全 文 ：第 35卷 第 2期 生 态 科 学 35(2): 17
2016 年 3 月 Ecological Science Mar. 2016

收稿日期: 2015-07-11; 修订日期: 2015-08-19
基金项目: 国家自然科学基金项目(41171059); 国家自然科学基金青年基金项目(41401088)
作者简介: 岳永彧(1989—) , 男, 甘肃白银人, 硕士研究生, 主要从事寒区气候与环境研究, E-mail: yueyongyu@yahoo.com
*通信作者: 王俊峰, 男, 博士, 副研究员, 主要从事寒区旱区生态学研究, E-mail: wangjf2008@lzb.ac.cn

岳永彧, 王俊峰, 俞祁浩, 等. 青藏高原多年冻土区热融湖塘沉积物粒度分布特征研究[J]. 生态科学, 2016, 35(2): 17.
YUE Yongyu, WANG Junfeng, YU Qihao, et al. Study on the distribution characteristics of sediments grain size of thermokarst lakes
in permafrost regions on the Qinghai-Tibet Plateau[J]. Ecological Science, 2016, 35(2): 17.

青藏高原多年冻土区热融湖塘沉积物粒度分布特征
研究
岳永彧 1,2, 王俊峰 1,* , 俞祁浩 1, 游艳辉 1
1. 中国科学院寒区旱区环境与工程研究所, 冻土工程国家重点实验室, 兰州 730000
2. 中国科学院大学, 北京 100049

【摘要】 在青藏高原五道梁多年冻土区,利用土钻对 3 个典型热融湖塘不同区域表层沉积物进行取样, 并做了粒度分析、
粒度参数计算和回归分析, 结合有关资料探讨了热融湖塘沉积物的粒度分布特征及其形成原因。结果表明: 在沉积物分
布类型上, 以湖心为圆心、半径 15 m 的湖心区, 表层沉积物平均粒度为 4.46—5.37 Φ, 标准偏差为 2.48—2.75, 粒度较细,
属于粉砂质砂; 半径 15—30 m 的湖滨区, 表层沉积物的平均粒度为 2.69—3.34 Φ, 标准偏差为 1.67—2.22, 粒度较粗, 属
于砂质; 半径 30 m 至天然地表的过渡区, 表层沉积物平均粒度为 3.22—3.44 Φ, 标准偏差为 1.93—2.18, 粒度较粗, 属于
砂质。不同区域沉积物粒度差异显著, 热融湖塘沉积物的粉砂和黏土含量分布为湖心区>湖滨区>过渡区, 而砂含量的分
布特征则相反, 为过渡区>湖滨区>湖心区。热融湖塘沉积物这种粒度分布特征与冻融循环、水力搬运、风力侵蚀以及地
形等因素密切相关, 是导致热融湖塘不同区域地表沉积物粒度特征产生显著差异的主要原因, 也是造成湖塘周边土壤发
生粗砾化的根本动力。

