中更新世08ma气候转型

1、中更新世气候特点

中更新世气候的总体特征是两冷夹一暖，并且冷暖和干湿波动的幅度大，波动周期也从早更新世晚期的约 40ka 的主周期转变为 100ka 的主周期。在冰期，冰川的规模较早更新世大，但在间冰期，气候较早更新世的间冰期温暖。该时期气候旋回对比见表 11-8。

图 11-14 中国早更新世晚期气候略图(据曹伯勋，1988)

表 11-8 中更新世气候旋回对比表

中国的中更新世早期(0. 78 ～0. 60Ma B. P. )气候寒冷而干燥，山地冰川发育，冬季风活动强烈。青藏高原和西北山地出现第四纪以来规模最大的冰川活动，青藏高原也成为地球上第三个冰冻圈，当时青藏高原的冰川规模较现今大 14 倍，曾有人认为发育 “大冰盖”，这次冰期在青藏高原称为倒数第三次冰期。黄土高原黄土继续堆积(离石黄土上部)。

到了中更新世中期(0. 60～0. 30MaB. P. )气候变得温暖湿润(间冰期)，是第四纪一个非常温暖的时期，我国当时的气候温暖湿润(图 11-15)。在青藏高原，发育红粘土风化壳和湖相沉积，冰川规模明显变小，并生长栎、木兰等温暖带、亚热带植物，据植被推算当时的年均气温比现今高 5 ～7℃。华北地区气候温暖湿润，较现今高 5～7℃，生活有著名的周口店动物群(0. 78 ～0. 24Ma B. P. )，其中含有南方成员。据对周口店猿人洞沉积物的研究，这个时期还存在三次冰阶和间冰阶的波动。在黄土高原，成壤作用显著，形成非常具有特色的 “红三条”(S5由三层棕红色的古土壤层构成)，它们属暖温带落叶阔叶森林土壤，推算当时的年均气温高于现今约 4℃，降雨量多 350mm。华南地区广泛发育网纹红土，广布有大熊猫-剑齿象动物群，并且有些成员扩散到华北地区。

中更新世晚期(0. 30 ～0. 13Ma B. P. )又进入冰期的气候环境。尽管这时的青藏高原平均海拔已达 3000m，气候更加寒冷，但由于喜马拉雅山对印度洋暖湿气流的阻挡作用，使青藏高原的降水减少，冰川规模不及中更新世早期。在东部山地可能有冰川活动(庐山冰期)，浙江天目山的年均气温较现今低 10℃。在北京附近的平原区，出现冰水、黄土、砂砾层沉积，其孢粉组合反映出寒冷的荒漠植被景观。

图 11-15 中国中更新世中期气候略图(据曹伯勋等，1995)

2、中更新世的介绍

中更新世(Middle Pleistocene)是第四纪冰川1更新世2中间的一个时期，由1932年国际第四纪会议确定。起讫时间尚无定论。中更新世是全球气候和环境变化的一个重要时期，气候周期转型，全球冰量增加，海平面下降，哺乳动物迁徙或灭绝。

3、中更新世大湖泊发育阶段

在早更新世的末期到中更新世的初期，影响整个青藏高原的昆黄运动不仅使一些早更新世的盆地泄水干涸，如循化盆地、羌塘古湖，而且同时在高原内部形成新一轮的湖泊，如若尔盖盆地，以及谷地系统的形成（施雅风等，1998b）。在这个时期，黄河源区受布青山山前断裂和野牛沟断裂的影响，谷地下陷，积水形成中更新世的湖泊。

在现今源区的黄河河谷中，中更新世地层露头很少，被全新世沉积物所覆盖，基本上要靠钻孔来揭露，目前在该区已打了多个钻孔（图2-29）。分析这些钻孔资料发现，即使在已打穿第四纪沉积物的钻孔中，其地层的时代也是中更新世以来，未发现早更新世地层。河谷区的中更新世地层的岩性以一套湖相的粘土和粉细砂层为主，在这套地层的底部为角砾石层，显然是湖泊形成初期的产物，然后湖泊扩大，水体加深；在顶部又出现了砾石层，说明湖泊发生了收缩。

