一、冰川时代是什么时代

冰期地球表面覆盖有大规模冰川的地质时期，又称为冰川时期。两次冰期之间**相对温暖时期，称为间冰期。地球历史上曾发生过多次冰期，*近一次是第四纪冰期。

在地球发展史上有冰期的时间只占整个地球历史时期的10%左右，而绝大部分时间是处于温暖期。已被确认的大冰期有以下几次。

新太古代大冰期

是已知地球上*早的大冰期。以加拿大南部和美国大湖区西部的休伦群高干达组冰碛层为代表，该地层年代为距今27~23.5亿年前。另外，在南非、澳大利亚西部、印度都有这次冰期的产物。这次大冰期持续约4000万年。

前寒武纪大冰期

约距今9.5~6.15亿年前的一次影响广泛的大冰期。其遗迹除南**陆尚未发现外，世界各大陆的许多地方都有保存，并多被非冰川沉积岩层所隔开，表明该冰期是多阶段*的。*早发现于苏格兰、挪威，此后在中国、澳大利亚、非洲、格陵兰和北美相继发现。以挪威北部芬马克的冰碛岩为其代表。在中国则为震旦系底部带擦痕的南沱冰碛层，主要分布在长江中下游等处。

早古生代大冰期

发生在奥陶纪晚期至志留纪早期的大冰期。约距今4.6~4.4亿年前，有人认为可能延续到泥盆纪晚期（3.6亿年前）。其混碛岩见于法国、西班牙、加拿大、南美、北非及苏联新地岛。北非的冰碛岩露头*佳，并保存有若干冰川地貌的遗迹，如保存*好的冰壅构造、鼓丘、蛇形丘和砂楔等地形。

晚古生代大冰期

发生在石炭纪中期至二叠纪初期的一次冰期。当时全球气温普遍下降，形成大面积的冰盖与冰川，持续时间长达8000万年，是地球历史上影响*为深远的一次大冰期。见于印度、澳大利亚、南美、非洲及南**陆的边缘。澳大利亚东南部和塔斯马尼亚岛是这次大冰期冰川作用*强的地区。

晚新生代大冰期

是地球历史上*近的一次大冰期。自新第三纪出现冰期与间冰期交替，一直延续至今。早在渐新世南*就开始出现冰盖，中新世中期冰盖已具规模，是*早进入冰期的地区。第四纪初期的冰期环境波及全球，中期达到*盛，所以晚新生代大冰期主要指第四纪冰期。当时，北半球有两个大冰盖，即斯堪的纳维亚冰盖和北美劳伦冰盖。前者的南界到达北纬50°，后者达北纬38°附近。此外，在中、低纬的一些高山区还发育了山麓冰川或小冰帽。大约在8000~10000年前，全球又普遍转暖，大量冰川和冰盖消失或收缩，地球进入冰后期。但是，诸大陆的冰川和冰盖并未完全消失。

第四纪冰期

第四纪冰期的划分如下：

①世界的划分。1901~1909年德国A.彭克和E.布吕克纳陆续发表《冰川时期的阿尔卑斯山》（3卷），书中根据欧洲阿尔卑斯山北麓多瑙河上游几级砂砾阶地的发育，提出该山区有4次冰期和3次间冰期，由老到新分别命名为恭兹（Günz）、民德（Mindel）、里斯（Riss）和玉木（Würm）冰期，恭兹-民德、民德-里斯和里斯－玉木间冰期。后来，B·艾伯尔和I·谢弗又补充了较老的多瑙（Donau）冰期和更老的拜伯（Biber）冰期。几十年来，阿尔卑斯冰期系统广为流传，为世界许多地区所采用，并作为典型冰期模式与世界各地对比。

