第四紀中國地理景觀演變

① 中國的地理風貌是什麼時候形成的

中國目前的地理環境是什麼時候形成的？比如有的人說黃土高坡幾專百年前才形成。這里屬做一探討。
我國現代構造和地貌，晚古生代海西運動後已初步形成輪廓，中生代燕山運動以後基本奠定基礎，喜山運動則完成了現時構造和地貌輪廓。
（1）第三紀喜山運動以前，我國大陸輪廓就已基本形成，山川交錯、盆地相間的地理景觀。西北地區形成大型盆地，如塔里木、准噶爾、柴達木等盆地。東部地區由於大陸與洋殼的擠壓，產生北東——南西；北北東——南南西的山系。隆起區仍繼續上升，下陷盆地仍在下降，第三紀沉積物，厚度可達5000米以上，例如洞庭盆地。
（2）第三紀末的喜山運動，喜馬拉雅海槽上升為5000米以上的山地，台灣也脫水而出。至此，基本造就了我國現時地貌輪廓。同時喜山運動，伴隨大量的火山噴發。
（3）喜山運動後，地殼發展進入第四紀時，新構造運動表現仍十分強烈。

② 第四紀地質學和地貌學的概念

1. 第四紀地質學的概念

第四紀(Quaternary)是地球發展歷史中最新的一個紀，延續的時間比較短暫，按現今多數從事第四紀地質學研究者的觀點，是指距今 2. 60Ma 以來的歷史。如果把地球的歷史縮短為365 天的話，那麼第四紀即開始於除夕之夜的 19 點(圖 1-1)。在地球演化的歷史上，第四紀雖然時間短暫，但與人類的關系卻非常密切。在這個時期，人類得到快速進化，成為地球上迄今最為高等和最為智慧的動物，而且還發生了很多重要的地質事件，如氣候變遷、海平面波動、植被更替、火山噴發、青藏高原快速隆升等，這些事件都對我們賴以生存的環境和資源產生了重大的影響。第四紀這一名稱曾在 2004 年出版的國際地層表中被取消了，但在 2008 年新出版的國際地層表中又恢復其名稱，還是把它作為新生代中一個紀來處理。

圖 1-1 地球歷史的劃分(按 365 天計算)

第四紀地質學(Quaternary geology)是研究在第四紀時期發生在地球表層的各種地質事件及其動力機制的一門學科。第四紀是地球歷史中一個環境很不穩定的時期，地球表層的環境發生過巨大的變化，有些地區的面貌與現今大相徑庭，如中國東部的渤海、黃海、東海等在第四紀的某些時期完全出露海面，是一片陸地景觀，而有些時期，海岸線可深入到北京，上海是一片汪洋; 在某些時期，華北和西北地區為亞熱帶氣候，曾有象群的分布，而有些時期，氣候卻非常的寒冷，在中國的東部山地可能有冰川發育，北美的大部地區被厚厚的冰川所覆蓋，北歐也是一片冰原景觀。第四紀地質學就要研究這些地質事件發生的背景、演變過程、驅動機制等，弄清這些地質事件發生的規律，以便預測地球表層未來可能發生的地質事件和環境變遷。

2. 地貌學的概念

地貌學(Geomorphology)是研究固體地球表面的形態特徵、成因、演化和分布規律的一門學科。固體地球表面的形貌千姿百態，成因也各不相同。有海拔 8844. 43m 高的珠穆朗瑪峰，也有位於海平面以下-11034m 深的馬里納亞海溝; 在陸地上，有高低起伏的崇山峻嶺，也有一望無際的大平原; 在海底，有綿延 70000 多千米的巨大山脈(大洋中脊)，也有呈孤立狀的海山; 在中國，有溝壑縱橫的黃土高原，也有一馬平川的華北平原。所以固體地球的表面是一幅由各種地貌鑲嵌而成的美麗 「畫卷」，同時也記錄了固體地球表面的演變過程。地貌學不僅要研究這些地貌的形態特徵和變化，而且還要研究各種地貌的分布規律和演變過程，研究地貌的形成和演變與各種動力的關系，以及地貌的未來發展。

圖 1-2 第四紀地質學與地貌學的關系

按照現今的學科分類，第四紀地質學屬於地質學的范疇，為地質學下屬的一個二級學科; 而地貌學屬於地理學的范疇，作為自然地理學的一個分支。盡管如此，第四紀地質學與地貌學關系密切，它們是從兩個不同的角度研究地球表層的性質(圖1-2)。任何一種外力地質作用，在塑造地貌的同時，也形成第四紀堆積物。第四紀地質學主要是從沉積物的角度研究地球表層的特性，如沉積物的形成和特點、構造運動、氣候變遷、環境記錄等，而地貌學是從地表形貌的角度研究地球表層的特性，如地形的高低、起伏、分布、演化等。在實際工作中，研究地貌的同時，也必須研究相關的第四紀沉積物，它們的研究成果互為補充，互為驗證。

③ 第四紀地質環境

(一)早更新世地質環境

1.構造環境及其變遷

本區早更新世構造環境由上新世構造環境演變而來。區內的地貌及第四紀地質研究結果可以看出，早更新世構造輪廓繼承了新近紀早期構造輪廓。嫩江斷裂、伊－舒斷裂的東支斷裂和西支斷裂、四平－長春－德惠斷裂、營口斷裂、長勝－養畜牧河－法庫斷裂等再度發生繼承性的差異升降運動，東部和西部山嶽丘陵以及大黑山地壘繼續斷塊上升，伊舒斷陷平原和松遼斷坳平原繼續下降。本區當今的構造輪廓進一步顯現。

2.氣候環境及其變遷

第四紀氣候的研究常常是通過對第四紀生物(特別是植被)、地貌和堆積物的研究來完成的。其中由於植被對氣候的變化極為敏感，因此，通過植被(主要是通過孢粉的研究)來研究氣候及其變遷更為常用。以往對本區生物、地貌和堆積物的調查與研究表明，第四紀地質期間本區氣候發生了多次冷暖干濕的波動，植被第四紀堆積和地貌也隨之發生了相應的變化，大致可以劃分如下幾個氣候階段。

(1)地貌和堆積物揭示的早更新世氣候環境

對本區早更新世堆積物和地貌的研究可以看出，在早更新世早期階段，松遼斷坳已基本形成。低凹的松遼平原所接受的來自大興安嶺、小興安嶺和和長白山的碎屑堆積物形成松遼古大湖環境，為湖泊興盛期(初本君，1998)，氣候環境偏涼;早更新世晚期階段主要為冰川和冰水堆積階段，在松遼斷坳盆地周邊地區形成廣大的冰水堆積平原。這些冰水堆積和廣大的冰水堆積平原，由於其後受新構造運動和外動力作用的影響，大部分被後來的堆積物埋藏於地表以下，已不見冰水堆積平原的原始形態，但在一些地區仍然可以看到這些冰水堆積物和冰水堆積平原的局部存在。例如，在西部所見到的白城地區冰水堆積剖面和冰水堆積台地以及東部區懷德－府龍泉－王府一帶的冰水堆積剖面和冰水堆積台地等等，都是早更新世冰水堆積物和冰水堆積地貌的一部分。除此，在長春的腰分水嶺、吉林岔路何、伊通的大南鎮一帶以及松遼平原區鑽孔所揭示的第四紀地質剖面中都能見到早更新世冰水堆積物和冰水堆積平原的存在。可見，早更新世晚期冰水堆積物和冰水堆積平原分布之廣泛。

從上述的堆積物和地貌研究不難看出，早更新世期間本區經歷了由溫暖濕潤氣候環境向冰川和冰緣氣候環境的轉化過程。

(2)生物揭示的早更新世氣候

早更新世氣候由第三紀末期氣候演變而來。中科院長春地理所夏玉梅等研究了吉林省中西部的早更新世植被和氣候。據黑龍江省大慶7901孔、吉林省乾安令字井孔、扶余仲士屯孔、大安舍力孔、白城平台地質剖面、農安王府地質剖面、長春分水嶺地質剖面中的孢子和花粉分析表明，第三紀末上新世早期吉林省西部植被與中新世比較，鐵杉、羅漢松和山核桃等喜熱樹種含量明顯減少，闊葉樹中樺、赤楊、櫟、榆、榛、胡桃及林下草本植物含量逐漸增加，從而顯示出當時氣候由溫暖濕潤向偏涼變干方向變化。

