地貌学及第四纪地质学教程-第四纪地层与年代学

第十一章　第四纪地层与年代学

第一节　第四纪地层划分对比原则与方法

第四纪地层是第四纪地壳发展过程中各种事件的综合记录。有关第四纪的各种理论和实践活动，都应该以地层作为基础。由于第四纪时间相对短暂，地球气候、沉积过程、地壳新构造运动及与此相关的地球表层物理环境、化学环境和生态环境有一定的特殊性，所以在第四纪地层划分对比研究工作中，既沿用一些前第四纪地层学方法，也要注意第四纪地层的形成特点，应该使用适合第四纪地层学方法和加强年代学方法的应用。对记录丰富、沉枳较厚和连续性较好的剖面要深入研究。

地层划分是对同一条剖面或同一个地区的地层进行异时性分析和综合研究，划分出不同的时段来；地层对比是对不同地区不同剖面或同一地区不同剖面进行同时性研究，将研究区第四纪地层与其他地区研究程度较深的标准剖面进行比较研究，确定出不同剖面同一时期的地层来。

第四纪地层划分对比的原则与方法相同，都是在一定的范围内（地区性、半球性或全球性），根据第四纪主要发生的事件，如哺乳动物演化、气候变化、人类及其文化形成发展、区域地貌历史和新构造运动幕等的相似与差异，并配合年代学数据，对地层进行不同时间尺度的异时性（划分）和同时性（对比）分析的综合性研究，确定研究区第四纪地层的地质时代，并与研究较深的标准剖面或邻区对比。

第四纪地层划分对比时应该注意两点：①同一时代地层可能包括若干不同的沉积物成因类型；②一种沉积物成因类型可能划分为不同时代地层。现代第四纪地层研究必须要有年代学数据，以提高地层的时间精度，以便和半球或全球事件接轨。另外，典型剖面应以出露的地表剖面为准，钻孔岩芯有局限性，不能作为标准地层剖面。

第四纪地层形成序列的建立，需经过：野外→野外与室内→室内3个阶段，分别完成3个层次的地层划分：地层相对顺序的建立→地层地质时代序列→地层地质年龄序列。

一、地层相对顺序的建立

第四纪地层形成先后序列的建立，主要靠野外资料收集确定，然后根据区域地层的特点，选择拟定地层相对顺序的方法：比较岩石学法、地层接触关系（构造地质）法、地貌标志法、特殊标志层对比法。

（一）比较岩石学法

利用第四纪沉积物的颜色、岩性、粒度、风化程度、磨圆度、镜下特征、结构面（不整合面）等的差异划分地层的方法称为比较岩石学方法。岩石地层学方法是根据堆积物形成的气候时间不同、沉积物的上述特征不同（第四纪沉积物的自然分层）的原则划分对比地层的，具体方法是综合研究下列岩性地层标志。

1.颜色

第四纪沉积物颜色受粒度、有机质、氧化物、钙质、沉积环境、古气候和时间等因素影响。在同一地区内地表露头的颜色如果主要受风化和时间因素影响，则随其表生游离氧化铁由多至少（图11－1），表现为从深红→红色→红黄→黄色，具有从老→新的地层意义，但对埋藏在地下未受风化部分则不适用。

图11－1　发育在不同冰碛层上土壤中游离氧化铁含量图

（据Willam et al.，1976）
1～3.表示从新到老冰碛层上发育的土壤中游离氧化铁含量

2.砾石风化程度

同一岩性或岩性相似的砾石风化程度（百分比）或砾石风化圈（皮）厚度平均值与标准差，均可作为地层划分依据（图11－2）。

图11－2　不同时期冰碛中玄武岩碎屑风化皮平均值和标准差图

（据Cpepheu et al.，1975）
n.砾石个数，数字为平均风化皮厚度（mm）

3.重矿物组合风化系数（K）

第四纪沉积物中相对密度大于2.9的重矿物按其抗风化能力分为最稳定矿物、稳定矿物、较稳定矿物和不稳定矿物（表11－1），并以各自百分含量表示，其相互之间的数量变化，可以反映沉积物重矿物组合的总体风化特征。可用风化系数（K）重矿物组合风化程度，计算方法之一为：

式中：K值越大，重矿物组合风化程度越高。

表11－1　常见碎屑沉积物中重矿物抗风化能力分类

注：据曹伯勋，1995。

4.沉积物风化标志层结构构造特征

古土壤层类型及其厚度和间距、网纹构造、大小河风化侵蚀面等可以作为岩石地层划分依据（表11－2）。沿沉积物中标志层［古土壤层、泥炭层、风化层面、含水层、隔水层、火山灰层和海（湖）相夹层］追溯，是野外和钻孔岩芯划分对比地层的重要岩石地层学方法。

表11－2　第四纪岩石地层单位划分对比实例表

注：据曹伯勋，1995。

自然分层只能在野外进行，对剖面的仔细观察和详细描述是非常重要的，它是今后一切综合研究的基础，室内综合研究时可根据野外分层进行适当的合并（组合层）。

（二）地层接触关系（构造地质）法

在新构造运动强烈地区，新构造运动的强弱变化可以作为第四纪地层划分的原则。构造运动面（不整合面）和构造事件面/层（大规模的地震与火山沉积层）是构造地质法重点研究的内容。具体方法与老地层划分一样，主要利用新老地层的不整合和假整合接触关系与断裂切过老地层而被新地层覆盖等事件判断新老关系。

在研究一个地区的第四纪地层时，首先要按沉积层接触关系、地貌位置髙低和风化程度等拟定区域地层形成先后的相对顺序。地层接触关系通常分为两大类（图11－3）：①整合接触（连续沉积），上、下地层之间没有发生过长时期沉积中断或地层缺失；②不整合接触（侵蚀切割），上、下地层之间有过长时期沉积中断，出现地层缺失，包括平行不整合（假整合）和角度不整合。只有在研究沉积层接触关系和弄清楚各层形成先后相对顺序之后，才能为进一步进行地层划分对比打下基础。

图11－3　第四纪沉积层接触关系和地貌位置及相对顺序示意图

（据曹伯勋，1995）
从老到新：1.强烈风化的高阶地冲积层；2.被切割的风化洪积层，2及2′为同时异相沉积；3～5.连续沉积层；6.未风化的最新沉积物

（三）地貌标志法

各种层状地貌，如多级河流和海（湖）阶地、多级溶洞与多级山地夷平面，是内外地质营力相互作用的产物，按照不同时期内外营力差异沉积环境不同的原则，层状地貌与其上的沉积物特征研究相结合，可用以划分第四纪地层。

图11－4是利用河流阶地高度和冲积物岩性、结构、构造和风化程度结合划分地层的例子。在利用不同高度洞穴堆积物划分地层时，要注意可能出现洞穴高度与其中堆积物时代不协调和沉积间断现象，前一种情况表明洞穴形成后未完全封闭或经后期破坏，晚期生物和堆积物得以混入，出现高处洞穴堆积物时代晚于低处洞穴时期现象。

图11－4　用河流阶地结合沉积物特征划分第四纪地层略图

（据曹伯勋，1995）
F.Qhal未风化的冲积物组成河漫滩；T1.Qp3－2al黄色厚层亚黏土与砂砾组成的T1阶地；T2.Qp3－1al薄层黄色亚黏土（含一层灰色古土壤）和砂砾组成的T2阶地；T3.Qp2al棕红色亚黏土（含两层红色古土壤，有网纹构造）及半风化砂砾层组成T3阶地，含有中更新世哺乳动物化石；T4.Qpal强烈风化的红色砂砾层

地貌标志法适用于构造升降活动明显的地区，如河谷区、海湖岸、山前洪积区等。在构造上升区，地层越高时代越老；在构造沉降区，地层越低时代越老。

（四）特殊标志层对比法

第四纪时期无论构造运动还是气候环境变化都十分强烈，由构造、气候、生物、天体、地磁等自然事件而形成的特殊沉积层，可作为地层对比的基础。例如南沙海区自下而上的8个火山灰层，记录了8次明显的火山活动，年龄从0.135Ma到1.34Ma，化学成分的分析显示这些火山灰可能来自南沙海区南面的其他火山带，这些火山灰层具有时间标志作用，可以作为一种有效的地层划分和对比的工具（王汝建，2007）。

地层对比常用特殊沉积夹层有古土壤层、火山灰层、盐类沉积层、冰川沉积层、风沙沉积层、海岸沉积层等。

二、地层地质时代序列

以地层的地质时代为依据建立的地层序列，可采用以下两种方法：气候地层学方法，根据地层中古气候旋回变化的标志确定地层的地质时代；生物地层学法，根据地层中所含化石的动物群组合确定地层的地质时代；古人类和考古学方法，根据地层中人类物质和文化遗存特征的人类发展阶段归属，确定地层的地质时代。

（一）气候地层学方法

第四纪全球性或大区域性气候的冷暖（或干湿）旋回变化既有时间的先后顺序，又有一定的发展趋势特征，因此可以作为第四纪地层划分对比的原则。具体方法是，在沉积剖面中利用多种冷暖（或干湿）气候标志（见第十三章）的交替出现划分气候地层，或者利用冰川谷与河谷组成的谷中谷地貌、终碛堤的排列与破坏情况划分地层。第四纪植物孢粉组合，可以作为所划分气候地层的主要辅助证据。

第四纪全球性气候波动的重要特征是冷与暖、潮湿与干旱的多次节奏性的波动变化。这种气候的波动可以引起植物群的迁徙和古地理沉积环境的巨大变化。环境的改变和自然界一系列环境因素的连锁反应，在第四纪地层中留下了诸多气候因素的烙印，因此利用气候标志划分第四纪地层既可行又可信。

1.冰期、间冰期地层的划分

通常根据地貌和沉积物之间变化的关系来划分。例如：利用冰川谷中的谷中谷地貌、冰水沉积物的排列与破坏情况以及不同地貌单元中沉积物的特征划分地层。以沉积物、生物化石为主要证据，地貌为主要的引证。

2.气候地层——干、湿气候地层的划分

通常根据植物化石、沉积物和化学元素等的种类变化来划分。例如：植物化石中，草本植物代表干旱气候，木本植物代表潮湿、温暖气候；沉积物中，风成黄土代表干旱气候，红土风化壳、石钟乳、冲积层代表潮湿气候；化学元素中，CaCO3含量高代表气候干旱，含量低代表潮湿。

（二）生物地层学方法

第四纪哺乳动物群的演化和哺乳动物群组成随时代而变化，是第四纪古生物地层划分对比的主要原则，其他生物化石只能作为地层划分辅助手段（见第十三章）。哺乳动物法在实际应用中的困难，往往在于一个地区难于找到一定数量有鉴定价值的化石，因此，熟悉中国在这方面的研究成果有一定的帮助。

