第四纪气候变化与海平面变化的影响

第十三章　第四纪气候变化与海平面变化

我们常说的天气是某一地区、某一时刻、某一条件下的大气物理状况；而气候是指某一地区长期的具有特征的天气状态综合，包括温度和降水等情况，年均温甚至以十、万、十万为单位。气候反映经常性的天气，同时也包括特殊性的天气。

在地球的4.6Ga历史记录中，有大量岩石和化石证据表明，在90%以上的时间内以温暖气候为主，但发生过多次不同时间尺度的周期性寒冷气候事件。从温暖气候到寒冷气候称为一个气候旋回，地球气候历史中发生过若干不同成因和时间尺度的气候旋回。

地史上出现过5次大冰期，分别是古元古代冰期（约2.3Ga B P）、新元古代冰期（约800～600Ma）、奥陶纪—志留纪冰期（约500～450Ma），石炭纪—二叠纪冰期（约300Ma）和第四纪冰期，除第四纪冰期外，其他冰期时间都持续了上千万年，每个大冰期的间隔都在300～200Ma之间。每次大冰期地球上都发生过大规模的冰川活动，据古地磁学的古纬度分析，前第四纪古冰川的分布都围绕当时的古极区，与第四纪和现代冰川围绕中生代以来极区的分布差异甚大。

中生代是500Ma以来地球气候史上的最显著高温期，从北极到南极附近分布着亚热带、热带植物群。侏罗纪广泛的造煤环境比三叠纪湿热，年均温比现在高20℃以上。白垩纪年均温稍低，但也比现在高13～15℃，当时两极无冰，海洋中也没冷咸水对流。白垩纪末期在大约65Ma时，地球气候发生过由暖—冷的急剧变化，结束了地史上显著的高温期，转入到新生代降温期。

图13－1　新生代莱茵河谷年均温下降趋势示意图

（据Teichmuller，1977）

新生代是一个气候比现在温暖而不断降温的时代，但南、北半球稍有不同。当古近纪渐新世南极冰盖开始出现时，北半球仍处在亚热带、热带环境，热带植物如棕榈、月桂、山龙眼与一些硬叶木和珊瑚的分布比它们现在的位置还往北十几个纬距。新近纪地球气温显著下降，南极冰盖在中新世已形成、扩大和外溢，北半球出现温带植物（栎、棒、桦等）分布扩大和排挤热带植物的势态，草原大规模发展，上新世中晚期北极冰盖形成。据海洋钻孔岩芯的氧同位素分析资料，推断海洋水年均温在渐新世为10℃，中新世为7℃，上新世为2℃。中欧陆地年均温渐新世为22℃，中新世为17℃，上新世为10～17℃。生物、冰盖和海陆温度下降，都反映新生代从渐新世以来地球大气圈的降温总趋势在不断发展（图13－1），显示第四纪冰期即将来临。

第一节　第四纪气候变化

第四纪是离人类最近的一个全球性寒冷气候期，地球气候出现了显著的冷暖波动。在这一时期内，哺乳动物的兴盛，各种陆相沉积发育，出现了人类及物质文明的发展。第四纪气候变化的基本特征，是在约2.4Ma的全球降温背景上发生过多次急剧的寒暖气候波动，高纬和高山区呈现冰期与间冰期交替，中、低纬区受高纬冰期、间冰期的影响发生同时间尺度的干冷与暖湿气候的变化。气候变化强度从高纬往赤道方向变小，陆地比海洋的变化更明显，气候带的南北（或山地上下）移动，导致一系列地表环境发生相应的变化，对人类和生物造成了重要的影响。

第四纪气候变化是由全球性变化叠加区域性和局部性变化而形成的一种复杂气候波动体系，它对第四纪沉积、生物、地貌、自然地理环境的形成和发展有着深远影响，对划分对比第四纪地层、研究古环境的变化具有重要作用。

一、第四纪气候标志

第四纪气候变化研究从研究气候标志入手，配合年代学和地层学方法，以现代气候为参考，推断第四纪不同时间尺度的气候性质、时间、空间和强度变化规律与气候变化的原因。

第四纪气候标志有两大类：宏观气候标志与微观气候标志。这两类气候标志互相补充，并根据情况有所侧重。根据各种气候标志的时、空强度变化，可以推断第四纪不同时间尺度的气候变化旋回的发生、发展规律。

（一）宏观气候标志

宏观气候标志又称直接气候标志，根据宏观气候标志，将今论古可以直接推断古气候的状况。

1.岩石气候标志

第四纪沉积物形成时间不久，多数变化不大。其岩性、结构、构造和成因能较好地反映形成时的古气候与古环境，是研究第四纪气候的基础。岩石颜色对气候的反映由暖到冷依次为：紫→红→橙→黄→灰。

主要岩石气候标志如表13－1所示。相对立的岩石气候标志在地层剖面中的交替和空间分布变化，是推断气候变化时、空规律的重要基础，如中国东部黄土分布南界和红土分布北界的南北移动是中国东部第四纪气候带移动轨迹的主要宏观现象。当前很重视第四纪海洋沉积物、冰岩、黄土、湖泊、沼泽沉积物和岩溶洞穴堆积物中蕴藏的气候信息研究。

表13－1　第四纪主要岩石气候标志表

2.地貌气候标志

地貌形态是内、外动力共同作用的产物，而外力受控于气候，所以地貌形态是气候标志的一个重要方面。寒冷气候环境中主要发育冰川和冻土地貌；暖湿气候环境中岩溶地貌、河流地貌和湖泊地貌十分发育；干旱区风蚀、风积形态占优势。相对立的气候环境中形成的地貌在高度上交替出现和空间分布的变化，是分析研究第四纪气候变化规律的又一个重要方面。在上述研究的基础上应注意下述几种地貌形态的古气候意义研究。

1）冰斗

冰斗形成于山地雪线附近年均温0℃左右的气候环境，因此古冰斗不但证明了冰川作用，还可以利用古冰斗与现代冰斗高度差值推算冰期古雪线下降时的降温值。如某一山地现代冰斗高度为海拔3 200m，其古冰斗海拔高度为1 600m，每100m大气温度下降值若按0.6℃计，则该区古冰斗形成时比现代当地年均温下降气温近似值为：

降温值（t）＝（3 600－1 600）/100×0.6＝12（℃）

若冰斗形成后山地有新构造运动上升，在计算时应先扣除上升量。

2）古冰楔和冻褶构造

现代极区和高山区永久冻土层中发育冰楔和冻褶，其形成的年均温在－2～9℃之间，气候越严寒、冰楔的规模越大。所以保存在第四纪地层中的古冰楔和冻褶是推断古冰缘气候及其古年均温的重要标志。

3）沙丘和湖岸线

沙漠和湖泊的扩大与缩小，常在其边界内外遗留有古沙丘、古风蚀洼地和湖阶地，这些古地貌形态是研究干旱、半干旱区干湿气候变化的重要标志。但在研究湖泊的气候变化历史过程中，要排除地壳构造运动引起的湖泊大小和水位高低的变化。

3.生物化石气候标志

现代生物分布与一定的气候（年均温，最冷、最热月均温和纬度）和环境（陆、水动力、水温和咸度等）相适应。第四纪生物化石绝大部分为现生种类亚种，因此可以利用化石组合中的现代相似种的生存条件推论化石堆积时的古气候与古环境。

1）植物化石

第四纪沉积物中植物孢粉化石比大型植物化石丰富，常用于第四纪气候环境的研究。植物是陆地上最敏感的气候标志，通过植物化石标志研究第四纪气候变化的方法包括生态分析、叶片形态分析、孢子花粉分析以及年轮分析。

（1）生态分析。利用现生种属类比和大气降温率来推算古气候环境。例如通过对云南保山羊邑组黄背栎、前灰背栎的现存最近亲缘种生活资料的调查研究，化石黄背栎和前灰背栎共同的生态条件是年均温为－3～16.9℃，年平均降水量为407.6～1 211.7mm，这一气候标志表明黄背栎和前灰背栎上新世以来分布在一种气候温凉、半湿润的高山环境中，说明云南羊邑地区上新世以来已呈现出山地立体气候的格局。

（2）叶片形态分析——叶相学（Foliar physiognomy）。叶片形态包括叶级（叶片面积的大小）、叶缘、叶脉密度和叶脉形式等。

Raunchie（1934）首次讨论了叶的大小与气候的关系，指出降水量减小时，叶的大小也随之减小，在热带低地大叶达到最大值（＞20.25cm2）。Dicker（1973）指出叶的大小与温度的关系，纬度的增加大型叶的种的比例减少，而小型叶的比例增加（表13－2）。

表13－2　叶片面积大小与气候的关

叶缘，即叶片的周边，常见的类型有全缘（entire）、浅波状（repand）、波状（undulate）等，叶缘分析法是一种利用现代植被木本双子叶植物全缘叶物种百分比与年均温的函数关系，定量重建化石植物群古年均温的方法。据全缘叶所占的比例可以推测气候类型：全缘叶所占比例大于75%为热带雨林气候；57%～75%为副热带雨林气候；40%～50%为亚热带雨林气候；小于35%为温热带雨林气候。苏涛等（2010）建立了叶缘年均温中国模型，并定量重建了中国新生代植物群古年均温。

叶脉密度指单位面积内的叶脉数量，热带雨林中叶脉密度小，网眼大；温带雨林中叶脉密度大，网眼小。

最近，Huff等（2003）提出了数字叶相法（Digital Leaf Physiognomy，DLP），该方法把叶相特征进行数字化录入并量化，有效地降低了人为因素产生的误差。

（3）孢子花粉分析。孢子花粉分析简称“孢粉分析”，是利用显微镜对沉积物中的种子植物的花粉粒、孢子植物的孢子及微形植物（藻类）进行分析的方法。该方法通过对地层中的孢子花粉进行离析、鉴定、分类并统计所含类别的百分含量等途径来研究它们的组合特征、演化规律等，以应用到地层的划分和对比及古气候学与古地理学等许多方面。在古气候学方面的应用主要是利用孢粉重点曲线图式、孢粉水平图式、孢粉联合图式等，推断古气候的冷热演变，推算古降温值（类似于冰斗分析）。详细解释见本书第十二章。

（4）年轮分析。通过对古树和现代树的年轮数目和宽窄变化研究，可以用来推断8ka B P以来的沉积物年龄和严重的干湿气候与环境变化历史。详细解释见本书第十章。

一定的气候带（或气候类型）中生长与其气温（年均温、最冷最热月均温）和降水量相适应的植被类型，一定的植被类型中具有优势植物种类组合。如暗针叶林是由冷杉（Abies）和云杉（Piceasp.）为主组成的乔木林，树种单调，林密难透光，现代生长在N40°—70°欧亚大陆北部寒温带和高山区海拔为2～3km（称林线植物群），其生长的气候条件为7月，均温1～15℃，湿度不低于60%，年降水量大于500mm，根据上述暗针叶林的生长地域特点和气候条件，可以推断第四纪地层中冷、云杉孢粉含量达40%以上的古暗针叶林生长时的气候环境在第四纪气候变化影响下，植物群发生纬向或高度迁移，所以根据剖面上植被（孢粉）类型的演替可以推断古气候的演变。

2）哺乳动物群

一定的气候环境中生活着与其相适应的哺乳动物群，从哺乳动物群的成分、种属比例分析其生态环境，可以重建当时的古气候环境。猛犸象－披毛犀动物群是典型的喜冷动物群；包含河马、貘、亚洲象、大熊猫和香猫等的哺乳动物群反映热带、亚热带气候；以啮齿类和草食动物为主动物群代表半干旱草原环境。受气候、新构造升降运动和地理环境的变化，哺乳动物群都会发生迁移和改组。因此，在无明显上升山脉的平原丘陵区，哺乳动物群的迁移记录可以反映气候带的移动，但由于动物的游走性难以反映气候带边界的明确位置。哺乳动物化石只能指示气候类型，且要求化石必须保存完整。

3）陆生软体动物化石

第四纪陆生软体动物，如腹足类，由于其现生种对温度和湿度的变化较为敏感，地区性特点强，故其化石相似种类在古气候环境推断中有一定的意义。如中国北方黄土中的间齿螺（Metodontia）组合反映较为温湿的环境，其现代种分布南界可至长江流域；华蜎牛（Cathaica）组合具耐干冷性，其现代种分布南界不超过黄河流域。中新世黄土22Ma以来蜗牛化石全部为陆生种类：冷干种分布在黄土中；暖湿种分布在古土壤中。

4）海生软体动物化石和珊瑚化石

海生软体动物的生存受温度控制，可以利用其现代种类生存的水温（或纬度）条件推断化石组合中相似种生存时的古温度（古纬度），包括典型种属法和组合比较法。

（1）典型种属法。冰岛北极蛤（冷水种），牡蛎（温水种）。

（2）组合比较法。根据生物化石反映的纬度变化来推测气候的变化。

珊瑚生长要求水温13～16℃，水深不大于40～60m，其层位和空间分布变化是一种良好的气候环境指示剂。

5）微体古生物化石

微体古生物化石包括海相有孔虫、海陆地介虫、翼足类等化石。

窄温性示冷示暖有孔虫常用于第四纪海洋古气候的分析。海生微体化石（如孔虫、盘星藻等）在钻孔岩芯中的始现、再现和绝灭层位，常被用以论证海洋气候和环境的变化。如生活在冷水域的饰带进明虫［Hyalianea balthica（Schrotter）］在第四纪海相沉积物中的首次出现被视为第四纪气候开始变冷的初始层位。

（二）微观气候标志

微观气候标志又称间接气候标志，这类气候标志是各种物理及化学参数、成分含量或比值，这些数据须经过物理、化学或地学转换才具有古气候意义。在连续沉积剖面或钻孔岩芯柱上，间接气候标志数据的相对大小变化，通常具有重要的古气候环境意义。微观气候标志的应用与第四纪研究中新技术、新方法的应用有密切关系，近30多年来有较快的发展，但各种微观气候标志研究方法的成熟度不同。主要微观气候标志如下。

1.氧同位素（δ18O）

氧同位素测温法由Urey所创，19世纪60年代艾米里亚尼（Emilliani，1995）分析了加勒比海一钻孔岩芯式样中有孔虫的δ18O（即18O/16O）比值，得出一条氧同位素的时间变化曲线（图13－2），提出氧同位素阶段概念：偶数阶段（δ18O值高）为冷期，奇数阶段（δ18O值低）为暖期。极地冰岩钻孔试样中18O含量与海洋有孔虫壳相反，低值阶段为冷期，高值阶段为暖期（图13－2）。氧同位素分析古气候方法的出现，使第四纪古气候研究进入微观高层次水平，并带动其他稳定同位素（如13C、H2）在第四纪古气候与古环境研究中的探索及应用。

图13－2　加勒比海A179－4孔氧同位素曲线图

（据Emilliani，1955）

2.黏粒分子率

土壤硅铁铝黏粒分子率是土壤和风化作用过程中脱硅富铝变化的反映。土壤的颗粒组成和硅铁铝率是说明土壤的矿物风化和土壤淋溶作用强弱的标志，而且比较稳定，对反映土壤形成（或风化）时的气候状况较有直接意义。常用的黏粒率硅铝率（SiO2/Al2O3）、硅铁率（SiO2/Fe2O3）和硅氧化物率（SiO2/R2O3）（R2O3＝Al2O3＋Fe2O3）等。