中更新世的湖泊与早更新世的湖泊有所不同，主要表现在：湖泊中心向南迁移，原来沿布青山南麓发育的早更新世湖泊消失，向南迁移到两湖-黄河河谷地区（图5-3）。这也说明控制中更新世湖泊发育的主要断裂不是布青山山前断裂，而是野牛沟断裂；其次是在规模上明显较早更新世的湖泊大，我们在阿涌哇玛错发现了海拔4312m的湖蚀台地，在鄂陵湖西岸的措日尕泽（牛头碑附近）一带，还发现了该时期的湖相层（海拔4353m），高出现今鄂陵湖湖面约80m（图2-9），若考虑湖面与湖底之间的水体，当时的湖面高度可能达到现今约4350m的等高线位置，以此推算的话，当时的湖泊向东可能扩展到斗格涌，向南达野马滩（图5-4），向西抵星宿海，面积比现今大数倍，甚至更多。这可能是黄河源区第四纪湖泊面积最大的时期，发生在中更新世中期的大间冰期。

图5-3 黄河源区上新统、下更新统和中更新统德湖相沉积物分布范围

Fig.5-3 Distribution of the Pliocene，Lower Pleistocene and Middle Pleistocene lacustrine sediments in the source area of the Yellow River

图5-4 黑河谷地横剖面图

Fig.5-4 The valley section of the Hei River

在前面的ZK9孔气候分析中，已谈到黄河源区中更新世中期大间冰期的气候相对比较温暖，沉积物中的碳酸钙含量较低，降雨量较高，表明水体的盐度低，当时湖泊的水位是比较高的。在沉积速率方面，ZK9孔在0.55～0.20Ma BP期间，沉积速率不高（图5-5），而且沉积物的粒度较细，显示了比较稳定的构造环境。这个时期的柴达木盆地的水体淡化，湖泊扩展（陈克造等，1981）；青藏高原的东北部在0.50～0.24Ma BP期间，除在内部的有走滑运动外，构造隆升活动较弱（于庆文等，2001）。新疆的吐鲁番盆地（程捷，2003）、东部的郯庐断裂带（Cheng et al.，1996），在中更新世的中期曾发生过夷平作用。青藏高原内部及其周边地区的研究表明，在昆黄运动之后，青藏高原的构造运动相对比较稳定，这对湖泊的扩展是有利的。所以在这个时期，黄河源区的湖泊范围比较大。

在中更新世的末期，即倒数第二次冰期，黄河源区的湖泊明显收缩，在ZK9钻中沉积物由细粒相的泥质沉积变为含泥质的角砾石沉积，显然水体变浅了，但湖泊没有消亡，后来的晚更新世的湖泊是在此基础上发展的。

4、中更新世

在早更新世晚期至中更新世初期，发生了全球性范围的降温事件（Zubakov et al.，1990；Jansen et al.，1991；刘东生等，1997，2000；Lambeck et al.，2002；郭正堂等，2002；Ding et al.，2002；Menzies，2002），青藏高原也发生了快速隆升（孙鸿烈等，1998），并进入冰冻圈环境（施雅风等，1996），气候变得更为寒冷，冰川也显著地发育（Fort，1996；施雅风等，2000），东亚季风的形式也发生了显著变化（An et al.，2000，2001）。作为青藏高原一部分的黄河源区，气候也发生了明显的变化。在这个时期不仅气候有一次明显的降温，冰川活动波及该区（周尚哲，1995；郑本兴等，1996；苏珍等，1996；施雅风等，2000），形成宽大的冰蚀谷（海拔4800～5000m），而且湖泊的发育也发生了变化。

根据ZK9孔和古冰川遗迹的研究，黄河源区中更新世的气候可以划分为3个阶段，即早、中、晚3个时期。这3个阶段的气候存在较明显的差别，并构成冷-暖-冷的气候旋回，即冰期-间冰期-冰期的变化（图5-1），与青藏高原、黄土高原和国外的中更新世气候变化特点一致（表5-1），这也表明黄河源区的气候变化对全球气候变化具有积极响应。