（三）古人类和考古学方法

古人类演化、古文化进展和历史所记录的变化都可以作为具备这类物证地区的第四纪地层划分的主要原则。由于人类发展在地球各大陆大体相似，石器演化明显，分布广泛，研究程度较高，故古人类和考古学资料可用以帮助对比第四纪地层，具体方法可利用新旧石器时代古文化遗存及历史考古资料等（见第十三章）。

三、第四纪年代学（地层地质年龄的确定）

在野外相对地层顺序研究和地层地质时代研究的基础上，通过样品的年代学测定，根据其年龄值建立地层序列。利用各种年代学方法可以直接划分年代地层，这是目前国际上广泛应用的一种方法，国内也力求往这方面发展。

第四纪是地球发展史上最短最新的一个地质时期，为了能准确认识这一时期发生的重大地质事件，科学家通过不断探索，发展了众多地质定年方法，总结起来可归纳出至少27种定年方法能够应用于第四纪地质年代学的研究。按照这些方法的特性，可将它们划分为三大类，即数值定年法、相对定年法和校正定年法，而每大类方法还可进一步分出若干种类（表11－3）。其中，古地磁法作为一种校正法，在较连续、厚度较大的沉积物测年时，也可以用作一种物理年代学方法测定沉积物年龄。

数值定年法是建立地层或事件年代标尺的最直接方法，所获得的是地层或者事件的绝对年龄，它是用某种方法测得的迄止于1950年的年龄值。在文献中常在年龄值前冠以方法名称，如14C（26±1.30）ka B P^[1]、古地磁年龄0.73Ma B P等。

相对定年法主要应用于对年代不同的区域地层沉积序列进行相对时序划分，如对不同冰期形成的冰川沉积或多期冲积阶地序列进行相对时序的划分，这一方法可为地层单元间的形成时间相对先后差异提供重要信息。标准化后的相对定年法能够用于对数值定年结果进行评估，但通常需要特定的时间标尺作为衡量依据。

校正定年法不直接给出数值年龄，但如果地质体的某一特征可通过一个已知年龄的事件（如一次火山灰喷发事件或一次古地磁倒转事件）进行校正，就能获取相对精确的年龄标尺。

在表11－3中列举的27种第四纪定年方法中，较为常用的方法有放射性C法、释光法、U系法、K－Ar法、裂变径迹（FT）与（U－Th）/He法、电子自旋共振法（ESR）、宇宙成因核素（如10Be、26Al）法以及古地磁法等，这些大多都属于绝对定年方法，只有古地磁测年属于校正定年法，而且相对定年法和校正定年法的内容也将在本书第十三章进行介绍，因此本章主要介绍最常用的沉积物年龄测量方法——数值定年法，包括物理年代法、同位素年代法和其他方法。

表11－3　第四纪地质年代学方法

注：据田婷婷等，2013。适用性：XXXX.普遍使用；XXX.经常使用；XX.较长使用；X.极少使用。最佳分辨率：“═══”—＜2%；“＋＋＋＋”.2%～8%；“－－－－－－”.8%～25%；“·····”.25%～75%；“～～～～”.75%～100%；“？？？？？”.不确定。

（一）物理年代学方法

物理年代学方法是利用矿物岩石的物理性质（如磁性、发光性等）测量沉积物年龄，是物理年代地层学研究的主要内容。在第四纪研究中使用的物理年代学方法有下列几种。

1.古地磁学方法

古地磁学方法是利用岩石天然剩余磁性的极性正反方向变化，与标准极性年表对比，间接测量岩石年龄的方法。地球是一均匀磁化球体，其磁场相当于放在地心的一个磁偶极子的磁场。磁偶极子的磁轴与地轴的交角为11.5°（图11－5）。磁轴的延长线与地面相交于两点，分别称地磁北极（N极，正极）和地磁南极（S极，负极）。火成岩温度达到居里点时（一般为500～650℃）便获得磁性，沉积岩和变质岩中含有铁磁性矿物颗粒，三类岩石都会受到形成时的地磁场的作用而磁化，磁化方向与当时地磁场方向一致，这是一种全球现象。地球上任何一点的总磁场强度（T）是一个矢量（图11－6），它可以分解为磁偏角（D）、磁倾角（I）、水平磁场强度（H）、东向水平磁场强度（Y）、北向水平磁场强度（X）和垂直磁场强度（Z）6个变量，其中只要知道X、Y、Z或H、D、I三个矢量便可以求出另外3个。从标本中测得的天然剩余磁场要素，便获得古地磁的基本资料。

图11－5　地理极、地磁极及地理赤道、地磁赤道图

图11－6　地磁要素图

古地磁极性年表是根据一系列主要用K－Ar法测定年龄的不同时间尺度的极性变化事件编制的地球极性时间表，目前用于第四纪研究的极性年表是Cox等1969年根据陆地和大洋已有的140多个数据拟定的5Ma以来的地磁极性时间表，后经许多研究者补充修正，综合成图11－7。该图使用两级时间单位：极性时（过去称世或期）和极性亚时（过去称事件）。极性时是指以某种极性占优势持续时间较长的时间单位；极性亚时是极性时中短暂（1万年至十几万年）极性倒转时期。该图把约5Ma以来极性时变化从早至晚分为吉尔伯特反极性时、高斯正极性时、松山反极性时和布容正极性时，每个极性时中各包含若干个极性反方向变化亚时^[2]。

古地磁学方法在第四纪测定年龄中应用广泛，主要用于沉积较连续、厚度较大的剖面或钻孔岩芯。虽然古地磁极性变化的全球性使方法具有相对的独立性，但也有不足之处，如难以判断不同层位相同极性所属时代。但本方法与古生物地层学和其他年代学方法相结合，就能扬长避短发挥其优势。古地磁法要求选择连续厚度较大的细粒沉积层进行连续定向取样。用铜制工具在露头上先开出平行层面小平台，把2cm×2cm×2cm塑料盒扣在层面上（盒子上的直线对准正北，小圆孔置于东侧）轻轻按下即可取样；若钻孔岩芯取样则要保持岩芯上下层面不要颠倒，并在样品盒一侧用箭头标出上下层位。每一取样层中同一高度取两个样。取样层垂直间距不大于1m（或酌情放宽）。取样对象是细粒沉积物（亚黏土、黏土），不要在松散沙和砾石中取样。垂向连续取样的数量多，则可比性强。样品送有关实验室用磁力仪或超导磁力仪测算出磁倾角（I）、磁偏角（D）等。根据前两项测算资料，尤其是利用反映明显的磁倾角制成极性柱，然后与图11－7的标准极性年表对比可间接推断沉积物年龄；若剖面上找到少量哺乳动物化石或有一些其他年代学数据，则效果更好。古地磁学方法在黄土、湖沼沉积物、大陆架和平原钻孔岩芯研究中广泛应用（图11－8）。

图11－7　用于第四纪的古地磁极性年表

（据考克斯，1969等资料综合）
黑色为正极性；白色为反极性

图11－8　河北平原肃宁县东官亭村一个厚达500m第四纪沉积物的古地磁极性变化

1.亚砂土；2.亚黏土；3.砂层；4.正向极性；5.反向极性；6.正向倾角；7.反向倾角

2.热发光（TL）、光释光（OSL）和电子自旋共振（FT）测年法

这是基本原理相似而测试对象不同的3种方法，三者都根据从沉积物堆积之日起，其中的破碎绝缘矿物晶体（如石英、长石）所接受的周围地层中放射性物质的辐射总剂量（TD）、年均吸收剂量（AD）和矿物移至沉积地点之前的初始剂量（ID）关系计算沉积物年龄（t）：

1）热发光法（热释光法）（TL）

一般非金属破碎绝缘矿物（如石英）具有受激发光现象，其发光强度与矿物以前吸收的辐射能量成正比，而辐射量的积累是时间的函数，因此通过测量材料的发光强度可以推算其年龄。热发光法现象有3个阶段：①储集阶段，有缺陷的石英受到来自地层中的铀、钍作用产生自由电子，这些处在亚稳态的电子具有一定寿命保存在石英晶格中（又称贮能电子），其数量与矿物所受辐射量成正比；②发光阶段，对取自沉积物的石英加热时，使亚稳态电子获得能量而处于受激状态，一旦加热超过晶陷对电子的束缚力时，亚稳态电子产生跃迁与空穴复合，并以发光（辉光）形式释放能量，使自由电子数目减少。③石英不再受激发光，只有石英再次获得辐射能量后才能再度发光。埋藏在第四纪沉积物中的石英晶体来源复杂，年龄各异，不同程度受到辐射，具有相当数量的自由电子（图11－9中直线OA所对应的Nt0数）。但在A点之后石英在被搬运过程中受阳光照射即光退作用（相当于加热）使其贮能电子减少到一定数量（B对应的N0数）。石英被埋藏后从周围沉积物中重新获得辐射能量并产生新的自由电子（BC直线对应的Nt数）。测量石英埋藏阶段（t0－t）的发光强度，即可算出其沉积物年龄。如下式：

图11－9　储能电子在石英中的变化

（说明见正文）
（引自孙建忠等，1991）

式中：A为被测样品年龄；P为样品吸收的古剂量（即产生天然积存热发光所需的辐射剂量）；为环境辐射提供给样品的年剂量率和分别为环境中α、β、γ和宇宙射线提供给样品的年剂量率；a、b为α、β辐射相对于γ辐射产生热发光的效率，与所测矿物粒径和密度有关，粗粒矿物（90～125μm）a＝0，b＝0.9，中细粒矿物（2～8μm或4～11μm）a变化范围为0.5～0.14，b＝1。

热发光法所用样品主要为破碎石英、钾长石、锆石、磷灰石、古陶片、古砖瓦和断层泥（断层活动相当于一次热事件，断层泥中石英记录了断层活动后所受辐射剂量）。一般在黄土、风成沙或冲积沙中取样时要开挖一新鲜露头，用约10cm×10cm×10cm铝盆扣下取一块即可。样品要及时包好，避免阳光照晒（晒几十小时后热发光强度衰减达90%）。

热发光法常用于约1Ma内的黄土、沙丘沙、海滨沙、冲积沙、考古材料和晚更新世以来活动断层等的年龄研究。不同类型样品的热发光年龄的计时起点不同，人为烧制的古陶片、砖瓦、烧土等的热发光年龄起点是以最后一次加热作为起点（TL＝0），所测年龄是从最后一次加热后埋藏至今所经历的时间。地层中石英等热发光计时是从最后一次被阳光照晒后作起点（TL≠0），所测年龄值是最后一次阳光照晒后埋藏之日起至测量之日所经历的时间。

