第四纪环境研究的许多证据都明显地反映出第四纪期间气候的冷、暖变化是全球性的。C。Emiliani等人和W。Dansgaard等人分别根据深海沉积和格陵兰北部冰层氧同位素测定中反映的气候波动曲线，与M。Milankovitsch的理论推算得到的太阳辐射变化曲线之间的显著相关性，使中、晚更新世以来气候变化的天文成因说得到广泛的支持。在中国，第四纪研究取得了举世瞩目的成就。黄土-古土壤系列的深入研究不但进一步证实了全球第四纪冷、暖变化的现象，而且还为阐述第四纪期间地球表层活动过程提供了大量的详细信息（刘东生、李吉均等，1985年）。广阔雄伟的青藏高原以及高原周边地区的强烈新构造运动的探讨，使得第四纪环境变迁的研究中，在气候的全球性冷、暖波动的背景下，又叠加进了新构造运动导致地壳抬升所引起的变化成分（李吉均等，1987年）。高原抬升所产生的气候意义在于通过对大气的热力和动力作用，使东亚和我国西北内陆的气候受到明显的影响（李吉均，1985年；赵其蕴等，1962等）。已经证明，中国第四纪的气候不但存在着冰（冷）期、间冰（暖）期交替的演变规律，而且其变化的机理、过程和形成更为复杂。尤其是地处中、低纬度地带的中国东南部地区，由于该地区上空的大气环流本身具有季节性的变化特征，而在全球冷、暖变化过程中又加进了由于太阳辐射改变导致的行星风系调整，因此，就使得这一地区的第四纪环境变迁具有更加复杂的表现。据此，首先探明小江流域第四纪环境演变过程中冰（冷）期和间冰（暖）期的自然环境概况，对于正确理解该地区的第四纪环境和泥石流活动是十分必要的。小江流域的现代自然环境概况已在第二章中叙及，它大致可以概略地代表该地区的间冰（暖）期环境特征。下面主要讨论冰（冷）期的自然环境概况。
冰期气候的探索与复原，以晚更新世末次冰期盛冰期阶段的气候状况研究得较为透彻。CLIMAP运用计算机模拟盛冰期时的气候状况，得出冰期期间由于全球气温降低，导致水分蒸发量较现代减少约15%，平均降雨量减少约14%，而北半球在冰期中降水量的平均减少率可达20%，在东南亚地区，现代分布于印度洋赤道附近的降水带在冰期中南移至南纬10°。从1.8×104a B。P。伴随着全球气温的降低，北半球冰期气候变化的最显著特征是低纬度气候带的分布范围收缩，高纬度气候带扩张南侵，而中纬度气候带是被迫南移。世界各地气候变化的主要现象是在地球温度降低的总背景上，随着低纬度和高纬度行星风带势力和分布范围的调整，中纬度行星风带大幅度南移的形势下所表现出来的气温和降水量的改变。我国地学科学工作者在青藏高原东南缘的第四纪冰川研究中，根据古冰川平衡线的布局结构同现代冰川物质平衡线的分布形势相一致的现象，指出倒数第二次冰期和末次冰期中的大气环流形势没有大的变化（李吉均等，1985年），随着冰期的来临，气温的降低，西风带的南移，绕青藏高原南侧的南支西风激流因此而终年存在，只是在夏季时节，该激流的势力有所减弱，其当时的大气环流形势。
小江流域位于云南高原东北部，地处北纬25°45′～26°35′，其纬度位置正好位于北回归线附近。冰期中北半球的西风带扩展南移，青藏高原南侧的南支西风激流终年存在。冬季，该激流势力强盛并且干燥寒冷，控制小江流域上空时，致使天气干冷少雨；夏季，随着西风气流的北移，绕青藏高原南侧的南支西风激流势力有所收敛减弱，但仍然维持在云南高原的中北部一带。由于小江流域在夏季正处于热赤道附近，近于直射的阳光使地面增温显著，空气受热上升明显，有利于诱导南部暖湿气流的深入，恰逢此时，南部洋面生成的湿润西南气流由南向北推进至云南高原中部一线（张兰生，1984年），与南支西风激流辐合形成锋面，产生冰期气候中的主要降雨过程。小江流域正好位于锋面位置的北侧，冰期中夏半年的雨季时节仍有一定的降雨，只是因当时的西南季风较现代为弱，降雨量较现代有所减少而已。
