賈　婷,王　永,浦慶余,陳寶國

中國第四紀(jì)下限問題研究綜述

賈婷1,王永2,浦慶余3,陳寶國1

(1.中國地質(zhì)大學(xué)地球科學(xué)與資源學(xué)院,北京100029；2.中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)力學(xué)研究所,北京100081；3.中國地質(zhì)科學(xué)院,北京100037)

中國的第四紀(jì)下限研究目前雖然比較傾向于2.4～2.6 Ma,但也存在不同的觀點(diǎn)。在簡要回顧中國第四紀(jì)研究歷史的基礎(chǔ)上,重點(diǎn)介紹中國北方地區(qū)、黃河流域、西南地區(qū)、東北地區(qū)、新疆和西藏地區(qū)的第四紀(jì)下限研究歷史、現(xiàn)狀以及存在的問題,簡要介紹黃土地層剖面和南海沉積物剖面對第四紀(jì)下限研究的主要貢獻(xiàn),最后以泥河灣階的建立過程說明中國第四紀(jì)下限研究存在的不足以及應(yīng)對方法。

中國;第四紀(jì);下限;綜述

1　中國第四紀(jì)研究歷史

第四紀(jì)下限即第四紀(jì)/新近紀(jì)界限,是年代地層研究的一項(xiàng)重要內(nèi)容,也是第四紀(jì)研究的基本問題。這個(gè)問題爭論已久,很難得到比較一致的認(rèn)識(shí),國內(nèi)如此,國外亦是這樣,關(guān)鍵在于以哪些標(biāo)志作為第四紀(jì)的開始以及如何應(yīng)用這些標(biāo)志來區(qū)別第四紀(jì)和新近紀(jì)。

從原則上,似乎大家都同意以下標(biāo)志是第四紀(jì)的開始:①人類的出現(xiàn)；②新生代大冰期的形成；③氣候顯著變冷；④真馬、真象和真牛 (簡稱 “三真”)的出現(xiàn)。其中第②、③項(xiàng)類同,但有區(qū)別。雖然這些標(biāo)志原則上都是無疑義的,然而在具體應(yīng)用時(shí)分歧較大。例如“人”以什么作標(biāo)準(zhǔn)?古冰川到底在什么時(shí)候形成?“三真”的演化和遷移規(guī)律如何?所有這些能否進(jìn)行全球?qū)Ρ?此外,由于地球氣候的分帶性,使研究者很難掌握這些要素的變化規(guī)律。同位素年齡測定技術(shù)的應(yīng)用和磁性地層研究工作的開展,使全球?qū)Ρ瘸蔀榭赡?無疑給第四紀(jì)下限的研究注入了活力。

20世紀(jì)50年代以前我國很少使用 “第四紀(jì)”一詞,一般使用 “冰期”和 “更新世”。受研究條件限制,當(dāng)時(shí)主要是通過古生物化石研究來確定地層時(shí)代,在更新世研究中又以脊椎動(dòng)物化石研究為主。因此將更新世與上新世、中新世合在一起研究,謂之 “晚新生代”。在第四紀(jì)/第三紀(jì)界限方面一般使用 “更新世/上新世”的表述。將周口店動(dòng)物群及其地層置于更新世,泥河灣動(dòng)物群 (三門系動(dòng)物群)及其地層置于上新世晚期[1],即Q/N界限位于周口店期與泥河灣期之間。1948年第18屆國際地質(zhì)會(huì)議建議以海相卡拉布里層及與其相當(dāng)?shù)年懴嗑S拉弗朗層 (Villafranchina)的下界作為更新統(tǒng)與上新統(tǒng)的分界以后,楊鐘健[2]撰文表示可以考慮將界限放在泥河灣期地層之下。泥河灣期動(dòng)物群與上新世保德期三趾馬動(dòng)物群之間的區(qū)別是很明顯的,兩種地層的界限也很清楚,而泥河灣動(dòng)物群和周口店動(dòng)物群則較相近。因此,Q/N界限的這一改變,比較容易被中國地質(zhì)學(xué)者接受。在1954年中國猿人發(fā)現(xiàn)25周年紀(jì)念會(huì)上,楊鐘健、裴文中、吳汝康、賈蘭坡和周明鎮(zhèn)分別作了專題報(bào)告,開始將中國第四紀(jì)下限放在泥河灣期地層之下。之后,1957年中國第四紀(jì)研究委員會(huì)第一屆學(xué)術(shù)會(huì)議 (中國第四紀(jì))、1959年三門峽第四紀(jì)地質(zhì)會(huì)議和第一屆全國地層會(huì)議都接受并使用了這一觀點(diǎn)。

2　中國第四紀(jì)下限研究現(xiàn)狀

2.1以泥河灣群為代表的北方地區(qū)

1924年美國地質(zhì)學(xué)家巴爾博 (Barbour G B)在中國河北陽原盆地進(jìn)行地層觀察時(shí),將分布于泥河灣村一帶的河湖沉積物命名為泥河灣層。此后,巴爾博、桑志華 (Licent E E)和德日進(jìn) (Teihard de ChardinP)等報(bào)導(dǎo)了泥河灣層中發(fā)現(xiàn)的脊椎動(dòng)物化石。1930年,德日進(jìn)和皮韋陀 (Piveteau J)發(fā)表 《(中國)泥河灣哺乳動(dòng)物化石》,公布了泥河灣動(dòng)物群的化石名單,并被廣為引用。

