汕頭大學海洋地質與第四紀地質

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③ 南黃海QC₂孔的ESR年代學

業渝光刁光波和傑高鈞成

（地質礦產部海洋地質研究所）（中國計量科學研究院）

提要本文報道了南黃海QC₂孔33個ESR測年結果。它們和¹⁴C年齡、微體古生物地層學及磁性地層學的結果相一致，符合地質情況，建立了一個較完整的年代學序列。用海洋沉積物中石英Ge心信號可得到沉積物幾十萬年內的沉積年齡，石英E′心的天然光效應使沉積物的ESR測年陷入了困境，但通過調整測試條件（增大微波功率），在海洋沉積環境中，仍可以利用石英的E′心得到較老沉積物（大於50萬a）的較為可靠的ESR年齡。

關鍵詞南黃海QC₂孔年代學

1引言

ESR(Electron Spin Resonance）方法是近10年來發展的一種新的測年方法，它在第四紀地質學中的應用已越來越廣泛，具有極大的潛力。但是ESR方法畢竟是一門比較年輕的測年技術，由於其影響因素較多，有些機理目前還不十分明了，因此，影響了第四紀地質學家對它的使用。在這種情況下，ESR測年研究最簡捷的途徑是對一些有明確地質背景剖面進行系統的測試，同時採用多種獨立的測年方法或地層學方法與其對比。這樣，一方面可以從中發現問題，優選出合適的測試條件，設計新的實驗；另一方面也可以驗證ESR測年結果。在這些剖面測年結果的基礎上建立不同地質環境下的ESR測年模式，然後再把這些模式推廣到相同的地質環境中去，使ESR年齡更接近實際情況，解決更多的實際問題。

海洋沉積物岩相較為穩定，連續性好，富含生物化石，易於開展多種學科的交叉對比研究。1985年，海洋地質研究所在南黃海舊黃河—淮河三角洲東側，距江蘇連雲港碼頭約260km處（E122°16′，N34°18'）鑽探施工，獲取了QC₂孔的岩心。該孔平均水深49.05m，該孔深為108.83m，平均岩心採取率為90.4%，是目前我國陸架區最深且取心率較高的一孔井，特別適於第四紀海陸對比的研究。南黃海QC₂孔經過各學科多年的研究，地質背景比較清楚。

基於以上兩點考慮，我們在南黃海QC₂孔的岩心上系統地採取了近40個樣品，用沉積物中的石英進行了ESR測年的研究，取得了極大的進展。研究結果表明，這些樣品的ESR年齡和¹⁴C年齡，微體古生物地層學和磁性地層學對應得很好，符合地質情況，最老的ESR年齡可達190萬a，建立了一個較為完整的南黃海QC₂孔ESR年代學序列，受到了地質學家的歡迎和認可。QC₂孔的晚更新世ESR年代學已報道過，本文將繼續報道該孔其他樣品的測年結果及其可靠性，重點討論ESR測年的一些技術性問題。

2樣品及預處理

在QC₂孔岩心上系統取樣38個，其中Q₂-E-10,Q₂-E-11,Q₂-E-12,Q₂-E-17和Q₂-E-21號樣品由於粒徑太細無法篩取石英沒有進行ESR實驗。其餘樣品的預處理皆同文獻所述，樣品的名稱、層位和沉積環境見表1。

表1樣品的ESR年齡及有關參數Table1ESR ages and relevant parameters of samples

3實驗和結果

預處理後的樣品等分8份，每份250mg左右，用⁶⁰Co放射源以不同的劑量進行人工輻照，最大輻照劑量小於3500Gy，樣品中夾有丙氨酸/ESR劑量計，可以准確地得到人工輻照的劑量值。輻照後的樣品放置一星期以上，使不穩定的ESR信號衰減，在日本JEOL公司的JES—FEIXG ESR波譜儀上測試。測試條件是：室溫，X波段，微波功率2mW，調制幅度0.08mT，磁場掃描范圍334±5mT。樣品的典型ESR波譜圖見圖1，用激光熒光法，比色分光光度法和原子吸收技術分別測定了樣品中的U、Th和K₂O的含量。因石英大部分表層已被HF剝蝕，故忽略了a輻射的貢獻。樣品是在鑽孔施工7a後採取的，沒有測試其含水量。AD值的求取同文獻，採用線性擬合方法，先取線性相關系數高，擬合數據點多而擬合值最小的作為AD值。樣品的有關參數見表1，由Ge心和E′心求取的AD值和年齡也分別列入表1。ESR年齡的誤差估算為15%～20%，主要誤差來自對AD值的估算。

圖1石英的典型ESR波譜圖Fig.1Typical ESR spectra of quartz in marine sediments

4ESR年代序列及地層對比

根據ESR年齡、¹⁴C年齡，微體古生物地層學、磁性地層學和地層劃分的結果，建立了QC₂孔一個較完整的年代序列（圖2），詳細情況可見文獻。由圖2我們可看出大部分的ESR年齡都和地層對應得很好，是地層劃分的一個有力工具。

圖2南黃海QC₂孔地層劃分及年代序列圖（據楊子賡，1993)Fig.2 Stratigraphic division and time sequence of well QC₂in the South Yellow Sea(After Yang,1993）

5討論

5.1石英Ge心的ESR測年

關於沉積物中石英Ge心的ESR測年，我們已做過多次報道。沉積物中石英Ge心的光效應表明，Ge心經陽光照曬1h後即可消失，可滿足經陽光照曬後計時回零的前提。從QC₂孔ESR測年的情況看，石英Ge心可得出沉積物幾十萬年內的年齡，超過60萬a石英Ge心的ESR信號強度很微弱。我們做過多次石英Ge心的等溫退火實驗，得出的壽命非常短，和實際情況相差很遠。Walther等（1992）曾用現代珊瑚g=2.0007的信號對等溫退火做過詳細研究，實驗結果表明ESR信號加熱時隨時間的衰減不能用一級動力學模式來表示，所以壽命也不能由Arrhenins圖求得。他們認為通常做的熱退火實驗所得的壽命較實際壽命短，因此，高溫下退火得不出壽命的估算，而對壽命的估算最好用其他獨立的測年方法的結果對比比較合適。我們贊同他們的觀點。由此看來，做熱退火實驗求壽命還有許多問題沒有揭示，如對陷阱的產生、陷阱的衰減、陷阱的填充和消除等機理還不 十分清楚，需要進一步深入研究。

5.2石英E′心的初始劑量和光效應

Fukuchi在大量實驗中發現，沒有經過破碎和風化的地質樣品中天然石英往往觀測不到E′心的ESR信號，我們在地質樣品中觀測到的石英E′心ESR信號是由於破碎或風化而使石英有許多微小裂隙而產生的。Toyoda等根據E′心的譜線寬度和飽和功率點大小的觀測，也提出了畸變晶格E′心的模式。我們可以認為，目前我們觀測到的海洋沉積物中石英的E′心都是在火山岩破碎、風化或變質後產生的，這表明當陸源物質沉積在海洋時已具有了E′心的信號，換句話說也就是已具有了初始劑量。

沉積物中石英的光效應表明，E′心信號經陽光照曬後不像Ge心那樣可以消失，反而有些增長。E′心的天然光效應使其在測定沉積物沉積時的年齡陷入了困境，它不滿足計時回零的前提，用E′心測得的年齡是石英最後一次受熱或機械作用時的年齡，而不是沉積時的年齡。因此，石英的E′心不適宜測定沉積物的沉積年齡。

5.3石英E′心的功率飽和效應

我們對沉積物中石英ESR測年功率飽和效應進行了比較詳細的研究，海洋沉積物中石英的E′心和Ge心功率飽和效應大不一樣（圖3），Ge心的ESR信號在9mW范圍內是逐漸增加的，沒有達到飽和功率，而E′心的功率飽和效應最為明顯，飽和功率點在0.06mW，超過0.06mW後E′心的ESR信號強度逐漸減小。人們在用E′心進行ESR測年時，往往選用那些小於或接近飽和功率點的微波功率，認為這樣可以得到較大的ESR信號強度，即可得到較大的累積劑量AD值。