一、冰期气候温度、雨量的计算公式
如果某一地区的地理位置、下垫面性质、地形地势与大气环流形势没有发生根本性的变化，那么，这个地区上空的大气层结和降雨量随高度增加而变化的规律就应该具有相同的特征。自中更新世末期以来，小江流域的地理位置和下垫面性质没有发生变化，地形地貌已与现代的状况基本相似，地势高程经推测仅比现代高度稍低约300m左右，而大气环流形势，正如上面所述，没有发生大的变化，因此，我们就可以利用小江流域现代气候现象中某些天气要素之间的相互关系，结合已经获得的古气候信息，进而据此对冰期气候的温度和雨量状况进行推算。
根据小江流域现代气候资料中有关气温、降雨量的分布情况，采用最小二乘法求得气温和降水量随高度变化的相关公式：
Ta=28.2-65.55×10-3H，（1）
Ts=32.97-6.70×10-3H，（2）
Tw=20.4-5.70×10-3H，（3）
Wa=370.85+0.309H。（4）
（Ta、T s、T w：年平均气温，6～8月平均气温，12～2月平均气温，℃；Wa：年降雨量，mm；H：海拔高程，m。）
上述4式中，（1）、（2）、（3）三式分别为年平均气温，6～8月平均气温和12～2月平均气温随高度增加而降低的相关公式，其相关系数（r）分别为-0.988、-0.985和-0.96.（4）式为年降雨量随高度增加而发生变化的相关公式，其相关系数（r）等于0.849.
在冰期气温降低的基础上，冰期气候变化最显著的特征是水平气候带的南移（北半球）和山地垂直气候带的降低。这种现象在我国大陆东部山地表现得尤为明显。对于山区而言，冰期中山地冰川的平衡线下降，即显示着山地垂直气候带的降低，据此，我们对上述（1）、（2）、（3）三式引入冰期中冰川平衡线的下降高度（h），由于气温随高度的增加而减小，呈负相关，故需在现代气温随高度变化的相关公式中加入冰川平衡线的下降数值（h），由此得到冰期中气候带（气温）随高度变化的相关公式：
Tga=28.2-6.55×10-3（H+h），（5）
Tgs=32.97-6.70×10-3（H+h），（6）
Tgw=20.4-5.70×10-3（H+h）。（7）
（Tga、Tgs、Tgw：分别为冰期中的年平均气温，6～8月平均气温，12～2月平均气温，℃；H：海拔高程，m；h：冰川物质平衡线下降值，m。）
对于（4）式，因小江流域内的降雨量是随着高度的增加而增多，呈正相关，故需在现代降水量随高度变化的相关公式中减去冰期中冰川平衡线的下降幅度，于是得到冰期气候中降水量随高度变化的相关公式（8）：
Wga=370.85+0.309（H-h）。（8）
（Wga：冰期中的年降雨量；H：海拔高度，m；h：冰川物质平衡线下降高度，m。）
二、冰期气温、年雨量公式的可靠性检验
由上述（5）、（6）、（7）、（8）四式推算小江流域在晚第四纪冰期中的气温、雨量值是否符合当时的实际情况，这就需要利用目前掌握的古环境信息对此进行可靠性检验。为此，我们计算了海拔2100m高程上末次冰期中盛冰期阶段的气温和年雨量值。
