第四纪石笋剖面的初步建立——以北京石花洞为例

吕金波，李铁英，汪训一，赵树森，李红春

(1.北京市地质调查研究院，北京 102206；2.中国地质科学院岩溶地质研究所，广西桂林 541004；3.中国科学院地质与地球物理研究所，北京 100029；4.美国南加州大学地质科学系，CA 90089）

第四纪石笋剖面的初步建立
——以北京石花洞为例

吕金波1，李铁英1，汪训一2，赵树森3，李红春4

(1.北京市地质调查研究院，北京 102206；2.中国地质科学院岩溶地质研究所，广西桂林 541004；3.中国科学院地质与地球物理研究所，北京 100029；4.美国南加州大学地质科学系，CA 90089）

北京石花洞位于房山花岗岩体边缘向形带的东北扬起端，与北京猿人遗址南北相望，地层均为奥陶系马家沟组石灰岩。洞内石笋记录了中更新世以来北京西山古环境的变化，可以建立第四纪石笋剖面。钙板的铀系年龄为334.99～366.74 ka，定名钙板组(Qp2g)。粗犷石笋的铀系年龄为169～235 ka，粗犷石笋的电子自旋共振年龄为130～518 ka，属中更新世沉积,定名云水洞组(Qp2y)。杆状石笋的铀系年龄为14.9±2.1～100.3±11.1 ka，属晚更新世沉积，定名石花洞组(Qp3sh)。在全新世石笋中，微层与微层之间存在厚约1µm的条带状纹线，是划分微层层数的标志，具有微层理的石笋14C年龄为0.58～2.50 ka，定名守备支洞组(Qhsh)。

第四纪石笋剖面；石笋微层理；石笋叠置关系；北京石花洞

目前，建立的第四纪地质剖面主要包括黄土沉积剖面、湖泊沉积剖面、大洋沉积剖面、冰芯剖面和滩涂剖面等。岩溶洞穴研究包括洞穴化溶蚀和洞穴碳酸钙沉积两部分，对于后者，人们主要进行洞穴碳酸钙分类和微层理研究，利用石笋建立第四纪地质剖面尚属首次尝试。

石花洞（图1）内洞穴碳酸钙沉积种类齐全，石笋叠置关系明显，测年数据较多，为第四纪石笋剖面的初步建立奠定了基础。钙板为中更新世沉积（定名钙板组），粗犷石笋为中更新世沉积（定名云水洞组），杆状石笋为晚更新世沉积（定名石花洞组），微层理石笋为全新世沉积（定名守备支洞组）。

1 区域地质背景

从区域上看，石花洞位于房山花岗岩体的北侧，发育在北岭向斜北翼的奥陶系马家沟组石灰岩顶部。地层南倾，走向近东西，倾角30º左右（图2）。

石花洞所在的沟谷北低南高，自溶洞区到南山顶为发育较好的古生代—中生代地层剖面。依次发育奥陶系马家沟组，石炭系太原组，石炭-二叠系山西组，二叠系石盒子组，二叠系-三叠系双泉组，侏罗系南大岭组、窑坡组和龙门组。马家沟组与太原组之间有长达140 Ma的沉积间断，石花洞就产生在沉积间断面之下的马家沟组石灰岩顶部。沉积间断面附近长期的风化剥蚀对马家沟组石灰岩岩溶洞穴的形成应该有影响，为新近纪以来伴随着北京西山隆升岩溶洞穴的进一步溶蚀奠定了基础。石花洞的8层溶洞从上至下均发育在马家沟组的顶部，因为马家沟组地层向南倾斜，所以8层溶洞从上至下一层比一层更加向南展布，每层溶洞又各自沿着各自高程的地层走向延伸。

