European lakes as palaeohydrological and palaeoclimatic indicators
6
1993
... 湖泊水位的变化将影响湖泊中各种生物、水文、湖泊和沉积过程［1］.因此，湖面变化过程的重建成为地貌学、湖泊学、水文学、古气候学、盐湖资源、生态学、全球变化等多学科所共同关注的科学问题.青藏高原分布着全球海拔最高、数量最多、面积最大的内陆湖泊群.其中许多湖泊发育有古湖岸线（shoreline）、古湖岸堤（shore ridge）、古砂（砾石）滩（sand-gravel beach）、古湖岸侵蚀台地（wave-cut platform）、悬崖线（cliff line）、湖岸阶地（lake terrace）或高湖面沉积物（high-level sediment）.这些地貌和岩性单元是地质历史时期湖面变化的实证.同时，这些地貌和岩性直接证据亦蕴含着丰富的古水文、古气候和古环境信息. ...
... 封闭湖泊的湖面变化取决于流域降水、径流和蒸发量的平衡关系，这类湖泊的水位可以在很大范围内波动.而对于开放或溢流湖泊（open or outlet lakes），气候驱动的湖泊水位变化仅限于降水/蒸发（P/E）的变小，而入湖流量的增加（P/E增加）是通过更大的流出量来补偿的［1，57］.也就是说，开放湖泊最高湖面高度取决于流域周缘最低溢流垭口的高度（topographic threshold effect），类似于木桶效应（cask effect）.因此，通常情形下，开放湖泊的水位变化相对较小［1，57］.然而，纳木错最高古湖相沉积物的分布海拔，竟然高于其现代最低溢流垭口约123 m.由此推断，气候、水文、外溢河道或地貌（溢流垭口）等因素发生剧烈变化，以至于无法基于目前的湖泊状态来解释［1］.但是，这一异常现象出现的具体原因目前还不清楚. ...
... ［1，57］.然而，纳木错最高古湖相沉积物的分布海拔，竟然高于其现代最低溢流垭口约123 m.由此推断，气候、水文、外溢河道或地貌（溢流垭口）等因素发生剧烈变化，以至于无法基于目前的湖泊状态来解释［1］.但是，这一异常现象出现的具体原因目前还不清楚. ...
... ［1］.但是，这一异常现象出现的具体原因目前还不清楚. ...
... 气候变化、溢流基准调整、地壳运动、载荷回弹、河流改道（袭夺）、植被变化、土地利用变化和人类活动都会引起湖面波动［1，19，32，41，57，62，66，70，72-73］.前人及笔者初步的调查结果表明，纳木错湖岸基岩侵蚀地貌的最高海拔几乎是齐平的，并可能受控于溢流垭口基准［21，23，35，51，55］.这意味着长期以来纳木错流域内溢流基准的高度可能变化不大.同时，也反映出纳木错新构造运动造成的差异性抬升量可能很小［41，45］.此外，湖水损失可引起载荷回弹，但形变主要发生在湖泊的中心部分，湖岸回弹一般不显著［32］.纳木错处于高寒环境和半干旱地区，盆地周缘仅有季节性的小河分布，因此全新世期间发生河流袭夺的可能性很低，在高寒环境下植被变化和土地利用变化对湖面变化的影响甚微.尤为重要的是，依据前人和笔者已有的调查结果，上述纳木错开放水文状态下异常高湖面现象在青藏高原并不是孤立存在的［6，13，15，19，25，31］.这意味着，湖面变化的驱动因素可能不是单个湖泊流域内的局地因素，而可能是一个在更大范围内普遍存在的影响因素在起作用［1，19，66，73-75］.由此推测，南支槽（India-Burma Trough）的异常振荡及其导致的冬半年降水增加可能是其内在驱动因素，而纳木错流域之外的某处高溢流垭口可能是高湖面形成的外在地貌限制因素. ...
... ［1，19，66，73-75］.由此推测，南支槽（India-Burma Trough）的异常振荡及其导致的冬半年降水增加可能是其内在驱动因素，而纳木错流域之外的某处高溢流垭口可能是高湖面形成的外在地貌限制因素. ...
Account of Pandit Nain Singh’s journey from Leh in Ladakh to Lhasa， and his return to India via Assam 1873-74-75
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1915
... 有关青藏高原湖面变化的记录，最早见于19世纪末和20世纪初西方探险者的著述中［2-3］.譬如，色林错最老的湖岸线高于当时湖面约50 m［3-4］.中国学者对青藏高原的考察始于地貌学家徐近之先生1935年对纳木错湖岸线的考察和湖面变化的讨论［5］.其后，历经20世纪50年代初西藏工作队［6］、70年代的第一次青藏科考等研究阶段［7-17］.之后，学者们开始关注湖岸地貌、湖岸残存的高湖面沉积物，并开始了有关湖面变化历史的开创性研究工作［18-56］. ...
... Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
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1907
... 有关青藏高原湖面变化的记录，最早见于19世纪末和20世纪初西方探险者的著述中［2-3］.譬如，色林错最老的湖岸线高于当时湖面约50 m［3-4］.中国学者对青藏高原的考察始于地貌学家徐近之先生1935年对纳木错湖岸线的考察和湖面变化的讨论［5］.其后，历经20世纪50年代初西藏工作队［6］、70年代的第一次青藏科考等研究阶段［7-17］.之后，学者们开始关注湖岸地貌、湖岸残存的高湖面沉积物，并开始了有关湖面变化历史的开创性研究工作［18-56］. ...
... ［3-4］.中国学者对青藏高原的考察始于地貌学家徐近之先生1935年对纳木错湖岸线的考察和湖面变化的讨论［5］.其后，历经20世纪50年代初西藏工作队［6］、70年代的第一次青藏科考等研究阶段［7-17］.之后，学者们开始关注湖岸地貌、湖岸残存的高湖面沉积物，并开始了有关湖面变化历史的开创性研究工作［18-56］. ...
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1960
... 有关青藏高原湖面变化的记录，最早见于19世纪末和20世纪初西方探险者的著述中［2-3］.譬如，色林错最老的湖岸线高于当时湖面约50 m［3-4］.中国学者对青藏高原的考察始于地貌学家徐近之先生1935年对纳木错湖岸线的考察和湖面变化的讨论［5］.其后，历经20世纪50年代初西藏工作队［6］、70年代的第一次青藏科考等研究阶段［7-17］.之后，学者们开始关注湖岸地貌、湖岸残存的高湖面沉积物，并开始了有关湖面变化历史的开创性研究工作［18-56］. ...
... Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
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1960
... 有关青藏高原湖面变化的记录，最早见于19世纪末和20世纪初西方探险者的著述中［2-3］.譬如，色林错最老的湖岸线高于当时湖面约50 m［3-4］.中国学者对青藏高原的考察始于地貌学家徐近之先生1935年对纳木错湖岸线的考察和湖面变化的讨论［5］.其后，历经20世纪50年代初西藏工作队［6］、70年代的第一次青藏科考等研究阶段［7-17］.之后，学者们开始关注湖岸地貌、湖岸残存的高湖面沉积物，并开始了有关湖面变化历史的开创性研究工作［18-56］. ...
... Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
Nam Co in Tibet
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1937
... 有关青藏高原湖面变化的记录，最早见于19世纪末和20世纪初西方探险者的著述中［2-3］.譬如，色林错最老的湖岸线高于当时湖面约50 m［3-4］.中国学者对青藏高原的考察始于地貌学家徐近之先生1935年对纳木错湖岸线的考察和湖面变化的讨论［5］.其后，历经20世纪50年代初西藏工作队［6］、70年代的第一次青藏科考等研究阶段［7-17］.之后，学者们开始关注湖岸地貌、湖岸残存的高湖面沉积物，并开始了有关湖面变化历史的开创性研究工作［18-56］. ...
... Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
... ［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
西藏之大天湖
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1937
... 有关青藏高原湖面变化的记录，最早见于19世纪末和20世纪初西方探险者的著述中［2-3］.譬如，色林错最老的湖岸线高于当时湖面约50 m［3-4］.中国学者对青藏高原的考察始于地貌学家徐近之先生1935年对纳木错湖岸线的考察和湖面变化的讨论［5］.其后，历经20世纪50年代初西藏工作队［6］、70年代的第一次青藏科考等研究阶段［7-17］.之后，学者们开始关注湖岸地貌、湖岸残存的高湖面沉积物，并开始了有关湖面变化历史的开创性研究工作［18-56］. ...
... Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
... ［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
Introduction to the natural conditions and resources of the Kangzang Plateau
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1954
... 有关青藏高原湖面变化的记录，最早见于19世纪末和20世纪初西方探险者的著述中［2-3］.譬如，色林错最老的湖岸线高于当时湖面约50 m［3-4］.中国学者对青藏高原的考察始于地貌学家徐近之先生1935年对纳木错湖岸线的考察和湖面变化的讨论［5］.其后，历经20世纪50年代初西藏工作队［6］、70年代的第一次青藏科考等研究阶段［7-17］.之后，学者们开始关注湖岸地貌、湖岸残存的高湖面沉积物，并开始了有关湖面变化历史的开创性研究工作［18-56］. ...
... 李璞［6］指出纳木错东北角湖泊沉积阶地高出当时湖面10 m.韩同林［10］发现纳木错塔吉古日三级湖积阶地高于当时湖面150 m.关志华等［14］记录了纳木错古湖岸线高出现代湖面约80 m.之后，赵希涛等［24］、朱大岗等［28］发现纳木错的最高位湖相沉积物高于现代湖面139.2 m.笔者对前人发现的纳木错湖岸残留的高湖面沉积物亦做了初步的野外调查.这些灰色黏土质粉砂沉积物明显区别于纳木错湖岸的现代风沙沉积及坡积物，初步确认这类披覆于湖岸山坡上的沉积物应是高湖面时期的滨岸沉积.从而初步证实，纳木错确实存在高于现代湖面约150 m的高湖面沉积物［最高分布海拔4 872 m，手持GPS测量；图1（b）］. ...
... 气候变化、溢流基准调整、地壳运动、载荷回弹、河流改道（袭夺）、植被变化、土地利用变化和人类活动都会引起湖面波动［1，19，32，41，57，62，66，70，72-73］.前人及笔者初步的调查结果表明，纳木错湖岸基岩侵蚀地貌的最高海拔几乎是齐平的，并可能受控于溢流垭口基准［21，23，35，51，55］.这意味着长期以来纳木错流域内溢流基准的高度可能变化不大.同时，也反映出纳木错新构造运动造成的差异性抬升量可能很小［41，45］.此外，湖水损失可引起载荷回弹，但形变主要发生在湖泊的中心部分，湖岸回弹一般不显著［32］.纳木错处于高寒环境和半干旱地区，盆地周缘仅有季节性的小河分布，因此全新世期间发生河流袭夺的可能性很低，在高寒环境下植被变化和土地利用变化对湖面变化的影响甚微.尤为重要的是，依据前人和笔者已有的调查结果，上述纳木错开放水文状态下异常高湖面现象在青藏高原并不是孤立存在的［6，13，15，19，25，31］.这意味着，湖面变化的驱动因素可能不是单个湖泊流域内的局地因素，而可能是一个在更大范围内普遍存在的影响因素在起作用［1，19，66，73-75］.由此推测，南支槽（India-Burma Trough）的异常振荡及其导致的冬半年降水增加可能是其内在驱动因素，而纳木错流域之外的某处高溢流垭口可能是高湖面形成的外在地貌限制因素. ...
康藏高原自然情况和资源的介绍
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1954
... 有关青藏高原湖面变化的记录，最早见于19世纪末和20世纪初西方探险者的著述中［2-3］.譬如，色林错最老的湖岸线高于当时湖面约50 m［3-4］.中国学者对青藏高原的考察始于地貌学家徐近之先生1935年对纳木错湖岸线的考察和湖面变化的讨论［5］.其后，历经20世纪50年代初西藏工作队［6］、70年代的第一次青藏科考等研究阶段［7-17］.之后，学者们开始关注湖岸地貌、湖岸残存的高湖面沉积物，并开始了有关湖面变化历史的开创性研究工作［18-56］. ...
... 李璞［6］指出纳木错东北角湖泊沉积阶地高出当时湖面10 m.韩同林［10］发现纳木错塔吉古日三级湖积阶地高于当时湖面150 m.关志华等［14］记录了纳木错古湖岸线高出现代湖面约80 m.之后，赵希涛等［24］、朱大岗等［28］发现纳木错的最高位湖相沉积物高于现代湖面139.2 m.笔者对前人发现的纳木错湖岸残留的高湖面沉积物亦做了初步的野外调查.这些灰色黏土质粉砂沉积物明显区别于纳木错湖岸的现代风沙沉积及坡积物，初步确认这类披覆于湖岸山坡上的沉积物应是高湖面时期的滨岸沉积.从而初步证实，纳木错确实存在高于现代湖面约150 m的高湖面沉积物［最高分布海拔4 872 m，手持GPS测量；图1（b）］. ...
... 气候变化、溢流基准调整、地壳运动、载荷回弹、河流改道（袭夺）、植被变化、土地利用变化和人类活动都会引起湖面波动［1，19，32，41，57，62，66，70，72-73］.前人及笔者初步的调查结果表明，纳木错湖岸基岩侵蚀地貌的最高海拔几乎是齐平的，并可能受控于溢流垭口基准［21，23，35，51，55］.这意味着长期以来纳木错流域内溢流基准的高度可能变化不大.同时，也反映出纳木错新构造运动造成的差异性抬升量可能很小［41，45］.此外，湖水损失可引起载荷回弹，但形变主要发生在湖泊的中心部分，湖岸回弹一般不显著［32］.纳木错处于高寒环境和半干旱地区，盆地周缘仅有季节性的小河分布，因此全新世期间发生河流袭夺的可能性很低，在高寒环境下植被变化和土地利用变化对湖面变化的影响甚微.尤为重要的是，依据前人和笔者已有的调查结果，上述纳木错开放水文状态下异常高湖面现象在青藏高原并不是孤立存在的［6，13，15，19，25，31］.这意味着，湖面变化的驱动因素可能不是单个湖泊流域内的局地因素，而可能是一个在更大范围内普遍存在的影响因素在起作用［1，19，66，73-75］.由此推测，南支槽（India-Burma Trough）的异常振荡及其导致的冬半年降水增加可能是其内在驱动因素，而纳木错流域之外的某处高溢流垭口可能是高湖面形成的外在地貌限制因素. ...
Report on boron deposits in the salt lake of Tibet
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1974
... 有关青藏高原湖面变化的记录，最早见于19世纪末和20世纪初西方探险者的著述中［2-3］.譬如，色林错最老的湖岸线高于当时湖面约50 m［3-4］.中国学者对青藏高原的考察始于地貌学家徐近之先生1935年对纳木错湖岸线的考察和湖面变化的讨论［5］.其后，历经20世纪50年代初西藏工作队［6］、70年代的第一次青藏科考等研究阶段［7-17］.之后，学者们开始关注湖岸地貌、湖岸残存的高湖面沉积物，并开始了有关湖面变化历史的开创性研究工作［18-56］. ...
... 郑绵平等［7］最早提出青藏高原存在“大水湖期”.但他们认为其发育时代为更新世早中期.此后，MIS 5阶段大湖期或古羌塘湖［24，28，54-55］，MIS 3阶段大湖期/泛湖期或冈底斯带古大湖［20，22，27］，以及全新世中早期“泛湖阶段”［15］等假说被相继提出.也有学者持相反意见，Shi等［52］认为在MIS 5阶段并不存在有如此大规模的古大湖.纳木错（湖面海拔4 722 m）在高湖面期溢流状态下，可通过河谷通道与仁错（湖面海拔4 648 m）、错鄂（湖面海拔4 562.8 m）、色林错（湖面海拔4 542.5 m，西藏第一大湖）相连通.但是，青藏高原内流区是否存在纳木错—色林错等相互连通的古大湖？古大湖形成于何时？古大湖时期是内流区，还是外流区？若是外流区，溢流垭口位于何处？目前，由于直接证据的匮乏和可靠年代约束的缺失，从而导致对这些问题仍然没有确切和统一的认知. ...
... 对纳木错异常高湖面的特征、时代、期次和成因问题的认知，不仅对青藏高原湖泊和水系演化历史［9，11-12，19，24，28-31］、气候变化及机制［16，19，33-34，44，46，62］、降水/蒸发变化［38，59］、水循环与水资源［14，43］、盐湖资源成矿过程［7，13，17］的研究有着重要的科学和实践意义，还可为深入理解全球变化背景下青藏高原的湖泊生态环境和湖面变化的趋势提供科学依据［50，54］. ...
西藏盐湖硼矿研究报告
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1974
... 有关青藏高原湖面变化的记录，最早见于19世纪末和20世纪初西方探险者的著述中［2-3］.譬如，色林错最老的湖岸线高于当时湖面约50 m［3-4］.中国学者对青藏高原的考察始于地貌学家徐近之先生1935年对纳木错湖岸线的考察和湖面变化的讨论［5］.其后，历经20世纪50年代初西藏工作队［6］、70年代的第一次青藏科考等研究阶段［7-17］.之后，学者们开始关注湖岸地貌、湖岸残存的高湖面沉积物，并开始了有关湖面变化历史的开创性研究工作［18-56］. ...
... 郑绵平等［7］最早提出青藏高原存在“大水湖期”.但他们认为其发育时代为更新世早中期.此后，MIS 5阶段大湖期或古羌塘湖［24，28，54-55］，MIS 3阶段大湖期/泛湖期或冈底斯带古大湖［20，22，27］，以及全新世中早期“泛湖阶段”［15］等假说被相继提出.也有学者持相反意见，Shi等［52］认为在MIS 5阶段并不存在有如此大规模的古大湖.纳木错（湖面海拔4 722 m）在高湖面期溢流状态下，可通过河谷通道与仁错（湖面海拔4 648 m）、错鄂（湖面海拔4 562.8 m）、色林错（湖面海拔4 542.5 m，西藏第一大湖）相连通.但是，青藏高原内流区是否存在纳木错—色林错等相互连通的古大湖？古大湖形成于何时？古大湖时期是内流区，还是外流区？若是外流区，溢流垭口位于何处？目前，由于直接证据的匮乏和可靠年代约束的缺失，从而导致对这些问题仍然没有确切和统一的认知. ...
... 对纳木错异常高湖面的特征、时代、期次和成因问题的认知，不仅对青藏高原湖泊和水系演化历史［9，11-12，19，24，28-31］、气候变化及机制［16，19，33-34，44，46，62］、降水/蒸发变化［38，59］、水循环与水资源［14，43］、盐湖资源成矿过程［7，13，17］的研究有着重要的科学和实践意义，还可为深入理解全球变化背景下青藏高原的湖泊生态环境和湖面变化的趋势提供科学依据［50，54］. ...
Approaches to the changes of ecological environment of lakes in Xizang based on the upheaval of the Qinghai-Xizang Plateau
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1981
从青藏高原隆起探讨西藏湖泊生态环境的变迁
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1981
Several problems of water system development in Tibet
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1981
... 对纳木错异常高湖面的特征、时代、期次和成因问题的认知，不仅对青藏高原湖泊和水系演化历史［9，11-12，19，24，28-31］、气候变化及机制［16，19，33-34，44，46，62］、降水/蒸发变化［38，59］、水循环与水资源［14，43］、盐湖资源成矿过程［7，13，17］的研究有着重要的科学和实践意义，还可为深入理解全球变化背景下青藏高原的湖泊生态环境和湖面变化的趋势提供科学依据［50，54］. ...
西藏水系发育的几个问题
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1981
... 对纳木错异常高湖面的特征、时代、期次和成因问题的认知，不仅对青藏高原湖泊和水系演化历史［9，11-12，19，24，28-31］、气候变化及机制［16，19，33-34，44，46，62］、降水/蒸发变化［38，59］、水循环与水资源［14，43］、盐湖资源成矿过程［7，13，17］的研究有着重要的科学和实践意义，还可为深入理解全球变化背景下青藏高原的湖泊生态环境和湖面变化的趋势提供科学依据［50，54］. ...
A disscussion on the Cenozoic and its successions of northeast Xizang （Tibet）
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1983
... 李璞［6］指出纳木错东北角湖泊沉积阶地高出当时湖面10 m.韩同林［10］发现纳木错塔吉古日三级湖积阶地高于当时湖面150 m.关志华等［14］记录了纳木错古湖岸线高出现代湖面约80 m.之后，赵希涛等［24］、朱大岗等［28］发现纳木错的最高位湖相沉积物高于现代湖面139.2 m.笔者对前人发现的纳木错湖岸残留的高湖面沉积物亦做了初步的野外调查.这些灰色黏土质粉砂沉积物明显区别于纳木错湖岸的现代风沙沉积及坡积物，初步确认这类披覆于湖岸山坡上的沉积物应是高湖面时期的滨岸沉积.从而初步证实，纳木错确实存在高于现代湖面约150 m的高湖面沉积物［最高分布海拔4 872 m，手持GPS测量；图1（b）］. ...
... 基于地层对比或U系法测年、14C测年和OSL定年，许多学者提出或限定了纳木错不同高度高湖面沉积物的年代［10，15-16，24，26，28-30］.最有代表性的认识是赵希涛等［24］、朱大岗等［28］提出的纳木错不同高度古湖相沉积物形成于不同时期（MIS 5、MIS 3或全新世），并以不同时期的沉积阶地为特征；由高至低，湖相沉积阶地的年代为晚更新世至晚全新世［24，28-30］.他们认为纳木错最高湖面应该发生在MIS 5期间［24，28］.利用宇宙成因核素10Be和26Al定年方法，Kong等［40］限定了纳木错高湖面形成于53—36 ka.基于同样的年代学方法，Zhou等［55］限定了纳木错北岸四个基岩侵蚀阶地（T7、T6、T5和T4）的年代，分别在（81.5±9.0） ka、（33.6±1.9） ka、（19.9±1.9） ka和（15.2±0.4） ka.近期，基于纳木错古湖岸沉积物的OSL定年，Huang等［26］提出最高湖面高于现今湖面约26 m，发育年代为25 ka.由此可以看出，纳木错不同高度古湖相沉积物的年代尚存在很大的不确定性（表1），尤其是不同高度古湖相沉积的形成时代及其与湖面变化过程之间的联系还未厘清. ...
西藏东北部的新生界及其层序讨论
2
1983
... 李璞［6］指出纳木错东北角湖泊沉积阶地高出当时湖面10 m.韩同林［10］发现纳木错塔吉古日三级湖积阶地高于当时湖面150 m.关志华等［14］记录了纳木错古湖岸线高出现代湖面约80 m.之后，赵希涛等［24］、朱大岗等［28］发现纳木错的最高位湖相沉积物高于现代湖面139.2 m.笔者对前人发现的纳木错湖岸残留的高湖面沉积物亦做了初步的野外调查.这些灰色黏土质粉砂沉积物明显区别于纳木错湖岸的现代风沙沉积及坡积物，初步确认这类披覆于湖岸山坡上的沉积物应是高湖面时期的滨岸沉积.从而初步证实，纳木错确实存在高于现代湖面约150 m的高湖面沉积物［最高分布海拔4 872 m，手持GPS测量；图1（b）］. ...
... 基于地层对比或U系法测年、14C测年和OSL定年，许多学者提出或限定了纳木错不同高度高湖面沉积物的年代［10，15-16，24，26，28-30］.最有代表性的认识是赵希涛等［24］、朱大岗等［28］提出的纳木错不同高度古湖相沉积物形成于不同时期（MIS 5、MIS 3或全新世），并以不同时期的沉积阶地为特征；由高至低，湖相沉积阶地的年代为晚更新世至晚全新世［24，28-30］.他们认为纳木错最高湖面应该发生在MIS 5期间［24，28］.利用宇宙成因核素10Be和26Al定年方法，Kong等［40］限定了纳木错高湖面形成于53—36 ka.基于同样的年代学方法，Zhou等［55］限定了纳木错北岸四个基岩侵蚀阶地（T7、T6、T5和T4）的年代，分别在（81.5±9.0） ka、（33.6±1.9） ka、（19.9±1.9） ka和（15.2±0.4） ka.近期，基于纳木错古湖岸沉积物的OSL定年，Huang等［26］提出最高湖面高于现今湖面约26 m，发育年代为25 ka.由此可以看出，纳木错不同高度古湖相沉积物的年代尚存在很大的不确定性（表1），尤其是不同高度古湖相沉积的形成时代及其与湖面变化过程之间的联系还未厘清. ...
1
1983
... 对纳木错异常高湖面的特征、时代、期次和成因问题的认知，不仅对青藏高原湖泊和水系演化历史［9，11-12，19，24，28-31］、气候变化及机制［16，19，33-34，44，46，62］、降水/蒸发变化［38，59］、水循环与水资源［14，43］、盐湖资源成矿过程［7，13，17］的研究有着重要的科学和实践意义，还可为深入理解全球变化背景下青藏高原的湖泊生态环境和湖面变化的趋势提供科学依据［50，54］. ...
1
1983
... 对纳木错异常高湖面的特征、时代、期次和成因问题的认知，不仅对青藏高原湖泊和水系演化历史［9，11-12，19，24，28-31］、气候变化及机制［16，19，33-34，44，46，62］、降水/蒸发变化［38，59］、水循环与水资源［14，43］、盐湖资源成矿过程［7，13，17］的研究有着重要的科学和实践意义，还可为深入理解全球变化背景下青藏高原的湖泊生态环境和湖面变化的趋势提供科学依据［50，54］. ...
1
1983
... 对纳木错异常高湖面的特征、时代、期次和成因问题的认知，不仅对青藏高原湖泊和水系演化历史［9，11-12，19，24，28-31］、气候变化及机制［16，19，33-34，44，46，62］、降水/蒸发变化［38，59］、水循环与水资源［14，43］、盐湖资源成矿过程［7，13，17］的研究有着重要的科学和实践意义，还可为深入理解全球变化背景下青藏高原的湖泊生态环境和湖面变化的趋势提供科学依据［50，54］. ...
1
1983
... 对纳木错异常高湖面的特征、时代、期次和成因问题的认知，不仅对青藏高原湖泊和水系演化历史［9，11-12，19，24，28-31］、气候变化及机制［16，19，33-34，44，46，62］、降水/蒸发变化［38，59］、水循环与水资源［14，43］、盐湖资源成矿过程［7，13，17］的研究有着重要的科学和实践意义，还可为深入理解全球变化背景下青藏高原的湖泊生态环境和湖面变化的趋势提供科学依据［50，54］. ...
On saline lakes in Tibet， China
3
1983
... Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
... 气候变化、溢流基准调整、地壳运动、载荷回弹、河流改道（袭夺）、植被变化、土地利用变化和人类活动都会引起湖面波动［1，19，32，41，57，62，66，70，72-73］.前人及笔者初步的调查结果表明，纳木错湖岸基岩侵蚀地貌的最高海拔几乎是齐平的，并可能受控于溢流垭口基准［21，23，35，51，55］.这意味着长期以来纳木错流域内溢流基准的高度可能变化不大.同时，也反映出纳木错新构造运动造成的差异性抬升量可能很小［41，45］.此外，湖水损失可引起载荷回弹，但形变主要发生在湖泊的中心部分，湖岸回弹一般不显著［32］.纳木错处于高寒环境和半干旱地区，盆地周缘仅有季节性的小河分布，因此全新世期间发生河流袭夺的可能性很低，在高寒环境下植被变化和土地利用变化对湖面变化的影响甚微.尤为重要的是，依据前人和笔者已有的调查结果，上述纳木错开放水文状态下异常高湖面现象在青藏高原并不是孤立存在的［6，13，15，19，25，31］.这意味着，湖面变化的驱动因素可能不是单个湖泊流域内的局地因素，而可能是一个在更大范围内普遍存在的影响因素在起作用［1，19，66，73-75］.由此推测，南支槽（India-Burma Trough）的异常振荡及其导致的冬半年降水增加可能是其内在驱动因素，而纳木错流域之外的某处高溢流垭口可能是高湖面形成的外在地貌限制因素. ...
... 对纳木错异常高湖面的特征、时代、期次和成因问题的认知，不仅对青藏高原湖泊和水系演化历史［9，11-12，19，24，28-31］、气候变化及机制［16，19，33-34，44，46，62］、降水/蒸发变化［38，59］、水循环与水资源［14，43］、盐湖资源成矿过程［7，13，17］的研究有着重要的科学和实践意义，还可为深入理解全球变化背景下青藏高原的湖泊生态环境和湖面变化的趋势提供科学依据［50，54］. ...
论西藏的盐湖
3
1983
... Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
... 气候变化、溢流基准调整、地壳运动、载荷回弹、河流改道（袭夺）、植被变化、土地利用变化和人类活动都会引起湖面波动［1，19，32，41，57，62，66，70，72-73］.前人及笔者初步的调查结果表明，纳木错湖岸基岩侵蚀地貌的最高海拔几乎是齐平的，并可能受控于溢流垭口基准［21，23，35，51，55］.这意味着长期以来纳木错流域内溢流基准的高度可能变化不大.同时，也反映出纳木错新构造运动造成的差异性抬升量可能很小［41，45］.此外，湖水损失可引起载荷回弹，但形变主要发生在湖泊的中心部分，湖岸回弹一般不显著［32］.纳木错处于高寒环境和半干旱地区，盆地周缘仅有季节性的小河分布，因此全新世期间发生河流袭夺的可能性很低，在高寒环境下植被变化和土地利用变化对湖面变化的影响甚微.尤为重要的是，依据前人和笔者已有的调查结果，上述纳木错开放水文状态下异常高湖面现象在青藏高原并不是孤立存在的［6，13，15，19，25，31］.这意味着，湖面变化的驱动因素可能不是单个湖泊流域内的局地因素，而可能是一个在更大范围内普遍存在的影响因素在起作用［1，19，66，73-75］.由此推测，南支槽（India-Burma Trough）的异常振荡及其导致的冬半年降水增加可能是其内在驱动因素，而纳木错流域之外的某处高溢流垭口可能是高湖面形成的外在地貌限制因素. ...
... 对纳木错异常高湖面的特征、时代、期次和成因问题的认知，不仅对青藏高原湖泊和水系演化历史［9，11-12，19，24，28-31］、气候变化及机制［16，19，33-34，44，46，62］、降水/蒸发变化［38，59］、水循环与水资源［14，43］、盐湖资源成矿过程［7，13，17］的研究有着重要的科学和实践意义，还可为深入理解全球变化背景下青藏高原的湖泊生态环境和湖面变化的趋势提供科学依据［50，54］. ...
2
1984
... 李璞［6］指出纳木错东北角湖泊沉积阶地高出当时湖面10 m.韩同林［10］发现纳木错塔吉古日三级湖积阶地高于当时湖面150 m.关志华等［14］记录了纳木错古湖岸线高出现代湖面约80 m.之后，赵希涛等［24］、朱大岗等［28］发现纳木错的最高位湖相沉积物高于现代湖面139.2 m.笔者对前人发现的纳木错湖岸残留的高湖面沉积物亦做了初步的野外调查.这些灰色黏土质粉砂沉积物明显区别于纳木错湖岸的现代风沙沉积及坡积物，初步确认这类披覆于湖岸山坡上的沉积物应是高湖面时期的滨岸沉积.从而初步证实，纳木错确实存在高于现代湖面约150 m的高湖面沉积物［最高分布海拔4 872 m，手持GPS测量；图1（b）］. ...
... 对纳木错异常高湖面的特征、时代、期次和成因问题的认知，不仅对青藏高原湖泊和水系演化历史［9，11-12，19，24，28-31］、气候变化及机制［16，19，33-34，44，46，62］、降水/蒸发变化［38，59］、水循环与水资源［14，43］、盐湖资源成矿过程［7，13，17］的研究有着重要的科学和实践意义，还可为深入理解全球变化背景下青藏高原的湖泊生态环境和湖面变化的趋势提供科学依据［50，54］. ...
2
1984
... 李璞［6］指出纳木错东北角湖泊沉积阶地高出当时湖面10 m.韩同林［10］发现纳木错塔吉古日三级湖积阶地高于当时湖面150 m.关志华等［14］记录了纳木错古湖岸线高出现代湖面约80 m.之后，赵希涛等［24］、朱大岗等［28］发现纳木错的最高位湖相沉积物高于现代湖面139.2 m.笔者对前人发现的纳木错湖岸残留的高湖面沉积物亦做了初步的野外调查.这些灰色黏土质粉砂沉积物明显区别于纳木错湖岸的现代风沙沉积及坡积物，初步确认这类披覆于湖岸山坡上的沉积物应是高湖面时期的滨岸沉积.从而初步证实，纳木错确实存在高于现代湖面约150 m的高湖面沉积物［最高分布海拔4 872 m，手持GPS测量；图1（b）］. ...
... 对纳木错异常高湖面的特征、时代、期次和成因问题的认知，不仅对青藏高原湖泊和水系演化历史［9，11-12，19，24，28-31］、气候变化及机制［16，19，33-34，44，46，62］、降水/蒸发变化［38，59］、水循环与水资源［14，43］、盐湖资源成矿过程［7，13，17］的研究有着重要的科学和实践意义，还可为深入理解全球变化背景下青藏高原的湖泊生态环境和湖面变化的趋势提供科学依据［50，54］. ...
The characteristics of the geological structures of the Xainza-Baingoin area， Xizang （Tibet）
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1984
... 基于地层对比或U系法测年、14C测年和OSL定年，许多学者提出或限定了纳木错不同高度高湖面沉积物的年代［10，15-16，24，26，28-30］.最有代表性的认识是赵希涛等［24］、朱大岗等［28］提出的纳木错不同高度古湖相沉积物形成于不同时期（MIS 5、MIS 3或全新世），并以不同时期的沉积阶地为特征；由高至低，湖相沉积阶地的年代为晚更新世至晚全新世［24，28-30］.他们认为纳木错最高湖面应该发生在MIS 5期间［24，28］.利用宇宙成因核素10Be和26Al定年方法，Kong等［40］限定了纳木错高湖面形成于53—36 ka.基于同样的年代学方法，Zhou等［55］限定了纳木错北岸四个基岩侵蚀阶地（T7、T6、T5和T4）的年代，分别在（81.5±9.0） ka、（33.6±1.9） ka、（19.9±1.9） ka和（15.2±0.4） ka.近期，基于纳木错古湖岸沉积物的OSL定年，Huang等［26］提出最高湖面高于现今湖面约26 m，发育年代为25 ka.由此可以看出，纳木错不同高度古湖相沉积物的年代尚存在很大的不确定性（表1），尤其是不同高度古湖相沉积的形成时代及其与湖面变化过程之间的联系还未厘清. ...
... 韩同林［15］指出，全新世早、中期气温上升、冰雪融水和降水的增加导致高原出现“泛湖阶段”.陈志明［16］、朱大岗等［28］提出，亚洲夏季风的变化控制了纳木错湖面的波动.Chen等［50］、Zhou等［55］则认为，不同时期印度夏季风的增强是湖泊扩张的主要驱动因素.另外，Zhu等［58］发现约20 ka cal BP西风带南移增强，导致纳木错的水位上升.由此可以看出，纳木错湖面变化的内在和外在控制因素、湖面变化如何响应和记录气候波动，以及是否存在外溢河道短暂的堰塞事件、流域之外是否存在地貌临界点等科学问题尚不清楚. ...
... 郑绵平等［7］最早提出青藏高原存在“大水湖期”.但他们认为其发育时代为更新世早中期.此后，MIS 5阶段大湖期或古羌塘湖［24，28，54-55］，MIS 3阶段大湖期/泛湖期或冈底斯带古大湖［20，22，27］，以及全新世中早期“泛湖阶段”［15］等假说被相继提出.也有学者持相反意见，Shi等［52］认为在MIS 5阶段并不存在有如此大规模的古大湖.纳木错（湖面海拔4 722 m）在高湖面期溢流状态下，可通过河谷通道与仁错（湖面海拔4 648 m）、错鄂（湖面海拔4 562.8 m）、色林错（湖面海拔4 542.5 m，西藏第一大湖）相连通.但是，青藏高原内流区是否存在纳木错—色林错等相互连通的古大湖？古大湖形成于何时？古大湖时期是内流区，还是外流区？若是外流区，溢流垭口位于何处？目前，由于直接证据的匮乏和可靠年代约束的缺失，从而导致对这些问题仍然没有确切和统一的认知. ...
... 气候变化、溢流基准调整、地壳运动、载荷回弹、河流改道（袭夺）、植被变化、土地利用变化和人类活动都会引起湖面波动［1，19，32，41，57，62，66，70，72-73］.前人及笔者初步的调查结果表明，纳木错湖岸基岩侵蚀地貌的最高海拔几乎是齐平的，并可能受控于溢流垭口基准［21，23，35，51，55］.这意味着长期以来纳木错流域内溢流基准的高度可能变化不大.同时，也反映出纳木错新构造运动造成的差异性抬升量可能很小［41，45］.此外，湖水损失可引起载荷回弹，但形变主要发生在湖泊的中心部分，湖岸回弹一般不显著［32］.纳木错处于高寒环境和半干旱地区，盆地周缘仅有季节性的小河分布，因此全新世期间发生河流袭夺的可能性很低，在高寒环境下植被变化和土地利用变化对湖面变化的影响甚微.尤为重要的是，依据前人和笔者已有的调查结果，上述纳木错开放水文状态下异常高湖面现象在青藏高原并不是孤立存在的［6，13，15，19，25，31］.这意味着，湖面变化的驱动因素可能不是单个湖泊流域内的局地因素，而可能是一个在更大范围内普遍存在的影响因素在起作用［1，19，66，73-75］.由此推测，南支槽（India-Burma Trough）的异常振荡及其导致的冬半年降水增加可能是其内在驱动因素，而纳木错流域之外的某处高溢流垭口可能是高湖面形成的外在地貌限制因素. ...
西藏申扎—班戈一带地质构造分析
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1984
... 基于地层对比或U系法测年、14C测年和OSL定年，许多学者提出或限定了纳木错不同高度高湖面沉积物的年代［10，15-16，24，26，28-30］.最有代表性的认识是赵希涛等［24］、朱大岗等［28］提出的纳木错不同高度古湖相沉积物形成于不同时期（MIS 5、MIS 3或全新世），并以不同时期的沉积阶地为特征；由高至低，湖相沉积阶地的年代为晚更新世至晚全新世［24，28-30］.他们认为纳木错最高湖面应该发生在MIS 5期间［24，28］.利用宇宙成因核素10Be和26Al定年方法，Kong等［40］限定了纳木错高湖面形成于53—36 ka.基于同样的年代学方法，Zhou等［55］限定了纳木错北岸四个基岩侵蚀阶地（T7、T6、T5和T4）的年代，分别在（81.5±9.0） ka、（33.6±1.9） ka、（19.9±1.9） ka和（15.2±0.4） ka.近期，基于纳木错古湖岸沉积物的OSL定年，Huang等［26］提出最高湖面高于现今湖面约26 m，发育年代为25 ka.由此可以看出，纳木错不同高度古湖相沉积物的年代尚存在很大的不确定性（表1），尤其是不同高度古湖相沉积的形成时代及其与湖面变化过程之间的联系还未厘清. ...
... 韩同林［15］指出，全新世早、中期气温上升、冰雪融水和降水的增加导致高原出现“泛湖阶段”.陈志明［16］、朱大岗等［28］提出，亚洲夏季风的变化控制了纳木错湖面的波动.Chen等［50］、Zhou等［55］则认为，不同时期印度夏季风的增强是湖泊扩张的主要驱动因素.另外，Zhu等［58］发现约20 ka cal BP西风带南移增强，导致纳木错的水位上升.由此可以看出，纳木错湖面变化的内在和外在控制因素、湖面变化如何响应和记录气候波动，以及是否存在外溢河道短暂的堰塞事件、流域之外是否存在地貌临界点等科学问题尚不清楚. ...
... 郑绵平等［7］最早提出青藏高原存在“大水湖期”.但他们认为其发育时代为更新世早中期.此后，MIS 5阶段大湖期或古羌塘湖［24，28，54-55］，MIS 3阶段大湖期/泛湖期或冈底斯带古大湖［20，22，27］，以及全新世中早期“泛湖阶段”［15］等假说被相继提出.也有学者持相反意见，Shi等［52］认为在MIS 5阶段并不存在有如此大规模的古大湖.纳木错（湖面海拔4 722 m）在高湖面期溢流状态下，可通过河谷通道与仁错（湖面海拔4 648 m）、错鄂（湖面海拔4 562.8 m）、色林错（湖面海拔4 542.5 m，西藏第一大湖）相连通.但是，青藏高原内流区是否存在纳木错—色林错等相互连通的古大湖？古大湖形成于何时？古大湖时期是内流区，还是外流区？若是外流区，溢流垭口位于何处？目前，由于直接证据的匮乏和可靠年代约束的缺失，从而导致对这些问题仍然没有确切和统一的认知. ...
... 气候变化、溢流基准调整、地壳运动、载荷回弹、河流改道（袭夺）、植被变化、土地利用变化和人类活动都会引起湖面波动［1，19，32，41，57，62，66，70，72-73］.前人及笔者初步的调查结果表明，纳木错湖岸基岩侵蚀地貌的最高海拔几乎是齐平的，并可能受控于溢流垭口基准［21，23，35，51，55］.这意味着长期以来纳木错流域内溢流基准的高度可能变化不大.同时，也反映出纳木错新构造运动造成的差异性抬升量可能很小［41，45］.此外，湖水损失可引起载荷回弹，但形变主要发生在湖泊的中心部分，湖岸回弹一般不显著［32］.纳木错处于高寒环境和半干旱地区，盆地周缘仅有季节性的小河分布，因此全新世期间发生河流袭夺的可能性很低，在高寒环境下植被变化和土地利用变化对湖面变化的影响甚微.尤为重要的是，依据前人和笔者已有的调查结果，上述纳木错开放水文状态下异常高湖面现象在青藏高原并不是孤立存在的［6，13，15，19，25，31］.这意味着，湖面变化的驱动因素可能不是单个湖泊流域内的局地因素，而可能是一个在更大范围内普遍存在的影响因素在起作用［1，19，66，73-75］.由此推测，南支槽（India-Burma Trough）的异常振荡及其导致的冬半年降水增加可能是其内在驱动因素，而纳木错流域之外的某处高溢流垭口可能是高湖面形成的外在地貌限制因素. ...
Lake retreat in Qinghai-Xizang Plateau with additional reference to its climatic significance
4
1986
... 基于地层对比或U系法测年、14C测年和OSL定年，许多学者提出或限定了纳木错不同高度高湖面沉积物的年代［10，15-16，24，26，28-30］.最有代表性的认识是赵希涛等［24］、朱大岗等［28］提出的纳木错不同高度古湖相沉积物形成于不同时期（MIS 5、MIS 3或全新世），并以不同时期的沉积阶地为特征；由高至低，湖相沉积阶地的年代为晚更新世至晚全新世［24，28-30］.他们认为纳木错最高湖面应该发生在MIS 5期间［24，28］.利用宇宙成因核素10Be和26Al定年方法，Kong等［40］限定了纳木错高湖面形成于53—36 ka.基于同样的年代学方法，Zhou等［55］限定了纳木错北岸四个基岩侵蚀阶地（T7、T6、T5和T4）的年代，分别在（81.5±9.0） ka、（33.6±1.9） ka、（19.9±1.9） ka和（15.2±0.4） ka.近期，基于纳木错古湖岸沉积物的OSL定年，Huang等［26］提出最高湖面高于现今湖面约26 m，发育年代为25 ka.由此可以看出，纳木错不同高度古湖相沉积物的年代尚存在很大的不确定性（表1），尤其是不同高度古湖相沉积的形成时代及其与湖面变化过程之间的联系还未厘清. ...
... Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
... 韩同林［15］指出，全新世早、中期气温上升、冰雪融水和降水的增加导致高原出现“泛湖阶段”.陈志明［16］、朱大岗等［28］提出，亚洲夏季风的变化控制了纳木错湖面的波动.Chen等［50］、Zhou等［55］则认为，不同时期印度夏季风的增强是湖泊扩张的主要驱动因素.另外，Zhu等［58］发现约20 ka cal BP西风带南移增强，导致纳木错的水位上升.由此可以看出，纳木错湖面变化的内在和外在控制因素、湖面变化如何响应和记录气候波动，以及是否存在外溢河道短暂的堰塞事件、流域之外是否存在地貌临界点等科学问题尚不清楚. ...
... 对纳木错异常高湖面的特征、时代、期次和成因问题的认知，不仅对青藏高原湖泊和水系演化历史［9，11-12，19，24，28-31］、气候变化及机制［16，19，33-34，44，46，62］、降水/蒸发变化［38，59］、水循环与水资源［14，43］、盐湖资源成矿过程［7，13，17］的研究有着重要的科学和实践意义，还可为深入理解全球变化背景下青藏高原的湖泊生态环境和湖面变化的趋势提供科学依据［50，54］. ...
青藏高原湖泊退缩及其气候意义
4
1986
... 基于地层对比或U系法测年、14C测年和OSL定年，许多学者提出或限定了纳木错不同高度高湖面沉积物的年代［10，15-16，24，26，28-30］.最有代表性的认识是赵希涛等［24］、朱大岗等［28］提出的纳木错不同高度古湖相沉积物形成于不同时期（MIS 5、MIS 3或全新世），并以不同时期的沉积阶地为特征；由高至低，湖相沉积阶地的年代为晚更新世至晚全新世［24，28-30］.他们认为纳木错最高湖面应该发生在MIS 5期间［24，28］.利用宇宙成因核素10Be和26Al定年方法，Kong等［40］限定了纳木错高湖面形成于53—36 ka.基于同样的年代学方法，Zhou等［55］限定了纳木错北岸四个基岩侵蚀阶地（T7、T6、T5和T4）的年代，分别在（81.5±9.0） ka、（33.6±1.9） ka、（19.9±1.9） ka和（15.2±0.4） ka.近期，基于纳木错古湖岸沉积物的OSL定年，Huang等［26］提出最高湖面高于现今湖面约26 m，发育年代为25 ka.由此可以看出，纳木错不同高度古湖相沉积物的年代尚存在很大的不确定性（表1），尤其是不同高度古湖相沉积的形成时代及其与湖面变化过程之间的联系还未厘清. ...
... Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
... 韩同林［15］指出，全新世早、中期气温上升、冰雪融水和降水的增加导致高原出现“泛湖阶段”.陈志明［16］、朱大岗等［28］提出，亚洲夏季风的变化控制了纳木错湖面的波动.Chen等［50］、Zhou等［55］则认为，不同时期印度夏季风的增强是湖泊扩张的主要驱动因素.另外，Zhu等［58］发现约20 ka cal BP西风带南移增强，导致纳木错的水位上升.由此可以看出，纳木错湖面变化的内在和外在控制因素、湖面变化如何响应和记录气候波动，以及是否存在外溢河道短暂的堰塞事件、流域之外是否存在地貌临界点等科学问题尚不清楚. ...
... 对纳木错异常高湖面的特征、时代、期次和成因问题的认知，不仅对青藏高原湖泊和水系演化历史［9，11-12，19，24，28-31］、气候变化及机制［16，19，33-34，44，46，62］、降水/蒸发变化［38，59］、水循环与水资源［14，43］、盐湖资源成矿过程［7，13，17］的研究有着重要的科学和实践意义，还可为深入理解全球变化背景下青藏高原的湖泊生态环境和湖面变化的趋势提供科学依据［50，54］. ...
2
1988
... 有关青藏高原湖面变化的记录，最早见于19世纪末和20世纪初西方探险者的著述中［2-3］.譬如，色林错最老的湖岸线高于当时湖面约50 m［3-4］.中国学者对青藏高原的考察始于地貌学家徐近之先生1935年对纳木错湖岸线的考察和湖面变化的讨论［5］.其后，历经20世纪50年代初西藏工作队［6］、70年代的第一次青藏科考等研究阶段［7-17］.之后，学者们开始关注湖岸地貌、湖岸残存的高湖面沉积物，并开始了有关湖面变化历史的开创性研究工作［18-56］. ...
... 对纳木错异常高湖面的特征、时代、期次和成因问题的认知，不仅对青藏高原湖泊和水系演化历史［9，11-12，19，24，28-31］、气候变化及机制［16，19，33-34，44，46，62］、降水/蒸发变化［38，59］、水循环与水资源［14，43］、盐湖资源成矿过程［7，13，17］的研究有着重要的科学和实践意义，还可为深入理解全球变化背景下青藏高原的湖泊生态环境和湖面变化的趋势提供科学依据［50，54］. ...
2
1988
... 有关青藏高原湖面变化的记录，最早见于19世纪末和20世纪初西方探险者的著述中［2-3］.譬如，色林错最老的湖岸线高于当时湖面约50 m［3-4］.中国学者对青藏高原的考察始于地貌学家徐近之先生1935年对纳木错湖岸线的考察和湖面变化的讨论［5］.其后，历经20世纪50年代初西藏工作队［6］、70年代的第一次青藏科考等研究阶段［7-17］.之后，学者们开始关注湖岸地貌、湖岸残存的高湖面沉积物，并开始了有关湖面变化历史的开创性研究工作［18-56］. ...
... 对纳木错异常高湖面的特征、时代、期次和成因问题的认知，不仅对青藏高原湖泊和水系演化历史［9，11-12，19，24，28-31］、气候变化及机制［16，19，33-34，44，46，62］、降水/蒸发变化［38，59］、水循环与水资源［14，43］、盐湖资源成矿过程［7，13，17］的研究有着重要的科学和实践意义，还可为深入理解全球变化背景下青藏高原的湖泊生态环境和湖面变化的趋势提供科学依据［50，54］. ...
Monsoon variations of the Qinghai-Xizang Plateau during the last 12000 years： geochemical evidence from the sediments in the Siling Lake
2
1993
... 有关青藏高原湖面变化的记录，最早见于19世纪末和20世纪初西方探险者的著述中［2-3］.譬如，色林错最老的湖岸线高于当时湖面约50 m［3-4］.中国学者对青藏高原的考察始于地貌学家徐近之先生1935年对纳木错湖岸线的考察和湖面变化的讨论［5］.其后，历经20世纪50年代初西藏工作队［6］、70年代的第一次青藏科考等研究阶段［7-17］.之后，学者们开始关注湖岸地貌、湖岸残存的高湖面沉积物，并开始了有关湖面变化历史的开创性研究工作［18-56］. ...
... 综上所述，纳木错在开放状态下异常高湖面的发育时代、湖面变化历史、古水化学演变过程、湖面变化的内在和外在驱动机制、湖岸地貌与湖芯沉积记录对比［38，58-59］，相邻流域湖面变化规律和溢流垭口（河道）特征［18，25，31，36，41，52-53，60-62］，以及与其他湖泊之间的水文联系等一系列科学问题仍不清楚或存在很大争议. ...
Palaeoclimatic interpretation of a topographic profile across middle Holocene regressive shorelines of Longmu Co （western Tibet）
6
1996
... 在纳木错北岸的干玛弄和西岸的塔吉古日两个区域，高湖面沉积物保存较为完整［图1（a）中②⑧］.可采用高精度差分GPS对该区域高湖面沉积物的分布高程进行测量［图1（d）］.对区域内高湖面沉积物的地貌分布格局进行初步限定.调查不同坡度、各个地貌单元、不同海拔高湖面沉积物的厚度和分布特征.阐明高湖面沉积物的保存、分布及沉积物特征与基岩湖岸的地形、地貌和沉积物供给的关系.利用高湖面沉积物分布等实证，厘定最高湖面的海拔及其空间关系.基于阶地状沉积地貌空间分布的对比分析，结合阶地下伏基底地层、阶地后缘断面与基底地形的关系，识别阶地状地貌的成因，限定不同高度湖泊沉积物之间的成因关系［图1（d）］［19，36，55，66-68］. ...
... 气候变化、溢流基准调整、地壳运动、载荷回弹、河流改道（袭夺）、植被变化、土地利用变化和人类活动都会引起湖面波动［1，19，32，41，57，62，66，70，72-73］.前人及笔者初步的调查结果表明，纳木错湖岸基岩侵蚀地貌的最高海拔几乎是齐平的，并可能受控于溢流垭口基准［21，23，35，51，55］.这意味着长期以来纳木错流域内溢流基准的高度可能变化不大.同时，也反映出纳木错新构造运动造成的差异性抬升量可能很小［41，45］.此外，湖水损失可引起载荷回弹，但形变主要发生在湖泊的中心部分，湖岸回弹一般不显著［32］.纳木错处于高寒环境和半干旱地区，盆地周缘仅有季节性的小河分布，因此全新世期间发生河流袭夺的可能性很低，在高寒环境下植被变化和土地利用变化对湖面变化的影响甚微.尤为重要的是，依据前人和笔者已有的调查结果，上述纳木错开放水文状态下异常高湖面现象在青藏高原并不是孤立存在的［6，13，15，19，25，31］.这意味着，湖面变化的驱动因素可能不是单个湖泊流域内的局地因素，而可能是一个在更大范围内普遍存在的影响因素在起作用［1，19，66，73-75］.由此推测，南支槽（India-Burma Trough）的异常振荡及其导致的冬半年降水增加可能是其内在驱动因素，而纳木错流域之外的某处高溢流垭口可能是高湖面形成的外在地貌限制因素. ...
... ，19，25，31］.这意味着，湖面变化的驱动因素可能不是单个湖泊流域内的局地因素，而可能是一个在更大范围内普遍存在的影响因素在起作用［1，19，66，73-75］.由此推测，南支槽（India-Burma Trough）的异常振荡及其导致的冬半年降水增加可能是其内在驱动因素，而纳木错流域之外的某处高溢流垭口可能是高湖面形成的外在地貌限制因素. ...
... ，19，66，73-75］.由此推测，南支槽（India-Burma Trough）的异常振荡及其导致的冬半年降水增加可能是其内在驱动因素，而纳木错流域之外的某处高溢流垭口可能是高湖面形成的外在地貌限制因素. ...
... 对纳木错异常高湖面的特征、时代、期次和成因问题的认知，不仅对青藏高原湖泊和水系演化历史［9，11-12，19，24，28-31］、气候变化及机制［16，19，33-34，44，46，62］、降水/蒸发变化［38，59］、水循环与水资源［14，43］、盐湖资源成矿过程［7，13，17］的研究有着重要的科学和实践意义，还可为深入理解全球变化背景下青藏高原的湖泊生态环境和湖面变化的趋势提供科学依据［50，54］. ...
... ，19，33-34，44，46，62］、降水/蒸发变化［38，59］、水循环与水资源［14，43］、盐湖资源成矿过程［7，13，17］的研究有着重要的科学和实践意义，还可为深入理解全球变化背景下青藏高原的湖泊生态环境和湖面变化的趋势提供科学依据［50，54］. ...
The last greatest lakes on the Xizang （Tibetan） Plateau
1
2000
... 郑绵平等［7］最早提出青藏高原存在“大水湖期”.但他们认为其发育时代为更新世早中期.此后，MIS 5阶段大湖期或古羌塘湖［24，28，54-55］，MIS 3阶段大湖期/泛湖期或冈底斯带古大湖［20，22，27］，以及全新世中早期“泛湖阶段”［15］等假说被相继提出.也有学者持相反意见，Shi等［52］认为在MIS 5阶段并不存在有如此大规模的古大湖.纳木错（湖面海拔4 722 m）在高湖面期溢流状态下，可通过河谷通道与仁错（湖面海拔4 648 m）、错鄂（湖面海拔4 562.8 m）、色林错（湖面海拔4 542.5 m，西藏第一大湖）相连通.但是，青藏高原内流区是否存在纳木错—色林错等相互连通的古大湖？古大湖形成于何时？古大湖时期是内流区，还是外流区？若是外流区，溢流垭口位于何处？目前，由于直接证据的匮乏和可靠年代约束的缺失，从而导致对这些问题仍然没有确切和统一的认知. ...
青藏高原大湖期
1
2000
... 郑绵平等［7］最早提出青藏高原存在“大水湖期”.但他们认为其发育时代为更新世早中期.此后，MIS 5阶段大湖期或古羌塘湖［24，28，54-55］，MIS 3阶段大湖期/泛湖期或冈底斯带古大湖［20，22，27］，以及全新世中早期“泛湖阶段”［15］等假说被相继提出.也有学者持相反意见，Shi等［52］认为在MIS 5阶段并不存在有如此大规模的古大湖.纳木错（湖面海拔4 722 m）在高湖面期溢流状态下，可通过河谷通道与仁错（湖面海拔4 648 m）、错鄂（湖面海拔4 562.8 m）、色林错（湖面海拔4 542.5 m，西藏第一大湖）相连通.但是，青藏高原内流区是否存在纳木错—色林错等相互连通的古大湖？古大湖形成于何时？古大湖时期是内流区，还是外流区？若是外流区，溢流垭口位于何处？目前，由于直接证据的匮乏和可靠年代约束的缺失，从而导致对这些问题仍然没有确切和统一的认知. ...
Quaternary paleoenvironmental change on the Tibetan Plateau and adjacent areas （western China and western Mongolia）
2
2000
... 虽然目前纳木错是一个封闭湖泊（现代湖面海拔4 722 m），但纳木错流域与其西面相邻的仁错（湖面海拔4 648 m）流域之间，仅由一个海拔约4 749 m低矮的分水岭（threshold level）所分割［图1（a）］［51］.也就是说，纳木错现代湖面上涨27 m，就会出现溢流，从而由封闭湖泊转变为溢流湖泊（outlet lake）.综合前人和笔者已有的工作，可以发现，在纳木错的基岩岸坡，最高浪蚀基岩湖岸阶地［24，51，55］、冰碛物侵蚀陡坎及基岩侵蚀悬崖线（cliff line）［21，23，35］的高度与纳木错—仁错分水垭口的高度齐平，即均高于现代湖面29 m左右.因此，笔者推测，溢流垭口的地貌临界点效应（topographic threshold effect）可能控制着侵蚀地貌单元的形成及其分布高度以及长期的湖岸地貌演变.基于10Be和26Al暴露年代，Zhou等［55］限定了纳木错基岩侵蚀阶地（T7~T4，高于现代湖面29~18 m）的形成时代为81.5—15.2 ka.这似乎意味着长期以来纳木错溢流垭口的海拔变化不大. ...
... 气候变化、溢流基准调整、地壳运动、载荷回弹、河流改道（袭夺）、植被变化、土地利用变化和人类活动都会引起湖面波动［1，19，32，41，57，62，66，70，72-73］.前人及笔者初步的调查结果表明，纳木错湖岸基岩侵蚀地貌的最高海拔几乎是齐平的，并可能受控于溢流垭口基准［21，23，35，51，55］.这意味着长期以来纳木错流域内溢流基准的高度可能变化不大.同时，也反映出纳木错新构造运动造成的差异性抬升量可能很小［41，45］.此外，湖水损失可引起载荷回弹，但形变主要发生在湖泊的中心部分，湖岸回弹一般不显著［32］.纳木错处于高寒环境和半干旱地区，盆地周缘仅有季节性的小河分布，因此全新世期间发生河流袭夺的可能性很低，在高寒环境下植被变化和土地利用变化对湖面变化的影响甚微.尤为重要的是，依据前人和笔者已有的调查结果，上述纳木错开放水文状态下异常高湖面现象在青藏高原并不是孤立存在的［6，13，15，19，25，31］.这意味着，湖面变化的驱动因素可能不是单个湖泊流域内的局地因素，而可能是一个在更大范围内普遍存在的影响因素在起作用［1，19，66，73-75］.由此推测，南支槽（India-Burma Trough）的异常振荡及其导致的冬半年降水增加可能是其内在驱动因素，而纳木错流域之外的某处高溢流垭口可能是高湖面形成的外在地貌限制因素. ...
Evidence of the pan-lake stage in the period of 40—28 ka BP on the Qinghai-Tibet Plateau
1
2000
... 郑绵平等［7］最早提出青藏高原存在“大水湖期”.但他们认为其发育时代为更新世早中期.此后，MIS 5阶段大湖期或古羌塘湖［24，28，54-55］，MIS 3阶段大湖期/泛湖期或冈底斯带古大湖［20，22，27］，以及全新世中早期“泛湖阶段”［15］等假说被相继提出.也有学者持相反意见，Shi等［52］认为在MIS 5阶段并不存在有如此大规模的古大湖.纳木错（湖面海拔4 722 m）在高湖面期溢流状态下，可通过河谷通道与仁错（湖面海拔4 648 m）、错鄂（湖面海拔4 562.8 m）、色林错（湖面海拔4 542.5 m，西藏第一大湖）相连通.但是，青藏高原内流区是否存在纳木错—色林错等相互连通的古大湖？古大湖形成于何时？古大湖时期是内流区，还是外流区？若是外流区，溢流垭口位于何处？目前，由于直接证据的匮乏和可靠年代约束的缺失，从而导致对这些问题仍然没有确切和统一的认知. ...
Late Quaternary glacier advances， lake level fluctuations and aeolian sedimentation in southern Tibet
3
2002
... 虽然目前纳木错是一个封闭湖泊（现代湖面海拔4 722 m），但纳木错流域与其西面相邻的仁错（湖面海拔4 648 m）流域之间，仅由一个海拔约4 749 m低矮的分水岭（threshold level）所分割［图1（a）］［51］.也就是说，纳木错现代湖面上涨27 m，就会出现溢流，从而由封闭湖泊转变为溢流湖泊（outlet lake）.综合前人和笔者已有的工作，可以发现，在纳木错的基岩岸坡，最高浪蚀基岩湖岸阶地［24，51，55］、冰碛物侵蚀陡坎及基岩侵蚀悬崖线（cliff line）［21，23，35］的高度与纳木错—仁错分水垭口的高度齐平，即均高于现代湖面29 m左右.因此，笔者推测，溢流垭口的地貌临界点效应（topographic threshold effect）可能控制着侵蚀地貌单元的形成及其分布高度以及长期的湖岸地貌演变.基于10Be和26Al暴露年代，Zhou等［55］限定了纳木错基岩侵蚀阶地（T7~T4，高于现代湖面29~18 m）的形成时代为81.5—15.2 ka.这似乎意味着长期以来纳木错溢流垭口的海拔变化不大. ...
... Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
... 气候变化、溢流基准调整、地壳运动、载荷回弹、河流改道（袭夺）、植被变化、土地利用变化和人类活动都会引起湖面波动［1，19，32，41，57，62，66，70，72-73］.前人及笔者初步的调查结果表明，纳木错湖岸基岩侵蚀地貌的最高海拔几乎是齐平的，并可能受控于溢流垭口基准［21，23，35，51，55］.这意味着长期以来纳木错流域内溢流基准的高度可能变化不大.同时，也反映出纳木错新构造运动造成的差异性抬升量可能很小［41，45］.此外，湖水损失可引起载荷回弹，但形变主要发生在湖泊的中心部分，湖岸回弹一般不显著［32］.纳木错处于高寒环境和半干旱地区，盆地周缘仅有季节性的小河分布，因此全新世期间发生河流袭夺的可能性很低，在高寒环境下植被变化和土地利用变化对湖面变化的影响甚微.尤为重要的是，依据前人和笔者已有的调查结果，上述纳木错开放水文状态下异常高湖面现象在青藏高原并不是孤立存在的［6，13，15，19，25，31］.这意味着，湖面变化的驱动因素可能不是单个湖泊流域内的局地因素，而可能是一个在更大范围内普遍存在的影响因素在起作用［1，19，66，73-75］.由此推测，南支槽（India-Burma Trough）的异常振荡及其导致的冬半年降水增加可能是其内在驱动因素，而纳木错流域之外的某处高溢流垭口可能是高湖面形成的外在地貌限制因素. ...
The development of Nam Co Lake in Tibet since late Pleistocene
23
2002
... 李璞［6］指出纳木错东北角湖泊沉积阶地高出当时湖面10 m.韩同林［10］发现纳木错塔吉古日三级湖积阶地高于当时湖面150 m.关志华等［14］记录了纳木错古湖岸线高出现代湖面约80 m.之后，赵希涛等［24］、朱大岗等［28］发现纳木错的最高位湖相沉积物高于现代湖面139.2 m.笔者对前人发现的纳木错湖岸残留的高湖面沉积物亦做了初步的野外调查.这些灰色黏土质粉砂沉积物明显区别于纳木错湖岸的现代风沙沉积及坡积物，初步确认这类披覆于湖岸山坡上的沉积物应是高湖面时期的滨岸沉积.从而初步证实，纳木错确实存在高于现代湖面约150 m的高湖面沉积物［最高分布海拔4 872 m，手持GPS测量；图1（b）］. ...
... 虽然目前纳木错是一个封闭湖泊（现代湖面海拔4 722 m），但纳木错流域与其西面相邻的仁错（湖面海拔4 648 m）流域之间，仅由一个海拔约4 749 m低矮的分水岭（threshold level）所分割［图1（a）］［51］.也就是说，纳木错现代湖面上涨27 m，就会出现溢流，从而由封闭湖泊转变为溢流湖泊（outlet lake）.综合前人和笔者已有的工作，可以发现，在纳木错的基岩岸坡，最高浪蚀基岩湖岸阶地［24，51，55］、冰碛物侵蚀陡坎及基岩侵蚀悬崖线（cliff line）［21，23，35］的高度与纳木错—仁错分水垭口的高度齐平，即均高于现代湖面29 m左右.因此，笔者推测，溢流垭口的地貌临界点效应（topographic threshold effect）可能控制着侵蚀地貌单元的形成及其分布高度以及长期的湖岸地貌演变.基于10Be和26Al暴露年代，Zhou等［55］限定了纳木错基岩侵蚀阶地（T7~T4，高于现代湖面29~18 m）的形成时代为81.5—15.2 ka.这似乎意味着长期以来纳木错溢流垭口的海拔变化不大. ...
... 基于地层对比或U系法测年、14C测年和OSL定年，许多学者提出或限定了纳木错不同高度高湖面沉积物的年代［10，15-16，24，26，28-30］.最有代表性的认识是赵希涛等［24］、朱大岗等［28］提出的纳木错不同高度古湖相沉积物形成于不同时期（MIS 5、MIS 3或全新世），并以不同时期的沉积阶地为特征；由高至低，湖相沉积阶地的年代为晚更新世至晚全新世［24，28-30］.他们认为纳木错最高湖面应该发生在MIS 5期间［24，28］.利用宇宙成因核素10Be和26Al定年方法，Kong等［40］限定了纳木错高湖面形成于53—36 ka.基于同样的年代学方法，Zhou等［55］限定了纳木错北岸四个基岩侵蚀阶地（T7、T6、T5和T4）的年代，分别在（81.5±9.0） ka、（33.6±1.9） ka、（19.9±1.9） ka和（15.2±0.4） ka.近期，基于纳木错古湖岸沉积物的OSL定年，Huang等［26］提出最高湖面高于现今湖面约26 m，发育年代为25 ka.由此可以看出，纳木错不同高度古湖相沉积物的年代尚存在很大的不确定性（表1），尤其是不同高度古湖相沉积的形成时代及其与湖面变化过程之间的联系还未厘清. ...
... ［24］、朱大岗等［28］提出的纳木错不同高度古湖相沉积物形成于不同时期（MIS 5、MIS 3或全新世），并以不同时期的沉积阶地为特征；由高至低，湖相沉积阶地的年代为晚更新世至晚全新世［24，28-30］.他们认为纳木错最高湖面应该发生在MIS 5期间［24，28］.利用宇宙成因核素10Be和26Al定年方法，Kong等［40］限定了纳木错高湖面形成于53—36 ka.基于同样的年代学方法，Zhou等［55］限定了纳木错北岸四个基岩侵蚀阶地（T7、T6、T5和T4）的年代，分别在（81.5±9.0） ka、（33.6±1.9） ka、（19.9±1.9） ka和（15.2±0.4） ka.近期，基于纳木错古湖岸沉积物的OSL定年，Huang等［26］提出最高湖面高于现今湖面约26 m，发育年代为25 ka.由此可以看出，纳木错不同高度古湖相沉积物的年代尚存在很大的不确定性（表1），尤其是不同高度古湖相沉积的形成时代及其与湖面变化过程之间的联系还未厘清. ...
... ［24，28-30］.他们认为纳木错最高湖面应该发生在MIS 5期间［24，28］.利用宇宙成因核素10Be和26Al定年方法，Kong等［40］限定了纳木错高湖面形成于53—36 ka.基于同样的年代学方法，Zhou等［55］限定了纳木错北岸四个基岩侵蚀阶地（T7、T6、T5和T4）的年代，分别在（81.5±9.0） ka、（33.6±1.9） ka、（19.9±1.9） ka和（15.2±0.4） ka.近期，基于纳木错古湖岸沉积物的OSL定年，Huang等［26］提出最高湖面高于现今湖面约26 m，发育年代为25 ka.由此可以看出，纳木错不同高度古湖相沉积物的年代尚存在很大的不确定性（表1），尤其是不同高度古湖相沉积的形成时代及其与湖面变化过程之间的联系还未厘清. ...
... ［24，28］.利用宇宙成因核素10Be和26Al定年方法，Kong等［40］限定了纳木错高湖面形成于53—36 ka.基于同样的年代学方法，Zhou等［55］限定了纳木错北岸四个基岩侵蚀阶地（T7、T6、T5和T4）的年代，分别在（81.5±9.0） ka、（33.6±1.9） ka、（19.9±1.9） ka和（15.2±0.4） ka.近期，基于纳木错古湖岸沉积物的OSL定年，Huang等［26］提出最高湖面高于现今湖面约26 m，发育年代为25 ka.由此可以看出，纳木错不同高度古湖相沉积物的年代尚存在很大的不确定性（表1），尤其是不同高度古湖相沉积的形成时代及其与湖面变化过程之间的联系还未厘清. ...
... Dating results of high-level lake sediments， erosion terraces and shoreline deposits from Lake Nam Co
Table 1| 图1（a）中区域 | 剖面地点与采样部位 | 采样点 | 测年方法 | 年龄 | 文献来源 |
|---|
| 拔湖高度/m | 海拔/m |
|---|
| ① | 期波拉16.8 m湖岸堤上部 | 16.5 | 4 734.5 | U系测年法 | 29.3±2.7 ka | ［24］ |
| ② | 干玛弄拔湖115.9 m剖面上部 | 115.8 | 4 833.8 | U系测年法 | 86.5±5.9 ka | ［29］ |
| ② | 干玛弄拔湖119.9 m剖面上部 | 119.8 | 4 837.8 | U系测年法 | 101.7±9.7 ka | ［29］ |
| ② | 干玛弄拔湖119.9 m剖面上部 | 32.0 | 4 750.0 | 14C测年法 | 1 580±36 a BP | ［37］ |
| ② | 干玛弄拔湖139.2 m剖面上部 | 139.0 | 4 857.0 | U系测年法 | 115.9±12.1 ka | ［29］ |
| ② | 干玛弄拔湖21 m剖面E中部 | 21.0 | 4 743.0 | 14C测年法 | 2 000±30 a BP | 本文 |
| ② | 干玛弄古湖岸堤S2拔湖22 m剖面中部 | 22.0 | 4 751.0 | OSL定年法 | 2.5±0.1 ka | ［26］ |
| ② | 干玛弄古湖岸堤S5拔湖11 m剖面中部 | 11.0 | 4 740.0 | OSL定年法 | 0.7±0.1 ka | ［26］ |
| ② | 干玛弄西南T4中部 | 22.9 | 4 740.9 | U系测年法 | 36.1±2.2 ka | ［29］ |
| ② | 干玛弄西南T5上部 | 26.3 | 4 744.3 | U系测年法 | 39.5±3.0 ka | ［24］ |
| ③ | 纳木错东北岸托仁洛布日剖面底部 | 2.0 | 4 720.0 | OSL定年法 | 2.2±0.31 ka | ［50］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T4 | 15.0 | 4 740.0 | 宇宙成因核素定年法 | 15.2±0.4 ka | ［55］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T5 | 18.0 | 4 743.0 | 宇宙成因核素定年法 | 19.9±1.9 ka | ［55］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T6 | 22.0 | 4 747.0 | 宇宙成因核素定年法 | 33.6±1.9 ka | ［55］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T7 | 26.0 | 4 751.0 | 宇宙成因核素定年法 | 81.5±9.0 ka | ［55］ |
| ⑤ | 古湖岸堤S1拔湖26 m剖面下部 | 26.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 25.4±1.2 ka | ［26］ |
| ⑤ | 古湖岸堤S1拔湖26 m剖面中部 | 26.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 25.1±1.2 ka | ［26］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面顶部 | 29.0 | 4 751.0 | OSL定年法 | 16.2±1.1 ka | ［35］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面上部 | 28.0 | 4 750.0 | 14C测年法 | 5 195±150 a BP | ［39］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面中部 | 22.0 | 4 744.0 | 14C测年法 | 6 590±155 a BP | ［39］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T1中部 | 1.2 | 4 719.2 | U系测年法 | 11.2±2.0 ka | ［29］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T2底部 | 8.0 | 4 726.0 | U系测年法 | 28.2±2.8 ka | ［24，30］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T3中部 | 16.1 | 4 734.1 | U系测年法 | 32.3±4.4 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日拔湖37 m剖面底部 | 37.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 4.2±0.2 ka | ［37］ |
| ⑧ | 塔吉古日拔湖37 m剖面中部 | 37.0 | 4 755.0 | 14C测年法 | 2 370±35 a BP | ［37］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡T5下部 | 27.0 | 4 745.0 | U系测年法 | 41.2±4.7 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡T6中部 | 42.1 | 4 760.1 | U系测年法 | 53.7±5.2 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖128.1 m剖面下部 | 128.0 | 4 846.0 | U系测年法 | 96.1±10.5 ka | ［29］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖47.5 m剖面下部 | 46.8 | 4 764.8 | U系测年法 | 71.8±8.5 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖68.9 m剖面下部 | 68.4 | 4 786.4 | U系测年法 | 90.7±9.9 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖88.8 m剖面下部 | 88.3 | 4 806.3 | U系测年法 | 78.5±4.2 ka | ［24，30］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 20.0 | 4 738.0 | 宇宙成因核素定年法 | 56.8±4.0 ka | ［40］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 1.0 | 4 719.0 | 宇宙成因核素定年法 | 17.5±1.2 ka | ［40］ |
| ⑩ | 多青岛西北岸东溶洞底砂砾岩上部 | 20.5 | 4 738.5 | U系测年法 | 18.7±3.8 ka | ［24］ |
| ⑩ | 多穷岛西南岸湖蚀台地基岩石缝中 | 15.4 | 4 733.4 | U系测年法 | 26.7±2.8 ka | ［24］ |
1.5 纳木错湖面变化过程及其特征是什么？Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
... ［
24］
| ③ | 纳木错东北岸托仁洛布日剖面底部 | 2.0 | 4 720.0 | OSL定年法 | 2.2±0.31 ka | ［50］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T4 | 15.0 | 4 740.0 | 宇宙成因核素定年法 | 15.2±0.4 ka | ［55］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T5 | 18.0 | 4 743.0 | 宇宙成因核素定年法 | 19.9±1.9 ka | ［55］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T6 | 22.0 | 4 747.0 | 宇宙成因核素定年法 | 33.6±1.9 ka | ［55］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T7 | 26.0 | 4 751.0 | 宇宙成因核素定年法 | 81.5±9.0 ka | ［55］ |
| ⑤ | 古湖岸堤S1拔湖26 m剖面下部 | 26.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 25.4±1.2 ka | ［26］ |
| ⑤ | 古湖岸堤S1拔湖26 m剖面中部 | 26.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 25.1±1.2 ka | ［26］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面顶部 | 29.0 | 4 751.0 | OSL定年法 | 16.2±1.1 ka | ［35］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面上部 | 28.0 | 4 750.0 | 14C测年法 | 5 195±150 a BP | ［39］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面中部 | 22.0 | 4 744.0 | 14C测年法 | 6 590±155 a BP | ［39］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T1中部 | 1.2 | 4 719.2 | U系测年法 | 11.2±2.0 ka | ［29］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T2底部 | 8.0 | 4 726.0 | U系测年法 | 28.2±2.8 ka | ［24，30］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T3中部 | 16.1 | 4 734.1 | U系测年法 | 32.3±4.4 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日拔湖37 m剖面底部 | 37.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 4.2±0.2 ka | ［37］ |
| ⑧ | 塔吉古日拔湖37 m剖面中部 | 37.0 | 4 755.0 | 14C测年法 | 2 370±35 a BP | ［37］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡T5下部 | 27.0 | 4 745.0 | U系测年法 | 41.2±4.7 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡T6中部 | 42.1 | 4 760.1 | U系测年法 | 53.7±5.2 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖128.1 m剖面下部 | 128.0 | 4 846.0 | U系测年法 | 96.1±10.5 ka | ［29］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖47.5 m剖面下部 | 46.8 | 4 764.8 | U系测年法 | 71.8±8.5 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖68.9 m剖面下部 | 68.4 | 4 786.4 | U系测年法 | 90.7±9.9 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖88.8 m剖面下部 | 88.3 | 4 806.3 | U系测年法 | 78.5±4.2 ka | ［24，30］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 20.0 | 4 738.0 | 宇宙成因核素定年法 | 56.8±4.0 ka | ［40］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 1.0 | 4 719.0 | 宇宙成因核素定年法 | 17.5±1.2 ka | ［40］ |
| ⑩ | 多青岛西北岸东溶洞底砂砾岩上部 | 20.5 | 4 738.5 | U系测年法 | 18.7±3.8 ka | ［24］ |
| ⑩ | 多穷岛西南岸湖蚀台地基岩石缝中 | 15.4 | 4 733.4 | U系测年法 | 26.7±2.8 ka | ［24］ |
1.5 纳木错湖面变化过程及其特征是什么？Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
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24，
30］
| ⑦ | 扎弄淌东岸T3中部 | 16.1 | 4 734.1 | U系测年法 | 32.3±4.4 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日拔湖37 m剖面底部 | 37.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 4.2±0.2 ka | ［37］ |
| ⑧ | 塔吉古日拔湖37 m剖面中部 | 37.0 | 4 755.0 | 14C测年法 | 2 370±35 a BP | ［37］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡T5下部 | 27.0 | 4 745.0 | U系测年法 | 41.2±4.7 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡T6中部 | 42.1 | 4 760.1 | U系测年法 | 53.7±5.2 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖128.1 m剖面下部 | 128.0 | 4 846.0 | U系测年法 | 96.1±10.5 ka | ［29］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖47.5 m剖面下部 | 46.8 | 4 764.8 | U系测年法 | 71.8±8.5 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖68.9 m剖面下部 | 68.4 | 4 786.4 | U系测年法 | 90.7±9.9 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖88.8 m剖面下部 | 88.3 | 4 806.3 | U系测年法 | 78.5±4.2 ka | ［24，30］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 20.0 | 4 738.0 | 宇宙成因核素定年法 | 56.8±4.0 ka | ［40］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 1.0 | 4 719.0 | 宇宙成因核素定年法 | 17.5±1.2 ka | ［40］ |
| ⑩ | 多青岛西北岸东溶洞底砂砾岩上部 | 20.5 | 4 738.5 | U系测年法 | 18.7±3.8 ka | ［24］ |
| ⑩ | 多穷岛西南岸湖蚀台地基岩石缝中 | 15.4 | 4 733.4 | U系测年法 | 26.7±2.8 ka | ［24］ |
1.5 纳木错湖面变化过程及其特征是什么？Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
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24，
30］
| ⑧ | 塔吉古日拔湖37 m剖面底部 | 37.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 4.2±0.2 ka | ［37］ |
| ⑧ | 塔吉古日拔湖37 m剖面中部 | 37.0 | 4 755.0 | 14C测年法 | 2 370±35 a BP | ［37］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡T5下部 | 27.0 | 4 745.0 | U系测年法 | 41.2±4.7 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡T6中部 | 42.1 | 4 760.1 | U系测年法 | 53.7±5.2 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖128.1 m剖面下部 | 128.0 | 4 846.0 | U系测年法 | 96.1±10.5 ka | ［29］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖47.5 m剖面下部 | 46.8 | 4 764.8 | U系测年法 | 71.8±8.5 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖68.9 m剖面下部 | 68.4 | 4 786.4 | U系测年法 | 90.7±9.9 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖88.8 m剖面下部 | 88.3 | 4 806.3 | U系测年法 | 78.5±4.2 ka | ［24，30］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 20.0 | 4 738.0 | 宇宙成因核素定年法 | 56.8±4.0 ka | ［40］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 1.0 | 4 719.0 | 宇宙成因核素定年法 | 17.5±1.2 ka | ［40］ |
| ⑩ | 多青岛西北岸东溶洞底砂砾岩上部 | 20.5 | 4 738.5 | U系测年法 | 18.7±3.8 ka | ［24］ |
| ⑩ | 多穷岛西南岸湖蚀台地基岩石缝中 | 15.4 | 4 733.4 | U系测年法 | 26.7±2.8 ka | ［24］ |
1.5 纳木错湖面变化过程及其特征是什么？Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
... ［
24，
30］
| ⑧ | 塔吉古日西南坡T6中部 | 42.1 | 4 760.1 | U系测年法 | 53.7±5.2 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖128.1 m剖面下部 | 128.0 | 4 846.0 | U系测年法 | 96.1±10.5 ka | ［29］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖47.5 m剖面下部 | 46.8 | 4 764.8 | U系测年法 | 71.8±8.5 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖68.9 m剖面下部 | 68.4 | 4 786.4 | U系测年法 | 90.7±9.9 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖88.8 m剖面下部 | 88.3 | 4 806.3 | U系测年法 | 78.5±4.2 ka | ［24，30］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 20.0 | 4 738.0 | 宇宙成因核素定年法 | 56.8±4.0 ka | ［40］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 1.0 | 4 719.0 | 宇宙成因核素定年法 | 17.5±1.2 ka | ［40］ |
| ⑩ | 多青岛西北岸东溶洞底砂砾岩上部 | 20.5 | 4 738.5 | U系测年法 | 18.7±3.8 ka | ［24］ |
| ⑩ | 多穷岛西南岸湖蚀台地基岩石缝中 | 15.4 | 4 733.4 | U系测年法 | 26.7±2.8 ka | ［24］ |
1.5 纳木错湖面变化过程及其特征是什么？Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
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24，
30］
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖128.1 m剖面下部 | 128.0 | 4 846.0 | U系测年法 | 96.1±10.5 ka | ［29］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖47.5 m剖面下部 | 46.8 | 4 764.8 | U系测年法 | 71.8±8.5 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖68.9 m剖面下部 | 68.4 | 4 786.4 | U系测年法 | 90.7±9.9 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖88.8 m剖面下部 | 88.3 | 4 806.3 | U系测年法 | 78.5±4.2 ka | ［24，30］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 20.0 | 4 738.0 | 宇宙成因核素定年法 | 56.8±4.0 ka | ［40］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 1.0 | 4 719.0 | 宇宙成因核素定年法 | 17.5±1.2 ka | ［40］ |
| ⑩ | 多青岛西北岸东溶洞底砂砾岩上部 | 20.5 | 4 738.5 | U系测年法 | 18.7±3.8 ka | ［24］ |
| ⑩ | 多穷岛西南岸湖蚀台地基岩石缝中 | 15.4 | 4 733.4 | U系测年法 | 26.7±2.8 ka | ［24］ |
1.5 纳木错湖面变化过程及其特征是什么？Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
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| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖68.9 m剖面下部 | 68.4 | 4 786.4 | U系测年法 | 90.7±9.9 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖88.8 m剖面下部 | 88.3 | 4 806.3 | U系测年法 | 78.5±4.2 ka | ［24，30］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 20.0 | 4 738.0 | 宇宙成因核素定年法 | 56.8±4.0 ka | ［40］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 1.0 | 4 719.0 | 宇宙成因核素定年法 | 17.5±1.2 ka | ［40］ |
| ⑩ | 多青岛西北岸东溶洞底砂砾岩上部 | 20.5 | 4 738.5 | U系测年法 | 18.7±3.8 ka | ［24］ |
| ⑩ | 多穷岛西南岸湖蚀台地基岩石缝中 | 15.4 | 4 733.4 | U系测年法 | 26.7±2.8 ka | ［24］ |
1.5 纳木错湖面变化过程及其特征是什么？Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
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| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖88.8 m剖面下部 | 88.3 | 4 806.3 | U系测年法 | 78.5±4.2 ka | ［24，30］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 20.0 | 4 738.0 | 宇宙成因核素定年法 | 56.8±4.0 ka | ［40］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 1.0 | 4 719.0 | 宇宙成因核素定年法 | 17.5±1.2 ka | ［40］ |
| ⑩ | 多青岛西北岸东溶洞底砂砾岩上部 | 20.5 | 4 738.5 | U系测年法 | 18.7±3.8 ka | ［24］ |
| ⑩ | 多穷岛西南岸湖蚀台地基岩石缝中 | 15.4 | 4 733.4 | U系测年法 | 26.7±2.8 ka | ［24］ |
1.5 纳木错湖面变化过程及其特征是什么？Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
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| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 20.0 | 4 738.0 | 宇宙成因核素定年法 | 56.8±4.0 ka | ［40］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 1.0 | 4 719.0 | 宇宙成因核素定年法 | 17.5±1.2 ka | ［40］ |
| ⑩ | 多青岛西北岸东溶洞底砂砾岩上部 | 20.5 | 4 738.5 | U系测年法 | 18.7±3.8 ka | ［24］ |
| ⑩ | 多穷岛西南岸湖蚀台地基岩石缝中 | 15.4 | 4 733.4 | U系测年法 | 26.7±2.8 ka | ［24］ |
1.5 纳木错湖面变化过程及其特征是什么？Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
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| ⑩ | 多穷岛西南岸湖蚀台地基岩石缝中 | 15.4 | 4 733.4 | U系测年法 | 26.7±2.8 ka | ［24］ |
1.5 纳木错湖面变化过程及其特征是什么？Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
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1.5 纳木错湖面变化过程及其特征是什么？Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
... Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
... 郑绵平等［7］最早提出青藏高原存在“大水湖期”.但他们认为其发育时代为更新世早中期.此后，MIS 5阶段大湖期或古羌塘湖［24，28，54-55］，MIS 3阶段大湖期/泛湖期或冈底斯带古大湖［20，22，27］，以及全新世中早期“泛湖阶段”［15］等假说被相继提出.也有学者持相反意见，Shi等［52］认为在MIS 5阶段并不存在有如此大规模的古大湖.纳木错（湖面海拔4 722 m）在高湖面期溢流状态下，可通过河谷通道与仁错（湖面海拔4 648 m）、错鄂（湖面海拔4 562.8 m）、色林错（湖面海拔4 542.5 m，西藏第一大湖）相连通.但是，青藏高原内流区是否存在纳木错—色林错等相互连通的古大湖？古大湖形成于何时？古大湖时期是内流区，还是外流区？若是外流区，溢流垭口位于何处？目前，由于直接证据的匮乏和可靠年代约束的缺失，从而导致对这些问题仍然没有确切和统一的认知. ...
... 限定不同高度古高湖面沉积的开始和结束时间是重建湖面变化过程的关键.利用宇宙成因核素10Be和26Al可以限定湖岸基岩侵蚀阶地的暴露年代［40，55］.但该方法仅适用于湖岸基岩侵蚀阶地，其适用性存在一定的局限.同时，此年代学方法亦无法完整约束湖面波动过程的年代序列.在前期调查中，前人［24，28，40］及笔者研究团队均发现在纳木错古湖盆的连续沉积等剖面中发现多层草层，从而为采用AMS 14C建立年代序列奠定了基础［图1（f）］.此外，古高湖面沉积物中，常见萝卜螺壳体化石（或壳体碎片）.笔者对纳木错现代活体萝卜螺壳体AMS 14C定年结果指示，其年龄为558—507 cal a BP，碳库效应在可接受范围内.因此，在将来的研究中，可以采用萝卜螺无机碳AMS 14C定年.结合萝卜螺等碳酸盐壳体U-Th测年、沉积物光释光（OSL）定年方法，确定纳木错高湖面沉积物的发育年代.尤其是，限定不同海拔高湖面沉积的开始和结束时间.建立特定高度沉积物精确年代框架，开展年代地层的空间对比分析. ...
... 纳木错湖岸高湖面沉积的保存及分布受基岩湖岸的地形所控制［图1（a）~（e）， （g）］.高湖面沉积的厚度受基底地形和海拔所控制.高湖面沉积最高分布海拔高于纳木错—仁错分水岭（海拔 4 749 m）约123 m.纳木错湖岸残留高湖面沉积具有如下特征：（1）不同高度残留高湖面沉积均覆盖在类似的红色古风化壳之上［图1（c）， （d）， （g）］；（2）不同高度残留高湖面沉积序列均为连续沉积，缺乏可见的沉积间断［图1（c）， （e）， （g）］；（3）相邻阶地状地貌下伏湖相沉积地层具有水平方向的沉积连续性［图1（d）］；（4）纳木错近岸低位、厚层、连续古湖相沉积仅由一个湖侵-湖退沉积旋回构成［图1（e）］.因此，笔者初步认为湖相沉积物构成的阶地状地貌可能是湖面下降过程中短暂停滞期发育的浪蚀台地［图1（d）］，而非前人所认为的是不同时期（MIS 3或MIS 5）的沉积阶地［24，28］.此外，前人的认识［24，28］亦很难解释为何古老的湖相沉积物（MIS 5或MIS 3）仅在高海拔山坡残留，而近岸低位湖相沉积序列中缺乏同时代的沉积地层［图1（e）］［50-51］. ...
... ［24，28］亦很难解释为何古老的湖相沉积物（MIS 5或MIS 3）仅在高海拔山坡残留，而近岸低位湖相沉积序列中缺乏同时代的沉积地层［图1（e）］［50-51］. ...
... 对纳木错异常高湖面的特征、时代、期次和成因问题的认知，不仅对青藏高原湖泊和水系演化历史［9，11-12，19，24，28-31］、气候变化及机制［16，19，33-34，44，46，62］、降水/蒸发变化［38，59］、水循环与水资源［14，43］、盐湖资源成矿过程［7，13，17］的研究有着重要的科学和实践意义，还可为深入理解全球变化背景下青藏高原的湖泊生态环境和湖面变化的趋势提供科学依据［50，54］. ...
西藏纳木错晚更新世以来的湖泊发育
23
2002
... 李璞［6］指出纳木错东北角湖泊沉积阶地高出当时湖面10 m.韩同林［10］发现纳木错塔吉古日三级湖积阶地高于当时湖面150 m.关志华等［14］记录了纳木错古湖岸线高出现代湖面约80 m.之后，赵希涛等［24］、朱大岗等［28］发现纳木错的最高位湖相沉积物高于现代湖面139.2 m.笔者对前人发现的纳木错湖岸残留的高湖面沉积物亦做了初步的野外调查.这些灰色黏土质粉砂沉积物明显区别于纳木错湖岸的现代风沙沉积及坡积物，初步确认这类披覆于湖岸山坡上的沉积物应是高湖面时期的滨岸沉积.从而初步证实，纳木错确实存在高于现代湖面约150 m的高湖面沉积物［最高分布海拔4 872 m，手持GPS测量；图1（b）］. ...