Lyons等（1988）認為AD值和微波功率的關系有以下幾種模式。i隨著微波功率的增加，AD值偏差（正或負）越來越大；ii隨著微波功率的增加，AD值偏差（正或負）越來越小；iiiAD值與微波功率的增加無關。對於石英的E′心來說，可能是ⅱ和i兩種模式的結合，即一開始隨著微波功率的增加逐漸接近AD值，由於E′心飽和功率較小，繼續增加微波功率則使AD值偏小而不是偏大。

雖然沉積物中石英的E′心不適宜測定沉積年齡，但是我們利用E′心功率飽和效應的特性，可以有意採用較大的微波功率（如2mW），使E′心求出的AD值偏小，這樣求出的AD值就相當於減去了初始劑量（受最後一次熱或機械作用到沉積時的劑量），有可能得到或接近沉積以來的累積劑量。這種思路在理想狀況下是可行的，但是沉積的初始劑量是多少？由於微波功率的增加而使AD值減少多少？這些問題在目前的技術條件下是無法確定的，只有在用此方法求得的結果與其他獨立測年方法所得的結果和已知地質背景的對比中，不斷摸索、總結，建立此種地質環境下的ESR測年模式。

圖3Q₂-E-16^＃樣品中石英的ESR信號強度和微波功率之間關系圖（據業渝光等，1993)Fig.3 Dependence of the ESR intensity on the microwave power of quartz in sample Q₂-E-16^#(After Ye,et al.,1993)

5.4沉積物石英E′心的ESR測年模式

採用上述方法在某些地質情況下是適用的，比如黃土，它是沙漠的風成產物，黃土中的石英在沙漠里混合得比較均一，可以認為它們含有幾乎相同的初始劑量；再如陸架海洋沉積物，它們主要是陸源物質，可以假定在較大的時間尺度上（幾萬年），物源區的剝蝕速率基本相同，經過河流的混合搬運沉積在陸架上，也具有幾乎相同的初始劑量。這個假設可能是符合實際的，Shimokawa(1987）曾研究過1.36Ma噴發的火山岩，其蝕變年齡為59ka，在西印度群島一層火山灰沉積上，4ka形成1.8m的粘土。在比較潮濕的夏威夷地區，新的玄武岩流在1a內就風化形成可供耕作的土壤，即使在乾旱的科羅拉多高原不到100萬a內，玄武岩的表面完全風化破碎。實驗結果以及和其他地質資料對比的結果表明，採用較大的微波功率（2mW）由石英的E′心可以得到大於50萬a比較可靠的海洋沉積物的沉積年齡，測定的模式也是基本可行的。對於小於50萬a的樣品，由於樣品比較年輕，測試的AD值較小，初始劑量的估算對AD值的影響較大，可靠性顯然要差一些，不可應用此測年模式。那些個別偏差較大的ESR年齡可能不太符合這個測年模式。

6結語

石英是最重要的造岩礦物之一，廣泛分布於沉積物之中，是自然界中最易得到的礦物。但是對自然界中大部分沉積物來說，由於沉積物中石英的來源和搬運途徑可能相異，埋藏的時間也可能有先後，石英內可能含有不同的雜質（Ge、Al、Ti等），這些復雜的情況難以應用ESR技術測定沉積物沉積時的年齡。我們用南黃海QC₂孔岩心系統地測試了沉積物中的石英的ESR年齡，並和其他地質資料相符，層位相應，無疑為ESR測年技術在沉積物上的應用開拓了一條新的途徑。我們使用同樣的方法也測試了一些南海和東海海洋沉積物岩心的ESR年齡，都取得了較滿意的結果。

利用沉積物中石英的Ge心信號可以得到海洋沉積物兒十萬年的沉積年齡。根據石英E′心的功率飽和特性，通過調整測試條件（增大微波功率），可以得到大於50萬a海洋沉積物較為可靠的ESR年齡，這些新的認識必將對ESR測年技術本身的發展和深入起到作用。

楊子賡研究員提供樣品和有關地質資料，在此表示衷心感謝。

參考文獻（略）

（海洋地質與第四紀地質，1996,Vol.16,No.1,95～102頁）

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⑤ 人體健康與第四紀地質

第四紀環境提供了人類賴以生存的物質、能量和信息，從而使人類得以繁衍生息。目前我們人類正在努力地探尋第四紀原始環境的形成機制，其目的就是要更好地認識第四紀環境發生、發展和變化的規律，進而使人類更好地適應環境、利用環境和改造環境，否則，將無法逃避自然災害和自身釀成的惡果的侵襲，最終將使人類付出巨大的代價。

1. 地質地貌對表生環境中元素的影響

地質構造、岩性等地質條件均對元素的遷移產生影響。岩層褶皺劇烈、斷裂構造發育、節理錯綜復雜的地區，侵蝕作用、地球化學作用和元素的遷移比較強烈，元素隨水流或其他介質大量遷移。堅硬的岩石難以侵蝕風化; 質地軟弱的岩石易於風化侵蝕，其中元素隨淋失作用、搬運作用而遷移。此外，與地質構造密切相關的火山作用會給地表環境帶來某些元素，如 B、F、Se、S、As 和 Si 等; 與岩漿活動有關的多金屬礦床可使地表環境中富含 Hg、As、Cu、Pb、Zn、Cr、Ni、V、W、Mo 等元素，從而對元素的遷移、聚集產生一定的影響。

地形地貌條件對元素的遷移影響十分明顯，一般山區為元素的淋失區，低平地區為元素的堆積富集區。對內陸河流而言，坡降較大的中上游為元素的淋失地段，坡降較平緩的下游則為元素的堆積地段。研究表明，因某些元素 「缺乏」引起的地方病常常分布在元素淋失區; 因某些元素 「過剩」而引起的地方病常發生在元素堆積區。

2. 人類活動對原生地球化學環境的影響

大氣圈、水圈和生物圈參與地表化學環境的演化。人類是生物圈的重要組成部分，人類活動對地表化學環境產生越來越明顯的影響。20 世紀以來，伴隨人口的增加和社會經濟的發展，各種生產和生活活動向地表環境中排放大量化學元素或化合物，與原生地球化學環境疊加，並參與環境中的各種化學反應，使地表地球化學環境演化更加復雜。

人類活動對地球化學環境最明顯的影響是環境污染。其中最重要的是工業排污，農葯和化肥對水、大氣、土壤等環境和生物的污染。多種化學元素或化合物通過食物鏈作用，在人體中產生積累，嚴重影響人體健康。

目前，人類活動對地球化學環境產生的最主要、最常見的污染是有毒化學元素和農葯污染。這兩種污染通過食物鏈，對人體健康產生嚴重危害。

3. 原生地球化學環境異常與人體健康

地質環境是由地殼、空氣、水等所組成的，也稱原生環境。人類在發展過程中，在利用和改造自然環境的同時也受到環境的制約，並最終適應了環境。原生地球化學環境對人體有良性和惡性兩個方面的作用。溫泉水中含有的礦物質對人體皮膚、關節等疾病的治療作用就屬於良性作用; 特定地球化學環境條件下形成的 「礦泉水」含有鈣、鎂、鍶等元素，是人體健康所需的有用元素，因而被大量開發飲用。然而，由於地球化學元素的地帶性分布規律，某些人體組織不可缺少的微量元素在一定的環境中卻非常缺乏或含量過高，結果導致生活在這些環境中的人群因對某些微量元素的攝入不足或過量而發病。

圖 15-1 化學元素在人體血液(mg/mL)與地殼中(μg/g)元素含量的相關性(引自劉天齊等，1996)

