1.   中国第四纪研究历史

第四纪下限即第四纪/新近纪界限，是年代地层研究的一项重要内容，也是第四纪研究的基本问题。这个问题争论已久，很难得到比较一致的认识，国内如此，国外亦是这样，关键在于以哪些标志作为第四纪的开始以及如何应用这些标志来区别第四纪和新近纪。

从原则上，似乎大家都同意以下标志是第四纪的开始：① 人类的出现；② 新生代大冰期的形成；③ 气候显著变冷；④ 真马、真象和真牛(简称“三真”)的出现。其中第②、③ 项类同，但有区别。虽然这些标志原则上都是无疑义的，然而在具体应用时分歧较大。例如“人”以什么作标准？古冰川到底在什么时候形成？“三真”的演化和迁移规律如何？所有这些能否进行全球对比？此外，由于地球气候的分带性，使研究者很难掌握这些要素的变化规律。同位素年龄测定技术的应用和磁性地层研究工作的开展，使全球对比成为可能，无疑给第四纪下限的研究注入了活力。

20世纪50年代以前我国很少使用“第四纪”一词，一般使用“冰期”和“更新世”。受研究条件限制，当时主要是通过古生物化石研究来确定地层时代，在更新世研究中又以脊椎动物化石研究为主。因此将更新世与上新世、中新世合在一起研究，谓之“晚新生代”。在第四纪/第三纪界限方面一般使用“更新世/上新世”的表述。将周口店动物群及其地层置于更新世，泥河湾动物群(三门系动物群)及其地层置于上新世晚期^[1]，即Q/N界限位于周口店期与泥河湾期之间。1948年第18届国际地质会议建议以海相卡拉布里层及与其相当的陆相维拉弗朗层(Villafranchina)的下界作为更新统与上新统的分界以后，杨钟健^[2]撰文表示可以考虑将界限放在泥河湾期地层之下。泥河湾期动物群与上新世保德期三趾马动物群之间的区别是很明显的，两种地层的界限也很清楚，而泥河湾动物群和周口店动物群则较相近。因此，Q/N界限的这一改变，比较容易被中国地质学者接受。在1954年中国猿人发现25周年纪念会上，杨钟健、裴文中、吴汝康、贾兰坡和周明镇分别作了专题报告，开始将中国第四纪下限放在泥河湾期地层之下。之后，1957年中国第四纪研究委员会第一届学术会议(中国第四纪)、1959年三门峡第四纪地质会议和第一届全国地层会议都接受并使用了这一观点。

2.   中国第四纪下限研究现状

2.1   以泥河湾群为代表的北方地区

1924年美国地质学家巴尔博(Barbour G B)在中国河北阳原盆地进行地层观察时，将分布于泥河湾村一带的河湖沉积物命名为泥河湾层。此后，巴尔博、桑志华(Licent E E)和德日进(Teihard de ChardinP)等报导了泥河湾层中发现的脊椎动物化石。1930年，德日进和皮韦陀(Piveteau J)发表《(中国)泥河湾哺乳动物化石》，公布了泥河湾动物群的化石名单，并被广为引用。

泥河湾组广泛分布于河北阳原、蔚县及山西大同、阳高等盆地中。1949年以前，泥河湾组作为中国上新世晚期的地层，1949年以后根据第18届国际地质大会的建议，因与维拉弗朗层相当，被提升为更新世底部的地层。经过1980—1990年的研究，发现泥河湾组是穿时性的地层，跨越整个更新世。其底部哺乳动物化石性质介于三趾马动物群和泥河湾动物群之间的大南沟东壁东窑子头动物群^[3]，这个过渡性动物群的一些成员具有上新世种类的某些性质，但较上新世三趾马动物群的种类进步一些，而与第四纪的哺乳动物种类相比，其性质又较原始和古老。与它可以对比的是陕西渭南地区的游河动物群^[4]，蔚县东窑子头舖路、西窑子头豹花沟、稻地和东窑子头大南沟东陡壁都有哺乳动物群化石群发现^[5~8]，除了东窑子头大南沟东陡壁的上新世三趾马动物群和更新世泥河湾动物群的过渡型东窑子头动物群以外，其余三处的动物群均产于三趾马红土层中，如：西窑子头豹花沟动物群产于上新世早期的壶流河组，稻地动物群产于上新世晚期稻地组。据林永洲^[9]调查，哺乳动物群的层位比其他三个动物群的层位都低，而哺乳动物群中含有Equus。因此，陈茅南等^[10]认为这些动物群虽然含有较多上新世的属种，应位于更新世的底界附近。周昆叔等^[11]研究红崖剖面和大同盆地钻孔岩心的孢子花粉，发现在上新世三趾马红土之上以黑色黏土、砂质黏土和黏土质砂层为主体的泥河湾层河湖相沉积物中，存在古植被由冷杉、云杉、松针叶林演变为蒿、蔾草原(或缺乏孢粉)，再演变为松、云杉、冷杉针叶林的过程，反映了从第三纪到第四纪的气候变迁过程中出现了一个相当于冰期的由湿冷变为干冷再变为湿冷的过程，并称之为南沟冷期。南沟冷期的平均气温为-3~3 ℃，比现今当地的年平均气温低8.5~10 ℃。红崖剖面磁性地层显示，顶部地层晚于0.73 Ma，底部(即三趾马红土层顶面)早于3.0 Ma^[12]。南沟冷期，东窑子头大南沟东陡壁剖面底部，即东窑子头动物群，其年代大体相当于松山/高斯界限，约2.58 Ma。周廷儒等^[13]对西窑子头村和罗家堡等地三趾马红土层之上的下更新统底部砂砾层的冰冻褶曲、蔚县七普1孔的观察结果显示，深度619.11 m之上的孢粉组合以阔叶树为主，之下以针叶林为主，磁性地层位于凯纳反向亚时顶部位置，据此认为Q/N界线为2.80~2.90 Ma。