... 虽然目前纳木错是一个封闭湖泊（现代湖面海拔4 722 m），但纳木错流域与其西面相邻的仁错（湖面海拔4 648 m）流域之间，仅由一个海拔约4 749 m低矮的分水岭（threshold level）所分割［图1（a）］［51］.也就是说，纳木错现代湖面上涨27 m，就会出现溢流，从而由封闭湖泊转变为溢流湖泊（outlet lake）.综合前人和笔者已有的工作，可以发现，在纳木错的基岩岸坡，最高浪蚀基岩湖岸阶地［24，51，55］、冰碛物侵蚀陡坎及基岩侵蚀悬崖线（cliff line）［21，23，35］的高度与纳木错—仁错分水垭口的高度齐平，即均高于现代湖面29 m左右.因此，笔者推测，溢流垭口的地貌临界点效应（topographic threshold effect）可能控制着侵蚀地貌单元的形成及其分布高度以及长期的湖岸地貌演变.基于10Be和26Al暴露年代，Zhou等［55］限定了纳木错基岩侵蚀阶地（T7~T4，高于现代湖面29~18 m）的形成时代为81.5—15.2 ka.这似乎意味着长期以来纳木错溢流垭口的海拔变化不大. ...
... 基于地层对比或U系法测年、14C测年和OSL定年，许多学者提出或限定了纳木错不同高度高湖面沉积物的年代［10，15-16，24，26，28-30］.最有代表性的认识是赵希涛等［24］、朱大岗等［28］提出的纳木错不同高度古湖相沉积物形成于不同时期（MIS 5、MIS 3或全新世），并以不同时期的沉积阶地为特征；由高至低，湖相沉积阶地的年代为晚更新世至晚全新世［24，28-30］.他们认为纳木错最高湖面应该发生在MIS 5期间［24，28］.利用宇宙成因核素10Be和26Al定年方法，Kong等［40］限定了纳木错高湖面形成于53—36 ka.基于同样的年代学方法，Zhou等［55］限定了纳木错北岸四个基岩侵蚀阶地（T7、T6、T5和T4）的年代，分别在（81.5±9.0） ka、（33.6±1.9） ka、（19.9±1.9） ka和（15.2±0.4） ka.近期，基于纳木错古湖岸沉积物的OSL定年，Huang等［26］提出最高湖面高于现今湖面约26 m，发育年代为25 ka.由此可以看出，纳木错不同高度古湖相沉积物的年代尚存在很大的不确定性（表1），尤其是不同高度古湖相沉积的形成时代及其与湖面变化过程之间的联系还未厘清. ...
... ［24］、朱大岗等［28］提出的纳木错不同高度古湖相沉积物形成于不同时期（MIS 5、MIS 3或全新世），并以不同时期的沉积阶地为特征；由高至低，湖相沉积阶地的年代为晚更新世至晚全新世［24，28-30］.他们认为纳木错最高湖面应该发生在MIS 5期间［24，28］.利用宇宙成因核素10Be和26Al定年方法，Kong等［40］限定了纳木错高湖面形成于53—36 ka.基于同样的年代学方法，Zhou等［55］限定了纳木错北岸四个基岩侵蚀阶地（T7、T6、T5和T4）的年代，分别在（81.5±9.0） ka、（33.6±1.9） ka、（19.9±1.9） ka和（15.2±0.4） ka.近期，基于纳木错古湖岸沉积物的OSL定年，Huang等［26］提出最高湖面高于现今湖面约26 m，发育年代为25 ka.由此可以看出，纳木错不同高度古湖相沉积物的年代尚存在很大的不确定性（表1），尤其是不同高度古湖相沉积的形成时代及其与湖面变化过程之间的联系还未厘清. ...
... ［24，28-30］.他们认为纳木错最高湖面应该发生在MIS 5期间［24，28］.利用宇宙成因核素10Be和26Al定年方法，Kong等［40］限定了纳木错高湖面形成于53—36 ka.基于同样的年代学方法，Zhou等［55］限定了纳木错北岸四个基岩侵蚀阶地（T7、T6、T5和T4）的年代，分别在（81.5±9.0） ka、（33.6±1.9） ka、（19.9±1.9） ka和（15.2±0.4） ka.近期，基于纳木错古湖岸沉积物的OSL定年，Huang等［26］提出最高湖面高于现今湖面约26 m，发育年代为25 ka.由此可以看出，纳木错不同高度古湖相沉积物的年代尚存在很大的不确定性（表1），尤其是不同高度古湖相沉积的形成时代及其与湖面变化过程之间的联系还未厘清. ...
... ［24，28］.利用宇宙成因核素10Be和26Al定年方法，Kong等［40］限定了纳木错高湖面形成于53—36 ka.基于同样的年代学方法，Zhou等［55］限定了纳木错北岸四个基岩侵蚀阶地（T7、T6、T5和T4）的年代，分别在（81.5±9.0） ka、（33.6±1.9） ka、（19.9±1.9） ka和（15.2±0.4） ka.近期，基于纳木错古湖岸沉积物的OSL定年，Huang等［26］提出最高湖面高于现今湖面约26 m，发育年代为25 ka.由此可以看出，纳木错不同高度古湖相沉积物的年代尚存在很大的不确定性（表1），尤其是不同高度古湖相沉积的形成时代及其与湖面变化过程之间的联系还未厘清. ...
... Dating results of high-level lake sediments， erosion terraces and shoreline deposits from Lake Nam Co
Table 1| 图1（a）中区域 | 剖面地点与采样部位 | 采样点 | 测年方法 | 年龄 | 文献来源 |
|---|
| 拔湖高度/m | 海拔/m |
|---|
| ① | 期波拉16.8 m湖岸堤上部 | 16.5 | 4 734.5 | U系测年法 | 29.3±2.7 ka | ［24］ |
| ② | 干玛弄拔湖115.9 m剖面上部 | 115.8 | 4 833.8 | U系测年法 | 86.5±5.9 ka | ［29］ |
| ② | 干玛弄拔湖119.9 m剖面上部 | 119.8 | 4 837.8 | U系测年法 | 101.7±9.7 ka | ［29］ |
| ② | 干玛弄拔湖119.9 m剖面上部 | 32.0 | 4 750.0 | 14C测年法 | 1 580±36 a BP | ［37］ |
| ② | 干玛弄拔湖139.2 m剖面上部 | 139.0 | 4 857.0 | U系测年法 | 115.9±12.1 ka | ［29］ |
| ② | 干玛弄拔湖21 m剖面E中部 | 21.0 | 4 743.0 | 14C测年法 | 2 000±30 a BP | 本文 |
| ② | 干玛弄古湖岸堤S2拔湖22 m剖面中部 | 22.0 | 4 751.0 | OSL定年法 | 2.5±0.1 ka | ［26］ |
| ② | 干玛弄古湖岸堤S5拔湖11 m剖面中部 | 11.0 | 4 740.0 | OSL定年法 | 0.7±0.1 ka | ［26］ |
| ② | 干玛弄西南T4中部 | 22.9 | 4 740.9 | U系测年法 | 36.1±2.2 ka | ［29］ |
| ② | 干玛弄西南T5上部 | 26.3 | 4 744.3 | U系测年法 | 39.5±3.0 ka | ［24］ |
| ③ | 纳木错东北岸托仁洛布日剖面底部 | 2.0 | 4 720.0 | OSL定年法 | 2.2±0.31 ka | ［50］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T4 | 15.0 | 4 740.0 | 宇宙成因核素定年法 | 15.2±0.4 ka | ［55］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T5 | 18.0 | 4 743.0 | 宇宙成因核素定年法 | 19.9±1.9 ka | ［55］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T6 | 22.0 | 4 747.0 | 宇宙成因核素定年法 | 33.6±1.9 ka | ［55］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T7 | 26.0 | 4 751.0 | 宇宙成因核素定年法 | 81.5±9.0 ka | ［55］ |
| ⑤ | 古湖岸堤S1拔湖26 m剖面下部 | 26.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 25.4±1.2 ka | ［26］ |
| ⑤ | 古湖岸堤S1拔湖26 m剖面中部 | 26.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 25.1±1.2 ka | ［26］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面顶部 | 29.0 | 4 751.0 | OSL定年法 | 16.2±1.1 ka | ［35］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面上部 | 28.0 | 4 750.0 | 14C测年法 | 5 195±150 a BP | ［39］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面中部 | 22.0 | 4 744.0 | 14C测年法 | 6 590±155 a BP | ［39］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T1中部 | 1.2 | 4 719.2 | U系测年法 | 11.2±2.0 ka | ［29］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T2底部 | 8.0 | 4 726.0 | U系测年法 | 28.2±2.8 ka | ［24，30］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T3中部 | 16.1 | 4 734.1 | U系测年法 | 32.3±4.4 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日拔湖37 m剖面底部 | 37.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 4.2±0.2 ka | ［37］ |
| ⑧ | 塔吉古日拔湖37 m剖面中部 | 37.0 | 4 755.0 | 14C测年法 | 2 370±35 a BP | ［37］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡T5下部 | 27.0 | 4 745.0 | U系测年法 | 41.2±4.7 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡T6中部 | 42.1 | 4 760.1 | U系测年法 | 53.7±5.2 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖128.1 m剖面下部 | 128.0 | 4 846.0 | U系测年法 | 96.1±10.5 ka | ［29］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖47.5 m剖面下部 | 46.8 | 4 764.8 | U系测年法 | 71.8±8.5 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖68.9 m剖面下部 | 68.4 | 4 786.4 | U系测年法 | 90.7±9.9 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖88.8 m剖面下部 | 88.3 | 4 806.3 | U系测年法 | 78.5±4.2 ka | ［24，30］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 20.0 | 4 738.0 | 宇宙成因核素定年法 | 56.8±4.0 ka | ［40］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 1.0 | 4 719.0 | 宇宙成因核素定年法 | 17.5±1.2 ka | ［40］ |
| ⑩ | 多青岛西北岸东溶洞底砂砾岩上部 | 20.5 | 4 738.5 | U系测年法 | 18.7±3.8 ka | ［24］ |
| ⑩ | 多穷岛西南岸湖蚀台地基岩石缝中 | 15.4 | 4 733.4 | U系测年法 | 26.7±2.8 ka | ［24］ |
1.5 纳木错湖面变化过程及其特征是什么？Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
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24］
| ③ | 纳木错东北岸托仁洛布日剖面底部 | 2.0 | 4 720.0 | OSL定年法 | 2.2±0.31 ka | ［50］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T4 | 15.0 | 4 740.0 | 宇宙成因核素定年法 | 15.2±0.4 ka | ［55］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T5 | 18.0 | 4 743.0 | 宇宙成因核素定年法 | 19.9±1.9 ka | ［55］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T6 | 22.0 | 4 747.0 | 宇宙成因核素定年法 | 33.6±1.9 ka | ［55］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T7 | 26.0 | 4 751.0 | 宇宙成因核素定年法 | 81.5±9.0 ka | ［55］ |
| ⑤ | 古湖岸堤S1拔湖26 m剖面下部 | 26.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 25.4±1.2 ka | ［26］ |
| ⑤ | 古湖岸堤S1拔湖26 m剖面中部 | 26.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 25.1±1.2 ka | ［26］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面顶部 | 29.0 | 4 751.0 | OSL定年法 | 16.2±1.1 ka | ［35］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面上部 | 28.0 | 4 750.0 | 14C测年法 | 5 195±150 a BP | ［39］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面中部 | 22.0 | 4 744.0 | 14C测年法 | 6 590±155 a BP | ［39］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T1中部 | 1.2 | 4 719.2 | U系测年法 | 11.2±2.0 ka | ［29］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T2底部 | 8.0 | 4 726.0 | U系测年法 | 28.2±2.8 ka | ［24，30］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T3中部 | 16.1 | 4 734.1 | U系测年法 | 32.3±4.4 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日拔湖37 m剖面底部 | 37.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 4.2±0.2 ka | ［37］ |
| ⑧ | 塔吉古日拔湖37 m剖面中部 | 37.0 | 4 755.0 | 14C测年法 | 2 370±35 a BP | ［37］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡T5下部 | 27.0 | 4 745.0 | U系测年法 | 41.2±4.7 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡T6中部 | 42.1 | 4 760.1 | U系测年法 | 53.7±5.2 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖128.1 m剖面下部 | 128.0 | 4 846.0 | U系测年法 | 96.1±10.5 ka | ［29］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖47.5 m剖面下部 | 46.8 | 4 764.8 | U系测年法 | 71.8±8.5 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖68.9 m剖面下部 | 68.4 | 4 786.4 | U系测年法 | 90.7±9.9 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖88.8 m剖面下部 | 88.3 | 4 806.3 | U系测年法 | 78.5±4.2 ka | ［24，30］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 20.0 | 4 738.0 | 宇宙成因核素定年法 | 56.8±4.0 ka | ［40］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 1.0 | 4 719.0 | 宇宙成因核素定年法 | 17.5±1.2 ka | ［40］ |
| ⑩ | 多青岛西北岸东溶洞底砂砾岩上部 | 20.5 | 4 738.5 | U系测年法 | 18.7±3.8 ka | ［24］ |
| ⑩ | 多穷岛西南岸湖蚀台地基岩石缝中 | 15.4 | 4 733.4 | U系测年法 | 26.7±2.8 ka | ［24］ |
1.5 纳木错湖面变化过程及其特征是什么？Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
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| ⑦ | 扎弄淌东岸T3中部 | 16.1 | 4 734.1 | U系测年法 | 32.3±4.4 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日拔湖37 m剖面底部 | 37.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 4.2±0.2 ka | ［37］ |
| ⑧ | 塔吉古日拔湖37 m剖面中部 | 37.0 | 4 755.0 | 14C测年法 | 2 370±35 a BP | ［37］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡T5下部 | 27.0 | 4 745.0 | U系测年法 | 41.2±4.7 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡T6中部 | 42.1 | 4 760.1 | U系测年法 | 53.7±5.2 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖128.1 m剖面下部 | 128.0 | 4 846.0 | U系测年法 | 96.1±10.5 ka | ［29］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖47.5 m剖面下部 | 46.8 | 4 764.8 | U系测年法 | 71.8±8.5 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖68.9 m剖面下部 | 68.4 | 4 786.4 | U系测年法 | 90.7±9.9 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖88.8 m剖面下部 | 88.3 | 4 806.3 | U系测年法 | 78.5±4.2 ka | ［24，30］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 20.0 | 4 738.0 | 宇宙成因核素定年法 | 56.8±4.0 ka | ［40］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 1.0 | 4 719.0 | 宇宙成因核素定年法 | 17.5±1.2 ka | ［40］ |
| ⑩ | 多青岛西北岸东溶洞底砂砾岩上部 | 20.5 | 4 738.5 | U系测年法 | 18.7±3.8 ka | ［24］ |
| ⑩ | 多穷岛西南岸湖蚀台地基岩石缝中 | 15.4 | 4 733.4 | U系测年法 | 26.7±2.8 ka | ［24］ |
1.5 纳木错湖面变化过程及其特征是什么？Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
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| ⑧ | 塔吉古日拔湖37 m剖面底部 | 37.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 4.2±0.2 ka | ［37］ |
| ⑧ | 塔吉古日拔湖37 m剖面中部 | 37.0 | 4 755.0 | 14C测年法 | 2 370±35 a BP | ［37］ |
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| ⑧ | 塔吉古日西南坡T6中部 | 42.1 | 4 760.1 | U系测年法 | 53.7±5.2 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖128.1 m剖面下部 | 128.0 | 4 846.0 | U系测年法 | 96.1±10.5 ka | ［29］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖47.5 m剖面下部 | 46.8 | 4 764.8 | U系测年法 | 71.8±8.5 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖68.9 m剖面下部 | 68.4 | 4 786.4 | U系测年法 | 90.7±9.9 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖88.8 m剖面下部 | 88.3 | 4 806.3 | U系测年法 | 78.5±4.2 ka | ［24，30］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 20.0 | 4 738.0 | 宇宙成因核素定年法 | 56.8±4.0 ka | ［40］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 1.0 | 4 719.0 | 宇宙成因核素定年法 | 17.5±1.2 ka | ［40］ |
| ⑩ | 多青岛西北岸东溶洞底砂砾岩上部 | 20.5 | 4 738.5 | U系测年法 | 18.7±3.8 ka | ［24］ |
| ⑩ | 多穷岛西南岸湖蚀台地基岩石缝中 | 15.4 | 4 733.4 | U系测年法 | 26.7±2.8 ka | ［24］ |
1.5 纳木错湖面变化过程及其特征是什么？Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
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| ⑧ | 塔吉古日西南坡T6中部 | 42.1 | 4 760.1 | U系测年法 | 53.7±5.2 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖128.1 m剖面下部 | 128.0 | 4 846.0 | U系测年法 | 96.1±10.5 ka | ［29］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖47.5 m剖面下部 | 46.8 | 4 764.8 | U系测年法 | 71.8±8.5 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖68.9 m剖面下部 | 68.4 | 4 786.4 | U系测年法 | 90.7±9.9 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖88.8 m剖面下部 | 88.3 | 4 806.3 | U系测年法 | 78.5±4.2 ka | ［24，30］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 20.0 | 4 738.0 | 宇宙成因核素定年法 | 56.8±4.0 ka | ［40］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 1.0 | 4 719.0 | 宇宙成因核素定年法 | 17.5±1.2 ka | ［40］ |
| ⑩ | 多青岛西北岸东溶洞底砂砾岩上部 | 20.5 | 4 738.5 | U系测年法 | 18.7±3.8 ka | ［24］ |
| ⑩ | 多穷岛西南岸湖蚀台地基岩石缝中 | 15.4 | 4 733.4 | U系测年法 | 26.7±2.8 ka | ［24］ |
1.5 纳木错湖面变化过程及其特征是什么？Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
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| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖128.1 m剖面下部 | 128.0 | 4 846.0 | U系测年法 | 96.1±10.5 ka | ［29］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖47.5 m剖面下部 | 46.8 | 4 764.8 | U系测年法 | 71.8±8.5 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖68.9 m剖面下部 | 68.4 | 4 786.4 | U系测年法 | 90.7±9.9 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖88.8 m剖面下部 | 88.3 | 4 806.3 | U系测年法 | 78.5±4.2 ka | ［24，30］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 20.0 | 4 738.0 | 宇宙成因核素定年法 | 56.8±4.0 ka | ［40］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 1.0 | 4 719.0 | 宇宙成因核素定年法 | 17.5±1.2 ka | ［40］ |
| ⑩ | 多青岛西北岸东溶洞底砂砾岩上部 | 20.5 | 4 738.5 | U系测年法 | 18.7±3.8 ka | ［24］ |
| ⑩ | 多穷岛西南岸湖蚀台地基岩石缝中 | 15.4 | 4 733.4 | U系测年法 | 26.7±2.8 ka | ［24］ |
1.5 纳木错湖面变化过程及其特征是什么？Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
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| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖68.9 m剖面下部 | 68.4 | 4 786.4 | U系测年法 | 90.7±9.9 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖88.8 m剖面下部 | 88.3 | 4 806.3 | U系测年法 | 78.5±4.2 ka | ［24，30］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 20.0 | 4 738.0 | 宇宙成因核素定年法 | 56.8±4.0 ka | ［40］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 1.0 | 4 719.0 | 宇宙成因核素定年法 | 17.5±1.2 ka | ［40］ |
| ⑩ | 多青岛西北岸东溶洞底砂砾岩上部 | 20.5 | 4 738.5 | U系测年法 | 18.7±3.8 ka | ［24］ |
| ⑩ | 多穷岛西南岸湖蚀台地基岩石缝中 | 15.4 | 4 733.4 | U系测年法 | 26.7±2.8 ka | ［24］ |
1.5 纳木错湖面变化过程及其特征是什么？Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
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| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖88.8 m剖面下部 | 88.3 | 4 806.3 | U系测年法 | 78.5±4.2 ka | ［24，30］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 20.0 | 4 738.0 | 宇宙成因核素定年法 | 56.8±4.0 ka | ［40］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 1.0 | 4 719.0 | 宇宙成因核素定年法 | 17.5±1.2 ka | ［40］ |
| ⑩ | 多青岛西北岸东溶洞底砂砾岩上部 | 20.5 | 4 738.5 | U系测年法 | 18.7±3.8 ka | ［24］ |
| ⑩ | 多穷岛西南岸湖蚀台地基岩石缝中 | 15.4 | 4 733.4 | U系测年法 | 26.7±2.8 ka | ［24］ |
1.5 纳木错湖面变化过程及其特征是什么？Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
... ［
24，
30］
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 20.0 | 4 738.0 | 宇宙成因核素定年法 | 56.8±4.0 ka | ［40］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 1.0 | 4 719.0 | 宇宙成因核素定年法 | 17.5±1.2 ka | ［40］ |
| ⑩ | 多青岛西北岸东溶洞底砂砾岩上部 | 20.5 | 4 738.5 | U系测年法 | 18.7±3.8 ka | ［24］ |
| ⑩ | 多穷岛西南岸湖蚀台地基岩石缝中 | 15.4 | 4 733.4 | U系测年法 | 26.7±2.8 ka | ［24］ |
1.5 纳木错湖面变化过程及其特征是什么？Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
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24］
| ⑩ | 多穷岛西南岸湖蚀台地基岩石缝中 | 15.4 | 4 733.4 | U系测年法 | 26.7±2.8 ka | ［24］ |
1.5 纳木错湖面变化过程及其特征是什么？Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
... ［
24］
1.5 纳木错湖面变化过程及其特征是什么？Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
... Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
... 郑绵平等［7］最早提出青藏高原存在“大水湖期”.但他们认为其发育时代为更新世早中期.此后，MIS 5阶段大湖期或古羌塘湖［24，28，54-55］，MIS 3阶段大湖期/泛湖期或冈底斯带古大湖［20，22，27］，以及全新世中早期“泛湖阶段”［15］等假说被相继提出.也有学者持相反意见，Shi等［52］认为在MIS 5阶段并不存在有如此大规模的古大湖.纳木错（湖面海拔4 722 m）在高湖面期溢流状态下，可通过河谷通道与仁错（湖面海拔4 648 m）、错鄂（湖面海拔4 562.8 m）、色林错（湖面海拔4 542.5 m，西藏第一大湖）相连通.但是，青藏高原内流区是否存在纳木错—色林错等相互连通的古大湖？古大湖形成于何时？古大湖时期是内流区，还是外流区？若是外流区，溢流垭口位于何处？目前，由于直接证据的匮乏和可靠年代约束的缺失，从而导致对这些问题仍然没有确切和统一的认知. ...
... 限定不同高度古高湖面沉积的开始和结束时间是重建湖面变化过程的关键.利用宇宙成因核素10Be和26Al可以限定湖岸基岩侵蚀阶地的暴露年代［40，55］.但该方法仅适用于湖岸基岩侵蚀阶地，其适用性存在一定的局限.同时，此年代学方法亦无法完整约束湖面波动过程的年代序列.在前期调查中，前人［24，28，40］及笔者研究团队均发现在纳木错古湖盆的连续沉积等剖面中发现多层草层，从而为采用AMS 14C建立年代序列奠定了基础［图1（f）］.此外，古高湖面沉积物中，常见萝卜螺壳体化石（或壳体碎片）.笔者对纳木错现代活体萝卜螺壳体AMS 14C定年结果指示，其年龄为558—507 cal a BP，碳库效应在可接受范围内.因此，在将来的研究中，可以采用萝卜螺无机碳AMS 14C定年.结合萝卜螺等碳酸盐壳体U-Th测年、沉积物光释光（OSL）定年方法，确定纳木错高湖面沉积物的发育年代.尤其是，限定不同海拔高湖面沉积的开始和结束时间.建立特定高度沉积物精确年代框架，开展年代地层的空间对比分析. ...
... 纳木错湖岸高湖面沉积的保存及分布受基岩湖岸的地形所控制［图1（a）~（e）， （g）］.高湖面沉积的厚度受基底地形和海拔所控制.高湖面沉积最高分布海拔高于纳木错—仁错分水岭（海拔 4 749 m）约123 m.纳木错湖岸残留高湖面沉积具有如下特征：（1）不同高度残留高湖面沉积均覆盖在类似的红色古风化壳之上［图1（c）， （d）， （g）］；（2）不同高度残留高湖面沉积序列均为连续沉积，缺乏可见的沉积间断［图1（c）， （e）， （g）］；（3）相邻阶地状地貌下伏湖相沉积地层具有水平方向的沉积连续性［图1（d）］；（4）纳木错近岸低位、厚层、连续古湖相沉积仅由一个湖侵-湖退沉积旋回构成［图1（e）］.因此，笔者初步认为湖相沉积物构成的阶地状地貌可能是湖面下降过程中短暂停滞期发育的浪蚀台地［图1（d）］，而非前人所认为的是不同时期（MIS 3或MIS 5）的沉积阶地［24，28］.此外，前人的认识［24，28］亦很难解释为何古老的湖相沉积物（MIS 5或MIS 3）仅在高海拔山坡残留，而近岸低位湖相沉积序列中缺乏同时代的沉积地层［图1（e）］［50-51］. ...
... ［24，28］亦很难解释为何古老的湖相沉积物（MIS 5或MIS 3）仅在高海拔山坡残留，而近岸低位湖相沉积序列中缺乏同时代的沉积地层［图1（e）］［50-51］. ...
... 对纳木错异常高湖面的特征、时代、期次和成因问题的认知，不仅对青藏高原湖泊和水系演化历史［9，11-12，19，24，28-31］、气候变化及机制［16，19，33-34，44，46，62］、降水/蒸发变化［38，59］、水循环与水资源［14，43］、盐湖资源成矿过程［7，13，17］的研究有着重要的科学和实践意义，还可为深入理解全球变化背景下青藏高原的湖泊生态环境和湖面变化的趋势提供科学依据［50，54］. ...
Preliminary study of lake evolution and precipitation of Zigetangco and Coe basins， central Qinghai-Xizang Plateau， since 24 ka B. P.
2
2003
... 综上所述，纳木错在开放状态下异常高湖面的发育时代、湖面变化历史、古水化学演变过程、湖面变化的内在和外在驱动机制、湖岸地貌与湖芯沉积记录对比［38，58-59］，相邻流域湖面变化规律和溢流垭口（河道）特征［18，25，31，36，41，52-53，60-62］，以及与其他湖泊之间的水文联系等一系列科学问题仍不清楚或存在很大争议. ...
... 气候变化、溢流基准调整、地壳运动、载荷回弹、河流改道（袭夺）、植被变化、土地利用变化和人类活动都会引起湖面波动［1，19，32，41，57，62，66，70，72-73］.前人及笔者初步的调查结果表明，纳木错湖岸基岩侵蚀地貌的最高海拔几乎是齐平的，并可能受控于溢流垭口基准［21，23，35，51，55］.这意味着长期以来纳木错流域内溢流基准的高度可能变化不大.同时，也反映出纳木错新构造运动造成的差异性抬升量可能很小［41，45］.此外，湖水损失可引起载荷回弹，但形变主要发生在湖泊的中心部分，湖岸回弹一般不显著［32］.纳木错处于高寒环境和半干旱地区，盆地周缘仅有季节性的小河分布，因此全新世期间发生河流袭夺的可能性很低，在高寒环境下植被变化和土地利用变化对湖面变化的影响甚微.尤为重要的是，依据前人和笔者已有的调查结果，上述纳木错开放水文状态下异常高湖面现象在青藏高原并不是孤立存在的［6，13，15，19，25，31］.这意味着，湖面变化的驱动因素可能不是单个湖泊流域内的局地因素，而可能是一个在更大范围内普遍存在的影响因素在起作用［1，19，66，73-75］.由此推测，南支槽（India-Burma Trough）的异常振荡及其导致的冬半年降水增加可能是其内在驱动因素，而纳木错流域之外的某处高溢流垭口可能是高湖面形成的外在地貌限制因素. ...
24 ka B.P.以来青藏高原中部湖泊演化及古降水量研究： 以兹格塘错与错鄂为例
2
2003
... 综上所述，纳木错在开放状态下异常高湖面的发育时代、湖面变化历史、古水化学演变过程、湖面变化的内在和外在驱动机制、湖岸地貌与湖芯沉积记录对比［38，58-59］，相邻流域湖面变化规律和溢流垭口（河道）特征［18，25，31，36，41，52-53，60-62］，以及与其他湖泊之间的水文联系等一系列科学问题仍不清楚或存在很大争议. ...
... 气候变化、溢流基准调整、地壳运动、载荷回弹、河流改道（袭夺）、植被变化、土地利用变化和人类活动都会引起湖面波动［1，19，32，41，57，62，66，70，72-73］.前人及笔者初步的调查结果表明，纳木错湖岸基岩侵蚀地貌的最高海拔几乎是齐平的，并可能受控于溢流垭口基准［21，23，35，51，55］.这意味着长期以来纳木错流域内溢流基准的高度可能变化不大.同时，也反映出纳木错新构造运动造成的差异性抬升量可能很小［41，45］.此外，湖水损失可引起载荷回弹，但形变主要发生在湖泊的中心部分，湖岸回弹一般不显著［32］.纳木错处于高寒环境和半干旱地区，盆地周缘仅有季节性的小河分布，因此全新世期间发生河流袭夺的可能性很低，在高寒环境下植被变化和土地利用变化对湖面变化的影响甚微.尤为重要的是，依据前人和笔者已有的调查结果，上述纳木错开放水文状态下异常高湖面现象在青藏高原并不是孤立存在的［6，13，15，19，25，31］.这意味着，湖面变化的驱动因素可能不是单个湖泊流域内的局地因素，而可能是一个在更大范围内普遍存在的影响因素在起作用［1，19，66，73-75］.由此推测，南支槽（India-Burma Trough）的异常振荡及其导致的冬半年降水增加可能是其内在驱动因素，而纳木错流域之外的某处高溢流垭口可能是高湖面形成的外在地貌限制因素. ...
Lake level changes of Nam Co since 25 ka as revealed by OSL dating of paleo-shorelines
9
2022
... 基于地层对比或U系法测年、14C测年和OSL定年，许多学者提出或限定了纳木错不同高度高湖面沉积物的年代［10，15-16，24，26，28-30］.最有代表性的认识是赵希涛等［24］、朱大岗等［28］提出的纳木错不同高度古湖相沉积物形成于不同时期（MIS 5、MIS 3或全新世），并以不同时期的沉积阶地为特征；由高至低，湖相沉积阶地的年代为晚更新世至晚全新世［24，28-30］.他们认为纳木错最高湖面应该发生在MIS 5期间［24，28］.利用宇宙成因核素10Be和26Al定年方法，Kong等［40］限定了纳木错高湖面形成于53—36 ka.基于同样的年代学方法，Zhou等［55］限定了纳木错北岸四个基岩侵蚀阶地（T7、T6、T5和T4）的年代，分别在（81.5±9.0） ka、（33.6±1.9） ka、（19.9±1.9） ka和（15.2±0.4） ka.近期，基于纳木错古湖岸沉积物的OSL定年，Huang等［26］提出最高湖面高于现今湖面约26 m，发育年代为25 ka.由此可以看出，纳木错不同高度古湖相沉积物的年代尚存在很大的不确定性（表1），尤其是不同高度古湖相沉积的形成时代及其与湖面变化过程之间的联系还未厘清. ...
... ［26］提出最高湖面高于现今湖面约26 m，发育年代为25 ka.由此可以看出，纳木错不同高度古湖相沉积物的年代尚存在很大的不确定性（表1），尤其是不同高度古湖相沉积的形成时代及其与湖面变化过程之间的联系还未厘清. ...
... Dating results of high-level lake sediments， erosion terraces and shoreline deposits from Lake Nam Co
Table 1| 图1（a）中区域 | 剖面地点与采样部位 | 采样点 | 测年方法 | 年龄 | 文献来源 |
|---|
| 拔湖高度/m | 海拔/m |
|---|
| ① | 期波拉16.8 m湖岸堤上部 | 16.5 | 4 734.5 | U系测年法 | 29.3±2.7 ka | ［24］ |
| ② | 干玛弄拔湖115.9 m剖面上部 | 115.8 | 4 833.8 | U系测年法 | 86.5±5.9 ka | ［29］ |
| ② | 干玛弄拔湖119.9 m剖面上部 | 119.8 | 4 837.8 | U系测年法 | 101.7±9.7 ka | ［29］ |
| ② | 干玛弄拔湖119.9 m剖面上部 | 32.0 | 4 750.0 | 14C测年法 | 1 580±36 a BP | ［37］ |
| ② | 干玛弄拔湖139.2 m剖面上部 | 139.0 | 4 857.0 | U系测年法 | 115.9±12.1 ka | ［29］ |
| ② | 干玛弄拔湖21 m剖面E中部 | 21.0 | 4 743.0 | 14C测年法 | 2 000±30 a BP | 本文 |
| ② | 干玛弄古湖岸堤S2拔湖22 m剖面中部 | 22.0 | 4 751.0 | OSL定年法 | 2.5±0.1 ka | ［26］ |
| ② | 干玛弄古湖岸堤S5拔湖11 m剖面中部 | 11.0 | 4 740.0 | OSL定年法 | 0.7±0.1 ka | ［26］ |
| ② | 干玛弄西南T4中部 | 22.9 | 4 740.9 | U系测年法 | 36.1±2.2 ka | ［29］ |
| ② | 干玛弄西南T5上部 | 26.3 | 4 744.3 | U系测年法 | 39.5±3.0 ka | ［24］ |
| ③ | 纳木错东北岸托仁洛布日剖面底部 | 2.0 | 4 720.0 | OSL定年法 | 2.2±0.31 ka | ［50］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T4 | 15.0 | 4 740.0 | 宇宙成因核素定年法 | 15.2±0.4 ka | ［55］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T5 | 18.0 | 4 743.0 | 宇宙成因核素定年法 | 19.9±1.9 ka | ［55］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T6 | 22.0 | 4 747.0 | 宇宙成因核素定年法 | 33.6±1.9 ka | ［55］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T7 | 26.0 | 4 751.0 | 宇宙成因核素定年法 | 81.5±9.0 ka | ［55］ |
| ⑤ | 古湖岸堤S1拔湖26 m剖面下部 | 26.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 25.4±1.2 ka | ［26］ |
| ⑤ | 古湖岸堤S1拔湖26 m剖面中部 | 26.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 25.1±1.2 ka | ［26］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面顶部 | 29.0 | 4 751.0 | OSL定年法 | 16.2±1.1 ka | ［35］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面上部 | 28.0 | 4 750.0 | 14C测年法 | 5 195±150 a BP | ［39］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面中部 | 22.0 | 4 744.0 | 14C测年法 | 6 590±155 a BP | ［39］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T1中部 | 1.2 | 4 719.2 | U系测年法 | 11.2±2.0 ka | ［29］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T2底部 | 8.0 | 4 726.0 | U系测年法 | 28.2±2.8 ka | ［24，30］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T3中部 | 16.1 | 4 734.1 | U系测年法 | 32.3±4.4 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日拔湖37 m剖面底部 | 37.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 4.2±0.2 ka | ［37］ |
| ⑧ | 塔吉古日拔湖37 m剖面中部 | 37.0 | 4 755.0 | 14C测年法 | 2 370±35 a BP | ［37］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡T5下部 | 27.0 | 4 745.0 | U系测年法 | 41.2±4.7 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡T6中部 | 42.1 | 4 760.1 | U系测年法 | 53.7±5.2 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖128.1 m剖面下部 | 128.0 | 4 846.0 | U系测年法 | 96.1±10.5 ka | ［29］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖47.5 m剖面下部 | 46.8 | 4 764.8 | U系测年法 | 71.8±8.5 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖68.9 m剖面下部 | 68.4 | 4 786.4 | U系测年法 | 90.7±9.9 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖88.8 m剖面下部 | 88.3 | 4 806.3 | U系测年法 | 78.5±4.2 ka | ［24，30］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 20.0 | 4 738.0 | 宇宙成因核素定年法 | 56.8±4.0 ka | ［40］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 1.0 | 4 719.0 | 宇宙成因核素定年法 | 17.5±1.2 ka | ［40］ |
| ⑩ | 多青岛西北岸东溶洞底砂砾岩上部 | 20.5 | 4 738.5 | U系测年法 | 18.7±3.8 ka | ［24］ |
| ⑩ | 多穷岛西南岸湖蚀台地基岩石缝中 | 15.4 | 4 733.4 | U系测年法 | 26.7±2.8 ka | ［24］ |
1.5 纳木错湖面变化过程及其特征是什么？Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
... ［
26］
| ② | 干玛弄西南T4中部 | 22.9 | 4 740.9 | U系测年法 | 36.1±2.2 ka | ［29］ |
| ② | 干玛弄西南T5上部 | 26.3 | 4 744.3 | U系测年法 | 39.5±3.0 ka | ［24］ |
| ③ | 纳木错东北岸托仁洛布日剖面底部 | 2.0 | 4 720.0 | OSL定年法 | 2.2±0.31 ka | ［50］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T4 | 15.0 | 4 740.0 | 宇宙成因核素定年法 | 15.2±0.4 ka | ［55］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T5 | 18.0 | 4 743.0 | 宇宙成因核素定年法 | 19.9±1.9 ka | ［55］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T6 | 22.0 | 4 747.0 | 宇宙成因核素定年法 | 33.6±1.9 ka | ［55］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T7 | 26.0 | 4 751.0 | 宇宙成因核素定年法 | 81.5±9.0 ka | ［55］ |
| ⑤ | 古湖岸堤S1拔湖26 m剖面下部 | 26.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 25.4±1.2 ka | ［26］ |
| ⑤ | 古湖岸堤S1拔湖26 m剖面中部 | 26.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 25.1±1.2 ka | ［26］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面顶部 | 29.0 | 4 751.0 | OSL定年法 | 16.2±1.1 ka | ［35］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面上部 | 28.0 | 4 750.0 | 14C测年法 | 5 195±150 a BP | ［39］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面中部 | 22.0 | 4 744.0 | 14C测年法 | 6 590±155 a BP | ［39］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T1中部 | 1.2 | 4 719.2 | U系测年法 | 11.2±2.0 ka | ［29］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T2底部 | 8.0 | 4 726.0 | U系测年法 | 28.2±2.8 ka | ［24，30］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T3中部 | 16.1 | 4 734.1 | U系测年法 | 32.3±4.4 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日拔湖37 m剖面底部 | 37.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 4.2±0.2 ka | ［37］ |
| ⑧ | 塔吉古日拔湖37 m剖面中部 | 37.0 | 4 755.0 | 14C测年法 | 2 370±35 a BP | ［37］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡T5下部 | 27.0 | 4 745.0 | U系测年法 | 41.2±4.7 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡T6中部 | 42.1 | 4 760.1 | U系测年法 | 53.7±5.2 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖128.1 m剖面下部 | 128.0 | 4 846.0 | U系测年法 | 96.1±10.5 ka | ［29］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖47.5 m剖面下部 | 46.8 | 4 764.8 | U系测年法 | 71.8±8.5 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖68.9 m剖面下部 | 68.4 | 4 786.4 | U系测年法 | 90.7±9.9 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖88.8 m剖面下部 | 88.3 | 4 806.3 | U系测年法 | 78.5±4.2 ka | ［24，30］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 20.0 | 4 738.0 | 宇宙成因核素定年法 | 56.8±4.0 ka | ［40］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 1.0 | 4 719.0 | 宇宙成因核素定年法 | 17.5±1.2 ka | ［40］ |
| ⑩ | 多青岛西北岸东溶洞底砂砾岩上部 | 20.5 | 4 738.5 | U系测年法 | 18.7±3.8 ka | ［24］ |
| ⑩ | 多穷岛西南岸湖蚀台地基岩石缝中 | 15.4 | 4 733.4 | U系测年法 | 26.7±2.8 ka | ［24］ |
1.5 纳木错湖面变化过程及其特征是什么？Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
... ［
26］
| ⑤ | 古湖岸堤S1拔湖26 m剖面中部 | 26.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 25.1±1.2 ka | ［26］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面顶部 | 29.0 | 4 751.0 | OSL定年法 | 16.2±1.1 ka | ［35］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面上部 | 28.0 | 4 750.0 | 14C测年法 | 5 195±150 a BP | ［39］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面中部 | 22.0 | 4 744.0 | 14C测年法 | 6 590±155 a BP | ［39］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T1中部 | 1.2 | 4 719.2 | U系测年法 | 11.2±2.0 ka | ［29］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T2底部 | 8.0 | 4 726.0 | U系测年法 | 28.2±2.8 ka | ［24，30］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T3中部 | 16.1 | 4 734.1 | U系测年法 | 32.3±4.4 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日拔湖37 m剖面底部 | 37.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 4.2±0.2 ka | ［37］ |
| ⑧ | 塔吉古日拔湖37 m剖面中部 | 37.0 | 4 755.0 | 14C测年法 | 2 370±35 a BP | ［37］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡T5下部 | 27.0 | 4 745.0 | U系测年法 | 41.2±4.7 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡T6中部 | 42.1 | 4 760.1 | U系测年法 | 53.7±5.2 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖128.1 m剖面下部 | 128.0 | 4 846.0 | U系测年法 | 96.1±10.5 ka | ［29］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖47.5 m剖面下部 | 46.8 | 4 764.8 | U系测年法 | 71.8±8.5 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖68.9 m剖面下部 | 68.4 | 4 786.4 | U系测年法 | 90.7±9.9 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖88.8 m剖面下部 | 88.3 | 4 806.3 | U系测年法 | 78.5±4.2 ka | ［24，30］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 20.0 | 4 738.0 | 宇宙成因核素定年法 | 56.8±4.0 ka | ［40］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 1.0 | 4 719.0 | 宇宙成因核素定年法 | 17.5±1.2 ka | ［40］ |
| ⑩ | 多青岛西北岸东溶洞底砂砾岩上部 | 20.5 | 4 738.5 | U系测年法 | 18.7±3.8 ka | ［24］ |
| ⑩ | 多穷岛西南岸湖蚀台地基岩石缝中 | 15.4 | 4 733.4 | U系测年法 | 26.7±2.8 ka | ［24］ |
1.5 纳木错湖面变化过程及其特征是什么？Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
... ［
26］
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面顶部 | 29.0 | 4 751.0 | OSL定年法 | 16.2±1.1 ka | ［35］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面上部 | 28.0 | 4 750.0 | 14C测年法 | 5 195±150 a BP | ［39］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面中部 | 22.0 | 4 744.0 | 14C测年法 | 6 590±155 a BP | ［39］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T1中部 | 1.2 | 4 719.2 | U系测年法 | 11.2±2.0 ka | ［29］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T2底部 | 8.0 | 4 726.0 | U系测年法 | 28.2±2.8 ka | ［24，30］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T3中部 | 16.1 | 4 734.1 | U系测年法 | 32.3±4.4 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日拔湖37 m剖面底部 | 37.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 4.2±0.2 ka | ［37］ |
| ⑧ | 塔吉古日拔湖37 m剖面中部 | 37.0 | 4 755.0 | 14C测年法 | 2 370±35 a BP | ［37］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡T5下部 | 27.0 | 4 745.0 | U系测年法 | 41.2±4.7 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡T6中部 | 42.1 | 4 760.1 | U系测年法 | 53.7±5.2 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖128.1 m剖面下部 | 128.0 | 4 846.0 | U系测年法 | 96.1±10.5 ka | ［29］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖47.5 m剖面下部 | 46.8 | 4 764.8 | U系测年法 | 71.8±8.5 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖68.9 m剖面下部 | 68.4 | 4 786.4 | U系测年法 | 90.7±9.9 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖88.8 m剖面下部 | 88.3 | 4 806.3 | U系测年法 | 78.5±4.2 ka | ［24，30］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 20.0 | 4 738.0 | 宇宙成因核素定年法 | 56.8±4.0 ka | ［40］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 1.0 | 4 719.0 | 宇宙成因核素定年法 | 17.5±1.2 ka | ［40］ |
| ⑩ | 多青岛西北岸东溶洞底砂砾岩上部 | 20.5 | 4 738.5 | U系测年法 | 18.7±3.8 ka | ［24］ |
| ⑩ | 多穷岛西南岸湖蚀台地基岩石缝中 | 15.4 | 4 733.4 | U系测年法 | 26.7±2.8 ka | ［24］ |
1.5 纳木错湖面变化过程及其特征是什么？Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
... Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
... 对纳木错近岸低位湖相沉积物剖面中不同深度草层及下伏古土壤进行了初步的AMS 14C测年，结果分别为1.2 ka、2.0 ka及3.2 ka左右，这与前人［26，37，40，50］的测年数据较为一致［图1（e）］.基于前人［26，37，40］研究结果和笔者研究团队［50-51］初步调查结果，认为纳木错高湖面沉积物很大可能形成于全新世中晚期，其是一次湖侵-湖退过程所形成的单一沉积体系［图1（e）］.这一推测亦得到下列证据的支持：（1）尽管湖岸高湖面沉积遭受了后期侵蚀，但是古湖底扇的溢出沉积面（spill over）保存较为完好［图1（d）］，由此指示着古湖底扇形成时代较新，仅遭受了较短时间的后期侵蚀.（2）不同海拔古湖相沉积物表层的化学风化和成壤过程很弱，缺乏明显的化学风化标志（如红化现象）、淋溶淀积特征和可识别的土壤发育层次［图1（c），（g）］，意味着这些湖相沉积物暴露于气下风化过程的时间较短.因此，其不太可能是MIS 5或MIS 3阶段的沉积. ...
... ［26，37，40］研究结果和笔者研究团队［50-51］初步调查结果，认为纳木错高湖面沉积物很大可能形成于全新世中晚期，其是一次湖侵-湖退过程所形成的单一沉积体系［图1（e）］.这一推测亦得到下列证据的支持：（1）尽管湖岸高湖面沉积遭受了后期侵蚀，但是古湖底扇的溢出沉积面（spill over）保存较为完好［图1（d）］，由此指示着古湖底扇形成时代较新，仅遭受了较短时间的后期侵蚀.（2）不同海拔古湖相沉积物表层的化学风化和成壤过程很弱，缺乏明显的化学风化标志（如红化现象）、淋溶淀积特征和可识别的土壤发育层次［图1（c），（g）］，意味着这些湖相沉积物暴露于气下风化过程的时间较短.因此，其不太可能是MIS 5或MIS 3阶段的沉积. ...
