长江中游文明进程中的人地关系及生态环境变化

第一节　生态环境的变迁

生态环境是人类生存和发展的基础，同时也为人类的活动提供了广阔的舞台。人类在利用和改造生态环境的过程中构建了自己的文化。生态环境的多样性塑造了文化的多样性，生态环境的变迁促进了文化的发展。因此，我们在研究文化与环境的关系时，既不能忽视生态环境的多样性在文化多样性形成中的作用，又不能轻视生态环境的变迁在文化发展中的促进作用。所以，我们在对一个区域某一时期的文化与环境进行共时性和历时性研究时，有必要对该区域该时期的生态环境及其变迁过程进行复原。长江中游地区自第四纪开始至今，生态环境已发生了巨大的变化。只有尽可能复原该地区史前时期的生态环境及变迁过程，才能为我们进一步探讨长江中游地区史前文化与环境关系的问题奠定基础。

从地图上看，长江中游位于我国的腹心地带，东经108°21′～116°07′，北纬24°39′～33°20′。北近亚热带的北界——秦岭，南抵中亚热带的南界——南岭，西有大巴山、巫山、武陵山、雪峰山屏障，东有桐柏山、大别山、幕阜山环伺，中间为两湖平原（指江汉平原和洞庭湖平原），其间河网密布，湖群星罗（图二）。整个地势由西北向东南倾斜，属第二级阶梯向第三级阶梯的过渡带。区域内地形复杂多样，由外向内分别为山地、丘陵、高岗、平原等四种地形，形似一个不规则的盆子。中间平原地带的海拔一般在50米以下，最低的13米；平原周围的山前岗地和河谷地带的海拔一般在50～200米；低山丘陵的海拔一般为200～500米；而山地的海拔一般在500～1000米，最高的有3000多米。长江在其中段由西向东横贯而过，沿途有众多的支流汇入。由北向南汇入的较大的支流有汉江，由南向北汇入的较大的支流有清江、湘江、资江、沅江、澧水等，由此形成两个半独立的地理区域，每个区域又有多个局部地理小单元。长江以北主要有南阳盆地、汉江中游河谷岗地、鄂西山地、江汉平原、鄂东丘陵等五个小地理区域，地势大体由北往南、由西往东倾斜。该区域大部分属亚热带季风性湿润气候，光能充足，热量丰富，无霜期长，降水充沛，雨热同季。年日照平均时数为1 100～2 150小时，年平均气温15～17℃，大部分地区冬冷、夏热，春季温度多变，秋季温度下降迅速。一年之中，1月最冷，大部分地区平均月气温2～4℃；7月最热，除高山地区外，月平均气温27～29℃，无霜期在230～300天之间。各地平均降水量在800～ 1 600毫米之间。其气候和农业均具有南北过渡性的特点，温带和亚热带的植被在此都有生长。长江以南主要有环洞庭湖平原、湘东丘陵、湘西山地、南岭等四个小地理区域，地势大体由南往北、由西往东倾斜。该区域属大陆型亚热带季风性湿润气候，气候温和，四季分明；热量充足，降水集中；春温多变，夏秋多旱；严寒期短，暑热期长。年日照平均时数为1 300～1 800小时，年平均气温16～18℃。一年之中，一月最冷，月平均气温为4～8℃；七月最热，月平均气温为27～30℃，无霜期在260～310天之间。各地年均降水量1 200～1 700毫米，亚热带植被多生长于此。由上可知，长江中游的生态环境存在着一定的地域差异，这些小环境共同组成了复杂多样的长江中游的大生态环境系统，而这个大生态环境系统为人类的生存和发展提供了十分理想的场所。当然，现在的生态环境是由过去的生态环境变迁而来的，我们对于史前文化与环境关系的研究也应从过去开始。下面试对史前从第四纪开始以来的生态环境进行复原研究。

图二　长江中游的地理大势及位置

一、地形、地貌及水文的变迁

地史研究表明，我们现今的地形、地貌形成于上新世末与第四纪以来的新构造运动。这一时期构造运动的特点为轮回性变化，即冰期和间冰期、海浸与海退、地壳的上升与下降、剥蚀作用与堆积作用等交替进行^[1]。长江中游位于我国三个一级大地构造单元的交接地带，即从北而南依次为秦岭褶皱系、扬子准地台和华南褶皱系。因此，其构造运动较为复杂，涵盖了新构造运动的大部分特点。从地貌发育的观点来看，长江中游地貌轮廓，不论是地势高低，或是山体排列等，基本上奠定于中生代的燕山运动。

第三纪中期，剧烈的喜马拉雅运动以震荡运动及断块运动为主，使西部强烈抬升，受到切割破坏，部分地区断裂下降，形成了许多第三纪的山间盆地，并接受了大量的沉积；同时，断层亦相当发育，在断裂带上，如江陵、安陆、阳新等处有玄武岩喷溢。当时，中部大幅度下降，地势低洼，成为河流汇集的地区，有厚达2 000米的第三纪沉积层。此时，长江已切穿三峡，与四川盆地相沟通，横贯本区，曲折东流。而汉水因受到喜马拉雅运动隆升的桐柏山—大别山的阻断，改变了向东经唐白河流入淮水的状况，在襄樊以下折转东南，流入长江，成为长江最大的支流^[2]。当时的地貌形状已与现在的情形基本接近。