在古人类和古文化方面，阳原、小长梁、东谷坨等地的泥河湾组中相继发现旧石器时代早期文化遗址，证实有古人类的存在。对比小渡口剖面的磁性地层，认为小长梁遗址的年代为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]，也有人认为应该为1.87~1.67 Ma。在以刘东生为首、国内多名第四纪各领域的专家2000年撰写的论文《以气候变化为标志的中国第四纪地层对比表》中，提出了“中国旧石器文化地层序列”，将小长梁遗址的年代定为1.6~1.8 Ma。东谷坨遗址的地质时代为早更新世末期，约1.0 Ma^[16]。黄蔚文^[15]还公布了大南沟旧石器时代遗址的地质年代，为距今2.4 Ma。因此，从石器文化在古人类演化研究中所扮演的重要角色来看，泥河湾地区的泥河湾组是研究中国乃至全球陆相地层Q/N界线的可选剖面。

华北平原钻孔也是研究中国Q/N界线众所瞩目的证据之一，尤其是1980年前后，在北京地区顺义境内的顺5孔428.6 m处灰绿色、蓝灰色中粗砂层夹粉砂和黏土薄层中发现了丰富的以浮游类和底栖类共生为特征的有孔虫动物群，其中的波罗的透明虫(Hyalineabaltica)曾被作为意大利卡拉布里阶的标准化石而成为Q/N分界线的标志。此外，泡抱球虫(Globigerina bulloides)和厚壁抱球虫(G.pachyderma)，冷水面颊虫(Buccellafrigida)和北极小希望虫(Elphidiellaarctica)等冷水型种的出现，说明当时的气候显著变冷。在顺5孔的该层位以及顺1、顺2、顺3、顺4、顺6、夏2和通7孔等广海性窄盐属种有孔虫化石群层位还发现丰富的钙质超微化石，这些钙质超微化石与共生的金门藻休眠孢子大多为偏冷环境中生存者，所含孢粉组合也以草本的蔾科和蒿属占优势，木本植物以针叶树种占优势。北京地区的这次海侵，被命名为北京海侵，代表了一个寒冷期后期，其磁性地层位于松山倒转极性时与高斯正极性时界线处至留尼旺正极性亚时底界之间，即距今2.48~2.13 Ma。结合当时北京地区正处在亚极带或寒带至亚寒带的环境，推测该寒冷的气候期相当于气候带南移了大约6个纬度，因此将此作为第四纪下界^[17~20]，这种观点一直保持到本世纪初期^[21~22]。杨子赓等^[23]在河北平原东部沧州地区，以任丘北陵城沧9孔556.38 m岩心作孢粉分析，得到10个孢粉带，底部556.38~512 m的紫红色黏土夹砂质黏土层为含常绿林树种的针阔混交林组合，第二带为棕红色黏土和砂质黏土层，深483.5~456.6 m，孢粉谱显示植被从针阔混交林-草甸沼泽变化为暗针叶林-草甸沼泽。当时当地年平均气温比现在低9~10.5 ℃，下降到2.5 ℃平均气温的低温状态，应相当于冰期。他们以此作为第四纪的开始，在磁性地层柱上正位于马莫斯正向时的底部(约3.06 Ma)至凯纳正向事件(约2.8 Ma)之上^[23]。王强等^[24]和刘立军等^[25]在综合考虑华北平原、辽河平原和鲁北平原钻孔岩性及磁性地层柱的对比之后，指出以厚层棕红色泥岩为上新统顶板地层，基本可以反映上新世和第四纪气候变化的特征，也与M/G界线基本一致，以此作为华北平原底下的沉积物的Q/N₂界限也比较合理。

