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第四纪冰川沉积和古气候变化始终是第四纪地质演化研究的主体。其发展历史已经历了3个阶段：
1）初期阶段。即18世纪至19世纪末。该阶段主要针对分布于基岩之上的松散沉积物进行了研究，当时称为漂积物，认为是圣经上所说大洪水带来的泥砂堆积而成的。19世纪初，极地探险工作开展后，人们开始认识到它们可能是冰流搬运和堆积的物质。19世纪下半叶正式确定所谓漂积物是冰流堆积，并将第四纪谓之“冰河期”。
2）发展阶段。20世纪初，德国A.Penck和Bruckner对阿尔卑斯山冰川沉积进行了研究，提出第四纪经历了4次冰期的概念。这一概念推动了第四纪地质学的发展，世界各地相继建立了相应的4次冰期（表8.1）。这个时期从世界各地的第四纪地层中发现了许多重要的哺乳动物化石群和古人类化石，对它们的研究不仅促进了进化论的发展，也成为划分第四纪地层的重要依据。与此同时，许多学者对河流、湖泊、海滨、洞穴、火山、黄土和沙漠等开展了广泛的研究，为第四纪冰川地质学的建立奠定了基础。
表8.1 世界各地第四纪冰期传统划分方案对比表
3）成熟阶段。第二次世界大战以后，各种测定年轻地质年龄的方法不断涌现和完善，古环境的指标得到确定，对以前很少涉足的地区，如深海、南极、北冰洋开展了大量的调查。1955年，C.埃米利亚尼根据深海沉积氧同位素测定，提出近0.30Ma以来曾发生7次冰期旋回，成为第四纪研究新的里程碑，从而建立了第四纪气候变化的新模式。研究表明，2.40Ma以来，地球至少经历了24个气候旋回。
对于中国东部冰期的划分，始于20世纪20～30年代，当时李四光对于庐山、黄山、天目山和云南点苍山地貌和沉积物进行了研究。他先后在许多文章中提出这些山地残存着U形谷、冰斗、羊背石、冰擦痕、冰碛物、条痕石等，均可以作为当地第四纪冰川活动的证据。并据此划分出4次冰期，依次命名为鄱阳冰期、大姑冰期、庐山冰期和大理冰期。他认为，在前3次冰期时中国东部山地有冰川活动；大理冰期时中国西部、西南部有冰川活动。但是许多学者如Barbour（1934）、黄焙华（1963）、周廷儒（1982）、施雅风等则认为，中国东部的这些山地处于低纬度地带，山地海拔高度低于2000m，况且处于东亚季风气候控制之下，冬季寒冷干燥、降雪较少，夏季温暖湿润，不可能有冰雪积累。至于那些所谓的冰川遗迹则可能是由流水作用、泥石流等形成，因而对于中国东部存在冰川活动持否定态度。但目前，中国东部的太白山、长白山和玉山主峰的古冰川遗迹还是得到了学术界肯定的。
冰期划分，建立冰期与间冰期演化模式对于阐明气候变化的规律具有重要意义。但是在以往冰川活动地区，先期形成的冰川遗迹往往被后期的冰川活动所破坏或改造，新构造运动的抬升、强烈的重力和流水侵蚀也会破坏、磨灭冰川活动的遗迹。加之冰碛物和冰川地貌的年龄测定比较困难，不同冰期或间冰期划分剖面往往处于不同地区，因而冰期和间冰期划分对于开展区域乃至全球气候变化规律的研究存在一定的限制性影响。
目前对于末次冰期的研究比较深入，这一时期各地冰川活动的遗迹保存完好，有14C和热释光等多种测年手段的配合，可以确定玉木冰期，亦即威赫塞尔冰期、威斯康星冰期、大理冰期、珠穆朗玛冰期发生在距今75～10ka，距今18ka冰川活动达到极盛期。
新仙女木事件（Younger Dryas）是末次冰期向全新世过渡的急剧升温过程中最后一次快速降温变冷事件，它以丹麦Allerbd冰缘沉积物中发现的北极苔原植物仙女木（Dryas Octoetala）而命名，是迄今在冰心、陆地和海洋沉积物的古气候记录最为详细的一次快速气候变冷的事件。全新世是第四纪最近一次冰川消融期，又称冰后期，也有人认为是一次新的间冰期。其时段约为距今11ka至今，其气候经历了升温期、高温期和降温期这样一个完整的间冰期气候变化过程，这个气候波动规律在河南平原也有着明显的反应。
Matthes（1939）提出全新世高温期之后的冰川活动时期，叫“小冰期”，即指气候最适宜期之后，大约从距今2ka开始的冷期。后来愈来愈多的学者把广义的冷期称为新冰期，而小冰期则专指近数百年中出现的冷期。对于小冰期的开始时间，不同学者意见不尽相同，有的认为从16世纪开始，例如1550年；也有的认为从13世纪开始，例如1250年；不过结束时间都比较认可在19世纪末（表8.2）。
晚更新世
19世纪初，英国“挑战者”号调查船环球航行，从深海洋底表层采集到深海沉积物样品，当时发现，深海底广泛分布着红黏土，它的褐红色是氧化环境下形成的铁离子所致。可见，现今海水的深层仍然富含氧，这是大洋环流强盛的反映。
