中科院网站：黄土高原地区，基于六盘山北联池沉积物中甘油二烷基甘油四醚酯(GDGTs）指标，结合现代过程研究。过去5000年，中国北方温度整体呈下降趋势，前3000年下降缓慢，降幅仅为0.5°C，之后的2000年下降较快，降幅高达4°C；中国北方温度经历了4次明显的降温事件，对应于北大西洋冰筏事件(Bond 0-3），降幅约为2-3°C。通过对比历史朝代，发现在商朝之前，气候相对稳定，商朝之后，温度和降水都呈现较大的波动；我国历史上三次较大的社会动乱(春秋战国、魏晋南北朝和五代十国）均发生在低温时期，唐朝、宋朝和明朝晚期的气候也均快速趋于冷干化。(2021年4月）

  中国科学院地质与地球物理研究所新生代地质与环境研究室吕厚远学科组和国内同行近期在自然出版集团出版的《科学报告》(Scientific Reports）杂志上报道了来自我国东北玛珥湖5350年的沉积年纹层花粉记录，揭示了气候冷、暖变化存在约500年的自然周期，近百年来的全球气候变暖，位于最近一次500年周期的暖相位上。吕厚远学科组利用东北龙岗火山区小龙湾玛珥湖年纹层沉积具有准确定年的优势，高分辨率地分析、鉴定了5350年以来(到公元2005年止）小龙湾玛珥湖周边地区植物花粉种类的变化，揭示了适合寒冷气候的松树花粉和适合温暖气候的栎属花粉含量相互消长，呈现周期性变化：松树花粉增加和栎属花粉减少的峰值，指示的气候最寒冷时期，先后出现在2700BC(BC指公元前）、2200BC、1600BC、1200BC、900BC、600BC、300BC、200AD(AD指公元）、700AD、1200AD和1800AD前后，约每500年出现一次寒冷期。花粉含量的谱分析结果也呈现出显著的500年周期。对气候周期性变化驱动机制的进一步研究认为，太阳活动可能是驱动气候500年周期性变化的主要因素。(来源：中国科学院网站)
   与其他文献对比：马家窑文化可分四种类型：石岭下类型(5900～5000aB.P）、马家窑类型(5300～4800aB.P）、半山类型(4500～4300aB.P）、马厂类型(4300～4000aB.P），其中马家窑时期及马厂时期降水较多，半山时期降水较小。(王琳,崔一付,刘晓芳.甘青地区马家窑文化遗址的地貌环境分析及其土地利用研究.第四纪研究.2014年1月）

与葛全胜2000年气候曲线对比

与2001年IPCC千年气候曲线对比

  来源：中国科学院地球环境研究所研究员孙有斌团队与比利时和美国科学家合作完成的研究论文“Diverse manifestations of the Mid-Pleistocene climate transition”(1月21日，《自然-通讯》(Nature Communications）杂志）。第四纪(距今260万年)地球气候经历了大幅的冰期-间冰期波动，最引人注目的是在距今1.2～0.7Ma(百万年)期间冰盖消长、海温变化等由对称的4万年波动转变为不对称的10万年旋回，简称为中更新世转型(Mid-Pleistocene Transition, MPT)。该研究聚焦黄土高原西北部巨厚的黄土沉积，通过环境钻探获取了430米高质量岩心，结合古地磁、²⁶Al/¹⁰Be定年和对比构建黄土发育的年代标尺。利用高分辨率黄土碳酸盐碳同位素(δ¹³C_IC)记录，重建了过去1.7Ma以来季风降水影响的植被变化，揭示出在1.2Ma以前夏季风变化以2万年周期为主，到0.7Ma以后表现为混合的10万、4万和2万年周期。对比模拟实验结果，认为轨道强迫、冰盖及CO₂浓度对温度和降水变化的影响存在差异，温度变化主要受岁差和CO₂调控，而降水则主要受岁差影响，中更新世冰盖扩张和CO₂浓度降低，抑制了低纬水文循环对太阳辐射的直接响应。(摘自中国科学院网站）

  来源：中国科学院地质地球所关于黄土古气候的研究取得重要成果>>>，文章下载>>>；郝青振副研究员和英国利物浦大学Frank Oldfield根据黄土粒度变化研究了90万年以来不同冰期北极冰盖增长的规律，为推断未来北半球冰期来临的时间提供了关键证据

