张兰生《环境演变研究》选摘

中国自然地理环境的形成、演变与地域分异 

一、前新生代古环境的发展过程 

1．中国陆台的形成和古海洋自然环境的发展（早古生代及以前的发展过程）

对月岩和陨石的最新研究表明，地球的年龄应为46亿年左右。但原始硅铝质大陆地壳以“陆核”的形态出现，却是距今38亿年前的事。格陵兰（Greenland）西南的戈特霍布峡湾（Godthab）地区的变质岩系，年龄超过37亿年；南非的片麻岩，年龄在于35.8亿年，都是地球上最古老的“陆核”的组成部分。现代的大陆都是在以后长期演化过程中围绕着太古代早期形成的“陆核”而“成长”起来的。

我国境内最老的“陆核”分布在北起阴山、南至大别山之间的范围内，构造地质学上所谓的“华北陆台”（图1）。根据所出露的太古界岩石，可以分成北、中、南三大构造带：北带自内蒙古河套西北的狼山经阴山、燕山、冀东至辽东和吉林南部，大致作东西走向；南带自豫西山地经大别山至安徽境内的淮南山地，大致作北西西走向；南北两带之间出露太古界的地点包括吕梁、五台、太行、中条、鲁中等山地，相互之间的关系不很明确。目前已知华北陆台上最老的地层是冀东的迁西群，同位素测定为34—36亿年；其次是辽东的鞍山群，约为32亿年。此外大部分的年龄都在25、26亿年至28、29亿年之间，与世界上其他陆核相比，年龄相对较小，已经属于太古代的晚期。著名的鲁西泰山群、豫西太华群，年龄都只略老于26亿年。

以上太古界露头或可归纳为三大陆核，即以鄂尔多斯为中心的鄂尔多斯陆核，横跨冀北-辽东的冀辽陆核，分布在黄河—淮河之间的河淮陆核。

太古代陆核形成之后，经历长时期的陆壳形成、发展，至8亿年前的元古代末期，中国境内已发育成三大陆区：

北方：华北—塔里木大陆区，包括柴达木地块和西宁—兰州地块在内。早元古代的末期已形成稳定的基底，至晚元古代全部固结形成巨大的陆台。

南方：扬子大陆区。早元古代可能还只是一些相互分离的地块，中元古代起围绕一些较大的地块发育了边缘海和岛孤带，使地块不断扩大。至元古代末以现在的四川盆地为核心相对固结，形成面积小于北方大陆的扬子地台。

西南：西藏大陆区，是南方冈瓦纳大陆的北部边缘部分，发展过程大体与扬子地台相同。

三大陆区之间都为洋壳海域所分隔。华北—塔里木大陆之北，是从天山北麓经内蒙古北部至西喇木伦河、长春、东宁附近的艾比湖-居延海和索伦-西喇木伦地壳对接消减带，分隔了北方大陆与西伯利亚-蒙古大陆。北方大陆与西藏大陆之间的对接消减带大致沿阿里地区的班公湖向东，经改则、东巧，然后南折，沿怒江、澜沧江分布（图2）。

华北陆台上新发育的沉积岩中，包括巨厚的碎屑岩，它们的存在表明当时已存在风化作用和与现代相似的侵蚀、搬运和堆积过程。这一过程的存在又表明已存在向大气供应水汽的海洋，向大陆输送水汽的气圈，已存在水的循环，但厚层含条带状矿的石英岩的存在，表明当时的海水中溶有大量低价铁，表明当时的水体和大气中都缺少自由氧，都属于还原性质，与现代大气、水体的性质有很大不同。因为大气中若含有一定分量的自由氧相似于今日，所形成的高价铁将是不可溶的，不可能以溶解状态由水流搬运入海洋。至元古代初期，硅铁组合的沉积十分发育，在距今20—24亿年间形成全球地质史上的“成铁时期”，表明大洋水体中的含氧量在增大，低价铁向高价铁转化，开始了从还原环境向氧化环境过渡的质变。

元古代中期，距今17亿年左右，陆上沉积物中出现了红色岩系，浅水海盆中沉积了鲕状、肾状赤铁矿，表明大洋已不再是还原性质，大气中也已经存在自由氧，都已完成了转变过程。距今16—18亿年的时期因而有“红层纪”之称。

华北陆台上著名的鞍山式铁矿就是由条带状磁铁石英岩组成，主要分布于辽宁南部的鞍山、本溪，河北东部的迁安、滦县等地区太古代—下元古代地层中，储量丰富，为鞍钢、首钢等钢铁基地提供了矿石资源。分布于河北北部宣化龙关一带的著名宣龙式赤铁矿，则是属于中元古代红层纪时期的产物。

从太古代到早古生代，陆地虽已形成，地表不存在生物，无所谓应包含生物圈在内的自然地理环境。但海洋中的生命却已经历了从少量简单的细菌通过繁盛的菌藻类时代发展到多种具介壳的无脊椎动物大量出现的时代。太古界含铁建造的形成，有些学者认为是当时已存在铁细菌的活动的结果。见于澳大利亚西部地块中的世界上最老的叠层石年龄是35亿年，叠层石的存在表明当时已出现了蓝藻。继“成铁时期”之后，叠层石在数量和类型上都大大增加，出现了地层学上的“叠层石时代”，意味着蓝藻的极大繁盛，直至距今10亿年前蓝藻才趋于衰落。蓝藻的出现也就是地球上植物光合作用的开始。正是蓝藻，以它本身的生命过程，历数亿年之久，通过光合过程释放游离氧，逐渐改造了环境，使原先的还原性大气和还原性水体逐步转化为氧化环境，而环境的这一重大改变又直接影响着生命的进一发展，为生物加快进化速度提供了外在条件，发现于澳大利亚南部属于元古代末期Edicara地层中的类似今日水母、海鳃、蠕虫等的动物群的出现，只有在水体中氧含量已足以供较大生物维持生命时才有可能，它们是至今已知的最古老的无脊椎动物，年龄为距今6.5—7亿年。与世界各地相应，在我国中元古代的岩石中已发现多种藻类的遗迹；在元古代末期震旦纪的地层中，如宜昌的灯影组、黑龙江的麻山群等都发现了属于Edicara动物群的化石和印痕化石。

元古代末期，全球各大陆普遍发育一至三层杂砾岩，年代分别为距今8.75亿年，7.4—7.0亿年和6.1亿年，均已被认为是冰成沉积，表明当时气候变化剧烈，出现了冰期，其中尤以7亿年左右冰碛层分布最为普遍。我国境内三期冰碛岩都有发现，其中最早的冰期命名为贝义西期，它们冰碛分布范围较小，限于塔里木古陆的北侧和扬子古陆的南缘。7亿年前后的冰期称为南沱期，是三次冰川活动中最主要的一期，在扬子古陆上发育了大陆冰盖，陆上冰碛岩分布在古陆东南边缘的川东、黔北一带，是冰川消融后遗留物，代表了冰盖分布的范围；冰川—冰海相沉积广泛分布于古陆的北部、东部和南部边缘，外侧海盆中并有浮冰—冰海沉积物分布。塔里木古陆此时也有大面积冰川覆盖，冰碛岩和冰川—冰海相沉积物广泛分布在库鲁克塔克地区、柯坪地区和伊宁盆地等处。6亿年前后的冰期称为罗圈期，冰碛物沿华北古陆南缘、柴达木古陆北缘及塔里木古陆北缘断续分布，厚度一般都不大，且往往迅速减薄尖灭，表现出山岳冰川沉积的性质（图3）。

我国扬子地台元古代冰碛层的上、下沉积层中，都有红层甚至石膏层的发育，表明当时存在气候的干、湿和冷暖变化，但中国境内是否能明确划分气候带尚难以作出结论。古地磁资料表明，各大陆上的多数冰碛都发育在当时的低纬地区，仅少数冰碛岩的古纬度可达到45°，难以用古大陆拼合在极区作为冰碛成因的解释，冰川的出现有可能不仅是气候带现象，而是意味着全球性的普遍降温。

距今6亿年前，多种具钙质介壳的无脊椎动物在较短时间内突发式地在全球海洋中大量出现，是地质史上进入古生代的标志。这一突发现象至今仍是地质学上的重大奥秘之一。但生物的进化肯定是与环境演变紧密相关联的。进入古生代，元古生代末期形成的大面积冰盖消融使海水面积扩大，为发展着的生物群提供了新的生活环境，海水面积的扩大也减少了海生动物之间的生存竞争，从而有可能促进海洋生物的进化与扩展。钙质介壳的出现则是生存环境中的物理、化学变化造成的结果，元古代末的冰期使海洋水温降低，水体的碳酸钙的溶解度因而升高，冰期终了，海水升温的结果形成过饱和的碳酸钙浓度，为介壳的形成提供了所需要的物质条件。

进入寒武纪海洋面积即已逐渐扩大，华北陆台、扬子陆台大面积为浅海淹没，至奥陶纪中期海侵达到极盛，是我国地史上最大的海侵时期，原来的陆地大部成为陆表海，仅余若干岛群散落相望（图4），此时浅海中的无脊椎动物已出现底栖、浮游、游泳等各种生态分异，其中三叶虫和笔石成为浅海沉积岩最主要的化石。繁盛的介壳类在滨海地带可形成介壳滩，珊瑚等的出现也形成了生物礁或生物滩。

早古生代加里东运动对我国陆台发展最重大的影响是在扬子地台以东和以南出现加里东褶皱带，使华南绝大部分地区在此阶段的后期都结束了海槽阶段，伴随着志留纪末期大规模的海退。我国境内海陆分布变化的总趋势是陆地面积逐渐扩大。部分海生动物由于占领了新出现的大面积滨海和河口生态领域，逐渐发展到能适应半淡水环境；滨海低地的沼泽环境中也开始有原始裸蕨植物生长，为生物的登陆、陆上自然地理环境的形成作了准备。

2．中国陆上古自然环境的发展（晚古生代的发展过程）

晚古生代期间，全球性的环境演变格局如下。

陆块有重大移动，南方的冈瓦纳（Gondwana）大陆继续保持为一个整体；北方的各个地台，在经过加里东运动阶段后结合成Larasia大陆；南、北两大陆在晚古代期间缓慢地汇合，终于在二叠纪造成地质史上最大的单一超级古大陆（Pangaea）。

主要板块在此时期的碰撞使地台边缘变形、褶皱，地台内部形成大型坳陷盆地，进入所谓的海西运动阶段。

泥盆纪晚期后，发生广泛的浅海海侵，至二叠纪出现海退。

气候发生急剧的变化。从早古生代的温暖气候转向寒冷，南方大陆上出现了广泛的大陆冰盖。二叠纪时期，随着陆地面积的扩大，干旱气候的范围扩大，广泛出现红层、盐、石膏等的沉积。

从自然地理的角度来看，此时期最大的发展是生物登陆，从而使大陆表面的面貌彻底改观。

陆上的自然条件变化远较水体中为复杂、严峻。登上陆地的动植物，在环境迫逼下，都急剧地加快了进化的速度以求得生存，生物的机体水平空前提高，种类、数量大大增加，在距今约4亿年至距今约2.3亿年，即不足2亿年的时期内，便完成了占领陆地的过程，并在此过程中改变了陆地的面貌，在地球上形成了以陆生植物与脊椎动物占优势的陆上自然地理环境。泥盆纪时期，森林可能还只见于海滨低湿地区；至石炭、二叠纪，森林已大规模延伸至大陆内部，并出现明显的植物地理区。繁茂的森林结合着有利的古地形构造条件，使此时期成为世界性的重要成煤期。森林所提供的多样化的生态环境，也使昆虫类得到发展，已知此时期的昆虫达1300种以上。

世界性格局构成了我国大陆古环境形成、演变的背景。

从大地构造的角度，我国古生代晚期的古地理格局可以分为六大部分（图5）。

准噶尔-兴安区，包括天山以北的古准噶尔盆地、内蒙-兴安岭海槽以及阿尔泰古陆、松辽古陆和额尔古纳古陆。

塔里木-华北区，这是中国北部大陆的主体部分。

昆仑-巴颜喀拉-三江区，包括昆仑、金沙等海槽及其间的若干比较稳定的浅海。

扬子及华南区，主体部分是扬子地台上的浅海，周围分布着康滇、淮南、浙闽、云开等古陆，浅海中又出露着列岛形式的江南古陆。

滨太平洋区，以台湾海槽为主体，西缘涉及福州—汕头一带。

西藏-滇西区，是南方冈瓦纳大陆北缘的一部分，包括冈底斯-喜马拉雅海区及以北的羌塘地块。

至此时期之末，海西运动的结果，天山-兴安岭海槽褶皱隆起，形成一系列内陆盆地，华北-塔里木古陆与蒙古-西伯利亚古陆对接并合，我国境内从秦岭—大别山以北，向西包括柴达木、塔里木、准噶尔及以北地区在内，联结成统一的大陆。

与世界背景相应，总体说来，晚古生代初期我国境内普遍经历着一个海侵过程，海侵始于华南，逐渐及于华北；至晚期，自北而南发生海退，华北首先转变为陆地环境，但华南始终有相当大的面积仍处在海水进退的影响之下。海水的进退影响陆上生物的分布。根据沉积判断，当时的滨海沼泽低地是植被茂密生长地带，成为后来的成煤带，因而随着海岸带的推移，我国石炭一二叠纪成煤带的地区分布也呈现时间上的差异。

早石炭纪时期，江南、华南地区从滇东、两广、湖南、赣南以至浙西普遍发育海陆交互相沉积及含煤层，表明当时长期处在滨海地带，多次出现沼泽地森林植被环境。至石炭纪晚期，海侵范围扩大，时间也更为持久，扬子古陆及以南以东的整个华南地区沉积物由原有的泥灰岩、灰岩、细碎屑岩及含煤层转化为均一的灰岩和灰岩—白云岩，表明当时几乎是汪洋一片，属于温暖湿润的海洋环境。

华北地区在晚古生代之初是一片久经侵蚀、地势起伏不大的准平原面，风化壳内的铁铝物质在后来的海侵中得到富集，形成著名的山西式铁矿和质地优良的铝土矿。石炭纪晚期的海侵从东北部开始，经太子河流域向西南逐渐深入，形成华北浅海，就是本溪期海侵，沉积海陆交互相的碎屑岩夹灰岩和煤系，称为本溪组。沉积厚度向西南逐渐减薄，海相灰岩夹层也减少，本溪一带，本溪组厚达200—300米，含海相灰岩4—6层，并含可采煤层；至唐山、开平一带厚度减至110—170米，含海相灰岩2—3层；再向西南至太原一带，厚度不及百米，夹灰岩1—2层，薄煤一层；南至河北峰峰、武安、内丘、临城一带，厚仅5—50米；至河南、安徽的大部分地区以及西部的鄂尔多斯，本溪组缺失。沉积岩相的变化表明当时海陆分布、海水进退与陆上生物的情况。

石炭纪晚期，随着全国海侵范围的扩大，华北地区海水所及的面积也较前一时期更为广泛，就是太原期海侵，一些未接受本溪组沉积的地区此时也发育了海陆交互相沉积。太原期海侵与本溪期相反，海相灰岩的夹层数与沉积厚度自东南向西北减少、变薄。淮南地区与山西沁水盆地一带，沉积厚度最大，灰岩夹层多至6—12层，含丰富的海相动物化石；北部太子河流域、北京西山、山西大同等地基本上是陆相沉积区；典型的含煤系海陆交互相沉积发育在上述南、北两带之间。

藏北湖区，申札—日土—改则以北一带，近年来发现了冈瓦纳相的冰海沉积和冷水动物群，藏东南察隅、八宿、来姑等地也有同样的发现，表明石炭纪时期这一带是南方冈瓦纳大陆的一部分，受到南方大陆冰期气候的影响。

进入二叠纪，我国北方发生海退，华北大部分地区以及整个准噶尔和塔里木都成为陆地；但我国南部和西部除康滇、江南古陆等分散分布的岛状陆地外，都属于海洋环境。在南方称为栖霞期海侵。

塔里木—华北的广大陆地，以贺兰—六盘为界，东西之间有一定差异。西部的陆相碎屑沉积一般不含煤，某些地区并见火山喷发碎屑物，反映了构造上的不十分稳定。贺兰—六盘以东，地势大体从北向南降低，北缘从大青山至太子河流域一带的高地，粗砂岩和砾岩中含煤性佳，未见海相夹层，但在大同、京西等拗陷盆地中都出现可采的厚煤层，表明植被生长旺盛；中部自太原至鲁西地区，以泥沙质沉积为主，常夹海相层，含煤性佳，是华北时期的富集聚煤带；东南边缘的豫西、淮南、淮北、苏北一带，为典型的近海盆地，发育泥沙质含煤沉积。海相夹层向南而增多。含煤性次于中部，但随着进一步的海退，这一带发展成为华北的晚期富集聚煤带。

海西运动使我国古地理面貌在二叠纪晚期发生巨大变化。在北方，内蒙古—兴安海槽消失伴随大规模火山活动；淮阳山地及以北，柴达木、塔里木及以北地区连接成为统一的陆地。许多内陆盆地中发育紫红色、杂色碎屑沉积，河北、陕西等地的地层中出现石膏，塔里木南缘和田、皮山一带出现石膏和薄盐层，表示气候转向干暖。

在南方，扬子地台普遍上升，西部的康滇古陆、东侧的浙闽古陆都有所扩大。浙闽、康滇两古陆之间，属于海陆相交互沉积的地区，形成我国华南晚二叠纪的两个聚煤富集带，东部位于赣湘一带，西部如黔西六盘水的大型煤田。

石炭纪时期我国陆生植物以石松、节蕨、真蕨、种子蕨和科达类为主，组成沼泽森林。乔木型石松植物因为已具有形成层，所以能发展为多年生乔木，高大树干可达20—30米，与真蕨、种子蕨等都是重要造煤植物。二叠纪早期，森林植物的性质大体近似于石炭纪，但到二叠纪晚期，已经逐渐发展到以裸子植物占主导地位，松柏类和苏铁类大量繁荣。

晚古生代时期，植物分布的地域分异已经很明显，我国境内的植物属于三大植物群，各以明显的自然界线相隔离。

北部，西起新疆准噶尔盆地，东经甘肃西部、内蒙古西北缘，直至东北北部，属于安加拉植物群，石炭纪时期以草本的真蕨和种子蕨为主，木本植物可以匙叶（Neoggerathiopsis）等为代表，有显著年轮，代表北半球温带植物类型。

安加拉植物群分布区的南界是天山—兴安岭大地槽。地槽带以南，从我国华北直至整个东南亚，是一个反映热带、亚热带气候环境的植物区，以繁荣着高大的石松、节蕨和科达类为特征，乔木树干无年轮现象。

西藏南部及南亚地区的植物群属于以舌羊齿（Glossopteris）为代表的南方大陆冈瓦纳植物区，为灌木—草本植物群，代表南方大陆温凉气候下的单调植物组合。

二叠纪早期的植被面貌与石炭纪相似。二叠纪晚期，经过海西造山运动，天山—兴安海槽消失，华北—塔里木古陆与蒙古—西伯利亚古陆对接拼合，因而在甘肃南部和东北兴安岭等处都可见安加拉植物群与南方亚热带植物相互渗透混生的现象。二叠纪时期，热带、亚热带植物群内部发生分异，已经分化为两大植物区，在欧洲、北美称为欧美植物区，在我国及东南亚的称为华夏植物区，两大植物区的面貌有显著差别，繁盛于华夏植物区的大羽羊齿（Gigantopferis）植物群完全不见于欧美植物区。华夏植物区内部也分化成南、北两部分，以昆仑—秦岭地槽为天然分界线，组分上有一定不同（图6）。二叠纪晚期，松柏类、苏铁类十分繁盛，华夏区的南部以出现松柏类的鳞杉（Uumannia）为特征。冈瓦纳植物区大体保持原来面貌没有多大变化，典型的舌羊齿植物群见于珠穆朗玛峰北及拉萨等地

3．从古自然地理环境向现代自然地理环境的过渡（中生代的发展过程）

中生代历时约1.6亿年（距今2.25亿年至0.65亿年之间），相对于古生代来说是个较短的时期：不及古生代的一半，略短于晚古生代。但在此期间，自然地理环境发生了巨大变化，不论是无机界还是生物界，在中生代之末都已截然不同于中生代之初的面貌，出现了现代自然地理环境的雏型。

晚古生代期间逐渐拼成的联合古陆，在中生代之始，三叠纪时期发展到最大程度，从三叠纪晚期开始，随即趋向解体。伴随着大陆的分裂，是现代洋盆的形成。以中央海岭为扩张中心，北大西洋的扩展大致开始于2亿年以前，南大西洋和印度洋的扩展大致开始于1.5亿年以前，与此同时，太平洋洋盆受挤压缩小。至中生代末期，形成了现代海陆分布的格局。根据洋底熔岩的年龄、大陆变形的时间，可以重建中生代时期大洋生成和大陆裂解的全过程。

