汕头大学海洋地质与第四纪地质

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③ 南黄海QC₂孔的ESR年代学

业渝光刁光波和杰高钧成

（地质矿产部海洋地质研究所）（中国计量科学研究院）

提要本文报道了南黄海QC₂孔33个ESR测年结果。它们和¹⁴C年龄、微体古生物地层学及磁性地层学的结果相一致，符合地质情况，建立了一个较完整的年代学序列。用海洋沉积物中石英Ge心信号可得到沉积物几十万年内的沉积年龄，石英E′心的天然光效应使沉积物的ESR测年陷入了困境，但通过调整测试条件（增大微波功率），在海洋沉积环境中，仍可以利用石英的E′心得到较老沉积物（大于50万a）的较为可靠的ESR年龄。

关键词南黄海QC₂孔年代学

1引言

ESR(Electron Spin Resonance）方法是近10年来发展的一种新的测年方法，它在第四纪地质学中的应用已越来越广泛，具有极大的潜力。但是ESR方法毕竟是一门比较年轻的测年技术，由于其影响因素较多，有些机理目前还不十分明了，因此，影响了第四纪地质学家对它的使用。在这种情况下，ESR测年研究最简捷的途径是对一些有明确地质背景剖面进行系统的测试，同时采用多种独立的测年方法或地层学方法与其对比。这样，一方面可以从中发现问题，优选出合适的测试条件，设计新的实验；另一方面也可以验证ESR测年结果。在这些剖面测年结果的基础上建立不同地质环境下的ESR测年模式，然后再把这些模式推广到相同的地质环境中去，使ESR年龄更接近实际情况，解决更多的实际问题。

海洋沉积物岩相较为稳定，连续性好，富含生物化石，易于开展多种学科的交叉对比研究。1985年，海洋地质研究所在南黄海旧黄河—淮河三角洲东侧，距江苏连云港码头约260km处（E122°16′，N34°18'）钻探施工，获取了QC₂孔的岩心。该孔平均水深49.05m，该孔深为108.83m，平均岩心采取率为90.4%，是目前我国陆架区最深且取心率较高的一孔井，特别适于第四纪海陆对比的研究。南黄海QC₂孔经过各学科多年的研究，地质背景比较清楚。

基于以上两点考虑，我们在南黄海QC₂孔的岩心上系统地采取了近40个样品，用沉积物中的石英进行了ESR测年的研究，取得了极大的进展。研究结果表明，这些样品的ESR年龄和¹⁴C年龄，微体古生物地层学和磁性地层学对应得很好，符合地质情况，最老的ESR年龄可达190万a，建立了一个较为完整的南黄海QC₂孔ESR年代学序列，受到了地质学家的欢迎和认可。QC₂孔的晚更新世ESR年代学已报道过，本文将继续报道该孔其他样品的测年结果及其可靠性，重点讨论ESR测年的一些技术性问题。

2样品及预处理

在QC₂孔岩心上系统取样38个，其中Q₂-E-10,Q₂-E-11,Q₂-E-12,Q₂-E-17和Q₂-E-21号样品由于粒径太细无法筛取石英没有进行ESR实验。其余样品的预处理皆同文献所述，样品的名称、层位和沉积环境见表1。

表1样品的ESR年龄及有关参数Table1ESR ages and relevant parameters of samples

3实验和结果

预处理后的样品等分8份，每份250mg左右，用⁶⁰Co放射源以不同的剂量进行人工辐照，最大辐照剂量小于3500Gy，样品中夹有丙氨酸/ESR剂量计，可以准确地得到人工辐照的剂量值。辐照后的样品放置一星期以上，使不稳定的ESR信号衰减，在日本JEOL公司的JES—FEIXG ESR波谱仪上测试。测试条件是：室温，X波段，微波功率2mW，调制幅度0.08mT，磁场扫描范围334±5mT。样品的典型ESR波谱图见图1，用激光荧光法，比色分光光度法和原子吸收技术分别测定了样品中的U、Th和K₂O的含量。因石英大部分表层已被HF剥蚀，故忽略了a辐射的贡献。样品是在钻孔施工7a后采取的，没有测试其含水量。AD值的求取同文献，采用线性拟合方法，先取线性相关系数高，拟合数据点多而拟合值最小的作为AD值。样品的有关参数见表1，由Ge心和E′心求取的AD值和年龄也分别列入表1。ESR年龄的误差估算为15%～20%，主要误差来自对AD值的估算。

图1石英的典型ESR波谱图Fig.1Typical ESR spectra of quartz in marine sediments

4ESR年代序列及地层对比

根据ESR年龄、¹⁴C年龄，微体古生物地层学、磁性地层学和地层划分的结果，建立了QC₂孔一个较完整的年代序列（图2），详细情况可见文献。由图2我们可看出大部分的ESR年龄都和地层对应得很好，是地层划分的一个有力工具。

图2南黄海QC₂孔地层划分及年代序列图（据杨子赓，1993)Fig.2 Stratigraphic division and time sequence of well QC₂in the South Yellow Sea(After Yang,1993）

5讨论

5.1石英Ge心的ESR测年

关于沉积物中石英Ge心的ESR测年，我们已做过多次报道。沉积物中石英Ge心的光效应表明，Ge心经阳光照晒1h后即可消失，可满足经阳光照晒后计时回零的前提。从QC₂孔ESR测年的情况看，石英Ge心可得出沉积物几十万年内的年龄，超过60万a石英Ge心的ESR信号强度很微弱。我们做过多次石英Ge心的等温退火实验，得出的寿命非常短，和实际情况相差很远。Walther等（1992）曾用现代珊瑚g=2.0007的信号对等温退火做过详细研究，实验结果表明ESR信号加热时随时间的衰减不能用一级动力学模式来表示，所以寿命也不能由Arrhenins图求得。他们认为通常做的热退火实验所得的寿命较实际寿命短，因此，高温下退火得不出寿命的估算，而对寿命的估算最好用其他独立的测年方法的结果对比比较合适。我们赞同他们的观点。由此看来，做热退火实验求寿命还有许多问题没有揭示，如对陷阱的产生、陷阱的衰减、陷阱的填充和消除等机理还不 十分清楚，需要进一步深入研究。

5.2石英E′心的初始剂量和光效应

Fukuchi在大量实验中发现，没有经过破碎和风化的地质样品中天然石英往往观测不到E′心的ESR信号，我们在地质样品中观测到的石英E′心ESR信号是由于破碎或风化而使石英有许多微小裂隙而产生的。Toyoda等根据E′心的谱线宽度和饱和功率点大小的观测，也提出了畸变晶格E′心的模式。我们可以认为，目前我们观测到的海洋沉积物中石英的E′心都是在火山岩破碎、风化或变质后产生的，这表明当陆源物质沉积在海洋时已具有了E′心的信号，换句话说也就是已具有了初始剂量。

沉积物中石英的光效应表明，E′心信号经阳光照晒后不像Ge心那样可以消失，反而有些增长。E′心的天然光效应使其在测定沉积物沉积时的年龄陷入了困境，它不满足计时回零的前提，用E′心测得的年龄是石英最后一次受热或机械作用时的年龄，而不是沉积时的年龄。因此，石英的E′心不适宜测定沉积物的沉积年龄。

5.3石英E′心的功率饱和效应

我们对沉积物中石英ESR测年功率饱和效应进行了比较详细的研究，海洋沉积物中石英的E′心和Ge心功率饱和效应大不一样（图3），Ge心的ESR信号在9mW范围内是逐渐增加的，没有达到饱和功率，而E′心的功率饱和效应最为明显，饱和功率点在0.06mW，超过0.06mW后E′心的ESR信号强度逐渐减小。人们在用E′心进行ESR测年时，往往选用那些小于或接近饱和功率点的微波功率，认为这样可以得到较大的ESR信号强度，即可得到较大的累积剂量AD值。

