孫建中1)2)  張致國3)  艾克文4)  劉豔華4)  李慧琴5)  袁維紅6)

　　(長安大學1)，西安，710054；中國科學院地球環境研究所，黃土及第四紀地質國家重點實驗2)，西安，710075；中國市政工程東北設計研究院3)，長春，130021；吉林省地質工程勘察院4)，長春，130021；甘肅省建築科學研究院3)，蘭州，730052；蘭州石化職業技術學院6)，730059)

　　這裡所說的松遼平原指狹義的松遼平原，不包括下遼河平原和三江平原。它的東界以長白山山地之西界為界，大致在木蘭——榆樹——長春——四平——昌圖——鐵嶺稍東一線。北界以小興安嶺之南界為界，大致在北安附近。西界以大興安嶺之東界為界，大致在訥河——齊齊哈爾——白城——開魯一線稍西。南界大致以奈曼與鐵嶺連線與下遼河平原分開，但實際上在法庫一帶松遼平原與下遼河平原在地下是相通的，沒有明顯的界限。

　　按第四紀地層發育的特徵可將松遼平原分三個區：I東部黃土臺地區；Ⅱ西部沉降帶；Ⅲ西南部黃土丘陵區。以下首先就這三個區加以描述，然後進行統一對比。

　　在討論地層時代時，首先要把我們劃分地層時代的標準擺出來：

　　全新世的下界：0.0lMaBP

　　晚更新世下界：0.128MaBP

　　中更新世下界：0.78MaBP

　　早更新世下界：2.58MaBP

　　上新世的下界：5.10MaBP

　　中新世的下界：24.60MaBP

　　一、東部黃土臺地區的第四紀地層

　　其西界在雙遼——扶餘——肇州——北安一線；東界即松遼平原的東界。該區第四紀地層以黃土為主，夾雜一些河湖沉積和沼澤沉積。

　　(一)黃土地層的劃分

　　早在1964年，我們就在《松遼平原中部第四紀地質初步觀察》一文(摘要見本書)中，按照岩性與層位關係提出了“德惠黃土”、“長春黃土”和“哈爾濱黃土”三個黃土地層單元名稱，並將之分別作為下、中、上更新統地層的代表。

　　但後來出於某種考慮，採用“下老黃土”“上老黃土”和“新黃土”幾個名詞代替(孫建中，1973；吉林省區域地層表編寫組，1978)。但近來的研究證明這套命名基本上是正確的。因此決定予以恢復。

　　1.德惠黃土

　　覆蓋在吉林省德惠縣東北部以白堊紀青山口組灰綠色葉岩為基座的丘陵上、是一種堅硬的褐色到金紅色的黃土，常是小塊破碎，內部色紅黃，破碎表面和根孔內壁被褐色膠膜所覆蓋。說明當時成壤作用較強。還常含有其大如小米和大豆的鐵猛質結核，說明其形成時的氣候比較濕潤。厚約15m。在德惠松花江橋東橋南頭東側剖面其上覆有灰黃色的馬蘭黃土，二者之間有一個波狀起伏的剝蝕面。剝蝕面以下有德惠黃土被次生搬運而成的白色粉砂夾褐色豆狀黃土的顆粒。德惠黃土還見於德惠以東的丘陵上。德惠黃土頂部還見有角礫狀的次生黃土。在伊通大孤山等地的丘陵與斜坡上也有德惠黃土的分佈。在長春大屯富峰山西坡剖面下部也見到褐紅色的黃土，屬於德惠黃土。

　　德惠黃土目前尚無測年資料，只能根據岩性和層位元關係估計屬於早更新世。

　　2.長春黃土

　　廣泛分佈於昌圖、四平、長春一帶，也見於哈爾濱一帶一些剖面的中、下部。為棕黃色到桔黃色黃土，在大多數情況下是均質無層理的黃土，以含有米粒大小的錳質結核最為普遍。有時夾有一些具有微層理並含有鮞狀、豆狀和角礫狀的土粒。長春黃土的厚度估計最大可達30米。