SiO2/Al2O3、SiO2/Fe2O3比值低反映土壤的形成环境湿热，比值高反映土壤形成于干冷的环境。现代热带砖红壤SiO2/Al2O3率为1.5～1.6，亚热带红壤为2～2.2，黄壤为2.3～2.7，均可作为第四纪古气候分析时参考。

3.CaCO3

CaCO3是第四纪沉积物中最常见的化学成分之一，在其来源和堆积相对稳定的条件下有一定的古气候意义。

海洋环境中，冰期时大气环流加强，赤道海洋获得大量营养补给，生物产量高，因而沉积丰富。间冰期钙质溶解度增大，黏土沉积增多。阿尔纽斯（Archnius，1952）以深海沉积物中的含量和石英/黏土比编制出第四纪深海沉积物的第一条气候变化曲线。

第四纪陆相沉积物，如黄土中，CaCO3的成因和存在形式都比较复杂。一般黄土中CaCO3的淋滤和铁铝的聚集呈正相关，即温暖气候阶段古土壤层中铁铝含量高，CaCO3含量低；干冷气候阶段黄土中的CaCO3含量高，而铁铝含量低，因此，CaCO3含量的相对变化有一定古气候的意义。但黄土中含量还受当地降水量大小、当地灰岩和植被覆盖率影响，呈一定的区域性。

4.微量元素

第四纪土状沉积物中含有Cu、Zn、Mn、Pb、V、Sr、Ba、B、I等微量元素，在一定的气候条件下微量元素与介质进行交换。在温暖气候条件下，植物生长繁茂，植被生长过程中从土壤水溶液中吸收部分微量元素，并富集在土层中。干冷气候条件下，植物生长势衰，土层中大部分微量元素流失。故沉积剖面中微量元素含量相对变化有一定古气候的意义，如Sr和Ba含量越高，反映气候越干冷，Sr/Ba比值越小，反映气候越潮湿。

5.黏土矿物

第四纪沉积物中含有表生黏土矿物，如高岭石、伊利石和蒙脱石等。表生矿物的形成和气候有关（见第四章第一节），故可利用黏土矿物含量（或比值变化）推断古气候。形成在湿润气候环境中的高岭石与相对干冷气候环境中形成的伊利石是常用的黏土矿物气候标志矿物。

6.沉积物粒度参数

气候对地表水和风力有重要的影响，反映沉积物性质的粒度参数，如平均粒径（MZ）、标准差（δ）、峰态（KG）、偏态（SK）等，不但可以用来分析沉积物成因，还可以利用这些参数沿剖面的相对大小变化研究古气候，如黄土平均粒径变大反映干冷气候环境中强劲的风力作用，当中值直径达到风沙级为主时，反映沙漠扩大。

7.磁化率

第四纪沉积物的磁化率是反映其堆积时地磁环境的一个参数。黄土和古土壤层磁化率的高低，在一定程度上记录了生物风化作用的程度，可以作为指示古气候的一个指标。磁化率值越大，气候越湿热，磁化率值相对下降，表示气候较干冷。

除上述微观气候标志外，沉积物（或砾石）风化程度（%）、重矿物风化系数、石英砂电子显微镜扫描特征等在一定程度上也可用以推断古气候。因此，要根据实际情况选择不同的微观气候标志进行研究。各种微观气候标志的数据曲线沿剖面（或钻孔试样柱）的同步波动，反映它们之间的古气候正相关；反之异步波动反映它们之间的古气候呈负相关。微观气候标志比宏观气候标志更能反映出较小时间尺度的气候变化及其特征。

二、古气候环境参数研究方法

古环境参数有物理、化学和生物3类。物理参数，如温度（气温和水温）、湿度、降水量、干燥度、大气中的微粒数（火山灰和气溶胶粒）、太阳黑子活动和地磁场等；化学环境参数有大气中的CO2、CH4、S、N2O、人造CFC等，及降水、土壤水、地下水与海（湖）水的化学成分。生物参数如生物种类、数量等。本节主要扼要地介绍有关古气候环境参数（古温度和古降水量）研究方法的概况。

（一）氨基酸外消旋测温法

各种蛋白质都至少有一个不对称的碳原子，含有一个对称碳原子的氨基酸，可以有两个互为镜像的立体异构图（即左右旋对映体），其相对型用L和D表示。天然的蛋白质氨基酸具有L－型，当它受热时，最终将形成L－型和D－型的等量混合物，从而达到平衡，此时就因左右旋体旋光性抵消而失去旋光性，这种现象称为外消旋作用。

现代生物蛋白质水解物中大约有20多种氨基酸，分属5种类型：基性氨基酸（15%）、中性氨基酸（45%）、酸性氨基酸（26%）、芳旋氨基酸（8%）和磺氨酸（3%）。活的有机体中主要为L－型蛋白氨基酸，不存在D－型氨基酸。但在漫长的地质时代里，埋藏在地层内生物体中的L－型氨基酸由于外消旋作用的增强，即其自身发生的缓慢的自催化过程产生了L－型和D－型对映体的混合物，最后L－型和D－型氨基酸达到平衡：其正反应速率（K1）约比逆反应速度（K2）快25%。氨基酸外消反应速率在其他因素固定条件下，主要取决于时间和温度，故氨基酸被称为“分子化石”。

目前用于第四纪测温（和测年）的氨基酸有异亮氨酸（Isoleneine）（一种中性氨基酸）和天门冬酸（Askatic）。后者外消旋速率较快，在20℃时骨中天门冬酸外消旋半衰期为15～200ka，其断代范围比14C大。如巴特（Bada）拟定的从L－型异亮氨基酸（Allu）转变成为D－型粗异亮氨基酸（Iso）测温公式为：

式中：Allu/Iso为L－型/D－型比值，T为古温度。

式（13－1）中样品年龄若用14C等法测定，则可求古温度，古温度为化石埋藏时古年均温（或样品产地的温度上限）。在深海和洞穴环境中干扰因素少，所求古温度接近埋藏时温度。如对南非佛洛里贝得温泉附近泥炭层中河马下颚（骨）或骨化石的研究，其年龄用法测出年龄为（38.68±2）ka B P，Allu/Iso值为0.46（骨）或0.42（牙），代入式（13－1），求出古温度为（26.5± 0.3）℃，该地现代年均温度为28℃，说明大约40ka B P内该地温度变化不大。而对美国佛里达一批第四纪海相沉积物中的化石研究，表明末次冰期该地温度下降达15℃之多。据式（13－1）若给定推断的古年均温度，则可计算出标本年龄。如李任伟等（1979）以周口店、陕西蓝田和云南元谋现代年均温度为参考，利用天门冬酸外消旋法求得上述3个地点的牙化石相应地层参考年龄（表13－3）。

表13－3　我国几个猿人化石地点的氨基酸法年龄

注：据李任伟等，1979。

（二）稳定同位素法

稳定同位素是不随时间而变化的，它们在样品中的含量与当时的古温度、古降水量和古大气及水的化学状况有关，因此，通过测量样品中的稳定同位素可以了解古气候与古环境。目前主要利用碳（C）、氢（H）、氧（O）等稳定同位素来估算古温度（气温、水温）、古降水量和古大气中的CO2等环境参数。在稳定同位素用于上述目的时，都必须研究同位素分馏机理、分馏系数、分馏模型和样品适应性等。

1.氧同位素（δ18O）研究法

自然界有3种氧的稳定同位素，即16O（99.763%）、17O（0.037 29%）和18O（0.199 59）。通常以18O/16O表示同位素组成。各种物质中的氧同位素含量有很大差别：有机物中最富（2.1× 10－3）、河水中最低（1.98×10－3），火成岩中在二者之间，即2.01～2.03（×10－3），沉积岩、变质岩、火成岩和高温条件生成的碳酸盐岩都比较富含氧同位素（18O）。由于岩石中氧同位素含量主要与温度和时间有关，故氧同位素测温是目前应用的一种重要方法。

1）有孔虫壳氧同位素（δ18O）测温

同位素分馏由各种同位素分馏反应引起，现已知周期表中钙以前的元素都能在地壳条件下经同位素交换反应而发生不同程度的分馏。在一定温度、压力条件下，同位素交换反应达到平衡时，两种元素共存相间的同位素的丰度比值常数，称为分馏系数（αA－B）。以下式表示：

式中：x2和x1分别为同一元素的重、轻同位素比，如18O/16O；A、B为平衡共存的两相。氧同位素的分馏系数（αA－B）为：

分馏系数α是温度的函数，温度越低分馏系数越高。由于平衡两相间氧同位素丰度的比值（αA－B）与平衡分配时的温度有确定的关系，因此就可以用平衡共存相中氧同位素的丰度（氧同位素组成）来计算同位素交换反应进行时的温度。

水和碳酸盐间氧同位素交换反应为：

其平衡常数为：

温度t＝0℃时，K0＝1.076；t＝20℃时，K20＝1.029 7；t＝25℃时，K25＝1.013 8。即随水温升高，平衡常数减小，在0～25℃范围内，平衡值减少1.52‰，水温降低1℃。上述反应的平均温度系数为0.016‰（℃）－1。水与碳酸盐之间平衡比水与磷酸盐、硫酸盐的平衡更易达到，故以霰石和方解石为建壳（骨）材料的海生动物（如有孔虫、箭石）更适合于利用其水与碳酸盐之间的分馏温度系数作为测量水温的同位素温标。

氧同位素动力效应用下式表示：

即轻质二氧化碳（44）在气体状态时较重质二氧化碳（45）扩散速度大1.1%，该扩散速度差引起同位素分馏。

此外，蒸发、凝聚、结晶、溶解等物理化学过程对氧同位素分馏也有影响。

1974年，Shackleten提出水与碳酸盐间氧同位素交换反应的同位素测温经验公式：

式中：t为所测水温，δc为在25℃时用磷酸盐分解法测得的有孔虫壳的δ18O含量，δw为25℃时同位素平衡交换沉淀碳酸钙平衡时的海水中δ18O值。试样用有孔虫壳，经研磨干燥后，用磷酸分解放出CO2并收集CO2进行测试，用质谱仪测出44（12C16O16O）、45（13C16O16O）、45（12C16O17O）、46（12C16O18O）及46（13C16O17O）质量的45/44和44/46的比值，经对17O影响校正后，用同位素相对比率（R）法表示试样的氧同位素组成：

氧同位素标准有两个：①平均海洋水（SMOW），其定义是δ18O＝0；②PDB，即用美国北卡罗莱纳州白垩纪Pee Dee组箭石（Beleminife）化石的δ18O，常记为δ18O（PDB）；若用该化石的13C作为研究标准，则记为13C（PDB）。选用白垩纪箭石的δ18O作标准是因为当时两极无冰，海洋中也没有冷咸水对流，海温比较一致，与更新世水温降低有较明显的对比。SMOW与PDB的关系如下：

氧同位素测温偏差的原因有：①海水中δ18O变化并非均匀体，如日夜变化、离岸远近变化和浮游生物分离的等都会使不同试样的含量有变化；若能在试样中获得封存的古海水，就能处理这一偏差；②试样形成后因溶解等又发生过同位素交换反应，因此试样不可能如实反映其原始的氧同位素组成。但由于方解石比霰石更稳定，故选用方解石与霰石共存的试样能提供较可靠的同位素资料。最后不同种类有孔虫壳引起的差异，可选用同一种有孔虫作试样来解决。

第四纪冰期旋回引起海洋和冰川中的δ18O变化。冰期由于蒸发作用使海水中氧同位素分馏，轻同位素16O随水汽较多较快（扩散速度快）地移向大陆，并凝聚在冰川中，重同位素18O则运移离岸较近且较快随水返回海洋，所以冰期时海洋中18O相对富集，大陆冰流中δ18O相对贫乏。间冰期冰川融化水流汇入海洋，δ18O相对降低。有孔虫壳的δ18O有规律地变化，尤其是δ18O的相对变化反映了冰川体积与古气候变化历史。冰期旋回δ18O变化在1.00‰～1.4‰之间，反映水温变化在4～7.5℃之间（浮游有孔虫反映洋面水温，底栖有孔虫反映海底温度）。但δ18O的变化有离岸愈远浓度愈低的趋势，陆地河、湖水体经过多次同位素分馏其δ18O含量低于海水，并有随高度不断降低的趋势。

氧同位素测温法主要用于第四纪海洋沉积物和冰岩，也有人探索用于陆相黏土全样、软体动物贝壳化石和洞穴石钟乳及其所含微气泡中残存的古地下水。

2）树木的氧同位素研究

木材是由纤维素（50%）、木质素（30%）、半纤维素（15%）和树脂（5%）组成。纤维素能稳定保留树木生长时期的稳定同位素成分，其后不发生变化。用除去水分的纤维素在加热条件下与HgCl2反应提取CO2和CO，以供研究。

树木中δ18O的含量主要受树木生长环境的湿度影响，而这与雨水中δ18O变化有关，因此测试古树木材纤维中的δ18O有助于了解树木生长时的温度和湿度。

植物消化纤维中δ18O的分馏系数（αB）定义为：

式中：δ18OCN是植物消化纤维中δ18O值，δ18OW是陆地植物所吸收的叶片水或水生植物吸收的周围环境水中的δ18O值。陆地植物中的αB值是相当稳定的，如陆地水生植物、小麦和海生植物的αB值在1.026～1.027之间（表13－4）。

植物中氧的来源，从控制生长环境的实验研究表明，主要来自水中而不是来自大气CO2中，因为纤维素在合成前CO2已与叶片水取得平衡，虽然这种平衡是否是完全平衡常有争论，但可以肯定纤维素中的δ18O与植物生长水源之间确实存在某种函数关系，但至今还未找到一个适合各种植物的表达其δ18O值与植物生长过程中所摄取的水中δ18O值之间的普遍关系式。目前只有一些对不同树种或不同地区的研究提出的一些计算式。如Ramesh对印度银杉的研究认为，银杉纤维素中的δ18O值与湿度（h）之间关系有：

表13－4　几种植物中的αB值

注：据曹伯勋，1995。

树木用以合成纤维素的水同位素成分也随气温（尤其8月、9月）的变化而变化，Burk和Stuiver（1981）在分析了北美不同纬度的树轮后，得出树木纤维素中的δ18O值与气温（T）有如下关系^[1]：

同一地区雨水中的δ18O值与气温（T）的关系为：

两者的符合程度良好，说明氧同位素适合作树轮气候学研究。

2.碳同位素（δ13C）研究法

1）树木的碳同位素（δ13C）研究

使用木材全纤维或α纤维素充分燃烧后提取CO2供质谱仪作δ13C分析。由于碳的性质稳定，而树木中的碳同位素能反映树木生长时大气中的CO2浓度，所以树轮中的δ13C（13C12C）成为研究早期工业革命前大气中CO2状况的重要对象，如Stuiver据树轮中的δ13C计算出工业革命前后大气中CO2浓度平均为257×10－6，Houghton计算出1860年大气中CO2浓度为257×10－6，Pen则算出1880年大气中CO2浓度为230×10－6，这些与从南极冰岩芯所测的工业革命前的大气中CO2浓度（261～266）×10－6基本一致。Stuiver用太平洋海岸11棵树的δ13C值计算出从1600—1975年间，人类以各种方式向大气中排放碳的总量约为（150±100）× 109t。但树轮中的δ13C量除受温度、湿度影响外，木材年龄大小，沿直径方向、春材和秋材、云量、光线，甚至虫灾、火灾和砍伐等气候与非气候因素都对其有影响，情况复杂，研究时要谨慎，但普遍认为树木中δ13C变化主要受温度、湿度及云量多少的影响。