Lyons等（1988）认为AD值和微波功率的关系有以下几种模式。i随着微波功率的增加，AD值偏差（正或负）越来越大；ii随着微波功率的增加，AD值偏差（正或负）越来越小；iiiAD值与微波功率的增加无关。对于石英的E′心来说，可能是ⅱ和i两种模式的结合，即一开始随着微波功率的增加逐渐接近AD值，由于E′心饱和功率较小，继续增加微波功率则使AD值偏小而不是偏大。

虽然沉积物中石英的E′心不适宜测定沉积年龄，但是我们利用E′心功率饱和效应的特性，可以有意采用较大的微波功率（如2mW），使E′心求出的AD值偏小，这样求出的AD值就相当于减去了初始剂量（受最后一次热或机械作用到沉积时的剂量），有可能得到或接近沉积以来的累积剂量。这种思路在理想状况下是可行的，但是沉积的初始剂量是多少？由于微波功率的增加而使AD值减少多少？这些问题在目前的技术条件下是无法确定的，只有在用此方法求得的结果与其他独立测年方法所得的结果和已知地质背景的对比中，不断摸索、总结，建立此种地质环境下的ESR测年模式。

图3Q₂-E-16^＃样品中石英的ESR信号强度和微波功率之间关系图（据业渝光等，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沉积物石英E′心的ESR测年模式

采用上述方法在某些地质情况下是适用的，比如黄土，它是沙漠的风成产物，黄土中的石英在沙漠里混合得比较均一，可以认为它们含有几乎相同的初始剂量；再如陆架海洋沉积物，它们主要是陆源物质，可以假定在较大的时间尺度上（几万年），物源区的剥蚀速率基本相同，经过河流的混合搬运沉积在陆架上，也具有几乎相同的初始剂量。这个假设可能是符合实际的，Shimokawa(1987）曾研究过1.36Ma喷发的火山岩，其蚀变年龄为59ka，在西印度群岛一层火山灰沉积上，4ka形成1.8m的粘土。在比较潮湿的夏威夷地区，新的玄武岩流在1a内就风化形成可供耕作的土壤，即使在干旱的科罗拉多高原不到100万a内，玄武岩的表面完全风化破碎。实验结果以及和其他地质资料对比的结果表明，采用较大的微波功率（2mW）由石英的E′心可以得到大于50万a比较可靠的海洋沉积物的沉积年龄，测定的模式也是基本可行的。对于小于50万a的样品，由于样品比较年轻，测试的AD值较小，初始剂量的估算对AD值的影响较大，可靠性显然要差一些，不可应用此测年模式。那些个别偏差较大的ESR年龄可能不太符合这个测年模式。

6结语

石英是最重要的造岩矿物之一，广泛分布于沉积物之中，是自然界中最易得到的矿物。但是对自然界中大部分沉积物来说，由于沉积物中石英的来源和搬运途径可能相异，埋藏的时间也可能有先后，石英内可能含有不同的杂质（Ge、Al、Ti等），这些复杂的情况难以应用ESR技术测定沉积物沉积时的年龄。我们用南黄海QC₂孔岩心系统地测试了沉积物中的石英的ESR年龄，并和其他地质资料相符，层位相应，无疑为ESR测年技术在沉积物上的应用开拓了一条新的途径。我们使用同样的方法也测试了一些南海和东海海洋沉积物岩心的ESR年龄，都取得了较满意的结果。

利用沉积物中石英的Ge心信号可以得到海洋沉积物儿十万年的沉积年龄。根据石英E′心的功率饱和特性，通过调整测试条件（增大微波功率），可以得到大于50万a海洋沉积物较为可靠的ESR年龄，这些新的认识必将对ESR测年技术本身的发展和深入起到作用。

杨子赓研究员提供样品和有关地质资料，在此表示衷心感谢。

参考文献（略）

（海洋地质与第四纪地质，1996,Vol.16,No.1,95～102页）

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⑤ 人体健康与第四纪地质

第四纪环境提供了人类赖以生存的物质、能量和信息，从而使人类得以繁衍生息。目前我们人类正在努力地探寻第四纪原始环境的形成机制，其目的就是要更好地认识第四纪环境发生、发展和变化的规律，进而使人类更好地适应环境、利用环境和改造环境，否则，将无法逃避自然灾害和自身酿成的恶果的侵袭，最终将使人类付出巨大的代价。

1. 地质地貌对表生环境中元素的影响

地质构造、岩性等地质条件均对元素的迁移产生影响。岩层褶皱剧烈、断裂构造发育、节理错综复杂的地区，侵蚀作用、地球化学作用和元素的迁移比较强烈，元素随水流或其他介质大量迁移。坚硬的岩石难以侵蚀风化; 质地软弱的岩石易于风化侵蚀，其中元素随淋失作用、搬运作用而迁移。此外，与地质构造密切相关的火山作用会给地表环境带来某些元素，如 B、F、Se、S、As 和 Si 等; 与岩浆活动有关的多金属矿床可使地表环境中富含 Hg、As、Cu、Pb、Zn、Cr、Ni、V、W、Mo 等元素，从而对元素的迁移、聚集产生一定的影响。

地形地貌条件对元素的迁移影响十分明显，一般山区为元素的淋失区，低平地区为元素的堆积富集区。对内陆河流而言，坡降较大的中上游为元素的淋失地段，坡降较平缓的下游则为元素的堆积地段。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区; 因某些元素 “过剩”而引起的地方病常发生在元素堆积区。

2. 人类活动对原生地球化学环境的影响

大气圈、水圈和生物圈参与地表化学环境的演化。人类是生物圈的重要组成部分，人类活动对地表化学环境产生越来越明显的影响。20 世纪以来，伴随人口的增加和社会经济的发展，各种生产和生活活动向地表环境中排放大量化学元素或化合物，与原生地球化学环境叠加，并参与环境中的各种化学反应，使地表地球化学环境演化更加复杂。

人类活动对地球化学环境最明显的影响是环境污染。其中最重要的是工业排污，农药和化肥对水、大气、土壤等环境和生物的污染。多种化学元素或化合物通过食物链作用，在人体中产生积累，严重影响人体健康。

目前，人类活动对地球化学环境产生的最主要、最常见的污染是有毒化学元素和农药污染。这两种污染通过食物链，对人体健康产生严重危害。

3. 原生地球化学环境异常与人体健康

地质环境是由地壳、空气、水等所组成的，也称原生环境。人类在发展过程中，在利用和改造自然环境的同时也受到环境的制约，并最终适应了环境。原生地球化学环境对人体有良性和恶性两个方面的作用。温泉水中含有的矿物质对人体皮肤、关节等疾病的治疗作用就属于良性作用; 特定地球化学环境条件下形成的 “矿泉水”含有钙、镁、锶等元素，是人体健康所需的有用元素，因而被大量开发饮用。然而，由于地球化学元素的地带性分布规律，某些人体组织不可缺少的微量元素在一定的环境中却非常缺乏或含量过高，结果导致生活在这些环境中的人群因对某些微量元素的摄入不足或过量而发病。

图 15-1 化学元素在人体血液(mg/mL)与地壳中(μg/g)元素含量的相关性(引自刘天齐等，1996)