上新世末期，我國北方地區開始被大陸性氣候控制，冬季干涼，夏季多雨。與上新世早期相比，氣候變得更溫涼。喜涼耐乾的針闊葉混交林生長，出現草原型植被。

早更新世早期，本區在灰白色粘土層中前人發現部分介形蟲化石，以土星介為主，計四種屬(初本君，1998)。另外，本次遙感調查在伊通大南鎮勝利屯采砂坑的早更新世地質剖面中，採集微體生物樣品，經天津地質礦產所王強分析鑒定，發現在該剖面的灰白色粘土中含有純凈玻璃介和疏忽玻璃介。玻璃介作為廣溫種在全球皆有報道，在現代溫暖環境亦可出現。但由於個別種出現在冷水中，例如，疏忽玻璃介就是典型冷水種之一，因此，在進行整體評價時，依然將其作為偏冷屬。含有上述玻璃介的樣品有機質含量較高，可粗略認為樣品形成於中營養向富營養過渡的湖泊中。上述玻璃介的發現，不但填補了區內早更新世地層中微體生物的空白，還對揭示早更新世早期堆積形成於氣候偏涼的湖泊環境提供了微體生物學證據。

早更新世後期，本區為由少量闊葉樹參加的疏林草原。標志氣候由冷干向溫和半濕潤方向發展。

由上述植被的演變可以看出，本區早更新世氣候由偏涼向乾冷過渡。這與早更新世堆積物和地貌揭示的早更新世氣候特點是完全一致的。

同時，微體生物所揭示的本區早更新世堆積物中的形成環境與其中的孢粉所揭示的沉積環境是完全一致的。

3.地貌環境

本區第四紀初，現代構造地貌的基本格局已經形成。早更新世早期階段松遼斷坳平原和伊－舒斷陷盆地為冰水河流和冰水湖環境，長白山和大興安嶺為剝蝕區，來自上述山區的碎屑物質源源不斷的堆積於松遼斷陷和伊－舒斷陷盆地的冰水河湖中，受盆地古地形起伏的影響，盆地中堆積物的厚度並非均勻一致，湖盆中的高地則局部缺失早更新世堆積物，早更新世末，受本區新構造運動的影響，新斷裂發生差異性升降運動，松遼盆地解體，東部高平原區伏龍泉和白城平台地區等抬升，浮出水面，形成當今的伏龍泉隆起河白城平台及當代高平原的基底地貌。松遼盆地湖泊的湖面自此開始萎縮。當今的白城平台河伏龍泉隆起自此再未接受風沙和風成黃土之外的任何堆積。

4.環境物質組成

早更新世期間，區內受新構造運動的影響，三山(東部山地、西部山地和大黑山－法庫丘陵)兩盆(松遼斷坳盆地、伊－舒斷陷盆地)的構造格局進一步形成，山嶽丘陵基岩區不斷遭受來自各種外動力的剝蝕，剝蝕的物質源源不斷地堆積於伊－舒斷陷盆地和松遼斷坳盆地中，受早更新世冰川冰緣氣候影響，形成冰川和冰水堆積物，這些堆積物以砂礫石夾灰白色粘土為特徵，遍布於上述兩個盆地中。

(二)中更新世地質環境

1.構造環境及其變遷

本區經歷了早更新世構造變動後，中更新世本區構造環境除繼承早更新世構造變動的某些特點外，三山繼續上升，尤其法庫斷隆的繼續抬升，使東北斷坳平原以其為界分解為北部的松遼斷坳盆地、伊－舒斷陷盆地和南部的下遼河斷坳盆，三大盆地繼續下降。在上述三個斷坳與斷陷盆地內部，新構造運動也較為活躍。松遼斷坳盆地內的雙山－前郭北東向斷裂發生南東盤上升，北西盤下降的差異性升降運動，懷德－伏龍泉－前郭隆起形成。白城平台前緣斷裂發生南東盤下降，北西盤上升的差異性升降運動，白城白土山平台形成。平原內的上述新斷裂運動使得早更新世階段的松遼盆地被肢解，盆地內地形起伏加大，盆地面積首度被縮小。松遼盆地東部高平原形成;下遼河斷坳盆地內的撫順－營口北北東向斷裂及西側山前斷裂、北部的北漂－沙河斷裂繼承活動，控制北、西、東側周邊斷塊山嶽丘陵的抬升，斷坳盆地整體下降。為中更新世地層堆積與形成提供了構造環境。

2.氣候環境及其變遷

中更新世氣候冷暖干濕多次波動為特點。

(1)地貌和堆積物揭示的中更新世氣候環境

中更新世堆積物和地貌的研究認為，松遼平原東部壟崗狀高平原區的中更新世堆積是以含鐵錳結核和少量礫石的亞粘土為主的堆積，並形成廣大的山麓和山前堆積平原。根據上述亞粘土分布的空間位置、岩相結構及所含生物認為該套亞粘土的成因為沖湖積(也有人認為是沖洪湖積)，由它形成的平原為沖湖積平原(即松遼高平原)，為區內黑土形成提供了重要母質條件。厚度較大而且大面積分布的沖湖亞粘土的形成表明本區中更新世處於半乾旱和半濕潤的氣候環境。但也應該指出的是，對本區中更新世亞粘土多個剖面的研究可以看出，亞粘土剖面自下而上無論從顏色、層理、單層厚度及所含孢粉化石等都出現多個旋迴，這些差異表明該套亞粘土並非形成於氣候一成不變的環境當中，而是形成於氣候干濕冷暖的多次波動過程中。

根據本次遙感調查成果表明，此時期下遼河平原，堆積形成海陸交互相的粘土質粉砂、砂層、淤泥，水平層理發育屬於溫和較濕或輕濕的氣候環境。

(2)植被揭示的中更新世氣候

根據乾安、長春、四平、大慶和哈爾濱等地中更新世地層剖面中的主要孢粉成分，結合扶余、龍江中更新世地層剖面中的孢粉組合，松嫩平原中更新世時期至少經歷過四次大的氣候波動。

第一階段，中更新世初期麻黃出現，藜科植物迅速擴大，平原區再現草原型和樺林草原型植被景觀，顯示出大陸性低溫乾旱氣候。

第二階段，平原區闊葉樹增加，水生植物和盤星藻、轉板藻增加，說明此區有一定范圍水域環境，湖沼發育，陸地分布闊葉疏林草甸草原和樺林草原，顯示溫和半濕潤氣候。

第三階段，平原區雲杉花粉增加，禾草類和蒿亦有增加，說明當時周圍山區有雲杉分布，顯示當時是一種冷濕氣候。

第四階段，發生在中更新世末，平原區闊葉樹、水生植物和藻類孢粉增多，顯示氣候再次變暖。

此時期，下遼河中斷坳中更新世地層剖面中的孢粉組合反映早期為以樺屬、雲杉屬為主的森林草原植被，反映古氣候寒冷陰濕;晚期為疏林草原景觀，古氣候溫和濕潤。

由上不難看出，無論是從中更新世堆積物和地貌還是從中更新世植被都揭示出松遼平原中更新世氣候冷暖干濕多次波動的特點。

3.地貌環境及其變遷

本區進入中更新世早期，松遼湖盆地區周邊和伊－舒斷陷盆地地區繼續接受來自小興安嶺、老爺嶺、張廣才嶺和大黑山－法庫斷隆的冰(磧)水碎屑堆積，湖泊中心接受砂質物質堆積。

中更新世中期，當今的高平原區接受來自上述山區和風積的沖湖相亞粘土堆積，並形成沖湖積平原。處於湖泊環境的西部低平原區形成湖相堆積，並埋藏於深部。中更新世末，新構造運動再次使當今的松遼高平原區上升，形成當今的沖湖積高平原地貌，為區內黑土形成提供了重要的地形地貌條件。

此時期，下遼河斷坳盆地接受東西兩側和北部斷塊山嶽丘陵區的亞粘土、亞砂土、細砂等碎屑物質堆積，並在靠海部分，接受第一次海侵。由於斷坳盆地的下降，該地層埋深為179.4～98.2m。

4.環境物質組成

本區中更新世物質組成較早更新世有了較大的變化。這些變化主要體現在區內兩個主要的盆地中。在中更新世這一地質時期，作為上升區的三山仍處於風化剝蝕階段，除山嶽和丘陵由於受到剝蝕其高度相對有所降低外，基岩區物質變化不明顯。在區內的三大盆地中則不同，中更新世階段，松遼、依－舒兩盆地內部接受來自剝蝕區的亞粘土堆積物和風積亞粘土的堆積，為區內黑土形成提供了母質條件。

下遼河遼斷坳盆地，形成以中更新世亞粘土、亞砂土、細砂為主的海陸交互相沉積。

(三)晚更新世地質環境

1.構造環境及其變遷

本區晚更新世階段，其構造環境較中更新世又有了新的變化。晚更新世地質構造繼承了中更新世地質構造輪廓，繼承性新構造運動明顯，山嶽丘陵區再度上升，平原區繼續下降。松遼平原區北部的訥河東西向斷裂差異性作用，北部抬升，高平原形成。雙山－前郭北東向斷裂及白城平台前緣嫩江北東向斷裂也再度發生差異性升降運動，懷德－伏龍泉－前郭隆起及白城平台進一步抬升，當今區內構造輪廓進一步顯現。