　　長春腰分水嶺剖面可視為長春黃土的典型剖面。剖面底部為灰白色砂礫石夾粘土層，屬白土山組，厚2.5米。向上有4米厚的紅色砂和粘土屬於平臺組。再向上有9米厚的棕黃色黃土，是為長春黃土。

　　古地磁測定結果，3米以上處於布容正向時之內。底界9米處已進入松山反向時，年齡

　　約為1.27MaBP即跨在中更新世與早更新世之間。

　　松遼平原因地勢平坦，起伏很小，侵蝕作用微弱，可供研究的天然剖面很少。哈爾濱黃山剖面是一個十分難得的剖面，因而引起普遍的注意。

　　黃山主剖面中部，厚約18米的土狀堆積，總體是棕黃色到褐黃色，由豆狀黃土、鮞狀黃土、角礫狀黃土，書頁狀黃土和均質垂直節理發育的黃土交互成層。還有4層鏽黃色、青灰色到灰黑色的古土壤，從而構成黃土一古土壤序列，無疑與西北黃土的黃土一古土壤序列一樣反映了氣候的波動變化，這一段黃土地層我們早期(1964)曾與長春一帶的黃土對比，直接稱為“長春黃土”。但後來擔心這種對比不準確，因而就當地的東風磚廠的名字把它叫做“東風組”(孫建中，1973)。但後來的古地磁測年和熱釋光測年表明，黃山剖面的東風組年齡為0.2—0.8MaBP，和長春腰分水嶺剖面長春黃土的年齡(下界1.27MaBP)大部分是重合的，證明我們以前的對比還是對的。所以廢棄“東風組”一詞而統一使用“長春黃土”。不過兩剖面黃土底界的年齡是不同的，說明了長春黃土底界的“穿時性”特徵。

　　3.哈爾濱黃土(哈爾濱組)

　　在黃山主剖面上部，長春黃土之上有厚約19米的灰黃色到灰棕色的黃土稱為“哈爾濱黃土”。它是由均質無層理，垂直節理發育的黃土與具有微層理並含錳質結核和豆狀結構的黃土狀土組成。熱釋光測年結果，顯示其上界約為0.13MaBP，下界約為0.2MaBP，屬中更新世晚期。

　　有層理的次生黃土和無層理的原生黃土構成了三個旋回，顯示了氣候的濕潤和乾旱的交替變化。

　　榆樹周家油坊的秀水河口西岸該河的三級階地上出露了類似的灰棕黃色黃土，應屬哈爾濱黃土。其頂部有一個熱釋光年齡為85000±425aBP，底部熱釋光年齡為143000±7150aBP，估計此處哈爾濱黃土的下界為150000aBP和黃山上部的哈爾濱黃土的上部是可比的，但上、下界線都不同時，表現一定的穿時性。

　　4.馬蘭黃土

　　典型的淡灰黃色垂直節理和大孔隙發育的馬蘭黃土在松遼平原東部所見不多，大多比較零碎而且岩性變化較大。德惠江橋剖面上部出露較好，近於典型，厚度約10M。在達家溝剖面則含砂較多而成為亞砂土。秀水河口卡路河子村下的黃土比較典型。

　　哈爾濱顧鄉屯剖面頂部全新世黑土之下有3米厚的黃土，可能是受上部黑土成壤作用影響的結果顏色有些棕黃不如典型黃土色淡。伏龍泉以北餑餑屯剖面的馬蘭黃土也比較典型，厚5.5米。

