西北干旱区主要自然灾害的形成、分布和减灾措施
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1991
... 干旱地区的生态环境演化问题是全球变化研究的热点［1 ］ ，而沙漠是干旱地区的主要地貌类型，对气候变化反应敏感.中国西北部沙漠和沙地分布集中，是北半球主要的沙尘暴和沙源区［2 ］ ；此外，沙漠环境演变研究对了解干旱地区的环境和气候变化非常重要.全新世时期中国西部地区发生了以干旱化-沙漠化为主的地质-古气候事件［3 ］ ，然而该事件的形成演化过程与机制还有待深入研究.辽阔的沙漠时常会掩盖区域沉积地层信息［4 ］ ，沙丘沉积过程复杂，沉积序列不连续，从沙漠内部获取时间跨度长、相对连续的沉积序列困难［5 ］ .近30年来对风成砂沉积序列和沙漠周边地层的研究，有助于厘清干旱区沙漠形成和演化过程.20世纪60年代，历史地理学者多次进入沙漠地区进行实地考察，通过查看文献和古城遗址考证指出西北地区沙漠化形成时代、成因和演变模式［6 ］ ，证明沙漠主要产生于人类历史时期，在自然因素基础上由人为不合理经济活动造成，包括过度开垦、放牧、樵采以及不合理利用水资源等［7 ］ ，但该研究在时间跨度和空间广度上都具有局限性.由于部分研究时段的重合，第四纪地质学者也成为主要力量，认为沙漠是在干旱气候和丰富沙物质来源等自然条件下长期发展演变而形成，是一种纯自然过程，即气候地貌过程，干旱是致使沙漠化的主导因素［8 -9 ］ .两个领域的学者都承认历史时期干旱地区环境产生了巨大变化，然而对于环境变迁的起止时间和主导因素观点相悖.对乌兰布和沙漠（Ulan Buh Desert，UBD）地貌景观的形成问题，侯仁之等［10 ］ 根据汉朝古墓遗迹的考古材料，认为西汉期间汉民大规模的垦荒和后期的弃荒导致了沙漠的形成.而湖泊沉积14 C测年结果显示，沙漠形成于晚更新世末至全新世早期，干旱气候变化导致了沙漠的形成［11 ］ .乌兰布和沙漠演变的机制在地学界至今仍然存在争议，所以对沙漠的演化有待归纳和总结. ...
末次冰期40 ka以来阿拉善高原地区的环境演变与地貌演化
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2018
... 干旱地区的生态环境演化问题是全球变化研究的热点［1 ］ ，而沙漠是干旱地区的主要地貌类型，对气候变化反应敏感.中国西北部沙漠和沙地分布集中，是北半球主要的沙尘暴和沙源区［2 ］ ；此外，沙漠环境演变研究对了解干旱地区的环境和气候变化非常重要.全新世时期中国西部地区发生了以干旱化-沙漠化为主的地质-古气候事件［3 ］ ，然而该事件的形成演化过程与机制还有待深入研究.辽阔的沙漠时常会掩盖区域沉积地层信息［4 ］ ，沙丘沉积过程复杂，沉积序列不连续，从沙漠内部获取时间跨度长、相对连续的沉积序列困难［5 ］ .近30年来对风成砂沉积序列和沙漠周边地层的研究，有助于厘清干旱区沙漠形成和演化过程.20世纪60年代，历史地理学者多次进入沙漠地区进行实地考察，通过查看文献和古城遗址考证指出西北地区沙漠化形成时代、成因和演变模式［6 ］ ，证明沙漠主要产生于人类历史时期，在自然因素基础上由人为不合理经济活动造成，包括过度开垦、放牧、樵采以及不合理利用水资源等［7 ］ ，但该研究在时间跨度和空间广度上都具有局限性.由于部分研究时段的重合，第四纪地质学者也成为主要力量，认为沙漠是在干旱气候和丰富沙物质来源等自然条件下长期发展演变而形成，是一种纯自然过程，即气候地貌过程，干旱是致使沙漠化的主导因素［8 -9 ］ .两个领域的学者都承认历史时期干旱地区环境产生了巨大变化，然而对于环境变迁的起止时间和主导因素观点相悖.对乌兰布和沙漠（Ulan Buh Desert，UBD）地貌景观的形成问题，侯仁之等［10 ］ 根据汉朝古墓遗迹的考古材料，认为西汉期间汉民大规模的垦荒和后期的弃荒导致了沙漠的形成.而湖泊沉积14 C测年结果显示，沙漠形成于晚更新世末至全新世早期，干旱气候变化导致了沙漠的形成［11 ］ .乌兰布和沙漠演变的机制在地学界至今仍然存在争议，所以对沙漠的演化有待归纳和总结. ...
全新世气候变化与中国北方沙漠化
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2007
... 干旱地区的生态环境演化问题是全球变化研究的热点［1 ］ ，而沙漠是干旱地区的主要地貌类型，对气候变化反应敏感.中国西北部沙漠和沙地分布集中，是北半球主要的沙尘暴和沙源区［2 ］ ；此外，沙漠环境演变研究对了解干旱地区的环境和气候变化非常重要.全新世时期中国西部地区发生了以干旱化-沙漠化为主的地质-古气候事件［3 ］ ，然而该事件的形成演化过程与机制还有待深入研究.辽阔的沙漠时常会掩盖区域沉积地层信息［4 ］ ，沙丘沉积过程复杂，沉积序列不连续，从沙漠内部获取时间跨度长、相对连续的沉积序列困难［5 ］ .近30年来对风成砂沉积序列和沙漠周边地层的研究，有助于厘清干旱区沙漠形成和演化过程.20世纪60年代，历史地理学者多次进入沙漠地区进行实地考察，通过查看文献和古城遗址考证指出西北地区沙漠化形成时代、成因和演变模式［6 ］ ，证明沙漠主要产生于人类历史时期，在自然因素基础上由人为不合理经济活动造成，包括过度开垦、放牧、樵采以及不合理利用水资源等［7 ］ ，但该研究在时间跨度和空间广度上都具有局限性.由于部分研究时段的重合，第四纪地质学者也成为主要力量，认为沙漠是在干旱气候和丰富沙物质来源等自然条件下长期发展演变而形成，是一种纯自然过程，即气候地貌过程，干旱是致使沙漠化的主导因素［8 -9 ］ .两个领域的学者都承认历史时期干旱地区环境产生了巨大变化，然而对于环境变迁的起止时间和主导因素观点相悖.对乌兰布和沙漠（Ulan Buh Desert，UBD）地貌景观的形成问题，侯仁之等［10 ］ 根据汉朝古墓遗迹的考古材料，认为西汉期间汉民大规模的垦荒和后期的弃荒导致了沙漠的形成.而湖泊沉积14 C测年结果显示，沙漠形成于晚更新世末至全新世早期，干旱气候变化导致了沙漠的形成［11 ］ .乌兰布和沙漠演变的机制在地学界至今仍然存在争议，所以对沙漠的演化有待归纳和总结. ...
中国西部干旱区沙漠形成演化概述Ⅱ
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2013
... 干旱地区的生态环境演化问题是全球变化研究的热点［1 ］ ，而沙漠是干旱地区的主要地貌类型，对气候变化反应敏感.中国西北部沙漠和沙地分布集中，是北半球主要的沙尘暴和沙源区［2 ］ ；此外，沙漠环境演变研究对了解干旱地区的环境和气候变化非常重要.全新世时期中国西部地区发生了以干旱化-沙漠化为主的地质-古气候事件［3 ］ ，然而该事件的形成演化过程与机制还有待深入研究.辽阔的沙漠时常会掩盖区域沉积地层信息［4 ］ ，沙丘沉积过程复杂，沉积序列不连续，从沙漠内部获取时间跨度长、相对连续的沉积序列困难［5 ］ .近30年来对风成砂沉积序列和沙漠周边地层的研究，有助于厘清干旱区沙漠形成和演化过程.20世纪60年代，历史地理学者多次进入沙漠地区进行实地考察，通过查看文献和古城遗址考证指出西北地区沙漠化形成时代、成因和演变模式［6 ］ ，证明沙漠主要产生于人类历史时期，在自然因素基础上由人为不合理经济活动造成，包括过度开垦、放牧、樵采以及不合理利用水资源等［7 ］ ，但该研究在时间跨度和空间广度上都具有局限性.由于部分研究时段的重合，第四纪地质学者也成为主要力量，认为沙漠是在干旱气候和丰富沙物质来源等自然条件下长期发展演变而形成，是一种纯自然过程，即气候地貌过程，干旱是致使沙漠化的主导因素［8 -9 ］ .两个领域的学者都承认历史时期干旱地区环境产生了巨大变化，然而对于环境变迁的起止时间和主导因素观点相悖.对乌兰布和沙漠（Ulan Buh Desert，UBD）地貌景观的形成问题，侯仁之等［10 ］ 根据汉朝古墓遗迹的考古材料，认为西汉期间汉民大规模的垦荒和后期的弃荒导致了沙漠的形成.而湖泊沉积14 C测年结果显示，沙漠形成于晚更新世末至全新世早期，干旱气候变化导致了沙漠的形成［11 ］ .乌兰布和沙漠演变的机制在地学界至今仍然存在争议，所以对沙漠的演化有待归纳和总结. ...
毛乌素沙地风沙环境变化研究的理论和新认识
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2021
... 干旱地区的生态环境演化问题是全球变化研究的热点［1 ］ ，而沙漠是干旱地区的主要地貌类型，对气候变化反应敏感.中国西北部沙漠和沙地分布集中，是北半球主要的沙尘暴和沙源区［2 ］ ；此外，沙漠环境演变研究对了解干旱地区的环境和气候变化非常重要.全新世时期中国西部地区发生了以干旱化-沙漠化为主的地质-古气候事件［3 ］ ，然而该事件的形成演化过程与机制还有待深入研究.辽阔的沙漠时常会掩盖区域沉积地层信息［4 ］ ，沙丘沉积过程复杂，沉积序列不连续，从沙漠内部获取时间跨度长、相对连续的沉积序列困难［5 ］ .近30年来对风成砂沉积序列和沙漠周边地层的研究，有助于厘清干旱区沙漠形成和演化过程.20世纪60年代，历史地理学者多次进入沙漠地区进行实地考察，通过查看文献和古城遗址考证指出西北地区沙漠化形成时代、成因和演变模式［6 ］ ，证明沙漠主要产生于人类历史时期，在自然因素基础上由人为不合理经济活动造成，包括过度开垦、放牧、樵采以及不合理利用水资源等［7 ］ ，但该研究在时间跨度和空间广度上都具有局限性.由于部分研究时段的重合，第四纪地质学者也成为主要力量，认为沙漠是在干旱气候和丰富沙物质来源等自然条件下长期发展演变而形成，是一种纯自然过程，即气候地貌过程，干旱是致使沙漠化的主导因素［8 -9 ］ .两个领域的学者都承认历史时期干旱地区环境产生了巨大变化，然而对于环境变迁的起止时间和主导因素观点相悖.对乌兰布和沙漠（Ulan Buh Desert，UBD）地貌景观的形成问题，侯仁之等［10 ］ 根据汉朝古墓遗迹的考古材料，认为西汉期间汉民大规模的垦荒和后期的弃荒导致了沙漠的形成.而湖泊沉积14 C测年结果显示，沙漠形成于晚更新世末至全新世早期，干旱气候变化导致了沙漠的形成［11 ］ .乌兰布和沙漠演变的机制在地学界至今仍然存在争议，所以对沙漠的演化有待归纳和总结. ...
开拓者的足迹：侯仁之的沙漠历史地理考察与环境变迁研究
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2019
... 干旱地区的生态环境演化问题是全球变化研究的热点［1 ］ ，而沙漠是干旱地区的主要地貌类型，对气候变化反应敏感.中国西北部沙漠和沙地分布集中，是北半球主要的沙尘暴和沙源区［2 ］ ；此外，沙漠环境演变研究对了解干旱地区的环境和气候变化非常重要.全新世时期中国西部地区发生了以干旱化-沙漠化为主的地质-古气候事件［3 ］ ，然而该事件的形成演化过程与机制还有待深入研究.辽阔的沙漠时常会掩盖区域沉积地层信息［4 ］ ，沙丘沉积过程复杂，沉积序列不连续，从沙漠内部获取时间跨度长、相对连续的沉积序列困难［5 ］ .近30年来对风成砂沉积序列和沙漠周边地层的研究，有助于厘清干旱区沙漠形成和演化过程.20世纪60年代，历史地理学者多次进入沙漠地区进行实地考察，通过查看文献和古城遗址考证指出西北地区沙漠化形成时代、成因和演变模式［6 ］ ，证明沙漠主要产生于人类历史时期，在自然因素基础上由人为不合理经济活动造成，包括过度开垦、放牧、樵采以及不合理利用水资源等［7 ］ ，但该研究在时间跨度和空间广度上都具有局限性.由于部分研究时段的重合，第四纪地质学者也成为主要力量，认为沙漠是在干旱气候和丰富沙物质来源等自然条件下长期发展演变而形成，是一种纯自然过程，即气候地貌过程，干旱是致使沙漠化的主导因素［8 -9 ］ .两个领域的学者都承认历史时期干旱地区环境产生了巨大变化，然而对于环境变迁的起止时间和主导因素观点相悖.对乌兰布和沙漠（Ulan Buh Desert，UBD）地貌景观的形成问题，侯仁之等［10 ］ 根据汉朝古墓遗迹的考古材料，认为西汉期间汉民大规模的垦荒和后期的弃荒导致了沙漠的形成.而湖泊沉积14 C测年结果显示，沙漠形成于晚更新世末至全新世早期，干旱气候变化导致了沙漠的形成［11 ］ .乌兰布和沙漠演变的机制在地学界至今仍然存在争议，所以对沙漠的演化有待归纳和总结. ...
中国沙漠化研究的理论与实践
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1992
... 干旱地区的生态环境演化问题是全球变化研究的热点［1 ］ ，而沙漠是干旱地区的主要地貌类型，对气候变化反应敏感.中国西北部沙漠和沙地分布集中，是北半球主要的沙尘暴和沙源区［2 ］ ；此外，沙漠环境演变研究对了解干旱地区的环境和气候变化非常重要.全新世时期中国西部地区发生了以干旱化-沙漠化为主的地质-古气候事件［3 ］ ，然而该事件的形成演化过程与机制还有待深入研究.辽阔的沙漠时常会掩盖区域沉积地层信息［4 ］ ，沙丘沉积过程复杂，沉积序列不连续，从沙漠内部获取时间跨度长、相对连续的沉积序列困难［5 ］ .近30年来对风成砂沉积序列和沙漠周边地层的研究，有助于厘清干旱区沙漠形成和演化过程.20世纪60年代，历史地理学者多次进入沙漠地区进行实地考察，通过查看文献和古城遗址考证指出西北地区沙漠化形成时代、成因和演变模式［6 ］ ，证明沙漠主要产生于人类历史时期，在自然因素基础上由人为不合理经济活动造成，包括过度开垦、放牧、樵采以及不合理利用水资源等［7 ］ ，但该研究在时间跨度和空间广度上都具有局限性.由于部分研究时段的重合，第四纪地质学者也成为主要力量，认为沙漠是在干旱气候和丰富沙物质来源等自然条件下长期发展演变而形成，是一种纯自然过程，即气候地貌过程，干旱是致使沙漠化的主导因素［8 -9 ］ .两个领域的学者都承认历史时期干旱地区环境产生了巨大变化，然而对于环境变迁的起止时间和主导因素观点相悖.对乌兰布和沙漠（Ulan Buh Desert，UBD）地貌景观的形成问题，侯仁之等［10 ］ 根据汉朝古墓遗迹的考古材料，认为西汉期间汉民大规模的垦荒和后期的弃荒导致了沙漠的形成.而湖泊沉积14 C测年结果显示，沙漠形成于晚更新世末至全新世早期，干旱气候变化导致了沙漠的形成［11 ］ .乌兰布和沙漠演变的机制在地学界至今仍然存在争议，所以对沙漠的演化有待归纳和总结. ...
中国北方地区沙漠化的现状与趋势之窥见
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1993
... 干旱地区的生态环境演化问题是全球变化研究的热点［1 ］ ，而沙漠是干旱地区的主要地貌类型，对气候变化反应敏感.中国西北部沙漠和沙地分布集中，是北半球主要的沙尘暴和沙源区［2 ］ ；此外，沙漠环境演变研究对了解干旱地区的环境和气候变化非常重要.全新世时期中国西部地区发生了以干旱化-沙漠化为主的地质-古气候事件［3 ］ ，然而该事件的形成演化过程与机制还有待深入研究.辽阔的沙漠时常会掩盖区域沉积地层信息［4 ］ ，沙丘沉积过程复杂，沉积序列不连续，从沙漠内部获取时间跨度长、相对连续的沉积序列困难［5 ］ .近30年来对风成砂沉积序列和沙漠周边地层的研究，有助于厘清干旱区沙漠形成和演化过程.20世纪60年代，历史地理学者多次进入沙漠地区进行实地考察，通过查看文献和古城遗址考证指出西北地区沙漠化形成时代、成因和演变模式［6 ］ ，证明沙漠主要产生于人类历史时期，在自然因素基础上由人为不合理经济活动造成，包括过度开垦、放牧、樵采以及不合理利用水资源等［7 ］ ，但该研究在时间跨度和空间广度上都具有局限性.由于部分研究时段的重合，第四纪地质学者也成为主要力量，认为沙漠是在干旱气候和丰富沙物质来源等自然条件下长期发展演变而形成，是一种纯自然过程，即气候地貌过程，干旱是致使沙漠化的主导因素［8 -9 ］ .两个领域的学者都承认历史时期干旱地区环境产生了巨大变化，然而对于环境变迁的起止时间和主导因素观点相悖.对乌兰布和沙漠（Ulan Buh Desert，UBD）地貌景观的形成问题，侯仁之等［10 ］ 根据汉朝古墓遗迹的考古材料，认为西汉期间汉民大规模的垦荒和后期的弃荒导致了沙漠的形成.而湖泊沉积14 C测年结果显示，沙漠形成于晚更新世末至全新世早期，干旱气候变化导致了沙漠的形成［11 ］ .乌兰布和沙漠演变的机制在地学界至今仍然存在争议，所以对沙漠的演化有待归纳和总结. ...