太平洋洋盆受到挤压，太平洋板块向周围大陆俯冲，使太平洋周围构造带广泛变形，发生强烈的火山喷发。现代许多巨大山系与地形格局由此形成。与岩浆活动相联系的环太平洋金属成矿带，也都是这一时期的产物。

构造活动方面的另一重大事件是地球上最大的特提斯地槽带在此时期的加强发展。深厚的灰质沉积物的发育，为新生代时期地槽的回返、喜马拉雅-阿尔卑斯巨大山系的形成准备了条件。

整个中生代期间，全球气候都比较温暖，这与联合古陆形成后加强了洋流的经向环流有关。陆地广袤程度的加大也使干旱气候带的范围扩大。红层的广泛分布和石膏、盐类沉积的普遍性，标志着温暖气候和干旱气候带在中生代所占有的重要地位。联合古陆解体后，干旱气候的范围与程度虽稍有减轻，表现为在侏罗、白垩纪煤层的发育范围更为广泛；但温暖气候一直保持到中生代之末才有开始衰落的趋势。

中生代时期，生物界发生了真正的革命性变化。三叠纪的植物界与白垩纪末期的植物界已很少有相似之处。种子蕨、石松、木贼等石炭纪森林中最普遍的植物在进入中生代后已逐渐衰落，裸子植物取代了他们的地位使中生代成为裸子植物的时代。三叠纪和侏罗纪时期，陆上最普遍的植物是真蕨、松柏类的各种针叶树、苏铁类以及银杏。苏铁类在侏罗纪时遍布于各个大陆，是当时世界性植物；银杏现代虽已仅见一个种，中生代时却非常繁荣，北美、欧洲、中美、非洲南部及澳大利亚均见生长；针叶树也在中生代早期达到繁荣的顶点。至白垩纪中期，植物王国中出现了相当突然的变化，被子植物以树木、灌木、草本等广泛多种的型式适应气候条件的变化，迅速繁荣，至白垩纪末已分布遍及于各个大陆，成为植物王国的主宰。

与有花植物的繁荣联系在一起的是昆虫的繁荣。哺乳类和鸟类均已出现，但均不繁盛，称霸于陆上的动物是爬行类。但在统治地球1亿年之后，活跃于陆上、海洋及能滑翔于空中的各种恐龙、翼龙、海龙、鱼龙等突然绝灭，爬行类中只有龟、蛇、鱷、蜥蜴四个目的少数种得以遗存下来。绝灭不只发生在爬行类中，中生代时期取代了古生代的三叶虫、笔石等的地位的海洋无脊椎动物如菊石类、箭石类也都绝灭；植物界中的本内苏铁遭遇同样的命运。绝灭并非都在同一时期发生，但却是中生代时期结束的标志。绝灭的原因虽不清楚，归根到底是环境某一方面的条件发生了变化，绝灭的种属对某些种变化不能适应，不得不从地面上消失，而它们的消亡却为现代生物界的兴起创造了条件。

我国环境在中生代时期的演变只是全球环境演变的一个缩影。

中生代包括两个构造阶段，在我国分别称为印支阶段和燕山阶段。我国自然环境在这两个阶段都有很重要的发展。

印支阶段包括整个三叠纪时期。三叠纪之初，我国境内基本上还保持前一阶段的面貌：虽时有海进海退，总的说来长期保持南海北陆的局面。印支期在构造格局演变上最重要的特征是扬子地台与华北地台拼合，秦岭海槽消失，我国东部形成了统一的大陆，并结束了长期存在的南海北陆古地理局面，从而迅速地向现代面貌演化。起源于北方的淡水双壳类珠蚌（Llnio）、陕西蚌（Shaanxiconcha）动物群在晚三叠世已经迁入扬子地台，是扬子地台与华北地台之间当时已有陆地相连的明证。此外，西伯利亚—蒙古大陆和华北—塔里木大陆虽在晚古生代海西期已经对接并合，大量印支期花岗岩的存在和地层沉积上的不整合现象表明，两古陆之间的挤压、碰撞过程一直延续到三叠纪，索伦-西拉木伦对接带的南侧因而出现东西方向的山系，成为三叠纪时期气候和陆生生物区系的自然分界线，使东北地区所见的化石群不同于华北，而更接近于西伯利亚通古斯盆地。

印支构造阶段，秦岭-淮南山地以北的北方大陆大体呈北高南低的丘陵-低地组合。华北古陆上出现巨大的华北盆地，范围包括现在的鄂尔多斯—陕北、山西及黄河—海河平原；西北地区在准噶尔、南疆库车一带及河西走廊地区也都存在性质相近的内陆盆地。印支阶段后期，西北各盆地大体不变而略有扩大；华北盆地却由于古陆东部升高而急剧缩小，范围也只限于山西西部及鄂尔多斯与陕北；而且在侏罗、白垩纪都继续保持着向西缩小的过程。

南方大陆经历着海水撤退、陆地面积逐渐扩大的过程，至印支阶段后期不再存在统一的海盆，浙、闽、赣南一带的东南丘陵与西部湘黔桂高地之间只残存着从赣北经湘东南以至粤东的狭长海湾；湘黔桂高地以西的川滇盆地曾与西部的特提斯海相通，但在经历三叠纪晚期印支运动以后，松潘—甘孜海槽褶起，昆仑—巴颜喀拉山地形成，古亚洲大陆向南增生扩大，川滇盆地也逐渐与西南藏滇境内的海槽相隔绝。

至印支末期，除湘西、藏南海槽外，我国东部的台湾海槽继续存在，东北新出现了滨太平洋带的那丹哈达海槽。珠穆朗玛峰北坡土隆地区晚三叠系砂岩的古地磁测定为南纬24°，表明该地区此时仍位于南半球，但已经漂到亚热带的范围内（图7）。

燕山阶段由三个造山运动期组成，其中晚侏罗纪至早白垩纪的第二期运动是主要造山时期，活动最强烈，影响也最广泛。整个燕山阶段我国构造的发展，主要是印支阶段形成的古欧亚大陆在南部受古地中海和印度板块的俯冲、挤压，在东部受古太平洋板块的俯冲、挤压而发生活动的历史。由于太平洋洋壳与东西大陆的相互作用增强，我国境内构造地貌上长期以南北分异为主的格局发生改变，出现了东西分异的新格局，为现代地貌轮廓的形成奠定了构造基础。

第二期燕山运动以后，康滇古陆—龙门山—贺兰山与大兴安岭—太行山—雪峰山这两条构造地貌界线都已十分鲜明。前一界线以西，山脉构造仍以近东西向为主；以东，盆地、山脉都转变成是北东走向。后一界线东、西两侧的差异表现为：以东属于发生强烈构造变动和岩浆活动的环水平洋活动带的范围，以西则属于以发育开阔坳陷盆地为主的稳定地区。

在印度板块北移、太平洋壳俯冲、大陆因而不断上升的影响下，我国西部在印支阶段形成的大型盆地如准噶尔、走廊、鄂尔多斯、川滇盆地等都逐渐填满，规模不断缩小，至燕山阶段之末，鄂尔多斯与川滇已基本转变为高地。此时，西部的一系列主要山系如古天山、古昆仑山、古祁连山、古阴山、古秦岭等均已形成，成为各大盆地之间的分水岭。除了雅鲁藏布江以南继续保持为海槽，新疆西南喀喇昆仑海槽晚白垩世海侵向东达到阿克赛钦湖一带，同一海侵在昆仑山北侧向东达到莎车—和田一带以外，整个西部均已与欧亚古陆拼合在一起，成为一个整体。定日附近白垩纪灰岩的古地磁测定，古纬度为南纬21°，表明该处仍是南方大陆的一部分，在继续向北漂移。

中国东部燕山阶段的主要特征是古大兴安岭、古太行山、古雪峰等山系的升起，在其东侧则形成一系列断陷盆地，松辽、华北、江汉等一系列含丰富油气资源的北北东走向大中型盆地都是在中期燕山运动后开始形成。与此同时，作为环太平洋火山活动带的一部分，发生强烈岩浆活动。岩浆活动分属两个高峰期，第一活动高峰期在侏罗纪，相当于早期燕山运动，以深成侵入活动为主，局部发育火山岩，分布范围主要是东北那丹哈达岭、大兴安岭中部和冀北辽西燕山地区；第二活动高峰期相当于第二期燕山运动，从侏罗纪晚期延续至白垩纪时期，火山活动和侵入活动都很活跃，分布范围极为广泛，整个大兴安岭及冀北—辽西地区、阴山山地、山东东部、大别山地以及东南沿海的浙闽地区和赣东、粤东都受强烈影响。环太平洋带中生代强烈岩浆活动不仅对我国东部一系列以铜、铁、铅、锌、钼、钨、锡等为代表的多种内生矿床的形成提供了有利条件，形成著名的金属成矿带，侵入体与火山岩对各地现代地貌的形成也都有重要影响。

燕山阶段结束后，那丹哈达海槽闭合，中国东部只有台湾继续保持海槽。由于全球性普遍温暖，高、低纬之间温差不如现代剧烈，而且我国当时所处的纬度位置低于现代，白垩纪晚期古赤道有可能位于海南岛北部，整个中生代期间我国境内气温都比较高，南北之间差异比较小，就气温而论，地带的分异不很强烈，南方始终属于热带、亚热带范围，北方相应地属于亚热带、暖温带范围。古昆仑—古秦岭—古大别山这一地形界线往往成为南北两大气候-植物带的分界线。

沉积岩和古植物研究表明，在中生代期间，我国境内因干、温变化所引起的环境演变和自然地带分异，远比温度变化和差异所起的作用为大。进入三叠纪时期，原先属于成煤环境的南方地区转为干旱炎热气候，东起江苏南部至藏北，广大范围内普遍出现石膏、盐的沉积；华北内陆湖盆及西北准噶尔湖盆、古天山—古祁连山间盆地都发育红色系，只有东北境内的湖泊、沼泽中发育杂色含煤碎屑沉积，属于半湿润环境。至三叠纪晚期气候又普遍转向湿润，南方大陆的近海盆地中发育安源组含煤沉积，华北、西北也普遍出现煤层沉积，在鄂尔多斯南部就是延长群沉积。随着气候的干湿循环，在三叠纪时期，植被和自然景观也发生了一次大反复。晚三叠世时期，古昆仑—秦岭—大别山以南的植物群种类丰富，以苏铁类占优势，其次为多种以双扇蕨科为主的蕨类植物，反映了潮湿、炎热的热带、亚热带环境。石松类、有节类、银杏类和松柏类植物也都略有分布。北方植物群中，苏铁植物仅有少数代表，没有繁盛的双扇蕨科植物出现，银杏类都较丰富，反映出虽仍属于湿润亚热带，但湿热程度都略逊于南方地区。

湿润时期普遍延续到侏罗纪早期，当时，全国都是重要的成煤期，在辽西，早期燕山运动喷发后相对宁静阶段湖沼环境中发育的含煤层沉积就是北票群；在北京西山，与之相应的是门头沟组，在晋北是大同组，都含重要煤层，形成大型煤田。侏罗纪中期，干旱气候再次出现，全国除东北地区外，普遍干旱炎热，这一状况在中生代期间都保持不变，只是干旱带的北界略有南北推移。侏罗纪晚期东北地区成煤沼泽广布；白垩纪早期东北的阜新群是重要含煤沉积，含煤盆地还出现于内蒙古和华北；但到晚白垩纪，干旱气候带重又向北扩大，红层广泛分布于除东北和西藏以外的广大地区，干旱程度也有所加强，石膏沉积的分布范围西起塔里木盆地西缘，东至闽浙沿海；从滇西、滇中到鄂、赣、浙东并出现大量含盐沉积，是干旱程度最大的地带。

侏罗—白垩纪的植被群明显反映了南北气候带的差异和变化。侏罗纪早期，西昆仑—秦岭以南的南方植物群以苏铁植物占优势，但繁盛不如三叠纪，而银杏类与松柏类的数量有显著增加，反映了湿润热带、亚热带环境，但温度可能略低于三叠纪时期。北方植物群中，银杏类特别繁盛，苏铁类繁茂程度逊于南方，种类也较单调，说明温度、湿度都比南方为低。白垩纪早期，现代北纬40°以北地区植物繁茂，松科、罗汉松科和海金沙科植物特别发达，反映了湿润、温暖的气候；以南地区则是一些旱生类群占优势，如掌鳞蕨科和莎草蕨科等，形成克拉梭粉—希指蕨孢子植物群（Classopollis-Schizaeoisporites）（图8）。

中生代期间干旱带的推移和伸缩应是受两方面因素的影响：一是大陆漂移、古纬度位置的变化；二是全球温度变化，引起副热带高压带本身宽度的伸缩。由于气温普遍较高，副热带高压带影响所及的纬度范围应较现代为宽广。中生代时期我国境内气候—自然地带分布的另一重大特征是地带走向与现代纬圈斜交，作西北—东南走向约呈35°角，这是古磁极偏在现代磁极东南、位于萨哈林岛方向上以及海陆分布与现代仍有所不同的结果。西部特提斯海的存在使班公湖—怒江以南的藏南地区保持着热带—亚热带湿润气候，新疆西南部也受到影响；东部日本海、黄渤海都还未形成，相形之下海洋影响反而减弱。因而到中生代之末，我国境内地形结构上虽已大致具备现代的轮廓，自然地带的分布与现代仍有较大差异，现代自然地带分布格局的形成还有待于新生代期间的演化。 

二、现代自然环境的显现（第三纪的发展过程） 

新生代约始于0.70—0.65亿年前，是地史发展的最近阶段。新生代由两个纪组成，即第三纪和第四纪，其中第四纪历时仅约200万年，因而第三纪占了新生代绝大部分的时间。

第三纪包括五个世，即：古新世、始新世、渐新世、中新世和上新世。这五个世，最初是根据各时期无脊椎动物中现代种所占的百分数而划分的，但实际上，不论陆上或是海洋，动物或是植物，在新生代都逐渐发展形成崭新的面貌：脊椎动物中的恐龙、海龙、翼龙在中生代之末已经绝灭，哺乳动物和鸟类乘机而起，得到迅速的发展，使新生代有“哺乳动物的时代”之称。在海洋中，随着海生爬行类的绝灭，真骨鱼类繁盛，双壳类逐渐变成无脊椎动物中的重要类群。在植物界，被子植物以多种不同的形态适应日益多样化的环境，取代了裸子植物，使植物群落出现了不同于以往的面貌；因而第三纪的来临实际上是标志着现代生物界的开始。

新生代是地球岩石圈构造发生巨大变动的时期，这一时期称为喜马拉雅构造阶段。通过这一阶段，印度洋、大西洋继续扩大，太平洋带的海沟—岛弧—海盆体系形成，大陆内部出现活跃的裂谷作用，使海陆分布及地形都逐渐接近于现代。

中生代末期全球气候转凉。在古新世和始新世之间一度略转为温暖。其后，即进入所谓的“新生代衰退”期，虽稍有起伏变化，气候总趋势是逐渐变凉。至中新世，南极冰盖已达到相当规模，上新世晚期北大西洋地区也开始出现冰川活动，终至进入第四纪冰期，形成现代环流形势和现代气候。

气候变化是与构造活动、山系形成和大陆漂移等因素有密切关系的，生物界的发展受气候变化和地形变化的直接影响，组成环境各要素相互制约，从第三纪之始都向现代化迈进，终于在经过六千多万年的演化后，形成现代环境。

1．第三纪的构造演化和地形发育

第三纪时期，中国地质构造发生重大变化，西部青藏高原的升起和古地中海的消失，东部边缘海域的出现和台湾新生代地槽的褶皱升起，以及继承燕山运动阶段的构造体系发生的升降运动，奠定了中国现代地形的格局。

燕山运动结束之后，我国境内曾有一段时期地壳处于相对宁静的阶段。经过长期侵蚀与堆积，地势起伏逐渐缓和，至第三纪之初，呈准平原状态。喜马拉雅运动的发生破坏了这一准平原面。

喜马拉雅运动在我国西部和东部都有两个强烈时期，西部的早期强烈活动发生在中始新世后期，东部的早期强烈活动出现稍晚，发生在中新世时期。晚期的强烈活动东西部都发生在上新世，并延续到第四纪的更新世早期。

早期喜马拉雅运动在我国西部的表现是：印度地块与古欧亚大陆碰撞，特提斯海域封闭沿雅鲁藏布江分布的蛇绿岩带表明这里是南北古陆的地壳叠接带。云南西部一带也受早期喜马拉雅运动的影响。但早期喜马拉雅运动时期西藏大陆并未大幅度强烈隆起，古岩溶和动植物化石表明，直至上新世，高原的高度还只有1000米上下。晚期喜马拉雅运动才是青藏高原的强烈隆起时期，岩相上的证据就是高原南北两侧都形成磨拉石堆积，喜马拉雅山南麓山前坳陷中堆积了巨厚的西瓦利克群砾岩。

在我国西北部，印度板块北移的挤压作用，使地表出现强烈的差异性断块升降运动，在北东东及北西西两组断裂的控制下，原先的古生代褶皱带隆起成为断块状山脉，原先基底属于稳定性地块的部分相对低陷成为盆地，许多盆地呈菱形或三角形。晚期喜马拉雅运动，山系急剧上升，昆仑山前及天山南北两侧也都形成巨大的山前坳陷。昆仑山以北，地形上山地与盆地相间的局面终于奠定。

我国东部，大兴安岭—太行山—武陵山一线在构造上的分界意义从燕山运动开始即已逐渐明显，喜马拉雅时期此线以西作总体隆起上升，中生代长期沉降的鄂尔多斯盆地从晚白垩世起直至中新世，都是隆起剥蚀区，上新世后期才接受厚度不大的沉积；川滇黔盆地性质相似，仅在一些断陷盆地内有晚第三纪岩系发育。总的说来，这一范围内构造活动性较弱，不见火山活动。

大兴安岭—太行山—武陵山一线以东地区，总的说来，以断裂沉降为主。喜马拉雅运动早期，在北北东构造线控制下，形成许多内陆与近海盆地，盆地内火山比较普遍，以玄武岩喷发为主。后期，南北之间发生分异，北部各盆地以大面积下降为主，东北东部的完达—三江盆地属于地堑式的快速堆积盆地，沉积深厚，底部有相当厚的玄武岩及凝灰岩分布，以西的松辽盆地，面积已较中生代时期缩小，沉积不厚，未见火山活动，是构造活动比较微弱环境下的沉积坳陷。华北盆地、苏北盆地以及南阳—江汉盆地都是强烈下降的断陷盆地，在沉积过程中时或与海水发生短暂连通，因而陆相地层中常出现一些海相标志。盆地中都有玄武岩堆积，尤其是华北盆地中，玄武岩喷溢频繁，厚度甚至可达千米。

北纬30°以南地区，喜马拉雅阶段后期以总体抬升为主，仅有一些小规模的断陷盆地从白垩纪继承下来，继续存在。

我国东部的各边缘海海盆都是喜马拉雅构造阶段的产物，中生代时期这里是欧亚大陆东缘的一部分，进入新生代，东部大陆边缘在构造上发生拉伸开裂、地壳由厚变薄的过程，形成了各边缘海。在渤海坳陷的中心部分，新生代陆相沉积厚度达到7000米，在第三纪时期是华北盆地的一个组成部分；黄海海盆与苏北盆地相连，第三纪沉积也以陆相为主，但有过短期海侵；东海和南海北部，第三纪都属于海陆交互相沉积，西沙及以南则是渐新世后期拉伸形成的深海盆，琼州海峡的断裂形成也大致在中新世。

在台湾，早期喜马拉雅运动的主要表现为台湾褶皱山系的形成以及伴随着中部山地的上升，山地东西两侧都形成地槽坳陷，西部坳陷发育深厚的海陆交互相沉积，东部坳陷发生多次火山喷发的侵入，形成复杂的火山岩系和山麓岩堆积；至喜马拉雅运动晚期，地槽才隆起上升。

2．第三纪的沉积类型和区域特征

沉积岩的类型、颜色、所含化石以及粒度、分选性等特征，是恢复古沉积环境从而了解古自然环境形成、演变与地域分异的主要依据。我国以海相沉积为主的第三系地层见于台湾地区、西藏南部雅鲁藏布江以南地区以及塔里木盆地西南部。台湾地区的第三纪发育比较完整，下第三系及中新统下部均已变质，为黑色板岩。千枚岩夹石英砂岩，时或夹有火山岩；上第三系各地有明显差别，西海岸区为薄层灰岩、砂岩、页岩，夹有煤层和玄武岩；东海岸区为巨厚海相碎屑岩夹安山质火山岩，并有超基性岩的侵入，丰富的海相化石，包括瓣鳃类、腹足类、海胆、蟹类、头足类以及大量有孔虫。第三系沉积特征表明当地属于太平洋海区活动型的半深海—浅海—滨海沼泽环境。

