山东省委巡视:中国湖泊的成因与变迁

（一）成因类型

中国湖泊的成因是多种多样的。由于地壳运动引起的地壳断陷、拗陷、沉陷所形成的构造盆地，经潴水而成为湖泊，通常称为构造湖。构造湖在中国的分布很广，一些大中型湖泊多属于这一类型。由于火山喷发，喷火口积水成湖，称为火山口湖，或因火山喷发的熔岩壅塞河床，抬高水位而成的湖泊，称为火山堰塞湖，此类湖泊在中国东北地区分布较多。由于冰川的挖蚀作用和冰砾泥的堆积堵塞作用而形成的湖泊，称为冰川湖，主要分布在中国西南、西北冰川比较发育的高海拔地区。由易溶性碳酸盐类岩层的溶蚀洼地积水而成的湖，叫喀斯特湖，在中国喀斯特地貌发育的西南地区比较常见。沙漠地区的沙丘受定向风吹蚀成的丘间洼地，被潜水汇聚成的风成湖，多以小型时令湖的形式出现，集中分布在中国沙漠或沙地地区。沿海平原洼地由于沿岸流所挟带的泥沙不断淤积，海湾被沙嘴封闭而形成的潟湖，多分布在中国沿海平原低地。此外亦有因河道的横向摆动而残留的河迹湖，或随河流天然堤而伴生的堤间湖等，这类湖泊大多分布在中国大江大河沿岸排水不良的低地。然而中国不少湖泊的成因具有混成的特点。例如长江中下游的五大淡水湖，其湖盆的形成与地质构造有关，但又与江河、海洋的作用有联系。这些湖泊之所以还保留一定的面积，还与新构造运动的活跃以及沿袭老构造运动的性质等分不开，否则，位于多沙性河流沿岸的湖泊早已变为历史的陈迹了。又如云南湖泊虽属构造类型，但碳酸盐类地层的溶蚀对湖泊的形成和发育也起着明显的作用。

1.构造湖

中国的构造湖，主要分布在下列地区：

云南高原的湖泊，与地质构造的因素有关，除异龙湖和杞麓湖位于滇东山字型构造的弧顶，受东西向断裂控制，湖泊长轴作东西向延伸外，其余的湖泊大多受南北向断裂的影响，均呈南北向条带状分布。滇东的湖泊带，是由于地面断裂系统的强烈发育，形成了许多地堑式断陷盆地和断陷湖泊，如滇池、抚仙湖、阳宗海、杞麓湖和杨林湖等，都是在断陷盆地基础上发育成的构造湖。这些断陷湖泊都保留有明显的断层陡崖，附近常有涌泉或温泉出露，沿断层两侧的垂直差异运动至今未曾停息。在纵贯全区的大断裂系统上，曾发生过多次比较强烈的破坏性地震，新构造运动对湖盆的发育仍起着一定的影响。位于元江大断裂带附近的洱海、剑湖、茈碧湖等，新构造运动的迹象也颇明显，断层两盘间——点苍山与洱海仍有相对的升降，形成地形上的强烈切割。金沙江以北的程海，川滇界上的泸沽湖和川西的邛海，也都是地壳断陷而成的湖泊。

分布在柴达木盆地中的众多湖泊，大多位于构造盆地的最低洼处，这些湖泊都是第三纪柴达木古巨泊的构造残留湖。盆地东缘的青海湖原是个向斜构造，后因东部发生断块上升而成为内陆湖泊。札陵湖和鄂陵湖是因巴颜喀拉山褶皱隆起，并受到北北东、北西西和北东向几组断裂的影响而形成的构造湖。

西藏高原盆地众多，湖泊星罗棋布，那些近东西向、北西向和北东向的纵形谷地的谷底洼地，每有纵向延伸的湖泊带分布。湖泊长轴走向与构造线基本吻合，说明湖盆的形成受区域构造线的控制比较明显。这些湖盆的起源可追溯到第三纪。它们都是在第三纪喜马拉雅运动中由构造断陷作用所形成的。如色林错就是在早第三纪始新世晚期（大约在5 400万年前）第一期喜马拉雅运动活跃时形成，并延续至今的残留湖泊，因此湖盆有巨厚的下第三系、上第三系和第四系的沉积。而其余的湖盆目前只发现上新统（大约在900万年前）的沉积，可能是在中新世中晚期（大约在2 600万年到900万年前）第二期喜马拉雅运动期间形成。此外，分布于滨湖的断层三角面，在一些湖泊中至今仍清晰可见。