  深海氧同位素曲线14阶段冰期未见，16至19四个阶段的年代相应变宽，19阶段原先在73.5万年前开始的要提前至大约79万年前。

中科院地环所洞穴石笋研究揭示最近2万年东亚季风降水变化；百度原文>>>

  相关科技新闻：一个由多国科学家组成的研究小组通过对格陵兰岛冰芯的研究发现，地球气候曾在末次冰期的最后阶段发生过剧烈变化。在1.47万年前，格陵兰岛的气温突然升高了10℃，但没持续多久，到了1.29万年前，严寒又重新占据上风，甚至比从前更寒冷。这段严寒期一直持续到1.17万年前才宣告结束，后进入冰后期。原文>>>。 

    末次冰盛期(26.5～19ka），一些学者在气候参数定量化上作了大量尝试，依据黄土磁化率和植硅体重建结果, 末次冰盛期黄土高原降水比现代减少大约25～60%，年均温度降低5～7℃。末次冰消期(19～11.7ka)是末次冰盛期至早全新世的增温时段，期间北半球太阳辐射增加, 极地冰盖融化导致海平面上升了80m, 海洋和陆地生态系统发生了巨大变化。在由冷转暖的过程中, 气候系统经历了寒冷的Heinrich事件1(H1, 17.5～16ka)、Bølling-Allerød暖期(BA, 14.7～12.9ka)和Younger Dryas冷期(YD, 12.9～11.7ka). 这些冷暖事件的温度波动幅度在中高纬地区达15～20℃, 甚至和冰期-间冰期的反差相当。来源：>>>

同济大学海洋地质系 编著《古海洋学概论》(同济大学出版社.1989年11月第一版）部分章节

第七章 古海洋演化史与重大事件  第七节 上新世与第四纪的古气候、古海洋演变

   四、距今12万年前—末次间冰期极盛期

  Emiliani(1955）曾尝试将他的氧同位素曲线与北美、欧洲经典的冰期—间冰期划分相联系，也就是将氧同位素2～4期相比于玉木(威斯康辛）冰期，6期相比于里斯(伊里诺）冰期，10期相比于民德(堪萨）冰期，14期相比于贡兹(内布拉斯加）冰期。由于陆上冰期缺乏准确的年代资料(见第四章五节），实际上除了末次冰期(玉木）可与2～4期对比外，更老冰期的对比分歧甚多，仍有待进一步工作。既然氧同位素2～4期相当于末次冰期，其后的氧同位素1期显然就是全新世冰后期；Emiliani还将其前的5期相比于末次间冰期(见Nilsson，1983）。

  Emiliani 早期的氧同位素记录显示5期内的曲线变化比较筒单。以后Shackleton等的工作将5期细分为5个亚期，5a、5c、5e、三个亚期(暖峰）被5b、5d 两个冷谷分开(图7-25）。这三个暖峰中以最早的5e亚期最为突出，其氧同位素值最低，在图7—25中，氧同位素值从6期的5‰左右，至5e亚期减小到仅3.0‰，至5d亚期复又增至4.0‰。5e亚期是迄今以来氧同位素值小到与现代相近(图7—25）的最后一个时期，当时的冰量也必然至少要缩减到与现代相近的数值。所以Shackleton强调5e亚期最合适地反映了末次间冰期(见Nilsson，1983）。

  Broecker等(1969）根据²³¹Pa/²³⁰Th测年资料，并将5a、5c、5e亚期与巴巴多斯高海面阶地Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ对比(见图7—30），对Emiliani等早期的年代表作了修正。他们提出的近13万年来氧同位素记录的年代框架，经十多年应用已被广泛接受。其中，氧同位素5期的年代为距今127000～75000年前，历时52000年。5期与6期的分界，即终止期Ⅱ的中点的年代为127000年前，5e与5d亚期的分界约116000年，5e亚期长11000年，取其中点为距今122000年前，可作为末次间冰期的鼎盛期(CLIMAP Proect members.1984）。

  CLIMAP计划最后三年(1977～1980）的工作，是对末次间冰期进行全球性制图和研究。该计划成员选取了世界大洋各地52个深海岩芯作详细的氧同位素分析，并就有孔虫、放射虫和超微化石组合采用转换函数方法计算了海水表层温度，编制了距今122000年前二月份和八月份表层海水温度图(图7—26）。研究结果表明，末次间冰期的气候与现代极相似，就总体而言海水表层温度与现代相近，虽然北大西洋和北太平洋可能较今稍暖，墨西哥湾较今略凉。另在英吉利海峡泽西岛，与距今121000年前的石灰华呈互层的海滩砾石层中，含软体动物Astralium rugosum(Linne），而现代这种软体动物的分布北界远在340千米以南，据此推断当时沿岸的表层水温约比今天高3～4℃(Keen et al，1981）。其他如挪威南岸的资料也表明北大西洋东缘末次间冰期的气候比现代暖。