在中更新世的早期（对应于深海沉积物氧同位素的第17～16阶段），也是钻孔地点成为湖泊的初期，由暖-冷构成一个小的气候旋回，所以又可以划分出两个亚阶段。第一个亚阶段（第17阶段），黄河源区的气候比较温暖湿润，为间冰阶气候，所以这个时期沉积物中的碳酸钙含量低（6.30%），有机碳含量较高，δ13Corg值偏负，Fe3+/Fe2+值高，各种氧化物的比值也偏高。在第二个亚阶段中，即第16阶段，在黄河源区发生了非常显著的降温事件，但这个时期的降雨量较高，所以冷而不显得干燥，为湿冷的气候。由于降雨量较高，而气温又低，大量的降水被冻结在冰川中，形成大规模的冰川，因此这个时期的冰蚀地形较发育，冰蚀谷非常的宽，冰碛物分布的面积广（周尚哲，1995；郑本兴等，1996）。同时造成湖泊水位的明显下降，在没有冰川覆盖的湖区形成沼泽地，从而造成沉积物中的有机碳含量增高。

表5-1 黄河源区第四纪气候演变及其对比表　Table5-1 Climate changes ring the Quaternary in the source area of the Yellow River and their correlation with those of other regions

注：部分资料参考了Bowen et al.（1986）、Zubakov et al.（1990）、Dawson（1992）、周尚哲（1995）、施雅风等（2000）、Menzies（2002）、Ding et al.（2002）。

在中更新世的中期（对应于深海沉积物氧同位素的第15阶段到第9阶段），是一个比较温暖湿润的气候期，并且从早期到晚期有逐渐升温的趋势，在第9阶段达到最为温暖湿润的气候。这个阶段在黄土高原也是一个非常温暖湿润的时期（刘嘉麒等，2001；郭正堂等，2002），是中更新世的“大间冰期”（施雅风等，2000）。这个时期气候不仅温暖湿润，而且比中更新世早期和晚期的气候都稳定，没有剧烈的波动。在图4-9中，除从第10阶段过渡到第9阶段波动较大外，其他各时期的各种气候代用指标的曲线都比较平稳。这种平稳至少可以说明3个问题：一是这个时期气候的稳定性；二是湖泊环境的稳定性；三是构造运动的稳定性。根据碳酸钙的含量来看，与第17阶段相比，这个阶段湖泊的盐度略有升高，但幅度很小，这可能是由于蒸发量增加所致。但是这个时期的湖泊水位一直保持在较高的状态，而且波动不大，这可从该时期的沉积物特点得到证实。

在中更新世的晚期（对应于深海沉积物氧同位素的第8阶段到第6阶段），气候波动的幅度明显加大，而且向干冷气候转化。在第8阶段，沉积物中出现了角砾石层，各种氧化物的比值降低，δ13Corg值偏正，FeO的含量明显升高，所以在该阶段存在降温事件，但不及第16阶段的降温幅度大。这时的湖泊水位下降，所以出现了角砾石沉积。在第7阶段，气候又有了回升，但回升的幅度不大，而且波动明显加大，至少存在两次比较明显的降温事件，显示出气候的不稳定性特点，这与黄土堆积（Kukla et al.，1989；Ding et al.，2002）、湖相沉积（王苏民等，1995；施雅风等，1998）、深海沉积物（Raymo et al.，1989）和冰心（Petit et al.，1999）的记录非常相似。看来第7阶段的气候不稳定性具有全球性。就气温而言，黄河源区在这个时期不高，只是在倒数第二次冰期中存在一次气温的回升，相当间冰阶，但比较湿润，降雨量较高，湖泊的水位上升，可能造成沉积物中的有机碳含量降低，δ13Corg值偏负可能受到湖水淡化的影响。

图5-1 黄河源区第四纪气候和环境演变图

Fig.5-1 Climatic changes and environmental evolution ring the Quaternary in the source area of the Yellow River

在中更新世的末期，即第6阶段，相当倒数第二次冰期的晚期，气候变得干冷，并且从早期到晚期气温是逐渐下降的。依据ZK9孔，这个时期的有机碳含量还是较低，δ13Corg值略为偏正，碳酸钙的含量明显高于第7阶段，达15%，也是该钻孔仅次于第2、1阶段的时期，Al2O3/CaCO3比值低，显示了干燥少雨的气候特征。在岩性上，该阶段为含泥质的角砾石层，显然较湖泊沉积物粗，沉积层理不发育，而缺少湖泊沉积的特征。这些都表明，当时该区的湖泊水位发生了明显下降，沉积环境发生了变迁。冰川地质研究表明，在黄河源区这个时期称为野马滩冰期（周尚哲，1995）或尕拉拉冰期（郑本兴等，1996），并形成了冰蚀谷、冰蚀台地和冰碛物，冰川活动影响到两湖以南的野马滩地区（海拔4200～4300m）。在若尔盖盆地，这个时期气候干冷（王苏民等，1995），年均气温比现今低约5～6K，年降雨量为现今的60%（沈才明等，1996b）。若根据冰楔假型推测，当时青藏高原的东北地区年均气温比现今低10K（潘保田等，1997）。在这个时期，黄土高原的黄土层磁化率低（An et al.，2000），南极的冰量扩展（Petit et al.，1999），深海沉积物的δ18O显著偏正，仅次于第16阶段（Raymo et al.，1989），北美的劳伦泰冰盖（Laurentian Ice Sheet）和北欧的斯堪的纳维亚冰盖（Scandinavian Ice Sheet）都有明显的扩展（Riser，2002），这些都记录了这次降温事件。所以黄河源区这个时期的气候特征是可以与其他地区对比的。