20世纪20年代，一些学者根据北欧斯堪的纳维亚冰盖边缘活动位置，将丹麦、荷兰、德国北部和波兰的终碛系列划出四次冰期和三次间冰期，自老到新为艾尔斯特（Elster）、萨勒（Saale）、瓦什（Warthe）、维塞尔（Weichsel）冰期，克罗默（Cromer）、霍尔斯坦（Holstein）和埃姆（Eem）间冰期。北美的冰期系列主要是按照北欧冰期划分方法确定的，根据冰碛物和终碛的位置划分出：维斯康辛、伊利诺安、堪山和内布拉斯加四个冰期及桑加蒙、雅莫斯和阿弗顿三个间冰期。世界其他一些地区也划分了本地区的第四纪冰期系列。后来，M·米兰科维奇建立的距今百万年以来太阳辐射变化曲线表明，至少可分出14~15个冰期轮回，即阿尔卑斯冰期系列中的每个冰期几乎都包含着2~3个冰期轮回。50年代发展起来的深海岩芯氧同位素研究，传统的阿尔卑斯冰期系统受到冲击，因为它不能完整地记录下气候与环境变化信息，相关的地层和地貌*易被曲解。而深海岩芯同位素可以相当完整地记录至今*为**的更新世气候与环境变化资料，几乎不受岩芯地理位置的影响，其连续*和在全球的广泛*都是惟一可以与其他气候地层学系统的可靠资料作对比和验证的。据太平洋深海岩芯18O记录，大约90万年以来可以划分出23个18O阶段和10个完整的冰川周期（由B期到K期），期间被11个终至界线（由Ⅰ至Ⅺ）所分开。在时间序列上可与阿尔卑斯冰期系统相对比。

黄土是陆地上广泛分布的更新世必层。自第四纪初就开始发育，几乎是连续沉积到今天。由于保存着完整的黄土-古土壤沉积序列、生物化石和气候信息，它是研究大陆第四纪环境变化的*理想的对象，同时还可以和深海沉积相对比。黄土大部分是冰期时的沉积物，在欧洲和北美多分布于古冰盖的外围。在冰盖退缩的间冰期里，气候湿润，发育了棕壤，形成黄土和棕壤交替沉积剖面，记录了冰期-间冰期的气候循环。欧洲的黄土-森林棕壤沉积层序可划分出若干沉积周期与亚周期，并可以与北欧冰期系列相对应。中国的黄土分布广，厚度可达410米。如今对陕西洛川剖面的研究表明，大约距今240万年以来，记录了11个古气候组，可与欧洲黄土沉积周期系列对比。其中距今90万年的黄土层序与海洋18O阶段1~23有较好的对应关系。

②中国的划分和表现形式。中国西部高山地区的冰期划分已为人们所**，以研究较好的喜马拉雅山珠穆朗玛峰区北坡为例，第四纪冰期划分为：a.依据希夏邦马峰北坡附近的老冰碛平台确立的早更新世的希夏邦马冰期。b.依据珠穆朗玛峰西侧聂聂雄拉高平台的冰水-冰碛沉积确立的中更新世的聂聂雄拉冰期。c.在绒布河谷中基隆寺附近的残破漂砾群及上游绒布寺的终碛垅分别代表晚更新世早期的基隆寺阶段和较晚期的绒布寺阶段，这两个阶段构成了晚更新世的珠穆朗玛冰期，也有的学者将这两个阶段划为两个**的冰期。

关于中国东部第四纪冰期的问题，仍在争论中。1944年，李四光以庐山为样板，将中国东部第四纪冰期由老到新划分出鄱阳、大姑、庐山冰期，再加上1937年H.von费师孟提出的末次冰期──大理冰期，建立了中国东部第四纪冰期系列。对此，一些中外学者一直持有不同意见。80年代初，施雅风等提出：除太白山、长白山主峰区及台湾中央山脉等海拔3500米以上的高山存在第四纪冰川遗迹外，长江中下游山地、广西桂林、湖北神农架、北京西山、东北大兴安岭等都缺乏可靠的古冰川证据；中国东部和西部在第四纪冰期时的表现形式是不一样的，东部地区不具备发育成山岳冰川的水、热和地形条件，只是处于一个气候较寒冷的时期，李四光所确认的东部古冰川遗迹实非冰川成因，如把泥石流堆积误认为冰碛物等；东部地区第四纪冰期系列，除大理冰期外，其他冰期均缺乏根据。