经公式（5）、（6）、（7）、（8）推算的盛冰期中小江流域海拔2100m处的气候状况已经是属于山地寒温带气候区的边缘地带，其自然环境应相似于山地暗针叶林景观，这同小江流域以东约150km的黔西盘县发现的晚更新世期间暗针叶林分布于海拔2150m的地带所反映的冰期气候状况相一致。从盛冰期气温变化同现代气温的比较来看，盛冰期中年平均气温较现代低6.3℃，夏季（6～8月）平均气温降低6.4℃，冬季（12～2月）平均气温降低5.4℃，年降雨总量为757mm，较现在同一海拔高度上的年降雨量减少293mm，减少率达26%。上述数值中，气温降低的幅度同我国学者所推算的数量相一致，但在降雨量的减少率上却有较大的差距。在“中国大陆晚更新世最后冰期年降雨量与现代年降雨量比率”的分布图中，末次冰期年降雨量的减少率在小江流域的位置已达50%～60%。根据冰期时夏季风北上至云南高原中部一线并停滞在这一位置的情形来看，估计云南高原面上冰期降雨减少50%～60%的量是偏大了。由公式（8）推算的结果是，盛冰期中，海拔2100m处的年降雨量为726mm，较现代同一高程的年雨量减少29%，这一雨量同黔西盘县海拔2100m处的暗针叶林所需的水分状况是较为符合的，也同目前青藏高原东南侧暗针叶林的生长环境条件相一致。
上面仅仅引用了黔西盘县晚更新世古植被概貌对云南北部冰期环境特征进行了检验，在下面一节中，我们还将结合冰期环境的探讨，进一步引用小江流域周围的古环境信息对此加以验证。
三、冰湖环境
为便于冰期环境的叙述，有利于对冰期环境变化状况的了解，下面首先就小江流域的现代自然环境概貌作一简述。
1.现代自然环境概貌
小江流域地处的纬度位置为：北纬25°45′～26°35′，在自然区划中属中亚热带常绿阔叶林-红壤地带。受大气环流季节变换的影响，流域内气候的季风现象非常突出，在一年之中，降雨量的季节分配极不均匀，干湿季节十分分明，每年5～10月雨季期间，西南季风盛行，降雨充沛，气候湿热；而在11月至次年4月的旱季期间，从青藏高原南侧经中亚、印巴半岛等干暖地区而来的南支西风激流控制本区，由于该激流下层气流干暖，因而致使冬季气候干燥少雨，天气晴朗暖和。受地壳构造抬升，河流深切侵蚀，流域内山高谷深，地势起伏巨大，导致气候要素的垂直分异现象明显，自然环境的垂直带谱清晰，从河谷之中海拔1000m的谷底至海拔4000m的山区，气候要素中温度和年雨量的分布情况，其间分布着5个不同的自然景观带。
海拔1500m以下，中亚热带半干旱气候稀树灌木草丛-红壤地带（河谷地区）；
海拔1500～1900m，北亚热带半湿润气候常绿阔叶林与暖性针叶林混交林-红壤地带；
海拔1900～2600m，暖温带湿润气候针阔叶混交林-红棕壤地带；
海拔2600～3700m，温带湿润气候针叶林与湿润阔叶混交林-暗棕壤地带；
海拔3700m以上，寒温带高山灌丛与草甸-草甸土地带。目前，小江流域内各垂直地带的自然过程不同，自然景观各异。旱季时节，海拔3500m以上的高山地带气候寒冷，地面融冰作用盛行；海拔2000m上下的中山地带气候温凉，以云南松（Pi。aus yunnantensis）和滇青冈（Cydobalanopsis yunnantensis）为主要建群种的针阔叶混交林仍然苍绿；在海拔1000m左右的半干旱河谷地带，这里却是气候温和，空气干燥，降水稀少。至雨季时节，随着气温回升，雨季的来临，高山地带的气候渐转凉爽，以云南蒿草（Kobresia yunnantensis）和高山蒿草（Kobresia pgymean）为主要建群种的高山草甸生长茂盛，而且在草甸之上还散布有以高山柏为主的低矮灌丛；海拔2000m左右的中山地带这时的气候温热，亚热带常绿阔叶林和针阔叶林在这里生长茂密，而在海拔1000m左右的河谷地带却是气候炎热，仅有疏林灌草和干热河谷灌丛能在此生长良好，呈现出一幅南亚热带半干旱的自然环境景观。
2.末次冰期环境