  CLIMAP计划成员还研究了氧同位素6期和5期的分界，即冰量减小进入末次间冰期的变化情况，以及5e与此5d亚期的分界，即冰量增加，退出间冰期的变化情况，发现在南半球大洋的多数海域，古生物资料得出的表层和(或）较浅的次表层水温度的变化比之氧同位素值所反映的冰量变化在时间上超前，相反在北大西洋中纬地区，海水温度变化比之冰量变化在时间上延后(北纬40°以北岩芯的延后最为明显）。这样，末次间冰期最暖期的年代在不同区域可有数千年的出入。

  末次间冰期冰盖的范围有多大？大多数直接的地貌证据已被侵蚀而消失，或者已埋藏于更年青的沉积物和现代冰盖之下。在构造稳定的岛屿或大陆边缘，通过铀系法测定年龄，发现有许多末次间冰期的珊瑚礁阶地位于现代海平面之上，如在大西洋西部百慕大地区末次间冰期的高海面高出现代海面4～6米(Harmon et al.，1981）；新几内亚和巴巴多斯的珊瑚礁高程资料，在扣除构造抬升量之后也显示125000年前的海面在现代海面之上约6米(见Kennett.1982）。这表明末次间冰期覆冰的数量比现代更少。推测由于末次间冰期夏季日照量比今日高，使格陵兰冰盖消融，或由于西南极冰盖的崩解，当时覆冰的规模略小于现代。然而，在深海岩芯的的氧同位素记录中却难以判断5e亚期的冰量是否比现代更少。在氧同位素曲线上，有些岩芯5e亚期的δ¹⁸O值比1期略低，但也有些岩芯5e亚期的δ¹⁸O值比1期略高。事实上，6米的海平面波动量仅相当于氧同位素值变化0.066‰，而重复测量某一层位氧同位素值的标准偏差通常就有±0.10‰，故根据深海岩芯的氧同位素记录尚不能识别6米的海平面变动和相应的冰量变化(CLIMAP Project members，1984）。

  在5e亚期与5d亚期的分界以及5期与4期的分界，北大西洋均发现冰载碎屑数量显著增加，反映出暖期向冷期的过渡，早于75000年前的5期，冰载碎屑主要见于格陵兰和纽芬兰岸外；而在75000年以后的4期，冰载碎屑沉积速率最大的地带(位于极峰南侧），已推进至40°N与50°N之间海域(Berger，1981）。75000年前冰载碎屑的扩展，显示了末次冰期的来临。

五、距今18000年前—末次冰期极盛期

  如上所述，Emiliani将氧同位素2～4期与玉木冰期对比。在多数情况下，各期氧同位素极大值与极小值均达到相近的数值，但氧同位素3期这个暖峰却比其他奇数氧同位素暖峰低得多(图7—25），因而也可以将3期当作末次冰期内的一次重大波动(或亚间冰期）。氧同位素2期是第四纪(δ¹⁸O记录曲线中最后一个氧同位素峰值，即最近一次冰量最大时期，2期这个冷峰又比4期更加显著，因此，可以将17000～18000年前的2期当作末次冰期最盛时期。
 
  末次冰期距今不久，它在地质记录中留下大量可供研究的痕迹。大约18000年前，北美大陆的覆冰而积高达60%，冰盖厚可达3千米，一些地区冰盖扩延至40°N以南；欧洲和西伯利亚也有巨大的冰盖；北冰洋完全被冰雪覆盖；南极洲周围海冰分布甚广；喜马拉雅、西藏、科迪勒拉、安第斯、澳大利亚东南部、塔斯马尼亚和新西兰等地发育了山岳冰川。大陆上草原、沙漠有所扩展。海冰、冰盖、草原和沙漠的扩展又导致地球表面反射率显著增加。当时海平面至少下降了85米，今日的陆架浅海大片出露成陆，亚洲大陆与库页岛、日本之间，亚洲大陆与美洲大陆之间(沿白令海峡），英国与欧洲大陆之间，澳大利亚与新几内亚之间彼此连通。印度尼西亚诸岛相互连接，并与中印半岛连成—片，它们与澳大利亚—新几内亚之间仅留有狭窄的海峡，太平洋与印度洋之间沿低纬度的交流已基本中止(СаΦарова и др，1984）。

