| 单词 | 气候地貌的多代性 |
| 释义 | 【气候地貌的多代性】 拼译：climatic geomorphic multiplicity 气候地貌是一定的气候条件控制下的地貌外营力组合所产生的特有地貌景观，它界于大气圈和岩石圈之间，布德尔(J．Budei1977)称之为地貌圈(relief sphere)，它和生物圈、水圈、土壤圈、风化圈有密切的关系，而且它们的结构组成都随着气候带的水平变化和垂直变化而变化。如寒区的冰川、冰缘地貌，干旱半干旱区的风沙地貌和黄土地貌，温带、副热带、热带多雨气候下的各种流水地貌等，组成了目前地球表面复杂的地貌成因类型。1905年，戴维斯(W．M．Davis)认为冷、湿与温暖气候中，有两个气候事件(climutic accidents)——冰川作用与干燥作用最能影响地貌景观。1927年托尔贝克(F．Thorbeeke)对地貌气候分类进行了研究，1965～1927年特卡尔特等(J．Tricart and A．Caillcax)编著了气候地貌学概论，1977年布德尔在“气候地貌学”中把全球现代地貌气候带划分为10大类，进一步阐述了现代地貌形成与气候带的密切关系。 然而一个地区的气候条件是随时间和空间的变化而变化的，因此，同一地区留下了不同气候条件下产生的多种成因的地貌类型和形态，这就是气候地貌的多代性。以今论古、古为今用的原则，来研究气候地貌的形成过程、演变历史和发展趋势，有助于恢复该地区的古地理环境，探索过去气候变化的机制和规律，预测将来气候变化趋势，研究矿产资源和古水系变迁，海面变化等。为地区经济开发提供科学依据。在第四纪以前的地质历史时期，地球表面的多次气候变化受着星体运动、板块构造运动、地极变动等的影响，地球形成的地质时期约10～5亿年前，大约每隔3亿年左右发生一次大的冰期，即5．7亿年前的震旦纪大冰期、3亿年前后的晚古生代大冰期和270万年前开始的晚新生代大冰期。这些冰期都留下了许多冰川侵蚀和堆积地貌的证据，成为寒冷气候的标志。弗雷克斯的“地质时期的气候”(L．A．Frakcs．1979)，周廷儒的“古地理学”(周廷儒1982)，托日康(K．K．Turekan．1971)主编的“晚新生代冰期”，弗林特(F．Flint，1971)编著的“冰川与第四纪地质”，杨怀仁主编的第四纪地质都全面地讨论了世界和东亚地区地质历史时期的古地地理环境变迁，布鲁蒙所著《“地貌学”晚新生代地貌系体的分析》一书中，专章讨论了第四纪地貌成因系列的交替(A．L．Bloom，1978)。例如，晚古生代的石碳一二叠纪时，南非、印度，澳大利亚和南美连结在一起，称冈瓦纳古陆，位于南半球高纬度地区，并发生了大陆冰川，现在的南半球古生代冰碛岩散布于上述地区，甚至到非洲南纬2°左右，在印度达北纬34°左右。到三叠纪时，南极又移至广大海洋中，南大陆的冰川便告消失。中生代为一温暖而干燥的时期，气温远比现在高，侏罗纪时，苏格兰海水温度为17℃～23℃，比现在海水的温度高10℃。第三纪的20～30百万年前，澳大利亚与南极洲分离，移向赤道，造成今日南极冰盖与澳洲大陆占优势的干燥地貌的强烈对照。第三纪初期，地壳处于相对稳定时期。各处进行准平原化作用，大气环流以行星风系为主，气候温热，形成了红土风化壳。当时中国东北、华北、内蒙、北疆都属于亚热带范围，在北美西岸和欧洲，亚热带北界达北纬50°。尼巴棕榈树向北分布到阿拉斯加(60°N)。第三纪中晚期的喜马拉雅运动和青藏高原的逐步隆起，形成了现在东亚高山、高原和盆地的格局，大气环流发生了变化，如上新世早期，青藏高原处于副热带森林草原环境，黑河西藏三趾马动物群尚可自由来往于南亚大陆，但晚期由于喜马拉雅山的抬升，吉隆三趾马已不能越过喜马拉雅山进入印度，但还可以自由往来于中国北方，表明当时青藏高原大部分地区还仅海拔500～1000m(许宏祥、黄万波、陈万勇等，1981)。