冰期环境形势已在上一节中有所述及。从所述环流形势的季节变换情况来看，冰期气候中的降雨过程是由西南湿润气流北上所形成，因此年降雨量更加集中于夏季时节，而在冰期期间的冬季，因全球平均气温下降，冬季风势力增强，致使冬季气候较现代更加干燥寒冷。根据末次冰期盛冰期阶段冰川平衡线下降950m的幅度，利用公式（5）、（6）、（7）、（8）求出小江流域内各垂直气候带分布边界的海拔高度及其相关的气温和年雨量。
盛冰期阶段，小江流域内分布着4个垂直自然带，其分布高程如下：
海拔1900m以下，北亚热带半干旱气候区；
拔1900～2300m，暖温带半湿润气候区；
海拔2300～3100m，寒温带湿润气候区；
海拔3100m以上，为寒冷带湿润气候区。
盛冰期期间，海拔3100m以上的山地已属寒冷气候区，根据该区内同期冰川地貌的分布情况，得知当时该区的绝大部分地面为冰川所占据，冰川的平衡线高度为海拔3750m，冰舌下滑至海拔3300m的位置。在海拔3300～3100m之间为近冰川沉积区，其冰水沉积物经后期寒冻作用改造现已呈融冻泥流舌的形状，从盛冰期阶段寒冷带内的降雨情况来看，尽管降雨量较现代寒冷带中的降雨量减少35%，但盛冰期中，小江流域的寒冷带内仍有1000mm左右的降水量。目前，该区内末次冰期中形成的巨大冰斗、高耸的侧碛堤等冰川地貌显示出，这些地貌的形成确实是由山地暖冰川所为，因此，末次冰期中盛冰期阶段小江流域的冰川区内年降雨量在1000mm以上是同现存的该期冰川地貌形成所需的营力状况相符合的；海拔3100～2300m之间在当时为寒温带气候区，其分布位置较现代的寒温带气候区分布范围平均降低了900m，当时该区内降雨量840～1000mm，约为现代相同气候带降雨量的65%，当时的该温度带内，在植被稀少的地面寒冻作用强烈，目前在海拔3000m上下的坡边崖壁之处，仍可看见许多当时冻融作用形成的直立石柱；海拔2300～1900m之间在当时为暖温带气候区，云南高原面也处于这一温度带之中，该气候区内年降雨量750mm，较现代同一气候带内的降雨量减少约42%。从滇池湖相地层中晚更新统上部岩芯的孢粉分析情况来看，当时云南高原面上的植物群落中松（pinus）占60%，云杉（picea）、冷杉（Abies）含量达12%，反映了当时气候较为温凉的状况，这同经公式（5）～（7）计算的海拔1900m的高原面年均温为9.5℃，冬季均温4.2℃的气温状况是一致的；云南高原以下的小江河谷当时为北亚热带气候区，谷底年降雨量为430mm左右，较现代同一气候类型区内的降雨量减少40%。在盛冰期期间，小江河谷底部仍有420mm左右的年雨量，而且随着高程的增加，降雨量还会增大。这一雨量在当时其他自然条件的综合作用下形成暴雨泥石流是完全可能的。因为当时冬季非常干旱，经过一冬干燥的坡面植被稀疏，盛行的机械风化作用又使砂土砾石松动，一旦集中于夏季而且具有一定强度的雨水来临，形成暴雨泥石流便是非常自然的现象。这一情形有目前小江河谷中海拔1900m的台地至1400m左右的谷地内分布着的，经（14C）年代测定为1700～11000a B。P。的泥石流堆积物为佐证〔7〕，充分说明在晚更新世的盛冰期阶段小江河谷内的泥石流并没有停止活动。
3.倒数第二次冰期环境
根据深海岩芯δ18O变化曲线所反映的全球第四纪气候演化历程，倒数第二次冰期应为C冰期旋回中的冰川作用阶段，其时代为19.5×104～12.8×104a B。P。的中更新世末期。由倒数第二次冰期冰川地貌的分布情况，结合新构造运动状况的分析，得出小江流域内倒数第二次冰期的冰川平衡线下降幅度为1450m，经公式（5）～（8）的计算，倒数第二次冰期中各气候垂直带的分布高程与温度、雨量情况。
海拔1300m以下，北亚热带干旱气候区；
海拔1300～1900m，暖温带半干旱气候区；