图1 北京石花洞交通位置Fig.1 Location map of the Shihua Cave

2 洞内钟乳石的种类

中国从汉代的《神农本草经》到明代的《本草纲目》均记载了“石钟乳”，唐代柳宗元编写了《与崔饶州论石钟乳书》，宋代杜绾编写的《云林石谱》中出现了“石笋”、“钟乳”的概念。直到1952年，美国人Moore G.W.才创立了相应的洞穴术语‘spe-leothem’[1]，speleo意为洞穴，them意为石头，英文解释为‘cave calcite’；杨汉奎翻译成“洞石”[2]，刘东生翻译成“洞穴碳酸钙”[3]，袁道先翻译成“次生化学沉积物（钟乳石类）”[4]，笔者建议翻译成“钟乳石”[5]。地质科学大辞典（基础学科卷）中有中英文对照：‘speleothem’为“洞穴化学沉积物”，‘stalagmite’为“石笋”[6]。

图2 北京石花洞-周口店地区构造纲要图Fig.2 Tectonic scheme map from Shihua Cave to Zhoukoudian caves,Beijing

钟乳石沉积可分为非重力水沉积，重力水沉积，协同沉积和叠置沉积4种基本类型，前3类之间存在着密切的系统成因联系，叠置沉积是不同阶段沉积的叠合[7]。石花洞内钟乳石种类见表1。

3 第四纪石笋的年代测试

1981年，北京市地质局杨贞福等对石花洞进行了岩溶地质初步调查，编写了《北京市石花洞（潜真洞）岩溶地质勘察报告》；李铁英等测制了洞内底板1/200地形图。1984年，卢耀如确认了月奶石[8]。1985～1995年赵树森对洞内石笋进行了铀系测年，刑如连、原思训等进行了电子自旋共振ESR测年[9]。1996年以来，李铁英（北京石花洞地区洞穴资源开发与环境保护研究）、赵树森（北京石花洞洞穴碳酸钙年代学与古气候环境研究-子课题）、李红春[10]、谭明[11]、刘东生[3]、吕金波[5]、秦小光[12]等利用北京市科学技术委员会855600400号《北京石花洞地区洞穴资源开发与环境保护》项目在南北大走廊两端取得的全新世石笋（9512和9514号样）进行了微层理研究。

截止目前，石花洞一共拥有钟乳石年代数据44个，包括U系18个，ESR年龄9个和14C年龄17个。初步进行了钟乳石的210Pb及加速器质谱法（AMS）14C测年。其中，北京市科学技术委员会855600400号《北京石花洞地区洞穴资源开发与环境保护》项目对石花洞第4层的3个石笋（9510、9512和9514号样）进行了年代测定（表2）。

钙板为石花洞中最早的钟乳石沉积物，粗犷石笋为中更新世周口店期沉积物，杆状石笋为晚更新世马兰期沉积物，具有微层理的黄色半透明石笋为全新世沉积物。石笋叠置关系明显这一地质特征有重要的科学意义，为在岩溶洞穴中初步建立第四纪石笋剖面奠定了基础。

3.1 中更新世最老的钙板沉积（钙板组）

石花洞2层钙板年龄为赵树森等1981年1月利用铀系测量，样品为钙板，编号8117的钙板年龄为334.99+62.44/-44.98 ka，编号8118的钙板年龄为366.74 ka[13]。根据国际地层表规定，126～781 ka为中更新世(Qp2)，钙板年龄均在此范围。湿热的气候，降水较多，洞内底板形成面状水流，可溶性二氧化碳析出后形成洞底钙板（Qp2g）。

表1 石花洞内的钟乳石种类Table 1 Types of speleothems in the Shihua Cave

表2 石花洞内的钟乳石样品Table 2 Samples of speleothems in the Shihua Cave

3.2 中更新世粗犷石笋沉积（云水洞组）

云水洞位于石花洞西南约20 km处（图2），洞中“塔倒三截”最为粗犷，高达20 m，底部直径约4 m。1981年，在第二截顶部2.30 m的横断面，分段取样，测得6个铀系数据。郭映忠距石笋心105 cm测年290+50/-35 ka[14]，张寿越距心67 cm测年300+55/-40 ka[14]，赵树森从心到边测年依次为330-80 ka[14]、319.49+52.18 /-39.95 ka、298.92+33.37/-27.26 ka、287.50+27.27 /-21.59 ka[13]，测年早，定名为云水洞组（Qp2y）。