除此，晚更新世作為松嫩斷坳盆地內的突出的構造事件是松遼分水嶺的隆起(長嶺斷隆)。遙感圖像解譯和地面調查可以看出，松遼斷坳盆地中部有近東西向的隆起。這一隆起不僅是松花江水系和遼河水系的分水嶺，而且也是松嫩平原和東西遼河平原的分界線，歷來受到地質學家們的注意。本次遙感調查認為，松遼分水嶺是區內弧形斷隆系作用結果的顯示。根據弧形斷隆系所切割的第四紀堆積，其主要形成時期應為晚更新世末(距今18000a)。該弧形斷隆系的形成改變了本區的構造環境和物質環境。可以看出，本區晚更新世階段構造環境較中更新世有了較大的不同。

2.氣候環境

(1)晚更新世早期地貌、堆沉積物揭示的氣候環境

晚更新世早期(140～70ka)堆積物和地貌的研究認為，松遼平原東部波狀高平原由亞粘土和亞砂土組成。根據上述亞粘土分布的空間位置、岩相結構特點和沉積過程中粘土顆粒呈均勻懸浮搬運形式(初本君，1988)，該套亞粘土的成因為沖湖積，由它形成的平原稱為沖湖積平原(波狀高平原)，是區內黑土形成的重要母質源區。下遼河平原由沖湖積黃土狀亞砂土、粉細砂夾薄層亞砂土含礫的中粗砂透鏡體等物質組成。其疏林－草原植被反映古氣候偏乾冷。

(2)晚更新世中期堆積物、地貌和生物揭示的末次冰期氣候

松遼斷坳盆地晚更新世中期的堆積物主要有風積、冰水堆積和沖湖積堆積等。風積物既有風積砂土堆積，也有風成黃土堆積。風積砂土組成風積平原，現呈構造岩片形式見於長嶺弧形沙壟之間。風成黃土形成風積平原，主要見於本調查區的西部。遭受後來流水等外動力剝蝕切割，黃土平原已不連續，完整性差。風成黃土(70～30ka)和風積砂土形成於干涼或乾冷的氣候環境中，本區風積物和風積地貌可以揭示本區乾冷的氣候環境。

冰水堆積物主要見於本調查區西部洮兒河下游。其岩性為砂礫石層夾砂層或砂層透鏡體，組成著名的洮兒河冰水沖積扇。很顯然，本區冰水堆積物和冰水沖積扇的形成也揭示出本區晚更新世中期的乾冷冰期氣候。

沖湖積堆積物主要見於本調查區東部乾安－林甸地區。其岩性為亞砂土，形成低平原地貌。

對晚更新世中期堆積物中的孢粉已作過許多研究。中科院長春地理研究所夏玉梅和王曼華等對本區許多晚更新世堆積剖面進行過孢粉分析，積累了十分豐富的資料。根據晚更新世中期本區植被的總特點可以看出，本區晚更新世中期的氣候是我國大陸第四紀以來最乾冷的氣候時期。這是因為青藏高原的隆起對來自西南的水汽和印度洋的暖濕氣團起到愈來愈明顯的屏障作用，使我國內陸地區降水明顯減少，出現乾旱。

工作區西部受內陸氣候影響，植物組成中的木本成分更為簡單，松、雲杉、樺等為主要樹種，草本植物中蒿、藜含量增加，在蕨類植物中出現一定數量的耐寒冷的陰地蕨，代表了吉林工作區西部大陸性乾冷氣候環境的形成。晚更新世是吉林工作區西部沙漠的形成和擴大的主要時期。也是耐乾冷的草原發育的主要時期。

近年，鄧金憲等對本區西部雙遼勃勃吐火山頂部的風沙堆積剖面進行過詳細研究。該風砂堆積剖面形成於距今(7.69±0.6)×10⁴a。風砂中孢粉含量極為貧乏，種屬單調，代表乾冷氣候的蒿屬、麻黃屬等草本花粉含量較高，木本花粉僅有松、榆和榛屬，且含量極低。古地磁研究表明，各風砂層中的磁化率和磁化強度為低值。上述諸現象可以看成是對末次冰期的響應。

此外，對本區多個晚更新世中期的第四紀地質剖面研究發現，本區晚更新世中期的堆積中大都含有我國北方晚更新世中期標准動物群———披毛犀－猛獁象動物群。該動物群生活在距今40ka左右的地質時期，被認為是冰期氣候的指示動物群或冰期氣候的產物。披毛犀－猛獁象動物群的存在同樣表明，本區晚更新世晚期氣候寒冷。

由上不難看出，本區的堆積物、地貌、植被和動物群共同表明了晚更新世中期本區處於由乾冷的冰期氣候環境中。

(3)晚更新世晚期地貌、堆沉積物和生物揭示的氣候環境

晚更新世晚期(30～18ka)，受橫亘於松遼平原中部的長嶺斷隆影響，由湖積砂組成湖積台地和弧形斷隆束構成長嶺分水嶺。湖積台地為全新世風積與風蝕作用提供母質。

本次在通遼剖面採集的孢粉樣品，分析結果表明，植物組合以針葉裸子植物松為主，闊葉被子植物樺及胡桃、櫟和榆為輔組成的針闊葉混交林或針葉林，反映古氣候溫暖濕潤。

而下遼河平原的沈陽道義屯剖面，揭示的物質為湖積亞砂土，採集¹⁴C測年距今為(16765±160)a～(12530±135)a。孢粉資料反映的針葉林或針闊葉混交林的植物組合特徵，代表古氣候溫和較濕。

3.地貌環境及其變遷

本區進入晚更新世以後，地貌環境發生了深刻的變化。晚更新世中期發生的強烈地殼運動，松遼平原東部高平原開始抬升，晚更新世早期形成的沖湖積粘土堆積物質露出水面，二級湖成階地形成，為區內黑土形成提供了有利的地貌條件。上升的高平原繼續上升，剝蝕加劇，下降的西部低平原區不斷下降，湖泊進一步萎縮，接受堆積。

晚更新世中期，在乾旱氣候不斷加劇的情況下，在松遼平原的中西部地區形成風積黃土、砂土平原，東部湖泊萎縮，接受砂土的堆積。

晚更新世末，松遼弧形斷隆形成，受其斷隆控制，不但將原本相連通的晚更新世晚期古湖泊分解，形成西部地區斷塊與斷坳相間的湖積台地和殘留湖盆地貌組合;在松遼弧形逆沖斷壟低窪部位和東部地區形成殘留湖盆。並具備了當今所顯現的松遼分水嶺的基本形態。它的隆起除分割了松遼盆地湖泊外，也引起了松遼盆地內水系的若干變化，為當今松遼盆地水系的形成奠定了基礎。

4.環境物質組成

晚更新世本區環境物質組成變化很大，主要體現在堆積區的環境物質組成出現了明顯的變化。突出表現是早期形成湖泊環境堆積了砂土物質;中期本區松遼斷坳平原西部的奈曼旗、通遼、雙遼、長嶺、白城、鎮賚、洮南、松原、乾安、瞻榆、通榆一帶有大面積的風積黃土和風砂堆積。東部齊齊哈爾、大慶一帶發育湖積砂土、淤泥物質堆積;晚更新世晚期為的湖積砂堆積，為區內沙化(漠)形成提供了充足的物質條件。

(四)全新世(冰後期)地質環境

1.構造環境及其變遷

本區全新世地質構造輪廓和構造運動由更新世演變而來。就地質構造環境而言，全新世地質構造環境與更新世晚期構造環境沒有多大差異，所不同的是自有人類記錄以來，特別是隨著地質、地震觀測儀器和大地測量儀器的研製和發展，定性、定量、定點和連續的觀測和監測地質環境的變化已成為可能。例如，地震觀測儀器詳細記錄了區內四平－長春－德惠斷裂(四平斷裂段)的新活動引起的地震。大地測量儀器記錄了大興安嶺、老爺嶺和張廣才嶺現階段的隆升和下降等等。揭示出了本區全新世構造環境的變化。