　　(二)河湖相地層的劃分

　　1.白土山組

　　“白土山組”一詞據說是東北地質研究所向1959年全國地層會議提交的論文中提出的，裴文中在編寫會議總結《中國的新生界》(全國地層委員會，1964)、一文時首次加以公佈。有三個白土山，一個是內蒙莫力達瓦旗查哈陽諾敏河口的白土山，另兩個是黑龍江省龍江縣雅魯河口的東白土山和西白土山。它們的共同特點是，在河谷以外的布西期夷平面(譚錫疇，王恒升，1926)上覆蓋著灰白色的高嶺土質砂礫石夾粘土透鏡體。於是，這種岩性特徵就成為鑒定白土山組的主要標誌。在吉林白城洮兒河出山口平安鎮平臺一帶，在敖漢旗一帶，也都有類似的地貌和地層出現。

　　在前郭旗王府到農安伏龍泉一帶構成松遼分水嶺的臺地上，就廣泛的分佈著這種砂礫石。其中發育著大型斜層理和水準層理屬於河流在平原上擺動不定時留下的沉積物，後因地殼上升而成臺地與白城、龍江、查哈陽等大興安嶺東麓的白土山組臺地遙遙相對，都是布西期的地貌。在王府一帶經鑽探證明，白土山組厚可達百米。王作禮同志在王府青龍山一個發育于白土山組的沖溝中發現了一個馬牙化石。上面還牢固的粘附著一塊灰白色的砂礫石。溝的兩岸沒有其他她層。所以該化石出自白土山組疑義不大。經劉後一先生鑒定，認為是一顆三門馬(Eguus sanmeniensis)的右上臼齒，可能屬於右上第三前臼齒(P3)到右上第二臼齒(M2)中的一個。

　　該化石在華北屬於早、中更新世的化石。所以在此處可作為白土山組屬於早更新世的證據。

　　白土山組在松遼平原東部還見於長春腰分水嶺剖面底部，在哈爾濱顧鄉屯，顧鄉屯組之下和黃山山體之下(黑龍江第二水文隊)都發現了白土山組。很可能哈爾濱地區第四紀的下部普遍有白土山組分佈。

　　人們往往以灰白色砂礫石為標誌，一律判為白土山組。但這樣作有時會出錯的。例如在伊通大孤山，侵入於灰白色砂礫石中的大孤山玄武岩K一Ar體積法年齡為7.73：MaBPo如果我們以5.1 MaBP作為上新世的下界(哈蘭德，1987)，則大孤山玄武岩應屬中新世晚期。故該處的灰白色砂礫石屬中新世中期或更早的地層。

　　2.平臺組

　　在白城平安鎮平臺一帶，在白土山組灰白色砂礫石之上有紅色的砂礫，它是白土山組之後一個濕熱時期，白土山組砂礫石經濕熱風化而近距離再沉積的結果，曾就當地地名取名為“平臺組”。

　　在腰分水嶺剖面，于長春黃土之下，白土山組之上有約4米厚的紅色砂礫和黏土，古地磁測定結果顯示平臺組的年齡約在1.85～1.20MaBP之間。王府伏龍泉大面積的臺地上也有同樣情況，白土山組之上普遍有一層紅色砂礫覆蓋。

　　3.黃山組

　　“黃山組“一詞也是裴文中首先使用的(全國地層委員會，1964)。指的是黃山主剖面底部的河湖相沉積。其底部為6米厚的灰黃色、灰白色粗砂夾小礫石，屬河流相或湖濱相。向上為6米厚的青灰色具紫褐色暈斑的粘土，屬湖心相。再上依次為黃砂5米，黃色亞砂土1.5米，灰色粘土3米，黃土l米，黃色亞砂土2米。黃山組在此處可見厚度25米。據黑龍江省第二水文地質隊鑽探資料，黃山組之下為白土山組的灰白色砂礫石。裴文中(1957)根據哈爾濱博物館保存的一件梅氏犀(Rhinoceros merkii)的下頜骨化石上粘附著一塊黃色砂，認為它出自黃山組而確定黃土組為中更新世的地層。包諾索夫(1959)也在黃山地區發現過齧齒象(Mammathus throgontherii)化石，推測可能出自黃山組。