5、中更新世转型

[编辑本段]更新世定义
更新世亦称洪积世，开始于1806000年（±5000年）前，结束于11550年前，是构成地球历史的第四纪冰川的两个世中较长的第一个世。在此期间发生了一系列冰川期和间冰川期气候回旋。地层中所含生物化石，绝大部分属于现有种类。更新世中期是全球气候和环境变化的一个重要时期，当时气候周期转型，全球冰量增加，海平面下降，哺乳动物迁徙或灭绝。
更新世占第四纪的大部分，即占第四纪约200万年中除去最后1万年（全新世）外的所有部分。正是处于大冰河时期。即把从冰河期开始到终了算为更新世，但实际上确定其界限是有许多困难的。在生物界最显著和重要的事件是包括人类在内的哺乳动物的繁盛。很早以来，人们就认为人类出现在这个更新世之初，旧石器时代也大体上在此世终了时结束。因为反复经历了六次冰期和五次间冰期，所以寒纪和暖纪的生物群的消长甚为明显，而现在的生物地理区的起源也被认为始于这个时代。当时生物界的大部分与现生的无大差别，但到更新世末，哺乳类中的长鼻类、贫齿类和其他大形兽类已显著地趋于绝灭。
[编辑本段]更新世年代
1932年国际第四纪会议确定将更新世划分为早、中、晚3期。其地层称更新统，下限迄今尚无一致意见。1948年国际地质学大会建议以意大利维拉弗朗层（villafronchian）作为更新统与上新统的分界。中国以泥河湾层为更新统底界。经绝对年龄测定，维拉弗朗层的年龄为160～180万年。1977年国际第四纪联合会（INQUA）又建议以意大利弗利卡（Vrica）剖面为更新统下限，其绝对年龄为250万年左右，相当于中国第四纪黄土开始堆积的年代。此外，也有参照古地磁的高斯正极性世和吉尔伯特倒转极性世的分界，将更新统下限年代定为距今330～350万年的方案。
[编辑本段]更新世气候
更新世是地球上气候发生剧烈变化的时代。北半球的高、中纬度地区以及低纬度地区的一些高山，在这时期出现过大规模的冰川活动。冰川的前进和退缩，形成了寒冷的冰期和温暖的间冰期的多次交替，并导致海平面的大幅度升降、气候带的转移和动、植物的迁徙或绝灭。这些事件对早期人类文化的发展产生过巨大的影响。因此，许多学者主张采用冰期序列作为更新世分期的主要标准。
欧洲的冰川研究基础较好，19世纪已在欧洲形成多冰期的概念。1877年英国学者盖克（G.Geikie）在东英吉利（East Anglia）发现四次冰川作用。1909年德国地貌学家彭克（A.Penck）和布吕克纳（E.Brunckner）根据阿尔卑斯山北坡冰碛地层和相应的阶地地貌，建立了以多瑙河的支流命名，在阿尔卑斯山建立了由老到新的贡兹（Günz）、民德（Mindel）、里斯（Riss）、武木（Würm）等4个冰期。1930年埃伯尔（B.Eberl）又发现了贡兹冰期之前的冰川作用遗迹，划为多瑙冰期（Donau），并将各个冰期划分成若干亚期。第四纪的四次冰期说，被广泛接受，北美相应有内布拉斯加(Nebraska)、堪萨斯(Kansas)、伊利诺(Illinios)和威斯康辛(Wisconsin)等4个冰期；苏联欧洲部分也划分了敖德萨、白俄罗斯、中俄罗斯、瓦尔代等4个冰期。中国第四纪冰川研究由著名地质学家李四光开创，并以庐山冰川研究为基础，于1934年划分了鄱阳、大姑、庐山、大理等4个冰期。
▲西太平洋气候变化
来自西太平洋“暖池”的关于“更新世”气候变化的第一个高分辨率记录，为该地区的气候变化提供了重要信息，它对于我们了解地球的气候是怎样进入持续了80万年的冰期模式的将具有参考价值。该记录采用浮游生物有孔虫类体内的Mg/Ca比例作为过去175万年间海洋表面温度的一种代理指标。新的研究结果显示，该地区有一个持续很长时间的稳定期，这与大气中CO2浓度逐渐减少是冰川融化的诱因的观点是不一致的。相反，通过区域环流的变化实现的太平洋表面温度的重新分布有可能影响全球气候。这个结论支持了科学家对热带地区对未来气候变化响应的担忧。
[编辑本段]更新世冰川
更新世是冰川作用活跃的时期，1846年福布斯（E.Forbes）又把更新世称为冰川世（Glacial Epoch）。在更新世几次冰期的最高峰，全球陆地面积的30%以上都有冰川覆盖着。现在，被冰川覆盖的只有10%，而且大部分都在较高的纬度上。间冰川期的情况有大致一样。
1934年，中国地质学家李四光建立了可以和阿尔卑斯冰期对比的中国东部冰期序列,依次为鄱阳、大姑、庐山、大理等4个冰期，每两个冰期之间同样为间冰期。
此时，欧洲发生过五大冰期：依次由老到新的多瑙（Donau）、贡兹（Günz）、民德（Mindel）、里斯（Riss）、武木（Würm）等5个冰期。
北美相应有内布拉斯加(Nebraska)、堪萨斯(Kansas)、伊利诺(Illinios)和威斯康辛(Wisconsin)等4个冰期；苏联欧洲部分则分为敖德萨、白俄罗斯、中俄罗斯、瓦尔代等4个冰期。
[编辑本段]更新世物种
这一时期绝大多数动、植物属种与现代相似。显著特征为气候变冷、有冰期与间冰期的明显交替。人类也在这一时期出现。
更新世的植物
更新世的植物开始同现代的植物相似，被子植物特别是落叶的种类在温和的和较冷的区域中迅速繁殖。热带森林缩小，草原在酷寒的北方高纬度地区发展，繁殖出现地衣、苔藓、侏儒菅茅以及小型柳树和桦木等适应酷寒的植物群落。
更新世的动物

