山西運(yùn)城盆地北部峨嵋臺(tái)地晚更新世—全新世地質(zhì)環(huán)境變化及其對(duì)人類聚落分布的影響

仇度偉，公王斌，閆紀(jì)元，趙遠(yuǎn)方

1.中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)力學(xué)研究所，北京 100081；2.自然資源部古地磁與古構(gòu)造重建重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京 100081

0 引言

自然環(huán)境與人類社會(huì)的形成演化之間的相互關(guān)系，尤其是一定時(shí)間尺度上自然環(huán)境要素變化對(duì)人類聚落形成與分布的影響，已成為人地關(guān)系研究的熱點(diǎn)(Nicoll，2004；安成邦等，2006；Turney and Brown，2007；Giraud，2009；吳立等，2009；史辰羲等，2010；侯光良等，2012；郭嬡媛等，2013；史本恒，2013；姜佳奇等，2016)。聚落的形成與分布是人類與自然環(huán)境共同作用的結(jié)果(吳傳鈞，1991；Kuper and Kr?pelin，2006；Rosen，2008)，在眾多自然環(huán)境要素中，水資源條件對(duì)人類聚落分布有著重要影響(Nicoll，2004；Giraud，2009；吳立等，2009；袁寶印等，2009；李拓宇等，2013；史本恒，2013；王海斌等，2014；陳詩越等，2020)。如8.4～8.2 ka B.P.(全新世早期)，海平面升高導(dǎo)致的洪水泛濫使得黑海沿岸地區(qū)聚落向陸內(nèi)遷移(Nicoll，2004)；全新世中期的長(zhǎng)期干旱事件，導(dǎo)致水資源嚴(yán)重匱乏，進(jìn)而使得印度河流域哈拉帕文化和尼羅河流域埃及古王國(guó)消亡(Giraud，2009)；新石器中晚期至漢代，巢湖流域人類聚落在湖泊萎縮影響下由高海拔地區(qū)向低海拔地區(qū)遷移，并向湖泊靠近(吳立等，2009)；龍山文化時(shí)期，黃河下游地區(qū)洪水頻發(fā)，迫使人類遷往高處，平原地區(qū)居民采取了加高居住地的策略，形成了堌堆遺址(陳詩越等，2020)；公元前2300～2000年，豐富穩(wěn)定的水資源對(duì)山西陶寺古城選址與形成起到了至關(guān)重要的作用(李拓宇等，2013；王海斌等，2014)。

峨嵋臺(tái)地位于山西地塹系南段的運(yùn)城盆地北部，自仰韶時(shí)期(7～5 ka B.P.)、龍山時(shí)期(5～3.9 ka B.P.)和夏商時(shí)期(3.9～3.1 ka B.P.)，黃土丘陵和黃土臺(tái)地一直是山西地區(qū)營(yíng)建聚落的理想之地，高于平原地面的臺(tái)地與丘陵既有利于設(shè)防又能有效規(guī)避水患(王海斌等，2014)?，F(xiàn)今，峨嵋臺(tái)地中段人類村落主要分布于孤山山前斜坡地帶，但該地帶溝壑縱橫、地形破碎，對(duì)于人類聚落的營(yíng)建十分不利，一方面限制了農(nóng)業(yè)的發(fā)展，另一方面也容易遭受地質(zhì)災(zāi)害的影響(周靜靜等，2019；彭建兵等，2020)，而孤山山前的低洼地帶聚落則較少。1∶5萬上郭幅地質(zhì)填圖項(xiàng)目組在峨嵋臺(tái)地中段的黃土之上新發(fā)現(xiàn)一套沖洪積物、湖相沉積及河流相沉積，通過對(duì)這些典型水成沉積物剖面開展野外調(diào)查及年代學(xué)測(cè)試，確定了峨嵋臺(tái)地晚更新世—全新世的地質(zhì)環(huán)境變化特征，并進(jìn)一步分析了其對(duì)人類聚落分布與遷移的影響。這一新的研究成果將有助于更好地理解山西地塹南段運(yùn)城盆地一帶地質(zhì)環(huán)境變化與人類聚落分布的關(guān)系。

