘采集光释光样品的位置 Fig. 2 Profiles of OSL dating sampling sites on the ancient Juyanze oasis. Upper right picture of GCSQ-5 indicates the OSL dating sampling position on the typical shrub dunes

我们多次前往额济纳旗进行野外考察，对遥感解译结果进行验证。使用全站仪分别在河流改道处、马圈城、黑城等地进行实地高程测量，获取现代水系与古河道的比降数据。

由古居延绿洲的下部(古居延泽一带)至上部(河流改道处，图 1b)，在解译的主要古河道上选取典型高大灌丛沙丘采集光释光测年样品(图 1b)。释光样品采集时，先在灌丛沙丘底部开挖1×1m左右的探槽，直至沙丘内部含有腐殖质的古沙层出露，然后将直径约4cm、长40cm左右的不锈钢钢管垂直于探槽剖面，水平砸入灌丛沙丘底部地层，取底部含腐殖质的古风成砂，作为测年样品；湖相样品TEH采集于古居延泽古湖岸线^{[2, 9]}(图 1e)旁出露的湖相沉积(图 1d)，这一区域在历史时期是古居延泽湖盆的一部分，在古水系改道后(约600a B.P.)，开始接受现代水系补给^{[7, 9, 10]}，形成现代天鹅湖。湖相沉积高出现代天鹅湖湖面约1.2m，在沉积剖面顶部取释光样品TEH。此样品年龄可能代表了古湖泊干涸的最老年龄。释光样品的取样、运输等过程均在避光下完成，本文共采集5个来源于古河道上灌丛沙丘底部的风成砂光释光(OSL)样品GCSQ-2、 GCSQ-3、 GCSQ-4、 GCSQ-5和GCSQ-6；1个位于天鹅湖旁边灌丛沙丘样品GCSQ-7(图 1b)；1个古湖相沉积样品TEH(图 1d)，采样点剖面及层位见图 2。

本文分选了粒径范围为90～125μm的粗颗粒矿物进行样品OSL年龄测定。风成砂样品使用粗颗粒石英组分进行等效剂量(D_e)测量；由于在湖相样品中没有提纯到足够量的石英颗粒，因而使用了粗颗粒钾长石进行D_e值测量。测量过程在中国科学院西北生态环境资源研究院释光实验室完成，样品前处理、测片制备、上机测量等均在暗室中进行。D_e测量是在装置有⁹⁰ Sr/⁹⁰ Y β源的丹麦产RisØ DA-15OSL/TL reader上完成，其β辐照剂量率为0.082 Gy/sec。具体实验流程如下。

(1)样品前处理：对采集的释光样品将两头可能曝光的部分去除(其中取约50g可能曝光样品用于剂量率的测定)，对余下的样品用盐酸和双氧水分别去除碳酸盐和有机物，然后用分样筛分选出粒径为90～125μm之间的粗颗粒。放入烘箱，待样品烘干后，采用比重为2.62g/cm³的重液分选石英和长石颗粒。然后使用40 %的HF浸泡石英颗粒约40分钟，10 %的HF浸泡长石颗粒30分钟左右，以去除样品表面受α粒子影响的部分；使用HCl清洗，除去HF溶蚀产生的氟化物；最后用蒸馏水清洗，烘干。

(2)测片制备：用硅油将粒度为90～125μm的样品均匀地粘在直径为9.8mm的不锈钢测片上，并反转不锈钢测片轻轻弹掉附着的多余矿物颗粒，保证仅有单层矿物颗粒粘在测片上。

(3)D_e值测量： Wintle和Murray等^[14]综述了石英的单片再生剂量法(SAR)的发展，提出了成熟的采用石英光释光信号(OSL)的快速成分测量D_e值的方法。因此我们使用再生剂量法(SAR)测量石英样品的D_e值。测量程序如下： 1)260℃预热样品10秒；2)在125℃下测量石英自然OSL信号(Ln)50秒；3)给样品辐照一个小的试验剂量(test dose)；4)加热到220℃；5)在125℃下测量试验剂量产生的OSL信号(Tn)50秒；6)给样品辐照不同的再生剂量。用不同的再生剂量重复1～6的步骤，其中有一个0秒剂量和一个重复剂量辐照，最后利用内插方法得到该测片灵敏度校正后的D_e值。只有满足以下条件的测片才被选择参与D_e计算：回受释光信号小于自然信号的3 %，重复剂量与原来剂量产生信号比值在0.90～1.10之间^[14]。