藏南地区的下第三系下部以碳酸岩相沉积为主，下第三系上部为夹有少量碳酸岩的碎屑岩，含有孔虫、腹足类、瓣鳃类以及珊瑚、海胆和各种海生藻类等化石，表明属于古地中海区的温暖浅海环境。上第三系不发育，仅见零星分布的陆相沉积，表明环境已发生自海转陆的明显变化。

塔里木盆地西南缘下第三系下部为巨厚的石膏层，下第三系上部为夹有石膏层、含盐分很高的杂色碎屑岩，其中以紫红色泥岩所占比例为大，夹有介壳灰岩；所含化石包括有孔虫、壳体厚大的牡蛎及其他瓣鳃类、腹足类、海胆等，属于古地中海区的海湾—潟湖环境。上第三系海陆过度相或陆相沉积，含适应广盐度有孔虫和大量淡水介形类化石，也表明了海陆环境的转化过程。

陆相第三系分布于我国各地的各盆地中，沉积的类型和性质视盆地的成因类型和盆地所在地理位置而异。西北的大型山间盆地中，由于盆地的相对沉降，陆相第三系发育比较完整，地层厚度很大，山前坳陷地带厚度尤大。沉积物以红色碎屑岩为主，常夹有厚度不等的石膏或岩盐夹层，表明长期处在干暖环境中。

处于隆起构造上的中小型断陷盆地，在我国分布很广，大多是承袭中生代的构造而来，因而陆相中生界和陆相新生界之间往往是连续沉积，但由于盆地的生命往往不长，大多不具有完整的第三系沉积，厚度也不稳定。沉积物的性质视盆地所在地理位置而定：东北普遍形成含褐煤或油页岩的暗色有机岩沉积，例如抚顺盆地，表明气候湿润；华南、东南各地一般发育红色碎屑岩，时或含石膏及岩盐，表明曾长期受干暖气候的控制。

东部地区的大型近海盆地如华北盆地、苏北盆地、江汉盆地等，在第三纪早期大多还只是许多分散的中、小型断陷盆地，晚第三纪才开始整体沉降，沉积范围广，沉积厚度往往可达3000—5000米，沉积过程中曾遭受次数不等的海侵，沉积物的性质并视气候变化而异。沉积物中含有丰富的动植物化石，包括介形类、腹足类、瓣鳃类、鱼类、少量有孔虫和海生藻类等，它们是后来形成的石油有机质来源。

根据不同类型第三系沉积物的空间分布特征，可以将我国第三系的分布划分若干各具特色的区域。

（1）北疆，主要是准噶尔盆地。地层系统为：

上新统—中新统，独山子组，棕黄色砂质泥岩和泥质砂岩互层，含三趾马和鹿类化石。

中新统，塔西河组，“上绿色岩系”，灰绿色泥岩为主，含丰富化石。

中新统—渐新统，沙湾组，“褐色岩系”，棕色或褐红色泥岩和砂质泥岩。

渐新统—上始新统，安集海河组，“下绿色岩系”，灰绿色泥岩为主。

上始新统—古新统，紫泥泉子组，“红色岩系”，褐红色砂质泥岩与褐红色砾岩互层。

“红色岩系”与“绿色岩系”的交互发育表明第三纪时期准噶尔盆地气候条件的变化。

（2）南疆，可以库车洼地中的沉积为代表。这里是塔里木地块北缘与天山褶皱带之间的山前凹陷地带，第三系发育完整，且以蕴藏着丰富的石膏及盐类矿床为特色。地层系统为：

上新统，库车组，褐黄色粉砂岩为主。

中新统，康村组，“上红色岩系”，暗棕褐色砂质泥岩为主。

中新统—渐新统，吉迪克组，棕红色、棕褐色泥灰岩为主，夹薄层石膏。含介形类、鱼类、轮藻和孢粉化石。

渐新统，苏维依组，拜城以西地区以褐红色、棕红色泥岩为主，常夹有岩盐及石膏层，反映炎热、高蒸发量潟湖环境。

古新统—始新统，库木格列姆群，北部山麓，下部主要为褐色和红褐色砾岩，上部渐变为红色和棕红色砂岩。拜城以西主要为含石膏及岩盐的湖相沉积，含半盐水性软体动物化石。

（3）河西-柴达木地区，包括贺兰山及以西，昆仑山以北的广大范围。除个别地点外，第三系发育一般不完整，缺少中始新世以前的沉积。渐新世以后的地层分布广泛，几乎均为红色碎屑岩，其中常夹有石膏层。以柴达木盆地为例，地层系统为：

上新统，上油砂山组和狮子沟组。狮子沟组以灰色至黄绿色细砂岩、砂质泥岩为主，盆地中心含较多石膏和岩盐，含反映荒漠草原型植物群的孢粉组合。油砂山组以棕红、浅棕红砾岩、砂岩等为主，所含介形类以淡水相种属明显减少，半咸水相种属大量繁生为特征。

中新统，下油砂山组和上干柴沟组。下油砂山组以棕红色粉砂岩等为主，孢粉组合反映针叶林-森林草原型植物组合。上干柴沟组以灰绿色钙质页岩为主，孢粉属于针叶林—森林草原型组合。

渐新统，下干柴沟组，德令哈盆地边缘为一套紫红色砂砾岩，孢粉组合反映亚热带针阔叶混交林植物群的特征。

古新统-始新统，路乐河组，红色碎屑岩为主，见介形类、轮藻、瓣鳃类、腹足类等化石。

柴达木盆地第三系沉积物性质的变化表明第三纪时期出现一个由暖湿向干旱变化的过程。

（4）青藏-滇西地区。下第三系主要为红色碎屑石。上第三系主要是湖泊沼泽相沉积，从沉积物的颜色上看，自北向南发生明显变化，唐古拉以北呈紫红或砖红色，湖相层中普遍含多层石膏岩盐等薄层蒸发岩；向南，逐渐从杂色转为暗色，含褐煤和油页岩层，表明高原上的气候条件不仅经历时间变化，空间上也是有地带性差异的。

（5）藏南地区。雅鲁藏布江以北的冈底斯山系及念青唐古拉山系西端，下第三系局部夹海相层，上第三系为陆相沉积。葛尔县门士地区的第三系，下层含桉、榕等植物化石，反映热带气候环境，灰绿、灰黑色砂页岩层中夹有数层煤层；上层植物化石以杨柳科为主，反映气候转向凉爽。

雅鲁藏布江以南地区，下第三系为海相沉积，目前仅发现古新统和始新统，前者以灰色厚层灰岩为主，含多种典型古地中海的有孔虫；后者以灰黑色泥岩、页岩为主，也含有孔虫化石。始新世后期海水退出，结束了海相沉积的历史，所形成的褶皱带中的山间盆地内接受以湖泊为主的上第三系沉积，吉邦盆地中所见的上新统地层由一套灰色、黄色泥岩、粉砂岩和砾岩组成，夹褐煤层，含腹足类、介形类化石，所产的哺乳类化石基本上与华北三趾马动物群属同一类型。沉积物与化石反映了当时的湿润森林、草原环境特征。

（6）内蒙古地区。沉积盆地时常发生迁移，属于大陆内部地势起伏差异不大的准平原上的湖河沉积，厚度不大。南部的下第三系主要为棕红色夹灰绿色砂泥岩；中新统为砖红、灰绿色泥岩，含汤氏皇冠鹿等化石；上新统为玄武岩夹棕红色泥岩，含三趾马化石。二连盆地局部地点古新统深棕色泥岩中含石膏层。围场东部中新世玄武岩粉砂夹层中的孢粉含有喜热的亚热带成分如山核桃、枫香、杜鹃科等。裸子植物占很大比重，以铁杉、云杉为主。北部海拉尔一带下第三系主要为灰白色石英砂岩、砾岩等，上第三系多为黑色、绿色玄武岩，不见红色系。

（7）晋陕地区。自古生代后期起，本区持续下降，形成巨型中生代沉积盆地，接受厚层湖河相沉积。中生代后期，盆地自东向西逐渐缩小，以后成为隆起区，第三纪沉积比较零星。但本区第三系研究历史最长久，层序和性质比较明确。以晋冀北部为例，地层系统如下：

上上新统，静乐组，深红色土状堆积，含马、犀牛、古象、鹿、羚羊等化石。

下上新统，保德组，即著名的“三趾马红土层”，上部为红褐或淡红色亚粘土，含大量白色钙质结核；中部为绿色或灰绿色钙质泥岩、泥灰岩；下部为粗砂砾石层夹薄层褐色亚粘土。含丰富脊椎动物化石。

中新统，汉诺坝组，均为黑绿或灰黑色玄武岩，有较多灰或红色砂质粘土、粘土夹及薄层褐煤，其中含丰富植物及孢粉化石；植物化石中，裸子植物以落羽杉属、红杉属、水杉属为主，被子植物有桦科、山毛榉科、蔷薇科、榆科等；孢粉组合以裸子植物占优势，其中云杉含量最高。并有铁杉、松、落叶松等；被子植物花粉以桦科，榆科为主。显示暖温带针阔叶混交林的景观。

渐新统，繁峙组，主要为橄榄玄武岩，所含褐煤夹层中的孢粉组合以裸子植物占绝对优势，其中又以松科为主，柏科、杉科次之；被子植物花粉有山核桃属、枫杨属、栗属、榆属等；缺乏草本。

上始新统，长辛店组，仅分布于北京西南长辛店一带，为一套山麓相的砾岩层，其间夹有红色及紫红色泥岩和灰黄色粗砂岩。

（8）川黔滇地区。燕山运动以后属于隆起剥蚀区，仅在一些断陷盆地中有第三系分布。川西雅安、峨眉、天全等地下第三系主要为棕红钙质粉砂泥岩，含石膏透镜体，上第三系仅见于盆地边缘局部凹陷地带。属洪积相堆积，主要为紫灰、灰色粘土层及砾岩，粘土层中所含孢粉，裸子植物以银杏、云杉、松属等为主，被子植物有柳、杨梅属、山核桃属、木兰科等。滇东黔西一带下第三系主要为紫红色、砖红色泥岩、泥灰岩为主，含钙质结核及石膏层，有丰富的脊椎动物化石。上第三系为普遍含有泥炭或褐煤层的湖沼相灰色、灰黑色细砂岩、粘土和泥灰岩，动、植物化石丰富，脊椎动物包括乳齿象、水鹿等，植物化石包括水松属、蔷薇属、化香树属等。岩相和动植物都表示本区始终处在暖热环境中，但干湿条件在新老第三纪时期内发生了明显的变化。

（9）东北地区。下第三系一般为杂色至暗色湖泊、沼泽相沉积，常含褐煤层和油页岩，太康一带渐新统—始新统中或可见夹有红色泥岩，梅河盆地曾见赤紫色砂岩、粉砂岩。上第三系一般以河流相沉积为主，常夹有玄武岩。下第三系中的孢粉组合，裸子植物包括落羽杉科、柏科、松科、银杏等，被子植物包括榿木属、栎属、胡桃属、栗属、木兰属等，反映湿润亚热带气候。上第三系中的孢粉反映以阔叶落叶林植被景观为主，裸子植物含云杉、冷杉、松属等，比重较小，被子植物包括栎属、椴属等；孢粉中油杉属、山核桃属、枫香属、罗汉松属占相当比例，反映的仍是暖温带至亚热带湿润气候。

（10）华北地区。主体是华北平原和下辽河平原，其间通过渤海海盆相连接；并包括辽西、辽东、山东丘陵地在内。华北平原是中国北方第三系发育良好的地区，沉积厚度可达到4000—5000米，地层系统为：

上新统—中新统，明化镇组和馆陶组。明化镇组主要为棕红色、灰绿色粉砂质泥岩普遍含铁锰结核，偶见玄武岩夹层，含丰富化石。馆陶组为灰白、灰绿色细砂岩、砾状砂岩与棕红色泥岩的相间沉积，含少量化石。所含化石均为淡水陆相种属。孢粉组合以被子植物占绝对优势，草本植物含量很高。

渐新统—上始新统，东营组和沙河街组。东营组属于早第三纪晚期，当时构造运动频繁，因而各地区岩相和厚度变化较大，冀中平原为红色泥岩与砂岩相间互层，末期有火山岩喷发。河北平原北部见有孔虫、海绿石沉积等，表示该区曾受海侵。沙河街组在开封以北以暗色砂泥岩为主，开封以南以棕红色泥岩为主，下部沉积物中也见有海绿石，曾受海水影响，所含介形类化石中多半咸水种。本组是华北主要的生油、储油岩系。

中、下始新统，孔店组。下部为棕红色泥岩与砂岩互层，夹有多层玄武岩；中部以灰色、深灰色泥岩为主，夹薄煤层与油页岩，孢粉组合裸子植物与被子植物含量约略相等，裸子植物以杉科为主，被子植物主要为榆粉属、栎粉属桦科和胡桃科等，含少量草本；上部为红色砂泥岩，顶部含石膏、岩盐。

华北平原至今未发现古新统沉积，表明盆地的开裂下陷是从始新世开始的。下始新统孔店组分布范围比较小，表明当时开裂不大，至晚始新世沙河街组沉积时期断陷加剧，沉积范围才迅速扩大。但在辽东的抚顺盆地中，夹多层煤层的古新统灰绿色、褐色、黑色页岩、泥灰岩等发育良好，孢粉组合裸子植物以杉科花粉占优势，被子植物花粉有胡桃粉、榿木粉、山龙眼粉等存在。

鲁西盆地中，与沙河街组时代相当的大汶口组，岩相变化较大，油页岩、泥灰岩与大量石膏等蒸发岩交互成层。著名的山旺组主要分布在临朐县山旺洼地内，主要由砂砾岩、玄武岩及硅藻土组成，其中植物化石、鱼类化石都保存得很完好，是华北中新统的典型层。硅藻土具有纤细层理，被称为“万卷书”。植物化石中有50％以上是长江流域以南的现生种类，鱼类化石中的魜鱼现在也只见于长江以南的水域中。岩相和化石都表明当时属于亚热带气候且有较大的干湿变化。

（11）华中地区。大致包括武陵山以东，北起淮南，南至南岭南麓的广大地区。在一系列承袭白垩纪发育而来的以北北东向为主的中小型盆地中，主要沉积红色砂岩或泥岩，早第三纪普遍含石膏层，甚至天然碱与岩盐，长期属于干旱炎热气候；晚第三纪温度和湿润情况都有所变化，江汉—洞庭盆地的上第三系灰白色泥灰岩中孢粉组合的特点是水龙骨科特别发育，松科大量出现，几乎缺乏麻黄粉属，各种喜温、喜湿落叶阔叶树种十分丰富；浙、闽地区上第三系见玄武岩及火山碎屑岩夹沉积岩，产褐煤层，局部见油页岩。

（12）岭南地区。包括广东、广西及海南岛。第三系主要发育在一系列小型断陷盆地中，一般由两套沉积组成，底部为红色岩层，局部含石膏；中上部转为暗色含煤沉积并夹油页岩。雷州半岛和海南岛北部的雷琼—北部湾洼陷，第三系最大沉积厚度超过3000米，下第三系沉积以陆相为主，上第三系以海相、海陆过渡相为主，并见多期玄武岩喷发。上古新统棕红色泥岩中夹薄层石膏；渐新统主要为陆相杂色碎屑岩局部夹海相层，有时见星散状石膏；中新统至上新统均为滨海相、浅海相灰绿色泥岩、砂岩，富含海绿石及海相介形类、腹足类、有孔虫化石，不仅表明气候变化，并表明琼州海峡大致在中新世之初形成。

（13）台湾地区。早第三纪以巨厚的深海砂泥质沉积为主，表明该区属于大陆边缘的强烈沉降区。海槽沉积延续到中新世，中新世后期的喜马拉雅运动使前期沉积物轻度变质，台湾主体褶皱上升。晚第三纪在台湾西部以反复多次的海进、海退形成海陆相交互沉积为特征，每一沉积旋回均从含煤沉积开始，以海相泥岩告终。在台湾东部海岸，晚第三纪早期，火山活动频繁，有大规模安山岩喷发，薄层灰岩中含有孔虫化石；中新世晚期以后的碎屑岩层由厚层深灰色页岩、杂砂岩和砾岩互层组成。

（14）南海诸岛地区。下第三系不发育，仅见于南海东部和南海群岛南缘，前一地区所见主要为海相碎屑岩夹灰岩；后一地区所见为浅海—半深海相砂页岩。上第三系发育广泛，普遍超复不整合于已变质的上寒武系之上，由一套碳酸盐岩组成。西沙群岛永兴岛所见上第三系，中新统以含有孔虫化石的白垩层与造礁碳酸盐岩为主；上新统下部主要为白色六射珊瑚礁灰岩，含少量有孔虫和介形类化石；上部为造礁生物碎灰岩，属滨海—浅海相沉积。

3．自然地带的格局和演变

根据沉积类型、沉积相和动植物化石，可以恢复沉积环境，从而重建第三纪时期的自然地带。

第三纪时期自然带分布方面不同于今日的几个特点是鲜明的。首先是气候普遍较现在温暖。上新统红土层普遍发育于辽西的朝阳、北票等地，已高达北纬42°的位置。山东山旺中新统硅藻土层中保存了大量植物化石，最丰富的代表种虽属典型温带落叶阔叶类型，如：桦木科的鹅耳栎属、槭树科的槭属、蔷薇科、榆科、胡桃科、椴树科等，但其中有许多亚热带常绿阔叶树种如樟属、木榿子属、榕属、无患子等，以及亚热带落叶阔叶植物，如梧桐科、云香科、楝科、五加科等，整个植物群反映了今日亚热带气候的特色，温度至少相当于现今北亚热带地区。始新世中晚期辽宁抚顺含煤系植物群中，水杉属化石最为丰富，水杉属的现代自然分布区范围很窄，仅限于川鄂交界处的河谷盆地中，属于现代的中亚热带常绿阔叶林带。除水杉外，抚顺植物群中还有现代孑遗植物，如水松、油杉、银杏、连香树、红杉、落羽杉等。水松属目前仅存一种，分布于福建、广东、广西；油杉属仅见于长江以南各省；连香树属现仅存一种，分布于台湾；红杉属目前仅存二种，分布于美国的加里福尼亚州；落羽杉现仅存三种，分布于美国东南部和墨西哥；即几乎都分布在现代的亚热带。老第三纪抚顺植物群中还存在许多典型亚热带代表，如似萨布榈、樟木、海金沙等。因而抚顺植物群所代表的应是相当于现代亚热带的气候，按现代地带推算，地带向北推移达纬度10°以上。

在自然地带分布方面，第二个不同于现代的突出现象是自然地带与现代纬度不平行，存在一个很大的交角，总体呈西北向东南的走向。西北地区第三纪红色系的沉积以红色系、绿色系的交替为特征；但在东北的松辽盆地中，一般以杂色至暗色岩系为主，表明在西北地区亚热带气候带伸展所及的现代纬度高于东北地区。我国广大地区的老第三纪红色系中分布着石膏等蒸发岩，表明属于干旱气候带。此一干旱气候带的北界和南界所处的现代纬度也都是西部高于东部。新疆境内，吐鲁番—哈密盆地的古新统和始新统沉积物中具有钙质结核层，渐新统沉积物中含有石膏夹层；华北境内，华北平原和鲁西的始新统沉积物中出现石膏、岩盐；现代纬度位置远低于吐鲁番盆地。干旱气候带的南界，西部在雅鲁藏布江以北，往东，向南偏斜直到南岭以南。整个干旱气候带作西北—东南走向。

第三纪历时六千余万年，在此期间，随着构造、地形、气候等变化，我国境内自然带的分布都有所变动。各地带分布范围的伸展与收缩，所及纬度北界的推移等都只是原有格局上的局部调整，在各地区沉积物的相变中有所反映。但在晚、早第三纪之间，却存在一次总体格局上的大调整，经过这次调整，出现了自然地带配置的现代格局。早第三纪时期我国地带的分布格局基本上受古纬度的控制，纬度地带性规律起最主要的作用，全国基本上分属于三个地带，自北而南始新世时期为：北方湿润暖温带—亚热带常绿与阔叶落叶混交林带，中部干旱亚热带稀疏阔叶乔灌木疏林草原带，南方湿润亚热带—热带常绿林带（图9），三带之间各存在宽度不等的过渡带。渐新世时期这一地带性分布规律无大变化，只是北方的植物全由落叶的成分组成，常绿植物消失，属于温带湿润气候，这是渐新世时期全球气温降低的体现；但南方热带地区的植物组合仍与始新世相似，表明受降温影响不大。