1 地質(zhì)地貌概況

峨嵋臺(tái)地位于山西省南部，北臨汾河，南臨涑水河，東臨紫金山與中條山，西為黃河中游河谷(圖1；周珺，2015；武繁，2016)。臺(tái)地整體呈北東—南西向展布，北側(cè)以峨嵋臺(tái)地北緣斷裂與臨汾盆地相隔，南側(cè)以峨嵋臺(tái)地前緣斷裂與運(yùn)城盆地相隔(圖1；胡曉猛，1997；王強(qiáng)等，2000)。早更新世峨嵋臺(tái)地仍與運(yùn)城盆地相連，為統(tǒng)一的斷陷區(qū)。早更新世中期以后，由于臺(tái)地南、北緣斷裂活動(dòng)，逐漸抬升發(fā)展為現(xiàn)今的黃土臺(tái)地(孟令超，2011；徐偉等，2014；郭春杉，2019)。

圖1 峨嵋臺(tái)地及周邊地區(qū)DEM影像

峨嵋臺(tái)地中段主要由臺(tái)地中部陡立的孤山、稷王山以及地勢(shì)平緩的黃土臺(tái)地組成。孤山山頂海拔為1411 m，高出周圍沖洪積扇約700 m。臺(tái)地整體地貌呈現(xiàn)出以孤山、稷王山為中心向四周逐漸傾斜的特征，靠近孤山山前發(fā)育埝底洼地，地勢(shì)較周圍低數(shù)十米(圖1、圖2)。孤山整體為早白堊世花崗閃長(zhǎng)巖(齊玥等，2011)，稷王山由寒武—奧陶系碳酸鹽巖組成，黃土臺(tái)地主要發(fā)育新生代地層，自下而上可分為中新統(tǒng)中保德組砂巖及礫巖、上新統(tǒng)靜樂組粘土質(zhì)粉砂、中更新統(tǒng)離世組黃土及砂巖、上更新統(tǒng)馬蘭組黃土，以及全新世坡積物、沖洪積物、河湖相沉積及黃土堆積(胡曉猛，1997；王強(qiáng)等，2000；李振宏等，2019；Yan et al，2020)。研究區(qū)位于峨嵋臺(tái)地中段孤山山前，自北向南主要地貌單元包括孤山隆起、埝底洼地和三管高地，總體構(gòu)成了南、北為隆起區(qū)，中部為低洼地帶的地貌特征(圖2a、2b)。

2 晚更新世—全新世沉積特征

研究區(qū)內(nèi)北部孤山隆起最高海拔為1411 m，由早白堊世巖體組成，周圍沖積扇扇根海拔約545 m，孤山山前南北向大規(guī)模沖溝揭示了上部的晚更新世沖洪積(圖3，圖4a、4b)及下部的黃土(L1—L6)-古土壤(S1—S5)沉積序列(圖3，圖4a、4c)；中部埝底洼地海拔最低475 m，下部為更新世黃土堆積，上部為晚更新世—全新世河湖相沉積(圖5)；三管高地海拔最高537 m，下部為更新世黃土堆積，之上為晚更新世河湖相沉積，頂部為全新世黃土堆積(圖6)。

焦家營(yíng)剖面位于孤山山前焦家營(yíng)村西山前沖溝內(nèi)(35°17′31″N；110°45′41″E；圖2a)，地表海拔588 m。剖面厚約9 m，揭示了下部的黃土及上覆沖洪積物特征，自上而下分別為5層(圖3、圖4a)：

圖3 焦家營(yíng)剖面晚更新世沖洪積物柱狀圖

①0～0.5 m，耕植土。

②0.5～3.2 m，上部為1.1 m厚的灰黃色粗砂，中部為1.4 m厚的灰色粉砂與土黃色粗砂互層，底部0.2 m厚的礫石層，礫石以花崗巖為主，具有一定的磨圓，整體為沖洪積物。

③3.2～8.0 m，L1土黃色黃土，發(fā)育柱狀節(jié)理。

④8.0～8.5 m，S1褐紅色古土壤。

⑤8.5～9.0 m，L2土黃色黃土，發(fā)育柱狀節(jié)理，未見底。

焦家營(yíng)剖面北西側(cè)沖溝中，出露黃土(L1—L6)-古土壤(S1—S5)，其上部被晚更新世全新世沖洪積物覆蓋(圖4c)。

L—黃土；S—古土壤

埝底剖面及埝底1井位于埝底洼地中(35°16′13.5″N；110°48′43.7″E)，中埝底村南部約1.0 km處(圖2a)，地表海拔505 m，人工開挖剖面出露5 m厚的湖相沉積，剖面上整體顯示為棕褐色粘土與灰白色粉砂互層，粘土層和粉砂層均較為致密，與黃土疏松多孔外貌明顯不同，顯示出其水成成因，初步推斷為湖相沉積。相鄰的埝底1井揭示了湖相沉積及下部的黃土堆積，總體上自上而下分為6層(圖5)：