20 世紀 70 年代初，英國學者漢密爾頓調查了 220名英國血液中 60 種化學元素的含量，並測定了地殼中相應元素含量，用含量均值的對數繪制了元素相關圖(圖 15-1)。由圖 15-1 可見，除人體原生質中的主要成分碳、氫、氧、氮和地殼中的主要成分硅外，其他化學元素在人體血液中的含量和地殼中這些元素的含量分布規律有驚人的相似性，由此說明人體化學組成與地殼物質成分具有密切的聯系。人體中某種元素的含量與地殼元素標准豐度曲線發生偏離，表明環境中該元素對人體健康產生了不良影響。

在中國，出現了一些地方病，如甲狀腺腫、氟中毒、大骨節病、克山病等。地方病是指某些病只發生在某些特定的地區，具有明顯的地帶性。它產生的根本原因就是與原生地球化學環境和地貌環境有關。如甲狀腺腫主要分布在山區，而平原區少見，它由於人們生活環境中的水、土壤等碘元素缺乏而導致; 再如氟中毒病主要分布在乾旱、半乾旱地區或火山岩、黃土地區。顯而易見，地方病與地質環境密切相關。

4. 人體健康與氣候環境

第四紀氣候與人類疫災存在著很大的相關性。據龔勝生的研究，中國疫災頻率具有不同時間尺度的周期性變化，較小周期疊加形成較大周期。在世紀和千年時間尺度上，疫災頻度與氣候的寒冷程度呈正相關，寒冷期疫災頻繁，溫暖其疫災稀少，氣候越寒冷，疫災越頻繁，寒冷期越長，疫災頻繁期也越長，3000 年來中因氣候的趨干趨冷，也在很大程度上造就了中國疫災日趨頻繁的長期變遷趨勢。

⑥ 海洋地質與第四紀地質是核心期刊嗎

海洋地質與第四紀來地質》自（雙月刊，CN 37-1117/P，ISSN0256-1492）創刊於1981年9月，由中國地質調查局青島海洋地質研究所主辦、科學出版社出版。主要刊登海洋地質學及海陸第四紀地質學及各分支學科、邊緣學科的具有前沿性、創新性和探索性的學術論文；側重報道國家自然科學基金項目、國家重點項目以及國際合作項目的最新研究成果；突出中國海區、大洋地質和「三極「地區研究報道特色；注重海區與大陸、區域性與全球變化對比研究。

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⑧ 第四紀地質歷史的基本特點

作為地球挽近發展階段的第四紀的時間，雖然它的時間是最短的，但研究證明，其地質歷史卻是比較復雜的。第四紀地質歷史，包括第四紀地形、第四紀堆積物以及其中所含的生物殘骸的發育和形成歷史，也包括第四紀構造運動、岩漿活動、變質作用等各種地質過程的發生和演化的歷史。與前第四紀比較，第四紀各種地質過程的變化，具有比較明顯的差異。也就是說，與前第四紀地質歷史比較，第四紀的地質歷史具有比較明顯的特點。

第四紀地質歷史是第四紀一般自然環境變化歷史的一個組成部分，並且受著一般自然環境變化歷史的控制。因此，第四紀地質歷史的特點，也是第四紀總的自然環境的特點的一個方面，並且也是由第四紀總的自然環境的特點所決定的。第四紀地質歷史的基本特點如下：

（一）地質歷史記錄保留得比較完整

由於第四紀的時間很短，所以，發生於第四紀的各種地質過程所產生的結果，即第四紀地形、堆積物及其中所含的生物殘骸、地質構造、岩漿岩等等各種地質現象及其有關自然現象的保留，都比較好；並且，這些現象大部分分布在地表或近地表部分，易於進行觀察研究，從而有利於恢復第四紀的地質歷史。此外，現時正在進行著的各種地質過程，是第四紀地質歷史的一種連續的過程，所以，可以直接對這些過程及其有關現象進行研究，並據以進行較確切地類比回溯第四紀地質歷史。

（二）氣候變化顯著

第四紀地質歷史的另一個基本特點是氣候變化顯著。始自新第三紀以來的氣候變冷過程，在第四紀之初明顯地加劇。第四紀的氣候變化，在很大程度上控制著第四紀地形、海面變化、堆積物、土壤、生物群落以至人類的發生和發展。因此，自上一世紀中葉以來，地質工作者一直把氣候的顯著變冷並導致地球表面廣大地區出現冰川，作為一個主要標志，以劃分上新世與更新世之間的界限。而這一界限，也就是新第三紀與第四紀之間的界限。

圖1-2中只畫出了第四紀早期的氣候變化。從圖中可見，第三紀氣候雖有變化，但卻不如第四紀明顯。

研究證明，第四紀的溫度變化的幅度是比較大的，而且有反復的溫度降低和升高的過程。第四紀溫度變化是全球范圍的，但在不同緯帶和地區內存在著差異。溫度變化最明顯的是中緯度地帶，兩極和近赤道地區的變化幅度較小。第四紀的溫度降低時期（冷期）與溫度升高時期（暖期）之間的最大平均溫度差計算為16—25℃。

在冷期中，在較為潮濕的地區內，降雪量超過融雪量，降雪長年累積、部分地消融、壓實，並轉變成為冰川。地球上大規模出現冰川的時期，叫做冰期（glacial age）。冰川首先由兩極地區和中緯乃至低緯帶的高山頂部發生。伴隨著氣候的繼續變冷，冰川的厚度不斷增大，其分布范圍也不斷向周圍擴大，這種過程叫做冰進。冰期中，冰川的最大規模達到覆蓋地表面積的1/3。冰川的出現，進一步加劇了氣候的變冷。計算證明，冰期中冰川地區的平均溫度，較現時低8—13℃。

圖1-2中緯帶第三紀和第四紀平均溫度變化圖（據Teichmuller）

在暖期中，氣候較現時平均溫度高8—13℃。冰期中所累積的冰川，在暖期中大量消融。在冰川的邊緣和末端，消融量最大。消融使冰川的厚度變小，並由其邊緣和末端向冰川中心和發源地收縮。冰川的厚度持續減小以及冰川邊緣和末端的持續退縮。這種由於冰川消融所引起的冰川厚度變薄以及冰川邊緣和末端向著中心及源頭退縮的過程，叫做冰退。冰退使陸地表面冰川的總面積和總體積逐漸縮小。而冰退過程持續進行的結果，則是導致陸地表面冰川在大范圍內消失。

兩次冰川之間的溫暖時期叫做間冰期（Interglacial Age）。

包括現時在內的全新世冰川，占陸地表面面積的大致1/10。被認為，這是一種冰期與間冰期之間的過渡時期，叫做冰後期（postglacial Age）。冰後期的氣候處於冰期與間冰期之間的過渡位置，比較地接近於間冰期。

第四紀是一個冰期與間冰期互相交替的時期。為表示這一特點，在一些地質文獻中，把第四紀叫做冰川紀。

冰期和間冰期是第四紀氣候的周期性大幅度變化的結果。在同一個冰期中，還可以分出一些較小的氣候變化的周期，即分為幾個氣候變化幅度較小，時間較短的變冷和變暖的時期。這些時期引起小范圍的較短時間的冰進和冰退，叫做冰階（glacial stage或stadial）和間冰階（Interglacial stage或Interstadial）。詳細的研究，還可以進一步分出由更小的氣候變冷和變暖的周期性變化，形成規模更小的冰進和冰退。

地球大部地區的研究認為，第四紀出現過四個比較明顯的冰期和介於這些冰期之間的三個間冰期，以及一個冰後期。但這個問題目前尚有不同意見。

（三）第四紀生物界

根據在第四紀地層中所收集的第四紀生物殘骸資料，已經得出了較為清晰的第四紀生物界的分布、分類和發展的輪廓。這些資料包括陸地和海洋生物殘骸。由於第四紀的時間短，生物的發展，不如其它各地質紀那樣顯著，但卻具有自己的特點。

