第四纪地质与环境教案.docx

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1、第一章 绪论第一部分：提问1、 提问对第四纪地质的了解。2、 对第四纪气候环境的认识。第二部分：讲课内容 第四纪（Quaternary）一词，是1829年法国地质学家德努埃（Desnoyers）所创，他把地球演化历史分为四个时期，第四纪是指地球发展历史最近的一个时期。1839年赖尔（Ch.lyell）把含现生种属海相无脊椎动物化石达90%和含人类活动遗迹的地层划为第四纪，并将第四纪分为更新世(Pleistocene)和全新世 (Recent)，奠定了第四纪地层划分系统。直到1881年第二届国际地质学会才正式使用“第四纪”一词。第四纪是全球气候变冷，冰川出现；生物界发生变化，人类出现（目前，人类

2、祖先出现已被前推到500万年）以及现代文明产生的时期。第四纪是地质历史中最生动的时代。第一节 第四纪环境概述 第四纪时期全球气候、环境发生了频繁而巨大的变化。冰盖与冰川、河流、湖泊与海洋、沙漠与黄土、绿洲与荒漠、火山与地震遗迹等等均记录了环境的变化。在以后的一些章节里我们将分析这些记录，正确认识第四纪时期发生的事件，并理解人类在全球环境中的地位和职责。1. 冰盖与冰川 大约20Ma前，冰开始在南极积累。北半球冰盖形成则要晚得多，直到2.4Ma前，主要冰盖才开始在北美迅速增长。其原因目前还不清楚（可能与地球环绕太阳旋转的轨道和地轴倾斜的周期性变化密切相关）。北半球大冰盖的发育都按照这样的模式：冰

3、雪积累形成冰盖的过程十分缓慢，但后来冰川融化、冰盖退缩的过程却十分迅速，大陆环境的变化深受极地冰盖及大陆冰川影响。海洋记录较大的第四纪冰盖厚达4000m。当冰盖缓慢积累至最大厚度时，由于不断增加的冰的重量会导致使其下的基岩逐渐下沉。而冰融化时，基岩又慢慢上升恢复到冰期前的水平。这种随第四纪大冰盖扩张和消减的“均衡调整”导致了海平面的相对变化。在冰期最盛期，地球上大约5.5的水以冰的形式储存（现在的数值为1.7，大约是盛冰期的三分之一）。当冰盖扩张时，地球海平面将会下降，根据冰的总体积计算，全球出现最大冰盖时，海平面的下降可达150m。当冰盖迅速融化退缩时，海平面又逐渐回升再次达到现在的水平。重

4、建过去海平面变化有助于了解全球冰盖积累和融化的速率，但较精确定年的第四纪海平面变化的历史，仅能追溯到250ka前，所以其它十分之九的记录必须从其它方面，特别是从深海岩芯中获得。推断大洋循环模式变化主要依赖于沉积学和微体化石的研究，底栖和浮游有孔虫钙质介壳的氧同位素组分的分析是提供深部海水或表面海水温度和盐度变化的一种可靠手段。充分考虑到区域因素的影响后，也可以用这一技术来评估全球冰量的变化。从表层海水盐度的区域变化能指明主要河流径流量、蒸发量、季节性降水量的变化。深海岩芯记录有两大优点：一是它覆盖全球；二是其时间跨越新生代大部分。相对而言，除了黄土之外，大陆上少有这样漫长的、连续的记录，目前只

5、有某些特殊的湖盆才可能提供类似的记录。“厄尔尼诺”现象困扰着人类，介绍它的发生、发展与影响。3. 河流、湖泊尽管海洋记录能提供良好的第四纪时期全球气候波动的模式和速率的信息，但陆上记录对于直接了解当地的和区域性的水文变化更为有用。这些水文变化在大小河流的第四纪沉积物中，以及与当地蒸发量、降水量、地下水位变化密切相关的湖泊记录中是十分明显的。可惜的是大多数河流冲积物只能提供一些历史片断。但是河流和湖泊结合起来将能获得某些地区如何响应第四纪环境变迁的高精度的信息。4. 沙漠环境中国有塔克拉玛干沙漠、古尔班通古特沙漠、巴丹吉林沙漠等十多个沙漠。沙质荒漠面积690000km2，沙漠化面积（沙地）146

6、000km2。沙漠环境是我国第四纪地质与环境研究的重要组成部分。中国北方荒漠化十分严重。5. 生物界变化与人类出现大陆上植物及动物化石所记录的各种变化可以用来重建大陆气候、环境变化。中国华北哺乳动物群：游河动物群、泥河湾动物群、公王岭动物群、周口店动物群、陈家窝动物群、大荔动物群、山顶洞动物群的特征反映了华北地区气候、环境的变化。海洋示冷有孔虫大量出现，也提供了第四纪初气候变化的证据，有孔虫碳酸岩壳体的氧同位素高灵敏度的记录了气候、环境变化。某些有机体本身对其生存环境的变化是非常敏感的，它们对外部环境干扰的响应非常迅速。人类演化阶段的探讨。6. 火山与地震火山爆发与地震是地球上最常见、最状观的