关键词：热融湖塘; 表层沉积物; 粒度特征; 青藏高原
doi:10.14108/j.cnki.1008-8873.2016.02.001 中图分类号：P512.2 文献标识码：A 文章编号：1008-8873(2016)02-001-07
Study on the distribution characteristics of sediments grain size of thermokarst
lakes in permafrost regions on the Qinghai-Tibet Plateau
YUE Yongyu1,2, WANG Junfeng1,*, YU Qihao1, YOU Yanhui1
1. State Key Laboratory of Frozen Soil Engineering, Cold and Arid Regions Environmental and Engineering Research Institute,
Chinese Academy of Science, Lanzhou 730000, China
2. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China
Abstract: In the Wudaoliang permafrost region on the Qinghai-Tibet Plateau, surface sediments were sampled using soil auger from
different areas of the three typical thermokarst lakes. The grain sizes were analyzed and the corresponding grain size parameters were
calculated and regression analysis was also proceeded. Based on the relevant documents, the characteristics of grain size distribution of
thermokarst lakes and their forming reasons were discussed. The results showed that for the sediment types, at the lake center zone, the
average grain sizes of surficial sediments varied from 4.46 to 5.37 Φ with standard deviations from 2.48 to 2.75. The grain sizes were
fine and classified as silty sand. At the lakeshore zone, the average grain sizes of surficial sediments varied from 2.69 to 3.34 Φ with
standard deviations from 1.67 to 2.22. The grain sizes were coarse and classified as sand. At the transitional zone, the average grain
sizes of surficial sediments varied from 3.22 to 3.44 Φ with standard deviations from 1.93 to 2.18. The grain sizes also were coarse and
classified as sand. The sediment grain sizes were significantly different between different areas of the same thermokarst lake. The
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distributions of silt and clay content were as follows: lake center zone>lakeshore zone>transitional zone, but the distributions of sand
content showed a reverse order. These distribution characteristics of sediments in the thermokarst lakes were closely related with the
factors such as freezing and thawing actions, hydraulic transportation, wind erosion, topography and so on, which were the main
drivers to cause significant differences between the grain sizes at different zones of the thermokarst lake, and also were the main force
to lead the soil beside the thermokarst lake coarsening.
Key words: thermokarst lake; surface sediments; grain size characteristic; Qinghai-Tibet Plateau
1 前言
在多年冻土区, 热融湖塘是由于自然或人为
作用导致季节融化深度加大, 地下冰或者多年冻土
层在某一区域发生局部融化, 地表随之沉陷, 积水
后形成的湖塘[1]。热融湖塘的形成和变化将对周边多
年冻土的热状况、水文过程、生态环境以及冻土工程
的稳定性等产生重要影响[2–4]。在全球变暖的大背景
下, 多年冻土升温和融化, 加之青藏铁路等重大工程
的实施, 破坏了多年冻土的热稳定性, 加速了冻土的
退化, 冻土融化后产生的水分汇集在地势低洼处或
者原有的热融湖塘中, 导致青藏高原多年冻土区热
融湖塘数量逐年增多, 规模越来越大[5–8]。由此引起
的土壤植被退化[9]、热侵蚀作用[10–11]、温室气体排放
等问题已成为研究的热点和全球关注的焦点。
受热融湖塘热侵蚀作用的影响, 在湖塘水位消
长的过程中, 湖塘周围土体不断受到冻融、风浪冲
刷和筛分作用, 逐渐将土壤带入湖塘内部, 成为湖
塘沉积物。湖塘沉积物粒度是一个简单、表征意义
明确、对气候变化敏感、能准确反演一个地貌单元
在形成过程中环境变化的指标[12]。各种研究表明,
沉积物的粒度特征不但能表明沉积物的沉积过程、
沉积区域环境因素和沉积时的动力特征, 还可以表
明沉积物的输送强度和方向[13–14]。在湖塘长期的发
展过程中, 受诸多因素的影响, 湖塘沉积物粒度呈
现出特定的空间结构和随机性[15]。近年来对湖塘沉
积物所记录的环境演变进行研究已经成为全球变化
研究中的一项重要内容。
因此, 本文在青藏高原五道梁多年冻土区选择
3 个典型热融湖塘, 对湖塘不同区域范围的沉积物
粒度特征进行研究, 阐明热融湖塘在形成和发展过
程中沉积物粒度的变化趋势, 并对湖塘沉积物粒度
分布特征形成的原因进行探讨。
2 材料和方法
2.1 研究区域概况和热融湖塘的选取
五道梁处于青藏高原大片连续多年冻土分布区,
位于楚玛尔河高平原上, 可可西里自然保护区腹
地。海拔 4600 m 左右, 冻土上限在 2.0 m 左右[16]。
年平均降水 274.7 mm, 主要集中在 5 月至 9 月, 多
年平均气温为5.36 ℃, 最大积雪厚度 12 cm, 年均
大风日超过 130 d。具有典型的高原大陆性气候特点,
无明显的四季之分, 只存在冷暖两季。研究区域土
壤类型以高寒草甸土为主, 沉积地层是第三系湖相
沉积和第四系全新统冲-洪积层, 岩性以泥岩、砂岩、
粘土及粉砂为主。主要的植被生态类型为高寒草甸、
高寒草原化草甸等植被类型[17–18]。
所研究区域以青藏公路为轴线, 向公路两侧拓
展约 5 km, 有湖塘 574 个, 湖面总面积 5.1 km2[19]。
为了考察湖塘沉积物的粒度分布特征, 在五道梁多
年冻土区,根据热融湖塘的面积、最大水深以及湖塘
汇水来源等情况选择 3 个地理特征类似的热融湖塘
(T1、T2、T3), 分别对湖塘不同区域的沉积物进行
取样。所选的 3 个热融湖塘均在青藏公路沿线, 其
中湖塘T1距T2约1.3 km, 湖塘T2距T3约11.4 km。
3 个热融湖塘的基本地理特征如表 1 所示。
2.2 湖塘沉积物取样
在枯水期, 从湖心沿径向方向到湖塘外围天然
表 1 所选取 3 个热融湖塘的地理特征
Tab. 1 Geographic features of the three thermokarst lakes
湖塘
名称 地理坐标
湖塘基本特征
(形状、水位)
湖水补给
来源 植被类型
T1 35°2427"N93°3301"E
湖塘形状为椭圆形; 面积
约为 550 m2,一般在每年
8 月水位到达最大, 最深
水位达 40 cm 左右, 1 月
份左右湖水干涸。
T2 35°2404"N93°3206"E
湖塘形状为椭圆形; 面积
约为 800 m2,一般在每年
8 月水位到达最大, 最
深水位达 30 cm 左右,
12 月份左右湖水干涸。
T3 35°3002"N93°4239"E
湖塘形状为圆形; 面积约
为 1500 m2, 一般在每年 8
月湖水水位到达最大, 最
深水位达 60 cm 左右, 2
月份左右湖水干涸。
地下冰融
化水和冻
土层上水
补给。地
表水为瞬
时的片流
状水系补
给, 汇流
面积小[11]。
研究区土壤
为高寒草甸
土。下垫面
为高寒草甸,
高寒草甸植
被群落以高
山蒿草、矮
蒿草、藏蒿
草等为主[17]。
2 期 岳永彧, 等. 青藏高原多年冻土区热融湖塘沉积物粒度分布特征研究 3