山西榆社地区的晚新生代地层(自下而上)为任家脑组、张村组和楼则峪组，总厚度409.1 m，为连续沉积，其中任家脑组厚80.9 m，被认为是冰碛和冰水沉积^[26]，张村组厚210.4 m，为淡水湖泊沉积，楼则峪组厚117.8 m，为河湖相沉积。对该剖面的Q/N界线存在4种认识：Pei等^[27]和山西地层表编表组^[28]将界线置于楼则峪组底部，理由是从楼侧峪组开始出现了第四纪的特有种，如三门马(Equu of Samneniensis)和披毛犀(Coelodonta SP.)等；Song等^[29]以孢粉植物群反映的气候首次降温为据，主张界线置于张村组底部；曹照垣等^[26]则依据任家脑组系冰碛和冰水沉积，将界限置于任家脑组底部；王惠基^[30]从腹足类化石和孢粉组合考虑，认为Q/N₂界限应置于张村组中段。

2.2   黄河中游和渭河谷地

古三门湖沉积广泛分布于晋豫陕间黄河及渭河谷地。自丁文江于1918年命名“三门系”以来^[31]，许多地质工作者先后在这一带开展工作，取得了大量成果^[32~37]，但对其时代归属问题至今尚未取得统一的认识，致使我国北方这一著名的晚新生代地层的划分仍比较混乱。

丁文江将黄河三门峡地区三门组命名为三门系之后，后来的研究将它分为上三门系和下三门系^[32]。根据所发现的脊椎动物化石，上三门系属周口店期，下三门系属泥河湾期，二者系不整合接触关系^[33]。1949年以后，中国科学院地质研究所、古脊椎动物与古人类研究所、植物研究所和北京地质学院组成三门峡地区第四纪地质队，于1954年在拟建的三门峡水库库区和大坝区进行第四纪地质调查和1:50000第四纪地质填图，将三门组分为上、下两部分。上三门组为黄色细砂层，含黑色矿物和黄色黏土球，夹粗砂、小石子和砾石，砾石多呈透镜体，交错层理发育，上部含丰富的哺乳动物化石；下三门组为灰绿、灰白色黏土、砂质黏土及泥灰岩层，夹数层细砂层，也时而夹砂砾，稍受构造变动，两者呈不整合接触关系。从岩性、岩相和生物化石看，上、下三门组是不同时期、不同环境下形成的。他们将上三门组定位早更新世，与泥河湾组相当，下三门组为上新世晚期所形成。1955年起，黄河三门峡地质勘探总队在完成三门峡水利枢纽工程地质勘查工作的过程中，查明了三门系沉积范围为东起三门峡，西至西安以西，以秦岭为南缘，龙门山为北界，沉积于汾渭谷地及潼关至三门峡段的山间盆地内，总厚度300~600 m，分5层，其中第1、2层为冰碛第一冰期形成，第4、5层也是冰碛，各层之间只有侵蚀和超覆的接触关系，认为三门系是第四纪形成的，但要从中划分出上新统比较困难^[38~40]。何培元等^[41]和曹照垣等^[26]曾对三门峡东坡沟剖面的三门系进行磁性对比研究，认为该处三门组缺失2.4~1.2 Ma的地层。孙建中等^[42]对华县武家坡剖面、张宗枯等^[43]对阳郭闫村钻孔的研究都在上三门组和下三门组之间找到了M/G界限。王书兵等^[36~37]在三门峡水库北岸的山西省平陆县黄底沟剖面上对三门群的磁性地层研究，揭示三门群始于距今5.0 Ma前，止于0.15 Ma，M/G界限位于C剖面下部砾岩层之上40 m的黏土质粉砂层中。

山西临猗、陕西渭南游河下游张家坡、川口王村、李家坡、阳郭西岔湾及蓝田县白鹿原九龙坡、康峪口、厚镇涝池河、刘家坪等地都有三门系发育，且大多有脊椎动物化石发现，主要是早更新世的属种。在游河下游，早更新世三门组(黄三门)以下，上新统壩河组之上，存在一套灰绿、灰白色、青灰色黏土和砂质黏土及泥灰岩层，相当于所谓的“绿三门”，之前认为属上新统，在该套地层中发现了上新世—更新世过渡类型的动物群，薛祥煦^[4]考虑到这个动物群中既有上新世的代表，如贺风三趾马和祖鹿等，也有第四纪才出现的动物，如貘鼠、貉和拟鼠兔等，这些新种的特征几乎都介于它们的上新世种与早更新世种之间(如游河貘鼠、圆三角齿猪)或处于该类的最早阶段(如游河象)。古生物学认为，一个新属种的出现往往要比旧属种的存在在决定时代上更有意义，据此将这个游河动物群确定为早更新世早期，早于泥河湾动物群，与欧洲早维拉弗朗期相当。三门系1—2段，即下三门系，根据磁性地层结果，形成于高斯/吉尔伯特界限以后至松山/高斯界限以前，距今约3.4~2.48 Ma^{[4, 44]}。