7、地质活动，深刻的影响地球环境，。7. 黄土 中国黄土是研究第四纪大陆环境变化的最好载体，中国黄土被认为是东亚冬季风从中国西北部沙漠地区携带来的粉尘堆积。在寒冷时期东亚冬季风强盛，粉尘携带增加，在黄土高原地区沉降、堆积黄土。在温暖时期东亚夏季风强盛，大洋潮湿气流北上为黄土高原地区带来雨水，地表成壤作用加强。黄土高原地区黄土古土壤序列记录了东亚季风变化规律，同时记录全球气候环境变化信息。8、城市环境城市是人口集中的活动区，城市地质环境对人类生存有特殊的意义。讲述与城市居住密切相关的地裂缝、地面塌陷、滑坡等内容。第二节 中国第四纪环境概况由于青藏高原的热力作用，使高原面相对于四周自由大气来说，冬季是

8、冷源，夏季是热源。夏季形成青藏低压（南亚低压的一部分），影响南亚季风环流。冬季随着气候带南移，高原本身形成强大的闭合冷高压，其影响叠加在蒙古冷高压之上，从而大大增加了冬季风的强度。高耸的青藏高原阻挡了来自印度洋向北输送的水汽，越过高原的气流在高原北缘发生下沉作用，焚风效应使西北广大地区冬季干冷，夏季干热，当地环境不断向干旱化方向发展。其次，中国北方与西伯利亚地区接受印度洋气流带来的热量减少，西伯利亚冷高压加强，促使中国东南季风区不断扩大。西南地区成为孟加拉湾暖湿气流向北输送的重要通道，使西南季风也相应加强。青藏高原本身由于其巨大的高度使地质环境过程以寒冻风化作用为主，成为独特的高寒环境系统。第

9、四纪时期青藏高原持续隆起，使这些环境特征和区域分异具有相对稳定性，并有不断加强的趋势，从而使中国形成6个不同的地质环境系统（图1-1）。1. 青藏高原区第四纪环境青藏高原经过上新世末的强烈隆起使海拔高度大为增加，根据1964年在希夏邦马峰北坡5900m处发现的高山栎叶片化石推测第四纪初当地已达3000m，而第四纪早期高原平均海拔已达到20003000m。许多山峰达到雪线以上，高原四周一些盆地内沉积了巨砾沉积。林振耀和吴祥定（1981）认为，当高原面平均高度达到3000m以后，其环境效应已与现代相似，可以使东亚季风环流系统基本定型。上新世末至早更新世初，青藏高原湖泊广布，是晚新生代一个重要的成湖

10、期。早更新世湖相沉积与上新世地层之间为连续沉积。孢粉组合了温带森林草原、草原和荒漠草原环境。湖相沉积中的生物化石反映了湖水为淡水环境，显然大多数湖泊尚未成为封闭湖泊。整个青藏高原在第四纪时逐渐形成一个以寒冻剥蚀作用为主的系统。早更新世末至中更新世初，青藏高原经历了一次较强烈的隆起，平均高度达到3000m以上。高山地区进入“冰冻圈”，开始了大规模的冰川作用时期。其中本区倒数第3次冰期（0.720.52Ma）规模最大，发育冰帽冰川（王苏民等，1994）。中更新世中期，大约在深海氧同位素1513阶段，气候湿润多雨，地表径流丰富。在地形较高地方形成棕壤，较低的高原面形成红壤型土壤（高以信和张林源，19

11、92）。晚更新世是中国大陆第四纪以来最干冷的时期，青藏高原隆起，对来自西面的水汽和印度洋的暖湿气闭的屏障作用愈益加强，使西北地区降水明显减少。青藏高原深化为极其干寒的环境，冰川冻土成为第四纪地质过程的主要产物，高寒荒漠景观占主导地位。高原面上发育星罗棋布的内陆湖泊，大多保存了连续分布的古湖岸线。年代学研究表明，高湖岸线时代为4025ka，当时湖面面积比现今大许多倍，如甜水海阿克赛钦（Aksayqin）湖面积比现在大7.7倍（李炳元，1994）。上述事实说明，在全球气候暖湿阶段，高原湖泊面积扩大。而这些湖泊现已明显缩小，大多深化为咸水湖。晚更新世青藏高原作为世界屋脊耸立在亚洲的南部，自然地带的垂

12、直谱系发育完整，也是我国生物多样性的典型地区之一。青藏高原在全新世已达到现今的高度，全新世大暖期时冰川退缩，湖泊扩大。以色林错（Siling Co）为例，距今1210ka左右，气候干冷，湖泊水位最低，甚至可能出露湖底，以后随全新世气温升高，融冰水汇集到湖泊中，湖水面急骤上升（顾兆炎等，1994）。其后随着蒸发量加大，湖泊又逐渐收缩。2. 西北戈壁沙漠区第四纪环境西北地区的塔里木（Tarim）盆地早更新世接受周围山地的河流沉积，形成厚1000m以上的砾石层。发源于昆仑山的河流甚至能把砾石搬运到麻扎塔格山山麓。盆地西、北、东缘为坳陷区，早更新世发育大面积的湖泊，盆地内部以河流相为主。柴达木（Qai