而从植物生长时开放的大气环境中局部CO2压力对植物的影响和大气中CO2变化角度研究，Francey和Farquhar（1982）提出植物碳同位素分馏模式：

式中：δ13Cp和δ13Ca分别为植物纤维素和大气CO2中的δ13C值；Pi和Pa分别是植物生长时纤维素细胞内、外壁所受CO2的局部压力，Pa从冰岩芯测出，而Pi值则从式（13－13）中算出。树木对CO2的吸收率（A）可由下式与CO2的局部压力联系起来：

式中：g为植物叶片的微孔导通系数。若工业革命以后g为一常数，则A/g比值是年轮宽度指示器。

Long用式（13－13）和式（13－14）计算了过去600年以来δ13C与气候和大气（CO2）之间的关系，这些计算表明工业革命后增加的CO2浓度必定导致树木对CO2吸收的增加，从而发现生长在较高海拔的树木年轮加宽；而从他对1 570—1 850aA D生长在欧洲某地较高海拔位置上的树木进行研究，发现年轮很窄，这正是全球性小冰期时期。

2）沉积物δ13C研究

由于12C和13C是组成生物的主要碳元素，因此碳及其在地壳中的循环研究早为地球科学重视；δ13C（13C12C）的变化也被视为生物量的变化。在气态CO2（气）、液态CO2及HCO－3（液）系统中，在0～30℃温度范围内，当海水pH值为8.2时，在气相CO2和液相HCO－3之间的碳同位素分馏值由10.8‰变化到－7.4‰。通常非常低的δ13C值（－28‰～－25‰）与低温和CO2的过量溶解有关；相对高的δ13C值（－9‰～－15‰或－24‰）是暖水和溶解CO2较少的标志，因此沉积有机碳中的δ13C值的降低或升高可作为气候冷暖变化的标志。与δ18O一样生物的δ13C含量也受许多因素的影响，由于生物生命活动对δ13C值的影响比δ18O值大且更复杂，因此仅用δ13C测温的方法有限，常与氧和氢的同位素组合成综合指标应用。

3.氢同位素研究

各种物质的氢同位素用δD（‰）表示。植物纤维素中氢原子有两种存在方式：一种是部分H原子与O结合形成OH键，其键上的H很不稳定，易与水中H原子交换，氘（D）的含量也很低；另一种是与C原子结合形成CH键，CH键上的H很稳定，不易与外界进行交换，保留了树木生长时期的同位素组成。从纤维素中提取H2时必须除去OH键上的H。

在研究树木的氢同位素中，Deniro定义生物化学分馏系EB为：

式中：δDCN为植物消化纤维中的δD值；δDSW是植物在合成纤维时所摄取的水的δD值。

不同种植物的EB值是不同的。管状植物EB＝－2‰～0，测定控制生长条件下的管状植物中水温对EB的影响，得到的EB＝－4‰～＋75‰，相应的温度系数为－5‰～＋4‰℃－1，由于管状植物与树木十分相似，这一结果适用于对树轮的研究。

一般认为树木消化纤维中的δD值与当地的降水量、湿度和生长季节的平均温度有关，特别是δD值对降水量最敏感，降水量越大，δD值越小；反之亦然。还可以进一步算出决定降水中δD值的大气温度（Tmax）（据观察年轮宽度和密度变化对生长季节均温（Tmax）的反映比对年均温度（T）更敏感）之间的关系式：

氢同位素测温与碳同位素情况相似，常与氧同位素组成综合性温度指标。

（三）历史气候研究法

气候因子中的湿度状况或降水量变化有很强的地区性。通常在对某地区的历史干湿气候变化研究时，往往要把文字记载中的水旱情况换算成干湿气候指数，以便进行定量分析。常用历史时期的湿润指数（I）有两种：

式中：D为某一地区历史上出现的干旱记载次数；F为雨涝记载次数。式中F与D的绝对值无重大意义，但其比值可以用来表示气候干湿度。

式中：W为每10a中雨涝出现的次数；D为干旱年出现的次数。I＝0为干湿状况正常。

张德二（1990）对陕西渭河谷地7—9世纪（唐朝）的史料记载运用上列两式进行了换算，两式计算出的湿润指数变化序列相似。图13－3是用式（13－17）换算出的唐代湿润指数时间曲线，从该曲线可以看出，降水量最多的是729～720aA D，这10a出现严重的涝灾；719～713aA D和790～799aA D干旱最甚，出现旱灾。对该曲率做功率分析，可以见到36a左右的准周期。根据同一方法，对渭河谷地上、下游地段1470～1979aA D的旱涝变化进行分析的结果，其旱涝变化曲线和方差拟合线相似，都反映了历史上，如明末崇祯年间（1628—1641aA D）和清光绪年间（1687aA D前后）严重干旱；清顺治到康熙年间（1644—1665aA D）和乾隆前期（1736aA D某些年份）的严重涝灾。

图13－3　9—10世纪渭河河谷湿润指数

（据张德二，1990）

国际（PAGES）项目提出主要古环境档案及其所能提供的环境信息如表13－5所示。

表13－5　几种环境变化参数记录表

注：①T.温度；H.湿度和降水量；C.空气（Ca）、水（Cw）和土壤（Cs）的化学成分；B.生物量；V.火山喷发；M.磁场；L.海平面；S.太阳活动；d.天；h.小时。②据PAGES项目《地圈与生物圈计划》（即全球变化、IGBP）中的核心计划之一的《古全球变化》。

三、第四纪气候期及其环境特征

气候期是指地质时期某一类气候占优势的时代。根据气候参数将气候期划分为两类，第一类：主要是以年均温为指标的高纬（高山及部分中纬山）区的冰期和间冰期，是第四纪气候期核心概念；冰缘期与间冰缘期也属于这一类^[2]。第二类：主要是以降水量（或干燥度）为指标的广大中低纬无冰川活动区（部分有冰川活动的山地除外）的干旱期与湿润期（或温润期）副热带髙压带部分地区的雨期与间雨期也属于这一类。上述两类气候期在时间上有联系。由于古降水量比古气温确定难度大，故对后一类气候期研究更难。

（一）冰期与间冰期及其环境特征

1.冰期与间冰期

1）冰期

冰期一词来源于古冰川研究。冰期是第四纪全球性降温期。冰期时全球气温下降，冰雪大量积累，髙纬（髙山）区冰川大规模活动，并向中纬（低山）部分地区推进。由此引起寒冷气候带扩大，温暖气候带狭缩；生物群从高纬（或髙山）区往赤道方向（或低山）迁移，迁移过程中部分消亡。一个冰期有多次冰川进退，因此冰期又进一步分为冰阶和间冰阶（间阶段）。冰阶（又称亚冰期或副冰期）是冰期发展过程中的一个冰川发育阶段，一般其冰川作用范围小于该冰期的最大范围。间冰阶是两个冰阶之间的相对温暖的寒冷气候阶段，冰川作用变弱或有所消融，但未全部消失。

2）间冰期

间冰期是两次冰期之间的全球性增温期。此时除极地和高山上部永久性冰川尚存外，其余冰川大量消融，有的消融殆尽。此时寒冷气候带缩减，温暖气候带扩展。生物群往极地（或高山上部）迁移，但非保持原状，有新的种类加入，生物界欣欣向荣。间冰期也有冷暖气候波动，其中的相对更暖期称亚间冰期；间冰期中的冷期没有冰川作用发生。

第四纪冰期与间冰期交替变化在南北半球多次同时发生，冰川活动地区每次相似。北半球陆地广，记录多，研究历史长。南半球水域广，陆地少，但南半球高山区也有第四纪古冰川作用的记录。两极和高山永久性冰雪区的冰期与间冰期的交替主要由冰层中的δ18O同位素值的高（暖）低（冷）变化反映出来。冰期冰川从高纬（高山）启动，其冰期开始较早，持续时间较长；间冰期冰川边缘先融化，其间冰期开始早，持续时间较长。

2.冰期、间冰期环境特征

冰期、间冰期具有对立的环境特征。在冰期、间冰期交替变化的历史中，地球各地气温、降水量、冰雪层、气候带和海平面等发生多次不同时间尺度和规模的对立性转化，对生物和人类形成环境的压力。

1）气温和降水量

现代大气层底部地球年均温为15℃，海底水温约1℃。冰期最冷时地球年均温比现代低5～7℃。18ka B P末次冰期最严寒时北大西洋表层水温约降低12～18℃。西太平洋下降10℃左右，赤道水温降低约2℃。陆地降温随纬度和地区而不同，如中欧、北美大陆性气候区冰期降温达15℃左右，多雨的平原区为5～8℃，赤道带仅降2℃左右。间冰期大气层年均升温2～5℃；北美、欧洲为2～3℃，日本2～6℃，中国2～7℃。冰期、间冰期估计温度值随所依据的气候标志和地区而异，有的偏高，有的偏低。另据《国际气候长期研究、制图及预测项目》计算机模拟，18ka B P末次冰期的盛冰期不仅气温低，降水也比现在少14%，蒸发量小15%，气候相当干冷。

2）冰雪层

现代地球冰川覆盖面积为14.79×106km2，占陆地面积的10%左右，第四纪冰川作用全盛时期冰川总面积为47.14×106km2，占陆地总面积的30%左右。第四纪全球有规模不等的5个大冰盖（图13－4）：北美劳伦特冰盖、欧洲斯堪的纳维亚冰盖、西伯利亚冰盖（较小而分散成北极）、北极－格陵兰冰盖和南极冰盖。前3个冰盖在冰期、间冰期交替，历史上曾几度发展几度消融，而后两个极地冰盖则相对变化不大而保存至今。喜马拉雅山、阿尔卑斯山、帕米尔高原、中亚萨彦岭、北美落基山脉、安底斯山、天山、昆仑山等高山和部分中山地区，第四纪都发生过规模和次数不等的山岳冰川活动，许多高山顶至今仍有现代冰川在活动。一般来说，冰川的形成与发展需要较长的时间和湿冷的气候条件。冰期早期高纬区（高山区）降温时，降水（降雪方式）增加，尤其是沿海岸有暖流流过的大陆，有充足的水汽来源，从而有利于冰盖的形成和发展。冰盖逐渐发展并达到最大规模时，地面冰雪反照率高（达70%～90%），大部分太阳辐射被反射，使冰盖区气温进一步降低，气候变得干冷，冰川发展逐渐停止，称冰期盛冰期。间冰期冰川消融大于积累，冰川逐渐萎缩以至全部消融。

图13－4　更新世地球冰川分布略图

（面积据高迪，1976）
A.北美劳伦特冰盖（13.79×106km2）；B.欧洲斯堪的纳维亚冰盖（6.67×106km2）；C.北极－格陵兰冰盖（2.16×106km2）；D.西伯利亚冰盖（3.73×106km2）；E.南极冰盖（13.2×106km2）。
a.阿尔卑斯山；b.喜马拉雅山。斜线为大陆冰盖，点区为山岳冰川

3）气候带移动

冰期、间冰期交替引起地球上气候带的纬向与高度方向的移动。如图13－5所示，末次冰期纬向气候带与现代（相似于间冰期）相比，欧洲大陆的苔原气候带南界南移24个纬度左右，亚洲东部大陆虽无大冰盖发育，苔原气候带也南移1个纬度左右。温带、热带气候带则往南平行移动且窄缩，热带北缘气候比现在干凉。间冰期气候带作反方向移动。高山区冰期气候带下移，间冰期上升，这从古冰斗和植被高度变化可推知。

图13－5　末次冰期与现代气候带图

（据Holmea，1965，修改）

4）海平面变化

冰期大量海水蒸发变成冰雪凝集在陆地上，使海平面下降；间冰期冰融成水，流回海洋，使海平面上升。第四纪多次冰期旋回使海平面发生多次升降（本章第二节）。

（二）雨期与间雨期及其环境特征

1.雨期与间雨期

第四纪全球性升降温时期大陆冰盖以外的广大无冰川覆盖区（中低纬地区）出现干燥和潮湿的气候波动，因此称为雨期和间雨期。一般雨期气候暖湿，间雨期气候干冷。但部分地区也有干暖、湿凉关系。干暖对荒漠的发展关系极大，干冷对永久冻土发育有利。

1）雨期

雨期指中低纬区第四纪气候转暖、转潮的时期，特点是潮湿多雨，降雨充沛，水域扩大，湖面上升，同时产生大规模的淡水湖沉积或风化沉积。

上述中低纬区的雨期、间雨期分别与高纬区（高山区）冰期、间冰期呈对应关系，是第四纪以来冰期、间冰期为核心的不同地区和不同类型古气候（或气候地层）的基本对比关系。所以从这个意义来讲，有的研究者将非冰川作用的直接标志，如孢粉组合、δ18O所确定的寒暖气候也泛指为冰期和间冰期。

2）间雨期

间雨期是指气候处于两雨期之间，当高纬区冰期时，冰盖区上空冷高压反气旋往中低纬度移动，降水带南移，季风萎缩，使中低纬度大部分地区气候变干变冷，降水量相对减少的时期。此时，中低纬度大部分地区内湖群缩小，湖水位降低和干涸或咸化，在湖中沉积盐类，同时导致沙漠扩大，黄土堆积旺盛，生物生长受到抑制，森林减少，草原扩大，荒漠化严重。

2.雨期与间雨期环境特征

通过对古气候参数（气温、降水量、干燥度、蒸发量）等的大小变化定量研究，以及对沙漠分布、黄土与红土分布边界的移动、古土壤性质的变化、岩溶洞穴堆积中物理与化学沉积交替、湖水位高低的变化、森林和草原的更替、湖水的淡化、咸化等一系列定性研究反映降水量与蒸发量相对大小变化的历史与年代学结合，可以揭示广大中低纬非冰川作用区气候与环境变化的规律。比如说130ka B P以来，南北半球中低纬区可区分出50～25ka B P（温暖）、25～10ka B P（干冷）和8～6ka B P（湿暖）3个时段的相对立的环境演变历史（图13－6）。此外，干燥区大量高湖水位（雨期）的年代资料统计除少数例外，大部分与高纬区间冰期（或亚间冰期）相当。25～10ka B P是末次冰期盛冰期，也是全球性沙漠扩大黄土堆积旺盛的全球性荒漠化时期。

图13－6　南北半球50ka B P以来环境对比图

（据陈克造等，1987）
1.湖泊水位；2.沙丘；3.黄土；4.古土壤

中低纬区受高纬区冰期、间冰期气候带移动影响所发生的气候带移动，通过对动植物的迁移，对红土、风沙、黄土等分布边界和古冰楔位置等的时空变化研究，可以大体确定。如彼得马尼（1991）利用古生态组合带的位置（即年降水150mm的沙漠边界线）与现在对比分析，指出撒哈拉沙漠南缘的生态组合带位置在18ka B P的末次间冰期，处于N10°附近，8ka B P的冰后期在北回归线附近，现在位于两者之间（图13－7）。