  近年来，CLIMAP研究组就浮游微体化石组合，采用转换函数方法(见第三章）重建了18000年前北半球夏季世界大洋海水表层温度图(图3—29）。该图有助于人们深入认识第四纪冰期的性质。与现代相比，当时古海洋的特点是：(1）沿极锋线温度梯度明显增加，尤其是在北大西洋和南大洋。(2）极锋线向赤道推移。(3）大多数海域表层水温降低，全球平均约下降了2～3℃。(4）赤道太平洋和赤道大西洋上升流活跃，沿岸上升流也甚活跃。(5）东部边界流(沿非洲、澳大利亚和南美的西岸）有所增强，伴随着冷水向赤道扩展。(6）大洋盆地热带中央环流的位置和温度几乎不变(CLIMAP，l976）。根据CLIMAP的再造，学者们还计算了末次冰期降水—蒸发作用的布局。模拟计算表明，与现今相比，当时热带海洋的降水显著增加，中纬海域略有减少，高纬地区则无变化。热带海水的淡化也得到某些浮游有孔虫氧同位素值(比预计更低）的支持。计算还发现从大洋输往大陆的水气明显减少。事实上，冰期时砂丘广布，气候十分干燥(Berger，1981）。

  Moore 等(1980）根据微体化石群的研究对太平洋洋18000年前八月份(图—27）和二月份的表层水温作了再造。当时亚北极地区八月和二月的表层水温比现在大约低4℃左右；赤道区八月份比现在低2～4℃(图7—28），而二月份变化不大。这些表明变冷的海域也具有最大的季节性变化，亚北极地区的明显变冷伴随着亲潮寒流的强化并向南扩展至台湾附近，这可能与北极冷空气汇集于西伯利亚和北太平洋之上有关。然而，18000年前太平洋中部亚热带海域(不包括边界流地区）的温度一般比现在更高(图7—28），说明热带暖水没有向亚极地带扩展，而是集中在亚热带海域。这些海域作为低气压区，可从相邻大陆吸收水气，致使当时的陆区变得更加干燥(Moore et al.，1980）。

  第四章末节曾提到，冰川鼎盛期以后紧接着出现快速的变暖，相应的氧同位素曲线最陡(变化最急剧）处，称为终止期。末次冰期之后出现最后一个终止期(终止期Ⅰ），其年代范围约在15000～9000年前。这6000年期间，北大西洋极峰的位置大致平行于49°纬线迅速退却至纽芬兰以南至冰岛一线(Berger，1981）。后退着的极峰在大约10300年前曾再度前进(图7—29）。冰岛西侧大西洋岩芯中的有孔虫研究也表明，约10000年前有一短暂的冷期，它相当于北欧的晚德里阿斯(Younger Dryas）冰阶，即晚仙女木期。在此之前有一暖期，则可与北欧的阿尔路德(Alleroed）间冰阶相对比(Nilsson，1983）。

  鉴于冰期极盛期后冰盖迅速融化，预料进入大洋的淡水不可能很快地与整个海水层充分混合，况且表层水盐度的降低还会导致海水的成层性强化。冰融水(δ¹⁸O值为-30～-40‰）加入大洋表层(δ¹⁸O值为0‰）将使大洋水的δ¹⁸O值明显降低。一些深海岩芯中的浮游有孔虫壳已测出相应时期异常低的δ¹⁸O值。Kennett和Shackleton(1975）根据墨西哥湾地区15000～11000年前氧同位素值的明显异常，描绘最当时劳伦冰盖迅速解体，大量冰融水沿密西西比河汹涌而下，伴随着海平面的急速上升。长期以来，尼罗河地区以及其他一些国家都有史前大洪水的种种传说(包括圣经中所记载的），很可能就起因于末次冰期后冰盖的突然融化和海面的急剧上升(Berger，1981）。冰水横流、海水泛滥的情景，对于聚居在沿江临海低洼地带的人类，会造成不可磨灭的印象。