五段冰期

约24亿至21亿年前——休伦冰期

约8.5亿至6.35亿年前——成冰期

约4.5亿至4.2亿年前——奥陶纪

约3.6亿至2.6亿年前——石炭纪

约258万年前——第四纪冰期

二、冰河时代是什么年代

侏罗纪，约1亿9960万年前（误差值为60万年）到1亿4550万年前（误差值为400万年）冰河时代，冰期地球表面覆盖有大规模冰川的地质时期。

地球史上四大冰河时期：卡鲁冰期、安第萨哈拉冰期、瓦兰吉尔冰期、休伦冰期；冰期内部的冷暖交替的时段，分别称为冰段（或称作副冰期、冰阶）与间冰段（或称作间冰阶）。时间尺度是数万年。

概念简述

具有强烈冰川作用的地史时期。又称冰川期。冰期有广义和狭义之分，广义的冰期又称大冰期，狭义的冰期是指比大冰期低一层次的冰期。大冰期是指地球上气候寒冷，*地冰盖增厚、广布，中、低纬度地区有时也有强烈冰川作用的地质时期。

大冰期中气候较寒冷的时期称冰期，较温暖的时期称间冰期。大冰期、冰期和间冰期都是依据气候划分的地质时间单位。大冰期的持续时间相当于地质年代单位的世或大于世，两个大冰期之间的时间间隔可以是几个亿，有人根据统计资料认为，大冰期的出现有1.50亿年的周期。

三、地质历史时期的冰期

在距今3Ga以来的地质历史中，地球上发育了多个冰期和间冰期（图9-4）。其中，太古宙的冰川**沉积记录稀缺，而新元古代以来的沉积记录则为各期冰川**的研究提供了很好的资料。

图9-4地球历史中的冰期及其与超大陆汇聚与解体阶段的关系示意图

（据Eyles，2008）

1.太古宙冰期（距今约4～2.5Ga）

地质记录的冰川作用发生在距今2.9～2.8Ga左右，且局限于非洲南部。由于冰川作用的沉积地质记录很少，现有证据可能仅代表了短暂的局部冰川作用，而难以严格地界定一个冰期。由于资料的严重缺乏，针对太古宙的气候模拟甚至得出了完全相反的结论。一种认为一个“热温室”支配了太古宙和元古宙大部分时间，并阻碍了大范围冰川作用的发生（Kasting，1987，Kramers，2002）。而另一种观点认为，太古宙比现代更冷，因为当时年轻的太阳只释放出比出现在低25%～30%的热量。然而，尽管关于地球早期气候的*质还存在争论，但地球冰川地质记录开始于距今3Ga之后这一事实与毫无争议的微生物证据和生成氧气的光合作用的开始时间高度一致（Noffke et al.，2006；Ono et al.，2006）。南非的Mozaan群记录了太古宙（～2.9Ga）的冰川作用（Young et al.，1998），它形成于Kaapvaal克拉通南部被动大陆边缘，主要由厚5000 m的海相沉积组成，厚达80多米的杂岩位于靠近顶部的Odwaleni组中。

2.古元古代冰期（距今约2.4Ga）

加拿大安大略古元古代休伦统（Huronian）超群（劳伦西亚大陆南部省的一部分）记录了距今约2.4Ga的冰川作用，这是*为大家所*知的*早冰期。在南非（Kalahari克拉通）和北美的波罗的地盾（Karelia克拉通的芬兰段）也有相关地层记录，但体积略小，出露程度也稍差。其他冰海成因杂砾岩（Makganyene组）出现在南非Griqualand West盆地约2400Ma的Transvaal超群中。Kirschvink et al.（2000）和Melezhik et al.（2005）认为休伦统及其他沉积地层记录了发生在低至中纬度的一次或多次“全球冰川作用”。以地球动力学角度来说，古元古代冰川作用发生在劳伦西亚大陆以波罗的古陆中分离的超大陆（Kenorland）早期裂陷阶段，时间约2.1Ga（图9-4）。休伦统厚度至少12km，可分四个构造地层层序，其中以位于Cobalt群底部的Gowganda组（厚达1.7km）*为**。据Kopp et al.（2005）和Kasting＆Howard（2006）推断，太古宙和古元古代的冰川作用是由大气中氧浓度的升高抵消了富甲烷大气的温室升温效应而引发的。