2.氣候環境及其變遷

全新世又稱冰後期，開始於距今約1.1萬年。全新世氣候及其變化是對當今人類生存環境影響最大和最直接的因素之一。不管是全球，還是我國疆域內(包括吉林工作區)，全新世氣候及其演變的研究都較詳細。經典的歐洲全新世氣候分期是由斯堪的納維亞人布列特(Blytte)和賽南德(Sernander)在20世紀末21世紀初創立的。他們把全新世氣候劃分為五個氣候期(表4－1)。我國陳承惠等(1976)、孔昭震(1982)和王開發(1981)曾分別對遼南、北京和滬杭地區進行過全新世氣候劃分。上述研究對本區全新世氣候劃分具有重要的參考意義。全新世又分為早、中、晚三大階段。

早全新世(1.1～7500a)，從東西遼河平原奈曼旗東南剖面遙感調查結果分析，下部含炭淤泥層，距今年代為(11590±130)a。而孢粉組合屬於含一定量闊葉被子植物之針葉林或闊葉混交林，氣候溫和較濕或輕濕。

中全新世(7500～2500a)，早期氣候溫暖濕潤，是氣候最適宜時期，大慶－大安、長嶺三縣堡、前郭波拉屯和東西遼河平原、下遼河平原有多層泥炭形成。根據該期泥炭的堆積速率(最大0.4mm/a)、有機質含量(最大60%以上)、含砂量很少等特點，可以看出該區當時處於泥炭沼澤發育最佳條件時期，推測年平均氣溫3℃～5℃，乾燥度<1，年降水量500～700mm，風砂固定，泥炭沼澤極為發育，沼澤中植物以蘆葦為主，伴生有木賊、苔草、鐮刀蘚、睡蓮等，其他植被松和禾本科佔有相當的比例，是區內黑土形成時期。

晚全新世晚期(2500a～1100a)，本區是以含有風砂和淤泥夾層的泥炭為代表。其植被特點，松較前趨於減少，蒿藜明顯增加，同時出現麻黃屬花粉，說明吉林工作區西部該期由疏林草原過渡到半乾旱草原，泥炭植物殘體以苔草為主，伴生有蘆葦、睡蓮、鐮刀蘚、木賊、鳶尾等。由於氣候變為乾旱，風砂吹揚，大量粉砂落入泥炭沼澤，致使泥炭中含有大量風成砂。

另外，在雙遼地區多座古近紀火山噴發所形成的火山盾(丘)的頂部有厚約5m的風成砂堆積，在這些風成砂的表面發育一層厚30～40cm的黑灰色粉砂層。其形成年代為(5405±80)a(鄧金憲，1998～2000)。在崗丘頂部發育有黑灰色有機質堆積的現象，在四平十家堡團山子侵入岩體所形成的崗丘的頂部也有所見，這些高高聳立於平原之上的火成岩崗丘頂部的黑土層，顯然非沼澤成因。該層黑土的形成表明，黑土形成時期氣候溫暖濕潤，植被發育。顯現出當時的氣候是最宜於植被發育的有利時期。它的¹⁴C年齡測試結果表明該黑土層形成於中全新世大西洋期(氣候最適宜期)。該現象說明，前中全新世形成的碎屑堆積物質，均可作為含粘土成分控制物質

3.地貌環境及其變遷

本區全新世地貌環境由晚更新世地貌環境演變而來，基本格局繼承了晚更新世晚期地貌輪廓，並受長嶺斷隆和法庫斷塊山嶽丘陵的控制，形成以淤泥地平原為主體松嫩、東西遼河和下遼河三個低平原。河谷地貌為輔地貌環境。區內河流如嫩江、第二松花江、拉林河、洮兒河、霍林河、東遼河、西遼河、遼河等河流的平原區河段、下遊河段擺盪不定，河谷加寬，形成寬闊的高河漫灘和低河漫灘地貌及沖積平原地貌，河床擺動過程中遺棄的古河床形成當今所見到的牛軛湖河沼澤地貌等。

本區湖泊特別是風砂地區的湖泊產生淤積，湖盆變淺，水深變小，湖濱形成沼澤。

受耕作、樵柴和過牧等原因的影響，全新世局部地段沙漠活化，沙丘移動，有的疊加於晚更新世形成的沙丘和沙壠之上，形成復合沙丘和沙壠。

中全新世氣候最適宜期，松遼盆地高平原區(沖洪積平原區)形成大面積厚層典型黑土。隨著黑土區人口的不斷遷入和大面積耕作，伴隨著流水的沖刷和土被的流失，黑土地區新的沖溝不斷增加，老的沖溝再度加深、加寬、加長。黑土分布的高平原被切割得支離破碎，這已成為當今黑土區的重要環境地貌問題之一。

4.環境物質組成

雖然全新世與晚更新世比較，本區地質構造的基本格局沒有多大的改變，顯示出地表物質組成的相對一致性。但隨著全新世內、外動力的作用及相互作用，隨著人類對這塊土地的開發和利用，全新世環境物質組成也在發生不斷的和深刻的變化。

首先，本區中全新世形成了黑土。雖然在工作區的山嶽區、丘陵區和平原區，平原的東部區和西部區，南部區和北部區，上升區和下降區，黑土的厚度有很大差異，但黑土的形成卻標志著本區進入了一個新的第四紀地質環境之中。這是因為黑土不但大大改變了這里的環境物質組成，更重要的是，由於它的形成，大大改變了自形成之後這里的生態環境，特別是對本區當代人類生存環境的影響，更是巨大的和深遠的。除此之外，在三個低平原區，形成豐富的含炭淤泥物質層是農業耕作的有利土壤，但受後期風沙運動、地下水位和乾旱、半乾旱氣候的影響，在東西遼河低平原表層，即含炭淤泥物質層之上被現代風沙所覆蓋;而在松嫩低平原表層發生強烈的沙化和鹽漬化作用，直接影響農業耕作的發展。

區內其他因素也改變著這里的環境物質組成。流水等各種外動力對山嶽、丘陵及高平原不斷進行剝蝕，剝蝕的碎屑物質源源不斷地堆積於下遊河谷中，形成新的堆積。人類對山嶽和丘陵區礦產的開發和對平原區的開墾，以及對牧區的放牧等造成水土流失，也不斷改變著這里的環境物質組成等等。

由此看來，上述原因所造成的本區全新世環境物質組成的改變是顯著的。

④ 中國第四紀地質的基本特徵

1. 沉積物類型的多樣性和分布的規律性

圖 2-32 中國第四紀沉積物分布的空間特徵

中國的第四紀沉積物類型非常復雜，幾乎含有第四紀沉積物的所有成因類型，有海相、海陸過渡相和陸相。在陸相沉積物中有地面流水、湖泊、沼澤、地下水、風、冰川、冰水等形成的沉積物，也有重力堆積物和殘積物。在平面上，從東部的海相和河湖相沉積物，到西部的冰川堆積和風成堆積，從南部的洞穴和紅土堆積到北部的戈壁沙漠和黃土堆積(圖2-32)。從海拔高度上來看，第四紀沉積物具有明顯的垂直分帶現象，最低的東部大陸架以海相沉積物為主; 東部平原主要為河湖相沉積; 黃土高原到新疆一帶以乾旱氣候區堆積物為主，如戈壁、沙漠、黃土、洪積物; 在青藏高原，以冰川和冰水沉積物發育為特徵，當然也 發育較多的 湖泊、河流、洪 流 沉積物。

2. 新構造運動的整體性和區域性

中國區域是一個新構造運動非常強烈的地區，第四紀的構造運動屬於喜馬拉雅運動第三幕。在時間上，第四紀的構造運動表現出明顯的階段性: 強烈的上升期與相對平靜期交替出現，在我國的西部地區尤為清晰，從而形成多級的層狀地貌。在區域上，西部和南部以抬升為主，而東部和北部以下降為特徵，並且從西南到東北構造運動的強度具有逐漸減弱的梯度。在第一階梯和第二階梯上以整體的抬升為特徵，第三階梯以整體的下降為特點，而在 3 個階梯之則間表現出強烈的差異抬升運動。地震活動主要分布在華北、南北地震帶和西昆侖-喜馬拉雅3 個帶上，火山活動主要集中在東北、東南沿海和西南地區。

3. 哺乳動物群的南、北差異性

以淮河-大別山-秦嶺-龍門山-橫斷山一線為界，中國第四紀哺乳動物群可分為南、北兩個哺乳動物地理區。北方區屬古北界的一部分，哺乳動物以喜干、涼、冷的動物為主，草原型動物占優勢。南方區屬東洋界的一部分，哺乳動物主要由喜暖濕的成分構成，森林型動物占優。南、北方動物群的差異從早更新世開始出現雛形，在中更新世變得明顯，但這兩個動物群的一些成員隨著氣候的變遷發生往南或向北的遷移，進行動物群的交流。就哺乳動物群演化而言，中國的第四紀哺乳動物群是在我國上新世三趾馬動物群的基礎上演化而來的，形成了含真象、真馬等成員的動物群面貌。由於南、北氣候變化的差異，影響到動物群的性質，使北方動物群表現出一定的進步性，不同階段的動物群差異和更替比較清晰; 而南方動物群則顯示出一定的保守性，動物群的更替不及北方動物群清晰。