石花洞内中更新统粗犷石笋沉积（图3），包括蟠龙玉柱、擎天鸳鸯柱和迎门玉柱。其中擎天鸳鸯柱旁边有倒塌的粗犷石笋，靠近顶部中心的铀系年龄169 ka，断柱中心的铀系年龄235 ka，相当于周口店期。1981年1月，赵树森等最早在2层水帘洞东侧坎上测量的石笋，编号8116，铀系年龄为160.46+ 23.08/-18.77 ka[13]。

1989年，邢如连、原思训等对石花洞银旗洞府内残断的石笋（石笋-Ⅰ、石笋-Ⅱ）进行了ESR测年研究，石笋-Ⅰ的ESR年龄值为130 ka、235 ka，石笋-Ⅱ的ESR年龄值为245 ka、267 ka、316 ka、472 ka、518 ka，并与铀系年龄进行了对比研究[9]。

根据国际地层表规定，126～781 ka为中更新世(Qp2)，上述年龄均在此范围。湿热气候，滴水较多，形成直径较大的粗犷石笋。与此同时，北京猿人在周口店一带活动，洞外形成离石黄土。

3.3 晚更新世杆状石笋沉积（石花洞组）

该类石笋在石花洞最多，测年资料和方法也最多，定名石花洞组（Qp3sh）。9510样品采于4层锁孔状洞断面南侧崩塌块钙华之上，石笋长116 cm，直径8～11 cm（图4），为晚更新统杆状石笋沉积。

230Th/234U法测年，230Th半衰期为75.2 ka，其特效测年范围通常以5个半衰期计，所以230Th/234U法测年范围是350 ka以内。

通过230Th/234U年代测定，年龄为42.9±2.0～100.3±11.1 ka（表3），相当于马兰期，碳酸钙沉积速率为0.012～0.04 mm/a。

表3 石花洞9510石笋的230Th/234U年代测定结果Table 3230Th/234U dating of 9510 stalagmite in the Shihua Cave

根据国际地层表规定，11.5～126 ka为晚更新世(Qp3)，表3示出的年龄在此范围。

石花洞内崩塌岩块反映古环境。在这些岩块上多为钙华沉积。石笋采自钙华沉积之上。石笋的根部年代，反映洞内崩塌后的年代。根据9510石笋根部年代为100.3 ka的分析结果，可以推知，石花洞地区在距今100.3 ka以前有一次古地震，造成洞内基岩崩塌以及一些老的钟乳石倒塌。

由表3可见，9510石笋从根部至顶部年代为距今100.3～42.9 ka。可分为3个时间段，其中在距今100.3～81.5 ka，沉积约23 cm；距今81.5～64.6 ka，沉积约22 cm，沉积速率为0.012 mm/a；在距今51.8～42.9 ka的9 ka中沉积约42 cm，比上2个时间段沉积速率快。以9510样为代表的杆状石笋发育，说明石花洞距今100 ka～40 ka左右杆状石笋较为发育。干冷气候，滴水较少，形成直径较小的杆状石笋。与此同时，山顶洞人在周口店一带活动，洞外形成马兰黄土。

3.4 全新世的微层理石笋沉积（守备支洞组）

对于1995年11月4日傍晚在石花洞内南北大走廊南端向东转弯处泥池中采得的石笋，经赵树森等前处理后，样品编号9512，谭明等编为TS9501（图5）。石笋长21 cm，直径11 cm，具有透光微层（为连续生长年代较长的沉积旋回），顶部有未饱和水（图6）。李铁英（北京石花洞地区洞穴资源开发与环境保护研究）、赵树森（北京石花洞洞穴碳酸钙年代学与古气候环境研究—子课题）、李红春[10]、刘东生[3]、谭明[11]、秦小光[12]、吕金波[5]等进行了研究，定名为守备支洞组（Qhsh）。