第四纪初期进入冰期，新构造运动以差异性运动为主，使本区四周的山地上升，而中部相对下降，侵蚀和堆积作用均转趋强烈。由于其间地壳曾多次上升，河流下切，形成数级阶地。在更新世初期，气候更趋寒冷，在湘西山地、鄂西山地、大别山地等海拔1 000米以上的山上，普遍发生第四纪山岳冰川作用，有时向平地伸出冰舌或冰汛，形成各种泥砾、冰碛地貌。例如，目前在吉首、恩施、建始等盆地附近，还可清楚地看到冰川泥砾堆积。冰期结束后，气候又转湿热，流水侵蚀作用加强，使冰川泥砾堆积湿热化，形成古网纹红土，且大都被抬高成为红土阶地。继后，山地继续间歇性上升，中部仍然继续沉降，气候又曾几度变冷，出现了第二、三、四次冰期，山地不断受到破坏。由于山地上升，河流下切作用强烈，形成了深峻的峡谷与多级阶地，尤以鄂西长江三峡地区最为典型，故称为“三峡期”。在峡谷的陡壁上，发育有成层状的喀斯特溶洞。而中部沉降区在总的下降趋势中，也有轻微的间歇性回升现象，故也发育了数级阶地，使古云梦泽日益分割缩小，其周围则形成垅岗起伏形态，即所谓的岗地地形^[3]。也有专家将中部沉降区称为“云梦沉降区”，认为云梦沉降区略呈不规则四边形，北部由汉口至汉川西延，南部由湘阴经沅江至常德，西部由董市经松滋至常德附近，东部由汉口经岳阳至湘阴，包括江汉平原全部和洞庭湖平原北部。自第三纪以来，该区长期下沉，而周围则处在抬升中。由于雪峰山构造带由西南向东北递降延伸，至津市、益阳附近倾没入现洞庭湖，至华容重新隆升，形成了大体呈东西向的华容隆起^[4]。其将顺地势南流的长江干流阻拦，迫使长江转向东流，并将云梦沉降区一分为二，其北为江汉盆地，南为洞庭湖盆地。同时作为昆仑山—秦岭山系东延的伏牛山—桐柏山—大别山自第四纪早更新世晚期以来，一方面随昆仑山的隆升而抬起，另一方面又发生着自北向南的掀斜运动，造成了江汉盆地基底由北向南的倾斜。荆山与大洪山等受掀升作用影响也向南倾斜，由此造成东西向横穿的长江北岸阶地与南岸阶地出现高差，迫使河道向南摆动，江汉盆地上的东西向河流都有此特点。受其影响，江汉盆地沉积中心不断南移^[5]。同样，南岭的掀升作用也造成了洞庭盆地由南向北倾斜，东西向的河流也都转折向北汇入洞庭湖。

更新世晚期距今18 000年前后进入末次盛冰期，因为寒冷，且降水较少，海平面大幅度下降，大陆架多出露为陆。受此影响，中国东海古海岸线也退至今水深150米处^[6]。由此而引起了长江中下游发生较强的溯源深切作用，形成了自下而上基本贯通的深槽，许多地方的深槽切入基岩。槽谷中河道比较窄，水位普遍要比今低20～45米，而水面比较大，在槽底形成中粗砂细砾堆积物。长江中下游干流的深切与水位的下降，导致沿江两岸湖区水位的下降，使湖泊成为河网切割的低平原。长江与两岸湖泊水位的下降，使大片的滩地常年出露，风蚀作用使滩地中的砂粒在附近堆成砂山，而细颗粒物质被吹走，在山丘顶部与缓坡上，或一些岗地上堆积成晚期的下蜀黄土层。古深槽的位置基本上与今天的河道相吻合，九江与黄石附近的长江古深槽偏在今长江的北边，武汉市青山以下的长江古深槽偏在今长江南滩的南侧。这些地方的长江古深槽，槽底深达-30～-25米，多切在基岩之中。荆江河段、沙市往东的长江古深槽是向东偏南延伸的，槽底嵌在晚更新世冲积砾石层之中，标高0～-5米左右。还有一支古深槽是经荆北秦家场—荆南重湖北侧—公安县闸口北侧向西伸入湘西与鄂西低山丘陵区的。当时的江汉平原由于河流深切，湖水退干，大部地段裸露，遭受侵蚀及风化淋滤。洞庭湖区切割湖底的主深切河槽，位于今湖区的北部，自南县城南乌咀附近，向东经明山头南一南县华阁附近进入今东洞庭湖区，槽底标高达-12米以下，其深度与古荆江深槽中下段相当。主深槽向上游绕过赤山西北端后向西伸延，上接现沅江尾段，这一段槽底切深的标高为-4～-10米，主深槽有三个分支，一个分支从主深槽口段向南伸，经今漉湖芦苇场、湘阴东北，上接今湘江，为古湘江的尾段；一支为古资江的尾段，是向北经赤山东，纵穿湖区后汇入主深槽的；还有一支经南县武圣宫白埠口附近向西伸，可能为今资江的尾段。在这些槽谷之间为低岗平原^[7]。

进入全新世后，地质构造运动虽然并未停止，但程度逐渐减缓，因而地形地貌的变化不是很大。

与地质构造运动共同塑造长江中游地貌的还有沉积运动，这种运动主要是由风积和河流的冲积作用来进行的。与沉降运动相反的加积运动，与沉降运动同时发生，并减缓沉降的速率。这种沉积运动在江汉—洞庭平原的形成中起主导作用。江汉平原与洞庭湖平原有着不同的沉积过程。

就江汉平原而言，第三纪时是由为断层分割的若干凹陷组成的盆地。自第三纪末到第四纪早更新世初期，江汉盆地被冲积层不断地填充，形成统一的平原。杨怀仁等在荆江地区的钻孔资料显示，云梦沉降区至少已接受了2 000米左右的第三纪沉积及200米左右的第四纪沉积^[8]。早更新世，江汉盆地的沉积属洪积—冲积物质，上部为红褐色、棕色、黄色粘土，下部为灰白色砾石层。进入中更新世，江汉平原的地壳再度下陷成湖盆，比前期稍有缩小，但在东南部稍有扩大。盆地内堆积了冲积—洪积砾石层和粘土层。由于气候湿热，基岩的风化加剧，氧化作用加强，其粘土沉积物在南部广泛散布，形成独特的网纹红土。晚更新世初期，江汉盆地的地壳又有掀起。西部及北部受桐柏山—大别山的掀升而上升，盆地中心继续下沉，沉积物是以冲积物为主的砂砾层，含有铁锰结核，下部有呈透镜体的砾石层，分布于低山丘陵之麓，构成冲积—洪积扇。晚更新世后期，气候趋向干燥，湖泊退缩，堆积层中有冲积黄土状的亚粘土。全新世初期，江汉平原的地壳继续向南掀斜，而北部地区经上升剥蚀，形成了相当于长江第二级阶地的波状平原。中部断陷盆地内部的积水成为历史上著名的云梦泽，成湖时期的堆积物质主要是均匀砂层和淤泥质亚粘土层，随着泥沙堆积的增多，湖水逐渐退缩和分化，形成湖泽景观^[9]。