Quaternary environmental changes in the drylands of China：a critical review
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2011
... 干旱地区的生态环境演化问题是全球变化研究的热点［1 ］ ，而沙漠是干旱地区的主要地貌类型，对气候变化反应敏感.中国西北部沙漠和沙地分布集中，是北半球主要的沙尘暴和沙源区［2 ］ ；此外，沙漠环境演变研究对了解干旱地区的环境和气候变化非常重要.全新世时期中国西部地区发生了以干旱化-沙漠化为主的地质-古气候事件［3 ］ ，然而该事件的形成演化过程与机制还有待深入研究.辽阔的沙漠时常会掩盖区域沉积地层信息［4 ］ ，沙丘沉积过程复杂，沉积序列不连续，从沙漠内部获取时间跨度长、相对连续的沉积序列困难［5 ］ .近30年来对风成砂沉积序列和沙漠周边地层的研究，有助于厘清干旱区沙漠形成和演化过程.20世纪60年代，历史地理学者多次进入沙漠地区进行实地考察，通过查看文献和古城遗址考证指出西北地区沙漠化形成时代、成因和演变模式［6 ］ ，证明沙漠主要产生于人类历史时期，在自然因素基础上由人为不合理经济活动造成，包括过度开垦、放牧、樵采以及不合理利用水资源等［7 ］ ，但该研究在时间跨度和空间广度上都具有局限性.由于部分研究时段的重合，第四纪地质学者也成为主要力量，认为沙漠是在干旱气候和丰富沙物质来源等自然条件下长期发展演变而形成，是一种纯自然过程，即气候地貌过程，干旱是致使沙漠化的主导因素［8 -9 ］ .两个领域的学者都承认历史时期干旱地区环境产生了巨大变化，然而对于环境变迁的起止时间和主导因素观点相悖.对乌兰布和沙漠（Ulan Buh Desert，UBD）地貌景观的形成问题，侯仁之等［10 ］ 根据汉朝古墓遗迹的考古材料，认为西汉期间汉民大规模的垦荒和后期的弃荒导致了沙漠的形成.而湖泊沉积14 C测年结果显示，沙漠形成于晚更新世末至全新世早期，干旱气候变化导致了沙漠的形成［11 ］ .乌兰布和沙漠演变的机制在地学界至今仍然存在争议，所以对沙漠的演化有待归纳和总结. ...
... 中国干旱和半干旱地区在晚第四纪发生广泛而明显的环境变化和气候波动现象，沙漠和沙地中存在不同时间尺度形成的湖相沉积物，如湖岸堤沙砾石沉积及深湖黏土沉积，沙漠和湖泊环境之间频繁转换［9 ，17 ］ . ...
... 气候在全新世早期是干燥的，在全新世中期是潮湿的，在全新世晚期又是干燥的，表现出干湿交替的变化［55 ］ .全新世早期经向温度梯度增强中纬度西风气流，使西风急流向南移动，寒冷的内陆条件将导致中纬度地区弱气旋活动，导致降水减少［56 ］ 和气候干燥［29 ］ .内蒙古南部沙漠的湿润期可能是由全新世中期强烈的夏季风、高降雨量和气候普遍湿润造成的［57 ］ .岱海TOC含量逐渐上升［55 ］ 说明全新世中期出现短暂的湿润期［58 ］ ，强烈的夏季风导致中国北部整个沙漠地带的水分有效性相对较大的增加［9 ］ ，降水在8—7.5 ka整体处于高值.北半球冰盖减少或消失时，北大西洋海温和高空气温都升高，北大西洋地区的高海温将导致更多的来自大西洋的水汽，而大陆高温度将导致高湿度，可用于欧亚大陆的局部水分循环，导致干旱的地区更多的降水［29 ］ .三角城剖面记录孢粉浓度在距今7—5 ka年间出现最低值，表征阿拉善高原经历了强烈的干旱化［59 ］ .7.0—6.5 ka时“乌兰布和古湖”收缩解体与亚洲夏季风强度从其最大值开始下降相关，夏季风强度随着太阳辐射最大值而降低，干燥的冬季风风力增加［60 ］ ，干旱气候盛行，蒸发作用和风的吹蚀作用日渐增长，湖面迅速收缩，大面积退出的湖积平原在风的吹扬作用下形成不同形态的风沙地貌［61 ］ . ...
乌兰布和沙漠的考古发现和地理环境的变迁
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1973
... 干旱地区的生态环境演化问题是全球变化研究的热点［1 ］ ，而沙漠是干旱地区的主要地貌类型，对气候变化反应敏感.中国西北部沙漠和沙地分布集中，是北半球主要的沙尘暴和沙源区［2 ］ ；此外，沙漠环境演变研究对了解干旱地区的环境和气候变化非常重要.全新世时期中国西部地区发生了以干旱化-沙漠化为主的地质-古气候事件［3 ］ ，然而该事件的形成演化过程与机制还有待深入研究.辽阔的沙漠时常会掩盖区域沉积地层信息［4 ］ ，沙丘沉积过程复杂，沉积序列不连续，从沙漠内部获取时间跨度长、相对连续的沉积序列困难［5 ］ .近30年来对风成砂沉积序列和沙漠周边地层的研究，有助于厘清干旱区沙漠形成和演化过程.20世纪60年代，历史地理学者多次进入沙漠地区进行实地考察，通过查看文献和古城遗址考证指出西北地区沙漠化形成时代、成因和演变模式［6 ］ ，证明沙漠主要产生于人类历史时期，在自然因素基础上由人为不合理经济活动造成，包括过度开垦、放牧、樵采以及不合理利用水资源等［7 ］ ，但该研究在时间跨度和空间广度上都具有局限性.由于部分研究时段的重合，第四纪地质学者也成为主要力量，认为沙漠是在干旱气候和丰富沙物质来源等自然条件下长期发展演变而形成，是一种纯自然过程，即气候地貌过程，干旱是致使沙漠化的主导因素［8 -9 ］ .两个领域的学者都承认历史时期干旱地区环境产生了巨大变化，然而对于环境变迁的起止时间和主导因素观点相悖.对乌兰布和沙漠（Ulan Buh Desert，UBD）地貌景观的形成问题，侯仁之等［10 ］ 根据汉朝古墓遗迹的考古材料，认为西汉期间汉民大规模的垦荒和后期的弃荒导致了沙漠的形成.而湖泊沉积14 C测年结果显示，沙漠形成于晚更新世末至全新世早期，干旱气候变化导致了沙漠的形成［11 ］ .乌兰布和沙漠演变的机制在地学界至今仍然存在争议，所以对沙漠的演化有待归纳和总结. ...
... IX阶段（5.5 ka—近现代时期）：全新世晚期大约2 ka再次形成风成砂沉积［33 ］ .结合现代水文、河流、地貌、沉积等特征和废弃耕地、古城遗址和坟墓位置的研究认为乌兰布和沙漠北部在秦朝仍残留有收缩分化后的古屠申泽.但由于黄河河道东移，出现南北两汊，古屠申泽干涸［31 ］ ，仅留存小面积绿洲［34 ］ .西汉所置窳浑、临戎、三封3县即位于河湖之滨的绿洲之上［35 ］ .汉王朝在该地区大规模发展农业，但移民屯垦弃荒和游牧民族的大规模放牧活动导致土地沙漠化，使绿洲地区形成沙漠环境.范育新等［33 ］ 通过探地雷达反射剖面和岩芯剖面的分析验证北部沙丘是浅湖或浅湖相沉积的覆盖物，岩芯地层OSL结果显示2 ka左右开始形成风成砂，并逐渐发展成沙丘等沙漠地貌景观.沙漠东部发生了沙漠化和巴丹吉林沙漠流沙侵入过程［24 ］ ，新的相对高大沙丘在东部沙区形成［10 ，36 ］ . ...
乌兰布和沙漠北部全新世地貌演化
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2004
... 干旱地区的生态环境演化问题是全球变化研究的热点［1 ］ ，而沙漠是干旱地区的主要地貌类型，对气候变化反应敏感.中国西北部沙漠和沙地分布集中，是北半球主要的沙尘暴和沙源区［2 ］ ；此外，沙漠环境演变研究对了解干旱地区的环境和气候变化非常重要.全新世时期中国西部地区发生了以干旱化-沙漠化为主的地质-古气候事件［3 ］ ，然而该事件的形成演化过程与机制还有待深入研究.辽阔的沙漠时常会掩盖区域沉积地层信息［4 ］ ，沙丘沉积过程复杂，沉积序列不连续，从沙漠内部获取时间跨度长、相对连续的沉积序列困难［5 ］ .近30年来对风成砂沉积序列和沙漠周边地层的研究，有助于厘清干旱区沙漠形成和演化过程.20世纪60年代，历史地理学者多次进入沙漠地区进行实地考察，通过查看文献和古城遗址考证指出西北地区沙漠化形成时代、成因和演变模式［6 ］ ，证明沙漠主要产生于人类历史时期，在自然因素基础上由人为不合理经济活动造成，包括过度开垦、放牧、樵采以及不合理利用水资源等［7 ］ ，但该研究在时间跨度和空间广度上都具有局限性.由于部分研究时段的重合，第四纪地质学者也成为主要力量，认为沙漠是在干旱气候和丰富沙物质来源等自然条件下长期发展演变而形成，是一种纯自然过程，即气候地貌过程，干旱是致使沙漠化的主导因素［8 -9 ］ .两个领域的学者都承认历史时期干旱地区环境产生了巨大变化，然而对于环境变迁的起止时间和主导因素观点相悖.对乌兰布和沙漠（Ulan Buh Desert，UBD）地貌景观的形成问题，侯仁之等［10 ］ 根据汉朝古墓遗迹的考古材料，认为西汉期间汉民大规模的垦荒和后期的弃荒导致了沙漠的形成.而湖泊沉积14 C测年结果显示，沙漠形成于晚更新世末至全新世早期，干旱气候变化导致了沙漠的形成［11 ］ .乌兰布和沙漠演变的机制在地学界至今仍然存在争议，所以对沙漠的演化有待归纳和总结. ...
... VIII阶段（8—5.5 ka）：剖面FAN中8.4 ka左右出现积水环境，说明在距今8—7 ka前后为“湖泊-湿地阶段”［24 -26 ］ ，形成了古屠申泽、吉兰泰古湖和乌兰布和沙漠北部的统一古湖（命名为“乌兰布和古湖”），但其面积远小于“吉兰泰-河套古大湖”.对沙漠腹地湖滨沉积物的OSL年代测定结果表明，存在东西向延伸长11 km的贺日木西尼沙嘴，地表海拔从1 052 m逐渐降低到1 035 m［27 -29 ］ ，沙嘴沉积物OSL测年结果为8.1—7.7 ka［23 ］ ，标志在8 ka前后湖水的面积较大，水动力较强，发育面积较大的吉兰泰古湖［27 ］ .黄河从现今的乌兰布和沙漠东南部流入形成古屠申泽，14 C测年表明古屠申泽湖泊形成于约7.2 ka左右，存在着时间上以及与其相对应的空间上的演化过程［11 ］ .然而在南部高沙丘地带没有发现全新世湖泊沉积，因此推断湿地、池塘和浅水湖泊仅在北部形成［24 ］ . ...
乌兰布和沙漠地区土地利用动态变化分析
2
2007
... 乌兰布和沙漠位于中国北方内蒙古自治区的西南部，居于中国干旱和半干旱之间的过渡地带，属于夏季风与西风区的交界地带［12 ］ .沙漠被黄河（东）、狼山（北）、巴音乌拉山（西）和贺兰山（南）所环绕，被鄂尔多斯新生代断陷盆地包围（图1 ）.南部高沙丘区由约100 m高的金字塔状沙丘和复合巨型沙丘构成；北部第四纪湖泊沉积广泛；西部的低沙丘区分布吉兰泰盐湖，以约10 m高的固定沙丘和半固定沙丘为主［13 ］ ；东部的沙区由山脉附近的低线状沙丘和远离山脉相对较高的金字塔状沙丘组成［14 ］ .受贺兰山和巴音乌拉山的影响，该沙漠南北地势高，中央腹地为低地，同时在古黄河和吉兰泰古湖共同作用下，低地堆积松散沉积物，为沙漠的孕育和扩张提供物质来源［15 ］ .乌兰布和沙漠地区具有典型的大陆性气候，年降水量为90—140 mm，80%发生于7—8月，年蒸发量为2 240 mm.年平均气温7.6 ℃，无霜期136 d，全年日照时数3 200 h.年均风速为3.1 m·s-1 ，最大风速达到15.1 m·s-1［16 ］ . ...
... 1887年天主教在乌兰布和沙漠招民垦荒；20世纪60年代末建设兵团大规模农垦，破坏植被和土壤结构，使得沙漠化严重［37 ］ ；1982—2018年乌兰布沙漠经历了全面的绿化趋势，实施大规模的环境或生态恢复和保护项目，生态环境明显变化的地区主要分布于黄河流域，这与该地区的水域、湿地、林地变化有关［38 ］ .防风治沙林、人工绿洲的增加，阻止或减缓荒漠化［12 ］ ，沙丘活动最近有所减缓［39 -40 ］ ；2018年土地利用变化显著，流动沙丘占比大幅降低，固定沙丘及半固定沙丘面积增加［41 ］ （图3 —4 ）. ...
Environmental changes in the Ulan Buh Desert，southern Inner Mongolia，China since the middle Pleistocene based on sedimentology，chronology and proxy indexes
4
2015
... 乌兰布和沙漠位于中国北方内蒙古自治区的西南部，居于中国干旱和半干旱之间的过渡地带，属于夏季风与西风区的交界地带［12 ］ .沙漠被黄河（东）、狼山（北）、巴音乌拉山（西）和贺兰山（南）所环绕，被鄂尔多斯新生代断陷盆地包围（图1 ）.南部高沙丘区由约100 m高的金字塔状沙丘和复合巨型沙丘构成；北部第四纪湖泊沉积广泛；西部的低沙丘区分布吉兰泰盐湖，以约10 m高的固定沙丘和半固定沙丘为主［13 ］ ；东部的沙区由山脉附近的低线状沙丘和远离山脉相对较高的金字塔状沙丘组成［14 ］ .受贺兰山和巴音乌拉山的影响，该沙漠南北地势高，中央腹地为低地，同时在古黄河和吉兰泰古湖共同作用下，低地堆积松散沉积物，为沙漠的孕育和扩张提供物质来源［15 ］ .乌兰布和沙漠地区具有典型的大陆性气候，年降水量为90—140 mm，80%发生于7—8月，年蒸发量为2 240 mm.年平均气温7.6 ℃，无霜期136 d，全年日照时数3 200 h.年均风速为3.1 m·s-1 ，最大风速达到15.1 m·s-1［16 ］ . ...
... Ⅱ阶段（120—90 ka）：“吉兰泰-河套古大湖”覆盖整个乌兰布和沙漠的高湖面阶段可能为120—90 ka.WL12ZK-1岩芯59.6—37 m处存在典型湖相沉积，高含量香蒲花粉指示周围地区为湿润的水生环境［18 ］ .钾长石释光测年表明，淡水古湖泊在155 ka前由黄河水注满［13 ］ .并且WL10ZK-1岩芯湖相年龄120—90 ka，即“吉兰泰-河套古大湖”高湖面阶段可能为120 ka. ...
... Ⅶ阶段（20—8 ka）：“吉兰泰-河套古大湖”解体，乌兰布和沙漠地区再次发育沙漠环境.WL10ZK-1岩芯9 m和3.7 m处风成砂石英年龄为19.43±1.21 ka和13.03±1.08 ka，WL10ZK-2岩芯1.4 m处为11.56±1.76 ka，表明末次盛冰期主要为沙漠环境（
图2 ）.
图2 乌兰布和沙漠更新世时期剖面测年结果（WL12ZK-1、WL12ZK-2剖面引自文献［<xref ref-type="bibr" rid="R24">24</xref>］；WL10ZK-1、WL10ZK-2剖面引自文献［<xref ref-type="bibr" rid="R13">13</xref>］） The stratigraphic subdivisions of sections and dating results during the Pleistocene Fig.2 ![]()
VIII阶段（8—5.5 ka）：剖面FAN中8.4 ka左右出现积水环境，说明在距今8—7 ka前后为“湖泊-湿地阶段”［24 -26 ］ ，形成了古屠申泽、吉兰泰古湖和乌兰布和沙漠北部的统一古湖（命名为“乌兰布和古湖”），但其面积远小于“吉兰泰-河套古大湖”.对沙漠腹地湖滨沉积物的OSL年代测定结果表明，存在东西向延伸长11 km的贺日木西尼沙嘴，地表海拔从1 052 m逐渐降低到1 035 m［27 -29 ］ ，沙嘴沉积物OSL测年结果为8.1—7.7 ka［23 ］ ，标志在8 ka前后湖水的面积较大，水动力较强，发育面积较大的吉兰泰古湖［27 ］ .黄河从现今的乌兰布和沙漠东南部流入形成古屠申泽，14 C测年表明古屠申泽湖泊形成于约7.2 ka左右，存在着时间上以及与其相对应的空间上的演化过程［11 ］ .然而在南部高沙丘地带没有发现全新世湖泊沉积，因此推断湿地、池塘和浅水湖泊仅在北部形成［24 ］ . ...