泥河灣組廣泛分布于河北陽原、蔚縣及山西大同、陽高等盆地中。1949年以前,泥河灣組作為中國上新世晚期的地層,1949年以后根據(jù)第18屆國際地質(zhì)大會(huì)的建議,因與維拉弗朗層相當(dāng),被提升為更新世底部的地層。經(jīng)過1980—1990年的研究,發(fā)現(xiàn)泥河灣組是穿時(shí)性的地層,跨越整個(gè)更新世。其底部哺乳動(dòng)物化石性質(zhì)介于三趾馬動(dòng)物群和泥河灣動(dòng)物群之間的大南溝東壁東窯子頭動(dòng)物群[3],這個(gè)過渡性動(dòng)物群的一些成員具有上新世種類的某些性質(zhì),但較上新世三趾馬動(dòng)物群的種類進(jìn)步一些,而與第四紀(jì)的哺乳動(dòng)物種類相比,其性質(zhì)又較原始和古老。與它可以對比的是陜西渭南地區(qū)的游河動(dòng)物群[4],蔚縣東窯子頭舖路、西窯子頭豹花溝、稻地和東窯子頭大南溝東陡壁都有哺乳動(dòng)物群化石群發(fā)現(xiàn)[5～8],除了東窯子頭大南溝東陡壁的上新世三趾馬動(dòng)物群和更新世泥河灣動(dòng)物群的過渡型東窯子頭動(dòng)物群以外,其余三處的動(dòng)物群均產(chǎn)于三趾馬紅土層中,如:西窯子頭豹花溝動(dòng)物群產(chǎn)于上新世早期的壺流河組,稻地動(dòng)物群產(chǎn)于上新世晚期稻地組。據(jù)林永洲[9]調(diào)查,哺乳動(dòng)物群的層位比其他三個(gè)動(dòng)物群的層位都低,而哺乳動(dòng)物群中含有Equus。因此,陳茅南等[10]認(rèn)為這些動(dòng)物群雖然含有較多上新世的屬種,應(yīng)位于更新世的底界附近。周昆叔等[11]研究紅崖剖面和大同盆地鉆孔巖心的孢子花粉,發(fā)現(xiàn)在上新世三趾馬紅土之上以黑色黏土、砂質(zhì)黏土和黏土質(zhì)砂層為主體的泥河灣層河湖相沉積物中,存在古植被由冷杉、云杉、松針葉林演變?yōu)檩铩⑹k草原 (或缺乏孢粉),再演變?yōu)樗?、云杉、冷杉針葉林的過程,反映了從第三紀(jì)到第四紀(jì)的氣候變遷過程中出現(xiàn)了一個(gè)相當(dāng)于冰期的由濕冷變?yōu)楦衫湓僮優(yōu)闈窭涞倪^程,并稱之為南溝冷期。南溝冷期的平均氣溫為-3～3℃,比現(xiàn)今當(dāng)?shù)氐哪昶骄鶜鉁氐?.5～10℃。紅崖剖面磁性地層顯示,頂部地層晚于0.73 Ma,底部 (即三趾馬紅土層頂面)早于3.0 Ma[12]。南溝冷期,東窯子頭大南溝東陡壁剖面底部,即東窯子頭動(dòng)物群,其年代大體相當(dāng)于松山/高斯界限,約2.58 Ma。周廷儒等[13]對西窯子頭村和羅家堡等地三趾馬紅土層之上的下更新統(tǒng)底部砂礫層的冰凍褶曲、蔚縣七普1孔的觀察結(jié)果顯示,深度619.11 m之上的孢粉組合以闊葉樹為主,之下以針葉林為主,磁性地層位于凱納反向亞時(shí)頂部位置,據(jù)此認(rèn)為Q/N界線為2.80～2.90 Ma。

在古人類和古文化方面,陽原、小長梁、東谷坨等地的泥河灣組中相繼發(fā)現(xiàn)舊石器時(shí)代早期文化遺址,證實(shí)有古人類的存在。對比小渡口剖面的磁性地層,認(rèn)為小長梁遺址的年代為1.52～3.00 Ma[14],早更新世末期或中更新世初期,距今1.0 Ma左右[15],也有人認(rèn)為應(yīng)該為1.87～1.67 Ma。在以劉東生為首、國內(nèi)多名第四紀(jì)各領(lǐng)域的專家2000年撰寫的論文《以氣候變化為標(biāo)志的中國第四紀(jì)地層對比表》中,提出了 “中國舊石器文化地層序列”,將小長梁遺址的年代定為1.6～1.8 Ma。東谷坨遺址的地質(zhì)時(shí)代為早更新世末期,約1.0 Ma[16]。黃蔚文[15]還公布了大南溝舊石器時(shí)代遺址的地質(zhì)年代,為距今2.4 Ma。因此,從石器文化在古人類演化研究中所扮演的重要角色來看,泥河灣地區(qū)的泥河灣組是研究中國乃至全球陸相地層Q/N界線的可選剖面。

華北平原鉆孔也是研究中國Q/N界線眾所矚目的證據(jù)之一,尤其是1980年前后,在北京地區(qū)順義境內(nèi)的順5孔428.6 m處灰綠色、藍(lán)灰色中粗砂層夾粉砂和黏土薄層中發(fā)現(xiàn)了豐富的以浮游類和底棲類共生為特征的有孔蟲動(dòng)物群,其中的波羅的透明蟲 (Hyalineabaltica)曾被作為意大利卡拉布里階的標(biāo)準(zhǔn)化石而成為 Q/N分界線的標(biāo)志。此外,泡抱球蟲(Globigerina bulloides)和厚壁抱球蟲 (G.pachyderma),冷水面頰蟲 (Buccellafrigida)和北極小希望蟲 (Elphidiellaarctica)等冷水型種的出現(xiàn),說明當(dāng)時(shí)的氣候顯著變冷。在順5孔的該層位以及順1、順2、順3、順4、順6、夏2和通7孔等廣海性窄鹽屬種有孔蟲化石群層位還發(fā)現(xiàn)豐富的鈣質(zhì)超微化石,這些鈣質(zhì)超微化石與共生的金門藻休眠孢子大多為偏冷環(huán)境中生存者,所含孢粉組合也以草本的蔾科和蒿屬占優(yōu)勢,木本植物以針葉樹種占優(yōu)勢。北京地區(qū)的這次海侵,被命名為北京海侵,代表了一個(gè)寒冷期后期,其磁性地層位于松山倒轉(zhuǎn)極性時(shí)與高斯正極性時(shí)界線處至留尼旺正極性亞時(shí)底界之間,即距今2.48～2.13 Ma。結(jié)合當(dāng)時(shí)北京地區(qū)正處在亞極帶或寒帶至亞寒帶的環(huán)境,推測該寒冷的氣候期相當(dāng)于氣候帶南移了大約6個(gè)緯度,因此將此作為第四紀(jì)下界[17～20],這種觀點(diǎn)一直保持到本世紀(jì)初期[21～22]。楊子賡等[23]在河北平原東部滄州地區(qū),以任丘北陵城滄9孔556.38 m巖心作孢粉分析,得到10個(gè)孢粉帶,底部556.38～512 m的紫紅色黏土夾砂質(zhì)黏土層為含常綠林樹種的針闊混交林組合,第二帶為棕紅色黏土和砂質(zhì)黏土層,深483.5～456.6 m,孢粉譜顯示植被從針闊混交林-草甸沼澤變化為暗針葉林-草甸沼澤。當(dāng)時(shí)當(dāng)?shù)啬昶骄鶜鉁乇痊F(xiàn)在低9～10.5℃,下降到2.5℃平均氣溫的低溫狀態(tài),應(yīng)相當(dāng)于冰期。他們以此作為第四紀(jì)的開始,在磁性地層柱上正位于馬莫斯正向時(shí)的底部 (約3.06 Ma)至凱納正向事件 (約2.8 Ma)之上[23]。王強(qiáng)等[24]和劉立軍等[25]在綜合考慮華北平原、遼河平原和魯北平原鉆孔巖性及磁性地層柱的對比之后,指出以厚層棕紅色泥巖為上新統(tǒng)頂板地層,基本可以反映上新世和第四紀(jì)氣候變化的特征,也與M/G界線基本一致,以此作為華北平原底下的沉積物的Q/N2界限也比較合理。