内蒙古的呼伦池、岱海、黄旗海、安固里淖和查干诺尔均属于构造湖。新疆的赛里木湖、艾比湖、乌伦古湖和博斯腾湖等，也都是在断陷盆地基础上发育而成的内陆湖泊。

长江中下游所分布的洞庭湖、鄱阳湖和巢湖等，因位于大地构造单元的转折地带，所以受构造差异运动和新构造运动的影响显著；但湖盆轮廓不及山间断陷盆地的湖泊明显，它往往是断层构造截断山系而形成的湖泊，一般与南北向断裂构造活动的关系密切。

此外，位于山西地台南缘、渭河地堑东段的运城解池，它是由中条山北麓及峨眉台地南缘两条平行断裂形成的地堑式构造湖。中俄国境上的兴凯湖，是远东最大的淡水湖，它亦是在第三纪地壳陷落基础上形成的湖泊。

2.火山口湖

在吉林省东南部中朝两国边境上，有一座风光绮丽的高大山体，矗立在广阔的熔岩高原上，这就是世界著名的长白山。长白山区是中国典型的火山地貌区域，在玄武岩高原与台地之上突起一座雄伟秀丽的休火山——白头山，在凹陷的火山锥顶部周围，环绕着16座高达2 500米以上的山峰，其中形如盆状的火山口，已积水成湖，称为白头山天池。它是中国目前已知的第一深湖，是松花江支流二道白河的源头。湖水主要来自天然降水和湖周岩层的裂隙水，年水位常年无大变化，水温较低，湖水偏碱性。据历史记载，有史以来白头山火山口曾有过3次喷发（公元1597、1668和1702年），最终形成为今日如此规模巨大而雄伟的同心圆状火山锥地貌景观。

第四纪火山喷发时，在长白山区还形成另外一些小型火山口湖，它们是长白山小天池和靖宇县龙岗火山群的6个小火山口湖。此外，在大兴安岭东麓鄂温克旗境内哈尔新火山群的奥内诺尔火山顶上也有一个火山口湖。德都县五大连池火山群的南格拉球火山口，湖水较浅，已长满苔藓植物。台湾宜兰平原外的龟山岛上，龟头及龟尾也各有一个火山口湖。云南腾冲打鹰山和山西大同昊天寺火山，山上原来都有火山口湖，后已被破坏而消失。唯腾冲大龙潭火山口尚积水成湖。

3.堰塞湖

中国堰塞湖主要有两类，一类是由火山喷发的熔岩流拦截河谷而形成的，如东北的镜泊湖、五大连池（图8）和内蒙古的达里诺尔等；另一类是由地震或冰川、泥石流引起的山崩滑坡物质堵塞河床而形成的，如藏东南的易贡错、然乌错和古乡错等。

火山堰塞湖在东北较为多见，而冰川或地震所形成的堰塞湖在西藏东南部较为常见。1900年藏东南波密县因地震影响而发生特大泥石流，截断了乍龙曲，形成一个海拔2159米、长16公里、宽2公里、深25米、面积23平方公里的易贡错；波密县的古乡错是1953年由冰川泥石流堵塞而成的。八宿县200年前在一条河流的右岸发生巨大山崩，堵截了河流的出口，从而形成海拔3 800米、长26公里、宽1.2公里、面积为20平方公里的然乌错。

中国台湾省地震频繁，1941年12月在嘉义东北发生了一次强烈地震，引起山坡崩塌，浊水溪东流被堵，在海拔380米处的溪流中，形成了一道高100米的天然堤坝，使河流中断，10个月以后，聚集了上游的溪水，在天然堤以上形成一个面积为6.6平方公里、深160米的堰塞湖。该湖形成不久，因天然堤坝被冲开，湖泊随即消亡。