区域, 依次在湖心区(I 区, 距湖中心 0—15 m)、湖滨
区(II 区, 距湖中心 15—30 m)和过渡区(III 区, 距湖
中心 30 m 至外围天然场地), 分别用土钻对沉积物
进行取样。土钻直径为 5 cm, 取样深度为 10 cm。在
同一湖塘的相同区域, 各取 3 次土样, 然后将其均
匀混合。从湖心区到过渡区, 将样品按照不同湖塘、
不同区域、不同采样点依次编号为 T1-I-1、T1-II-1、
T1-II-2、T1-III-1······T3-III-1。样品钻取后, 立即放
入自封袋中保存, 带回兰州大学西部环境教育部重
点实验室进行沉积物颗粒分析。
2.3 湖塘沉积物粒度分析
将同一湖塘相同区域内的土样进行充分混合并
自然风干后, 称取 5 g, 加入浓度为 30%的双氧水以
去除有机质, 再加入 5%的盐酸以去除碳酸盐; 加热
直到无气泡溢出, 同时避免被蒸干。加入蒸馏水静
置 24 h 后, 加入六偏磷酸钠, 在振荡机上震荡 15 min
后用 Masterizer 2000 型激光粒度分析仪(Malvern 公
司生产)进行粒度分析, 计算出样品各粒度的体积百
分比。采用福克和沃德公式[20]计算出样品的中值粒
径(Md)、平均粒径(Mz)、标准偏差(σi)、偏度(Sk)和峰
度(Kg)5 个参数。各参数的计算公式如下:
50dM  (1)
16 50 84
3z
M     (2)
84 16 95 5
4 6.6i
     - - (3)
84 16 50 95 5 50
84 16 95 5
2 2
2( ) 2( )k
S         
  - -- - (4)
95 5
75 252.44( )
gK
 