2）光释光法（OSL）

石英等矿物晶体里存在着“光敏陷阱”，当矿物受到电离辐射而产生的激发态电子被其捕获时就成“光敏陷获电子”，它们可以再次被光激发逃逸出“光敏陷阱”，重新与发光中心结合再发射出光，这种光就是光释光信号（OSL）；利用这种信号进行测年的技术即光释光法。光释光法是1985年由Huntley等提出和建立的一种新的第四纪沉积物年龄测定方法，它是在热释光基础上建立起来的，近年来获得迅猛发展。不少专家认为，光释光法进一步发展可能成为一种可与14C法媲美的第四纪测年方法。我国是1990年由中科院地质所卢演俦开始做工作，1994年建立实验室。

OSL产生过程有两种动力学机制，即光激机制和光－热联合激发机制。前者是“光敏陷获电子”被光激发，逃离陷井，直接进入导带，而后与发光中心重新结合，发射光即OSL信号；后者是“光敏陷获电子”被光激发，从较深的陷井转移到较浅的陷井，再由热激发，逃离陷井，进入导带，与发光中心重新结合，发射光即OSL信号。

在原理上，OSL测年与TL测年类似，都是建立在矿物的OSL信号强度与矿物所接收到的电离辐射剂量的函数关系上的。与沉积物的TL测年相似，利用OSL信号来测定沉积地层年龄时，样品应满足下列条件：①沉积物中的石英等碎屑矿物在搬运、沉积过程中曾暴露在阳光之下，即使暴露的时间很短暂；②这些石英等碎屑矿物的OSL信号具有足够高的热稳定性，即在常温下不发生衰减；③沉积层沉积埋藏以来，这些石英等碎屑矿物处在恒定的电离辐射场里，它们所接收辐射剂量率为常数，这要求沉积层基本上处于铀、钍封闭体系。满足这3项条件的样品，其石英等碎屑矿物天然积存的OSL信号强度就是样品所在沉积层的沉积年龄的测量值，并有如图11－10所示的测年模型。

图11－10　沉积物的OSL测年模型

（据卢演俦，1990）

OSL测年的原理和程序与TL测年类似，用石英和钾长石作测样，OSL测年的测程约为103—106a或2×103—6×105a。适用于OSL测年的地质体为各种风积物、各种水流悬浮搬运的沉积物以及一些曾在沉积、搬运过程中短期暴露的沉积物。OSL测年比TL测年优越之处为：①OSL测年可以不考虑残留的OSL信号，因而较为准确；②样品的OSL信号测量比TL信号测量容易、简便而准确；③可以对一些难得的、珍贵的小样品进行OSL测年，而TL测年则不行。

3）电子自旋共振法（ESR）

这是近十几年来发展起来的一种有前途的测年方法。其根据是含有铝、铁、锰等杂质的有缺陷的石英晶体，在放射线作用下容易形成电离损伤，从而在晶体中形成不配对电子，称顺磁中心（即杂质心）。另外，放射线也会使石英硅氧四面体的一个Si－O键断裂，在Si悬键上有一个电子定向自旋，构成另一种顺磁中心即自由电子中心［图11－11（a）］。上述两种顺磁中心在样品中的密度都与其吸收的放射性剂量成正比。含有上述两种配对电子顺磁中心的样品，可用顺磁共振波谱仪测出其在某一特定磁场下贮能电子从高频磁场吸收能量后由低能级向高能级跃迁时产生的共振吸收效应，即所检测到样品的ESR信号累积强度［图11－11（b）］^[3]，其大小与样品所吸收的放射剂量成正比。从样品所测ESR信号强度可求得样品的总吸收剂量（TD）。通过在采样地点埋藏剂量片或分析采样地点周围沉积物中放射性元素（U、Th、K等）含量，可算出样品的年剂量（AD）。采用模拟初始条件的方法确定样品的初始式剂量（ID）。按式11－1求出样品的年龄。

图11－11　石英ESR常温E′心结构模型和E′心的ESR谱图

（a）据Ruffa，1991；（b）引自孙建忠等，1991

电子自旋共振法（ESR）应用条件与热发光法相同，但样品（含90%石英）可以重复使用。

ESR法在第四纪沉积物定年方面具有极大的发展潜力，其测年物质主要为含石英沉积物、碳酸盐类和断层物质等，这些物质在自然界表层沉积物中分布十分广泛，且所需样品量不多，加之测年范围较宽（距今2Ma以来）（尹功明，2005），因此应用也比较广泛。目前最成功的应用主要是对牙齿和碳酸盐等盐类物质的定年，解决了一系列考古和地质事件的测年问题。

3.裂变径迹法（FT）

矿物中含有微量的天然重同位素铀（238U）自行裂变，它的一个原子核分裂成2个中等质量的原子核碎片（中子碎片），这种高能碎片在通过绝缘物质（云母、玻璃等）时，产生一条损伤径迹，即留下一条裂变径迹，这种裂变径迹可以用化学试剂处理后显露出来，并可用光学显微镜观察。在大块样品上易于和难以测量的径迹密度分别为每平方厘米平面上几百条到几条；而粒状（0.05～0.03mm）矿物则是从每颗平面上几条到十几个颗粒平面上只有一条。矿物中裂变径迹密度与矿物形成以来的时间呈函数关系，故通过测量矿物中的裂变径迹量可以计算出地质体和部分考古材料的年龄。中间不退火自探测器法计算年龄（t）公式如下：

式中：235C和238C分别为235U和238U同位素丰度；λF为238U的自发裂变衰变常数；ρs为矿物内表面的自发裂变径迹密度；ρi为矿物或外探测器平面记录的反应堆热中子引起矿物中235U人工诱发裂变径迹密度为235U裂变得有效截面积；φ0为等效于2 200m/s的中子积分通量；R为裂变碎片在矿物中的蚀刻射程；θc为矿物记录裂变碎片径迹的临界角；L为样品表面被刻蚀厚度；下标“s”和“i”分别表示这些量来自自发裂变和人工引发裂变，g为几何因子，用探测器法时g＝0.5。

理论上，采用裂变径迹法可以测量年代的范围从1a至几十亿年（图11－12），尤其宜用于测1Ma以来事件。测年对象主要有磷灰石、锆石、榍石、云母、方解石、火山玻璃和陨石等，本法优点是样品用量少，对研究第四纪火山活动和地热历史信息最佳。

图11－12　各种矿物和玻璃的铀含量和可测的年代范围

（据郭世伦，1982）

（二）放射性同位素年代学（核地质年代学）法

这是利用矿物岩石和化石中含有微量放射性同位素（U、Th、K、Ra、14C等）的自行衰变计算年龄的一大类方法。各种同位素的自行衰变都服从以下两式：

式中：N为样品中现在放射性元素浓度；N0为该样品初始放射性元素浓度；λ为该元素的放射性衰变常数；t为样品年龄；e为自然对数；为任何时间内恒定的母核衰变产生的子核原子数。

按放射性同位素来源不同这一大类方法又分为3类：宇宙成因同位素法、铀系放射性同位素法和人工核放射性沉降法。

1.宇宙成因放射性同位素法

这一类方法是据宇宙成因同位素衰变测定年龄，有放射性碳法（14C）、放射性铍法（10Be）等（表11－4），以14C法最常用。以14C法为例，自然界有3种碳：13C（98.8%）、12C（1.08%）、14C（1.2×10－10%），前两种是稳定同位素，14C是放射性同位素。14C是在12～18km高空的氮（14N）受宇宙射线的热中子流（n）轰击，从14N中打出一个质子（p），使14N变成14C：

而14C借助β蜕变失去一个电子（e）便成14N：

当宇宙射线衡定时两者处于动力平衡状况。14C蜕变常数为1.2×10－4a。

14C在高空形成后便与氧结合成14CO2，大气环流运动使其均匀混合在大气中，通过降水方式14C进入江河湖海水域，并被水中碳酸盐建壳生物吸收；通过光合作用14C进入植物体；动物食用植物使14C进入动物骨骼。活的有机体中的14C与大气中14C保持平衡，生物死亡后并被立即埋藏，生物遗体中的14C与大气中的14C停止交换，在封闭系统中按指数规律（式11－4）自行衰减。半衰期为5 730a，即化石中14C每隔5 730a减半，大约50ka后化石中14C含量甚微（仅有1/1 000），仪器难以测量。

根据式（11－4）积分得14C年龄计算式：

式中：I0为样品初始14C浓度；I为样品现在所测14C浓度。

据利贝等（1949）研究，近几万年来宇宙射线强度不变，14C的生产率一定，14C的形成和衰减达到平衡，供交换的14C总量不变，因此，可以用现代碳样品的放射碳浓度代替样品的初始浓度（I0）。I0以美国国家标准局的草酸为标准，我国用“中国糖碳”作标准，与现代国际碳标准比值为1.362。

表11－4　宇宙成因同位素测定年龄表

注：据曹伯勋，《地貌学及第四纪地质学》，1995。

采集14C样品时应注意两点：①不要采集受污染的样品，要避开在地表水、地下水、裂隙、生物尸体和草皮等受污染地带取样，要在清除表土后的新鲜露头上取样；②不要让样品受污染，可用新双层塑料装样，并连同标签一起封好样置于阴凉处，及时送实验室测试。取14C样的要求如下：

试样经处理后得到β源，大都用液体闪烁计数法测量试样中浓度很小的14C。

放射性碳（14C）法是在第四纪测定年龄方法中测量精度最高、用途最广和最成熟的方法，近年来，加速器质谱（AMS）技术的应用，进一步扩大了14C法的测年范围，使得大于50ka B P（理论上最大的测年范围可达70ka B P）的定年也成为可能，广泛用于50ka B P（晚更新世晚期—全新世）以来的地质、环境和考古研究。从1954年以来，召开过十几次国际14C学术会议，出版有“放射性碳”专刊，全球有130多个14C实验室，发表了四五万个测试数据。中国于1966年在科学院建成14C年代测量实验室，以后有关研究所和高等院校也相继成立14C实验室，至今已发表数据1 000多个。

2.铀系放射性同位素年代法

1950年以前放射性同位素年代法主要解决老地层年代问题，开发了U－Pb法、K－Ar法、Rb－Sr法等，解决了1Ma～1Ga B P的矿物岩石年龄测量问题。1950年以来，除14C法外，还发展了铀系法（又称铀系不平衡法）以解决1Ma内的地质体年龄测量问题。