圖5 埝底剖面晚更新世—全新世地層柱狀圖及野外特征

①0～0.5 m，土黃色粘土，發(fā)育水平層理;

②0.5～1.1 m，灰黃色粘土，發(fā)育細(xì)小紋層;

③1.1～5.0 m，灰白色粉砂與棕褐色粘土互層，粉砂具有水平層理;

④5.0～7.7 m，棕褐色泥夾灰白色薄層粉砂;

⑤7.7～12.2 m，棕褐色、棕紅色粘土;

⑥12.2～15.9 m，棕黃色、黃褐色黃土。

黃家莊剖面位于埝底洼地以南的三管高地之上，黃家莊村東南側(cè)50 m(35°14′16″N；110°50′4″E；圖2a)，地表海拔519.3 m，剖面出露厚度5 m，揭示了下部沖積物及上覆黃土特征，自上而下分別為3層(圖6)：

①0～1.9 m，土黃色黃土；

②1.9～2.5 m，黃色中砂，含蝸牛碎片；

③2.5～5.5 m，土黃色粉砂。

3 測(cè)試方法、樣品特征及結(jié)果

3.1 光釋光年代學(xué)測(cè)試方法、樣品特征及結(jié)果

在孤山山前焦家營(yíng)剖面(35°17′31″N；110°45′41″E)、埝底洼地埝底剖面(35°16′13″N；110°48′43″E)、三管高地黃家莊剖面(35°14′16″N；110°50′4″E)采集5個(gè)樣品開展了光釋光年代學(xué)測(cè)試(表1)。參照趙俊香等(2009，2011)的采樣方法，樣品采集時(shí)，先刨去表層30 cm沉積物，避免風(fēng)化層的影響，將長(zhǎng)20 cm、直徑5 cm的不銹鋼圓管垂直敲入新鮮剖面采集樣品，取出后將整體用黑色塑料袋、錫箔紙及膠帶密封，避免樣品曝光及水分流失。光釋光年代學(xué)測(cè)試在中國(guó)地震局地殼動(dòng)力學(xué)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成。由于樣品的顆粒較細(xì),難以獲取足夠的粗顆粒石英，因此采取細(xì)顆粒(4～11 μm)石英組分的簡(jiǎn)單多片再生法(SMAR)進(jìn)行等效劑量(De)的測(cè)定。測(cè)試在Risose DA-20-C/D型熱/光釋光自動(dòng)測(cè)量系統(tǒng)上進(jìn)行，采用Ris?釋光實(shí)驗(yàn)室Analy stv.3.24軟件進(jìn)行數(shù)據(jù)分析。樣品的環(huán)境劑量率(D)是根據(jù)Aitken(1998)提出的石英礦物吸收環(huán)境劑量率與環(huán)境中鈾、釷含量和鉀含量等之間的轉(zhuǎn)換關(guān)系計(jì)算得出。環(huán)境劑量率測(cè)定過程中樣品D1013-3,D1013-1可能在采集或運(yùn)輸中失水分，樣品較干，無法測(cè)其含水量，因而在計(jì)算時(shí)平均含水量采用了10%±5%，其余樣品按照其測(cè)試出的實(shí)際含水量計(jì)算。具體的光釋光年代學(xué)測(cè)試、實(shí)驗(yàn)參數(shù)及流程等參考張克旗等(張克旗，2012；張克旗等，2015)和田婷婷等(2013)。