早第三纪时期，秦岭在我国自然地带分异方面的分界线意义还不很大；但天山与阴山、南岭山地，在自然地带的分异方面，都有明显的重要地位。

随着古特提斯海的消失和欧亚大陆的形成，海陆对比所造成的季风环流形势取代了原来的行星风系环流形势，气候带分布的变化导致了我国出现东、西之间的自然带分异。与早第三纪相比，最大的变化在于东部亚热带干旱区的消失而西部干旱化程度则进一步增强，形成强烈对比。全球性气温降低，并使亚热带植被带向南退缩，东部湿润地区内，东北北部已属于暖温带针阔叶混交林地带，略相当于目前的华北；秦岭—淮阳山地的分界意义开始明显化，此线以北属于暖温带—亚热带常绿与落叶阔叶混交林带，此线以南直至南岭南麓则属于亚热带—热带常绿林带；南岭以南属于热带常绿林带。西部内陆区，昆仑山脉以北的甘、新、内蒙古西部，干旱程度的加强与降温过程相随，发展成森林草原与草原地带；青藏地区由于高原本身的高度还不大，对温度与接受印度洋水汽方面的影响远不如现代强烈，保持着暖温带—亚热带森林灌丛的面貌（图10）。

随着自然地带结构格局的变化，地带内部生物群落的成分和结构也都在改变，这是受外部环境影响植物发生迁移、调整以及生物本身的进化、演替所产生的结果。

早第三纪是木本被子植物乔木和灌木占主导地位的时代，科属繁多，古老类型的蕨类和裸子植物也占一定数量，但植物群的组成比较简单。南北各地所见的海金沙属、花序蕨属、银杏属、苏铁属、粗榧属、紫杉属、香榧属、红杉属、水杉属、落羽杉属、水松属、罗汉松属、金钱松属、翠柏属、木兰属、连香树属、枫香属、枫杨属、樟属、帕尼宾属（Palibinia）等，其中不少属和绝大多数种。现在都已灭绝。草本被子植物如蓼科、伞形科、禾本科、唇形科、石竹科、菱科等开始出现，但为数不多，且大多在渐新世时期才出现。

北方始新世常绿与阔叶落叶混交林带的植物群可以抚顺含煤地层中的植物群为代表，它们以富有裸子植物水松、水杉、落羽杉和红杉等属和常绿—落叶阔叶乔灌木为特征，温带落叶植物有桦、榛、鹅耳枥、杨、朴、榉、臭椿、枣等，喜热的植物有海金沙属、紫箕属、山核桃属、五味子属、山胡椒属、樟属、山龙眼科的澳忍冬属、仙人掌科的仙人掌属和棕榈科的沙巴榈属（Sabal）等。草本植物为数极少，水生植物仅有黑三稜属。山西垣曲和山东乐昌始新世含煤地层中的孢粉组合基本与抚顺相似，因而认为此一地带的南界大体应从天山南麓经阴山南麓而至山东境内，即哈密—济南一线。

中部始新世稀疏阔叶乔灌木带范围内，植物比较贫乏，以喜热的乔灌木为多，呈现亚热带植物景观，但其中许多植物叶片小而厚，常呈革质，全缘叶很小，叶缘大多具齿，表明生长的环境属于干旱亚热带性质。帕尼宾属是本带内最常见的植物，几乎每个化石产地都有它的代表种出现，是炎热干旱气候下的代表植物。本带内草本植物在始新世时期还不多见，但在渐新世时期已占较大比重：准噶尔盆地渐新统下绿色岩系中藜科和麻黄属花粉几乎占总孢粉数半数以上，反映当时的植被已发展到疏林草原阶段；柴达木盆地渐新世山麓堆积中所见草本植物有菊科、十字花科、禾本科等，花粉占孢粉总数也可达十分之一以上。干旱程度最强的地区似与现代接近，位于甘肃、青海境内，甘青一带的植物群组分比新疆贫乏，酒泉渐新世火烧沟组的红色砂岩中，植物贫乏，缺乏草本，反映当时平原地区可能已属于半荒漠。

南方始新世常绿林带所见的植物，叶片较北方各地所见为大，多数为全缘叶，具备热带潮湿气候下的特征。常见的植物组分中有少量蕨类，包括紫箕属、海金沙属；未发现裸子植物；被子植物中常绿成分占绝对优势，主要有槲叶属、杨梅属、木兰属、樟属、山胡椒属、木姜子属、榕属等，其中樟属的种类最多；落叶植物很少，包括枫香属、连香树属、山扁豆属、鼠李属等。渐新世时期，广东茂名和云南景谷的地层中，见粗榧与翠柏属裸子植物化石，都是常绿的属；但在被子植物中，常绿的属种仍占绝对优势，表明气候条件变化不大。

进入晚第三纪，植物群落中草本逐渐增多，植物群的组成成分比早第三纪复杂。藜科、伞形科、禾本科数量众多，菊科的蒿属大为繁盛，灯心草科、车前科、莹菜科等也在中新世开始出现。与此同时，古老类型的蕨类、裸子植物以及原始类型的被子植物比早第三纪减少，分布区也逐渐向南缩小；花序蕨属、红杉属、日本金松属、帕尼宾属、香蕨木属在我国已不存在；许多现代种属大量出现。植被的地域分异较前增强。由于干旱程度加大，西北内陆地区的平原上出现森林草原和草原，藜科、蒺藜科、菊科、禾本科、麻黄科植物在这里得到大量发展。

东部季风区内的北方温带范围内，与早第三纪相比，晚第三纪植物群的最大变化是喜暖的裸子植物如银杏、水松、落羽杉、红杉、水杉等减少。落叶栎类为主的阔叶被子植物和以松属为主的针叶树组成的混交林占主要地位，虽仍掺杂着一些亚热带分子，如山核桃属、枫香属和冬青属等，但为数很少。植物叶片大小中等，叶薄，叶缘多有齿，代表中生环境。

秦岭—淮阳山地以北的暖温—亚热带范围内，晚第三纪植物群的特征是：温带被子植物如桦科、胡桃科、榆科和落叶型栎属等，与亚热带成分如常绿型山毛榉科和栗属与栎属、山核桃属、枫香属、漆树属、木樨科、楝科、梧桐科、樟科等相混生，形成掺杂常绿成分的落叶阔叶林。山东山旺植物群是这一类群的代表，大体与现代长江中下游至南岭之间的植物群相当。

秦岭—淮阳山地以南直到南岭南麓，晚第三纪属亚热带—热带植物群分布的范围，特征是温带成分很少或几乎缺乏，如上一地带内极为丰富的桦科，在本带内种属单一，数量很少；常绿植物大量增加，以山毛榉科的常绿属种占明显优势，金缕梅科、黄杨科、冬青科和芸香科都有代表，木兰科、樟科以及目前仅分布于南亚热带地区的番荔枝科也都有存在，反映了南亚热带的气候特征。

南岭以南的热带范围内，常绿、半常绿植物占优势，樟科、壳斗科和豆科最为丰富，台湾台北东南石底组煤田的中新世植物群中，樟科属种最多，数量也多；山毛桦科中只出现常绿种属如栲属、柯属等，缺少典型的温带种属；目前仅生长于低纬地区的凤丫蕨属、莿竹属、刚竹属的出现，都说明当时这一植物群属于热带性质。滇南横断山脉的河谷中，地形屏障使不受冷空气影响，也生长着热带常绿树木，剑川双河煤组植物群包括云杉属、松属、柏属、多种槲与栎、古檫木、大叶楠、樟属、翁格榉、华黄连木、三叶漆及马甲子等，表明从谷地到周围山地，垂直地带分异已很明显。

青藏高原到晚第三纪时由于地面抬高，地形较为复杂，已脱离早第三纪时的地带性规律，发育成高原植物区系。晚第三纪之初，以桦科植物为主，后期出现高山栎类以及高山生长的杜鹃属和云杉属。南木林县鸟龙组的孢粉组合，下部以被子植物占优势，花粉量占总孢粉量半数左右；上部，裸子植物花粉比重增大，达半数左右，被子植物减少到30％左右。被子植物以多种栎为主；后期，草本植物如毛莨科、蓼科等增多，百合科及禾本科也有出现。裸子植物中，松科占一定比重，后期出现云杉各属和冷杉属花粉，表明当时环境并不干旱，且有一个变化过程。

西北内陆地区，在青海的最东部，中新统沉积中木本被子植物仍比较发达，泽库、尖扎等地可见青海紫杉、毛莨属、假有翅槭等，可能是季风仍能有一定的影响。新疆西部，中新世初期的孢粉组合的总特征是草本植物的藜科、菊科及水生的眼子菜科等含量较高，但仍见木本的桦科、榆科、胡桃科、山毛榉科和椴科等的生长，并可见亚热带成分如冬青科、桃金娘科等；至第三纪晚期，亚热带成分几乎绝灭，木本被子植物也相应减少，表明了古地中海气候影响的逐渐消失与向现代干旱气候发展的过程。柴达木和河西走廊地区的中新统孢粉组合都表明，当地主要属于草原灌丛植被类群，蒿属、菊科、藜科和白刺属等占优势，木本被子植物很少。裸子植物以松科为主，局部地区的森林草原与林地是受地形影响而形成的。

我国动物界在第三纪时期的发展极为迅速，特别是脊椎动物中的陆上哺乳动物，面貌改变尤为明显，这是气候、地形等多方面环境条件的变化对动物的进化、发展、迁徙等产生影响的结果。

古新世时期进入了哺乳动物的时代，各种有胎盘类的古老目得到大量发展和迅速分化，但它们大多已经绝灭，与现代哺乳动物各目没有直接的系统关系。始新世时期，哺乳类的传播与发展更为活跃，已发现的始新世晚期哺乳类的科的总数，比晚古新世时期增加了80％，且与现代目逐渐有了联系，奇蹄目、偶蹄目这两大现代目，在当时的动物群中已经成为重要成分，啮齿目、兔形目和食肉目中有些现代的科，也开始繁衍，我国现生哺乳动物中，大约有四分之一的科已在上始新统地层中出现。渐新世时期我国南方和北方哺乳动物群出现了分异，早渐新世的北方动物群以有蹄类、啮齿类、兔形类为主，而南方动物群则以奇蹄类、偶蹄类的石炭兽科和食肉类为主，动物群的分化表明了差异环境的增强。

进入中新世，哺乳动物的发展跨进了一个新的时期，古老类型已大量、急剧绝灭，现生科已占半数以上，我国南、北动物群的性质有异，晚中新世在华南存在一个以开远森林古猿为代表的热带森林环境动物群。上新世的哺乳动物更进一步趋于现代化，古老类型已基本绝灭，当时生存的科约有80％延续生存于现代，起源于北美的奇蹄目三趾马越过白令海峡迅速在旧大陆繁衍，在上新世动物群中占有极重要的位置，因而欧亚的上新世动物群被称为“三趾马动物群”，我国现代动物群就是直接从上新世“三趾马动物群”发展而来的。

我国早上新世北方动物群以含有原始三趾马、小型大唇犀、大型鬣狗和原始猪类等为特征；南方动物群以含有拉玛古猿、云南西瓦古猿、纳格里三趾马、古猪兽等为特征。中上新世北方动物称为蓬蒂期三趾马动物群，可分为草原和森林两个生态类型，其间还存在一个混合过渡的类型。晚上新世哺乳动物群在华北的代表性动物有步氏羚羊、贺风三趾马、双叉付鹿、山西包氏轭齿象、艾氏原鼢鼠、安氏中国河狸、大假河狸等；发现于云南元谋的班果古剑齿象等可能是晚上新世南方动物类型的代表。 

三、现代自然环境的形成（第四纪的发展过程） 

第四纪历时不过200万年左右，相对于我国自然环境形成的全部历史只是短暂的瞬间，但在此短暂时期内，西部高原、山地强烈隆起，东部冀辽平原不断沉降，自西向东地势高差日益扩大，阶梯状地形得以形成，地表水流顺地势东下，大江大河发育成长；气候在总的变冷趋势下多次发生寒暖变化；在大高原地形的影响下季风环流形势强化，东西之间的干湿对比，南北之间的冬温差异增大，使三大自然区由此奠定，自然地带的分异更为复杂；植物界和动物界在复杂的环境条件下进一步发展、演化；特别是高级哺乳动物的进化，终于出现了人类，成为生物发展史和环境形成过程中的飞跃；及至末次冰期的大冰盖从北美和欧洲大陆上消失，全球温度回升，我国现代自然环境的面貌得到奠定，自此以后的环境变化不再是纯粹的“自然”变化，而是在自然演变的背景上加上了深刻的人类活动影响所共同产生的结果，就单纯自然演变而言，变幅不大。

1．新构造运动和现代地形轮廓的形成

地壳的垂直升降运动与地壳各个板块的水平运动在第四纪时期都十分活跃，称为新构造运动。新构造运动是形成现代地形轮廓的主要动力。晚第三纪以来，地壳垂直升降运动的速度远大于以前的任何一个时期，据估计，古生代时期地壳沉降速率平均9毫米／千年，中生代平均为200毫米／千年，新生代为400毫米／千年，而晚第三纪以来则达到10毫米／年，比以前时期大三个数量级，在平原沉降区，晚第三纪时形成的夷平面上，往往覆盖着厚层的第四纪沉积物，厚度甚至可达千米。自晚第三纪以来，目前世界大陆的高度，据估计，平均抬升了500—600米；新第三纪夷平面在许多上升地区都被抬升到海拔1000米以上。

由于太平洋板块和印度板块对欧亚板块的挤压，我国境内广大范围都属于新构造运动活跃地区。新构造运动升降的强烈、形式的多样和地区性差异的存在，造成我国地表形态起伏多变。

块状断裂，阶段性（间歇性、节奏性）抬升、沉降以及水平移动，是我国新构造运动的基本形式。青藏高原是我国新构造运动最强烈的地区，以大幅度整体断块隆起为特色，从而形成气势雄伟的巨大高原。大高原上至今保存着两级夷平面，高夷平面的平均海拔为5200—5500米，以山前及山间盆地中的下第三系和中新统地层为此级夷平面的相关沉积；低夷平面即缓和起伏的高原面，平均海拔4500—5000米，以盆地中的上新统地层为相关沉积。此两级夷平面的存在，表明大高原的阶段性整体断块上升的特性在第三纪时期即已存在，但当时的上升率并不太大，数千万年内总抬升量不过六七百米，且间歇期很长，因而数度准平原化。进入第四纪以后，高原出现了一个加速抬升过程。喜马拉雅山脉南麓著名的西瓦利克沉积，底部以中新世红色砂页岩为主，上部早更新世沉积转变为以巨厚砾岩为主；阿尔金山—祁连山北麓的沉积物中，上第三系主要是砂泥质碎屑岩，早更新世也就转为厚层粗大砾岩；大高原南、北侧沉积岩相的变化表明了新构造运动的强化过程。源自大高原的雅鲁藏布江河谷，发育了多处裂点，则是高原间歇隆起和迅速隆起的证据。

我国西北部，昆仑山脉山前深大断裂以北，属于山体线形强烈隆起、盆地大面积相对拗陷的新构造运动区。在强烈水平挤压、基底断裂复活的情况下，天山、阿尔泰山、祁连山、昆仑山脉等都形成断块状高山山地，山区内常形成与山体走向一致的继承性断陷盆地与谷地。天山山地在早更新世的抬升量估计达到1500—2500米，晚更新世至今的抬升量又约达700—1500米。伴随着强烈的上升活动也出现了大型的断层水平位移，达到数千米的量级，在各山脉山前地貌和水系结构上反映最为清晰。

大高原以东，大兴安岭、太行山、湘西山地以西的内蒙古高原、黄土高原、四川盆地与云贵高原，都是随周围强烈上升或中等强度构造活动山系的隆起而沿断裂作整体抬升的新构造运动区，各高原盆地之间都有强烈或中等活动强度的山地作为分界，北部如内蒙古高原与黄土高原之间的阴山，南部如黄土高原与四川盆地之间的秦岭山地，第四纪时期的抬升量超过500—1000米，各高原内部，由于断裂活动的发育，形成了许多断陷盆地，北方如会宁盆地、西峰盆地、洛川盆地等，堆积了厚层的黄土；渭河地堑、汾河地堑等，在断陷过程中沉积了河湖相砂砾泥沉积组合。南方如元谋、大理盆地等，都曾形成大湖盆，沉积河湖相沉积。形式、幅度不伺的新构造活动和所伴生的侵蚀过程和沉积物，决定着各地区现代的地貌特征。

大兴安岭—湘西山地以东的地区，只有台湾山地属于年轻的新构造活动强烈隆起区，长江以南的低山、丘陵区以及东北的长白山地，胶辽鲁西一带的丘陵地区都属于新构造运动轻度或中度抬升的地区。与西部地区抬升相对应，东部新构造活动的特征是存在大面积沉降区，在地貌上表现为广阔的大平原，平原上的现代湖泊和水系的汇聚点往往与强烈沉降活动的中心有成因上的关联。新构造运动剧烈沉降的类型可以华北平原为代表，平原第四系厚度一般达到300—400米，其下埋藏着许多由基岩构成的块状断裂盆地和隆起，沧州、霸县、衡水一带古湖泊发育区都是沉降中心，沧州钻孔记录774米才遇到奥陶纪灰岩，岩芯大部属河湖陆相沉积，但在40—245米之间夹有海相瓣鳃类化石。

苏北平原、松辽平原属于中等下降幅度的地区。苏北第四系厚度一般为200米左右；建湖、阜宁一带，西部第四系厚度50—100米，向东增厚到200米，至黄海海滨可达到300米。松辽平原第三系厚度变化很大，下辽河平原沉积最厚的部分厚度可达300—500米，其中已发现五个海相层，含有较多的有孔虫化石，标示着曾出现明显的海侵。

位于南、北之间过渡带上的淮河平原，在漫长时期以来是构造上缓慢隆起的地区，地表被夷平为有散在残丘分布的准平原面，地表覆盖的第四系厚度一般只有数米至十数米，属于新构造活动沉降微弱的类型。与此相类似，珠江三角洲平原上第四系覆盖层的厚度一般仅20—30米，局部地区可超过50米，基岩组成的岛丘历历在目，突露在三角洲平原上，也属于新构造运动沉降微弱的类型。

随着新构造运动对现代地形轮廓的奠定，我国境内长江、黄河等巨大水系的发育也日渐完成。根据早晚各时期第四纪沉积物的性质和分布判断，在早更新时期，江、河及东北现代水系都还未能形成。现代的黄河，当时尚分成四段：最上游一段由源头经古扎陵湖、古鄂陵湖向东流入古若尔盖湖，受阻于积石山而未能与北方水道相通；第二段由拉加寺峡谷向北进入古青海共和湖盆；第三段从刘家峡以下经兰州盆地流入古银川湖；最下游段由河曲向南，穿过一系列小型湖泊进入汾渭湖盆，受阻于中条山地。至中更新时期，积石、三门以及贵德—兰州之间的一连串峡谷先后形成，才完成全河的联结，形成东入黄渤海的大河。

长江河道在早更新世时期也还分隔为数段：上游古金沙江可能曾向南经元江、红河而入北部湾；从古昔格达湖至宜昌，冲积层发育，是较长的一段古河道，根据沉积物分析，估计第三纪之初已有古河道连结四川盆地和宜昌湖盆；古洞庭湖一带的沉积物存在河、湖相多次旋回，还没有发育成明确的古长江河道，湖口以东，古长江过南京、镇江，然后经古太湖而入海。至中更新世，通过丽江附近虎跳峡的切穿，发生河流袭夺，金沙江才东向成为大江的上游河段；三峡地区在上新世时期已形成剥蚀夷平的准平原面，以后山地虽不断抬升，使这一准平原面至今已抬升到1500米左右的高程，但河流的强烈下切却形成雄伟的三峡，使四川盆地始终与下游水系保持连通；古洞庭湖以至皖鄂一带的湖泊，分解、缩小，经流水串连形成大江下游河段，向东经古太湖入海，至晚更新世晚期又向北改道，从崇明方向入海，成为现代的格局。

东北境内在第四纪之初以乾安—长岭一带为中心发育着巨大的淡水湖泊，周围河流如嫩江、第二松花江、西辽河等均注入其中，现今的松花江干流当时也向西倒流入湖，组成向心水系。至中更新世，松辽分水岭隆起，东西辽河相会，形成向南入海的独立水系，松嫩平原与三江平原继续沉降，松花江切穿依兰一带山地向东进入黑龙江，水系结构才全面改观。

我国境内强烈的新构造运动对塑造现代地貌、形成现代水系起了重大作用。我国地震活动带的分布、地震活动的强弱程度以及第四纪的岩浆喷发、火山活动都与新构造运动差异升降断裂带的分布有着密切的关系。