图13－7　非洲18ka B P、8ka B P和现代生态组合带位置的变化

（据Petit－Mavire，1991）
点区为沙漠

这表明低纬区非洲大沙漠的南缘在干旱期（冷）与湿润期（暖）分别发生赤向和极向移动，高纬区冰期、间冰期气候带移动同步，但移动幅度比高纬区苔原带小十几度。由此而引起撒哈拉沙漠的扩大与缩小，在雨期沙漠缩小的同时热带雨林有所发展，降水有所增加，故在现代流沙层下有些地方掩埋有古水系，提供了有价值的古地下水资源。

（三）第四纪气候分布规律

综合上述气候期的内容，第四纪气候的分布，按时间和空间的关系分为静态变化和动态变化。气候变化的静态分布是指同一时间、不同地点的反映；气候变化的动态分布是指同一地点、不同时间的反映。冰期时非冰川作用区处于雨期，海岸带出现海退现象，深海区18O/16O比值较大；间冰期时非冰川作用区处于间雨期，海岸带出现海进现象，深海区18O/16O比值较小（表13－6）。

表13－6　第四纪气候分布规律

四、第四纪气候变化史梗概

第四纪气候的主要特征是冰期与间冰期交替发生。该时期包含有多个冰期—间冰期旋回，在深海沉积物、黄土－古土壤序列和冰芯中都有很好的记录。

1.冰川活动史

第四纪冰川有大陆冰盖和山地冰川。对冰川的研究开始于欧洲海拔3 000多米的阿尔卑斯山岳冰川地区。1909年德国科学家彭克和布留克列尔根据冰川作用与河流侵蚀作用及风化作用交替出现，以冰碛物和冰水沉积物代表冰期，以河流侵蚀陡坎和冰碛物化学风化代表间冰期，根据寒冷和温暖气候所造成的地貌和沉积物的交替出现划分了4次冰期，从而建立了第一个第四纪气候演化方案。他们把阿尔卑斯山区第四纪冰期历史从早到晚分为贡兹^[3]（Gunz）、民德（Minddle）、里斯（Riss）、武木^[4]（wurm）4个冰期；武木冰期之后称冰后期；每两个冰期之间为间冰期（命名时老冰期在前，晚冰期在后）（图13－8），世称为阿尔卑斯冰期方案。后继研究者又提出比贡兹更老的多瑙（Donau）冰期和拜伯尔（Biber）冰期，总的反映出山地冰川的历史有6次左右大的冰川活动。20世纪70年代前，在全球冰期同时性观点的支配下，阿尔卑斯冰期方案一度成为世界各地第四纪冰期对比的标准。70年代用古地磁方法测得贡兹冰期冰碛物年龄约为0.7Ma（B/M分界处），从而就动摇了阿尔卑斯冰期方案作为对比标准的地位，研究者转而注意研究各地冰期发育史。全球冰期发育的共性与地区性差异，是第四纪气候变化研究的重要内容。由此为彭克等的工作打下了第四纪冰川地质学的基础。

图13－8　欧洲阿尔卑斯山区的冰期与间冰期图

欧洲大陆第四纪发育斯堪的纳维亚冰盖（面积达6.67×106km2），但未与阿尔卑斯山地冰川相连。斯堪地纳维亚冰盖在第四纪几度扩展与消融，由于沿岸有暖流提供水分，最大时冰盖的一支达到N48°左右。西北欧属海洋性气候，侵蚀不强，大陆冰川的终碛堤蛇形丘等保存较好；其间冰期北部沿岸有含喜暖动物群的海侵发生。根据冰碛物、化石和地貌，欧洲大陆各地冰期不尽相同，各国冰期名称也不一样，但主要有3次冰期和多次冷期，以北欧为例（图13－8），从早冰期至晚冰期依次称为艾尔斯坦、萨勒、魏克塞尔，分别与阿尔卑斯山的民德、里期、武木冰期相当。欧洲大陆上未发现与阿尔卑斯山贡兹冰期相当的冰碛物。间冰期分别称荷尔斯坦（相当于M－R）和伊姆（相当于R－W）。萨勒冰期与阿尔卑斯里斯冰期一样，冰碛物分布最广，称“大冰期”。欧洲大陆早于艾尔斯坦冰期前的冷期与暖期，则是根据哺乳动物群（克罗麦暖期）和植物孢粉组合划分的（如蒂格林和前蒂格林气候期等）。

北美大陆第四纪的劳伦特冰盖最大（冰雪覆盖约1.38×107km2），覆盖了北美大陆约1/2的地区，对北美水系影响极大。北美大陆冰期是根据冰碛物及风化层（称Gumbootite为冰碛物及风化成的灰色黏土）划分的（表13－7）。

表13－7　北美地区第四纪冰川

亚洲北部西伯利亚地区由于远离暖水海洋，冰期时虽气候严寒但降雪少，仅发育了北半球较小的不连续冰盖，分布于N60°—70°之间。共有两次冰期：第一次冰期称萨马诺夫冰期，规模最大时与欧洲冰盖相连；第二次称赞卡冰期，与欧洲魏克塞尔冰期同期，但冰盖小而分散。冰期后西伯利亚留下和发育大片永久冻土，其中有保存良好的皮肉皆存的猛犸象牙化石。从猛犸象体内食物孢粉分析表明当时为苔原环境；大量14C年龄测量这种喜冷动物生活在50～15ka B P，现已绝灭。

除阿尔卑斯山外，喜马拉雅山、帕尔米高原、克什米尔山、天山、昆仑山等第四纪都有过3～4次以上的冰川活动。

全球气候变化历史的对比有两个方面：一是陆地冰期对比，另一是海陆气候变化历史对比。这都是没有解决的问题，本节仅谈陆地冰期对比问题。新生代晚期的中、上新世两极冰盖都已形成，某些山地如阿拉斯加虽发现有3.5Ma或更早的小规模山地冰川活动遗迹，但在高纬区尚未形成冰盖，极地冰川的形成和高纬区某些山地规模冰川活动只是第四纪冰期的前奏。第四纪冰期（冰河期）以高纬（高山）区多次大规模冰川活动和大冰盖入侵部分中纬区为特征，全球陆地冰期对比即以此和现代气候变化具有全球性为基础（表13－8）。

世界各地末次冰期冰碛物风化不深，14C年龄数据多，其全球和半球性对比可靠性大（表13－8水平粗线以上部分）。其他冰期，因年代数据少，且不同研究者对各冰期、间冰期的始期和终期及冰期、间冰期持续时间估算差异大，故它们的对比具有浮动性。全球冰期对比还有待于年代学数据的积累和各地冰川地层学工作的深入研究才能相对完善。

表13－8　全球各地经典第四纪冰期对比

注：据Penck ＆ Bruckner，1909，修改。

2.深海沉积物的多波动气候旋回

深海沉积环境宁静，沉积过程比较连续，比陆地上更完整地记录了第四纪气候变化历史。海洋沉积率在1～10mm/ka间，干旱区较小，温润区较大，一般生物扰动很少，厚几米至几十米的深海沉积物可以记录下第四纪全部气候变化历史。现在全球海区已施工钻孔数以千计，为第四纪气候变化史研究提供了有利的条件。

以太平洋近赤道海域水下3 000多米的V28－238（N01°，E160°29′）和V23－239（N3°15′，E159°11′）两个深海钻孔试样的有孔虫壳δ18O曲线等为代表，提出了深海沉积物反映出的多波动冷暖气候模式。两孔岩芯δ18O曲线在布容正极时的0.7Ma内反映的冷（或冰期）、暖（或间冰期），气候波动情况类似：在布容正极性时（0.73Ma）以前气候波动频繁而幅度较小，布容正极性时内气候波动幅度较大而规律。如V28－238孔岩芯长16m，用14C法，铀系法、古地磁法和沉积率外推法划分氧同位素边界年龄（图13－9），在孔深12.4m内记录了0.73Ma以来8.5个由暖（奇数阶段）到冷（偶数阶段）组成的气候旋回（从A—I，B为复杂旋回，A为半旋回）。δ18O气候曲线呈不对称锯齿状，显示降温和冰雪积累过程较长，升温和冰雪消融过程较快。冰期持续时间最长为67ka，最短为11ka；间冰期最短为18ka，最长为71ka。近0.73Ma内有明显的准100ka气候变化周期。深海沉积物反映的多波动气候旋回模式不同于经典的阿尔卑斯冰期方案，前者的连续性较好，后者的地层间断多，且难以估计。所以太平洋V28－238 和V23－239等孔气候曲线可作为海陆气候对比的标准孔，但应慎重，因为无论海陆气候曲线多因使用的气候标志不同而有“长”“短”气候年表差异。

图13－9　太平洋所罗门深海平原V28－238钻孔岩芯试样古气候序列曲线图

（据Sharkfetoo，Dptyke，1974，资料编）
①终止点为分割几个δ18O连续高值与低值阶段的点；②t个冰期旋回包括1个δ18O奇数（暖期）和1个偶数（冷期）阶段（B旋回例外，A为半旋回）

（三）黄土-古土壤系列与冰岩δ18O气候曲

黄土－古土壤层系是中低纬区干（冷）湿（暖）气候变化的良好记录，其气候变化曲线基本上可与深海钻孔岩芯δ18O曲线对比（见本章第三节）。冰岩δ18O气候曲线将在本书有关部分提到。

五、130ka B P以来（晚更新世和全新世）气候变化

130（或150）ka B P以来，气候与环境变化是目前第四纪气候变化研究的重点，包括末次间冰期、末次冰期和冰期。

1.末次间冰期—末次冰期（晚更新世）气候变化

这一时段大约从130（或150）ka B P开始到11ka B P左右，包括里斯－武木间冰期和武木冰期（或与二者时代相同的间冰期和冰期，如表13－8所示），相当于V28－238深海钻孔气候曲线上的第⑤、④、③、②阶段和冰期旋回B（图13－9），末次间冰期与冰期划分如图13－10所示。

图13－10　0.13Ma以来末次间冰期与末次冰期

末次间冰期始于130ka B P左右，终止于75ka B P，是一个温暖气候阶段，其最温暖期大约在第⑤、④、③、②阶段始于120ka B P，当时年均温比现在高2～3℃，以后气温波动下降，在75ka B P进入末次冰期。末次间冰期内世界许多沿岸地带发生海侵（如欧洲北部沿海、中国华北平原东部），湖沼发育，阔叶林扩大。

末次冰期始于75ka B P，终止于11ka B P，一般划分为两寒夹一暖3个阶段。早冰阶气候寒冷但非最严寒阶段，年均温比现代低5～6℃。中期是相对温暖的寒冷气候阶段。晚期（尤其是18ka B P）是末次冰期气候严寒干冷的盛冰期，年均温比现代低8～91℃，也是130ka B P以来海平面下降幅度最大和沙漠显著发展的干旱期。由于气候干冷，故末次冰期冰川规模不大。世界各地根据其地貌（如终碛堤）、冰碛物等对末次冰期都作了详细的研究，但气候期划分与时限也不尽相同。

末次冰期盛冰期之后14～11ka B P的3ka期间，是由冰期往冰后期（暖）的转化时期，对研究预测气候与环境变化有参考价值。欧洲大陆根据冰川终碛、植被、冰盖变化和海平面变化，揭示出这一从冷到暖过渡的约3ka B P内有过几百年内7月均温变幅在2～3℃内的冷暖气候变化频繁出现（有的研究者把一时段称为“晚冰期”），表13－9为老得利阿斯期（Dryas—即苔原仙女木植物群）大冰盖已退缩到斯堪的纳维亚半岛，留下众多冰蚀湖。阿尔露得（Allerod）暖期属海洋性气候，冰盖碎裂，海平面显著上升，森林向高纬区发展，是一次全球性暖期。新得利阿斯冷期也是一次全球性冷期，森林为苔原取代。上述时期内海平面也随冷暖气候变化而升降波动。

表13－9　欧洲15—10ka B P气候与环境变化表

2.全新世气候变化

距今约1万多年是一个温暖气候阶段（冰后期）^[5]。新世地表经历的最重大事件是气候变化地壳运动与人为活动对自然的冲击。其中，气候变化导致冰川、冻土、动植物、土壤、水资源、沙漠和海平面等变化，并引发一系列的灾害，如旱涝、泥石流、滑坡、地面沉陷、地下水面升降和森林火灾等。研究全新世气候变化与现代仪器记录的小尺度事件之间的偏离，对研究预测未来气候与环境变化趋势和灾害有重要的意义。全新世环境是研究自然与人为活动合力对自然环境冲击效应的最好天然超级实验室。

全新世气候与环境的变化主要根据植被演替，冰川末端、冻土边界和林线位置高度变化，海（湖）面升降、冰岩中δ18O及其尘土含量，树木13C及稳定同位素（H2、δ18O），树木年轮，物候记录和考古历史资料等的研究推断。其中，以据植物（孢粉）演替推断气候变化的方法应用最广。1876年，挪威植物学家布列特根据北欧沼泽沉积物中植物孢粉组合演替，把北欧全新世气候变化历史从早—晚分为：北极期（严寒）、前北方期（干冷）、北方期（干暖）、大西洋期（湿暖）、亚北方期（干暖）、亚大西洋期（凉湿）和现代（干凉）（图13－11），称布列特－谢尔南徳分期方案。这一分期经纹泥法（德·格尔）、历史考古法和14C年龄测量成为地球历史上研究最详细的一个时段。此外，登坦等（Denton和Wibjoorn）把10ka B P称为“新冰期”，并分为4期，周期为2 500a，每次寒冷期持续约900a。

图13－11　西北欧全新世气候变化及分期图

①布列特提出，谢尔南德证实，被称为布列特－谢尔南德方案
a.2.7～2.4ka B P降温期；b.1 300～900aA D小气候适宜期（中世纪暖期）；c.1850—1550aA D现代小冰期

全新世气候变化按其特征可分为A、B、C、D四个阶段：

A.全新世早期升温阶段。包括北极期、前北方期和北方期，此时冰期过后气候开始波动升温，由于冷向干暖转化，但仍较寒冷（图13－11A段）。

B.全新世中期高温阶段。主要是大西洋期（又称气候适宜期），此时全球气候湿暖，年均温比现在高3℃（有的地区可能更高一些），降水显著增加，全球冰川冻土萎缩，海平面显著上升，阔叶森林扩大（山地林线下降），其大气环流结构具有间冰期特怔。这是人类已经历过的最近的一次全球高温期（图13－11B段）。

C.全新世晚期降温阶段。从大西洋期末期大约5ka B P全球气温开始下降（有的地方阔叶数量减少）直到20世纪，气候发展是波动降温，有一系列100a和1 000a尺度的1～2℃的全球性寒暖气候波动（图13－11C段），而且2ka以来人为活动对气候与环境的冲击加剧。这一时段的次级气候变化阶段如下：

2.7～2.4ka B P地球年均温下降2℃，各地冰川冻土有所发展，林、雪线下降（图13－11A段）；1 300—900aA D，年均气温比现在高1～2℃，称为“小气候适宜期”或“中世纪暖期”。气候温和降水增加，农业、建筑、贸易有所发展。但北极浮水融化，林、雪线上升，泥石流和森林火灾增多。

1 850—1 550aA D，全球年均温比现在低2℃左右，称“现代小冰期”（Francois Mathes，1939），其中最冷阶段在1 700—1 550aA D。现代小冰期大气环流结构具有冰期特点，对全球现代冰川冻土发展扩大有重要的影响，引起林、雪线明显下降，并不时发生江河湖海水面封冻，风暴频繁，风沙、滑坡、山崩增多，农业歉收，对世界经济产生了负面的影响（图13－11C段）。