▲陆栖动物
寒冷的冰川气候迫使北半球的蜥蜴、蛇类和滑体两栖动物向南迁徙，并发展出多种有皮毛、更能适应寒冷气候的大型哺乳动物，其中包括新的猛犸象、巨型犀等。而新的人种也在今天的非洲、欧洲和亚洲出现，并开始影响大型动物的多样性。
那时，猛犸、骆驼、马、巨型河狸、狼和短面熊等适应寒冷气候的动物，在整个冰期都生活在亚洲、欧洲和美洲大陆。 更新世晚期，距今约2万年前，现代人类经白令海峡进入美洲。最新理论认为，人类带到美洲大陆的疾病导致猛犸等大型哺乳动物灭亡，而人类猎手也可能使这一过程加速。
在整个更新世，化石亚种大熊猫分布相当广泛，几乎遍布中国东部和南部，北至北京周口店，南至台湾岛及缅甸、越南、泰国北部。当时的大熊猫与剑齿虎、剑齿象以及北京猿人、南方猿人一起生活，构成典型的更新世大熊猫——剑齿象动物化石群。就在更新世中晚期，秦岭及其以南山脉出现大面积冰川等自然环境的剧烈变化，特别是在距今约1万8千年前的第四纪冰期之后，大熊猫——剑齿象动物群衰落，大部分动物灭绝，仅留下无数化石表明它们曾经存在。北方的大熊猫绝迹，南方的大熊猫分布区也骤然缩小，进入历史的衰退期。
▲海洋动物
更新世时，由于海平面下降，珊瑚和其它造礁动物都受到影响，并且由于全球的气温较低，寒带水鸟和海洋哺乳动物的分布范围比现在要大得多。如今这类动物仅见于极地水域。
人类
据生命演化的历史，第四纪是人类经历了早期猿人、晚期猿人、早期智人、晚期智人阶段，进入迅速发展的时代。在更新世晚期，大约2万年前现代人类通过白令海峡进入美洲。
更新世的几个人属种类中，智人适应能力最高，也是进化最成功的一种。它们可能已经具有了比较复杂的语言和文化。现代人类所属的人种就是智人。
[编辑本段]更新世与旧石器
地球历史上的更新世和考古学上的旧石器时代相当。根据动物群的性质、堆积物的特点和其他环境变化的因素，可以把更新世再划分为早、中、晚3期。一些学者将早更新世的起迄，定在距今300万至100万年，相当于旧石器时代早期的最早阶段;中更新世定在距今100万至10万年，相当于旧石器时代早期的中、后阶段；晚更新世定在距今10万至1万年，包括了旧石器时代的中期和晚期，在中国又以距今4万年作为晚期的起点。另外一些学者则提出，更新世大约从距今240万年开始;早、中更新世的界限为距今约73万年;中、晚更新世的界限为距今约12.8万年或晚一些。