钾长石红外释光信号(IRSL)存在信号异常衰减的问题，近年来Thomsen等^[15]提出post-IRIR方法，另有学者^[16]提出“MET-pIRIR”(Multi-Elevated-Temperature post-IRIR)方法，使用红外后高温(>250℃)IRSL信号测年克服了IRSL信号异常衰减的问题；Fu和Li^[17]提出“三步法”(three-step pIRIR)，使用140℃和170℃的高温红外信号测量全新世钾长石的释光年龄，克服了高温信号的残留信号问题，成功应用于我国北方全新世风成砂样品。因此我们使用“三步法”测量全新世钾长石样品的D_e值。测量程序如下： 1)200℃预热样品60秒；2)在110℃下测量长石自然红外释光信号(IRSL)120秒；3)在140℃下测量长石自然红外释光信号(IRSL)120秒；4)在170℃测量自然长石红外释光信号(IRSL)120秒；5)给样品辐照一个小的试验剂量(test dose)；6)重复上述第2～4步的测量过程；7)给样品辐照不同的再生剂量。重复上述第1至第7步的测量过程，获得长石样品170℃的IRSL信号的等效剂量。

(4)样品剂量率测量：剂量率主要取决于样品及周围物质中的放射性核素衰变所产生的α、 β和γ射线以及宇宙射线的辐射强度^[18]。将上述可能曝光的部分样品测含水量后，取出约3g研磨至小于4μm充分混合的细粒物质；送至中国原子能科学研究院，使用中子活化法(NAA)测量U、 Th和K等元素含量。然后根据放射性核素与剂量率之间的转换系数计算出样品的年剂量率^[18]。本文样品为采集的风成砂和湖相样品，对于风成砂样品，沉积过程中下伏粉砂质粘土的古河床，含水率受地下水影响较小，上为含腐殖质风成砂，即使雨季灌丛沙丘上部下渗能力也有限，因此干旱环境下其沉积环境稳定，含水率变化幅度小，所以对风成砂样品使用实测含水率，而湖相样品使用10 %的含水率来估算年代。所有的光释光测年数据见表 1。

表 1(Table 1)

表 1 古居延绿洲样品OSL年龄结果 Table 1 Optical dating results of samples from ancient Juyanze oasis 样品编号 等效剂量(De) /Gy U /ppm Th /ppm K /% 含水率 /% 宇宙射线剂量率 /Gy·ka-1 总剂量率 /Gy·ka-1 年龄 /ka GCSQ-2 1.83±0.17 1.89±0.08 6.89±0.22 6.89±0.22 1.75 0.26 2.14±0.05 0.85±0.07 GCSQ-3 1.53±0.19 1.46±0.07 6.3±0.20 1.51±0.05 0.26 0.10 2.36±0.04 0.65±0.08 GCSQ-4 2.18±0.29 2.01±0.08 8.41±0.34 1.49±0.05 0.31 0.12 2.45±0.05 0.88±0.12 GCSQ-5 0.39±0.15 1.69±0.08 7.4±0.23 1.56±0.05 0.24 0.12 2.45±0.05 0.16±0.06 GCSQ-6 2.04±0.25 1.61±0.07 6.15±0.20 1.51±0.05 0.20 0.12 2.39±0.14 0.85±0.06 GCSQ-7 0.15±0.03 2.08±0.09 5.41±0.18 1.75±0.06 3.26 0.15 1.95±0.05 0.08±0.05 THE* 4.77±0.20 6.59±0.17 11.9±0.33 2.17±0.63 10.00** 0.24 3.30±0.10*** 1.45±0.06 * TEH样品为湖相样品，由于没有提纯到足够量的石英颗粒，使用了钾长石进行De值测量 * * TEH样品含水率被设置为10 % * * * TEH样品剂量率包括了40K产生的内部剂量率[19]

表 1 古居延绿洲样品OSL年龄结果 Table 1 Optical dating results of samples from ancient Juyanze oasis

DEM和遥感影像解译出发育于古居延绿洲的古水系(图 1b，古水系)，在距额济纳旗达来呼布镇偏西南约36km处发现古河道向现代河道改道的痕迹(图 1b红色实心三角形)，干涸的古河道偏离现代黑河约35°，由改道处向东北方向延伸至古居延泽。主河道两侧干涸的支流、古人工水渠蔓延至古居延绿洲各古垦区，尤其在马圈城、黑城附近较为集中。