... Ⅸ［43 ］ 、Ⅶ、Ⅴ、Ⅲ和Ⅰ［13 ］ ：沙漠环境；Ⅷ：北部为古屠申泽和“乌兰布和古湖”；Ⅵ和Ⅳ［23 ］ 、Ⅱ［19 ］ ：“吉兰泰-河套古大湖”.a：Vostok 冰芯δ 18 O，引自文献［70 ］；b：北半球夏季65°N太阳辐射，引自文献［71 ］；c：C4 植物含量，引自文献［72 ］；d：河套古湖平均粒径，引自文献［22 ］；e：洛川黄土磁化率，引自文献［73 ］ ...
基于3S技术的乌兰布和沙漠范围和面积分析
1
2015
... 乌兰布和沙漠位于中国北方内蒙古自治区的西南部，居于中国干旱和半干旱之间的过渡地带，属于夏季风与西风区的交界地带［12 ］ .沙漠被黄河（东）、狼山（北）、巴音乌拉山（西）和贺兰山（南）所环绕，被鄂尔多斯新生代断陷盆地包围（图1 ）.南部高沙丘区由约100 m高的金字塔状沙丘和复合巨型沙丘构成；北部第四纪湖泊沉积广泛；西部的低沙丘区分布吉兰泰盐湖，以约10 m高的固定沙丘和半固定沙丘为主［13 ］ ；东部的沙区由山脉附近的低线状沙丘和远离山脉相对较高的金字塔状沙丘组成［14 ］ .受贺兰山和巴音乌拉山的影响，该沙漠南北地势高，中央腹地为低地，同时在古黄河和吉兰泰古湖共同作用下，低地堆积松散沉积物，为沙漠的孕育和扩张提供物质来源［15 ］ .乌兰布和沙漠地区具有典型的大陆性气候，年降水量为90—140 mm，80%发生于7—8月，年蒸发量为2 240 mm.年平均气温7.6 ℃，无霜期136 d，全年日照时数3 200 h.年均风速为3.1 m·s-1 ，最大风速达到15.1 m·s-1［16 ］ . ...
乌兰布和沙漠的形成与环境变化
2
2007
... 乌兰布和沙漠位于中国北方内蒙古自治区的西南部，居于中国干旱和半干旱之间的过渡地带，属于夏季风与西风区的交界地带［12 ］ .沙漠被黄河（东）、狼山（北）、巴音乌拉山（西）和贺兰山（南）所环绕，被鄂尔多斯新生代断陷盆地包围（图1 ）.南部高沙丘区由约100 m高的金字塔状沙丘和复合巨型沙丘构成；北部第四纪湖泊沉积广泛；西部的低沙丘区分布吉兰泰盐湖，以约10 m高的固定沙丘和半固定沙丘为主［13 ］ ；东部的沙区由山脉附近的低线状沙丘和远离山脉相对较高的金字塔状沙丘组成［14 ］ .受贺兰山和巴音乌拉山的影响，该沙漠南北地势高，中央腹地为低地，同时在古黄河和吉兰泰古湖共同作用下，低地堆积松散沉积物，为沙漠的孕育和扩张提供物质来源［15 ］ .乌兰布和沙漠地区具有典型的大陆性气候，年降水量为90—140 mm，80%发生于7—8月，年蒸发量为2 240 mm.年平均气温7.6 ℃，无霜期136 d，全年日照时数3 200 h.年均风速为3.1 m·s-1 ，最大风速达到15.1 m·s-1［16 ］ . ...
... 7.0—6.5 ka“乌兰布和古大湖”开始解体萎缩、碎片化，湖泊沉积物提供了大量的沙物质［30 ］ ，开始出现沙漠环境，剖面QJD-1顶部年龄为7.66±0.37 ka的风成砂验证此现象.古屠申泽的西岸向东收缩，TSZ-2红褐色含黏土粉砂层的年龄为6.47—4.48 ka，表明6.5 ka时古屠申泽已经萎缩，直至距今1.5 ka左右消亡［31 ］ .现在吉兰泰盐湖周围及沙漠南部丘间低地湖相地层下部出现风成砂，表明吉兰泰古湖在6.0—4.7 ka发生了退化，向西逐渐萎缩，萎缩过程中残留了众多面积不同且不连贯的湖泊.残留湖泊演变成盐湖，产生了大量的石膏和芒硝，最终发育成大型的盐湖矿床［28 ，32 ］ .湖泊和沙漠之间存在耦合关系，沙漠形成和扩张的过程与“乌兰布和古湖”的干涸、吉兰泰古湖和古屠申泽的衰退、盐碱化过程同步发生［15 ］ . ...
乌兰布和沙漠流动沙丘风蚀空间分布规律及其影响因素
1
2018
... 乌兰布和沙漠位于中国北方内蒙古自治区的西南部，居于中国干旱和半干旱之间的过渡地带，属于夏季风与西风区的交界地带［12 ］ .沙漠被黄河（东）、狼山（北）、巴音乌拉山（西）和贺兰山（南）所环绕，被鄂尔多斯新生代断陷盆地包围（图1 ）.南部高沙丘区由约100 m高的金字塔状沙丘和复合巨型沙丘构成；北部第四纪湖泊沉积广泛；西部的低沙丘区分布吉兰泰盐湖，以约10 m高的固定沙丘和半固定沙丘为主［13 ］ ；东部的沙区由山脉附近的低线状沙丘和远离山脉相对较高的金字塔状沙丘组成［14 ］ .受贺兰山和巴音乌拉山的影响，该沙漠南北地势高，中央腹地为低地，同时在古黄河和吉兰泰古湖共同作用下，低地堆积松散沉积物，为沙漠的孕育和扩张提供物质来源［15 ］ .乌兰布和沙漠地区具有典型的大陆性气候，年降水量为90—140 mm，80%发生于7—8月，年蒸发量为2 240 mm.年平均气温7.6 ℃，无霜期136 d，全年日照时数3 200 h.年均风速为3.1 m·s-1 ，最大风速达到15.1 m·s-1［16 ］ . ...
Late Quaternary optically stimulated luminescence （OSL） chronology and environmental changes in the Hobq Desert，northern China
1
2018
... 中国干旱和半干旱地区在晚第四纪发生广泛而明显的环境变化和气候波动现象，沙漠和沙地中存在不同时间尺度形成的湖相沉积物，如湖岸堤沙砾石沉积及深湖黏土沉积，沙漠和湖泊环境之间频繁转换［9 ，17 ］ . ...
乌兰布和沙漠钻孔WL10ZK-1孢粉记录的末次冰期以来的植被变化
1
2013
... Ⅱ阶段（120—90 ka）：“吉兰泰-河套古大湖”覆盖整个乌兰布和沙漠的高湖面阶段可能为120—90 ka.WL12ZK-1岩芯59.6—37 m处存在典型湖相沉积，高含量香蒲花粉指示周围地区为湿润的水生环境［18 ］ .钾长石释光测年表明，淡水古湖泊在155 ka前由黄河水注满［13 ］ .并且WL10ZK-1岩芯湖相年龄120—90 ka，即“吉兰泰-河套古大湖”高湖面阶段可能为120 ka. ...
晚第四纪“吉兰泰-河套”古大湖的初步研究
3
2008
... Ⅳ阶段（60—50 ka）：在研究岩芯之前，前人基于对地貌的考察和吉兰泰盐湖周围古湖岸线和湖泊沉积记录，结合粗颗粒石英测年、遥感图像和生物残留物的分析，首次提出在乌兰布和沙漠地区和河套平原地区形成统一古大湖.海拔1 080—1 070 m和1 060 m湖岸堤沉积物的OSL测年结果表明“吉兰泰-河套古大湖”高湖面出现在60—50 ka间，面积为34 000 km2［19 ］ . ...
... 早更新世时期狼山、巴音乌拉山、贺兰山以及鄂尔多斯高原在燕山运动构造格局基础上持续隆起［45 -46 ］ ，其间河套平原［47 ］ 和吉兰泰断陷盆地则持续下沉［48 ］ ，在磴口-敖龙布鲁格一线以南广大地区形成统一的大湖［49 ］ .155 ka之前沙漠形成是中更新世时期干旱增加的结果，青藏高原强烈隆起［50 ］ ，青藏高原的上升使邻近的地区变成了沉积盆地［51 ］ ，阻挡了来自印度洋的暖湿气团［52 ］ ，对来自西风带的水汽屏障作用也加强了，中国大陆气候较为干冷，西北地区的干旱化趋势明显.“吉兰泰-河套古大湖”取代了风成沙丘环境，其变化过程可能由于鄂尔多斯高原东北边缘距今120 ka前后开始的快速构造隆升［45 ］ ，致使晋陕峡谷黄河外流受到阻碍［49 ］ ，最终在河套盆地积水形成统一湖泊，末次冰期期间冰段相对湿润的气候环境进一步促进了古大湖的发育［19 ］ .Vostok冰芯δ 18 O在120 ka达到峰值；90—80 ka阶段，太阳辐射逐渐增加，夏季风盛行，气候逐渐变湿润，有利于湖泊发育（图5 ）.80 ka直至全新世早期东亚夏季风强度减弱，冬季形成强风，较强的日照导致了较高的温度和较强的蒸发，气候干燥［53 ］ .吉兰泰盐湖末次冰盛期到冰消期的矿物组成变化表明，该地区环境可能受到夏季太阳辐射、全球与区域温度变化以及夏季风演化的影响［54 ］ .图5 b显示，80 ka为转折点，太阳辐射减少，指示气候变冷干，湖泊水位衰减；60—50 ka却存在显著上升趋势.C4 植被含量在85 ka之后开始增加，气候逐渐变干.湖相沉积的平均粒径基本维持稳定，在约85 ka时存在一个弱峰值，指示一次粒度变大事件.磁化率在80—20 ka明显低于120—80 ka，指示了夏季风环流在80 ka之后减弱.古湖最终消亡可能与末次冰期极端寒冷的气候和河套盆地周缘强烈的构造运动有关，总有机碳值的突然下降、δ 13 C值的增加、风成砂和沙漠沙含量的增加均表明在此期间气候干燥、寒冷［22 ］ .大型古湖泊干涸后，古湖泊的边缘提供了丰富的泥沙和沙源物质，湖盆本身和贺兰山丘陵为风成砂沉积提供了有利的地形条件，使得沙漠经历了移动沙丘的活化、沙漠地貌发育. ...
... Ⅸ［43 ］ 、Ⅶ、Ⅴ、Ⅲ和Ⅰ［13 ］ ：沙漠环境；Ⅷ：北部为古屠申泽和“乌兰布和古湖”；Ⅵ和Ⅳ［23 ］ 、Ⅱ［19 ］ ：“吉兰泰-河套古大湖”.a：Vostok 冰芯δ 18 O，引自文献［70 ］；b：北半球夏季65°N太阳辐射，引自文献［71 ］；c：C4 植物含量，引自文献［72 ］；d：河套古湖平均粒径，引自文献［22 ］；e：洛川黄土磁化率，引自文献［73 ］ ...
The paleolake hydrology and climate change since the ~40 ka in the Hetao Basin，Inner Mongolia，China
1
2020
... Ⅴ阶段（50—40 ka）：WL10ZK-1岩芯风砂沉积在87 ka出现，表明湖泊开始衰退缩小.由于气候条件的恶化和黄河的影响，水生植物生产力急剧减弱，湖泊水位下降或干涸［20 ］ ，黄河古河道改变［21 ］ ，细粒沉积物含量减少，中粗粒沉积物含量增大［22 ］ . ...
磴口县土地沙漠化及其整治
1
1991
... Ⅴ阶段（50—40 ka）：WL10ZK-1岩芯风砂沉积在87 ka出现，表明湖泊开始衰退缩小.由于气候条件的恶化和黄河的影响，水生植物生产力急剧减弱，湖泊水位下降或干涸［20 ］ ，黄河古河道改变［21 ］ ，细粒沉积物含量减少，中粗粒沉积物含量增大［22 ］ . ...
150 ka以来内蒙古河套古大湖沉积物粒度记录的湖泊水位变化
3
2017
... Ⅴ阶段（50—40 ka）：WL10ZK-1岩芯风砂沉积在87 ka出现，表明湖泊开始衰退缩小.由于气候条件的恶化和黄河的影响，水生植物生产力急剧减弱，湖泊水位下降或干涸［20 ］ ，黄河古河道改变［21 ］ ，细粒沉积物含量减少，中粗粒沉积物含量增大［22 ］ . ...
... 早更新世时期狼山、巴音乌拉山、贺兰山以及鄂尔多斯高原在燕山运动构造格局基础上持续隆起［45 -46 ］ ，其间河套平原［47 ］ 和吉兰泰断陷盆地则持续下沉［48 ］ ，在磴口-敖龙布鲁格一线以南广大地区形成统一的大湖［49 ］ .155 ka之前沙漠形成是中更新世时期干旱增加的结果，青藏高原强烈隆起［50 ］ ，青藏高原的上升使邻近的地区变成了沉积盆地［51 ］ ，阻挡了来自印度洋的暖湿气团［52 ］ ，对来自西风带的水汽屏障作用也加强了，中国大陆气候较为干冷，西北地区的干旱化趋势明显.“吉兰泰-河套古大湖”取代了风成沙丘环境，其变化过程可能由于鄂尔多斯高原东北边缘距今120 ka前后开始的快速构造隆升［45 ］ ，致使晋陕峡谷黄河外流受到阻碍［49 ］ ，最终在河套盆地积水形成统一湖泊，末次冰期期间冰段相对湿润的气候环境进一步促进了古大湖的发育［19 ］ .Vostok冰芯δ 18 O在120 ka达到峰值；90—80 ka阶段，太阳辐射逐渐增加，夏季风盛行，气候逐渐变湿润，有利于湖泊发育（图5 ）.80 ka直至全新世早期东亚夏季风强度减弱，冬季形成强风，较强的日照导致了较高的温度和较强的蒸发，气候干燥［53 ］ .吉兰泰盐湖末次冰盛期到冰消期的矿物组成变化表明，该地区环境可能受到夏季太阳辐射、全球与区域温度变化以及夏季风演化的影响［54 ］ .图5 b显示，80 ka为转折点，太阳辐射减少，指示气候变冷干，湖泊水位衰减；60—50 ka却存在显著上升趋势.C4 植被含量在85 ka之后开始增加，气候逐渐变干.湖相沉积的平均粒径基本维持稳定，在约85 ka时存在一个弱峰值，指示一次粒度变大事件.磁化率在80—20 ka明显低于120—80 ka，指示了夏季风环流在80 ka之后减弱.古湖最终消亡可能与末次冰期极端寒冷的气候和河套盆地周缘强烈的构造运动有关，总有机碳值的突然下降、δ 13 C值的增加、风成砂和沙漠沙含量的增加均表明在此期间气候干燥、寒冷［22 ］ .大型古湖泊干涸后，古湖泊的边缘提供了丰富的泥沙和沙源物质，湖盆本身和贺兰山丘陵为风成砂沉积提供了有利的地形条件，使得沙漠经历了移动沙丘的活化、沙漠地貌发育. ...
... Ⅸ［43 ］ 、Ⅶ、Ⅴ、Ⅲ和Ⅰ［13 ］ ：沙漠环境；Ⅷ：北部为古屠申泽和“乌兰布和古湖”；Ⅵ和Ⅳ［23 ］ 、Ⅱ［19 ］ ：“吉兰泰-河套古大湖”.a：Vostok 冰芯δ 18 O，引自文献［70 ］；b：北半球夏季65°N太阳辐射，引自文献［71 ］；c：C4 植物含量，引自文献［72 ］；d：河套古湖平均粒径，引自文献［22 ］；e：洛川黄土磁化率，引自文献［73 ］ ...
晚第四纪吉兰泰盐湖古湖面与环境变化研究
3
2006
... Ⅵ阶段（40—20 ka）：“吉兰泰-河套古大湖”在40—20 ka期间湖水位1 052—1 055 m，次一级的湖岸沉积物测定年代分别为36.9 ka和19.6 ka，湖泊面积达23 000 km2［23 ］ .Ⅵ、Ⅳ阶段均存在石英饱和剂量较低的限制，对于最高一级湖岸阶地形成时代是否被低估有待考究. ...
... VIII阶段（8—5.5 ka）：剖面FAN中8.4 ka左右出现积水环境，说明在距今8—7 ka前后为“湖泊-湿地阶段”［24 -26 ］ ，形成了古屠申泽、吉兰泰古湖和乌兰布和沙漠北部的统一古湖（命名为“乌兰布和古湖”），但其面积远小于“吉兰泰-河套古大湖”.对沙漠腹地湖滨沉积物的OSL年代测定结果表明，存在东西向延伸长11 km的贺日木西尼沙嘴，地表海拔从1 052 m逐渐降低到1 035 m［27 -29 ］ ，沙嘴沉积物OSL测年结果为8.1—7.7 ka［23 ］ ，标志在8 ka前后湖水的面积较大，水动力较强，发育面积较大的吉兰泰古湖［27 ］ .黄河从现今的乌兰布和沙漠东南部流入形成古屠申泽，14 C测年表明古屠申泽湖泊形成于约7.2 ka左右，存在着时间上以及与其相对应的空间上的演化过程［11 ］ .然而在南部高沙丘地带没有发现全新世湖泊沉积，因此推断湿地、池塘和浅水湖泊仅在北部形成［24 ］ . ...