　　古地磁測定結果，黃山組的年齡約為O.8一1.2MaBP之前，屬早更新世的晚期，和上述兩種化石判斷的結果並不矛盾，因為梅氏犀和齧齒象都是既可存在于早更新世也可存在於中更新世的化石。

　　4.東崗組

　　是中更新世晚期另一個沖積物地層單元。發育於榆樹周家油坊秀水河注人第二松花江的河口部位。伏於三級階地的下部，主要為灰棕色亞砂土，厚7米，頂部有0.5米厚的黑灰色埋藏土壤。上覆哈爾濱黃土，為棕黃色黃土，厚9米。頂面有1米厚的黑褐色埋藏土，屬於全新世坦途黑土。東崗組上界處有一個熱釋光年齡為143000±7150aBP，下部的一個為1790130±8900aBP，其時限約為14—2I)萬年，與哈爾濱黃土的下部為同時異相關係。但本剖面其上部卻覆蓋有較年青的一部分哈爾濱黃土。於是造成了東崗組與哈爾濱黃土既有上下關係又有同時異相關係的複雜現象，實際上就是東崗組與哈爾濱黃土二者界線的穿時性現象。

　　5.顧鄉屯組

　　哈爾濱南郊顧鄉屯是著名的猛獁象披毛犀物群的產地，過去日本人在這一帶曾經挖出了大批化石，但因化石比較零亂而認為這些化石都是二次搬運和三次搬運的，不能代表地層的年代，從而將顧鄉屯組置於全新世。根據猛獁象披毛犀動物群有不少在全新世之前已經絕滅的動物，如：真猛獁象(Mammuthus primigenius Blumenbach)、披毛犀(Coelodonta ant幻uitatis Blumenbach)、最後鬣狗(Crocuta crocuta ultima)、河套大角鹿(Magaloceros ordosianus)、王氏水牛(Bubalus wansjocki)、原始牛(Bos pringenius)、野牛(Bisonpriscus)及東北野牛的三個亞種等，說明該動物群是更新世的動物群。又根據在組成當地二級階地的沖積層中，以往已找到10種化石(遠藤隆次，1939)，以及上世紀60—70年代在人防工程所挖的隧道中(擁軍地道和配件四廠地道)出土的該動物群中的多種化石，特別是在半城子于地下9米深度處發現的一具近乎完整的披毛犀骨架化石(B.H。熱爾納科夫，1958)，充分說明猛獁象披毛犀化石群是原生於組成當地二級階地的顧鄉屯組沖積物之中的。所以顧鄉屯組的時代應與猛獁象披毛犀動物群的時代是相同，二者同屬晚更新世。溫泉河是切割于顧鄉屯階地中的一個後生的小河，它在其沿岸形成厚度僅1—2米的黑色淤泥層，稱作“溫泉河組”是全新世的地層，構成溫泉河的一級階地。原先從這裡面挖出來的此類化石當是從顧鄉屯組中二次搬而來的。還有一些化石是從溫泉河河床的現代沉積中挖出，其中有的還可能經過第三次搬運，所以說二次搬運和三次搬的情況也是有的。而且在這種情況下混入一些全新世的化石也是非常正常的。但它並不影響我們得出顧鄉屯組屬於晚更新世地層的結論。所以從1976年瀋陽東北區域地層編表會議以後，便確立了顧鄉屯組是東北晚更新世標準地層的地位。

　　顧鄉屯組在典型地點厚約24米，下部約14米為河床相砂層，底部含礫石。上部約10米為漫灘相淤泥、亞砂土和黃土狀土，頂部夾有兩層黑色古土壤，這兩層埋藏黑土14C年齡分別為33660±3270和30200±870aBP證明顧鄉屯組的上界年齡在此地約為30000aBP。