甘肃灵台的雷家河组上部为淡黄色、黄色和褐色砂质黏土层，间夹砂砾，底部有一层灰绿色砂质黏土层；下部是深灰、黄绿和桔黄色泥岩、砂、砂砾层，底部有一层灰绿色和灰黄色砂及砂质土。各层几乎都有化石，是又一个介于三趾马动物群和泥河湾动物群之间的过渡型动物群，黄万波^[45]将其命名为雷家河动物群。这个动物群中有8个属在榆社Ⅱ带动物群中出现过，有10个属与泥河湾动物群共有，其中三门马、长鼻三趾马、猪和斑鬣狗等代表第四纪的进步分子。按绝灭属占所在动物群中的比例比较，雷家河动物群占69%，东窑子头动物群占60%，西侯度动物群占47%，泥河湾动物群占33.3%，雷家河动物群的特点是含有泥河湾和西侯度两个动物群所没有的古老类型，如互棱齿象、五棱齿象、原齿象、库羊、中华河狸、原鼢鼠、角羊、三趾马、中华板齿犀等，而三门马在榆社Ⅱ动物群中是没有的，雷家河动物群的时代相当于上西瓦利克群Tatrot的时代，是早更新世的哺乳动物群^[45]。

张宗祜等^[43]研究阳郭塬北缘的阎村钻孔W7孔的岩心，将其划分为3段，即黄土段(0~120 m孔深)，黄三门段(128~255 m孔深)和绿三门段(255~432 m孔深)，并与游河下游地表露头对比，认为含游河动物群的游河组相当于渭河谷地钻孔中的绿三门段，并认为这个动物群缺乏真牛和真马化石，应划归上新世。孔中岩心的磁性地层柱，黄三门与绿三门的界线大致与松山/高斯界线相合，即为第四纪与第三纪的界限，距今为2.4~2.5 Ma。

综上所述三门峡和渭河河谷地区的第四纪底界至今存在两种意见：一种认为在黄三门与绿三门之间，即松山/高斯交界处，年龄为2.4~2.5 Ma，另一种认为绿三门或绿三门的一部分仍为第四纪，底界位于高斯正极性时中某一时段或高斯/吉尔伯特的界线处，年龄约3.0 Ma。

2.3   西南地区(元谋盆地)

中国西南地区的第四纪地层在云南各个小型断陷盆地内较发育，如元谋盆地以元谋组发育而著称。自1932年格兰阶(Granger W)发现云南马和其他哺乳动物化石，柯尔伯特(1940) 认为它们与缅甸上伊洛瓦底动物群相当，将其定为更新世早期。1949年以后，随着与元谋组相当的泥河湾组被提升为下更新统，元谋组便成为中国西南地区早更新世的代表地层。

1965年钱方、浦庆余等在元谋上那蚌的元谋组中发现元谋直立人牙齿化石以后，元谋组便成为第四纪地质研究的热点。虽然在研究中有不同看法，但基本观点是一致的，元谋组第1、2段大致与所谓沙沟组相当，含沙沟动物群，有法氏大水獭(Enhydriodonfaleoneri)、大河狸(Trogontherium SP.)、矮鹿(Muntiacusnanus)、昭通剑齿象(Stegodonzhaotungensis)、类象剑齿象(Stegodonelephantoides)、进步剑棱齿象(Stegolophodonstegodontoiesprogressus)、猫(Felis SP.)、犀(Rhiuoceros SP.)、鹿(Cervus SP.)、牛(Bovidue)，周明镇^[46]认为该动物群与印巴地区的中西瓦利克的道克派柵动物群相当，裴文中等^[47]则认为与上西瓦利克的塔特罗特动物群相当，为晚上新世至早更新世。元谋组第2段有昭通剑齿象、元谋剑齿象(Stegodonyuanmoensis)、剑齿象(Stegodon SP.)、鬣狗(Hyaena SP)和猪(Sus SP.)，周国兴^[48]将第1、2段的哺乳动物化石合称杨柳村动物群，认为是早更新世的动物群。对元谋组磁性地层柱的研究显示，元谋组大约形成于距今3.1±0.1 Ma至1.5±0.1 Ma，元谋人牙齿化石的层位形成于距今1.7±0.1 Ma^[49]。

金沙江、安宁河、大渡河等河谷中发育着一套湖相和河湖相地层——昔格达组，厚度变化较大，从几十米至1000余米不等。四川渡口市大水井剖面昔格达组下段的孢粉以冷杉和云杉为主的针叶林植被的孢粉带，是气候显著变冷的象征^[50]。大渡河谷的昔格达组磁性地层研究结果表明它形成于高斯正极性时开始以后，至松山反向时的留尼旺正向亚时后，大约为3.4~2.0 Ma^[51]。由于对昔格达组研究程度较低，很难从中找到第四纪的底界。

昆明盆地沉积了厚达500~1000 m晚新生代地层，科研1孔的孢粉分析和磁性地层资料显示，气候首次变冷发生在孔深480.20~469.45 m处，403.3~424.8 m处更偏冷，328.5~378.0 m处微冷，它们分别相当于高斯时底部的约3.1~3.4 Ma的凯纳亚时(约3 Ma)和松山时/高斯时界线附近(约2.48 Ma)^[52]。