表1 光釋光樣品特征及測(cè)試結(jié)果

樣品D1013-3沉積物類型為灰色粉砂，采自焦家營(yíng)剖面3.2 m處，光釋光年齡為23.93±2.62 ka B.P.(圖3、圖4a)。樣品D1013-1沉積物類型為土黃色黃土，采自焦家營(yíng)剖面7.8 m處，光釋光年齡為40.18±4.85 ka B.P.(圖3,圖4a)。樣品PM03-5沉積物類型為灰白色具有水平層理粉砂，采自埝底剖面4.8 m處，光釋光年齡為9.89±0.86 ka B.P.(圖5)。樣品D1077-2沉積物類型為土黃色粉砂，采自黃家莊剖面2.3 m處，光釋光年齡為19.31±1.82 ka B.P.(圖6)。樣品D1077-1沉積物類型為黃色中砂，采自黃家莊剖面2.7 m處，光釋光年齡為27.63±3.17 ka B.P.(圖6)。

a—剖面整體特征及采樣位置；b—黃色含蝸牛碎片粗砂特征；c—土黃色粉砂特征

3.2 碳十四測(cè)試方法、樣品特征及結(jié)果

在焦家營(yíng)剖面、埝底剖面以及埝底1井(N35°16′15″；E110°48′44″)巖芯中采集了4件樣品開展碳十四測(cè)年(表2)。采集過程中先去除表面風(fēng)化層，所采樣品用自封袋密封保存。在美國(guó)Beta實(shí)驗(yàn)室進(jìn)行碳十四加速器質(zhì)譜法(14C-AMS)測(cè)試。參照Talma and Vogel(1993)的方法，采用INTCAL09數(shù)據(jù)庫(Stuiver and Braziunas，1993；Heaton et al.，2009；Reimer et al.，2009)對(duì)測(cè)試結(jié)果進(jìn)行校正。

表2 碳十四樣品特征及測(cè)試結(jié)果

樣品D1013-4沉積物類型為灰色粉砂，采自焦家營(yíng)剖面1.6 m處，碳十四年齡為19620±60 a B.P.(圖3)。樣品PM03-1、樣品PM03-4沉積物類型均為棕褐色粘土，分別采自埝底剖面0.6 m處和2.6 m處，碳十四年齡分別為2380±30 a B.P.和3590±30 a B.P.(圖5)。樣品N9-1沉積物類型為棕紅色粘土，采自埝底1井12.0 m處，碳十四年齡為17520±60 a B.P.(圖6)。

3.3 粒度測(cè)試方法、樣品特征及結(jié)果

對(duì)埝底剖面7.9～11.2 m的沉積物進(jìn)行了粒度測(cè)試，測(cè)試工作在中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)力學(xué)研究所新構(gòu)造運(yùn)動(dòng)與地質(zhì)災(zāi)害重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室第四紀(jì)地質(zhì)與環(huán)境測(cè)試單元完成。根據(jù)巖性的不同稱取適量樣品，依次加入雙氧水(H2O2)和鹽酸(HCL)溶液去除有機(jī)質(zhì)和碳酸鹽，之后加滿純凈水靜止24小時(shí)。測(cè)試前去除清液并加入3%的六偏磷酸鈉((NaPO3)6)進(jìn)行超聲振蕩，使用英國(guó)Malvern公司生產(chǎn)的Mastersizer 2000型激光粒度儀進(jìn)行粒度測(cè)試。樣品的粒徑分級(jí)采用粘土(<4 μm，>8Φ)，粉砂(4～64 μm，8～4Φ)，極細(xì)砂(>64 μm，4Φ)的標(biāo)準(zhǔn)(Wentworth，1992)，粒度參數(shù)采用平均粒徑、分選系數(shù)、偏態(tài)、和峰態(tài)4種參數(shù)(Folk and Ward，1957)。

樣品沉積物粒度以粉砂為主(62%～76%)，粘土次之(17%～27%)，砂較少(1%～13%)(圖7a)。樣品沉積物粒度平均粒徑在5.9～6.8Ф，標(biāo)準(zhǔn)偏差在1.7～2.2Ф，分選較差，偏態(tài)介于-0.01～0.21，峰態(tài)在0.9～1.2，表現(xiàn)為較為尖銳的正偏型分布(圖7b)。測(cè)試樣品的概率累計(jì)曲線呈多段式，以懸浮組分為主，占90%以上，滾動(dòng)組分和跳躍組分共占比10%以下(圖7a)。沉積物粒度頻率分布曲線中主峰眾數(shù)粒徑介于4～7Ф，對(duì)應(yīng)細(xì)顆粒懸浮質(zhì)沉積物，部分樣品具次峰，其眾數(shù)粒徑在2～ 3Ф，表明了砂組分的存在(圖7b)。