AMS14C测年结果（表4），距石笋顶4 mm处为130±100 a，距石笋顶23 mm处为670±130 a。常规14C测年，距石笋顶24 mm处为580 a，距石笋顶104 mm处为2500 a。碳酸钙沉积速率为0.04 mm/a，生长微层理可能代表年层。

根据国际地层表规定，＜11.5 ka为全新世（Qh），表4示出的年龄均在此范围。

该样品在美国南加州大学进行了210Pb测年，距石笋顶4 mm，年龄小于100 a。

210Pb是铀系衰变系列的核素。210Pb的母核是226Ra（半衰期为1.62 ka），210Pb衰变成气体222Rn（半衰期为3.8 d），即由222Rn很快衰变成210Pb。210Pb的半衰期是22.4 a，所以应用210Pb可精确测定近100 a以来的样品年代。

表4 石花洞9512（或TS9501）石笋14C年代测定结果Table 414C dating of 9512（or TS9501）stalagmite in the Shihua Cave

图3 中更新世粗犷石笋（擎天鸳鸯柱）Fig.3 Wide stalagmite deposited from drip water in Middle Pleistocene

图5 全新世浅黄色半透明石笋（9512或TS9501）Fig.5 Translucent stalagmite deposited from drip water in Holocene（9512 or TS9501）

图4 晚更新世杆状石笋（样品9510,直径8～11 cm）Fig.4 Rod-like stalagmite deposited from drip water in Upper Pleistocene(sample 9510)

图6 石花洞全新世石笋（样品9512或TS9501）微层理Fig.6 Holocene stalagmite transparent in Shihua Cave(sample 9512 or TS9501)

样品中的210Pb可分为两部分：一部分来自水中226Ra的衰变（成为支持210Pb），这部分的210Pb与226Ra很快达到放射性平衡。另一部分210Pb来自水中溶解的气体222Rn以及洞穴大气中的222Rn衰变（成为过剩210Pb）。过剩的210Pb由于CaCO3（如钟乳石类沉积）沉淀时，Rn气逸出，210Pb则由于CaCO3沉淀中按其衰变规律自然衰变。所以样品中的210Pb强度随样品深度呈指数衰减（假设226Ra强度为相对恒定条件），则表明样品存在过剩210Pb，则可测定这种小于100 a的样品年代。

应用210Pb法测定近100 a以来洞穴碳酸钙年代，在国内是首次尝试，采集石笋顶部样品做了210Pb测定（表5）。

表5 石花洞9512（或TS9501）石笋210Pb年代测定结果Table 5210Pb dating of 9512（or TS9501）stalagmite in the Shihua Cave

刘东生、谭明、秦小光、赵树森、李铁英、吕金波、张德二研究了我国北部季风气候区全新世石笋的微生长层及其气候意义，在北京石花洞全新世石笋中发现微生长层。通过年代测定、气候事件控制分析，初步提出了石笋微层的年层时标含义及层厚变化主要响应降水变化的气候意义，试图利用微层层厚-降水响应关系，重建北京地区1130 a来干湿变化的年分辨率趋势，通过功率谱分析发现136 a、50 a、16～18 a、11 a、5.8 a的降水周期变化[3]。