20 世纪 70 年代初，英国学者汉密尔顿调查了 220名英国血液中 60 种化学元素的含量，并测定了地壳中相应元素含量，用含量均值的对数绘制了元素相关图(图 15-1)。由图 15-1 可见，除人体原生质中的主要成分碳、氢、氧、氮和地壳中的主要成分硅外，其他化学元素在人体血液中的含量和地壳中这些元素的含量分布规律有惊人的相似性，由此说明人体化学组成与地壳物质成分具有密切的联系。人体中某种元素的含量与地壳元素标准丰度曲线发生偏离，表明环境中该元素对人体健康产生了不良影响。

在中国，出现了一些地方病，如甲状腺肿、氟中毒、大骨节病、克山病等。地方病是指某些病只发生在某些特定的地区，具有明显的地带性。它产生的根本原因就是与原生地球化学环境和地貌环境有关。如甲状腺肿主要分布在山区，而平原区少见，它由于人们生活环境中的水、土壤等碘元素缺乏而导致; 再如氟中毒病主要分布在干旱、半干旱地区或火山岩、黄土地区。显而易见，地方病与地质环境密切相关。

4. 人体健康与气候环境

第四纪气候与人类疫灾存在着很大的相关性。据龚胜生的研究，中国疫灾频率具有不同时间尺度的周期性变化，较小周期叠加形成较大周期。在世纪和千年时间尺度上，疫灾频度与气候的寒冷程度呈正相关，寒冷期疫灾频繁，温暖其疫灾稀少，气候越寒冷，疫灾越频繁，寒冷期越长，疫灾频繁期也越长，3000 年来中因气候的趋干趋冷，也在很大程度上造就了中国疫灾日趋频繁的长期变迁趋势。

⑥ 海洋地质与第四纪地质是核心期刊吗

海洋地质与第四纪来地质》自（双月刊，CN 37-1117/P，ISSN0256-1492）创刊于1981年9月，由中国地质调查局青岛海洋地质研究所主办、科学出版社出版。主要刊登海洋地质学及海陆第四纪地质学及各分支学科、边缘学科的具有前沿性、创新性和探索性的学术论文；侧重报道国家自然科学基金项目、国家重点项目以及国际合作项目的最新研究成果；突出中国海区、大洋地质和“三极“地区研究报道特色；注重海区与大陆、区域性与全球变化对比研究。

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⑧ 第四纪地质历史的基本特点

作为地球挽近发展阶段的第四纪的时间，虽然它的时间是最短的，但研究证明，其地质历史却是比较复杂的。第四纪地质历史，包括第四纪地形、第四纪堆积物以及其中所含的生物残骸的发育和形成历史，也包括第四纪构造运动、岩浆活动、变质作用等各种地质过程的发生和演化的历史。与前第四纪比较，第四纪各种地质过程的变化，具有比较明显的差异。也就是说，与前第四纪地质历史比较，第四纪的地质历史具有比较明显的特点。

第四纪地质历史是第四纪一般自然环境变化历史的一个组成部分，并且受着一般自然环境变化历史的控制。因此，第四纪地质历史的特点，也是第四纪总的自然环境的特点的一个方面，并且也是由第四纪总的自然环境的特点所决定的。第四纪地质历史的基本特点如下：

（一）地质历史记录保留得比较完整

由于第四纪的时间很短，所以，发生于第四纪的各种地质过程所产生的结果，即第四纪地形、堆积物及其中所含的生物残骸、地质构造、岩浆岩等等各种地质现象及其有关自然现象的保留，都比较好；并且，这些现象大部分分布在地表或近地表部分，易于进行观察研究，从而有利于恢复第四纪的地质历史。此外，现时正在进行着的各种地质过程，是第四纪地质历史的一种连续的过程，所以，可以直接对这些过程及其有关现象进行研究，并据以进行较确切地类比回溯第四纪地质历史。

（二）气候变化显著

第四纪地质历史的另一个基本特点是气候变化显著。始自新第三纪以来的气候变冷过程，在第四纪之初明显地加剧。第四纪的气候变化，在很大程度上控制着第四纪地形、海面变化、堆积物、土壤、生物群落以至人类的发生和发展。因此，自上一世纪中叶以来，地质工作者一直把气候的显著变冷并导致地球表面广大地区出现冰川，作为一个主要标志，以划分上新世与更新世之间的界限。而这一界限，也就是新第三纪与第四纪之间的界限。

图1-2中只画出了第四纪早期的气候变化。从图中可见，第三纪气候虽有变化，但却不如第四纪明显。

研究证明，第四纪的温度变化的幅度是比较大的，而且有反复的温度降低和升高的过程。第四纪温度变化是全球范围的，但在不同纬带和地区内存在着差异。温度变化最明显的是中纬度地带，两极和近赤道地区的变化幅度较小。第四纪的温度降低时期（冷期）与温度升高时期（暖期）之间的最大平均温度差计算为16—25℃。

在冷期中，在较为潮湿的地区内，降雪量超过融雪量，降雪长年累积、部分地消融、压实，并转变成为冰川。地球上大规模出现冰川的时期，叫做冰期（glacial age）。冰川首先由两极地区和中纬乃至低纬带的高山顶部发生。伴随着气候的继续变冷，冰川的厚度不断增大，其分布范围也不断向周围扩大，这种过程叫做冰进。冰期中，冰川的最大规模达到覆盖地表面积的1/3。冰川的出现，进一步加剧了气候的变冷。计算证明，冰期中冰川地区的平均温度，较现时低8—13℃。

图1-2中纬带第三纪和第四纪平均温度变化图（据Teichmuller）

在暖期中，气候较现时平均温度高8—13℃。冰期中所累积的冰川，在暖期中大量消融。在冰川的边缘和末端，消融量最大。消融使冰川的厚度变小，并由其边缘和末端向冰川中心和发源地收缩。冰川的厚度持续减小以及冰川边缘和末端的持续退缩。这种由于冰川消融所引起的冰川厚度变薄以及冰川边缘和末端向着中心及源头退缩的过程，叫做冰退。冰退使陆地表面冰川的总面积和总体积逐渐缩小。而冰退过程持续进行的结果，则是导致陆地表面冰川在大范围内消失。

两次冰川之间的温暖时期叫做间冰期（Interglacial Age）。

包括现时在内的全新世冰川，占陆地表面面积的大致1/10。被认为，这是一种冰期与间冰期之间的过渡时期，叫做冰后期（postglacial Age）。冰后期的气候处于冰期与间冰期之间的过渡位置，比较地接近于间冰期。

第四纪是一个冰期与间冰期互相交替的时期。为表示这一特点，在一些地质文献中，把第四纪叫做冰川纪。

冰期和间冰期是第四纪气候的周期性大幅度变化的结果。在同一个冰期中，还可以分出一些较小的气候变化的周期，即分为几个气候变化幅度较小，时间较短的变冷和变暖的时期。这些时期引起小范围的较短时间的冰进和冰退，叫做冰阶（glacial stage或stadial）和间冰阶（Interglacial stage或Interstadial）。详细的研究，还可以进一步分出由更小的气候变冷和变暖的周期性变化，形成规模更小的冰进和冰退。

地球大部地区的研究认为，第四纪出现过四个比较明显的冰期和介于这些冰期之间的三个间冰期，以及一个冰后期。但这个问题目前尚有不同意见。

（三）第四纪生物界

根据在第四纪地层中所收集的第四纪生物残骸资料，已经得出了较为清晰的第四纪生物界的分布、分类和发展的轮廓。这些资料包括陆地和海洋生物残骸。由于第四纪的时间短，生物的发展，不如其它各地质纪那样显著，但却具有自己的特点。