... Ⅸ［43 ］ 、Ⅶ、Ⅴ、Ⅲ和Ⅰ［13 ］ ：沙漠环境；Ⅷ：北部为古屠申泽和“乌兰布和古湖”；Ⅵ和Ⅳ［23 ］ 、Ⅱ［19 ］ ：“吉兰泰-河套古大湖”.a：Vostok 冰芯δ 18 O，引自文献［70 ］；b：北半球夏季65°N太阳辐射，引自文献［71 ］；c：C4 植物含量，引自文献［72 ］；d：河套古湖平均粒径，引自文献［22 ］；e：洛川黄土磁化率，引自文献［73 ］ ...
Landscape evolution of the Ulan Buh Desert in northern China during the late Quaternary
5
2014
... Ⅶ阶段（20—8 ka）：“吉兰泰-河套古大湖”解体，乌兰布和沙漠地区再次发育沙漠环境.WL10ZK-1岩芯9 m和3.7 m处风成砂石英年龄为19.43±1.21 ka和13.03±1.08 ka，WL10ZK-2岩芯1.4 m处为11.56±1.76 ka，表明末次盛冰期主要为沙漠环境（
图2 ）.
图2 乌兰布和沙漠更新世时期剖面测年结果（WL12ZK-1、WL12ZK-2剖面引自文献［<xref ref-type="bibr" rid="R24">24</xref>］；WL10ZK-1、WL10ZK-2剖面引自文献［<xref ref-type="bibr" rid="R13">13</xref>］） The stratigraphic subdivisions of sections and dating results during the Pleistocene Fig.2 ![]()
VIII阶段（8—5.5 ka）：剖面FAN中8.4 ka左右出现积水环境，说明在距今8—7 ka前后为“湖泊-湿地阶段”［24 -26 ］ ，形成了古屠申泽、吉兰泰古湖和乌兰布和沙漠北部的统一古湖（命名为“乌兰布和古湖”），但其面积远小于“吉兰泰-河套古大湖”.对沙漠腹地湖滨沉积物的OSL年代测定结果表明，存在东西向延伸长11 km的贺日木西尼沙嘴，地表海拔从1 052 m逐渐降低到1 035 m［27 -29 ］ ，沙嘴沉积物OSL测年结果为8.1—7.7 ka［23 ］ ，标志在8 ka前后湖水的面积较大，水动力较强，发育面积较大的吉兰泰古湖［27 ］ .黄河从现今的乌兰布和沙漠东南部流入形成古屠申泽，14 C测年表明古屠申泽湖泊形成于约7.2 ka左右，存在着时间上以及与其相对应的空间上的演化过程［11 ］ .然而在南部高沙丘地带没有发现全新世湖泊沉积，因此推断湿地、池塘和浅水湖泊仅在北部形成［24 ］ . ...
... VIII阶段（8—5.5 ka）：剖面FAN中8.4 ka左右出现积水环境，说明在距今8—7 ka前后为“湖泊-湿地阶段”［24 -26 ］ ，形成了古屠申泽、吉兰泰古湖和乌兰布和沙漠北部的统一古湖（命名为“乌兰布和古湖”），但其面积远小于“吉兰泰-河套古大湖”.对沙漠腹地湖滨沉积物的OSL年代测定结果表明，存在东西向延伸长11 km的贺日木西尼沙嘴，地表海拔从1 052 m逐渐降低到1 035 m［27 -29 ］ ，沙嘴沉积物OSL测年结果为8.1—7.7 ka［23 ］ ，标志在8 ka前后湖水的面积较大，水动力较强，发育面积较大的吉兰泰古湖［27 ］ .黄河从现今的乌兰布和沙漠东南部流入形成古屠申泽，14 C测年表明古屠申泽湖泊形成于约7.2 ka左右，存在着时间上以及与其相对应的空间上的演化过程［11 ］ .然而在南部高沙丘地带没有发现全新世湖泊沉积，因此推断湿地、池塘和浅水湖泊仅在北部形成［24 ］ . ...
... ［24 ］. ...
... IX阶段（5.5 ka—近现代时期）：全新世晚期大约2 ka再次形成风成砂沉积［33 ］ .结合现代水文、河流、地貌、沉积等特征和废弃耕地、古城遗址和坟墓位置的研究认为乌兰布和沙漠北部在秦朝仍残留有收缩分化后的古屠申泽.但由于黄河河道东移，出现南北两汊，古屠申泽干涸［31 ］ ，仅留存小面积绿洲［34 ］ .西汉所置窳浑、临戎、三封3县即位于河湖之滨的绿洲之上［35 ］ .汉王朝在该地区大规模发展农业，但移民屯垦弃荒和游牧民族的大规模放牧活动导致土地沙漠化，使绿洲地区形成沙漠环境.范育新等［33 ］ 通过探地雷达反射剖面和岩芯剖面的分析验证北部沙丘是浅湖或浅湖相沉积的覆盖物，岩芯地层OSL结果显示2 ka左右开始形成风成砂，并逐渐发展成沙丘等沙漠地貌景观.沙漠东部发生了沙漠化和巴丹吉林沙漠流沙侵入过程［24 ］ ，新的相对高大沙丘在东部沙区形成［10 ，36 ］ . ...
... 1887年天主教在乌兰布和沙漠招民垦荒；20世纪60年代末建设兵团大规模农垦，破坏植被和土壤结构，使得沙漠化严重
［37 ］ ；1982—2018年乌兰布沙漠经历了全面的绿化趋势，实施大规模的环境或生态恢复和保护项目，生态环境明显变化的地区主要分布于黄河流域，这与该地区的水域、湿地、林地变化有关
［38 ］ .防风治沙林、人工绿洲的增加，阻止或减缓荒漠化
［12 ］ ，沙丘活动最近有所减缓
［39 -40 ］ ；2018年土地利用变化显著，流动沙丘占比大幅降低，固定沙丘及半固定沙丘面积增加
［41 ］ （图
3 —
4 ）.
图3 乌兰布和沙漠全新世时期剖面测年结果（FAN剖面引自文献［<xref ref-type="bibr" rid="R42">42</xref>］；QJD-1、QJD-2、TSZ-2引自文献［<xref ref-type="bibr" rid="R43">43</xref>］） The stratigraphic subdivisions of sections and dating results during the Holocene Fig.3 ![]()
图4 乌兰布和沙漠演变过程（修改自文献［<xref ref-type="bibr" rid="R24">24</xref>］） The main stages of UBD evolution Fig.4 ![]()
<strong>3 </strong>湖泊-沙漠演替成因 驱动力作用-沙漠化动态响应这一过程的发生与演化、时空分布、相互耦合等特性依赖不同的时间尺度，否则结果往往不具有可比性［44 ］ ，因此需要分别探讨沙漠化过程的驱动力. ...
Sedimentary documents and Optically Stimulated Luminescence （OSL） dating for formation of the present landform of the northern Ulan Buh Desert，northern China
0
2010
Early-middle Holocene lake-desert evolution in northern Ulan Buh Desert，China
1
2012
... VIII阶段（8—5.5 ka）：剖面FAN中8.4 ka左右出现积水环境，说明在距今8—7 ka前后为“湖泊-湿地阶段”［24 -26 ］ ，形成了古屠申泽、吉兰泰古湖和乌兰布和沙漠北部的统一古湖（命名为“乌兰布和古湖”），但其面积远小于“吉兰泰-河套古大湖”.对沙漠腹地湖滨沉积物的OSL年代测定结果表明，存在东西向延伸长11 km的贺日木西尼沙嘴，地表海拔从1 052 m逐渐降低到1 035 m［27 -29 ］ ，沙嘴沉积物OSL测年结果为8.1—7.7 ka［23 ］ ，标志在8 ka前后湖水的面积较大，水动力较强，发育面积较大的吉兰泰古湖［27 ］ .黄河从现今的乌兰布和沙漠东南部流入形成古屠申泽，14 C测年表明古屠申泽湖泊形成于约7.2 ka左右，存在着时间上以及与其相对应的空间上的演化过程［11 ］ .然而在南部高沙丘地带没有发现全新世湖泊沉积，因此推断湿地、池塘和浅水湖泊仅在北部形成［24 ］ . ...
乌兰布和沙漠腹地古湖存在的沙嘴证据及环境意义
2
2009
... VIII阶段（8—5.5 ka）：剖面FAN中8.4 ka左右出现积水环境，说明在距今8—7 ka前后为“湖泊-湿地阶段”［24 -26 ］ ，形成了古屠申泽、吉兰泰古湖和乌兰布和沙漠北部的统一古湖（命名为“乌兰布和古湖”），但其面积远小于“吉兰泰-河套古大湖”.对沙漠腹地湖滨沉积物的OSL年代测定结果表明，存在东西向延伸长11 km的贺日木西尼沙嘴，地表海拔从1 052 m逐渐降低到1 035 m［27 -29 ］ ，沙嘴沉积物OSL测年结果为8.1—7.7 ka［23 ］ ，标志在8 ka前后湖水的面积较大，水动力较强，发育面积较大的吉兰泰古湖［27 ］ .黄河从现今的乌兰布和沙漠东南部流入形成古屠申泽，14 C测年表明古屠申泽湖泊形成于约7.2 ka左右，存在着时间上以及与其相对应的空间上的演化过程［11 ］ .然而在南部高沙丘地带没有发现全新世湖泊沉积，因此推断湿地、池塘和浅水湖泊仅在北部形成［24 ］ . ...
... ［27 ］.黄河从现今的乌兰布和沙漠东南部流入形成古屠申泽，14 C测年表明古屠申泽湖泊形成于约7.2 ka左右，存在着时间上以及与其相对应的空间上的演化过程［11 ］ .然而在南部高沙丘地带没有发现全新世湖泊沉积，因此推断湿地、池塘和浅水湖泊仅在北部形成［24 ］ . ...
吉兰泰盐湖的形成及指示的环境意义
1
2008
... 7.0—6.5 ka“乌兰布和古大湖”开始解体萎缩、碎片化，湖泊沉积物提供了大量的沙物质［30 ］ ，开始出现沙漠环境，剖面QJD-1顶部年龄为7.66±0.37 ka的风成砂验证此现象.古屠申泽的西岸向东收缩，TSZ-2红褐色含黏土粉砂层的年龄为6.47—4.48 ka，表明6.5 ka时古屠申泽已经萎缩，直至距今1.5 ka左右消亡［31 ］ .现在吉兰泰盐湖周围及沙漠南部丘间低地湖相地层下部出现风成砂，表明吉兰泰古湖在6.0—4.7 ka发生了退化，向西逐渐萎缩，萎缩过程中残留了众多面积不同且不连贯的湖泊.残留湖泊演变成盐湖，产生了大量的石膏和芒硝，最终发育成大型的盐湖矿床［28 ，32 ］ .湖泊和沙漠之间存在耦合关系，沙漠形成和扩张的过程与“乌兰布和古湖”的干涸、吉兰泰古湖和古屠申泽的衰退、盐碱化过程同步发生［15 ］ . ...
Holocene moisture evolution in arid central Asia and its out-of-phase relationship with Asian monsoon history
3
2008
... VIII阶段（8—5.5 ka）：剖面FAN中8.4 ka左右出现积水环境，说明在距今8—7 ka前后为“湖泊-湿地阶段”［24 -26 ］ ，形成了古屠申泽、吉兰泰古湖和乌兰布和沙漠北部的统一古湖（命名为“乌兰布和古湖”），但其面积远小于“吉兰泰-河套古大湖”.对沙漠腹地湖滨沉积物的OSL年代测定结果表明，存在东西向延伸长11 km的贺日木西尼沙嘴，地表海拔从1 052 m逐渐降低到1 035 m［27 -29 ］ ，沙嘴沉积物OSL测年结果为8.1—7.7 ka［23 ］ ，标志在8 ka前后湖水的面积较大，水动力较强，发育面积较大的吉兰泰古湖［27 ］ .黄河从现今的乌兰布和沙漠东南部流入形成古屠申泽，14 C测年表明古屠申泽湖泊形成于约7.2 ka左右，存在着时间上以及与其相对应的空间上的演化过程［11 ］ .然而在南部高沙丘地带没有发现全新世湖泊沉积，因此推断湿地、池塘和浅水湖泊仅在北部形成［24 ］ . ...
... 气候在全新世早期是干燥的，在全新世中期是潮湿的，在全新世晚期又是干燥的，表现出干湿交替的变化［55 ］ .全新世早期经向温度梯度增强中纬度西风气流，使西风急流向南移动，寒冷的内陆条件将导致中纬度地区弱气旋活动，导致降水减少［56 ］ 和气候干燥［29 ］ .内蒙古南部沙漠的湿润期可能是由全新世中期强烈的夏季风、高降雨量和气候普遍湿润造成的［57 ］ .岱海TOC含量逐渐上升［55 ］ 说明全新世中期出现短暂的湿润期［58 ］ ，强烈的夏季风导致中国北部整个沙漠地带的水分有效性相对较大的增加［9 ］ ，降水在8—7.5 ka整体处于高值.北半球冰盖减少或消失时，北大西洋海温和高空气温都升高，北大西洋地区的高海温将导致更多的来自大西洋的水汽，而大陆高温度将导致高湿度，可用于欧亚大陆的局部水分循环，导致干旱的地区更多的降水［29 ］ .三角城剖面记录孢粉浓度在距今7—5 ka年间出现最低值，表征阿拉善高原经历了强烈的干旱化［59 ］ .7.0—6.5 ka时“乌兰布和古湖”收缩解体与亚洲夏季风强度从其最大值开始下降相关，夏季风强度随着太阳辐射最大值而降低，干燥的冬季风风力增加［60 ］ ，干旱气候盛行，蒸发作用和风的吹蚀作用日渐增长，湖面迅速收缩，大面积退出的湖积平原在风的吹扬作用下形成不同形态的风沙地貌［61 ］ . ...
... ［29 ］.三角城剖面记录孢粉浓度在距今7—5 ka年间出现最低值，表征阿拉善高原经历了强烈的干旱化［59 ］ .7.0—6.5 ka时“乌兰布和古湖”收缩解体与亚洲夏季风强度从其最大值开始下降相关，夏季风强度随着太阳辐射最大值而降低，干燥的冬季风风力增加［60 ］ ，干旱气候盛行，蒸发作用和风的吹蚀作用日渐增长，湖面迅速收缩，大面积退出的湖积平原在风的吹扬作用下形成不同形态的风沙地貌［61 ］ . ...
基于水经注探讨乌兰布和沙漠景观形成问题
1
2014
... 7.0—6.5 ka“乌兰布和古大湖”开始解体萎缩、碎片化，湖泊沉积物提供了大量的沙物质［30 ］ ，开始出现沙漠环境，剖面QJD-1顶部年龄为7.66±0.37 ka的风成砂验证此现象.古屠申泽的西岸向东收缩，TSZ-2红褐色含黏土粉砂层的年龄为6.47—4.48 ka，表明6.5 ka时古屠申泽已经萎缩，直至距今1.5 ka左右消亡［31 ］ .现在吉兰泰盐湖周围及沙漠南部丘间低地湖相地层下部出现风成砂，表明吉兰泰古湖在6.0—4.7 ka发生了退化，向西逐渐萎缩，萎缩过程中残留了众多面积不同且不连贯的湖泊.残留湖泊演变成盐湖，产生了大量的石膏和芒硝，最终发育成大型的盐湖矿床［28 ，32 ］ .湖泊和沙漠之间存在耦合关系，沙漠形成和扩张的过程与“乌兰布和古湖”的干涸、吉兰泰古湖和古屠申泽的衰退、盐碱化过程同步发生［15 ］ . ...
近2000年来内蒙后套平原黄河河道演变
2
2003
... 7.0—6.5 ka“乌兰布和古大湖”开始解体萎缩、碎片化，湖泊沉积物提供了大量的沙物质［30 ］ ，开始出现沙漠环境，剖面QJD-1顶部年龄为7.66±0.37 ka的风成砂验证此现象.古屠申泽的西岸向东收缩，TSZ-2红褐色含黏土粉砂层的年龄为6.47—4.48 ka，表明6.5 ka时古屠申泽已经萎缩，直至距今1.5 ka左右消亡［31 ］ .现在吉兰泰盐湖周围及沙漠南部丘间低地湖相地层下部出现风成砂，表明吉兰泰古湖在6.0—4.7 ka发生了退化，向西逐渐萎缩，萎缩过程中残留了众多面积不同且不连贯的湖泊.残留湖泊演变成盐湖，产生了大量的石膏和芒硝，最终发育成大型的盐湖矿床［28 ，32 ］ .湖泊和沙漠之间存在耦合关系，沙漠形成和扩张的过程与“乌兰布和古湖”的干涸、吉兰泰古湖和古屠申泽的衰退、盐碱化过程同步发生［15 ］ . ...
... IX阶段（5.5 ka—近现代时期）：全新世晚期大约2 ka再次形成风成砂沉积［33 ］ .结合现代水文、河流、地貌、沉积等特征和废弃耕地、古城遗址和坟墓位置的研究认为乌兰布和沙漠北部在秦朝仍残留有收缩分化后的古屠申泽.但由于黄河河道东移，出现南北两汊，古屠申泽干涸［31 ］ ，仅留存小面积绿洲［34 ］ .西汉所置窳浑、临戎、三封3县即位于河湖之滨的绿洲之上［35 ］ .汉王朝在该地区大规模发展农业，但移民屯垦弃荒和游牧民族的大规模放牧活动导致土地沙漠化，使绿洲地区形成沙漠环境.范育新等［33 ］ 通过探地雷达反射剖面和岩芯剖面的分析验证北部沙丘是浅湖或浅湖相沉积的覆盖物，岩芯地层OSL结果显示2 ka左右开始形成风成砂，并逐渐发展成沙丘等沙漠地貌景观.沙漠东部发生了沙漠化和巴丹吉林沙漠流沙侵入过程［24 ］ ，新的相对高大沙丘在东部沙区形成［10 ，36 ］ . ...