我们根据30m DEM数据和解译的额济纳盆地水系，沿古河道与现代河道提取河道水面高程，绘制高程纵剖面图(图 3)。受限于DEM分辨率的影响，30m DEM数据在表现微地形中存在较大误差，短距离纵比降两者基本持平，但在长距离河道纵剖面的表现趋势明显(图 3A中a和b，由改道处各选取约20km河道)，古河道、现代河道纵比降拟合值分别为0.72 ‰和1.06 ‰ (图 3B中(a)和(b))，古河道纵比降小于现代黑河。DEM数据可以给出变化趋势，但其测算值只能是近似的。因此，我们在图 3A的a、 b位置，由改道处各选取约1.5km河道，使用全站仪野外实地测量了古河道和现代河道河床高程。古河道河床上铺设高程测量导线约1.41km，测量高差0.81m，所有测量均在粉砂质古河床上完成(图 4b)；现代河道的河床上设置高程导线约1.58km，测量高差1.18m。测量结果显示古河道河床高于现代黑河河床约1.53m，古河道拟合纵比降约为0.56 ‰，现代黑河拟合纵比降约为0.81 ‰。实测表明古河道床沙形体较为复杂，局部出现明显淤高(图 4a)，这种淤高很可能是河道接近干涸，水流很小时出现的；而且古河床在干涸后还经历了一定的风蚀、风积作用，原始古河道床沙形体应该更加复杂。实测数据与DEM数据均显示古河道纵比降小于现代黑河(图 3B)。

图 3(Fig. 3)

图 3 现代黑河与古河道纵剖面特征(DEM) (A)额济纳盆地区位图(a为古河道高程纵剖面样线位置，b为现代黑河河道高程纵剖面样线位置，c-c′、 d-d′和e-e′分别为古居延绿洲上、中、下部东南至西北方向的地形纵剖面样线位置)；(B)其中(a)、 (b)分别为(A)中a、 b河道高程纵剖面特征图 Fig. 3 Longitudinal profile of modern Heihe River and the ancient water course from DEM (A)The Ejina Basin (a is longitudinal profile position on ancient water courses, b is longitudinal profile position of modern water courses, c-c′、 d-d′ and e-e′ are terrain profile lines on the upper, middle and lower part of the ancient Juyanze oasis from the southeast to the northwest; In (B), (a)and (b) are results corresponding to a, b in Fig. 3A

图 4(Fig. 4)

图 4 现代黑河与古河道纵剖面特征图(实地测量) (a)现代黑河与古河道高程剖面特征及拟合纵比降图；(b)粉砂质古河床 Fig. 4 Longitudinal profile of the modern channel and paleochannel of the Heihe River obtained in field investigation. (a)Longitudinal profiles and their longitudinal ratio fittings of the modern channel and paleo-channel; (b)Silty ancient river bed

同时使用30m DEM数据和解译的额济纳盆地水系，由改道处分别向古水系主干道和现代黑河主干道测取约20km、 30km和40km流程所处的河道位置(图 3A，古河道位置，使用黄色实心三角形表示；现代河道位置，使用黑色实心三角形表示)。根据获取的20km、 30km和40km河道流程的位置，分别绘制3条高程纵剖面样线c-c′、 d-d′和e-e′(图 3A)。纵剖面样线表征了黑河现代河道和古河道相同流程下额济纳盆地从东南至西北方向的地势变化。由高程纵剖面样线和DEM数据，依次绘制高程纵剖面图(图 5)。结果显示，相同流程下古河道集水区地势高于现代黑河集水区，东南至西北方向的3条高程纵剖面线性拟合斜率约为-0.40，表明额济纳盆地主要过水河道的整体地形特征为东南高、西北低，地形因素控制着水系向现代额济纳绿洲方向转移。

图 5(Fig. 5)

图 5 额济纳盆地地形剖面图(c-c′、 d-d′和e-e′分别与图 3A中对应) Fig. 5 Terrain profiles of Ejina Basin(the position of c-c′, d-d′ and e-e′ are shown in Fig. 3A)