早全新世(距今10000～7500年)，气候转为温凉偏湿，降水增加，海平面开始上升。受海水的顶托，江水流速减缓，流水的冲刷作用减弱，长江及支流的泥沙沉积加快，产生的溯源堆积已到江汉、洞庭湖平原。江汉平原及其上游地区的水面迅速上升，但其水面尚未高出地面，不可能形成大湖。因而早全新世是江汉平原湖泊的兴起期，但仍属少湖期。根据古气候及地质资料可知，早全新世的湖泊主要出现在今荆江分洪区、洪湖及长湖地区。公安县裕公钻孔及陆逊湖1236号钻孔中，发育着厚达30多米的典型湖相层，它表明该区不仅在早全新世，而且到中晚全新世均为湖沼相沉积环境。监利朱河地区江13～15孔分析也表明，该地区存在着一个贯穿整个全新世的湖沼发育中心。从分布方向看，早全新世兴起的湖泊基本是沿古长江冲积扇外缘分布的^[10]，而且早全新世湖泊的发育和分布又是与晚更新世的湖泊发育相联系的。在晚更新世湖泊发育的基础上，早全新世湖泊发育数量增多，范围扩大，但主要湖泊的分布区表现出高度的一致性，即均集中在今荆江分洪区及江北、洪湖地区^[11]。

中全新世(距今7500～2500年)进入大暖期，气候由暖干转为暖热湿润，年均气温比现今高2℃左右，降水进一步增多，东海海面已升到现代位置。长江、汉江出现水位升高和地下水位变浅的高水面现象，江汉湖群普遍形成和扩展。因长江、汉江时常发生洪水，洪水通过分流或漫过河堤的方式将悬浮物质沉积在河间洼地和平原边缘，这些细粒物质(淤泥、淤泥质粘土、粘土)堵塞原来的冲沟谷口或分流汊口，造成流水阻塞而成为壅塞湖。在长江、东荆河、汉江等沿岸高地之间，为地势较低的河间洼地。这些洼地远离河床，洪泛沉积量少，成为地表径流和地下水的汇集场所，故易积水成湖。从湖相沉积的分布范围看，湖泊主要分布在河间洼地和平原边缘地带，但不存在跨江的江汉、洞庭常年性大湖。据埋深2～3米的湖相淤泥类土的分布范围推断，湖泊面积可达12 250平方公里，即是古“云梦泽”全盛期的面积^[12]。中全新世湖群的扩张可分为三个时期：一是距今7 500～6 000年的湖群扩张期，这时许多新石器时代遗址被淹没；二是距今6 000～5 000年的湖群退缩期，这时新石器时代遗址大增，并向平原腹地扩展；三是距今5 000～3 000年的湖群扩张与全盛期，这时又有许多平原腹地的新石器时代遗址沉入湖底。通过对潜江张金海345号孔、石首宛子口274号孔、仙桃纯良岭454号孔等全新统钻孔剖面的分析，发现在中全新世统均出现了前期和后期两个湖相层，中间隔以中细砂、亚砂或含有铁锰结核的粘土层。松滋八宝188号钻孔中间粘土层碳十四的测年结果为距今5 240±125年，表明距今5 000多年前后的江汉湖群处于退缩期。监利柳关、福田，仙桃月洲湖等大溪文化(距今6 000～4 800年)遗址在江汉平原的发现表明，江汉平原此时有供人类居住的陆地，也证明了中全新世出现过湖泊的衰退^[13]。距今5 000～3 000年为江汉湖群的全盛期，在距今3 000年前后达到鼎盛时期。即使在最鼎盛时期，湖沼相分布也只占江汉河间低洼地范围的1/3强，主要分布在河间洼地的中央和平原边缘地带，联结江汉乃至洞庭湖的巨型湖泊是不存在的。在洪水期时巨大的、暂时性洪泛区的存在是可能的，但洪水之后，仍分解为众多湖泊^[14]。从湖泊成因类型上看，以壅塞湖和河间洼地湖为主。

洞庭湖平原在早更新世初时还是抬升的剥蚀区。随着新的升降运动，盆地的主体下降。但在岳阳—湘阴一线以东，相对地掀斜上升，由于湘江及其支流强烈地冲刷，将风化物搬运到山麓带，形成广泛的冲积—洪积扇。湘江及其支流汨罗江在洼地及平原上自由摆动而成宽广的河谷，堆积了厚数米的冲积层。洞庭盆地的东南和西北地势较高，主要为剥蚀区，其余为洼土和平原。这时，湘、资、沅、澧四水及其支流已形成，在平原上交织成河网，或注入洼地成湖泊。形成了三片不连续的水体，总面积近9 000平方公里，其中太阳山凸起、明山—赤山凸起将整个湖盆大体分为澧县、临澧、汉寿—南县、沅江—湘阴、广兴洲等五个小湖盆，各湖盆具有各自的特点。