近22 ka以来吉兰泰盐湖的环境变化及成盐过程
1
2009
... 7.0—6.5 ka“乌兰布和古大湖”开始解体萎缩、碎片化，湖泊沉积物提供了大量的沙物质［30 ］ ，开始出现沙漠环境，剖面QJD-1顶部年龄为7.66±0.37 ka的风成砂验证此现象.古屠申泽的西岸向东收缩，TSZ-2红褐色含黏土粉砂层的年龄为6.47—4.48 ka，表明6.5 ka时古屠申泽已经萎缩，直至距今1.5 ka左右消亡［31 ］ .现在吉兰泰盐湖周围及沙漠南部丘间低地湖相地层下部出现风成砂，表明吉兰泰古湖在6.0—4.7 ka发生了退化，向西逐渐萎缩，萎缩过程中残留了众多面积不同且不连贯的湖泊.残留湖泊演变成盐湖，产生了大量的石膏和芒硝，最终发育成大型的盐湖矿床［28 ，32 ］ .湖泊和沙漠之间存在耦合关系，沙漠形成和扩张的过程与“乌兰布和古湖”的干涸、吉兰泰古湖和古屠申泽的衰退、盐碱化过程同步发生［15 ］ . ...
乌兰布和北部地区沙漠景观形成的沉积学和光释光年代学证据
2
2010
... IX阶段（5.5 ka—近现代时期）：全新世晚期大约2 ka再次形成风成砂沉积［33 ］ .结合现代水文、河流、地貌、沉积等特征和废弃耕地、古城遗址和坟墓位置的研究认为乌兰布和沙漠北部在秦朝仍残留有收缩分化后的古屠申泽.但由于黄河河道东移，出现南北两汊，古屠申泽干涸［31 ］ ，仅留存小面积绿洲［34 ］ .西汉所置窳浑、临戎、三封3县即位于河湖之滨的绿洲之上［35 ］ .汉王朝在该地区大规模发展农业，但移民屯垦弃荒和游牧民族的大规模放牧活动导致土地沙漠化，使绿洲地区形成沙漠环境.范育新等［33 ］ 通过探地雷达反射剖面和岩芯剖面的分析验证北部沙丘是浅湖或浅湖相沉积的覆盖物，岩芯地层OSL结果显示2 ka左右开始形成风成砂，并逐渐发展成沙丘等沙漠地貌景观.沙漠东部发生了沙漠化和巴丹吉林沙漠流沙侵入过程［24 ］ ，新的相对高大沙丘在东部沙区形成［10 ，36 ］ . ...
... ［33 ］通过探地雷达反射剖面和岩芯剖面的分析验证北部沙丘是浅湖或浅湖相沉积的覆盖物，岩芯地层OSL结果显示2 ka左右开始形成风成砂，并逐渐发展成沙丘等沙漠地貌景观.沙漠东部发生了沙漠化和巴丹吉林沙漠流沙侵入过程［24 ］ ，新的相对高大沙丘在东部沙区形成［10 ，36 ］ . ...
历史时期乌兰布和沙漠北部的环境变迁
1
1999
... IX阶段（5.5 ka—近现代时期）：全新世晚期大约2 ka再次形成风成砂沉积［33 ］ .结合现代水文、河流、地貌、沉积等特征和废弃耕地、古城遗址和坟墓位置的研究认为乌兰布和沙漠北部在秦朝仍残留有收缩分化后的古屠申泽.但由于黄河河道东移，出现南北两汊，古屠申泽干涸［31 ］ ，仅留存小面积绿洲［34 ］ .西汉所置窳浑、临戎、三封3县即位于河湖之滨的绿洲之上［35 ］ .汉王朝在该地区大规模发展农业，但移民屯垦弃荒和游牧民族的大规模放牧活动导致土地沙漠化，使绿洲地区形成沙漠环境.范育新等［33 ］ 通过探地雷达反射剖面和岩芯剖面的分析验证北部沙丘是浅湖或浅湖相沉积的覆盖物，岩芯地层OSL结果显示2 ka左右开始形成风成砂，并逐渐发展成沙丘等沙漠地貌景观.沙漠东部发生了沙漠化和巴丹吉林沙漠流沙侵入过程［24 ］ ，新的相对高大沙丘在东部沙区形成［10 ，36 ］ . ...
历史时期乌兰布和沙漠环境变迁的再探讨
1
2003
... IX阶段（5.5 ka—近现代时期）：全新世晚期大约2 ka再次形成风成砂沉积［33 ］ .结合现代水文、河流、地貌、沉积等特征和废弃耕地、古城遗址和坟墓位置的研究认为乌兰布和沙漠北部在秦朝仍残留有收缩分化后的古屠申泽.但由于黄河河道东移，出现南北两汊，古屠申泽干涸［31 ］ ，仅留存小面积绿洲［34 ］ .西汉所置窳浑、临戎、三封3县即位于河湖之滨的绿洲之上［35 ］ .汉王朝在该地区大规模发展农业，但移民屯垦弃荒和游牧民族的大规模放牧活动导致土地沙漠化，使绿洲地区形成沙漠环境.范育新等［33 ］ 通过探地雷达反射剖面和岩芯剖面的分析验证北部沙丘是浅湖或浅湖相沉积的覆盖物，岩芯地层OSL结果显示2 ka左右开始形成风成砂，并逐渐发展成沙丘等沙漠地貌景观.沙漠东部发生了沙漠化和巴丹吉林沙漠流沙侵入过程［24 ］ ，新的相对高大沙丘在东部沙区形成［10 ，36 ］ . ...
历史地理学的理论与实践
1
1979
... IX阶段（5.5 ka—近现代时期）：全新世晚期大约2 ka再次形成风成砂沉积［33 ］ .结合现代水文、河流、地貌、沉积等特征和废弃耕地、古城遗址和坟墓位置的研究认为乌兰布和沙漠北部在秦朝仍残留有收缩分化后的古屠申泽.但由于黄河河道东移，出现南北两汊，古屠申泽干涸［31 ］ ，仅留存小面积绿洲［34 ］ .西汉所置窳浑、临戎、三封3县即位于河湖之滨的绿洲之上［35 ］ .汉王朝在该地区大规模发展农业，但移民屯垦弃荒和游牧民族的大规模放牧活动导致土地沙漠化，使绿洲地区形成沙漠环境.范育新等［33 ］ 通过探地雷达反射剖面和岩芯剖面的分析验证北部沙丘是浅湖或浅湖相沉积的覆盖物，岩芯地层OSL结果显示2 ka左右开始形成风成砂，并逐渐发展成沙丘等沙漠地貌景观.沙漠东部发生了沙漠化和巴丹吉林沙漠流沙侵入过程［24 ］ ，新的相对高大沙丘在东部沙区形成［10 ，36 ］ . ...
乌兰布和沙漠植被及其保护
1
2007
... 1887年天主教在乌兰布和沙漠招民垦荒；20世纪60年代末建设兵团大规模农垦，破坏植被和土壤结构，使得沙漠化严重［37 ］ ；1982—2018年乌兰布沙漠经历了全面的绿化趋势，实施大规模的环境或生态恢复和保护项目，生态环境明显变化的地区主要分布于黄河流域，这与该地区的水域、湿地、林地变化有关［38 ］ .防风治沙林、人工绿洲的增加，阻止或减缓荒漠化［12 ］ ，沙丘活动最近有所减缓［39 -40 ］ ；2018年土地利用变化显著，流动沙丘占比大幅降低，固定沙丘及半固定沙丘面积增加［41 ］ （图3 —4 ）. ...
黄河西岸乌兰布和沙漠综合治理区生态环境状况及动态变化
1
2014
... 1887年天主教在乌兰布和沙漠招民垦荒；20世纪60年代末建设兵团大规模农垦，破坏植被和土壤结构，使得沙漠化严重［37 ］ ；1982—2018年乌兰布沙漠经历了全面的绿化趋势，实施大规模的环境或生态恢复和保护项目，生态环境明显变化的地区主要分布于黄河流域，这与该地区的水域、湿地、林地变化有关［38 ］ .防风治沙林、人工绿洲的增加，阻止或减缓荒漠化［12 ］ ，沙丘活动最近有所减缓［39 -40 ］ ；2018年土地利用变化显著，流动沙丘占比大幅降低，固定沙丘及半固定沙丘面积增加［41 ］ （图3 —4 ）. ...
Remote sensing monitoring of surface characteristics in the Badain Jaran，Tengger，and Ulan Buh Deserts of China
1
2019
... 1887年天主教在乌兰布和沙漠招民垦荒；20世纪60年代末建设兵团大规模农垦，破坏植被和土壤结构，使得沙漠化严重［37 ］ ；1982—2018年乌兰布沙漠经历了全面的绿化趋势，实施大规模的环境或生态恢复和保护项目，生态环境明显变化的地区主要分布于黄河流域，这与该地区的水域、湿地、林地变化有关［38 ］ .防风治沙林、人工绿洲的增加，阻止或减缓荒漠化［12 ］ ，沙丘活动最近有所减缓［39 -40 ］ ；2018年土地利用变化显著，流动沙丘占比大幅降低，固定沙丘及半固定沙丘面积增加［41 ］ （图3 —4 ）. ...
Spatial and temporal changes in vegetation and desertification （1982-2018） and their responses to climate change in the Ulan Buh Desert，Northwest China
1
2021
... 1887年天主教在乌兰布和沙漠招民垦荒；20世纪60年代末建设兵团大规模农垦，破坏植被和土壤结构，使得沙漠化严重［37 ］ ；1982—2018年乌兰布沙漠经历了全面的绿化趋势，实施大规模的环境或生态恢复和保护项目，生态环境明显变化的地区主要分布于黄河流域，这与该地区的水域、湿地、林地变化有关［38 ］ .防风治沙林、人工绿洲的增加，阻止或减缓荒漠化［12 ］ ，沙丘活动最近有所减缓［39 -40 ］ ；2018年土地利用变化显著，流动沙丘占比大幅降低，固定沙丘及半固定沙丘面积增加［41 ］ （图3 —4 ）. ...
近30年乌兰布和沙漠生态系统服务价值评估
1
2020
... 1887年天主教在乌兰布和沙漠招民垦荒；20世纪60年代末建设兵团大规模农垦，破坏植被和土壤结构，使得沙漠化严重［37 ］ ；1982—2018年乌兰布沙漠经历了全面的绿化趋势，实施大规模的环境或生态恢复和保护项目，生态环境明显变化的地区主要分布于黄河流域，这与该地区的水域、湿地、林地变化有关［38 ］ .防风治沙林、人工绿洲的增加，阻止或减缓荒漠化［12 ］ ，沙丘活动最近有所减缓［39 -40 ］ ；2018年土地利用变化显著，流动沙丘占比大幅降低，固定沙丘及半固定沙丘面积增加［41 ］ （图3 —4 ）. ...
“吉兰泰河套”古湖演化（侧重光释光测年）研究
1
2009
... 1887年天主教在乌兰布和沙漠招民垦荒；20世纪60年代末建设兵团大规模农垦，破坏植被和土壤结构，使得沙漠化严重
［37 ］ ；1982—2018年乌兰布沙漠经历了全面的绿化趋势，实施大规模的环境或生态恢复和保护项目，生态环境明显变化的地区主要分布于黄河流域，这与该地区的水域、湿地、林地变化有关
［38 ］ .防风治沙林、人工绿洲的增加，阻止或减缓荒漠化
［12 ］ ，沙丘活动最近有所减缓
［39 -40 ］ ；2018年土地利用变化显著，流动沙丘占比大幅降低，固定沙丘及半固定沙丘面积增加
［41 ］ （图
3 —
4 ）.
图3 乌兰布和沙漠全新世时期剖面测年结果（FAN剖面引自文献［<xref ref-type="bibr" rid="R42">42</xref>］；QJD-1、QJD-2、TSZ-2引自文献［<xref ref-type="bibr" rid="R43">43</xref>］） The stratigraphic subdivisions of sections and dating results during the Holocene Fig.3 ![]()
图4 乌兰布和沙漠演变过程（修改自文献［<xref ref-type="bibr" rid="R24">24</xref>］） The main stages of UBD evolution Fig.4 ![]()
<strong>3 </strong>湖泊-沙漠演替成因 驱动力作用-沙漠化动态响应这一过程的发生与演化、时空分布、相互耦合等特性依赖不同的时间尺度，否则结果往往不具有可比性［44 ］ ，因此需要分别探讨沙漠化过程的驱动力. ...
乌兰布和沙漠钻孔岩芯记录的释光年代学和晚第四纪沙漠-湖泊演化研究
2
2012
... 1887年天主教在乌兰布和沙漠招民垦荒；20世纪60年代末建设兵团大规模农垦，破坏植被和土壤结构，使得沙漠化严重
［37 ］ ；1982—2018年乌兰布沙漠经历了全面的绿化趋势，实施大规模的环境或生态恢复和保护项目，生态环境明显变化的地区主要分布于黄河流域，这与该地区的水域、湿地、林地变化有关
［38 ］ .防风治沙林、人工绿洲的增加，阻止或减缓荒漠化
［12 ］ ，沙丘活动最近有所减缓
［39 -40 ］ ；2018年土地利用变化显著，流动沙丘占比大幅降低，固定沙丘及半固定沙丘面积增加
［41 ］ （图
3 —
4 ）.
图3 乌兰布和沙漠全新世时期剖面测年结果（FAN剖面引自文献［<xref ref-type="bibr" rid="R42">42</xref>］；QJD-1、QJD-2、TSZ-2引自文献［<xref ref-type="bibr" rid="R43">43</xref>］） The stratigraphic subdivisions of sections and dating results during the Holocene Fig.3 ![]()
图4 乌兰布和沙漠演变过程（修改自文献［<xref ref-type="bibr" rid="R24">24</xref>］） The main stages of UBD evolution Fig.4 ![]()
<strong>3 </strong>湖泊-沙漠演替成因 驱动力作用-沙漠化动态响应这一过程的发生与演化、时空分布、相互耦合等特性依赖不同的时间尺度，否则结果往往不具有可比性［44 ］ ，因此需要分别探讨沙漠化过程的驱动力. ...
... Ⅸ［43 ］ 、Ⅶ、Ⅴ、Ⅲ和Ⅰ［13 ］ ：沙漠环境；Ⅷ：北部为古屠申泽和“乌兰布和古湖”；Ⅵ和Ⅳ［23 ］ 、Ⅱ［19 ］ ：“吉兰泰-河套古大湖”.a：Vostok 冰芯δ 18 O，引自文献［70 ］；b：北半球夏季65°N太阳辐射，引自文献［71 ］；c：C4 植物含量，引自文献［72 ］；d：河套古湖平均粒径，引自文献［22 ］；e：洛川黄土磁化率，引自文献［73 ］ ...
气候变化和人类活动在沙漠化过程中相对作用评价综述
1
2011
... 驱动力作用-沙漠化动态响应这一过程的发生与演化、时空分布、相互耦合等特性依赖不同的时间尺度，否则结果往往不具有可比性［44 ］ ，因此需要分别探讨沙漠化过程的驱动力. ...
鄂尔多斯高原周缘黄河阶地的形成与青藏高原隆升
2
2013
... 早更新世时期狼山、巴音乌拉山、贺兰山以及鄂尔多斯高原在燕山运动构造格局基础上持续隆起［45 -46 ］ ，其间河套平原［47 ］ 和吉兰泰断陷盆地则持续下沉［48 ］ ，在磴口-敖龙布鲁格一线以南广大地区形成统一的大湖［49 ］ .155 ka之前沙漠形成是中更新世时期干旱增加的结果，青藏高原强烈隆起［50 ］ ，青藏高原的上升使邻近的地区变成了沉积盆地［51 ］ ，阻挡了来自印度洋的暖湿气团［52 ］ ，对来自西风带的水汽屏障作用也加强了，中国大陆气候较为干冷，西北地区的干旱化趋势明显.“吉兰泰-河套古大湖”取代了风成沙丘环境，其变化过程可能由于鄂尔多斯高原东北边缘距今120 ka前后开始的快速构造隆升［45 ］ ，致使晋陕峡谷黄河外流受到阻碍［49 ］ ，最终在河套盆地积水形成统一湖泊，末次冰期期间冰段相对湿润的气候环境进一步促进了古大湖的发育［19 ］ .Vostok冰芯δ 18 O在120 ka达到峰值；90—80 ka阶段，太阳辐射逐渐增加，夏季风盛行，气候逐渐变湿润，有利于湖泊发育（图5 ）.80 ka直至全新世早期东亚夏季风强度减弱，冬季形成强风，较强的日照导致了较高的温度和较强的蒸发，气候干燥［53 ］ .吉兰泰盐湖末次冰盛期到冰消期的矿物组成变化表明，该地区环境可能受到夏季太阳辐射、全球与区域温度变化以及夏季风演化的影响［54 ］ .图5 b显示，80 ka为转折点，太阳辐射减少，指示气候变冷干，湖泊水位衰减；60—50 ka却存在显著上升趋势.C4 植被含量在85 ka之后开始增加，气候逐渐变干.湖相沉积的平均粒径基本维持稳定，在约85 ka时存在一个弱峰值，指示一次粒度变大事件.磁化率在80—20 ka明显低于120—80 ka，指示了夏季风环流在80 ka之后减弱.古湖最终消亡可能与末次冰期极端寒冷的气候和河套盆地周缘强烈的构造运动有关，总有机碳值的突然下降、δ 13 C值的增加、风成砂和沙漠沙含量的增加均表明在此期间气候干燥、寒冷［22 ］ .大型古湖泊干涸后，古湖泊的边缘提供了丰富的泥沙和沙源物质，湖盆本身和贺兰山丘陵为风成砂沉积提供了有利的地形条件，使得沙漠经历了移动沙丘的活化、沙漠地貌发育. ...