全新世石笋发育大量纹层，有的可以直接用肉眼识别，而有的只能在显微镜下观测；一些纹层时间跨度大，为多年层；一些纹层时间跨度小，为年层。石笋9512（或TS9501）微层属于时间跨度小的显微纹层，由3块上下衔接的薄片组成，剖面长度约15 cm，显微层理与方解石晶体生长方向（即晶体长轴方向）垂直，是方解石晶体的生长线（生长纹），代表石笋当时的外表面，一般微层层厚15×10-6～150×10-6m，在透射显微镜下表现为由亮带与暗带构成的亮暗相间变化，基本1个亮带与1个暗带组成1个“微层理对”，每个“微层理对”不仅厚度不同，亮度也存在变化。“微层理对”主要根据纹线划分，在纹线被暗色有机物掩盖时常会出现一个突然的亮暗变化界面，可以作为微层的分界。微层层面一般平直稳定，局部会出现弯曲现象。样品剖面，微层的厚度、灰度都比较均匀，层与层之间的边界十分一致，条带状纹线的厚度稳定，因此各微层空间上可以由条带状纹线确定，时间上应该为年层[12]。

全新世石笋的“微层理对”反映了全球气候在总体变暖的趋势下有冷的颤动。洞内石笋具有微层理，洞外北部门头沟斋堂清水河谷二级阶地上的胡林人（吃朴树子、佩戴紫游螺Neritina violacea串合而成的项链）出现，人类逐渐脱离蛮荒进入文明期。北京平原形成。

综上所述，石花洞早在20世纪80年代就开始了年代学研究[14]。已对洞内石笋进行了铀系（U）测年、电子自旋共振（ESR）测年[9]和14C测年[8]，建立了可信的钟乳石测年方法，初步提供了石花洞洞穴沉积距今350 ka至540 a的沉积年代序列（表6）。

4 第四纪石笋剖面的初步建立

第四纪石笋剖面从下至上依次划分为钙板组（Qp2g）、云水洞组（Qp2y）、石花洞组（Qp3sh）、守备支洞组（Qhsh）和正在形成的钙华（Qhg）。

钙板组（Qp2g）为洞穴形成之初的钙华沉积，为底流石，层理与洞穴底板平行。云水洞组（Qp2y）为粗犷石笋沉积，反映了周口店期（Qp2）的湿热环境。石花洞组（Qp3sh）为杆状石笋沉积，反映了马兰期（Qp3）的干冷环境。守备支洞组（Qhsh）为具有微层理的石笋沉积，反映全新世(Qh)以来全球变暖的总趋势下，冷暖相间的沉积环境。

第四纪石笋剖面如下:

上覆地层：正在形成的钙华（Qhg）

平行不整合

（3）守备支洞组（Qhsh）

距今3 ka以来的全新世，洞穴化学沉积发育，质较纯，具有透光微层和荧光微层。石笋类沉积普遍，但体积不太大，多为高约20 cm，直径7 cm以下大小。沉积速率为0.04 mm/a左右。

平行不整合

（2）石花洞组（Qp3sh）

距今40～100 ka的晚更新世，杆状石笋非常发育，体积不等，最高达110～320 cm以上，直径约10 cm，沉积速率为0.012～0.004 mm/a。其中距今70 ka仅测个别数据。

平行不整合

（1）云水洞组（Qp2y）

距今180～240 ka为粗犷石笋沉积阶段，高度＞7 m，直径1.5 m。

平行不整合

下伏地层：钙板组（Qp2g），距今334.99～366.74 ka的中更新世，碳酸钙为洞穴形成之初的钙华沉积。

5 附近不同地质体之间的剖面对比

第四纪石笋剖面初步建立后，可与同为房山花岗岩体边缘向形带奥陶系马家沟组石灰岩的周口店（图2）洞穴群碎屑沉积物剖面对比，也可与中国特有的地质体黄土剖面进行对比（表7）。

表6 石花洞钟乳石210Pb、14C、230Th/234U、ESR年代测定结果/kaTable 6210Pb、14C、230Th/234U、ESR dating of speleothems in Shihua Cave（ka）

由表7可见，第四纪石笋剖面从下至上划分如下：

钙板组(Qp2g)：为石花洞最早的碳酸钙沉积，铀系年龄＞350 ka，为底流石，反映了在湿热气候影响下，随着洞穴底板面状水流的流动，二氧化碳析出，碳酸钙沉积为底流石的过程。相当于周口店北京猿人洞西壁第8层的沉积，均发育钙板层。