第四纪生物界的变化是由第四纪生态环境变化引起的。而生态环境变化，又主要取决于气候和构造运动两个因素。第四纪气候反复变冷和变暖所引起的冰期和间冰期的交替，引起了海面的反复下降和升高；而海面变化又使从而发生反复的一定范围的海陆变迁，其中包括一些陆桥的出现和消失。与此同时，剧烈的第四纪构造运动以及伴生的岩浆活动，也剧烈地改变着陆地和海洋地形。所有这些自然变化，都影响着第四纪生态环境的剧烈变化。

第四纪生态环境的变化，引起了第四纪生物界的迁徙、重新组合、形态变异，以及一些种属的灭绝和一些新种属的出现。

由于生态环境变化随地区而不同，而且第四纪生物界各个门类的适应能力也有差异，所以，第四纪生物界的变化，在各个地区和各个门类之间，都是不平衡的。

第四纪气候变化及其伴生的生态环境变化，是一种随纬度不同而具带性的现象。这种变化，在中纬度地带，较两极和赤道带更为明显；并且，陆地上的变化，较海洋中的变化更为明显。所以，第四纪生物界的变化，也是中纬度地带较高纬度地带和低纬度地带更为明显；陆地生物群的变化较海洋生物群的变化更为显著。

第四纪海洋生物群的变化，主要表现在地理分布和组合方面。除分布和组合的变化而外，还发生了较为显著的形态变异，一些种属灭绝，出现了一些新的种属。在第四纪开放海和大洋中，海生生物群的变化很小；在一些内陆海或封闭海盆中，例如黑海、波罗的海和地中海等，变化比较明显。

第四纪海洋生物群的研究，主要是无脊椎动物和微体生物的研究。第四纪海洋无脊椎动物群的历史，是一种定居和迁移，并伴有某些种的绝灭和新生的历史。这一结论主要是根据北海和地中海等内海地区的研究推定的。地中海第四纪动物群与现时动物群基本上是类似的，具有某些遥远的北方喜冷动物的外来种属，说明了第四纪海洋动物的迁徙。

第四纪陆地生物群受到气候变化的影响比较明显。第四纪陆地生物群虽然都在冰期和间冰期的交替过程中发生迁移、重新组合、灭绝、新生和变异，但在脊椎动物、无脊椎动物和植物等不同生物中的反映是有差异的。

在一个地区内，由较暖时期至较冷时期或由较冷时期至较暖时期的动物群变化，一般是由于当气候变得不适宜于动物群生存时，其分布缓慢地持续地向着更为有利的居住地区迁移引起的。由于混居而引起了动物群的不同的分布变化。当冰川收缩和消失时，一个生活于冰盖附近的冰种—冰缘动物群的某些成员，向冰川的退却的方向迁移；而其它一些成员，却保留在原地，变成非冰川动物群的一部分。当冰川发生和扩大时，喜冷动物群发生并随着冰进而扩大其分布范围，从而使非冰川地区的动物群中，包含着冰川动物群遗留下来的外来种属。在第四纪冰期与间冰期交替过程中，动物群的这种混合过程，反复地进行了几次，以致一般顺序的冰期和间冷期的哺乳动物群中，都含有一些混合的成分。

第四纪陆地植物群特点的形成，更多是由于两极向赤道方向的反复往返地迁移，而不是由于植物本身的演化的原因。第四纪冰期中的冰川作用，中断了极地植物带的发展，而在间冰期中，植物带又再度恢复起来。

在中纬度地带，冰期中的冰川并不是连续的，而是分散、孤立和多中心的。中纬度地带冰川地区的气候不利于植物的生长。所以，植物群在各个地区的变化颇大。冰期的一般趋势是中纬度地带的植物群向赤道方向迁移；间冰期的植物群重新由赤道向两极方向返回。

在赤道附近地带，第四纪气候变化对植物群的影响较小。

由于植物群的迁涉是缓慢和困难的，所以，在第四纪冰期和间冰期交替过程中，一些植物不能返回原地带，一部分为了适应新的气候环境，发生变异；另一部分不能适应新的环境，因而灭绝。

一般来说，植物和无脊椎动物群的适应能力较差，迁移缓慢，易于灭绝和变异，其化石对气候的反映比较灵敏；但哺乳动物，特别是陆地哺乳动物，大部分种属适应能力较强，迁移迅速，因而对于气候的反映不甚灵敏。所以，在某种场合下，虽然可以根据单一植物种属做出关于第四纪气候环境的推测，但对于哺乳动物却不能简单地这样做，必须研究整个哺乳动物群的特征，才能减少来自不同种属对气候反映的误差。在第四纪冰期和间冰期，大多数哺乳动物的区系，都是如同现时一样地互相超复的。例如，在同一地点的单一地层中，可以出现混合的草原和苔原动物群，并且还可以含有林原动物。

生物区系一般是连续的，但由于冰期的干扰，也可出现不连续。这也是第四纪生物界的一个特点。

（四）第四纪沉积环境的基本特点

1.大陆沉积环境第四纪冰川的出现和消失，在大陆地区内，形成了三种沉积环境，即冰川环境、冰缘环境和非冰川环境。在每一环境中，都出现一些特定的沉积过程和沉积物的共生组合。

（1）冰川环境冰川环境是指第四纪冰期和冰后期的冰川地区的环境。在冰川环境内，出现一种以冰川作用为主的剥蚀和沉积作用系统，其中包括风力、机械风化、重力、冰川和冰水的剥蚀和堆积作用等等。在这种环境下的上述过程，形成了风积物、机械残积物、重力堆积物、冰川堆积物、以及冰水堆积物的共生组合。

（2）冰缘环境冰缘环境指第四纪冰川外围或冰川地区以外的寒冷环境。这种环境的地质作用包括冻融、机械风化、生物、冰水、湖沼、风、泥（石）流的剥蚀和堆积作用等等。由这些作用所形成的堆积物有冻土、机械残积物、泥（石）流堆积物、生物堆积物、湖沼堆积物、风积物等等。

（3）非冰川环境非冰川环境是指间冰期和冰后期内陆地区无冰川的广大地区的环境。在冰期，这种环境也可出现于冰期较温暖的低纬度地带。非冰川环境又可分为冷湿地区、干旱地区和湿热地区三种环境。

冷湿地区在这类地区内，在第四纪冰期曾发生过冰川作用；但在间冰期和冰后期内，伴随着气候转暖和冰川的消失以及冻土的融解过程，却再次恢复了类似于冰期以前的剥蚀和沉积环境。流水、湖沼、生物、化学风化等作用发育，它们在改造冰期形成堆积物的同时，形成了一种带有温暖潮湿气候特点的堆积物共生组合。其中包括冲积物、湖沼堆积物、生物堆积物（泥炭、腐植泥等）和化学残积物。此外，在这一时期，生物对第四纪松散堆积物的剧烈作用，还形成了土壤层。这种非冰川环境第四纪堆积物的共生组合和土壤层，也可出现于第四纪冰期中的低纬度地带。