海拔1900～2600m，寒温带半湿润气候区；
海拔2600m以上，寒冷带湿润气候区。
倒数第二次冰期期间，小江流域内海拔2600m以上的山区已属寒冷带气候。在这个气候区内，年降雨量750mm以上，因此冰川发育的条件是充足的。当时冰川的物质平衡线高度为海拔3250m，冰舌沿着沟谷下伸至海拔2850m的位置。在沟谷之间海拔2900m左右的碳酸盐岩坡地上，原先在湿热气候条件下发育形成的大型石林、石芽地形，在这次冰期中被强烈的寒冻作用摧毁，目前，在这些地面上还保留着许多石林、石芽的残根废枝；海拔1900～2600m之间在当时为寒温带气候，云南高原在当时还没有达到现在的高度，估计当时的高程约为海拔1700m左右，但气候已接近于寒温带气候区，在滇池湖相地层中，植物孢粉组合也反映了这一状况，在该湖相地层的中更新统上部，存在着一个植被面貌以广布的松（pinus）占优势（达71%）的植物孢粉带，寒温性针叶树种较多，仅夹少量喜温的针、阔叶植物的层位，表明此时的气候是温凉到寒温的一个冷期（刘宝珺、肖永林等，1990年），这同经公式（5）计算的当时云南高原面上年均温为8℃的气温状况相符合；小江河谷内海拔1300～1900m的地带当时为暖温带半干旱气候区，在海拔1300m以下的谷底则为北亚热带干旱气候，当时河谷的年降雨量锐减，海拔1000m处的年降雨量仅为250mm左右，较现代同一高程上的年雨量减少了60%。造成这种现象的原因是，倒数第二次冰期中气温下降幅度较大，空气水分含量锐减，大气活力萎缩，因而降水量有较大幅度的减少，加之深切的小江河谷地形导致气流下沉增温，使得大气降雨更为稀少，倒数第二次冰期中，小江谷地内气候干燥，呈现出一幅干旱荒漠的景观，广泛生长着仙人掌、苦刺、旱茅草等多刺耐旱的多种耐旱植物，看来目前小江河谷内仍然生长着的许多耐旱植物应为那时遗留下来的物种。因此，由于雨量有较大幅度的减少，小江流域内泥石流活动减弱，估计仅在冰期中的夏季集中降水时节有少量的泥石流活动。
上述关于小江流域第四纪冰期环境的讨论结果，我们归纳为。
四、总结与讨论
1.通过对冰期气温、降雨量的推算，再将推算结果同现代气候状况进行比较，从中揭示出冰期气候年降雨量变化的两个现象：
（1）一定地区的同一高程上，冰期降温幅度越大，则冰期降雨量减少的幅度更大，例如，小江流域海拔2000m处，末次冰期年均温降低约6.2℃，降雨约30%；而倒数第二次冰期中，气温降低约95℃，降雨量的减少率增加至45%左右。（2）由于各次冰期中气温的下降幅度不同，即使是相同的热量带在不同的冰期中，其年降雨量的减少率也是不同的，例如，小江流域内冰期中的暖温带，在末次冰期中为半湿润气候区，而在倒数第二次冰期中就演变成了半干旱气候区。
2.小江流域冰期气候气温和雨量计算公式的建立及其推算，是遵循着地学中的“现实主义原则”，在充分分析该区现代气候资料，结合冰期大气环流形势的状况下进行的。小江流域内冰期气候状况的推测结果经现在已掌握的同期古环境信息检验，证明是与当时的实际情形相符的。但是，由于小江流域内的古环境信息掌握得不多，由小江流域内部自身的信息加以验证的工作还作得不够，所以，随着小江流域内研究工作的深入，还应对上述公式及其计算结果进行检验。
3.依据冰川平衡线下降幅度计算冰期气温的下降值是冰川内环境研究中经常运用的一个基本方法。小江流域冰期气温、年雨量计算公式也是以此为基础而建立的。从上述计算的结果来看，已经显示出因冰期气温下降、山地垂直温度带下移，以及年降雨量变化这三者之间存在着相当复杂的规律，进一步将此规律探索清楚，这对于预测我国山区在全球气温波动过程中水热状况的变化是具有一定意义的。