第四紀生物界的變化是由第四紀生態環境變化引起的。而生態環境變化，又主要取決於氣候和構造運動兩個因素。第四紀氣候反復變冷和變暖所引起的冰期和間冰期的交替，引起了海面的反復下降和升高；而海面變化又使從而發生反復的一定范圍的海陸變遷，其中包括一些陸橋的出現和消失。與此同時，劇烈的第四紀構造運動以及伴生的岩漿活動，也劇烈地改變著陸地和海洋地形。所有這些自然變化，都影響著第四紀生態環境的劇烈變化。

第四紀生態環境的變化，引起了第四紀生物界的遷徙、重新組合、形態變異，以及一些種屬的滅絕和一些新種屬的出現。

由於生態環境變化隨地區而不同，而且第四紀生物界各個門類的適應能力也有差異，所以，第四紀生物界的變化，在各個地區和各個門類之間，都是不平衡的。

第四紀氣候變化及其伴生的生態環境變化，是一種隨緯度不同而具帶性的現象。這種變化，在中緯度地帶，較兩極和赤道帶更為明顯；並且，陸地上的變化，較海洋中的變化更為明顯。所以，第四紀生物界的變化，也是中緯度地帶較高緯度地帶和低緯度地帶更為明顯；陸地生物群的變化較海洋生物群的變化更為顯著。

第四紀海洋生物群的變化，主要表現在地理分布和組合方面。除分布和組合的變化而外，還發生了較為顯著的形態變異，一些種屬滅絕，出現了一些新的種屬。在第四紀開放海和大洋中，海生生物群的變化很小；在一些內陸海或封閉海盆中，例如黑海、波羅的海和地中海等，變化比較明顯。

第四紀海洋生物群的研究，主要是無脊椎動物和微體生物的研究。第四紀海洋無脊椎動物群的歷史，是一種定居和遷移，並伴有某些種的絕滅和新生的歷史。這一結論主要是根據北海和地中海等內海地區的研究推定的。地中海第四紀動物群與現時動物群基本上是類似的，具有某些遙遠的北方喜冷動物的外來種屬，說明了第四紀海洋動物的遷徙。

第四紀陸地生物群受到氣候變化的影響比較明顯。第四紀陸地生物群雖然都在冰期和間冰期的交替過程中發生遷移、重新組合、滅絕、新生和變異，但在脊椎動物、無脊椎動物和植物等不同生物中的反映是有差異的。

在一個地區內，由較暖時期至較冷時期或由較冷時期至較暖時期的動物群變化，一般是由於當氣候變得不適宜於動物群生存時，其分布緩慢地持續地向著更為有利的居住地區遷移引起的。由於混居而引起了動物群的不同的分布變化。當冰川收縮和消失時，一個生活於冰蓋附近的冰種—冰緣動物群的某些成員，向冰川的退卻的方向遷移；而其它一些成員，卻保留在原地，變成非冰川動物群的一部分。當冰川發生和擴大時，喜冷動物群發生並隨著冰進而擴大其分布范圍，從而使非冰川地區的動物群中，包含著冰川動物群遺留下來的外來種屬。在第四紀冰期與間冰期交替過程中，動物群的這種混合過程，反復地進行了幾次，以致一般順序的冰期和間冷期的哺乳動物群中，都含有一些混合的成分。

第四紀陸地植物群特點的形成，更多是由於兩極向赤道方向的反復往返地遷移，而不是由於植物本身的演化的原因。第四紀冰期中的冰川作用，中斷了極地植物帶的發展，而在間冰期中，植物帶又再度恢復起來。

在中緯度地帶，冰期中的冰川並不是連續的，而是分散、孤立和多中心的。中緯度地帶冰川地區的氣候不利於植物的生長。所以，植物群在各個地區的變化頗大。冰期的一般趨勢是中緯度地帶的植物群向赤道方向遷移；間冰期的植物群重新由赤道向兩極方向返回。

在赤道附近地帶，第四紀氣候變化對植物群的影響較小。

由於植物群的遷涉是緩慢和困難的，所以，在第四紀冰期和間冰期交替過程中，一些植物不能返回原地帶，一部分為了適應新的氣候環境，發生變異；另一部分不能適應新的環境，因而滅絕。

一般來說，植物和無脊椎動物群的適應能力較差，遷移緩慢，易於滅絕和變異，其化石對氣候的反映比較靈敏；但哺乳動物，特別是陸地哺乳動物，大部分種屬適應能力較強，遷移迅速，因而對於氣候的反映不甚靈敏。所以，在某種場合下，雖然可以根據單一植物種屬做出關於第四紀氣候環境的推測，但對於哺乳動物卻不能簡單地這樣做，必須研究整個哺乳動物群的特徵，才能減少來自不同種屬對氣候反映的誤差。在第四紀冰期和間冰期，大多數哺乳動物的區系，都是如同現時一樣地互相超復的。例如，在同一地點的單一地層中，可以出現混合的草原和苔原動物群，並且還可以含有林原動物。

生物區系一般是連續的，但由於冰期的干擾，也可出現不連續。這也是第四紀生物界的一個特點。

（四）第四紀沉積環境的基本特點

1.大陸沉積環境第四紀冰川的出現和消失，在大陸地區內，形成了三種沉積環境，即冰川環境、冰緣環境和非冰川環境。在每一環境中，都出現一些特定的沉積過程和沉積物的共生組合。

（1）冰川環境冰川環境是指第四紀冰期和冰後期的冰川地區的環境。在冰川環境內，出現一種以冰川作用為主的剝蝕和沉積作用系統，其中包括風力、機械風化、重力、冰川和冰水的剝蝕和堆積作用等等。在這種環境下的上述過程，形成了風積物、機械殘積物、重力堆積物、冰川堆積物、以及冰水堆積物的共生組合。

（2）冰緣環境冰緣環境指第四紀冰川外圍或冰川地區以外的寒冷環境。這種環境的地質作用包括凍融、機械風化、生物、冰水、湖沼、風、泥（石）流的剝蝕和堆積作用等等。由這些作用所形成的堆積物有凍土、機械殘積物、泥（石）流堆積物、生物堆積物、湖沼堆積物、風積物等等。

（3）非冰川環境非冰川環境是指間冰期和冰後期內陸地區無冰川的廣大地區的環境。在冰期，這種環境也可出現於冰期較溫暖的低緯度地帶。非冰川環境又可分為冷濕地區、乾旱地區和濕熱地區三種環境。

冷濕地區在這類地區內，在第四紀冰期曾發生過冰川作用；但在間冰期和冰後期內，伴隨著氣候轉暖和冰川的消失以及凍土的融解過程，卻再次恢復了類似於冰期以前的剝蝕和沉積環境。流水、湖沼、生物、化學風化等作用發育，它們在改造冰期形成堆積物的同時，形成了一種帶有溫暖潮濕氣候特點的堆積物共生組合。其中包括沖積物、湖沼堆積物、生物堆積物（泥炭、腐植泥等）和化學殘積物。此外，在這一時期，生物對第四紀鬆散堆積物的劇烈作用，還形成了土壤層。這種非冰川環境第四紀堆積物的共生組合和土壤層，也可出現於第四紀冰期中的低緯度地帶。