早更新世，升降运动加剧，火山活动频繁。东北境内五大连池碱性玄武岩的喷发始于此时，玄武岩沿小兴安岭南侧断裂带溢出；五大连池本身实际上是玄武岩阻塞河流而形成了堰塞湖，形成时期较晚，18世纪初期还继续发生过喷发。大兴安岭西侧及老爷岭一带，沿深大断裂继第三纪晚期续有玄武岩喷发。长白山区以白头山为中心喷发玄武岩，其后喷发的粗面岩形成耸立在玄武岩台面上的火山锥，山坡火山灰中所埋藏的松柏科炭化木经¹⁴C测年为距今1120±90年，表明是唐宋时代的喷发遗迹，火山在1597，1688，1702年又曾三次喷发。

大同火山群是华北最大的第四纪火山群，火山锥体近20座，周围平原上遍布着黑色玄武岩流，喷发可能始于更新世之初，活跃于中更新世，最晚的喷发已延续到晚更新世马兰黄土沉积时期。

华南雷州半岛和海南岛地区的玄武岩喷发也是受基底断裂的控制，除上新世喷发外，第四纪时期的喷发可分为更新世早期、晚期和全新世三期，岩流形成台地，火山锥耸立在台地上。

腾冲火山群是西南最大的火山群，具明显火山口的火山锥达20座，岩熔覆盖的总面积达750平方公里。火山作南北向分布，在龙川江与大盈江断裂之间，与当地新构造活动带相一致。喷发活动可分为五期，前两期属于上新世时期，喷发物均为玄武岩；后三期分别属于早、晚更新世和全新世，喷发物分别为安山岩、橄榄玄武岩。据地方志记载，该区在明代成化、正德、嘉靖、万历年间都有过喷发活动。

此外，我国东部台湾一带属于西太平洋岛弧区，也是一个火山活动的地区。澎湖列岛在早更新世有大量玄武岩喷发；台湾北部的大屯火山群共有火山16座，岩流向北流入海中，至今还有活动，表明火山并未熄灭。台湾东海岸外的岛链，包括龟山岛、火烧岛、兰屿、小兰屿等，都出现过水下火山喷发，龟山岛在清初尚有过喷发的记载。我国西部的西藏高原位于板块间的缝合带上，新构造运动强烈，分布着多群火山。新疆于田以南昆仑山脉中的卡尔达西火山在1952年5月27日爆发，巨响动地，烟柱冲天，持续数昼夜不息。

板块之间，地壳的增生带和消减带是能量聚集的地区，是全球性的地震活动带；板块内部，出现活动断裂带的部位是地震频发的地区。因而我国的地震活动主要集中在以下地带：

台湾地震带。这是全球环太平洋地震带的一部分。

喜马拉雅地震带。这是地中海—喜马拉雅地震带的一部分。

东经105°—103°左右纵贯我国中部接近南北向的地震带。此带北起贺兰山、六盘山，经天水、武都沿四川盆地西缘向南至云南东南的石屏、建水，全长二千余公里，宽度从数十公里至百余公里不等，包含一系列的大规模断裂带和长条状断陷盆地在内。此带是我国大陆地壳结构的重要分界线，重力场梯度密集，东西两侧地壳厚度突变，历史上的许多次重大破坏性地震都发生在这一地带内，近三百年来如1654年甘肃天水7.5级地震，1833年云南嵩明8级地震，1850年四川西昌7.5级地震，1879年甘肃武都7.5级地震，1933年四川迭溪7.5级地震，1970年云南通海7.7级地震，1974年云南昭通7.1级地震等。

其他新构造运动活跃、差异升降活动明显的断裂带。西部如青藏高原北部边缘、河西走廊、天山南北侧；东部如太行山麓、燕山山麓、大青山麓、汾渭地堑等地。以上这些地震带的分布位置都与第四纪新构造运动强烈活动带相一致。

2．现代季风的形成和温带荒漠的扩展

更新世时期我国环境演变的重大事件之一是现代季风环流格局的形成。只有在现代季风形成之后，热量、水分条件的空间分布与季节变化才出现现代面貌，从而决定现代自然地理环境分异的规律。

早在第三纪晚期，从沉积物的判断，我国东部已存在冬干寒、夏暖湿的季节变化。这是欧亚大陆形成后，海陆热力对比形成的季风环流所产生的结果，与现代季风之间还存在着本质上的差异。现代季风只是在青藏高原抬升到一定高度之后才出现的，通过大高原对大气环流的热力和动力作用，使原来的海陆热力对比季风场发生了重大变化。真锅淑郎等人的数值模拟试验证明，对于无山脉模式，即青藏高原不存在时，现今东亚大陆上冬季的西伯利亚高压和夏季南亚的印度低压都不出现，即不存在现代季风；增入高原的影响后，出现与现代季风环流特征相接近的高低压分布形势（图11）。高原地形对气压场的影响从直观上也是容易理解的：当高原抬升到一定高度后，由于它的屏障作用，使蒙古高原、西伯利亚一带在冬季不容易受到暖平流的影响，冷空气因而有机会积聚，使冷高压得以强盛；夏季，位于大高原之南的印度次大陆受地形屏障少受冷空气影响，热低压因而得以长期保存。

大高原的间歇、加速隆起，与此同时所伴随着的现代季风出现并日益加强的过程，是我国境内第四纪时期环境演变的两大影响因素，深刻地控制和改变着大高原及周围地区的自然面貌，奠定了我国三大自然地理区分异的基础。

据估计，更新世早期高原面平均海拔约达2000米，山地高度可能超过3000米，现代季风已经形成，而高原此时的高度还不足以阻挡湿润夏季风的向北深入。高原本身及高原周围特别是北部地区，由于现代季风的出现在近地面层打破了行星风系副热带高压的控制，迎来了气候比较湿润的时期。至更新世晚期，情况逆转，当大高原高度超过3000米以上，对湿润夏季风起了屏障作用，而愈益强大的西伯利亚冷高压势力范围日渐扩大，干冷气流顺高原东侧而下，极锋得以横扫长江流域时，气候转向干旱发展。

柴达木盆地内从晚第三纪以来出现过两次成盐期：第一成盐期从上新世延续至早更新世初期，成盐高峰在上新世晚期，出现硫酸盐类沉积；第二成盐期开始于晚更新世，延续至现代，干旱程度愈演愈烈，形成巨型石盐矿床和钾盐矿床。同是干旱成盐气候，成因上却根本不同。第一成盐期应是副热带高压控制下的结果，第一成盐期的中断是现代季风建风的标志，第二成盐期只能是现代季风受阻于高原，湿润气流不能深入，气候旱化的结果。

大高原上，在上新世曾有一个湖泊广泛发育的时期，许多地区现代湖泊周围出露上新世湖相地层，分布范围比现今湖泊大数倍至十余倍。地层中所含的微体古生物和水生植物化石表明，当时藏南、藏中的湖泊均属于淡水型。中更新世时期高原上也曾出现过一个湖泊广泛发育的时期，许多湖泊在此时出现了第四纪最高湖面，当时的湖面积比今日大3—6倍，大多湖泊的最高湖岸线都高出现今湖面数十米甚至一、二百米，表明是一个湿润时期。

中更新世时期大高原上发育了第四纪规模最大的冰川。希夏邦马北坡那克多拉河流域的冰川面积比现代冰川面积大十五倍，南坡冰川长度比现代冰川长40公里；喜马拉雅山北坡形成宽广的山麓冰川，留下了大面积的冰碛和冰水平原。除了一定的温度条件外，大规模冰川的发育意味着充足的水分供应。

中更新世时期是大高原上流水侵蚀十分活跃的时期，雅鲁藏布江、印度河及横断山脉地区的河流都在此时强烈下切。象泉河在扎达盆地中切穿巨厚的上新世—早更新世的湖河相地层，形成雄伟的峡谷。降水丰富、河水流量巨大是侵蚀切割活跃所必须具备的重要条件。

大高原上，中更新世冰碛物上发育的土壤一般为棕壤或红壤。相应的植被为针阔叶混交林或常绿阔叶林，也都象征着有较丰沛的降水。

中更新世以后，高原湖泊退缩，湖面积缩小，湖水位降低，许多原先的外流湖从而转变成内流湖，许多原先具有统一湖面的大湖分裂成许多小湖，许多原先的淡水湖逐渐向咸水湖或盐湖方向发展。例如，高原上现在的第二大湖色林错，面积为1640平方公里，而按最高湖岸线计算，古色林湖的面积可达10000平方公里，现在分布在色林错周围的班戈错、鄂错等十几个较小的湖泊当时都是古色林错的一部分。高原南部大湖班公错，现今已成为内陆湖，但西部与协约克河之间的分水垭口，高出现代湖面约12米，而最高古湖岸线却高出现代湖面80米之多，表明湖水原曾向西流入协约克河，曾是印度河的上源。藏南大内陆湖羊卓雍错，湖水原曾通过曼曲流入雅鲁藏布江，现今此一通道已被洪积扇堵塞，但洪积扇组成的分水垭口高出现代湖面仅约6.5米，最高湖成阶地却高出现代湖面三十余米。

中更新世以后，虽然高原高度在增大，高原上温度在降低，然而大高原上的冰川发育规模愈来愈小，这是水汽来源受到阻碍、水分供应不足的缘故。晚更新世高原上发育的土壤中出现钙的富集现象，森林消失，高山草甸、高山灌丛取得了主要地位。环境的这些演变都是气候趋向于干寒引起的结果。

大高原北侧和东北侧，从新疆、甘肃、宁夏以至内蒙古，范围广大的现代温带干荒漠的形成以及华北地区干旱程度的增强，也是高原隆起和现代季风环流形势的奠定所直接引起的结果。高原本身的屏蔽作用是最重要的原因，它使西南湿润气流难以进入我国西北与华北；西伯利亚冷高压的出现和加强以及一年内对这些地区控制时间的增长也促进了干旱化的程度；此外，当高原达到一定高度时，高原与周围同高度的大气之间由于热力作用将发生“高原季风”现象，在作为热源的高原上空，气流受热上升，至高原外侧，气流下降，北侧下沉气流的位置正在南疆—甘—宁一带，产生的效应与哈德莱环流在副热带高压下沉部分相似，导致我国大面积出现温带荒漠，纬度位置已高达40°N以下。

新疆、甘肃、宁夏、内蒙古境内的干荒漠中，普遍存在目前已经干涸的古水道网遗迹，大面积的遗迹都属于中更新世或早更新世时期。罗布泊周围大面积分布着早、中更新世的湖泊沉积物；准噶尔盆地中，第四纪初、中时期的湖相沉积分布尤为广泛，许多现代湖泊周围存在中更新世高阶地，玛纳斯湖面现代水位为海拔257米，古湖面高度超过320米，当时它曾与现在直线距离相距200公里以上的艾比湖联成一个统一的大湖；内蒙古以至蒙古人民共和国境内，缩小或消失了的中更新世的湖泊残迹也是广泛存在，事实上，东起呼伦池、贝尔池，经过达赍诺尔、岱海、黄旗海以至居延海，在这一宽广地区内所见到的许多现代湖泊，都只是面积广阔得多的许多古湖泊的残遗，许多现代内流湖泊，在过去水源充沛时都曾是外流湖泊。

跟青藏高原一样，甘、新一带山地冰川的发育也是以中更新世为最盛，汗腾格里山汇的中更新世冰川曾冲出山口进入盆地、平原，具有山麓冰川的性质，以后山体虽继续升高，冰川规模却以日见缩小为总趋势了。

中国温带荒漠形成的历史并不太长，荒漠化的过程实际上是中更新世以后才开始的，是现代季风环流形势形成以后的产物。至于华北地区干旱程度的加强过程，一是可以从上新世时期和更新世早期的许多古湖泊的消失得到证明；更为经常引用的证据则是从早更新世、中更新世以及到晚更新世，在干寒条件下形成的黄土物质的分布范围逐步扩大，终至在长江中下游越过北纬30°线，象征着干寒冬季风势力的日趋增强、极锋所及范围扩大，以及黄土中所发育的古土壤剖面及所含化石的性质愈来愈表现出干旱的特征。

3．寒冷期与温暖期的交替

青藏大高原的隆起以及现代季风的形成相对于全球而言都是中国自然环境演化方面的区域性特征；在这些区域性特征的影响下，中国自然环境的发展具有独特的个性。然而区域特征始终没有掩盖了世界性变化，第四纪时期中国环境的发展始终是在全球性演变规律的背景下进行的。

除了新构造运动强烈，地壳的水平运动和垂直升降运动都强烈进行，从而影响着全球，环境的演变以外，第四纪时期全球性环境演变的另一最重要特征是气候的剧烈变化。随着“新生代衰退”，全球气温降低，渐新世末期南极大陆已出现冰盖，至中新世中期冰盖进一步扩展；上新世晚期北极及北大西洋地区发育了冰川，终于全球进入第四纪冰期。在第四纪期间，随着气候的寒暖变化，出现冰期与间冰期的交替，至少在近50万年来，约以10万年为一个冷—暖周期是明显的，整个自然界的面貌因而也发生相应的周期性震荡，我国境内也不例外。根据沉积地层中动植物化石、包括植物孢粉和微体动物化石的研究，黄土沉积物质的性质及其中埋藏的古土壤的研究，西部山地冰川沉积物的研究，干寒地区冰楔、冻卷泥等冰缘现象的研究，都表明，我国不论东部低平地区或西部山地高原区，在第四纪时期都存在着冷、暖交替的发展过程，与世界性的冷-暖周期可以对比。温暖期全国的多年平均温度约略与现代相近而稍暖；寒冷期全国的多年平均温度都要比现代温度低得多，但冬季降温的幅度相差很大，高纬地区降温大，西北、东北地区年平均温度都比现代降低10—12℃以上；低纬地区降温小，华南可能降温不到5℃；西南地区和青藏高原由于地形阻挡不受北方强冷空气影响，降温幅度小于东部同纬度地区。在冷暖变化的同时，伴随着降水量的变化。由于冷季都是西伯利亚高压强盛、冬季风控制时间长的时期，同时属于干旱气候时期，降水量减少；暖季是冬季风退缩、夏季风势力增强的时期，属于湿润多雨的时期。

以变化最为明显、研究工作比较多也比较详细的华北地区为例，根据孢粉恢复植被，根据植被演替推测第四纪时期的冷暖、干湿变化，得到结果如表1所示。 

按照以上的演替序列，冷期与暖期分别对应干旱期和湿润期，但在从冷期转向暖期或从暖期转向冷期时，存在一个过渡阶段，此阶段内，水分和热量的组合在植被方面表现出冷湿的性质。

东北松嫩平原根据更新世沉积层的孢粉分析所复原的植物演替过程推测气候变化，得到的结果与华北大体可以对比，冷与干、温与湿的对应关系是明确的，但也存在两者之间的过渡阶段，如表2所示。

华中地区，长江三角洲上海地区281米深的钻孔岩心孢粉分析表明，冷杉、落叶松、云杉等代表寒冷气候的植物曾出现在地下40米—地下72米、地下116米—地下133米、地下252米—地下257米三段沉积物中，寒暖交替是明显的。但洞庭盆地的钻孔岩心孢粉分析成果表明，气候的波动虽仍是明显的，变化已不如北方强烈，频率与幅度都显著减低（表3）。

至华南地区，温度变幅更小，孢粉组合所反映的主要是干湿程度的变化：湿润时期生长的是热带、亚热带森林植被，干旱时期生长的是热带、亚热带稀树草原植被。与世界低纬度地区相应，气候的波动以“雨期”与“间雨期”交替为主要特征。

动物界哺乳动物群在第四纪时期的变化，除了反映本身的进化以外，也反映了气候的冷暖、干湿波动。

早更新世北方动物群以河北阳原泥河湾动物群为代表，或称长鼻三趾马—真马动物群，因为长鼻三趾马与真马属出现在同一层位中。其特点为：出现大量第四纪特有种，如三门马、步氏大角鹿、纳玛象、板齿犀等，但仍保有若干第三纪残留成分如长鼻三趾马、剑齿虎等。现生种只占8％，灭绝种超过90％，灭绝属占三分之一。古地磁年代测定，化石层位底部超过300万年，顶部距今152—160万年。

中更新世北京周口店动物群的特点为：第三纪残留分子只有剑齿虎，更新世特有种更为增多，如三门马、肿骨鹿、梅氏犀、居氏大河狸等，现生种属如狼、狐、猞猁、骆驼、转角羚羊等均已出现，含有中国猿人的骨骼和文化遗迹。而这一动物群又称为中国猿人-肿骨鹿动物群。十七个层的洞穴沉积，厚约50米，顶部年代约为距今23万年，含猿人头骨化石的第9层约距今46万年，第14层至第15层为距今70—80万年。沉积层中共获得化石一百余种，其中哺乳类97种，绝灭种占63.7％，绝灭属只占10.94％。从下至上，哺乳动物化石组成的变化表明了中更新世时期气候的波动：第11、10层以草原动物为主，第9至第5层转变为喜暖温森林动物为主，至第4层啮齿类增多又转变为以草原动物为主。

晚更新世动物群研究比较详细的自老至新有：丁村动物群，距今约10万年；许家窑动物群，距今约6万年；萨拉乌苏动物群，距今约4—5万年；峙峪动物群，¹⁴C年龄测定距今28135±1330年；山顶洞动物群，¹⁴C年龄测定距今18865±420年；札赍诺尔动物群，¹⁴C年龄测定距今11460±230年等。

丁村动物群中已不见第三纪残遗种，但现代已灭绝的种占58.4％。象类化石的丰富及种类的繁多，包括德永象、纳玛象、印度象等，足以说明当时气候比较湿热，属于水源丰富的针阔叶混交林环境。对鱼类化石和厚壳蚌的研究表明，有一部分种类现代生活在长江流域一带远较当地为湿热的环境中。

许家窑动物群中有蹄类占70％之多，应已转变为存在大面积灌丛、草原的环境，气候转向干冷。

萨拉乌苏动物群中，啮齿类、有蹄类占80％，几乎都属干旱、半干旱种，但也含有纳玛象、王氏水牛、野猪、虎等栖息于森林与灌丛环境的种类，气候可能稍为转暖。

峙峪动物群中，有蹄类占70％，普氏野马、蒙古野驴、普氏羚羊和鹅喉羚等都是干旱半干旱草原环境中的典型动物。普氏野马现在分布在内蒙古西部甘肃西北部与新疆相邻近的地区，按现代环境推论，当时峙峪的气候较现代干寒。

周口店山顶洞动物群由42个种的哺乳动物组成，其中12％已灭绝。山地森林型的食肉类动物在动物群中占主要地位，其中包括属于热带、亚热带的南方动物如果子狸、猎豹等。但也存在若干种耐旱的草原啮齿类如鼢鼠、达呼鼠兔等，因而认为周口店以西山地有森林分布，以东平原属草原性质，气候已显著转暖，气温可能相近或略高于现代。

札赍诺尔动物群表征寒冷气候环境，典型代表是猛犸象与披毛犀，因而称为猛犸象-披毛犀动物群，此外还有驼鹿、东北狍等喜冷成分。晚更新世的寒冷气候时期，此动物群活跃于西伯利亚、我国东北境内，披毛犀在我国的分布向南甚至达到北纬38°55＇，但随着气候的转暖披毛犀与猛犸象均迅速趋于绝灭。

自丁村动物群出现以来的更新世最后10万年期间，我国北方动物群的变化充分说明了气候大体以10万年为周期的冷暖、干湿变化，而且还表明了在10万年的长尺度周期内还存在时间尺度较短的波动。

4．冰川消长与黄土沉积

冰川的发育和消长、黄土的沉积，都是第四纪时期环境演变过程中出现的特殊事件。它们本身是特定环境条件下的产物，同时又成为当时和以后自然环境的组成成分，记录了第四纪环境发展的过程、特别是冷暖干湿的变化。第四纪气候变迁的过程最初就是根据冰川的进退消长划分时期的，彭克与布吕克纳本世纪初在阿尔卑斯山地所做的工作为第四纪“冰期”、“间冰期”的划分提供了基础，近年来对黄土沉积以及对深海沉积研究所取得的重大成果，又使他们所做的工作得到了修正和极大的充实、发展。

第四纪冰期最盛时期，北美的大冰盖向南伸展到纽约附近，在中部平原甚至接近北纬38°的位置；北欧的大冰盖在英格兰逼近伦敦，在大陆上达到柏林、华沙附近。

东亚、中国境内没有出现过大冰盖，即使是在冰川最发达的中更新世时期，在青藏大高原上也没有形成过统一的大冰盖。这是季风环流形势下，冬季虽低温却干旱，水分供应不足，不利于冰雪积累；夏季虽多雨却高温，有利于冰雪消融的结果。但在强烈新构造运动影响下形成的许多高山山地上，山谷冰川得到广泛的发育，东部如台湾的玉山、陕西秦岭主峰太白山，都曾受冰川作用的影响，西北的阿尔泰、天山、昆仑、祁连，西南青藏高原上的许多山地以及南缘的喜马拉雅山脉，不仅古冰川多次推进甚至直达山麓地带，许多山地的高山冰川在整个第四纪从未消失，所见的现代山谷冰川或冰斗冰川实际上只是古冰川的残迹。