D_e值分布散射图展示了样品D_e值分布的离散程度，较小的离散度表明样品在埋藏前晒退较好，有一致的沉积年龄，反应了统一的沉积事件。图 6给出了典型的灌丛沙丘样品GCSQ-2和GCSQ-3的D_e值散射图。从图 6中可以看出，绝大多数测片的D_e测量值都位于D_e平均值的2倍标准偏差(±2σ)范围以内(图 6红色样片)。这说明两个典型样品的所有测片都有较为一致的D_e测量值，它们都是晒退良好的样品。其他几个采集自古河道灌丛沙丘的样品表现都与GCSQ-2和GCSQ-3类似。但是GCSQ-7样品的石英OSL信号很弱，难以与本底信号区分，只有约30 %的测片D_e值通过感量变化与热转移效应检验，显示其应该是一个年轻的现代沙丘。这与野外考察发现一致，该沙丘底部现代植物根系较为发育。

图 6(Fig. 6)

图 6 GCSQ-2和GCSQ-3样品De值散射图 Fig. 6 Radial plot of De for GCSQ-2 and GCSQ-3

尾闾湖泊的湖相沉积、古河道灌丛沙丘的发育记录了古居延绿洲水系的演变过程。古居延水系的演变是下游湖泊存续的关键，尤其是处于干旱区的内陆湖泊，其萎缩与水系的演变具有时间上的一致性。采集于古湖岸线边缘湖相顶部的沉积样品TEH，其OSL年龄为1.45±0.06ka。我们根据古居延泽最低一级古湖岸堤^{[2, 9]}，其高程约912m，重建了古居延泽主体范围(图 1b，古居延泽一带)，显示现代天鹅湖历史时期与古居延泽连为一体。古居延泽最大水域面积可达800km²左右^[2]，在2300～1550a B.P.阶段，其具有良好的湖泊环境，有机质含量增加，湖泊整体处于稳定阶段，之后不断萎缩^{[2, 9, 20]}；元末明初以前，其一直为古水系尾闾湖泊^{[3, 7, 10]}。TEH样品采集于古湖岸线旁的湖相沉积顶部(图 1d和1e)，该湖相沉积为有风蚀作用的古湖相沉积，是一种雅丹地貌。对于湖相雅丹地貌(岩性以粘土为主)，主要接受近风吹蚀和风沙磨蚀作用，其表面主要以近风吹蚀为主，风蚀量很小，在局部区域形成风蚀凹槽^[21]。这与我们野外考察一致，古湖相沉积的表层有明显的风蚀凹槽(图 1d)，但深度较小，表明其吹蚀作用是有限的，采样层位应为古水系的同期尾闾湖。同时金明^[9]通过粒度分析、介形虫组合等对古居延泽湖泊演化过程与范围进行重建研究，揭示约1550a B.P.后，古居延泽开始萎缩；朱震达等^[2]对古绿洲下部房屋建筑木料的¹⁴ C测年，显示其年龄下限为1394cal.a B.P.，且绿洲偏中部的高庙等地房屋木料的¹⁴ C年龄主要集中在1230cal.a B.P.。我们的测年结果与前人的研究结果具有一致性，表明该时期绿洲下部地区可能已有风沙活动，人类活动开始向绿洲中部的黑城、绿城一带发展。古居延绿洲上、中部河道上灌丛沙丘GCSQ-2、 GCSQ-4和GCSQ-6的OSL年龄主要集中在约850年前，表明这一时期古绿洲水系再次出现萎缩。目前对此次额济纳古水系大规模萎缩的直接记录比较少，Yang等^[22]根据祁连山区树木年轮宽度重建了1440a B.P.以来黑河出山口径流量，揭示819～903a B.P.为显著枯水期；康兴成等^{[23, 24]}使用树轮资料重建黑河径流量，也记录了此次枯水期。GCSQ-3的年龄表明约600年前，古绿洲西北部水系萎缩，其萎缩时间较晚可能与水系向西北方向转移有关；Zhao等^[5]对古居延绿洲“胡杨林”(图 1b，“胡杨林”)¹⁴ C测年显示在500a B.P.左右该区域胡杨树出现大面积死亡；肖生春等^[10]和蓝利等^[7]对发育于黑城一带的灌丛沙丘¹⁴ C测年表明在约500～600cal.a B.P.黑城出现大范围荒漠化；历史文献也记载元末明初黑城被弃置，古河道干涸。表明此时古居延绿洲中、上部荒漠化不断扩大至绿洲边缘。GCSQ-5和GCSQ-7样品的年龄表明在距今160年以来，古居延地区近现代的灌丛沙丘仍然在不断发育^[2]。