4.冰川湖

中国冰川湖多为山谷冰川所形成，湖泊位于较高的海拔处。

青藏高原上的冰川湖主要分布在念青唐古拉山和喜马拉雅山区，但多数是有出口的小湖，如藏南工布江达县的帕桑错，是扎拉弄巴和钟错弄巴两条古冰川汇合后挖蚀成的槽谷，经冰川终碛封闭而成为冰碛湖。它位居海拔3 460米处，长13公里，宽2公里，深60米，面积达26平方公里。四川甘孜的新路海，系冰蚀挖深、冰碛物阻塞河谷出口而形成的冰川湖，深75米。

新疆境内的阿尔泰山、昆仑山和天山，亦有冰川湖分布，它们大多是冰期前的构造谷地，在冰期时受冰川强烈挖蚀，形成宽坦的槽谷。冰退时，槽谷受冰碛垄阻塞形成长形湖泊，如阿尔泰山的喀拉斯湖就属于这一类型。在冰斗上下串联或冰碛叠置地区，还发育有串珠状冰川湖。此外，现代冰川的冰面在衰退过程中，由于冰舌的后退或消融，使冰舌部分的冰面地形趋于复杂，常形成大小不等、深浅不一的冰面湖。

5.喀斯特湖

典型的喀斯特湖是由于碳酸盐类地层经流水的长期溶解产生了洼地或漏斗，当这些洼地或漏斗中的落水洞被堵塞后，泉水流入其中而成为湖泊。这类湖泊无一定排列方向，形状或圆或椭圆，如由谷地积水所成的湖泊也可呈长形。喀斯特湖面积不大，水一般不深。

中国喀斯特湖主要集中分布在喀斯特发育的黔、桂、滇等省区。如贵州威宁的草海，原是个典型的喀斯特盆地，公元1857年（清咸丰七年）因暴雨引起山洪暴发，洪水携带大量沙石阻塞了喀斯特盆地的落水洞，经潴水后才成为一个湖泊。该湖集水面积为190平方公里，年入湖水量0.9亿立方米，湖面积为29.8平方公里，水深近两米，贮水量为0.3亿立方米左右。于1973年凿开水洞，排干湖水，垦为农田，现已退田还湖。云南中甸的纳帕海，两岸断崖有3个水平溶洞，水位高时成为湖水的排泄水道；湖底还有许多裂隙和落水洞，每当湖水涨时，湖面常出现一些漏斗状旋涡。滇东的一些构造湖，湖底与湖周的碳酸盐类地层的喀斯特现象亦较发育，湖滨有较多的喀斯特泉和暗河出露，有的湖泊系以喀斯特泉的补给为主。如阳宗海东岸的黄水洞、秦已洞，滇池西岸的蝙蝠洞，均有暗河补给湖泊，喀斯特的发育对这类构造湖的演变也起着一定的作用。

6.风成湖

中国沙漠地区有成百上千个被称作“明珠”的大小湖泊，它们中有淡水湖，也有咸水湖或盐湖。如毛乌素沙地分布有众多的湖泊，大小计170余个，虽然大部分是苏打湖和氯化物湖，但也有淡水湖分布。腾格里沙漠内部分布了众多面积很小的季节性的草湖，其中由泉水补给的湖泊水质较好。乌兰布和沙漠西部为一古湖积平原，分布有盐湖，其中吉兰泰盐池是中国开采已久的著名盐湖之一。塔克拉玛干沙漠的东北，靠近塔里木河下游的一些丘间洼地，也有风成湖分布。分布在科尔沁沙地，浑善达克沙地及呼伦贝尔沙地的一些湖泊，仅湖盆中央稍有积水，周围是沼泽，水质较好，矿化度在1～3克/升之间，湖周是天然牧场。只有少许湖泊因基底岩层隔水，水质较差，矿化度达10～20克/升而未予利用。

至于沙漠中湖泊的成因，部分是风蚀洼地的底部低于潜水面而形成，部分是残留的古湖泊，也受风蚀的影响。这些湖泊的滨湖地区，由于牧草茂密，大多成为优良的天然牧场，是沙区少数民族劳动生息的地方。