在有第四紀冰川作用的地區，冰期和間冰期的交替，形成了冰期堆積物共生組合與間冰期堆積物（土壤）共生組合互相交替的順序。

乾旱地區在這類地區內，即使氣候寒冷，也由於乾燥而不能形成第四紀冰川。這種地區多位於大陸內部。乾旱地區的許多湖泊的湖岸與湖底沉積物之間的關系，以及這些湖泊地形和沉積物與冰川和冰水地形和沉積物之間的關系說明，湖泊漲縮時期，是與冰期和間冰期相對應的；這些地區湖漲的主要原因，是降水量增大和蒸發量減小。這正是冰期氣候在這些地區的表現特點。在冰期，由於氣溫降低和氣溫梯度增大，鄰接地區冰蓋的產生和擴大，以及冷氣團和暖氣團強度和接觸頻度增大從而導致降水量增大；由於溫度的降低和暫時的零散的雪層的覆蓋又可使蒸發量減小。其結果是使冰雪融解的水量增多，河流排水量增大，因而在一些封閉的湖泊，出現水面上漲，和一些無水的乾旱盆地內集水形成湖泊的現象。降水量增大時期，叫做（多）雨期。由於降水量的增大，可引起洪流的增大和大量洪積物的產生，所以，多雨期又叫做洪積期（Pluvial Age）。降水量減少時期為間雨（乾旱）期，由於乾旱和洪積物的減少，又被叫做間洪積期（Interpluvial Age）。這樣以來，在乾旱地區就出現了雨期（洪積期和湖漲期）與冰期相對應，間雨期（乾旱期、間洪積期和湖縮期）與間冰期和冰後期相對應的現象。非冰川環境乾旱的沙漠地區，特別是沿我國北部、中亞、北非和南北美的沙漠邊緣以及赤道附近，上述現象表現得最清楚。

應當注意的是湖泊的變化，也可由其它一些原因引起，其中包括湖盆所在區地殼的上升和下降運動、斷裂運動、火山活動以及侵蝕和堆積作用的變化等等。因而在研究湖泊的變化時，需要將這些原因所引起的變化與氣候原因所引起的變化加以區分。

濕熱地區在赤道附近的濕熱地區，第四紀氣候變冷，只在局部的高山地區引起冰川的發生；在大部分地區，一般都是非冰川環境，自然環境的變化不甚顯著。濕熱地區冰期與間冰期的交替，表現為與冰期相當的多雨期和與間冰期相當的少雨期的交替。濕熱地區的這種多雨期和少雨期的交替，除引起這里的流水和湖泊堆積物的變化外，在作為這類地區典型沉積物之一的殘積紅土剖面中，也清楚地反映出來。在多雨期內，發育著殘積紅土；在少雨期內，殘積紅土常常停止發展，或者發展的速度變得緩慢。

2.海岸沉積環境海岸地形、堆積物、生物殘骸及其它方面的研究證明，第四紀的海面，曾經發生過反復的大幅度的上升和下降。

引起海面變化的原因很多，其中包括海水有冰川因素，也有非冰川因素。非冰川控制因素包括海岸和海底構造運動、岩漿活動、海底堆積物的累積、海水溫度變化、均衡調節運動等等。這些因素並非第四紀專有的，而第四紀海面變化的特殊的控制因素，就是冰期和間冰期的交替。在冰期中大量水以固態形式被封閉在陸地，陸地流向海中的水量減小，因而引起海面下降。相反，在間冰期中，由於降雪量減少，陸地冰被大量融解，冰融水返回海中，因而導致海水面上升。經計算，現時陸地冰川融解後，可使海面上升50m左右。在第四紀間冰期中，陸地基本上沒有冰川。所以間冰期海面應較現時海面高50m上下。第四紀冰期中的冰川體積和面積都較現時大得多。在第四紀冰期中，計算海面下降幅度可達為80—150m。

第四紀冰川控制的海面上升和下降的交替，在海濱地區產生了海濱及淺海堆積物和陸地堆積物互相交替的順序。在冰期海面下降的過程中，海濱和淺海底部的一部分浮出海面，並沉積陸相堆積物，其中包括冰川及冰水堆積物、湖泊堆積物、沖積物、風積物、殘積物等。在間冰期海面上升的過程中，冰期中沉積下來的陸地沉積物被海水淹沒，並為新的海濱堆積物和淺海堆積物所覆蓋。所以，在海濱地區內，冰期堆積物和間冰期堆積物順序，表現為海退堆積物和海進堆積物的交替。

3.海洋沉積環境如果說大陸的第四紀地質事件記錄，常常由於沉積間斷和剝蝕作用而不完整或被破壞，那麼，在深海和洋床中的一些地區內，這種記錄卻是連續的並且保留得相當完整。這些記錄的研究證明，海洋沉積環境的變化，不像大陸環境那樣劇烈，海水的沉積作用在頗大程度上是連續的。但是，在許多海洋地區，第四紀沉積作用受到大陸棚、大陸坡的濁流、崩塌、地滑、海底洋流、掘土動物的干擾和剝蝕，也會造成正常的海積物的沉積順序不連續現象，沉積物的分布和類型也會變得較復雜。

海洋沉積物包括陸源碎屑沉積物、化學沉積物、有機沉積物和火山沉積物。

第四紀冰期和間冰期的交替，雖不能像大陸那樣劇烈地改變海洋環境，但卻影響著海洋的沉積環境。第四紀冰期和間冰期的交替，在一定程度上影響著海水的深度、溫度和密度，並因而改變著海水的成分、鹹度、海生生物的生活環境，從而也改變著沉積環境。在大陸的冰進期間一部分海水由海中抽出，以冰的形式封閉於大陸表面；冰退時，冰雪融化，水又可從大陸返回海中。在冰期，由於海水的溫度降低、密度和鹹度增大、化學沉積增多、喜冷生物沉積增多，在陸源沉積物中出現冰筏沉積物和冰棚沉積物的成分，一些淺海沉積物中含有大量冰水沉積物。在間冰期，由於海水增多、海面升高、深度增大、水溫升高、海水密度和鹹度減小、化學溶解度升高，其化學沉積會減少，一些冰期中的化學沉積甚至被溶解，喜暖生物沉積增多。冰期和間冰期的交替產生，在海洋沉積物中，則表現為冷期沉積物和暖期沉積物交替現象。

（五）第四紀堆積物的基本特點

第四紀堆積物的形成發展歷史，是第四紀地質歷史中的一個重要組成部分，並且受著整個第四紀地質歷史的控制。第四紀堆積物的基本特點，是由上述第四紀地質歷史的基本特點所決定的。

第四紀堆積物具有如下一些基本特點：

1.第四紀堆積物普遍覆蓋於大陸地表，在大多數場合下，都與下伏前第四紀地層呈不整合或假整合關系。在海洋與一些湖泊的底部，第四紀堆積物的沉積與前第四紀沉積物是連續的。

2.第四紀堆積物的空間分布，與現代地形聯系密切。在山嶽、大陸坡等陡峭凹凸的地形中，第四紀堆積物的分布，在水平延展方向上，是零散的不連續的或斑塊式的。在陸地平原、湖盆和海盆平原中，第四紀堆積物的延展是比較連續的。

3.由於第四紀時間短暫，在大多數場合下，第四紀堆積物所經受的剝蝕破壞及構造變形比較輕微。第四紀堆積物的大部分，基本上沒有構造變形，一般都保留著與地形密切聯系的原始產狀。第四紀堆積物的成因類型和年代，都與地形有著密切聯系。

4.第四紀堆積物的厚度，與第四紀構造運動和地形起伏有聯系。在正向運動發展的高凸地形中，第四紀堆積物的厚度小而不均勻，甚至缺乏；在負向運動發展的低凹地形中，第四紀堆積物的厚度較大，並且較為均一，其厚度可達數百乃至數千公尺（我國華北平原有些地區第四紀堆積物的厚度就可達2—3000m），但在大多數場合下，其厚度在數公尺至數十公尺之間。

5.第四紀堆積物由於形成的時間短，成岩作用未能充分進行，所以，絕大部分第四紀堆積物都是鬆散的。但在第四紀堆積物一詞中，也包含著硬結的火山岩、膠結的角礫岩、化學岩等等堅硬的岩石。

6.第四紀堆積物中所含生物殘骸的石化程度較淺。

7.由於沉積環境的變化劇烈和頻繁，所以，在第四紀沉積物的沉積過程中，特別是在陸相堆積物的沉積過程中，存在著許多間斷。這些間斷表現為剝蝕面、構造不整合面，以及各種不同成因類型的變化和置換（如第四紀冰期堆積物與間冰期堆積物的互相交替等等）等。