在有第四纪冰川作用的地区，冰期和间冰期的交替，形成了冰期堆积物共生组合与间冰期堆积物（土壤）共生组合互相交替的顺序。

干旱地区在这类地区内，即使气候寒冷，也由于干燥而不能形成第四纪冰川。这种地区多位于大陆内部。干旱地区的许多湖泊的湖岸与湖底沉积物之间的关系，以及这些湖泊地形和沉积物与冰川和冰水地形和沉积物之间的关系说明，湖泊涨缩时期，是与冰期和间冰期相对应的；这些地区湖涨的主要原因，是降水量增大和蒸发量减小。这正是冰期气候在这些地区的表现特点。在冰期，由于气温降低和气温梯度增大，邻接地区冰盖的产生和扩大，以及冷气团和暖气团强度和接触频度增大从而导致降水量增大；由于温度的降低和暂时的零散的雪层的覆盖又可使蒸发量减小。其结果是使冰雪融解的水量增多，河流排水量增大，因而在一些封闭的湖泊，出现水面上涨，和一些无水的干旱盆地内集水形成湖泊的现象。降水量增大时期，叫做（多）雨期。由于降水量的增大，可引起洪流的增大和大量洪积物的产生，所以，多雨期又叫做洪积期（Pluvial Age）。降水量减少时期为间雨（干旱）期，由于干旱和洪积物的减少，又被叫做间洪积期（Interpluvial Age）。这样以来，在干旱地区就出现了雨期（洪积期和湖涨期）与冰期相对应，间雨期（干旱期、间洪积期和湖缩期）与间冰期和冰后期相对应的现象。非冰川环境干旱的沙漠地区，特别是沿我国北部、中亚、北非和南北美的沙漠边缘以及赤道附近，上述现象表现得最清楚。

应当注意的是湖泊的变化，也可由其它一些原因引起，其中包括湖盆所在区地壳的上升和下降运动、断裂运动、火山活动以及侵蚀和堆积作用的变化等等。因而在研究湖泊的变化时，需要将这些原因所引起的变化与气候原因所引起的变化加以区分。

湿热地区在赤道附近的湿热地区，第四纪气候变冷，只在局部的高山地区引起冰川的发生；在大部分地区，一般都是非冰川环境，自然环境的变化不甚显著。湿热地区冰期与间冰期的交替，表现为与冰期相当的多雨期和与间冰期相当的少雨期的交替。湿热地区的这种多雨期和少雨期的交替，除引起这里的流水和湖泊堆积物的变化外，在作为这类地区典型沉积物之一的残积红土剖面中，也清楚地反映出来。在多雨期内，发育着残积红土；在少雨期内，残积红土常常停止发展，或者发展的速度变得缓慢。

2.海岸沉积环境海岸地形、堆积物、生物残骸及其它方面的研究证明，第四纪的海面，曾经发生过反复的大幅度的上升和下降。

引起海面变化的原因很多，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构造运动、岩浆活动、海底堆积物的累积、海水温度变化、均衡调节运动等等。这些因素并非第四纪专有的，而第四纪海面变化的特殊的控制因素，就是冰期和间冰期的交替。在冰期中大量水以固态形式被封闭在陆地，陆地流向海中的水量减小，因而引起海面下降。相反，在间冰期中，由于降雪量减少，陆地冰被大量融解，冰融水返回海中，因而导致海水面上升。经计算，现时陆地冰川融解后，可使海面上升50m左右。在第四纪间冰期中，陆地基本上没有冰川。所以间冰期海面应较现时海面高50m上下。第四纪冰期中的冰川体积和面积都较现时大得多。在第四纪冰期中，计算海面下降幅度可达为80—150m。

第四纪冰川控制的海面上升和下降的交替，在海滨地区产生了海滨及浅海堆积物和陆地堆积物互相交替的顺序。在冰期海面下降的过程中，海滨和浅海底部的一部分浮出海面，并沉积陆相堆积物，其中包括冰川及冰水堆积物、湖泊堆积物、冲积物、风积物、残积物等。在间冰期海面上升的过程中，冰期中沉积下来的陆地沉积物被海水淹没，并为新的海滨堆积物和浅海堆积物所覆盖。所以，在海滨地区内，冰期堆积物和间冰期堆积物顺序，表现为海退堆积物和海进堆积物的交替。

3.海洋沉积环境如果说大陆的第四纪地质事件记录，常常由于沉积间断和剥蚀作用而不完整或被破坏，那么，在深海和洋床中的一些地区内，这种记录却是连续的并且保留得相当完整。这些记录的研究证明，海洋沉积环境的变化，不像大陆环境那样剧烈，海水的沉积作用在颇大程度上是连续的。但是，在许多海洋地区，第四纪沉积作用受到大陆棚、大陆坡的浊流、崩塌、地滑、海底洋流、掘土动物的干扰和剥蚀，也会造成正常的海积物的沉积顺序不连续现象，沉积物的分布和类型也会变得较复杂。

海洋沉积物包括陆源碎屑沉积物、化学沉积物、有机沉积物和火山沉积物。

第四纪冰期和间冰期的交替，虽不能像大陆那样剧烈地改变海洋环境，但却影响着海洋的沉积环境。第四纪冰期和间冰期的交替，在一定程度上影响着海水的深度、温度和密度，并因而改变着海水的成分、咸度、海生生物的生活环境，从而也改变着沉积环境。在大陆的冰进期间一部分海水由海中抽出，以冰的形式封闭于大陆表面；冰退时，冰雪融化，水又可从大陆返回海中。在冰期，由于海水的温度降低、密度和咸度增大、化学沉积增多、喜冷生物沉积增多，在陆源沉积物中出现冰筏沉积物和冰棚沉积物的成分，一些浅海沉积物中含有大量冰水沉积物。在间冰期，由于海水增多、海面升高、深度增大、水温升高、海水密度和咸度减小、化学溶解度升高，其化学沉积会减少，一些冰期中的化学沉积甚至被溶解，喜暖生物沉积增多。冰期和间冰期的交替产生，在海洋沉积物中，则表现为冷期沉积物和暖期沉积物交替现象。

（五）第四纪堆积物的基本特点

第四纪堆积物的形成发展历史，是第四纪地质历史中的一个重要组成部分，并且受着整个第四纪地质历史的控制。第四纪堆积物的基本特点，是由上述第四纪地质历史的基本特点所决定的。

第四纪堆积物具有如下一些基本特点：

1.第四纪堆积物普遍覆盖于大陆地表，在大多数场合下，都与下伏前第四纪地层呈不整合或假整合关系。在海洋与一些湖泊的底部，第四纪堆积物的沉积与前第四纪沉积物是连续的。

2.第四纪堆积物的空间分布，与现代地形联系密切。在山岳、大陆坡等陡峭凹凸的地形中，第四纪堆积物的分布，在水平延展方向上，是零散的不连续的或斑块式的。在陆地平原、湖盆和海盆平原中，第四纪堆积物的延展是比较连续的。

3.由于第四纪时间短暂，在大多数场合下，第四纪堆积物所经受的剥蚀破坏及构造变形比较轻微。第四纪堆积物的大部分，基本上没有构造变形，一般都保留着与地形密切联系的原始产状。第四纪堆积物的成因类型和年代，都与地形有着密切联系。

4.第四纪堆积物的厚度，与第四纪构造运动和地形起伏有联系。在正向运动发展的高凸地形中，第四纪堆积物的厚度小而不均匀，甚至缺乏；在负向运动发展的低凹地形中，第四纪堆积物的厚度较大，并且较为均一，其厚度可达数百乃至数千公尺（我国华北平原有些地区第四纪堆积物的厚度就可达2—3000m），但在大多数场合下，其厚度在数公尺至数十公尺之间。

5.第四纪堆积物由于形成的时间短，成岩作用未能充分进行，所以，绝大部分第四纪堆积物都是松散的。但在第四纪堆积物一词中，也包含着硬结的火山岩、胶结的角砾岩、化学岩等等坚硬的岩石。

6.第四纪堆积物中所含生物残骸的石化程度较浅。

7.由于沉积环境的变化剧烈和频繁，所以，在第四纪沉积物的沉积过程中，特别是在陆相堆积物的沉积过程中，存在着许多间断。这些间断表现为剥蚀面、构造不整合面，以及各种不同成因类型的变化和置换（如第四纪冰期堆积物与间冰期堆积物的互相交替等等）等。