由此，据湖相、灌丛沙丘样品的OSL年龄，结合前人研究的结果，古居延水系主体演变过程为： 1450a B.P.左右古水系下游的尾闾湖泊开始萎缩；约850a B.P.，绿洲古水系再次萎缩，在500～600a B.P.左右，古绿洲水系进一步萎缩至完全干涸。

1450a B.P.左右，古湖泊干涸、萎缩。施雅风等^[25]据古里雅冰芯高分辨率δ ¹⁸ O值和冰川积累量，揭示我国西部地区在1755～1055a B.P.为低温干旱期；姚檀栋等^{[26, 27]}根据敦德冰芯、古里雅冰芯中δ ¹⁸ O含量，同时结合树轮资料，讨论了中国西部地区近5ka时间尺度的气候变化，揭示即使在“隋唐暖期”，该地区仍以寒冷气候为特征；葛全胜等^[28]集成已有高分辨率气候序列，分析我国2000年来温度变化，报道了1830～1470a B.P.的寒冷环境与小冰期相当；史锋等^[29]利用树轮资料集成重建过去2000年北半球温度变化，也报道了此次冷期；Yang等^[22]和康兴成等^[23]利用树轮资料重建黑河上游近千年出山口径流量，记录黑河径流量在此时期为显著枯水期，年径流量处于历年平均值之下^{[23, 30]}。可见，此时古居延绿洲处于冷干环境，黑河上游来水量减少，下游水系开始萎缩。

西夏、元初(1000～800a B.P.)，古居延绿洲中部黑城、绿城一带被大规模开垦^{[7, 10, 31]}。蓝利等^[7]、胡宁科和李新^[8]使用高分辨影像解译出分布于黑城、绿城一带的耕地、水渠遗址。我们在黑城附近古河道采集的灌丛沙丘OSL年龄，主要集中在850a B.P.以来，表明西夏、元初时期古绿洲中部沙化景观并不发育，也支持此时期黑城发育了绿洲文明。敦德冰芯记录1015a B.P.后，中国西部温度上升，降水增多^[26]；郝志新等^[32]综合分析历史文献中的物候记载，报道了我国西北东部地区在宋元时期(1050～900a B.P.)，冷暖程度与今基本一致；树轮资料也显示该时期黑河径流量处于偏丰水期^{[23, 24, 33]}。此时与中世纪暖期对应^{[23, 32, 34]}，在历经寒冷期后气候趋于变暖，祁连山区降水、冰雪融水增多，上游来水量增大，古绿洲中部的黑城等垦区得以发展。

850a B.P.左右，古居延绿洲水系再次萎缩。敦德冰芯、古里雅冰芯记录了850a B.P.左右的冷干事件^{[25, 26]}，尤其是古里雅冰芯记录此时期δ ¹⁸ O值和冰川积累量迫近2000年来最低值^[25]。葛全胜等^[35]对中国东部地区冬半年温度定量研究，也记录705～1085a B.P.的暖期包含一个持续时间长达90年的冷谷；树轮资料显示在“中世纪暖期”的丰水段后，黑河在903a B.P.左右进入持续时间长达约85年的显著枯水期^{[22, 23]}。此时处于中世纪暖期的寒冷阶段，区域温度、径流量均处于低谷，古居延水系再次萎缩。

500～600a B.P.左右完全萎缩。850a B.P.左右的寒冷期后，古居延地区虽短暂升温，但温度波动频繁，不断下降，在15世纪左右进入“小冰期”^{[34, 36]}。Qin等^[33]和康兴成等^{[23, 24]}使用树轮资料重建祁连山出山口径流量，记录“小冰期”黑河的枯水年份较多。在我国西北地区，“小冰期”气候整体以低温下形成的冷湿特征为主^[37~40]。额济纳盆地内陆河、湖泊主要补给源自祁连山冰雪融水和山区降水，这种冷湿气候，导致冰雪融水减少，古绿洲水系进一步萎缩。

据此可见，古居延水系萎缩与3次冷干事件有较好的耦合，古水系演变与区域古气候条件关系密切。区域古气候是水系演变的背景因素，古气候条件控制着水系的演变，进而影响绿洲的发育。

在历史时期(约1ka B.P.以来)，古居延绿洲不断萎缩的同时，额济纳绿洲却由下部至上部在不断发育^[5]。显然古气候条件不能完全解释两绿洲同时期相异的演变模式。在干旱区，水系变迁对地貌因素的变化极为敏感^{[6, 41~43]}。区域地形因素在古居延绿洲水系不断萎缩的同时，控制其向额济纳绿洲转移，为两绿洲相异的演变模式提供了一种可能的解释。