8.第四紀堆積物的形成過程，當前仍在進行。

9.第四紀堆積物的成因類型復雜。由於第四紀冰川的出現，使第四紀沉積物的沉積環境大大復雜化，與第三紀的沉積環境比較，第四紀增加了冰川-冰緣環境。第四紀冰川-冰緣、乾旱、濕熱、海濱和海洋環境都分別有自己的地質作用組合，並產生一定第四紀堆積物的共生組合。所以，第四紀堆積物的成因類型是多種多樣的，而且在空間分布和時間分布方面也是變化顯著、頻繁而復雜的。

（六）第四紀構造運動

第四紀地質歷史的另一個特點是構造運動活動劇烈，與以前各紀比較，第四紀的地球表面的山嶽是相對高大的；並且大陸的一般高度，也較前第四紀時期大得多。大量研究資料證明，現代地形的基本輪廓主要是由新第三紀—第四紀時期的構造運動所決定的；第四紀構造運動在其中佔有頗為重要的地位。一些大的地形單位（如山系、平原）和一些次級的地形單位（如山間盆地之類）的發展與新構造運動所形成的新構造單位基本上是吻合的。

第四紀構造運動，還伴有火山和地震活動。特別是在環太平洋帶和阿爾卑斯-喜馬拉雅帶以及一些大陸裂谷和海洋中脊裂谷帶內，火山和地震活動極為頻繁。

由於第四紀構造運動控制著第四紀地形的形成和發展，所以也間接地控制著第四紀堆積物和生物區系。

⑨ 鐵路沿線地貌與第四紀地質特徵

一、雲貴高原西部高山谷地湖盆區

1.大理段

本段由大理站起，至瀾滄江與金沙江兩流域的分水嶺止，大體沿洱海東岸分布。本段地形的最大特點是點蒼山與洱海的明顯對照。前者山峰海拔普遍在4000 m左右，在NNW-SSE向延伸的主脊上有殘余的夷平面保存。點蒼山主峰海拔4122 m，洱海湖面海拔僅約1964 m，二者高差2000 m以上。由於本區的現代雪線大體為海拔4600 m，因而點蒼山峰上並無現代冰川發育，卻可能有更新世冰川作用發生。早在70多年前，德國地理學者W.Credner（1932）就考察過點蒼山的地質地貌。後來，奧地利學者V.Wissmann（1937）提出，點蒼山的「大理冰期」相當於阿爾卑斯山的Wurm冰期。70多年來，這一名稱在中國第四紀冰川研究中一直沿用，但其特徵和年齡卻一直十分含糊。由於該山脈海拔較低，雪線以上的正差即冰川積累區的面積過小，故更新世古冰川作用的規模很小，其遺跡只能保留在山脈上部。近十餘年來，陳欽巒、趙維城（1997）和崔之久等（2006）對點蒼山的「大理冰期」重新進行了研究。在山麓地區，主要以注入洱海的各支溝的洪積物分布最廣，構成了時代與規模不同的幾級洪積台地。

洱海是一個NNW-SSE向延伸的狹長的現代過水湖，彌苴河等河流從四面八方注入其中，而湖水則通過南端的西洱河流入瀾滄江支流漾濞江-黑惠江。因此，在現今湖岸附近地區，很少見到高位湖相沉積。然而，洱海盆地卻是長期下沉的斷陷盆地，充填盆地的鬆散沉積物可能厚達2000 m左右。我們在洱海以南14 km的變電站和松毛坡等地，見到高於湖面210 m以上的上新世—早更新世沖洪積砂礫石與碎石層（上部）與含褐煤的湖相紫色砂與粘土夾礫石層（下部）剖面（照片2-1-1），表明洱海盆地曾經是一個面積比現今大得多的古湖（洱海古湖），後來湖水曾一度明顯下泄。現今在西洱河匯入漾濞江處可以見到多級階地，高處還有幾級谷肩。在注入洱海的彌苴河中上游，也有幾級階地存在。這些均表明，洱海盆地相對於周圍山地，特別是點蒼山的斷陷，幅度是很大的。

2.鶴慶-麗江段

本段由瀾滄江與金沙江兩流域的分水嶺起，至玉龍雪山東南的麗江盆地止，主要由麗江盆地、鶴慶盆地等一系列近SN向延伸的中小型山間斷陷盆地組成。其東、西兩側為近SN向延伸的山樑，西側主要山峰多在海拔3300～4000 m間，東側山峰稍低，多在海拔2500～3300 m間，且北高南低。這些主要山峰起伏和緩、高度相若，有些可能是夷平面的殘余。在本段南部的灰岩分布區，有多級溶蝕台地發育，其上布滿了溶溝、石芽、小型石林、溶蝕窪地、溶蝕漏斗和厚層紅土風化殼等岩溶現象。兩山之間的斷陷盆地也有自北而南降低的趨勢：干海子盆地海拔3000～3200 m；麗江盆地海拔2360～2900 m；鶴慶盆地海拔2180～2260 m；松桂盆地海拔1880～2100 m；西邑盆地海拔2190～2300 m；北衙盆地海拔1840～1900 m。其中，西邑盆地和北衙盆地屬於岩溶盆地。

流經各盆地的幾條河流，往往有先由北向南流，溝通一兩個盆地後，再切穿東面的山地，轉而流向北東，最後注入金沙江河谷的現象。如發源於麗江盆地北部的幾條小河，在盆地南部匯合後，稱漾弓江，在關坡附近切過一條北西西向的橫脊，流到鶴慶盆地，縱向穿過南北走向的狹長的鶴慶盆地後，在東南部切入東部山地，稱東山河，後折而流向北東，稱中江河，在中江街注入金沙江。在本區南部，發源於西邑盆地西南部的鍋廠河由西而東轉而向南西，在北衙盆地北部轉向南東，切過東部山地，改稱落漏河。北衙盆地的流水就是通過盆地南部的地下暗河流入落漏河的支流的。過圍子田村（在此地有典型昔格達組湖相沉積物分布）後折而流向東，在馬家壩附近，轉向北東，其下游屬於永勝段稱枯木河，在赤田以東注入金沙江。

照片2-1 滇藏鐵路沿線第四紀地質現象

本區南部的幾個盆地，為岩溶溶蝕盆地，大部分基岩石灰岩裸露。本區北部的麗江盆地和鶴慶盆地，卻是有巨厚沉積物充填的斷陷盆地，而且是被後期關坡斷裂的近期活動所分開的一個盆地。同樣，干海子盆地也是該統一盆地的一部分，它是被更新世冰川沉積物的堆積而與該盆地主體分開的。

在麗江盆地南段西側，有一個高出盆地面100餘米的蛇山台地（照片2-1-2），由含早更新世哺乳動物群化石的湖相沉積地層蛇山組和含中更新世哺乳動物群化石的湖泊與沖洪積相地層東元橋組所組成（汪新文等，1993）。在鶴慶盆地東北部玉龍縣七河鄉區域和西南部鶴慶縣的南班榜、金山和羊龍潭水庫地區，也有由蛇山組湖相砂與粘土沉積所組成的台地（照片2-1-3），高出盆地面約80m。該台地往往上覆中更新世的洪坡積礫石或碎石層。在流出盆地的東山河谷中，依然有這一台地的殘余。河谷中，可以見到多級基座階地。顯然，曾經統一的麗江-鶴慶古湖或稱蛇山古湖在早更新世期間或稍後被泄空，與前述的洱海古湖及後述的若干古湖的泄空情形大體一致。