... ［45 ］，致使晋陕峡谷黄河外流受到阻碍［49 ］ ，最终在河套盆地积水形成统一湖泊，末次冰期期间冰段相对湿润的气候环境进一步促进了古大湖的发育［19 ］ .Vostok冰芯δ 18 O在120 ka达到峰值；90—80 ka阶段，太阳辐射逐渐增加，夏季风盛行，气候逐渐变湿润，有利于湖泊发育（图5 ）.80 ka直至全新世早期东亚夏季风强度减弱，冬季形成强风，较强的日照导致了较高的温度和较强的蒸发，气候干燥［53 ］ .吉兰泰盐湖末次冰盛期到冰消期的矿物组成变化表明，该地区环境可能受到夏季太阳辐射、全球与区域温度变化以及夏季风演化的影响［54 ］ .图5 b显示，80 ka为转折点，太阳辐射减少，指示气候变冷干，湖泊水位衰减；60—50 ka却存在显著上升趋势.C4 植被含量在85 ka之后开始增加，气候逐渐变干.湖相沉积的平均粒径基本维持稳定，在约85 ka时存在一个弱峰值，指示一次粒度变大事件.磁化率在80—20 ka明显低于120—80 ka，指示了夏季风环流在80 ka之后减弱.古湖最终消亡可能与末次冰期极端寒冷的气候和河套盆地周缘强烈的构造运动有关，总有机碳值的突然下降、δ 13 C值的增加、风成砂和沙漠沙含量的增加均表明在此期间气候干燥、寒冷［22 ］ .大型古湖泊干涸后，古湖泊的边缘提供了丰富的泥沙和沙源物质，湖盆本身和贺兰山丘陵为风成砂沉积提供了有利的地形条件，使得沙漠经历了移动沙丘的活化、沙漠地貌发育. ...
内蒙古狼山山前台地成因及其新构造运动意义
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2014
... 早更新世时期狼山、巴音乌拉山、贺兰山以及鄂尔多斯高原在燕山运动构造格局基础上持续隆起［45 -46 ］ ，其间河套平原［47 ］ 和吉兰泰断陷盆地则持续下沉［48 ］ ，在磴口-敖龙布鲁格一线以南广大地区形成统一的大湖［49 ］ .155 ka之前沙漠形成是中更新世时期干旱增加的结果，青藏高原强烈隆起［50 ］ ，青藏高原的上升使邻近的地区变成了沉积盆地［51 ］ ，阻挡了来自印度洋的暖湿气团［52 ］ ，对来自西风带的水汽屏障作用也加强了，中国大陆气候较为干冷，西北地区的干旱化趋势明显.“吉兰泰-河套古大湖”取代了风成沙丘环境，其变化过程可能由于鄂尔多斯高原东北边缘距今120 ka前后开始的快速构造隆升［45 ］ ，致使晋陕峡谷黄河外流受到阻碍［49 ］ ，最终在河套盆地积水形成统一湖泊，末次冰期期间冰段相对湿润的气候环境进一步促进了古大湖的发育［19 ］ .Vostok冰芯δ 18 O在120 ka达到峰值；90—80 ka阶段，太阳辐射逐渐增加，夏季风盛行，气候逐渐变湿润，有利于湖泊发育（图5 ）.80 ka直至全新世早期东亚夏季风强度减弱，冬季形成强风，较强的日照导致了较高的温度和较强的蒸发，气候干燥［53 ］ .吉兰泰盐湖末次冰盛期到冰消期的矿物组成变化表明，该地区环境可能受到夏季太阳辐射、全球与区域温度变化以及夏季风演化的影响［54 ］ .图5 b显示，80 ka为转折点，太阳辐射减少，指示气候变冷干，湖泊水位衰减；60—50 ka却存在显著上升趋势.C4 植被含量在85 ka之后开始增加，气候逐渐变干.湖相沉积的平均粒径基本维持稳定，在约85 ka时存在一个弱峰值，指示一次粒度变大事件.磁化率在80—20 ka明显低于120—80 ka，指示了夏季风环流在80 ka之后减弱.古湖最终消亡可能与末次冰期极端寒冷的气候和河套盆地周缘强烈的构造运动有关，总有机碳值的突然下降、δ 13 C值的增加、风成砂和沙漠沙含量的增加均表明在此期间气候干燥、寒冷［22 ］ .大型古湖泊干涸后，古湖泊的边缘提供了丰富的泥沙和沙源物质，湖盆本身和贺兰山丘陵为风成砂沉积提供了有利的地形条件，使得沙漠经历了移动沙丘的活化、沙漠地貌发育. ...
Stable oxygen and carbon isotope record from a drill core from the Hetao Basin in the upper reaches of the Yellow River in northern China and its implications for paleolake evolution
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2020
... 早更新世时期狼山、巴音乌拉山、贺兰山以及鄂尔多斯高原在燕山运动构造格局基础上持续隆起［45 -46 ］ ，其间河套平原［47 ］ 和吉兰泰断陷盆地则持续下沉［48 ］ ，在磴口-敖龙布鲁格一线以南广大地区形成统一的大湖［49 ］ .155 ka之前沙漠形成是中更新世时期干旱增加的结果，青藏高原强烈隆起［50 ］ ，青藏高原的上升使邻近的地区变成了沉积盆地［51 ］ ，阻挡了来自印度洋的暖湿气团［52 ］ ，对来自西风带的水汽屏障作用也加强了，中国大陆气候较为干冷，西北地区的干旱化趋势明显.“吉兰泰-河套古大湖”取代了风成沙丘环境，其变化过程可能由于鄂尔多斯高原东北边缘距今120 ka前后开始的快速构造隆升［45 ］ ，致使晋陕峡谷黄河外流受到阻碍［49 ］ ，最终在河套盆地积水形成统一湖泊，末次冰期期间冰段相对湿润的气候环境进一步促进了古大湖的发育［19 ］ .Vostok冰芯δ 18 O在120 ka达到峰值；90—80 ka阶段，太阳辐射逐渐增加，夏季风盛行，气候逐渐变湿润，有利于湖泊发育（图5 ）.80 ka直至全新世早期东亚夏季风强度减弱，冬季形成强风，较强的日照导致了较高的温度和较强的蒸发，气候干燥［53 ］ .吉兰泰盐湖末次冰盛期到冰消期的矿物组成变化表明，该地区环境可能受到夏季太阳辐射、全球与区域温度变化以及夏季风演化的影响［54 ］ .图5 b显示，80 ka为转折点，太阳辐射减少，指示气候变冷干，湖泊水位衰减；60—50 ka却存在显著上升趋势.C4 植被含量在85 ka之后开始增加，气候逐渐变干.湖相沉积的平均粒径基本维持稳定，在约85 ka时存在一个弱峰值，指示一次粒度变大事件.磁化率在80—20 ka明显低于120—80 ka，指示了夏季风环流在80 ka之后减弱.古湖最终消亡可能与末次冰期极端寒冷的气候和河套盆地周缘强烈的构造运动有关，总有机碳值的突然下降、δ 13 C值的增加、风成砂和沙漠沙含量的增加均表明在此期间气候干燥、寒冷［22 ］ .大型古湖泊干涸后，古湖泊的边缘提供了丰富的泥沙和沙源物质，湖盆本身和贺兰山丘陵为风成砂沉积提供了有利的地形条件，使得沙漠经历了移动沙丘的活化、沙漠地貌发育. ...
河套盆地吉兰泰凹陷中生代构造层划分及意义
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2020
... 早更新世时期狼山、巴音乌拉山、贺兰山以及鄂尔多斯高原在燕山运动构造格局基础上持续隆起［45 -46 ］ ，其间河套平原［47 ］ 和吉兰泰断陷盆地则持续下沉［48 ］ ，在磴口-敖龙布鲁格一线以南广大地区形成统一的大湖［49 ］ .155 ka之前沙漠形成是中更新世时期干旱增加的结果，青藏高原强烈隆起［50 ］ ，青藏高原的上升使邻近的地区变成了沉积盆地［51 ］ ，阻挡了来自印度洋的暖湿气团［52 ］ ，对来自西风带的水汽屏障作用也加强了，中国大陆气候较为干冷，西北地区的干旱化趋势明显.“吉兰泰-河套古大湖”取代了风成沙丘环境，其变化过程可能由于鄂尔多斯高原东北边缘距今120 ka前后开始的快速构造隆升［45 ］ ，致使晋陕峡谷黄河外流受到阻碍［49 ］ ，最终在河套盆地积水形成统一湖泊，末次冰期期间冰段相对湿润的气候环境进一步促进了古大湖的发育［19 ］ .Vostok冰芯δ 18 O在120 ka达到峰值；90—80 ka阶段，太阳辐射逐渐增加，夏季风盛行，气候逐渐变湿润，有利于湖泊发育（图5 ）.80 ka直至全新世早期东亚夏季风强度减弱，冬季形成强风，较强的日照导致了较高的温度和较强的蒸发，气候干燥［53 ］ .吉兰泰盐湖末次冰盛期到冰消期的矿物组成变化表明，该地区环境可能受到夏季太阳辐射、全球与区域温度变化以及夏季风演化的影响［54 ］ .图5 b显示，80 ka为转折点，太阳辐射减少，指示气候变冷干，湖泊水位衰减；60—50 ka却存在显著上升趋势.C4 植被含量在85 ka之后开始增加，气候逐渐变干.湖相沉积的平均粒径基本维持稳定，在约85 ka时存在一个弱峰值，指示一次粒度变大事件.磁化率在80—20 ka明显低于120—80 ka，指示了夏季风环流在80 ka之后减弱.古湖最终消亡可能与末次冰期极端寒冷的气候和河套盆地周缘强烈的构造运动有关，总有机碳值的突然下降、δ 13 C值的增加、风成砂和沙漠沙含量的增加均表明在此期间气候干燥、寒冷［22 ］ .大型古湖泊干涸后，古湖泊的边缘提供了丰富的泥沙和沙源物质，湖盆本身和贺兰山丘陵为风成砂沉积提供了有利的地形条件，使得沙漠经历了移动沙丘的活化、沙漠地貌发育. ...
河套地区新生代湖泊演化与“吉兰泰-河套”古大湖形成机制的初步研究
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2008
... 早更新世时期狼山、巴音乌拉山、贺兰山以及鄂尔多斯高原在燕山运动构造格局基础上持续隆起［45 -46 ］ ，其间河套平原［47 ］ 和吉兰泰断陷盆地则持续下沉［48 ］ ，在磴口-敖龙布鲁格一线以南广大地区形成统一的大湖［49 ］ .155 ka之前沙漠形成是中更新世时期干旱增加的结果，青藏高原强烈隆起［50 ］ ，青藏高原的上升使邻近的地区变成了沉积盆地［51 ］ ，阻挡了来自印度洋的暖湿气团［52 ］ ，对来自西风带的水汽屏障作用也加强了，中国大陆气候较为干冷，西北地区的干旱化趋势明显.“吉兰泰-河套古大湖”取代了风成沙丘环境，其变化过程可能由于鄂尔多斯高原东北边缘距今120 ka前后开始的快速构造隆升［45 ］ ，致使晋陕峡谷黄河外流受到阻碍［49 ］ ，最终在河套盆地积水形成统一湖泊，末次冰期期间冰段相对湿润的气候环境进一步促进了古大湖的发育［19 ］ .Vostok冰芯δ 18 O在120 ka达到峰值；90—80 ka阶段，太阳辐射逐渐增加，夏季风盛行，气候逐渐变湿润，有利于湖泊发育（图5 ）.80 ka直至全新世早期东亚夏季风强度减弱，冬季形成强风，较强的日照导致了较高的温度和较强的蒸发，气候干燥［53 ］ .吉兰泰盐湖末次冰盛期到冰消期的矿物组成变化表明，该地区环境可能受到夏季太阳辐射、全球与区域温度变化以及夏季风演化的影响［54 ］ .图5 b显示，80 ka为转折点，太阳辐射减少，指示气候变冷干，湖泊水位衰减；60—50 ka却存在显著上升趋势.C4 植被含量在85 ka之后开始增加，气候逐渐变干.湖相沉积的平均粒径基本维持稳定，在约85 ka时存在一个弱峰值，指示一次粒度变大事件.磁化率在80—20 ka明显低于120—80 ka，指示了夏季风环流在80 ka之后减弱.古湖最终消亡可能与末次冰期极端寒冷的气候和河套盆地周缘强烈的构造运动有关，总有机碳值的突然下降、δ 13 C值的增加、风成砂和沙漠沙含量的增加均表明在此期间气候干燥、寒冷［22 ］ .大型古湖泊干涸后，古湖泊的边缘提供了丰富的泥沙和沙源物质，湖盆本身和贺兰山丘陵为风成砂沉积提供了有利的地形条件，使得沙漠经历了移动沙丘的活化、沙漠地貌发育. ...
... ［49 ］，最终在河套盆地积水形成统一湖泊，末次冰期期间冰段相对湿润的气候环境进一步促进了古大湖的发育［19 ］ .Vostok冰芯δ 18 O在120 ka达到峰值；90—80 ka阶段，太阳辐射逐渐增加，夏季风盛行，气候逐渐变湿润，有利于湖泊发育（图5 ）.80 ka直至全新世早期东亚夏季风强度减弱，冬季形成强风，较强的日照导致了较高的温度和较强的蒸发，气候干燥［53 ］ .吉兰泰盐湖末次冰盛期到冰消期的矿物组成变化表明，该地区环境可能受到夏季太阳辐射、全球与区域温度变化以及夏季风演化的影响［54 ］ .图5 b显示，80 ka为转折点，太阳辐射减少，指示气候变冷干，湖泊水位衰减；60—50 ka却存在显著上升趋势.C4 植被含量在85 ka之后开始增加，气候逐渐变干.湖相沉积的平均粒径基本维持稳定，在约85 ka时存在一个弱峰值，指示一次粒度变大事件.磁化率在80—20 ka明显低于120—80 ka，指示了夏季风环流在80 ka之后减弱.古湖最终消亡可能与末次冰期极端寒冷的气候和河套盆地周缘强烈的构造运动有关，总有机碳值的突然下降、δ 13 C值的增加、风成砂和沙漠沙含量的增加均表明在此期间气候干燥、寒冷［22 ］ .大型古湖泊干涸后，古湖泊的边缘提供了丰富的泥沙和沙源物质，湖盆本身和贺兰山丘陵为风成砂沉积提供了有利的地形条件，使得沙漠经历了移动沙丘的活化、沙漠地貌发育. ...
中国干旱半干旱区的环境演变与荒漠化的成因
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2001
... 早更新世时期狼山、巴音乌拉山、贺兰山以及鄂尔多斯高原在燕山运动构造格局基础上持续隆起［45 -46 ］ ，其间河套平原［47 ］ 和吉兰泰断陷盆地则持续下沉［48 ］ ，在磴口-敖龙布鲁格一线以南广大地区形成统一的大湖［49 ］ .155 ka之前沙漠形成是中更新世时期干旱增加的结果，青藏高原强烈隆起［50 ］ ，青藏高原的上升使邻近的地区变成了沉积盆地［51 ］ ，阻挡了来自印度洋的暖湿气团［52 ］ ，对来自西风带的水汽屏障作用也加强了，中国大陆气候较为干冷，西北地区的干旱化趋势明显.“吉兰泰-河套古大湖”取代了风成沙丘环境，其变化过程可能由于鄂尔多斯高原东北边缘距今120 ka前后开始的快速构造隆升［45 ］ ，致使晋陕峡谷黄河外流受到阻碍［49 ］ ，最终在河套盆地积水形成统一湖泊，末次冰期期间冰段相对湿润的气候环境进一步促进了古大湖的发育［19 ］ .Vostok冰芯δ 18 O在120 ka达到峰值；90—80 ka阶段，太阳辐射逐渐增加，夏季风盛行，气候逐渐变湿润，有利于湖泊发育（图5 ）.80 ka直至全新世早期东亚夏季风强度减弱，冬季形成强风，较强的日照导致了较高的温度和较强的蒸发，气候干燥［53 ］ .吉兰泰盐湖末次冰盛期到冰消期的矿物组成变化表明，该地区环境可能受到夏季太阳辐射、全球与区域温度变化以及夏季风演化的影响［54 ］ .图5 b显示，80 ka为转折点，太阳辐射减少，指示气候变冷干，湖泊水位衰减；60—50 ka却存在显著上升趋势.C4 植被含量在85 ka之后开始增加，气候逐渐变干.湖相沉积的平均粒径基本维持稳定，在约85 ka时存在一个弱峰值，指示一次粒度变大事件.磁化率在80—20 ka明显低于120—80 ka，指示了夏季风环流在80 ka之后减弱.古湖最终消亡可能与末次冰期极端寒冷的气候和河套盆地周缘强烈的构造运动有关，总有机碳值的突然下降、δ 13 C值的增加、风成砂和沙漠沙含量的增加均表明在此期间气候干燥、寒冷［22 ］ .大型古湖泊干涸后，古湖泊的边缘提供了丰富的泥沙和沙源物质，湖盆本身和贺兰山丘陵为风成砂沉积提供了有利的地形条件，使得沙漠经历了移动沙丘的活化、沙漠地貌发育. ...