第四纪以来的240万年期间，地球经历了一系列气候冷暖变化，出现了多次冰期与间冰期的交替变化，1909年彭克和布鲁克涅尔(A．Penck，and E．Bruckner，)根据欧洲阿尔卑斯山外围新老冰碛的形态，风化程度以及冰碛和冰水阶地划分出4次冰期，即恭兹(Gunz)、明德(Mindel)、里士(Riss)和玉木(Wurm)四次冰期，后来又增加了一次更老的多脑冰期(Donau)。北美大陆有4次冰期，即内布拉斯加(Nebraskan)，堪山(kansan)，伊利诺安(Illinoian)和维斯康辛(Wisconsin)。中国青藏高原发生过3～4次冰期，即希夏邦马、聂聂雄拉、古乡、白玉冰期(郑本兴、牟昀智、李吉均等1981)。但世界各山地冰川的次数和形成年代并不完全一致。根据北美大平原从南达科他至得克萨斯广泛分布有与冰渍相间的3层火山灰层，最老的火山灰层形成于1．9百万年前，比内布拉斯加冰碛年轻，其次的火山灰形成于1．2百万年前和0．6百万年前，都老于伊利诺安冰期(Flint，1971，C．W．Naeser，et al．1973)。目前关于北美冰期的年代的认识尚不一致，毕而德(Beard，1978)认为内布拉斯加冰期发生于2．8～2．2百万年前，第2次冰期发生于1．9～1．5百万年前，第3次冰期发生于1．0～0．4百年前，第4次冰期于10万年前开始，而贝格林等(Berggren et a1·1974)提出维斯康辛冰期=(里士+玉木)于0．35百万年开始，伊利诺安冰期=明德冰期于0．6百万年前开始，堪山冰期=恭兹冰期，于0．9百万年前开始，内布拉斯加冰期=多脑冰期，于1．6百万年前开始。青藏高原的冰期次数各地不一，从1次到4次，最老的希夏邦马冰期形成于早更新世，中更新世以来的聂聂雄拉冰期和古乡冰期在希夏邦马峰南坡都可分出2个阶段，末次冰期(白玉)也有早期和主期之分。在西昆仑山，中更新世以来的3次冰期分别形成于大约33万年前、20万年前，和7万年前～1万年前(郑本兴等，1991)。虽然世界各地倒数第2次冰期以前的冰期次数，形成年代不尽相同，有待深入研究，但末次冰期最盛期以来的冰川变化和气候变化基本上是一致的。在20000～18000年前，北欧斯坎的那维亚冰盖流到51°N左右，其南界从英国的都柏林，经德国柏林、波兰华沙向东到俄罗斯莫斯科北面，约4．09×106km2。北美的劳伦冰盖在17000～21000年前到达五大湖以南。最南达到37°N，面积约1．274×107km2。在非洲乞力马扎罗山(5895m)末次冰期时的冰川面积为150km2(H．A．Osmaston，1965)，而今仅4．0km2。在新几内亚，22000年前至少有20个高山被冰帽或山谷冰川所覆盖。其中最高峰(查亚峰M4884m)地区古冰川面积约1400～1600km2。巴布亚新几内亚约600km2雪线比今日低1000m(E．Lomer，1972，G．S．Hopeet al．1976)目前3200～3400m之间的山地为热带雨林，但在10000年前都是高山草原，据同位素测年和孢粉资料分析，在17000年前温度下降6～10℃。新几内亚的胡昂半岛珊礁抬升阶地的高度和时代，反映了大陆冰流消长所控制的海面变化，据研究在120000年前海面比今日高2～10m，相当于末次间冰期；80000年前海面为－13m；65000年前为－7．5m(Chappell，1974，A．L．Bloom，1974)。在中国北方的延庆盆地和华北平原钻孔岩芯分析表明，第四纪时有约10次大的海浸，出现含有孔虫等微体化石的海相地层。弗林特(Flint，1971)据冰川与更新世冰流体积的变化，经过详细的计算，末次冰期最盛期海面下降132m。在中国东海15000年前的最低海面为－150～－160m，海岸线比今日向东退缩约500～600km。在内陆，根据世界141个干旱半干旱湖泊及年龄测定，末次冰期以来，热带地区高湖面与间冰期、亚间冰期一致，低湖面与冰期和冰进期一致。按什崔特等(F．