铀系法是对234U－238U法、230Th－234U法、232Th法、226Ra法和230Pb法的总称。这类方法是利用沉积物中所含有的少量放射性元素衰变系列中母核与子核放射性比的不平衡性来计算地质体的年龄。母核与子核的放射性比大于1为过剩，放射性比小于1为不足，由此而有不同的方法。

自然界有3个自然放射性系列：238U、234U和232Th系列（表11－5），有关元素的衰变常数如表11－6所列，其衰变过程服从式（11－4）与式（11－5）。每个放射性系列产生一系列中间子核，这一过程有放射性积累和放射性衰减两种情况：所谓放射性积累指沉积物中不含（或含很微量）231Pa和230Th，但含有一定数量的238U作为母核，由于238U的衰变产生中间子核230Th和231Pa的积累，从而引起沉积物中230Th/234U和231Pa/235U放射性比变化。所谓放射性衰减，指沉积物中含有过剩的234U、230U、230Th和231Pa等作为母核，由于母核元素的衰减引起沉积物中（由234U衰减）、226Ra/230Th或230Th/232Th或231Pa/230Th（由226Ra、230Th、231Pa衰减）放射性比值变化。由此而把铀系法分为中间产物积累法与中间产物衰减法。

表11－5　用于更新世断代的铀系同位素表

注：据曹伯勋，1995。

铀系法测定年龄的范围、样品与应用方面见表11－7，以230Th－234U法为例可以了解铀系法的一般情况。

230Th－234U法是利用沉积物中母核238U放射衰变系列中234U过剩和238U及234U/238U与

230Th/234U放射性不平衡来计算样品年龄。应用前提是样品初始不含230Th，保持238U→230Th衰变为封闭系统（用纯碳酸样）。238U的衰变系列为：

用中间产物中半衰期不太长也不过于短的234U与230Th年龄：

式中：标有样字的是测试数据；λ230与λ234分别是230Th和234U衰变常数（可从表11－4查得）；t为样品年龄。式（11－7）是根据式（11－4）与式（11－5）推导出来的。如已测得样品的234U/238U＝1.472±0.04，230Th/234U＝0.55±0.02；简单计算得知238U/234U＝1/1.472＝0.679 3，1－238U/234U＝0.320 7，λ230与λ234查表11－6分别得9.217×10－6a－1和2.794×10－6a－1。将上列数据代入式（11－7），求得t＝（82±4）ka^[4]。

表11－6　常用铀系子核的半衰期和衰变常数表

注：据曹伯勋，1995。

表11－7　铀系发（不平衡铀系法）类型表

续表11－7

注：＊常用方法，据曹伯勋，1995。

3.人工核爆炸放射性沉降法

这类方法的原理与放射性同位素法相同，测试对象为近几十年来人工核爆炸后降到海、湖、冰雪上的核沉降物。这类放射性物质的半衰期短，可用于测年小于100a的环境污染和沉积率等（表11－8）。如210Pb法的年龄计算式为：

式中：λ210为210Pb的衰变常数（表11－6）；210Pb0和210Pbh分别为沉积物表面和深度h的样品中的210Pb含量，210Pb用低本底放射性测量设备分析测定。

表11－8　人工核爆炸放射性沉降法

注：据郑洪汉等，1979。

利用210Pb可测算海、湖沉积速率（v）

式中：m为不同取样深度h处样品的lg（210Pb）h和取样深度h处坐标的斜率；λ210为210Pb的衰变常数，同一岩芯不同深度可取3～10个样品（10个最好），分别测出210Pb含量绘成图即可求出m值，代入式（11－9），求沉积速率（v）。

4.K－Ar法

自然界有种3钾（K）：39K、40K和41K，40K为放射性同位素。40K通过K层电子俘获衰变和β蜕变成为40Ar。地质体中的40Ar绝大部分来自40K的衰变。在40Ar无泄漏情况下的封闭系统中，通过测量40K和40Ar的比值，用下式计算地质体年龄（t）：

式中：λk和λβ分别为K层电子俘获常数和β－1常数；40K和40Ar分别为样品中的40K和40Ar含量。过去由于运用此法的难度大，一般用于测量老地层的年龄，限制了此法在第四纪研究中的应用。1965年Merrihue提出活化中子法即用快速中子照射样品，使39K反应形成39Ar，39Ar＝J·40K（J为系数）。这样40Ar/40K就可以用40Ar/39Ar来测定（称39Ar－40Ar法）。改进后K－Ar可测小于1Ma内岩石年龄，主要用于火山岩测年。古地磁极性年表的极性时变化年界主要是用K－Ar法标定的。

40K－39Ar同位素定年法是最早用于测定岩石、矿物年龄的方法之一，主要用于104～109a年龄范围内的火山岩、侵入岩及其他含钾矿物和岩石的定年，也可用于10 000a左右甚至更年轻富钾矿物的定年。但使用40K－39Ar法有一个前提，即样品在形成时不含39Ar以及在样品形成后定量地保存了该样品产生的放射性成因的39Ar。另外，在远远低于熔点时，39Ar可能通过扩散而丢失，并且40K－39Ar法对样品的需求量较大，样品中的39Ar含量常难以准确测定。为解决上述问题，在40K－39Ar定年的基础上，梅里修和特纳于1966年提出了40Ar－39Ar同位素定年法。

以上各种放射性测定年龄方法的前提是把岩石矿物中的物理过程和化学过程作为封闭体系看待，但地壳的各种物理－化学作用过程经常引起元素的迁移和某些物理因素的变化，这些作用过程的后果可能会破坏方法的前提条件。因此论证方法前提的合理性、测定年龄样品的适应代表性以及研究元素地球化学性质和元素的迁移富集过程等，是每种放射性测定年龄方法研究的必不可少的部分。各种测定年龄方法数据的应用应以地层层序律为基础，并尽可能与古生物学、古气候学、新构造运动学和古人类学等研究成果结合应用，才能取得较好的结果。评价各种测定年龄结果的可靠性时，凡两种以上测定年龄方法的结果接近并符合地层层序律，谓之可信；只有1种年代学数据符合地层层序律，数据可供参考；若只有1种年代学数据且违反地层层序律，则数据不可信。不可信问题产生的原因可能是方法本身不成熟或方法成熟但操作有误，另一个原因是标本受污染或无代表性。

（三）其他方法

利用历史考古法、沉积学法和树木年轮法等，在具备条件时对测定10～0.1ka B P沉积物年龄推断有重要的价值。

树木年轮法是通过对古树和现代树的年轮数目及宽窄变化研究，推断8ka B P以来沉积物年龄和严重的干湿气候与环境变化历史。树木春生秋止，春材木质细胞壁薄、形大、排列疏松，秋材木质细胞壁厚、排列致密，春秋材合计1a。年轮宽反映该年气候暖湿，降水充沛，反之年轮就窄；同一地区树木年轮宽窄变化相同。利用不同树木相同时期的年轮重叠逐段连接（图11－13），可以得到长时期年轮记录（至今已可推到8ka B P左右）^[5]。

图11－13　弗里特树木年轮计算法图

（据何娟华，1979）

生长在远离人群高地上的白皮松、马尾松、扁柏、桧树和银杏树等靠近基部的圆盘标本最理想。树木年轮宽度变化与年降水量记录的相关性明显（图11－14），这为那些没有气象记录的年代和地区的古气候研究提供了良好的材料，并可为旱涝灾害、冰川进退、太阳黑子活动和大气中14C生产率校正与对比提供基础。

图11－14　湖南岳阳树轮宽度变化与降水量逐年变化图

（据何娟华，1979）

以上各种确定第四纪沉积物年代方法的时间范围和各时段可所供选择的方法组合如图11－15所示。

图11－15　第四纪测定年龄方法的时间范围和各时段方法组合选择图

（据曹伯勋，1995）

第四纪地球大气圈、水圈、岩石圈和生物圈的重大变化事件都具有一定程度的内在联系，因此综合性多重地层划分对比可以揭示上述各圈层演化历史之间的关系。综合－多重地层划分以岩性（宏、微观的）记录为基础，以多种年代学方法为必要条件，古气候、古环境与古生物（哺乳动物、软体动物、植物孢粉组合等）事件不可缺少（事件地层），其余视具体剖面材料决定。综合多重地层剖面上各种事件分界的一致或不一致，可以反映各种事件的同时、超前或滞后关系。

在实际工作中，应充分利用比较岩石学法、地层接触关系（构造地质）法、地貌标志法和特殊标志层对比法建立起局部地区的有效层序，再利用气候地层学法和生物地层法，并参考古人类和考古学成果，同时通过年代学方法较准确地确定第四纪地层的地质年代以及与其他地区地层的对比关系。

第二节　第四纪地层下限问题与分期方案

第四纪下限问题即上新世（统）与更新世（统）的分界（N/Q）问题，这是第四纪研究中一个长期未能完全解决的基本问题。众多的研究者都力图用一种全球性事件（如气候或生物）的等时线来定义第四纪下限，但由于这些事件在地球上各部分出现的穿时和时差现象，因而至今国际上关于上新世与更新世分界问题尚未取得一致的意见。传统上地层分界的划定是以海相地层为基础的，但对于陆相地层发育的第四纪下限问题，研究海陆地层记录时都应该重视。

一、第四纪下限问题

（一）国际第四纪下限问题研究情况

划分依据主要按照生物地层学和气候地层学原则来划分。生物地层学原则包括海、陆相生物地层；古气候地层学则以暖冷气候旋回为原则。研究者的依据不同，有关第四纪下限问题有下列4种意见。

1.0.8～0.7Ma

按照第四纪首次出现冰川活动作为第四纪开始的原则，早期把第四纪下限划在阿尔卑斯贡兹冰期冰碛层底部，其古地磁年龄为0.73Ma，或以欧洲“克罗麦层”底部为界，其年代为0.8Ma。以后由于发现比贡兹冰期更老的冰碛物，现在除少数人持这一观点外，大部分第四纪冰川地质学家都放弃这一观点。