肖海豐等（2006）據鶴慶盆地中部縣城西側一深達737.72 m鑽孔（地面標高2190 m）的岩性（720.71 m以下為礫石，694.03～689.33 m間出現大量螺殼，岩性向上明顯變細，顯示盆地開始積水成湖，其間在382.10～358.58 m間和195.65～1689.64 m間出現2層礫石層）和磁性地層測試等結果，認為鶴慶盆地形成於2.78 Ma BP，2.65 Ma BP積水成湖，1.5 Ma BP與0.99 Ma BP左右山盆高差2次加大。上述研究顯然沒有考慮鶴慶古湖周圍台地的存在和古湖泄空的情況。我們認為該鑽孔的地層顯然並非是連續的，應該有數百米的缺失。在其2個礫石層中，至少有1個是古湖被泄空的結果。該礫石層以上的沉積，則是近代鶴慶盆地的沉積。因此，該古湖的起始年齡應比2.78 Ma要早得多。

此外，在松桂鄉北約3 km的松桂盆地北部南王河上源與楓木河上源一分水嶺及其南側，也可見到一套河湖相夾有礫石層的砂與粘土層（照片2-1-4），其底部也為磨圓良好的礫石層，不整合地覆蓋在基岩之上。它們應是松桂古湖的產物，其泄空時間也應在早更新世前後。

二、橫斷山脈南部高山深谷區

1.麗江-香格里拉段

本段由玉龍雪山起，至白茫雪山東麓止，主要由玉龍雪山（與哈巴雪山-沙魯里山脈南延部分）、石鼓-大具的金沙江河谷、大小中甸盆地、中甸盆地以西的雪山和奔子欄段金沙江河谷等一系列近SN向延伸的雪山、盆地與金沙江及其支流河谷所組成。

位於雲南省麗江市及玉龍縣北面的玉龍雪山（主峰扇子陡，海拔5596 m），是我國與歐亞大陸最南有現代冰川發育的雪山。有現代冰川19條，面積11.61 km²。由於高於當地現代雪線（海拔4600～4800 m）的正差較大，我們已發現了4次更新世冰川作用的遺跡。經過在山脈東西兩麓的研究（趙希濤等，1999b，2007b），這4次冰川作用分別是中更新世早期的玉龍冰期、中更新世中期的干海子冰期、中更新世晚期的麗江冰期和晚更新世的大理冰期。其中，中更新世早期的玉龍冰期與中更新世中期的干海子冰期，相當於我國其他地區的倒數第三次冰期，其主要類型為山麓冰川。尤以前者規模最大，可在山麓西側堰塞金沙江河谷。後2個冰期的冰水沉積，則在西麓的3條支溝口，形成了3個較為巨大的扇形台地。

作為麗江市玉龍縣與迪慶藏族自治州香格里拉縣界河的金沙江石鼓-大具段河谷，包括了世界知名的2個河段：石鼓附近的「長江第一灣」和虎跳峽。在石鼓至虎跳峽上峽口間，河谷開闊，其下為深厚的河床覆蓋層，其上發育了4級河流階地，階地的基座，往往是玉龍雪山西麓的冰川與冰水沉積堰塞金沙江所形成的古湖——石鼓古湖的湖相沉積（趙希濤等，2007a）。石鼓段金沙江深厚的河床覆蓋層和大具盆地下渡口西岸早更新世早期金沙江礫石層的發現（趙希濤等，2006），表明該段金沙江早已存在。即使在中晚更新世受到堰塞，也不改其向東奔流的大勢。石鼓古湖約於8萬多年前被外泄。

屬於香格里拉縣的大、小中甸盆地夾於雪山和天寶山之間。雖然這兩座山上並沒有現代冰川發育，但至少可發現2期更新世冰川作用的遺跡存在。前者可說是我國最南的古冰帽，是因為其夷平面保存較好。在中甸盆地東南部的湖相與三角洲相沉積中，發現了豐富的早更新世哺乳動物群化石（馬學平等，2004），表明該盆地至少在早更新世之前已經存在。而U系與光釋光（OSL）年齡測定結果則表明，小中甸古湖也發育於中、晚更新世，約於6萬多年前被外泄，稍晚於石鼓古湖（趙希濤等，2007c）。

雪山是夾於金沙江河谷與大、小中甸盆地之間的一條近SN走向的小山脈，其主要山峰多在海拔4000～4600 m之間。因此，該山雖號稱雪山，只是一年中有較多時間積雪而已，其上並無現代冰川發育。山脈南段古冰帽的存在，是因為其夷平面保存較好的緣故。值得指出的是，宗冠福等（1987）在香格里拉縣尼西鄉的葉卡南溝（金沙江支流岡曲河的一條小支流）由沖溝沉積砂礫石與粘土所組成的階地中，發現了早更新世哺乳動物群的化石：Mymomys henganshanensis，Hyaena licenti，Metailurus?sp.，Canis sp，Equus yunnanensis，Cervus（R.）sp.，Gazella sp.，Bos（Bibos）sp.等（照片2-1-5）。而在這套地層之下，則為受到強烈褶皺變形的湖相砂與粘土沉積，其中含有上新統地層所特有褐煤線。另在與葉卡南溝只有一山之隔的川吉洛瑪河谷中，也發現了一套厚逾500 m、中上部為湖相沉積砂與粘土夾礫石、下部為磨圓較差的厚層礫石層所組成的盆地充填沉積。這2套沉積的底板分別為海拔約2900 m和海拔約2400 m，由於離金沙江遠近的不同，它們已分別高於現代金沙江谷底約400～900 m，已較附近海拔約4200～4400 m的夷平面低了1300～2000 m。

奔子欄段金沙江發育了多級侵蝕階地與多級基座及堆積階地。在奔子欄稍稍下游的角瑪，拔河72.2～101 m的第四級階地的基座也是典型的湖相紋層狀粘土沉積，該粘土樣品的U系法年齡測定結果為82.1～122.0 ka BP。根據其金沙江對岸剖面的研究，該湖相沉積下伏以厚層的崩塌滑坡堆積，顯然是河谷上部陡坡大規模崩滑作用堰塞金沙江的結果（張永雙等，2007）。雖然堰塞的原因有所不同，但其發生的時代卻與石鼓古湖是一致的。

2.德欽段

本段由白茫雪山東麓起，至梅里雪山止，主要由雲嶺山脈、瀾滄江河谷與梅里雪山組成。

雲嶺是橫斷山脈中部寧靜山脈-雲嶺的南段，由北部的察里雪山（主峰尼層拉古，海拔5263 m）、甲午雪山（海拔5140 m）、白茫雪山和其東的雲嶺山（狹義）組成，大體均呈SN走向，地勢北高南低。滇藏鐵路所經的白茫雪山，其最高峰海拔5429.6 m，位於山脈的中北段；而被當地稱為白茫雪山的山脈主峰，其海拔卻只有5133 m。由於本地區的現代雪線為海拔4600～4800 m，而這2座雪山在雪線以上的正差較小，因而沒有現代冰川發育，只在山脈的主要高峰及其周圍的古冰斗或冰圍谷中，一年之中才有較長時間的積雪。然而，更新世古冰川作用的遺跡卻廣泛分布於主要高峰的山麓與溝谷上部，以及白茫雪山埡口地區。同樣，雲嶺山的主要高峰集中於該山的西北部，海拔多在4800～4900 m之間，無名的最高峰海拔僅4906 m，因而也沒有現代冰川發育，其古冰川作用遺跡則主要分布於山脈北麓214國道以南的山麓地帶。根據藏東南和滇西北地區其他雪山的古冰川研究結果，白茫雪山與雲嶺山地區更新世冰川作用大體可化為2～3期，其中倒數第三次冰期可能僅分布於白茫雪山埡口南側及金沙江支流珠巴龍曲上游珠曲上源與其西側第一支溝之間山脊中上部的和緩平台上。倒數第二次冰期是本區分布最廣的更新世冰川作用遺跡，主要以側磧和終磧形式發育於各白茫雪山主要高峰之下的瀾滄江與金沙江上游的溝谷之中，其最低分布位置在白茫雪山埡口西側（照片2-1-6），海拔3800 m，在珠曲上緣西側的兩支溝的匯合處下方為海拔3700 m左右。在雲嶺山東北，倒數第二次冰期的側磧可下達海拔3200 m左右。白茫雪山的側磧普遍高達100～150 m，由3～4道側磧壟組成，其間有側緣溝槽發育，而雲嶺山同一冰期的側磧高度略小，為80～120 m。末次冰期的規模則小得多，在白茫雪山東麓可到達珠曲西側兩條支流的匯合處附近，側磧高約50～80 m。雲嶺山脈北側最大一條側磧僅可進入主溝，其他5～6條支谷中的側磧僅分布或高懸於小支溝中上部，很少接近溝口處，其高度只有20～50 m。