A．Street and A．T．Grove 1976，1979)的低湖面期高湖面数目不超过总数的15%；高湖面期高湖面数目超过总数的70%，统计出世界干旱半干旱区大多数湖泊在24000～23000，21000～20000，18000～17000，15000～14000，12000～11000，9000～8000，6000～5000和1000～0年前，为低湖面。在热带以外地区情况较为复杂，如美国西部，冰期中为高湖面；中国东部季风区，末次冰期时干冷，降水量减少，为低湖面；而在西部高山冰川融水补给为主的湖泊，冰期时为高湖面(1988)。在早更新世、中更新世时，由于青藏高原比今日低2000～3000m，印度洋、太平洋的水气可以深入高原内部和中国西北地区，因而气候湿润。在高原上，柴达木和塔里木盆地，都存在着大面积的湖相沉积。晚更新世初，由于青藏高原和邻近高山的隆起，高原内部和西北地区气候变得愈加干冷，湖面愈来愈小。虽然山区、湖、海滨地貌区留下了气候交替变化的遗迹，但由于地面的长期剥蚀破坏，除了末次冰期以来的气候变化信息保存较好外，较老的气候变化遗迹在山地、丘陵区已成断片残简。近20年来，地学界已把研究重点转移到海洋沉积、湖泊沉积、黄土沉积、连续剖面沉积和冰岩芯等研究方面。丹什尕尔德等(W．Dansgaard等，1971，G．Robin，1977)，据格陵兰世纪营地1250m冰岩芯中的δ18O含量的变化建立了15万年以来的气候变化曲线，沙克勒顿和奥尔杜克(N．J．Shackleton and N．D．Opdyke1973，1976)，据太平洋的钻孔V28－239，岩芯的氧同位和古地磁记录把1．6百万年以来的气候变化曲线分为23个氧同位素阶段，奇数代表δ18O含量增多，与间冰期(间冰阶)相当，偶数与冰期(冰进阶段)相当。其中第1阶段相当于全新世冰后期(现代间冰期)，2、4阶段代表末次冰期的两个阶段，5阶段峰值为120000年前左右，相当于末次间冰期，第6阶段相当于倒数第2次冰期，更老的气候变化氧同位素阶段如何与大陆冰期相比，至今还无统一的看法。最近，对一个冰期旋回的时间尺度已有较多的研究，一般冰川旋回平均尺度为10．4万年，短的旋回约9万年，长的旋回为11．5万年(G．Kukla，1981)，这个周期变化与米兰科维奇研究的地球运动中的地轴倾斜、轨道偏心率和岁差变化所造成的地面气候冷暖变化周期相一致。中国黄土堆积厚度为世界之最，黄土－古土壤序列最多，成为大陆上研究气候变化最理想的场所，如洛川黄土剖面(130m厚)有18个古土壤组合。宝鸡黄土剖面(160m厚)有37个旋回(Din Zhongli，1991)。兰州九洲台黄土剖面(300m厚)有21个古土壤组合(陈发虎等，1991)。黄土－古土壤序列反应干旱少雨和温暖湿润的多次气候变化。都可以和深海沉积岩芯V28－238，V28－239的氧同素变化曲线相对应。目前对气候地貌多代性的研究，着重于晚更新世以来的地貌演化、地层对比与环境变迁的研究上。如八五期间中国自然科学基金重点项目中就包括，青藏高原北部15万年以来的自然环境变迁，15万年以来中国东海与干旱半干旱地区地层对比与环境变迁及晚更新世以来南极环境变化的研究。【参考文献】：1 中科院青藏高原综合科学考察队．青藏高原隆起的时代，幅度和形式问题．北京：科学出版社，1981．19～632 Frakes L A．Climates throughout geologieahime，1979，3193 周廷儒．古地理学．北京：北京师范大学出版社，1982．3424 杨怀仁主编．第四纪地质．北京：高等教育出版社，1987．4285 中国西部第四纪冰川与环境．北京：科学出版社，1991，15∶130(中国科学院兰州冰川冻土所郑本兴研究员撰；任炳辉审) |
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