2.1.8Ma左右

1948年在国际地质大会伦敦会议上，按气候－生物地层原则提出，第四纪下限在海相地层中，以意大利地中海沿岸卡拉布里层底部含有北方型喜冷软体动物化石北极冰岛蛤（Artica islandica）和喜冷有孔虫饰带透明虫（Hyalina balthica）出现为标志，即N/Q分界划在卡拉布里层底部，其下为上新世阿斯蒂层。陆相地层则划在含有最早出现象、马、牛化石的维拉坊组河湖相层底部。1982年国际第四纪联合会的N/Q界线小组委员会根据对意大利地中海沿岸另一地点海相地层弗利卡剖面的研究，建议以喜冷底栖有孔虫波罗的饰带透明虫（Hyalina balthica）、浮游有孔虫厚壁新方抱球虫（左旋）与可可石类的大洋桥石（Gephyrocapsa oceanica）等的大量涌现和超微钙质化石盘星藻（Discoasder）类的大量绝灭层位作为N/Q分界，此分界位于古地磁极性的奥都维亚时附近，为1.8～1.7Ma。陆相地层中据对维拉坊哺乳动物群研究，维拉坊组地层可以三分，中维拉坊组哺乳动物群中含有喜冷的化石如披毛犀反映气候有所变冷，N/Q分界可以划在中维拉坊组底部。

3.2.4Ma(www.xing528.com)

据对欧洲和俄罗斯地台的植物群研究，在2.4Ma（斯堪的纳维亚大冰盖形成之前）植物群发生过重要的变化，喜暖的东亚或北美种类大量减少，而欧亚针叶树种和草本大量涌现，标志一次气候显著变冷，提出可以此为N/Q分界，大约与古地极性的布容/松山分界相当。

4.3.5～3Ma

在阿拉斯加发现3.5Ma（甚至有更早的）的冰碛物，亚洲北部喜暖植物成分（如银杏、枫杨）减少，非洲出现较原始的古人类（如肯利亚1470号人头骨化石下伏图鲁博尔火山灰年龄为3.18Ma）。尤其是古冰碛的发现，可作为Q的底界，冰川地质研究者大多支持这一意见。

以上几种第四纪下限方案存在着一系列问题，比如并列的统的时间尺度相差很大、无年代学数据、未反映气候的多波动性、仅反映了Q/N下限为0.8～0.7Ma的冰期方案。这些方案虽未能解决N/Q分界的统一下限问题，但都揭示出第四纪地壳发展中的重大客观事实，把第四纪下限问题的研究推进了一大步。

（二）中国第四纪下限问题研究情况

1948年，中国采纳伦敦会议方案，把第四纪下限放在含有性质上与欧洲维拉坊动物群相似的泥河湾动物群的河湖相泥河湾层底部。1959年全国地层会议肯定了这一意见。

近些年来，随着国际国内第四纪下限问题研究的深入，中国第四纪下限出现了上提和下移两种趋向：①北方的早更新统泥河湾组（Qp1）、三门组（Qp1）和南方的元谋组（Qp1）一分为二，并把N/Q分界上提到早更新世地层中部，其依据是哺乳动物群或古地磁年龄。②第四纪冰川地质工作者则提出把N/Q分界下移，其依据是发现约3Ma冰碛，认为这是中国第四纪最老的冰期。此外，南京雨花台组中发现上新世植物化石，而认为整个雨花台组应划入上新世。总的来说，中国第四纪下限问题的研究与1958年前相比有了一定的进展（表11－9），但亦未取得统一意见。

二、第四纪地层分期方案

1932年国际第四纪研究联合会（INQUA）提出一个以古生物地层与古气候地层并举的第四纪地层划分方案（表11－10）。该方案的古生物地层学原则上应理解为包括海、陆相生物地层；古气候学则以从暖到冷的冰期旋回为原则。其中晚更新世—全新世部分，即包括晚更新世的末次间冰期、末次冰期和冰后期，一直沿用至今。

上列方案历时甚久，不足之处明显，如并列的统的时间尺度相差很大，阿尔卑斯地区贡兹冰碛古地磁年龄不大于0.73Ma，而表中仅反映了N/Q分界的0.8～0.7Ma方案，没有年代学数据和未反映气候变化的多波动性等，是方案固有的和以后研究进展反映出的种种不足之处。但在新方案提出之前对这一国际方案还应有所了解。

表11－9　中国第四纪下限研究简况表

表11－10　国际第四纪划分方案表

注：据曹伯勋，1995。

关于第四纪地层单位问题，国外第四纪沉积物年龄测量技术运用较广，一般多用古地磁极性配合其他年龄值作沉积物或第四纪重要事件的年龄标尺。我国广大平原区钻孔剖面的第四纪地层划分，一般按1990年颁布的《中国地层指南及中国地层指南说明书》建立岩石地层单位“组”，再配合以古地磁极性和其他年龄值。在实用中，常可在分统基础上划分出若干（三分或二分）次级单位，如全新统（Qh）可分为早期（Qh1）、中期（Qh2）和晚期（Qh3）各段等。

第三节　中国第四纪地层

一、中国第四纪地层区域特征

中国地域广阔，地貌复杂多样，气候具有明显的地带性，新构造运动活跃，使中国第四纪地层具有下列特征。

1.第四纪地层的分布、厚度、沉积类型和旋回性受新构造运动制约

新近纪末期以来，青藏高原的强烈隆升，形成我国从西至东的阶梯状大地形与北东向、东西向平原和盆地沉积区，沉积厚度一般达几百米。在继承性沉降堆积区，第四纪沉积常继承新近纪堆积作用，形成相似的沉积类型。这一类盆地第四纪沉积的正旋回粒度韵律与新构造间歇性运动有关。

2.第四纪地层的特点受气候控制

中国地貌和气候的纬向及经向变化特点，形成了中国第四纪地层的区域性（或地带性）特征。西部强烈上升的气候干燥和干冷区主要以冰川、冰水、洪积、风积和盐湖沉积为主；东部华北半干旱区黄土极为发育，华南区则随处可见亚热带红土和受亚热带气候湿热化的红土砾石，东北河湖沉积普遍，沿海地带不同程度地沉积了第四纪海相地层。有所谓东蓝（海洋）西白（冰川）南红（红土）北黄（黄土）和东北黑（沼泽土）的区域沉积优势特征。

3.沉积物成因类型复杂多样

中国第四纪沉积物有海相、陆相、海陆过渡相、构造成因、火山成因和人工堆积6个系列，其中以陆相沉积物分布最广泛；每个系列中又包含若干个沉积物成因类型。在不同的地质、地理环境中有不同的优势沉积物成因组合：平原（山间盆地或断陷谷）沉降区河流、湖泊和沼泽成因堆积物最为常见；低山丘陵区风化、片流和重力堆积物占优势；上升的剥蚀山地区冰川、冰水、洪流、泥石流和重力堆积物极为常见；沿海和陆架则有过渡相和海相沉积物。我国第四纪火山堆积主要见于东北、西南或断裂带，而东部则人工堆积物很普遍。

二、中国第四纪区域地层简述

近20多年来，中国第四纪地层研究的主要进展表现在：黄土地层研究达到国际先进水平；平原区第四纪地层划分对比应用了年代学（尤其是古地磁学）和孢粉资料，提出了若干以钻孔资料为基础的地区性年代－气候地层单位；部分地区代表性剖面由于有了年代学数据，提高了地层单位的时间精度；由于新的哺乳动物化石的发现，一些地层的划分有重要变化；第四纪海相和海陆过渡相地层研究取得了新进展。

按中国第四纪地层区域特征分为华北区、东北区、西北－青藏区、西南区、华南－东南区、东部平原区和邻近海域7个主要地层分区。以下对每个地层区的主要地层特征加以简述，并列出该区内扼要对比关系（主要为堆积区）。

（一）华北区

本区包括豫、冀、晋、陕和陇东地区，其中有黄土高原和汾渭谷地等主要第四纪地层堆积区。以黄土、河湖相地层为主，部分地区洞穴地层发育。

河北平原第四纪地层沉积厚度大，分布广泛，成因类型主要有冲洪积、湖沼沉积、海积、残积以及风积和火山堆积等（表11－11）。半个世纪以来，河北省第四纪地质研究不断深入。第四系下限差异较大，河北平原以3.06Ma为第四系下限，而山东以1.80Ma为第四系下限，北京、河南、天津以2.48Ma为第四系下限；第四纪地层内分也存在差异：河北平原上更新统代表地层组——欧庄组，实际上包括中更新统、上更新统地层组，河北平原杨柳青组实际是下更新统地层的一部分。

表11－11　河北平原古地磁极性柱解译

注：据刘立军，2010。

在以往研究的基础上对河北平原第四纪地层划分的一次探讨，由于一些小区缺乏古地磁测年资料，而标志层、沉积物颜色特征界限又不明显，故影响了第四系下限和各统底界划分精度。通过对以往地层岩性、成因类型、结构、标志层、14C、古地磁、钻孔等资料的重新分析与对比，依照《中国地层指南》对河北平原第四纪地层进行了重新划分和修订。以2.58Ma为第四系下限，以0.78Ma为中更新统底界，以相当深海氧同位素5阶段开始的0.128Ma为上更新统底界，以大体相当深海氧同位素1阶段开始的0.01Ma为全新统底界，修订后的河北平原第四系厚度减小40～220m。

1.第四系下限（N/Q界限）

根据河北平原10个典型钻孔古地磁测试资料分析如下：

河北省鸡泽县Ⅲ25孔M/G界线在367.90m、371.17～375.00m出现深棕色、紫红色黏土，492.57m以下出现20小层紫红色、5层棕红色粉质黏土。河北省临西县Ⅲ29孔M/G界线在320.00m，该界线之上仅119.70～122.30m为棕红色黏土，308.70～314.40m层段上部为棕红色黏土，下部为灰黄色、锈黄色黏土；M/G界线之下的320.00～323.20m为棕红色（偶有灰绿色黏土），至473.00m深度共有14层棕红色黏土，473.00～489.00m层段上部为棕红色黏土，下部为紫红色黏土，489.00m之下为12层棕红色、紫红色黏土。由于固2孔、Ⅲ25孔、Ⅲ29孔皆为M/G界线下即见厚层棕红色黏土，符合进入第四纪气候突然转型的古气候背景，故采用厚层棕红色黏土最高出现层位。

沧州市区基本坐落在沧县隆起处，理论上M/G和B/M界线应浅些，但沧补12孔这两条界线较深。认为B/M界线确定在190m左右较好，现在确定的M/G界线之上依然出现厚层状棕红色黏土，是全区进行古地磁测试钻孔的特例（图11－16）。

图11－16　河北平原部分钻孔古地磁极性柱对比

（据刘立军，2010）

2.中更新统

根据南堡倴5号孔、临西Ⅲ－9号孔、饶阳6号孔、肃宁肃开5号孔、肃宁肃开10号孔等古地磁解译结果，参考固安固2号孔、鸡泽Ⅲ－5号孔、海兴沧13号孔、海兴7－17－1号孔、沧州沧补12号孔等古地磁解译结果，同时考虑凹陷和隆起构造单元的影响，综合确定中更新统底界为50～180m。