2.4   东北地区

中国东北大兴安岭东坡在上新世至早更新世堆积了合山组和东华组，前者为绿黄色和杂色含泥量较多的砾石层，后者为黏土层夹薄层砂砾层。在松嫩平原西部沉积了上部为亚黏土和黏土、下部为含砾石中粗砂的泰康组。初本君^[53]以泰康组和合山组的底界为第四纪底界，磁性地层外推的地质年龄为2.9~3.0 Ma，但他们以地层不整合面作为层型的做法值得商榷。

孙建中等^[54]划分松辽平原第四纪地层采用了第四纪下界为2.58 Ma的方案，认为宁城黄土含有上新世的原鼢鼠，且处于高斯正向时之内，应属于上新世；泰康组的磁性地层柱也处在高斯时，亦属上新世；白土山组的磁性地层结果显示，其下界约位于2.58 Ma附近，上界在1.7~1.8 Ma，且含有三门马化石，故属于早更新世早期。

2.5   新疆地区

新疆地区上新世—更新世砾石层和砂层互层广泛分布于昆仑山麓和天山南北麓，通称为西域组。西域组砾岩广泛分布在塔里木盆地周围的昆仑山、天山山前坳地中，天山北麓和阿尔泰山南麓也有发育，与昆仑山麓下伏阿图什组砂砾岩和泥岩、天山两麓下伏独山子组都是连续沉积。

对于阿图什组和独山子组属于上新统并无异议，然而西域组曾有属于早更新世、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组砾岩底部发现三门马(EquusSanmeniensis)，因此，有研究者提出以西域砾岩底部作为新疆第四系底界^[55~56]。吕守安^[57]提出，三门马牙齿化石出土的地层，按新疆地层表的描述应为苍棕色层顶部，这里西域组砾岩与苍棕色层是连续过渡关系，所谓苍棕色层即独山子组黄色泥岩、夹砂砾岩层。他将天山北麓玛纳斯河剖面苍棕色层中发现三趾马、长头鹿、鹿，准噶尔盆地南缘苍棕色层中发现大唇犀，盆地北部乌尔禾地区、德仓山地区和乌伦古河地区的苍棕色层中分别发现羚羊、剑齿象和乳齿象等联系在一起，认为苍棕色层上部为上新世—早更新世的过渡地层，应置于下更新统。

陈华慧等^[58]就吕守安^[57]提出的问题，专门对安集海剖面和独山子剖面西域组底部和苍棕色层过渡带的上下进行磁性地层研究，结果表明安集海剖面大多处在正极性状态，其中出现2个反向极性亚时，考虑到此剖面的地层位于上新世—更新世过渡带，它应为高斯正极性时。两个反向极性亚时当是凯恩纳亚和马默思亚时，独山子剖面亦然。鉴于西域砾岩底界位于凯恩纳负极性亚时的顶面，认为新疆第四纪下限为2.92 Ma。

滕志宏等^[59]对库车河剖面磁性地层研究显示，西域砾岩上、下段的界限与松山/高斯的界限大致吻合，囿于当时国际地层表的第四纪/新近纪界限年龄规定为奥都维负极性亚时对应，因此认为西域砾岩全部属于上新统。

新疆塔里木盆地南缘的西域组以叶城南面的柯克雅剖面出露最全，该剖面西域砾岩厚达2000 m，与其下的阿图什组呈连续过渡关系，受构造运动影响，上部不整合覆盖水平状的阶地砾石层。据郑洪波等^[60]对柯克雅剖面阿图什组—西域组的磁性地层研究，阿图什组沉积年代为距今4.6~3.5 Ma，西域组沉积年代为距今3.5~＜1.8 Ma。西域砾岩和阿图什组中的粉砂岩夹层是与典型的风成黄土相似的风成物质，松山/高斯界线，即2.5 Ma的界限位于西域组砾岩的中上部。罗布泊盆地东部八一泉附近AK1孔揭露了一套从粗到细韵律的沉积地层，由粗砂层、中细砂层、亚黏土层、黏土层、含砾粗砂层和砂砾层等组成。根据磁性地层和岩石地层的研究，将第四系底界置于松山/高斯界线，即2.48 Ma^[61]。苏明磊^[62]对艾比湖K3孔进行磁性地层、介形类和孢粉研究，将第四纪下限年龄取松山/高斯界限2.6 Ma，位于该孔287.7 m深处。