　　顧鄉屯組之上有約3米厚的黃土，曾命名為“群力組”，它具有棕黃色易破碎成小塊的特點而有別於典型的馬蘭黃土。可能是後期成壤作用影響的結果，不過現在已經證明它與馬蘭黃土相當，年齡在3—1萬年之間也就不必另立名稱，而直呼為馬蘭黃土。

　　猛獁象披毛犀動物群的另一個重要產地在吉林省榆樹縣周家油坊。1951年東北工學院地質系彭方正先生帶領學生實習，在此處收集了一批化石其中包括一塊人類頭骨化石，系主任曾衤乃教授將這些化石贈送給楊鐘健院士，由周明鎮教授等進行了研究，寫成“東北第四紀哺乳動物化石志”一書，記錄了猛獁象披毛犀動物群的36種化石，稱為“榆樹動物群”實質上它和“傾鄉屯動物群”一樣都屬於“猛獁象披毛犀動物群”。其人頭骨化石稱為“榆樹人”。

　　周家油坊含上述化石的地層組成河流的二級階地，下部以灰綠色、蘭黑色淤泥為特徵，有時相變為灰色，灰黑色淤泥質亞粘土及黃色砂層，出露厚度8一12米。14C和230Th年齡測定結果(24140±800～59800±3300aBP)說明這是75—10kaBP間的地層。而用孢粉曲線與深海氧同位素曲線對比的結果，說明這是末次冰期的地層(孫建中，1985)與顧鄉屯房地局磚廠剖面完全可以對比(C14和，TL年齡為17853±892～53800±2300aBP)。周家油坊第四地點是一個垂直侵蝕面直接面臨河流，沒有次生堆積物，所以該剖面出土的動物化石與石器、骨器應是原生的，其時代與地層一致，都屬於晚更新世晚期，舊石器時代的晚期和末次冰期。

　　而周家油坊第二地點，為秀水河的一級階地。剖面下部為砂、淤泥質砂、樹枝層和樹幹組成的斜層理。14C年齡在6060±100～7380±100aBP之間。但與剖面右下角一個14C年齡為7380±100aBP的樹幹在一起的披毛犀腿骨化石的14C年齡卻是31800±910aBP(WB78—46)，則充分說明了這塊披毛犀化石是從顧鄉屯組中經二次次生搬運而來的，而地層是全新世的。至於現代河床與河漫灘中所出的這類化石則應為二次和三次搬運的產物。

　　哈爾濱黃山地區也是一個最重要的猛獁象披毛犀動物群化石出土地點。包諾索夫(1958)等人都在這裡發現過不少化石和石器。但由於標本都是在雨後由黃山主溝中沖出來的，原始層位不清。我們經多次野外觀察，證實在黃山主溝兩岸，猛獁象，披毛犀和大量雲杉、樺木等樹幹、樹枝化石都屬出露於斷崖中部的黑色淤泥中，而淤泥之下是棕黃色黃土，屬長春黃土。新石器時代的一些細石器和陶器則產出於地面1—2米內的坦途土黑土中。北城遺址和南城遺址也就埋藏於坦途黑土之中。在黃山最高點附近在北城遺址黑土中一個陶罐之中，取炭屑測14C年齡為2780±130aBP。

　　在黃山主溝東坡，用樹幹化石測得的14C年齡有28300±940、29840±1340、30000±700、和>40000aBP等。在西坡E—E’剖面測得14C年齡為23860±650aBPc。

　　在黃山西北側佟家店和哈一機磚廠剖面，同樣是含動物化石和樹枝、樹幹化石的灰黑色淤泥中，找到了原始牛(Bos primigenius)和馬(Equus sp)以及牛(Bovidae)的牙齒化石。用牛牙作鈾系法測年結果是34000±3000aBP(230Th)。同時在露頭上采得一件舊石器時代的石片屬於打法比較先進的，打擊檯面的石片。所有這些都證明顧鄉屯組在黃山地區是發育的。

　　但是這個顧鄉屯組的地層與黃山主體的哈爾濱黃土、長春黃土是什麼關係呢?