6、晚更新世气候特点

晚更新世的气候由一个间冰期和冰期构成。早期为间冰期，时间为 130～75kaB. P. ，也称末次间冰期，在阿尔卑斯山地区称里斯-雨木间冰期; 在北欧叫埃姆间冰期; 在北美为桑加蒙间冰期; 在中国的东部称为庐山-大理间冰期。这个时期的气候特点是温暖湿润，海平面上升。晚期为冰期，时间为 75～10kaB. P. ，也称末次冰期，在阿尔卑斯山地区称雨木冰期; 在北欧叫魏克塞尔冰期; 在北美称威斯康星冰期; 在中国的东部称为大理冰期，或太白冰期; 在青藏高原称绒布寺冰期或珠穆朗玛冰期。这个时期气候极为寒冷，是第四纪时期最为寒冷的时期，山岳冰川发育，两极冰盖扩展，大量陆地被冰川覆盖，海平面急剧下降，动植物向低海拔或低纬度迁移，环境恶劣。

1. 末次间冰期

在经历了中更新世晚期的冰期气候之后，大约从 140 ～130ka B. P. 气候开始转暖，进入一个相对温暖湿润的气候期，当时全球平均年气温比现今高 2～3℃，相当深海沉积物氧同位素的第 5 阶段(MIS5)(图 11-16)。根据深海沉积物氧同位素的记录，这个时期由三个温暖阶段(MIS5a、c、e)和两个相对寒冷阶段(MIS5b、d)构成次一级的气候波动(图 11-20)。我国的黄土高原，在较强的夏季风作用下，气候温暖湿润，年均气温较现今高 3～4℃，降水多 300 ～400mm，达到了华北地区中南部的降水量，并出现了落叶阔叶森林植被。在温暖气候的影响下，形成第一层古土壤层(S1)。对 S1研究表明，黄土高原的末次间冰期气候也不稳定，存在次一级波动，其波动特点完全可以与深海沉积物氧同位素对比。对青藏高原西部古里雅冰心研究表明，MIS5a、c、e 三个暖峰的年均气温分别为 3℃、0. 9℃和 5℃。

在新疆和青藏高原，一些内陆湖泊出现高湖面，如艾丁湖、巴里坤湖、鄂陵湖、扎陵湖、青海湖、纳木错等，并且一些湖泊明显淡化，在青藏高原出现大湖期，说明这个时期降雨增加。夏季风向北推进到毛乌素沙漠。这个时期的沙漠-黄土的南界向北退缩了 225km，其北界向西北移动 200km。在中国的东部地区，发生小规模的海侵(白洋淀海侵、沧州海侵)。所以这个时期我国普遍处在温暖、湿润、落叶阔叶森林发育的环境中。

图 11-16 末次间冰期海陆气候对比(据安芷生等，1990，有修改)

2. 末次冰期

末次冰期是第四纪距今最近的一个持续时间比较长的冰期，历时约 6. 5 万年(75 ～10ka B. P. )，相当深海沉积物氧同位素的第 4、3、2 阶段。这个时期的气候非常寒冷，世界各地的高山地区冰川发育，海平面下降，在我国的黄土高原形成马兰黄土(L1)。这个时期气候不仅寒冷，而且存在剧烈的波动，形成多个次一级的气候旋回或气候期(表 11-9)。根据气候特点，末次冰期大体上可以划分为三个阶段，即早期的寒冷气候(MIS4)、中期的温暖气候(MIS3)和晚期的寒冷气候(MIS2)。