D.20世纪升温阶段。20世纪以来，现代小冰期结束，进入现代升温阶段（图13－11）。现代气候虽仍有冷暖波动，但总的呈现升温趋势（图13－12）。工业革命以来的1.94—1.9ka A D气温比19世纪80年代高0.4～0.6℃，一般认为大量燃用化石燃料使大气层CO2下降0.3℃。1960年以来地球增温趋势加强，气候异常不断出现，旱、涝、风、雪、泥石流和森林火灾此起彼伏，海平面上升威胁着沿岸城市。

图13－12　平滑过的1856—1989年全球平均地表气温图

［据世界气候变化专门委员会（IPCC），1990］

在近期气候变化中既有全新世气候变化规律影响，也有火山活动、太阳黑子活动、人为大气污染和厄尔尼诺等作用介入。

厄尔尼诺现象是一种海洋与大气相互作用的失衡现象。在正常年份，此区域东南信风盛行，赤道表面东风应力把表层暖水向西太平洋输送，在西太平洋堆积，从而使那里的海平面上升，海水温度升高。而东太平洋在离岸风的作用下，表层海水产生离岸漂流，造成这里持续的海水质量辐散，海平面降低，下层冷海水上涌，导致这里海面温度的降低。上涌的冷海水营养盐比较丰富，使得浮游生物大量繁殖，为鱼类提供了充足的饵料。鱼类的繁盛又为以鱼为食的鸟类提供了丰盛的食物，所以这里的鸟类甚多。

厄尔尼诺对气候的影响，以环赤道太平洋地区最为显著。在厄尔尼诺年，印度尼西亚、澳大利亚、南亚次大陆和巴西东北部均出现干旱，而从赤道中太平洋到南美西岸则多雨。许多观测事实还表明，厄尔尼诺事件通过海气作用的遥相关^[6]，还对相当远的地区甚至对北半球中高纬度的环流变化也有一定影响。研究发现，当厄尔尼诺出现时，将促使日本列岛及我国东北地区夏季发生持续低温，有的年份使我国大部分地区的降水有偏少的趋势。这从一个侧面说明地球表层环境的整体性：一个圈层的变化会导致其他圈层的变化，一个地区的变化会引起其他地区的变化，局部的变化也会引起半球甚至全球环境的变化。

第二节　第四纪海平面变化

全球人口的2/3集中在仅占大陆总面积10%的沿海地带，现代全球范围的海平面升降，对沿海和岛屿地区的经济、环境和安全构成威胁。20世纪以来全球海平面呈上升趋势，已引起全世界人们广泛的关注。海平面是指海洋中的水体与大气圈中的界面，全球海平面即理论海平面是指全球的平均海平面，局地海平面是指某一具体地点（如塘沽、吴淞、青岛）的海平面。海平面变化即平均海平面与陆地观察站之间高度的相对上下变动。平均海平面高度是多年的每小时潮位的平均值。目前研究海平面变化就是以陆地观察站为基础，用平均海平面与陆地的相对高度变化来推断相对海平面的变化，可称为“准海平面变化”。

一、第四纪海平面变化标志

第四纪海平面变化的研究，从能够拟定的滨岸与古海平面位置和确定年代的标志入手，这些标志在陆地上是沿岸保存的海成地貌和海相沉积物，在水下大陆架上是沉没的沿岸陆地地貌和陆相沉积物。常用的第四纪海平面变化标志有沉积物标志、地貌标志、生物标志和同位素地球化学标志。

（一）沉积物标志(www.xing528.com)

1.潟湖沉积与泥炭

潟湖指海岸带被沙嘴、沙坝或珊瑚分割而与外海相分离的局部海水水域。海岸带泥沙的横向运动常可形成离岸坝－潟湖地貌组合。当波浪向岸运动，泥沙平行于海岸堆积，形成高出海水面的离岸坝，坝体将海水分割，内侧便形成半封闭或封闭式的潟湖（图13－13）。

淡化潟湖：在潮湿气候区，注入潟湖的淡水大大超过蒸发量，潟湖水面高于海平面，引起潟湖水体经入（出）潮口进入海洋，如此长期外流，潟湖水体又不断有淡水补给，逐渐发生淡化，则形成淡化潟湖。

图13－13　潟湖

咸化潟湖：在炎热干旱的气候区，潟湖缺乏大量淡水注入，水体蒸发量大大超过注入量，使潟湖水面低于海平面，海水不断向潟湖流动，并不断蒸发和浓缩，含盐度逐渐提高而变成咸化潟湖。

当海平面上升时，原有的淡化潟湖转化为咸化潟湖；海平面下降，咸化潟湖转变为淡化潟湖。

淡水泥炭的表面与海平面处于同一高度或略高些，咸水泥炭的表面与海平面处于同一高度或略低些。若咸淡水泥炭重叠，指示海平面的位置。

2.海滩岩

海滩岩分布在热带、亚热带沿海，主要由砾石、砂、贝壳、碳酸盐物质构成，碳酸钙胶结强烈，岩石坚硬。海滩岩的顶面高度与最大天文潮位相比较，下限可作为海平面的位置（图13－14）。

图13－14　海滩岩

（二）地貌标志

1.海蚀凹槽、海蚀穴

海蚀凹槽：是沿着海平面发育向陆地凹入的线状凹槽，海蚀凹槽最深的部位为平均海平面位置，而上下的转折部分为高潮面和低潮面的位置（图13－15）。

海蚀穴：形成于海平面附近，深度大于宽度的洞穴，海蚀穴指示海平面位置与海蚀凹槽相似。

2.海蚀崖和波切台

海蚀崖：其底部可作为海平面的位置，有时在海蚀崖的底部发育海蚀凹槽或海蚀穴。

波切台：由于海蚀崖及其下部新的海蚀崖继续形成的这种反复作用，使海蚀崖不断向陆地方向节节后退，海岸带不断拓宽，结果海蚀崖底部至低潮浅之间形成一个向海洋方向微倾斜的平面。如图13－15所示，波切台横剖面的中点，或沿海岸线波切台中点的连线基本可代表平均海平面的位置。

图13－15　海滩各种地貌示意图

（据陈安泽，2013）

3.砾滩、沿岸砂堤、贝壳堤

砾滩分布于潮间带，大多数沿高潮线分布，常形成平行于海岸线的砾石堤。是高海平面的良好指示物。沿岸砂堤沿海岸线分布，砂堤的底界基本与高潮线处在同一高度。水下沙坝形成小于10m的水深范围内（图13－16）。

图13－16　砾滩

一般认为贝壳堤的底板（贝壳堤与下伏沉积物的界面）作为平均海面的位置比较恰当，而贝壳堤的顶部不宜作为海平面位置的标志。

（三）生物标志

1.有孔虫、介形虫

有孔虫是一类古老的原生动物，5亿多年前就产生在海洋中，至今种类繁多。由于有孔虫能够分泌钙质或硅质，形成外壳，而且壳上有一个大孔或多个细孔，以便伸出伪足，因此得名有孔虫。通过利用有孔虫的组合进行海平面位置的确定。

介形虫是生长在水域中的无脊椎动物。大的像米粒，小的肉眼看不清，有淡水和咸水，不同的水深介形虫的变异度（种的数目）和密度（标本的数目）不同。生物变异度和密度在海岸的不同地带有所区别：潮间带变异度和密度都非常低；潮上带低变异度，高密度；海平面以下变异度和密度变化的趋势相同。

2.珊瑚礁坪台、牡蛎礁和藤壶

珊瑚礁坪台：当海面稳定时，珊瑚礁平铺发展，但厚度不大；当海面上升或海底下沉时，形成的礁层厚度较大，礁体可发育成塔形、柱形；当海面下降或地壳上升时，形成的礁层厚度也不大，指示平均大潮低潮位（图13－17）。

图13－17　珊瑚礁坪台

牡蛎礁和藤壶：牡蛎和藤壶岩石是海岸的生物，生活在潮间带。牡蛎礁（图13－18）的顶面指示低潮位位置；藤壶生长于平均高潮位—平均低潮位之间，最高不超过最高潮位。

图13－18　牡蛎礁

（四）同位素地球化学标志

研究发现，生活在海洋表层的微体生物浮游有孔虫，其甲壳中δ18O的含量与它赖以生存的海水保持平衡，因而不同时期海洋沉积物中有孔虫甲壳δ18O的含量变化，则反映了各个时期海水中δ18O的含量，进而反映了海洋表层温度的变化（图13－19）。

图13－19　冰期效应引起的氧同位素分馏示意图

海洋沉积物（有孔虫壳体）的δ18O值增加，海平面下降；其值降低，海平面上升。

二、第四纪前、后海平面变化梗概

（一）前第四纪海平面变化概况

前第四纪海平面变化主要是通过生物化石、生态地层、层序地层和地震方法等认识的。

地壳运动强烈活动阶段地壳隆起、陆地增生，海平面急剧下降（海退）。地壳长期稳定和湿润气候时期，地形逐渐被夷平，海平面缓缓上升（海侵）。由于地壳运动与地形夷平相比时间相对短暂，故地史上海平面曲线呈锯齿状。500Ma以来，中生代白垩纪是地壳活动和大陆增生的重要时期，也是地史上的高温期，当时两极尚未形成冰盖，所以白垩纪高海平面的出现与地壳运动和环境变化关系密切，与冰川活动无关。

（二）第四纪海平面变化概况

第四纪海平面变化历史的研究，由于早期古海岸遗迹保存较差和受构造运动影响大，晚期遗迹保存较好，故总的研究情况是早、中更新世海平面历史研究粗略，晚更新世研究较好，全新世研究详细，近代仪器研究确凿。

1.更新世早、中期（2.4～0.13Ma）海平面变化

这一时段世界各地海平面变化标志的时代越早保存越差，受到的新构造运动影响越大，有些新构造运动强烈地区，海成阶地已被后期运动抬升几十米或上百米。在地中海岸保存有较好的多级海成阶地，除西西里阶地（海拔80～100m）沉积物中含喜冷软体动物化石北极冰岛蛤（Cyprina islandiea）时代属早更新世外，西西里以下多级阶地沉积物中含喜和暖的风螺化石（Strombus），相当于多次间冰期高海平面，两级海成阶地之间相当于冰期低海平面。图13－20表示冰期（低海平面）与间冰期（高海平面）海平面的变化对比关系，但阶地海拔未经校正和未扣除构造运动上升量。

图13－20　地中海地区海平面变化与阿尔卑斯山冰期对比关系图

（据弗伦策尔，1973）

中国早中更新世时期海平面变化历史主要是根据东部平原下伏海相地层推断的。华北平原北京海侵（古地磁年龄2.43Ma）、渤海海侵（1.5Ma）、海兴海侵（1Ma）和0.7Ma海侵^[7]；杭、嘉、沪平原有早中更新世海侵层。至于闽、浙、鲁、冀沿岸残存的一些海成阶地，由于剥蚀破坏和受新构造抬升，使早中更新世海平面变化历史研究变得较为复杂和困难。

2.晚更新世（130～11ka B P）海平面变化

这一阶段包括末次间冰期和末次冰期，后者海平面历史研究详于前者。

晚更新世包括了一个末次间冰期和末次冰期，海平面总体上从早期到晚期是一个下降过程，但期间存在一些波动。

1）末次间冰期（130～75ka B P）

这个时期相当于深海氧同位素的第5阶段（MIS5），该阶段又可分为3个次一级的温暖期（MIS5a、MIS5c、MIS5e）和两个寒冷期（MIS5b、MIS5d）。其中MIS5e最温暖，在欧洲称为艾姆间冰期。在这个时期，总体上为高海平面，但多数时间的海平面比现今低，只有在MIS5e时海平面比现今高6～18m。在中国的华北地区，这个时期发生了白洋淀海侵和沧州海侵，出现高海平面。在黄海、东海、南海也发生过海侵。

新几内亚海成阶地珊瑚礁台的铀系法测年资料，与探海钻孔V19－30岩芯浮游和底栖有孔虫壳δ18O气候曲线对照（图13－21），两者都揭示出有120ka B P、100ka B P和80ka B P三个高海平面时期（黑点处）；可与大西洋巴巴多斯岛的3个高海成面：巴巴多斯Ⅲ（125ka B P）、巴巴多斯Ⅱ（103ka B P）和巴巴多斯I（82ka B P）对比。新几内亚海成阶地经校正后，其中只有120ka B P的海平面比现代海平面高6m，其他都低于现代海平面，并呈现下降趋势。据有孔虫和其他资料分析，120ka B P（末次间冰期初期）高海平面阶段水温比现在高2～3℃。

图13－21　新几内亚海成阶地系列与V19－30钻孔浮游和底栖有孔虫壳δ18O示14ka B P以来海平面变化图

（据Shacklezon，1988，补充）
横标上1.2.3…6为氧同位素阶段，其中第5阶段是复杂冰期旋回，又进一步划分为5a、5b、…、5e

2）末次冰期（75～11ka B P）

这一时期相当于深海氧同位素的第4、3、2阶段，这个时期的海平面波动非常剧烈，总体是一直下降。尤其是在20～14ka B P期间世界几个大陆架上的试样14C年龄资料表明，世界海平面继晚更新世以来的降势，在此期间达到130ka以来的最低点（图13－22）平面位于－100～－135m不等，如北美－105m、日本－135m、黑海－110m、尼日利亚－100m，中国－150m左右，这是目前了解最多的一个全球沿海地带环境变化时代。由于全球性海退，各洲大陆的岛屿岸线外推几千米至几百千米不等，大部分陆架露出水面，许多近岸岛屿与陆地相连，内海形成湖或缩小，大陆面积暂时增加约10%，气候的大陆性增强，动、植物发生相应的迁移，在露出的陆架上可形成有价值的砂矿和陆相沉积物。

中国在130～14ka B P时期的海平面变化史是根据沿海陆架钻孔与平原海陆相交互地层和贝壳堤推断的（图13－23）。

130～75ka B P的末次间冰期，中国沿岸普遍发生海侵，沉积了平原下伏的E层海相层（渤海称第一海相层）。海平面时常有波动，最高海平面出现在120ka B P左右的北洋淀海侵（与巴巴多斯Ⅲ同期），海平面比现在的海平面高5～7m。沉积物中含有现生活在黄海以南水域的伊沙伯丽蛤等暖水种化石，推断当时黄海水域水温为18～20℃，比现在高3℃。

70～40ka B P间末次冰期（大理冰期）早冰阶，中国东部沿岸普遍发生海退，海水撤出黄海陆架，海岸线位于－75m处，称黄海海退（或黄海冷期）（图13－22）；当时东海陆架海岸线在－100m左右。在海水退去的陆架上约35ka内为荒凉的干冷草原。渤海西部沉积了D层陆相层。

图13－22　中国东部气候和海平面与环境变化图

（据曹伯勋，1995）

40～25ka B P是一个相对温暖的气候期（“中黄海暖期”），中国东部发生太湖海侵，这次海侵历时不长，在渤海西部沉积了C层海相层（渤海西称第二海相层）。

25～14ka B P末次冰期（大理冰期）晚冰阶，海平面大幅度震荡下降，在18～15ka B P期间，中国东部发生130ka B P以来最大规模的东海海退。海水分阶段再次撤出沿海陆架。在东海陆架上当时海岸线最低时在－150m左右（14C16 000～14 780a）。长江、黄河在露出的陆架上往东推进，长江东进约600km，其尾闾在水深－150～－160m。渤海洼地和露出的陆架上沉积了B层陆相层（包括黄土和长江三角洲沉积），北方哺乳动物（如野牛）游移其间。在朝鲜济洲岛与中国台湾弧形连线以西，这片再度出露且范围更大的陆架上，再次呈现干冷草原环境。