综上所述，新疆地区第四纪下限问题虽有新近纪—第四纪的连续沉积，然因缺乏各类古生物而只能依赖其他地区的第四纪下限标准，基本都是通过磁性地层资料来确定的。

2.6   青藏高原地区

青藏高原地区新近纪—第四纪连续剖面包括昆仑山垭口的羌塘组、唐古拉山垭口的曲果组和阿里地区扎达盆地的香孜组。

吴锡浩等^[63]曾以羌塘组之下的惊仙冰期冰碛层作为昆仑山垭口地区的第四纪底界，以羌塘组磁性地层年代外推，第四纪底界年龄超过3.0 Ma。羌塘组磁性地层研究^[64]表明它主要处于松山负极性期，底部位于高斯正向期，松山/高斯界限与第二段/第一段界线基本相同。曲果组磁性地层研究^[65]表明，它主要位于高斯正极性和吉尔伯特负极性世，松山/高斯界限处在曲果组第三段顶部。也就是说，昆仑山垭口的羌塘组仅底部处在2.6 Ma以前，极大部分处在2.6 Ma以后；而唐古拉山垭口曲果组绝大部分处在2.6 Ma以前，仅顶部处在2.6 Ma以后。

阿里地区札达盆地内上新世—更新世堆积物曾称为札达群或札达组，孟宪刚等^[66]和朱大岗等^[67]因其间存在不整合而划分为下部的古格组和上部的香孜组。磁性地层结果显示香孜组形成于距今3.40~2.48 Ma，古格组形成于距今6.92~5.44 Ma，因香孜组中存在数层冻融褶皱而称为香孜冰缘期，其时代为3.40~2.48 Ma^[67]，而将第四系底界置于香孜组与古格组间的不整合面处，其上的香孜组底部的磁性地层年代为距今3.40 Ma^[66]。其间缺失2.04 Ma的地层，代表了这个不整合形成的时间，但以此不整合面作为年代地层的界限是不可取的。孟宪刚等^[66]认为香孜组的底界，可以是第四纪冰期的下限，或第四纪的下限，其ESR法和古地磁年龄介于3.10~2.40 Ma。

青海柴达木盆地第四纪地层的钻孔岩性、孢粉研究显示，在距今2.40~2.60 Ma间气候发生了显著变化。其下部以亚热带及喜暖的针阔叶乔木花粉为多，如雪松、罗汉松、铁杉、枫香、芸香、杉、栗、漆树、冬青、黄杞、木兰、无患子、山矾、山毛榉、紫树等，喜暖的蕨类孢子，如桫椤、风尾蕨、紫箕木也较常见，反映当时气候温暖湿润；其上部亚热带成分较少出现，藜、蒿、麻黄等旱生、盐生草木花粉大幅增加，气候明显向干冷转化。这个界限正是M/G所在，此应为第四纪下限所在^[68~69]。

2.7   黄土地层剖面

中国黄土主要分布在以黄土高原为中心的中纬度地区，面积约63×10⁴ km²，最大厚度达505.0 m^[70]。黄土中发育了多层古土壤，形成黄土与古土壤的相间沉积，即黄土-古土壤系列。由于黄土和古土壤分别携带各自形成时的自然信息，因此为研究各时期的地理环境及其演变提供了方便，同时也为研究黄土区第四纪下界提供了可能。研究表明，黄土主要是在气候相对干寒的环境下，西北气流携带大量粉尘落积而成，而古土壤则是在相对温湿的环境下，东南气流携带的粉尘较少，而以土壤发育为主的状态中所形成的。两者反映东亚季风的长期变化，即黄土主要落积时期代表冰期，古土壤主要形成时期代表间冰期。此外，中国黄土区在黄土层之下普遍存在三趾马红土，它因含有新近纪的三趾马化石，且红土代表温暖湿润的气候环境，而与第四纪的黄土相区别。它的顶界应是新近纪的顶界。

自从引进磁性地层学的概念与方法之后，中国黄土-古土壤研究进入了新的阶段，开始将黄土-古土壤的古气候信息与深海沉积物和冰芯的古气候信息进行对比，共同成为研究过去全球变化的三大支柱，同时也使研究黄土区第四纪下界成为可能。

刘东生等^[71]依动物化石和地层关系将中国黄土划分为早更新世午城黄土、中更新世离石黄土和晚更新世马兰黄土，并在1982年第11届INQUA大会报告中曾以黄土剖面为例，建议更新世/上新世界限置于M/G界面附近，年龄为2.4 Ma。1984年在莫斯科召开的第27届国际地质大会批准Vrica剖面为层型剖面，将更新世/上新世界线置于冷水种Cytheropteron testudo在地中海首现的层位底下，磁性地层年龄为1.6 Ma。安芷生在向大会提交的论文中讨论了中国北方第四纪下限，他根据洛川黄土/红黏土剖面、泥河湾和北京顺义钻孔剖面的综合分析，提出松山/高斯界面(2.48 Ma)，这是中国古生物群、沉积相和古气候发生巨大变化，甚至地外撞击事件发生的时间，这个界限比Vrica剖面记录的奥都维亚时更适合作为中国更新世/上新世的界限。张宗祜等^[72]也认为黄土高原地区存在两种沉积模式，一种是第四纪早期，开始为湖相或河湖相沉积，而后逐渐演变为河湖相与黄土沉积；另一种模式是黄土在更新世早期直接覆盖在下伏的上新世红黏土之上，其间夹一个岩性混杂的过渡层，然而其岩性特征与黄土十分相似。他们认为黄土形成略早于松山/高斯的界限，是第四纪的开始，大约在距今2.48 Ma。