 
-
- (5)
式中, Φ 是克鲁宾在乌登-温特沃斯粒级标准基础上
提出的粒度单位[20]。换算公式为: 2log d   ,式中
d 为颗粒直径, 单位 mm。其中, Φ5、Φ16、Φ25、Φ50、
Φ75、Φ84、Φ95 分别表示占所测样品的累计百分含量
为 5%、16%、25%、50%、75%、84%、95%时的粒
度大小。沉积物粒度参数分类标准参照福克和沃德
提出的分类标准[21]。
2.4 统计分析
利用 Origin 统计分析软件(Origin7.5, OriginLab
Corporation, USA)对数据进行统计分析, 对不同区
域表层沉积物不同粒度含量变化差异进行显著性
检验。
3 结果与讨论
3.1 湖塘沉积物粒度频率分布曲线分析
将 3 个湖塘不同区域沉积物的粒度特征绘制成
粒度频率分布曲线, 结果如图 1 所示。在湖心区, 沉
积物粒度的分布范围为0.3—700 μm, 除存在峰值粒
度为 100—200 μm 左右的粗粒主峰之外, 还存在峰
值粒度较小(5—10 μm 左右)的峰(图 1a)。在湖滨区,
沉积物粒度的范围为 0.3—1000 μm, 频率分布曲线
基本上都为峰值粒度为 200—300 μm 左右的单峰曲
线, 除了 T1-II-2 曲线还存在一个峰值在更粗粒度
(1000 μm 左右)的峰(图 1b)。在过渡区, 沉积物粒度
的范围为 0.3—1000 μm, 粒度频率分布曲线与湖滨
区分布曲线相似, 都为单峰型曲线, 即存在峰值粒
度为 200—300 μm 左右的峰(图 1c)。分析湖塘不同
区域粒度频率分布曲线可以发现, 从湖塘湖心区到
过渡区域, 粒度为 10 μm 左右的沉积物含量明显减
少, 而粒度为 200 μm 左右的沉积物含量明显增加,
粒度变粗的趋势明显。
3.2 湖塘沉积物粒度总体特征及其空间分布
沉积物组分的粒级划分根据国际上普遍采用的
乌登-温特沃斯粒度分级方案, 采用福克分类法对研
究区沉积物样品进行命名[22]。3 个热融湖塘不同区
域沉积物粒度分布如表 2 所示。从表 2 可以看出, 3
个热融湖塘湖心区沉积物样品均属于粉砂质砂, 其
余区域沉积物均为砂质。
分析湖塘沉积物粒度分布的整体特征, 3 个热
融湖塘表层沉积物粒度组成基本类似: 沉积物中绝
大部分为砂(66.39—93.57%), 其次为粉砂(6.40—
33.47%), 黏土含量最少(0.03—0.37%); 3 个湖塘沉
积物中砂、粉砂和黏土的平均含量分别占 87.48%、
12.40%、0.11%。由此表明, 3 个热融湖塘沉积物的
粒度总体特征为颗粒较粗、松散无粘性。
分析湖塘不同区域沉积物的粒度分布特征, 3
个湖塘不同区域沉积物的砂和粉砂含量差异显著
(p<0.05)。在黏土含量上, 湖心区沉积物中黏土含量
(0.14%—0.37%)高于湖滨区(0.03%—0.11%)和过渡
区(0.03%—0.12%); 在粉砂含量上, 湖心区沉积物
中粉砂含量 (18.07%— 33.47%)显著高于湖滨区
(6.40%—8.70%)和过渡区(6.95%—10.39%); 而沉积
物中砂的含量, 则表现出相反的趋势: 湖心区砂含量
(66.39%—81.67%)显著低于湖滨区(91.19%—93.57%)
和过渡区(89.50%—93.02%)。
4 生 态 科 学 35 卷


图 1 热融湖塘不同区域沉积物粒度频率分布图
Fig. 1 Frequency distribution of grain sizes of the sediments at different areas of thermokarst lakes
表 2 热融湖塘不同区域沉积物粒度组成
Tab. 2 Grain size composition of the sediments at different
areas of the thermokarst lakes
不同粒度的质量分数/%
湖塘
名称
样品
编号 <0.0039/mm
(黏土)
0.0039—
0.063/mm
(粉砂)
0.063—
2/mm
(砂)
T1-I-1 0.366 21.798 77.836
T1-II-1 0.031 6.399 93.570
T1-II-2 0.028 6.670 93.301
T1
T1-III-1 0.026 6.953 93.021
T2-I-1 0.259 18.071 81.667
T2-II-1 0.033 7.647 92.320
T2-II-2 0.111 8.697 91.192
T2
T2-III-1 0.111 8.861 91.028
T3-I-1 0.141 33.468 66.391
T3-II-1 0.028 7.503 92.469 T3
T3-III-1 0.121 10.387 89.492
3.3 湖塘沉积物的粒度参数特征
分别对热融湖塘沉积物样品的平均粒度(Mz)、
中值粒度(Md)、标准偏差(σi)、偏度(Sk)、峰度(Kg)进
行计算, 所选取的 3 个热融湖塘不同区域沉积物的
粒度参数如表 3 所示。
平均粒度(Mz)和中值粒度(Md)代表沉积物粒度
分布的集中趋势, 即碎屑物质的粒度一般是趋向于
围绕着一个平均的数值分布,是衡量粒度粗细的一
个重要指标[23]。从表 3 可以看出, 3 个湖塘湖心区域
沉积物的 Md为 3.75—5.51 Φ, 平均值为 4.51 Φ, Mz
为 4.46—5.37 Φ, 平均值为 4.91 Φ; 湖滨区域沉积物
的 Md为 2.41—3.0 Φ, 平均值为 2.75 Φ, Mz为 2.69—
3.34 Φ, 平均值为 3.06 Φ; 过渡区域沉积物的 Md 为
2.65—3.15 Φ, 平均值为 2.89 Φ, Mz为 3.22—3.44 Φ,
平均值为 3.33 Φ。分析 3 个湖塘不同区域沉积物的
Md 和 Mz 的特征可以发现, 从湖心区域到湖滨区域,
湖塘沉积物的 Md 和 Mz 值变小, 粒度变粗; 而湖滨
区域沉积物的 Md 和 Mz 值略小于过渡区域, 粒度有
变细的趋势; 湖心区域沉积物的 Mz 和 Md 值最大,
粒度最细。
2 期 岳永彧, 等. 青藏高原多年冻土区热融湖塘沉积物粒度分布特征研究 5