7.河成湖

河成湖的形成与河流的演变有密切关系。一种是由于河流泥沙在泛滥平原上堆积不均匀，造成天然堤之间的洼地积水而成的湖泊，如江汉平原湖群和河北洼淀湖泊，多属于这一类型；另一种是支流水系受阻，泥沙在支流河口淤塞，使河水不能排入干流而壅水成湖，如淮河南岸在19世纪三四十年代，因霍丘县附近受堵而形成城东、城西两湖；还有一种是河流横向摆动，在被废弃的古河道上积水而成的湖泊，如长江的黄古—九江—安庆—大通段沿江两岸的湖泊，以及东北地区嫩江、海拉尔河、乌尔逊河等沿岸星罗棋布的咸泡子，大多属于这类成因。

在黄河干流以南至徐州间的运河线上，有一连串近南北向的狭长湖泊，这些湖泊沿鲁南山区西侧断层而分布，是公元1194年黄河南徙后，泗水下游被壅塞，水流宣泄不畅，潴水而成的一系列湖泊，如南四湖和洪泽湖等。

8.海成湖

中国的海成湖分布于滨海冲积平原地区，它是冲积平原与海湾沙洲封闭沿岸海湾所形成的湖泊，台湾省西南岸的高雄港就是一个典型的海成潟湖，湖岸曲折而海岸平直，湖泊长轴沿海岸线方向延伸。这类湖泊在广东、山东、河北等沿海均有分布，但规模较小。然而中国最主要的海成湖，还是在海湾和河流共同作用下所形成的古潟湖。太湖就是这样形成的。此外，风景如画的杭州西湖，在数千年前还是与钱塘江相通的一个浅海海湾，以后由于海潮与河流所夹带的泥沙不断在海湾口附近沉积，使湾内海水与大海逐渐分离，而接纳地表、地下径流，逐渐淡化，方形成今日的西湖。

（二）影响湖泊演变的主要因素

自然界的任何事物，都有其产生、发展和消亡的过程，湖泊亦不例外。湖泊形成之后，在汇集流域来水的同时，也汇纳了一定数量的泥沙。天长日久，大量泥沙沉积于湖底，使原来湖岸陡峭、烟波浩瀚的大湖逐渐向小型化演变，岸坡渐趋平缓，洲滩逐渐发育，水域不断缩小，湖盆日渐浅平，为各种大型水生植物的生长创造了条件。大型水生植物由沿岸向湖心迅速蔓延，不仅加速了泥沙的淤积，而且水生植物和其它生物残体的不断堆积，使湖泊向沼泽化发展，走向自己的消亡阶段。而分布在中国广大内陆地区的湖泊，其演变过程则有所不同。内陆湖区为典型的大陆性气候，干旱少雨，蒸发强烈，时有劲风。因此，风沙成为湖泊演变过程中不可忽视的重要物质来源。再者，内陆湖泊不仅是流域内的聚水盆，也是流域内的聚盐盆，有大量盐类随径流汇入湖中。由于盐分不断积累，湖泊就会由淡水湖逐渐演变为咸水湖，进而演变为盐湖。湖泊终因大量盐类年复一年地沉积而趋向消亡。 以上所述仅是中国湖泊演变的梗概。在湖泊演变过程中，由于气候的变化和新构造运动的影响，都会引起湖泊水量平衡诸要素以及湖盆形态的变化，直接或间接地导致湖泊消长。所以，湖泊的演变是要经历相当复杂和漫长的过程。人类大规模的经济活动，如筑堤建闸、围垦种植、渔业捕捞、罱泥积肥和开采盐类资源等，对湖泊的演变都会产生巨大的影响，加速或延缓湖泊的消亡过程。

影响湖泊演变的主要因素有：

1.泥沙影响

入湖泥沙量的多少直接影响到湖泊寿命的长短。位于中国东部平原上的湖泊，一般都与大江大河相通，湖泊为泥沙提供了良好的沉积环境。如黄、淮、海流域在历史上原是湖泊洼淀星罗棋布之地，它们的逐渐消亡与含沙量高的河流的发育是分不开的。海河流域由于支流众多，下游河床受泥沙淤积而不断抬高，尾闾又排水不畅，因此，湖盆受泥沙淤积十分严重。加上黄河在公元10世纪以前，流经现在的海河，河床并多次改道，影响了湖泊的寿命，如文安洼、安晋泊等湖泊均由于这一原因而成为历史陈迹。黄河自1194年开始南徙以后，泗、淮二水被黄河所夺，泗、淮地区的湖泊淤积更盛，历史上的水泊梁山——东平湖和苏北射阳湖的消亡以及洪泽湖大淤滩的形成，均是黄河泛滥所引起的直接结果。 江汉平原湖群原是古云梦泽的一部分，是古云梦泽淤积消亡过程中因泥沙堆积的局部差异而造成的洼地积水。古云梦泽演变到泛滥平原阶段，已经是古云梦泽消亡和江汉平原形成的前夕。古云梦泽虽已被长江、汉水等携带泥沙停积而分化、消亡，但江汉平原上还是大湖连片，河湖不分，到处湖水茫茫一片，只是后来由于长江、汉水及其大小支流携入泥沙的进一步堆积，才使湖泊分离，缩小成众多的湖泊水荡，有的则被淤积而消亡。