20世纪，美国的“格洛玛挑战者”号深海钻探船在各大洋打钻，钻杆穿过年轻地层，钻到了距今1亿年前后（白垩纪中期）的沉积物。科学家意外地发现，那时广泛分布的并不是红黏土，而是黑色沉积物。它的厚度多在45～270米之间，有机质含量高达1%～30%。显然，1亿年前的海洋状况与现代明显不同，这种状况发生在白垩纪中期这一特定时期，被称为大洋缺氧事件或叫白垩缺氧事件。这一事件的起因是什么，也就是黑色沉积物是在怎样的背景下形成的，引起了海洋学家的广泛注意。
有学者根据白垩纪中期的黑色沉积物中缺乏底栖生物化石，认为当时海水的含氧量很低，沉积碳酸锰的形成也证明了这一点，因为沉积碳酸锰在氧化环境下是不稳定的。白垩纪为地球上的高温时期，当时即使在两极地区也无冰雪覆盖，海水温度比目前高10℃左右，而海水的含氧量又取决于温度，温度越高，含氧量越低。黑色沉积层中缺少海底洋流侵蚀的痕迹，表明当时海水环流很弱，这是因为当时赤道与两极海洋的温差，以及表层与底层海水的温差都比现在小得多，停滞的海水环境使得氧气消耗后得不到补充，也易于导致缺氧环境。
而有的专家则发现，白垩纪联合古陆分裂不久，新生的洋盆面积狭小，环境比较闭塞。比如当时南大西洋与北大西洋并不相连，又受到鲸鱼海岭、福克兰海台的阻隔，所以处于停滞状态，形成了大量黑色页岩。很明显，这一说法难以解释太平洋中黑色沉积物的形成。
深海钻探在非洲西北岸外的大西洋底发现，白垩纪中期的黑色沉积层与红色沉积层相间形成互层。如果认为黑色沉积层形成于停滞缺氧环境，红色沉积层形成于富氧环境，那就很难理解为什么缺氧环境与富氧环境会如此频繁地更迭。
有些学者强调这是有机质供应速率多次变化所致。深海浊流从浅海把夹杂大量动植物遗体的沉积物搬运到深海区，大量有机质被快速埋藏，形成黑色沉积层；其中的有机质在分解时耗去大量氧，从而在沉积层甚至底层海水中造成缺氧环境。
在这些学者看来，缺氧环境是黑色富碳沉积层堆积过程中的产物，而不是黑色沉积层的形成原因、由于浊流周期性地反复活动，故可以形成多层黑色沉积物。其间所夹的红色沉积物是在有机质供应速率较低时期形成的。·
太平洋一些海岭上的黑色沉积物，可能是由于其周围的上升流导致生物繁盛，提供了大量有机质的缘故。
如果黑色沉积物的形成确与生物大量繁殖或有机质大量供应有关，那么，我们还不明白：为什么在1亿年前会出现这种情况？生物大量繁殖是如何开始，又是如何结束的？
曾有人提出，生物繁殖率升高与海侵有关。白垩纪中期为大海浸时期，海水淹没大片陆地，在广阔的浅海区繁殖了大量浮游生物；有机质源源不绝地沉积下来，消耗了大量氧，进而使缺氧环境扩展到深海区。尽管这一模式颇受青睐，但是也有人质问：为什么另有几次海侵并没有造成缺氧事件？
l亿年前的缺氧事件或黑色沉积层的成因，有的是因为海水停滞、含氧量低，有的是因为海盆闭塞，也有人认为主要是有机质大量供应或海侵所致，可谓众说纷纭。探索白垩纪缺氧事件的奥秘，不仅对研究海水化学和海洋环境的变迁很有意义，而且由于黑色沉积层可构成数量庞大的生油岩，从而在石油资源的勘探开发方面也有非常重大的意义。
黄河源区在晚更新世经历了间冰期和冰期的气候旋回，这与全球的晚更新世气候旋回是一致的。在ZK9孔中，很好地记录了黄河源区晚更新世的气候变迁过程，而且还形成了晚更新世晚期的冰楔假型和冻融皱褶。
在晚更新世的早期，即深海沉积物氧同位素第5阶段，也是末次间冰期，在ZK9孔中的时代约为135～85ka BP。该阶段的开始时间与深海沉积物（128ka BP）、黄土（128ka BP）（Ding et al.，2002）早，接近若尔盖盆地（133ka BP）（王苏民等，1995）、古里雅冰心（130ka BP）（Thompson et al.，1997；施雅风等，2000）、南极Vostok冰心（130ka BP）（Petit et al.，1999）等的记录，但是结束的时间提前了约10ka，不过与青藏高原的古里雅冰心记录很接近（Thompson et al.，1997）。
在ZK9孔中的第5阶段，SiO2的含量非常的高，几乎为整个钻孔的峰值段，因此，SiO2与Al2O3、Fe2O3等的比值都很高。从图4-9中还能清晰地看出，在该阶段的SiO2和Fe2O3的含量，以及SiO2与Al2O3、Fe2O3等的比值，都表现出3个峰值夹两个谷值，这与深海沉积、冰心和黄土的记录非常的吻合。这3个峰值分别与MIS5 a、MIS5 c、MIS5 e对比，而两个谷值分别对应于MIS5 b和MIS5 d。尤其值得注意的是这几种氧化物的比值，从MIS5e到MIS5c再到MIS5a，它们是逐渐降低的，这与冰心和深海沉积物的记录具有相当的吻合性。
