1 第四纪下限划分依据

在第四纪研究当中第四纪下限的研究无疑是一个非常重要、不可忽视的问题。近百年来，第四纪下限年龄参照不同的底界划分标准经历了多次修改，常用的不同第四纪底界的标准主要包括气候变冷、生物化石、人类出现、古地磁、沉积构造事件等。以下为常用第四纪底界标准：

(1) 气候变冷: 从上新世开始发生5次显著的全球性气候变冷时间，分别是3.40Ma、2.50～2.60Ma、1.80～1.90Ma、1.10Ma和0.80Ma。

(2) 生物化石: E—B—E这条界线最早由Haug(1911)提出，以真马(Equus)、真牛(Bos)和真象(Elephas)即所谓E—B—E同时出现作为第四纪开始的标志，即2.40 Ma(校正为2.60Ma)左右，因其与上新世的三趾马和乳齿象存在明显不同。1982年，Pasini和Colalongo 提出1.60～1.80 Ma的划分方案(Pasini et al.,1987)，他们是将意大利被定为界线层型的Vrica剖面以爬行翼花介(Cytheropteron testodo)这种“第一位喜冷的来客”( the first cold guest )之初见层位作为第四纪的下界的，该方案经1982年INQUA第十一届大会，似乎得到了合法的地位，后经1984年第27届国际地质大会，Vrica层型剖面成为了国际地层委员会正式承认的第四系下限，年龄为1.80 Ma(Pasini et al.,1997)。2004年的国际地层年表将更新世的下界定在了1.806Ma。

(3) 人类出现: 第四纪发生的重要事件之一便是人类的出现，能人的出现在大约2.5～3.0Ma，据可考资料显示，最早的石器发现在东非的埃塞俄比亚，时代为2.50～2.40Ma。

(4) 古地磁：以古地磁极性年表高斯正极性(Gauss normal polarity)时与松山反极性(Matsuyama reversed polarity )时界线[时间为2.58 Ma(杨天水等,2011)]为分界，2008年，国际地层表第四纪下限采纳了2.60 Ma这个划分方案。

(5) 沉积构造事件: 在中国的陆相沉积中，黄土堆积很好地反应了上新世与更新世的不同，尤其是黄土高原地区，广泛分布着黄土—古土壤沉积序列，这些沉积物很好地记录了晚中新世以来的气候变化和生态演化历史(宁有丰,2010)，上新世为三趾马红土堆积，更新世为黄土堆积，界限清晰可见。

2 国际第四纪底界的历史与现状

近百年来，由于第四纪下限的争议一直存在，国际上其下限年龄也经历了多次修改。2009年，国际地质科学联合会(IUGS)批准了将第四系作为一个正式的年代地层单位，其底界定为2.58 Ma。第四系的新定义也由此投票产生，它位于新近系之上，底界由意大利西西里岛的Monte San Nicola金钉子定义，即由定义格拉斯阶底界的金钉子来定义，年龄值约为2.59 Ma(彭善池,2009)。2012年的国际地层表继续保持了以2.58 Ma作为第四系的底界(IUGS,2012)。目前，尽管多数学者认同这个年龄底界，但是持不同观点的声音仍然存在。为此，本文通过对中国不同区域近期较新数据的第四纪下限年龄进行相互对比，并与G—M界线进行关联性分析，揭示出我国不同地区第四纪下限的差异性及其可能的原因，并进一步佐证我国采用G—M界线(2.58 Ma)作为第四纪下限的合理性。

3 中国不同地区的第四纪下限研究

中国第四纪下限在1948年前采纳的是0.70Ma的划分方案(田明中等,2009)；1948年以后，先是采纳了第18届伦敦国际地质大会提出的方案，即1.80Ma；目前更多的则采纳了2.60Ma这个划分方案(田明中等,2009)。经过几十年的发展和探索，我国在第四纪下限的研究方面也取得了丰硕的成果，分别建立了北方第四纪下限的典型剖面(泥河湾盆地的泥河湾村附近产泥河湾动物群的剖面)(闵隆瑞等,2003)和南方第四纪下限的典型剖面(云南元谋盆地)(钱方等,1992)。然而，即便我国目前已有较为代表性的北方和南方第四纪典型剖面，仍存在许多地区采用本地区的第四系地层，它们有着自己的第四系地层划分和底界。中国的第四系约占中国国土面积的三分之一，且成因多样，类型复杂，是全世界各国地质学家较为关注的地区之一，对第四系的正确划分有着不可忽视的重要作用(闵隆瑞,1998)。