中更新世，洞庭盆地构造运动继续下降，并发展为统一的冲积平原，河流相的沉积占优势。湘江及其支流汨罗江在洼地及平原上自由摆动而成宽广的河床，其冲积物在河漫滩上大量沉积。此时，中部赤山凸起大部分被水淹没而成为两个孤立小岛；东北部君山—明山古陆向东北后退了20多公里；西部太阳山凸起，基本淹没于水中，形成了一个不连续的岛群。早更新世彼此相对独立的几个小湖，相互贯通，形成浩瀚的洞庭湖，面积达20 000平方公里。地貌上总的趋势是南部和西部高，东部次之，北部最低，并形成了东、南、西三面汇水，向北敞开的特有湖泊形态。根据湖盆的特点，该时段的湖盆大体可分为澧县、常德—安乡、沅江—湘阴三个小湖盆。

晚更新世末至全新世初，由于长江中下游河床较现代低20～45米，四水深切河谷，其中以古沅水为主，其余三条古河谷与古沅水相会。在某些低洼地区，如洞庭湖西部，存在零星湖泊。受末次冰期气候寒冷的影响，湖泊急剧萎缩，面积仅6 000平方公里。在此阶段，盆地的东、南、西三面陆地向湖心扩张。西部太阳山隆起，使原来的临澧湖盆基本消失。南部赤山凸起及北部君山—明山凸起伸向湖盆中心，将此时的盆地分成两个部分，西部为汉寿—安乡湖盆，东部为钱粮湖—万子湖湖盆，整体东高西低。

全新世早期，洞庭盆地主要为陆地，即河网化平原区，但在盆地之东北广兴洲—君山农场、常德牛鼻滩、大通湖农场、东洞庭湖及其他部分地区接受泥砂碎屑的沉积。由于断裂构造活动，产生地壳升降的差异。当更新世白水江期结束后，盆地区内有一次较大的构造运动发生。湘江断裂此时仍有活动，断裂之东形成高差20～30米高的陡岸，其上为更新统白沙井组的砂砾石与网纹红土；断裂之西为近代湖泊之边滩，沉积全新世近期泥砂。澧县凹陷之北大部分抬升成岗地；临澧一带也被抬升成岗地、低丘，仅在河流两侧有全新世的沉积。赤山、明山—大乘寺、黄山头、鹿虎山、桃花山、太阳山等地高出湖面，不接受全新世沉积物，而其周围的盆地区则接受了全新世的沉积物；整个洞庭湖区为深切河谷与零星洼地、湖泊共存的河湖切割平原。

中全新世早、中期(距今8 000～5 000年)，一方面我国东海海面迅速上升，距今8 000～7 000年间平均上升速率为0.66厘米/a，距今6 000～5 000年为1.46厘米/a，势必引起长江河床与自然堤的溯源加积、水位上涨，并导致洞庭湖区排泄受阻；另一方面气候温暖湿润，降水丰沛，四水大量注入湖盆，汇成大湖，其开阔湖面主要在今沅江口至东洞庭湖一带，宽约17～33公里，而在安乡以北也有一个小湖。每当长江出现高水位时，四水泄洪顶托受阻，使洞庭湖范围远大于今日。中全新世晚期(距今5 000～3 000年)，气候趋向温干，先期的浩瀚湖泊被四水复合三角洲替代。而四水分流间的洼地仍有若干小湖沼，其中以西洞庭湖区范围较广^[15]。蔡述明、官子和、孔昭宸、杜乃秋等在洞庭盆地中的沅江市华田、安乡县安尤选取了几个钻孔，从岩相特征探讨了洞庭盆地第四纪自然环境的变迁。从钻孔的垂向沉积看，岩性沉积韵律具有二元结构特征，即沉积物自下而上，从粗到细，为正向沉积，属于典型的河流沉积物。其下部为河床相和点砂坝相沉积(砂砾为河床相，中粗砂为点砂坝相)，上部为洪泛期的沉积，其中亚粘土和粘土层呈夹层或透镜状，为河背沼泽相，粉砂或中细砂为天然堤相。由于洞庭盆地是一个沉降盆地，在不断下降的过程中承受了长江及其支流湘、资、沅、澧所夹带的大量沉积物，造成一种平衡的补偿性沉积，因此出现了沉积回旋的多次重复。从沉积物韵律组成所反映的岩相特征看，至少从新第三纪开始直至第四纪，这里是河湖交错的地貌景观，具有泛滥冲积平原的特色^[16]。

二、气候与植被变迁

气候学研究表明，我国第四纪的气候一方面受到世界共同性气候变化的影响，另一方面也受到地区性的季风环流和寒暖海流变迁的控制。因此，气候的变化特点既与世界气候的变化具有相似性，又有一定的地区性差异。第三纪气候变动的特点是和缓发展，进入第四纪后，气候的变动变得激烈，寒冷期与温暖期交错出现。第四纪的平均气温要比第三纪低3.3～4℃。寒冷期相当于世界的冰期，长江中游在有限的湿润条件下，发育冲积相和湖积相的沉积，其中有铁锰结核物质及佚盘的形成，有时还含有石灰结核的形成。在冲积物和坡积物中，红土化作用也相当强烈。温暖期相当于世界的间冰期，本区域在气候湿热的条件下，堆积作用明显，并有风化壳形成^[17]。

早更新世的气候—植被演化大致分成三个阶段。第一阶段与贡兹冰期前的温暖期相当，气候继承了第三纪末湿热的特点，气候温暖湿润，广大地区呈现亚热带阔叶林和针阔混交林森林景观。第二阶段与贡兹冰期相当，气候寒冷干燥，气温比今低6～8℃，各地孢粉组合中均出现较多的云杉、冷杉、落叶松等暗针叶成分，阔叶乔木中常绿成分消失，代之以榆、柳、桦等落叶成分，草本中蒿、藜成分增多。广大地区以温带—暖温带针阔混交林为主，一些中低山地生长着暗针叶林和针叶林，个别低洼之地出现草原。第三阶段与贡兹—民德间冰期相当，气候温暖湿润，植被为亚热带针阔混交林。孢粉组合中，亚热带的栗、栎、枫香、桑、胡桃、松、杉等大量出现，草本花粉急剧减少，云杉、冷杉等几近消失，常绿阔叶成分如楮、冬青、青冈栎、栲等含量增加。在江汉、洞庭盆地的孢粉组合中还含有水生植物花粉，如眼子菜、菱、香蒲、芦苇等，说明这些盆地内河网发育，并夹有一些湖泊。