山西榆社地區(qū)的晚新生代地層 (自下而上)為任家腦組、張村組和樓則峪組,總厚度409.1 m,為連續(xù)沉積,其中任家腦組厚80.9 m,被認(rèn)為是冰磧和冰水沉積[26],張村組厚210.4 m,為淡水湖泊沉積,樓則峪組厚117.8 m,為河湖相沉積。對該剖面的Q/N界線存在4種認(rèn)識(shí):Pei等[27]和山西地層表編表組[28]將界線置于樓則峪組底部,理由是從樓側(cè)峪組開始出現(xiàn)了第四紀(jì)的特有種,如三門馬 (Equu of Samneniensis)和披毛犀 (CoelodontaSP.)等；Song等[29]以孢粉植物群反映的氣候首次降溫為據(jù),主張界線置于張村組底部；曹照垣等[26]則依據(jù)任家腦組系冰磧和冰水沉積,將界限置于任家腦組底部；王惠基[30]從腹足類化石和孢粉組合考慮,認(rèn)為Q/N2界限應(yīng)置于張村組中段。

2.2黃河中游和渭河谷地

古三門湖沉積廣泛分布于晉豫陜間黃河及渭河谷地。自丁文江于1918年命名 “三門系”以來[31],許多地質(zhì)工作者先后在這一帶開展工作,取得了大量成果[32～37],但對其時(shí)代歸屬問題至今尚未取得統(tǒng)一的認(rèn)識(shí),致使我國北方這一著名的晚新生代地層的劃分仍比較混亂。

丁文江將黃河三門峽地區(qū)三門組命名為三門系之后,后來的研究將它分為上三門系和下三門系[32]。根據(jù)所發(fā)現(xiàn)的脊椎動(dòng)物化石,上三門系屬周口店期,下三門系屬泥河灣期,二者系不整合接觸關(guān)系[33]。1949年以后,中國科學(xué)院地質(zhì)研究所、古脊椎動(dòng)物與古人類研究所、植物研究所和北京地質(zhì)學(xué)院組成三門峽地區(qū)第四紀(jì)地質(zhì)隊(duì),于1954年在擬建的三門峽水庫庫區(qū)和大壩區(qū)進(jìn)行第四紀(jì)地質(zhì)調(diào)查和1:50000第四紀(jì)地質(zhì)填圖,將三門組分為上、下兩部分。上三門組為黃色細(xì)砂層,含黑色礦物和黃色黏土球,夾粗砂、小石子和礫石,礫石多呈透鏡體,交錯(cuò)層理發(fā)育,上部含豐富的哺乳動(dòng)物化石；下三門組為灰綠、灰白色黏土、砂質(zhì)黏土及泥灰?guī)r層,夾數(shù)層細(xì)砂層,也時(shí)而夾砂礫,稍受構(gòu)造變動(dòng),兩者呈不整合接觸關(guān)系。從巖性、巖相和生物化石看,上、下三門組是不同時(shí)期、不同環(huán)境下形成的。他們將上三門組定位早更新世,與泥河灣組相當(dāng),下三門組為上新世晚期所形成。1955年起,黃河三門峽地質(zhì)勘探總隊(duì)在完成三門峽水利樞紐工程地質(zhì)勘查工作的過程中,查明了三門系沉積范圍為東起三門峽,西至西安以西,以秦嶺為南緣,龍門山為北界,沉積于汾渭谷地及潼關(guān)至三門峽段的山間盆地內(nèi),總厚度300～600 m,分5層,其中第1、2層為冰磧第一冰期形成,第4、5層也是冰磧,各層之間只有侵蝕和超覆的接觸關(guān)系,認(rèn)為三門系是第四紀(jì)形成的,但要從中劃分出上新統(tǒng)比較困難[38～40]。何培元等[41]和曹照垣等[26]曾對三門峽東坡溝剖面的三門系進(jìn)行磁性對比研究,認(rèn)為該處三門組缺失2.4～1.2 Ma的地層。孫建中等[42]對華縣武家坡剖面、張宗枯等[43]對陽郭閆村鉆孔的研究都在上三門組和下三門組之間找到了M/G界限。王書兵等[36～37]在三門峽水庫北岸的山西省平陸縣黃底溝剖面上對三門群的磁性地層研究,揭示三門群始于距今5.0 Ma前,止于0.15 Ma,M/G界限位于C剖面下部礫巖層之上40 m的黏土質(zhì)粉砂層中。

山西臨猗、陜西渭南游河下游張家坡、川口王村、李家坡、陽郭西岔灣及藍(lán)田縣白鹿原九龍坡、康峪口、厚鎮(zhèn)澇池河、劉家坪等地都有三門系發(fā)育,且大多有脊椎動(dòng)物化石發(fā)現(xiàn),主要是早更新世的屬種。在游河下游,早更新世三門組 (黃三門)以下,上新統(tǒng)壩河組之上,存在一套灰綠、灰白色、青灰色黏土和砂質(zhì)黏土及泥灰?guī)r層,相當(dāng)于所謂的 “綠三門”,之前認(rèn)為屬上新統(tǒng),在該套地層中發(fā)現(xiàn)了上新世—更新世過渡類型的動(dòng)物群,薛祥煦[4]考慮到這個(gè)動(dòng)物群中既有上新世的代表,如賀風(fēng)三趾馬和祖鹿等,也有第四紀(jì)才出現(xiàn)的動(dòng)物,如貘鼠、貉和擬鼠兔等,這些新種的特征幾乎都介于它們的上新世種與早更新世種之間 (如游河貘鼠、圓三角齒豬)或處于該類的最早階段 (如游河象)。古生物學(xué)認(rèn)為,一個(gè)新屬種的出現(xiàn)往往要比舊屬種的存在在決定時(shí)代上更有意義,據(jù)此將這個(gè)游河動(dòng)物群確定為早更新世早期,早于泥河灣動(dòng)物群,與歐洲早維拉弗朗期相當(dāng)。三門系1—2段,即下三門系,根據(jù)磁性地層結(jié)果,形成于高斯/吉爾伯特界限以后至松山/高斯界限以前,距今約3.4～2.48 Ma[4,44]。