对我国第四纪冰川进退和冰期、间冰期划分的研究工作得到的结论是：我国境内的全过程与世界性背景大体相应。但至今也还存在许多疑难之点有待进一步解决。

我国东部，除了少数接近或超过4000米的高山山峰得到确认曾发育过第四纪冰川外，其他地点是否曾发育过冰川存在不同的意见，持肯定态度的最极端的意见认为冰川曾在中国东部普遍发育，北起大兴安岭，包括北京西山、长江沿岸的九华山、庐山以至两广境内纬度已接近北回归线的若干低山在第四纪期间都曾多次发生冰川，其中庐山的三次冰期和间冰期加上云南点苍山所见的第四次冰期：鄱阳冰期、鄱阳—大姑间冰期、大姑冰期、大姑—庐山间冰期、庐山冰期、庐山—大理间冰期和大理冰期正与彭克所建立的四次阿尔卑斯冰期、间冰期相对应。

持否定态度的另一种极端意见认为中国东部在季风环流、地势较低的情况下，不具备发育冰川的条件，分布在鄱阳湖滨牯塘一带作为鄱阳冰期冰川发育证据的绛红色泥砾，分布在庐山山麓作为大姑冰期冰川发育证据的含白色条带的赭色泥砾以及分布在庐山山顶谷地中作为庐山冰期冰川发育证据的褐黄色泥砾，都是非冰川成因的假冰碛；庐山、西山等地所见的其他“冰蚀”痕迹也都属于非冰川成因。由于冬季干燥程度随西伯利亚冷高压的加强而加强，在严寒时期中国华北北部和东北境内属于“冰缘”环境，可以划分出若干次“冰缘期”而不是“冰期”；对整个中国东部而言，则是可以划分若干次“寒冷期”与“温暖期”，而不适于采用“冰期”、“间冰期”的名词。

西部高山冰川研究中存在的问题是各地古冰川大规模推进的冰期与消融间冰期的次数及对比问题。根据冰碛物确定存在多次冰期和间冰期，但有些山地发现的是三次冰期，有些山地发现的是四次冰期。除了研究深度方面的问题外，由于都是山地冰川，各地差异很大的新构造运动强度也有可能引起冰期次数判断方面的混乱与困难，例如，当新构造运动的抬升强度恰好抵消某一间冰期间的增温过程时，前一冰期与第二次冰期可能合而为一，难以分开；又例如，由于我国西北地区的干燥程度在逐渐增强，雪线在相应升高，新构造运动的抬升强度如不足以抵消所增大的干燥程度，山地高度有某个时期够不上雪线的高度，缺少一次冰期也是完全合理的。我国西部的山地冰川除西藏高原东南部、喜马拉雅山脉南坡属于海洋型冰川外，大面积都属于大陆型冰川，大陆型冰川的雪线高、冰层温度低，现代雪线附近的气温一般都在-13—-15℃左右。对大陆型冰川来说，发育冰川所必要的温度条件是足够的，冰川是否推进或萎缩已不取决于温度的升降，而取决于降水量的情况，山地降水的地区差异极大，各山地之间也可以因而发生冰川发育方面的差别。

与全球研究水平相应，根据冰川进退从而重建第四纪气候变化过程的工作，以晚更新世时期最为细致、比较确切。喜马拉雅山脉珠穆朗玛峰北坡、天山山脉汗腾格里峰、祁连山冷龙岭冰期、间冰期的对比如表4。

其中，晚更新世的冰期各地均可划分为两个冰阶及其间的一个间冰阶，与根据孢粉分析、深海沉积物分析等得到的全球性结果是一致的，与我国东部近十万年来的气候波动也是一致的。黄土沉积与冰川发育有着密切关系，它们都是第四纪时期寒冷气候阶段的产物。欧洲、北美大陆的黄土，沉积在大陆冰盖的外缘，黄土物质直接来自冰碛和冰水沉积物；中国黄土的主体部分分布在温带荒漠带以东稍偏南，大体与荒漠带处在相接近的纬度范围内，荒漠中的风化物是黄土物质的直接来源。

Kukla研究捷克境内Brno附近的黄土剖面，根据黄土物质及其中的生物化石以及多层古土壤所提供的信息，建立了中欧气候脉动的序列，认为一次冰期旋回历时约为10万年，冰期结束后，寒荒漠迅速发展为草原以至温带落叶林，进入间冰期，间冰期历时短暂。其后，又提出了在最近170万年以来共发生过17次冰期旋回的结论。Kukla的结论和深海沉积物氧同位素分析所得的结论是一致的。近年来对我国黄土的研究以恢复古环境演变过程的工作取得很大进展，得到的结果与上述结论也是一致的。

在我国，黄土的分布面积达44万平方公里。在黄河中游，厚层黄土连续覆盖的面积约达27.3万平方公里，沉积厚度达到100—200米，构成全球仅见的巨大黄土高原。广泛、深厚、240万年来基本上连续沉积的黄土层内，包含着极其丰富的我国第四纪环境演变的信息。

我国黄土高原的黄土地层自下而上可划分为三组：

下更新统黄土为稍带红色的土状堆积层，其中含多层古土壤或风化层以及钙质结核层，并见一层砂质黄土层。个别地点在剖面底部常有1—2米的混合层，特点为黄土与晚上新世红粘土成分相混杂，表明堆积初期曾遭受过流水作用。剖面中含有长鼻三趾马等哺乳类化石，属于泥河湾动物群的成分，啮齿类较少。标准地点在山西午城镇，因而称午城黄土。多出露在黄河中游的泾河和洛河流域南部以及山西西南部。

中更新统黄土是高原黄土层的主体，其间发育有13—14层古土壤，古土壤层厚度较大，相互间隔也较大。其中第5层古土壤发育最佳，厚度最大，常可达4—6米，往往由2—3层古土壤叠复组成，颜色最红。以这一古土壤层为标志，可将中更新统黄土分为上下两部分：上部厚约25—30米，各层古土壤颜色较深，淋溶和钙质结核清楚；下部厚度变化于40—50米之间。含多层古土壤和两层砂质黄土。下部黄土呈棕黄色，颜色较上部为深，但所含古土壤层的颜色普遍较上部的古土壤层为淡。所含哺乳动物化石有蓝田猿人动物群及周口店动物群的成分，上部有较多的方氏鼢鼠化石，下部含多种鼢鼠化石及肿骨鹿等化石。标准地点在山西离石县，因而称离石黄土。分布范围比午城黄土大，向东可见于太行山东麓以及山东泰山与鲁山北侧，向南可达秦岭，向北直达长城附近。

晚更新统黄土厚度较薄，一般不超过10米，岩性与离石黄土的上部层相近，为淡灰黄色的粉砂土，可见1—2层黑垆土型的古土壤层。含方氏鼢鼠等啮齿类化石以及较多的驼鸟蛋及碎片。因见于北京西山斋堂一带马兰阶地上，而称为马兰黄土。马兰黄土的分布范围进一步扩大，西起塔里木盆地西缘，东至山东半岛等地都有分布。

从大尺度总体来看，由于黄土沉积是干寒气候下的产物，中更新世的黄土分布面积比早更新世大，晚更新世又比中更新世大的现象，表明第四纪期间我国北方存在向干、寒气候发展的趋向。黄土本身岩性的变化，所含哺乳类化石以及孢粉的变化都证明这一趋势的无可怀疑。洛川碾子沟黄土孢粉分析结果，午城黄土、离石黄土下部，木本花粉高于草本花粉，前者占孢粉总量的66.6—73％，后者为19—24％；离石黄土上部，木本、草本花粉接近，木本占49.3％，草本占45.3％；至马兰黄土情况逆转，木本只占20.6％，草本却上升至63.4％，表明草原化作用愈来愈强。

黄土剖面中所蕴藏的信息可以对时间尺度更短的环境演变事件作出更为细致的推断。剖面中的古土壤指示着较为暖湿的间冰期的来临，而古土壤本身又包括了褐土系列的五种类型：黑垆土、碳酸盐褐土、褐土、淋溶褐土和棕褐土，每个类型分别表征着暖湿程度不同的温度水分条件和植被类型。与古土壤相反，砂质黄土的沉积时期风力较强，有可能标示着比一般黄土沉积时期更为干冷的气候。

钙结核层是土壤发育过程中的产物。钙质的淋溶和淀积都只是在一定的水热条件下才可能进行。午城黄土中的多层坚硬钙结核层也是可用于古气候复原的标志。黄土中碳酸钙含量的多少具有与此性质相同的意义。

黄土孢粉分析是比较困难的工作，但从60年代以来已取得不少进展，对于恢复我国黄土沉积过程中当地的植被情况起了重要的作用。洛川黄土孢粉分析的结果共划分为六个孢粉带：

Ⅵ带  表层至30米，现代至距今41万年。所含孢粉为现今当地习见的落叶阔叶林、草甸、草原成分。此外并有三粒属于暖温带南部或亚热带成分的枫香树属花粉。

Ⅴ带  30—56米，距今41—92万年，离石黄土段，孢粉稀少。

Ⅳ带  56—75米，距今92—105万年，离石黄土段。含孢粉较多，均当地现今常见的落叶阔叶林、草甸、草原成分。见亚热带成分的山矾属花粉1粒。

Ⅲ带  75—92米，距今105—149万年，孢粉稀少。

Ⅱ带  92—122米，距今148—210万年，午城黄土段。整个剖面中的孢粉富集带。除当地现今常见的落叶阔叶林、草甸、草原成分外，并见当地现今所没有的亚热带成分：山毛榉属、山核桃属、山矾属、里白属等。

Ⅰ带  122—130米，距今210—240万年，午城黄土段。含孢粉稀少。除当地现今常见的暖温带落叶阔叶林、草甸、草原成分外，见亚热带成分的山毛榉属花粉2粒。

以上孢粉分析的结果表明，午城黄土沉积时黄土高原曾出现较现今湿热的接近亚热带的环境条件，以后寒暖交替的演变过程中曾多次出现相近于现今环境的水热条件。

陆生腹足类蜗牛，一般对温度、湿度条件的变化比较敏感。蜗牛的迁移能力差，因而化石埋藏地点往往就是它的生活、死亡地点。黄土中的蜗牛化石大多为现生种，易于与现生蜗牛的地理分布、栖息环境作对比，从而恢复所在地层层位时期的生态环境。由于具备上述优点，黄土剖面中蜗牛化石的研究成为恢复古气候、古环境的重要手段。我国黄土类地层中迄今已发现的蜗牛化石共7科14属35种。对洛川剖面中蜗牛化石的研究，中、晚更新世蜗牛化石可分为两个组合：

华蜗牛—虹蛹螺属组合，具耐干旱、寒冷气候的生态特征，能适应大陆性气候环境。主要出现在风化成土作用微弱的厚层黄土层中，反映干冷荒漠草原或草原环境。华蜗牛属的现生种分布南界基本不超过黄河流域，向西北可见于内蒙古、新疆等地。

间齿螺—圆口螺属组合，一般喜栖息于温暖潮湿环境中。主要出现在褐土型古土壤层的顶部，从而表明褐土型土壤发育在较温湿的森林草原或森林环境中。间齿螺属现生种的分布范围向北见于内蒙古、陕西黄土高原，但不见于新疆、青海；向南可达江苏、湖南一带，但也不见于两广一带。

此外，FeO／Fe₂O₃比值、磁化率的高低以及粒度组成，都代表着风化程度的强弱，也都是气候情况的间接指标。

黄土剖面中，各个黄土与古土壤层可视为独立的地层学单位，各层的岩性、各项指标和所含生物化石的特征是说明该时期环境条件的依据。70年代以来，由于黄土地层年代测定方面的进展，我国黄土演化的序列得以与深海沉积氧同位素气候曲线进行对比，提供了我国更新世气候演变、环境演变事件比较完整的序列。

根据黄土—古土壤系列各项标志与指标，洛川黄土在240万年来至少记录了11个干冷气候期和11个温湿气候期，干冷期发生粉尘堆积，温湿期生物过程旺盛、发育土壤。它们共构成10个由温湿转向干冷的气候旋回（A₁—A₁₀）以及最早的干冷期（A₁₁）和现代的温湿期（A₀）两个“半旋回”（图12）。距今约240万年的午城黄土底层，标志着粉尘堆积的开始，气候开始转向干冷。在松山倒转极性时期，以发育较为密集的古土壤组合与厚层黄土相交替为特征，记录了5个干冷期（W_L1，W_L2，W_L3，L₁₅，L₉）和4个温湿期（W_S1，W_S2，W_S3，S₁₄—S₉）。温湿期历时较长，其间存在多次干冷气候波动，以薄层黄土与厚层古土壤交替为特征；寒冷期历时较短，其间也存在多次暖湿气候波动，以多层钙结核的形成为标志。其中，距今约187—167万年的古土壤组合（W_S2）记录了一个明显的气候适宜期；距今约115万年的下砂质黄土层（L₂₅）和距今约80万年的上砂质黄土层（L₉），分别记录了两次荒漠草原-草原环境性质的干寒气候。

进入布容正极性时期后，粉尘堆积所代表的干冷时期与古土壤所代表的温湿时期的交替节律比较鲜明。其中距今约50万年由三层古土壤复合组成的S₅古土壤层反映了一个气候最适宜时期，可以与周口店洞穴沉积中含北京猿人化石的层位相对比。

晚更新世马兰黄土（L₁）可划分为上部粗粒层、中部细粒层和下部粗粒层。中部细粒层的碳酸钙含量较低，且含有若干桦、榆等落叶阔叶树花粉，与上、下粗粒层对比，代表气候较为温和、水分条件也较有好转。因而黄土—古土壤序列中最近14万年来的S₁—L₁—S₀事件与最后间冰期—最后冰期（分为早冰阶—间冰阶—晚冰阶）—现代温暖期相符。

根据黄土堆积量估算，黄土高原在更新世时期的黄土沉积率平均为9.30克／（平方厘米·千年）。黄土高原是我国水土流失严重地区，据估计目前每年从高原输入黄河的泥沙量约为16亿吨。若平均分配，黄土高原的侵蚀率将达到363.08克／（平方厘米·千年），为沉积率的39倍。若以这一侵蚀率计算，即使现代仍有继续沉积，不足6万年的时间内所有240万年期间堆积的黄土将全被蚀净。此类估算都难以精确，但足以说明，现代的强烈侵蚀是在人类活动影响下造成的。如若在不受人类影响下的自然侵蚀也达到这一强度，在每一次干冷的粉尘堆积期之后继之而来的、气候条件与现代十分相近的暖湿期间，前一时期的沉积物将全部蚀尽，根本不可能产生如现在所见的深厚黄土层。

5．海进与海退

第四纪时期环境演变的重大事件之一是海平面变化。第四纪多次海面上升，曾使我国东部平原大面积陆地多次沦陷海底；多次海面下降，下降幅度最大时曾使整个黄渤海、东海除东部海沟以外的绝大部分以及南海相当大的部分出露为陆地。

存在于现代陆地上的古海相沉积物、海生生物化石，是判断和恢复第四纪古高海面的依据。保存在现代海面以下的陆相沉积、陆相生物化石和地貌型态，是判断和恢复低海面的依据。近一二十年来的研究工作表明，我国第四纪海面升降变化的主要波动是与全球性海面波动一致的，全球性冰期-间冰期气候波动是导致全球也是导致我国海面升降的主要因子。寒冷时期大陆冰川发展，大量淡水停留冰结在陆地冰川中，海面下降；气候转暖，冰川溶解，海面升高。新构造运动对海面升降可以发生区域性的影响，因而根据迄今所知的研究成果，我国海面升降过程与气候波动在整个第四纪期间也并不完全一一对应。但其中也可能存在着研究程度等多方面的问题，有待今后进一步的探讨。

据研究，第四纪最后冰期最盛时期，海面低于现代海面约130米；上一间冰期的海平面最高点，高出现代海面约10米；同一时期我国海平面升降的幅度与此大致相同。最后冰期最盛期，陆地上的冰川体积估计为7697万立方公里；现在陆地上的冰川体积为2625万立方公里，即一万数千年来已消融了5072万立方公里，这就是导致海面上升130米的原因。如现有的冰川全部溶化，海水厚度约将增加65米，减去因负荷增大导致洋底沉降的数值，海面将比现代升高43米，世界上许多沿海大城市包括我国的上海、天津、广州等，将尽没于海底。

根据现有资料，我国第四纪最早的一次海侵可能发生在距今226万年前，在北京平原顺义县地面以下428.6米的沉积层中发现透明虫——抱球虫类有孔虫化石，因而称为“北京海侵”。北京海侵可能越过了现代的北京西山而达到了桑干河流域。延庆盆地地面以下580米的沉积层中发现广盐性秋田九字虫，蔚县盆地地面以下104.55—111.55米含有以山西九字虫为主的有孔虫化石，年代大致属于230—238万年前，应同属于同一海侵时期。延庆盆地、蔚县盆地现在都位于海拔500米以上，早更新世海侵时期应有完全不同于现代的地表形势。

在北京海侵之前，还存在一次范围更广的海侵，向西直达汾渭盆地。汾河地堑运城盆地埋深450米、渭河地堑西部长安埋深771米、东部华县埋深1840—2021米均发现有孔虫化石，其下200米即出现含三趾马化石层，因而海侵时代有可能属于早更新世早期，也有可能属于上新世晚期，称为“永乐店海侵”。

北京海侵之后，河北平原东部第四纪至少还发生过七次海侵，按时间顺序为：

沧东海侵  海相层埋深3—8米或8—15米，下伏陆相层¹⁴C年代距今5030±15年，已属于全新世时期。

献县海侵  海相层埋深15—36米，或可达40米。下伏陆相泥炭层¹⁴C年代距今10300±190年。此次海侵也属于全新世。

沧西海侵  海相层埋深40—76米，底部¹⁴C年代超出35000年。

白洋淀海侵  海相层埋深在黄骅地区为44—64米，按古地磁推断为距今10—11万年左右。

青县海侵  海相层埋深70—107米，早于11万年。

黄骅海侵  海相层埋深在坳陷单元和隆起单元分别为130—176.7米和204—244米，出现在布容正极性世之初，距今约70万年。海侵范围较小，限于渤海湾沿岸地带。

兴海海侵  海相层埋深分别为185—244.5米和271.6—334.5米，发生在布容世与哈拉米洛事件之间，距今70—100万年。规模较小。

渤海海侵  海相层埋深分别为270—290米和336米。海侵范围较大，北京东南地下265—287米见小海兴介、小黑海介等化石，延庆地下85—100米也发现有孔虫化石。时代晚于吉萨尔事件（160万年）。

北京海侵  规模最大。230—238万年前。

东北辽河下游平原、苏北平原、长江三角洲及杭嘉湖平原等地的第四纪地层中都分别见多层海相层，标志着多次海侵事件。

每两次海进之间都应存在相应的海退。

黄海海底岩心分析表明，在水深70米和水深50米附近存在厚度从1厘米至50厘米不等的块状分布沼泽泥炭层，¹⁴C及古地磁年代测定分别属于距今12400年、＞36000（42000）年及70000年，可称为上泥炭层、中泥炭层与下泥炭层，所含孢粉均以莎草科为主，上、中泥炭层属滨海沉积相，下泥炭层属淡水沼泽沉积。

黄海海底也发现三层贝壳、钙质结核、砾石、砂、泥等组成贝壳钙质结核层。下贝壳层位于下、中泥炭层之间，主要由强烈风化的贝壳碎片组成，古地磁测定形成时间约距今60000年，其中含大量有孔虫；介形虫化石，所含花粉，草本以藜科与蒿属为主，木本包括松属、榆属、栎属等，表明气候温暖。中贝壳钙质结核层位于中泥炭层之上，含长牡蛎、蓝蛤等的贝壳及多种有孔虫，木本花粉含量增高，可达15—30％，包括松属、栎属、柳属等，气候较下贝壳层形成时期为暖。上贝壳钙质结核层埋深40—60厘米或直接裸露于海底，有孔虫数量少，种属单调，孢粉中含木本阔叶树花粉，¹⁴C年代为距今约10000年，已属于冰后期。