中更新世的气候—植被演化可分成两个阶段，自然景观开始产生区域差异。第一阶段与民德冰期相当，寒冷程度比上一冰期更甚，广大地区出现以针叶成分为主的孢粉组合，其中以松、油杉、云杉、冷杉、落叶松、柏的含量特别高，而阔叶成分所占比例极少，且多为落叶栎类、槭、鹅耳枥、柳、榆、桦等落叶种属，孢粉组合反映了寒温带针叶林和冷湿气候。第二阶段与民德—里斯间冰期相当，代表了与今相似的温暖湿润气候，植被为亚热带阔叶林和针阔混交林。孢粉组合中落叶阔叶成分居多，以栎、栗、枫香、胡桃为主，也有少量冬青、青冈栎、杨梅等常绿阔叶成分，针叶花粉主要是松。

晚更新世的气候—植被演化可分成三个阶段。第一阶段与里斯冰期相当，为冷干气候，出现针叶林—草原景观。据孢粉组合分析，低山丘陵上生长着以云杉、冷杉、柏、松为主的针叶林，其中混生少量榆、桦、栎等落叶阔叶成分；而低平之地则有草原分布，主要有藜、蒿、莎草等种属。第二阶段与里斯—玉木间冰期相当，以亚热带阔叶林为主，孢粉组合中出现较多青冈栎、栲、杨梅等常绿阔叶成分，麻栎、山核桃、榆等落叶阔叶成分也有相当数量，针叶和草本花粉急剧减少，说明当时的气候比今天更为暖湿。第三阶段与玉木冰期相当，孢粉分析显示其植被是以云杉、冷杉、柏、松等为主的针叶林。据推算，当时气温比今低5～15℃。

全新世早期(包括前北方期和北方期)，玉木冰期结束，气温回升，冰川开始后退，但尚未达到间冰期的暖湿程度。此时气候温和略干，广大平原地区为针阔混交林，孢粉组合以松、柏、落叶松为主，也有榆、栗、桦、桑等落叶阔叶成分；低山丘陵则生长着以松、柏为主的针叶林。(www.xing528.com)

全新世中期(包括大西洋期和亚北方期)是冰后期气候最为暖湿的时期，也是森林植被分布最广、种属最为丰富的时期。大西洋期为温暖潮湿的气候，植被为常绿阔叶林。孢粉组合中出现大量的常绿阔叶成分，以栲和青冈栎为主，也有樟、木兰、柃木、冬青，林中混生一些落叶阔叶种属。到亚北方期时，常绿阔叶花粉的含量和种属均有减少，而落叶栎类、栗等落叶阔叶的花粉逐渐增多，最终超过常绿阔叶成分的含量而居主导地位，且伴有不少针叶花粉的出现，说明气候转向温干，植被主要为落叶阔叶林。

全新世晚期(亚大西洋期)为温暖湿润气候，植被为常绿阔叶与落叶阔叶混交林。孢粉组合中出现与大西洋期相似的种属，但落叶阔叶的花粉含量高于常绿阔叶成分，且以落叶栎类、栗、青冈栎、枫香等为优势种，针叶花粉仍较少^[18]。

学者们已经在长江中游地区的自然地层中找到了第四纪早中期气候变化的依据。

朱育新等通过对江汉平原沔城M1孔湖泊沉积物的沉积特征、粒度、碳十四年代、孢粉分析，重建了晚冰期以来该地区古环境、古气候演化的过程和序列。根据孢粉组合特征及相应的古植被变化划分出7个孢粉带，其中的第Ⅳ带为全新世早、中期（距今8900～3500年），其植被类型为青冈栎—栲—栗—水龙骨科占优势的常绿及落叶、阔叶混交林，气候温暖湿润。第Ⅳ带为全新世大暖期，又可分为7个亚带，反映出不同阶段气候变化的特征。Ⅳ-a（距今8900～6800年），为全新世大暖期前的升温期；Ⅳ-b（距今6800～4900年），为全新世大暖期的最宜期；Ⅳ-c（距今4900～4800年），为一明显降温期；Ⅳ-d（距今4800～4400年），气候重又转为暖湿，但暖湿程度不如Ⅳ-b；Ⅳ-e（距今4400～4200年），为又一降温期，且降温幅度比Ⅳ-c更大；Ⅳ-f（距今4200～3900年），气候重新转向暖湿，但暖湿程度已不如Ⅳ-b和Ⅳ-d；Ⅳ-g（距今3900～3500年），为温湿气候，但温度较Ⅳ-f又下降了^[19]。