13、dam）盆地早更新世存在较大的湖泊，广泛沉积泥灰岩和砂质粘土，其中有时夹石膏和芒硝层。总之西北地区早更新世已比较干旱，但总体上较现今湿润和温暖一些。西北干旱区的山地在中更新世上升显著，普遍发育山地冰川，山麓地带形成较厚的砾石层。昆仑山东段和天山北坡，冰碛物分布在山麓倾斜平原地带，它们可能与青藏高原倒数第3次冰期相当。间冰期时大量的冰融水流入盆地，使湖泊范围扩大。但是中更新世时期盆地内的荒漠气候更为发展，沙漠和戈壁不断扩展，湖泊也在间冰期的中后期迅速收缩，发育一些盐类沉积。湖相沉积物随之遭受风蚀，形成雅丹地形。塔克拉玛干（Taklimakan）沙漠、巴丹吉林（Badain Jaran）沙漠、腾格

14、里（Tengger）沙漠已经形成，塔里木盆地边缘的河湖平原明显缩小。柴达木盆地统一的大湖收缩成为狭长的湖泊。晚更新世，塔克拉玛干沙漠扩大到整个塔里木盆地。柴达木盆地的湖泊基本消失，收缩为面积很小的盐湖，进入新的成盐时期，干盐湖周围出现干旱荒漠景观。巴丹吉林沙漠、腾格里沙漠等都扩展为大规模的沙漠。毛乌素沙漠、科尔沁沙地等的出现说明沙漠向东扩展。除沙漠以外，西北干旱区的山麓地带，盆地周边地区洪积平原广泛发育，其上的细粒表层物质被风吹蚀以后，成为砾石裸露的戈壁。沙漠和戈壁作为西北干旱区占主导地位的地貌景观，说明晚更新世西北地区干旱化已达到最严重的程度，形成蒙新极干旱风化残积系统。西北干旱区在全新世经

15、历了一次较晚更新世湿润的时期，可能不同地区不同地貌单元湿润时期出现的时间有所差别，但湖泊扩大、地表径流加强、沙丘固定等环境特征都是一致的。例如罗布泊、艾比湖等全新世都有一个高潮面时期。这时的河流径流较多，绿洲比较发育，沙漠相应后退。毛乌素沙漠在这个时期成为固定的沙地，而且普遍发育零星的小湖，历史上曾经是水草丰美的肥沃土地。现在西北地区又急骤向干旱方向转化，人类不合理的生产活动是重要的起因之一。3. 黄土堆积区第四纪环境黄土高原地区在早更新世，甚至在此之前的上新世晚期，大气沉积作用受冬季风影响逐步加强，已经大量接受粉尘堆积，形成红粘土和午城黄土。午城黄土中古土壤层密集，黄土层较薄，堆积范围限于秦

16、岭以北，汾河以西地区，反映当时风力搬运能力较弱，气温较高，降水也较现在多。 西北地区的干旱化导致沙漠、戈壁的扩大，黄土高原的粉尘堆积明显向东南方向扩展，离石黄土的南界达到30，说明当时风的地质营力加强。离石黄土中的第5层古土壤形成时期是中更新世气候最湿热的阶段，这种气候状况在该区其他类型沉积物中也有反映。 随着西北地区沙漠、戈壁的进一步扩大,黄土堆积的物源区在晚更新世达到最广阔的范围。黄土高原地区全新世堆积了厚约1m的黄土，其中发育黑垆土，代表了比较潮湿的环境，其时代大致在97ka B. P.。4. 东部平原区第四纪环境东部平原区包括了中国东部自北而南排列的松辽平原、华北的、淮河平原以及长江中

17、下游平原等。它们形成于第三纪初，发育了巨厚的古新世上新世陆相、海陆过渡相地层。第四纪时期，继承以前的构造运动形式，持续下沉，堆积了几百米厚的河流和湖泊沉积物，成为广阔坦荡的辽冀淮沉降平原系统。早更新世，松辽平原沿山麓堆积洪积和冲积物，向平原中部过渡为河湖相沉积。从山麓地区到平原可见到灰白色砂砾石层逐渐相变为湖相粘土。中更新世沉积了厚层的河湖相粘土层，其中经常发现淡水螺类、贝类等化石。晚更新世松辽平原上沉积了淡黄色、黄色亚粘土、灰绿色亚粘土等河湖相沉积物。上述第四纪沉积物记录了若干次气候温湿和干寒的变化过程。间冰期时，植被是以阔叶树为主的针阔叶混交林，山麓地带为草原和疏林草原。冰期时北部为苔原带