图13－23　世界与中国晚更新世晚期海平面变化曲线

（据国家海洋局第二研究所，1978）
1.泥炭样；2.贝壳样

14～11ka B P世界气候冷暖变化剧烈，海平面随之发生幅度较小的变化，但中国资料尚显不足，估计这段时期海平面回升到－30～－40m。沿岸岛屿（包括台湾）与大陆最后分离发生在14～12ka B P之间。

3.全新世（11ka B P）海平面变化

全新世（冰后期）是一个全球温暖期，除南北极冰盖变化不大外，世界其他冰盖和中纬山地冰川全部或大部分消融，在13—6ka B P（至5ka B P的大西洋期）全球海平面急剧震荡上升（图13－24及表13－10），以后上升速度减慢并逐渐过渡到现代海平面，以上推论是建立在大量近岸泥炭（部分地区用贝壳或珊瑚亚化石）14C年龄基础上的。

图13－24　全新世海平面变化曲线图

（据摩纳尔，1965）

表13－10　1lka B P以来世界海平面变化表　　　　　（mm）

注：据高迪，1976。

关于全新世海平面高度和上升方式与变化曲线形态有3种不同观点。

第一种观点：费尔布里奇（1961）认为到大西洋期结束时，海平面已迅速上升到现代海平面以上3m，并从那时起以后的海平面具有6m振幅。

第二种观点：谢帕徳（1963）不同意全新世有高出现代海平面3～4m的高海平面存在，认为海平面从11ka B P起从－40m逐渐上升，从4ka B P以来上升缓慢，以后接近现代海平面的位置。

第三种观点：柯里和摩纳尔等不同于前两者，认为全新世海平面震荡稳定上升，约在5～3.6ka B P曾达到目前海平面的高度，以后基本稳定。

上述不同观点反映出不同地区全新世海平面上升的区域特点，难以用统一的全新世海平面变化形态曲线表示。克拉克（1980）在地球具有流变性质冰川与水均衡观点的基础上，提出全球全新世6个不同海平面变化区带，其中的4个区带（Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ和Ⅳ带）都属于中全新世曾有高出现代海平面的高海平面上升带，只有在冰盖前缘隆起发生塌陷的下降带（Ⅳ带）和大洋沉降带（Ⅳ带）才有海平面下降的现象。中国属克拉克分区中的大陆滨岸区（Ⅳ带，包括所有大陆）。

中国全新世海平面历史变化经历了三大阶段。

1）第一阶段：10～8ka B P海平面急剧上升阶段

在10～8ka B P期间，中国东部海平面已回升到－15～20m，如渤海西部第一海相层（A海相层）（图13－22）顶板在－15～20m（14C测年为10～8ka B P）；上海地区海相泥炭层－20m ［14C测年为（7.33±0.45）ka B P］。8～6ka B P海平面上升到－5m左右，浙江、辽东、海南和台湾都有这一深度和年龄的泥炭、淤泥或珊瑚。10ka B P前海平面从－40m起算，2ka内中国沿岸海平面上升了30～35m。

2）第二阶段：6～5ka B P高海平面阶段

全新世大西洋高温期全球都发生过全新世最大海侵，此时，中国从北到南沿岸也都发生海侵。华北渤海西岸在5ka B P海水越过现代海岸线进入内陆，称黄骅海侵（图13－22），沉积了第三海相层（A海相层），海湾线最远达到河北省静海县西部，离现代海岸线约80～100km。南方的杭嘉沪平原发生含暖水种毕克卷轴虫组合海侵（有人称镇江海侵），使江苏省淮阴—镇江—丹阳—溧阳南北连线以东（包括太湖的大部分地区）皆成泽国，长江口退缩到镇江附近。这个时期，南北地区的A层海相层中，激浪带堆积的海滩堆积、牡蛎礁和贝壳堤的14C年龄都在6～5ka B P之间。据赵希涛等（1982）研究，在6～5ka B P之间中国曾有过高出现代海平面2～4m的高海平面出现；黄镇国等（1987）对华南同一时期的海平面变化研究也得到了类似的结论。

3）第三阶段：5ka B P以来海平面波动下降阶段

在距今5ka B P左右中国东部南北海平面微有波动下降，在南、北两岸都留下高度和年代从西往东递减的4道断断续续贝壳堤，北部的渤海地区从西到东为贝壳堤Ⅳ（14C年龄为4.7～4ka B P）、贝壳堤Ⅲ（14C年龄为3.8～3ka B P）、贝壳堤Ⅱ（14C年龄为2.5～1.6ka B P）和贝壳堤Ⅰ（正在形成中）；在江苏南部称西岗（14C年龄6ka B P）、中岗（4ka B P）、东岗（3.8ka B P）和新岗（正在形成中）。贝壳堤顶板高出现代海平面2～5m，底板往东倾斜，海拔高程在1～2m之间，顶、底髙差与现代高低潮位差大体相近，反映其总的波动呈下降趋势，但其中也出现过1～2m短暂的高海平面。在2.5ka B P左右海退中钱塘江涌潮开始出现，这时中国东部海平面基本稳定在目前位置上。中国全新世海岸遗迹在天津宁河县汉沽区和河北省丰南县有保存甚好的古贝壳堤、牡蛎滩和湿地，是保护对象。

4.现代海平面变化

现代海平面变化是指现代小冰期结束之后20世纪的海平面变化。现代海平面变化目前主要根据长期观潮仪记录资料研究。国外沿海国家有较多观测站和较长时期的记录，这些资料反映出20世纪以来全球海平面呈现轻微上升趋势（表13－11），近几年来海平面年平均上升率约为2mm/a。这一上升趋势形成的原因尚不很了解，有可能包括现代小冰期后的全球气温升高、人为活动导致CO2温室效应加剧、区域性地壳运动和沉积作用等因素的叠加影响。

表13－11　现代海平面上升速度表

注：据高迪，1976。

我国沿海观测站少，记录时间也较短（表13－12），但仍反映出现代海平面上升的趋势，除山东半岛受构造上升影响海平面变化相对稳定外，山东半岛以北沿海（除河口区外如塘沽外）现代海平面上升速度一般小于半岛以南沿海。广西北海涠洲岛相对很高的海平面年上升速度可能与局部因素有关。

表13－12　中国现代海带海平面变化表

注：据王志豪，1986。

三、海平面变化原因

1.构造－海平面变化

当海底板块扩张加速、洋脊增长和地壳上升时，会导致洋盆容积减小，使海平面上升；反之板块运动减速、洋脊萎缩和地壳下降导致洋盆容积增大，使海平面下降。这种类型称为地动型海平面变化。

2.大地水准面海平面变化

由于地球重力不均匀，海面除其固有的大地水准球体曲率外，还有地区性“隆丘”与“凹陷”。如在新几内亚近代大地水准面有＋76m“隆丘”，马尔代夫有－140m“凹陷”。这种海平面变化与地壳局部结构、构造、密度和地球转动有关系。

3.冰川－海平面变化

海平面水动型升降，即把海平面变化归因于气候变化。通过冰水互换导致海平面升降：冰期时海水蒸发转移到大陆，形成冰川凝固在大陆上，使海平面下降（低海平面、海退）；间冰期时冰川融化成水汇入海洋，使海平面上升（高海平面、海进），第四纪多次冰期、间冰期交替，使海平面发生多次升降，导致沿海和岛屿环境多变。

4.海温－海平面变化

海水温度升降引起的海水体积变化，导致海平面升降变化。如在厄尔尼诺发生时，赤道附近东西太平洋因水温升高海平面有1m左右的跷板式变化。

5.沉积－海平面变化

沉积物由河流搬运入海，使海盆容积减少，引起海平面单向上升。在堆积旺盛的河口地区较为显著。在海平面变化过程中存在地壳因海水或沉积物负荷增加而使地球均衡调整的现象。地球是黏滞体，对海水或沉积物的增加具有一定的敏感性，使洋底岩石圈发生缓慢流变，尽管因冰水互换引起的洋底重力值只有几毫伽变化，但只要时间较长就会使海底变形缓慢下沉；冰川融化又会使地壳缓慢反弹上升。一般估计，冰水互换引起的地壳均衡值大约是融水深度的1/3，但由于地幔密度大于3g/cm2（大于地壳的密度2.7～3g/cm2）和其他因素的影响，水均衡的幅度将小于其增加水层厚度的1/3。大洋岛屿区水层厚度大于沿岸地区，故其水均衡下沉值大于沿岸地区，所反映的海平面变化更大更真实。沉积物重量所引起的均衡下沉值，估计是其沉积厚度的60%左右。由于地球各部分的密度不同和沿岸组成的物质差异，海平面升降的时期可大体相近，但各地升降幅度不同，不会有统一的全球海平面变化形态曲线。在松散沉积物组成的海岸，人工过度抽水会加快海平面上升的现象。

从前述海平面变化机制的升降速度、最大升降量和持续时间比较（表13－13），在第四纪240多万年中，由冰川体积变化、沉积作用和水温变化引起的海平面变化是最重要的。冰川性海平面变化具有全球性，而与某一地区有无冰川无关。沉积作用在堆积旺盛地点才是重要的。水温变化在全球增温发展趋势过程中将会增大其对海平面变化的影响。

表13－13　几种主要的海平面变化原因及其结果比较表

注：引自杨怀仁，“第四纪地质学”资料编，1987。

第三节　中国第四纪气候变化概况

一、中国第四纪冰期

中国第四纪冰期研究始于李四光教授，他在1947年编写了《冰期之庐山》一书，为中国第四纪冰川地质学打下了基础。经过半个多世纪的研究，尽管有关中国东部低山丘陵地区第四纪冰川研究仍有争议，但在第四纪中国东部未发育大冰盖这一点上多数人取得了共识。中国第四纪山岳冰川活动主要发生在西部高山高原区，东部有些中山区，也有过规模不大的小型山地冰川活动。中国第四纪冰期的划分如表13－14所示。

表13－14　中国第四纪冰期初步对比表

注：据孙殿卿等，1977，简化。

二、中国黄土-古土壤系多波动气候模

黄土是中国北方第四纪主要沉积物，黄土－古土壤系所反映的寒暖气候变化多波动模式，基本上代表了中国北方季风区的第四纪气候变化历史。

刘东生等多年来对黄河中游黄土研究，以陕西洛川黄土－古土壤系为基础，利用多种宏观、微观气候标志，揭示出2.4Ma以来的黄土沉积是在由湿润的森林草原向干冷草原、荒漠草原气候环境过渡的总趋势下，呈现有节奏的干冷与湿润（或广义的冰期与间冰期）交替的气候波动：2.4Ma以来黄土中记录了10个时间尺度较大的由温湿向干冷波动的气候变化旋回（A1，A2，…，A10）及两个不完整的半旋回（A0及A11），即2.4Ma以来有1l次冰期及11次间冰期气候在黄土高原出现。其中气候波动幅度最大的时期，位于布容正极性时中部和布容与松山交界处，地层上分别相当于离石黄土内部分界和离石黄土与午城黄土的分界。旋回A5和A6的前半部的暖期在时间上与欧洲霍尔斯坦间冰期和克罗麦暖期相当（图13－8），是第四纪黄土高原的最暖时期。从布容正极性时以来的0.7Ma内亚旋回增多的趋势和马兰黄土分布扩大，表明后期气候的干冷化趋势更为明显。此外，据青海柴达木盆地察尔干盐湖的资料，布容正极性时内湖水的水位高低和湖水咸淡变化反映的干（冷）湿（暖）气候变化与黄土基本同步（黄麒等，1990）。

三、中国第四纪气候变化梗概

中国地域辽阔，现代和古代气候都有明显的多样性和区域性，难以用一种单项气候事件阐述整个第四纪气候变化历史。因此，笔者以多种宏观气候标志为基础，对中国第四纪气候与环境变化的主要时段特征进行综合分析，并对一些重要时段特征用图予以说明。

中国现代气候的格局是：东部从北往南依次为寒温带→温带→亚热带和热带，受季风影响气候较湿润；西部高山高原气候垂直分带明显；西北区远离海洋，属大陆性干旱区，气候干燥少雨。上述中国现代气候的格局，是在上新世气候基础上，受第四纪气候全球性变化、青藏高原强烈上升和祁连山—秦岭—大别山隆升，以及东亚季风影响的结果。

1.中国上新世气候

中、上新世中国地貌比今日起伏小，青藏地区大部分为与东部相连的海拔1 000m以上的高平原，三大地貌阶梯尚未成形。根据三趾马动物群、孢粉组合、红土风化壳和古岩溶形态等分析，中国上新世气候受行星风系影响，气候带大体呈纬向分布（图13－25），从北而南分为暖温带、亚热带和热带。暖温带南界大致在N42°左右。北—中亚热带占据N42°—28°的广大地区；此带气候东湿西干。南亚热带—热带位于青藏地区南部、珠江流域、台湾、海南岛和南海诸岛。

2.中国早更新世（2.4～0.73Ma）气候

中国早更新世冷暖气候变化频繁，按气候特征大体可以分出两冷夹一暖3个气候时期，每个气候时期都包括更次级气候波动。

1）早更新世早期（2.4～1.8Ma）寒冷气候

中国西部和北部气候受全球降温影响，普遍变得比上新世冷。西部山地和东北区降温较南部早，喜马拉雅山和昆仑山较早出现小规模山岳冰川活动，以喜马拉雅山的希夏邦玛冰期开始出现为代表，冰碛物称“贡巴砾岩”，东北区有早更新世冰缘环境记录。黄土高原开始堆积午城黄土。东部平原气候仍较暖，华北平原发生“北京海侵”，局地发育栎（占40%）林。华南气候仍较湿热，生活着亚热带、热带动植物群。

图13－25　中国上新世气候略图

（据曹伯勋，1995）
1.南亚热带，热带（Ⅰ）；2.北亚热带、中亚热带（Ⅱ1湿热；Ⅱ2干暖）；3.暖温带（Ⅲ）；4.三趾马动物群分布区

2）早更新世中期（1.8～0.9Ma）气候

这是一个以温暖气候为主的时期，西部高山、高原为间冰期气候，黄土高原堆积了午城黄土，其中S9～S11为反映气候温润的密集古土壤系，北京一带生长栎林，暖温带气候带往北扩展到N34°左右。

3）早更新晚期（1.8～0.9Ma）气候

此时中国气候以寒为主。西部希夏邦玛冰期山岳冰川有较大规模的活动。东北和华北平原北部出现冰缘冻土，据古冰楔估计当时年均温比现在低10℃左右。东部平原生长暗针叶林。黄土高原堆积了L9层砂质黄土，估计年均温比现在低8～9℃。此时中国气候带格局与上新世不同的是东西出现差异，寒冷气候带扩大，温热气候带缩小（图13－26）。

3.中国中更新世（0.73～0.13Ma）气候

中更新世是中国第四纪气候波动幅度最大和冷暖变化明显的时期。冷期在西部发育了中国第四纪最大规模的山岳冰川，暖期在东部广泛发育红土。按多种气候标志可大致分为两冷夹一暖3个时期气候。