Primary results and progress of regional geological survey （1： 250000）： the south of Qinghai-Tibet Plateau
1
2004
... 郑绵平等［7］最早提出青藏高原存在“大水湖期”.但他们认为其发育时代为更新世早中期.此后，MIS 5阶段大湖期或古羌塘湖［24，28，54-55］，MIS 3阶段大湖期/泛湖期或冈底斯带古大湖［20，22，27］，以及全新世中早期“泛湖阶段”［15］等假说被相继提出.也有学者持相反意见，Shi等［52］认为在MIS 5阶段并不存在有如此大规模的古大湖.纳木错（湖面海拔4 722 m）在高湖面期溢流状态下，可通过河谷通道与仁错（湖面海拔4 648 m）、错鄂（湖面海拔4 562.8 m）、色林错（湖面海拔4 542.5 m，西藏第一大湖）相连通.但是，青藏高原内流区是否存在纳木错—色林错等相互连通的古大湖？古大湖形成于何时？古大湖时期是内流区，还是外流区？若是外流区，溢流垭口位于何处？目前，由于直接证据的匮乏和可靠年代约束的缺失，从而导致对这些问题仍然没有确切和统一的认知. ...
青藏高原1∶25万区域地质调查主要成果和进展综述（南区）
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2004
... 郑绵平等［7］最早提出青藏高原存在“大水湖期”.但他们认为其发育时代为更新世早中期.此后，MIS 5阶段大湖期或古羌塘湖［24，28，54-55］，MIS 3阶段大湖期/泛湖期或冈底斯带古大湖［20，22，27］，以及全新世中早期“泛湖阶段”［15］等假说被相继提出.也有学者持相反意见，Shi等［52］认为在MIS 5阶段并不存在有如此大规模的古大湖.纳木错（湖面海拔4 722 m）在高湖面期溢流状态下，可通过河谷通道与仁错（湖面海拔4 648 m）、错鄂（湖面海拔4 562.8 m）、色林错（湖面海拔4 542.5 m，西藏第一大湖）相连通.但是，青藏高原内流区是否存在纳木错—色林错等相互连通的古大湖？古大湖形成于何时？古大湖时期是内流区，还是外流区？若是外流区，溢流垭口位于何处？目前，由于直接证据的匮乏和可靠年代约束的缺失，从而导致对这些问题仍然没有确切和统一的认知. ...
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2004
... 李璞［6］指出纳木错东北角湖泊沉积阶地高出当时湖面10 m.韩同林［10］发现纳木错塔吉古日三级湖积阶地高于当时湖面150 m.关志华等［14］记录了纳木错古湖岸线高出现代湖面约80 m.之后，赵希涛等［24］、朱大岗等［28］发现纳木错的最高位湖相沉积物高于现代湖面139.2 m.笔者对前人发现的纳木错湖岸残留的高湖面沉积物亦做了初步的野外调查.这些灰色黏土质粉砂沉积物明显区别于纳木错湖岸的现代风沙沉积及坡积物，初步确认这类披覆于湖岸山坡上的沉积物应是高湖面时期的滨岸沉积.从而初步证实，纳木错确实存在高于现代湖面约150 m的高湖面沉积物［最高分布海拔4 872 m，手持GPS测量；图1（b）］. ...
... 基于地层对比或U系法测年、14C测年和OSL定年，许多学者提出或限定了纳木错不同高度高湖面沉积物的年代［10，15-16，24，26，28-30］.最有代表性的认识是赵希涛等［24］、朱大岗等［28］提出的纳木错不同高度古湖相沉积物形成于不同时期（MIS 5、MIS 3或全新世），并以不同时期的沉积阶地为特征；由高至低，湖相沉积阶地的年代为晚更新世至晚全新世［24，28-30］.他们认为纳木错最高湖面应该发生在MIS 5期间［24，28］.利用宇宙成因核素10Be和26Al定年方法，Kong等［40］限定了纳木错高湖面形成于53—36 ka.基于同样的年代学方法，Zhou等［55］限定了纳木错北岸四个基岩侵蚀阶地（T7、T6、T5和T4）的年代，分别在（81.5±9.0） ka、（33.6±1.9） ka、（19.9±1.9） ka和（15.2±0.4） ka.近期，基于纳木错古湖岸沉积物的OSL定年，Huang等［26］提出最高湖面高于现今湖面约26 m，发育年代为25 ka.由此可以看出，纳木错不同高度古湖相沉积物的年代尚存在很大的不确定性（表1），尤其是不同高度古湖相沉积的形成时代及其与湖面变化过程之间的联系还未厘清. ...
... ［28］提出的纳木错不同高度古湖相沉积物形成于不同时期（MIS 5、MIS 3或全新世），并以不同时期的沉积阶地为特征；由高至低，湖相沉积阶地的年代为晚更新世至晚全新世［24，28-30］.他们认为纳木错最高湖面应该发生在MIS 5期间［24，28］.利用宇宙成因核素10Be和26Al定年方法，Kong等［40］限定了纳木错高湖面形成于53—36 ka.基于同样的年代学方法，Zhou等［55］限定了纳木错北岸四个基岩侵蚀阶地（T7、T6、T5和T4）的年代，分别在（81.5±9.0） ka、（33.6±1.9） ka、（19.9±1.9） ka和（15.2±0.4） ka.近期，基于纳木错古湖岸沉积物的OSL定年，Huang等［26］提出最高湖面高于现今湖面约26 m，发育年代为25 ka.由此可以看出，纳木错不同高度古湖相沉积物的年代尚存在很大的不确定性（表1），尤其是不同高度古湖相沉积的形成时代及其与湖面变化过程之间的联系还未厘清. ...
... ，28-30］.他们认为纳木错最高湖面应该发生在MIS 5期间［24，28］.利用宇宙成因核素10Be和26Al定年方法，Kong等［40］限定了纳木错高湖面形成于53—36 ka.基于同样的年代学方法，Zhou等［55］限定了纳木错北岸四个基岩侵蚀阶地（T7、T6、T5和T4）的年代，分别在（81.5±9.0） ka、（33.6±1.9） ka、（19.9±1.9） ka和（15.2±0.4） ka.近期，基于纳木错古湖岸沉积物的OSL定年，Huang等［26］提出最高湖面高于现今湖面约26 m，发育年代为25 ka.由此可以看出，纳木错不同高度古湖相沉积物的年代尚存在很大的不确定性（表1），尤其是不同高度古湖相沉积的形成时代及其与湖面变化过程之间的联系还未厘清. ...
... ，28］.利用宇宙成因核素10Be和26Al定年方法，Kong等［40］限定了纳木错高湖面形成于53—36 ka.基于同样的年代学方法，Zhou等［55］限定了纳木错北岸四个基岩侵蚀阶地（T7、T6、T5和T4）的年代，分别在（81.5±9.0） ka、（33.6±1.9） ka、（19.9±1.9） ka和（15.2±0.4） ka.近期，基于纳木错古湖岸沉积物的OSL定年，Huang等［26］提出最高湖面高于现今湖面约26 m，发育年代为25 ka.由此可以看出，纳木错不同高度古湖相沉积物的年代尚存在很大的不确定性（表1），尤其是不同高度古湖相沉积的形成时代及其与湖面变化过程之间的联系还未厘清. ...
... Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
... 韩同林［15］指出，全新世早、中期气温上升、冰雪融水和降水的增加导致高原出现“泛湖阶段”.陈志明［16］、朱大岗等［28］提出，亚洲夏季风的变化控制了纳木错湖面的波动.Chen等［50］、Zhou等［55］则认为，不同时期印度夏季风的增强是湖泊扩张的主要驱动因素.另外，Zhu等［58］发现约20 ka cal BP西风带南移增强，导致纳木错的水位上升.由此可以看出，纳木错湖面变化的内在和外在控制因素、湖面变化如何响应和记录气候波动，以及是否存在外溢河道短暂的堰塞事件、流域之外是否存在地貌临界点等科学问题尚不清楚. ...
... 郑绵平等［7］最早提出青藏高原存在“大水湖期”.但他们认为其发育时代为更新世早中期.此后，MIS 5阶段大湖期或古羌塘湖［24，28，54-55］，MIS 3阶段大湖期/泛湖期或冈底斯带古大湖［20，22，27］，以及全新世中早期“泛湖阶段”［15］等假说被相继提出.也有学者持相反意见，Shi等［52］认为在MIS 5阶段并不存在有如此大规模的古大湖.纳木错（湖面海拔4 722 m）在高湖面期溢流状态下，可通过河谷通道与仁错（湖面海拔4 648 m）、错鄂（湖面海拔4 562.8 m）、色林错（湖面海拔4 542.5 m，西藏第一大湖）相连通.但是，青藏高原内流区是否存在纳木错—色林错等相互连通的古大湖？古大湖形成于何时？古大湖时期是内流区，还是外流区？若是外流区，溢流垭口位于何处？目前，由于直接证据的匮乏和可靠年代约束的缺失，从而导致对这些问题仍然没有确切和统一的认知. ...
... 限定不同高度古高湖面沉积的开始和结束时间是重建湖面变化过程的关键.利用宇宙成因核素10Be和26Al可以限定湖岸基岩侵蚀阶地的暴露年代［40，55］.但该方法仅适用于湖岸基岩侵蚀阶地，其适用性存在一定的局限.同时，此年代学方法亦无法完整约束湖面波动过程的年代序列.在前期调查中，前人［24，28，40］及笔者研究团队均发现在纳木错古湖盆的连续沉积等剖面中发现多层草层，从而为采用AMS 14C建立年代序列奠定了基础［图1（f）］.此外，古高湖面沉积物中，常见萝卜螺壳体化石（或壳体碎片）.笔者对纳木错现代活体萝卜螺壳体AMS 14C定年结果指示，其年龄为558—507 cal a BP，碳库效应在可接受范围内.因此，在将来的研究中，可以采用萝卜螺无机碳AMS 14C定年.结合萝卜螺等碳酸盐壳体U-Th测年、沉积物光释光（OSL）定年方法，确定纳木错高湖面沉积物的发育年代.尤其是，限定不同海拔高湖面沉积的开始和结束时间.建立特定高度沉积物精确年代框架，开展年代地层的空间对比分析. ...
... 纳木错湖岸高湖面沉积的保存及分布受基岩湖岸的地形所控制［图1（a）~（e）， （g）］.高湖面沉积的厚度受基底地形和海拔所控制.高湖面沉积最高分布海拔高于纳木错—仁错分水岭（海拔 4 749 m）约123 m.纳木错湖岸残留高湖面沉积具有如下特征：（1）不同高度残留高湖面沉积均覆盖在类似的红色古风化壳之上［图1（c）， （d）， （g）］；（2）不同高度残留高湖面沉积序列均为连续沉积，缺乏可见的沉积间断［图1（c）， （e）， （g）］；（3）相邻阶地状地貌下伏湖相沉积地层具有水平方向的沉积连续性［图1（d）］；（4）纳木错近岸低位、厚层、连续古湖相沉积仅由一个湖侵-湖退沉积旋回构成［图1（e）］.因此，笔者初步认为湖相沉积物构成的阶地状地貌可能是湖面下降过程中短暂停滞期发育的浪蚀台地［图1（d）］，而非前人所认为的是不同时期（MIS 3或MIS 5）的沉积阶地［24，28］.此外，前人的认识［24，28］亦很难解释为何古老的湖相沉积物（MIS 5或MIS 3）仅在高海拔山坡残留，而近岸低位湖相沉积序列中缺乏同时代的沉积地层［图1（e）］［50-51］. ...
... ，28］亦很难解释为何古老的湖相沉积物（MIS 5或MIS 3）仅在高海拔山坡残留，而近岸低位湖相沉积序列中缺乏同时代的沉积地层［图1（e）］［50-51］. ...
... 对纳木错异常高湖面的特征、时代、期次和成因问题的认知，不仅对青藏高原湖泊和水系演化历史［9，11-12，19，24，28-31］、气候变化及机制［16，19，33-34，44，46，62］、降水/蒸发变化［38，59］、水循环与水资源［14，43］、盐湖资源成矿过程［7，13，17］的研究有着重要的科学和实践意义，还可为深入理解全球变化背景下青藏高原的湖泊生态环境和湖面变化的趋势提供科学依据［50，54］. ...
12
2004
... 李璞［6］指出纳木错东北角湖泊沉积阶地高出当时湖面10 m.韩同林［10］发现纳木错塔吉古日三级湖积阶地高于当时湖面150 m.关志华等［14］记录了纳木错古湖岸线高出现代湖面约80 m.之后，赵希涛等［24］、朱大岗等［28］发现纳木错的最高位湖相沉积物高于现代湖面139.2 m.笔者对前人发现的纳木错湖岸残留的高湖面沉积物亦做了初步的野外调查.这些灰色黏土质粉砂沉积物明显区别于纳木错湖岸的现代风沙沉积及坡积物，初步确认这类披覆于湖岸山坡上的沉积物应是高湖面时期的滨岸沉积.从而初步证实，纳木错确实存在高于现代湖面约150 m的高湖面沉积物［最高分布海拔4 872 m，手持GPS测量；图1（b）］. ...
... 基于地层对比或U系法测年、14C测年和OSL定年，许多学者提出或限定了纳木错不同高度高湖面沉积物的年代［10，15-16，24，26，28-30］.最有代表性的认识是赵希涛等［24］、朱大岗等［28］提出的纳木错不同高度古湖相沉积物形成于不同时期（MIS 5、MIS 3或全新世），并以不同时期的沉积阶地为特征；由高至低，湖相沉积阶地的年代为晚更新世至晚全新世［24，28-30］.他们认为纳木错最高湖面应该发生在MIS 5期间［24，28］.利用宇宙成因核素10Be和26Al定年方法，Kong等［40］限定了纳木错高湖面形成于53—36 ka.基于同样的年代学方法，Zhou等［55］限定了纳木错北岸四个基岩侵蚀阶地（T7、T6、T5和T4）的年代，分别在（81.5±9.0） ka、（33.6±1.9） ka、（19.9±1.9） ka和（15.2±0.4） ka.近期，基于纳木错古湖岸沉积物的OSL定年，Huang等［26］提出最高湖面高于现今湖面约26 m，发育年代为25 ka.由此可以看出，纳木错不同高度古湖相沉积物的年代尚存在很大的不确定性（表1），尤其是不同高度古湖相沉积的形成时代及其与湖面变化过程之间的联系还未厘清. ...
... ［28］提出的纳木错不同高度古湖相沉积物形成于不同时期（MIS 5、MIS 3或全新世），并以不同时期的沉积阶地为特征；由高至低，湖相沉积阶地的年代为晚更新世至晚全新世［24，28-30］.他们认为纳木错最高湖面应该发生在MIS 5期间［24，28］.利用宇宙成因核素10Be和26Al定年方法，Kong等［40］限定了纳木错高湖面形成于53—36 ka.基于同样的年代学方法，Zhou等［55］限定了纳木错北岸四个基岩侵蚀阶地（T7、T6、T5和T4）的年代，分别在（81.5±9.0） ka、（33.6±1.9） ka、（19.9±1.9） ka和（15.2±0.4） ka.近期，基于纳木错古湖岸沉积物的OSL定年，Huang等［26］提出最高湖面高于现今湖面约26 m，发育年代为25 ka.由此可以看出，纳木错不同高度古湖相沉积物的年代尚存在很大的不确定性（表1），尤其是不同高度古湖相沉积的形成时代及其与湖面变化过程之间的联系还未厘清. ...
... ，28-30］.他们认为纳木错最高湖面应该发生在MIS 5期间［24，28］.利用宇宙成因核素10Be和26Al定年方法，Kong等［40］限定了纳木错高湖面形成于53—36 ka.基于同样的年代学方法，Zhou等［55］限定了纳木错北岸四个基岩侵蚀阶地（T7、T6、T5和T4）的年代，分别在（81.5±9.0） ka、（33.6±1.9） ka、（19.9±1.9） ka和（15.2±0.4） ka.近期，基于纳木错古湖岸沉积物的OSL定年，Huang等［26］提出最高湖面高于现今湖面约26 m，发育年代为25 ka.由此可以看出，纳木错不同高度古湖相沉积物的年代尚存在很大的不确定性（表1），尤其是不同高度古湖相沉积的形成时代及其与湖面变化过程之间的联系还未厘清. ...
... ，28］.利用宇宙成因核素10Be和26Al定年方法，Kong等［40］限定了纳木错高湖面形成于53—36 ka.基于同样的年代学方法，Zhou等［55］限定了纳木错北岸四个基岩侵蚀阶地（T7、T6、T5和T4）的年代，分别在（81.5±9.0） ka、（33.6±1.9） ka、（19.9±1.9） ka和（15.2±0.4） ka.近期，基于纳木错古湖岸沉积物的OSL定年，Huang等［26］提出最高湖面高于现今湖面约26 m，发育年代为25 ka.由此可以看出，纳木错不同高度古湖相沉积物的年代尚存在很大的不确定性（表1），尤其是不同高度古湖相沉积的形成时代及其与湖面变化过程之间的联系还未厘清. ...
... Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
... 韩同林［15］指出，全新世早、中期气温上升、冰雪融水和降水的增加导致高原出现“泛湖阶段”.陈志明［16］、朱大岗等［28］提出，亚洲夏季风的变化控制了纳木错湖面的波动.Chen等［50］、Zhou等［55］则认为，不同时期印度夏季风的增强是湖泊扩张的主要驱动因素.另外，Zhu等［58］发现约20 ka cal BP西风带南移增强，导致纳木错的水位上升.由此可以看出，纳木错湖面变化的内在和外在控制因素、湖面变化如何响应和记录气候波动，以及是否存在外溢河道短暂的堰塞事件、流域之外是否存在地貌临界点等科学问题尚不清楚. ...
... 郑绵平等［7］最早提出青藏高原存在“大水湖期”.但他们认为其发育时代为更新世早中期.此后，MIS 5阶段大湖期或古羌塘湖［24，28，54-55］，MIS 3阶段大湖期/泛湖期或冈底斯带古大湖［20，22，27］，以及全新世中早期“泛湖阶段”［15］等假说被相继提出.也有学者持相反意见，Shi等［52］认为在MIS 5阶段并不存在有如此大规模的古大湖.纳木错（湖面海拔4 722 m）在高湖面期溢流状态下，可通过河谷通道与仁错（湖面海拔4 648 m）、错鄂（湖面海拔4 562.8 m）、色林错（湖面海拔4 542.5 m，西藏第一大湖）相连通.但是，青藏高原内流区是否存在纳木错—色林错等相互连通的古大湖？古大湖形成于何时？古大湖时期是内流区，还是外流区？若是外流区，溢流垭口位于何处？目前，由于直接证据的匮乏和可靠年代约束的缺失，从而导致对这些问题仍然没有确切和统一的认知. ...
... 限定不同高度古高湖面沉积的开始和结束时间是重建湖面变化过程的关键.利用宇宙成因核素10Be和26Al可以限定湖岸基岩侵蚀阶地的暴露年代［40，55］.但该方法仅适用于湖岸基岩侵蚀阶地，其适用性存在一定的局限.同时，此年代学方法亦无法完整约束湖面波动过程的年代序列.在前期调查中，前人［24，28，40］及笔者研究团队均发现在纳木错古湖盆的连续沉积等剖面中发现多层草层，从而为采用AMS 14C建立年代序列奠定了基础［图1（f）］.此外，古高湖面沉积物中，常见萝卜螺壳体化石（或壳体碎片）.笔者对纳木错现代活体萝卜螺壳体AMS 14C定年结果指示，其年龄为558—507 cal a BP，碳库效应在可接受范围内.因此，在将来的研究中，可以采用萝卜螺无机碳AMS 14C定年.结合萝卜螺等碳酸盐壳体U-Th测年、沉积物光释光（OSL）定年方法，确定纳木错高湖面沉积物的发育年代.尤其是，限定不同海拔高湖面沉积的开始和结束时间.建立特定高度沉积物精确年代框架，开展年代地层的空间对比分析. ...
... 纳木错湖岸高湖面沉积的保存及分布受基岩湖岸的地形所控制［图1（a）~（e）， （g）］.高湖面沉积的厚度受基底地形和海拔所控制.高湖面沉积最高分布海拔高于纳木错—仁错分水岭（海拔 4 749 m）约123 m.纳木错湖岸残留高湖面沉积具有如下特征：（1）不同高度残留高湖面沉积均覆盖在类似的红色古风化壳之上［图1（c）， （d）， （g）］；（2）不同高度残留高湖面沉积序列均为连续沉积，缺乏可见的沉积间断［图1（c）， （e）， （g）］；（3）相邻阶地状地貌下伏湖相沉积地层具有水平方向的沉积连续性［图1（d）］；（4）纳木错近岸低位、厚层、连续古湖相沉积仅由一个湖侵-湖退沉积旋回构成［图1（e）］.因此，笔者初步认为湖相沉积物构成的阶地状地貌可能是湖面下降过程中短暂停滞期发育的浪蚀台地［图1（d）］，而非前人所认为的是不同时期（MIS 3或MIS 5）的沉积阶地［24，28］.此外，前人的认识［24，28］亦很难解释为何古老的湖相沉积物（MIS 5或MIS 3）仅在高海拔山坡残留，而近岸低位湖相沉积序列中缺乏同时代的沉积地层［图1（e）］［50-51］. ...
... ，28］亦很难解释为何古老的湖相沉积物（MIS 5或MIS 3）仅在高海拔山坡残留，而近岸低位湖相沉积序列中缺乏同时代的沉积地层［图1（e）］［50-51］. ...
... 对纳木错异常高湖面的特征、时代、期次和成因问题的认知，不仅对青藏高原湖泊和水系演化历史［9，11-12，19，24，28-31］、气候变化及机制［16，19，33-34，44，46，62］、降水/蒸发变化［38，59］、水循环与水资源［14，43］、盐湖资源成矿过程［7，13，17］的研究有着重要的科学和实践意义，还可为深入理解全球变化背景下青藏高原的湖泊生态环境和湖面变化的趋势提供科学依据［50，54］. ...
Climatic change and lake-level variation of Nam Co， Xizang since the last interglacial stage
6
2003
... Dating results of high-level lake sediments， erosion terraces and shoreline deposits from Lake Nam Co
Table 1| 图1（a）中区域 | 剖面地点与采样部位 | 采样点 | 测年方法 | 年龄 | 文献来源 |
|---|
| 拔湖高度/m | 海拔/m |
|---|
| ① | 期波拉16.8 m湖岸堤上部 | 16.5 | 4 734.5 | U系测年法 | 29.3±2.7 ka | ［24］ |
| ② | 干玛弄拔湖115.9 m剖面上部 | 115.8 | 4 833.8 | U系测年法 | 86.5±5.9 ka | ［29］ |
| ② | 干玛弄拔湖119.9 m剖面上部 | 119.8 | 4 837.8 | U系测年法 | 101.7±9.7 ka | ［29］ |
| ② | 干玛弄拔湖119.9 m剖面上部 | 32.0 | 4 750.0 | 14C测年法 | 1 580±36 a BP | ［37］ |
| ② | 干玛弄拔湖139.2 m剖面上部 | 139.0 | 4 857.0 | U系测年法 | 115.9±12.1 ka | ［29］ |
| ② | 干玛弄拔湖21 m剖面E中部 | 21.0 | 4 743.0 | 14C测年法 | 2 000±30 a BP | 本文 |
| ② | 干玛弄古湖岸堤S2拔湖22 m剖面中部 | 22.0 | 4 751.0 | OSL定年法 | 2.5±0.1 ka | ［26］ |
| ② | 干玛弄古湖岸堤S5拔湖11 m剖面中部 | 11.0 | 4 740.0 | OSL定年法 | 0.7±0.1 ka | ［26］ |
| ② | 干玛弄西南T4中部 | 22.9 | 4 740.9 | U系测年法 | 36.1±2.2 ka | ［29］ |
| ② | 干玛弄西南T5上部 | 26.3 | 4 744.3 | U系测年法 | 39.5±3.0 ka | ［24］ |
| ③ | 纳木错东北岸托仁洛布日剖面底部 | 2.0 | 4 720.0 | OSL定年法 | 2.2±0.31 ka | ［50］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T4 | 15.0 | 4 740.0 | 宇宙成因核素定年法 | 15.2±0.4 ka | ［55］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T5 | 18.0 | 4 743.0 | 宇宙成因核素定年法 | 19.9±1.9 ka | ［55］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T6 | 22.0 | 4 747.0 | 宇宙成因核素定年法 | 33.6±1.9 ka | ［55］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T7 | 26.0 | 4 751.0 | 宇宙成因核素定年法 | 81.5±9.0 ka | ［55］ |
| ⑤ | 古湖岸堤S1拔湖26 m剖面下部 | 26.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 25.4±1.2 ka | ［26］ |
| ⑤ | 古湖岸堤S1拔湖26 m剖面中部 | 26.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 25.1±1.2 ka | ［26］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面顶部 | 29.0 | 4 751.0 | OSL定年法 | 16.2±1.1 ka | ［35］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面上部 | 28.0 | 4 750.0 | 14C测年法 | 5 195±150 a BP | ［39］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面中部 | 22.0 | 4 744.0 | 14C测年法 | 6 590±155 a BP | ［39］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T1中部 | 1.2 | 4 719.2 | U系测年法 | 11.2±2.0 ka | ［29］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T2底部 | 8.0 | 4 726.0 | U系测年法 | 28.2±2.8 ka | ［24，30］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T3中部 | 16.1 | 4 734.1 | U系测年法 | 32.3±4.4 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日拔湖37 m剖面底部 | 37.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 4.2±0.2 ka | ［37］ |
| ⑧ | 塔吉古日拔湖37 m剖面中部 | 37.0 | 4 755.0 | 14C测年法 | 2 370±35 a BP | ［37］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡T5下部 | 27.0 | 4 745.0 | U系测年法 | 41.2±4.7 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡T6中部 | 42.1 | 4 760.1 | U系测年法 | 53.7±5.2 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖128.1 m剖面下部 | 128.0 | 4 846.0 | U系测年法 | 96.1±10.5 ka | ［29］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖47.5 m剖面下部 | 46.8 | 4 764.8 | U系测年法 | 71.8±8.5 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖68.9 m剖面下部 | 68.4 | 4 786.4 | U系测年法 | 90.7±9.9 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖88.8 m剖面下部 | 88.3 | 4 806.3 | U系测年法 | 78.5±4.2 ka | ［24，30］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 20.0 | 4 738.0 | 宇宙成因核素定年法 | 56.8±4.0 ka | ［40］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 1.0 | 4 719.0 | 宇宙成因核素定年法 | 17.5±1.2 ka | ［40］ |
| ⑩ | 多青岛西北岸东溶洞底砂砾岩上部 | 20.5 | 4 738.5 | U系测年法 | 18.7±3.8 ka | ［24］ |
| ⑩ | 多穷岛西南岸湖蚀台地基岩石缝中 | 15.4 | 4 733.4 | U系测年法 | 26.7±2.8 ka | ［24］ |
1.5 纳木错湖面变化过程及其特征是什么？Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
... ［
29］
| ② | 干玛弄拔湖119.9 m剖面上部 | 32.0 | 4 750.0 | 14C测年法 | 1 580±36 a BP | ［37］ |
| ② | 干玛弄拔湖139.2 m剖面上部 | 139.0 | 4 857.0 | U系测年法 | 115.9±12.1 ka | ［29］ |
| ② | 干玛弄拔湖21 m剖面E中部 | 21.0 | 4 743.0 | 14C测年法 | 2 000±30 a BP | 本文 |
| ② | 干玛弄古湖岸堤S2拔湖22 m剖面中部 | 22.0 | 4 751.0 | OSL定年法 | 2.5±0.1 ka | ［26］ |
| ② | 干玛弄古湖岸堤S5拔湖11 m剖面中部 | 11.0 | 4 740.0 | OSL定年法 | 0.7±0.1 ka | ［26］ |
| ② | 干玛弄西南T4中部 | 22.9 | 4 740.9 | U系测年法 | 36.1±2.2 ka | ［29］ |
| ② | 干玛弄西南T5上部 | 26.3 | 4 744.3 | U系测年法 | 39.5±3.0 ka | ［24］ |
| ③ | 纳木错东北岸托仁洛布日剖面底部 | 2.0 | 4 720.0 | OSL定年法 | 2.2±0.31 ka | ［50］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T4 | 15.0 | 4 740.0 | 宇宙成因核素定年法 | 15.2±0.4 ka | ［55］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T5 | 18.0 | 4 743.0 | 宇宙成因核素定年法 | 19.9±1.9 ka | ［55］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T6 | 22.0 | 4 747.0 | 宇宙成因核素定年法 | 33.6±1.9 ka | ［55］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T7 | 26.0 | 4 751.0 | 宇宙成因核素定年法 | 81.5±9.0 ka | ［55］ |
| ⑤ | 古湖岸堤S1拔湖26 m剖面下部 | 26.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 25.4±1.2 ka | ［26］ |
| ⑤ | 古湖岸堤S1拔湖26 m剖面中部 | 26.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 25.1±1.2 ka | ［26］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面顶部 | 29.0 | 4 751.0 | OSL定年法 | 16.2±1.1 ka | ［35］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面上部 | 28.0 | 4 750.0 | 14C测年法 | 5 195±150 a BP | ［39］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面中部 | 22.0 | 4 744.0 | 14C测年法 | 6 590±155 a BP | ［39］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T1中部 | 1.2 | 4 719.2 | U系测年法 | 11.2±2.0 ka | ［29］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T2底部 | 8.0 | 4 726.0 | U系测年法 | 28.2±2.8 ka | ［24，30］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T3中部 | 16.1 | 4 734.1 | U系测年法 | 32.3±4.4 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日拔湖37 m剖面底部 | 37.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 4.2±0.2 ka | ［37］ |
| ⑧ | 塔吉古日拔湖37 m剖面中部 | 37.0 | 4 755.0 | 14C测年法 | 2 370±35 a BP | ［37］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡T5下部 | 27.0 | 4 745.0 | U系测年法 | 41.2±4.7 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡T6中部 | 42.1 | 4 760.1 | U系测年法 | 53.7±5.2 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖128.1 m剖面下部 | 128.0 | 4 846.0 | U系测年法 | 96.1±10.5 ka | ［29］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖47.5 m剖面下部 | 46.8 | 4 764.8 | U系测年法 | 71.8±8.5 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖68.9 m剖面下部 | 68.4 | 4 786.4 | U系测年法 | 90.7±9.9 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖88.8 m剖面下部 | 88.3 | 4 806.3 | U系测年法 | 78.5±4.2 ka | ［24，30］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 20.0 | 4 738.0 | 宇宙成因核素定年法 | 56.8±4.0 ka | ［40］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 1.0 | 4 719.0 | 宇宙成因核素定年法 | 17.5±1.2 ka | ［40］ |
| ⑩ | 多青岛西北岸东溶洞底砂砾岩上部 | 20.5 | 4 738.5 | U系测年法 | 18.7±3.8 ka | ［24］ |
| ⑩ | 多穷岛西南岸湖蚀台地基岩石缝中 | 15.4 | 4 733.4 | U系测年法 | 26.7±2.8 ka | ［24］ |
1.5 纳木错湖面变化过程及其特征是什么？Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
... ［
29］
| ② | 干玛弄拔湖21 m剖面E中部 | 21.0 | 4 743.0 | 14C测年法 | 2 000±30 a BP | 本文 |
| ② | 干玛弄古湖岸堤S2拔湖22 m剖面中部 | 22.0 | 4 751.0 | OSL定年法 | 2.5±0.1 ka | ［26］ |
| ② | 干玛弄古湖岸堤S5拔湖11 m剖面中部 | 11.0 | 4 740.0 | OSL定年法 | 0.7±0.1 ka | ［26］ |
| ② | 干玛弄西南T4中部 | 22.9 | 4 740.9 | U系测年法 | 36.1±2.2 ka | ［29］ |
| ② | 干玛弄西南T5上部 | 26.3 | 4 744.3 | U系测年法 | 39.5±3.0 ka | ［24］ |
| ③ | 纳木错东北岸托仁洛布日剖面底部 | 2.0 | 4 720.0 | OSL定年法 | 2.2±0.31 ka | ［50］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T4 | 15.0 | 4 740.0 | 宇宙成因核素定年法 | 15.2±0.4 ka | ［55］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T5 | 18.0 | 4 743.0 | 宇宙成因核素定年法 | 19.9±1.9 ka | ［55］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T6 | 22.0 | 4 747.0 | 宇宙成因核素定年法 | 33.6±1.9 ka | ［55］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T7 | 26.0 | 4 751.0 | 宇宙成因核素定年法 | 81.5±9.0 ka | ［55］ |
| ⑤ | 古湖岸堤S1拔湖26 m剖面下部 | 26.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 25.4±1.2 ka | ［26］ |
| ⑤ | 古湖岸堤S1拔湖26 m剖面中部 | 26.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 25.1±1.2 ka | ［26］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面顶部 | 29.0 | 4 751.0 | OSL定年法 | 16.2±1.1 ka | ［35］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面上部 | 28.0 | 4 750.0 | 14C测年法 | 5 195±150 a BP | ［39］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面中部 | 22.0 | 4 744.0 | 14C测年法 | 6 590±155 a BP | ［39］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T1中部 | 1.2 | 4 719.2 | U系测年法 | 11.2±2.0 ka | ［29］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T2底部 | 8.0 | 4 726.0 | U系测年法 | 28.2±2.8 ka | ［24，30］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T3中部 | 16.1 | 4 734.1 | U系测年法 | 32.3±4.4 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日拔湖37 m剖面底部 | 37.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 4.2±0.2 ka | ［37］ |
| ⑧ | 塔吉古日拔湖37 m剖面中部 | 37.0 | 4 755.0 | 14C测年法 | 2 370±35 a BP | ［37］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡T5下部 | 27.0 | 4 745.0 | U系测年法 | 41.2±4.7 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡T6中部 | 42.1 | 4 760.1 | U系测年法 | 53.7±5.2 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖128.1 m剖面下部 | 128.0 | 4 846.0 | U系测年法 | 96.1±10.5 ka | ［29］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖47.5 m剖面下部 | 46.8 | 4 764.8 | U系测年法 | 71.8±8.5 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖68.9 m剖面下部 | 68.4 | 4 786.4 | U系测年法 | 90.7±9.9 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖88.8 m剖面下部 | 88.3 | 4 806.3 | U系测年法 | 78.5±4.2 ka | ［24，30］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 20.0 | 4 738.0 | 宇宙成因核素定年法 | 56.8±4.0 ka | ［40］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 1.0 | 4 719.0 | 宇宙成因核素定年法 | 17.5±1.2 ka | ［40］ |
| ⑩ | 多青岛西北岸东溶洞底砂砾岩上部 | 20.5 | 4 738.5 | U系测年法 | 18.7±3.8 ka | ［24］ |
| ⑩ | 多穷岛西南岸湖蚀台地基岩石缝中 | 15.4 | 4 733.4 | U系测年法 | 26.7±2.8 ka | ［24］ |
1.5 纳木错湖面变化过程及其特征是什么？Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
... ［
29］
| ② | 干玛弄西南T5上部 | 26.3 | 4 744.3 | U系测年法 | 39.5±3.0 ka | ［24］ |
| ③ | 纳木错东北岸托仁洛布日剖面底部 | 2.0 | 4 720.0 | OSL定年法 | 2.2±0.31 ka | ［50］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T4 | 15.0 | 4 740.0 | 宇宙成因核素定年法 | 15.2±0.4 ka | ［55］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T5 | 18.0 | 4 743.0 | 宇宙成因核素定年法 | 19.9±1.9 ka | ［55］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T6 | 22.0 | 4 747.0 | 宇宙成因核素定年法 | 33.6±1.9 ka | ［55］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T7 | 26.0 | 4 751.0 | 宇宙成因核素定年法 | 81.5±9.0 ka | ［55］ |
| ⑤ | 古湖岸堤S1拔湖26 m剖面下部 | 26.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 25.4±1.2 ka | ［26］ |
| ⑤ | 古湖岸堤S1拔湖26 m剖面中部 | 26.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 25.1±1.2 ka | ［26］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面顶部 | 29.0 | 4 751.0 | OSL定年法 | 16.2±1.1 ka | ［35］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面上部 | 28.0 | 4 750.0 | 14C测年法 | 5 195±150 a BP | ［39］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面中部 | 22.0 | 4 744.0 | 14C测年法 | 6 590±155 a BP | ［39］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T1中部 | 1.2 | 4 719.2 | U系测年法 | 11.2±2.0 ka | ［29］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T2底部 | 8.0 | 4 726.0 | U系测年法 | 28.2±2.8 ka | ［24，30］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T3中部 | 16.1 | 4 734.1 | U系测年法 | 32.3±4.4 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日拔湖37 m剖面底部 | 37.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 4.2±0.2 ka | ［37］ |
| ⑧ | 塔吉古日拔湖37 m剖面中部 | 37.0 | 4 755.0 | 14C测年法 | 2 370±35 a BP | ［37］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡T5下部 | 27.0 | 4 745.0 | U系测年法 | 41.2±4.7 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡T6中部 | 42.1 | 4 760.1 | U系测年法 | 53.7±5.2 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖128.1 m剖面下部 | 128.0 | 4 846.0 | U系测年法 | 96.1±10.5 ka | ［29］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖47.5 m剖面下部 | 46.8 | 4 764.8 | U系测年法 | 71.8±8.5 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖68.9 m剖面下部 | 68.4 | 4 786.4 | U系测年法 | 90.7±9.9 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖88.8 m剖面下部 | 88.3 | 4 806.3 | U系测年法 | 78.5±4.2 ka | ［24，30］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 20.0 | 4 738.0 | 宇宙成因核素定年法 | 56.8±4.0 ka | ［40］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 1.0 | 4 719.0 | 宇宙成因核素定年法 | 17.5±1.2 ka | ［40］ |
| ⑩ | 多青岛西北岸东溶洞底砂砾岩上部 | 20.5 | 4 738.5 | U系测年法 | 18.7±3.8 ka | ［24］ |
| ⑩ | 多穷岛西南岸湖蚀台地基岩石缝中 | 15.4 | 4 733.4 | U系测年法 | 26.7±2.8 ka | ［24］ |
1.5 纳木错湖面变化过程及其特征是什么？Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
... ［
29］
| ⑦ | 扎弄淌东岸T2底部 | 8.0 | 4 726.0 | U系测年法 | 28.2±2.8 ka | ［24，30］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T3中部 | 16.1 | 4 734.1 | U系测年法 | 32.3±4.4 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日拔湖37 m剖面底部 | 37.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 4.2±0.2 ka | ［37］ |
| ⑧ | 塔吉古日拔湖37 m剖面中部 | 37.0 | 4 755.0 | 14C测年法 | 2 370±35 a BP | ［37］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡T5下部 | 27.0 | 4 745.0 | U系测年法 | 41.2±4.7 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡T6中部 | 42.1 | 4 760.1 | U系测年法 | 53.7±5.2 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖128.1 m剖面下部 | 128.0 | 4 846.0 | U系测年法 | 96.1±10.5 ka | ［29］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖47.5 m剖面下部 | 46.8 | 4 764.8 | U系测年法 | 71.8±8.5 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖68.9 m剖面下部 | 68.4 | 4 786.4 | U系测年法 | 90.7±9.9 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖88.8 m剖面下部 | 88.3 | 4 806.3 | U系测年法 | 78.5±4.2 ka | ［24，30］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 20.0 | 4 738.0 | 宇宙成因核素定年法 | 56.8±4.0 ka | ［40］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 1.0 | 4 719.0 | 宇宙成因核素定年法 | 17.5±1.2 ka | ［40］ |
| ⑩ | 多青岛西北岸东溶洞底砂砾岩上部 | 20.5 | 4 738.5 | U系测年法 | 18.7±3.8 ka | ［24］ |
| ⑩ | 多穷岛西南岸湖蚀台地基岩石缝中 | 15.4 | 4 733.4 | U系测年法 | 26.7±2.8 ka | ［24］ |
1.5 纳木错湖面变化过程及其特征是什么？Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
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29］
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖47.5 m剖面下部 | 46.8 | 4 764.8 | U系测年法 | 71.8±8.5 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖68.9 m剖面下部 | 68.4 | 4 786.4 | U系测年法 | 90.7±9.9 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖88.8 m剖面下部 | 88.3 | 4 806.3 | U系测年法 | 78.5±4.2 ka | ［24，30］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 20.0 | 4 738.0 | 宇宙成因核素定年法 | 56.8±4.0 ka | ［40］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 1.0 | 4 719.0 | 宇宙成因核素定年法 | 17.5±1.2 ka | ［40］ |
| ⑩ | 多青岛西北岸东溶洞底砂砾岩上部 | 20.5 | 4 738.5 | U系测年法 | 18.7±3.8 ka | ［24］ |
| ⑩ | 多穷岛西南岸湖蚀台地基岩石缝中 | 15.4 | 4 733.4 | U系测年法 | 26.7±2.8 ka | ［24］ |
1.5 纳木错湖面变化过程及其特征是什么？Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
西藏纳木错末次间冰期以来的气候变迁与湖面变化
6
2003
... Dating results of high-level lake sediments， erosion terraces and shoreline deposits from Lake Nam Co
Table 1| 图1（a）中区域 | 剖面地点与采样部位 | 采样点 | 测年方法 | 年龄 | 文献来源 |
|---|
| 拔湖高度/m | 海拔/m |
|---|
| ① | 期波拉16.8 m湖岸堤上部 | 16.5 | 4 734.5 | U系测年法 | 29.3±2.7 ka | ［24］ |
| ② | 干玛弄拔湖115.9 m剖面上部 | 115.8 | 4 833.8 | U系测年法 | 86.5±5.9 ka | ［29］ |
| ② | 干玛弄拔湖119.9 m剖面上部 | 119.8 | 4 837.8 | U系测年法 | 101.7±9.7 ka | ［29］ |
| ② | 干玛弄拔湖119.9 m剖面上部 | 32.0 | 4 750.0 | 14C测年法 | 1 580±36 a BP | ［37］ |
| ② | 干玛弄拔湖139.2 m剖面上部 | 139.0 | 4 857.0 | U系测年法 | 115.9±12.1 ka | ［29］ |
| ② | 干玛弄拔湖21 m剖面E中部 | 21.0 | 4 743.0 | 14C测年法 | 2 000±30 a BP | 本文 |
| ② | 干玛弄古湖岸堤S2拔湖22 m剖面中部 | 22.0 | 4 751.0 | OSL定年法 | 2.5±0.1 ka | ［26］ |
| ② | 干玛弄古湖岸堤S5拔湖11 m剖面中部 | 11.0 | 4 740.0 | OSL定年法 | 0.7±0.1 ka | ［26］ |
| ② | 干玛弄西南T4中部 | 22.9 | 4 740.9 | U系测年法 | 36.1±2.2 ka | ［29］ |
| ② | 干玛弄西南T5上部 | 26.3 | 4 744.3 | U系测年法 | 39.5±3.0 ka | ［24］ |
| ③ | 纳木错东北岸托仁洛布日剖面底部 | 2.0 | 4 720.0 | OSL定年法 | 2.2±0.31 ka | ［50］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T4 | 15.0 | 4 740.0 | 宇宙成因核素定年法 | 15.2±0.4 ka | ［55］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T5 | 18.0 | 4 743.0 | 宇宙成因核素定年法 | 19.9±1.9 ka | ［55］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T6 | 22.0 | 4 747.0 | 宇宙成因核素定年法 | 33.6±1.9 ka | ［55］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T7 | 26.0 | 4 751.0 | 宇宙成因核素定年法 | 81.5±9.0 ka | ［55］ |
| ⑤ | 古湖岸堤S1拔湖26 m剖面下部 | 26.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 25.4±1.2 ka | ［26］ |
| ⑤ | 古湖岸堤S1拔湖26 m剖面中部 | 26.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 25.1±1.2 ka | ［26］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面顶部 | 29.0 | 4 751.0 | OSL定年法 | 16.2±1.1 ka | ［35］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面上部 | 28.0 | 4 750.0 | 14C测年法 | 5 195±150 a BP | ［39］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面中部 | 22.0 | 4 744.0 | 14C测年法 | 6 590±155 a BP | ［39］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T1中部 | 1.2 | 4 719.2 | U系测年法 | 11.2±2.0 ka | ［29］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T2底部 | 8.0 | 4 726.0 | U系测年法 | 28.2±2.8 ka | ［24，30］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T3中部 | 16.1 | 4 734.1 | U系测年法 | 32.3±4.4 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日拔湖37 m剖面底部 | 37.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 4.2±0.2 ka | ［37］ |
| ⑧ | 塔吉古日拔湖37 m剖面中部 | 37.0 | 4 755.0 | 14C测年法 | 2 370±35 a BP | ［37］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡T5下部 | 27.0 | 4 745.0 | U系测年法 | 41.2±4.7 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡T6中部 | 42.1 | 4 760.1 | U系测年法 | 53.7±5.2 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖128.1 m剖面下部 | 128.0 | 4 846.0 | U系测年法 | 96.1±10.5 ka | ［29］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖47.5 m剖面下部 | 46.8 | 4 764.8 | U系测年法 | 71.8±8.5 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖68.9 m剖面下部 | 68.4 | 4 786.4 | U系测年法 | 90.7±9.9 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖88.8 m剖面下部 | 88.3 | 4 806.3 | U系测年法 | 78.5±4.2 ka | ［24，30］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 20.0 | 4 738.0 | 宇宙成因核素定年法 | 56.8±4.0 ka | ［40］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 1.0 | 4 719.0 | 宇宙成因核素定年法 | 17.5±1.2 ka | ［40］ |
| ⑩ | 多青岛西北岸东溶洞底砂砾岩上部 | 20.5 | 4 738.5 | U系测年法 | 18.7±3.8 ka | ［24］ |
| ⑩ | 多穷岛西南岸湖蚀台地基岩石缝中 | 15.4 | 4 733.4 | U系测年法 | 26.7±2.8 ka | ［24］ |
1.5 纳木错湖面变化过程及其特征是什么？Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
... ［
29］
| ② | 干玛弄拔湖119.9 m剖面上部 | 32.0 | 4 750.0 | 14C测年法 | 1 580±36 a BP | ［37］ |
| ② | 干玛弄拔湖139.2 m剖面上部 | 139.0 | 4 857.0 | U系测年法 | 115.9±12.1 ka | ［29］ |
| ② | 干玛弄拔湖21 m剖面E中部 | 21.0 | 4 743.0 | 14C测年法 | 2 000±30 a BP | 本文 |
| ② | 干玛弄古湖岸堤S2拔湖22 m剖面中部 | 22.0 | 4 751.0 | OSL定年法 | 2.5±0.1 ka | ［26］ |
| ② | 干玛弄古湖岸堤S5拔湖11 m剖面中部 | 11.0 | 4 740.0 | OSL定年法 | 0.7±0.1 ka | ［26］ |
| ② | 干玛弄西南T4中部 | 22.9 | 4 740.9 | U系测年法 | 36.1±2.2 ka | ［29］ |
| ② | 干玛弄西南T5上部 | 26.3 | 4 744.3 | U系测年法 | 39.5±3.0 ka | ［24］ |
| ③ | 纳木错东北岸托仁洛布日剖面底部 | 2.0 | 4 720.0 | OSL定年法 | 2.2±0.31 ka | ［50］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T4 | 15.0 | 4 740.0 | 宇宙成因核素定年法 | 15.2±0.4 ka | ［55］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T5 | 18.0 | 4 743.0 | 宇宙成因核素定年法 | 19.9±1.9 ka | ［55］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T6 | 22.0 | 4 747.0 | 宇宙成因核素定年法 | 33.6±1.9 ka | ［55］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T7 | 26.0 | 4 751.0 | 宇宙成因核素定年法 | 81.5±9.0 ka | ［55］ |
| ⑤ | 古湖岸堤S1拔湖26 m剖面下部 | 26.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 25.4±1.2 ka | ［26］ |
| ⑤ | 古湖岸堤S1拔湖26 m剖面中部 | 26.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 25.1±1.2 ka | ［26］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面顶部 | 29.0 | 4 751.0 | OSL定年法 | 16.2±1.1 ka | ［35］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面上部 | 28.0 | 4 750.0 | 14C测年法 | 5 195±150 a BP | ［39］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面中部 | 22.0 | 4 744.0 | 14C测年法 | 6 590±155 a BP | ［39］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T1中部 | 1.2 | 4 719.2 | U系测年法 | 11.2±2.0 ka | ［29］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T2底部 | 8.0 | 4 726.0 | U系测年法 | 28.2±2.8 ka | ［24，30］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T3中部 | 16.1 | 4 734.1 | U系测年法 | 32.3±4.4 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日拔湖37 m剖面底部 | 37.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 4.2±0.2 ka | ［37］ |