18、，向南出现灌丛草甸和针叶林带（裘善文等，1991）。华北平原是中国早期直立猿人（Homo erectus pekinensis）的聚集地，1929年裴文中等在北京周口店发现了北京猿人的头骨化石。华北平原第四纪沉积可达400600m。 淮河和长江中下游平原第四纪沉积较薄。早更新世沉积为河流相黄色粘土和砂砾层；中更新世湖泊和沼泽发育，沉积灰绿色、灰黄色粘土。晚更新世沉积了河流相中细砂和砂砾石层（。 5. 南方红土区第四纪环境 该区范围包括秦岭长江中下游以南、青藏高原以东地区，可称之为南方红土环境区。 早更新世，华中和华南地区属亚热带范围。由于季风活动的加强，雨量较上新世增加，原来的疏林草原景观逐渐

19、被亚热带常绿林所代替。地面广泛发育红土风化壳和喀斯特地形（中国自然地理编辑委员会，1984）。这一地区的主要特点是地壳保持稳定，大面积的红土风化壳至少从更新世以来就保持其连续发育的过程，可称之为南方古老红土化壳系统。 中更新世，华中、华南地区气候湿热，喀斯特作用较强，流水的地质营力明显，大河两侧普遍形成砾石层，平原地区广泛堆积粘土沉积层。化学风化和成土作用强烈，基岩地区一般形成红粘土风化壳，松散沉积大多发育成网纹红土，南部沿海地区还出现砖红壤风化壳。 晚更新世，华中和华南地区广泛发育土状堆积，其中一部分为风成沉积，如“下蜀土”。其余大多数为河湖相粘土、亚粘土。晚更新世气候虽不如中更新世温暖湿润

20、，但以湿热的季风气候为主，土状堆积受到一定程度的风化淋滤作用，形成红土风化壳或黄棕色粘土风化壳。由于晚更新世时间较短，尚未发育网纹红土或砖红壤风化壳，只有海南岛和广西沿海地区能见到发育程度较深的风化壳。晚更新世华中、华南地区的洞穴沉积比较发育，其中埋藏有较丰富的哺乳动物化石和古人类化石。孢粉分析表明植被为常绿阔叶林、落叶阔叶常绿和落叶阔叶混交林。动物化石主要是南方动物种属，也有少数北方种属混杂其间，可能是干冷气候阶段北方动物迁移而来的个别种属。 全新世，华中、华南地区以河流、湖泊沉积为主，形成一级阶地或高河漫滩，湖滨阶地等，沉积物中的孢粉反映了全新世比较暖湿的气候环境。可是其中也有一些北方的植

21、物种属，说明末次冰期时北方植物种属曾迁移到南方。6. 浅海与大陆架区第四纪环境中国有广阔的浅海和大陆架，最宽可达700公里以上。它们是第四纪以来维持下沉区，接受了巨厚的新生代沉积，成为独立的环境区域。第四纪以来，由于全球变化的影响，海岸线发生过多次剧烈的变化。对周围环境产生了巨大影响，是第四纪环境研究的重要地区之一。第三节 第四纪气候概述 气候波动是一种地史现象，并非第四纪所特有。但在第四纪这一地球发展的极短时期内，在全球性气温普遍下降背景上，出现了多次大规模冰川活动，这是晚古生代以来所特有的，与此同时，还存在与冰川性气候波动相关的干湿性气候变化。第四纪不仅存在影响气候变化的全球性因素，而且还

22、有区域性（如构造运动、地形、大气环流）和局部性因素。第四纪气候变化，是由全球性变化迭加上区域性和局部性变化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发展带来极其深远的影响。第四纪地质学研究古气候，是通过研究记录在生物化石、陆地沉积、地貌和深海沉积中的种种气候标志进行的。一、 第四纪气候记录1. 生物化石气候记录生物化石作为气候证据，首先是因为第四纪生物大多数为现代种属，而现代生物的分布与一定气候参数（温度、降水）相适应。所以可以应用现代生物种属分布与气候的关系，来演绎推断第四纪同一种属化石埋藏时的近似气候条件。在国际第四系界限划分方案中，卡拉布里剖面海相地层中首次出

23、现“示冷型”有孔虫的层位被视为第四纪的开始。 2沉积物气候记录 第四纪沉积物如冰碛物，它是非常明显的寒冷气候产物，并能指出冰川作用影响范围，提供冰川活动的一些细节，但不能准确地确定冰川作用的强度和时间长短。其次如有机物沉积，除一些局部原因外，一般是气候变暖的证据。其他如风化壳、古土壤类型也反映一定的气候环境，黄土和风砂沉积代表干旱气候。一般说来，沉积物证据可以定性区别不同气候，诸如冰川气候与非冰川气候，温暖与寒气候，干旱与潮湿气候等等。 3地貌和冰缘结构气候记录 现代冰斗位于雪线附近，因而古冰斗就成为推断古雪线位置和估计古温度变化的有力证据。沙漠地貌是干旱气候的记录。中国黄土记录了东亚季风气候