1）中更新世早期（0.73～0.6Ma）气候

这一时期中国气候寒冷，青藏高原对西南季风的屏障作用开始显现。在青藏高原和西北山地发生过中国第四纪以来最大规模的山岳冰川活动，以喜马拉雅山地区聂聂雄拉冰期为代表，都属于山麓式或复式冰川，在青藏高原边缘降水较充沛地区冰川规模是现代冰川的15倍。东北和东部的一些中、低山此时也有小规模的山地冰川活动，如庐山地区的大姑冰期。

图13－26　中国早更新世气候略图

（据曹伯勋，1995）
1.寒带，热带（Ι）；2.亚寒带（Ⅱ1.半湿润，Ⅱ2.半干旱，Ⅱ3.半湿润或湿润）；3.暖温带（Ⅲ）；4.亚热带和热带（Ⅳ）

2）中更新世中期（0.6～0.3Ma）气候

此时气候温暖湿润，是中国第四纪气候史上最长最暖湿的高温期（又称大间冰期）（图13－27）。在青藏高原以加布拉间冰期为代表，发育红黏土风化壳和湖积物，从后者所含栎、木兰等暖温带和亚热带植物孢粉组合推断，当时年均温比现在高5～7℃。西北黄土高原发育了著名的由2～3层棕红色壤土夹薄层黄土组成的S5古土壤层系，属暖温带落叶阔叶森林土壤，其形成时年均温比现在高约4℃，年降水量多350mm。华北和东北区生活着0.5～0.25Ma著名的暖温带周口店动物群。华南、华中生活着亚热带大熊猫、剑齿象动物群，此时是中国南北动物群交汇的一个重要时期。这一时期红土虽从北至南都很发育，但秦岭—大别山以南红土普遍蠕虫化（又称网纹红土），反映华中属亚热带气候，秦岭以北属暖温带气候。中更新世温暖气候虽往北扩展，但尚未达到上新世气候格局。

3）中更新世晚期（300～130ka B P）气候

此时青藏高原已隆升到海拔3 000m左右，中国三大地貌阶梯结构已经确立。青藏高原在西风带中成为近东西向砥柱，构成阻止西南湿润季风北上的屏障（使之只能有限地沿横断山南北向谷地北上），把西风带分为南、北两支，急流的状况更为明显。冰期北支强于南支，并与来自西伯利亚的寒流复合，往东部和黄土高原输送一定水分和热量。离石黄土上部此时扩大堆积到长江河谷，由此来看，此时北支急流强于南支，中国第四纪中期长期持续的暖湿气流北移大为减弱和晚更新世干冷气流的大规模发展都始于这一时段。

图13－27　中国中更新世气候略图

（据曹伯勋，1995）
1.寒温带（Ⅰ）；2.中温带（Ⅱ1半湿润，Ⅱ2半干旱、干旱）；3.暖温带（Ⅲ）；4.北—中亚热带（Ⅳ）；5.南亚热带、热带（Ⅴ）

4.中国晚更新世（130～11ka B P）气候

中国晚更新世（尤其晚期）气候严寒干冷，引起中国环境巨变、生态恶化。分末次间冰期与末次冰期两个阶段（图13－28）。

1）中国末次间冰期（130～75ka B P）气候

气候相对温暖，西部山地冰川有所退缩，黄土高原年均温比现在高约4℃，年降水多280mm（以洛川剖面S1为准）。东部沿海平原发生小规模海侵（白洋淀海侵、沧州海侵）。

2）中国末次冰期（750～11ka B P）气候

中国大理冰期早冰阶气候不是最寒冷阶段，但干冷气候的势头有所反映，如在西部高山高原区，地形虽高，气候虽冷，但由于得不到足够的降雪，此时山岳冰川发育规模远不及中更新世大，沿海海平面下降也不及其后的晚更新世晚期低。

45～25ka B P为相对温暖的间冰阶气候，西部高山高原有湖积物形成，黄土高原发育灰棕色壤土。华北区生活着萨拉乌苏动物群，东北区此时猛犸象相对较少。东部沿海有海侵发生（太湖海侵、沧西海侵）。

25～11ka B P的大理冰期晚冰阶，是中国自130ka B P以来气候最严寒酷冷时期，中国东部寒冷气候带向南扩大并超过早更新世晚期（图13－28、图13－26）。从北而南分为：寒带冰缘气候（图13－28Ⅰ），包括N42°以北的东北区和内蒙古东部，发育大片永久冻土，生长干冷草原植被，猛犸象相对集中，年均温比现在低6℃以上。亚寒带气候（图13－28Ⅱ），发育不连续岛状冻土，冷、云杉林普遍下降到河谷平原，猛犸象和披毛犀共存，年均温比现在低5～6℃。寒温带气候（图13－28Ⅲ），包括N40°—长江河谷以北地区，发现零星冻褶构造和从北部游移来的披毛犀化石多处。暖温带气候（图13－28Ⅳ），主要包括长江河谷南北地带，但受北方寒冷气候影响较大，如15～13ka B P期间，长江河谷地带常绿林一度绝迹，其年均温比现在低约5℃。由于此时海平面下降到－150m左右，所以这时也是长江及其干、支流深切的一个重要时期。长江以南温暖气候带狭缩（图13－28Ⅴ），大熊猫、剑齿象动物群分布区缩小，个体增大，红土发育势衰。中国西部山岳冰川发育有限，高山高原永久冻土却得到大规模的发展。青藏高原的珠穆朗玛冰期，由于气候干冷只发育了小型山岳冰川，其规模远小于中更新世冰川。而高原上发育了157.8×104km2永久冻土（图13－28Ⅰ2），其石环直径最大达100m，足见气候相当干冷，估计其年均温在－6℃左右。西北区山地情况也大体如此。黄土高原地处寒流劲吹前缘，使马兰黄土大面积覆盖在华北丘陵平原直到长江谷地以南。沿海地带发生大规模的海平面下降。此时，中国除华南外，大部分地区都处于严寒干冷气候控制或其影响之下，与今日气候环境相差甚大。

图13－28　中国晚更新世气候略图

（据曹伯勋，1995）
1.寒带（Ⅰ1.纬度永久冻土，Ⅰ2.山地、高原永久冻土）；2.亚寒带（岛状冻土）（Ⅱ）；3.寒温带（Ⅲ）；4.暖温带（Ⅳ）；5.亚热带（Ⅴ）；6.当时岸线

5.中国全新世（11ka B P至今）气候

中国全新世气候全面转暖，与全球气候变化基本相似。从植物孢粉组合的演替与山地冰川末端反映的中国全新世气候变化如图13－29所示。

1）中国早全新世（13～7.5ka B P）气候

全新世早期处于大理冰期之后高温期到来之前的过渡阶段，气候变化反映承先启后的性质。东部11.46ka B P即猛犸象消亡之后，东北区永久冻土南界退到了N47°左右，解冻后的东北大地属寒温带气候，开始发育湖沼，泥炭层孢粉以桦为主（60%），受海洋气候的影响，桦林从东北沿海一直延至内蒙古东部。华北平原属暖温带半干旱气候，生长着桦、松树林。燕山南麓泥炭发育，往西内蒙古伊克昭盟一带气候变干。南方杭嘉沪地区属暖温带湿润气候，植被以松、栎为主，年均温比现在低1～2℃。南亚热带、热带气候稍往北移，广东沿岸和西沙群岛生长着珊瑚。东部沿海主要大河口有小规模的海侵。西部山地冰川继承晚更新世末的衰势，天山、祁连山留下2～4排终碛堤。西北高原、盆地气候干燥，湖泊日益衰落（或干涸，或咸化），风力作用加强。藏北高原盆地开始堆积泥炭，藏南斯潘古尔湖出现高湖面。

图13－29　中国全新世气候变化图

①据陈承惠，1973；②据王开发，1984；③据李吉均，1989

2）中国中全新世（7.5～2.5ka B P）气候

中全新世高温期（大西洋期）是中国自11ka B P以来最温暖湿润的气候阶段，年均温一般比现代要高2～3℃（有的地方更高一些），降水量要多500～800mm。此时中国温暖气候带和亚热带气候占主要地位，沿岸发生规模不等的海侵，海平面普遍上升，森林发展，冰川冻土部分或全部融化。东部东北区和华北平原北部属暖温带气候（图13－30Ⅱ），永久冻土南界已退到N48°左右的大兴安岭北部布哈特旗附近，永久冻土大规模融化，沼泽泥炭发育全盛，形成今日广布的黑土和泥炭，广泛生长栎、榆组成的落叶阔叶森林植被。华北平原南部直到南宁附近属北—中亚热带气候（图13－30Ⅲ），6ka B P左右，热带动物亚洲象、苏门羚和孔雀动物群北迁到N33°河南淅川附近。7～4ka B P期间，习于丘陵平原湿暖水沼地带生活的四不象鹿（Elapheurus davidians）从淮河流域北迁至华北平原北部。

上述资料表明北亚热带北界北移到了黄河中游N37°—38°，竺可祯估计当时黄河中游地带年均温比现在高2～3℃。南方的杭嘉沪地区属北亚热带，植被以栲、青冈、栎等常绿阔叶林为主，中亚热带北界在N34°的徐州—连云港一线。华南沿海亚热带、热带（图13－30Ⅳ）往北扩展，化学风化盛行，使珠江流域海相广海组出现风化间断。东部和南部沿海发生全新世最大规模的海侵；沿主要河湖区发生大规模洪泛。西部高山高原（图13－30Ⅴ）亚里高温期使山岳冰川强烈退缩，藏南冰川可能全部消融，山地冰缘带上移到了海拔4 500m左右，此高度以下永久冻土消融。河川下切成湖，高山灌丛上移到比现代分布位置高600～900m处。藏北“无人区”发现中、新石器时代的石器，泥炭堆积一度很盛，足见气候较温暖湿润。

图13－30　中国中全新世（大西洋高纬期）气候略图

（据曹伯勋，1995）
1.亚寒带、寒温带（Ⅰ）；2暖温带（Ⅱ1半湿润，Ⅱ2半干旱，Ⅱ3干旱）；3.北—中亚热带（Ⅲ）；4.南亚热带、寒温带（Ⅳ）；5.青藏高原半湿润区（Ⅴ）；6.最大海侵范围

3）中国晚全新世（2.5ka B P以来）气候

晚全新世中国气候普遍由湿暖转向干凉，构成一个次级暖冷旋回，但其间有几次更短的气候冷暖波动，在大约1ka B P逐渐过渡为现代波动频繁的干凉为主的气候。此时植物孢粉组合中阔叶树—栎树的含量显著下降而针叶树—松树含量增加，东北冻土层中出现冰卷泥，山地冰川推进。据竺可祯用物候记录和历史文献资料对中国自5ka B P以来（主要是全新世晚期）气候变化研究结果（图13－31），划分出四冷四暖交替气候变化序列，并指出与欧洲地区差异。

第一暖期　3000aB C以前—1000aB C，即大约从仰韶文化期到殷墟文化期（大西洋期后期）时代。大部分时间内年均温比现在高2℃左右，亚热带动植物能在黄河流域生长，是黄河流域中华民族文化的奠基时期。

第一冷期　1000—850aB C的周初。与西欧相比中国出现短暂冷期，使汉江水面结冰。

第二暖期　770aB C—公元初从春秋战国到秦、汉时代。其中春秋战国气候较暖，黄河中下游遍生竹、梅。西欧此时暖中有寒。

第二冷期　公元初—600aA D的东汉、三国、南北朝时代。其中的280aA D年前后尤冷，每年阴历4月降霜，年均温比现在低1～2℃，黄河、淮河水域冬天结冰。

第三暖期　1000—600aA D的隋唐时代。这是中国3 000a来最温暖的气候阶段，竹、梅、柑橘可在无冰雪的西安一带生长，足见当时气候相当温暖，对当时盛唐文化发展有利。

第三冷期　1200—1000aA D的南宋时代。此时气候转冷，华北地区已不再有野梅树生长；太湖水面结冰，洞庭柑橘冻死，荔枝种植线南移等现象时有发生。这个冷期在挪威曲线上反映不明显，直到13世纪寒冷才开始出现。

第四暖期　1300—1200aA D的元代。由于气候转暖，竹子生存线又往北移到黄河中游。

第四冷期　1700—1400aA D的明末清初时代与现代小冰期一致，大批亚热带柑橘冻死，江河水面封冻时有发生，寒流可抵达广东、海南，西部山地冰川、冻土有所发展扩大。这个冷期比欧洲大约要早50a。

以上气候波动在每个400a和800a周期内，又有50～100a周期性波动，温度变化在0.5～1℃之间。

图13－31　中国近5ka B P以来数据气候变化（虚线）占挪威雪线（实际）对比图

（据竺可桢，1973，略补充）
（挪威雪线为现代海拔的1 600m左右，水平比例尺为幂函数缩尺）

据张丕远等研究，1500aA D以来的500a内，中国气候寒冬分别集中在1500—1550aA D、1601—1720aA D以及1831—1900aA D三个时段内，其间为暖冬间隔。寒冬阶段初霜期提前，终霜期退后。17世纪中期以前旱灾多于涝灾，17世纪中期以后涝灾多于旱灾，目前处在水灾多发期，其频率是近500a来的最高峰。一般洪涝之前少雨，干旱之前伴生洪涝。

中国近5ka（尤其近2ka）以来气候变化如图13－32所示，图中反映了气温相对变化的古气候与环境意义，其中的暖期有利于中国社会的发展，如仰韶文化与盛唐时代（相当于“小气候适宜期”）。

总体而言，中国第四纪气候变化具有多种形式：西部山地高原和东北山地以冰期、间冰期为主，东北平原冰缘期多次出现，两者寒冷气候来临较早。华北以干（冷）、湿（暖）为主。华南区气温变化不及华北区大，以干湿变化为主。中国的青藏高原在第四纪的加速隆升成为引起中国东西部气候分异的主要因素。东部平原N41°—33°之间是第四纪冷暖气候频繁南北摆动的气候敏感带。