张文卿、贾淑琴、李继新、郑军等通过对武汉地区31个钻孔剖面中的390个孢粉样品进行分析，发现武汉地区第四纪以来的植被经过了16次演替，反映了气候17次旋回的变化。早更新世，孢粉带Ⅱ下部为篙属、黎科为主的干草草原，气候干、凉，为第四纪的第一冷期。尔后气候转为暖、稍湿，为第一暖期。孢粉带Ⅲ下部以代表寒温带及温带的针叶树为主，喜暖的胡桃属、山核桃属、铁杉属增多。前期植被为以亮针叶为主的针阔叶混交林草原，为凉且较干的气候，为第二冷期。其后为有一定量的喜暖阔叶树的针阔叶混交林草原，气候转为暖、较湿，为第二暖期。中更新世，孢粉带Ⅳ代表针阔叶混交森林草原，气候温和、稍湿，为本区的第三冷期。孢粉带Ⅴ中暗针叶云杉、铁杉及松属连续增加，草本植物花粉也有所增加。说明当时的气候温暖、较湿，适宜各种植物生长，为第三暖期。晚更新世，孢粉带Ⅵ的云杉属明显增多，从孢粉带Ⅵ落叶阔叶为主的针阔叶混交森林到孢粉带Ⅷ的荒漠，表明气候是波动变化的。从温凉、较湿至温和、较干至温干（冷干），为第四冷期。在孢粉带Ⅸ中，木本植物又一次繁盛，表明第四暖期的到来。孢粉带Ⅹ、Ⅺ为荒漠和干草草原植被，气候干、凉，为第五冷期。全新世孢粉带Ⅻ，以针叶占绝对优势的针阔叶混交林—草原植被为主，为冰后期的气候恢复阶段，即早期（前北方期到北方期）。孢粉带ⅩⅢ、ⅩⅣ含量高，种类繁多，生长在热带、亚热带的阔叶树（常绿、落叶）、枫杨属、枫香属等明显增多，松属相对减少，形成针阔叶（常绿阔叶）混交林—草原，代表了全新世大暖期的植被，气候温暖、潮湿，即中期（大西洋期）。孢粉带ⅩⅤ、ⅩⅥ、ⅩⅦ的植被以蕨类植物为主，含有一定量的热带植物属种的针阔叶混交林—草原，种子植物减少，蕨类植物相对增加，反映气候从干暖—暖湿—干暖的变化趋势，比中期（大西洋期）的温度和湿度都略有降低，即晚期（亚大西洋期）。总之，在更新世表现出5次冷期和4次暖期。1.2万年以来，全新世冰后期，本区属亚热带温湿气候，但冷、暖、干、湿的变化达6次之多，其最冷时年均气温比现在低3～6℃，最暖时年均气温比现在高3～6℃。植被面貌与现在相比存在较大的差别。大约据今2.3～1.3万年为末次冰川最盛时期，气候干冷，本区为干草草原或荒漠，普遍生长菊科、篙属、黍科、茜草等植物，仅有少量的榆、栋、桦等示温性阔叶树混生其中，其平均气温比现代（16.3℃）低3～6℃。据今1.3～1.2万年为末次冰期的消融期，气候逐渐转暖、变湿，植被为亮针叶及示温的落叶阔叶为主的针阔叶混交森林草原。据今1.2～0.75万年，进入全新世冰后期，气候冷暖、干湿波动频繁，本区河流堆积加剧，地势夷平，部分低洼地沼泽化，地形平原化。针阔叶树复苏、繁茂，河漫滩、阶地上杂草丛生。据今0.75～0.25万年，为全新世大暖期，其间雨量丰沛，年均气温比现代高3～6℃，松、栋、桦、枫香、枫杨等针阔叶乔木繁盛起来，此时的湖泊水域较大，沼泽也非常发育。据今0.25万年至现代，气候属亚热带，四季分明，较大的湖泊淤塞、解体，大块滩地露出水面。植被为针阔叶(长绿、落叶)混交森林草原或森林草原^[20]（表1）。

表1　武汉市上新统—全新统孢粉带划分表

（采自张文卿、贾淑琴、李继新、郑军：《武汉地区第四纪以来的孢粉组合及其环境意义》，《地球学报》（增刊）第20卷，1999年）

来红州、莫多闻、李新坡等选取了洞庭盆地中的岳阳月山第四纪红土剖面地层进行磁化率、粘土矿物和粒度等实验分析，以探讨洞庭盆地的第四纪古气候问题。从检测结果来看，月山红土剖面地层中的磁化率由下至上经过了低—高—低—高的变化过程。变化值范围为14.00～50.25，起伏较大。1、2、3层为网纹红土，从下至上波动不大，变化范围为14.00～23.90，平均值为18.50。网纹红土层的磁化率值较低，时代为中更新世早期。从网纹红土层过渡到第4层（均质红土层），磁化率急剧增大，在均质红土层中部达到最大值，而后逐渐下降，磁化率曲线在均质红土层形成一个很明显的波峰，变化范围为20.85～50.25，平均值为33.11。均质红土层的时代为中更新世晚期。从均质红土层过渡到第5层（黄土层），磁化率急剧减小，并在黄土层中部达到最小值，而后逐渐上升，磁化率曲线在黄土层形成一个很明显的波谷，变化范围为19.55～30.20，平均值为24.38。黄土层的时代为晚更新世。磁化率在黄土层的顶部第6层继续保持上升趋势。黄土层上为全新世。月山地层剖面中的粘土矿物的含量和粒度粗细的变化与磁化率的变化具有一致性。这些研究结果表明：洞庭盆地更新世早期气候干凉，中更新世晚期转为湿热，晚更新世早期仍保持湿热，晚更新世晚期则转为干凉，全新世再次转为湿热^[21]

蔡述明、官子和、孔昭宸、杜乃秋等通过对洞庭盆地中的沅江市华田、安乡县安尤选取的几个钻孔进行孢粉组合分析，以探讨洞庭盆地第四纪自然环境的变迁。从钻孔垂向孢粉分析看，田11孔自下而上的植被演替依次是：反映湿热的常绿阔叶落叶林带、由湿热趋向温性的蕨类草丛—水生植被带、寒温性的针叶落叶阔叶林带、暖性的落叶阔叶林地带、温热的落叶阔叶—常绿阔叶林带、由暖性向湿热过渡的含落叶阔叶树的蕨类草丛—水生植物带。这些植被变化的时期正好与地层的Q1、Q2、Q3、Q4几个时代相对应，说明洞庭盆地第四纪的气候变化大致可划分为四个时期：Q1（早更新世）早期为湿热气候，有逐渐向干冷变化的趋势，晚期为温性气候。Q2（中更新世）早期气温下降比较明显，出现了寒温性含杆属落叶树的针叶林带，晚期逐渐变暖，出现了含常绿阔叶树的落叶阔叶林带。Q3（晚更新世）气候逐渐由温暖趋向湿热，出现了落叶阔叶常绿阔叶混交林。Q3晚期至Q4（全新世），湖沼有所扩大，出现了含落叶阔叶树的蕨类草丛—水生植被地带，说明气候由暖性逐渐趋向湿热^[22]。