表 3 湖塘不同区域沉积物粒度参数
Tab. 3 Grain size parameters of the sediments at different areas of the thermokarst lakes
湖塘名称 样品编号 中值粒径 (Md)/Φ
平均粒径
(Mz)/Φ
标准偏差
(σi)
偏度
(Sk)
峰度
(Kg)
T1-I-1 4.285 4.887 2.478 0.372 0.836
T1-II-1 2.991 3.184 1.833 0.273 1.523
T1-II-2 2.911 3.104 2.064 0.197 1.638
T1
T1-III-1 2.878 3.224 1.928 0.361 1.265
T2-I-1 3.752 4.462 2.510 0.419 0.912
T2-II-1 3.002 3.337 1.863 0.382 1.489
T2-II-2 2.450 2.987 2.223 0.445 1.346
T2
T2-III-1 3.145 3.443 2.180 0.282 1.243
T3-I-1 5.506 5.372 2.752 0.014 0.658
T3-II-1 2.407 2.691 1.672 0.473 1.996 T3
T3-III-1 2.653 3.320 2.067 0.565 1.802

标准偏差(σi)是分选性的指标, 用来区分沉积物
颗粒大小的均匀程度[23]。从表 3 可以看出, 在沉积
物的标准偏差上, 3 个湖塘湖心区域沉积物的 σi 为
2.48—2.75, 平均值为 2.58; 湖滨区域沉积物的 σi为
1.67—2.22, 平均值为 1.93; 过渡区域沉积物的 σi为
1.93—2.18, 平均值 2.06。分析 3 个热融湖塘不同区
域沉积物标准偏差的特征可以发现, 湖塘沉积物大
部分分选性差(2—4), 部分较差(1—2); 湖滨区域沉
积物 σi 值小于其他区域, 分选性好于其他区域; 湖
心区域沉积物 σi 值大于其他区域, 分选性最差。
偏度(Sk)是用来表示沉积物粒度分布的不对
称性程度的指标, 偏度的实际意义是指在不同的沉
积环境下, 所形成的沉积物的频率分布曲线的形态
不同[23]。在沉积物偏度上, 3 个湖塘不同区域沉积
物基本上均表现为正偏(0.1—0.3)或极正偏(0.3—
1.0), 为粗偏态。由此也说明了 3 个湖塘沉积物的
粒度分布基本上均集中在粗粒部分, 而细粒部分
含量较少。
峰度(Kg)也称尖度, 是反映数据在平均粒度两
侧的集中程度的参数, 用来衡量粒度分布曲线与正
态分布曲线相比, 其峰形的宽窄尖锐程度[23]。在沉
积物峰度上, 3 个湖塘沉积物的峰度特征表现与 Md
和Mz的特征相似: 湖塘湖心区域沉积物的Kg为0.66
—0.91, 平均值为 0.8; 湖滨区域沉积物的 Kg为 1.35
—2.0, 平均值为 1.6; 过渡区域沉积物的 Kg 为 1.24
—1.8, 平均值为 1.44。峰度值越大, 表明粒度的分
布越集中, 粒度分布曲线的峰态越窄。分析 3 个湖
塘不同区域的峰度值可以发现, 从湖心区域到过渡
区域, 峰度值先变大后变小。湖心区域峰度值小于
1, 粒度分布稀疏, 峰形低而平; 其余区域峰度值大
于 1, 粒度分布集中, 峰形高而尖。
综上所述, 从不同区域平均粒度和中值粒度的
分布可以看出湖塘不同区域表层沉积物粒度存在明
显的空间差异性。湖塘沉积物标准偏差和峰度显示
了不同区域粒度均匀程度的差异, 表明外力对不同
区域湖塘沉积物的改造不同。
4 热融湖塘不同区域沉积物粒度特征差异原因分析
一般来说, 海(湖)滩沉积物由于潮汐、波浪能量
的作用粒度分布曲线表现为近对称, 偏度值接近于
零; 风成沙丘由于细粒物质被吹走, 多呈正偏态[23]。
热融湖塘在形成和发展的过程中, 其冻融循环、水
位涨落均在动态变化之中, 从而导致底部沉积物不
断受到冻融筛分、水力搬运以及风蚀作用, 造成同
一湖塘的不同区域沉积物粒度特征差异化。
在青藏高原, 表层土壤存在日冻融循环过程的
时间长达6 个月, 10 cm深处土壤仍存在 2 个月左右
的日冻融循环过程[24]。因此, 在热融湖塘水位下降
期间, 暴露的湖底沉积物不断受到冻融循环作用而
导致土颗粒之间的黏聚力逐渐降低[25], 对粗颗粒
与细颗粒产生分选作用; 而在湖塘水位上升期间,
也正值青藏高原的雨季和冰雪融化季节 [26–27], 湖
塘由于地势较低而在周围容易产生瞬时的片流状
地表水, 使周围地表土体不断受到冲刷并对土壤颗
6 生 态 科 学 35 卷