表 11-9 末次冰期气候期划分及其对比

在末次冰期，世界各地气温普遍下降，降水减少。据世界各地的资料，陆地上的降温幅度达 8 ～12℃，海水表面的降温幅度为 2 ～5℃。但在不同地区以及根据不同资料推算出来的降温值也不一样，在欧洲阿尔卑斯山地区和北美科罗拉多山地区，根据雪线推算出盛冰期(LGM)的温度大约降低 5℃; 在英格兰东部、北美中部和德国中部，根据古冻土苔原遗迹推算出盛冰期的降温为 9 ～10℃; 依据深海沉积物中有孔虫壳体的氧同位素推算出表层海水在冰盛期降温2. 3℃(平均); 在北大西洋和北太平洋，表层海水降温 8～10℃ ，而在某些海域降温甚至达到18℃ 。而且不同季节(夏季和冬季)降温的情况也不同，如我国南沙海域，在盛冰期表层海水温度与全新世相比，在夏季和冬季分别下降 0. 9 ～1. 8℃和 3. 3 ～7. 3℃，两者温差达 6℃。

在末次冰期，我国的气温大幅度下降(表 11-10)，如青藏高原西部从 MIS5a 到 MIS4 气温下降了12℃，气候带南移(图 11-17)。不仅气温下降，而且降水普遍减少，这与北非的情况恰好相反，北非在末次冰期降雨增多(雨期)，这主要是受赤道西风带的影响，而我国由于青藏高原而改变了降雨格局。在这个时期，全国出现两个降雨量剧烈减少中心，一是华北、东北两大平原以及冀北、辽西山地，降雨量不及现今的 30%，这是由于夏季风不能到达，又处在西风带最东部; 二是青藏高原，主体部分降雨量不及现代的 30% 甚至低于 20%。但也有两个相对降水丰富的中心，一是在长江-南岭之间，降水量可达现代的 80%～90%，这是因为这个地区处在多峰面活动地区; 二是在新疆的北部和西部，也可达现代的 80%，这是因为这个地区的西风气流活动频繁。

图 11-17 中国末次冰期气候略图(据曹伯勋，1988)

表 11-10 我国不同地区在末次冰期的降温值

在 45 ～25kaB. P. 期间，是末次冰期一个比较温暖的时期，对应于深海沉积物氧同位素的MIS3，其温暖湿润的程度达到了间冰期气候。在青藏高原，西南部的气温比现今高 3～4℃ ，草原/森林界线向北推移 400km，湖面比现今大 0. 5 ～8. 0 倍，降水量比现代增加 40% ～100%。青海湖湖区年降水量增加 79%，扎布取-拉果错和甜水海年降水量分别是现代的 3 倍和 5 倍，察尔汗盐湖比现今大 3 ～7 倍。在内蒙古地区，气温较现代高 2 ～3℃，巴丹吉林沙漠年降水量是现今的 2 ～7 倍。在我国的热带地区，也普遍升温且降水增多，东部热带地区，以湿热气候为特征，年均气温比现今高 1～2℃ 或 2～2. 5℃，年降水量比现今多 700mm 或 400～500mm;而西部热带地区以凉湿为主，年均气温与现今相似或约低 1. 5℃，年降水量比现今多 700mm。

在 25 ～15ka B. P. 期间，也称盛冰期，是末次冰期最为寒冷的时期，气温低、降水少，海平面低(最低比现在低 155m)。在该时期，我国的气候从北到南大体上可划分为寒带冰缘气候带、亚寒带气候带、寒温带气候带、暖温带气候带(图 11-17)。寒带冰缘气候带主要包括东北地区(含内蒙古东北部)和青藏高原，发育大片的多年冻土和冻土地貌，年均气温比现今低 6℃以上。亚寒带气候带主要包括新疆和河西走廊，发育不连续岛状冻土，暗针叶林下降到河谷区，年均气温比现今低 5 ～6℃。寒温带气候带包括北纬 40°到长江河谷以北地区，发育零星的冻土地貌，降温达 6℃以上。暖温带气候带主要包括长江河谷南北地带，受北方寒冷气候影响比较大，常绿叶林曾一度消失，年均气温比现今低约 5℃，黄土的南界曾达到这一地区的杭州-南昌-长沙一线。