24、特征。此外，海面升降、湖面涨缩、河流阶地河谷等等都记录了气候变化。4深海沉积物中的气候记录，深海有孔虫壳氧同位素（O18/O16）分析，碳酸盐含量分析，浮冰碎屑含量分析和可可石（Coccoliths）分析等，这些分析有的能提供古水温数值（如氧同位素分析），因而日益引人重视。在海洋环境这一章中将详细论述。二、冰期与间冰期气候1冰期和间冰期2雨期和间雨期三、 第四纪冰期、间冰期划分1阿尔卑斯山地第四纪气候波动记录贡兹（Gunz）冰期（G）：强烈风化的“老砾石层”（山前）和相应的冰碛（山区）。贡兹-民德间冰期（G-M）：表现为“老砾石层”和相应冰碛的风化剥蚀。民德（Mindel）冰期（M）：风化的“

25、新砾石层”（山前）和相应的冰碛（山区）。民德-里斯间冰期（M-R）：表现为强烈的侵蚀，并发育褐炭。气候比现在温暖。里斯（Riss）冰期（R）：河谷中“高阶地砾石层”与“老冰碛”。里斯-雨木间冰期（R-W）：泥炭、褐炭与湖相沉积。雨木（Wurm）冰期（W）：河谷中“低阶地砾石层”与“新冰碛”。雨木冰期之后的暖期，称为冰后期，冰后期气候仍有较小的活动。2、欧洲地区第四纪气候波动记录第四纪，欧洲大部为来源于斯堪的纳维亚山地的大陆冰冻盖几度侵扰，最大冰期时，覆盖面积达6，500，000平方公里。只划分出了三次冰期两次间冰期，从老到新冰期顺序为：艾尔斯特冰期（Elsterian）：与民德冰期相当，苏联为

26、“奥卡冰期”。霍尔斯坦间冰期（Holsteinian）大冰盖消失，气候显著转暖。萨勒冰期（Salleian）：与里斯冰期相当；苏联为“德聂伯冰期”，为欧洲最大冰期。萨勒-魏克塞间冰期（艾姆间冰期）：大冰盖并未完全消失，北部发生海侵，。魏克塞冰期（Weichselian）：与雨木冰期相当；在欧洲又称晚冰期。3、北美地区第四纪气候波动记录北美（美国和加拿大）第四纪大冰盖大于欧洲冰盖，来自四个中心（科迪勒拉、基威廷、拉布拉多和格陵兰），形成一个向南凸出的弧形，到达密西西比河中游。R. F.弗林特（Flint，1954年）等划分的北美冰期自老而新为：内布拉斯加冰期（Nebraskan）：延续时间100

27、000年（K-Ar法年令150万年）。阿夫唐间冰期（Aftonian），延续时间200000年（K-Ar法年令为135160万年）。堪萨冰期（Kansan），延续时间100000年；亚茅期间冰期（Yarmouthian），延续时间310000年；伊利诺冰期（Illinoian），延续时间100000年；桑加蒙间冰期（Sangamonian），延续时间135000年；威斯康星冰期（Wisconsinian），延续时间550000年。第三部分：思考题1、 了解中国第四纪时期的环境空间格局与中国六个主要环境区域的第四纪环境概况。2、 全球第四纪气候特征与不同载体的气候记录。3、 冰期与间冰期概念，传

28、统的欧洲、北美冰期划分方案。第二章 中国第四纪地层第一部分：提问1、 中国六个主要环境区域的第四纪环境概况。2、 冰期与间冰期概念，传统的欧洲、北美冰期划分方案。第二部分：讲课内容第一节 中国第四系的划分 中国第四系的划分目前还有争议，本教材采用的划分方案以2.48Ma为第四纪下限，即2.48 Ma、0.73 Ma、0.13 Ma、0.01 Ma方案一、中国第四系的划分依据1、据法国对维拉弗朗阶（Villafranchian）的 研究可分为三层 ： 上维拉弗朗阶的钾年龄为1.3106a。 中维拉弗朗阶的钾年龄为1.82.6106a。 下维拉弗朗阶的钾年龄为3.4106a。维拉弗朗阶的中、上部哺

29、乳动物群属于更新统，而下维拉阶则属下上新统。泥河湾组分可为上、下两部份，上部泥河湾动物群与维拉朗动物群中上部相当，下部泥河湾动物群与维拉弗朗下部相当。2、在第18次国际地质会议（IGC）上曾提出以 Hyalinea lalihica 动物群的出现作为第四纪的开始。在北京东郊顺义钻孔深436米处海相层中出现 Hyalinea balthica 动物群，约2.30Ma （Li 1979， Wang & He 1982、 Lin 1983）。3、中国黄土开始沉积于2.50Ma BP （Friedrich Heller & Liu 1982, Liu & Ding 1982, yue 1982）。4、

30、中国喜马拉雅山冰川地区测得第四纪下限，贡巴砾岩中部为松山/高斯极性时的界面，约2.40Ma B.P. （Wang & Li1982）。二、中国第四系的划分方案（一）下更新统：1、中国黄土L8黄土底界（约2. 480.73Ma B.P.）2、上泥河湾组（约2.480.73Ma B.P.）3、鄱阳冰碛层（1.501.00Ma B.P）（二）中更新统1、下离石黄土上部与上离石黄土（L8S1；0.730.13Ma）2、周口店组（约0.730.20 Ma BP）：3、大姑冰碛（0.900.73Ma BP）：（三）上更新统1、 晚更新世黄土（0.130.01 Ma BP）2、 丁村组（约0.100.07M