六、第四纪冰期海洋及更新世旋回

  1．第四纪冰期海洋的一般特点

  根据末次冰期的研究及其他有关资料，可以勾勒第四纪冰期海洋的一般特点。在冰期，随着冰盖边缘和极地辐合带(或极锋）向赤道推进，覆冰区(0°或更低）与热带(25℃）之间的距离缩短，温度梯度增大。从而使大气环流和海洋环流(风与洋流）较之间冰期更为强盛。强盛的深洋循环使洋底遭受广泛的侵蚀(Kennett & Watkins，1976）。由于洋流的增强，南大洋以及其他一些海域生物生产率增加。晚上新世至第四纪期间，硅质生物生产率与硅质生物沉积速率持续增加，至第四纪晚期，生物生产率达到新生代的最高值(Kennett et al.，1975）。相应地，出现了体型最庞大的滤食鲸类。虽然冰期的生物生产率一殷来说要高于间冰期，但高纬度覆冰所及的海域，冰期的生物生产率低于间冰期。第四纪气候变迁还引起海洋浮游生物省的大幅度迁移，但并未造成浮游生物的大批绝灭。这是因为，气候变冷、冰川形成和晚第三纪-现代海洋环境的建立，是一个开始于早第三纪的漫长演变过程。在第四纪期间，并没有突然出现全新的海洋型式，相比之下，还是始新世末期和中新世中、晚期的古海洋事件，对于生物地理的影响更为强烈(Kennett，1978）。

  在冰期，冰川侵蚀作用特别强烈，为海洋带来了更多的冰蚀物质，海平面(侵蚀基准面）的降低导致侵蚀作用显著增强，大陆架露出冰面遭受侵蚀；大气圈温度低，所含水份少，大片陆地变成沙漠，大量风沙被卷入海洋。因此，在冰期，输入海洋的陆源沉积物数量惊人，陆源沉积速率极大，强劲的风将大量泥沙从干旱、半干旱区搬运至深海远洋，还使非生物成因的远洋沉积物(褐粘土）的沉积速率增大(Kennett，1982）。

   2．更新世旋回

  更新世环境的基本特点是冰期与间冰期的更迭。冰川的频繁消长主要集中在北半球，它是影响全球气候波动的关键。虽然有些证据表明东南极冰盖的体积发生过变化，但对于更新世期间南极冰盖进退的幅度和性质，仍然知之不多。

  前已述及，氧同位素变动曲线是更新世气候旋回的最醒目表现，它显示出，更新世冰期与间冰期频繁交替，这种交替激起了一系列重要的环境变化。

  随着冰进、冰退，更新世期间各气候带南、北迁移，特别是极峰发生周期性移动，冰载碎屑沉积物分布区也随之反复前进和退缩。今日北半球极峰位于格陵兰南缘，在冰期可移至纽约至伊比利亚半岛一线。在气候带迁移的过程中，气候带边界附近的海域变化特别显著，例如可从亚热带变为温带，或相反。而在热带或亚热带的中心区域，所经历的变化较小(Seibold & Berger，1982）。

  如所周知，更新世冰期—间冰期旋回伴随着海侵与海退。在间冰期，海面可上升至与现代海面高度相近或稍高；在冰期，海面可退落至现代海面之下100米左右或更大。 δ¹⁸O值的波动反映了冰盖的盛衰，可作为海面升降的标志。δ¹⁸O值下降代表海侵期，δ¹⁸O值上升代表海退期。利用铀—钍法测定了巴巴多斯和新几内亚若干阶地古珊瑚礁的年龄。巴巴多斯Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ四级阶地标志了间冰期高海面，年龄分别为82000年、105000年、125000年和200000年前。前三者可与氧同位素5a、5c、5e亚期对比。巴巴多斯Ⅲ位于现今海面以上，巴巴多斯Ⅰ、Ⅱ虽代表间冰期高海面，但位于现代海面以下15～20米(图7—30）。75000年以来的低海面，相当于末次冰期(氧同位素2～4期）。采用铀系法测定了巴哈马地区受淹没洞穴沉积(钟乳石、石荀等）的年龄，发现139000～160000年前的海面至少位于现代海面以下42米；在巴巴多斯也发现距今130000～170000年前为低海面时期，应相当于氧同位素6期所代表的冰期(Nilsson，1983）。巴巴多斯第Ⅳ级阶地所代表的间冰期高海面，则可能相当于7a亚期。冰川型海面变动至少可远溯至晚上新世，但氧同位素变化曲线显示，海平面升降的最大幅度见于晚更新世(Kennett，1983）。

  更新世旋回还突出地反映在沉积物中碳酸盐丰度的周期性变化上，构成碳酸盐旋回或溶解作用旋回(详见第五章）；同时也反映在沉积岩芯中喜寒、喜暖生物属种相对丰度的周期性变化上。碳酸盐旋回曲线、生物旋回曲线与氧同位素旋回曲线可以相互对比(图2—12），这就比较确切地表达了更新世旋回的性质和频率。近百万年来，冰期、间冰期变更最突出的周期约10万年，其上还叠加着约4万年和2万年的周期，这种冰期—间冰期变动周期可由米兰科维奇理论作出合理的解释(详见第4章5节）。

  现将中生代以来大洋演化史的要点，归纳于表7—4，作为本章的小结。