3.上更新统

晚更新世以来滨海地带3次大海侵始自末次间冰期，即深海氧同位素5期的年龄值0.128Ma，上更新统底界在60m左右。3次海侵层岩石地层特点明显，皆呈灰色，且3个海侵层底几乎皆可见基底泥炭或相近的富有机质黏土。一般在第三海侵层下是垂向地层中杂色黏土或较大钙质结核、棕红色黏土的最后出现层位。山前以S1古土壤为底界，中部平原以50～60m深度的淋滤淀积层为底界，没有此淋滤淀积层者，大体以60m左右的砂层为底界。

4.全新统

在沿海地带，以0.01Ma为全新世开始时间，大体在基底泥炭之下。由海向陆方向，由于海水逐渐淹没陆地，这一层序界面不等时，从这个角度分析，不能在远离沿海地带据泥炭层14C测年资料盲目下推一段以与0.01Ma年数值吻合。由于晚更新世末次盛冰期是第四纪中最冷的阶段，即使是泥质沉积物亦普遍因海平面下降、地下水位下降遭受氧化，应将此界线放在末次盛冰期砂层之上的锈黄色黏性土和无锈黄色黏性土之间。全新统底界大致在20m左右。

修订后的河北平原第四纪地层组（表11－12）为：下更新统（Qp1）—杨柳青组；中更新统（Qp2）—欧庄组；上更新统（Qp3）—杨家寺组；全新统（Qh）—歧口组、高湾组。

表11－12　修订后的河北平原各省第四纪地层系统

注：据刘立军，2010。

（二）东北区

本区包括辽宁、吉林、黑龙江3省。地表全新世沼泽堆积广布，平原地下更新世冲积和湖积堆积较厚，山地有冰川、冰水沉积，玄武岩喷发从上新世末一直延续到现代，临海大河口有海陆过渡相沉积。本区部分古生物地层以华北区为依据，但地层的区域性分异明显。

1.下更新统白土山组（Qp1）

该组上部为棕褐色砂土，下部为红色及白色砂砾，分选差，含冰川砾石。上下总厚度为5～30m或更厚。在大小兴安岭山麓组成二级阶地，往平原变为冲积、湖积物，伏于平原下40～50m或更深。

2.中更新统（Qp2）

东北区中更新统是平原区主要含水层，一般地面出露零星，多埋于地下10～30m，各地建组命名不同。

荒山组分布在松嫩平原东部，可二分：上荒山组（Qp2－2）为灰黄—棕黄色黄土状亚黏土，厚4～18m，热发光年龄为0.4～0.2Ma；下荒山组（Qp2－1）为黄绿色、灰白色冲积砂砾层，厚10～25m，属布容正极性时。

林甸组分布于松嫩平原西部地下25～30m，东部为灰白—灰黄色冲积砂砾层；往西变为常含钙质条带及结核，有机质含量较高的黑绿色湖相砂质黏土。

在下辽河平原，中更新统称郑家店组，为冲积、洪积砂砾、含砾砂与亚黏土，夹薄层海相层，总厚度达百余米，埋深达150～250m。三江平原区中更新统称向阳川组，上部为黄土状亚黏土，含铁锰质结核；下部为灰褐—灰黑色砂层及砂砾层，厚度为40～80m，最厚达100多米。

3.上更新统（Qp3）

上更新统东北区发育顾乡屯组和榆树组。顾乡屯组是东北区著名上更新统地层，总厚一般为20～50m。松嫩平原顾乡屯组可三分：上部黄土状亚砂上、亚黏土，含钙质结核，厚度为1～5m；中部灰黑色淤泥质亚黏土，厚度为2～6m，中层顶部14C及热发光年龄为23ka B P；下部砂及砂砾层，厚度为5～10m，其顶部热发光年龄为50ka B P左右。顾乡屯组中、下部含有著名的猛犸象－披毛犀动物群化石（第十二章）。榆树组分布在下辽河平原，厚度约70m，埋在地下约30m处，为灰色、灰绿色细粒沉积，夹两层海相层。

4.全新统（Qh）

平原区地表主要为冲积和湖积砂砾、砂、亚黏土和泥炭、淤泥；在辽河口为海陆相互层。山区有块状熔岩堆积，最晚的老黑山玄武岩喷发活动发生在1 721～1 719aA D。

东北区第四纪地层对比如表11－13所示。

表11－13　东北地区第四纪地层分区对比简表

注：据曹伯勋，1998。

（三）西北－青藏区

本区包括新疆、青海、甘肃西部和西藏，从新近纪以来地壳一直强烈上升，造成巨型隆起的青藏高原和载雪高山与封闭盆地对峙的祁连山－天山山地。气候随地壳上升不断向干冷方向发展，动植物界每况愈下。本区是中国现代和第四纪冰川与冻土最发育的部分，山地和山前第四纪冰川和冰水沉积物广泛发育。盆地内则以洪积、冲积、冰水沉积、风积和盐湖积地层为主。

1.山地冰川地层

天山、昆仑山、阿尔泰山和祁连山等高山区，第四纪一般至少有4～5次冰川扩展阶段，形成3～5期冰碛层及其间的间冰期地层（通常晚更新世冰碛层均可分为两期），以东昆仑山为例：

（1）下更新统（Qp1）惊仙冰碛层。主要为冰碛砂砾和冰水砂堆积，最大漂砾直径可达1～2m；上覆的羌塘组灰色与灰黄色河湖相砂砾及砂层和亚黏土层为间冰期沉积物。

（2）中更新统（Qp2）纳赤台冰碛及冰水砂层。岩性松散，厚度达1 000m，分布很广。

（3）上更新统（Qp3）冰碛层。分为两期：早期称西大滩冰碛、冰水砂砾层；晚期称本头山冰碛，为冰碛碎石与黄土；二者间的间冰期沉积物为喜水性芦苇化石层。

（4）全新统（Qh）冰川沉积物。如昆仑山小冰期冰川扩展形成的3道终碛，高差从10～20m至100～200m。

天山与上述情况类似。

2.盆地

青藏高原以北一系列近东西向或北西向盆地中堆积了较厚的第四纪沉积物。在以断裂地貌为界的受新构造差异控制的山前（或盆地边缘）发育很厚的粗粒沉积物，而且更新统地层之间多以角度不整合接触，或更新统地层有构造变动。

（1）下更新统西域砾石层（Qp1）。为黄褐色砾石层，普遍出露在准噶尔南缘，厚达2 000m，其中曾发现三门马化石（Egunas sanmenienses）。西域砾石层与上覆早更新世晚期“五梁司层”“玉门砾石层及其上覆更新统”“酒泉砾石层”均呈不整合接触。

（2）中更新统（Qp2）。一般在山前（或盆地边缘）为洪积、冲积砂砾层（有的地方与冰碛层过渡），往盆地中部过渡为河湖相细砂夹黏土层，厚度在50m以下。在准噶尔南缘的中更新统乌苏群（Qp2）亚黏土层中，发育微红色土壤层，采集到纳玛象化石。

（3）上更新统（Qp3）。新疆群为黄土、风成沙、砂砾层与灰黑色砾石层，后者是构成戈壁滩的基础（旧称戈壁组）。在有些地点的砾石层和黄土中有石膏；在东天山北麓乌鲁木齐附近上更新统（Qp3）仓房沟组河湖相砂层中采集到猛犸象、披毛犀、古菱齿象和普氏野马等化石。全新统有风成沙、冲积层、洪积层和湖积层。

3.青藏高原

青藏高原平均海拔4 500m以上，普遍发育冻土，周边山地现代冰川发育。第四纪本区以冰川冰水地层和湖相地层为主；髙原东缘为南北向深切峡谷系，主要有少量冲积层和洪积层。本区近些年来发现为数不多的中—晚更新世哺乳动物化石。

1）藏北地区

第四纪湖积、洪积和寒冻风化沉积层发育，前者厚度达几十米至100多米。以色林错—班戈错一带为例：

（1）下更新统猪头山组（Qp1）。为浅棕色黏土与红色钙质胶结的砂砾岩，厚度为10～65m。下伏上新统丁青组（N2）砂岩与黏土互层。

（2）中更新统夏穷错组（Qp2）。红色砂砾与砂层夹粉砂黏土，厚度为10～120m。

（3）上更新统同旧藏布组（Qp3）。黄土状亚黏土，产马、软体、介形类及硅藻化石，厚度为10～30m。

（4）全新统班戈组（Qh）。灰绿色碳酸盐黏土或文石水菱铁矿堆积，间夹棕色黏土，厚度为数米至10余米。

在扎文部地区有14级湖阶地砂砾层，分属下更新统（十一～十四级）、中更新统（七～十级）、上更新统（四～六级）和全新统（一～三级）。

2）藏南地区

第四纪堆积物零星，主要为冰碛、冰水沉积、冲洪积及洪积。以帕里盆地为例：

（1）下更新统—上新统贡巴砾岩（Qp1—N2）为灰褐色砾石层，夹蓝灰色粉砂及砂。砾径一般小于10cm。厚度大于200m。属高斯正极性时。

（2）中更新统聂拉木冰碛层（Qp2－1）为风化较深的巨砾和漂砾为主组成的冰碛层；顶部为棕黄色砂土夹石块。

（3）上更新统冰碛层，在海拔4 300～4 400m处称基隆寺冰碛层（Qp3－1）；海拔4 600～4 700m称绒布寺冰碛层（Qp3－2）；两者间有棕黄色砂土沉积，土中有时夹有机质。

（4）全新统冰碛（Qh）分布于现代山地冰川外围。

西北－青藏区主要地区第四纪地层对比如表11－14所示。

表11－14　西北－青藏区主要第四纪地层对比表

注：据曹伯勋，1995。

（四）西南区

本区包括云南、贵州、广西及四川等地。除丽江盆地有第四纪冰碛层外，本区以冲积、洪积和湖积地层为主，广西和四川东部有第四纪不同时期的洞穴堆积。云南腾冲有多期第四纪火山喷发。洞穴地层划分以含哺乳动物化石洞穴为标准，洞外堆积根据岩性和地貌与洞穴地层对比确定时代。

1.西南与华中洞穴及湖相生物地层

（1）下更新统元谋组（Qp1），标准地点在云南元谋盆地龙江以东的东山山前地带。

（2）早期研究者把元谋盆地一套厚度为695m的河湖相砂砾、砂与黏土互层岩系，分为4 段28层，根据其中的元谋动物群化石，划归下更新统，建立了元谋组（广义）。后续研究者趋向于把含元谋人门齿化石和云南马化石的上部第三、第四段重定为元谋组（狭义），其下第一、第二段划入上新统（N2）。第三段和第二段分界的古地磁年龄在2.48Ma左右。