3.新元古代冰期（距今0·75Ga～545Ma）

新元古代沉积岩的地层学、同位素年代学和地球化学研究指示，新元古代时期发育至少四次成规模的冰川**，由老到新分别称为：Kaigas冰期，Sturtian冰期，Marinoan冰期和Gaskiers冰期（图9-4，图9-5）。它们是根据主要地层所在地命名的，其中Kaigas冰期是根据Kalahari克拉通地区Sturtian冰期之下的冰期沉积地层命名的，而Sturtian和Marinoan冰期是根据澳大利亚地区的冰期沉积地层命名的，Gaskiers冰期主要发育于纽芬兰地区。由于新元古代冰成地层的时代多是采用间接方法推断而来，因此对每个冰期的具体年龄也有较大争议。就现在的同位素年龄数据和地质地球化学记录来看，新元古代Marinoan冰期和Sturtian冰期的年龄时限基本上可以达成共识，即分别为651～635Ma和718～660Ma。而Kaigas冰期和Gaskiers冰期的期次和时限的分歧较大，初步推测分别为757～741Ma和583.7～582.1Ma（赵AA，2011）。

图9-5罗迪尼亚大陆解体与新元古代冰期示意图（超大陆的**古纬度位置未知且争议很大）

（据Eyles，2008）

A—阿拉伯半岛；Aus—澳大利亚；EAnt—东南*洲；Gr/Scan—格陵兰/斯堪的纳维亚；Laurentia—劳伦；In—印度；NCB—华北板块；NWA—西北非洲；SCB—华南板块；T—塔里木；Congo—刚果；Amazonia—亚马孙

（1）Kaigas冰期

Kaigas冰期原来被认为属于Sturtian冰期早期发育的冰川**（Frimmel et al.，1996；Borg et al.，2003）。现在人们发现，澳大利亚及劳伦西亚大陆所覆盖地区的Sturtian冰期及其相当地层的年龄比原来想象的年龄要老（Kendall et al.，2006），而且南非Kalahari克拉通上的Kaigas冰期沉积没有立即被Sturtian冰期沉积所覆盖（Frimmel et al.，1996），由此确定Sturtian冰期之前应该还存在一个冰期。

赞比亚西北部Kundelungu群广泛发育块状的冰期沉积物，厚度超过100m（Key et al.，2001）。沉积物中发育厚层的粒序层理，由砾岩逐渐过渡到粉砂岩。碎屑颗粒分选差，粒径变化大，形状也不均一，杂乱堆积。碎屑成分主要包括石英脉、石英岩（具有不同的Fe含量）、燧石、花岗岩、花岗片麻岩、糜棱岩、镁铁质火山岩、辉绿岩，以及无法识别原来岩*的风化程度较高、含铁质的碎屑。该层冰碛岩之下Mwashia群火山熔岩中锆石的U-Pb年龄是765±5Ma和763±6Ma，而冰碛岩之上Katanga超群中与冰期沉积物紧密接触的变质火山岩中锆石的U-Pb年龄是735±5Ma，这指示了Kundelungu冰期应该发生在距今约765～735Ma之间（Key et al.，2001）。

纳米比亚北部地区穿透Kaigas冰碛岩下伏地层中正长岩的锆石U-Pb年龄是757±1Ma，而其西南部Gariep造山带地区PortNolloth Group中较老的冰碛岩之下长英质火山岩中锆石的U-Pb年龄为751.9±5.5Ma，这指示了该地区Kaigas冰期的*大年龄（Hoffman et al.，1994；Borg et al.，2003）。Kaigas冰碛岩之上Rosh Pinah变质流纹岩中锆石的U-Pb年龄是741±6Ma，代表了Kaigas冰期的*小年龄（Frimmel et al.，1996）。所以Kaigas冰期的年龄可能为757～741Ma。