31、a BP）3、 庐山冰碛（约0.200.10Ma BP）4、 大理冰碛（约0.070.01Ma BP）：（四）全新统（0.01今）三、中国第四系划分的其它意见1、据冰川气候地层学的观点，以3.54.0Ma BP开始的全球普遍降温和冰期沉积为依据。如元谋龙川冰碛层约3.1Ma BP，河北阳原红崖冰碛层约2.6Ma BP前，河南三门峡第一冰碛层约3.2Ma BP，山西榆社任家垴冰碛约4.0Ma BP等。2、孢粉组合第一次显示变冷层位作为第四纪的下界。如长期以来一直归属于上新世的榆社组中部的张村段地层纳入第四系范畴。3、哺乳动物化石组合：原据哺乳动物化石群划分的上新世和更新世地层序列有欠妥之处。山西

32、午城、太谷，甘肃灵台，河北泥河湾及陕西游河等第四纪地层中，发现三趾马化石与真马、真象共生；榆社张村段出现斑鹿（ Pseudaxis）化石；泥河湾的披毛犀与三趾马共生等，动摇了三趾马为第三纪上限的观点。（4）原始人类化石及其遗址的发现，不断的向老地层中推移。3.00Ma BP以来的人类发展史已为国际学术界部分研究者所承认，故从古人类发现的趋势考虑，以3. 54.0Ma BP为第四纪下限也是一种意见。第二节 中国第四系地层一、 西北、华北第四系典型剖面（一）下更新统1. 古三门湖沉积 古三门湖沉积主要分布在包括三门峡在内的汾渭河盆地，已知厚度200600余米，常见露头厚度为300500米。沿黄河和

33、支流河谷两侧的深切沟谷与河流阶地的基座，皆可见到三门组露头。一般只在钻孔中才能见到。本区以张家坡剖面为代表，明显的分为上下两部分。上部地层颜色发黄（通称黄三门），颗粒粗，分选差，以河流相为主；下部颜色以灰绿为主（通称绿三门），颗粒细，泥质岩增多，以湖相为主。2. 古泥河湾湖沉积泥河湾组 是19241926年由巴尔博、桑志华和德日进等人所建立，命名地点在河北省阳原县泥河湾村，为我国北方早更新统标准地层之一，相当于欧洲的维拉弗郎期动物群。在小渡口剖面分为上、下两部。下部：为含钙质较多的灰绿、灰白色砂质粘土或泥灰岩与灰黄色含砾亚砂土互层；上部：为灰黄色砂质粘土与杂色亚砂土呈韵律出现。（二）中更新统1

34、、周口店组周口店地区的更新统主要分布于北京猿人洞穴内外，以富含哺乳动物和古人类化石而闻名于世。根据杨子赓等最近研究结果为代表，现列如下：北京猿人洞剖面2、陈家窝组（泄湖组上部）陈家窝子村“蓝田猿人”下颌骨化石产地剖面位于泄湖人民公社陈家窝村附近。厚26.8米，为黄土-古土壤序列S6S3。剖面岩性描述如下：根据徐钦琦研究（1996），陈家窝动物群化石层应当为S4S9。（三）上更新统1、丁村组 本区上更新统底部常为冲洪积的砂砾石层和亚砂土、亚粘土堆积，一般也分上、下两部：下部：灰、灰黄色有时呈杏黄色含粘土的砂砾石层，层理明显，交错层发育，砾石分选较差，砾径一般13厘米，最大1015厘米。滚圆度较好

35、，成分复杂多为灰岩、砂岩、钙质结核及大量厚壁蚌化石碎片，厚1520米。发现有三枚人牙及大量旧石器。上部：微红色黄土状亚粘土，有时夹12层古土壤，向下渐变成亚砂土或粉砂土、厚35米。2、萨拉乌苏组该组是我国北方晚更新世最著名的地层见图2-3，定名于内蒙古伊克昭盟萨拉乌苏河流域，发现“河套人”及大批哺乳动物化石。岩性自下而上一般分为砂砾石、粉砂、淤泥、黄灰-黄褐色亚砂土和亚粘土，多为河湖相、厚约1230米。C14测年375001900a BP。（四）全新统本区全新统厚度小，成因类型复杂。二、 鄱阳湖与赣江中下游平原区（一）下更新统 1、九江市锁江塔钻孔岩芯剖面（二）、中更新统1、 大姑冰碛层 2、

36、 网纹红土及灰黑色泥炭堆积 （三）、上更新统庐山冰碛层 主要分布于王家坡、大校场等地的冰川谷和冰窖中，覆盖于大姑期泥砾和不整合于震旦系南沱组砂岩之上，厚25米。第三部分： 思考题1.中国第四系划分方案：（2.48；0.73；0.13；0.01 Ma方案）。2.中国华北第四系地层主要剖面。第三章 冰川与冰盖第一部分：提问1.中国第四系划分方案：（2.48；0.73；0.13；0.01 Ma方案）。2.中国华北第四系地层主要剖面。3对冰川的了解。第一节 冰川作用一、冰川（冰盖）的形成、扩展与冰川作用几个主要的大冰盖开始积累并不断增加的真正机制仍不清楚。米兰科维奇（Milankovitch）理论强称