2.广西柳江地区

广西柳江地区，沿江不同河拔高度的洞穴堆积与河流阶地冲积层有下述对比关系：

（1）下更新统（Qp1）。含柳城巨猿动物群的洞穴红色含角砾砂土，可与柳江第五级阶地冲积层对比。

（2）中更新统（Qp2）。含笔架山动物群的洞穴堆积与柳江第三级、第四级阶地红色冲积砂砾和网纹红土时代相当。

（3）上更新统（Qp3）。含晚期古人类－柳江人和哺乳动物化石的柳江洞穴堆积灰褐色砂质黏土，与柳江第二级阶地黄色冲积砂砾属同期地层。

（4）全新统（Qh）。有来宾巴拉洞六堆积与第一级阶地冲积层对应。

3.四川盆地

四川盆地是西南区最大的堆积区，以冲积砂砾堆积为主。

（1）上新统—下更新统（N2—Qp1）。有大邑砾石层和昔格达群，前者为广布于川西山前地带的冲、洪积砂砾层；后者为安宁河谷断陷河湖相沉积。二者厚度都在500m左右，均受构造变动，代表盆地周边上新世—早更新世末构造活动期。

（2）中更新统雅安砾石层（Qp2）。上部有网纹结构，产东方剑齿象化石，广泛分布在盆地主河高阶地区。

（3）上更新统广汉组（Qp3）。黄色冲积砂砾、粉砂层和“成都黏土”，均富含钙质结核，前者14C年龄为30ka B P左右，后者14C年龄为23～16ka B P。

（4）全新统（Qh）。为大河第一阶地冲积层，在资阳黄鳝溪沱江一级阶地冲积层中发现过6.55ka B P左右的资阳人化石。

洞穴地层以四川盐井沟洞和湖北西部长阳滴堆积为代表。

西南区主要第四纪地层对比如表11－15所示。

（五）华南－东南区

本区包括鄂、湘、赣、皖、苏、闽、浙、粤、台湾及海南等省区，地处中国大地貌上的第三阶梯丘陵区，属北亚热带—热带气候。

表11－15　西南区主要第四纪地层对比

注：据曹伯勋，1995。

洞庭盆地位于湖南省北部，是荆江以南，湘资沅澧四水尾闾（包括湘江的乔口、资水的益阳、沅江的德山、澧水的小渡口，以及新墙河、汨罗江、沩水等河口）以下河湖平原。洞庭盆地第四纪沉积物覆盖了绝大部分地区，分布面积达1.97×104km2。在漫长的地质年代演化过程中，洞庭盆地处于不均衡地壳沉降中，发育多个沉降中心，沉积厚度各处不一，盆中残丘有前第四纪地层出露。沉积厚度总的变化趋势是湖盆周边较薄，中心部位较厚，一般边缘区厚5～20m，盆地中心为200～300m，全区平均厚度为117m，最大厚度位置为汉寿酉港辰护ZK149孔，达334.05m。

洞庭盆地是长江中游最大的第四纪沉积盆地之一，沉积物分别来自于湘江、资水、沅江、澧水和长江等多个河流，且洞庭盆地又由多个次级凹陷组成，沉积物成分、成因、沉积相和沉积环境复杂、多变。其形成与演化对长江中游乃至中国中部的地质环境变迁具有重要的理论意义，同时对长江防洪、水土资源等具有重要的实际意义。

1.洞庭盆地第四纪岩石地层划分

根据岩石地层分布特点和出露的地貌特点可划分为露头区及覆盖区。

露头区第四纪地层主要是指洞庭盆地周缘丘岗发育的第四纪堆积，多有天然或人工第四系露头剖面，并常见前第四纪基岩或基座出露，地层厚度一般不大。露头区第四纪沉积的成因类型以冲积为主。覆盖区第四纪地层主要位于持续沉降区，多为现代河湖冲积平原覆盖的井下地层系统，涵盖有湖相、河流相及河湖相多种沉积类型。地层划分见表11－16。

表11－16　洞庭盆地第四纪地层划分

注：据柏道远，2010。

2.洞庭盆地覆盖区地层序列

1）华田组（Qp1h）

华田组主要为一套黏土夹砂、砾沉积，俗称杂色黏土。本组地层厚度变化大，在沉积中心为70～100m，最大厚度在汉寿辰护ZK149孔，厚156.46m。据其岩性可分为上、下两段。下段一般沉积厚度为20～50m。下部为一套灰—灰黄色砾石层、砂砾层，夹少量砂层。砾石成分主要为硅质岩、脉石英和石英砂岩等。砾径为3～8cm，总体下粗上细，显示正粒序结构。中、上部总体为一套杂色黏土（其中下部为含粉砂黏土），仅局部夹很薄的粉砂层。黏土颜色有黄绿、灰绿、橘黄、灰黄、浅黄、绛红、桃红等色，不同颜色者常相间、交错而形成条带状、团块状、环状、晕状等构造。

上段一般沉积厚度为30～50m。沉积物由砂—粉砂（含粉砂质）与杂色黏土组成多个下粗上细的韵律结构层，韵律结构层自下而上有增厚趋势。其中砂、粉砂呈灰黄色、灰绿色、黄绿色，约占总厚度的35%。杂色黏土及少量含粉砂质黏土为本段主体，颜色有青灰、黄白、黄绿、灰绿、橘黄、棕黄、灰黄、浅黄、绛红等色，不同颜色的黏土常相间或交错而形成条带状、团块状、晕状等构造。

2）汨罗组（Qp1m）

汨罗组伏于更新统洞庭湖组及其他上部地层之下，与下伏华田组整合接触。一般厚度40～80m，最大厚度在汨罗白塘ZK239孔，厚达127.64m。岩性为以灰黄色、灰白色为主夹有棕黄色、棕灰色的砂层，砂砾层和黏土质砂层，砂质黏土层及黏土层，构成多个向上变细的韵律层。局部含铁锰质结核。黏土层中多见水平层理，黏土层顶面与粗碎屑沉积物接触，多呈凹凸不平的冲刷面。

3）洞庭湖组（Qp2d）

洞庭湖组伏于上更新统坡头组之下，与下伏汨罗组假整合接触，为一套以砂砾沉积夹黏土的河湖相沉积。本组岩性变化较大，横向可对比性较差。据岩性组合可分3段。

下段岩性主要为灰色、灰褐色、灰白色黏土，砂质黏土，粉砂，砂及砂砾石，组成下粗上细的正粒序韵律结构，多时可达3～4个组合。在湖盆腹地岩性主要为灰色、灰褐色、灰白色黏土，砂质黏土，粉砂，中—细砂及砾石。砾石成分主要为脉石英、硅质岩和石英砂岩，砾径一般小于1cm。本段地层厚度在盆地中心一般为20～40m，最大厚度为91.18m；中段岩性主要由上部的黏土、粉砂质黏土与下部的砂、粉砂、砂砾石层组成，一般可见1～2个韵律层。黏土层结构紧密。总体上砾石砾径较大，磨圆度较好，其成分以脉石英为主，次为石英岩、硅质岩、变质砂岩等。沉积地层厚度在盆地中心一般为20～40m，最大沉积厚度达87m；上段埋藏于坡头组及上部地层之下，岩性上部为黏土、粉砂质黏土，下部为砂、砂砾石，最大厚度为73m。

4）坡头组（Qp3p）

本组在湖盆中呈小土包状零星散布，盆地中部多为全新统地层所覆盖，部分被现代河流切割出露。主要岩性上部为灰色、灰白色、灰黄色黏土，具似网纹状构造，黏土黏性好，结构紧密，含较多的铁锰质结核；下部为黄色砂、细砂、粉砂、含砾砂，极少砂砾石，局部发育古土壤层。一般厚度在几米至十几米，最大厚度为25m。

5）沅江组（Qh1y）

沅江组为灰黑色、灰绿色含粉砂黏土，粉砂质黏土，黏土质粉砂，粉细砂等，极少量砂、砂砾石。黏土矿物成分主要为伊利石、绿泥石、高岭石。沉积厚度一般小于10m，最大厚度为34.73m。

6）团洲组（Qh2t）

团洲组为黑灰色、灰黑色、灰色、灰棕色、灰褐色黏土，粉砂质黏土，淤泥，黏土质粉砂，粉细砂，少量含砾粉细砂，结构松散，多具微层理，砂—黏土韵律结构发育。沉积物中普遍见螺蚌壳化石及残片，个别地段为螺蚌壳化石层，含腐殖物残骸、炭化木。沉积厚度一般小于10m，最大厚度为26.20m。

7）赤沙组（Qh3c）

赤沙组沉积物广泛出露于低平原区及现代河、湖沉积表层，岩性为褐色、深灰色、棕灰色、褐黄色黏土，部分为褐红色黏土，偶见灰黑色、黑褐色黏土，粉砂质黏土，淤泥，淤泥质粉砂，黏土质粉砂，沉积物中普遍含螺蚌壳残体、腐烂植物层等。沉积厚度一般小于5m，最大厚度为21.43m。

3.洞庭盆地露头区地层序列

1）华田组（Qp1h）

华田组岩性组合与覆盖区基本一致，仅因构造抬升出露地表。可分为上、下两段。

下段仅见于常德黄土山。岩性为黄色、灰白色高岭石质黏土，中有较薄的砂、砂砾石夹层。在黏土层中见有已炭化的木块，外表风化为棕黄色（铁质浸染）。厚3～5m。上段出露在澧县伍家峪石膏矿、常德黄土山一带，在其他地方均埋藏于汨罗组之下，上部为紫红、灰褐、灰白、黄白等杂色黏土，含少量砂质，厚0.6～3.0m不等，底界不平整。下部为棕黄色砂、砂砾石层，含铁质胶结层，砂为中粗砂，呈透镜状；该层以砂砾石为主，砾石成分主要为脉石英、硅质岩、变质砂岩，结构紧密，砾径一般为2～3cm，个别达5～8cm，砾石磨圆度以圆、次圆为主。局部具斜交层理。厚9.60m。

2）汨罗组（Qp1m）

汨罗组主要出现在洞庭湖东部岳阳荣家湾至长沙铜官一带。湖盆南部毓德铺、沅江、赤山，西部常德黄土山，津市棠华、临澧杨板桥等丘岗地区也有零星出现。上部为粉砂质黏土、高岭石质黏土、棕红色网纹状黏土，中上部为浅灰白色、灰白色花岗质砂砾层—含砾砂层—砂层与灰白色、灰绿色、灰黄色砂质黏土—粉砂质黏土—黏土呈旋回式韵律结构，偶夹透镜状泥炭层。下部为粉砂、中细砂、砂砾石。发育水平层理和板斜交错层理构造。