a—粒度概率累計(jì)曲線；b—粒度頻率分布曲線

4 討論

4.1 峨嵋臺(tái)地埝底洼地成因

早更新世中期峨嵋臺(tái)地南北兩側(cè)斷裂的活動(dòng)引起了臺(tái)地的整體抬升，并造成了古汾河的改道(胡曉猛，1997)。研究區(qū)位于峨嵋臺(tái)地之上，自北向南由孤山隆起、埝底洼地、三管高地組成，埝底洼地海拔最低約475 m，三管高地海拔最高約537 m，二者相差62 m(圖2b、2c)。研究區(qū)地貌特征顯示出在峨嵋臺(tái)地整體抬升背景下，臺(tái)地內(nèi)部也存在差異性地貌演化特征。位于三管高地上的黃家莊剖面2.3 m處中砂的光釋光年齡為19.31±1.82 ka B.P.，顯示三管高地1.9萬年左右仍發(fā)育河流相沉積；位于埝底洼地中的埝底剖面及埝底1井12.0 m處湖相沉積底部碳十四年齡為17520±60 a B.P.，表明1.7萬年之前，埝底洼地仍發(fā)育黃土堆積，海拔相對(duì)較黃家莊剖面更高，該時(shí)間埝底洼地尚未形成。因此在1.7萬年之前，研究區(qū)地貌特征表現(xiàn)為整體向南傾斜，臺(tái)地之上的水流自北向南由孤山流經(jīng)中部的埝底、南側(cè)的黃家莊，注入運(yùn)城盆地。

遙感及DEM影像顯示，埝底洼地與三管高地之間為北東東—北東向展布的線性地貌，南側(cè)較高、北側(cè)較低，陡坎南側(cè)三管高地發(fā)育一系列向北的沖溝(圖1，圖2b、2c)。黃土臺(tái)地之上的地貌陡坎可能是流水侵蝕或斷層活動(dòng)或二者共同作用下形成的。黃家莊剖面上距今1.9萬年河流沉積現(xiàn)今海拔為517.4 m，埝底洼地中距今1.7萬年湖相沉積現(xiàn)今海拔為492.8 m，近于同期形成的地層現(xiàn)今高差為24.6 m，這表明二者之間存在差異升降，這種差異更可能是受斷層活動(dòng)控制的。結(jié)合地貌特征，推測(cè)三管高地與埝底洼地之間的線性地貌為一北東東向展布的北傾正斷層(圖2c)，約1.7萬年之后由于斷層活動(dòng)，斷層下盤抬升形成三管高地，流水退出該區(qū)域，在河流相沉積之上開始發(fā)育風(fēng)成黃土，而斷層上盤下降則形成了埝底洼地，流水匯聚，發(fā)育湖相沉積。但由于黃土區(qū)強(qiáng)烈的侵蝕、堆積作用，野外難以確定斷裂的確切位置。