37、“天文理论”提出，北半球高纬地区太阳辐射的变化可能是气候变化的“驱动因素”，米兰科维奇的理论认为由轨道参数（首要的是黄道倾角及岁差）特征所引起的太阳辐射增温作用减弱的周期性出现，使夏季积雪不能完全消融而残留下来，而积雪面积的增大使地面反照率增大又进一步促使大气变冷，这样便会有北半球高纬地区地势较高处雪的缓慢积累，最终积雪区域内冰川逐渐形成，冰覆区的的范围扩大。也可能由于地面反照率的原因，使气候变冷，在区域的雪线下降时，冰量的增加大大加速，这就是所谓的“瞬时冰川化”假设，即使在这种情况下，冰的堆积首先也是从高处开始的。除了天文因素引起的高纬度冬季太阳辐射的减少及高纬度地区其它条件合适的某些高地以

38、外，冰盖的出现还可能找出两个必要条件。这就是：（1）有足够的水汽供应，即在上风方向有足够温暖的海洋提供大量的水汽；（2）积雪和冰的损失尽可能少，内陆山地特别有利于冰盖的形成，因为那里远离海洋，冰体不会因冰崩裂形成浮冰而损失。 （一）冰川的形成 1雪线2冰川的运动 导致冰川运动的因素主要是重力和压力。冰川运动的速度取决于冰川的厚度，地形坡度或冰面坡度。冰川的厚度越大，其所产生的静压力也越大，冰川运动速度就大。地面坡度越大，或冰面坡度越大，冰川运动速度也越大。冰川的流动速度是非常缓慢的。山岳冰川流速为每年几米到一百多米。冰川的运动速度在冰川各部分是不同的。（二）冰川类型根据冰川的类型、规模和所处的

39、地形条件可把冰川分为以下几种类型： 1山岳冰川冰斗冰川与悬冰川：2山麓冰川3大陆冰川在大陆冰川中，表面呈凸形之盾状的叫冰盾。冰盾的中央为积雪区，边缘为消融区，冰川自中芯向四周运动。另一种规模更大，表面有较大起伏的冰川称为大陆冰盖。冰盖的面积可达几百万平方公里，厚度可达千米以上。在第四纪冰期时，曾广泛覆盖着北美及欧洲大陆。现代大陆冰川主要分布在两极地区。如南极冰盖，格陵兰，冰岛等地。（三）冰川作用1、挖掘作用、磨蚀作用2、堆积作用无论是山岳冰川，或是大陆冰川在冰川消融之后都各有其特殊的地貌。（四）、冰进时期的海洋记录末次冰期约0.070.01Ma BP.，发生了全球性最大海面下降，中国沿海及大陆

40、架地区，最低海面曾降到-150米等深线位置，大致与大陆架坡折线相重合。中、朝、日的大陆架曾暴露出海面趁给联合的滨海大平原。白令海峡成为陆桥。通过分析海相化石和微体化石的氧同位素可获得这样的记录。从海洋中蒸发的水富集氧的轻同位素，这些含氧的轻同位素的水留在冰川中使海水的重同位素相对富集；冰消作用又使含轻同位素的水返回海洋，使海洋水的氧同位素组成恢复正常。二、冰川（冰盖）的退缩和冰消作用（一）、冰退作用的机制冰期形成的广泛的山岳冰川、大陆冰盖已大大退缩，现在讨论一下冰退作用的机制。北半球高纬度地区的冬季太阳辐射在17 ka B.P.时比现在略高一点，但直到11 ka B.P.才达到其最大值，冰退作

41、用的高潮应在11 ka B.P.，显然它开始的时期要更早，可能是在14 ka B.P.。即使在11 ka B.P.达到最大值时太阳辐射所增加的热量也很有限（仅百分之几），因此需要找到冰退作用为什么会在这么小的一个推动力之前就已开始的解释。最引人注目的解释是：一旦响应太阳辐射极小的一点变化使冰退开始以后，有一种或几种正向的反馈机制促使变暖作用的增强，反馈过程的介入导致所谓非线性的因果链。已经提出各种各样的反馈过程，下面只考虑其中最重要的几种。由冰融化所引起的海平面上升，会托起搁浅在陆架上的海冰冰盖，使它们破碎，并随海流向外海移动。其中一个最重要的结果是，原先由搁浅海冰支撑着的位于陆地高处的冰开始

42、移动，内陆冰穹上大量的冰流快速移动可能会因此而开始，这种快速的移动或者说“汹涌” 的冰流应会把原先在内陆的冰运送到海边，随着内陆部分冰盖冰的流失，如前面提到过的，会使冰盖变薄。这也就是为什么陆地上冰碛记录与海洋的氧同位素记录不一致的原因。这种冰盖消退的过程通常被称为“下削”，这种机制最重要之点在于，冰退作用的增强不是靠太阳辐射热量的轻微增加而使冰融化，而只是靠崩裂的海冰随海流飘走之后海水的热量使冰融化。这一过程会导致海洋变冷，估计这一影响可以使北大西洋表层100m的海水以每年1的速率变凉。这一点实际上已由中纬度北大西洋的同位素记录所证实了。在那里，海水温度在大约139 ka B.P.达到最低，