（2）Sturtian冰期

Sturtian冰期的分布范围可能较广，但是典型的Sturtian冰期沉积仅发育在纳米比亚北部、澳大利亚南部和加拿大西北部等地区。其他地区，如纳米比亚南部、中国南部、阿巴拉契亚山东部、阿曼和蒙古等地区也可能有Sturtian冰期沉积岩。

Sturtian冰期的期次和时限现在仍存在较大争议（Hoffman＆Li，2009；Xu et al.，2009）。南非纳米比亚地区Chuos组冰碛岩之下Naawpoort火山岩锆石的U-Pb年龄为746±2Ma（Hoffman et al.，1996），但是该火山岩距冰碛岩700m，因此不能作为Sturtian冰期的*大年龄。加拿大西北部Rapitan群中冰期沉积物之下Mount Berg组的花岗质碎屑岩中，锆石的U-Pb年龄是755±18Ma（Ross＆Villeneuve，1997），指示了Sturtian冰期的下限年龄小于755±18Ma；而下部岩墙中锆石的U-Pb年龄是716.5±0.2Ma（Macdonald et al.，2010）。加拿大西北部MountHarper群上部冰碛岩之下D段火山杂岩中锆石的U-Pb年龄是717.43±0.14Ma（Macdonald et al，2010）。由于该段火山杂岩之下没有再出现冰期沉积，因此717.43±0.14Ma这个年龄应该是低纬度Sturtian冰期的*大年龄。

美国Pocatello南部Porteuf Narrow地区Pocatello组Scout Mountain段的上冰碛岩中斑状流纹岩的岩浆锆石U-Pb年龄是717±4Ma（Fanning＆Link，2004）。加拿大西北部的Mount Harper上部冰碛岩内部含有角砾状凝灰岩，其锆石的U-Pb年龄是716.47±0.24Ma（Macdonald et al.，2010）。阿曼北部Sultanate地区Huqf超群中Ghubrah冰碛岩夹凝灰质杂砂岩，其中所含的碎屑锆石的U-Pb年龄是723＋16/-10Ma（Braiser et al.，2000），同一层位的锆石后来获得的更**U-Pb年龄是711.5±0.3Ma和711.8±1.6Ma（Allen et al.，2002；Bowring et al.，2007）。劳伦西亚大陆可与Yukon的Hyland群进行对比的长英质火山碎屑岩中，锆石的U-Pb年龄是688.6＋9.5/-6.2Ma（Ferri et al.，1999）。如果这些地区的冰碛岩沉积都属于Sturtian冰期，则冰碛岩中不一致的火山灰或熔岩年龄，说明不同地区Sturtian冰期开始和结束的时间可能存在差异*。不过，也可能是Sturtian冰期本身就包含了若干个小冰期组成的旋回沉积，这些小旋回开始和结束的时间存在差异。

美国爱达荷州中部Edwardsburg组杂砾岩之下、基底（Big Creek群）之上流纹岩中锆石的U-Pb年龄是699±3 Ma（Evans et al.，1997），爱达荷州南部Pocatello距Scout Mountain段冰期沉积杂砾岩顶部帽碳酸盐岩之上20m，但第二层似帽碳酸盐岩之下的再沉积凝灰岩层中锆石的U-Pb年龄667±5Ma（Fanning＆Link，2004），这应该是Sturtian冰期结束的*晚年龄，即670Ma左右可能是这次冰期的上限年龄。

（3）Marinoan冰期

Marinoan冰期分布范围很广，几乎在全球都有分布（Kennedy et al.，1998）。冰期沉积的厚度分布不均，在某些地区甚至呈多层分布，而有的地区缺失。