Chronology and paleoenvironmental records of a drill core in the central Tengger Desert of China
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2014
... 早更新世时期狼山、巴音乌拉山、贺兰山以及鄂尔多斯高原在燕山运动构造格局基础上持续隆起［45 -46 ］ ，其间河套平原［47 ］ 和吉兰泰断陷盆地则持续下沉［48 ］ ，在磴口-敖龙布鲁格一线以南广大地区形成统一的大湖［49 ］ .155 ka之前沙漠形成是中更新世时期干旱增加的结果，青藏高原强烈隆起［50 ］ ，青藏高原的上升使邻近的地区变成了沉积盆地［51 ］ ，阻挡了来自印度洋的暖湿气团［52 ］ ，对来自西风带的水汽屏障作用也加强了，中国大陆气候较为干冷，西北地区的干旱化趋势明显.“吉兰泰-河套古大湖”取代了风成沙丘环境，其变化过程可能由于鄂尔多斯高原东北边缘距今120 ka前后开始的快速构造隆升［45 ］ ，致使晋陕峡谷黄河外流受到阻碍［49 ］ ，最终在河套盆地积水形成统一湖泊，末次冰期期间冰段相对湿润的气候环境进一步促进了古大湖的发育［19 ］ .Vostok冰芯δ 18 O在120 ka达到峰值；90—80 ka阶段，太阳辐射逐渐增加，夏季风盛行，气候逐渐变湿润，有利于湖泊发育（图5 ）.80 ka直至全新世早期东亚夏季风强度减弱，冬季形成强风，较强的日照导致了较高的温度和较强的蒸发，气候干燥［53 ］ .吉兰泰盐湖末次冰盛期到冰消期的矿物组成变化表明，该地区环境可能受到夏季太阳辐射、全球与区域温度变化以及夏季风演化的影响［54 ］ .图5 b显示，80 ka为转折点，太阳辐射减少，指示气候变冷干，湖泊水位衰减；60—50 ka却存在显著上升趋势.C4 植被含量在85 ka之后开始增加，气候逐渐变干.湖相沉积的平均粒径基本维持稳定，在约85 ka时存在一个弱峰值，指示一次粒度变大事件.磁化率在80—20 ka明显低于120—80 ka，指示了夏季风环流在80 ka之后减弱.古湖最终消亡可能与末次冰期极端寒冷的气候和河套盆地周缘强烈的构造运动有关，总有机碳值的突然下降、δ 13 C值的增加、风成砂和沙漠沙含量的增加均表明在此期间气候干燥、寒冷［22 ］ .大型古湖泊干涸后，古湖泊的边缘提供了丰富的泥沙和沙源物质，湖盆本身和贺兰山丘陵为风成砂沉积提供了有利的地形条件，使得沙漠经历了移动沙丘的活化、沙漠地貌发育. ...
Two-phase uplift of Higher Himalayas since 17 Ma
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1992
... 早更新世时期狼山、巴音乌拉山、贺兰山以及鄂尔多斯高原在燕山运动构造格局基础上持续隆起［45 -46 ］ ，其间河套平原［47 ］ 和吉兰泰断陷盆地则持续下沉［48 ］ ，在磴口-敖龙布鲁格一线以南广大地区形成统一的大湖［49 ］ .155 ka之前沙漠形成是中更新世时期干旱增加的结果，青藏高原强烈隆起［50 ］ ，青藏高原的上升使邻近的地区变成了沉积盆地［51 ］ ，阻挡了来自印度洋的暖湿气团［52 ］ ，对来自西风带的水汽屏障作用也加强了，中国大陆气候较为干冷，西北地区的干旱化趋势明显.“吉兰泰-河套古大湖”取代了风成沙丘环境，其变化过程可能由于鄂尔多斯高原东北边缘距今120 ka前后开始的快速构造隆升［45 ］ ，致使晋陕峡谷黄河外流受到阻碍［49 ］ ，最终在河套盆地积水形成统一湖泊，末次冰期期间冰段相对湿润的气候环境进一步促进了古大湖的发育［19 ］ .Vostok冰芯δ 18 O在120 ka达到峰值；90—80 ka阶段，太阳辐射逐渐增加，夏季风盛行，气候逐渐变湿润，有利于湖泊发育（图5 ）.80 ka直至全新世早期东亚夏季风强度减弱，冬季形成强风，较强的日照导致了较高的温度和较强的蒸发，气候干燥［53 ］ .吉兰泰盐湖末次冰盛期到冰消期的矿物组成变化表明，该地区环境可能受到夏季太阳辐射、全球与区域温度变化以及夏季风演化的影响［54 ］ .图5 b显示，80 ka为转折点，太阳辐射减少，指示气候变冷干，湖泊水位衰减；60—50 ka却存在显著上升趋势.C4 植被含量在85 ka之后开始增加，气候逐渐变干.湖相沉积的平均粒径基本维持稳定，在约85 ka时存在一个弱峰值，指示一次粒度变大事件.磁化率在80—20 ka明显低于120—80 ka，指示了夏季风环流在80 ka之后减弱.古湖最终消亡可能与末次冰期极端寒冷的气候和河套盆地周缘强烈的构造运动有关，总有机碳值的突然下降、δ 13 C值的增加、风成砂和沙漠沙含量的增加均表明在此期间气候干燥、寒冷［22 ］ .大型古湖泊干涸后，古湖泊的边缘提供了丰富的泥沙和沙源物质，湖盆本身和贺兰山丘陵为风成砂沉积提供了有利的地形条件，使得沙漠经历了移动沙丘的活化、沙漠地貌发育. ...
Dry late-glacial and early Holocene climate in arid central Asia indicated by lithological and palynological evidence from Bosten Lake，China
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2009
... 早更新世时期狼山、巴音乌拉山、贺兰山以及鄂尔多斯高原在燕山运动构造格局基础上持续隆起［45 -46 ］ ，其间河套平原［47 ］ 和吉兰泰断陷盆地则持续下沉［48 ］ ，在磴口-敖龙布鲁格一线以南广大地区形成统一的大湖［49 ］ .155 ka之前沙漠形成是中更新世时期干旱增加的结果，青藏高原强烈隆起［50 ］ ，青藏高原的上升使邻近的地区变成了沉积盆地［51 ］ ，阻挡了来自印度洋的暖湿气团［52 ］ ，对来自西风带的水汽屏障作用也加强了，中国大陆气候较为干冷，西北地区的干旱化趋势明显.“吉兰泰-河套古大湖”取代了风成沙丘环境，其变化过程可能由于鄂尔多斯高原东北边缘距今120 ka前后开始的快速构造隆升［45 ］ ，致使晋陕峡谷黄河外流受到阻碍［49 ］ ，最终在河套盆地积水形成统一湖泊，末次冰期期间冰段相对湿润的气候环境进一步促进了古大湖的发育［19 ］ .Vostok冰芯δ 18 O在120 ka达到峰值；90—80 ka阶段，太阳辐射逐渐增加，夏季风盛行，气候逐渐变湿润，有利于湖泊发育（图5 ）.80 ka直至全新世早期东亚夏季风强度减弱，冬季形成强风，较强的日照导致了较高的温度和较强的蒸发，气候干燥［53 ］ .吉兰泰盐湖末次冰盛期到冰消期的矿物组成变化表明，该地区环境可能受到夏季太阳辐射、全球与区域温度变化以及夏季风演化的影响［54 ］ .图5 b显示，80 ka为转折点，太阳辐射减少，指示气候变冷干，湖泊水位衰减；60—50 ka却存在显著上升趋势.C4 植被含量在85 ka之后开始增加，气候逐渐变干.湖相沉积的平均粒径基本维持稳定，在约85 ka时存在一个弱峰值，指示一次粒度变大事件.磁化率在80—20 ka明显低于120—80 ka，指示了夏季风环流在80 ka之后减弱.古湖最终消亡可能与末次冰期极端寒冷的气候和河套盆地周缘强烈的构造运动有关，总有机碳值的突然下降、δ 13 C值的增加、风成砂和沙漠沙含量的增加均表明在此期间气候干燥、寒冷［22 ］ .大型古湖泊干涸后，古湖泊的边缘提供了丰富的泥沙和沙源物质，湖盆本身和贺兰山丘陵为风成砂沉积提供了有利的地形条件，使得沙漠经历了移动沙丘的活化、沙漠地貌发育. ...
末次冰盛期时吉兰泰盐湖的湖泊状态与古气候特征
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2015
... 早更新世时期狼山、巴音乌拉山、贺兰山以及鄂尔多斯高原在燕山运动构造格局基础上持续隆起［45 -46 ］ ，其间河套平原［47 ］ 和吉兰泰断陷盆地则持续下沉［48 ］ ，在磴口-敖龙布鲁格一线以南广大地区形成统一的大湖［49 ］ .155 ka之前沙漠形成是中更新世时期干旱增加的结果，青藏高原强烈隆起［50 ］ ，青藏高原的上升使邻近的地区变成了沉积盆地［51 ］ ，阻挡了来自印度洋的暖湿气团［52 ］ ，对来自西风带的水汽屏障作用也加强了，中国大陆气候较为干冷，西北地区的干旱化趋势明显.“吉兰泰-河套古大湖”取代了风成沙丘环境，其变化过程可能由于鄂尔多斯高原东北边缘距今120 ka前后开始的快速构造隆升［45 ］ ，致使晋陕峡谷黄河外流受到阻碍［49 ］ ，最终在河套盆地积水形成统一湖泊，末次冰期期间冰段相对湿润的气候环境进一步促进了古大湖的发育［19 ］ .Vostok冰芯δ 18 O在120 ka达到峰值；90—80 ka阶段，太阳辐射逐渐增加，夏季风盛行，气候逐渐变湿润，有利于湖泊发育（图5 ）.80 ka直至全新世早期东亚夏季风强度减弱，冬季形成强风，较强的日照导致了较高的温度和较强的蒸发，气候干燥［53 ］ .吉兰泰盐湖末次冰盛期到冰消期的矿物组成变化表明，该地区环境可能受到夏季太阳辐射、全球与区域温度变化以及夏季风演化的影响［54 ］ .图5 b显示，80 ka为转折点，太阳辐射减少，指示气候变冷干，湖泊水位衰减；60—50 ka却存在显著上升趋势.C4 植被含量在85 ka之后开始增加，气候逐渐变干.湖相沉积的平均粒径基本维持稳定，在约85 ka时存在一个弱峰值，指示一次粒度变大事件.磁化率在80—20 ka明显低于120—80 ka，指示了夏季风环流在80 ka之后减弱.古湖最终消亡可能与末次冰期极端寒冷的气候和河套盆地周缘强烈的构造运动有关，总有机碳值的突然下降、δ 13 C值的增加、风成砂和沙漠沙含量的增加均表明在此期间气候干燥、寒冷［22 ］ .大型古湖泊干涸后，古湖泊的边缘提供了丰富的泥沙和沙源物质，湖盆本身和贺兰山丘陵为风成砂沉积提供了有利的地形条件，使得沙漠经历了移动沙丘的活化、沙漠地貌发育. ...
A data-model comparison pinpoints Holocene spatiotemporal pattern of East Asian summer monsoon
2
2021
... 气候在全新世早期是干燥的，在全新世中期是潮湿的，在全新世晚期又是干燥的，表现出干湿交替的变化［55 ］ .全新世早期经向温度梯度增强中纬度西风气流，使西风急流向南移动，寒冷的内陆条件将导致中纬度地区弱气旋活动，导致降水减少［56 ］ 和气候干燥［29 ］ .内蒙古南部沙漠的湿润期可能是由全新世中期强烈的夏季风、高降雨量和气候普遍湿润造成的［57 ］ .岱海TOC含量逐渐上升［55 ］ 说明全新世中期出现短暂的湿润期［58 ］ ，强烈的夏季风导致中国北部整个沙漠地带的水分有效性相对较大的增加［9 ］ ，降水在8—7.5 ka整体处于高值.北半球冰盖减少或消失时，北大西洋海温和高空气温都升高，北大西洋地区的高海温将导致更多的来自大西洋的水汽，而大陆高温度将导致高湿度，可用于欧亚大陆的局部水分循环，导致干旱的地区更多的降水［29 ］ .三角城剖面记录孢粉浓度在距今7—5 ka年间出现最低值，表征阿拉善高原经历了强烈的干旱化［59 ］ .7.0—6.5 ka时“乌兰布和古湖”收缩解体与亚洲夏季风强度从其最大值开始下降相关，夏季风强度随着太阳辐射最大值而降低，干燥的冬季风风力增加［60 ］ ，干旱气候盛行，蒸发作用和风的吹蚀作用日渐增长，湖面迅速收缩，大面积退出的湖积平原在风的吹扬作用下形成不同形态的风沙地貌［61 ］ . ...
... ［55 ］说明全新世中期出现短暂的湿润期［58 ］ ，强烈的夏季风导致中国北部整个沙漠地带的水分有效性相对较大的增加［9 ］ ，降水在8—7.5 ka整体处于高值.北半球冰盖减少或消失时，北大西洋海温和高空气温都升高，北大西洋地区的高海温将导致更多的来自大西洋的水汽，而大陆高温度将导致高湿度，可用于欧亚大陆的局部水分循环，导致干旱的地区更多的降水［29 ］ .三角城剖面记录孢粉浓度在距今7—5 ka年间出现最低值，表征阿拉善高原经历了强烈的干旱化［59 ］ .7.0—6.5 ka时“乌兰布和古湖”收缩解体与亚洲夏季风强度从其最大值开始下降相关，夏季风强度随着太阳辐射最大值而降低，干燥的冬季风风力增加［60 ］ ，干旱气候盛行，蒸发作用和风的吹蚀作用日渐增长，湖面迅速收缩，大面积退出的湖积平原在风的吹扬作用下形成不同形态的风沙地貌［61 ］ . ...
Reconstruction of climate and vegetation changes of Lake Bayanchagan （Inner Mongolia）：Holocene variability of the East Asian monsoon
1
2006
... 气候在全新世早期是干燥的，在全新世中期是潮湿的，在全新世晚期又是干燥的，表现出干湿交替的变化［55 ］ .全新世早期经向温度梯度增强中纬度西风气流，使西风急流向南移动，寒冷的内陆条件将导致中纬度地区弱气旋活动，导致降水减少［56 ］ 和气候干燥［29 ］ .内蒙古南部沙漠的湿润期可能是由全新世中期强烈的夏季风、高降雨量和气候普遍湿润造成的［57 ］ .岱海TOC含量逐渐上升［55 ］ 说明全新世中期出现短暂的湿润期［58 ］ ，强烈的夏季风导致中国北部整个沙漠地带的水分有效性相对较大的增加［9 ］ ，降水在8—7.5 ka整体处于高值.北半球冰盖减少或消失时，北大西洋海温和高空气温都升高，北大西洋地区的高海温将导致更多的来自大西洋的水汽，而大陆高温度将导致高湿度，可用于欧亚大陆的局部水分循环，导致干旱的地区更多的降水［29 ］ .三角城剖面记录孢粉浓度在距今7—5 ka年间出现最低值，表征阿拉善高原经历了强烈的干旱化［59 ］ .7.0—6.5 ka时“乌兰布和古湖”收缩解体与亚洲夏季风强度从其最大值开始下降相关，夏季风强度随着太阳辐射最大值而降低，干燥的冬季风风力增加［60 ］ ，干旱气候盛行，蒸发作用和风的吹蚀作用日渐增长，湖面迅速收缩，大面积退出的湖积平原在风的吹扬作用下形成不同形态的风沙地貌［61 ］ . ...
吉兰泰盐湖沉积物孢粉记录的季风边缘区全新世气候演化
1
2018
... 气候在全新世早期是干燥的，在全新世中期是潮湿的，在全新世晚期又是干燥的，表现出干湿交替的变化［55 ］ .全新世早期经向温度梯度增强中纬度西风气流，使西风急流向南移动，寒冷的内陆条件将导致中纬度地区弱气旋活动，导致降水减少［56 ］ 和气候干燥［29 ］ .内蒙古南部沙漠的湿润期可能是由全新世中期强烈的夏季风、高降雨量和气候普遍湿润造成的［57 ］ .岱海TOC含量逐渐上升［55 ］ 说明全新世中期出现短暂的湿润期［58 ］ ，强烈的夏季风导致中国北部整个沙漠地带的水分有效性相对较大的增加［9 ］ ，降水在8—7.5 ka整体处于高值.北半球冰盖减少或消失时，北大西洋海温和高空气温都升高，北大西洋地区的高海温将导致更多的来自大西洋的水汽，而大陆高温度将导致高湿度，可用于欧亚大陆的局部水分循环，导致干旱的地区更多的降水［29 ］ .三角城剖面记录孢粉浓度在距今7—5 ka年间出现最低值，表征阿拉善高原经历了强烈的干旱化［59 ］ .7.0—6.5 ka时“乌兰布和古湖”收缩解体与亚洲夏季风强度从其最大值开始下降相关，夏季风强度随着太阳辐射最大值而降低，干燥的冬季风风力增加［60 ］ ，干旱气候盛行，蒸发作用和风的吹蚀作用日渐增长，湖面迅速收缩，大面积退出的湖积平原在风的吹扬作用下形成不同形态的风沙地貌［61 ］ . ...