| ⑧ | 塔吉古日拔湖37 m剖面中部 | 37.0 | 4 755.0 | 14C测年法 | 2 370±35 a BP | ［37］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡T5下部 | 27.0 | 4 745.0 | U系测年法 | 41.2±4.7 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡T6中部 | 42.1 | 4 760.1 | U系测年法 | 53.7±5.2 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖128.1 m剖面下部 | 128.0 | 4 846.0 | U系测年法 | 96.1±10.5 ka | ［29］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖47.5 m剖面下部 | 46.8 | 4 764.8 | U系测年法 | 71.8±8.5 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖68.9 m剖面下部 | 68.4 | 4 786.4 | U系测年法 | 90.7±9.9 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖88.8 m剖面下部 | 88.3 | 4 806.3 | U系测年法 | 78.5±4.2 ka | ［24，30］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 20.0 | 4 738.0 | 宇宙成因核素定年法 | 56.8±4.0 ka | ［40］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 1.0 | 4 719.0 | 宇宙成因核素定年法 | 17.5±1.2 ka | ［40］ |
| ⑩ | 多青岛西北岸东溶洞底砂砾岩上部 | 20.5 | 4 738.5 | U系测年法 | 18.7±3.8 ka | ［24］ |
| ⑩ | 多穷岛西南岸湖蚀台地基岩石缝中 | 15.4 | 4 733.4 | U系测年法 | 26.7±2.8 ka | ［24］ |
1.5 纳木错湖面变化过程及其特征是什么？Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
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29］
| ② | 干玛弄拔湖21 m剖面E中部 | 21.0 | 4 743.0 | 14C测年法 | 2 000±30 a BP | 本文 |
| ② | 干玛弄古湖岸堤S2拔湖22 m剖面中部 | 22.0 | 4 751.0 | OSL定年法 | 2.5±0.1 ka | ［26］ |
| ② | 干玛弄古湖岸堤S5拔湖11 m剖面中部 | 11.0 | 4 740.0 | OSL定年法 | 0.7±0.1 ka | ［26］ |
| ② | 干玛弄西南T4中部 | 22.9 | 4 740.9 | U系测年法 | 36.1±2.2 ka | ［29］ |
| ② | 干玛弄西南T5上部 | 26.3 | 4 744.3 | U系测年法 | 39.5±3.0 ka | ［24］ |
| ③ | 纳木错东北岸托仁洛布日剖面底部 | 2.0 | 4 720.0 | OSL定年法 | 2.2±0.31 ka | ［50］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T4 | 15.0 | 4 740.0 | 宇宙成因核素定年法 | 15.2±0.4 ka | ［55］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T5 | 18.0 | 4 743.0 | 宇宙成因核素定年法 | 19.9±1.9 ka | ［55］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T6 | 22.0 | 4 747.0 | 宇宙成因核素定年法 | 33.6±1.9 ka | ［55］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T7 | 26.0 | 4 751.0 | 宇宙成因核素定年法 | 81.5±9.0 ka | ［55］ |
| ⑤ | 古湖岸堤S1拔湖26 m剖面下部 | 26.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 25.4±1.2 ka | ［26］ |
| ⑤ | 古湖岸堤S1拔湖26 m剖面中部 | 26.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 25.1±1.2 ka | ［26］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面顶部 | 29.0 | 4 751.0 | OSL定年法 | 16.2±1.1 ka | ［35］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面上部 | 28.0 | 4 750.0 | 14C测年法 | 5 195±150 a BP | ［39］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面中部 | 22.0 | 4 744.0 | 14C测年法 | 6 590±155 a BP | ［39］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T1中部 | 1.2 | 4 719.2 | U系测年法 | 11.2±2.0 ka | ［29］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T2底部 | 8.0 | 4 726.0 | U系测年法 | 28.2±2.8 ka | ［24，30］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T3中部 | 16.1 | 4 734.1 | U系测年法 | 32.3±4.4 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日拔湖37 m剖面底部 | 37.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 4.2±0.2 ka | ［37］ |
| ⑧ | 塔吉古日拔湖37 m剖面中部 | 37.0 | 4 755.0 | 14C测年法 | 2 370±35 a BP | ［37］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡T5下部 | 27.0 | 4 745.0 | U系测年法 | 41.2±4.7 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡T6中部 | 42.1 | 4 760.1 | U系测年法 | 53.7±5.2 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖128.1 m剖面下部 | 128.0 | 4 846.0 | U系测年法 | 96.1±10.5 ka | ［29］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖47.5 m剖面下部 | 46.8 | 4 764.8 | U系测年法 | 71.8±8.5 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖68.9 m剖面下部 | 68.4 | 4 786.4 | U系测年法 | 90.7±9.9 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖88.8 m剖面下部 | 88.3 | 4 806.3 | U系测年法 | 78.5±4.2 ka | ［24，30］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 20.0 | 4 738.0 | 宇宙成因核素定年法 | 56.8±4.0 ka | ［40］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 1.0 | 4 719.0 | 宇宙成因核素定年法 | 17.5±1.2 ka | ［40］ |
| ⑩ | 多青岛西北岸东溶洞底砂砾岩上部 | 20.5 | 4 738.5 | U系测年法 | 18.7±3.8 ka | ［24］ |
| ⑩ | 多穷岛西南岸湖蚀台地基岩石缝中 | 15.4 | 4 733.4 | U系测年法 | 26.7±2.8 ka | ［24］ |
1.5 纳木错湖面变化过程及其特征是什么？Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
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29］
| ② | 干玛弄西南T5上部 | 26.3 | 4 744.3 | U系测年法 | 39.5±3.0 ka | ［24］ |
| ③ | 纳木错东北岸托仁洛布日剖面底部 | 2.0 | 4 720.0 | OSL定年法 | 2.2±0.31 ka | ［50］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T4 | 15.0 | 4 740.0 | 宇宙成因核素定年法 | 15.2±0.4 ka | ［55］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T5 | 18.0 | 4 743.0 | 宇宙成因核素定年法 | 19.9±1.9 ka | ［55］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T6 | 22.0 | 4 747.0 | 宇宙成因核素定年法 | 33.6±1.9 ka | ［55］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T7 | 26.0 | 4 751.0 | 宇宙成因核素定年法 | 81.5±9.0 ka | ［55］ |
| ⑤ | 古湖岸堤S1拔湖26 m剖面下部 | 26.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 25.4±1.2 ka | ［26］ |
| ⑤ | 古湖岸堤S1拔湖26 m剖面中部 | 26.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 25.1±1.2 ka | ［26］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面顶部 | 29.0 | 4 751.0 | OSL定年法 | 16.2±1.1 ka | ［35］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面上部 | 28.0 | 4 750.0 | 14C测年法 | 5 195±150 a BP | ［39］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面中部 | 22.0 | 4 744.0 | 14C测年法 | 6 590±155 a BP | ［39］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T1中部 | 1.2 | 4 719.2 | U系测年法 | 11.2±2.0 ka | ［29］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T2底部 | 8.0 | 4 726.0 | U系测年法 | 28.2±2.8 ka | ［24，30］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T3中部 | 16.1 | 4 734.1 | U系测年法 | 32.3±4.4 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日拔湖37 m剖面底部 | 37.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 4.2±0.2 ka | ［37］ |
| ⑧ | 塔吉古日拔湖37 m剖面中部 | 37.0 | 4 755.0 | 14C测年法 | 2 370±35 a BP | ［37］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡T5下部 | 27.0 | 4 745.0 | U系测年法 | 41.2±4.7 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡T6中部 | 42.1 | 4 760.1 | U系测年法 | 53.7±5.2 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖128.1 m剖面下部 | 128.0 | 4 846.0 | U系测年法 | 96.1±10.5 ka | ［29］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖47.5 m剖面下部 | 46.8 | 4 764.8 | U系测年法 | 71.8±8.5 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖68.9 m剖面下部 | 68.4 | 4 786.4 | U系测年法 | 90.7±9.9 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖88.8 m剖面下部 | 88.3 | 4 806.3 | U系测年法 | 78.5±4.2 ka | ［24，30］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 20.0 | 4 738.0 | 宇宙成因核素定年法 | 56.8±4.0 ka | ［40］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 1.0 | 4 719.0 | 宇宙成因核素定年法 | 17.5±1.2 ka | ［40］ |
| ⑩ | 多青岛西北岸东溶洞底砂砾岩上部 | 20.5 | 4 738.5 | U系测年法 | 18.7±3.8 ka | ［24］ |
| ⑩ | 多穷岛西南岸湖蚀台地基岩石缝中 | 15.4 | 4 733.4 | U系测年法 | 26.7±2.8 ka | ［24］ |
1.5 纳木错湖面变化过程及其特征是什么？Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
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29］
| ⑦ | 扎弄淌东岸T2底部 | 8.0 | 4 726.0 | U系测年法 | 28.2±2.8 ka | ［24，30］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T3中部 | 16.1 | 4 734.1 | U系测年法 | 32.3±4.4 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日拔湖37 m剖面底部 | 37.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 4.2±0.2 ka | ［37］ |
| ⑧ | 塔吉古日拔湖37 m剖面中部 | 37.0 | 4 755.0 | 14C测年法 | 2 370±35 a BP | ［37］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡T5下部 | 27.0 | 4 745.0 | U系测年法 | 41.2±4.7 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡T6中部 | 42.1 | 4 760.1 | U系测年法 | 53.7±5.2 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖128.1 m剖面下部 | 128.0 | 4 846.0 | U系测年法 | 96.1±10.5 ka | ［29］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖47.5 m剖面下部 | 46.8 | 4 764.8 | U系测年法 | 71.8±8.5 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖68.9 m剖面下部 | 68.4 | 4 786.4 | U系测年法 | 90.7±9.9 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖88.8 m剖面下部 | 88.3 | 4 806.3 | U系测年法 | 78.5±4.2 ka | ［24，30］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 20.0 | 4 738.0 | 宇宙成因核素定年法 | 56.8±4.0 ka | ［40］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 1.0 | 4 719.0 | 宇宙成因核素定年法 | 17.5±1.2 ka | ［40］ |
| ⑩ | 多青岛西北岸东溶洞底砂砾岩上部 | 20.5 | 4 738.5 | U系测年法 | 18.7±3.8 ka | ［24］ |
| ⑩ | 多穷岛西南岸湖蚀台地基岩石缝中 | 15.4 | 4 733.4 | U系测年法 | 26.7±2.8 ka | ［24］ |
1.5 纳木错湖面变化过程及其特征是什么？Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
... ［
29］
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖47.5 m剖面下部 | 46.8 | 4 764.8 | U系测年法 | 71.8±8.5 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖68.9 m剖面下部 | 68.4 | 4 786.4 | U系测年法 | 90.7±9.9 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖88.8 m剖面下部 | 88.3 | 4 806.3 | U系测年法 | 78.5±4.2 ka | ［24，30］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 20.0 | 4 738.0 | 宇宙成因核素定年法 | 56.8±4.0 ka | ［40］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 1.0 | 4 719.0 | 宇宙成因核素定年法 | 17.5±1.2 ka | ［40］ |
| ⑩ | 多青岛西北岸东溶洞底砂砾岩上部 | 20.5 | 4 738.5 | U系测年法 | 18.7±3.8 ka | ［24］ |
| ⑩ | 多穷岛西南岸湖蚀台地基岩石缝中 | 15.4 | 4 733.4 | U系测年法 | 26.7±2.8 ka | ［24］ |
1.5 纳木错湖面变化过程及其特征是什么？Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
U-series chronology of lacustrine deposits from the Nam Co Lake， north Tibet Plateau
9
2002
... 基于地层对比或U系法测年、14C测年和OSL定年，许多学者提出或限定了纳木错不同高度高湖面沉积物的年代［10，15-16，24，26，28-30］.最有代表性的认识是赵希涛等［24］、朱大岗等［28］提出的纳木错不同高度古湖相沉积物形成于不同时期（MIS 5、MIS 3或全新世），并以不同时期的沉积阶地为特征；由高至低，湖相沉积阶地的年代为晚更新世至晚全新世［24，28-30］.他们认为纳木错最高湖面应该发生在MIS 5期间［24，28］.利用宇宙成因核素10Be和26Al定年方法，Kong等［40］限定了纳木错高湖面形成于53—36 ka.基于同样的年代学方法，Zhou等［55］限定了纳木错北岸四个基岩侵蚀阶地（T7、T6、T5和T4）的年代，分别在（81.5±9.0） ka、（33.6±1.9） ka、（19.9±1.9） ka和（15.2±0.4） ka.近期，基于纳木错古湖岸沉积物的OSL定年，Huang等［26］提出最高湖面高于现今湖面约26 m，发育年代为25 ka.由此可以看出，纳木错不同高度古湖相沉积物的年代尚存在很大的不确定性（表1），尤其是不同高度古湖相沉积的形成时代及其与湖面变化过程之间的联系还未厘清. ...
... -30］.他们认为纳木错最高湖面应该发生在MIS 5期间［24，28］.利用宇宙成因核素10Be和26Al定年方法，Kong等［40］限定了纳木错高湖面形成于53—36 ka.基于同样的年代学方法，Zhou等［55］限定了纳木错北岸四个基岩侵蚀阶地（T7、T6、T5和T4）的年代，分别在（81.5±9.0） ka、（33.6±1.9） ka、（19.9±1.9） ka和（15.2±0.4） ka.近期，基于纳木错古湖岸沉积物的OSL定年，Huang等［26］提出最高湖面高于现今湖面约26 m，发育年代为25 ka.由此可以看出，纳木错不同高度古湖相沉积物的年代尚存在很大的不确定性（表1），尤其是不同高度古湖相沉积的形成时代及其与湖面变化过程之间的联系还未厘清. ...
... Dating results of high-level lake sediments， erosion terraces and shoreline deposits from Lake Nam Co
Table 1| 图1（a）中区域 | 剖面地点与采样部位 | 采样点 | 测年方法 | 年龄 | 文献来源 |
|---|
| 拔湖高度/m | 海拔/m |
|---|
| ① | 期波拉16.8 m湖岸堤上部 | 16.5 | 4 734.5 | U系测年法 | 29.3±2.7 ka | ［24］ |
| ② | 干玛弄拔湖115.9 m剖面上部 | 115.8 | 4 833.8 | U系测年法 | 86.5±5.9 ka | ［29］ |
| ② | 干玛弄拔湖119.9 m剖面上部 | 119.8 | 4 837.8 | U系测年法 | 101.7±9.7 ka | ［29］ |
| ② | 干玛弄拔湖119.9 m剖面上部 | 32.0 | 4 750.0 | 14C测年法 | 1 580±36 a BP | ［37］ |
| ② | 干玛弄拔湖139.2 m剖面上部 | 139.0 | 4 857.0 | U系测年法 | 115.9±12.1 ka | ［29］ |
| ② | 干玛弄拔湖21 m剖面E中部 | 21.0 | 4 743.0 | 14C测年法 | 2 000±30 a BP | 本文 |
| ② | 干玛弄古湖岸堤S2拔湖22 m剖面中部 | 22.0 | 4 751.0 | OSL定年法 | 2.5±0.1 ka | ［26］ |
| ② | 干玛弄古湖岸堤S5拔湖11 m剖面中部 | 11.0 | 4 740.0 | OSL定年法 | 0.7±0.1 ka | ［26］ |
| ② | 干玛弄西南T4中部 | 22.9 | 4 740.9 | U系测年法 | 36.1±2.2 ka | ［29］ |
| ② | 干玛弄西南T5上部 | 26.3 | 4 744.3 | U系测年法 | 39.5±3.0 ka | ［24］ |
| ③ | 纳木错东北岸托仁洛布日剖面底部 | 2.0 | 4 720.0 | OSL定年法 | 2.2±0.31 ka | ［50］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T4 | 15.0 | 4 740.0 | 宇宙成因核素定年法 | 15.2±0.4 ka | ［55］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T5 | 18.0 | 4 743.0 | 宇宙成因核素定年法 | 19.9±1.9 ka | ［55］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T6 | 22.0 | 4 747.0 | 宇宙成因核素定年法 | 33.6±1.9 ka | ［55］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T7 | 26.0 | 4 751.0 | 宇宙成因核素定年法 | 81.5±9.0 ka | ［55］ |
| ⑤ | 古湖岸堤S1拔湖26 m剖面下部 | 26.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 25.4±1.2 ka | ［26］ |
| ⑤ | 古湖岸堤S1拔湖26 m剖面中部 | 26.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 25.1±1.2 ka | ［26］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面顶部 | 29.0 | 4 751.0 | OSL定年法 | 16.2±1.1 ka | ［35］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面上部 | 28.0 | 4 750.0 | 14C测年法 | 5 195±150 a BP | ［39］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面中部 | 22.0 | 4 744.0 | 14C测年法 | 6 590±155 a BP | ［39］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T1中部 | 1.2 | 4 719.2 | U系测年法 | 11.2±2.0 ka | ［29］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T2底部 | 8.0 | 4 726.0 | U系测年法 | 28.2±2.8 ka | ［24，30］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T3中部 | 16.1 | 4 734.1 | U系测年法 | 32.3±4.4 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日拔湖37 m剖面底部 | 37.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 4.2±0.2 ka | ［37］ |
| ⑧ | 塔吉古日拔湖37 m剖面中部 | 37.0 | 4 755.0 | 14C测年法 | 2 370±35 a BP | ［37］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡T5下部 | 27.0 | 4 745.0 | U系测年法 | 41.2±4.7 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡T6中部 | 42.1 | 4 760.1 | U系测年法 | 53.7±5.2 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖128.1 m剖面下部 | 128.0 | 4 846.0 | U系测年法 | 96.1±10.5 ka | ［29］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖47.5 m剖面下部 | 46.8 | 4 764.8 | U系测年法 | 71.8±8.5 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖68.9 m剖面下部 | 68.4 | 4 786.4 | U系测年法 | 90.7±9.9 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖88.8 m剖面下部 | 88.3 | 4 806.3 | U系测年法 | 78.5±4.2 ka | ［24，30］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 20.0 | 4 738.0 | 宇宙成因核素定年法 | 56.8±4.0 ka | ［40］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 1.0 | 4 719.0 | 宇宙成因核素定年法 | 17.5±1.2 ka | ［40］ |
| ⑩ | 多青岛西北岸东溶洞底砂砾岩上部 | 20.5 | 4 738.5 | U系测年法 | 18.7±3.8 ka | ［24］ |
| ⑩ | 多穷岛西南岸湖蚀台地基岩石缝中 | 15.4 | 4 733.4 | U系测年法 | 26.7±2.8 ka | ［24］ |
1.5 纳木错湖面变化过程及其特征是什么？Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
... ，
30］
| ⑧ | 塔吉古日拔湖37 m剖面底部 | 37.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 4.2±0.2 ka | ［37］ |
| ⑧ | 塔吉古日拔湖37 m剖面中部 | 37.0 | 4 755.0 | 14C测年法 | 2 370±35 a BP | ［37］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡T5下部 | 27.0 | 4 745.0 | U系测年法 | 41.2±4.7 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡T6中部 | 42.1 | 4 760.1 | U系测年法 | 53.7±5.2 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖128.1 m剖面下部 | 128.0 | 4 846.0 | U系测年法 | 96.1±10.5 ka | ［29］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖47.5 m剖面下部 | 46.8 | 4 764.8 | U系测年法 | 71.8±8.5 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖68.9 m剖面下部 | 68.4 | 4 786.4 | U系测年法 | 90.7±9.9 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖88.8 m剖面下部 | 88.3 | 4 806.3 | U系测年法 | 78.5±4.2 ka | ［24，30］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 20.0 | 4 738.0 | 宇宙成因核素定年法 | 56.8±4.0 ka | ［40］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 1.0 | 4 719.0 | 宇宙成因核素定年法 | 17.5±1.2 ka | ［40］ |
| ⑩ | 多青岛西北岸东溶洞底砂砾岩上部 | 20.5 | 4 738.5 | U系测年法 | 18.7±3.8 ka | ［24］ |
| ⑩ | 多穷岛西南岸湖蚀台地基岩石缝中 | 15.4 | 4 733.4 | U系测年法 | 26.7±2.8 ka | ［24］ |
1.5 纳木错湖面变化过程及其特征是什么？Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
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| ⑧ | 塔吉古日西南坡T6中部 | 42.1 | 4 760.1 | U系测年法 | 53.7±5.2 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖128.1 m剖面下部 | 128.0 | 4 846.0 | U系测年法 | 96.1±10.5 ka | ［29］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖47.5 m剖面下部 | 46.8 | 4 764.8 | U系测年法 | 71.8±8.5 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖68.9 m剖面下部 | 68.4 | 4 786.4 | U系测年法 | 90.7±9.9 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖88.8 m剖面下部 | 88.3 | 4 806.3 | U系测年法 | 78.5±4.2 ka | ［24，30］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 20.0 | 4 738.0 | 宇宙成因核素定年法 | 56.8±4.0 ka | ［40］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 1.0 | 4 719.0 | 宇宙成因核素定年法 | 17.5±1.2 ka | ［40］ |
| ⑩ | 多青岛西北岸东溶洞底砂砾岩上部 | 20.5 | 4 738.5 | U系测年法 | 18.7±3.8 ka | ［24］ |
| ⑩ | 多穷岛西南岸湖蚀台地基岩石缝中 | 15.4 | 4 733.4 | U系测年法 | 26.7±2.8 ka | ［24］ |
1.5 纳木错湖面变化过程及其特征是什么？Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
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30］
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖128.1 m剖面下部 | 128.0 | 4 846.0 | U系测年法 | 96.1±10.5 ka | ［29］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖47.5 m剖面下部 | 46.8 | 4 764.8 | U系测年法 | 71.8±8.5 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖68.9 m剖面下部 | 68.4 | 4 786.4 | U系测年法 | 90.7±9.9 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖88.8 m剖面下部 | 88.3 | 4 806.3 | U系测年法 | 78.5±4.2 ka | ［24，30］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 20.0 | 4 738.0 | 宇宙成因核素定年法 | 56.8±4.0 ka | ［40］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 1.0 | 4 719.0 | 宇宙成因核素定年法 | 17.5±1.2 ka | ［40］ |
| ⑩ | 多青岛西北岸东溶洞底砂砾岩上部 | 20.5 | 4 738.5 | U系测年法 | 18.7±3.8 ka | ［24］ |
| ⑩ | 多穷岛西南岸湖蚀台地基岩石缝中 | 15.4 | 4 733.4 | U系测年法 | 26.7±2.8 ka | ［24］ |
1.5 纳木错湖面变化过程及其特征是什么？Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
... ，
30］
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖68.9 m剖面下部 | 68.4 | 4 786.4 | U系测年法 | 90.7±9.9 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖88.8 m剖面下部 | 88.3 | 4 806.3 | U系测年法 | 78.5±4.2 ka | ［24，30］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 20.0 | 4 738.0 | 宇宙成因核素定年法 | 56.8±4.0 ka | ［40］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 1.0 | 4 719.0 | 宇宙成因核素定年法 | 17.5±1.2 ka | ［40］ |
| ⑩ | 多青岛西北岸东溶洞底砂砾岩上部 | 20.5 | 4 738.5 | U系测年法 | 18.7±3.8 ka | ［24］ |
| ⑩ | 多穷岛西南岸湖蚀台地基岩石缝中 | 15.4 | 4 733.4 | U系测年法 | 26.7±2.8 ka | ［24］ |
1.5 纳木错湖面变化过程及其特征是什么？Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
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30］
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖88.8 m剖面下部 | 88.3 | 4 806.3 | U系测年法 | 78.5±4.2 ka | ［24，30］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 20.0 | 4 738.0 | 宇宙成因核素定年法 | 56.8±4.0 ka | ［40］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 1.0 | 4 719.0 | 宇宙成因核素定年法 | 17.5±1.2 ka | ［40］ |
| ⑩ | 多青岛西北岸东溶洞底砂砾岩上部 | 20.5 | 4 738.5 | U系测年法 | 18.7±3.8 ka | ［24］ |
| ⑩ | 多穷岛西南岸湖蚀台地基岩石缝中 | 15.4 | 4 733.4 | U系测年法 | 26.7±2.8 ka | ［24］ |
1.5 纳木错湖面变化过程及其特征是什么？Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
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30］
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 20.0 | 4 738.0 | 宇宙成因核素定年法 | 56.8±4.0 ka | ［40］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 1.0 | 4 719.0 | 宇宙成因核素定年法 | 17.5±1.2 ka | ［40］ |
| ⑩ | 多青岛西北岸东溶洞底砂砾岩上部 | 20.5 | 4 738.5 | U系测年法 | 18.7±3.8 ka | ［24］ |
| ⑩ | 多穷岛西南岸湖蚀台地基岩石缝中 | 15.4 | 4 733.4 | U系测年法 | 26.7±2.8 ka | ［24］ |
1.5 纳木错湖面变化过程及其特征是什么？Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
西藏纳木错湖相沉积的铀系年代学研究
9
2002
... 基于地层对比或U系法测年、14C测年和OSL定年，许多学者提出或限定了纳木错不同高度高湖面沉积物的年代［10，15-16，24，26，28-30］.最有代表性的认识是赵希涛等［24］、朱大岗等［28］提出的纳木错不同高度古湖相沉积物形成于不同时期（MIS 5、MIS 3或全新世），并以不同时期的沉积阶地为特征；由高至低，湖相沉积阶地的年代为晚更新世至晚全新世［24，28-30］.他们认为纳木错最高湖面应该发生在MIS 5期间［24，28］.利用宇宙成因核素10Be和26Al定年方法，Kong等［40］限定了纳木错高湖面形成于53—36 ka.基于同样的年代学方法，Zhou等［55］限定了纳木错北岸四个基岩侵蚀阶地（T7、T6、T5和T4）的年代，分别在（81.5±9.0） ka、（33.6±1.9） ka、（19.9±1.9） ka和（15.2±0.4） ka.近期，基于纳木错古湖岸沉积物的OSL定年，Huang等［26］提出最高湖面高于现今湖面约26 m，发育年代为25 ka.由此可以看出，纳木错不同高度古湖相沉积物的年代尚存在很大的不确定性（表1），尤其是不同高度古湖相沉积的形成时代及其与湖面变化过程之间的联系还未厘清. ...
... -30］.他们认为纳木错最高湖面应该发生在MIS 5期间［24，28］.利用宇宙成因核素10Be和26Al定年方法，Kong等［40］限定了纳木错高湖面形成于53—36 ka.基于同样的年代学方法，Zhou等［55］限定了纳木错北岸四个基岩侵蚀阶地（T7、T6、T5和T4）的年代，分别在（81.5±9.0） ka、（33.6±1.9） ka、（19.9±1.9） ka和（15.2±0.4） ka.近期，基于纳木错古湖岸沉积物的OSL定年，Huang等［26］提出最高湖面高于现今湖面约26 m，发育年代为25 ka.由此可以看出，纳木错不同高度古湖相沉积物的年代尚存在很大的不确定性（表1），尤其是不同高度古湖相沉积的形成时代及其与湖面变化过程之间的联系还未厘清. ...
... Dating results of high-level lake sediments， erosion terraces and shoreline deposits from Lake Nam Co
Table 1| 图1（a）中区域 | 剖面地点与采样部位 | 采样点 | 测年方法 | 年龄 | 文献来源 |
|---|
| 拔湖高度/m | 海拔/m |
|---|
| ① | 期波拉16.8 m湖岸堤上部 | 16.5 | 4 734.5 | U系测年法 | 29.3±2.7 ka | ［24］ |
| ② | 干玛弄拔湖115.9 m剖面上部 | 115.8 | 4 833.8 | U系测年法 | 86.5±5.9 ka | ［29］ |
| ② | 干玛弄拔湖119.9 m剖面上部 | 119.8 | 4 837.8 | U系测年法 | 101.7±9.7 ka | ［29］ |
| ② | 干玛弄拔湖119.9 m剖面上部 | 32.0 | 4 750.0 | 14C测年法 | 1 580±36 a BP | ［37］ |
| ② | 干玛弄拔湖139.2 m剖面上部 | 139.0 | 4 857.0 | U系测年法 | 115.9±12.1 ka | ［29］ |
| ② | 干玛弄拔湖21 m剖面E中部 | 21.0 | 4 743.0 | 14C测年法 | 2 000±30 a BP | 本文 |
| ② | 干玛弄古湖岸堤S2拔湖22 m剖面中部 | 22.0 | 4 751.0 | OSL定年法 | 2.5±0.1 ka | ［26］ |
| ② | 干玛弄古湖岸堤S5拔湖11 m剖面中部 | 11.0 | 4 740.0 | OSL定年法 | 0.7±0.1 ka | ［26］ |
| ② | 干玛弄西南T4中部 | 22.9 | 4 740.9 | U系测年法 | 36.1±2.2 ka | ［29］ |
| ② | 干玛弄西南T5上部 | 26.3 | 4 744.3 | U系测年法 | 39.5±3.0 ka | ［24］ |
| ③ | 纳木错东北岸托仁洛布日剖面底部 | 2.0 | 4 720.0 | OSL定年法 | 2.2±0.31 ka | ［50］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T4 | 15.0 | 4 740.0 | 宇宙成因核素定年法 | 15.2±0.4 ka | ［55］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T5 | 18.0 | 4 743.0 | 宇宙成因核素定年法 | 19.9±1.9 ka | ［55］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T6 | 22.0 | 4 747.0 | 宇宙成因核素定年法 | 33.6±1.9 ka | ［55］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T7 | 26.0 | 4 751.0 | 宇宙成因核素定年法 | 81.5±9.0 ka | ［55］ |
| ⑤ | 古湖岸堤S1拔湖26 m剖面下部 | 26.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 25.4±1.2 ka | ［26］ |
| ⑤ | 古湖岸堤S1拔湖26 m剖面中部 | 26.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 25.1±1.2 ka | ［26］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面顶部 | 29.0 | 4 751.0 | OSL定年法 | 16.2±1.1 ka | ［35］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面上部 | 28.0 | 4 750.0 | 14C测年法 | 5 195±150 a BP | ［39］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面中部 | 22.0 | 4 744.0 | 14C测年法 | 6 590±155 a BP | ［39］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T1中部 | 1.2 | 4 719.2 | U系测年法 | 11.2±2.0 ka | ［29］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T2底部 | 8.0 | 4 726.0 | U系测年法 | 28.2±2.8 ka | ［24，30］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T3中部 | 16.1 | 4 734.1 | U系测年法 | 32.3±4.4 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日拔湖37 m剖面底部 | 37.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 4.2±0.2 ka | ［37］ |
| ⑧ | 塔吉古日拔湖37 m剖面中部 | 37.0 | 4 755.0 | 14C测年法 | 2 370±35 a BP | ［37］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡T5下部 | 27.0 | 4 745.0 | U系测年法 | 41.2±4.7 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡T6中部 | 42.1 | 4 760.1 | U系测年法 | 53.7±5.2 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖128.1 m剖面下部 | 128.0 | 4 846.0 | U系测年法 | 96.1±10.5 ka | ［29］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖47.5 m剖面下部 | 46.8 | 4 764.8 | U系测年法 | 71.8±8.5 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖68.9 m剖面下部 | 68.4 | 4 786.4 | U系测年法 | 90.7±9.9 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖88.8 m剖面下部 | 88.3 | 4 806.3 | U系测年法 | 78.5±4.2 ka | ［24，30］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 20.0 | 4 738.0 | 宇宙成因核素定年法 | 56.8±4.0 ka | ［40］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 1.0 | 4 719.0 | 宇宙成因核素定年法 | 17.5±1.2 ka | ［40］ |
| ⑩ | 多青岛西北岸东溶洞底砂砾岩上部 | 20.5 | 4 738.5 | U系测年法 | 18.7±3.8 ka | ［24］ |
| ⑩ | 多穷岛西南岸湖蚀台地基岩石缝中 | 15.4 | 4 733.4 | U系测年法 | 26.7±2.8 ka | ［24］ |
1.5 纳木错湖面变化过程及其特征是什么？Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
... ，
30］
| ⑧ | 塔吉古日拔湖37 m剖面底部 | 37.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 4.2±0.2 ka | ［37］ |
| ⑧ | 塔吉古日拔湖37 m剖面中部 | 37.0 | 4 755.0 | 14C测年法 | 2 370±35 a BP | ［37］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡T5下部 | 27.0 | 4 745.0 | U系测年法 | 41.2±4.7 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡T6中部 | 42.1 | 4 760.1 | U系测年法 | 53.7±5.2 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖128.1 m剖面下部 | 128.0 | 4 846.0 | U系测年法 | 96.1±10.5 ka | ［29］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖47.5 m剖面下部 | 46.8 | 4 764.8 | U系测年法 | 71.8±8.5 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖68.9 m剖面下部 | 68.4 | 4 786.4 | U系测年法 | 90.7±9.9 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖88.8 m剖面下部 | 88.3 | 4 806.3 | U系测年法 | 78.5±4.2 ka | ［24，30］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 20.0 | 4 738.0 | 宇宙成因核素定年法 | 56.8±4.0 ka | ［40］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 1.0 | 4 719.0 | 宇宙成因核素定年法 | 17.5±1.2 ka | ［40］ |
| ⑩ | 多青岛西北岸东溶洞底砂砾岩上部 | 20.5 | 4 738.5 | U系测年法 | 18.7±3.8 ka | ［24］ |
| ⑩ | 多穷岛西南岸湖蚀台地基岩石缝中 | 15.4 | 4 733.4 | U系测年法 | 26.7±2.8 ka | ［24］ |
1.5 纳木错湖面变化过程及其特征是什么？Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
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30］
| ⑧ | 塔吉古日西南坡T6中部 | 42.1 | 4 760.1 | U系测年法 | 53.7±5.2 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖128.1 m剖面下部 | 128.0 | 4 846.0 | U系测年法 | 96.1±10.5 ka | ［29］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖47.5 m剖面下部 | 46.8 | 4 764.8 | U系测年法 | 71.8±8.5 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖68.9 m剖面下部 | 68.4 | 4 786.4 | U系测年法 | 90.7±9.9 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖88.8 m剖面下部 | 88.3 | 4 806.3 | U系测年法 | 78.5±4.2 ka | ［24，30］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 20.0 | 4 738.0 | 宇宙成因核素定年法 | 56.8±4.0 ka | ［40］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 1.0 | 4 719.0 | 宇宙成因核素定年法 | 17.5±1.2 ka | ［40］ |
| ⑩ | 多青岛西北岸东溶洞底砂砾岩上部 | 20.5 | 4 738.5 | U系测年法 | 18.7±3.8 ka | ［24］ |
| ⑩ | 多穷岛西南岸湖蚀台地基岩石缝中 | 15.4 | 4 733.4 | U系测年法 | 26.7±2.8 ka | ［24］ |
1.5 纳木错湖面变化过程及其特征是什么？Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
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30］
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖128.1 m剖面下部 | 128.0 | 4 846.0 | U系测年法 | 96.1±10.5 ka | ［29］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖47.5 m剖面下部 | 46.8 | 4 764.8 | U系测年法 | 71.8±8.5 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖68.9 m剖面下部 | 68.4 | 4 786.4 | U系测年法 | 90.7±9.9 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖88.8 m剖面下部 | 88.3 | 4 806.3 | U系测年法 | 78.5±4.2 ka | ［24，30］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 20.0 | 4 738.0 | 宇宙成因核素定年法 | 56.8±4.0 ka | ［40］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 1.0 | 4 719.0 | 宇宙成因核素定年法 | 17.5±1.2 ka | ［40］ |
| ⑩ | 多青岛西北岸东溶洞底砂砾岩上部 | 20.5 | 4 738.5 | U系测年法 | 18.7±3.8 ka | ［24］ |
| ⑩ | 多穷岛西南岸湖蚀台地基岩石缝中 | 15.4 | 4 733.4 | U系测年法 | 26.7±2.8 ka | ［24］ |
1.5 纳木错湖面变化过程及其特征是什么？Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
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30］
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖68.9 m剖面下部 | 68.4 | 4 786.4 | U系测年法 | 90.7±9.9 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖88.8 m剖面下部 | 88.3 | 4 806.3 | U系测年法 | 78.5±4.2 ka | ［24，30］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 20.0 | 4 738.0 | 宇宙成因核素定年法 | 56.8±4.0 ka | ［40］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 1.0 | 4 719.0 | 宇宙成因核素定年法 | 17.5±1.2 ka | ［40］ |
| ⑩ | 多青岛西北岸东溶洞底砂砾岩上部 | 20.5 | 4 738.5 | U系测年法 | 18.7±3.8 ka | ［24］ |
| ⑩ | 多穷岛西南岸湖蚀台地基岩石缝中 | 15.4 | 4 733.4 | U系测年法 | 26.7±2.8 ka | ［24］ |
1.5 纳木错湖面变化过程及其特征是什么？Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
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| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖88.8 m剖面下部 | 88.3 | 4 806.3 | U系测年法 | 78.5±4.2 ka | ［24，30］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 20.0 | 4 738.0 | 宇宙成因核素定年法 | 56.8±4.0 ka | ［40］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 1.0 | 4 719.0 | 宇宙成因核素定年法 | 17.5±1.2 ka | ［40］ |
| ⑩ | 多青岛西北岸东溶洞底砂砾岩上部 | 20.5 | 4 738.5 | U系测年法 | 18.7±3.8 ka | ［24］ |
| ⑩ | 多穷岛西南岸湖蚀台地基岩石缝中 | 15.4 | 4 733.4 | U系测年法 | 26.7±2.8 ka | ［24］ |
1.5 纳木错湖面变化过程及其特征是什么？Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
... ，
30］
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 20.0 | 4 738.0 | 宇宙成因核素定年法 | 56.8±4.0 ka | ［40］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 1.0 | 4 719.0 | 宇宙成因核素定年法 | 17.5±1.2 ka | ［40］ |
| ⑩ | 多青岛西北岸东溶洞底砂砾岩上部 | 20.5 | 4 738.5 | U系测年法 | 18.7±3.8 ka | ［24］ |
| ⑩ | 多穷岛西南岸湖蚀台地基岩石缝中 | 15.4 | 4 733.4 | U系测年法 | 26.7±2.8 ka | ［24］ |
1.5 纳木错湖面变化过程及其特征是什么？Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
The discovery of late Pleistocene highstand lacustrine sediments of the Co Ngoin Lake and adjacent areas， Tibet
3
2005
... 综上所述，纳木错在开放状态下异常高湖面的发育时代、湖面变化历史、古水化学演变过程、湖面变化的内在和外在驱动机制、湖岸地貌与湖芯沉积记录对比［38，58-59］，相邻流域湖面变化规律和溢流垭口（河道）特征［18，25，31，36，41，52-53，60-62］，以及与其他湖泊之间的水文联系等一系列科学问题仍不清楚或存在很大争议. ...
... 气候变化、溢流基准调整、地壳运动、载荷回弹、河流改道（袭夺）、植被变化、土地利用变化和人类活动都会引起湖面波动［1，19，32，41，57，62，66，70，72-73］.前人及笔者初步的调查结果表明，纳木错湖岸基岩侵蚀地貌的最高海拔几乎是齐平的，并可能受控于溢流垭口基准［21，23，35，51，55］.这意味着长期以来纳木错流域内溢流基准的高度可能变化不大.同时，也反映出纳木错新构造运动造成的差异性抬升量可能很小［41，45］.此外，湖水损失可引起载荷回弹，但形变主要发生在湖泊的中心部分，湖岸回弹一般不显著［32］.纳木错处于高寒环境和半干旱地区，盆地周缘仅有季节性的小河分布，因此全新世期间发生河流袭夺的可能性很低，在高寒环境下植被变化和土地利用变化对湖面变化的影响甚微.尤为重要的是，依据前人和笔者已有的调查结果，上述纳木错开放水文状态下异常高湖面现象在青藏高原并不是孤立存在的［6，13，15，19，25，31］.这意味着，湖面变化的驱动因素可能不是单个湖泊流域内的局地因素，而可能是一个在更大范围内普遍存在的影响因素在起作用［1，19，66，73-75］.由此推测，南支槽（India-Burma Trough）的异常振荡及其导致的冬半年降水增加可能是其内在驱动因素，而纳木错流域之外的某处高溢流垭口可能是高湖面形成的外在地貌限制因素. ...
... 对纳木错异常高湖面的特征、时代、期次和成因问题的认知，不仅对青藏高原湖泊和水系演化历史［9，11-12，19，24，28-31］、气候变化及机制［16，19，33-34，44，46，62］、降水/蒸发变化［38，59］、水循环与水资源［14，43］、盐湖资源成矿过程［7，13，17］的研究有着重要的科学和实践意义，还可为深入理解全球变化背景下青藏高原的湖泊生态环境和湖面变化的趋势提供科学依据［50，54］. ...
西藏错鄂及邻区晚更新世高位湖相沉积的发现及其意义
3
2005
... 综上所述，纳木错在开放状态下异常高湖面的发育时代、湖面变化历史、古水化学演变过程、湖面变化的内在和外在驱动机制、湖岸地貌与湖芯沉积记录对比［38，58-59］，相邻流域湖面变化规律和溢流垭口（河道）特征［18，25，31，36，41，52-53，60-62］，以及与其他湖泊之间的水文联系等一系列科学问题仍不清楚或存在很大争议. ...
... 气候变化、溢流基准调整、地壳运动、载荷回弹、河流改道（袭夺）、植被变化、土地利用变化和人类活动都会引起湖面波动［1，19，32，41，57，62，66，70，72-73］.前人及笔者初步的调查结果表明，纳木错湖岸基岩侵蚀地貌的最高海拔几乎是齐平的，并可能受控于溢流垭口基准［21，23，35，51，55］.这意味着长期以来纳木错流域内溢流基准的高度可能变化不大.同时，也反映出纳木错新构造运动造成的差异性抬升量可能很小［41，45］.此外，湖水损失可引起载荷回弹，但形变主要发生在湖泊的中心部分，湖岸回弹一般不显著［32］.纳木错处于高寒环境和半干旱地区，盆地周缘仅有季节性的小河分布，因此全新世期间发生河流袭夺的可能性很低，在高寒环境下植被变化和土地利用变化对湖面变化的影响甚微.尤为重要的是，依据前人和笔者已有的调查结果，上述纳木错开放水文状态下异常高湖面现象在青藏高原并不是孤立存在的［6，13，15，19，25，31］.这意味着，湖面变化的驱动因素可能不是单个湖泊流域内的局地因素，而可能是一个在更大范围内普遍存在的影响因素在起作用［1，19，66，73-75］.由此推测，南支槽（India-Burma Trough）的异常振荡及其导致的冬半年降水增加可能是其内在驱动因素，而纳木错流域之外的某处高溢流垭口可能是高湖面形成的外在地貌限制因素. ...