4. 氣候波動的區域性與全球性

對我國的黃土研究表明，黃土-古土壤序列很好地記錄了我國的第四紀氣候變遷。在第四紀我國的氣候至少存在 30 多次冷-暖旋迴(climatic cycle)，並與深海沉積物的氧同位素具有良好的對比性。氣候波動具有 100ka、41ka 和 21ka 的天文周期，而且在早更新世以 41ka 的周期為主，而中、晚更新世以 100ka 周期為主，這些與世界其他地區的氣候變遷規律是相似的。這說明我國的第四紀氣候波動具有全球性的特徵。

我國的第四紀氣候變化不僅具有全球性的特徵，而且還具有區域性的特點。在南亞季風和東亞季風的影響下，形成了我國東部地區乾冷與暖濕交替以及西南地區獨特的氣候特徵，青藏高原的隆起導致了我國西北地區強烈乾旱的氣候。

5. 季風作用的特殊性

中國是世界上季風作用最為顯著的國家之一，季風(monsoon)造成了我國特殊的氣候特徵。在第四紀早期，由於青藏高原還沒有隆升到足夠的高度以致影響到南亞季風向北侵入，使我國同時受到東亞季風和南亞季風的影響，導致西北地區冬季和夏季的氣候差別降低。但在更新世的中期，青藏高原已隆升到較高的海拔，影響了南亞季風的侵入，同時加強了東亞季風，使我國西北地區進一步乾旱化，冬季風和夏季風的差異顯著增強。由於受東亞季風的影響，中國東部地區夏季多雨濕潤，而冬季乾旱多風。

6. 人類文化的差異性

中國的古人類化石及石器相當豐富，包括直立人、早期智人和晚期智人及其石器，主要分布在橫斷山脈以東地區。在時代上，直立人可能從約 2MaB. P. 就在我國出現，這與被譽為人類起源和演化中心的東非地區所發現的直立人時代相當。我國直立人的一些特徵與非洲的直立人表現出一定的差異性，更重要的是我國直立人文化尚具有特殊性。盡管我國直立人也有大石器(手斧)文化，但一直處於次要的地位，而演化的主線是小石器文化，並始終縱貫直立人和智人階段，這顯然不同於非洲以大石器手斧文化為特徵的文化系統。所以中國的人類文化具有特殊的一面。

我國南、北方的石器文化也有一定的差異。在北方基本上是小石器文化的演化，而在南方出現小石器與大石器平行演化的特徵，而且手斧文化主要分布在長江流域及其以南地區。

⑤ 下圖示意第四紀中國重大環境演變事件關系，讀圖回答1~3題。 1、圖中Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ代表的地理事件

⑥ 中國第四紀生物地理與生態環境演化

第四紀是地球歷史上地形最復雜，氣候波動最頻繁，陸地最為分散的時期，因此這個時期的生物分布在區域上的分異也是最大的時期。這種分異在第四紀並不是一成不變的，而是隨著氣候、地形等環境因子的變化而不斷地發生著演變，並逐漸演化到現今的狀態。

1. 早更新世

在上新世，我國的地形比較平坦，青藏高原也只有 1000m 左右，東部的華夏山脈已被夷平，大小湖泊廣泛發育，全區基本上受熱帶和亞熱帶氣候控制，因此該時期南、北紅土都很發育。當時廣布境內的三趾馬動物群遍及我國各地。這時中國東部和西南地區氣候炎熱而濕潤，為常綠落葉闊葉林-草原景觀，而西北地區盡管氣候炎熱，但比較乾旱，以稀樹草原為主。

到了第四紀的早期，由於氣候變冷，青藏高原的隆起，冬季風加強，我國生物分布狀況也發生了改變。曹伯勛(1989)曾將我國第四紀生物地理分為北方生物區和南方生物區，並進一步劃分出 8 個省(北方生物區 5 個，南方生物區 3 個)。這種劃分更符合現今的狀態，但與早更新世的生物地理還是存在差別。就北方地區而言，這時的太行山還比較低矮，秦嶺也不高，華北、東北和黃土高原的環境差別不大，長鼻三趾馬-真馬(三門馬)動物群分布區內，屬於北亞熱帶到溫帶氣候，生長著落葉闊葉林-草原植被。

南方地區氣候比北方地區要炎熱和濕潤，大熊貓-劍齒象的早期類型廣泛分布，主要的成員是前東方劍齒象、中國犀、貘、大熊貓、巨猿等，喜暖濕的動物比長鼻三趾馬-真馬動物群豐富得多，常綠闊葉林廣泛發育。盡管這個時期的南、北方動物群存在差異，但它們之間的界線還是比較模糊的，很難用秦嶺-大別山來作為它們的分界線，如果存在這樣一條界線的話，也比現今的位置偏北。

2. 中更新世

由於在早更新世晚期到中更新世初期的強烈降溫，青藏高原快速隆起進入冰凍圈，秦嶺-大別山以及太行山的升起，長江和黃河的貫通，我國的生物地理格局發生了明顯的變化。青藏高原出現了多年凍土，凍土地貌和冰川地貌發育，氣候非常寒冷，植被為高寒的草原-草甸-針葉林，動物群也是適應比較寒冷氣候的組合。

華北地區以暖溫帶氣候為主，周口店動物群中絕大多數為古北界的類型，含少量的東洋界分子，這表明當時氣候比現今溫暖，尤其在中更新世中期，華北地區非常溫暖濕潤，曾發育紅土。植被中有山核桃、山毛櫸等，但建群植物是溫帶的櫟、榆、鵝耳櫪以及松、樺等，呈現出溫帶森林草原景觀。西北地區進一步乾旱，離石黃土的粒度比午城黃土粗，表明冬季風作用增強，使得草原擴展和森林縮小。

秦嶺-大別山這條地理界線在這個時期已變得清晰了，南方與北方動物組成的差異也顯而易見。秦嶺-大別山以南地區氣候溫暖而濕潤，網紋紅土發育，東方劍齒象、中國犀、巨貘、大熊貓、竹鼠等在區內廣泛分布。長江流域為亞熱帶常綠落闊葉針葉混交林，向南到南寧—廣州一線以北為亞熱帶常綠落闊葉林，該線以南為熱帶、亞熱帶常綠闊葉林，海南島和南海諸島為熱帶雨林。

3. 晚更新世

在晚更新世早期(末次間冰期)氣候溫暖，但在晚期(末次冰期)氣候急劇變冷，我國的環境發生重大變化。在青藏高原，出現大面積的多年凍土，凍土地貌非常發育，東北地區也出現了苔原環境，甚至在華北地區出現了冰緣環境。猛獁象-披毛犀動物群廣布東北地區的多年凍土帶，向南擴展到華北地區。暗針葉林從高山下移到華北平原，在北京到山東的平原區出現了暗針葉林。海平面大幅度地下降，渤海、黃海、東海露出海面而成為陸地，華北地區的動物群曾游移到澎湖列島。

秦嶺-大別山以南地區也受降溫的影響，大熊貓-劍齒象動物群向南收縮，一些成員個體增大以適應變冷的氣候，雲貴、華中和華南山地植被帶中的北溫帶針葉林樹種比例有所增加，甚至在雲貴高原的一些河谷盆地中出現了純針葉林(冷杉、雲杉林)。

4. 全新世

這個時期的環境特徵和生物地理區系與現今差不多。華北平原地區為落葉闊葉林，山地為落闊葉針葉混交林。西北地區為乾旱的荒漠草原、稀樹草原，在山地有少量的針葉林。青藏高原為高寒的荒漠草原、草甸植被。我國南方地區則是亞熱帶、熱帶常綠闊葉林，以及熱帶雨林，在高山上(2600 ～2900m)為闊葉針葉混交林，在 4000m 以上的山地為灌叢和草甸植被。

但在全新世中期的大暖期，南方動物群的一些分子可達華北的南部，在殷墟遺址中發現了象、貘、水牛、竹鼠等東洋界的成員，不過大暖期過後，象已退到雲南的南部，貘則遷出中國境內。

思考題

1)利用孢粉恢復第四紀植物群應注意哪些問題?

2)第四紀哺乳動物群劃分的主要依據有哪些，其在第四紀地層和古環境研究中的作用是什麼?

3)影響人類進化的主要因素有哪些?

4)石器的出現對人類進化的意義是什麼?

5)青藏高原隆起過程對中國第四紀生物演化有哪些影響?

6)「北京人」 用火的意義何在?