8.第四纪堆积物的形成过程，当前仍在进行。

9.第四纪堆积物的成因类型复杂。由于第四纪冰川的出现，使第四纪沉积物的沉积环境大大复杂化，与第三纪的沉积环境比较，第四纪增加了冰川-冰缘环境。第四纪冰川-冰缘、干旱、湿热、海滨和海洋环境都分别有自己的地质作用组合，并产生一定第四纪堆积物的共生组合。所以，第四纪堆积物的成因类型是多种多样的，而且在空间分布和时间分布方面也是变化显著、频繁而复杂的。

（六）第四纪构造运动

第四纪地质历史的另一个特点是构造运动活动剧烈，与以前各纪比较，第四纪的地球表面的山岳是相对高大的；并且大陆的一般高度，也较前第四纪时期大得多。大量研究资料证明，现代地形的基本轮廓主要是由新第三纪—第四纪时期的构造运动所决定的；第四纪构造运动在其中占有颇为重要的地位。一些大的地形单位（如山系、平原）和一些次级的地形单位（如山间盆地之类）的发展与新构造运动所形成的新构造单位基本上是吻合的。

第四纪构造运动，还伴有火山和地震活动。特别是在环太平洋带和阿尔卑斯-喜马拉雅带以及一些大陆裂谷和海洋中脊裂谷带内，火山和地震活动极为频繁。

由于第四纪构造运动控制着第四纪地形的形成和发展，所以也间接地控制着第四纪堆积物和生物区系。

⑨ 铁路沿线地貌与第四纪地质特征

一、云贵高原西部高山谷地湖盆区

1.大理段

本段由大理站起，至澜沧江与金沙江两流域的分水岭止，大体沿洱海东岸分布。本段地形的最大特点是点苍山与洱海的明显对照。前者山峰海拔普遍在4000 m左右，在NNW-SSE向延伸的主脊上有残余的夷平面保存。点苍山主峰海拔4122 m，洱海湖面海拔仅约1964 m，二者高差2000 m以上。由于本区的现代雪线大体为海拔4600 m，因而点苍山峰上并无现代冰川发育，却可能有更新世冰川作用发生。早在70多年前，德国地理学者W.Credner（1932）就考察过点苍山的地质地貌。后来，奥地利学者V.Wissmann（1937）提出，点苍山的“大理冰期”相当于阿尔卑斯山的Wurm冰期。70多年来，这一名称在中国第四纪冰川研究中一直沿用，但其特征和年龄却一直十分含糊。由于该山脉海拔较低，雪线以上的正差即冰川积累区的面积过小，故更新世古冰川作用的规模很小，其遗迹只能保留在山脉上部。近十余年来，陈钦峦、赵维城（1997）和崔之久等（2006）对点苍山的“大理冰期”重新进行了研究。在山麓地区，主要以注入洱海的各支沟的洪积物分布最广，构成了时代与规模不同的几级洪积台地。

洱海是一个NNW-SSE向延伸的狭长的现代过水湖，弥苴河等河流从四面八方注入其中，而湖水则通过南端的西洱河流入澜沧江支流漾濞江-黑惠江。因此，在现今湖岸附近地区，很少见到高位湖相沉积。然而，洱海盆地却是长期下沉的断陷盆地，充填盆地的松散沉积物可能厚达2000 m左右。我们在洱海以南14 km的变电站和松毛坡等地，见到高于湖面210 m以上的上新世—早更新世冲洪积砂砾石与碎石层（上部）与含褐煤的湖相紫色砂与粘土夹砾石层（下部）剖面（照片2-1-1），表明洱海盆地曾经是一个面积比现今大得多的古湖（洱海古湖），后来湖水曾一度明显下泄。现今在西洱河汇入漾濞江处可以见到多级阶地，高处还有几级谷肩。在注入洱海的弥苴河中上游，也有几级阶地存在。这些均表明，洱海盆地相对于周围山地，特别是点苍山的断陷，幅度是很大的。

2.鹤庆-丽江段

本段由澜沧江与金沙江两流域的分水岭起，至玉龙雪山东南的丽江盆地止，主要由丽江盆地、鹤庆盆地等一系列近SN向延伸的中小型山间断陷盆地组成。其东、西两侧为近SN向延伸的山梁，西侧主要山峰多在海拔3300～4000 m间，东侧山峰稍低，多在海拔2500～3300 m间，且北高南低。这些主要山峰起伏和缓、高度相若，有些可能是夷平面的残余。在本段南部的灰岩分布区，有多级溶蚀台地发育，其上布满了溶沟、石芽、小型石林、溶蚀洼地、溶蚀漏斗和厚层红土风化壳等岩溶现象。两山之间的断陷盆地也有自北而南降低的趋势：干海子盆地海拔3000～3200 m；丽江盆地海拔2360～2900 m；鹤庆盆地海拔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属于岩溶盆地。

流经各盆地的几条河流，往往有先由北向南流，沟通一两个盆地后，再切穿东面的山地，转而流向北东，最后注入金沙江河谷的现象。如发源于丽江盆地北部的几条小河，在盆地南部汇合后，称漾弓江，在关坡附近切过一条北西西向的横脊，流到鹤庆盆地，纵向穿过南北走向的狭长的鹤庆盆地后，在东南部切入东部山地，称东山河，后折而流向北东，称中江河，在中江街注入金沙江。在本区南部，发源于西邑盆地西南部的锅厂河由西而东转而向南西，在北衙盆地北部转向南东，切过东部山地，改称落漏河。北衙盆地的流水就是通过盆地南部的地下暗河流入落漏河的支流的。过围子田村（在此地有典型昔格达组湖相沉积物分布）后折而流向东，在马家坝附近，转向北东，其下游属于永胜段称枯木河，在赤田以东注入金沙江。

照片2-1 滇藏铁路沿线第四纪地质现象

本区南部的几个盆地，为岩溶溶蚀盆地，大部分基岩石灰岩裸露。本区北部的丽江盆地和鹤庆盆地，却是有巨厚沉积物充填的断陷盆地，而且是被后期关坡断裂的近期活动所分开的一个盆地。同样，干海子盆地也是该统一盆地的一部分，它是被更新世冰川沉积物的堆积而与该盆地主体分开的。

在丽江盆地南段西侧，有一个高出盆地面100余米的蛇山台地（照片2-1-2），由含早更新世哺乳动物群化石的湖相沉积地层蛇山组和含中更新世哺乳动物群化石的湖泊与冲洪积相地层东元桥组所组成（汪新文等，1993）。在鹤庆盆地东北部玉龙县七河乡区域和西南部鹤庆县的南班榜、金山和羊龙潭水库地区，也有由蛇山组湖相砂与粘土沉积所组成的台地（照片2-1-3），高出盆地面约80m。该台地往往上覆中更新世的洪坡积砾石或碎石层。在流出盆地的东山河谷中，依然有这一台地的残余。河谷中，可以见到多级基座阶地。显然，曾经统一的丽江-鹤庆古湖或称蛇山古湖在早更新世期间或稍后被泄空，与前述的洱海古湖及后述的若干古湖的泄空情形大体一致。