3.1 青藏高原地区

青藏高原位于我国的西南部，平均海拔在4500m以上，是第四纪河湖相沉积分布较为广泛的一个区域。这里我们分别选取几个已经通过不同测量方法得出第四纪下限的河湖相沉积点，进行综合对比分析。

为开展第四纪生物气勘查,青海石油部门在察尔汗(即三湖地区)施钻159孔,作第四系地层研究，着重以生物学(介形类)方法，郑绵平等(2008)将该区域的第四纪下限划分在2.60 Ma。朱大岗等(2007)、孟宪刚等(2005)在阿里札达盆地河湖相地层，通过对比271个样品的古地磁与85个样品的ESR研究，推算出该地区的第四纪下限应该在2.57 Ma。柴达木盆地，由于发育第四系巨厚的、连续的河湖相沉积，成为了一个陆相第四系研究的理想剖面(朱筱敏等,2002;孙镇城等,2002)。朱筱敏等(2005)在这里通过对构造不整合面、古地磁、古气候变冷和古生物种属突变(首次大量出现青星介)的多项比较，得出该区域的第四纪下限应划在2.58 Ma，该界面与 Shackleton 等依据北大西洋DSDPsite552A钻孔剖面所确定的第四纪大规模冰期开始有很高的一致性。

3.2 西北地区

该地区包括了新疆、甘肃和内蒙古西部。部分区域内发育有很好的第四纪湖相地层。对于该区域，作者选择了一些第四系地层分布连续的区域进行对比。

在新疆的艾比湖区域，苏明磊等(2011)通过介形虫与孢粉的年代与古地磁测年的对比分析，得出该区域的第四纪下限应划在2.60 Ma。在新疆的塔中地区，从早更新世到晚更新世分别为河湖相沉积、湖泊相沉积和风积沉积，张鸿义等(2002)采用用岩石地层学、年代地层学、气候地层学和相关的古地磁、磁化率、热释光、电镜扫描、电子自旋共振、微体古生物、孢子花粉、全铁含量及碳酸盐岩的C、O 同位素等对比的方法，最终得出该地区的第四纪下限应划在3.04 Ma。在罗布泊研究区域内，第四纪研究程度较差，对第四系岩石地层、磁性地层和气候地层研究还未做过深入研究，该区沉积以碎屑物质居多，主体为淡水湖相沉积，直到林景星等(2005)考察这里开始，才有了基于钻孔AK1对岩性特征、热释光年龄、古地磁极性倒转、磁化率变化和Fe2O3含量对比分析，最后推算出该地区的第四纪下限应划分在2.58 Ma。这里值得一提的是，该区第四纪底界的岩石地层、磁性地层和气候地层的界线完全一致，具有全球等时性。在新疆天山地区，主要存在河流相、河流三角洲相,部分地域有湖相层，陈华慧等(1994)由此采用地层岩性、古地磁、孢粉、重矿物等的综合对比研究，确定出第四纪下限应划在3.04 Ma。

3.3 华北—东北地区

我国的华北—东北地区又包含了华北亚区、黄土高原和东北亚区，该区的第四系地层研究历史最悠久，也是我国第四系地层研究的经典地区。在这个区域里我们不仅选取了北方第四系下限的典型剖面(泥河湾盆地的泥河湾村附近产泥河湾动物群的剖面)，黄土高原的黄土—古土壤剖面，还挑选以许多研究地点与其进行对比分析。