杨达源等根据洞庭湖区藕池口附近的荆1236孔的孢粉分析对洞庭湖全新世的气候变化作了进一步细分。认为早全新世气候温凉偏干；中全新世处于大暖期，气候以温暖潮湿为主，其间也有若干冷期，主要的两个冷期出现于距今7 300年前后和距今5 300年前后；大暖期结束后，晚全新世温度总体上偏低^[23]（表2）。

表2　洞庭湖区全新世气候表

（采自张人权、梁杏、张国梁、皮建高：《洞庭湖区第四纪气候变化的初步探讨》，《地质科技情报》2001年第2期）

古代人类活动的遗迹——考古遗址的文化层中也提供了一系列气候变化的证据。

孢粉及植硅石证据

长江中游新石器时代中期的城背溪文化（距今8 600～7 800年）处在杨达源所谓大暖期中的冷期阶段，属城背溪文化的彭头山遗址文化层的孢粉显示，木本植物占优势，其中喜温的杉、松占绝对多数，但也出现了枫香、蕨等喜暖的亚热带种属，说明当时的气温比现在低0.5～1℃^[24]。同处一个地域的胡家屋场遗址属皂市下层文化（距今7 800～7 000年），文化层中孢粉反映的植被以栎、青冈栎、栗、松为主，为常绿、落叶阔叶与针叶混交林^[25]。孢粉的含量与种类都达到峰值，说明水热条件适宜，气候比现在暖湿，此时段正处在杨达源认为的大暖期中的暖期。屈家岭遗址屈家岭及石家河文化时期（距今5 500～4 200年）的沉积物粒度、磁化率及孢粉分析表明，这一时期屈家岭地区广泛分布着亚热带落叶阔叶林、常绿阔叶混交林和松林等森林植被，林下蕨类植物很丰富。环纹藻的大量繁盛，指示着低洼处经常有积水的现象。这些都说明屈家岭、石家河文化是在气候比较温暖湿润的环境下发生和发展的^[26]。金鸡岭遗址文化层中提取的植硅石反映的是同样的情形^[27]。

动物证据

遗址出土的动物骨骼也能反映当时的气候变化。在皂市下层文化的胡家屋场遗址中出土了较多的鹿和水牛骨^[28]，鹿的大量发现，预示着林地的景观；水牛的较多出现，一方面反映了多雨炎热的亚热带气候，另一方面也说明附近有湖沼的存在。略晚于皂市下层的澧县梦溪三元宫遗址的早期地层（距今6 400～5 300年）中曾发现亚洲象的遗骨。亚洲象目前仅生活在热带和亚热带纬度偏低的地区，如我国云南的西双版纳，可见大溪文化时期长江中游的气温至少比现在要高2～3℃^[29]。长江中游北部、汉水支流丹江流域的河南淅川下王岗遗址的文化层中发现了大量的动物骨骼，时代从仰韶文化期直到西周。其中占35.48%为喜暖的动物，尤其是还有现今活动区域更偏南的动物，如野生水牛、轴鹿、苏门犀等，现在在我国境内已不见。这一现象说明从仰韶文化期直至西周早期，气候是比较温暖的。具体而言，以第七文化层到第九文化层（即仰韶文化期，距今6 900～5 600年）发现的种类最为丰富，共有鲤属、鳖属、龟科、孔雀属、猕猴、狗、貉、犬科、黑熊、大熊猫、狗獾、猪獾、水獭、豹猫、野猪、家猪、虎、苏门犀、亚洲象、麝、麂、斑鹿、水牛、豪猪等24种动物，其中喜暖的动物有7种，占29.17%，其余为长江南北均可见到的适应性较强的动物，占70.83%。这是喜暖动物所占比例最多的时代，说明仰韶文化期是下王岗遗址最温暖时代的代表。动物种类以第五—六文化层（即屈家岭文化中期和晚期，距今5 300～4 600年）为最少，一共只有狗、家猪、猪獾、斑鹿和狍子等5种，未见喜暖的动物，而且出现了喜冷的狍子，可能气候有变冷的趋势。第四文化层（即龙山文化期，距今4 200～4 000年），动物种类有龟科、狗、黑熊、虎、家猪、斑鹿、水鹿、轴鹿、狍子等9种，其中喜暖动物有2种(水鹿和轴鹿)，而且是现今分布在大南方的动物，占22.22%，有一种较为喜冷的动物狍子，占11.11%，其余为适应性较强的动物，占66、66%，气候似乎比屈家岭文化中期和晚期或稍回暖。第二—三文化层（即二里头文化时代，距今4 000～3 700年）的动物种类比龙山文化期又有增多，共有鲤属、鲶属、龟科、狗獾、猪獾、家猪、野猪、麂、斑鹿、水鹿、轴鹿、苏门羚等12种，其中喜暖的动物有3种，占25%，分布面较广、适应性较强的动物占75%，气候似乎与龙山文化期相近。第一文化层（即西周早期，距今3 000年）中，动物种类减少，而家畜增多（增加了黄牛），共有狗、狗獾、猪獾、野猪、家猪、豹、斑鹿等8种，未见喜暖的动物，且均为适应性较强、分布面较广的种类，气温似乎又有所下降^[30]。与该遗址邻近的陕西省丹凤县巩家湾遗址的仰韶文化层中（距今6 900～5 600年）出土了中华圆田螺、圆顶珠蚌、鱼类、中华鳌、鸡、鼢鼠、中华竹鼠、狗、家猪、豺、麝、獐、梅花鹿、鹿等14种动物，水生和喜暖的动物占大多数，说明当时气温高，降雨丰沛，水域宽阔。龙山早期文化层（距今5 500～5 300年）中有圆顶珠蚌、狗、家猪、猪獾、狗獾、小型野猫、梅花鹿、黄牛，喜暖动物明显减少，说明龙山早期，气温略有下降^[31]。