图13－32　中国近5ka以来气候变化及全新世气候分期对比图

（格陵兰冰岩芯δ18O据Johnsen等，1970）

第四节　气候变化原因和未来气候与环境变化趋势问题探讨

一、气候变化原因概述

对地球气候变化原因的研究，不单是为了说明过去气候变化规律与动因，也是对未来气候与环境变化趋势探讨研究所必需的。地球气候变化原因是一个世界性的多学科都关注的问题，有关假说近200种。概括起来，引起地球不同时间尺度气候变化原因有3种因素，即宇宙的、地球的和人为的因素（图13－33）。宇宙和地球因素中都有导致不同时间尺度气候变化的动因，人为因素仅因其历史短而归入小时间尺度动因范围，但其重要性与日俱增。在气候变化系统中，各种因素单独作用或叠加作用。单因素作用在近期变化中，如火山喷发造成20世纪的短暂降温，地球自转、太阳黑子活动和磁极移动与近期10a级气候变化周期有一定的对应性；多因素叠加则反映在多波动气候变动中包含若干不同时间尺度的次级气候变化，目前有些还难以指出各级变化的对应原因；此外地球大气圈、水圈、冰雪圈、岩石圈与生物圈之间的耦合与反馈对气候变化有极为重要的影响。如大气与海洋耦合（海－气循环相依）现象，当大气变暖时，海洋必定随之变暖（但海洋巨大的热容量可以推迟全球变暖）；而地－气系统也具有自身可变性，因此，即使没有温室效应气体、太阳辐射变化和火山爆发，地球气候也会变化。而反馈则是一种作用发生后，由这种作用引起的其他因素也随之而开始作用，这些因素的作用或者增强初始作用的变化，称为正反馈；或者减弱之，称为负反馈。如全球气候开始变暖后，大气中水蒸气（一种重要的温室效应气体）含量增多，从而使大气变暖增强；又如全球气候变暖，冰雪覆盖面积缩小，地面反射率降低，使大地吸收更多的太阳辐射，也会增强气候变暖；这些都是正反馈。而气候变暖使云量增加，云量的增加把更多的太阳辐射反射回太空，使地球气候有所变冷则是负反馈（但若云减少2%，则呈正反馈，其增暖相当于CO2温室效应）。现代与古代地球气候与环境变化系统中的各圈层相互作用过程中的种种耦合与反馈机制还远未研究清楚，使预测和气候预测模型建立都存在许多不确定的因素。因此，第四纪地球科学虽主要在1Ma—1ka的气候与环境研究中起主要作用，这一承前启后时段的气候与环境演变研究，对研究未来气候与环境变化绝不可少。

图13－33　各种时间尺度气候变化原因图

（据Lamb，1987，改编补充）

二、第四纪冰期成因问题

1.米兰科维奇假说（地球表面热分布变化说）

20世纪30年代南斯拉夫科学家米兰科维奇（Milankavich，1930）提出“热辐射分布变化说”，他认为：在太阳辐射稳定的前提下，由于其他行星对地球的摄动影响，引起作为流变体的地球重力场变化，进而使地球的轨道偏心率（e＝c/a）、地轴倾斜度（ε）（或黄道面与赤道面交角θ）和岁差（P），发生周期性变化（图13－34），从而引起地表吸收的太阳热辐射量分布和季节的变化，导致地球气候发生周期性冷暖变化。

图13－34　地球气候变化有重要影响的3个地球轨道要素示意图

（a）地球轨道偏心率；（b）地轴倾斜度［相当黄赤交角（θ）］；（c）地轴的圆锥形运动，即岁差；（b）、（c）引自曹家欣，1977

地球轨道偏心率（e）在0～0.06之间变化（现在是0.017），e值变大，轨道趋扁，季节差异变大，地球表面接受的热辐射减少；e值变化周期约96ka。

地轴倾斜度（ε）在21.8°～24.4°之间变化（现在是23°27′），ε值变化使太阳入射角和极圈与回归线位置变化，对地表热分布和季节有影响。ε值变小，高纬区接受的热辐射减少（高纬比赤道带变化更大）而使气候变冷；ε值变化周期约41ka。

岁差（P）是地轴产生摇摆不停的圆锥形运动，使地球每年到达近日点的时间滞后（或春分点西移）现象，如现在地球到达近日点是12月22日前后，约10ka后为7月，使季节长短发生变化；岁差变化周期约0.21Ma。

上述地球轨道三要素规律性变化，使地球上接受到的太阳热辐射量和季节的相应变化，从而使地球气温出现周期性冷暖变化。

米氏理论是20世纪30年代提出的，当时的观察事实主要有以下4点：

（1）冰期旋回过程中，北半球高纬度大陆冰盖的变动幅度远大于南极冰盖。

（2）大陆冰盖是沿中心向四周扩张的。

（3）南、北两半球冰盖变化有同时性。

（4）全新世开始时间不超过15 000aB P（尽管当时还没有绝对定年技术）。

这些观察事实颠覆了米兰科维奇之前Croll的冰期旋回天文理论，获得了这样的认识：大陆冰盖是否扩张，不取决于冬季积雪量，而取决于夏季的融雪量。据此，米兰科维奇提出了“热辐射分布变化说”。

米氏理论的单一触发机制难以全面解释全球晚第四纪气候变化，这就意味着需要研究新的理论框架，以解释新的观察事实。到目前为止，大部分学者承认第四纪冰期旋回由天文因素引起的地球轨道变化所驱动，争议之处在于太阳辐射总量基本不变的情况下，太阳辐射的纬度配置和季节配置变化是通过什么机制驱动如此大幅度的全球气候变化。

因为米氏理论的局限性，新的理论假说正在被提出。这里，介绍两派重要的观点。

一派为“热带驱动说”。这类假说强调热带的作用，其基本理论框架如下：低纬太阳辐射变化驱动季风变化，季风变化控制地表岩石的风化强度，进而控制到达海洋的硅通量，硅通量控制了海洋硅藻的生产率，进而控制有机碳的沉积，然后通过影响大洋碳循环驱动全球气候变化。这派假说与米氏理论不同，强调了低纬夏季太阳辐射的触发驱动作用，但它还需要进一步解释低纬度变化如何导致高纬冰盖变化的10万年冰量周期。无论如何，这派假说促使人们更深入地思考热带季风和热带海洋的作用，如果在高低纬相互作用上能延伸一步，它将有可能成为一种主导性理论。

另一派假说主要为冰消期设计，它从冰消期时南极增温和大气CO2浓度增高超前于北极冰盖融化这个观察事实出发。其具体机制如下：冰盛期时，北半球夏季太阳辐射处于低值，而南半球夏季太阳辐射处于高值，南半球高纬夏季太阳辐射的提高促使南极冰盖外缘及海冰融化，进而使“生物泵”的作用减弱，导致大气CO2浓度开始增高；与此同时，北极冰盖已达到最大值，形成“海基”冰盖，并处在对温度变化极其敏感的状态（一部分冰盖已在平衡线之下），而大气CO2浓度的增高可导致全球升温，从而触发北极冰盖开始融化，北极冰盖部分融化后，由于地壳反弹作用的滞后，冰盖对温度增加的敏感性进一步加强，而此时北半球夏季太阳辐射也开始增加，从而促使冰盖进一步消融。这派假说考虑了南、北两半球高纬气候的相互作用，但没有考虑热带的重要性。尽管该假说只涉及到冰消期，但它暗含了一个逻辑推论，即冰期旋回的不同阶段有可能有不同的驱动机制。

2.辛普森假说（太阳辐射量变化说）

英国气象学家辛普森（Simpson，1934）与米兰科维奇的观点相反，认为太阳是一颗变光恒星，其辐射量随时间变化，从而引起地球气温变化，导致第四纪冰期、间冰期的出现，并用两个太阳辐射循环解释更新世冰期成因（图13－35）。太阳辐射量的变化与气候因子（气温、降水、降雪、蒸发、融雪、积雪等）之间存在着复杂的关系。简而言之，在太阳辐射增加的早期，辐射量、气温、降雪量和积雪量等基本同步变化［图13－35（a）］，当降雪量大于消融量时（图中A点）对冰川形成有利，出现冰期；当太阳辐射量增加达到一定程度时（图中B点），降雪与融雪相等，过B点以后冰雪消融大于积累，冰川逐渐消融，气温也较高，即间冰期。辛普森认为用两个辐射变化循环可以解释更新世冰期［图13－35（b）］。辛氏假说中的大间冰期（民德—里斯）气候干冷与实际虽不符合，但认为气候变化与太阳辐射变化有关的结论是正确的。

图13－35　太阳辐射量变化与气候因子关系

（a）辛普森假说；（b）太阳辐射量变化与气候因子关系。
1.太阳辐射量；2.气温；3.降水量；4.积雪量；5.冰川进退曲线

3.弗利特假说

弗利特认为，新近纪—更新世初地壳上升（如斯堪地纳亚、阿尔卑斯山、安底斯山等）到足够高度，大量积雪并形成冰川，冰川形成后由于太阳辐射波动变化（辛普森假说）便出现更新世冰期与间冰期气候交替变化。

关于地壳运动与气候变化关系，从现有资料来看。地史上大规模造山运动和地形巨变与100～10Ma气候变化有一定的对应关系，如1Ga以来的几次大冰期与造山运动对应较好，但1Ga以前造山运动幕远比气候变化幕多。对1Ma时期内的气候变化仅从构造运动引起地形巨变来解释气候变化显然是不够的。极地冰盖体积消长、大气环流和洋流变化、火山爆发、厄尔尼诺现象和人为活动等，对1Ma级以下不同时间尺度气候变化各有不同程度的影响。

三、未来气候变化趋势与预测

全球气候变化及其对社会与自然系统产生的影响已受到全世界各国政府与广大民众的广泛关注。与天气和气候有关的灾害给人类生命财产造成的损失日益增大，社会与生态系统似乎变得日趋脆弱。对于气候和环境的研究及预测，各国和各大组织一直都在积极努力。其中，政府间气候变化专门委员会（IPCC）是范围最大、政府间联系较强的组织，下文会引述IPCC近些年报告来探讨未来气候与环境变化的趋势。

（一）政府间气候变化专门委员会（IPCC）

政府间气候变化专门委员会（Intergovernmental Panel on Climate Change，IPCC）是一个附属于联合国之下的跨政府组织，在1988年由世界气象组织、联合国环境署合作成立，负责研究由人类活动所造成的气候变迁，该会会员限于世界气象组织及联合国环境署之会员国。它的作用是在全面、客观、公开和透明的基础上，对世界上有关全球气候变化最好的现有科学、技术和社会经济信息进行评估，这些评估吸收了世界上所有地区数百位专家的工作成果。IPCC本身并不进行研究工作，也不会对气候或其相关现象进行监察，其主要工作是发表与执行《联合国气候变化框架公约》有关的专题报告。

IPCC已分别在1990年、1995年、2001年及2007年发表4次正式的“气候变迁评估报告”。最新一次IPCC第五次评估报告3个工作组的报告均已发布，连同2014年10月发表的综合报告，将构成IPCC第五次气候变化评估报告。

人类活动的规模已开始对复杂的自然系统，如全球气候产生干扰。许多人认为气候变化会造成严重的或不可逆转的破坏风险，并认为缺乏充分的科学确定性不应成为推迟采取行动的借口。决策者们需要有关气候变化成因、其潜在环境和社会经济影响，以及可能的对策等客观的信息来源。

IPCC设有3个工作组：第一工作组评估气候系统和气候变化的科学问题；第二工作组的工作针对气候变化导致社会经济和自然系统的脆弱性、气候变化的正负两方面后果及其适应方案；第三工作组评估限制温室气体排放和减缓气候变化的方案。另外还设立一个国家温室气体清单专题组。

前四次工作气候报告主要内容为：1995年的第一次评估报告指出，在过去的100年中全球平均地表温度增加了0.3～0.6℃；1995年第二次评估报告得出，全球平均地表温度在过去100年中上升的值与第一次评估报告相同，为0.3～0.6℃；2001年的第三次评估报告检测出在过去的100年中全球地表平均温度上升了0.4～0.8℃；而2007年的第四次评估报告得出1906—2005年全球年平均气温升高了0.74℃，高于1901—2000年0.6℃的增温值。近年来，受全球气候变化的影响，极端天气气候事件也呈增加趋势。全球气候变化不仅影响自然系统和人类生存环境，也将影响世界经济发展和社会进步。

（二）未来气候变化趋势与预测

根据IPCC第五次评估报告3个工作组的报告内容，未来气候与环境变化有以下趋势。

1.全球变暖趋势毋庸置疑，人类对气候变化影响深重

有详细气象记录以来的1850年开始，刚刚过去的3个10年每一个都刷新了气温最高的纪录；从1983年到2012年这30年可能是北半球自1 400年以来最热的30年。1880—2012年，全球海陆表面平均温度呈线性上升趋势，升高了0.85℃；2003—2012年平均温度比1850—1900年平均温度上升了0.78℃。气候变化要比原来认识到的更加严重，全球变暖受到人类活动影响的可能性“极高”（IPCC按照发生概率区分使用了对可能性的表述，“高”的发生概率在60%以上，“非常高”在90%以上，“极高”在95%以上）。

2.大气中温室气体浓度上升

2011年，大气中CO2浓度达到391×10－6，比工业化前的1750年高了40%。化石燃料使用以及水泥行业总共排放了3 650×108t碳，同时森林减少以及其他土地用途改变排放了1 800× 108t碳。仅2011年，化石燃料燃烧就排放了95×108t碳。除了存留在大气中的2 400×108t碳外，陆地生态系统吸收了1 500×108t碳，海洋吸收了1 550×108t碳。工业化时代以来，海水的pH已经下降了0.1，即海水中氢离子浓度升高了26%（1t碳折合3.67tCO2）。

CO2的累计排放量对21世纪末及以后的气候将影响巨大，因此有效而持续的温室气体减排措施迫在眉睫。但是即使人类停止排放CO2，全球变暖带来的许多影响，如地表平均温度处于高位、冰川的损失、海平面上升等仍将持续多个世纪。另外两种主要温室气体，甲烷（CH4）和一氧化二氮（N2O）浓度分别达到1 803×10－9和324×10－9，分别比工业化前高了150%和20%。目前这3种温室气体的浓度都达到80万年以来的最高值。

3.海平面的上升

从1901年到2010年，全球平均海平面上升了0.19m，平均每年1.7mm；1971—2010年间平均速度达每年2.0mm；1993年到2010年间平均速度则达到每年3.2mm。冰川融化和海水温度升高引发的热膨胀导致了海平面的上升，且海平面上升的速度在加快。

（三）未来气候变化预测

以1986—2005年为标准，2016—2035年的全球平均气温很有可能上升0.3～0.7℃，2081—2100年很有可能上升0.3～4.8℃。21世纪全球平均气温增幅可能超过1.5℃乃至2℃（相比于1850—1900年），并且升温过程不会在2100年终止，只有实现减排力度最大的情况才有较大可能抑制全球变暖的趋势并把升温控制在2℃以内。

总的来说，今后气候变化趋势的研究，应建立在对历史（尤其是第四纪）气候的了解、现代气候变化特征的认识和模拟实验的基础之上，并结合人类活动的影响。全球气候变化趋势等全球事件，对人类和生物界都可能存在潜在的重大灾难，对多种经济活动产生重大的负面影响。因此应该未雨绸缪，进行长期、积极和慎重的研究，不断修正已有的认识，才能制定正确的对策。

思考题

一、名词解释

天气与气候；气候期；冰期与间冰期、冰阶与间冰阶；气候旋回；雨期和间雨期。

二、简述

1.简述第四纪气候的一般特征。

2.研究第四纪气候变化的标志有哪些？

3.如何用古冰斗高度推算古温度？

4.海平面变化的证据是什么？

5.简述阿尔卑斯地区冰期的名称和时代。

6.简述冰川作用的气候变化特征。

7.简述第四纪海平面波动的特征。

8.气候变化、海平面变化与构造运动三者有何关系？

【注释】

[1]T气温单位为℃。

[2]冰缘期指永久冻土发育的干冷气候期，它多与冰期同时，也有超前或滞后。间冰缘期则是两个冰缘期之间永久冻土大规模融化的暖期。

[3]Gunz早期被译为”恭兹”。

[4]早期称为“玉木”。

[5]从气候角度有时称冰后期，也有人视为一个间冰期。

[6]遥相关，又称大气遥相关或遥联，可简要定义为相隔一定距离的气候异常之间的联系。

[7]中国第四纪海侵名称无统一用法，有时同一海侵名称，所属时代不同，故应注意海侵时代。