中国华南地区发育完整的Marinoan冰期沉积，一般称之为“南沱组”，在皖南地区也称为“雷公坞组”。华南地区南沱组冰期沉积物排列杂乱，无定向分选，大小混杂、形态多样。磨圆*差，多数未经磨圆；而且富黏土杂基，多为杂基支撑。砾石常见磨光面、“丁”字痕、压坑。尤其以略具定向的“丁”字形擦痕为*典型。沉积物中的细粒部分在压缩流动过程中发生脆*变形。沉积物中长石含量较高，为20%～50%，而且表面干净、新鲜、棱角状，未受风化、蚀变、磨蚀，这也是冰川发育区因气候寒冷、干旱，少化学风化和磨蚀，并快速堆积埋藏的结果。

中国湖北的吉首地区紧邻南沱组冰期沉积的湘锰组（长安组）凝灰岩层中锆石的年龄为654.5±3.8Ma（Zhang et al.，2008），这与贵州东部地区铁丝坳和南沱组冰期沉积之间的大塘坡组夹的凝灰岩层的年龄663±4Ma（Zhou et al.，2004）是一致的，它们限定了Marinoan冰期的*大年龄。

加拿大西部劳伦西亚地区Windermere超群中MountVreelan组冰期地层被Old FortPoint（OFP）组黑色页岩覆盖，黑色页岩的全岩Re-Os年龄是607.8±4.7Ma（Kendall et al.，2004）。加拿大东北部纽芬兰的Avalon半岛和劳伦西亚的Scotland地区Marinaon冰期之后的火山岩中，锆石的年龄分别为606±3Ma和601±4Ma（Dempster et al.，2002）。澳大利亚中部Amadeus盆地Aralka组中富含有机质的黑色页岩全岩的Re-Os年龄是592±14Ma（Schaefer＆Burgess，2003），而Kendall et al.（2006）认为这个年龄是不正确的，他们重新测得的年龄是657.2±5.4Ma。由于Aralka组之上的Olympic组被认为属于Marinoan冰期沉积（Bowring et al.，2003），所以Marinoan冰期应该晚于657.2±5.4Ma。纳米比亚的Ghaub组为Marinoan海相冰期沉积的产物，其顶部的薄层长英质火山灰接近杂砾岩的顶部，其中的锆石U-Pb年龄为635.5±1.2Ma（Hoffmann et al.，2004），直接限制了Marinoan冰期的结束时间。

（4）Gaskiers冰期

Gaskiers冰期的分布范围比Sturtian和Marinoan冰期小得多，但这次冰期对全球气候的变化和生物的演化也有很重要的影响。典型的Gaskiers冰期沉积一般发育在纽芬兰东部、阿巴拉契亚Viginian地区、挪威北部地区。纽芬兰东部Gaskiers冰期沉积地层的年龄为580Ma（Bowring et al.，2003），毫无疑问，代表了Marinoan冰期后的沉积。

美国马萨诸塞州东部波士顿盆地Squantum段冰碛岩所含的熔结凝灰岩中锆石的U-Pb年龄是595.2±2Ma（Thomoson＆Bowring，2000）。澳大利亚塔斯马尼亚西北部Corles Hill冰期沉积物之下Togari群流纹英安岩中锆石的U-Pb年龄是582.1±4.1Ma，而澳大利亚国王岛（King Island）的Grassy群中一个侵入Elatina组冰碛岩（Cottons角砾岩）、帽碳酸盐岩和后期页岩的Grassy群岩墙，其中的锆石U-Pb年龄为574.7±3.0Ma（Calver et al.，2004），Cottons角砾岩在层位上与Elatina冰期沉积层相当，而Croles Hill冰期沉积与Cottons角砾岩相当（Calver，2000）。因此，澳大利亚地区582.1±4.1Ma和574.7±3.0Ma可以作为Gaskiers冰期的上下限年龄，比波士顿盆地内的冰期沉积时间稍晚。加拿大的纽芬兰Avalon半岛中东部Gaskiers组杂砾岩内部和上部凝灰岩层中的锆石U-Pb年龄为582.1±0.5和583.7±0.5Ma（Bowring et al.，2003；Hoffman＆Li，2009），这两个年龄直接限定了Gaskiers冰期的起止年龄。这说明了Gaskier冰期的持续时间*长不超过2.6Ma。Hoffman＆Li（2009）认为在如此短的时间内，大气中的CO2不可能积累到使全球冰川溶融的程度。而且现在也没有证据证明其他古大陆上也发育Gaskiers同冰期沉积。所以，Gaskiers冰期应该属于纽芬兰地区的区域*冰川，其上下限年龄为582.1和583.7Ma。这次冰川属于大陆型冰川，分布范围十分局限，与Kaigas冰期类似，可能只是山岳冰川或形成于小盆地中的冰盖，并不能代表全球*的冰川**。