甘肅靈臺(tái)的雷家河組上部為淡黃色、黃色和褐色砂質(zhì)黏土層,間夾砂礫,底部有一層灰綠色砂質(zhì)黏土層；下部是深灰、黃綠和桔黃色泥巖、砂、砂礫層,底部有一層灰綠色和灰黃色砂及砂質(zhì)土。各層幾乎都有化石,是又一個(gè)介于三趾馬動(dòng)物群和泥河灣動(dòng)物群之間的過渡型動(dòng)物群,黃萬波[45]將其命名為雷家河動(dòng)物群。這個(gè)動(dòng)物群中有8個(gè)屬在榆社Ⅱ帶動(dòng)物群中出現(xiàn)過,有10個(gè)屬與泥河灣動(dòng)物群共有,其中三門馬、長鼻三趾馬、豬和斑鬣狗等代表第四紀(jì)的進(jìn)步分子。按絕滅屬占所在動(dòng)物群中的比例比較,雷家河動(dòng)物群占69%,東窯子頭動(dòng)物群占60%,西侯度動(dòng)物群占47%,泥河灣動(dòng)物群占33.3%,雷家河動(dòng)物群的特點(diǎn)是含有泥河灣和西侯度兩個(gè)動(dòng)物群所沒有的古老類型,如互棱齒象、五棱齒象、原齒象、庫羊、中華河貍、原鼢鼠、角羊、三趾馬、中華板齒犀等,而三門馬在榆社Ⅱ動(dòng)物群中是沒有的,雷家河動(dòng)物群的時(shí)代相當(dāng)于上西瓦利克群Tatrot的時(shí)代,是早更新世的哺乳動(dòng)物群[45]。

張宗祜等[43]研究陽郭塬北緣的閻村鉆孔W7孔的巖心,將其劃分為3段,即黃土段(0～120 m孔深),黃三門段 (128～255 m孔深)和綠三門段 (255～432 m孔深),并與游河下游地表露頭對比,認(rèn)為含游河動(dòng)物群的游河組相當(dāng)于渭河谷地鉆孔中的綠三門段,并認(rèn)為這個(gè)動(dòng)物群缺乏真牛和真馬化石,應(yīng)劃歸上新世?？字袔r心的磁性地層柱,黃三門與綠三門的界線大致與松山/高斯界線相合,即為第四紀(jì)與第三紀(jì)的界限,距今為2.4～2.5 Ma。

綜上所述三門峽和渭河河谷地區(qū)的第四紀(jì)底界至今存在兩種意見:一種認(rèn)為在黃三門與綠三門之間,即松山/高斯交界處,年齡為2.4～2.5 Ma,另一種認(rèn)為綠三門或綠三門的一部分仍為第四紀(jì),底界位于高斯正極性時(shí)中某一時(shí)段或高斯/吉爾伯特的界線處,年齡約3.0 Ma。

2.3西南地區(qū) （元謀盆地）

中國西南地區(qū)的第四紀(jì)地層在云南各個(gè)小型斷陷盆地內(nèi)較發(fā)育,如元謀盆地以元謀組發(fā)育而著稱。自1932年格蘭階 (Granger W)發(fā)現(xiàn)云南馬和其他哺乳動(dòng)物化石,柯爾伯特(1940)認(rèn)為它們與緬甸上伊洛瓦底動(dòng)物群相當(dāng),將其定為更新世早期。1949年以后,隨著與元謀組相當(dāng)?shù)哪嗪訛辰M被提升為下更新統(tǒng),元謀組便成為中國西南地區(qū)早更新世的代表地層。

1965年錢方、浦慶余等在元謀上那蚌的元謀組中發(fā)現(xiàn)元謀直立人牙齒化石以后,元謀組便成為第四紀(jì)地質(zhì)研究的熱點(diǎn)。雖然在研究中有不同看法,但基本觀點(diǎn)是一致的,元謀組第1、2段大致與所謂沙溝組相當(dāng),含沙溝動(dòng)物群,有法氏大水獺 (Enhydriodonfaleoneri)、大 河貍(TrogontheriumSP.)、矮鹿(Muntiacusnanus)、昭通劍齒象(Stegodonzhaotungensis)、類 象 劍 齒 象(Stegodonelephantoides)、進(jìn) 步 劍 棱 齒 象(Stegolophodonstegodontoiesprogressus)、貓 (Felis SP.)、犀 (Rhiuoceros SP.)、鹿 (Cervus SP.)、牛 (Bovidue),周明鎮(zhèn)[46]認(rèn)為該動(dòng)物群與印巴地區(qū)的中西瓦利克的道克派柵動(dòng)物群相當(dāng),裴文中等[47]則認(rèn)為與上西瓦利克的塔特羅特動(dòng)物群相當(dāng),為晚上新世至早更新世。元謀組第2段有昭通劍齒象、元謀劍齒象 (Stegodonyuanmoensis)、劍齒象 (Stegodon SP.)、鬣狗 (Hyaena SP)和豬 (Sus SP.),周國興[48]將第1、2段的哺乳動(dòng)物化石合稱楊柳村動(dòng)物群,認(rèn)為是早更新世的動(dòng)物群。對元謀組磁性地層柱的研究顯示,元謀組大約形成于距今3.1±0.1 Ma至1.5±0.1 Ma,元謀人牙齒化石的層位形成于距今1.7±0.1 Ma[49]。

金沙江、安寧河、大渡河等河谷中發(fā)育著一套湖相和河湖相地層——昔格達(dá)組,厚度變化較大,從幾十米至1000余米不等。四川渡口市大水井剖面昔格達(dá)組下段的孢粉以冷杉和云杉為主的針葉林植被的孢粉帶,是氣候顯著變冷的象征[50]。大渡河谷的昔格達(dá)組磁性地層研究結(jié)果表明它形成于高斯正極性時(shí)開始以后,至松山反向時(shí)的留尼旺正向亞時(shí)后,大約為3.4～2.0 Ma[51]。由于對昔格達(dá)組研究程度較低,很難從中找到第四紀(jì)的底界。