肖海丰等（2006）据鹤庆盆地中部县城西侧一深达737.72 m钻孔（地面标高2190 m）的岩性（720.71 m以下为砾石，694.03～689.33 m间出现大量螺壳，岩性向上明显变细，显示盆地开始积水成湖，其间在382.10～358.58 m间和195.65～1689.64 m间出现2层砾石层）和磁性地层测试等结果，认为鹤庆盆地形成于2.78 Ma BP，2.65 Ma BP积水成湖，1.5 Ma BP与0.99 Ma BP左右山盆高差2次加大。上述研究显然没有考虑鹤庆古湖周围台地的存在和古湖泄空的情况。我们认为该钻孔的地层显然并非是连续的，应该有数百米的缺失。在其2个砾石层中，至少有1个是古湖被泄空的结果。该砾石层以上的沉积，则是近代鹤庆盆地的沉积。因此，该古湖的起始年龄应比2.78 Ma要早得多。

此外，在松桂乡北约3 km的松桂盆地北部南王河上源与枫木河上源一分水岭及其南侧，也可见到一套河湖相夹有砾石层的砂与粘土层（照片2-1-4），其底部也为磨圆良好的砾石层，不整合地覆盖在基岩之上。它们应是松桂古湖的产物，其泄空时间也应在早更新世前后。

二、横断山脉南部高山深谷区

1.丽江-香格里拉段

本段由玉龙雪山起，至白茫雪山东麓止，主要由玉龙雪山（与哈巴雪山-沙鲁里山脉南延部分）、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栏段金沙江河谷等一系列近SN向延伸的雪山、盆地与金沙江及其支流河谷所组成。

位于云南省丽江市及玉龙县北面的玉龙雪山（主峰扇子陡，海拔5596 m），是我国与欧亚大陆最南有现代冰川发育的雪山。有现代冰川19条，面积11.61 km²。由于高于当地现代雪线（海拔4600～4800 m）的正差较大，我们已发现了4次更新世冰川作用的遗迹。经过在山脉东西两麓的研究（赵希涛等，1999b，2007b），这4次冰川作用分别是中更新世早期的玉龙冰期、中更新世中期的干海子冰期、中更新世晚期的丽江冰期和晚更新世的大理冰期。其中，中更新世早期的玉龙冰期与中更新世中期的干海子冰期，相当于我国其他地区的倒数第三次冰期，其主要类型为山麓冰川。尤以前者规模最大，可在山麓西侧堰塞金沙江河谷。后2个冰期的冰水沉积，则在西麓的3条支沟口，形成了3个较为巨大的扇形台地。

作为丽江市玉龙县与迪庆藏族自治州香格里拉县界河的金沙江石鼓-大具段河谷，包括了世界知名的2个河段：石鼓附近的“长江第一湾”和虎跳峡。在石鼓至虎跳峡上峡口间，河谷开阔，其下为深厚的河床覆盖层，其上发育了4级河流阶地，阶地的基座，往往是玉龙雪山西麓的冰川与冰水沉积堰塞金沙江所形成的古湖——石鼓古湖的湖相沉积（赵希涛等，2007a）。石鼓段金沙江深厚的河床覆盖层和大具盆地下渡口西岸早更新世早期金沙江砾石层的发现（赵希涛等，2006），表明该段金沙江早已存在。即使在中晚更新世受到堰塞，也不改其向东奔流的大势。石鼓古湖约于8万多年前被外泄。

属于香格里拉县的大、小中甸盆地夹于雪山和天宝山之间。虽然这两座山上并没有现代冰川发育，但至少可发现2期更新世冰川作用的遗迹存在。前者可说是我国最南的古冰帽，是因为其夷平面保存较好。在中甸盆地东南部的湖相与三角洲相沉积中，发现了丰富的早更新世哺乳动物群化石（马学平等，2004），表明该盆地至少在早更新世之前已经存在。而U系与光释光（OSL）年龄测定结果则表明，小中甸古湖也发育于中、晚更新世，约于6万多年前被外泄，稍晚于石鼓古湖（赵希涛等，2007c）。

雪山是夹于金沙江河谷与大、小中甸盆地之间的一条近SN走向的小山脉，其主要山峰多在海拔4000～4600 m之间。因此，该山虽号称雪山，只是一年中有较多时间积雪而已，其上并无现代冰川发育。山脉南段古冰帽的存在，是因为其夷平面保存较好的缘故。值得指出的是，宗冠福等（1987）在香格里拉县尼西乡的叶卡南沟（金沙江支流冈曲河的一条小支流）由冲沟沉积砂砾石与粘土所组成的阶地中，发现了早更新世哺乳动物群的化石：Mymomys henganshanensis，Hyaena licenti，Metailurus?sp.，Canis sp，Equus yunnanensis，Cervus（R.）sp.，Gazella sp.，Bos（Bibos）sp.等（照片2-1-5）。而在这套地层之下，则为受到强烈褶皱变形的湖相砂与粘土沉积，其中含有上新统地层所特有褐煤线。另在与叶卡南沟只有一山之隔的川吉洛玛河谷中，也发现了一套厚逾500 m、中上部为湖相沉积砂与粘土夹砾石、下部为磨圆较差的厚层砾石层所组成的盆地充填沉积。这2套沉积的底板分别为海拔约2900 m和海拔约2400 m，由于离金沙江远近的不同，它们已分别高于现代金沙江谷底约400～900 m，已较附近海拔约4200～4400 m的夷平面低了1300～2000 m。

奔子栏段金沙江发育了多级侵蚀阶地与多级基座及堆积阶地。在奔子栏稍稍下游的角玛，拔河72.2～101 m的第四级阶地的基座也是典型的湖相纹层状粘土沉积，该粘土样品的U系法年龄测定结果为82.1～122.0 ka BP。根据其金沙江对岸剖面的研究，该湖相沉积下伏以厚层的崩塌滑坡堆积，显然是河谷上部陡坡大规模崩滑作用堰塞金沙江的结果（张永双等，2007）。虽然堰塞的原因有所不同，但其发生的时代却与石鼓古湖是一致的。

2.德钦段

本段由白茫雪山东麓起，至梅里雪山止，主要由云岭山脉、澜沧江河谷与梅里雪山组成。

云岭是横断山脉中部宁静山脉-云岭的南段，由北部的察里雪山（主峰尼层拉古，海拔5263 m）、甲午雪山（海拔5140 m）、白茫雪山和其东的云岭山（狭义）组成，大体均呈SN走向，地势北高南低。滇藏铁路所经的白茫雪山，其最高峰海拔5429.6 m，位于山脉的中北段；而被当地称为白茫雪山的山脉主峰，其海拔却只有5133 m。由于本地区的现代雪线为海拔4600～4800 m，而这2座雪山在雪线以上的正差较小，因而没有现代冰川发育，只在山脉的主要高峰及其周围的古冰斗或冰围谷中，一年之中才有较长时间的积雪。然而，更新世古冰川作用的遗迹却广泛分布于主要高峰的山麓与沟谷上部，以及白茫雪山垭口地区。同样，云岭山的主要高峰集中于该山的西北部，海拔多在4800～4900 m之间，无名的最高峰海拔仅4906 m，因而也没有现代冰川发育，其古冰川作用遗迹则主要分布于山脉北麓214国道以南的山麓地带。根据藏东南和滇西北地区其他雪山的古冰川研究结果，白茫雪山与云岭山地区更新世冰川作用大体可化为2～3期，其中倒数第三次冰期可能仅分布于白茫雪山垭口南侧及金沙江支流珠巴龙曲上游珠曲上源与其西侧第一支沟之间山脊中上部的和缓平台上。倒数第二次冰期是本区分布最广的更新世冰川作用遗迹，主要以侧碛和终碛形式发育于各白茫雪山主要高峰之下的澜沧江与金沙江上游的沟谷之中，其最低分布位置在白茫雪山垭口西侧（照片2-1-6），海拔3800 m，在珠曲上缘西侧的两支沟的汇合处下方为海拔3700 m左右。在云岭山东北，倒数第二次冰期的侧碛可下达海拔3200 m左右。白茫雪山的侧碛普遍高达100～150 m，由3～4道侧碛垄组成，其间有侧缘沟槽发育，而云岭山同一冰期的侧碛高度略小，为80～120 m。末次冰期的规模则小得多，在白茫雪山东麓可到达珠曲西侧两条支流的汇合处附近，侧碛高约50～80 m。云岭山脉北侧最大一条侧碛仅可进入主沟，其他5～6条支谷中的侧碛仅分布或高悬于小支沟中上部，很少接近沟口处，其高度只有20～50 m。