Holocene vegetation and climate changes from fossil pollen records in arid and semi-arid China
1
2007
... 气候在全新世早期是干燥的，在全新世中期是潮湿的，在全新世晚期又是干燥的，表现出干湿交替的变化［55 ］ .全新世早期经向温度梯度增强中纬度西风气流，使西风急流向南移动，寒冷的内陆条件将导致中纬度地区弱气旋活动，导致降水减少［56 ］ 和气候干燥［29 ］ .内蒙古南部沙漠的湿润期可能是由全新世中期强烈的夏季风、高降雨量和气候普遍湿润造成的［57 ］ .岱海TOC含量逐渐上升［55 ］ 说明全新世中期出现短暂的湿润期［58 ］ ，强烈的夏季风导致中国北部整个沙漠地带的水分有效性相对较大的增加［9 ］ ，降水在8—7.5 ka整体处于高值.北半球冰盖减少或消失时，北大西洋海温和高空气温都升高，北大西洋地区的高海温将导致更多的来自大西洋的水汽，而大陆高温度将导致高湿度，可用于欧亚大陆的局部水分循环，导致干旱的地区更多的降水［29 ］ .三角城剖面记录孢粉浓度在距今7—5 ka年间出现最低值，表征阿拉善高原经历了强烈的干旱化［59 ］ .7.0—6.5 ka时“乌兰布和古湖”收缩解体与亚洲夏季风强度从其最大值开始下降相关，夏季风强度随着太阳辐射最大值而降低，干燥的冬季风风力增加［60 ］ ，干旱气候盛行，蒸发作用和风的吹蚀作用日渐增长，湖面迅速收缩，大面积退出的湖积平原在风的吹扬作用下形成不同形态的风沙地貌［61 ］ . ...
阿拉善高原中全新世干旱事件的湖泊记录研究
1
2004
... 气候在全新世早期是干燥的，在全新世中期是潮湿的，在全新世晚期又是干燥的，表现出干湿交替的变化［55 ］ .全新世早期经向温度梯度增强中纬度西风气流，使西风急流向南移动，寒冷的内陆条件将导致中纬度地区弱气旋活动，导致降水减少［56 ］ 和气候干燥［29 ］ .内蒙古南部沙漠的湿润期可能是由全新世中期强烈的夏季风、高降雨量和气候普遍湿润造成的［57 ］ .岱海TOC含量逐渐上升［55 ］ 说明全新世中期出现短暂的湿润期［58 ］ ，强烈的夏季风导致中国北部整个沙漠地带的水分有效性相对较大的增加［9 ］ ，降水在8—7.5 ka整体处于高值.北半球冰盖减少或消失时，北大西洋海温和高空气温都升高，北大西洋地区的高海温将导致更多的来自大西洋的水汽，而大陆高温度将导致高湿度，可用于欧亚大陆的局部水分循环，导致干旱的地区更多的降水［29 ］ .三角城剖面记录孢粉浓度在距今7—5 ka年间出现最低值，表征阿拉善高原经历了强烈的干旱化［59 ］ .7.0—6.5 ka时“乌兰布和古湖”收缩解体与亚洲夏季风强度从其最大值开始下降相关，夏季风强度随着太阳辐射最大值而降低，干燥的冬季风风力增加［60 ］ ，干旱气候盛行，蒸发作用和风的吹蚀作用日渐增长，湖面迅速收缩，大面积退出的湖积平原在风的吹扬作用下形成不同形态的风沙地貌［61 ］ . ...
Palaeo-moisture evolution in monsoonal Central Asia during the last 50，000 years
1
2006
... 气候在全新世早期是干燥的，在全新世中期是潮湿的，在全新世晚期又是干燥的，表现出干湿交替的变化［55 ］ .全新世早期经向温度梯度增强中纬度西风气流，使西风急流向南移动，寒冷的内陆条件将导致中纬度地区弱气旋活动，导致降水减少［56 ］ 和气候干燥［29 ］ .内蒙古南部沙漠的湿润期可能是由全新世中期强烈的夏季风、高降雨量和气候普遍湿润造成的［57 ］ .岱海TOC含量逐渐上升［55 ］ 说明全新世中期出现短暂的湿润期［58 ］ ，强烈的夏季风导致中国北部整个沙漠地带的水分有效性相对较大的增加［9 ］ ，降水在8—7.5 ka整体处于高值.北半球冰盖减少或消失时，北大西洋海温和高空气温都升高，北大西洋地区的高海温将导致更多的来自大西洋的水汽，而大陆高温度将导致高湿度，可用于欧亚大陆的局部水分循环，导致干旱的地区更多的降水［29 ］ .三角城剖面记录孢粉浓度在距今7—5 ka年间出现最低值，表征阿拉善高原经历了强烈的干旱化［59 ］ .7.0—6.5 ka时“乌兰布和古湖”收缩解体与亚洲夏季风强度从其最大值开始下降相关，夏季风强度随着太阳辐射最大值而降低，干燥的冬季风风力增加［60 ］ ，干旱气候盛行，蒸发作用和风的吹蚀作用日渐增长，湖面迅速收缩，大面积退出的湖积平原在风的吹扬作用下形成不同形态的风沙地貌［61 ］ . ...
吉兰泰地区第四纪湖泊的演变
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1989
... 气候在全新世早期是干燥的，在全新世中期是潮湿的，在全新世晚期又是干燥的，表现出干湿交替的变化［55 ］ .全新世早期经向温度梯度增强中纬度西风气流，使西风急流向南移动，寒冷的内陆条件将导致中纬度地区弱气旋活动，导致降水减少［56 ］ 和气候干燥［29 ］ .内蒙古南部沙漠的湿润期可能是由全新世中期强烈的夏季风、高降雨量和气候普遍湿润造成的［57 ］ .岱海TOC含量逐渐上升［55 ］ 说明全新世中期出现短暂的湿润期［58 ］ ，强烈的夏季风导致中国北部整个沙漠地带的水分有效性相对较大的增加［9 ］ ，降水在8—7.5 ka整体处于高值.北半球冰盖减少或消失时，北大西洋海温和高空气温都升高，北大西洋地区的高海温将导致更多的来自大西洋的水汽，而大陆高温度将导致高湿度，可用于欧亚大陆的局部水分循环，导致干旱的地区更多的降水［29 ］ .三角城剖面记录孢粉浓度在距今7—5 ka年间出现最低值，表征阿拉善高原经历了强烈的干旱化［59 ］ .7.0—6.5 ka时“乌兰布和古湖”收缩解体与亚洲夏季风强度从其最大值开始下降相关，夏季风强度随着太阳辐射最大值而降低，干燥的冬季风风力增加［60 ］ ，干旱气候盛行，蒸发作用和风的吹蚀作用日渐增长，湖面迅速收缩，大面积退出的湖积平原在风的吹扬作用下形成不同形态的风沙地貌［61 ］ . ...
半干旱地区历史时期沙漠化成因研究进展
1
2015
... 沙漠形成原因的判断与形成时代紧密相连，此前阶段没有证据表明人类活动导致环境变化，第四纪地质时期内，沙漠化是一种“纯自然”过程，即气候-地貌过程［62 ］ .在人类历史时期，由于人为因素的直接或间接作用，原来的绿洲等非沙漠化土地变成了沙漠.中国科学院地理研究所乌兰布和沙漠工作队考察了汉代窳浑城、三封城、临戎城的遗址发现，在较大的湿地和浅水湖泊消失后汉王朝（2 ka）在该地区屯垦并大规模发展农业.移民屯垦弃荒和游牧民族开展大规模放牧的活动，破坏了表层土壤的稳定性，重新激活了旧的沙层［63 ］ ，导致东部原农田和西部原湿地或浅水湖低地发育成沙漠地貌. ...
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383-399
... 沙漠形成原因的判断与形成时代紧密相连，此前阶段没有证据表明人类活动导致环境变化，第四纪地质时期内，沙漠化是一种“纯自然”过程，即气候-地貌过程［62 ］ .在人类历史时期，由于人为因素的直接或间接作用，原来的绿洲等非沙漠化土地变成了沙漠.中国科学院地理研究所乌兰布和沙漠工作队考察了汉代窳浑城、三封城、临戎城的遗址发现，在较大的湿地和浅水湖泊消失后汉王朝（2 ka）在该地区屯垦并大规模发展农业.移民屯垦弃荒和游牧民族开展大规模放牧的活动，破坏了表层土壤的稳定性，重新激活了旧的沙层［63 ］ ，导致东部原农田和西部原湿地或浅水湖低地发育成沙漠地貌. ...
我国沙漠化研究的若干问题：1.沙漠化的概念及其内涵
1
2003
... 20世纪50年代后期，人类活动已成为沙漠化的主要驱动力，不合理的土地开垦、过度放牧以及滥伐滥樵等导致植被破坏［64 ］ 、土壤风蚀加剧，造成土地沙化，植被易遭破坏，增加沙漠化发展的风险.土壤和上覆地层受侵蚀后，极易出露到地表，形成“就地起沙”，中国北方土地利用的方式和程度是沙漠化发展或逆转的主导因素，植被恢复是逆沙漠化过程［65 ］ .1959年中国科学院治沙队首次综合考察乌兰布和沙漠的自然资源、沙丘特征及风沙运动规律，建立了磴口试验研究站，开展防风治沙研究［66 ］ ，合理的土地利用方式或者是防沙治沙、调节型和复元型生态工程［67 ］ 等措施起到不可忽视的作用.因此约束和规范人类的行为已成为防治荒漠化的关键［68 ］ ，“趋绿洲化”、“避沙漠化”成为干旱地区沙漠化防治的要点［69 ］ （图5 ）. ...
我国北方的土地利用与沙漠化
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1999
... 20世纪50年代后期，人类活动已成为沙漠化的主要驱动力，不合理的土地开垦、过度放牧以及滥伐滥樵等导致植被破坏［64 ］ 、土壤风蚀加剧，造成土地沙化，植被易遭破坏，增加沙漠化发展的风险.土壤和上覆地层受侵蚀后，极易出露到地表，形成“就地起沙”，中国北方土地利用的方式和程度是沙漠化发展或逆转的主导因素，植被恢复是逆沙漠化过程［65 ］ .1959年中国科学院治沙队首次综合考察乌兰布和沙漠的自然资源、沙丘特征及风沙运动规律，建立了磴口试验研究站，开展防风治沙研究［66 ］ ，合理的土地利用方式或者是防沙治沙、调节型和复元型生态工程［67 ］ 等措施起到不可忽视的作用.因此约束和规范人类的行为已成为防治荒漠化的关键［68 ］ ，“趋绿洲化”、“避沙漠化”成为干旱地区沙漠化防治的要点［69 ］ （图5 ）. ...
中国沙漠化研究的进展
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1989
... 20世纪50年代后期，人类活动已成为沙漠化的主要驱动力，不合理的土地开垦、过度放牧以及滥伐滥樵等导致植被破坏［64 ］ 、土壤风蚀加剧，造成土地沙化，植被易遭破坏，增加沙漠化发展的风险.土壤和上覆地层受侵蚀后，极易出露到地表，形成“就地起沙”，中国北方土地利用的方式和程度是沙漠化发展或逆转的主导因素，植被恢复是逆沙漠化过程［65 ］ .1959年中国科学院治沙队首次综合考察乌兰布和沙漠的自然资源、沙丘特征及风沙运动规律，建立了磴口试验研究站，开展防风治沙研究［66 ］ ，合理的土地利用方式或者是防沙治沙、调节型和复元型生态工程［67 ］ 等措施起到不可忽视的作用.因此约束和规范人类的行为已成为防治荒漠化的关键［68 ］ ，“趋绿洲化”、“避沙漠化”成为干旱地区沙漠化防治的要点［69 ］ （图5 ）. ...
试论沙漠化过程及其防治措施的生态学基础
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1986
... 20世纪50年代后期，人类活动已成为沙漠化的主要驱动力，不合理的土地开垦、过度放牧以及滥伐滥樵等导致植被破坏［64 ］ 、土壤风蚀加剧，造成土地沙化，植被易遭破坏，增加沙漠化发展的风险.土壤和上覆地层受侵蚀后，极易出露到地表，形成“就地起沙”，中国北方土地利用的方式和程度是沙漠化发展或逆转的主导因素，植被恢复是逆沙漠化过程［65 ］ .1959年中国科学院治沙队首次综合考察乌兰布和沙漠的自然资源、沙丘特征及风沙运动规律，建立了磴口试验研究站，开展防风治沙研究［66 ］ ，合理的土地利用方式或者是防沙治沙、调节型和复元型生态工程［67 ］ 等措施起到不可忽视的作用.因此约束和规范人类的行为已成为防治荒漠化的关键［68 ］ ，“趋绿洲化”、“避沙漠化”成为干旱地区沙漠化防治的要点［69 ］ （图5 ）. ...
中国沙漠化过程中人文作用研究进展
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2006
... 20世纪50年代后期，人类活动已成为沙漠化的主要驱动力，不合理的土地开垦、过度放牧以及滥伐滥樵等导致植被破坏［64 ］ 、土壤风蚀加剧，造成土地沙化，植被易遭破坏，增加沙漠化发展的风险.土壤和上覆地层受侵蚀后，极易出露到地表，形成“就地起沙”，中国北方土地利用的方式和程度是沙漠化发展或逆转的主导因素，植被恢复是逆沙漠化过程［65 ］ .1959年中国科学院治沙队首次综合考察乌兰布和沙漠的自然资源、沙丘特征及风沙运动规律，建立了磴口试验研究站，开展防风治沙研究［66 ］ ，合理的土地利用方式或者是防沙治沙、调节型和复元型生态工程［67 ］ 等措施起到不可忽视的作用.因此约束和规范人类的行为已成为防治荒漠化的关键［68 ］ ，“趋绿洲化”、“避沙漠化”成为干旱地区沙漠化防治的要点［69 ］ （图5 ）. ...
干旱区绿洲化、荒漠化研究的进展与趋势
1
2009
... 20世纪50年代后期，人类活动已成为沙漠化的主要驱动力，不合理的土地开垦、过度放牧以及滥伐滥樵等导致植被破坏［64 ］ 、土壤风蚀加剧，造成土地沙化，植被易遭破坏，增加沙漠化发展的风险.土壤和上覆地层受侵蚀后，极易出露到地表，形成“就地起沙”，中国北方土地利用的方式和程度是沙漠化发展或逆转的主导因素，植被恢复是逆沙漠化过程［65 ］ .1959年中国科学院治沙队首次综合考察乌兰布和沙漠的自然资源、沙丘特征及风沙运动规律，建立了磴口试验研究站，开展防风治沙研究［66 ］ ，合理的土地利用方式或者是防沙治沙、调节型和复元型生态工程［67 ］ 等措施起到不可忽视的作用.因此约束和规范人类的行为已成为防治荒漠化的关键［68 ］ ，“趋绿洲化”、“避沙漠化”成为干旱地区沙漠化防治的要点［69 ］ （图5 ）. ...
Vostok ice core：a continuous isotope temperature record over the last climatic cycle （160，000 years）
1
1987
... Ⅸ［43 ］ 、Ⅶ、Ⅴ、Ⅲ和Ⅰ［13 ］ ：沙漠环境；Ⅷ：北部为古屠申泽和“乌兰布和古湖”；Ⅵ和Ⅳ［23 ］ 、Ⅱ［19 ］ ：“吉兰泰-河套古大湖”.a：Vostok 冰芯δ 18 O，引自文献［70 ］；b：北半球夏季65°N太阳辐射，引自文献［71 ］；c：C4 植物含量，引自文献［72 ］；d：河套古湖平均粒径，引自文献［22 ］；e：洛川黄土磁化率，引自文献［73 ］ ...
轨道尺度东亚夏季风的动力反演
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2013
... Ⅸ［43 ］ 、Ⅶ、Ⅴ、Ⅲ和Ⅰ［13 ］ ：沙漠环境；Ⅷ：北部为古屠申泽和“乌兰布和古湖”；Ⅵ和Ⅳ［23 ］ 、Ⅱ［19 ］ ：“吉兰泰-河套古大湖”.a：Vostok 冰芯δ 18 O，引自文献［70 ］；b：北半球夏季65°N太阳辐射，引自文献［71 ］；c：C4 植物含量，引自文献［72 ］；d：河套古湖平均粒径，引自文献［22 ］；e：洛川黄土磁化率，引自文献［73 ］ ...
南极罗斯海湖泊和海洋沉积物中烷基脂类碳氢同位素组成及古气候意义
1
2020
... Ⅸ［43 ］ 、Ⅶ、Ⅴ、Ⅲ和Ⅰ［13 ］ ：沙漠环境；Ⅷ：北部为古屠申泽和“乌兰布和古湖”；Ⅵ和Ⅳ［23 ］ 、Ⅱ［19 ］ ：“吉兰泰-河套古大湖”.a：Vostok 冰芯δ 18 O，引自文献［70 ］；b：北半球夏季65°N太阳辐射，引自文献［71 ］；c：C4 植物含量，引自文献［72 ］；d：河套古湖平均粒径，引自文献［22 ］；e：洛川黄土磁化率，引自文献［73 ］ ...
Astronomical timescale and palaeoclimatic implication of stacked 3.6-Myr monsoon records from the Chinese Loess Plateau
1
2006
... Ⅸ［43 ］ 、Ⅶ、Ⅴ、Ⅲ和Ⅰ［13 ］ ：沙漠环境；Ⅷ：北部为古屠申泽和“乌兰布和古湖”；Ⅵ和Ⅳ［23 ］ 、Ⅱ［19 ］ ：“吉兰泰-河套古大湖”.a：Vostok 冰芯δ 18 O，引自文献［70 ］；b：北半球夏季65°N太阳辐射，引自文献［71 ］；c：C4 植物含量，引自文献［72 ］；d：河套古湖平均粒径，引自文献［22 ］；e：洛川黄土磁化率，引自文献［73 ］ ...
甘公网安备 62010202000688号