... 对纳木错异常高湖面的特征、时代、期次和成因问题的认知，不仅对青藏高原湖泊和水系演化历史［9，11-12，19，24，28-31］、气候变化及机制［16，19，33-34，44，46，62］、降水/蒸发变化［38，59］、水循环与水资源［14，43］、盐湖资源成矿过程［7，13，17］的研究有着重要的科学和实践意义，还可为深入理解全球变化背景下青藏高原的湖泊生态环境和湖面变化的趋势提供科学依据［50，54］. ...
Can lake-bottom deformation produced by water unloading be applied to the study of evolution of the ancient large lakes in Tibet？
2
2006
... 气候变化、溢流基准调整、地壳运动、载荷回弹、河流改道（袭夺）、植被变化、土地利用变化和人类活动都会引起湖面波动［1，19，32，41，57，62，66，70，72-73］.前人及笔者初步的调查结果表明，纳木错湖岸基岩侵蚀地貌的最高海拔几乎是齐平的，并可能受控于溢流垭口基准［21，23，35，51，55］.这意味着长期以来纳木错流域内溢流基准的高度可能变化不大.同时，也反映出纳木错新构造运动造成的差异性抬升量可能很小［41，45］.此外，湖水损失可引起载荷回弹，但形变主要发生在湖泊的中心部分，湖岸回弹一般不显著［32］.纳木错处于高寒环境和半干旱地区，盆地周缘仅有季节性的小河分布，因此全新世期间发生河流袭夺的可能性很低，在高寒环境下植被变化和土地利用变化对湖面变化的影响甚微.尤为重要的是，依据前人和笔者已有的调查结果，上述纳木错开放水文状态下异常高湖面现象在青藏高原并不是孤立存在的［6，13，15，19，25，31］.这意味着，湖面变化的驱动因素可能不是单个湖泊流域内的局地因素，而可能是一个在更大范围内普遍存在的影响因素在起作用［1，19，66，73-75］.由此推测，南支槽（India-Burma Trough）的异常振荡及其导致的冬半年降水增加可能是其内在驱动因素，而纳木错流域之外的某处高溢流垭口可能是高湖面形成的外在地貌限制因素. ...
... ［32］.纳木错处于高寒环境和半干旱地区，盆地周缘仅有季节性的小河分布，因此全新世期间发生河流袭夺的可能性很低，在高寒环境下植被变化和土地利用变化对湖面变化的影响甚微.尤为重要的是，依据前人和笔者已有的调查结果，上述纳木错开放水文状态下异常高湖面现象在青藏高原并不是孤立存在的［6，13，15，19，25，31］.这意味着，湖面变化的驱动因素可能不是单个湖泊流域内的局地因素，而可能是一个在更大范围内普遍存在的影响因素在起作用［1，19，66，73-75］.由此推测，南支槽（India-Burma Trough）的异常振荡及其导致的冬半年降水增加可能是其内在驱动因素，而纳木错流域之外的某处高溢流垭口可能是高湖面形成的外在地貌限制因素. ...
利用载荷减少引起的湖底变形探讨西藏古大湖演变史
2
2006
... 气候变化、溢流基准调整、地壳运动、载荷回弹、河流改道（袭夺）、植被变化、土地利用变化和人类活动都会引起湖面波动［1，19，32，41，57，62，66，70，72-73］.前人及笔者初步的调查结果表明，纳木错湖岸基岩侵蚀地貌的最高海拔几乎是齐平的，并可能受控于溢流垭口基准［21，23，35，51，55］.这意味着长期以来纳木错流域内溢流基准的高度可能变化不大.同时，也反映出纳木错新构造运动造成的差异性抬升量可能很小［41，45］.此外，湖水损失可引起载荷回弹，但形变主要发生在湖泊的中心部分，湖岸回弹一般不显著［32］.纳木错处于高寒环境和半干旱地区，盆地周缘仅有季节性的小河分布，因此全新世期间发生河流袭夺的可能性很低，在高寒环境下植被变化和土地利用变化对湖面变化的影响甚微.尤为重要的是，依据前人和笔者已有的调查结果，上述纳木错开放水文状态下异常高湖面现象在青藏高原并不是孤立存在的［6，13，15，19，25，31］.这意味着，湖面变化的驱动因素可能不是单个湖泊流域内的局地因素，而可能是一个在更大范围内普遍存在的影响因素在起作用［1，19，66，73-75］.由此推测，南支槽（India-Burma Trough）的异常振荡及其导致的冬半年降水增加可能是其内在驱动因素，而纳木错流域之外的某处高溢流垭口可能是高湖面形成的外在地貌限制因素. ...
... ［32］.纳木错处于高寒环境和半干旱地区，盆地周缘仅有季节性的小河分布，因此全新世期间发生河流袭夺的可能性很低，在高寒环境下植被变化和土地利用变化对湖面变化的影响甚微.尤为重要的是，依据前人和笔者已有的调查结果，上述纳木错开放水文状态下异常高湖面现象在青藏高原并不是孤立存在的［6，13，15，19，25，31］.这意味着，湖面变化的驱动因素可能不是单个湖泊流域内的局地因素，而可能是一个在更大范围内普遍存在的影响因素在起作用［1，19，66，73-75］.由此推测，南支槽（India-Burma Trough）的异常振荡及其导致的冬半年降水增加可能是其内在驱动因素，而纳木错流域之外的某处高溢流垭口可能是高湖面形成的外在地貌限制因素. ...
Cosmogenic 10Be inferred lake-level changes in Sumxi Co basin， western Tibet
1
2007
... 对纳木错异常高湖面的特征、时代、期次和成因问题的认知，不仅对青藏高原湖泊和水系演化历史［9，11-12，19，24，28-31］、气候变化及机制［16，19，33-34，44，46，62］、降水/蒸发变化［38，59］、水循环与水资源［14，43］、盐湖资源成矿过程［7，13，17］的研究有着重要的科学和实践意义，还可为深入理解全球变化背景下青藏高原的湖泊生态环境和湖面变化的趋势提供科学依据［50，54］. ...
A high resolution MIS 3 environmental change record derived from lacustrine deposit of Tianshuihai Lake， Qinghai-Tibet Plateau
1
2008
... 对纳木错异常高湖面的特征、时代、期次和成因问题的认知，不仅对青藏高原湖泊和水系演化历史［9，11-12，19，24，28-31］、气候变化及机制［16，19，33-34，44，46，62］、降水/蒸发变化［38，59］、水循环与水资源［14，43］、盐湖资源成矿过程［7，13，17］的研究有着重要的科学和实践意义，还可为深入理解全球变化背景下青藏高原的湖泊生态环境和湖面变化的趋势提供科学依据［50，54］. ...
青藏高原甜水海盆地MIS 3阶段湖泊沉积与环境变化
1
2008
... 对纳木错异常高湖面的特征、时代、期次和成因问题的认知，不仅对青藏高原湖泊和水系演化历史［9，11-12，19，24，28-31］、气候变化及机制［16，19，33-34，44，46，62］、降水/蒸发变化［38，59］、水循环与水资源［14，43］、盐湖资源成矿过程［7，13，17］的研究有着重要的科学和实践意义，还可为深入理解全球变化背景下青藏高原的湖泊生态环境和湖面变化的趋势提供科学依据［50，54］. ...
Late pleistocene lake level fluctuations of the Nam Co， Tibetan Plateau， China
4
2008
... 虽然目前纳木错是一个封闭湖泊（现代湖面海拔4 722 m），但纳木错流域与其西面相邻的仁错（湖面海拔4 648 m）流域之间，仅由一个海拔约4 749 m低矮的分水岭（threshold level）所分割［图1（a）］［51］.也就是说，纳木错现代湖面上涨27 m，就会出现溢流，从而由封闭湖泊转变为溢流湖泊（outlet lake）.综合前人和笔者已有的工作，可以发现，在纳木错的基岩岸坡，最高浪蚀基岩湖岸阶地［24，51，55］、冰碛物侵蚀陡坎及基岩侵蚀悬崖线（cliff line）［21，23，35］的高度与纳木错—仁错分水垭口的高度齐平，即均高于现代湖面29 m左右.因此，笔者推测，溢流垭口的地貌临界点效应（topographic threshold effect）可能控制着侵蚀地貌单元的形成及其分布高度以及长期的湖岸地貌演变.基于10Be和26Al暴露年代，Zhou等［55］限定了纳木错基岩侵蚀阶地（T7~T4，高于现代湖面29~18 m）的形成时代为81.5—15.2 ka.这似乎意味着长期以来纳木错溢流垭口的海拔变化不大. ...
... Dating results of high-level lake sediments， erosion terraces and shoreline deposits from Lake Nam Co
Table 1| 图1（a）中区域 | 剖面地点与采样部位 | 采样点 | 测年方法 | 年龄 | 文献来源 |
|---|
| 拔湖高度/m | 海拔/m |
|---|
| ① | 期波拉16.8 m湖岸堤上部 | 16.5 | 4 734.5 | U系测年法 | 29.3±2.7 ka | ［24］ |
| ② | 干玛弄拔湖115.9 m剖面上部 | 115.8 | 4 833.8 | U系测年法 | 86.5±5.9 ka | ［29］ |
| ② | 干玛弄拔湖119.9 m剖面上部 | 119.8 | 4 837.8 | U系测年法 | 101.7±9.7 ka | ［29］ |
| ② | 干玛弄拔湖119.9 m剖面上部 | 32.0 | 4 750.0 | 14C测年法 | 1 580±36 a BP | ［37］ |
| ② | 干玛弄拔湖139.2 m剖面上部 | 139.0 | 4 857.0 | U系测年法 | 115.9±12.1 ka | ［29］ |
| ② | 干玛弄拔湖21 m剖面E中部 | 21.0 | 4 743.0 | 14C测年法 | 2 000±30 a BP | 本文 |
| ② | 干玛弄古湖岸堤S2拔湖22 m剖面中部 | 22.0 | 4 751.0 | OSL定年法 | 2.5±0.1 ka | ［26］ |
| ② | 干玛弄古湖岸堤S5拔湖11 m剖面中部 | 11.0 | 4 740.0 | OSL定年法 | 0.7±0.1 ka | ［26］ |
| ② | 干玛弄西南T4中部 | 22.9 | 4 740.9 | U系测年法 | 36.1±2.2 ka | ［29］ |
| ② | 干玛弄西南T5上部 | 26.3 | 4 744.3 | U系测年法 | 39.5±3.0 ka | ［24］ |
| ③ | 纳木错东北岸托仁洛布日剖面底部 | 2.0 | 4 720.0 | OSL定年法 | 2.2±0.31 ka | ［50］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T4 | 15.0 | 4 740.0 | 宇宙成因核素定年法 | 15.2±0.4 ka | ［55］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T5 | 18.0 | 4 743.0 | 宇宙成因核素定年法 | 19.9±1.9 ka | ［55］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T6 | 22.0 | 4 747.0 | 宇宙成因核素定年法 | 33.6±1.9 ka | ［55］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T7 | 26.0 | 4 751.0 | 宇宙成因核素定年法 | 81.5±9.0 ka | ［55］ |
| ⑤ | 古湖岸堤S1拔湖26 m剖面下部 | 26.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 25.4±1.2 ka | ［26］ |
| ⑤ | 古湖岸堤S1拔湖26 m剖面中部 | 26.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 25.1±1.2 ka | ［26］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面顶部 | 29.0 | 4 751.0 | OSL定年法 | 16.2±1.1 ka | ［35］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面上部 | 28.0 | 4 750.0 | 14C测年法 | 5 195±150 a BP | ［39］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面中部 | 22.0 | 4 744.0 | 14C测年法 | 6 590±155 a BP | ［39］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T1中部 | 1.2 | 4 719.2 | U系测年法 | 11.2±2.0 ka | ［29］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T2底部 | 8.0 | 4 726.0 | U系测年法 | 28.2±2.8 ka | ［24，30］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T3中部 | 16.1 | 4 734.1 | U系测年法 | 32.3±4.4 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日拔湖37 m剖面底部 | 37.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 4.2±0.2 ka | ［37］ |
| ⑧ | 塔吉古日拔湖37 m剖面中部 | 37.0 | 4 755.0 | 14C测年法 | 2 370±35 a BP | ［37］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡T5下部 | 27.0 | 4 745.0 | U系测年法 | 41.2±4.7 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡T6中部 | 42.1 | 4 760.1 | U系测年法 | 53.7±5.2 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖128.1 m剖面下部 | 128.0 | 4 846.0 | U系测年法 | 96.1±10.5 ka | ［29］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖47.5 m剖面下部 | 46.8 | 4 764.8 | U系测年法 | 71.8±8.5 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖68.9 m剖面下部 | 68.4 | 4 786.4 | U系测年法 | 90.7±9.9 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖88.8 m剖面下部 | 88.3 | 4 806.3 | U系测年法 | 78.5±4.2 ka | ［24，30］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 20.0 | 4 738.0 | 宇宙成因核素定年法 | 56.8±4.0 ka | ［40］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 1.0 | 4 719.0 | 宇宙成因核素定年法 | 17.5±1.2 ka | ［40］ |
| ⑩ | 多青岛西北岸东溶洞底砂砾岩上部 | 20.5 | 4 738.5 | U系测年法 | 18.7±3.8 ka | ［24］ |
| ⑩ | 多穷岛西南岸湖蚀台地基岩石缝中 | 15.4 | 4 733.4 | U系测年法 | 26.7±2.8 ka | ［24］ |
1.5 纳木错湖面变化过程及其特征是什么？Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
... Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
... 气候变化、溢流基准调整、地壳运动、载荷回弹、河流改道（袭夺）、植被变化、土地利用变化和人类活动都会引起湖面波动［1，19，32，41，57，62，66，70，72-73］.前人及笔者初步的调查结果表明，纳木错湖岸基岩侵蚀地貌的最高海拔几乎是齐平的，并可能受控于溢流垭口基准［21，23，35，51，55］.这意味着长期以来纳木错流域内溢流基准的高度可能变化不大.同时，也反映出纳木错新构造运动造成的差异性抬升量可能很小［41，45］.此外，湖水损失可引起载荷回弹，但形变主要发生在湖泊的中心部分，湖岸回弹一般不显著［32］.纳木错处于高寒环境和半干旱地区，盆地周缘仅有季节性的小河分布，因此全新世期间发生河流袭夺的可能性很低，在高寒环境下植被变化和土地利用变化对湖面变化的影响甚微.尤为重要的是，依据前人和笔者已有的调查结果，上述纳木错开放水文状态下异常高湖面现象在青藏高原并不是孤立存在的［6，13，15，19，25，31］.这意味着，湖面变化的驱动因素可能不是单个湖泊流域内的局地因素，而可能是一个在更大范围内普遍存在的影响因素在起作用［1，19，66，73-75］.由此推测，南支槽（India-Burma Trough）的异常振荡及其导致的冬半年降水增加可能是其内在驱动因素，而纳木错流域之外的某处高溢流垭口可能是高湖面形成的外在地貌限制因素. ...
Lake-level fluctuations since the Last Glaciation in Selin Co （Lake）， Central Tibet， investigated using optically stimulated luminescence dating of beach ridges
2
2009
... 综上所述，纳木错在开放状态下异常高湖面的发育时代、湖面变化历史、古水化学演变过程、湖面变化的内在和外在驱动机制、湖岸地貌与湖芯沉积记录对比［38，58-59］，相邻流域湖面变化规律和溢流垭口（河道）特征［18，25，31，36，41，52-53，60-62］，以及与其他湖泊之间的水文联系等一系列科学问题仍不清楚或存在很大争议. ...
... 在纳木错北岸的干玛弄和西岸的塔吉古日两个区域，高湖面沉积物保存较为完整［图1（a）中②⑧］.可采用高精度差分GPS对该区域高湖面沉积物的分布高程进行测量［图1（d）］.对区域内高湖面沉积物的地貌分布格局进行初步限定.调查不同坡度、各个地貌单元、不同海拔高湖面沉积物的厚度和分布特征.阐明高湖面沉积物的保存、分布及沉积物特征与基岩湖岸的地形、地貌和沉积物供给的关系.利用高湖面沉积物分布等实证，厘定最高湖面的海拔及其空间关系.基于阶地状沉积地貌空间分布的对比分析，结合阶地下伏基底地层、阶地后缘断面与基底地形的关系，识别阶地状地貌的成因，限定不同高度湖泊沉积物之间的成因关系［图1（d）］［19，36，55，66-68］. ...
Soil properties in two soil profiles from terraces of the Nam Co Lake in Tibet， China
5
2009
... Dating results of high-level lake sediments， erosion terraces and shoreline deposits from Lake Nam Co
Table 1| 图1（a）中区域 | 剖面地点与采样部位 | 采样点 | 测年方法 | 年龄 | 文献来源 |
|---|
| 拔湖高度/m | 海拔/m |
|---|
| ① | 期波拉16.8 m湖岸堤上部 | 16.5 | 4 734.5 | U系测年法 | 29.3±2.7 ka | ［24］ |
| ② | 干玛弄拔湖115.9 m剖面上部 | 115.8 | 4 833.8 | U系测年法 | 86.5±5.9 ka | ［29］ |
| ② | 干玛弄拔湖119.9 m剖面上部 | 119.8 | 4 837.8 | U系测年法 | 101.7±9.7 ka | ［29］ |
| ② | 干玛弄拔湖119.9 m剖面上部 | 32.0 | 4 750.0 | 14C测年法 | 1 580±36 a BP | ［37］ |
| ② | 干玛弄拔湖139.2 m剖面上部 | 139.0 | 4 857.0 | U系测年法 | 115.9±12.1 ka | ［29］ |
| ② | 干玛弄拔湖21 m剖面E中部 | 21.0 | 4 743.0 | 14C测年法 | 2 000±30 a BP | 本文 |
| ② | 干玛弄古湖岸堤S2拔湖22 m剖面中部 | 22.0 | 4 751.0 | OSL定年法 | 2.5±0.1 ka | ［26］ |
| ② | 干玛弄古湖岸堤S5拔湖11 m剖面中部 | 11.0 | 4 740.0 | OSL定年法 | 0.7±0.1 ka | ［26］ |
| ② | 干玛弄西南T4中部 | 22.9 | 4 740.9 | U系测年法 | 36.1±2.2 ka | ［29］ |
| ② | 干玛弄西南T5上部 | 26.3 | 4 744.3 | U系测年法 | 39.5±3.0 ka | ［24］ |
| ③ | 纳木错东北岸托仁洛布日剖面底部 | 2.0 | 4 720.0 | OSL定年法 | 2.2±0.31 ka | ［50］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T4 | 15.0 | 4 740.0 | 宇宙成因核素定年法 | 15.2±0.4 ka | ［55］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T5 | 18.0 | 4 743.0 | 宇宙成因核素定年法 | 19.9±1.9 ka | ［55］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T6 | 22.0 | 4 747.0 | 宇宙成因核素定年法 | 33.6±1.9 ka | ［55］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T7 | 26.0 | 4 751.0 | 宇宙成因核素定年法 | 81.5±9.0 ka | ［55］ |
| ⑤ | 古湖岸堤S1拔湖26 m剖面下部 | 26.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 25.4±1.2 ka | ［26］ |
| ⑤ | 古湖岸堤S1拔湖26 m剖面中部 | 26.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 25.1±1.2 ka | ［26］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面顶部 | 29.0 | 4 751.0 | OSL定年法 | 16.2±1.1 ka | ［35］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面上部 | 28.0 | 4 750.0 | 14C测年法 | 5 195±150 a BP | ［39］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面中部 | 22.0 | 4 744.0 | 14C测年法 | 6 590±155 a BP | ［39］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T1中部 | 1.2 | 4 719.2 | U系测年法 | 11.2±2.0 ka | ［29］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T2底部 | 8.0 | 4 726.0 | U系测年法 | 28.2±2.8 ka | ［24，30］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T3中部 | 16.1 | 4 734.1 | U系测年法 | 32.3±4.4 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日拔湖37 m剖面底部 | 37.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 4.2±0.2 ka | ［37］ |
| ⑧ | 塔吉古日拔湖37 m剖面中部 | 37.0 | 4 755.0 | 14C测年法 | 2 370±35 a BP | ［37］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡T5下部 | 27.0 | 4 745.0 | U系测年法 | 41.2±4.7 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡T6中部 | 42.1 | 4 760.1 | U系测年法 | 53.7±5.2 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖128.1 m剖面下部 | 128.0 | 4 846.0 | U系测年法 | 96.1±10.5 ka | ［29］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖47.5 m剖面下部 | 46.8 | 4 764.8 | U系测年法 | 71.8±8.5 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖68.9 m剖面下部 | 68.4 | 4 786.4 | U系测年法 | 90.7±9.9 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖88.8 m剖面下部 | 88.3 | 4 806.3 | U系测年法 | 78.5±4.2 ka | ［24，30］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 20.0 | 4 738.0 | 宇宙成因核素定年法 | 56.8±4.0 ka | ［40］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 1.0 | 4 719.0 | 宇宙成因核素定年法 | 17.5±1.2 ka | ［40］ |
| ⑩ | 多青岛西北岸东溶洞底砂砾岩上部 | 20.5 | 4 738.5 | U系测年法 | 18.7±3.8 ka | ［24］ |
| ⑩ | 多穷岛西南岸湖蚀台地基岩石缝中 | 15.4 | 4 733.4 | U系测年法 | 26.7±2.8 ka | ［24］ |
1.5 纳木错湖面变化过程及其特征是什么？Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
... ［
37］
| ⑧ | 塔吉古日拔湖37 m剖面中部 | 37.0 | 4 755.0 | 14C测年法 | 2 370±35 a BP | ［37］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡T5下部 | 27.0 | 4 745.0 | U系测年法 | 41.2±4.7 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡T6中部 | 42.1 | 4 760.1 | U系测年法 | 53.7±5.2 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖128.1 m剖面下部 | 128.0 | 4 846.0 | U系测年法 | 96.1±10.5 ka | ［29］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖47.5 m剖面下部 | 46.8 | 4 764.8 | U系测年法 | 71.8±8.5 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖68.9 m剖面下部 | 68.4 | 4 786.4 | U系测年法 | 90.7±9.9 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖88.8 m剖面下部 | 88.3 | 4 806.3 | U系测年法 | 78.5±4.2 ka | ［24，30］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 20.0 | 4 738.0 | 宇宙成因核素定年法 | 56.8±4.0 ka | ［40］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 1.0 | 4 719.0 | 宇宙成因核素定年法 | 17.5±1.2 ka | ［40］ |
| ⑩ | 多青岛西北岸东溶洞底砂砾岩上部 | 20.5 | 4 738.5 | U系测年法 | 18.7±3.8 ka | ［24］ |
| ⑩ | 多穷岛西南岸湖蚀台地基岩石缝中 | 15.4 | 4 733.4 | U系测年法 | 26.7±2.8 ka | ［24］ |
1.5 纳木错湖面变化过程及其特征是什么？Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
... ［
37］
| ⑧ | 塔吉古日西南坡T5下部 | 27.0 | 4 745.0 | U系测年法 | 41.2±4.7 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡T6中部 | 42.1 | 4 760.1 | U系测年法 | 53.7±5.2 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖128.1 m剖面下部 | 128.0 | 4 846.0 | U系测年法 | 96.1±10.5 ka | ［29］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖47.5 m剖面下部 | 46.8 | 4 764.8 | U系测年法 | 71.8±8.5 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖68.9 m剖面下部 | 68.4 | 4 786.4 | U系测年法 | 90.7±9.9 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖88.8 m剖面下部 | 88.3 | 4 806.3 | U系测年法 | 78.5±4.2 ka | ［24，30］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 20.0 | 4 738.0 | 宇宙成因核素定年法 | 56.8±4.0 ka | ［40］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 1.0 | 4 719.0 | 宇宙成因核素定年法 | 17.5±1.2 ka | ［40］ |
| ⑩ | 多青岛西北岸东溶洞底砂砾岩上部 | 20.5 | 4 738.5 | U系测年法 | 18.7±3.8 ka | ［24］ |
| ⑩ | 多穷岛西南岸湖蚀台地基岩石缝中 | 15.4 | 4 733.4 | U系测年法 | 26.7±2.8 ka | ［24］ |
1.5 纳木错湖面变化过程及其特征是什么？Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
... 对纳木错近岸低位湖相沉积物剖面中不同深度草层及下伏古土壤进行了初步的AMS 14C测年，结果分别为1.2 ka、2.0 ka及3.2 ka左右，这与前人［26，37，40，50］的测年数据较为一致［图1（e）］.基于前人［26，37，40］研究结果和笔者研究团队［50-51］初步调查结果，认为纳木错高湖面沉积物很大可能形成于全新世中晚期，其是一次湖侵-湖退过程所形成的单一沉积体系［图1（e）］.这一推测亦得到下列证据的支持：（1）尽管湖岸高湖面沉积遭受了后期侵蚀，但是古湖底扇的溢出沉积面（spill over）保存较为完好［图1（d）］，由此指示着古湖底扇形成时代较新，仅遭受了较短时间的后期侵蚀.（2）不同海拔古湖相沉积物表层的化学风化和成壤过程很弱，缺乏明显的化学风化标志（如红化现象）、淋溶淀积特征和可识别的土壤发育层次［图1（c），（g）］，意味着这些湖相沉积物暴露于气下风化过程的时间较短.因此，其不太可能是MIS 5或MIS 3阶段的沉积. ...
... ，37，40］研究结果和笔者研究团队［50-51］初步调查结果，认为纳木错高湖面沉积物很大可能形成于全新世中晚期，其是一次湖侵-湖退过程所形成的单一沉积体系［图1（e）］.这一推测亦得到下列证据的支持：（1）尽管湖岸高湖面沉积遭受了后期侵蚀，但是古湖底扇的溢出沉积面（spill over）保存较为完好［图1（d）］，由此指示着古湖底扇形成时代较新，仅遭受了较短时间的后期侵蚀.（2）不同海拔古湖相沉积物表层的化学风化和成壤过程很弱，缺乏明显的化学风化标志（如红化现象）、淋溶淀积特征和可识别的土壤发育层次［图1（c），（g）］，意味着这些湖相沉积物暴露于气下风化过程的时间较短.因此，其不太可能是MIS 5或MIS 3阶段的沉积. ...
Late Quaternary hydrological changes inferred from lake level fluctuations of Nam Co （Tibetan Plateau， China）
4
2010
... Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
... 综上所述，纳木错在开放状态下异常高湖面的发育时代、湖面变化历史、古水化学演变过程、湖面变化的内在和外在驱动机制、湖岸地貌与湖芯沉积记录对比［38，58-59］，相邻流域湖面变化规律和溢流垭口（河道）特征［18，25，31，36，41，52-53，60-62］，以及与其他湖泊之间的水文联系等一系列科学问题仍不清楚或存在很大争议. ...
... 在今后的工作中，应开展基于湖岸地貌和高湖面沉积物的湖面变化过程重建结果与纳木错湖芯湖面变化重建结果的对比研究.探讨高湖面沉积物实证重建结果与基于湖芯替代性指标重建结果之间的相似性和差异性.明确各类代用指标的湖面变化指示意义及可能存在的不确定性［38，58-59］.进而，对纳木错及可能与其存在水文联系湖泊的水位变化规律、幅度和时间进行整合分析，识别可能存在的同步性和差异性.阐明湖泊水位可能存在的广泛同步变化及其气候或地貌意义.深入了解湖面变化和极端水文事件的驱动机制.同时，在纳木错最高湖面海拔高度限定基础上，基于DEM和GIS，了解纳木错与相邻流域的水文联系，研判纳木错流域之外的高溢流垭口或河道堰塞坝这一外在地貌限制因素.预测可能的古大湖范围，古大湖的溢流点位置，并探讨古大湖的解体过程和古水系的演化. ...
... 对纳木错异常高湖面的特征、时代、期次和成因问题的认知，不仅对青藏高原湖泊和水系演化历史［9，11-12，19，24，28-31］、气候变化及机制［16，19，33-34，44，46，62］、降水/蒸发变化［38，59］、水循环与水资源［14，43］、盐湖资源成矿过程［7，13，17］的研究有着重要的科学和实践意义，还可为深入理解全球变化背景下青藏高原的湖泊生态环境和湖面变化的趋势提供科学依据［50，54］. ...
Late Quaternary transition from lacustrine to a fluvio-lacustrine environment in the north-western Nam Co， Tibetan Plateau， China
3
2010
... Dating results of high-level lake sediments， erosion terraces and shoreline deposits from Lake Nam Co
Table 1| 图1（a）中区域 | 剖面地点与采样部位 | 采样点 | 测年方法 | 年龄 | 文献来源 |
|---|
| 拔湖高度/m | 海拔/m |
|---|
| ① | 期波拉16.8 m湖岸堤上部 | 16.5 | 4 734.5 | U系测年法 | 29.3±2.7 ka | ［24］ |
| ② | 干玛弄拔湖115.9 m剖面上部 | 115.8 | 4 833.8 | U系测年法 | 86.5±5.9 ka | ［29］ |
| ② | 干玛弄拔湖119.9 m剖面上部 | 119.8 | 4 837.8 | U系测年法 | 101.7±9.7 ka | ［29］ |
| ② | 干玛弄拔湖119.9 m剖面上部 | 32.0 | 4 750.0 | 14C测年法 | 1 580±36 a BP | ［37］ |
| ② | 干玛弄拔湖139.2 m剖面上部 | 139.0 | 4 857.0 | U系测年法 | 115.9±12.1 ka | ［29］ |
| ② | 干玛弄拔湖21 m剖面E中部 | 21.0 | 4 743.0 | 14C测年法 | 2 000±30 a BP | 本文 |
| ② | 干玛弄古湖岸堤S2拔湖22 m剖面中部 | 22.0 | 4 751.0 | OSL定年法 | 2.5±0.1 ka | ［26］ |
| ② | 干玛弄古湖岸堤S5拔湖11 m剖面中部 | 11.0 | 4 740.0 | OSL定年法 | 0.7±0.1 ka | ［26］ |
| ② | 干玛弄西南T4中部 | 22.9 | 4 740.9 | U系测年法 | 36.1±2.2 ka | ［29］ |
| ② | 干玛弄西南T5上部 | 26.3 | 4 744.3 | U系测年法 | 39.5±3.0 ka | ［24］ |
| ③ | 纳木错东北岸托仁洛布日剖面底部 | 2.0 | 4 720.0 | OSL定年法 | 2.2±0.31 ka | ［50］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T4 | 15.0 | 4 740.0 | 宇宙成因核素定年法 | 15.2±0.4 ka | ［55］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T5 | 18.0 | 4 743.0 | 宇宙成因核素定年法 | 19.9±1.9 ka | ［55］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T6 | 22.0 | 4 747.0 | 宇宙成因核素定年法 | 33.6±1.9 ka | ［55］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T7 | 26.0 | 4 751.0 | 宇宙成因核素定年法 | 81.5±9.0 ka | ［55］ |
| ⑤ | 古湖岸堤S1拔湖26 m剖面下部 | 26.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 25.4±1.2 ka | ［26］ |
| ⑤ | 古湖岸堤S1拔湖26 m剖面中部 | 26.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 25.1±1.2 ka | ［26］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面顶部 | 29.0 | 4 751.0 | OSL定年法 | 16.2±1.1 ka | ［35］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面上部 | 28.0 | 4 750.0 | 14C测年法 | 5 195±150 a BP | ［39］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面中部 | 22.0 | 4 744.0 | 14C测年法 | 6 590±155 a BP | ［39］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T1中部 | 1.2 | 4 719.2 | U系测年法 | 11.2±2.0 ka | ［29］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T2底部 | 8.0 | 4 726.0 | U系测年法 | 28.2±2.8 ka | ［24，30］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T3中部 | 16.1 | 4 734.1 | U系测年法 | 32.3±4.4 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日拔湖37 m剖面底部 | 37.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 4.2±0.2 ka | ［37］ |
| ⑧ | 塔吉古日拔湖37 m剖面中部 | 37.0 | 4 755.0 | 14C测年法 | 2 370±35 a BP | ［37］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡T5下部 | 27.0 | 4 745.0 | U系测年法 | 41.2±4.7 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡T6中部 | 42.1 | 4 760.1 | U系测年法 | 53.7±5.2 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖128.1 m剖面下部 | 128.0 | 4 846.0 | U系测年法 | 96.1±10.5 ka | ［29］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖47.5 m剖面下部 | 46.8 | 4 764.8 | U系测年法 | 71.8±8.5 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖68.9 m剖面下部 | 68.4 | 4 786.4 | U系测年法 | 90.7±9.9 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖88.8 m剖面下部 | 88.3 | 4 806.3 | U系测年法 | 78.5±4.2 ka | ［24，30］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 20.0 | 4 738.0 | 宇宙成因核素定年法 | 56.8±4.0 ka | ［40］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 1.0 | 4 719.0 | 宇宙成因核素定年法 | 17.5±1.2 ka | ［40］ |
| ⑩ | 多青岛西北岸东溶洞底砂砾岩上部 | 20.5 | 4 738.5 | U系测年法 | 18.7±3.8 ka | ［24］ |
| ⑩ | 多穷岛西南岸湖蚀台地基岩石缝中 | 15.4 | 4 733.4 | U系测年法 | 26.7±2.8 ka | ［24］ |
1.5 纳木错湖面变化过程及其特征是什么？Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
... ［
39］
| ⑦ | 扎弄淌东岸T1中部 | 1.2 | 4 719.2 | U系测年法 | 11.2±2.0 ka | ［29］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T2底部 | 8.0 | 4 726.0 | U系测年法 | 28.2±2.8 ka | ［24，30］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T3中部 | 16.1 | 4 734.1 | U系测年法 | 32.3±4.4 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日拔湖37 m剖面底部 | 37.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 4.2±0.2 ka | ［37］ |
| ⑧ | 塔吉古日拔湖37 m剖面中部 | 37.0 | 4 755.0 | 14C测年法 | 2 370±35 a BP | ［37］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡T5下部 | 27.0 | 4 745.0 | U系测年法 | 41.2±4.7 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡T6中部 | 42.1 | 4 760.1 | U系测年法 | 53.7±5.2 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖128.1 m剖面下部 | 128.0 | 4 846.0 | U系测年法 | 96.1±10.5 ka | ［29］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖47.5 m剖面下部 | 46.8 | 4 764.8 | U系测年法 | 71.8±8.5 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖68.9 m剖面下部 | 68.4 | 4 786.4 | U系测年法 | 90.7±9.9 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖88.8 m剖面下部 | 88.3 | 4 806.3 | U系测年法 | 78.5±4.2 ka | ［24，30］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 20.0 | 4 738.0 | 宇宙成因核素定年法 | 56.8±4.0 ka | ［40］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 1.0 | 4 719.0 | 宇宙成因核素定年法 | 17.5±1.2 ka | ［40］ |
| ⑩ | 多青岛西北岸东溶洞底砂砾岩上部 | 20.5 | 4 738.5 | U系测年法 | 18.7±3.8 ka | ［24］ |
| ⑩ | 多穷岛西南岸湖蚀台地基岩石缝中 | 15.4 | 4 733.4 | U系测年法 | 26.7±2.8 ka | ［24］ |
1.5 纳木错湖面变化过程及其特征是什么？Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
... Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
Cosmogenic 10Be and 26Al dating of paleolake shorelines in Tibet
7
2011
... 基于地层对比或U系法测年、14C测年和OSL定年，许多学者提出或限定了纳木错不同高度高湖面沉积物的年代［10，15-16，24，26，28-30］.最有代表性的认识是赵希涛等［24］、朱大岗等［28］提出的纳木错不同高度古湖相沉积物形成于不同时期（MIS 5、MIS 3或全新世），并以不同时期的沉积阶地为特征；由高至低，湖相沉积阶地的年代为晚更新世至晚全新世［24，28-30］.他们认为纳木错最高湖面应该发生在MIS 5期间［24，28］.利用宇宙成因核素10Be和26Al定年方法，Kong等［40］限定了纳木错高湖面形成于53—36 ka.基于同样的年代学方法，Zhou等［55］限定了纳木错北岸四个基岩侵蚀阶地（T7、T6、T5和T4）的年代，分别在（81.5±9.0） ka、（33.6±1.9） ka、（19.9±1.9） ka和（15.2±0.4） ka.近期，基于纳木错古湖岸沉积物的OSL定年，Huang等［26］提出最高湖面高于现今湖面约26 m，发育年代为25 ka.由此可以看出，纳木错不同高度古湖相沉积物的年代尚存在很大的不确定性（表1），尤其是不同高度古湖相沉积的形成时代及其与湖面变化过程之间的联系还未厘清. ...
... Dating results of high-level lake sediments， erosion terraces and shoreline deposits from Lake Nam Co
Table 1| 图1（a）中区域 | 剖面地点与采样部位 | 采样点 | 测年方法 | 年龄 | 文献来源 |
|---|
| 拔湖高度/m | 海拔/m |
|---|
| ① | 期波拉16.8 m湖岸堤上部 | 16.5 | 4 734.5 | U系测年法 | 29.3±2.7 ka | ［24］ |
| ② | 干玛弄拔湖115.9 m剖面上部 | 115.8 | 4 833.8 | U系测年法 | 86.5±5.9 ka | ［29］ |
| ② | 干玛弄拔湖119.9 m剖面上部 | 119.8 | 4 837.8 | U系测年法 | 101.7±9.7 ka | ［29］ |
| ② | 干玛弄拔湖119.9 m剖面上部 | 32.0 | 4 750.0 | 14C测年法 | 1 580±36 a BP | ［37］ |
| ② | 干玛弄拔湖139.2 m剖面上部 | 139.0 | 4 857.0 | U系测年法 | 115.9±12.1 ka | ［29］ |
| ② | 干玛弄拔湖21 m剖面E中部 | 21.0 | 4 743.0 | 14C测年法 | 2 000±30 a BP | 本文 |
| ② | 干玛弄古湖岸堤S2拔湖22 m剖面中部 | 22.0 | 4 751.0 | OSL定年法 | 2.5±0.1 ka | ［26］ |
| ② | 干玛弄古湖岸堤S5拔湖11 m剖面中部 | 11.0 | 4 740.0 | OSL定年法 | 0.7±0.1 ka | ［26］ |
| ② | 干玛弄西南T4中部 | 22.9 | 4 740.9 | U系测年法 | 36.1±2.2 ka | ［29］ |
| ② | 干玛弄西南T5上部 | 26.3 | 4 744.3 | U系测年法 | 39.5±3.0 ka | ［24］ |
| ③ | 纳木错东北岸托仁洛布日剖面底部 | 2.0 | 4 720.0 | OSL定年法 | 2.2±0.31 ka | ［50］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T4 | 15.0 | 4 740.0 | 宇宙成因核素定年法 | 15.2±0.4 ka | ［55］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T5 | 18.0 | 4 743.0 | 宇宙成因核素定年法 | 19.9±1.9 ka | ［55］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T6 | 22.0 | 4 747.0 | 宇宙成因核素定年法 | 33.6±1.9 ka | ［55］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T7 | 26.0 | 4 751.0 | 宇宙成因核素定年法 | 81.5±9.0 ka | ［55］ |
| ⑤ | 古湖岸堤S1拔湖26 m剖面下部 | 26.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 25.4±1.2 ka | ［26］ |
| ⑤ | 古湖岸堤S1拔湖26 m剖面中部 | 26.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 25.1±1.2 ka | ［26］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面顶部 | 29.0 | 4 751.0 | OSL定年法 | 16.2±1.1 ka | ［35］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面上部 | 28.0 | 4 750.0 | 14C测年法 | 5 195±150 a BP | ［39］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面中部 | 22.0 | 4 744.0 | 14C测年法 | 6 590±155 a BP | ［39］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T1中部 | 1.2 | 4 719.2 | U系测年法 | 11.2±2.0 ka | ［29］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T2底部 | 8.0 | 4 726.0 | U系测年法 | 28.2±2.8 ka | ［24，30］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T3中部 | 16.1 | 4 734.1 | U系测年法 | 32.3±4.4 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日拔湖37 m剖面底部 | 37.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 4.2±0.2 ka | ［37］ |
| ⑧ | 塔吉古日拔湖37 m剖面中部 | 37.0 | 4 755.0 | 14C测年法 | 2 370±35 a BP | ［37］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡T5下部 | 27.0 | 4 745.0 | U系测年法 | 41.2±4.7 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡T6中部 | 42.1 | 4 760.1 | U系测年法 | 53.7±5.2 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖128.1 m剖面下部 | 128.0 | 4 846.0 | U系测年法 | 96.1±10.5 ka | ［29］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖47.5 m剖面下部 | 46.8 | 4 764.8 | U系测年法 | 71.8±8.5 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖68.9 m剖面下部 | 68.4 | 4 786.4 | U系测年法 | 90.7±9.9 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖88.8 m剖面下部 | 88.3 | 4 806.3 | U系测年法 | 78.5±4.2 ka | ［24，30］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 20.0 | 4 738.0 | 宇宙成因核素定年法 | 56.8±4.0 ka | ［40］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 1.0 | 4 719.0 | 宇宙成因核素定年法 | 17.5±1.2 ka | ［40］ |
| ⑩ | 多青岛西北岸东溶洞底砂砾岩上部 | 20.5 | 4 738.5 | U系测年法 | 18.7±3.8 ka | ［24］ |
| ⑩ | 多穷岛西南岸湖蚀台地基岩石缝中 | 15.4 | 4 733.4 | U系测年法 | 26.7±2.8 ka | ［24］ |
1.5 纳木错湖面变化过程及其特征是什么？Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
... ［
40］
| ⑩ | 多青岛西北岸东溶洞底砂砾岩上部 | 20.5 | 4 738.5 | U系测年法 | 18.7±3.8 ka | ［24］ |
| ⑩ | 多穷岛西南岸湖蚀台地基岩石缝中 | 15.4 | 4 733.4 | U系测年法 | 26.7±2.8 ka | ［24］ |
1.5 纳木错湖面变化过程及其特征是什么？Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
... 限定不同高度古高湖面沉积的开始和结束时间是重建湖面变化过程的关键.利用宇宙成因核素10Be和26Al可以限定湖岸基岩侵蚀阶地的暴露年代［40，55］.但该方法仅适用于湖岸基岩侵蚀阶地，其适用性存在一定的局限.同时，此年代学方法亦无法完整约束湖面波动过程的年代序列.在前期调查中，前人［24，28，40］及笔者研究团队均发现在纳木错古湖盆的连续沉积等剖面中发现多层草层，从而为采用AMS 14C建立年代序列奠定了基础［图1（f）］.此外，古高湖面沉积物中，常见萝卜螺壳体化石（或壳体碎片）.笔者对纳木错现代活体萝卜螺壳体AMS 14C定年结果指示，其年龄为558—507 cal a BP，碳库效应在可接受范围内.因此，在将来的研究中，可以采用萝卜螺无机碳AMS 14C定年.结合萝卜螺等碳酸盐壳体U-Th测年、沉积物光释光（OSL）定年方法，确定纳木错高湖面沉积物的发育年代.尤其是，限定不同海拔高湖面沉积的开始和结束时间.建立特定高度沉积物精确年代框架，开展年代地层的空间对比分析. ...
... ，40］及笔者研究团队均发现在纳木错古湖盆的连续沉积等剖面中发现多层草层，从而为采用AMS 14C建立年代序列奠定了基础［图1（f）］.此外，古高湖面沉积物中，常见萝卜螺壳体化石（或壳体碎片）.笔者对纳木错现代活体萝卜螺壳体AMS 14C定年结果指示，其年龄为558—507 cal a BP，碳库效应在可接受范围内.因此，在将来的研究中，可以采用萝卜螺无机碳AMS 14C定年.结合萝卜螺等碳酸盐壳体U-Th测年、沉积物光释光（OSL）定年方法，确定纳木错高湖面沉积物的发育年代.尤其是，限定不同海拔高湖面沉积的开始和结束时间.建立特定高度沉积物精确年代框架，开展年代地层的空间对比分析. ...
... 对纳木错近岸低位湖相沉积物剖面中不同深度草层及下伏古土壤进行了初步的AMS 14C测年，结果分别为1.2 ka、2.0 ka及3.2 ka左右，这与前人［26，37，40，50］的测年数据较为一致［图1（e）］.基于前人［26，37，40］研究结果和笔者研究团队［50-51］初步调查结果，认为纳木错高湖面沉积物很大可能形成于全新世中晚期，其是一次湖侵-湖退过程所形成的单一沉积体系［图1（e）］.这一推测亦得到下列证据的支持：（1）尽管湖岸高湖面沉积遭受了后期侵蚀，但是古湖底扇的溢出沉积面（spill over）保存较为完好［图1（d）］，由此指示着古湖底扇形成时代较新，仅遭受了较短时间的后期侵蚀.（2）不同海拔古湖相沉积物表层的化学风化和成壤过程很弱，缺乏明显的化学风化标志（如红化现象）、淋溶淀积特征和可识别的土壤发育层次［图1（c），（g）］，意味着这些湖相沉积物暴露于气下风化过程的时间较短.因此，其不太可能是MIS 5或MIS 3阶段的沉积. ...
... ，40］研究结果和笔者研究团队［50-51］初步调查结果，认为纳木错高湖面沉积物很大可能形成于全新世中晚期，其是一次湖侵-湖退过程所形成的单一沉积体系［图1（e）］.这一推测亦得到下列证据的支持：（1）尽管湖岸高湖面沉积遭受了后期侵蚀，但是古湖底扇的溢出沉积面（spill over）保存较为完好［图1（d）］，由此指示着古湖底扇形成时代较新，仅遭受了较短时间的后期侵蚀.（2）不同海拔古湖相沉积物表层的化学风化和成壤过程很弱，缺乏明显的化学风化标志（如红化现象）、淋溶淀积特征和可识别的土壤发育层次［图1（c），（g）］，意味着这些湖相沉积物暴露于气下风化过程的时间较短.因此，其不太可能是MIS 5或MIS 3阶段的沉积. ...