昆明盆地沉積了厚達(dá)500～1000 m晚新生代地層,科研1孔的孢粉分析和磁性地層資料顯示,氣候首次變冷發(fā)生在孔深480.20～469.45 m處,403.3～424.8 m處更偏冷,328.5～378.0 m處微冷,它們分別相當(dāng)于高斯時(shí)底部的約3.1～3.4 Ma的凱納亞時(shí) (約3 Ma)和松山時(shí)/高斯時(shí)界線附近 (約2.48 Ma)[52]。

2.4東北地區(qū)

中國東北大興安嶺東坡在上新世至早更新世堆積了合山組和東華組,前者為綠黃色和雜色含泥量較多的礫石層,后者為黏土層夾薄層砂礫層。在松嫩平原西部沉積了上部為亞黏土和黏土、下部為含礫石中粗砂的泰康組。初本君[53]以泰康組和合山組的底界為第四紀(jì)底界,磁性地層外推的地質(zhì)年齡為2.9～3.0 Ma,但他們以地層不整合面作為層型的做法值得商榷。

孫建中等[54]劃分松遼平原第四紀(jì)地層采用了第四紀(jì)下界為2.58 Ma的方案,認(rèn)為寧城黃土含有上新世的原鼢鼠,且處于高斯正向時(shí)之內(nèi),應(yīng)屬于上新世；泰康組的磁性地層柱也處在高斯時(shí),亦屬上新世；白土山組的磁性地層結(jié)果顯示,其下界約位于2.58 Ma附近,上界在1.7～1.8 Ma,且含有三門馬化石,故屬于早更新世早期。

2.5新疆地區(qū)

新疆地區(qū)上新世—更新世礫石層和砂層互層廣泛分布于昆侖山麓和天山南北麓,通稱為西域組。西域組礫巖廣泛分布在塔里木盆地周圍的昆侖山、天山山前坳地中,天山北麓和阿爾泰山南麓也有發(fā)育,與昆侖山麓下伏阿圖什組砂礫巖和泥巖、天山兩麓下伏獨(dú)山子組都是連續(xù)沉積。

對于阿圖什組和獨(dú)山子組屬于上新統(tǒng)并無異議,然而西域組曾有屬于早更新世、上新世、上新世—早更新世等不同看法。1956年,在天山北麓安集海的西域組礫巖底部發(fā)現(xiàn)三門馬 (EquusSanmeniensis),因此,有研究者提出以西域礫巖底部作為新疆第四系底界[55～56]。呂守安[57]提出,三門馬牙齒化石出土的地層,按新疆地層表的描述應(yīng)為蒼棕色層頂部,這里西域組礫巖與蒼棕色層是連續(xù)過渡關(guān)系,所謂蒼棕色層即獨(dú)山子組黃色泥巖、夾砂礫巖層。他將天山北麓瑪納斯河剖面蒼棕色層中發(fā)現(xiàn)三趾馬、長頭鹿、鹿,準(zhǔn)噶爾盆地南緣蒼棕色層中發(fā)現(xiàn)大唇犀,盆地北部烏爾禾地區(qū)、德倉山地區(qū)和烏倫古河地區(qū)的蒼棕色層中分別發(fā)現(xiàn)羚羊、劍齒象和乳齒象等聯(lián)系在一起,認(rèn)為蒼棕色層上部為上新世—早更新世的過渡地層,應(yīng)置于下更新統(tǒng)。

陳華慧等[58]就呂守安[57]提出的問題,專門對安集海剖面和獨(dú)山子剖面西域組底部和蒼棕色層過渡帶的上下進(jìn)行磁性地層研究,結(jié)果表明安集海剖面大多處在正極性狀態(tài),其中出現(xiàn)2個(gè)反向極性亞時(shí),考慮到此剖面的地層位于上新世—更新世過渡帶,它應(yīng)為高斯正極性時(shí)。兩個(gè)反向極性亞時(shí)當(dāng)是凱恩納亞和馬默思亞時(shí),獨(dú)山子剖面亦然。鑒于西域礫巖底界位于凱恩納負(fù)極性亞時(shí)的頂面,認(rèn)為新疆第四紀(jì)下限為2.92 Ma。

滕志宏等[59]對庫車河剖面磁性地層研究顯示,西域礫巖上、下段的界限與松山/高斯的界限大致吻合,囿于當(dāng)時(shí)國際地層表的第四紀(jì)/新近紀(jì)界限年齡規(guī)定為奧都維負(fù)極性亞時(shí)對應(yīng),因此認(rèn)為西域礫巖全部屬于上新統(tǒng)。

新疆塔里木盆地南緣的西域組以葉城南面的柯克雅剖面出露最全,該剖面西域礫巖厚達(dá)2000 m,與其下的阿圖什組呈連續(xù)過渡關(guān)系,受構(gòu)造運(yùn)動(dòng)影響,上部不整合覆蓋水平狀的階地礫石層。據(jù)鄭洪波等[60]對柯克雅剖面阿圖什組—西域組的磁性地層研究,阿圖什組沉積年代為距今4.6～3.5 Ma,西域組沉積年代為距今3.5～<1.8 Ma。西域礫巖和阿圖什組中的粉砂巖夾層是與典型的風(fēng)成黃土相似的風(fēng)成物質(zhì),松山/高斯界線,即2.5 Ma的界限位于西域組礫巖的中上部。羅布泊盆地東部八一泉附近AK1孔揭露了一套從粗到細(xì)韻律的沉積地層,由粗砂層、中細(xì)砂層、亞黏土層、黏土層、含礫粗砂層和砂礫層等組成。根據(jù)磁性地層和巖石地層的研究,將第四系底界置于松山/高斯界線,即2.48 Ma[61]。蘇明磊[62]對艾比湖K3孔進(jìn)行磁性地層、介形類和孢粉研究,將第四紀(jì)下限年齡取松山/高斯界限2.6 Ma,位于該孔287.7 m深處。

綜上所述,新疆地區(qū)第四紀(jì)下限問題雖有新近紀(jì)—第四紀(jì)的連續(xù)沉積,然因缺乏各類古生物而只能依賴其他地區(qū)的第四紀(jì)下限標(biāo)準(zhǔn),基本都是通過磁性地層資料來確定的。

2.6青藏高原地區(qū)