4.2 峨嵋臺(tái)地晚更新世—全新世地質(zhì)環(huán)境特征

胡曉猛(1997)認(rèn)為峨嵋臺(tái)地為黃土臺(tái)地，缺乏水成沉積物，然而經(jīng)野外地質(zhì)調(diào)查發(fā)現(xiàn)，除了黃土-古土壤為代表的風(fēng)成沉積之外，研究區(qū)內(nèi)還存在沖洪積物、湖相沉積及河流相沉積等水成沉積物。沖洪積物主要發(fā)育在孤山山前，以焦家營(yíng)剖面為代表，底部為風(fēng)成黃土，中上部發(fā)育2.7 m厚的沖洪積物，沖洪積物下部為粉砂與粗砂互層，上部主要為粗砂，分選磨圓差，顯示了快速的碎屑流沉積。該剖面北西側(cè)沖溝中發(fā)育典型的風(fēng)成沉積，可見黃土(L1—L6)-古土壤(S1—S5)序列，其中S5以其“紅三條”的特征最易辨別(圖4c)，該處風(fēng)成沉積之上同樣覆蓋沖洪積物。焦家營(yíng)剖面底部粉砂樣品D1013-3的光釋光年齡為23.93±2.62 ka B.P.，表明約2.4萬年在峨嵋臺(tái)地孤山山前發(fā)育小型沖洪積扇。焦家營(yíng)剖面粗砂沉積物之下粉砂的碳十四年齡為19620±60 a B.P.，表明約1.9萬年山前水動(dòng)力作用增強(qiáng)，由粉砂沉積開始轉(zhuǎn)為粗砂。湖相沉積主要發(fā)育在埝底洼地中，以埝底剖面及埝底1井為代表，該剖面下部3.7 m為風(fēng)成黃土沉積，上部12.2 m則以粘土為主，夾薄層粉砂，水平層理發(fā)育，顯示靜水沉積特征(圖5)。同時(shí)粒度分析結(jié)果表明沉積物以細(xì)粒懸移質(zhì)沉積物為主，表明其所處環(huán)境水動(dòng)力較弱，近于靜水沉積(圖7)。野外特征及粒度測(cè)試分析顯示其應(yīng)為淺湖環(huán)境。湖相沉積底部碳十四年齡為17520±60 a B.P.，頂部碳十四年齡為2380±30 a B.P.，表明從約1.7萬年起在峨嵋臺(tái)地上的埝底洼地中開始發(fā)育湖泊。河流相沉積主要發(fā)育在三管高地一帶，以黃家莊剖面為代表，剖面下部約3 m厚的粉砂，中部為0.6 m厚的中砂，上部為1.9 m厚的風(fēng)成黃土，其中粉砂之上0.2 m處的中砂光釋光年齡為19.31±1.82 ka B.P.(圖6)，表明約1.9萬年前河流水動(dòng)力作用變強(qiáng)，沉積物由粉砂變?yōu)橹猩啊?/p>

約1.9萬年末次盛冰期結(jié)束，全球性的氣候轉(zhuǎn)暖及降水量增加(李吉均，1990；Clark et al.，2009)。孤山山前焦家營(yíng)剖面及三管高地黃家莊剖面約1.9萬年出現(xiàn)了沉積序列由粉砂向粗/中砂的轉(zhuǎn)變，埝底洼地的埝底剖面約1.7萬年則出現(xiàn)了風(fēng)成沉積向水成沉積的轉(zhuǎn)變，均顯示了末次盛冰期結(jié)束后氣候變化對(duì)峨嵋臺(tái)地沉積過程的影響。氣候變化及新構(gòu)造運(yùn)動(dòng)共同影響了埝底湖的形成，臺(tái)地之上北東東走向的正斷層上盤向北傾滑，斷裂下盤抬升形成三管高地，上盤下降形成埝底洼地，末次冰盛期后氣候變暖、降雨量增大，在埝底洼地中匯水成湖。由于湖泊水源主要來自孤山山前扇體的供給和季節(jié)性大氣降水，氣候變化控制了湖泊的發(fā)育，區(qū)域降水量的變化導(dǎo)致的剝蝕量和徑流強(qiáng)度的改變控制了湖相沉積的粒度和顏色特征，從而在埝底剖面上部形成了深色粘土和淺色粉砂互層的特征。

4.3 晚更新世—全新世地質(zhì)環(huán)境變化對(duì)人類聚落的影響

通過峨嵋臺(tái)地孤山山前、埝底洼地、三管高地典型剖面沉積物晚新生代沉積物變化特征及年代學(xué)研究，并結(jié)合區(qū)域氣候條件及古人類遺址、現(xiàn)今人類聚落分布特征，提出晚更新世至全新世峨嵋臺(tái)地的地質(zhì)環(huán)境變化及人類聚落形成、遷移具有以下四個(gè)階段的特征(圖8)。

約1.9萬年之前(末次盛冰期結(jié)束之前)：峨嵋臺(tái)地中段自孤山向南，整體呈現(xiàn)為向南緩傾的斜坡，以黃土堆積為主，孤山山前發(fā)育小型沖洪積物沉積，一些規(guī)模較小的水系分布于臺(tái)地之上并向南注入運(yùn)城盆地。由于缺乏水源，臺(tái)地上可能并不適合人類生存，聚落稀少(圖8a)。