在晚冰期，是一个气温逐渐回升的时期，向冰后期(全新世)过渡，冰川消融，但在该期间，气温也是在波动过程中逐渐升高的。根据多方面的资料，这个时期又可划分出不同的气候期来，其划分方案如下:

最老(早)仙女木期(Oldest Dryas): 13 ～12. 75ka B. P. ，寒冷气候

博令间冰阶(Blling): 12. 75a ～12. 35ka B. P. ，温暖气候

较老(中)仙女木期(Older Dryas): 12. 35 ～12. 15ka B. P. ，寒冷气候

阿勒罗德间冰阶(Allerd): 12. 15 ～11. 35ka B. P. ，温暖气候

新(晚)仙女木期(Younger Dryas): 11. 35 ～10. 25ka B. P. ，寒冷气候

7、更新世古季风与气候变化

从岩石地层及磁性地层角度看，曹村剖面与黄土高原洛川、西峰、宝鸡及段家坡等典型剖面（Liu X M et al.，1988；安芷生等，1989；丁仲礼等，1989；郑洪波等，1992；岳乐平等，1996）具有良好的对比性，说明了中国黄土分布在时间和空间上的一致性（图6-3）。对三门峡地区黄土地层学研究（肖华国等，1997；赵志中等，2000），并结合郑州邙山末次冰期高分辨率风成黄土地层古季风与古环境演变记录（吴锡浩等，1999；蒋复初等，1998），能有效地恢复黄土高原东南部及邻区近3.0Ma以来的古季风变化过程。

图6-3 三门峡地区黄土-古土壤序列与黄土高原内部剖面的比较

1—古土壤；2—红黄土；3—古地磁正极性事件；4—古地磁负极性事件

在只考虑组合的古土壤单元层情况下，曹村黄土剖面包含了32个代表间冰期的古土壤单元层和33个代表冰期的黄土单元层，这说明三门峡地区自2.6Ma（BP）以来至少经历了33次大的气候冷暖交替。由表6-1可见，最近1Ma以来持续时间在40 ka以上的黄土堆积时间至少有7次，2.6Ma（BP）以来至少有13次，分别为 L2（48.2ka）、L3（56.5ka）、L4（48.1ka）、L5（70.3ka）、L6（69.0ka）、L7（66.5ka）、L9（123.3ka）、L13（82.5ka）、L15（71.0ka）、L22（56.7ka）、L27（123.7ka）、L30（40.6ka）、L32（44.8ka），与洛川剖面情况相似（安芷生等，1989），这些不规则出现的气候事件似具有一定的周期性（表6-2）。依据一定时间段黄土沉积厚度计算出曹村黄土沉积速率，沉积速率在3～9cm/ka之间，在1Ma（BP）出现由较小突变为较大，在0.80～0.90Ma（BP）出现最大值（图6-4）。曹村剖面所反映的从温湿气候向严酷大陆性气候转变的主要时间依次为约2.6Ma（BP）（红粘土/黄土）、1.37Ma（BP）（L15/S15界线）、0.94Ma（BP）（L9/S9界线）、0.48Ma（BP）（L5/S5界线）。

表6-1 曹村黄土-古土壤序列各单元层持续时间及与深海氧同位素阶段对比

表6-2 曹村黄土-古土壤序列各单元层平均分辨率及沉积速率和深海氧同位素阶段对比

续表

图6-4 曹村黄土沉积速率变化及趋势分析图

曹村剖面所反映的古季风特征与深海氧同位素有较好的可比性，我们将倒数第二次冰期以来曹村剖面的季风记录指标曲线与300ka（BP）来的深海氧同位素曲线（Martinson D G et al.，1987）进行了对比（图6-5），氧同位素阶段5（a-e）、6、7、8和夏季风代用指标的磁化率及冬季风代用指标的＞30μm粒度组分有较好的对应，且总体上显示了大陆记录滞后于大洋记录（图6-6）。

图6-5 300ka（BP）以来曹村剖面季风记录指标变化与深海氧同位素曲线（Martinson D G et al.，1987）对比

图6-6 曹村剖面S7-S1各季风记录指标变化与深海沉积对比