云水洞组（Qp2y）：为滴水沉积形成的粗犷石笋，铀系年龄180 ka～240 ka，反映了湿热环境下，滴水较多，落在底板，形成直径较大，一层层向上生长的石笋。相当于周口店北京猿人遗址西壁第1、第2和第3层的沉积，也相当于离石黄土沉积。该时期，周口店出现了北京猿人，黄土高原出现了离石黄土。由于地壳相对稳定，新构造运动的差异性升降相对平缓，太行山河谷中出现阶面较宽的阶地，永定河的中更新统阶地可见冲积砂砾石之上沉积浅红黄色黄土，为次生离石黄土。

石花洞组(Qp3sh)：为滴水沉积形成的杆状石笋，铀系年龄40 ka～100 ka，反映了干冷气候环境下，滴水较少，落在底板，形成直径较小，一层层向上生长的石笋。相当于周口店山顶洞灰色砂质土夹大量灰岩角砾，也相当于马兰黄土沉积。该时期，周口店出现了山顶洞人，黄土高原出现了马兰黄土。由于气候干冷，河谷冲积物处于加积状态，太行山河谷中出现阶面较窄、韵律明显的气候型阶地，永定河的晚更新统阶地可见韵律明显的马兰砾石层，与马兰黄土同时异相或稍晚。

守备支洞组(Qhsh)：为滴水沉积形成具有微层理的石笋，碳十四年龄＜3 ka，反映了全新世气候总体变暖的环境下，又有冷的颤动，滴水沉积形成具有黑白相间微层理对的石笋。相当于北京平原的全新世冲洪积物沉积。该时期，北京平原形成了永定河和潮白河两大冲洪积扇；气候逐渐温暖湿润，永定河水量增加，山区风化物质被搬运至北京平原堆积下来；沉积以天然堤相、决口扇相为主，沉积速率大增[15]。

6 讨论

第四纪石笋剖面的初步建立尚属首次，前人只是进行了石笋微层理的研究。石花洞石笋的叠置关系明显，不同时期呈现不同的形态，形态可以反推时代，为从岩石地层学角度建立第四纪石笋剖面奠定了基础，所以本文以《第四纪石笋剖面的初步建立—以北京石花洞为例》为题进行探讨。剖面建立后不

仅可以进行不同洞穴之间的石笋剖面对比，还可以与不同地质体进行区域对比。随着研究的深入，将来可以进行全国乃至全球不同洞穴间的第四纪石笋剖面对比，其中石花洞全新世石笋微层理的研究已经具有全球变化研究的意义[3]，石笋剖面的初步建立为全球变化的研究拓展到整个第四系带来了希望。建议不同岩溶洞穴建立各自的石笋剖面，为实现全国乃至全球不同洞穴之间石笋剖面的区域对比研究做准备，增加一种探讨全球气候变化研究的新介质。

表7 石花洞内石笋剖面、周口店洞穴群碎屑沉积物剖面和黄土剖面对比Table 7 Correlation among stalagmites in Shihua cave,sediments in Zhoukoudian caves and loess sections

[1]Moore G.W.Speleothem:A new cave term.Nat Speleol Soc News,1952.10(6):2.

[2]杨汉奎，田维新.洞穴化与洞石堆积的非线性特征[J].中国岩溶.1998，19（3）：89-99.

[3]刘东生，谭明，秦小光，赵树森，李铁英，吕金波，张德二.洞穴碳酸钙微层理在中国的首次发现及其对全球变化研究的意义[J].第四纪研究.1997（1）：41-51.

[4]袁道先.中国岩溶学[M]北京：地质出版社，1993，118.

[5]吕金波，李铁英，孙永华，车用太.北京石花洞的岩溶地质特征[J].中国区域地质.1999，18（4）：373-378.