在北京顺义，赵勇等(2013)通过详细的磁性地层学研究，将第四纪底界定在2.58 Ma；在北京平原，研究者通过对该地全孔取芯样品进行古地磁、热释光、孢粉分析、地球化学和地球物理测井研究，以及分析对比古气候与古植被分带，岩性特征，推算出该区域的第四纪下限年龄为2.58 Ma (栾英波等,2011;郭高轩等,2008; Bao Yigang,2001)；在河北平原,更大一级的区域里,研究者不仅借鉴了以往的基础测试资料,如古地磁定量资料等，此外还考虑了诸如沉积物颜色、岩性、结构、韵律等多种因素，采用岩石地层学、生物地层学、气候地层学的方法进行综合对比分析，最终确定第四纪的下限应划在2.58 Ma (刘立军等,2010;王强等,2003)；在泥河湾盆地,主要为河流相堆积和湖相沉积,学者们采用古地磁测量、ESR、氨基酸古生物测年、古气候对比以及岩层岩性对比的方法，最终推算出该区域的第四纪下限应划在2.60 Ma (龙天才等,1991;邱占祥,2000;全国地层委员会,2005; Liu C R et al.,2010)；在黄土高原广大沉积区,研究学者在多地综合多项研究结果,包括古地磁测年结果、孢粉分析、古生物化石等等，推出第四纪下限应放在2.58 Ma左右(姚玉鹏等,2010;孙建中等,2005;刘嘉麒等,2000; Kukla et al.,1989),以午城黄土的底界为第四系的开始,其下则为上新世的三趾马红土；在经典的洛川黄土剖面，通过新近对黄土—古土壤序列的古地磁研究，重新厘定了磁极性界线的位置，测得该地G—M界线并不存在于黄土层中，而是至少位于黄土底界60cm以下(刘维明等,2010)；同时有一些早期的研究结果(Kukla ,1989;Heller,1984)也显示出洛川黄土G—M界线位于距黄土底界约2m处，而较新的研究成果(王先彦,2006;杨石岭,2001)却表明G—M界线是否位于洛川黄土的底部，也可能是由于不同学者对黄土底界的划分标准不同而造成的；据杨石岭和丁仲礼对黄土高原4个黄土—红土综合对比研究(Yang Shiling et al.,2010)，将传统上红粘土上部的一薄层黄土正式定为第34层黄土，由此将中国黄土的底界从2.60 Ma下移到了2.80 Ma，这暗示着气候的首次恶化时间比以往认识的还要早200 ka，然而鉴于在他们所研究的黄土地层中，G/M仍位于第33层，由此，黄土记录依然可以支持第四系底界应划在2.60 Ma。

3.4 华东—华南地区

该地区是我国的丘陵地区,主要包括了湖北、湖南、江西、浙江、安徽、福建、广东、广西及海南等省，我国学者在改革开放后也对此区域做了不少研究工作。这里我们选择一些第四系地层发育较好，研究较突出的区域来做比较。

在湖南境内，第四系地层发育较好,有河流相、河湖交互相、湖泊相以及残坡积相等各种类型，最近在洞庭盆地新施工了一个第四系钻孔(ZKC1孔)，其电子自旋共振(ESR)测年结果,以及孢粉组合都揭示了华田组下段归下更新统，ESR年龄达3.19 Ma (柏道远等,2010;柏道远等,2011)，此与古地磁反映的江汉平原周老镇钻孔3.00 Ma左右的第四纪下限年龄基本一致；在江苏武进,邹松梅等(2000)采用全取芯钻孔所取样本进行多种分析,包括从岩石地层、生物地层以及磁性地层等方面综合分析研究,最后结合以往测年资料确定第四纪底界在2.73 Ma，此地岩石地层、孢粉组合与磁性地层所确定的第四纪底界基本一致，两者仅差1.6m，；在雷州半岛南部，发育有类型多样的第四纪沉积物，王俊达等(1999)在此处钻孔获得了一套比较稳定的静水环境沉积物，再通过分析古地磁、孢粉、有孔虫及介形虫的数量，综合推出该地的第四纪下限应划在2.50 Ma。

3.5 西南地区

西南地区包括四川盆地、秦巴山地、及云贵高原大部等。该区域地形比较复杂、地势较高，以至于在新中国成立之后，才加大了该地区的第四纪的研究工作，而我国的早期第四纪下限的研究则更主要集中在华北地区。在南方开展的众多研究当中，又以对云南元谋盆地的研究最为突出，并建立了南方第四纪下限典型剖面。在云南元谋盆地，前人进行了详细的岩石地层学、磁性地层学以及生物地层学研究，把第四系下限定在沙沟组与元谋组的分界部位，年代为2.60 Ma(田明中等,2009)；在云南鹤庆，学者们进行了相对较为深入的研究，通过古地磁测年、孢粉分析以及岩性特征，推测第四纪底界年龄为2.62 Ma(肖霞云等,2007)；在四川盆地，近期学者们虽然也做了较多地质研究，但很少涉及第四纪，如“四川盆地中新生代地层区划及盆地演化分析”(罗威,2010)等，但都止步于新近纪末期而未达第四纪底部。