　　由於第四紀地層發育有其獨特之點，除一般的，與其他地質時代地層一樣的上新下老的普遍規律外，還存在著右新左老或左新右老的情況。自然界的露頭又往往不很清楚，人們時常要作一定的推斷。因此，不同的作者，同一作者在不同的年份可以作出不同的判斷。

　　黃山主剖面底部黃山組中夾有兩層灰色粘土與黃山西北腳下二級階地或東南側坳溝中的灰黑色淤泥，岩性有所相似，標高也比較接近，又在地層界線出露不好的情況下，人們很容易作出不同的推斷。

　　最早是斯米爾諾夫(1958)把含有大量猛獁象披毛犀動物群化石和植物樹幹化石的顧鄉屯組，大致按水準方向插入于黃山組與長春黃土之間這就導致用猛獁象一披毛犀動物群的時代來判定黃山形成的年代，使黃山的年齡偏新，不過數萬年而已。實際現在用古地磁判定的黃山組沉積的開始在1.2MaBP之前。如果認為黃山結束河湖環境變為陸地是黃山奠基的年代，則應在0.8MaBP之後。此後黃山已結束河湖環境變為陸地，接受風塵的堆積。孫建中(1964—1973)把黃山主剖面上部的哈爾濱黃土誤判為馬蘭黃土，並將之與黃山西北側佟家店的二級階地顧鄉屯組之上的黃土狀土對比，並連成從山頂上一直披蓋下來的“幔覆式構造。”實際上就是將顧鄉屯組插入於主剖面上的長春黃土與哈爾濱黃土之間。後來在70年代晚期，經反復多次野外觀察和年代學工作，才認識到哈爾濱黃土要比顧鄉屯老。顧鄉屯組應新於哈爾濱黃土，二者之間應有一次侵蝕切割。於是才有現在的方案。

　　可見，地質工作也與其他科學一樣，有一個反復實踐，反復認識的過程。不過地質工作的實驗室在野外，往往由於條件的限制沒有機會再去反復認識以修正以前的看法，這就不得不延緩了地質認識提高的週期。

　　吉林市江南窩堡的化石地點是在一個新沖出來的小沖溝中，沒有次生堆積。剖面主要沉積為蘭灰色到黑色的淤泥。其中出土的一件猛獁象門齒的14C年齡為25900±500aBP。而同層中的一件草炭標本的14C年齡為23091±500aBP。說明化石與地層一致，同屬晚更新世，化石應是原生的，地層也屬顧鄉屯組。

　　農安伏龍泉以北的餑餑屯剖面在切入于白土山組和平臺組構成的布西期臺地的一個沖溝中，沉積物主要是一些黃綠色與灰綠色的亞粘土，厚9米，發現野馬和原始牛的代石，應屬顧鄉屯組。上覆5.5米淡灰黃色垂直節理發育的是此較典型的馬蘭黃土。

　　還有一個有名的地方，那就是肇源三站，那裡顧鄉屯組構成松花江的一級階地。在不深的砂層中就出土了一架完整的松花江猛獁象(Mammuthus songari)的骨架(現陳列於黑龍江省博物館)和一架披毛犀骨架。

　　從上述情況我們可以看到：①在周家油坊第四地點剖面，顧鄉屯組之上沒有黃土，全新世坦途黑土直複其上，其界線約為l萬年。②顧鄉屯房地局磚廠剖面顧鄉屯組與坦途黑土之間有3米厚的黃土，其界限約為3萬年。③餑餑屯剖面顧鄉屯組與坦途黑土之間有5.5米厚的黃土。如按每1米黃土需1萬年估計，此處黃土的下界約為6.5萬年。這樣我們就看到了顧鄉屯組與馬蘭黃土的界限具有穿時性的特點。從而馬蘭黃土與顧鄉屯組既有上下關係，也有同時異相的關係。