7)中國南方和北方哺乳動物群的差異和交流說明了哪些問題?

⑦ 第四紀階段是指

中國第四紀地層記錄了許多重大地質事件，如構造古地理事件、氣候演變事件、生物演化事件、人類演化事件、火山活動事件等。在構造古地理事件中，青藏高原的驟烈隆升是塑造我國現代地貌景觀的主導因素，大規模的海平面升降和區域構造運動(南海、東海和黃海的持續拉張)是我國東部和廣大海域環境多變的控制因素。在氣候演變事件中，我國西部地層區廣泛發育的山嶽冰川、中部和東部地層區廣泛發育的黃土堆積、紅土堆積和洞穴堆積成為中國古人類生存、發展和演化的環境條件。在生物演化事件中，更新世早、中期真馬、披毛犀、狼、牛等的依次出現、更新世晚期大冰期中猛獁象 披毛犀動物群的大發展、更新世晚期之末的大絕滅事件以及全新世以來的現代動物群構成了我國陸相第四紀地層分期對比的基礎。在人類演化事件中，2ma前有河北泥河灣地區的「小長梁」、「半山」遺址和「新文化層」、1.7ma前的雲南元謀人、1～0.50ma之前的藍田直立人和南京直立人、0.25～0.50ma之前的北京直立人、十幾萬年前的大荔人，以及更新世晚期的許家窯人、丁村人、河套人、峙峪人和更新世晚期之末1萬～2.5萬年前的山頂洞人、田園洞人等。全新世1萬年以來的魯豫地區的裴李崗文化層、仰韶文化層和龍山文化層記錄了最早的中華古代文明史。在火山活動事件中，有幾個集中的玄武岩為主的噴發區：滇西、羌塘至昆侖的玄武岩、安山岩以至鹼性、超鹼性岩；東北五大連池和長白山的玄武岩；澎湖的漁翁島玄武岩和雷州半島的橄欖玄武岩，這些火山噴發區大多也是新近紀的噴發區。
由於上述第四紀各種地質事件的交織，造成了復雜的地層類型。就地層的多樣性而言，第四紀是最為復雜的一個紀，中國又是世界上具有最復雜地層類型的國家。這為我國第四紀地層的劃分對比造成了極大難度，同時也為我國第四紀研究獨具特色的發展提供了天然條件。
第四紀各類地層的劃分對比需要高精度的年代地層標准。我國一般以2.50ma作為第四紀的起始(安芷生、王乃文等，1979；劉東生、丁孟林，1982；中國地層典編委會，2000)，有別於國際上以義大利Vrica剖面為標準的1.8ma底界。在海相化石帶序列中，浮游有孔蟲(N帶系統)包含兩個化石帶(Blow，1969；Bolli，1985)，細分的亞帶化石不易找到；鈣質超微化石包含4.5個化石帶；對第四紀的高精度要求來說上述化石帶劃分顯得粗糙。深海或海洋氧同位素分期(以D、DS或MIS為代號)提供了絕好的氣候地層學基礎(Shackleton and Opdyke，1976；Shackleton and Hall，1989；Shackleton，Berger and Peltier，1990)，曾作為第四紀分期標準的阿爾卑斯4 次冰期也有了相應的年代分期位置(Raymo，1997)。我國第四紀氣候地層學進展的重要一環是黃土、古土壤序列和深海氧同位素期次的成功對比(劉東生、袁寶印，1982)。南海ODP1143孔氧同位素分期的研究為我國提供了近距離的年代對比標准(汪品先、田軍、成鑫榮，2001；趙泉鴻、翦知湣、王吉良等，2001)。但是為解決類型眾多的岩石地層單位的劃分對比問題，仍要訴諸生物年代序列的完善，這里依據以往研究的基礎(黃汲清、王乃文，1986，1987；中國地層典編委會，2000；王乃文、徐欽琦，2003；閔隆瑞，2005 等)，提出3.0ma以來的中國上新世末至第四紀陸相化石帶Ⅰ—Ⅺ(詳見年代地層一章)，並據此提出9個陸相時帶系統，作為全國地層對比的生物年代標准或3個已建階(全國地層委員會，2002)的次級年代地層單位。根據上述9時帶、11化石帶的年代地層系統，擬定了「中國第四紀地層簡表(表4-15)」，所納入的52個地層柱和相關地層單位絕大多數為《中國地層典?第四系》(《中國地層典》編委會，2000)收錄，僅補充幾個地區的地層單位，另外地層對比關系則做了不少改動。

⑧ 第四紀時期中國的地理環境有哪些變化

中國復北方有了早更新世泥河灣制動物群，中更新世周口店動物群，晚更新世薩拉烏蘇動物群。出現了鄱陽、大姑、廬山與大理4個亞冰期。現代冰川覆蓋總面積約為1630萬平方公里，佔地球陸地總面積的11%。我國的現代冰川主要分布於喜馬拉雅山（北坡）、昆侖山、天山、祁連山和橫斷山脈的一些高峰區，總面積約57069平方公里。大量礦物沉積

⑨ 第四紀地質環境演化規律

(一)前第四紀地質環境

大量的研究結果表明，中生代的晚侏羅世到早白堊世，由於受太平洋板塊沿西太平洋畢鳥夫帶向西俯沖，歐亞板塊向東仰沖的作用影響，該地區形成以松遼地塹為主體的北東向大陸邊緣裂谷帶，該帶長約1400km，寬200～350km。其空間分布范圍以松遼盆地為主體，向北過孫吳地塹與前蘇聯境內的捷雅盆地相通，南端與華北裂谷系的渤海灣－中原裂谷相接。並接受厚度達6000～7000m河湖相沉積(初本君等，1998)。到了晚白堊世末至始新世帶內發育的大屯火山噴發(60～80Ma)和雙遼－下遼河火山噴發(49～27Ma)標志著裂谷發展到高潮。到了新近紀早期，火山活動基本平息，裂谷開始收縮封閉(25Ma)。上述地質構造環境的形成為松遼平原第四紀地殼拉張坳陷繼承性發展提供了雛形。

(二)早更新世早期地質生態環境

早更新世早期(頂界1677.8ka，鄧金憲，2001)，松遼斷坳已基本形成。松遼盆地繼承發展，穩定下沉，形成松遼古大湖，並接受了來自大興安嶺、小興安嶺和長白山的碎屑物質補給，沉積一套厚度約20～100m的砂層、含礫砂層、粘土層堆積，早更新世早期湖積地層(Qp^l₁)形成。為湖泊興盛期。其空間分布范圍廣闊，北到小興安嶺南部山前，南至渤海灣，西抵大興安嶺東部山麓，東至依通－依蘭盆地東緣。該盆地受前第四紀凹凸不平的基底地形影響，在四平、新立城水庫東等地區發育局部隆起，其上缺失早更新世早期湖相沉積。

孢粉數據基本反映以樺屬、松屬、榆屬、蒿屬、藜科佔主體的森林－草原植被與以松屬、榆屬、樺屬、藜科佔主體的針闊葉混交林植被的交替轉換。

微體古生物以土星介為主。它們是爾吉斯玻璃介、邱縣美星介、純凈小玻璃介、雙析土星介、東山土星介、隆起土星介、柯氏土星介、粗造土星介和放射土星介等。總體反映湖泊沉積環境，古氣候由偏涼向溫暖濕潤交替轉換(圖1.5.1)。

(三)早更新世晚期－中更新世早期地質生態環境

早更新世晚期－中更新世早期，由於地殼強烈差異性升降運動，大興安嶺山脊線海拔達到1000m，東部山地上升到500～700m。由於氣候乾冷，在大興安嶺、小興安嶺及東部長白山等山地廣泛發育著冰川堆積、冰川侵蝕和冰水堆積作用，形成冰水湖泊。受四周山脈隆升作用影響，松遼古大湖中心沿盆地周邊向昌圖、哈爾濱、北安、訥河、五大連池一線遷移，接受一套砂層沉積，形成晚更新世湖相地層(相當下荒山組一段下部)。而盆地邊緣產生抬升隆起作用，導致早更新世早期沉積的白色粘土層外露水面，接受剝蝕，形成厚度約為10cm的古風化殼。

此時，伴隨冰川作用，形成早更新世和中更新世冰磧和冰水堆積地層(大興安嶺稱白土山冰期、綽爾河冰期、諾敏河冰期，長白山稱土龍山冰期，小興安嶺稱口子門冰期)。該期冰川作用分布廣泛，冰川漂礫堆積於大興安嶺、長白山等中低山地形之上，冰磧和冰水堆積主體發育在山前傾斜平原地帶，局部延入盆地之中，如分布於小興安嶺山前地段的冰磧物最遠已達到克東南;分布於長白山山前地段的冰磧物最遠已達到伏龍泉鎮北;大興安嶺山脈也均到達山麓地帶。盆地周邊地區與下伏早更新世早期湖積地層(Qp^l₁)呈不整合接觸。北部地區與砂層整合接觸。這種接觸關系反應了區內冰川、冰水堆積作用因地域不同而產生的差異(圖1.5.2)。