[6]《地质科学大辞典》编委会，地质科学大辞典（基础学科卷）[M].北京：地质出版社，2006，294-295.

[7]朱学稳，桂林岩溶[M].上海：上海科学技术出版社，1988，103.

[8]卢耀如，中国岩溶[M].北京：地质出版社，1986，94-95.

[9]邢如连，呼俊致，原思训，高世君，ESR法测定石笋类碳酸盐年代的研究[J].中国岩溶，1989，8（2）：89-99.

[10]李红春，顾德隆，陈文寄，焦文强，赵树森，陈铁梅，李铁英.洞穴石笋的14C年代学研究—石花洞研究系列之二[J].地震地质，1996，18（4）：329-338.

[11]谭明，刘东生，秦小光，钟华，李铁英，赵树森，李红春，吕金波，鲁向阳.北京石花洞全新世石笋微生长层与稳定同位素气候意义初步研究[J].中国岩溶，1997，16 （1）：1-10.

[12]秦小光，刘东生，谭明，等.北京石花洞石笋微层灰度变化特征及其气候意义—Ⅰ.微层显微特征[J].中国科学（D辑），1998，28（1）.91-96.

[13]赵树森，刘明林，乔广生.中国东部喀斯特洞穴沉积物铀系年代[J].中国岩溶，1990，9（3）：279-288.

[14]赵树森，刘明林，马志邦.洞穴沉积物铀系法年代测定[A].中国地理学会地貌专业委员会.喀斯特地貌与洞穴[C].北京：科学出版社，1985:106.

[15]袁宝印，邓成龙，吕金波，金昌柱，吴玉书，北京平原晚第四纪堆积期与史前大洪水[J].第四纪研究2002，22（5）：474-482.

Primary Establishment of Quaternary Stalagmite Section in the Shihua Cave,Beijing

LÜ Jin-bo1,LI Tie-ying1,WANG Xun-yi2,ZHAO Shu-sen3,LI Hong-chun4

（1.Beijing geological survey,Beijing 102206,Beijing China;2.Institute of karst geology CAGS,Guilin 541004,Guangxi China；3.Institute of geology and geophysics,Chinese academy of sciences,Beijing 100029,China; 4.Department of earth sciences，university of southern California，LosAngeles，CA90089）

Beijing Shihua Cave sits at the northeastern of granite fringe synclial belt in Fangshan,and is face to face with Peking Man(Homo erectus pekinensis)Site.Their layer is limestone in Ordovician Period.Among Chinese Karst caves,Beijing Shihua Cave has got the most complete sorts of speleothems.There is the superimposed relationship of stalagmite from drip water is evident and the microbanding of stalagmite grows clear in Holocene. The speleothems recorded the changing information of Beijing Western Hills antique environment since Middle Pleistocene,which could set up Quaternary section of stalagmite.The U dating of calcareous plate is 334.99～366.74 ka,，named Gaiban Fm.The U dating of wide stalagmite is 169～235 ka,and the ESR dating of wide stalagmite is 130～518 ka,all of which were deposited in Middle Pleistocene，named Yunshuidong Fm.The U dating of rod-like stalagmite is 14.9±2.1～100.3±11.1 ka,which was deposited in Upper Pleistocene，named Shihuadong Fm.In Holocene stalagmite,usually there is an about 1µm-thick dark stripe deposited between two microbandings,which in fact is the boundary of two microbandings.It is a mark of microbanding quantities.14C dating of microbanding stalagmite is 0.58～2.50 ka，named Shoubeizhidong Fm.

Quaternary section of stalagmite;stalagmite microbanding;superimposed relationship of stalagmite; Beijing Shihua Cave

P534.63文献标识码：A

1672-4135（2013）01-0063-08

2011-09-01

北京市科学技术委员会855600400号与中国地质调查局20001300005031号项目共同资助

吕金波（1956-），男，博士，教授级高工，从事岩溶地质研究，Email：ljb5610@sohu.com。