分析额济纳盆地高程纵剖面(图 5)，其高程由东南向西北方向递减，即由古居延绿洲向额济纳绿洲倾斜，主要过水河道的整体地势东南高、西北低。其地势特征有利于地表径流和地下水向现代额济纳绿洲转移^{[44, 45]}，尤其在枯水期该地势特征可能对水系的演变方向起到决定性作用。在地质条件基本相同的条件下，河流宽度、弯曲度主要受控于流量及河流纵比降，流量越大，河谷纵比降越大，河流展宽能力越强，弯曲度越低^[46]。古河道与现代河道的几何形态特征表明，古水系下游河流明显宽于现代黑河下游河流，现代黑河的弯曲度也较高^{[7, 8, 47]}，作为历史时期黑河下游主要过水河道^{[7, 10]}，古水系流量、纵比降应不低于现代黑河。而野外实测结果显示，古河道河床纵比降低于现代黑河(图 3B和图 4a)。野外测量、室内遥感解译也发现，现代黑河对古河道存在明显的下切侵蚀(见图 1b，改道处)，古河道河床高现代黑河河床约1.53m。由此表明古水系河床在历史时期曾不断抬高，导致其纵比降减小。而对于古河床抬高的机制，目前还不清楚，还需进一步的物源分析。内陆干旱区，比降变化及地势特征对水分转移方向起着决定性作用^{[30, 41, 44, 45]}，水系在萎缩的过程中，选择比降更大、地势更低的现代黑河河道，放弃不断抬高的古河床。东、西居延海湖相沉积显示在约500a B.P.，入湖水量增大^{[5, 30]}，而树轮资料记录此时期黑河为显著枯水期^{[22~24, 33]}；青藏高原青海湖、希门错湖相沉积记录550～110a B.P.为冷湿气候^{[48, 49]}；内蒙古岱海、黄旗海和达里湖湖相沉积也记录了540～480a B.P.显著的干冷事件，该时期为低湖面沉积^[50~52]。

综上研究表明，额济纳盆地水系的演变可能主要受控于区域古气候演化和地形条件。额济纳盆地主要过水河道的整体地势东南高、西北低，古水系河道不断抬高，纵比降减小的局部地形，导致古水系萎缩的同时向现代额济纳绿洲转移。约600a B.P.额济纳盆地水系已向西北方向完全转移，古水系基本完全干涸，额济纳水系开始以现代的东、西河为主河道。

分析古居延绿洲古河道上灌丛沙丘和古水系尾闾湖湖相沉积的OSL年龄，表明距今1450年以来古绿洲水系演变大体经历了3次主要的萎缩过程：约1450a B.P.下游古湖开始萎缩，人类在古绿洲的活动开始向偏中部转移，西夏、元初黑城、绿城一带被大规模开垦；850a B.P.左右古水系再次出现大规模萎缩；在约600a B.P.古居延水系完全萎缩，额济纳盆地水系开始以现代的东、西河为主要过水河道，古居延绿洲完全荒漠化，现代额济纳绿洲成为额济纳盆地的主要异质生态景观。

历史时期额济纳盆地水系的演变是古气候条件与地形因素共同影响下，古居延泽绿洲水系不断萎缩的同时向额济纳绿洲转移的结果。灌丛沙丘和湖相样品OSL年龄结合额济纳地区古气候条件，发现古水系的3次萎缩分别与中国北方1450a B.P. 、“中世纪暖期”的寒冷阶段(850a B.P.)、“小冰期”(600a B.P.)等3次冷干事件有较好的耦合；同时基于遥感影像、 DEM和实测高程数据的地形分析表明，古水系河道在历史时期不断抬高，纵比降逐渐减小，现代黑河纵比降(0.81 ‰)高于古河道纵比降(0.56 ‰)，东南至西北方向的3条高程纵剖面线性拟合斜率约为-0.40，表明额济纳盆地主要过水河道东南高、西北低；致使水系在萎缩的过程中，选择比降更大、地势更低的现代黑河，放弃不断抬高的古河床。对于古河道抬升的机制，以及人类活动是否是水系演变的重要因素，尚需更多的证据。

致谢: 感谢审稿专家和编辑部老师建设性的修改意见，使文章得以完善和最终发表!