圖1.5.1 松遼平原早更新世早期古岩相地理圖

由於區內該階段，冰川、冰水作用強烈，古氣候寒冷，發育以木本植物樺屬，草本植物蒿屬為主的森林－草原植被(初本君等，1989)。

(四)中更新世中－晚期地質生態環境

中更新世中－晚期(516～200ka，鄧金憲，2001)，松遼平原處於整體穩定斷陷(坳)接受沉積的古大湖環境。

中更新世中期初，伴隨周邊山區緩慢上升，在大興安嶺東麓盆地邊緣形成白土山冰水斷塊台地。大黑山－法庫地壘不斷抬升，並以其為界，將松遼古湖分解為北部的松遼大湖和南部的下遼河大湖。此後松遼盆地穩定下沉，形成古大湖環境，平原邊緣的山麓地帶已被湖水淹沒，使松遼大湖達到極盛時期，並接受來自於周邊山區或風積物質的補給，沉積了一套厚度約10～50m的沖積－湖積相亞粘土層，中更新世地層(Qp^al－l₂)形成。該套亞粘土層與松遼盆地邊緣及依－舒盆地廣布的冰磧、冰水堆積物呈整合覆蓋關系。盆地內部依位置不同分別覆蓋於早更新世早期的白色粘土層(長春腰分水嶺，)、早更新世晚期的中－粗質砂層之上(哈爾濱荒山采坑)。上述接觸特徵反映松遼盆地在中更新世中－晚期總體下沉的構造環境(圖1.5.3)。

此時，下遼河古湖除沈陽東部地區表現出隆升特點之外，其餘地區總體斷坳，發生海侵(水源海侵)，接受海陸交互相的亞粘土、亞砂土和粉砂互層沉積(《遼寧省區地質志》，1989)。

孢粉數據基本反映以樺屬、藜蒿為主的松、榆、樺、草原植被景觀。古氣候偏溫涼。

圖1.5.2 松遼平原早更新世晚期－中更新世早期古岩相地理圖

(五)晚更新世早期地質生態環境

晚更新世早期，區內構造運動以地殼強烈的差異性升降為特徵。伴隨地殼的差異性升降作用，松遼平原東部、北部抬升，導致中更新世(Qp^al－l₃)沉積的亞粘土層外露水面，第一級湖成地面形成，即黃土狀粘土質崗狀高平原。西部區沉降，古湖泊縮小，向西南遷移，並接受來自於東部高平原區沖積物質的補給，形成厚度約10～25m的亞粘土、亞砂土層沉積，為晚更新世早期地層(Qp^1al－l₃)形成提供了物質基礎。

由於地殼運動的差異性，松遼平原北部屬於掀斜拱隆，東部為斷塊隆升，西部以坳陷為主體。

此時，下遼河盆地以坳陷下沉為特徵，接受沖湖積黃土狀亞砂土、粉細砂夾薄層亞砂土含礫的中粗砂透鏡體等物質的沉積。

該時期孢粉化石表現為松遼平原貧乏，僅見微數量的樺屬、葎草、蒿屬、菊科、藜科、禾本科和狐尾藻等顆粒。下遼河平原以草本植物為主，木本、蕨類植物為輔的疏林－草原植被。總體反映古氣候偏乾冷(圖1.5.4)。

圖1.5.3 中更新世中－晚期古岩相地理圖

圖1.5.4 晚更新世早期古岩相地理圖

(六)晚更新世中期地質生態環境

晚更新世中晚期，距今70～30ka，區內地殼運動總體以差異升降作用為主要特徵。

晚更新世中期(70～30ka)，伴隨區內地殼運動差異升降運動，松遼平原東部、北部、西部繼續抬升，早更新世沉積的亞粘土、亞砂土堆積物外露水面，形成第二級湖成地面(波狀高平原)。導致湖泊繼續向西南遷移，並急劇縮小，湖泊沿齊齊哈爾－乾安一帶展布，接受風積砂土層的堆積，形成中東部地區的晚更新世地層(Qp^2al－l₃)。其他地區湖泊消失，在風蝕的作用下，與外來風積物質共同組成風積黃土和風積砂的堆積，稱之為馬蘭黃土。風積黃土(Qp^2eol₃)僅出露於西部地區養息河的北岸，主體埋藏於西遼河盆地之下。風積砂土堆積沿長嶺、乾安一帶分布，構成中更新世風積砂土地層(Qp^eol₃)。大興安嶺山脈發育末次冰川作用，並形成白城等冰水堆積扇(Qp^fgl₃)。

而下遼河盆地繼續坳(斷)陷，接受了沖湖積相細粉砂和亞粘土沉積。

此時期，氣候寒冷，發育披毛犀－猛獁象動物群(圖1.5.5)。

圖1.5.5 松遼平原晚更新世中期古岩相地理圖

(七)晚更新世晚期地質生態環境

晚更新世晚期(30～18ka)，松遼盆地西部整體下降，古湖泊再一次形成，並接受厚層細粒石英砂、中薄層含貝殼碎片的粉細砂沉積，形成了分布於西遼河地區的晚更新世晚期沖湖積地層(Qp^2al－l₃)。湖泊范圍包括東西遼河盆地及長嶺沙壟地區。

大約距今在18.1～11ka左右，區內局部隆升作用加強，在中西部地區長嶺逆沖斷隆形成，即前人所稱的松遼分水嶺。在其作用控制下，不僅改變了松遼盆地水系南北貫通的歷史，而且導致晚更新世晚期古湖泊以長嶺斷隆為界向南北兩側退縮，形成北部的松嫩盆地和南部的東西遼河盆地，同時南北兩個盆地的構造樣式差異明顯。北部松嫩盆地仍然以北部、東部隆升，西部坳陷為特徵，並在長嶺逆沖斷隆岩片之間與坳陷區形成殘留湖泊;而西部東西遼河盆地在晚更新世晚期湖積沉物的基礎上，形成斷塊隆起與斷坳相間排列的網狀構造格局，斷塊隆起區外露水面，接受風蝕作用，為全新世弧形沙壟、沙化形成與發展提供了豐富的物質來源。斷坳區形成殘留湖泊，為全新世湖泊發展提供基礎。

此時期下遼河盆地繼續坳(斷)陷，伴隨先鋒海侵，接受了海相含粉砂薄層的亞粘土、中細粒砂層的沉積和河湖相粉細砂夾含泥礫亞粘土的沉積。

孢粉資料表明，此時期木本植物以松屬和樺屬為主，草本植物以蒿屬、藜科為主的，反映古氣候溫和較濕(圖1.5.6)。

圖1.5.6 松遼平原晚更新世晚期古岩相地理圖

(八)全新世地質生態環境

全新世(11ka至今)，區內地殼運動表現出以相對差異升降為主的運動形式。

該時期是人類活動最活躍，黑土形成與退化和荒漠化最發育的時期，也是人類生存環境趨於惡化的關鍵階段。

早－中全新世，距今11～2.5ka，屬於殘留湖泊、沙化、黑土形成發展的溫暖濕潤古氣候環境。松遼盆地受晚更新世末期長嶺斷隆的影響，其北側的松嫩湖盆急劇縮小，湖泊中心已退縮到達乾安、泰來、大慶一線。盆地西北周邊的霍林河、洮兒河、綽爾河、雅魯河、阿倫河、嫩江、裕爾河等水系繼承發展，匯入晚更新世末期殘留湖泊，共同組成早－中全新世千島湖盆環境，加積了河湖相淤泥、沙土層的沉積，形成早－中全新世湖－沼地層(Qh^l－fl_1－2)。當時，只有嫩江為過湖河流，並與下游松花江匯合流入三江盆地。訥河、烏裕爾河、呼蘭河、通肯河等河道變遷明顯，古河道遺跡清晰，表現出自東向北西方向遷移的變化規律。這點與區域地殼運動特徵相一致。

而東西遼河盆地沿斷塊沉陷區，仍在晚更新世末期殘留湖泊的基礎上發展為早－中全新世湖盆環境，接受周圍斷隆地塊的物質補給，形成了黑色淤泥與砂土質呈互層狀沉積的早－中全新世湖－沼地層(Qh^l－fl_1－2)。而斷塊隆升區，在晚更新世末期湖積砂層的基礎上，接受風蝕與風積作用，形成科爾沁沙漠，並覆蓋於長嶺弧形逆沖斷隆及其北部松嫩的平原的表面，沙化程度加強(圖1.5.7)。