1985年在西安召开的国际黄土研究学术会议上，孙建中根据西安刘家坡、蓝田肖官寨和吉林奈曼旗小北沟3个黄土剖面黄土落积的下界进入高斯正向时的事实，提出黄土地层的下界比当时人们所掌握的M/G界面即2.48 Ma还要早一些的论点。各地黄土的磁性地层研究都显示M/G界限在黄土底界之上，如刘家坡剖面、蓝田肖家寨剖面^[73]，宝鸡、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，可以认为黄土高原黄土地层的界限都在M/G界限之下数米，年龄为2.6 Ma。这也可以作为第四纪底界的地质年龄。

2.8   南海海洋沉积物剖面

中国南海北部有巨厚的海相沉积，如乐东30-1-13井，其化石系列可与Vrica国际层型剖面对比，用化石群划分出的第四纪底界，相当于井深1689 m(1.64 Ma)的位置，这一界线上下在中国南海变化不明显，而井深2176 m处反映的环境比较明显，此处大约为2.4~2.5 Ma，即松山/高斯界面上下，可作为第四纪的下界^[78]。

1999年在南海北部ODP1148站位(18°50′N，116°34′E)采集的岩芯研究结果显示了126个氧同位素期(MIS)，在距今3.1~2.5 Ma发生了δ¹⁸O阶梯式变重，直到2.2 Ma，南海表层水温发生不可逆转的变冷，表示这时北半球冰盖的形成^[79]，可以认为在中国南海地区距今2.5 Ma为第四纪的开始。

2.9   泥河湾阶的建立与中国第四纪下限

《国际地层指南》强调建立区域年代地层系统的重要性。中国于1990年便开始重视中国年代地层系统的建立问题，第二届全国地层委员会于1999年12月召开的“断代”工作组工作会议，提出了各“断代”建阶方案，并编制成“中国区域年代地层(地质年代)表”，于第三届全国地层会议期间，作为《中国地层指南及中国地层指南说明书》的附表，报国土资源部批准，在全国范围内试行。之后的《中国区域年代地层(地质年代)表说明书》将第四系(纪)划分为更新统(世)和全新统(世)，更新统(世)又划分为泥河湾阶(期)、周口店阶(期)和萨拉乌苏阶(期)，在黄土区相对应的是午城阶(期)、离石阶(期)和马兰阶(期)。泥河湾阶的下界既是更新统下界，也是第四纪下阶，其年龄为2.60 Ma。

2001年开始的由张宗祜、闵隆瑞主持的中国主要断代地层建阶研究，进行了泥河湾阶建阶研究，阶名是由第二届全国地层委员会第四系工作组于1999年12月在北京十三陵举行的全国地层委员会断代工作组会议上提出的，源自同名的岩石地层单位“泥河湾组”。阶的层型剖面位于河北省阳原县化稍营镇小渡口村东南郝家台，剖面底部位于郝家台南侧的台儿沟。台儿沟剖面出露马兰组黄土、郝家台组灰绿色粉砂黏土夹红棕色黏土质粉砂、泥河湾组浅灰绿色黏土层，以及蔚县组棕黄色粉细砂和黑色黏土。整个地层剖面由上述4个岩石地层单位组成，自下而上被划分为146层，蔚县组与泥河湾组的分界位于第34层与第35层之间，也即从顶部往下122.65 m处。结合台儿沟剖面的磁性地层、生物地层和岩石地层资料综合分析，将第34层至第124层作为泥河湾阶的地层，其底界为磁性地层M/G界线处，顶界位于B/M界线处。泥河湾阶由泥河湾组全部、郝家台组下部和蔚县组的顶部第34层的一部分组成。其生物标志是泥河湾阶之下的蔚县组上部即台儿沟剖面的1—34层的小哺乳动物化石可与陕西渭南的游河动物群对比，时代属上新世晚期，这个生物组合带是泥河湾阶底界之下的重要标志。泥河湾阶只在它的中上部第94—97层中发现10个属种，其年代为早更新世的中晚时代。除此之外，泥河湾阶的介形虫、软体动物化石和孢粉等古生物资料，都反映这一时期气候发生了较大的波动。但泥河湾阶建阶研究还存在明显的不足：① 年代地层单位“阶”是以其下界来定义的，从建阶要求看，泥河湾阶的下界目前尚未找到直接的生物标志，下一步应以泥河湾阶下界为主要目标，在下界附近进一步寻找生物化石证据；② 在上述基础上进行高精度的古地磁测定，加强综合分析；③ 必要时确立辅助剖面，力求将泥河湾阶下界研究做得更加完善。但最终中国第四纪下限研究并没有在泥河湾地区获得根本性的突破。