43、这恰恰是在陆上冰盖的范围达到最大，高纬度太阳辐射最强的时候。这说明海洋的变冷是由冰山和融冰水流流入的结果。这种机制已经受到重视，陆地边缘处冰盖的消冰作用不光是影响海洋，也影响冰前的融水湖泊，冰的加速消失，使冰前的湖泊流入大量的暗色水流，使浮冰能更快地融化，这一过程也与前面所说的海上发生的情况一样，使冰的前缘融化加速。另一个反馈的机制是水汽的减少。早期的融冰水使大量淡水汉进北大西洋，如果这些淡水在咸水之上形成一个淡水水层，至少会出现两个结果：首先，由于淡水在0就冰结（海水的冻结温度是-1.9），使海冰的范围扩大，这样就减少了支持冰盖的水汽的来源；第二，由于表层的淡水不一定很快与下面的咸水混合，它

44、将储存大部分冬季吸收的热量，使得下面的水比正常情况下要凉，这也进一步限制了秋冬季节的蒸发。冰盖上的冰融化得愈多，剩下的冰盖能得到的水汽就愈少，促使冰盖迅速瓦解。也有人考虑了冰盖以下地壳的均衡反弹作用的影响（Peltier,1987）。在冰融化的初期，主要是冰盖的变薄，这样对冰下地壳的压力也减少了，因为地幔是粘滞性的，对这种重量的减轻响应比较缓慢，均衡反弹作用要滞后，使冰盖的表面没有回复到原先较高也较冷的位置，由于冰层表面所处的高度变低，冰的融化也会加速。如果继续融化只是使冰层减薄，冰面就会愈来愈低，冰盖的顶面也愈来愈处在更暖的位置上。这一过程也加速了冰盖的融化。促进冰消过程的最重要的一种潜在的

45、反馈机制也包括大气，特别是大气中温室气体的浓度。前面所提到的冰芯记录表明，在冰期时甲烷和CO2含量是降低的，无论温室气体的浓度变化是如何控制冰期、间冰期的变化的，消冰作用的初期显然与这些气体浓度的增加有联系，这将产生除了米兰科维奇理论所提供的解释之外造成变暖的原因，使变暖过程加剧。特别有意思的是某些反馈机制与南半球的冰退作用的方式有联系。由于南半球高纬度地区有大面积的海洋，海水有很高的热容量（热惯性），因而在南半球，米兰科维奇机制的影响一定更小，因此可以想象，北半球冰盖减小以及由此引起的反照率的变化会简单地使全球大气变暖，因而引起全球范围的冰退。不过，气候模拟（Manabe & Broccol

46、i，1985）表明，冰面的减少导致热量的净增量是很少的。由于热量的增加太少，不足以造成在大气圈内产生南北球之间的热量输送而使南半球发生冰退作用。其解释是：冰面的反照率高确实减少了太阳辐射的热量输入，但当地表较冷时，陆地上的长波辐射的放热也相应地减少了，使净的辐射量变化要比预期的小得多，因此论证时必须把传输冰消作用到南半球的反馈机制包括在内，这很可能就是大气中的温室气体含量变化、洋流的热传递或者是由于北半球冰盖的消失所引起的海平面上升降低了南极周围陆源冰盖的稳定性等原因。这些问题仍有待解决。 （二）冰退时期大陆环境记录 1、冰川侵蚀地貌由冰川的侵蚀作用所塑的地形称为冰蚀地形。最为明显的冰蚀地形有

47、角峰、刃脊、冰斗、冰窖、冰川槽谷和悬谷。（1）、冰斗（2）、刃脊、角峰（3）、冰川槽谷2、 冰碛物及冰川堆积地貌（1）.冰碛物基本特征由于冰川融化而使冰川携带的碎屑物质堆积下来，形成冰碛物，冰碛物基本特征如下： 冰碛物的粒度成分：冰碛物往往是巨砾、角砾、砾石、砂、粉砂和粘土的混合堆积。粒度相差十分悬殊，明显地缺乏分选性。冰碛物的岩性：冰碛物的岩性成分严格地受冰川起源区和流动区基岩岩性的控制。因此，研究冰碛物特别是冰碛砾石的成分及其百分含量，对研究冰川运动方向，确定冰川中芯甚至划分冰碛物地层，都具有重要意义。 冰碛层的结构：冰碛物不具层理。但在冰碛物中可夹有由砾石、砂或粘土所组成的透镜体。这主要是由于冰下湖、冰面湖及冰内流水沉积的结果。 冰碛砾石的磨圆度：冰碛物中的砾石总的来说，没有经过磨圆，大多数是棱角状的。但是，冰碛物在搬运过程中由于与基岩摩擦或两块相邻砾