总体来说，我国多地剖面依据不同的划分标准确定的第四纪底界与松山一高斯极性转换界线(G—M界线,2.58 Ma)或重合或稍有距离。总体范围取2.50～3.04 Ma，与G—M界线最大差值为460ka。

4 讨论

4.1 与G—M界线存在差异原因分析

(1) 所选取的各地区样本大多数采用了多种的划分依据来综合进行论证，用的最多方法则是古地磁，其次岩石地层学为基础，辅以孢粉分析，生物地层学方法，而气候地层学，ESR等方法则相对使用较少。显然，同时以多个划分依据来对比得出结论，这样是很难达成共识的，因为这些作为划分依据的事件事实上不可能完全同时发生(章雨旭,2006)。

(2) 各地区对第四纪下限的划分依据不仅存在不同，偏重方向也有差异，有的偏重岩性地层，有的偏重生物地层，也有偏重磁性变化的等等，这些不同的划分依据很大可能会影响到最终的划分结果。

(3) 在相同的划分依据下，我国各地第四系底界年代也是有存在不同的。例如取生物划分为依据，相同的环境(相同的岩性)中含有相同的生物，但却不是严格等时的，生物受环境的控制明显，且生物的演化可能较缓(章雨旭,2001)。再如中国黄土高原,在西安刘家坡,黄土底界低于G—M界线3.6m(孙建中等,1987);在蓝田肖官寨，低于G—M界线1.4m(孙建中等,1991)。这是因为地形的某种差异导致堆积速率不同或受到后期的侵蚀影响。所以相同的划分依据也可能存在有差异的结果。这一差异的存在，可能由于地球轨道参数变化(沈吉,2007)，构造运动的影响，气候的影响，经纬度的差异，水、陆的不同，地势上高低的变化等等，当然还可能受到一定程度的测量方法，技术限制。

(4) 通过选取的样本，我们还可以观察到，第四纪相关工作在不同区域的开展分布不是非常均匀，有的区域近年来明显开展的第四纪相关工作更多，地区而有的则相对较少。我国有些地区对第四纪研究开始较早也较为深入，而有的地区则针对第四纪地质展开的专项研究还不多，甚至没有，大部分还处在一个通过其他工程或项目顺带对第四纪地层进行测量与研究，而这些研究也并未要求得出精确的结果。这也就导致不同地区测量手段与技术差异颇大，参差不齐。这也就是说，由于研究区域的第四纪研究程度不同，也可能影响到对该区域第四纪底界划分的精度。有一个好的第四纪研究基础，这好比“站在了巨人的肩膀上”。

4.2 与G—M界线的联系

(1) G—M界线附近的岩性变化：罗布泊地区G—M界线正好对应着一条极为明显的突变界线，其下为一套灰色交替色系的土黄色粘土层，其上为一套灰色色系与土黄色的灰色粗砂和含砾粗砂层。在北京平原的G—M界线上4m处为一处重要的岩性界面，下伏沉积物为棕红色粘土，上覆为灰褐色砂砾石。黄土高原G—M界线对应黄土与红土的分界，其下为上新世的三趾马红土，以上则为第四纪的午城黄土。其次，在2.60 Ma前后，黄土、红粘土碎屑锆石物源存在明显变化(李云,2014)。江苏武进G—M界线略高于岩性分界面1.6m，界线以下为灰白色含砾泥岩，以上为青灰色粉质亚粘土。云南元谋G—M界线下为杂色粘土层、亚粘土层、砂层夹褐煤层，界线以上为棕色、褐色、灰色粘土层、砂层、砂砾层，不夹褐煤层。

(2) G—M界线附近的生物明显变化：江苏武进G—M界线下孢粉为以木本(栎、榆、松)和草本(禾本科、菊科、十字花科)植物为主，推测当时植物可能为温带性质的落叶阔叶林，或针阔混交林，或森林草原。界线以上孢粉为木本阔叶树花粉为主(栎、榆、桤木和枫香出现峰值)，草本以禾本科和蒿较多，推测整体为一种温和凉爽的气候。