4.晚古生代Saharan冰期（距今约440Ma）

罗迪尼亚大陆解体后，北非克拉通在南*圈内向北侧移。北非虽然处于高纬度地区，但直到奥陶纪末，才有冰川地质证录出现。这种明显缺乏长期冰盖存在的事实，可能仅仅反映了老的冰成地层已经被剥蚀掉或者本来就没有保存下来。实际上，有人提出北非存在一个长达10Ma的冰川**，其开始时间远早于奥陶纪并一直延续到志留纪（Grahn＆Caputo，1992；Caputo，1998；Saltzman＆Young，2005）。有人认为非洲南部冰川是单独存在的（Young et al.，2004），但也有人认为它是连续的“泛非冰原（Pan-African IceSheet）”的一部分，一直延伸超过南纬60°。其他晚古生代冰川位于冈瓦纳大陆的原安第斯（ProtoAndean）活动边缘，即现今的秘鲁-玻利维亚地区（图9-6）。

晚奥陶世冰川沉积厚度较薄（＜200m），以粗粒为主，明显不整合于水道沉积之上。Beuf et al.（1971），Trompette（1973）和Vaslet（1990）在其中识别出了代表大陆冰川和寒冷气候的地貌，如蛇形丘、冰碛石、冰丘、冰缘多边形构造、冰核丘以及冰下和冰前融水形成的水道等。Moreau et al.（2005）根据岩石中发育的多种层面构造，绘制了记录冰川以冈瓦纳大陆内部高地向边缘流动的流线图。

图9-6早奥陶世和晚奥陶世Saharan冰期的古地理

（据Eyles，2008）

5.晚泥盆世冰期（距今约374Ma）

晚奥陶世Saharan冰期之后的1Ma间，冈瓦纳大陆仍处于*地高纬度位置，但却没有冰川发育，直到约距今350Ma的晚古生代冈瓦纳冰期才开始。

沿南非板块活动边缘发生的冷却隆起**导致了短暂的晚泥盆世冰期，冰川覆盖了现今玻利维亚和巴西部分地区（Caputo，1998；Isaacson et al.，1999）。Kaiser et al.（2006）认为晚泥盆世冰川体积与第四纪冰川体积类似。穿越弗拉斯阶-法门阶界线的3～4℃的冷却**，与板块碰撞过程中发生的风化作用所引起的CO2损耗有关。这次碰撞造成了“显生宙*大的生物圈危机之一”（Averbuch et al.，2005）。古生物学家认为远离陆棚的水深变化与泥盆纪冰川的生长和消融有关，但他们没有考虑其他因素对水深变化的影响。

6.晚古生代冈瓦纳冰期（距今约350～250Ma）

图9-7石炭-二叠纪冈瓦纳冰期冰的生长阶段

（据Eyles，2008）

距今350Ma后，大型冰原在印度、南美、非洲南部、澳大利亚和南*洲形成（Crowell，1999；Veevers，2004）（图9-7）。冰川的形成与生长受南半球高古纬度地区的广泛抬升的直接响应，这些抬升由冈瓦纳大陆与劳亚大陆碰撞所引起，时间上处于中石炭世华力西至晚石炭阿莱干尼（Alleghenian）期间。与冰川有关的海相沉积岩中油气的存在，促使人们对冈瓦纳冰期沉积物进行深入研究，以而获得了大量钻井、地震等地下资料。总体上说，冰下冰碛岩、冰川侵蚀以及冰床表面擦痕等晚古生代大陆冰川作用证据在局部地区是非常明显的（如非洲南部），但以整个冈瓦纳大陆来看，这些冰川作用的地质证据却很稀少。在澳大利亚南部的库伯（Cooper）内克拉通盆地发育有很厚的冰湖相、冰河相和风成相沉积层序。在南美，海洋冰川（及部分大陆冰川）地层形成于沿会聚型板块边缘分布的弧前盆地（如Tarjia盆地）和一些大小不等的克拉通内部盆地（如Parana盆地）。在非洲南部的Karoo弧后前陆盆地和非洲中部的内克拉通裂谷盆地，发育受冰川作用影响的海相和半咸水沉积。在西澳大利亚板块西部拉张边缘的几个裂谷盆地中，堆积有巨厚的（2～5km）形成于寒冷气候条件下的含烃海相地层。