青藏高原地區(qū)新近紀(jì)—第四紀(jì)連續(xù)剖面包括昆侖山埡口的羌塘組、唐古拉山埡口的曲果組和阿里地區(qū)扎達(dá)盆地的香孜組。

吳錫浩等[63]曾以羌塘組之下的驚仙冰期冰磧層作為昆侖山埡口地區(qū)的第四紀(jì)底界,以羌塘組磁性地層年代外推,第四紀(jì)底界年齡超過3.0 Ma。羌塘組磁性地層研究[64]表明它主要處于松山負(fù)極性期,底部位于高斯正向期,松山/高斯界限與第二段/第一段界線基本相同。曲果組磁性地層研究[65]表明,它主要位于高斯正極性和吉爾伯特負(fù)極性世,松山/高斯界限處在曲果組第三段頂部。也就是說,昆侖山埡口的羌塘組僅底部處在2.6 Ma以前,極大部分處在2.6 Ma以后；而唐古拉山埡口曲果組絕大部分處在2.6 Ma以前,僅頂部處在2.6 Ma以后。

阿里地區(qū)札達(dá)盆地內(nèi)上新世—更新世堆積物曾稱為札達(dá)群或札達(dá)組,孟憲剛等[66]和朱大崗等[67]因其間存在不整合而劃分為下部的古格組和上部的香孜組。磁性地層結(jié)果顯示香孜組形成于距今3.40～2.48 Ma,古格組形成于距今6.92～5.44 Ma,因香孜組中存在數(shù)層凍融褶皺而稱為香孜冰緣期,其時(shí)代為3.40～2.48 Ma[67],而將第四系底界置于香孜組與古格組間的不整合面處,其上的香孜組底部的磁性地層年代為距今3.40 Ma[66]。其間缺失2.04 Ma的地層,代表了這個(gè)不整合形成的時(shí)間,但以此不整合面作為年代地層的界限是不可取的。孟憲剛等[66]認(rèn)為香孜組的底界,可以是第四紀(jì)冰期的下限,或第四紀(jì)的下限,其ESR法和古地磁年齡介于3.10～2.40 Ma。

青海柴達(dá)木盆地第四紀(jì)地層的鉆孔巖性、孢粉研究顯示,在距今2.40～2.60 Ma間氣候發(fā)生了顯著變化。其下部以亞熱帶及喜暖的針闊葉喬木花粉為多,如雪松、羅漢松、鐵杉、楓香、蕓香、杉、栗、漆樹、冬青、黃杞、木蘭、無患子、山礬、山毛櫸、紫樹等,喜暖的蕨類孢子,如桫欏、風(fēng)尾蕨、紫箕木也較常見,反映當(dāng)時(shí)氣候溫暖濕潤；其上部亞熱帶成分較少出現(xiàn),藜、蒿、麻黃等旱生、鹽生草木花粉大幅增加,氣候明顯向干冷轉(zhuǎn)化。這個(gè)界限正是M/G所在,此應(yīng)為第四紀(jì)下限所在[68～69]。

2.7黃土地層剖面

中國黃土主要分布在以黃土高原為中心的中緯度地區(qū),面積約63×104km2,最大厚度達(dá)505.0 m[70]。黃土中發(fā)育了多層古土壤,形成黃土與古土壤的相間沉積,即黃土-古土壤系列。由于黃土和古土壤分別攜帶各自形成時(shí)的自然信息,因此為研究各時(shí)期的地理環(huán)境及其演變提供了方便,同時(shí)也為研究黃土區(qū)第四紀(jì)下界提供了可能。研究表明,黃土主要是在氣候相對干寒的環(huán)境下,西北氣流攜帶大量粉塵落積而成,而古土壤則是在相對溫濕的環(huán)境下,東南氣流攜帶的粉塵較少,而以土壤發(fā)育為主的狀態(tài)中所形成的。兩者反映東亞季風(fēng)的長期變化,即黃土主要落積時(shí)期代表冰期,古土壤主要形成時(shí)期代表間冰期。此外,中國黃土區(qū)在黃土層之下普遍存在三趾馬紅土,它因含有新近紀(jì)的三趾馬化石,且紅土代表溫暖濕潤的氣候環(huán)境,而與第四紀(jì)的黃土相區(qū)別。它的頂界應(yīng)是新近紀(jì)的頂界。

自從引進(jìn)磁性地層學(xué)的概念與方法之后,中國黃土-古土壤研究進(jìn)入了新的階段,開始將黃土-古土壤的古氣候信息與深海沉積物和冰芯的古氣候信息進(jìn)行對比,共同成為研究過去全球變化的三大支柱,同時(shí)也使研究黃土區(qū)第四紀(jì)下界成為可能。

劉東生等[71]依動(dòng)物化石和地層關(guān)系將中國黃土劃分為早更新世午城黃土、中更新世離石黃土和晚更新世馬蘭黃土,并在1982年第11屆INQUA大會(huì)報(bào)告中曾以黃土剖面為例,建議更新世/上新世界限置于M/G界面附近,年齡為2.4 Ma。1984年在莫斯科召開的第27屆國際地質(zhì)大會(huì)批準(zhǔn)Vrica剖面為層型剖面,將更新世/上新世界線置于冷水種Cytheropteron testudo在地中海首現(xiàn)的層位底下,磁性地層年齡為1.6 Ma。安芷生在向大會(huì)提交的論文中討論了中國北方第四紀(jì)下限,他根據(jù)洛川黃土/紅黏土剖面、泥河灣和北京順義鉆孔剖面的綜合分析,提出松山/高斯界面 (2.48 Ma),這是中國古生物群、沉積相和古氣候發(fā)生巨大變化,甚至地外撞擊事件發(fā)生的時(shí)間,這個(gè)界限比Vrica剖面記錄的奧都維亞時(shí)更適合作為中國更新世/上新世的界限。張宗祜等[72]也認(rèn)為黃土高原地區(qū)存在兩種沉積模式,一種是第四紀(jì)早期,開始為湖相或河湖相沉積,而后逐漸演變?yōu)楹雍嗯c黃土沉積；另一種模式是黃土在更新世早期直接覆蓋在下伏的上新世紅黏土之上,其間夾一個(gè)巖性混雜的過渡層,然而其巖性特征與黃土十分相似。他們認(rèn)為黃土形成略早于松山/高斯的界限,是第四紀(jì)的開始,大約在距今2.48 Ma。

1985年在西安召開的國際黃土研究學(xué)術(shù)會(huì)議上,孫建中根據(jù)西安劉家坡、藍(lán)田肖官寨和吉林奈曼旗小北溝3個(gè)黃土剖面黃土落積的下界進(jìn)入高斯正向時(shí)的事實(shí),提出黃土地層的下界比當(dāng)時(shí)人們所掌握的M/G界面即2.48 Ma還要早一些的論點(diǎn)。各地黃土的磁性地層研究都顯示M/G界限在黃土底界之上,如劉家坡剖面、藍(lán)田肖家寨剖面[73],寶雞、段家坡和渭南等剖面[74],句邑剖面、段家坡剖面[75～76],洛川剖面[77]。因此,可以認(rèn)為黃土高原黃土地層的界限都在M/G界限之下數(shù)米,年齡為2.6 Ma。這也可以作為第四紀(jì)底界的地質(zhì)年齡。