杜恒俭等^[80]综合以往他人的研究成果，将泥河湾地区划分为壶流河组(N₁²)、蔚县组(N₂¹)、稻地组(N₂²)、东窑子头组(N₂²)和泥河湾组(Q₁)，同时，将各组所含哺乳类化石组合划分为5个生物地层带，并与各地层剖面的磁性地层柱加以综合，并得出认识如下：① Hipparionhoufenense生物地层时限带，以西窑子头花豹沟和红崖扬水站剖面为参考剖面，地层厚20~35 m，该时限带上界为红崖扬水剖面三趾马红土的顶界，下界相当于花豹沟剖面壶流河组与蔚县组的分界；在生物化石方面，该时限带下界为Hipparionhoufenense在泥河湾地区的最低层位，上界为Minomysorienalis的最低层位，磁性地层柱上其上界大约是3.01~3.40 Ma，下界无磁性地层资料；② Mimonysonentalis生物地层时限带以稻地和红崖南沟剖面为参考剖面，该时限带的下限即Hipparionhoufenense时限带的上界，由于下伏蔚县组为假整合，地层厚度变化大，为8.5~43.18 m；该时限带的下界为MimomysOrientalis的最低层位，上界为Mimomysyouhenicus的最低层位；在红崖扬水站古地磁极性柱上，该时限带的下界相当于上一时限带的上界，约3.30 Ma，接近G/G界限，上界在红崖南沟及铺路极性柱都显示为2.48 Ma，为M/G的界限；③ Mimomysyouhenicus生物时限带，参考剖面为东窑子头大南沟东壁9剖面3~7层，厚37.2 m，该时限下界就是MimomysOrientalis时限带的上界，上界是“东窑子头组”的顶界；该时限带下界为Mimomysyouhenicus的最低层位，下界位于Allophaiomyscf.pllocaenicus的最低层位；在铺路古地磁极性柱上，该时限带的下界为M/G的界限，上界相当于松山世的奥都维亚世，大约为1.87 Ma；④ Allophaiomyscf.pllocaenicus生物时限带，以东窑子头大南沟剖面6—9层为主要参考剖面，辅以郝家台上部和东谷坨等剖面，该时限带的下界即上一时限带的上界，上界位于狭义的泥河湾组上部地层中；该时限带的下界为Allophaiomyscf.pllocaenicus的最低层位，其上界是现知的Microtus的最低层位，同时也是泥河湾地区Hipparion的最高层位；在铺路古地磁极性柱上其下限不清楚，借助郝家台的极性柱，它与奥都维极性亚时相当，约1.87 Ma，在东谷坨极性柱上，上界位于0.97 Ma之下；⑤ Microtus生物地层时限带，以东窑子头南沟10—13层为参考剖面，厚32.5 m，下界与上一时限带的上界一致，上界即狭义的泥河湾组顶部；该时限带下界为Microtus的最低层位；该剖面无磁性地层资料，借用东谷坨剖面磁性柱为0.97 Ma，上界位于布容世之内。据此认为，泥河湾地区第四纪/新近纪界线应以MimomysOrientalis时限带的下界为准，即相当于M/G的界限，为2.48 Ma，即现今的2.588 Ma；从地层看，广义的泥河湾组下部划分出稻地组和“东窑子头组”，稻地组属上新统，“东窑子头组”属第四纪^[80]。

综上所述，杜恒俭等^[80]对泥河湾地区晚新生代生物地层带的研究与张宗祜、闵隆瑞的泥河湾阶建阶报告不同，前者着重于生物地层带，后者则着重于岩石地层的划分。

3.   结论

中国第四纪底界问题虽然存在不同的观点，有2.4~2.6 Ma，3.1~3.4 Ma和＞4.0 Ma等几种意见，但比较倾向的看法是放在松山/高斯界面，即2.4~2.6 Ma较合适。需要指出，中国第四纪冰川研究者曾提出第四纪早期中国东部曾发现冰川沉积，如元谋组底下的龙川冰期、昔格达组底下的金沙冰期、泥河湾组底下的红崖冰期冰碛以及榆社盆地的任家脑冰碛层。此外如果以冰期开始为第四纪开始，则第四纪底界年龄当超过3.0 Ma，甚至超过3.5 Ma。

经过大约半个多世纪对中国第四纪下限的研究，对第四纪的特征用于中国第四纪下限的标志，更趋于成熟。虽然尚有3.4 Ma和1.8 Ma的不同看法存在，但在中国，第四系下界的位置逐渐集中到黄土与下伏红黏土的界面和泥河湾剖面的湖相层与红黏土的界面，其地质年代相当于M/G的磁性世分界线，即2.588 Ma。

中国第四纪下限的研究与国际上第四纪下限研究是紧密联系在一起的。20世纪70年代及以前，中国第四纪下限的确定跟随国际动向；20世纪70年代后期开始，中国学者主动提出自己的观点，并积极参与国际研究，中国的第四纪下限研究已经在国际上处于前列。

中国第四纪下限的研究尚有不足，主要表现在泥河湾建阶研究过程的的一些欠缺，但随着研究的深入，终会弥补这些不足。