Geomorphic characteristics， spatial distribution of paleoshorelines around the Siling Co area， central Tibetan Plateau， and the lake evolution within the plateau
3
2012
... 综上所述，纳木错在开放状态下异常高湖面的发育时代、湖面变化历史、古水化学演变过程、湖面变化的内在和外在驱动机制、湖岸地貌与湖芯沉积记录对比［38，58-59］，相邻流域湖面变化规律和溢流垭口（河道）特征［18，25，31，36，41，52-53，60-62］，以及与其他湖泊之间的水文联系等一系列科学问题仍不清楚或存在很大争议. ...
... 气候变化、溢流基准调整、地壳运动、载荷回弹、河流改道（袭夺）、植被变化、土地利用变化和人类活动都会引起湖面波动［1，19，32，41，57，62，66，70，72-73］.前人及笔者初步的调查结果表明，纳木错湖岸基岩侵蚀地貌的最高海拔几乎是齐平的，并可能受控于溢流垭口基准［21，23，35，51，55］.这意味着长期以来纳木错流域内溢流基准的高度可能变化不大.同时，也反映出纳木错新构造运动造成的差异性抬升量可能很小［41，45］.此外，湖水损失可引起载荷回弹，但形变主要发生在湖泊的中心部分，湖岸回弹一般不显著［32］.纳木错处于高寒环境和半干旱地区，盆地周缘仅有季节性的小河分布，因此全新世期间发生河流袭夺的可能性很低，在高寒环境下植被变化和土地利用变化对湖面变化的影响甚微.尤为重要的是，依据前人和笔者已有的调查结果，上述纳木错开放水文状态下异常高湖面现象在青藏高原并不是孤立存在的［6，13，15，19，25，31］.这意味着，湖面变化的驱动因素可能不是单个湖泊流域内的局地因素，而可能是一个在更大范围内普遍存在的影响因素在起作用［1，19，66，73-75］.由此推测，南支槽（India-Burma Trough）的异常振荡及其导致的冬半年降水增加可能是其内在驱动因素，而纳木错流域之外的某处高溢流垭口可能是高湖面形成的外在地貌限制因素. ...
... ［41，45］.此外，湖水损失可引起载荷回弹，但形变主要发生在湖泊的中心部分，湖岸回弹一般不显著［32］.纳木错处于高寒环境和半干旱地区，盆地周缘仅有季节性的小河分布，因此全新世期间发生河流袭夺的可能性很低，在高寒环境下植被变化和土地利用变化对湖面变化的影响甚微.尤为重要的是，依据前人和笔者已有的调查结果，上述纳木错开放水文状态下异常高湖面现象在青藏高原并不是孤立存在的［6，13，15，19，25，31］.这意味着，湖面变化的驱动因素可能不是单个湖泊流域内的局地因素，而可能是一个在更大范围内普遍存在的影响因素在起作用［1，19，66，73-75］.由此推测，南支槽（India-Burma Trough）的异常振荡及其导致的冬半年降水增加可能是其内在驱动因素，而纳木错流域之外的某处高溢流垭口可能是高湖面形成的外在地貌限制因素. ...
青藏高原中部色林错区域古湖滨线地貌特征、空间分布及高原湖泊演化
3
2012
... 综上所述，纳木错在开放状态下异常高湖面的发育时代、湖面变化历史、古水化学演变过程、湖面变化的内在和外在驱动机制、湖岸地貌与湖芯沉积记录对比［38，58-59］，相邻流域湖面变化规律和溢流垭口（河道）特征［18，25，31，36，41，52-53，60-62］，以及与其他湖泊之间的水文联系等一系列科学问题仍不清楚或存在很大争议. ...
... 气候变化、溢流基准调整、地壳运动、载荷回弹、河流改道（袭夺）、植被变化、土地利用变化和人类活动都会引起湖面波动［1，19，32，41，57，62，66，70，72-73］.前人及笔者初步的调查结果表明，纳木错湖岸基岩侵蚀地貌的最高海拔几乎是齐平的，并可能受控于溢流垭口基准［21，23，35，51，55］.这意味着长期以来纳木错流域内溢流基准的高度可能变化不大.同时，也反映出纳木错新构造运动造成的差异性抬升量可能很小［41，45］.此外，湖水损失可引起载荷回弹，但形变主要发生在湖泊的中心部分，湖岸回弹一般不显著［32］.纳木错处于高寒环境和半干旱地区，盆地周缘仅有季节性的小河分布，因此全新世期间发生河流袭夺的可能性很低，在高寒环境下植被变化和土地利用变化对湖面变化的影响甚微.尤为重要的是，依据前人和笔者已有的调查结果，上述纳木错开放水文状态下异常高湖面现象在青藏高原并不是孤立存在的［6，13，15，19，25，31］.这意味着，湖面变化的驱动因素可能不是单个湖泊流域内的局地因素，而可能是一个在更大范围内普遍存在的影响因素在起作用［1，19，66，73-75］.由此推测，南支槽（India-Burma Trough）的异常振荡及其导致的冬半年降水增加可能是其内在驱动因素，而纳木错流域之外的某处高溢流垭口可能是高湖面形成的外在地貌限制因素. ...
... ［41，45］.此外，湖水损失可引起载荷回弹，但形变主要发生在湖泊的中心部分，湖岸回弹一般不显著［32］.纳木错处于高寒环境和半干旱地区，盆地周缘仅有季节性的小河分布，因此全新世期间发生河流袭夺的可能性很低，在高寒环境下植被变化和土地利用变化对湖面变化的影响甚微.尤为重要的是，依据前人和笔者已有的调查结果，上述纳木错开放水文状态下异常高湖面现象在青藏高原并不是孤立存在的［6，13，15，19，25，31］.这意味着，湖面变化的驱动因素可能不是单个湖泊流域内的局地因素，而可能是一个在更大范围内普遍存在的影响因素在起作用［1，19，66，73-75］.由此推测，南支槽（India-Burma Trough）的异常振荡及其导致的冬半年降水增加可能是其内在驱动因素，而纳木错流域之外的某处高溢流垭口可能是高湖面形成的外在地貌限制因素. ...
Holocene lake-level changes of Linggo Co in central Tibet
0
2012
Holocene moist period recorded by the chronostratigraphy of a lake sedimentary sequence from Lake Tangra Yumco on the south Tibetan Plateau
1
2012
... 对纳木错异常高湖面的特征、时代、期次和成因问题的认知，不仅对青藏高原湖泊和水系演化历史［9，11-12，19，24，28-31］、气候变化及机制［16，19，33-34，44，46，62］、降水/蒸发变化［38，59］、水循环与水资源［14，43］、盐湖资源成矿过程［7，13，17］的研究有着重要的科学和实践意义，还可为深入理解全球变化背景下青藏高原的湖泊生态环境和湖面变化的趋势提供科学依据［50，54］. ...
Shrinking lakes in Tibet linked to the weakening Asian monsoon in the past 8.2 ka
1
2013
... 对纳木错异常高湖面的特征、时代、期次和成因问题的认知，不仅对青藏高原湖泊和水系演化历史［9，11-12，19，24，28-31］、气候变化及机制［16，19，33-34，44，46，62］、降水/蒸发变化［38，59］、水循环与水资源［14，43］、盐湖资源成矿过程［7，13，17］的研究有着重要的科学和实践意义，还可为深入理解全球变化背景下青藏高原的湖泊生态环境和湖面变化的趋势提供科学依据［50，54］. ...
A bound on the viscosity of the Tibetan crust from the horizontality of palaeolake shorelines
1
2013
... 气候变化、溢流基准调整、地壳运动、载荷回弹、河流改道（袭夺）、植被变化、土地利用变化和人类活动都会引起湖面波动［1，19，32，41，57，62，66，70，72-73］.前人及笔者初步的调查结果表明，纳木错湖岸基岩侵蚀地貌的最高海拔几乎是齐平的，并可能受控于溢流垭口基准［21，23，35，51，55］.这意味着长期以来纳木错流域内溢流基准的高度可能变化不大.同时，也反映出纳木错新构造运动造成的差异性抬升量可能很小［41，45］.此外，湖水损失可引起载荷回弹，但形变主要发生在湖泊的中心部分，湖岸回弹一般不显著［32］.纳木错处于高寒环境和半干旱地区，盆地周缘仅有季节性的小河分布，因此全新世期间发生河流袭夺的可能性很低，在高寒环境下植被变化和土地利用变化对湖面变化的影响甚微.尤为重要的是，依据前人和笔者已有的调查结果，上述纳木错开放水文状态下异常高湖面现象在青藏高原并不是孤立存在的［6，13，15，19，25，31］.这意味着，湖面变化的驱动因素可能不是单个湖泊流域内的局地因素，而可能是一个在更大范围内普遍存在的影响因素在起作用［1，19，66，73-75］.由此推测，南支槽（India-Burma Trough）的异常振荡及其导致的冬半年降水增加可能是其内在驱动因素，而纳木错流域之外的某处高溢流垭口可能是高湖面形成的外在地貌限制因素. ...
Holocene lake-level changes of Hurleg Lake on northeastern Qinghai-Tibetan Plateau and possible forcing mechanism
1
2014
... 对纳木错异常高湖面的特征、时代、期次和成因问题的认知，不仅对青藏高原湖泊和水系演化历史［9，11-12，19，24，28-31］、气候变化及机制［16，19，33-34，44，46，62］、降水/蒸发变化［38，59］、水循环与水资源［14，43］、盐湖资源成矿过程［7，13，17］的研究有着重要的科学和实践意义，还可为深入理解全球变化背景下青藏高原的湖泊生态环境和湖面变化的趋势提供科学依据［50，54］. ...
Holocene lake level history of the Tangra Yumco lake system， southern-central Tibetan Plateau
0
2016
Lake level reconstruction for 12.8—2.3 ka of the Ngangla Ring Tso closed-basin lake system， southwest Tibetan Plateau
0
2015
Morphodynamics and lake level variations at Paiku Co， southern Tibetan Plateau， China
0
2015
Potential forcing mechanisms of Holocene lake-level changes at Nam Co， Tibetan Plateau： inferred from the stable isotopic composition of shells of the gastropod Radix
7
2017
... Dating results of high-level lake sediments， erosion terraces and shoreline deposits from Lake Nam Co
Table 1| 图1（a）中区域 | 剖面地点与采样部位 | 采样点 | 测年方法 | 年龄 | 文献来源 |
|---|
| 拔湖高度/m | 海拔/m |
|---|
| ① | 期波拉16.8 m湖岸堤上部 | 16.5 | 4 734.5 | U系测年法 | 29.3±2.7 ka | ［24］ |
| ② | 干玛弄拔湖115.9 m剖面上部 | 115.8 | 4 833.8 | U系测年法 | 86.5±5.9 ka | ［29］ |
| ② | 干玛弄拔湖119.9 m剖面上部 | 119.8 | 4 837.8 | U系测年法 | 101.7±9.7 ka | ［29］ |
| ② | 干玛弄拔湖119.9 m剖面上部 | 32.0 | 4 750.0 | 14C测年法 | 1 580±36 a BP | ［37］ |
| ② | 干玛弄拔湖139.2 m剖面上部 | 139.0 | 4 857.0 | U系测年法 | 115.9±12.1 ka | ［29］ |
| ② | 干玛弄拔湖21 m剖面E中部 | 21.0 | 4 743.0 | 14C测年法 | 2 000±30 a BP | 本文 |
| ② | 干玛弄古湖岸堤S2拔湖22 m剖面中部 | 22.0 | 4 751.0 | OSL定年法 | 2.5±0.1 ka | ［26］ |
| ② | 干玛弄古湖岸堤S5拔湖11 m剖面中部 | 11.0 | 4 740.0 | OSL定年法 | 0.7±0.1 ka | ［26］ |
| ② | 干玛弄西南T4中部 | 22.9 | 4 740.9 | U系测年法 | 36.1±2.2 ka | ［29］ |
| ② | 干玛弄西南T5上部 | 26.3 | 4 744.3 | U系测年法 | 39.5±3.0 ka | ［24］ |
| ③ | 纳木错东北岸托仁洛布日剖面底部 | 2.0 | 4 720.0 | OSL定年法 | 2.2±0.31 ka | ［50］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T4 | 15.0 | 4 740.0 | 宇宙成因核素定年法 | 15.2±0.4 ka | ［55］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T5 | 18.0 | 4 743.0 | 宇宙成因核素定年法 | 19.9±1.9 ka | ［55］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T6 | 22.0 | 4 747.0 | 宇宙成因核素定年法 | 33.6±1.9 ka | ［55］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T7 | 26.0 | 4 751.0 | 宇宙成因核素定年法 | 81.5±9.0 ka | ［55］ |
| ⑤ | 古湖岸堤S1拔湖26 m剖面下部 | 26.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 25.4±1.2 ka | ［26］ |
| ⑤ | 古湖岸堤S1拔湖26 m剖面中部 | 26.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 25.1±1.2 ka | ［26］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面顶部 | 29.0 | 4 751.0 | OSL定年法 | 16.2±1.1 ka | ［35］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面上部 | 28.0 | 4 750.0 | 14C测年法 | 5 195±150 a BP | ［39］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面中部 | 22.0 | 4 744.0 | 14C测年法 | 6 590±155 a BP | ［39］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T1中部 | 1.2 | 4 719.2 | U系测年法 | 11.2±2.0 ka | ［29］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T2底部 | 8.0 | 4 726.0 | U系测年法 | 28.2±2.8 ka | ［24，30］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T3中部 | 16.1 | 4 734.1 | U系测年法 | 32.3±4.4 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日拔湖37 m剖面底部 | 37.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 4.2±0.2 ka | ［37］ |
| ⑧ | 塔吉古日拔湖37 m剖面中部 | 37.0 | 4 755.0 | 14C测年法 | 2 370±35 a BP | ［37］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡T5下部 | 27.0 | 4 745.0 | U系测年法 | 41.2±4.7 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡T6中部 | 42.1 | 4 760.1 | U系测年法 | 53.7±5.2 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖128.1 m剖面下部 | 128.0 | 4 846.0 | U系测年法 | 96.1±10.5 ka | ［29］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖47.5 m剖面下部 | 46.8 | 4 764.8 | U系测年法 | 71.8±8.5 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖68.9 m剖面下部 | 68.4 | 4 786.4 | U系测年法 | 90.7±9.9 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖88.8 m剖面下部 | 88.3 | 4 806.3 | U系测年法 | 78.5±4.2 ka | ［24，30］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 20.0 | 4 738.0 | 宇宙成因核素定年法 | 56.8±4.0 ka | ［40］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 1.0 | 4 719.0 | 宇宙成因核素定年法 | 17.5±1.2 ka | ［40］ |
| ⑩ | 多青岛西北岸东溶洞底砂砾岩上部 | 20.5 | 4 738.5 | U系测年法 | 18.7±3.8 ka | ［24］ |
| ⑩ | 多穷岛西南岸湖蚀台地基岩石缝中 | 15.4 | 4 733.4 | U系测年法 | 26.7±2.8 ka | ［24］ |
1.5 纳木错湖面变化过程及其特征是什么？Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
... 韩同林［15］指出，全新世早、中期气温上升、冰雪融水和降水的增加导致高原出现“泛湖阶段”.陈志明［16］、朱大岗等［28］提出，亚洲夏季风的变化控制了纳木错湖面的波动.Chen等［50］、Zhou等［55］则认为，不同时期印度夏季风的增强是湖泊扩张的主要驱动因素.另外，Zhu等［58］发现约20 ka cal BP西风带南移增强，导致纳木错的水位上升.由此可以看出，纳木错湖面变化的内在和外在控制因素、湖面变化如何响应和记录气候波动，以及是否存在外溢河道短暂的堰塞事件、流域之外是否存在地貌临界点等科学问题尚不清楚. ...
... 纳木错湖岸的高湖面沉积物中保存了萝卜螺（Radix sp.）、旋螺（Gyraulus sp.）等生物化石壳体［50-51，56，69］.在未来工作中，应进一步开展萝卜螺等现代过程的监测研究，了解萝卜螺等的生境，定量建立现代萝卜螺壳体与其宿生水体水化学特征之间的关系（如δ18O）.依此为基础，分析湖侵-湖退沉积物中萝卜螺壳体化石碳、氧同位素等指标（δ13Cshell、δ18Oshell、Sr/Cashell等），定量重建不同湖面高度下，古湖水水化学特征指标（δ18Opalaeo-water、Sr/Capalaeo-water和Sr/Capalaeo-water等）［56，68］.探讨湖面变化与古水化学特征的关系.结合年代学研究结果，重建古水化学和古水文状态的演化过程［70-71］. ...
... 纳木错湖岸高湖面沉积的保存及分布受基岩湖岸的地形所控制［图1（a）~（e）， （g）］.高湖面沉积的厚度受基底地形和海拔所控制.高湖面沉积最高分布海拔高于纳木错—仁错分水岭（海拔 4 749 m）约123 m.纳木错湖岸残留高湖面沉积具有如下特征：（1）不同高度残留高湖面沉积均覆盖在类似的红色古风化壳之上［图1（c）， （d）， （g）］；（2）不同高度残留高湖面沉积序列均为连续沉积，缺乏可见的沉积间断［图1（c）， （e）， （g）］；（3）相邻阶地状地貌下伏湖相沉积地层具有水平方向的沉积连续性［图1（d）］；（4）纳木错近岸低位、厚层、连续古湖相沉积仅由一个湖侵-湖退沉积旋回构成［图1（e）］.因此，笔者初步认为湖相沉积物构成的阶地状地貌可能是湖面下降过程中短暂停滞期发育的浪蚀台地［图1（d）］，而非前人所认为的是不同时期（MIS 3或MIS 5）的沉积阶地［24，28］.此外，前人的认识［24，28］亦很难解释为何古老的湖相沉积物（MIS 5或MIS 3）仅在高海拔山坡残留，而近岸低位湖相沉积序列中缺乏同时代的沉积地层［图1（e）］［50-51］. ...
... 对纳木错近岸低位湖相沉积物剖面中不同深度草层及下伏古土壤进行了初步的AMS 14C测年，结果分别为1.2 ka、2.0 ka及3.2 ka左右，这与前人［26，37，40，50］的测年数据较为一致［图1（e）］.基于前人［26，37，40］研究结果和笔者研究团队［50-51］初步调查结果，认为纳木错高湖面沉积物很大可能形成于全新世中晚期，其是一次湖侵-湖退过程所形成的单一沉积体系［图1（e）］.这一推测亦得到下列证据的支持：（1）尽管湖岸高湖面沉积遭受了后期侵蚀，但是古湖底扇的溢出沉积面（spill over）保存较为完好［图1（d）］，由此指示着古湖底扇形成时代较新，仅遭受了较短时间的后期侵蚀.（2）不同海拔古湖相沉积物表层的化学风化和成壤过程很弱，缺乏明显的化学风化标志（如红化现象）、淋溶淀积特征和可识别的土壤发育层次［图1（c），（g）］，意味着这些湖相沉积物暴露于气下风化过程的时间较短.因此，其不太可能是MIS 5或MIS 3阶段的沉积. ...
... ［50-51］初步调查结果，认为纳木错高湖面沉积物很大可能形成于全新世中晚期，其是一次湖侵-湖退过程所形成的单一沉积体系［图1（e）］.这一推测亦得到下列证据的支持：（1）尽管湖岸高湖面沉积遭受了后期侵蚀，但是古湖底扇的溢出沉积面（spill over）保存较为完好［图1（d）］，由此指示着古湖底扇形成时代较新，仅遭受了较短时间的后期侵蚀.（2）不同海拔古湖相沉积物表层的化学风化和成壤过程很弱，缺乏明显的化学风化标志（如红化现象）、淋溶淀积特征和可识别的土壤发育层次［图1（c），（g）］，意味着这些湖相沉积物暴露于气下风化过程的时间较短.因此，其不太可能是MIS 5或MIS 3阶段的沉积. ...
... 对纳木错异常高湖面的特征、时代、期次和成因问题的认知，不仅对青藏高原湖泊和水系演化历史［9，11-12，19，24，28-31］、气候变化及机制［16，19，33-34，44，46，62］、降水/蒸发变化［38，59］、水循环与水资源［14，43］、盐湖资源成矿过程［7，13，17］的研究有着重要的科学和实践意义，还可为深入理解全球变化背景下青藏高原的湖泊生态环境和湖面变化的趋势提供科学依据［50，54］. ...
Overflow of the lake Nam Co during its high level period： inferences from oxygen isotope of radix shells and geomorphological evidences
6
2017
... 虽然目前纳木错是一个封闭湖泊（现代湖面海拔4 722 m），但纳木错流域与其西面相邻的仁错（湖面海拔4 648 m）流域之间，仅由一个海拔约4 749 m低矮的分水岭（threshold level）所分割［图1（a）］［51］.也就是说，纳木错现代湖面上涨27 m，就会出现溢流，从而由封闭湖泊转变为溢流湖泊（outlet lake）.综合前人和笔者已有的工作，可以发现，在纳木错的基岩岸坡，最高浪蚀基岩湖岸阶地［24，51，55］、冰碛物侵蚀陡坎及基岩侵蚀悬崖线（cliff line）［21，23，35］的高度与纳木错—仁错分水垭口的高度齐平，即均高于现代湖面29 m左右.因此，笔者推测，溢流垭口的地貌临界点效应（topographic threshold effect）可能控制着侵蚀地貌单元的形成及其分布高度以及长期的湖岸地貌演变.基于10Be和26Al暴露年代，Zhou等［55］限定了纳木错基岩侵蚀阶地（T7~T4，高于现代湖面29~18 m）的形成时代为81.5—15.2 ka.这似乎意味着长期以来纳木错溢流垭口的海拔变化不大. ...
... ，51，55］、冰碛物侵蚀陡坎及基岩侵蚀悬崖线（cliff line）［21，23，35］的高度与纳木错—仁错分水垭口的高度齐平，即均高于现代湖面29 m左右.因此，笔者推测，溢流垭口的地貌临界点效应（topographic threshold effect）可能控制着侵蚀地貌单元的形成及其分布高度以及长期的湖岸地貌演变.基于10Be和26Al暴露年代，Zhou等［55］限定了纳木错基岩侵蚀阶地（T7~T4，高于现代湖面29~18 m）的形成时代为81.5—15.2 ka.这似乎意味着长期以来纳木错溢流垭口的海拔变化不大. ...
... 纳木错湖岸的高湖面沉积物中保存了萝卜螺（Radix sp.）、旋螺（Gyraulus sp.）等生物化石壳体［50-51，56，69］.在未来工作中，应进一步开展萝卜螺等现代过程的监测研究，了解萝卜螺等的生境，定量建立现代萝卜螺壳体与其宿生水体水化学特征之间的关系（如δ18O）.依此为基础，分析湖侵-湖退沉积物中萝卜螺壳体化石碳、氧同位素等指标（δ13Cshell、δ18Oshell、Sr/Cashell等），定量重建不同湖面高度下，古湖水水化学特征指标（δ18Opalaeo-water、Sr/Capalaeo-water和Sr/Capalaeo-water等）［56，68］.探讨湖面变化与古水化学特征的关系.结合年代学研究结果，重建古水化学和古水文状态的演化过程［70-71］. ...
... 纳木错湖岸高湖面沉积的保存及分布受基岩湖岸的地形所控制［图1（a）~（e）， （g）］.高湖面沉积的厚度受基底地形和海拔所控制.高湖面沉积最高分布海拔高于纳木错—仁错分水岭（海拔 4 749 m）约123 m.纳木错湖岸残留高湖面沉积具有如下特征：（1）不同高度残留高湖面沉积均覆盖在类似的红色古风化壳之上［图1（c）， （d）， （g）］；（2）不同高度残留高湖面沉积序列均为连续沉积，缺乏可见的沉积间断［图1（c）， （e）， （g）］；（3）相邻阶地状地貌下伏湖相沉积地层具有水平方向的沉积连续性［图1（d）］；（4）纳木错近岸低位、厚层、连续古湖相沉积仅由一个湖侵-湖退沉积旋回构成［图1（e）］.因此，笔者初步认为湖相沉积物构成的阶地状地貌可能是湖面下降过程中短暂停滞期发育的浪蚀台地［图1（d）］，而非前人所认为的是不同时期（MIS 3或MIS 5）的沉积阶地［24，28］.此外，前人的认识［24，28］亦很难解释为何古老的湖相沉积物（MIS 5或MIS 3）仅在高海拔山坡残留，而近岸低位湖相沉积序列中缺乏同时代的沉积地层［图1（e）］［50-51］. ...
... 对纳木错近岸低位湖相沉积物剖面中不同深度草层及下伏古土壤进行了初步的AMS 14C测年，结果分别为1.2 ka、2.0 ka及3.2 ka左右，这与前人［26，37，40，50］的测年数据较为一致［图1（e）］.基于前人［26，37，40］研究结果和笔者研究团队［50-51］初步调查结果，认为纳木错高湖面沉积物很大可能形成于全新世中晚期，其是一次湖侵-湖退过程所形成的单一沉积体系［图1（e）］.这一推测亦得到下列证据的支持：（1）尽管湖岸高湖面沉积遭受了后期侵蚀，但是古湖底扇的溢出沉积面（spill over）保存较为完好［图1（d）］，由此指示着古湖底扇形成时代较新，仅遭受了较短时间的后期侵蚀.（2）不同海拔古湖相沉积物表层的化学风化和成壤过程很弱，缺乏明显的化学风化标志（如红化现象）、淋溶淀积特征和可识别的土壤发育层次［图1（c），（g）］，意味着这些湖相沉积物暴露于气下风化过程的时间较短.因此，其不太可能是MIS 5或MIS 3阶段的沉积. ...
... 气候变化、溢流基准调整、地壳运动、载荷回弹、河流改道（袭夺）、植被变化、土地利用变化和人类活动都会引起湖面波动［1，19，32，41，57，62，66，70，72-73］.前人及笔者初步的调查结果表明，纳木错湖岸基岩侵蚀地貌的最高海拔几乎是齐平的，并可能受控于溢流垭口基准［21，23，35，51，55］.这意味着长期以来纳木错流域内溢流基准的高度可能变化不大.同时，也反映出纳木错新构造运动造成的差异性抬升量可能很小［41，45］.此外，湖水损失可引起载荷回弹，但形变主要发生在湖泊的中心部分，湖岸回弹一般不显著［32］.纳木错处于高寒环境和半干旱地区，盆地周缘仅有季节性的小河分布，因此全新世期间发生河流袭夺的可能性很低，在高寒环境下植被变化和土地利用变化对湖面变化的影响甚微.尤为重要的是，依据前人和笔者已有的调查结果，上述纳木错开放水文状态下异常高湖面现象在青藏高原并不是孤立存在的［6，13，15，19，25，31］.这意味着，湖面变化的驱动因素可能不是单个湖泊流域内的局地因素，而可能是一个在更大范围内普遍存在的影响因素在起作用［1，19，66，73-75］.由此推测，南支槽（India-Burma Trough）的异常振荡及其导致的冬半年降水增加可能是其内在驱动因素，而纳木错流域之外的某处高溢流垭口可能是高湖面形成的外在地貌限制因素. ...
纳木错高湖面时期的溢流： 基于萝卜螺壳体氧同位素及地貌证据
6
2017
... 虽然目前纳木错是一个封闭湖泊（现代湖面海拔4 722 m），但纳木错流域与其西面相邻的仁错（湖面海拔4 648 m）流域之间，仅由一个海拔约4 749 m低矮的分水岭（threshold level）所分割［图1（a）］［51］.也就是说，纳木错现代湖面上涨27 m，就会出现溢流，从而由封闭湖泊转变为溢流湖泊（outlet lake）.综合前人和笔者已有的工作，可以发现，在纳木错的基岩岸坡，最高浪蚀基岩湖岸阶地［24，51，55］、冰碛物侵蚀陡坎及基岩侵蚀悬崖线（cliff line）［21，23，35］的高度与纳木错—仁错分水垭口的高度齐平，即均高于现代湖面29 m左右.因此，笔者推测，溢流垭口的地貌临界点效应（topographic threshold effect）可能控制着侵蚀地貌单元的形成及其分布高度以及长期的湖岸地貌演变.基于10Be和26Al暴露年代，Zhou等［55］限定了纳木错基岩侵蚀阶地（T7~T4，高于现代湖面29~18 m）的形成时代为81.5—15.2 ka.这似乎意味着长期以来纳木错溢流垭口的海拔变化不大. ...
... ，51，55］、冰碛物侵蚀陡坎及基岩侵蚀悬崖线（cliff line）［21，23，35］的高度与纳木错—仁错分水垭口的高度齐平，即均高于现代湖面29 m左右.因此，笔者推测，溢流垭口的地貌临界点效应（topographic threshold effect）可能控制着侵蚀地貌单元的形成及其分布高度以及长期的湖岸地貌演变.基于10Be和26Al暴露年代，Zhou等［55］限定了纳木错基岩侵蚀阶地（T7~T4，高于现代湖面29~18 m）的形成时代为81.5—15.2 ka.这似乎意味着长期以来纳木错溢流垭口的海拔变化不大. ...
... 纳木错湖岸的高湖面沉积物中保存了萝卜螺（Radix sp.）、旋螺（Gyraulus sp.）等生物化石壳体［50-51，56，69］.在未来工作中，应进一步开展萝卜螺等现代过程的监测研究，了解萝卜螺等的生境，定量建立现代萝卜螺壳体与其宿生水体水化学特征之间的关系（如δ18O）.依此为基础，分析湖侵-湖退沉积物中萝卜螺壳体化石碳、氧同位素等指标（δ13Cshell、δ18Oshell、Sr/Cashell等），定量重建不同湖面高度下，古湖水水化学特征指标（δ18Opalaeo-water、Sr/Capalaeo-water和Sr/Capalaeo-water等）［56，68］.探讨湖面变化与古水化学特征的关系.结合年代学研究结果，重建古水化学和古水文状态的演化过程［70-71］. ...
... 纳木错湖岸高湖面沉积的保存及分布受基岩湖岸的地形所控制［图1（a）~（e）， （g）］.高湖面沉积的厚度受基底地形和海拔所控制.高湖面沉积最高分布海拔高于纳木错—仁错分水岭（海拔 4 749 m）约123 m.纳木错湖岸残留高湖面沉积具有如下特征：（1）不同高度残留高湖面沉积均覆盖在类似的红色古风化壳之上［图1（c）， （d）， （g）］；（2）不同高度残留高湖面沉积序列均为连续沉积，缺乏可见的沉积间断［图1（c）， （e）， （g）］；（3）相邻阶地状地貌下伏湖相沉积地层具有水平方向的沉积连续性［图1（d）］；（4）纳木错近岸低位、厚层、连续古湖相沉积仅由一个湖侵-湖退沉积旋回构成［图1（e）］.因此，笔者初步认为湖相沉积物构成的阶地状地貌可能是湖面下降过程中短暂停滞期发育的浪蚀台地［图1（d）］，而非前人所认为的是不同时期（MIS 3或MIS 5）的沉积阶地［24，28］.此外，前人的认识［24，28］亦很难解释为何古老的湖相沉积物（MIS 5或MIS 3）仅在高海拔山坡残留，而近岸低位湖相沉积序列中缺乏同时代的沉积地层［图1（e）］［50-51］. ...
... 对纳木错近岸低位湖相沉积物剖面中不同深度草层及下伏古土壤进行了初步的AMS 14C测年，结果分别为1.2 ka、2.0 ka及3.2 ka左右，这与前人［26，37，40，50］的测年数据较为一致［图1（e）］.基于前人［26，37，40］研究结果和笔者研究团队［50-51］初步调查结果，认为纳木错高湖面沉积物很大可能形成于全新世中晚期，其是一次湖侵-湖退过程所形成的单一沉积体系［图1（e）］.这一推测亦得到下列证据的支持：（1）尽管湖岸高湖面沉积遭受了后期侵蚀，但是古湖底扇的溢出沉积面（spill over）保存较为完好［图1（d）］，由此指示着古湖底扇形成时代较新，仅遭受了较短时间的后期侵蚀.（2）不同海拔古湖相沉积物表层的化学风化和成壤过程很弱，缺乏明显的化学风化标志（如红化现象）、淋溶淀积特征和可识别的土壤发育层次［图1（c），（g）］，意味着这些湖相沉积物暴露于气下风化过程的时间较短.因此，其不太可能是MIS 5或MIS 3阶段的沉积. ...
... 气候变化、溢流基准调整、地壳运动、载荷回弹、河流改道（袭夺）、植被变化、土地利用变化和人类活动都会引起湖面波动［1，19，32，41，57，62，66，70，72-73］.前人及笔者初步的调查结果表明，纳木错湖岸基岩侵蚀地貌的最高海拔几乎是齐平的，并可能受控于溢流垭口基准［21，23，35，51，55］.这意味着长期以来纳木错流域内溢流基准的高度可能变化不大.同时，也反映出纳木错新构造运动造成的差异性抬升量可能很小［41，45］.此外，湖水损失可引起载荷回弹，但形变主要发生在湖泊的中心部分，湖岸回弹一般不显著［32］.纳木错处于高寒环境和半干旱地区，盆地周缘仅有季节性的小河分布，因此全新世期间发生河流袭夺的可能性很低，在高寒环境下植被变化和土地利用变化对湖面变化的影响甚微.尤为重要的是，依据前人和笔者已有的调查结果，上述纳木错开放水文状态下异常高湖面现象在青藏高原并不是孤立存在的［6，13，15，19，25，31］.这意味着，湖面变化的驱动因素可能不是单个湖泊流域内的局地因素，而可能是一个在更大范围内普遍存在的影响因素在起作用［1，19，66，73-75］.由此推测，南支槽（India-Burma Trough）的异常振荡及其导致的冬半年降水增加可能是其内在驱动因素，而纳木错流域之外的某处高溢流垭口可能是高湖面形成的外在地貌限制因素. ...
Evaluating the size and extent of paleolakes in central Tibet during the late Pleistocene
2
2017
... 郑绵平等［7］最早提出青藏高原存在“大水湖期”.但他们认为其发育时代为更新世早中期.此后，MIS 5阶段大湖期或古羌塘湖［24，28，54-55］，MIS 3阶段大湖期/泛湖期或冈底斯带古大湖［20，22，27］，以及全新世中早期“泛湖阶段”［15］等假说被相继提出.也有学者持相反意见，Shi等［52］认为在MIS 5阶段并不存在有如此大规模的古大湖.纳木错（湖面海拔4 722 m）在高湖面期溢流状态下，可通过河谷通道与仁错（湖面海拔4 648 m）、错鄂（湖面海拔4 562.8 m）、色林错（湖面海拔4 542.5 m，西藏第一大湖）相连通.但是，青藏高原内流区是否存在纳木错—色林错等相互连通的古大湖？古大湖形成于何时？古大湖时期是内流区，还是外流区？若是外流区，溢流垭口位于何处？目前，由于直接证据的匮乏和可靠年代约束的缺失，从而导致对这些问题仍然没有确切和统一的认知. ...
... 综上所述，纳木错在开放状态下异常高湖面的发育时代、湖面变化历史、古水化学演变过程、湖面变化的内在和外在驱动机制、湖岸地貌与湖芯沉积记录对比［38，58-59］，相邻流域湖面变化规律和溢流垭口（河道）特征［18，25，31，36，41，52-53，60-62］，以及与其他湖泊之间的水文联系等一系列科学问题仍不清楚或存在很大争议. ...
Rapid and punctuated late Holocene recession of Siling Co， central Tibet
1
2017
... 综上所述，纳木错在开放状态下异常高湖面的发育时代、湖面变化历史、古水化学演变过程、湖面变化的内在和外在驱动机制、湖岸地貌与湖芯沉积记录对比［38，58-59］，相邻流域湖面变化规律和溢流垭口（河道）特征［18，25，31，36，41，52-53，60-62］，以及与其他湖泊之间的水文联系等一系列科学问题仍不清楚或存在很大争议. ...
Late-Quaternary history of ‘great lakes’ on the Tibetan Plateau and palaeoclimatic implications： a review
2
2019
... 郑绵平等［7］最早提出青藏高原存在“大水湖期”.但他们认为其发育时代为更新世早中期.此后，MIS 5阶段大湖期或古羌塘湖［24，28，54-55］，MIS 3阶段大湖期/泛湖期或冈底斯带古大湖［20，22，27］，以及全新世中早期“泛湖阶段”［15］等假说被相继提出.也有学者持相反意见，Shi等［52］认为在MIS 5阶段并不存在有如此大规模的古大湖.纳木错（湖面海拔4 722 m）在高湖面期溢流状态下，可通过河谷通道与仁错（湖面海拔4 648 m）、错鄂（湖面海拔4 562.8 m）、色林错（湖面海拔4 542.5 m，西藏第一大湖）相连通.但是，青藏高原内流区是否存在纳木错—色林错等相互连通的古大湖？古大湖形成于何时？古大湖时期是内流区，还是外流区？若是外流区，溢流垭口位于何处？目前，由于直接证据的匮乏和可靠年代约束的缺失，从而导致对这些问题仍然没有确切和统一的认知. ...
... 对纳木错异常高湖面的特征、时代、期次和成因问题的认知，不仅对青藏高原湖泊和水系演化历史［9，11-12，19，24，28-31］、气候变化及机制［16，19，33-34，44，46，62］、降水/蒸发变化［38，59］、水循环与水资源［14，43］、盐湖资源成矿过程［7，13，17］的研究有着重要的科学和实践意义，还可为深入理解全球变化背景下青藏高原的湖泊生态环境和湖面变化的趋势提供科学依据［50，54］. ...
Cosmogenic 10Be and 26Al exposure dating of Nam Co lake terraces since MIS 5， southern Tibetan Plateau
12
2020
... 虽然目前纳木错是一个封闭湖泊（现代湖面海拔4 722 m），但纳木错流域与其西面相邻的仁错（湖面海拔4 648 m）流域之间，仅由一个海拔约4 749 m低矮的分水岭（threshold level）所分割［图1（a）］［51］.也就是说，纳木错现代湖面上涨27 m，就会出现溢流，从而由封闭湖泊转变为溢流湖泊（outlet lake）.综合前人和笔者已有的工作，可以发现，在纳木错的基岩岸坡，最高浪蚀基岩湖岸阶地［24，51，55］、冰碛物侵蚀陡坎及基岩侵蚀悬崖线（cliff line）［21，23，35］的高度与纳木错—仁错分水垭口的高度齐平，即均高于现代湖面29 m左右.因此，笔者推测，溢流垭口的地貌临界点效应（topographic threshold effect）可能控制着侵蚀地貌单元的形成及其分布高度以及长期的湖岸地貌演变.基于10Be和26Al暴露年代，Zhou等［55］限定了纳木错基岩侵蚀阶地（T7~T4，高于现代湖面29~18 m）的形成时代为81.5—15.2 ka.这似乎意味着长期以来纳木错溢流垭口的海拔变化不大. ...
... ［55］限定了纳木错基岩侵蚀阶地（T7~T4，高于现代湖面29~18 m）的形成时代为81.5—15.2 ka.这似乎意味着长期以来纳木错溢流垭口的海拔变化不大. ...
... 基于地层对比或U系法测年、14C测年和OSL定年，许多学者提出或限定了纳木错不同高度高湖面沉积物的年代［10，15-16，24，26，28-30］.最有代表性的认识是赵希涛等［24］、朱大岗等［28］提出的纳木错不同高度古湖相沉积物形成于不同时期（MIS 5、MIS 3或全新世），并以不同时期的沉积阶地为特征；由高至低，湖相沉积阶地的年代为晚更新世至晚全新世［24，28-30］.他们认为纳木错最高湖面应该发生在MIS 5期间［24，28］.利用宇宙成因核素10Be和26Al定年方法，Kong等［40］限定了纳木错高湖面形成于53—36 ka.基于同样的年代学方法，Zhou等［55］限定了纳木错北岸四个基岩侵蚀阶地（T7、T6、T5和T4）的年代，分别在（81.5±9.0） ka、（33.6±1.9） ka、（19.9±1.9） ka和（15.2±0.4） ka.近期，基于纳木错古湖岸沉积物的OSL定年，Huang等［26］提出最高湖面高于现今湖面约26 m，发育年代为25 ka.由此可以看出，纳木错不同高度古湖相沉积物的年代尚存在很大的不确定性（表1），尤其是不同高度古湖相沉积的形成时代及其与湖面变化过程之间的联系还未厘清. ...