2.8南海海洋沉積物剖面

中國南海北部有巨厚的海相沉積,如樂東30-1-13井,其化石系列可與Vrica國際層型剖面對比,用化石群劃分出的第四紀(jì)底界,相當(dāng)于井深1689 m(1.64 Ma)的位置,這一界線上下在中國南海變化不明顯,而井深2176 m處反映的環(huán)境比較明顯,此處大約為2.4～2.5 Ma,即松山/高斯界面上下,可作為第四紀(jì)的下界[78]。

1999年在南海北部ODP1148站位 (18°50′N,116°34′E)采集的巖芯研究結(jié)果顯示了126個(gè)氧同位素期 (MIS),在距今3.1～2.5 Ma發(fā)生了δ18O階梯式變重,直到2.2 Ma,南海表層水溫發(fā)生不可逆轉(zhuǎn)的變冷,表示這時(shí)北半球冰蓋的形成[79],可以認(rèn)為在中國南海地區(qū)距今2.5 Ma為第四紀(jì)的開始。

2.9泥河灣階的建立與中國第四紀(jì)下限

《國際地層指南》強(qiáng)調(diào)建立區(qū)域年代地層系統(tǒng)的重要性。中國于1990年便開始重視中國年代地層系統(tǒng)的建立問題,第二屆全國地層委員會(huì)于1999年12月召開的 “斷代”工作組工作會(huì)議,提出了各 “斷代”建階方案,并編制成 “中國區(qū)域年代地層 (地質(zhì)年代)表”,于第三屆全國地層會(huì)議期間,作為 《中國地層指南及中國地層指南說明書》的附表,報(bào)國土資源部批準(zhǔn),在全國范圍內(nèi)試行。之后的 《中國區(qū)域年代地層 (地質(zhì)年代)表說明書》將第四系 (紀(jì))劃分為更新統(tǒng) (世)和全新統(tǒng) (世),更新統(tǒng) (世)又劃分為泥河灣階 (期)、周口店階 (期)和薩拉烏蘇階 (期),在黃土區(qū)相對應(yīng)的是午城階 (期)、離石階 (期)和馬蘭階 (期)。泥河灣階的下界既是更新統(tǒng)下界,也是第四紀(jì)下階,其年齡為2.60 Ma。

2001年開始的由張宗祜、閔隆瑞主持的中國主要斷代地層建階研究,進(jìn)行了泥河灣階建階研究,階名是由第二屆全國地層委員會(huì)第四系工作組于1999年12月在北京十三陵舉行的全國地層委員會(huì)斷代工作組會(huì)議上提出的,源自同名的巖石地層單位 “泥河灣組”。階的層型剖面位于河北省陽原縣化稍營鎮(zhèn)小渡口村東南郝家臺(tái),剖面底部位于郝家臺(tái)南側(cè)的臺(tái)兒溝。臺(tái)兒溝剖面出露馬蘭組黃土、郝家臺(tái)組灰綠色粉砂黏土夾紅棕色黏土質(zhì)粉砂、泥河灣組淺灰綠色黏土層,以及蔚縣組棕黃色粉細(xì)砂和黑色黏土。整個(gè)地層剖面由上述4個(gè)巖石地層單位組成,自下而上被劃分為146層,蔚縣組與泥河灣組的分界位于第34層與第35層之間,也即從頂部往下122.65 m處。結(jié)合臺(tái)兒溝剖面的磁性地層、生物地層和巖石地層資料綜合分析,將第34層至第124層作為泥河灣階的地層,其底界為磁性地層M/G界線處,頂界位于B/M界線處。泥河灣階由泥河灣組全部、郝家臺(tái)組下部和蔚縣組的頂部第34層的一部分組成。其生物標(biāo)志是泥河灣階之下的蔚縣組上部即臺(tái)兒溝剖面的1—34層的小哺乳動(dòng)物化石可與陜西渭南的游河動(dòng)物群對比,時(shí)代屬上新世晚期,這個(gè)生物組合帶是泥河灣階底界之下的重要標(biāo)志。泥河灣階只在它的中上部第94—97層中發(fā)現(xiàn)10個(gè)屬種,其年代為早更新世的中晚時(shí)代。除此之外,泥河灣階的介形蟲、軟體動(dòng)物化石和孢粉等古生物資料,都反映這一時(shí)期氣候發(fā)生了較大的波動(dòng)。但泥河灣階建階研究還存在明顯的不足:①年代地層單位“階”是以其下界來定義的,從建階要求看,泥河灣階的下界目前尚未找到直接的生物標(biāo)志,下一步應(yīng)以泥河灣階下界為主要目標(biāo),在下界附近進(jìn)一步尋找生物化石證據(jù)；②在上述基礎(chǔ)上進(jìn)行高精度的古地磁測定,加強(qiáng)綜合分析；③必要時(shí)確立輔助剖面,力求將泥河灣階下界研究做得更加完善。但最終中國第四紀(jì)下限研究并沒有在泥河灣地區(qū)獲得根本性的突破。