(3) G—M界线附近的突发事件：在洛川午城黄土底部，赵慧敏等(1989)曾发现了能证明当时火山喷发事件的火山灰及火山岩风化而成的伊毛镐石；洛川黄土剖面G—M界线附近，袁宝印等(1989)，吴锡浩等(1991)和徐和聆等(1993)都发现了能证明宇宙星体撞击地球事件的微玻璃陨石。

4.3 G—M界线的作为第四纪下限的优势

首先，冰川大规模的出现，气温的下降是第四纪质的转变，所以在划定第四纪底界确实可以选取以气候变化为主要因素，其他因素为辅助，来综合划定第四纪底界。然而由于冰川在世界各地出现的时间毕竟不可能一致，区域性表现较强，所以有学者曾建议在世界各大区分别选出证据确凿的层型剖面，以便于在本大区范围内对比应用，而不主张在世界范围内用统一的时间界限(赵国斌,1988)。再考虑到这样的做法，很可能会出现分离“第四纪”与“第四系”的关系，因此不建议采用以上的方式进行第四纪下限划分。其次，我国的第四纪陆相地层具有不可忽视的优越性，如我国的黄土，进入第四纪，黄土大范围沉积，第四纪底界时间与G—M界线时间吻合较好，如若采纳其他的第四纪下限划分方法，势必会把岩性统一的黄土体从中间截开，从而导致与岩石地层产生矛盾。最后，以动物化石为标准来划分第四纪下限，却存在动物扩散问题，如真马在3.70 Ma出现在北美，2.40～2.50 Ma扩散到巴基斯坦、欧洲和非洲；真象在4.00 Ma发源于非洲，2.80 Ma扩散到西瓦里克(Lindsaye et al.,1979) 。故同种动物在世界各地出现也具有穿时性，难以统一。那么，为了 “第四纪”的一致与统一，我们需要一个没有“穿时性”的标志。具有全球性，而又没有“穿时性”的标志，古地磁的G—M界线具有无法比拟的优势。

5 结论

就已有数据而言，我国各地区所划分的第四纪下限大部分离松山——高斯极性转换界线(G—M界线,2.58 Ma)不远，总体范围取2.50～3.04 Ma，与G—M界线最大差值为460ka，多个地区的第四系底界与其一致。那么第四纪底界以G—M界线为参考数据，在其上下浮动，是否有价值？我们的回答是肯定的。

第四纪有着鲜明的地史特点，它们之间存在着不同的因果关系，所以出现的时间也应该有先有后,可能不会同步发生。因此，同一种标志或不同标志在世界各地出现的时间也就不会那么整齐了。鉴于以上推断，再考虑到我国地域辽阔，所跨经度与纬度范围也相当大，所以完全可能存在不同地区在不同时间，先后出现第四纪开始的各类证据。总体来说，第四纪开始的证据都应发生在其底界的附近，以底界为中心，一定范围内波动，而G—M界限正好也是这样的一条界线，在众多第四纪下限划分依据中，以G—M界线作为第四纪底界，毋庸置疑，是可行的，也是合理的。

值得提出的几个问题：第四纪下限之所以一直存在争议，确实存在着“定义不清”的原因(章雨旭,2006)，根据不同标准来厘定的第四纪底界是必然无法统一的，很多标准都具有不同的局限性，因此，笔者赞成使用能得到全球统一且无穿时性存在的G—M界线来作为第四纪的底界；不同地区第四纪研究程度、深度极不均衡，有的已研究多年，有的甚至还未开始；在分析我国各地区第四纪研究成果时，发现到目前为止，第四纪地质的专项研究仍然十分欠缺，很多地区都是在进行其他工程项目时顺带开展第四纪研究工作，用于第四纪地质研究的实地测孔数量较少；全国大部分地区采用古地磁、孢粉等技术研究第四纪地层，但其他的辅助技术(如ESR测年(Beerten et al.,2007; Rink et al.,2007)，其测量范围宽，几乎涵盖整个第四系，是十分值得考虑使用的测年方法(刘春茹等,2011)还未得到广泛推广和使用。

对我国第四纪的研究还有很长、很曲折的路要走。在此过程中，研究者可以借鉴已有的成果和经验，努力开拓创新，综合各个地区有效的工作方法，互相交流学习，集思广益，取长补短，不断推动第四纪研究的深入发展。

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