三层贝壳钙结核层和三层泥炭层的交替表明黄海自70000年以来曾三次成陆、三次重受海水淹覆。

我国东部平原上第四纪海相层中的孢粉分析表明，海相层沉积时附近陆上的植被都在一定程度上反映了相对比较暖和的气候环境，海侵多同转暖联系在一起。海面升降变化与冰期—间冰期冷暖变化之间的对比关系，特别是近12万年最后冰期以来的对应是良好的（图13）。青县海侵不早于距今128100年，白洋淀海侵不早于距今1l万前，对应于最后冰期之前的间冰期，多次波动与深海沉积氧同位素曲线的变化相应；以后进入最后冰期的早冰阶，海面降低到现代海面以下110米的深度，相当于黄海海底的下泥炭层，在此期间存在若干次小波动，在海侵方面也有所反映；沧西海侵反映了最后冰期中的间冰阶；继之而来的海退使海平面降低到-150米，相当于最后冰期的晚冰阶；献县海侵则已对应于冰后期的转暖。

根据研究比较清楚、资料较丰富的最后冰期晚冰阶海面进退的情况，可以计算出具有参考价值的我国海面升降速率。

距今25000年前的最后冰期晚冰阶，我国东部海面开始下降，下降过程中曾出现间歇停顿，在东海大陆架上形成四条贝壳堤，现在分别在-112米、-136米、-141米和-155米的深度，均已取得¹⁴C年代数据。按照埋藏深度推算，大致在距今23700年前海平面下降到-115米，在20550年前下降到-137米，在17600年前下降到-143米，在16000—15000年前降到最低点-150—-160米。按照上述数值计算，海退速率在2—8毫米／年之间，平均约为5.5毫米／年。

距今15000年前，海面开始回升，回升过程中也有几次停顿，形成多级阶地和贝壳堤。按照贝壳堤的埋深并测定¹⁴C年代，距今14440年时海面已回升到-115米左右；距今14000年前的潟湖相泥炭层表明当时海面在-100米左右；黄海北部水深56米的泥炭层表明距今12050年前海面回升到略低于-56米；滦河口外水深25米外海底5—6米的陆相层顶部淤泥¹⁴C年代为距今9165年，即距今9000年前海面约在-30米处。按以上数值计算，回升率平均为20毫米／年，是下降时速率的4倍，而且初回升时的速率更大，最初1000年的回升率高达42毫米／年（图14）。

以上升、下降规律的不同，与冰期-间冰期旋回的变化规律也是一致的，深海氧同位素分析表明，自暖期转向冷期，变化比较缓慢；自冷期转向暖期，变化极为迅速，因而每个冰期的结束都出现鲜明的“终端”。

6．生物群和自然地带的变化

第四纪历时较短，从生物的类群和种属来说，在此期间没有很大的变化，基本上与现代相似。但由于强烈新构造运动使地形复杂化，冰期—间冰期旋回使冷、暖气候多次更替，为了适应环境的变化，动物群和植物群都频繁迁徙与分化，有少数种量，特别是陆上哺乳动物的一些种属，并因而绝灭。

第四纪期间我国境内的生物群在经向、纬向与垂直方向上都发生迁徙与分化，与此同时，生物群的成分也发生改变，终于形成现代三大自然区生物地理景观。

随着中亚干旱气候区的扩大，特别是借助于寒冷期的干旱条件，荒漠、草原自新疆、甘肃、内蒙古向东经向扩展，华北平原在冰期最盛期曾成为以藜、蒿和禾本科植物为代表的干寒草原。更能适应干寒气候环境的草本植物的增多是第四纪时期植物界演化的全球性趋势。

随着地势的升高，原先生活在青藏高原和其他许多山地上的动植物不得不向下迁徙，让位于更能适应高山环境的生物群。西藏高原现代海拔4000米以上的高寒草甸地区存在三趾马化石，估计三趾马生活时期当地应属于森林草原环境，高程只有1000米左右；希夏邦马峰北坡现代海拔5700—5900米的野博康加勒层中埋藏着高山栎植物化石，现在只分布在3000米以下的地区，即已下移了2700米。

每当冰期来临，气候转冷，植物群和动物群便纬向南移，有些种属甚至死亡绝灭。气候转暖、冰川退缩，生物群便又向北推进。随着山地气候、干寒气候的发展，落叶阔叶和喜冷针叶树成分的增加也是第四纪世界性的植物演化趋势。由于我国境内，即使是青藏高原上，也没有出现过广泛的冰盖，南方和西南地区复杂的地形又往往能阻滞寒冷气流的侵入成为局地优良生境，许多在欧洲、北美已经绝灭的生物种属在我国却得以保存至今，如大熊猫、水杉、银杏等，都成为现代珍贵种属，被尊称为活化石。

我国哺乳动物群的演化比较明显，进入第四纪，上新世三趾马动物群的许多成分都已绝灭；更新世时期的一些典型成分，至晚期也有绝灭的。与南、北气候的分异相应，我国第四纪哺乳动物群可以划分为南方型和北方型，北方属古北区，南方属东洋区，两大区系之间存在一个具有过渡性的地区，大体位于长江、淮河之间。

早更新世北方泥河湾动物群中，上新世成分尚残存有三趾马和剑齿虎等，同时出现大量第四纪种属，称为长鼻三趾马-真马动物群。南方柳城巨猿动物群又称为巨猿—大熊猫—剑齿象动物群，属于热带、亚热带森林环境。云南北部元谋动物群的上部含有较多的云南马化石，并有大量北方迁来的种类可与泥河湾动物群对比；与柳城动物群之间虽有关系，却缺乏其中的典型种如大熊猫、獏、猩猩、猕猴等，表明与北方关系更为密切及北方成分的南迁。

中更新世北方周口店动物群中，第三纪残遗成分只有剑齿虎，大量是更新世属种如三门马、肿骨鹿等。组成成分相当复杂，整个动物群属于古北区性质，但也含少数东洋区成分如水牛、豪猪、熊猫等；按照生活习性，既有栖息于森林中的种类，也有生活在疏林草原、湖沼地区的种类。时代略早于周口店动物群的蓝田公王岭哺乳动物群中，南方色彩比周口店动物群更重，含有大熊猫、剑齿虎、獏、猎豹、水鹿等。中更新世南方动物群的代表地点是四川万县盐井沟的石灰岩裂隙洞穴堆积，称盐井沟动物群，代表性动物是大熊猫、东方剑齿象，也称大熊猫—剑齿象动物，其他成员有大猩猩、獏、豪猪、竹鼠、水鹿等，都是典型南方成分，也有少数北方成分如纳玛象。发现于安徽和县石灰岩裂隙洞穴中的和县动物群带有明显的过渡性，既含有剑齿虎、肿骨鹿等周口店动物群成分，又含有大熊猫、剑齿象等南方成分。

晚更新世北方动物群以内蒙古萨拉乌苏动物群为代表，中更新世前的一些种类如剑齿虎、三门马、肿骨鹿等至此都已绝灭，洞穴鬣狗、大角鹿、披毛犀等得到发展，并出现许多现生种，如野马、野驴、野牛、骆驼、狼、獾等。这一动物群中包含喜温湿的类型也有喜干冷的类型。在东北地区，晚更新世的猛犸象—披毛犀动物群，主要成分有披毛犀、猛犸象、骆鹿、狍子等典型喜冷成分，表明了最后冰期寒冷气候的出现。晚更新世南方动物群仍是大熊猫—剑齿象动物群，但这一动物群的分布范围有所缩小，体现了气候转冷的影响。

早更新世元谋动物群、中更新世周口店动物群、公王岭动物群中，分别发现了元谋人、北京猿人、蓝田猿人、和县猿人化石。晚更新世动物群中发现了智人化石和新人化石，北方如山西丁村人、北京周口店山顶洞人，南方如广东马坝人、湖北长阳人、广西柳江人、四川资阳人等。

在第四纪期间，我国的植物群没有发生过重大变化，可以根据与现代植物群的比较来了解它们的迁移和所反映的环境。又由于植物孢粉的保存较动物化石为好、为多，对植物群在第四纪期间受冷暖气候交替影响的表现，认识也要比动物群清楚得多。

进入第四纪，我国北方植物群以草本迅速发展、干旱植物成分增多为特征，秦岭、淮河以南的长江中下游一带，以常绿针叶树成分和落叶阔叶树成分的增加为特征。其后植物群随着冷暖期的交替而变化。

早更新世冷期，东北、华北、华中北部、西北、青藏等地区都显著变冷。松嫩平原属于疏林草原环境，三江平原孢粉组合中木本花粉较多，以松、云杉、桦等耐寒种属为主，草本花粉约占三分之一，以菊科、蓼科为多。华北干旱程度大于东北，北京附近孢粉组合中草本占80％左右，只有10％的松和2％的云杉。长江中下游平原的粉组合中云杉、冷杉都占相当大的比重，但同时也还含有铁杉、油杉等亚热带种属以及喜暖阔叶树木栎、榆、枫香、山毛榉等。华南植被受寒冷气候影响不大，巨猿动物群始终生活在亚热带、热带森林环境中。新疆境内天山南北麓上新世时期的疏林草原在干冷气候趋势的影响下，向灌丛草原方向发展。

早更新世暖期气候较现今为暖湿，松嫩平原属于暖温带落叶阔叶林草原环境，华北也属于暖温带针阔叶混交林、草原环境；后期，秦岭北坡的公王岭动物群表明植被具有亚热带森林性质。长江中下游平原属于中亚热带常绿阔叶林，洞庭湖地区生长着许多亚热带植物如：漆、樟、山矾、桃金娘、木兰等。西北地区干旱情况并不减轻。青藏高原南部保持着针阔叶混交林，帕里地区出现桦、鹅耳枥、榆、栎、松、冷杉等；北方沱沱河一带出现以云杉、松为优势的暗针叶林，唐古拉山一带出现桦林、桦-栎林、松-栎林以及高山灌丛。

中更新世冷期，东北平原属于寒温带暗针叶林草原和草甸草原环境，北京周口店洞穴沉积中相应层的孢粉仅见蒿属、菊科和藜科等草本，植被贫乏。淮南和县猿人生活的环境属于松、榆为主的疏林草原。长江中下游平原属暖温带性质，江浙地区分布着由栎、桦、榆、松和禾本科、菊科植物组成的针阔叶混交林和草原。华南仍在热带——亚热带气候范围内。青藏高原主要发育了以藜、蒿、麻黄占优势的高寒草原，但在藏南仍能见到暗针叶林的分布。

中更新世暖期气候温暖，东北中部暖温带阔叶树疏林草原、湖沼发育，动物群中夹有亚热带成分，三江平原沉积物中见山核桃等亚热带植物。华北属离石黄土层中S₅古土壤层形成时期，气候暖湿，延续时间也长，植被为阔叶林或针阔叶混交林，含有许多亚热带成分如枫香、樟、合欢等，属于北亚热带范围。长江中下游平原属于中亚热带，江南丘陵至南岭以北属于南亚热带，各较现今往北推进一个地带。藏北高原以云杉林占优势，藏南出现阔叶林或针阔叶混交林，以栎为主，夹有少量云杉、冷杉、松等。

晚更新世冷期来临，中国北方耐寒针叶树云杉、冷杉的比重开始增大，温带落叶阔叶树普遍减少以至消失，同时以蒿和藜为主的草本植物大量增加并发展成优势，形成由暗针林和寒冷草原—森林草原组成的冰期植物群。松嫩平原在冷湿条件下发育以松和云杉为主，并有卷柏、石松、阴地蕨参加的暗针叶林。三江平原此时期沉积物中云杉、冷杉花粉含量占40％，阔叶树只有桦木稍多，同时含不少藜、蒿、禾草等。北京平原在距今22700—13000年前的植被是以黎、蒿和禾本科为主的草原，末期，距今12000—11000年前，冷杉、云杉、松和桦木逐渐增多。黄土高原为由藜、蒿、禾本科组成的寒冷草原。长江中下游平原上海地区生长以云杉、冷杉、落叶松、松和少量阔叶树组成的针叶林；江汉平原为以松、云杉、冷杉和铁杉占优势缺乏被子植物的针叶林；云杉、冷杉、松等组成的暗针叶林也见于浙江西部山地及贵州高原西北部。天山南麓温宿县破城子煤矿冰碛层中的孢粉分析表明植物稀少，几乎不见乔木，只有个别云杉花粉，藜科、蒿、麻黄、禾本科、菊科占绝对优势形成荒漠草原—荒漠；天山北麓也是以蒿属、麻黄、藜科、白刺为主的荒漠—荒漠草原；柴达木盆地情况相近；青藏高原形成高山草甸与寒荒漠，草本花粉中莎草科占主要地位，其次为麻黄、藜、蒿及禾本科植物，含少量灌木。华中南部以南变化不大，均仍属于亚热带和热带的范围，但两广南部有旱化趋势，呈现热带稀树草原的性质（图15）。

晚更新世冰期最冷时期我国东部陕西太白山、台湾玉山山顶都发育了山地冰川；黄渤海全部成为陆地，披毛犀等喜冷动物游荡于其上；东海大陆架基本成为陆地，当时的海岸线在今长江口以东600公里处；黄土沉积向南直至南京以南，形成下蜀黄土，暗针叶林也分布到大体与此相应的纬度；寒温带森林草原和温带草原向南扩展而暖温带、北亚热带遭到很大压缩（图15）。

近年来古环境研究的手段和年代测定技术方面的进步，使对我国更新世环境，特别是晚更新世环境的演变有了比较明确的认识，也解决了一些历来难以解决的疑问。例如，对周口店洞穴沉积的深入研究，证明周口店猿人生活时期是气候温暖与现今大体接近的环境，决不是在冰期。对庐山各期“冰碛物”所作孢粉分析及其他测试，在“鄱阳期冰碛层”中获得以油松和杉科为主的温暖针阔混交林孢粉组合；在“庐山期冰碛”中获得以落叶松、松、铁杉、胡桃和山核桃为主的含亚热带成分的针阔混交林孢粉组合；都不属冰期环境。但对庐山山麓棕色土层进行分析所得的孢粉组合以旱生草本为主，包含藜、毛莨、菊科、蒿、蓼和豆科等，反映的应是最寒冷时期山麓曾呈现灌丛草原景观，与此同时，山上1000米以上的地方出现冰缘环境，有寒冻风化、融冻泥流及巨砾堆积等现象。 

四、最近1万年来的波动（全新世的发展过程） 

在距今约1万年前，更新世最后冰期结束，全球气候急速回暖，进入全新世时期。

与以前各地质时期相比较，1万年来的环境演变，绝对幅度实际上是很小的，但由于在此期间，环境演变已经与人类社会的发展互为因果、融为一体，从对人类社会的影响来说，这1万年来的环境演变具有特别重要的意义。

一切自然过程都在进行。地震记录在我国是史不绝书的，近年来也不断发生；火山活动的记录也不少，五大连池堰塞湖的形成是岩浆喷发造成当地环境改观的实例，喷发发生在18世纪初期。即便是黄土的沉积过程也在继续进行，历史上华北地区“雨土”、“雨黄土”、“雨黄沙”，所记载的就是黄土的搬运和沉降。近二三十年来北京发生的几次尘暴过程的分析使地质时期黄土形成的过程得到了认识，降尘的粒度分析、矿物成分分析都表明，近代尘暴就是地质时期黄土堆积过程的继续。1980年4月17日至21日北京出现了浮尘天气和降尘，按4月18日北京地区无风时期收集的降尘量计算，每小时、每平方公里约降尘1吨，一天的降尘厚度约0.01毫米；若每年发生这样的天气十次，1万年即可沉积1米厚的黄土，在气候干寒、风力强大的更新世冰期，这种降尘天气的频率当是相当大的。

全新世时期对引起环境演变具有全局性意义的自然因素首先是气候的波动。此外，人类活动在环境变化方面的影响正变得愈来愈严重。全新世时期的气候变化没有更新世时期强烈，近1万年来全球只处在最后冰期结束后的“间冰期”内，但全新世气候也有“适宜期”与“小冰期”的振动，已足以引起冰川消长、海面升降、动植物迁移以及特别是影响人类农业生产的状况。人类社会在这1万年来已从原始社会进步到渔猎、农牧以至工业社会，通过森林砍伐、土地开垦、工业发展等生产活动，人类不仅在延缓或加速某些自然演变过程，甚至已经足以影响自然演变的方向。大规模森林砍伐、高速增长的化石燃料的消耗、氟里昂以及多种化学废料的排放、农药的使用等等，正在引起范围广泛的水土流失、全球大气二氧化碳平衡的失调、臭氧层的破坏、水土资源的匮乏与污染、许多动植物种的绝灭，甚至从根本上威胁着全球的生命支持系统。在历史悠久、人口压力强大的我国，人类影响环境演变的问题尤为突出，我国境内自然植被接近于消失，黄土高原与红色丘陵地区的强烈水土流失，荒漠面积的日益扩大，许多湖泊沼泽的消失，河流的改道莫不与之有关。

对于全新世世界气候的演变过程，近年来已经有了比较清晰的认识，有了比较一致的分期方案。中国的情况与世界大体是一致的，只是在各时期的起迄和高峰出现的时间方面或有先后出入。最后冰期结束以后，全球处在气温升高的阶段，北半球森林带北移，山地树线升高，冰盖融化，海面迅速上升，约在距今5000—6000年左右，达到温度高峰，正当我国仰韶文化时期，因而称为“仰韶温暖期”，估计华北地区年平均温度高于现代2—3℃，冬季1月平均温度高于现代3—5℃。当时竹类大面积分布在黄河流域，西安半坡遗址的动物遗骸中有食竹笋、竹根为生的竹鼠；山东历城龙山文化遗址中发现炭化竹节；河南淅川下王冈遗址发现大量竹炭灰等，都是证明。而现代大面积竹类的生长范围不超过长江流域。在公元前1400—1100年成为殷商首都的河南安阳也有竹鼠遗骸，并见水牛、象和。水牛现代仅见于淮河以南，象仅见于西双版纳，獏仅见于马来半岛和苏门答腊，都表明当时殷墟气候较现代湿热。温暖气候也对农业生产发生影响，据对甲骨文的研究，当时安阳下稻种约在阳历三月，比现代早一个月。“仰韶温暖期”至距今约3000年前才结束，相当于欧洲的“大西洋期”或“气候适宜期”。

继之而来的2500年，约自公元前1100年至公元后1400年，在我国是一个气温寒暖交替的时期，在此期间气温数度起伏，较长的暖期为较短暂的冷期所间断。公元前1100年至公元前850年左右是第一冷期。《竹书纪年》中有周孝王七年（公元前903年）“江汉俱冰”的记载。第一冷期历时不过二百多年气候便已转暖，进入继“仰韶湿暖期”之后的第二个暖期，这一暖期经历了春秋战国、秦和西汉，约在公元之初结束，历时八九百年。在此期间，山东一带粮食作物一年可两熟，《荀子·富国篇》中记载：“今是土之生五谷也……一岁而再获之”，生长季显然比现代长；司马迁《史记·货殖列传》中记载了西汉时代经济作物的分布情况，“蜀、汉、江陵千树橘，……陈、夏千亩漆，齐、鲁千亩桑麻、渭川千亩竹”，都比现代分布范围偏北。

公元初到公元600年前后出现第二冷期，这一冷期经历了东汉、三国和晋、南北朝时代。曹魏时代（公元225年）曾有淮河封冻魏文帝因而终止水军演习的记载；东晋中期（公元366年）曾有渤海湾从昌黎到营口连续三年封冻可行车马的记载；都表明年平均气温低于现代。按照贾恩勰《齐民要术》中记载的物候，约迟于现代10—15天。隋、唐到北宋是第三个暖期，柑桔、梅花都能生长在唐长安的宫中，柑桔且能结实，推算绝对低温不低于-8℃。

公元10世纪后期，进入第三冷期，历时很短，约延续到12世纪末，但降温幅度很大，苏州运河经常封冻，影响航行；公元1111年太湖全部冰封；1170年重阳节前三天北京西山已降大雪，因而范成大记载重阳节“西望诸山皆缟”；冷气流的强盛使福州的荔枝两次（1110年及1178年）全部死亡；都是史无前例的严寒情况。13世纪严寒气候结束，宋末至元代中期有一个短暂时期温度稍有回升，从北京物候记载及杭州终雪日期记载推算，温度只回升到相当于现代的水平，虽可相对地称为第四暖期，与以前的暖期在温暖程度和历时方面都不能相比拟。

14世纪以后直至本世纪初，我国经历了长达600年的寒冷时期，其间虽也有波动起伏，但即使是升温时期年平均也都低于现代水平，特别是16世纪初、17世纪末及19世纪中期为三个冷期，大体相当于世界性的“小冰期”。在此期间，太湖、洞庭湖、鄱阳湖多次封冻；农事和物候在17世纪冷期要比现代推迟十天（苏南）甚至半个月（北京）以至35天以上（黑龙江）。直到本世纪30年代，温度才回升到平均水平（图16）。