粒产生分选作用 [28], 细颗粒逐渐被带入湖体发生
沉积作用而粗颗粒土体留在原地, 产生粒度的区域
性差异。
与此同时, 热融湖塘水位在涨落期间, 湖水在
风力作用下产生的波浪连续对周围的土体进行拍打
和搅动, 将细颗粒土体随离岸流带向湖内, 波浪作
用逐渐减弱, 在重力作用下逐渐下沉; 由于粒径较
小的颗粒被运移的速度较快, 运移距离也较远[29],
由此造成热融湖塘湖心区表层沉积物中细颗粒含量
较高, 而越靠近岸边粗颗粒含量越高。
另外, 受到冻融循环作用后的湖底沉积物颗粒
间黏聚力下降, 加之青藏高原多大风天气[30], 导致
在热融湖塘水位涨落期间, 暴露的湖底沉积物容易
受到风蚀作用, 造成细颗粒流失[31], 使土壤粗砾化。
这也是导致热融湖塘不同区域沉积物粒度特征产生
差异的主要原因之一。
综上所述, 热融湖塘不同区域沉积物粒度特征
存在显著差异的原因主要与湖塘冻融循环、水位的
周期变化、风蚀、湖浪以及地表水的冲刷等因素有
关, 是各种因素综合作用的宏观表现。
5 结论
通过对青藏高原五道梁多年冻土区3个热融湖
塘沉积物的粒度特征进行取样分析, 并对湖塘不同
区域沉积物粒度特征产生显著差异的原因进行探讨,
初步得到以下结论:
(1) 青藏高原五道梁地区热融湖塘沉积物的总
体特征是: 砂含量最多, 约占87%; 黏粒含量极少,
约占0.11%; 所有湖塘湖心区沉积物均为粉砂质砂,
其余区域为砂; 颗粒分选性差, 粒度频率分布曲线
以单峰曲线为主。
(2) 湖塘不同区域之间沉积物的粒度分布特征
具有显著差异。湖心区沉积物中黏土和粉砂含量普
遍高于湖滨区和过渡区, 砂含量则呈现相反趋势;
在沉积物的中值粒径和平均粒径上, 湖心区的中值
粒径和平均粒径最大, 沉积物粒度较细, 而湖滨区
和过渡区中值粒径和平均粒径较小, 沉积物粒度较
粗, 地表土壤粗砾化严重。
(3) 冻融循环、水力搬运和风蚀作用是导致湖
塘不同区域地表沉积物粒度特征产生显著差异的
主要原因, 也是造成湖塘周边土壤发生粗砾化的根
本动力。
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