梅里雪山是横断山系中他念他翁-怒山山脉南段怒山山脉的一部分，属于滇藏2省区之间的界山。其最高峰卡瓦格博，海拔6740 m，是云南省最高峰。因该山脉高于现代雪线的正差很大，因而是横断山脉的第二个现代冰川发育中心，围绕高峰有76条现代冰川发育，面积162.82 km²。其中，位于主峰东坡的最长一条冰川明永冰川，长11.5 km，在横断山脉中仅次于贡嘎山东坡的海螺沟冰川（长13.1 km）和磨子沟冰川（长11.6 km），但其冰舌下伸至海拔2700 m处，则是所有冰川中最低的。研究表明，明永冰川的运动速度可达530 m/a左右，远大于海螺沟冰川的188.8 m/a及我国有记录的其他冰川。因此，明永冰川是我国现代冰川中运动速度最快者，是确切无疑的海洋性冰川（赵希涛等，1999a）。明永冰川外围有3期古冰川发育，其中，倒数第二次冰期的冰碛物已伸入明永沟南岸的深切的澜沧江河谷，并被组成澜沧江阶地的厚层冲积砾石层所覆盖，现已高出谷底达130 m。而在沟北岸，则可见到拔河可能达300 m的倒数第三次冰期的冰碛或冰水沉积物出露（照片2-1-7）。由于可能为中更新世早期形成的倒数第三次冰期的冰碛或冰水沉积物出露于深切的澜沧江河谷近底部，因而澜沧江至少应是早更新世以前形成的河谷。

该段澜沧江已下切到海拔2000 m左右的高度，已较四周的夷平面低2500 m左右。在深切的谷底下部至少可以发现8级基座阶地以及由于冰川沉积或其他崩滑流堆积的堰塞而形成的某些堰塞湖沉积。

3.左贡-八宿段

本段由梅里雪山西麓起，至伯舒拉岭的安久拉止，主要由怒江及其支流玉曲等河谷与伯舒拉岭组成。该段怒江深切于伯舒拉岭与他念他翁山-怒山山脉之间，江底海拔在南部为2000 m左右，而在北部已渐渐上升到近3000 m，表明河流的纵剖面较前述地区为大，而怒江左岸近乎平行南流的最大支流玉曲的纵剖面坡度则更大，其上游部分已变得相当宽浅，与主夷平面的高差已变得很小了。怒江及其主要支流玉曲及八宿所在的支流冷曲都发育了多级河流阶地。

除前已叙及的梅里雪山现代冰川特别发育和主峰海拔为6010 m的大米勇和个别海拔超过5600 m的山峰有小型现代冰川分布外，本段的他念他翁山-怒山的许多高峰海拔大多在5000～5600 m之间，只见2期古冰川的遗迹。而在伯舒拉岭东北坡冷曲上游仲沙附近，我们可以清楚地看到3次更新世冰川作用的遗迹（照片2-1-8）。由于可能为中更新世早期形成的倒数第三次冰期的冰碛出露于怒江支流冷曲上游，因而怒江至少应是早更新世以前形成的河谷。

三、藏南高原东部山原河谷区

1.波密-林芝段

本段由念青唐古拉山东段（也称伯舒拉岭）安久拉西麓起，至雅鲁藏布江与其支流年楚河汇合处止，主要由雅鲁藏布江东部支流帕龙藏布江河谷、冈底斯山脉最东端余脉及年楚河下游河谷所组成。在雅鲁藏布江大拐弯处绕过了喜马拉雅山东端的南迦巴瓦峰（海拔7782 m）及对岸的加拉白垒峰（也称比鲁，海拔7294 m）。

该段帕龙藏布江已深切于由其北侧的伯舒拉岭和南侧的岗日嘎布之间。由于这2座山脉的主要高峰海拔普遍在5500～6500 m之间，阻截了西南季风带来印度洋的大量水汽，因而成为青藏高原现代冰川最为发育的一个中心，更新世古冰川作用也十分发育（李吉均，1986；郑本兴，2006）。发源于这2座山脉的帕龙藏布各支谷，特别是东段各支谷的倒数第二次冰期的侧碛与终碛绝大多数已进入主谷，并往往堰塞了主谷，形成一系列堰塞湖。其中，著名的然乌湖就是堰塞湖之一。有些堰塞湖已被帕龙藏布江后期的切割而消失，有的还有古堰塞湖沉积物残留。因此，帕龙藏布江东段的河流阶地并不发育，只能见到1～2级年轻的低阶地。而在帕龙藏布江西段，河流的溯源侵蚀时间较长，才形成了多级河流阶地。同样，由于丰富的降水和冰川沉积物的存在，现代滑坡和泥石流的活动在帕龙藏布及其支流易贡藏布河谷中十分频繁，且规模极大，对该区的交通和当地居民的生活带来极大的危害。

在冈底斯山脉最东端余脉，因高峰海拔只在4500～5000 m之间，而夹于喜马拉雅山东段与念青唐古拉山东段之间地区的雪线已上升到海拔5000～5500 m之间，故没有现代冰川发育，只能见到古冰川作用的遗迹。

在年楚河下游及其流经的林芝县的支流河谷中，不仅发育了多级河流阶地，也可发现大量厚层典型的湖相沉积物剖面，特别是在林芝以东的雅鲁藏布江宽谷东段。前人对河流阶地，特别是雅鲁藏布江宽谷东段因喜马拉雅山东段南迦巴瓦峰北坡则隆弄冰川的推进而形成的古堰塞湖的发育有过不少报道（杨逸畴等，1983；刘宇平等，2006）。

2.米林-拉萨段

本段由雅鲁藏布江中游夹于冈底斯山脉东段与喜马拉雅山东段及其以北的“低山丘陵”之间的宽谷段和其支流拉萨河下游的宽谷段所组成。该段雅鲁藏布江河谷宽广，在米林县普遍达2～4 km，在朗县以东宽度变窄为1 km以内，在朗县与加查间又渐展宽至1～2 km，且阶地与曲流相当发育；加查至桑日间则为切入冈底斯山脉东段、切割深度逾1500 m的峡谷；桑日以上段河谷复又展宽，在泽当至拉萨河汇合处的曲水间，河床普遍宽4～6 km，辫状水系极为发育，且可以见到数级阶地、古湖相沉积和风沙沉积爬上江边山丘的现象。

在喜马拉雅山东段诸高峰北坡有沟谷直接注入雅鲁藏布江者，其倒数第二次冰期的侧碛与终碛往往能伸出谷口，因而发育于雅鲁藏布江河谷中的湖相沉积，也像前述宽谷东段所发现的湖相沉积一样，大都是古冰川堰塞的结果。而冈底斯山脉东段与喜马拉雅山东段以北的“低山丘陵”，因山峰的海拔高度多在5500 m左右或低于这一高度，而本区的现代雪线却上升到5500 m左右，故大都缺乏现代冰川，古冰川作用的规模也很小。

⑩ 海洋地质与第四纪地质如何投稿

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

应该是联系张光威老师投版稿权