杜恒儉等[80]綜合以往他人的研究成果,將泥河灣地區(qū)劃分為壺流河組、蔚縣組、稻地組、東窯子頭組和泥河灣組 (Q1),同時(shí),將各組所含哺乳類化石組合劃分為5個(gè)生物地層帶,并與各地層剖面的磁性地層柱加以綜合,并得出認(rèn)識(shí)如下:①Hipparionhoufenense生物地層時(shí)限帶,以西窯子頭花豹溝和紅崖?lián)P水站剖面為參考剖面,地層厚20～35 m,該時(shí)限帶上界為紅崖?lián)P水剖面三趾馬紅土的頂界,下界相當(dāng)于花豹溝剖面壺流河組與蔚縣組的分界；在生物化石方面,該時(shí)限帶下界為Hipparionhoufenense在泥河灣地區(qū)的最低層位,上界為Minomysorienalis的最低層位,磁性地層柱上其上界大約是3.01～3.40 Ma,下界無磁性地層資料；②Mimonysonentalis生物地層時(shí)限帶以稻地和紅崖南溝剖面為參考剖面,該時(shí)限帶的下限即Hipparionhoufenense時(shí)限帶的上界,由于下伏蔚縣組為假整合,地層厚度變化大,為8.5～43.18 m；該時(shí)限帶的下界為MimomysOrientalis的最低層位,上界為Mimomysyouhenicus的最低層位；在紅崖?lián)P水站古地磁極性柱上,該時(shí)限帶的下界相當(dāng)于上一時(shí)限帶的上界,約3.30 Ma,接近G/G界限,上界在紅崖南溝及鋪路極性柱都顯示為2.48 Ma,為M/G的界限；③Mimomysyouhenicus生物時(shí)限帶,參考剖面為東窯子頭大南溝東壁9剖面3～7層,厚37.2 m,該時(shí)限下界就是MimomysOrientalis時(shí)限帶的上界,上界是 “東窯子頭組”的頂界；該時(shí)限帶下界為Mimomysyouhenicus的最低層位,下界位于Allophaiomyscf.pllocaenicus的最低層位；在鋪路古地磁極性柱上,該時(shí)限帶的下界為M/G的界限,上界相當(dāng)于松山世的奧都維亞世,大約為1.87 Ma；④Allophaiomyscf.pllocaenicus生物時(shí)限帶,以東窯子頭大南溝剖面6—9層為主要參考剖面,輔以郝家臺(tái)上部和東谷坨等剖面,該時(shí)限帶的下界即上一時(shí)限帶的上界,上界位于狹義的泥河灣組上部地層中；該時(shí)限帶的下界為Allophaiomyscf.pllocaenicus的最低層位,其上界是現(xiàn)知的Microtus的最低層位,同時(shí)也是泥河灣地區(qū)Hipparion的最高層位；在鋪路古地磁極性柱上其下限不清楚,借助郝家臺(tái)的極性柱,它與奧都維極性亞時(shí)相當(dāng),約1.87 Ma,在東谷坨極性柱上,上界位于0.97 Ma之下；⑤Microtus生物地層時(shí)限帶,以東窯子頭南溝10—13層為參考剖面,厚32.5 m,下界與上一時(shí)限帶的上界一致,上界即狹義的泥河灣組頂部；該時(shí)限帶下界為Microtus的最低層位；該剖面無磁性地層資料,借用東谷坨剖面磁性柱為0.97 Ma,上界位于布容世之內(nèi)。據(jù)此認(rèn)為,泥河灣地區(qū)第四紀(jì)/新近紀(jì)界線應(yīng)以MimomysOrientalis時(shí)限帶的下界為準(zhǔn),即相當(dāng)于M/G的界限,為2.48 Ma,即現(xiàn)今的2.588 Ma；從地層看,廣義的泥河灣組下部劃分出稻地組和 “東窯子頭組”,稻地組屬上新統(tǒng),“東窯子頭組”屬第四紀(jì)[80]。

綜上所述,杜恒儉等[80]對泥河灣地區(qū)晚新生代生物地層帶的研究與張宗祜、閔隆瑞的泥河灣階建階報(bào)告不同,前者著重于生物地層帶,后者則著重于巖石地層的劃分。

3　結(jié)論

中國第四紀(jì)底界問題雖然存在不同的觀點(diǎn),有2.4～2.6 Ma,3.1～3.4 Ma和>4.0 Ma等幾種意見,但比較傾向的看法是放在松山/高斯界面,即2.4～2.6 Ma較合適。需要指出,中國第四紀(jì)冰川研究者曾提出第四紀(jì)早期中國東部曾發(fā)現(xiàn)冰川沉積,如元謀組底下的龍川冰期、昔格達(dá)組底下的金沙冰期、泥河灣組底下的紅崖冰期冰磧以及榆社盆地的任家腦冰磧層。此外如果以冰期開始為第四紀(jì)開始,則第四紀(jì)底界年齡當(dāng)超過3.0 Ma,甚至超過3.5 Ma。

經(jīng)過大約半個(gè)多世紀(jì)對中國第四紀(jì)下限的研究,對第四紀(jì)的特征用于中國第四紀(jì)下限的標(biāo)志,更趨于成熟。雖然尚有3.4 Ma和1.8 Ma的不同看法存在,但在中國,第四系下界的位置逐漸集中到黃土與下伏紅黏土的界面和泥河灣剖面的湖相層與紅黏土的界面,其地質(zhì)年代相當(dāng)于M/G的磁性世分界線,即2.588 Ma。

中國第四紀(jì)下限的研究與國際上第四紀(jì)下限研究是緊密聯(lián)系在一起的。20世紀(jì)70年代及以前,中國第四紀(jì)下限的確定跟隨國際動(dòng)向；20世紀(jì)70年代后期開始,中國學(xué)者主動(dòng)提出自己的觀點(diǎn),并積極參與國際研究,中國的第四紀(jì)下限研究已經(jīng)在國際上處于前列。

中國第四紀(jì)下限的研究尚有不足,主要表現(xiàn)在泥河灣建階研究過程的的一些欠缺,但隨著研究的深入,終會(huì)彌補(bǔ)這些不足。

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REVIEW ON THE LOWER BOUNDARY OF QUATERNARY IN CHINA

JIA Ting1,WANG Yong2,PU Qing-yu3,CHEN Bao-guo1
(1.School of the Earth Sciences and Resources,China University of Geosciences,Beijing,100083,China；2.Institute of Geomechanics,Chinese Academy of Geological Sciences,Beijing 100081,China；3.Chinese Academy of Geological Sciences,Beijing 100037,China)

Lower Boundary of Quaternary period,the boundary of Quaternary and Neogene,is an important basic problem of the stratigraphic and Quaternary study’s.Although currently Quaternary research in China tend to the limit of 2.4～2.6Ma,but there is still have different views.This paper briefly reviews the history of the Chinese Quaternary research,focusing on the research history,current situation and problems in Northern China,the Yellow River Basin,Southwest China,Northeast China,Xinjiang and Tibet area.The aim of paper is to give thereadera clearer understanding of China Quaternary boundary.As well as we introduced the main contribution of the South China Sea sediments and loess stratigraphic section.Finally,explained the shortcomings and the solution of lower boundary of Quaternary period in China by the process of establishing Nihewan stage.

China；Quaternary period；Lower boundary；review

P546

A

1006-6616(2016)01-0162-16

2015-10-09

中國地質(zhì)調(diào)查局地質(zhì)調(diào)查項(xiàng)目 (12120113095800)

賈婷 (1983-),女,碩士研究生,科學(xué)技術(shù)史專業(yè)。E-mail:tina_533@163.com

王永 (1982-),男,高級(jí)工程師,主要從事礦床學(xué)和地球化學(xué)研究。E-mail:wangyong429@163.com