約1.9～0.5萬年(末次冰消期至冰后期)：隨著末次盛冰期的結(jié)束，氣候開始轉(zhuǎn)暖，降水量增加，早期的沉積序列之上發(fā)育了粒度明顯增大的中砂、粗砂沉積。～1.7萬年，三管高地北側(cè)斷裂活動(dòng)，形成埝底洼地，洼地內(nèi)匯水成湖，為古人類生存繁衍提供了有利的條件。峨嵋臺(tái)地孤山北側(cè)的荊村遺址，出露文化層厚約2 m，遺址中發(fā)掘出了灰、紅、黑、彩、白陶片和灰層、窯址等(李輝和丁金龍，2020；圖9a、9b)，屬于仰韶廟底溝類型與廟底溝二期文化并存的遺址，距今約5000年(嚴(yán)文明，1965；張忠培，1997；岡村秀典等，2001；張宏彥，2006)；在袁家莊村南側(cè)的沖溝中，也發(fā)現(xiàn)了古人類活動(dòng)遺跡，出露的文化層中有人類用火痕跡、陶器碎片以及骨頭碎片(圖9c、9d)，推測(cè)可能與荊村文化屬同一時(shí)期。考慮到該時(shí)期古人類遺跡靠近孤山山地，表明該時(shí)期湖水可能已靠近孤山山前地帶。自～1.9萬年開始，臺(tái)地之上降水量增大，在氣候和新構(gòu)造運(yùn)動(dòng)影響下形成埝底湖，且湖泊面積逐漸變大，至0.5萬年左右，古人類在孤山南北兩側(cè)靠山鄰水而居(圖8b)。

圖8 晚更新世—全新世地質(zhì)環(huán)境變化與人類聚落分布關(guān)系圖

圖9 荊村遺址、袁家莊遺址人類活動(dòng)遺跡

約0.5～0.2萬年：該時(shí)期氣候逐漸變干(吳艷宏等，2001；宋豫秦，2002；曹艷峰等，2005；曹艷峰和韓軍青，2009；侯光良等，2012)，峨嵋臺(tái)地之上的湖盆逐漸萎縮至山前低洼地帶，為了更方便地獲取穩(wěn)定水源，人類聚落逐漸向低洼地帶遷移(圖8c)。

現(xiàn)今：臺(tái)地之上湖泊已完全消失，這可能是受干旱化及人類用水量劇增的共同影響，但人類聚落仍延續(xù)了古湖發(fā)育期的分布特征，并沒有完全進(jìn)入湖泊所在的低洼地帶(圖8d)。

5 結(jié)論

(1)峨嵋臺(tái)地之上發(fā)育晚更新世—全新世沖洪積、湖相沉積及河流沉積。約2.4萬年開始在孤山山前地帶發(fā)育沖洪積物，并在三管高地一帶發(fā)育河流沉積，約1.7萬年開始臺(tái)地之上的埝底洼地發(fā)育湖相沉積。

(2)晚更新世晚期—全新世峨嵋臺(tái)地中段發(fā)育埝底古湖，古湖是在新構(gòu)造運(yùn)動(dòng)與古氣候變化共同作用下形成的。晚更新世晚期約1.9～1.7萬年，臺(tái)地之上三管高地北側(cè)北東東走向正斷層活動(dòng)，其下盤抬升形成三管高地，河流沉積被黃土覆蓋，上盤下降形成埝底洼地，加之末次冰盛期后氣候變暖降水增加，在洼地中匯水成湖。

(3)峨嵋臺(tái)地晚更新世—全新世地質(zhì)環(huán)境變化影響了人類聚落的分布及遷移。約1.9萬年之前(末次冰盛期結(jié)束之前)峨嵋臺(tái)地中段水源缺乏，臺(tái)地上聚落稀少；約1.9～0.5萬年(冰消期及冰后期)，埝底古湖形成并逐漸擴(kuò)大至孤山山前，古人類聚集于孤山山前的荊村、袁家莊遺址；約0.5～0.2萬年，隨著氣候變干，湖泊逐漸萎縮，人類聚落不斷向低洼地帶遷移；現(xiàn)今，湖泊消失，但村落圍繞沖洪積扇邊緣分布的特征延續(xù)了全新世中晚期人類聚落鄰水而居的形態(tài)。

致謝：中國(guó)地震局地殼動(dòng)力學(xué)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室趙俊香高級(jí)工程師幫助完成了光釋光年代學(xué)測(cè)試工作，審稿人對(duì)論文提出了建設(shè)性意見和建議，在此一并表示衷心感謝。