... Dating results of high-level lake sediments， erosion terraces and shoreline deposits from Lake Nam Co
Table 1| 图1（a）中区域 | 剖面地点与采样部位 | 采样点 | 测年方法 | 年龄 | 文献来源 |
|---|
| 拔湖高度/m | 海拔/m |
|---|
| ① | 期波拉16.8 m湖岸堤上部 | 16.5 | 4 734.5 | U系测年法 | 29.3±2.7 ka | ［24］ |
| ② | 干玛弄拔湖115.9 m剖面上部 | 115.8 | 4 833.8 | U系测年法 | 86.5±5.9 ka | ［29］ |
| ② | 干玛弄拔湖119.9 m剖面上部 | 119.8 | 4 837.8 | U系测年法 | 101.7±9.7 ka | ［29］ |
| ② | 干玛弄拔湖119.9 m剖面上部 | 32.0 | 4 750.0 | 14C测年法 | 1 580±36 a BP | ［37］ |
| ② | 干玛弄拔湖139.2 m剖面上部 | 139.0 | 4 857.0 | U系测年法 | 115.9±12.1 ka | ［29］ |
| ② | 干玛弄拔湖21 m剖面E中部 | 21.0 | 4 743.0 | 14C测年法 | 2 000±30 a BP | 本文 |
| ② | 干玛弄古湖岸堤S2拔湖22 m剖面中部 | 22.0 | 4 751.0 | OSL定年法 | 2.5±0.1 ka | ［26］ |
| ② | 干玛弄古湖岸堤S5拔湖11 m剖面中部 | 11.0 | 4 740.0 | OSL定年法 | 0.7±0.1 ka | ［26］ |
| ② | 干玛弄西南T4中部 | 22.9 | 4 740.9 | U系测年法 | 36.1±2.2 ka | ［29］ |
| ② | 干玛弄西南T5上部 | 26.3 | 4 744.3 | U系测年法 | 39.5±3.0 ka | ［24］ |
| ③ | 纳木错东北岸托仁洛布日剖面底部 | 2.0 | 4 720.0 | OSL定年法 | 2.2±0.31 ka | ［50］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T4 | 15.0 | 4 740.0 | 宇宙成因核素定年法 | 15.2±0.4 ka | ［55］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T5 | 18.0 | 4 743.0 | 宇宙成因核素定年法 | 19.9±1.9 ka | ［55］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T6 | 22.0 | 4 747.0 | 宇宙成因核素定年法 | 33.6±1.9 ka | ［55］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T7 | 26.0 | 4 751.0 | 宇宙成因核素定年法 | 81.5±9.0 ka | ［55］ |
| ⑤ | 古湖岸堤S1拔湖26 m剖面下部 | 26.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 25.4±1.2 ka | ［26］ |
| ⑤ | 古湖岸堤S1拔湖26 m剖面中部 | 26.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 25.1±1.2 ka | ［26］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面顶部 | 29.0 | 4 751.0 | OSL定年法 | 16.2±1.1 ka | ［35］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面上部 | 28.0 | 4 750.0 | 14C测年法 | 5 195±150 a BP | ［39］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面中部 | 22.0 | 4 744.0 | 14C测年法 | 6 590±155 a BP | ［39］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T1中部 | 1.2 | 4 719.2 | U系测年法 | 11.2±2.0 ka | ［29］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T2底部 | 8.0 | 4 726.0 | U系测年法 | 28.2±2.8 ka | ［24，30］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T3中部 | 16.1 | 4 734.1 | U系测年法 | 32.3±4.4 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日拔湖37 m剖面底部 | 37.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 4.2±0.2 ka | ［37］ |
| ⑧ | 塔吉古日拔湖37 m剖面中部 | 37.0 | 4 755.0 | 14C测年法 | 2 370±35 a BP | ［37］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡T5下部 | 27.0 | 4 745.0 | U系测年法 | 41.2±4.7 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡T6中部 | 42.1 | 4 760.1 | U系测年法 | 53.7±5.2 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖128.1 m剖面下部 | 128.0 | 4 846.0 | U系测年法 | 96.1±10.5 ka | ［29］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖47.5 m剖面下部 | 46.8 | 4 764.8 | U系测年法 | 71.8±8.5 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖68.9 m剖面下部 | 68.4 | 4 786.4 | U系测年法 | 90.7±9.9 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖88.8 m剖面下部 | 88.3 | 4 806.3 | U系测年法 | 78.5±4.2 ka | ［24，30］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 20.0 | 4 738.0 | 宇宙成因核素定年法 | 56.8±4.0 ka | ［40］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 1.0 | 4 719.0 | 宇宙成因核素定年法 | 17.5±1.2 ka | ［40］ |
| ⑩ | 多青岛西北岸东溶洞底砂砾岩上部 | 20.5 | 4 738.5 | U系测年法 | 18.7±3.8 ka | ［24］ |
| ⑩ | 多穷岛西南岸湖蚀台地基岩石缝中 | 15.4 | 4 733.4 | U系测年法 | 26.7±2.8 ka | ［24］ |
1.5 纳木错湖面变化过程及其特征是什么？Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
... ［
55］
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T6 | 22.0 | 4 747.0 | 宇宙成因核素定年法 | 33.6±1.9 ka | ［55］ |
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T7 | 26.0 | 4 751.0 | 宇宙成因核素定年法 | 81.5±9.0 ka | ［55］ |
| ⑤ | 古湖岸堤S1拔湖26 m剖面下部 | 26.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 25.4±1.2 ka | ［26］ |
| ⑤ | 古湖岸堤S1拔湖26 m剖面中部 | 26.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 25.1±1.2 ka | ［26］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面顶部 | 29.0 | 4 751.0 | OSL定年法 | 16.2±1.1 ka | ［35］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面上部 | 28.0 | 4 750.0 | 14C测年法 | 5 195±150 a BP | ［39］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面中部 | 22.0 | 4 744.0 | 14C测年法 | 6 590±155 a BP | ［39］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T1中部 | 1.2 | 4 719.2 | U系测年法 | 11.2±2.0 ka | ［29］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T2底部 | 8.0 | 4 726.0 | U系测年法 | 28.2±2.8 ka | ［24，30］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T3中部 | 16.1 | 4 734.1 | U系测年法 | 32.3±4.4 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日拔湖37 m剖面底部 | 37.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 4.2±0.2 ka | ［37］ |
| ⑧ | 塔吉古日拔湖37 m剖面中部 | 37.0 | 4 755.0 | 14C测年法 | 2 370±35 a BP | ［37］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡T5下部 | 27.0 | 4 745.0 | U系测年法 | 41.2±4.7 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡T6中部 | 42.1 | 4 760.1 | U系测年法 | 53.7±5.2 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖128.1 m剖面下部 | 128.0 | 4 846.0 | U系测年法 | 96.1±10.5 ka | ［29］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖47.5 m剖面下部 | 46.8 | 4 764.8 | U系测年法 | 71.8±8.5 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖68.9 m剖面下部 | 68.4 | 4 786.4 | U系测年法 | 90.7±9.9 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖88.8 m剖面下部 | 88.3 | 4 806.3 | U系测年法 | 78.5±4.2 ka | ［24，30］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 20.0 | 4 738.0 | 宇宙成因核素定年法 | 56.8±4.0 ka | ［40］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 1.0 | 4 719.0 | 宇宙成因核素定年法 | 17.5±1.2 ka | ［40］ |
| ⑩ | 多青岛西北岸东溶洞底砂砾岩上部 | 20.5 | 4 738.5 | U系测年法 | 18.7±3.8 ka | ［24］ |
| ⑩ | 多穷岛西南岸湖蚀台地基岩石缝中 | 15.4 | 4 733.4 | U系测年法 | 26.7±2.8 ka | ［24］ |
1.5 纳木错湖面变化过程及其特征是什么？Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
... ［
55］
| ④ | 纳木错北岸基岩侵蚀阶地T7 | 26.0 | 4 751.0 | 宇宙成因核素定年法 | 81.5±9.0 ka | ［55］ |
| ⑤ | 古湖岸堤S1拔湖26 m剖面下部 | 26.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 25.4±1.2 ka | ［26］ |
| ⑤ | 古湖岸堤S1拔湖26 m剖面中部 | 26.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 25.1±1.2 ka | ［26］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面顶部 | 29.0 | 4 751.0 | OSL定年法 | 16.2±1.1 ka | ［35］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面上部 | 28.0 | 4 750.0 | 14C测年法 | 5 195±150 a BP | ［39］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面中部 | 22.0 | 4 744.0 | 14C测年法 | 6 590±155 a BP | ［39］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T1中部 | 1.2 | 4 719.2 | U系测年法 | 11.2±2.0 ka | ［29］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T2底部 | 8.0 | 4 726.0 | U系测年法 | 28.2±2.8 ka | ［24，30］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T3中部 | 16.1 | 4 734.1 | U系测年法 | 32.3±4.4 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日拔湖37 m剖面底部 | 37.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 4.2±0.2 ka | ［37］ |
| ⑧ | 塔吉古日拔湖37 m剖面中部 | 37.0 | 4 755.0 | 14C测年法 | 2 370±35 a BP | ［37］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡T5下部 | 27.0 | 4 745.0 | U系测年法 | 41.2±4.7 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡T6中部 | 42.1 | 4 760.1 | U系测年法 | 53.7±5.2 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖128.1 m剖面下部 | 128.0 | 4 846.0 | U系测年法 | 96.1±10.5 ka | ［29］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖47.5 m剖面下部 | 46.8 | 4 764.8 | U系测年法 | 71.8±8.5 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖68.9 m剖面下部 | 68.4 | 4 786.4 | U系测年法 | 90.7±9.9 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖88.8 m剖面下部 | 88.3 | 4 806.3 | U系测年法 | 78.5±4.2 ka | ［24，30］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 20.0 | 4 738.0 | 宇宙成因核素定年法 | 56.8±4.0 ka | ［40］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 1.0 | 4 719.0 | 宇宙成因核素定年法 | 17.5±1.2 ka | ［40］ |
| ⑩ | 多青岛西北岸东溶洞底砂砾岩上部 | 20.5 | 4 738.5 | U系测年法 | 18.7±3.8 ka | ［24］ |
| ⑩ | 多穷岛西南岸湖蚀台地基岩石缝中 | 15.4 | 4 733.4 | U系测年法 | 26.7±2.8 ka | ［24］ |
1.5 纳木错湖面变化过程及其特征是什么？Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
... ［
55］
| ⑤ | 古湖岸堤S1拔湖26 m剖面下部 | 26.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 25.4±1.2 ka | ［26］ |
| ⑤ | 古湖岸堤S1拔湖26 m剖面中部 | 26.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 25.1±1.2 ka | ［26］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面顶部 | 29.0 | 4 751.0 | OSL定年法 | 16.2±1.1 ka | ［35］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面上部 | 28.0 | 4 750.0 | 14C测年法 | 5 195±150 a BP | ［39］ |
| ⑥ | 纳木错西北角岗牙桑曲入湖处剖面中部 | 22.0 | 4 744.0 | 14C测年法 | 6 590±155 a BP | ［39］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T1中部 | 1.2 | 4 719.2 | U系测年法 | 11.2±2.0 ka | ［29］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T2底部 | 8.0 | 4 726.0 | U系测年法 | 28.2±2.8 ka | ［24，30］ |
| ⑦ | 扎弄淌东岸T3中部 | 16.1 | 4 734.1 | U系测年法 | 32.3±4.4 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日拔湖37 m剖面底部 | 37.0 | 4 755.0 | OSL定年法 | 4.2±0.2 ka | ［37］ |
| ⑧ | 塔吉古日拔湖37 m剖面中部 | 37.0 | 4 755.0 | 14C测年法 | 2 370±35 a BP | ［37］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡T5下部 | 27.0 | 4 745.0 | U系测年法 | 41.2±4.7 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡T6中部 | 42.1 | 4 760.1 | U系测年法 | 53.7±5.2 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖128.1 m剖面下部 | 128.0 | 4 846.0 | U系测年法 | 96.1±10.5 ka | ［29］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖47.5 m剖面下部 | 46.8 | 4 764.8 | U系测年法 | 71.8±8.5 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖68.9 m剖面下部 | 68.4 | 4 786.4 | U系测年法 | 90.7±9.9 ka | ［24，30］ |
| ⑧ | 塔吉古日西南坡拔湖88.8 m剖面下部 | 88.3 | 4 806.3 | U系测年法 | 78.5±4.2 ka | ［24，30］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 20.0 | 4 738.0 | 宇宙成因核素定年法 | 56.8±4.0 ka | ［40］ |
| ⑨ | 纳木错南岸巴日尼尔地区基岩 | 1.0 | 4 719.0 | 宇宙成因核素定年法 | 17.5±1.2 ka | ［40］ |
| ⑩ | 多青岛西北岸东溶洞底砂砾岩上部 | 20.5 | 4 738.5 | U系测年法 | 18.7±3.8 ka | ［24］ |
| ⑩ | 多穷岛西南岸湖蚀台地基岩石缝中 | 15.4 | 4 733.4 | U系测年法 | 26.7±2.8 ka | ［24］ |
1.5 纳木错湖面变化过程及其特征是什么？Trotter［2］记录了Singh在1874年发现纳格曲（现称雄曲）由纳木错西北角流出［图1（a）］.但是，徐近之先生1935年野外调查时，并未发现纳木错外流［4-5］.此外，徐近之［5］指出“天湖地文之转变，曾经两度高涨，今之湖面为最低”.之后，研究者提出，纳木错在MIS 5阶段［13，24，28］、MIS 3阶段［23，38］或末次冰消期［16，35，39］高湖面之后，湖面总体呈波动下降.Huang等［26］认为，25—2 ka期间纳木错保持一个相对较高的湖面状态（高于现代湖面22~26 m），但在2 ka左右湖面急剧下降.总之，前人的工作主要关注湖泊的收缩过程，而湖面上升过程和特征时段湖面的变化速率仍是未知的. ...
... 韩同林［15］指出，全新世早、中期气温上升、冰雪融水和降水的增加导致高原出现“泛湖阶段”.陈志明［16］、朱大岗等［28］提出，亚洲夏季风的变化控制了纳木错湖面的波动.Chen等［50］、Zhou等［55］则认为，不同时期印度夏季风的增强是湖泊扩张的主要驱动因素.另外，Zhu等［58］发现约20 ka cal BP西风带南移增强，导致纳木错的水位上升.由此可以看出，纳木错湖面变化的内在和外在控制因素、湖面变化如何响应和记录气候波动，以及是否存在外溢河道短暂的堰塞事件、流域之外是否存在地貌临界点等科学问题尚不清楚. ...
... 郑绵平等［7］最早提出青藏高原存在“大水湖期”.但他们认为其发育时代为更新世早中期.此后，MIS 5阶段大湖期或古羌塘湖［24，28，54-55］，MIS 3阶段大湖期/泛湖期或冈底斯带古大湖［20，22，27］，以及全新世中早期“泛湖阶段”［15］等假说被相继提出.也有学者持相反意见，Shi等［52］认为在MIS 5阶段并不存在有如此大规模的古大湖.纳木错（湖面海拔4 722 m）在高湖面期溢流状态下，可通过河谷通道与仁错（湖面海拔4 648 m）、错鄂（湖面海拔4 562.8 m）、色林错（湖面海拔4 542.5 m，西藏第一大湖）相连通.但是，青藏高原内流区是否存在纳木错—色林错等相互连通的古大湖？古大湖形成于何时？古大湖时期是内流区，还是外流区？若是外流区，溢流垭口位于何处？目前，由于直接证据的匮乏和可靠年代约束的缺失，从而导致对这些问题仍然没有确切和统一的认知. ...
... 在纳木错北岸的干玛弄和西岸的塔吉古日两个区域，高湖面沉积物保存较为完整［图1（a）中②⑧］.可采用高精度差分GPS对该区域高湖面沉积物的分布高程进行测量［图1（d）］.对区域内高湖面沉积物的地貌分布格局进行初步限定.调查不同坡度、各个地貌单元、不同海拔高湖面沉积物的厚度和分布特征.阐明高湖面沉积物的保存、分布及沉积物特征与基岩湖岸的地形、地貌和沉积物供给的关系.利用高湖面沉积物分布等实证，厘定最高湖面的海拔及其空间关系.基于阶地状沉积地貌空间分布的对比分析，结合阶地下伏基底地层、阶地后缘断面与基底地形的关系，识别阶地状地貌的成因，限定不同高度湖泊沉积物之间的成因关系［图1（d）］［19，36，55，66-68］. ...
... 限定不同高度古高湖面沉积的开始和结束时间是重建湖面变化过程的关键.利用宇宙成因核素10Be和26Al可以限定湖岸基岩侵蚀阶地的暴露年代［40，55］.但该方法仅适用于湖岸基岩侵蚀阶地，其适用性存在一定的局限.同时，此年代学方法亦无法完整约束湖面波动过程的年代序列.在前期调查中，前人［24，28，40］及笔者研究团队均发现在纳木错古湖盆的连续沉积等剖面中发现多层草层，从而为采用AMS 14C建立年代序列奠定了基础［图1（f）］.此外，古高湖面沉积物中，常见萝卜螺壳体化石（或壳体碎片）.笔者对纳木错现代活体萝卜螺壳体AMS 14C定年结果指示，其年龄为558—507 cal a BP，碳库效应在可接受范围内.因此，在将来的研究中，可以采用萝卜螺无机碳AMS 14C定年.结合萝卜螺等碳酸盐壳体U-Th测年、沉积物光释光（OSL）定年方法，确定纳木错高湖面沉积物的发育年代.尤其是，限定不同海拔高湖面沉积的开始和结束时间.建立特定高度沉积物精确年代框架，开展年代地层的空间对比分析. ...
... 气候变化、溢流基准调整、地壳运动、载荷回弹、河流改道（袭夺）、植被变化、土地利用变化和人类活动都会引起湖面波动［1，19，32，41，57，62，66，70，72-73］.前人及笔者初步的调查结果表明，纳木错湖岸基岩侵蚀地貌的最高海拔几乎是齐平的，并可能受控于溢流垭口基准［21，23，35，51，55］.这意味着长期以来纳木错流域内溢流基准的高度可能变化不大.同时，也反映出纳木错新构造运动造成的差异性抬升量可能很小［41，45］.此外，湖水损失可引起载荷回弹，但形变主要发生在湖泊的中心部分，湖岸回弹一般不显著［32］.纳木错处于高寒环境和半干旱地区，盆地周缘仅有季节性的小河分布，因此全新世期间发生河流袭夺的可能性很低，在高寒环境下植被变化和土地利用变化对湖面变化的影响甚微.尤为重要的是，依据前人和笔者已有的调查结果，上述纳木错开放水文状态下异常高湖面现象在青藏高原并不是孤立存在的［6，13，15，19，25，31］.这意味着，湖面变化的驱动因素可能不是单个湖泊流域内的局地因素，而可能是一个在更大范围内普遍存在的影响因素在起作用［1，19，66，73-75］.由此推测，南支槽（India-Burma Trough）的异常振荡及其导致的冬半年降水增加可能是其内在驱动因素，而纳木错流域之外的某处高溢流垭口可能是高湖面形成的外在地貌限制因素. ...
Geochemistry of modern shells of the gastropod Radix in the Tibetan Plateau and its implications for palaeoenvironmental reconstruction
4
2021
... 有关青藏高原湖面变化的记录，最早见于19世纪末和20世纪初西方探险者的著述中［2-3］.譬如，色林错最老的湖岸线高于当时湖面约50 m［3-4］.中国学者对青藏高原的考察始于地貌学家徐近之先生1935年对纳木错湖岸线的考察和湖面变化的讨论［5］.其后，历经20世纪50年代初西藏工作队［6］、70年代的第一次青藏科考等研究阶段［7-17］.之后，学者们开始关注湖岸地貌、湖岸残存的高湖面沉积物，并开始了有关湖面变化历史的开创性研究工作［18-56］. ...
... 针对上述问题，未来工作应以纳木错湖岸地貌、高湖面沉积物及古生物学证据为主要研究对象，基于野外GPS测量、沉积物年代学、沉积物物理和地球化学参数［62-63］、稳定同位素指标［64-65］、萝卜螺化石壳体地球化学等方法［56，63］，厘清不同高度高湖面沉积物之间的成因联系，限定高湖面沉积物的形成时代，建立纳木错湖面变化历史，揭示纳木错湖水水化学演化过程，进而阐明纳木错湖面变化的内在和外在控制机制.最后，探讨青藏高原大湖期存在的可能性及其可能的时代和特征. ...
... 纳木错湖岸的高湖面沉积物中保存了萝卜螺（Radix sp.）、旋螺（Gyraulus sp.）等生物化石壳体［50-51，56，69］.在未来工作中，应进一步开展萝卜螺等现代过程的监测研究，了解萝卜螺等的生境，定量建立现代萝卜螺壳体与其宿生水体水化学特征之间的关系（如δ18O）.依此为基础，分析湖侵-湖退沉积物中萝卜螺壳体化石碳、氧同位素等指标（δ13Cshell、δ18Oshell、Sr/Cashell等），定量重建不同湖面高度下，古湖水水化学特征指标（δ18Opalaeo-water、Sr/Capalaeo-water和Sr/Capalaeo-water等）［56，68］.探讨湖面变化与古水化学特征的关系.结合年代学研究结果，重建古水化学和古水文状态的演化过程［70-71］. ...
... ［56，68］.探讨湖面变化与古水化学特征的关系.结合年代学研究结果，重建古水化学和古水文状态的演化过程［70-71］. ...
3
2003
... 封闭湖泊的湖面变化取决于流域降水、径流和蒸发量的平衡关系，这类湖泊的水位可以在很大范围内波动.而对于开放或溢流湖泊（open or outlet lakes），气候驱动的湖泊水位变化仅限于降水/蒸发（P/E）的变小，而入湖流量的增加（P/E增加）是通过更大的流出量来补偿的［1，57］.也就是说，开放湖泊最高湖面高度取决于流域周缘最低溢流垭口的高度（topographic threshold effect），类似于木桶效应（cask effect）.因此，通常情形下，开放湖泊的水位变化相对较小［1，57］.然而，纳木错最高古湖相沉积物的分布海拔，竟然高于其现代最低溢流垭口约123 m.由此推断，气候、水文、外溢河道或地貌（溢流垭口）等因素发生剧烈变化，以至于无法基于目前的湖泊状态来解释［1］.但是，这一异常现象出现的具体原因目前还不清楚. ...
... ，57］.然而，纳木错最高古湖相沉积物的分布海拔，竟然高于其现代最低溢流垭口约123 m.由此推断，气候、水文、外溢河道或地貌（溢流垭口）等因素发生剧烈变化，以至于无法基于目前的湖泊状态来解释［1］.但是，这一异常现象出现的具体原因目前还不清楚. ...
... 气候变化、溢流基准调整、地壳运动、载荷回弹、河流改道（袭夺）、植被变化、土地利用变化和人类活动都会引起湖面波动［1，19，32，41，57，62，66，70，72-73］.前人及笔者初步的调查结果表明，纳木错湖岸基岩侵蚀地貌的最高海拔几乎是齐平的，并可能受控于溢流垭口基准［21，23，35，51，55］.这意味着长期以来纳木错流域内溢流基准的高度可能变化不大.同时，也反映出纳木错新构造运动造成的差异性抬升量可能很小［41，45］.此外，湖水损失可引起载荷回弹，但形变主要发生在湖泊的中心部分，湖岸回弹一般不显著［32］.纳木错处于高寒环境和半干旱地区，盆地周缘仅有季节性的小河分布，因此全新世期间发生河流袭夺的可能性很低，在高寒环境下植被变化和土地利用变化对湖面变化的影响甚微.尤为重要的是，依据前人和笔者已有的调查结果，上述纳木错开放水文状态下异常高湖面现象在青藏高原并不是孤立存在的［6，13，15，19，25，31］.这意味着，湖面变化的驱动因素可能不是单个湖泊流域内的局地因素，而可能是一个在更大范围内普遍存在的影响因素在起作用［1，19，66，73-75］.由此推测，南支槽（India-Burma Trough）的异常振荡及其导致的冬半年降水增加可能是其内在驱动因素，而纳木错流域之外的某处高溢流垭口可能是高湖面形成的外在地貌限制因素. ...
Climate change on the Tibetan Plateau in response to shifting atmospheric circulation since the LGM
3
2015
... 韩同林［15］指出，全新世早、中期气温上升、冰雪融水和降水的增加导致高原出现“泛湖阶段”.陈志明［16］、朱大岗等［28］提出，亚洲夏季风的变化控制了纳木错湖面的波动.Chen等［50］、Zhou等［55］则认为，不同时期印度夏季风的增强是湖泊扩张的主要驱动因素.另外，Zhu等［58］发现约20 ka cal BP西风带南移增强，导致纳木错的水位上升.由此可以看出，纳木错湖面变化的内在和外在控制因素、湖面变化如何响应和记录气候波动，以及是否存在外溢河道短暂的堰塞事件、流域之外是否存在地貌临界点等科学问题尚不清楚. ...
... 综上所述，纳木错在开放状态下异常高湖面的发育时代、湖面变化历史、古水化学演变过程、湖面变化的内在和外在驱动机制、湖岸地貌与湖芯沉积记录对比［38，58-59］，相邻流域湖面变化规律和溢流垭口（河道）特征［18，25，31，36，41，52-53，60-62］，以及与其他湖泊之间的水文联系等一系列科学问题仍不清楚或存在很大争议. ...
... 在今后的工作中，应开展基于湖岸地貌和高湖面沉积物的湖面变化过程重建结果与纳木错湖芯湖面变化重建结果的对比研究.探讨高湖面沉积物实证重建结果与基于湖芯替代性指标重建结果之间的相似性和差异性.明确各类代用指标的湖面变化指示意义及可能存在的不确定性［38，58-59］.进而，对纳木错及可能与其存在水文联系湖泊的水位变化规律、幅度和时间进行整合分析，识别可能存在的同步性和差异性.阐明湖泊水位可能存在的广泛同步变化及其气候或地貌意义.深入了解湖面变化和极端水文事件的驱动机制.同时，在纳木错最高湖面海拔高度限定基础上，基于DEM和GIS，了解纳木错与相邻流域的水文联系，研判纳木错流域之外的高溢流垭口或河道堰塞坝这一外在地貌限制因素.预测可能的古大湖范围，古大湖的溢流点位置，并探讨古大湖的解体过程和古水系的演化. ...
Hydrological variations on the central Tibetan Plateau since the Last Glacial Maximum and their teleconnection to inter-regional and hemispheric climate variations
3
2015
... 综上所述，纳木错在开放状态下异常高湖面的发育时代、湖面变化历史、古水化学演变过程、湖面变化的内在和外在驱动机制、湖岸地貌与湖芯沉积记录对比［38，58-59］，相邻流域湖面变化规律和溢流垭口（河道）特征［18，25，31，36，41，52-53，60-62］，以及与其他湖泊之间的水文联系等一系列科学问题仍不清楚或存在很大争议. ...
... 在今后的工作中，应开展基于湖岸地貌和高湖面沉积物的湖面变化过程重建结果与纳木错湖芯湖面变化重建结果的对比研究.探讨高湖面沉积物实证重建结果与基于湖芯替代性指标重建结果之间的相似性和差异性.明确各类代用指标的湖面变化指示意义及可能存在的不确定性［38，58-59］.进而，对纳木错及可能与其存在水文联系湖泊的水位变化规律、幅度和时间进行整合分析，识别可能存在的同步性和差异性.阐明湖泊水位可能存在的广泛同步变化及其气候或地貌意义.深入了解湖面变化和极端水文事件的驱动机制.同时，在纳木错最高湖面海拔高度限定基础上，基于DEM和GIS，了解纳木错与相邻流域的水文联系，研判纳木错流域之外的高溢流垭口或河道堰塞坝这一外在地貌限制因素.预测可能的古大湖范围，古大湖的溢流点位置，并探讨古大湖的解体过程和古水系的演化. ...
... 对纳木错异常高湖面的特征、时代、期次和成因问题的认知，不仅对青藏高原湖泊和水系演化历史［9，11-12，19，24，28-31］、气候变化及机制［16，19，33-34，44，46，62］、降水/蒸发变化［38，59］、水循环与水资源［14，43］、盐湖资源成矿过程［7，13，17］的研究有着重要的科学和实践意义，还可为深入理解全球变化背景下青藏高原的湖泊生态环境和湖面变化的趋势提供科学依据［50，54］. ...
Fluctuations of lakes and their environments since Last Glaciation in Amdo area， Tibet
1
1994
... 综上所述，纳木错在开放状态下异常高湖面的发育时代、湖面变化历史、古水化学演变过程、湖面变化的内在和外在驱动机制、湖岸地貌与湖芯沉积记录对比［38，58-59］，相邻流域湖面变化规律和溢流垭口（河道）特征［18，25，31，36，41，52-53，60-62］，以及与其他湖泊之间的水文联系等一系列科学问题仍不清楚或存在很大争议. ...
西藏安多的湖泊变化与环境
1
1994
... 综上所述，纳木错在开放状态下异常高湖面的发育时代、湖面变化历史、古水化学演变过程、湖面变化的内在和外在驱动机制、湖岸地貌与湖芯沉积记录对比［38，58-59］，相邻流域湖面变化规律和溢流垭口（河道）特征［18，25，31，36，41，52-53，60-62］，以及与其他湖泊之间的水文联系等一系列科学问题仍不清楚或存在很大争议. ...
A preliminary study of the Holocene lake level changes and their causes derived from the sediment record of Zigetang Lake， Tibetan Plateau
0
2009
青藏高原兹格塘错沉积记录的全新世水位变化事件及其原因初步研究
0
2009
A 13，000-year climate record from western Tibet
5
1991
... 综上所述，纳木错在开放状态下异常高湖面的发育时代、湖面变化历史、古水化学演变过程、湖面变化的内在和外在驱动机制、湖岸地貌与湖芯沉积记录对比［38，58-59］，相邻流域湖面变化规律和溢流垭口（河道）特征［18，25，31，36，41，52-53，60-62］，以及与其他湖泊之间的水文联系等一系列科学问题仍不清楚或存在很大争议. ...
... 针对上述问题，未来工作应以纳木错湖岸地貌、高湖面沉积物及古生物学证据为主要研究对象，基于野外GPS测量、沉积物年代学、沉积物物理和地球化学参数［62-63］、稳定同位素指标［64-65］、萝卜螺化石壳体地球化学等方法［56，63］，厘清不同高度高湖面沉积物之间的成因联系，限定高湖面沉积物的形成时代，建立纳木错湖面变化历史，揭示纳木错湖水水化学演化过程，进而阐明纳木错湖面变化的内在和外在控制机制.最后，探讨青藏高原大湖期存在的可能性及其可能的时代和特征. ...
... 基于纳木错湖岸高湖面残留沉积物特征参数，建立不同海拔沉积序列.以高湖面沉积物中细粒自生碳酸盐碳、氧同位素演化规律及其之间的协变关系为基础，分析湖侵-湖退过程中不同湖面高度下，纳木错古水化学和古水文状态的演化过程［62-63］.利用沉积物特征及同位素指标在垂直剖面上的变化规律，厘定湖相沉积及下伏非湖相地层（主要是风化壳及坡积物）的接触关系，识别沉积旋回，划分湖侵-湖退层序［图1（c）， （e）］.由盆地内部向盆地边缘的斜坡带方向，利用沉积物特征及同位素指标在纵断面上的变化规律，建立退积（retrogradation）、进积（progradation）沉积过程.完善残留高湖面沉积物的层序地层划分和对比.分析沉积物的超覆（onlap）和退覆（offlap）与沉积物供给速率变化、基准面变化和气候变化之间可能存在的联系. ...
... 气候变化、溢流基准调整、地壳运动、载荷回弹、河流改道（袭夺）、植被变化、土地利用变化和人类活动都会引起湖面波动［1，19，32，41，57，62，66，70，72-73］.前人及笔者初步的调查结果表明，纳木错湖岸基岩侵蚀地貌的最高海拔几乎是齐平的，并可能受控于溢流垭口基准［21，23，35，51，55］.这意味着长期以来纳木错流域内溢流基准的高度可能变化不大.同时，也反映出纳木错新构造运动造成的差异性抬升量可能很小［41，45］.此外，湖水损失可引起载荷回弹，但形变主要发生在湖泊的中心部分，湖岸回弹一般不显著［32］.纳木错处于高寒环境和半干旱地区，盆地周缘仅有季节性的小河分布，因此全新世期间发生河流袭夺的可能性很低，在高寒环境下植被变化和土地利用变化对湖面变化的影响甚微.尤为重要的是，依据前人和笔者已有的调查结果，上述纳木错开放水文状态下异常高湖面现象在青藏高原并不是孤立存在的［6，13，15，19，25，31］.这意味着，湖面变化的驱动因素可能不是单个湖泊流域内的局地因素，而可能是一个在更大范围内普遍存在的影响因素在起作用［1，19，66，73-75］.由此推测，南支槽（India-Burma Trough）的异常振荡及其导致的冬半年降水增加可能是其内在驱动因素，而纳木错流域之外的某处高溢流垭口可能是高湖面形成的外在地貌限制因素. ...
... 对纳木错异常高湖面的特征、时代、期次和成因问题的认知，不仅对青藏高原湖泊和水系演化历史［9，11-12，19，24，28-31］、气候变化及机制［16，19，33-34，44，46，62］、降水/蒸发变化［38，59］、水循环与水资源［14，43］、盐湖资源成矿过程［7，13，17］的研究有着重要的科学和实践意义，还可为深入理解全球变化背景下青藏高原的湖泊生态环境和湖面变化的趋势提供科学依据［50，54］. ...
Studies on past lake-level fluctuations
3
1986
... 针对上述问题，未来工作应以纳木错湖岸地貌、高湖面沉积物及古生物学证据为主要研究对象，基于野外GPS测量、沉积物年代学、沉积物物理和地球化学参数［62-63］、稳定同位素指标［64-65］、萝卜螺化石壳体地球化学等方法［56，63］，厘清不同高度高湖面沉积物之间的成因联系，限定高湖面沉积物的形成时代，建立纳木错湖面变化历史，揭示纳木错湖水水化学演化过程，进而阐明纳木错湖面变化的内在和外在控制机制.最后，探讨青藏高原大湖期存在的可能性及其可能的时代和特征. ...
... ，63］，厘清不同高度高湖面沉积物之间的成因联系，限定高湖面沉积物的形成时代，建立纳木错湖面变化历史，揭示纳木错湖水水化学演化过程，进而阐明纳木错湖面变化的内在和外在控制机制.最后，探讨青藏高原大湖期存在的可能性及其可能的时代和特征. ...
... 基于纳木错湖岸高湖面残留沉积物特征参数，建立不同海拔沉积序列.以高湖面沉积物中细粒自生碳酸盐碳、氧同位素演化规律及其之间的协变关系为基础，分析湖侵-湖退过程中不同湖面高度下，纳木错古水化学和古水文状态的演化过程［62-63］.利用沉积物特征及同位素指标在垂直剖面上的变化规律，厘定湖相沉积及下伏非湖相地层（主要是风化壳及坡积物）的接触关系，识别沉积旋回，划分湖侵-湖退层序［图1（c）， （e）］.由盆地内部向盆地边缘的斜坡带方向，利用沉积物特征及同位素指标在纵断面上的变化规律，建立退积（retrogradation）、进积（progradation）沉积过程.完善残留高湖面沉积物的层序地层划分和对比.分析沉积物的超覆（onlap）和退覆（offlap）与沉积物供给速率变化、基准面变化和气候变化之间可能存在的联系. ...
Holocene environmental changes in Lake Bangong basin （Western Tibet）. Part 1： chronology and stable isotopes of carbonates of a Holocene lacustrine core
1
1996
... 针对上述问题，未来工作应以纳木错湖岸地貌、高湖面沉积物及古生物学证据为主要研究对象，基于野外GPS测量、沉积物年代学、沉积物物理和地球化学参数［62-63］、稳定同位素指标［64-65］、萝卜螺化石壳体地球化学等方法［56，63］，厘清不同高度高湖面沉积物之间的成因联系，限定高湖面沉积物的形成时代，建立纳木错湖面变化历史，揭示纳木错湖水水化学演化过程，进而阐明纳木错湖面变化的内在和外在控制机制.最后，探讨青藏高原大湖期存在的可能性及其可能的时代和特征. ...
A review of the palaeohydrological interpretation of carbon and oxygen isotopic ratios in primary lacustrine carbonates
1
1990
... 针对上述问题，未来工作应以纳木错湖岸地貌、高湖面沉积物及古生物学证据为主要研究对象，基于野外GPS测量、沉积物年代学、沉积物物理和地球化学参数［62-63］、稳定同位素指标［64-65］、萝卜螺化石壳体地球化学等方法［56，63］，厘清不同高度高湖面沉积物之间的成因联系，限定高湖面沉积物的形成时代，建立纳木错湖面变化历史，揭示纳木错湖水水化学演化过程，进而阐明纳木错湖面变化的内在和外在控制机制.最后，探讨青藏高原大湖期存在的可能性及其可能的时代和特征. ...
Lake level fluctuations
3
2012
... 在纳木错北岸的干玛弄和西岸的塔吉古日两个区域，高湖面沉积物保存较为完整［图1（a）中②⑧］.可采用高精度差分GPS对该区域高湖面沉积物的分布高程进行测量［图1（d）］.对区域内高湖面沉积物的地貌分布格局进行初步限定.调查不同坡度、各个地貌单元、不同海拔高湖面沉积物的厚度和分布特征.阐明高湖面沉积物的保存、分布及沉积物特征与基岩湖岸的地形、地貌和沉积物供给的关系.利用高湖面沉积物分布等实证，厘定最高湖面的海拔及其空间关系.基于阶地状沉积地貌空间分布的对比分析，结合阶地下伏基底地层、阶地后缘断面与基底地形的关系，识别阶地状地貌的成因，限定不同高度湖泊沉积物之间的成因关系［图1（d）］［19，36，55，66-68］. ...
... 气候变化、溢流基准调整、地壳运动、载荷回弹、河流改道（袭夺）、植被变化、土地利用变化和人类活动都会引起湖面波动［1，19，32，41，57，62，66，70，72-73］.前人及笔者初步的调查结果表明，纳木错湖岸基岩侵蚀地貌的最高海拔几乎是齐平的，并可能受控于溢流垭口基准［21，23，35，51，55］.这意味着长期以来纳木错流域内溢流基准的高度可能变化不大.同时，也反映出纳木错新构造运动造成的差异性抬升量可能很小［41，45］.此外，湖水损失可引起载荷回弹，但形变主要发生在湖泊的中心部分，湖岸回弹一般不显著［32］.纳木错处于高寒环境和半干旱地区，盆地周缘仅有季节性的小河分布，因此全新世期间发生河流袭夺的可能性很低，在高寒环境下植被变化和土地利用变化对湖面变化的影响甚微.尤为重要的是，依据前人和笔者已有的调查结果，上述纳木错开放水文状态下异常高湖面现象在青藏高原并不是孤立存在的［6，13，15，19，25，31］.这意味着，湖面变化的驱动因素可能不是单个湖泊流域内的局地因素，而可能是一个在更大范围内普遍存在的影响因素在起作用［1，19，66，73-75］.由此推测，南支槽（India-Burma Trough）的异常振荡及其导致的冬半年降水增加可能是其内在驱动因素，而纳木错流域之外的某处高溢流垭口可能是高湖面形成的外在地貌限制因素. ...
... ，66，73-75］.由此推测，南支槽（India-Burma Trough）的异常振荡及其导致的冬半年降水增加可能是其内在驱动因素，而纳木错流域之外的某处高溢流垭口可能是高湖面形成的外在地貌限制因素. ...
The Bonneville Basin， Quaternary， western United States
0
1994
The Dead Sea and its deviation from natural conditions
2
2020
... 在纳木错北岸的干玛弄和西岸的塔吉古日两个区域，高湖面沉积物保存较为完整［图1（a）中②⑧］.可采用高精度差分GPS对该区域高湖面沉积物的分布高程进行测量［图1（d）］.对区域内高湖面沉积物的地貌分布格局进行初步限定.调查不同坡度、各个地貌单元、不同海拔高湖面沉积物的厚度和分布特征.阐明高湖面沉积物的保存、分布及沉积物特征与基岩湖岸的地形、地貌和沉积物供给的关系.利用高湖面沉积物分布等实证，厘定最高湖面的海拔及其空间关系.基于阶地状沉积地貌空间分布的对比分析，结合阶地下伏基底地层、阶地后缘断面与基底地形的关系，识别阶地状地貌的成因，限定不同高度湖泊沉积物之间的成因关系［图1（d）］［19，36，55，66-68］. ...
... 纳木错湖岸的高湖面沉积物中保存了萝卜螺（Radix sp.）、旋螺（Gyraulus sp.）等生物化石壳体［50-51，56，69］.在未来工作中，应进一步开展萝卜螺等现代过程的监测研究，了解萝卜螺等的生境，定量建立现代萝卜螺壳体与其宿生水体水化学特征之间的关系（如δ18O）.依此为基础，分析湖侵-湖退沉积物中萝卜螺壳体化石碳、氧同位素等指标（δ13Cshell、δ18Oshell、Sr/Cashell等），定量重建不同湖面高度下，古湖水水化学特征指标（δ18Opalaeo-water、Sr/Capalaeo-water和Sr/Capalaeo-water等）［56，68］.探讨湖面变化与古水化学特征的关系.结合年代学研究结果，重建古水化学和古水文状态的演化过程［70-71］. ...
Relationship between the shell geochemistry of the modern aquatic gastropod Radix and water chemistry of lakes of the Tibetan Plateau
1
2016
... 纳木错湖岸的高湖面沉积物中保存了萝卜螺（Radix sp.）、旋螺（Gyraulus sp.）等生物化石壳体［50-51，56，69］.在未来工作中，应进一步开展萝卜螺等现代过程的监测研究，了解萝卜螺等的生境，定量建立现代萝卜螺壳体与其宿生水体水化学特征之间的关系（如δ18O）.依此为基础，分析湖侵-湖退沉积物中萝卜螺壳体化石碳、氧同位素等指标（δ13Cshell、δ18Oshell、Sr/Cashell等），定量重建不同湖面高度下，古湖水水化学特征指标（δ18Opalaeo-water、Sr/Capalaeo-water和Sr/Capalaeo-water等）［56，68］.探讨湖面变化与古水化学特征的关系.结合年代学研究结果，重建古水化学和古水文状态的演化过程［70-71］. ...
Lake sediments and palaeohydrological studies
2
1986
... 纳木错湖岸的高湖面沉积物中保存了萝卜螺（Radix sp.）、旋螺（Gyraulus sp.）等生物化石壳体［50-51，56，69］.在未来工作中，应进一步开展萝卜螺等现代过程的监测研究，了解萝卜螺等的生境，定量建立现代萝卜螺壳体与其宿生水体水化学特征之间的关系（如δ18O）.依此为基础，分析湖侵-湖退沉积物中萝卜螺壳体化石碳、氧同位素等指标（δ13Cshell、δ18Oshell、Sr/Cashell等），定量重建不同湖面高度下，古湖水水化学特征指标（δ18Opalaeo-water、Sr/Capalaeo-water和Sr/Capalaeo-water等）［56，68］.探讨湖面变化与古水化学特征的关系.结合年代学研究结果，重建古水化学和古水文状态的演化过程［70-71］. ...
... 气候变化、溢流基准调整、地壳运动、载荷回弹、河流改道（袭夺）、植被变化、土地利用变化和人类活动都会引起湖面波动［1，19，32，41，57，62，66，70，72-73］.前人及笔者初步的调查结果表明，纳木错湖岸基岩侵蚀地貌的最高海拔几乎是齐平的，并可能受控于溢流垭口基准［21，23，35，51，55］.这意味着长期以来纳木错流域内溢流基准的高度可能变化不大.同时，也反映出纳木错新构造运动造成的差异性抬升量可能很小［41，45］.此外，湖水损失可引起载荷回弹，但形变主要发生在湖泊的中心部分，湖岸回弹一般不显著［32］.纳木错处于高寒环境和半干旱地区，盆地周缘仅有季节性的小河分布，因此全新世期间发生河流袭夺的可能性很低，在高寒环境下植被变化和土地利用变化对湖面变化的影响甚微.尤为重要的是，依据前人和笔者已有的调查结果，上述纳木错开放水文状态下异常高湖面现象在青藏高原并不是孤立存在的［6，13，15，19，25，31］.这意味着，湖面变化的驱动因素可能不是单个湖泊流域内的局地因素，而可能是一个在更大范围内普遍存在的影响因素在起作用［1，19，66，73-75］.由此推测，南支槽（India-Burma Trough）的异常振荡及其导致的冬半年降水增加可能是其内在驱动因素，而纳木错流域之外的某处高溢流垭口可能是高湖面形成的外在地貌限制因素. ...
Holocene lake-level changes of Lake Nam Co， Tibetan Plateau， deduced from ostracod assemblages and δ 18O and δ 13C signatures of their valves
1
2012
... 纳木错湖岸的高湖面沉积物中保存了萝卜螺（Radix sp.）、旋螺（Gyraulus sp.）等生物化石壳体［50-51，56，69］.在未来工作中，应进一步开展萝卜螺等现代过程的监测研究，了解萝卜螺等的生境，定量建立现代萝卜螺壳体与其宿生水体水化学特征之间的关系（如δ18O）.依此为基础，分析湖侵-湖退沉积物中萝卜螺壳体化石碳、氧同位素等指标（δ13Cshell、δ18Oshell、Sr/Cashell等），定量重建不同湖面高度下，古湖水水化学特征指标（δ18Opalaeo-water、Sr/Capalaeo-water和Sr/Capalaeo-water等）［56，68］.探讨湖面变化与古水化学特征的关系.结合年代学研究结果，重建古水化学和古水文状态的演化过程［70-71］. ...
Late Quaternary history of Lake Manitoba， Canada
1
1981
... 气候变化、溢流基准调整、地壳运动、载荷回弹、河流改道（袭夺）、植被变化、土地利用变化和人类活动都会引起湖面波动［1，19，32，41，57，62，66，70，72-73］.前人及笔者初步的调查结果表明，纳木错湖岸基岩侵蚀地貌的最高海拔几乎是齐平的，并可能受控于溢流垭口基准［21，23，35，51，55］.这意味着长期以来纳木错流域内溢流基准的高度可能变化不大.同时，也反映出纳木错新构造运动造成的差异性抬升量可能很小［41，45］.此外，湖水损失可引起载荷回弹，但形变主要发生在湖泊的中心部分，湖岸回弹一般不显著［32］.纳木错处于高寒环境和半干旱地区，盆地周缘仅有季节性的小河分布，因此全新世期间发生河流袭夺的可能性很低，在高寒环境下植被变化和土地利用变化对湖面变化的影响甚微.尤为重要的是，依据前人和笔者已有的调查结果，上述纳木错开放水文状态下异常高湖面现象在青藏高原并不是孤立存在的［6，13，15，19，25，31］.这意味着，湖面变化的驱动因素可能不是单个湖泊流域内的局地因素，而可能是一个在更大范围内普遍存在的影响因素在起作用［1，19，66，73-75］.由此推测，南支槽（India-Burma Trough）的异常振荡及其导致的冬半年降水增加可能是其内在驱动因素，而纳木错流域之外的某处高溢流垭口可能是高湖面形成的外在地貌限制因素. ...
Amplified and suppressed regional imprints of global warming events on the southeastern Tibetan Plateau during MIS 3—2
2
2022
... 气候变化、溢流基准调整、地壳运动、载荷回弹、河流改道（袭夺）、植被变化、土地利用变化和人类活动都会引起湖面波动［1，19，32，41，57，62，66，70，72-73］.前人及笔者初步的调查结果表明，纳木错湖岸基岩侵蚀地貌的最高海拔几乎是齐平的，并可能受控于溢流垭口基准［21，23，35，51，55］.这意味着长期以来纳木错流域内溢流基准的高度可能变化不大.同时，也反映出纳木错新构造运动造成的差异性抬升量可能很小［41，45］.此外，湖水损失可引起载荷回弹，但形变主要发生在湖泊的中心部分，湖岸回弹一般不显著［32］.纳木错处于高寒环境和半干旱地区，盆地周缘仅有季节性的小河分布，因此全新世期间发生河流袭夺的可能性很低，在高寒环境下植被变化和土地利用变化对湖面变化的影响甚微.尤为重要的是，依据前人和笔者已有的调查结果，上述纳木错开放水文状态下异常高湖面现象在青藏高原并不是孤立存在的［6，13，15，19，25，31］.这意味着，湖面变化的驱动因素可能不是单个湖泊流域内的局地因素，而可能是一个在更大范围内普遍存在的影响因素在起作用［1，19，66，73-75］.由此推测，南支槽（India-Burma Trough）的异常振荡及其导致的冬半年降水增加可能是其内在驱动因素，而纳木错流域之外的某处高溢流垭口可能是高湖面形成的外在地貌限制因素. ...
... ，73-75］.由此推测，南支槽（India-Burma Trough）的异常振荡及其导致的冬半年降水增加可能是其内在驱动因素，而纳木错流域之外的某处高溢流垭口可能是高湖面形成的外在地貌限制因素. ...
Spatial-temporal distribution and general circulation of heavy snow over Tibet Plateau in 1980—2000
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2014
1980—2010年西藏高原大到暴雪的时空分布和环流特征
0
2014
Modulation of the interannual variation of the India-Burma Trough on the winter moisture supply over Southwest China
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2016
... 气候变化、溢流基准调整、地壳运动、载荷回弹、河流改道（袭夺）、植被变化、土地利用变化和人类活动都会引起湖面波动［1，19，32，41，57，62，66，70，72-73］.前人及笔者初步的调查结果表明，纳木错湖岸基岩侵蚀地貌的最高海拔几乎是齐平的，并可能受控于溢流垭口基准［21，23，35，51，55］.这意味着长期以来纳木错流域内溢流基准的高度可能变化不大.同时，也反映出纳木错新构造运动造成的差异性抬升量可能很小［41，45］.此外，湖水损失可引起载荷回弹，但形变主要发生在湖泊的中心部分，湖岸回弹一般不显著［32］.纳木错处于高寒环境和半干旱地区，盆地周缘仅有季节性的小河分布，因此全新世期间发生河流袭夺的可能性很低，在高寒环境下植被变化和土地利用变化对湖面变化的影响甚微.尤为重要的是，依据前人和笔者已有的调查结果，上述纳木错开放水文状态下异常高湖面现象在青藏高原并不是孤立存在的［6，13，15，19，25，31］.这意味着，湖面变化的驱动因素可能不是单个湖泊流域内的局地因素，而可能是一个在更大范围内普遍存在的影响因素在起作用［1，19，66，73-75］.由此推测，南支槽（India-Burma Trough）的异常振荡及其导致的冬半年降水增加可能是其内在驱动因素，而纳木错流域之外的某处高溢流垭口可能是高湖面形成的外在地貌限制因素. ...
甘公网安备 62010202000676号