对于冈瓦纳冰期来说，*大的问题是，如何理解在晚奥陶世至石炭纪长达近100Ma的时间内，地球*地的大块陆地上没有明显的冰川存在。

7.新生代冰期（距今＜55Ma）

大约在55Ma的古新世-始新世*热（Thermal Maximum）**之后，地球开始冷却（图9-8），一系列构造****影响了冰川的形成。此阶段的地球动力学大背景是盘古大陆的解体、漂离和大型陆块向北方更高纬度地区运动。40Ma前的北*重大冷却**与南*洲冰川的首次出现时间大体一致。

图9-8距今55Ma后的晚新生代冰期

（据Eyles，2008）

在地球两*，南*地区的冰川作用发生在距今约44Ma，环北*地区的冰川作用开始于距今45Ma（Moran et al.，2006）至距今约38～30Ma（Eldrett et al.，2007）。南*新生代冰川可能沿南*西部裂谷系（West Antarctic Rift System）开始形成，它是地球上面积*大的高位伸展地壳之一，其大小可与东非裂谷系相比拟。按照DeConto＆Pollard（2003）的观点，浅水碳酸盐岩风化引起CO2浓度降低，促进了40Ma前开始的南*冰川的形成。到目前为止，*为广泛接受的模型是，北半球直到距今14Ma（Cecil＆Edgar，2003）才形成大陆冰川。

晚始新世至渐新世沉积物中丰富的冰筏碎屑反映出在东格陵兰有孤立的崩裂冰山存在，这表明距今约45Ma时北*有一次重大的冷却**（Eldrett et al.，2007）。之后的环北*冰川形成于中中新世过渡期，正好处于南*冰盖的主要膨胀期（Shevenell et al.，2004）。北冰洋的冰筏碎屑在距今14Ma时大量增加，标志着格陵兰冰川作用的开始，并一直持续到距今约5Ma上新世早期的一次**的*热**为止（温度上升高达10℃）（Ballantyne et al.，2006）。距今3Ma时，北欧和北美的冰盖开始有消有长，气温下降，结束了升温阶段。

在北大西洋地区，在始新世之后全球变冷的大背景下，区域*抬升（包括环北大西洋高原的整体抬升）可能是促使长年*雪原形成和保持的一个主要因素，*终在距今3.5Ma之后形成受米兰科维奇旋回支配的冰盖。在斯堪的纳维亚，上升的海洋夷平面（Marine Planation Surfaces）记录了沿挪威大陆边缘的抬升**，它们与滨外不整合和冰川沉积物的输入可**对比（Hendriks＆Andriessen，2002；Huuse，2002；Hinderer＆Einsele，2002；Stoker，2002）。

在西北太平洋地区，北美板块与Yakutat地块在5Ma后发生碰撞，加速了沿阿拉斯加湾边缘的快速抬升，形成了北美**的山脉（Chugach-St.Elias），在北太平洋引发了冰川作用（Haug et al.，2005），同时伴随着大量冰成沉积物输入到阿拉斯加湾盆地，形成厚度超过5km的Yakataga组（Lagoe et al.，1993）。这些沿岸高地的所产生的障壁作用，引起北美北部内陆气温下降，形成**冻土，并*终于距今3Ma后在北冰洋形成海洋冰盖（White et al.，1997；Westgate2003）。

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