通过对自然地层的材料与考古遗址文化层的材料的两相比照可以看出，虽然两者在具体的时间划分上有所出入（这可能是由于选取的测年材料和测年的技术方式有所不同，以及划分地层的依据不一样所致），但从区段划分和材料所反映的冷暖期变化周期看，全新世早中期气候变化周期基本是一致的。综合以上研究成果，可以归纳出长江中游第四纪以来的气候变化周期为：早更新世经历了温暖期—寒冷期—温暖期的变化过程；中更新世经历了寒冷期—温暖期的变化过程；晚更新世经历了冷干—暖湿—冷干的变化过程；全新世经历升温期（早全新世）—暖期（中全新世）—降温期（晚全新世）的变化过程。全新世可以进一步细分，早全新世可分为温暖期（距今10 000～8 500年）—降温期（距今8 500～7 800年）两段；中全新世可分为温暖期（距今7 800～5 600年）—降温期（距今5 600～5 400年）—温暖期（距今5 400～4 700年）—降温期（距今4 700～4 200年）—温暖期（距今4 200～3 000年）五段；晚全新世只降温期一段（距今3 000年至今）。以上所得结论与王红星的划分基本是一致的^[32]。

我们再与同纬度的长江下游的第四纪气候作一比较，并在全国第四纪气候变迁规律的大背景下进一步认识长江中游的第四纪气候。王开发、张玉兰、蒋辉等对太湖地区的和桥YL-17井、丁山19-5井岩心，宜兴、无锡附近的第四纪沉积，唯亭遗址的文化层进行了孢粉研究，并分析了现代太湖湖泥、无锡南独山、宜兴铜官山山麓表土等，将太湖地区的孢粉组合分为十个孢粉带，清楚地显示了太湖地区自中更新世以来的气候植被变化情况。太湖地区自中更新世以来的植被演替经历了十个阶段。中更新世的植被为落叶阔叶、针叶混交林和含常绿阔叶树的落叶阔叶林，说明气候由寒冷干燥转为暖湿。晚更新世的植被为针叶、阔叶混交林，常绿阔叶、落叶阔叶混交林和含云杉、冷杉的松柏针叶林—草原，说明气候由寒冷干燥—温暖湿润—寒冷干燥。全新世为针叶阔叶混交林，阔叶、针叶混交林—草原，常绿阔叶林，针叶、阔叶混交林，最后演变为环纹藻—眼子菜的湖沼植被，说明气候由温凉变为温干，再向热暖潮湿方向变化，后又转为温干，最后变为和现代气候相近的暖湿气候。晚更新世晚期温度最低，比目前低约7～8℃。而全新世中期气候热暖潮湿，海面上升，海水入侵，太湖成为潟湖或海湾^[33]。唐领余、沈才明对江苏建湖庆丰全新世一万年来地层剖面中的孢粉进行了研究，根据孢粉带显示的气候变化情况绘制了庆丰平均气温变化曲线图（图三）。距今10 000～9 200年，处于升温期，年平均气温与目前的均温接近。再经过一个短暂的气温“低谷期”（距今9 200～9 000年）后，气温逐渐上升，在距今8 500～8 000年出现一个气温高峰值，年均温较现今高1.3～1.6℃。嗣后气温又复下降，至距今7 600年前后，年均温比现今低0.1℃。距今7 500～6 000年时气温较高，年均温高于现今1.3℃。距今6 600～6 100年为本区气温最为多变的时期，年均温度在13.8～15.8℃之间波动。距今6 100～4 000年是本区持续时间最长的高温时期，年均温高于现今0.8～1.7℃。随后的气温呈下降趋势，但年均温仍在15℃左右，到距今3 200～2 900年才出现明显的降温，往后还有气温升、降期的出现。可见，江苏建湖地区全新世气温虽多有波动，但却清晰地呈现出升温期、高温期和降温期这样的较大规模的阶段性变化趋势^[34]。以上两位学者的结论基本反映了长江下游第四纪以来的气候变化趋势。

将中游与下游的分析结果进行比照，我们发现两地全新世气候变化的周期都是升温期与降温期交替出现，只是每一周期起止的具体年代存在着一定的差异。这可能是测年的误差造成的，也可能反映了局部的地域性差异。但总的来看，气候变化的趋势及几个大的变化区段基本是一致的，这反映了长江中、下游的气候具有整体性变化的特点。付顺将全国主要区域的全新世气候研究成果归纳绘制成下图（图四），使我们能更直观地比较全国各个地区全新世气候的变化情况。从图中可以看出，气温在各个区域的升降除了在幅度的大小和具体时间的早晚上有出入外（经纬度、海拔、地形、地貌等因素的差异使然），波动的周期是基本一致的。这说明中国受制于一个大的气候环境系统，在这个系统中，各个区域的气候变化具有趋同性特征，形成了冷暖期交替出现的周期性变化规律。从世界范围来看，1909年，挪威人布利特（A. Blytt）和瑞典人塞南德尔（R. Sernan-der）根据北欧沼泽地层中的植物化石和孢粉谱研究，建立了著名的北欧冰后期气候分期：①前北方期（距今10 300～9 500年），由寒冷转向温凉；②北方期（距今9 500～7 500年），温干；③大西洋期（距今7 500～5 000年），温暖湿润，又称气候适宜期；④亚北方期（距今5 000～2 700年），温干；⑤亚大西洋期（距今2 700年至今），凉爽湿润。这一分期方案至今仍被各国采用。这一划分尺度虽然有些粗略，但仍能反映世界范围内全新世气候冷暖期交替出现的规律性特点。

图三　江苏庆丰剖面与世界年平均气温曲线比较图

（采自唐领余、沈才明：《江苏北部全新世高温期植被与气候》，《中国全新世大暖期气候与环境》，海洋出版社，1992年，第89页）

图四　我国南北各区域近万年气候比较图

（采自付顺：《古蜀区域环境演变与古蜀文化关系研究》，成都理工大学2006年博士学位论文，录入本书时进行了修正）