梅里雪山是橫斷山系中他念他翁-怒山山脈南段怒山山脈的一部分，屬於滇藏2省區之間的界山。其最高峰卡瓦格博，海拔6740 m，是雲南省最高峰。因該山脈高於現代雪線的正差很大，因而是橫斷山脈的第二個現代冰川發育中心，圍繞高峰有76條現代冰川發育，面積162.82 km²。其中，位於主峰東坡的最長一條冰川明永冰川，長11.5 km，在橫斷山脈中僅次於貢嘎山東坡的海螺溝冰川（長13.1 km）和磨子溝冰川（長11.6 km），但其冰舌下伸至海拔2700 m處，則是所有冰川中最低的。研究表明，明永冰川的運動速度可達530 m/a左右，遠大於海螺溝冰川的188.8 m/a及我國有記錄的其他冰川。因此，明永冰川是我國現代冰川中運動速度最快者，是確切無疑的海洋性冰川（趙希濤等，1999a）。明永冰川外圍有3期古冰川發育，其中，倒數第二次冰期的冰磧物已伸入明永溝南岸的深切的瀾滄江河谷，並被組成瀾滄江階地的厚層沖積礫石層所覆蓋，現已高出谷底達130 m。而在溝北岸，則可見到拔河可能達300 m的倒數第三次冰期的冰磧或冰水沉積物出露（照片2-1-7）。由於可能為中更新世早期形成的倒數第三次冰期的冰磧或冰水沉積物出露於深切的瀾滄江河谷近底部，因而瀾滄江至少應是早更新世以前形成的河谷。

該段瀾滄江已下切到海拔2000 m左右的高度，已較四周的夷平面低2500 m左右。在深切的谷底下部至少可以發現8級基座階地以及由於冰川沉積或其他崩滑流堆積的堰塞而形成的某些堰塞湖沉積。

3.左貢-八宿段

本段由梅里雪山西麓起，至伯舒拉嶺的安久拉止，主要由怒江及其支流玉曲等河谷與伯舒拉嶺組成。該段怒江深切於伯舒拉嶺與他念他翁山-怒山山脈之間，江底海拔在南部為2000 m左右，而在北部已漸漸上升到近3000 m，表明河流的縱剖面較前述地區為大，而怒江左岸近乎平行南流的最大支流玉曲的縱剖面坡度則更大，其上游部分已變得相當寬淺，與主夷平面的高差已變得很小了。怒江及其主要支流玉曲及八宿所在的支流冷曲都發育了多級河流階地。

除前已敘及的梅里雪山現代冰川特別發育和主峰海拔為6010 m的大米勇和個別海拔超過5600 m的山峰有小型現代冰川分布外，本段的他念他翁山-怒山的許多高峰海拔大多在5000～5600 m之間，只見2期古冰川的遺跡。而在伯舒拉嶺東北坡冷曲上游仲沙附近，我們可以清楚地看到3次更新世冰川作用的遺跡（照片2-1-8）。由於可能為中更新世早期形成的倒數第三次冰期的冰磧出露於怒江支流冷曲上游，因而怒江至少應是早更新世以前形成的河谷。

三、藏南高原東部山原河谷區

1.波密-林芝段

本段由念青唐古拉山東段（也稱伯舒拉嶺）安久拉西麓起，至雅魯藏布江與其支流年楚河匯合處止，主要由雅魯藏布江東部支流帕龍藏布江河谷、岡底斯山脈最東端余脈及年楚河下遊河谷所組成。在雅魯藏布江大拐彎處繞過了喜馬拉雅山東端的南迦巴瓦峰（海拔7782 m）及對岸的加拉白壘峰（也稱比魯，海拔7294 m）。

該段帕龍藏布江已深切於由其北側的伯舒拉嶺和南側的崗日嘎布之間。由於這2座山脈的主要高峰海拔普遍在5500～6500 m之間，阻截了西南季風帶來印度洋的大量水汽，因而成為青藏高原現代冰川最為發育的一個中心，更新世古冰川作用也十分發育（李吉均，1986；鄭本興，2006）。發源於這2座山脈的帕龍藏布各支谷，特別是東段各支谷的倒數第二次冰期的側磧與終磧絕大多數已進入主谷，並往往堰塞了主谷，形成一系列堰塞湖。其中，著名的然烏湖就是堰塞湖之一。有些堰塞湖已被帕龍藏布江後期的切割而消失，有的還有古堰塞湖沉積物殘留。因此，帕龍藏布江東段的河流階地並不發育，只能見到1～2級年輕的低階地。而在帕龍藏布江西段，河流的溯源侵蝕時間較長，才形成了多級河流階地。同樣，由於豐富的降水和冰川沉積物的存在，現代滑坡和泥石流的活動在帕龍藏布及其支流易貢藏布河谷中十分頻繁，且規模極大，對該區的交通和當地居民的生活帶來極大的危害。

在岡底斯山脈最東端余脈，因高峰海拔只在4500～5000 m之間，而夾於喜馬拉雅山東段與念青唐古拉山東段之間地區的雪線已上升到海拔5000～5500 m之間，故沒有現代冰川發育，只能見到古冰川作用的遺跡。

在年楚河下游及其流經的林芝縣的支流河谷中，不僅發育了多級河流階地，也可發現大量厚層典型的湖相沉積物剖面，特別是在林芝以東的雅魯藏布江寬谷東段。前人對河流階地，特別是雅魯藏布江寬谷東段因喜馬拉雅山東段南迦巴瓦峰北坡則隆弄冰川的推進而形成的古堰塞湖的發育有過不少報道（楊逸疇等，1983；劉宇平等，2006）。

2.米林-拉薩段

本段由雅魯藏布江中游夾於岡底斯山脈東段與喜馬拉雅山東段及其以北的「低山丘陵」之間的寬谷段和其支流拉薩河下游的寬谷段所組成。該段雅魯藏布江河谷寬廣，在米林縣普遍達2～4 km，在朗縣以東寬度變窄為1 km以內，在朗縣與加查間又漸展寬至1～2 km，且階地與曲流相當發育；加查至桑日間則為切入岡底斯山脈東段、切割深度逾1500 m的峽谷；桑日以上段河谷復又展寬，在澤當至拉薩河匯合處的曲水間，河床普遍寬4～6 km，辮狀水系極為發育，且可以見到數級階地、古湖相沉積和風沙沉積爬上江邊山丘的現象。

在喜馬拉雅山東段諸高峰北坡有溝谷直接注入雅魯藏布江者，其倒數第二次冰期的側磧與終磧往往能伸出谷口，因而發育於雅魯藏布江河谷中的湖相沉積，也像前述寬谷東段所發現的湖相沉積一樣，大都是古冰川堰塞的結果。而岡底斯山脈東段與喜馬拉雅山東段以北的「低山丘陵」，因山峰的海拔高度多在5500 m左右或低於這一高度，而本區的現代雪線卻上升到5500 m左右，故大都缺乏現代冰川，古冰川作用的規模也很小。

⑩ 海洋地質與第四紀地質如何投稿

http://www.qimg.cgs.gov.cn/cn/article.asp?id=682

應該是聯系張光威老師投版稿權