各地全新世沉积层中的孢粉分析结果反映了气候演变对我国全新世植被分布的影响。特别是对于“气候适宜期”和最近几百年来的“小冰期”反映最为明显。北京地区距今10000年前至8000年前，周围丘陵地区尚有云杉、冷杉等喜冷针叶树分布；至距今8000—6000年松、栎、桦组成的暖温带针阔叶混交林增多，距今5000年前为榆、栎、桑、桦成的暖温带阔叶林，沼泽发育相应于“气候适宜期”；以后，松渐增多；从距今2000年来以松为主的针叶林退缩，草原成分增多，表明气候不仅转凉而且转干，相应于“小冰期”。黑龙江呼玛的全新世沉积层中曾出现过代表落叶阔叶林的孢粉组合，以后只出现少松、桦花粉；辽南全新世的孢粉组合从以榿、栎为主的阔叶林演化为针阔叶混交林都是“气候适宜期”的出现和以后的变冷过程在植被方面的反映。

根据各地孢粉资料、考古资料和历史文献，已可以大致恢复全新世“仰韶温暖期”我国东部地区的自然地带分布。东北地区中部和北部为以阔叶落叶树种为优势的阔叶林、森林草原、针阔叶混交林，大体相当于现代辽宁南部的情况，年平均温估计比现代高6℃以上。辽宁南部地区的植被为以栎和榿木为主的阔叶林，混有松的成分，接近现代山东半岛的情况，年平均气温也比现代升高3℃左右。

华北平原当时属于亚热带气候，京津地区位于亚热带的北部边缘。燕山南麓的泥炭层孢粉组合中含有喜温阔叶树种，京津等地并发现现在只分布在淮河以南、现代亚热带范围内的水蕨科孢子。阳原境内发现的象化石及若干种现在主要分布于长江流域以南地区的蚌类化石，也证明当时气候的温暖。黄河中下游竹林的广泛分布及多种喜热动物遗骸的发现都证明亚热带曾北移到这里。年平均温度高出现代2—3℃，冬季最冷月平均温高出现代3—5℃。

长江中下游平原当时主要生长着以青冈栎、栲树为主的常绿阔叶和落叶阔叶混交林，应如现代的中亚热带情况，年平均气温比现在升高2℃左右。以南的南亚热带和热带地区变化不是很明显，但也有证据表明温度略高于现代。

全新世冷暖波动在我国西部明显表现在山地冰川的消长进退上。冰川和每一次进退都会留下有可能测定年代的冰碛，可以据以恢复进退的过程。“气候适宜期”普遍出现冰川的大幅度后退，喜马拉雅北坡聂拉木县亚里地区冰川后退的同时出现石灰华堆积，称为“亚里温暖期”；天山汗腾格里峰冰川后退的同时河流下切形成低阶地。“小冰期”来临冰川重又前进，并随着温度的起伏而进退，希夏邦马峰北坡新冰碛多达七八道，是这一时期气候波动的反映。

西北高山地区森林分布的高度随着全新世温度升降而升降。根据天山北麓云杉林生长线升高的情况，推测“仰韶温暖时期”新疆境内年平均温度比现代高1℃左右。

青藏高原上，藏北现代无居民的地区，曾发现多处新石器遗址，表明“仰韶温暖期”在青藏高原上的表现与在我国东部一样清楚，对当地文化的发展也有过重要意义。根据石灰华中发现的忍冬、杜鹃、柳、蔷薇等植物化石，扣除地壳抬升的影响，估计当时年平均温度高于现代3℃。

自晚更新世冰期结束以后，海面发生世界性的迅速回升，但至距今8000年左右上升速度减低，以后的起伏幅度就比较小了。影响全新世海面升降的因素是复杂的，在我国特别要考虑到最新构造运动所起的作用，但就总的进退趋势来说，与全新世气温变化过程是同步的。我国境内，辽南平原海侵达到盘山地区，渤海湾西岸达到宝坻、天津、文安、沧县、海兴地区，莱州湾西岸达到广饶地区，苏北达到里下河地区，苏南浙北达到太湖、杭嘉湖、宁绍地区，以南在灵江口、瓯江口、闽江口、九龙江口、韩江口、珠江口及海南岛等地也都有海侵记录。沉积物测年分析表明，海侵在距今5000—6000年时达到最高海面，高海面的高程高出现代海面3—4米；以后，总趋势为海面缓慢下降，在下降过程中发生过距今4700－4000年、3800—3000年和2500—1100年等几次小波动，出现高程1—2米的高海面，每次高海面都留下了贝壳堤之类的遗迹（图14）。这一波动过程与气温波动相符，但海侵所及的最大范围和型式却往往受构造变动的影响，最大的海侵在华北平原、苏北平原及长江三角洲得以深入内地达二三百公里，正由于这些地区属于构造沉降带。

全新世期间，我国温度在以数百年时间尺度的升降交替变化过程中，呈现出明显的高一级时间尺度的降温趋势。“仰韶温暖期”延续期长达数千年，增温幅度也大；春秋—西汉温暖期历时不过八、九百年，温度也低于仰韶时期；隋唐温暖期历时不到三百年，温暖程度进一步降低。与温暖期的逐次缩短相反，继温暖期而来的寒冷期却一次比一次增长、降温幅度一次比一次加大：西周寒冷期历时约2个世纪，东汉—南北朝寒冷时期约4个世纪，元—清末寒冷期长达6个世纪（图16），20世纪的全球转暖到1945年前后又告结束，因而在60、70年代按照米兰科维奇理论认为现代正处在间冰期末期、将进一步向寒冷发展的推测得到普遍的赞同。但从60年代后期开始气温有转而升高的趋势，70、80年代温暖程度进一步加强，形势逆转，一般都认为这是世界性的森林破坏、化石燃料消耗量迅速增长导致大气中CO₂浓度加大并发生温室效应的结果，认为气候变化的自然趋势将因人类活动而发生改变。

与气温降低的总趋势相一致的，是我国全新世时期气候的旱化趋势。各次暖期大体都是比较湿润的时期，从动植物分布、农业生产情况可以得到验证。根据历史上的旱涝记载，自公元前2世纪以来，黄土高原及陕甘宁半干旱、干旱地区，干旱年份的出现频率在不断增大：公元9世纪隋唐及以前，干旱年份出现的几率不超过17％，9世纪至14世纪增大到27％，15—17世纪上升到43％，18世纪进一步上升为46％，19世纪30年代以来已超过51％。对我国东部40°N以南地区根据2000年来的历史资料划分干湿期，得到的结果相同。若以公元1000年为界分为前后大致相同的两个阶段，在此以前的1000年内，干旱期的年代共长350年，湿润期的年代为650年；在此以后的900年内，干旱期的年代长达580年，湿润期缩短到320年，特别是1500年以后的四百多年，黄河流域干旱程度的增大更为急剧。气候的这一旱化趋势，对于我国、特别是对西部及华北地区环境演变的影响，甚至比气温变化导致的结果还更为重要。

沙漠是干旱气候的产物。我国境内的沙漠基本上是中更新世以后随着气候的干旱化而发展起来的，全新世时期沙漠化的过程在继续强化，沙漠面积在继续扩大。人类活动如过度放牧、不合理的开垦破坏了植被，对于沙漠的扩展有重要影响，但前提和背景都仍是气候的旱化趋向。

塔里木盆地中的塔克拉玛干沙漠是我国最大的沙漠，沙漠的南、北边缘历史上是丝绸之路所经过的地区，都有繁荣的城市，发达的农业。考古和历史记载表明沙漠不断向周围扩大，许多古代的城镇已经废弃，现代城镇都向外缘撤退。罗布泊附近的楼兰古城是在水源逐渐枯竭、农牧难以维持的情况下废弃的，考证废弃年代为公元376年，即三国、东晋的干寒时期。尼雅河下游的古绝选城据玄奘《大唐西域记》记载位于大泽中，隋唐时期还是重要关防所在，现在为高大沙丘包围，废弃时期是在隋唐温暖期以后。塔里木河流域在唐代是农业十分发达的地区，今库车县以南，新和、沙雅一带的古冲积平原上，城镇遗迹数以百计，有些废址的规模超过现今的县城，沙漠化的时间也在隋唐温暖期以后。

从阿拉善、河西走廊以至鄂尔多斯一带，许多现代已为沙漠埋没的地区，汉、唐时代曾是军、农垦区，甚至有过繁荣的城市。弱水下游居延海附近埋没在沙丘中的汉代烽遂、渠道和废弃的城堡以及考古发现的大量汉简，说明了当时的政治、经济状况和开垦的规模；以后西夏、元代虽也曾在这里屯垦，但规模已日益缩小。

鄂尔多斯西北的乌兰布和沙漠北部，是汉代朔方郡的窳浑、临戎、三封所在地，县治都是汉武帝时期所设置，经过开垦，曾是“人民炽盛牛马布野”的繁荣景象，但1100多年以后北宋年间的记载，已是“沙深三尺马不能行”；当年的汉代墓葬，由于周围地表遭受风蚀，现在都孤岛状耸立在地面上，估计2000年来古黄河冲积平原遭受风力剥蚀达到1米以上。鄂尔多斯南缘的毛乌素沙漠，秦汉时期的记载是“沃野千里仓稼殷积”，“水草丰美”、“群羊塞道”；东晋末年赫连勃勃曾在此建都，筑统万城；400年后，晚唐时期已有“茫茫沙漠广，渐远赫连城”的诗句；又百余年，北宋初已是“深在沙漠”；沙漠化的进程十分清楚。明代为保护屯田，曾在陕北当时的沙漠以南筑边墙，不足百年，边墙被沙埋，边防城镇周围“四望黄沙不产五谷”，沙漠又再度南侵。

内蒙古东部西拉木伦河一带降水条件较西部为优越，自然情况下应不致于沙漠化，由于人类活动的影响，使草原破坏流沙移动。辽史记载，10世纪时期此地“地沃宜耕植，水草便畜牧”，由于过度放牧，金史记载12世纪时已有“土瘠樵绝”现象，但经过元、明时期的复苏，清初又是“长林丰草”的环境了，只是从19世纪后期起，大规模盲目开垦，破坏了植被与表土层，在干旱季风强风吹刮下才又起沙、沙化。

干旱化对环境另一方面的明显影响是使湖泊、沼泽缩小、消亡和盐化。

青藏高原上和内蒙古东南边缘地带的许多湖泊在全新世时期都继续缩小。我国最大的内陆湖泊青海湖现代面积约为4500平方公里，根据古湖堤的分布推算，一万年来湖面积减小约三分之一，水位下降达100米。有些湖在更新世时期还属于淡水性质，由于旱化，在全新世发展成为盐水湖。¹⁴C年代测定表明距今9000年以来是柴达木盆地中许多盐湖的成盐期；青海湖晚更新世沉积物分析表明，当时湖水氯离子含量平均为0.05‰，为淡水，全新世时期升高至0.85‰。湖水咸化，影响周围人民的生活、经济活动，湖中的水生生物也愈来愈趋向于单一化、贫乏化。

东部平原上许多古代大湖巨泽的消失与围湖开垦、上游开垦导致水土流失泥沙入湖淤积等人类活动有关，但也与气候旱化有一定的关系，特别是华北上湖沼的消亡与气候之间的关系更为密切。

在仰韶温暖时期，我国东部平原上分布着许多巨大的湖泊沼泽，所以典籍记载先秦时期有“十薮”、“九薮”之说。《尔雅·释地》记载的十薮是：“鲁有大野，晋有大陆，秦有杨陵，宋有孟诸，楚有云梦，吴越之间有具区，齐有海隅，燕有昭余祁，郑有圃田，周有焦获”。其中，具区的遗迹就是现代的太湖及其周围的湖泊，云梦的遗迹就是现在江汉平原上散在分布的湖群，这两个古湖沼位于长江流域。降水比较丰沛，入湖河流的泥沙含量相对于北方河流来说又比较小一些，因而至今虽已大为缩小，统一的大泽不复存在，尚有相当面积的水域遗留下来。其他八“薮”，几乎已经完全消失了。大陆泽即巨鹿泽，位于河北平原中部，由太行山东来诸河汇聚成湖，虽数经伸缩，到北宋末年都还存在，其后黄河决口入湖，泥沙淤积，至清末，湖泊消失。大野泽又名巨野泽，位于现在的鲁西平原上，湖泊的扩展与收缩都受黄河影响，黄河数次决口入湖曾使湖面不断扩大，宋史记载，北宋时湖水“绵亘数百里”，就是著名的梁山泊，以后数度涨缩，明以后逐渐干涸，清康熙时终于成为大平原。

平原湖泊是自然地理过程的短命现象。我国东部平原上的许多古湖泊消失了，而现代的四大淡水湖：鄱阳湖、太湖、洞庭湖、洪泽湖，除了太湖认为就是“十薮”中的具区，《禹贡》所记载的“震泽”的遗迹之外，其他各湖在我国这些最古老的地理著作中甚至都没有记载。对于将洞庭湖作为古云梦泽的一部分，将鄱阳湖作为古彭蠡泽的一部分的说法，近年来都有人提出异议。洞庭湖、鄱阳湖的发展、扩大都是较晚时期的事，洪泽湖的形成与扩大更是12世纪宋金南北对峙黄河夺泗入淮淤塞下游入海通道洪水汇聚的结果，时代就更近了。北魏郦道元《水经注》中记载：湘资沅澧“凡此四水同注洞庭北会大江”，“湖水广圆五百余里”，洞庭湖已经成为大湖，与周围水系的关系也与现代相同。至唐宋时期号称“八百里洞庭”，湖面在继续扩大中；明后期由于在荆江北岸筑堤，长江洪水尽入于湖，明末清初湖泊发展到最大的时期，清末以来，由于长江泥沙入湖量增大湖泊开始淤浅，不合理的围湖开垦更加速了湖泊的萎缩过程，50年代以来缩减尤其迅速，终至丧失了全国第一大淡水湖的地位而让位于鄱阳湖。鄱阳湖现代轮廓的形成可能也晚至唐宋时期，至明清时期达于全盛，清末以来也处于萎缩过程中，但因赣江泥沙远低于长江，缩小的速度稍低于洞庭湖。

我国河流都具有很高的含沙量，尤其是黄、淮、海诸水系含沙量之高更为惊人，湖泊沼泽的易于形成、易于消失都与之有关。高含沙量河流的河道易淤易徙，因而河道变迁在我国是极为常见的事，特别是人类活动增强、植被破坏加剧以来，更是频繁。每次河流改道都将引起或大或小地区范围内自然面貌的改变。其中黄河下游河道在最近三千余年间决口1500余次，较大改道二三十次，重大改道6次，洪水所及范围北抵海河，南达淮河，纵横25万平方公里，对黄淮海平原自然环境的变化，影响尤为巨大。

河流所输送的泥沙，一部分淤积在河道中，有相当大的部分随水流入海。例如，黄河在陕县的年输沙量为16亿吨，至利津为11.5亿吨，输沙量的四分之三输送入海。因而中国东部沿海平原由于河流所携带的泥沙的填积而造成陆地向海域伸展的现象是很突出的，虽只是叠加在气候变化引起的海岸线升降变化之上，仍可清楚地加以辨认。仅从海岸线的平面轮廓就可以看出华北诸河在沿海平原形成方面的重要意义：巨大的黄河三角洲和北方的滦河三角洲遥遥相对，凸出在渤海中使渤海海域在119°E附近突然狭束，形成了渤海湾。仅自1855年黄河经利津入渤海以来的一百多年间，淤积形成的黄河口新三角洲的面积就达到3000平方公里。苏北平原在废黄河口附近的海岸线向东呈弧形突出于海中也是黄河从1194年夺淮至1855年在铜瓦厢决口返回渤海以前，长达660年之久由淮河入海所形成的结果。这一带的海岸线660年间向海外伸展了50—70公里，平均每十年伸展一公里。现在位于连云港市的云台山，原是秦末著名的田横岛，直至明末仍为岛屿，居于海中，由于海岸迅速伸展，至清初终于与大陆相连。南宋时期，盐城位置滨海，城东一里的范公堤外即是大海，现在海岸已在70公里以外。

距今五六千年前的温暖时期，长江河口位于镇江、扬州一带。根据沙堤、贝壳堤年代测定，当时长江南岸古海岸在今福山—太仓—南翔—漕泾一线之东。这一海岸线比较稳定，直到公元初年还大体保持不变。从公元4世纪开始，原先比较稳定的海岸线开始东移，至唐代约推进到今上海市附近，至宋代推进到川沙—南汇附近，不足1000年伸展了三十多公里，除了考虑自然的海退趋势以外，主要可能是受到东晋、南宋两次人口南迁开发土地破坏植被导致河流输沙量增加的影响。公元前1世纪长江北岸沙咀在现今如东附近，现今的南通市位于大海中称为狼山海；11世纪沙咀伸展到今吕四附近，现在的启东县至20世纪之初才从原先的许多沙岛连成一片平野。现在面积1083平方公里的崇明岛，在唐初只是面积十余平方公里的两个沙洲，其后不断扩大，但也不断有坍没，明末清初才形成现代轮廓，现代的县治也是1586年才固定下来的。

据《水经注》记载，公元2世纪、3世纪时，在现在的广州“登高远望者见巨海之浩茫”。根据海岸带的证据，3000年前海岸线大致在今新会、顺德、东莞附近。唐以前，珠江三角洲的发展比较缓慢，唐以后发展加快，人类活动的影响是明显的。18世纪，三角洲前缘已推展到磨刀门附近。由于围垦滩涂，更促进了三角洲的发展和三角洲上汊河的狭束。19世纪以来，淤涨最快的沙洲每年可向外推进80—100米。

辽河平原在仰韶温暖时期的海岸线位于盘山以北，大石桥—牛庄—沙岭一线以南的陆地都是近两三千年来形成的。岸线的推移在11世纪以前并不显著，以后逐渐加快，辽、金及以后历代的开发对辽河流域内的土壤侵蚀、河流输沙量是有重要影响的。现在的营口市直至明末还只是孤悬海中的一片沙洲，19世纪初才与大陆相连。

人类活动对我国自然环境最直接、最明显的改变在于破坏自然植被，从而引起土壤侵蚀、河流淤积、气候变化、某些动植物种属迁移或灭绝等一系列后果。但与此同时，也创造了人文景观。

虽然近年来在长江流域、辽西一带都不断发现与仰韶文化年代大致相当的文化遗迹，黄河流域仍是我国文化发达最早、开发时间最长的地区，因而自然植被破坏也最严重。平原地区原来的落叶阔叶林已经荡然无存，代之而起的是阡陌相连的旱作农田。山地丘陵上的森林也都遭到毁灭，除高山深谷或庙宇古迹周围还可见少量森林外，一般丘陵山坡生长的大都是荆条、酸枣、黄栌灌丛。

长江流域开发历史也比较早，人口稠密，原始植被的破坏也同样强烈。原始常绿阔叶林和落叶阔叶—常绿阔叶混交林仅在交通不便的小面积山地中才稍见残存，原始林破坏以后，有些山地的阳坡人工经营马尾松林，阴坡大多栽培杉木林或毛竹林，不少山地经营栽种了多种经济林，如油桐、油茶、乌桕、漆树、茶以及果树如柑桔等。大多山坡也大面积出现次生灌丛，酸性土壤上以映山红、乌饭等为特色，石灰岩上以南天竺、化香、蔷薇等为特色。平原及山坡梯田都开发为农田，以大面积水稻栽培为主，并有玉米、甘薯等旱地。

华南热带地区的原始季雨林和雨林，50年代初还稍有残留，现在也已全遭破坏，代之而起的是引种了大面积橡胶林以及其他热带经济作物。大面积山坡见到的是桃金娘、岗松、野牡丹、大沙叶灌丛。平原农作以水田为主，珠江三角洲等地形成“桑基鱼塘”、“蔗基鱼塘”等人工景观。

东北地区，在我国东部开发最晚，直至19世纪中叶，山地仍为茂密森林所覆盖，平原也是自然状态下的草甸草原环境。清代中叶以后，开发范围逐渐向北扩大，森林大面积遭到砍伐，原始林破坏后，代之而起的是次生白桦林、蒙古栎林或次生榛子、胡枝子、蒙古栎灌丛；平原地区大面积开发为农田，许多沼泽也逐渐排干，改变了原来的自然面貌。

草原地区由于长期过牧，草原退化现象相当严重，优良牧草变少、变矮，过去“风吹草低见牛羊”的景色已不复存在。大面积开垦的结果，许多原来的半农半牧区已经开发成农业区，农、牧区之间的界线在向北推移，也有许多地区由于盲目开垦，引起沙漠化现象的扩大。 

参考文献 

[1]中国地质科学院地质研究所、武汉地质学院，中国古地理图集，地图出版社，1985年。

[2]中国科学院北京植物研究所、南京地质古生物研究所，中国新生代植物，科学出版社，1978年。

[3]李云通等，中国的第三系，地质出版社，1984年。