距今11～7.5ka的早全新世，松遼平原未形成黑土層沉積，這是因為這段時期古氣候偏冷涼，特別是8.7～8.9ka的強低溫事件，加上晚更新世遺留下來連續多年凍土，尚未退化到適宜黑土層沉積的程度。

到了中全新世，距今7.5～2.5ka，古氣候溫暖濕潤。當時，雖有氣候波動，但松嫩平原始終處於溫帶半濕潤區，年均氣溫約比現今高1～2℃，平均年降水量約500～600mm。年均氣溫自北向南由0～5.9℃，季節凍土1.5～2.5m，從地表結凍到解凍150～200d。季節凍土全部融化時間60～150d。這樣草原化草甸植被植物迅速繁茂起來，在地上和地下，大量植物殘體形成有機質。留在土壤中的有機質由於冬季嚴寒，土壤微生物活動停止，夏季多雨土壤過濕，加上季節凍層阻隔使土壤水分更加充足，好氣微生物活動受限，一般每年只有15%腐殖質被分解礦化，故此年復一年的暖－寒氣候周期變化，土壤中大量有機質被保留，並迅速沉積，於是便在第四紀前中全新世含土質堆積物頂層形成了黑土層。

由於受松遼平原內的高平原區和低平原區兩種地形差異影響，呈崗狀波狀起伏不平的高平原區地形發育厚約1～2m土黃色黃土狀粘土風化殼，與下伏粘土層結構差異很大，利於持水和透水，並限制有機質的分解，有利於黑土層的有機質積累與沉積，並形成深厚肥沃的黑土層;而出露於松遼平原內的低平原區，地下水位較低，相對提高了土壤中的滯水能力，導致透水能力下降。在這種水理條件下，有利鈣質淀積層發生，並形成黑鈣土層。

早－中全新世，下遼河平原仍處於穩定下降的構造環境。隨著冰期的結束，全球性氣候轉暖，海面又一次開始快速上升，並在晚更新世末期廣泛發育的沖湖積沼澤、劣質泥炭層的基礎上，發生盤山海侵，並接受厚度約20～30m的細砂、粉細砂、亞粘土層沉積。

圖1.5.7 松遼平原早中全新世古岩相地理圖

晚全新世以來(2.5ka至今)，屬於地殼整體強烈抬升階段，湖泊消亡(殘留湖泊)河流下切形成深切河谷，東部高平原黑土水蝕退化，西部荒漠化發育，低平原發育鹽漬化的相對惡化環境。受區內地殼總體抬升作用和氣候等因素影響，早中全新世殘留的松嫩、東西遼河湖泊退縮、乾涸，直至消亡，但在齊齊哈爾－大安一帶和長嶺弧形斷隆岩片之間窪地仍然殘留著現代地湖泊。嫩江水系由原來的過湖河演變為下切河與松花江水系完全貫通經三江平原匯入黑龍江。遼河水系急劇下切，形成深切河谷。沿河道形成晚全新世沖積成因的淤泥、砂土地層。其廣布於黑土的高平原區遭受水蝕侵蝕和人為作用影響，黑土發生面積性減少和質量下降。統計數據表明，地形坡度為1°～2°區，水蝕程度加強，近十年黑土斑塊減少14225個，而低平原區受凍丘消融、地下水位變化、氣候乾燥等因素影響，沿早中全新世乾涸湖底發育沙化、鹽漬化(圖1.5.8)。

圖1.5.8 松遼平原晚全新世地質環境演變圖

由於古遼東灣海平面下降，退縮到現今海平面位置，形成泥質海灘。至此東西遼河、養畜牧河切穿遼北隆起，路徑下遼河平原，形成寬度為幾米至幾十米，深度為幾米的深切河谷，注入渤海，形成沖積三角洲。並在營口、盤錦、遼中縣等濱海平原地帶沼澤遍布，蘆葦縱生。

至此松遼平原進入人文活動與自然環境並存的生態環境退化階段。

圖版1.2.1 伊通大南鎮采砂坑早更新世湖積物剖面野外照片

圖版1.2.2 灰白色粘土中的純凈小玻璃介和疏忽玻璃介

圖版1.2.3 昌圖雙廟子鎮06－092點Qp^l₁剖面野外照片

圖版1.2.4 綽爾河06－015點Qp^l₁剖面野外照片

圖版1.2.5 綽爾河06－018點Qp^l₁剖面野外照片

圖版1.2.6 鶴山16隊06－005點Qp^l₁剖面野外照片

圖版1.2.7 拜泉楊家店07－09點Qp^l₁剖面野外照片

圖版1.2.8 北安市龍鎮采砂坑06－008點Qp^l₁剖面野外照片

圖版1.2.9 哈爾濱下荒山組06－027點Qp^l₁剖面野外照片

圖版1.2.10 鐵力市東部山區Qp₁ETM遙感影像

圖版1.2.11 伊通大南鎮采砂坑Qp^fgl₁剖面野外照片

圖版1.2.12 岔路河鎮早更新世冰水堆積物野外照片

圖版1.2.13 白城地區早更新世冰水堆積物遙感影像

圖版1.2.14 敖漢旗西坤頭嶺Qp^fgl₁野外照片

圖版1.2.15 中更新世冰磧堆積物野外照片

圖版1.2.16 中更新世冰水堆積物單元ETM遙感影像

圖版1.2.17 龍江縣磚瓦廠剖面照片

圖版1.2.18 下遼河平原東部中更新世冰水堆積物照片

圖版1.2.19 九三農場采土坑S06－006點中更新統冰水堆積物照片

圖版1.2.20 中更新世沖－湖積物影像

圖版1.2.21 五大連池地區黃色亞粘土層照片

圖版1.2.22 五大連池地區06－05點照片

圖版1.2.23 哈爾濱06－027點東風鎮采坑照片

圖版1.2.24 伊通大南鎮南磚場Qp^al－l₂黃土剖面

圖版1.2.25 晚更新世下部沖湖積層(Qp^1al－l₃)圖像

圖版1.2.26 溫家窯06－23點Qp^1al－l₃照片

圖版1.2.27 阿城宮家屯06－23觀測點Qp^1al－l₃照片

圖版1.2.28 蘭西縣榆樹鎮06－001觀測點Qp^1al－l₃照片

圖版1.2.29 雙城06－026點南Qp^1al－l₃照片

圖版1.2.30 梨樹縣06－100點Qp^1al－l₃照片

圖版1.2.31 黃土沖溝的影像及地貌特徵

圖版1.2.32 新鎮村南06－081觀測點照片

圖版1.2.33 榆樹林06－58點Qp^eol₃照片

圖版1.2.34 長嶺地區晚更新世中期風積砂土單元(Qp^eol₃)影像

圖版1.2.35 大布蘇湖06－57觀測點照片

圖版1.2.36 林甸06－021觀測點Qp^2al－l₃照片

圖版1.2.37 富拉爾基06－20觀測點Qp^2al－l₃照片

圖版1.2.38 雙遼玻璃廠06－096點照片

圖版1.2.39 富拉爾基06－19觀測點照片

圖版1.2.40 北部丘陵區的坡洪積(含礫石亞粘土)

圖版1.2.41 松嫩低平原區湖積－沼澤堆積物單元(Qh^l－fl_1－2)圖像

圖版1.2.42 早－中全新世湖積堆積物單元(Qh^l_1－2)圖像

松遼平原第四紀地質環境與黑土退化

圖版1.2.44 營口－盤錦濱海平原影像

圖版1.2.45 乾安縣晚全新世湖積單元圖像

圖版1.2.46 晚全新世風積物影像

圖版1.2.47 五大連池第四紀火山岩影像

圖版1.2.48 黑土層照片

圖版1.3.1 尚志－紅旗鎮北西向斷裂圖像

圖版1.3.2 哈爾濱段斷裂影像

圖版1.3.3 拉林河同步彎曲圖像

圖版1.3.4 長嶺弧形斷隆遙感圖像

圖版1.4.1 泥砂質谷坡階地圖像

圖版1.4.2 粘土質壟崗狀高平原圖像

圖版1.4.3 泥砂質波狀高平原圖像

圖版1.4.4 亞砂土質低平原(Ⅳ_2－1)圖像

圖版1.4.5 北部淤泥質低平原(Ⅳ_2－2)圖像

圖版1.4.6 北部地區侵蝕湖積台地影像

圖版1.4.7 張廣才嶺山脈冰磧被圖像

圖版1.4.8 大布蘇凍融湖圖像

圖版1.4.9 小城牆砬子冰蝕地貌圖像