2.气候影响

气候趋向干旱，易使湖水蒸发，湖面缩小乃至消亡，或由外流湖演变成内陆湖；气候趋向湿润，入湖水量增加，湖面扩大，湖水也日渐淡化。由于气候因素在一个湖区的变化是波动式的，在湖泊地貌形态上往往留下一些有力的证据。 位于中国青藏高原和蒙新高原的大多数湖泊，由于气候干旱、蒸发量大于补给量，使湖面普遍发生退缩，湖水亦不断浓缩，而向咸水湖或盐湖方向过渡，这些特点在湖泊地貌上的反映也是多方面的。例如，西藏高原一些内陆湖的古湖岸线一般可达一二十级（表2），若从最高一级古岸线来恢复古代湖泊的

表2 西藏部分内陆湖古岸线的发育情况

面积，据推算，比现代的湖泊面积要大10倍以上，多道古岸线的产生，与区域气候的变迁以及高原新构造隆起有一定的关系，但每个湖泊具体的演变历史并不完全一致。在干旱地区，有些湖泊受气候影响，会引起入湖河道的断流和湖水位的下降，使原来完整的湖泊被分解成若干彼此相连或不相连的湖泊。如著名的居延海，因额齐纳河补给水量的减少，引起湖泊退缩，被分成嘎顺诺尔和苏古诺尔两个湖泊。又如西藏的色林错及其附近的错鄂、班戈错、吴如错、格仁错等以及柴达木盆地中的众多湖泊，历史上均是色林错古巨泊和柴达木古巨泊的完整湖体。

3.人为影响

湖泊围垦对湖泊演变的影响，是人类经济活动所造成的。据长江中下游湖南、湖北、江西、安徽、江苏五省湖泊资料的统计，新中国成立初期原有湖泊面积达28 859平方公里，而目前湖泊面积仅为201 34平方公里，消亡了8 700多平方公里，不仅是自然消亡，而大部分是人们的盲目围垦所致，因为三四十年时间对湖泊演变历史来说仅是很短暂的一瞬间，自然消亡的因素影响很小。如素有“千湖之省”的湖北，现有湖泊面积不足新中国成立初期的1/3，30余年共围垦湖泊面积近6 000平方公里（图4）。被誉为“水乡泽国”的江苏，自1957年以来，因围湖造田所削减的湖泊面积达700多平方公里，著名的鄱阳湖和洞庭

图4 汉江平原湖群围垦示意图

湖，新中国成立以来围垦的面积均在1500平方公里以上。云南是中国南方淡水湖泊分布集中的一个省份，前些年也因围湖造田成风，使一些淡水湖受损。华北平原上的一些洼淀湖泊，也由于明末清初的大规模筑堤围垦，到1881年（清光绪七年）洼淀湖泊面积只剩下清朝初期的1/10，结果使大多数湖洼趋于消亡。

此外，新构造运动也影响到湖泊的沧桑变迁。如随着青藏高原的不断隆起，一些外流湖变成为内陆湖。羊卓雍错在古代曾是个巨大的高原外流湖，湖水通过墨曲汇入雅鲁藏布江；班公错西部原与印度河支流约克河相通，历史上也曾经是外流湖。随着高原隆起，湖水被袭夺流失，亦可形成干涸的古湖盆。如藏东的下秋卡盆地、孔马盆地、那曲盆地，藏南的吉隆盆地、定日盆地、夏雄盆地，青海的共和盆地以及云南的曲靖坝、蒙自坝、保山坝等，都是历史上的古湖泊。