3）新开铺组（Qp2x）

新开铺组主要分布于盆地周边的高阶地，主要为河流冲积相地层，其次为河湖相，地貌上构成T4阶地。一般发育砾—黏土韵律结构：上部为棕红色粗大网纹状黏土，厚5～8m；下部为砂、砂砾石，砂砾石层中砾石含量相对较少，砾径也较小（2～3cm），成分与物源相关，厚10～15m。

4）白沙井组（Qp2b）

该组地层在地表分布于洞庭湖周边丘岗地区的Ⅲ级阶地，厚4.5～36.6m。一般具砾—黏土二元结构层特点，在岳阳陈家嘴、临澧孟家桥、津市窑坡、汉寿王才坝等地具有两个二元结构韵律层。上部为棕黄红色网纹状黏土，网纹清晰均匀。下部砂层及砂砾石层均见有红土化作用，有部分砾石亦可见风化环，总体上砾石砾径较大，以次圆—圆为主。砾石受湿热红土化作用而发育网纹化，普遍发育有铁壳。含砾砂层、砂层中多具有板斜层理及水平层理。

5）马王堆组（Qp2m）

该组分布位于湖盆周边的低阶地，具砾—黏土二元结构，上部为具网状斑块的砂质黏土，多为浅黄棕色，其网纹较粗大，界线不清，但黏土结构紧密，含有铁锰质结核；下部为黄色砂砾石层，砂砾石成分较复杂，砾石成分与该地物源极为相关，砾径以2～5cm为主，个别达10cm，磨圆度以次圆为主。红壤化较强。上部黏土层厚3～5m，砂砾石层厚8～10m。

6）白水江组（Qp3b）

该组主要出露于湖盆边缘的低阶地及现代河流两侧的低阶地，岩性为灰黄色、黄褐色砾石和亚黏土构成的二元结构层，上部黏土层发育有不清晰的网纹构造。

全新统主要出露于盆地周缘，厚度一般小于3m，个别可达5m，由现代河流的冲积、冲洪积砂砾石及上部的砂质黏土组成。

（六）东部平原区

东部平原区包括海河—黄河平原、淮北平原、苏北平原和杭嘉泸平原，是中国东部第四纪主要堆积区。山前广布不同时期洪积层，中部为各大河流冲积层与湖沼沉积，沿海地带有海相和海陆交互相沉积。堆积厚度一般为200～300m，较厚者达300～400m，最厚约为500m。在研究黄、淮、海平原（即除杭嘉湖平原南部以外的本区）时，常用岩石地层学、年代地层学、气候地层学（孢粉组合）、生物地层学综合方法，对专门用以第四纪地质研究的钻孔岩芯和尚存有干缩样品的钻孔岩芯进行研究，并利用标志层（淋溶淀积层、混粒结构、铁锰结核、土层色序、海相层，火山堆积层和紫色层等）对平原第四纪地层进行大区和小区分层对比，提出了研究区第四纪地层的划分方案和地层层序对比。在上述以钻孔资料为基础的第四纪地层划分对比方法中，古地磁学方法用以确定N/Q和Qp1/Qp2分界，采用14C法和热发光法确定Qp3和Qh地层分界，孢粉分析对每个时期气候地层的进一步划分必不可少。

（七）中国海域第四纪地层

中国海域盆地形成于中新生代，发育在华北、扬子和华南3个不同大地构造单元上。中国海域盆地沉积有巨厚的中新生代地层，以新生代沉积为主，其地层层序从北到南，依据古生物、岩性、地震相等资料，可进行区域性地层对比。由于各地区所经历的构造运动不同，以及所遭受的侵蚀程度不同，出现层序间的地层缺失，给区域性的地层对比带来了困难。

1.渤海

新生界地层是在老地层之上发育的一套近万米厚的新生界沉积岩，其产状平缓，与下伏岩层呈明显的区域不整合接触。这一套地层自下而上可划分为3组。

第1组为始新统孔店组，它以充填式形式沉积在各断陷沉积区的底部，与上覆地层呈角度不整合，厚2 000～3 000m，主要为深灰色、灰绿色与紫褐色的泥岩层夹砂岩，为河湖相沉积。

第2组为渐新统，包括东营组和沙河街组，广泛分布于各坳陷中，自下而上逐渐超覆于各老地层之上，厚3 000～5 000m。

第3组产状平坦，广布于渤海，包括中新统馆陶组，上新统明化镇组和第四系平原组。

2.黄海

北黄海盆地东部坳陷的形成经历了晚中生代初始裂陷、早新生代断拗及晚新生代区域沉降3个阶段，最大沉积厚度达8 000m。晚侏罗世—白垩纪沉积为河湖相砂泥岩，最厚可达6 000m，是坳陷中主要的烃源岩和储集岩；古近系为河流相及浅湖－半深湖相沉积，夹储集层；新近纪以来为稳定的湖相、河流三角洲相和海相地层。

南黄海盆地北部坳陷中部有一呈北东东向断续分布的隆起带，将其分隔成几个凹陷，各凹陷中生界沉积的时代和岩相有所不同。20世纪70年代在隆起上所钻黄2井，于1 687m以下见含有变质岩砾石的地层，据此该隆起曾被认为是变质岩凸起。经对新地震剖面解释后，冯志强等学者认为这个前人所谓的“变质岩凸起”应是由古生代地层构成的断块，其上覆有底砾岩的中、新生界盖层。如果两侧存在具有较厚中、新生界沉积的凹陷而盖层条件又较好，则该凸起不失为寻找潜山型油藏的远景区。勿南沙隆起区中、古生代海相地层发育，构造面貌较苏南陆区相对稳定，主要以断块及缓倾背斜为主。印支运动后该区全面隆升，仅局部有古近纪小断陷，厚约1 000m的新近纪地层平覆其上。上新世，随着冲绳海槽的迅速扩张，东海逐渐被海水淹没。上新世末期东海陆架，海水超过浙闽隆起进入南黄海盆地。第四纪以来海水不断入侵，为海陆交互相沉积。

3.东海

盆地南部为海相，北部以陆相为主。始新统在东海分布广、厚度大，下部称瓯江组，厚850m，分布于南部，属海相；上部平湖组厚1 700m，分布于北部，为夹海相层的湖相沉积；渐新统花港组呈北东—北北东向带状分布于盆地东部坳陷之中，中心厚度大（1 000～2 000m），边缘小（数百米），以陆相沉积为主。中新统分布广、厚度大。自下而上为龙井组、玉泉组和柳浪组。中新世早期至中期为沉积范围不断向西扩展的过程，晚期盆地开始萎缩。中新统在北部曾受明显的构造变动，伴随挤压出现褶皱及逆冲断层，厚度由数百米到7 000m。北部以陆相为主，偶夹海相；南部为海陆过渡相到海相；上新统三潭组在东海广泛发育，产状平缓，层位稳定，厚度由西部的300～500m向东增至1 000～1 500m，下部为陆相，往上变为海陆过渡相。第四系东海群为遍布全区的披盖式沉积，产状近水平，厚度稳定，一般为200～300m。

冲绳海槽中新世起接受沉积，最大厚度达10 000～11 000m。中新世主要分布于北部，呈北北东—北东向展布。吐噶喇一井揭示下冲绳盆地厚1 558m，为大陆－浅海－半深海相碎屑沉积。上新统分布广泛，厚度为5 500m，吐噶喇一井揭示上冲绳盆地厚771m，为浅海－半深海相碎屑岩。第四系最大厚度达3 000m，为现代浅海相沉积。

4.南海

珠江口盆地是南海北部陆缘上最大的以新生代沉积为主的中新生代沉积盆地。新生界厚度达10 000m，其中古近系超过6 000m，古新统—始新统属河湖相沉积。新近系厚度为3 500m，中中新统属滨岸三角洲沉积，上中新统—上新统属海相沉积。琼东南盆地东接珠江口盆地。

新生界厚度达10 000m以上，钻井中见到寒武系基地变质岩、碳酸盐岩和中生代花岗岩等。

北部湾盆地为以新生代沉积为主的陆内中新生代盆地。古近系主要为陆相沉积环境，厚4 777m；新近系为浅海相沉积，厚2 300m。曾母盆地是南沙西南陆架海区的复杂构造带，各种方向的构造在这里交合，形成北东—东西—北西向的弧形构造，断裂多是北西向的张扭正断层。新生界沉积厚度可达8～9km，为三角洲相和海陆交互相的砂页岩及浅海相的碳酸盐岩沉积。基底为古南海的残留洋碎块、古新统和始新统的拉让群。

近40多年来，新技术、新方法的应用在第四纪研究中有了明显的进展，除开发出多种沉积物测定年龄的方法外，对古环境参数（如古温度）也进行了研究，定性和定量方法的结合提高了第四纪研究的精度。虽然每种研究方法都具有很强的专业性，但从事第四纪研究的工作者了解主要的第四纪测定年龄方法和古环境参数研究方法的基本原理和应用条件，有助于提高工作质量和与国际研究接轨。

思考题

一、名词解释

同时异相；全新世；泥河湾组；周口店组；萨拉乌苏组；元谋组；三门组；雨花台组；资阳组；元谋运动；三门运动。

二、简述

1.简述第四纪地层划分的原则和方法。

2.简述第四纪下限研究的主要观点和依据。

3.简述我国第四纪划分方案。

4.简述第四纪测年的基本方法。

5.简述热释光（TL）和光释光（OSL）测年法的区别与联系。

6.简述14C测年的基本原理、适用范围和优缺点。

7.简述年轮数目和宽窄是如何指示干湿气候及环境变化历史的。

8.古土壤在黄土地层划分中有何意义？

9.试述我国第四纪地层的区域性特点。

10.试述地文期的划分对我国北方区域第四纪地层划分对比的意义。

11.我国西南、西北地区第四纪地层的基本特征有何不同？

12.试述我国华南地区第四纪地层的区域性特点。

13.长江中下游地区的第四纪地层是根据什么原则划分的？

【注释】

[1]14C（26±1.30）ka B P，正负号数值为误差。

[2]古地磁极性时以对古地磁研究著名学者命名，亚时以标准地点命名。

[3]石英的ESR信号有低温杂质心（如Al和Ge心等）和常温E′心两类。

[4]据赵树森，《铀系年代学及其在洞穴研究中的应用》，1984。

[5]对不知年代的树木用年轮的14C年龄标定。