在第5阶段，根据Fe3+/Fe2+值计算得到的古气温，当时黄河源区的气温不是很温暖，平均气温（-3.98℃）非常接近现今，只表现出间冰期的气候特征，而不是非常温暖的间冰期，这与其他地区也是相似的，不过比末次冰期要温暖得多。但是，在这个时期出现了3个气温明显偏高的峰（-2.89℃、-3.01℃、-3.29℃），这与深海和冰心的氧同位素记录一致。另外，这个时期的降雨量比较高，湖水的含盐量低，CaCO3含量只有8.00%。还有，沉积物以泥质为主，但在该阶段的晚期出现含泥的角砾石沉积，可能表明在晚期湖泊的水位降低，气候转向干冷。所以这个时期的早期湖泊水位还是比较高，存在湖泛事件。根据该阶段的气候和湖泊水位的变化来看，黄河源区末次冰期开始的时间可能要早些。如果情况属实，这倒与欧洲地区晚更新世的埃姆冰期和魏克塞尔间冰期的划分相似（Dawson，1992；Ehlers，1996；Menzies，2002；Riser，2002）。
晚更新世晚期包括深海沉积物氧同位素的第4、3、2阶段，即末次冰期，在喜马拉雅地区称为珠穆朗玛冰期II，在中国的东部称为大理冰期。在黄河源区的ZK9孔中为第4、3、2阶段，这个时期的气候明显转向干冷，比末次间冰期要干冷得多。从前面的各种气候代用指标分析中也可以看出，从第5阶段到第4阶段的变化最为显著，SiO2、Al2O3、Fe2O3的含量都明显降低，而且各种氧化物的比值也显著减小，δ13Corg值显著偏重，平均值达到了-18.76‰，明显比C3植物的δ13Corg值高得多。碳酸钙的含量也明显升高，平均值达到了15.57%，是ZK9孔自沉积以来除第6阶段（15.55%）外含量最高的一个阶段，所以这个时期气候比较干燥，降雨量少，湖泊水位低，这也可以从沉积物中砾石层增多，沼泽发育得到证实。在年均气温方面，平均值为-4.88℃，但是存在冷暖的波动，其中第4阶段和第2阶段分别为-5.06℃和-5.00℃，第3阶段为-4.45℃。在第3阶段中，气候也是不稳定的，在早、中期气温偏高，年均气温接近现今该地区，而晚期较寒冷。在第3阶段比较温暖的时期，黄河源区的降雨量增加，形成一些棕红色的沉积物，而且发生湖泊的水位升高，出现湖泛事件。
在末次冰期的盛冰期（LGM），即第2阶段，其开始的时间约为30ka BP，结束的时间约15ka BP。在这个时期，SiO2的含量和各氧化物的比值都非常的低，达到了这个剖面的最低点。其沉积物的δ13Corg值显著偏正，最高可达-13.35‰，碳酸钙的含量也较高，但是这个时期沉积物中的有机碳含量较高，这可能是受到沼泽化和地表氧化条件弱的影响。根据各种气候指标的分析，在该时期的中期气温达到最低，约为-5.11℃，碳酸钙的含量达到最高（18.47%），所以该时期黄河源区气候干冷，是盛冰期的鼎盛时期。
另外，根据ZK9孔和浅井剖面的研究，黄河源区的新仙女木事件（Younger Dryas Event）发生在11～10ka BP之间。新仙女木事件是发生在冰消期一次显著的降温事件（Kennett，1990），在欧洲（Lotter et al.，1992）、深海沉积物（Flower et al.，1990；Sarnthein et al.，1990）以及两极冰心（GRIP，1993；Petit et al.，1999）中都有记录，在我国的多个地区也发现了新仙女木事件，但事件发生的时间略有早晚，但差别不大，如若尔盖盆地的新仙女木事件发生在11.30～10.60ka BP（张平中等，1995），青藏高原西部的古里雅冰心记录中的年代为12.2～10.50ka BP（杨志红等，1997；施雅风等，2000），松西错的湖泊沉积物中为11～10ka BP（Gasse et al.，1991），新疆准噶尔盆地玛纳斯湖的沉积中为12～10ka BP（Rhodes et al.，1996），黄土高原为11.20～10.60ka BP（Zhou et al.，1996；An，2000），南京的葫芦洞为12.82～11.470ka BP（Wang et al.，2001）。黄河源区的新仙女木事件发生的年代是可以与我国一些地区的新仙女木事件对比的。
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