　　二、西部沉降帶的第四紀地層

　　既然叫作沉降帶，那就是絕大部分時間在下沉，彙集了從四周山區沖來的沉積物，堆積了不同時代的地層。其間也有沉積間斷和上升剝蝕時期，形成不同時代地層間的假整合與不整合。

　　(一)前第四紀新生代地層

　　闡明那些地層是新生代前第四紀的地層，把它們區別開來，界定清楚，無疑對論證第四紀地層的時代大有助益。松遼平原西部新生代前第四紀地層有：依安組，大安組和泰康組。

　　1.依安組

　　主要分佈在濱洲鐵路以北的依安、林甸、泰康(杜爾伯特)一帶。下部為深灰、灰綠、灰黑色泥岩、葉岩、泥質粉砂岩，偶夾褐煤層，底部有砂礫岩。上部為灰綠、黃綠色泥岩、泥質粉砂岩，偶夾紅色泥岩，成岩較差，含鈣質結核。最大厚度256米，與下伏白堊紀地層呈不整合接觸。形成明顯的向斜褶皺，上為水準的泰康組所不整合。

　　據高振義(1982)同志引用李永康同志的資料，依安組孢粉組合：棵子植物花粉占絕對優勢，占孢粉總數的64.1—65.8％，被子植物占6.8一12.3％，厥類孢子占10—22％。在棵子植物中落羽杉科(Taxodiaceae)達41.8—51.1％，即占整個孢粉組合的一半左右。其次有柏科(cupressaceae)4.1一6.5％，松科(Pinaceae)3.0—3.2％及麻黃屬(Ephedra sp.)個別存在。被子植物中以單子葉植物為主，如：胡桃科(Juglansaceae)1.6—2.5，山毛櫸科(Fagaceae)0.3—1.2％，樺科(Betulaceae)1.3—4.5％，榆科(Ulmaceae)O.4—1.2％，個別見黎科(Chenopodiaceae)薔薇科(Rossaceae)和木蘭屬(Magnolia sp.)等花粉。

　　以上孢粉組合反映了依安組沉積時的植被為森林型，以針葉樹為主，尤以落羽杉科占絕對優勢，混雜了一些落葉闊葉樹，形成針闊葉混交林，反映了濕熱的氣候環境。

　　這一孢粉組合與山東昌樂和遼寧撫順地區晚始新世到早漸新世的孢粉組合十分相似，都是以落羽杉為主，棵子植物超過被子植物，而被子植物的成分大多屬於柔夷花序植物。據此，認為依安組的時代為古近紀晚始新世一早漸新世。

　　2.大安組

　　分佈在大安和齊齊哈爾一帶，下部為灰白色砂岩或砂礫岩。中部為灰、灰黑色泥岩，上部為灰、灰紫色泥岩和砂岩，有時夾煤線。最大厚度124米，與下伏地層為不整合接觸。

　　大安組孢粉組合中，被子植物花粉占40.3—48.4％，棵子植物花粉占18.1—44.7％，厥類孢子2.3一18.2％。棵子植物中的松科占21.0—22.1％，落羽杉科5.3—20.5％，柏科4.1—5.3％。被子植物花粉中胡桃科占5.3—18.0％，榆科3.1—4.0％，山毛櫸科占9.1—2.5％，樺科4.3—6.1％，厥類以水龍骨(Polypodiaceae)科為主，其次有紫萁屬(Osmunda)等。

　　該組中發現的植物化石有：中新粟(Castanea miomolbissia Hu et Chaney)、中新亨氏榆(Tillia miohenryana Hu et Chaney)。

　　介形蟲：占多數的為：浪遊土星蟲(Ilyocypris rabandis)、愉快玻璃蟲(Candona combibo Liventae)、純淨小玻璃蟲(Candoniella albicans Brady)。其次有：沼真金星蟲相似種(Eucypris cf.stagualis Mandei)、彎曲美星介親近種(Cyprinotusi aff.Pandus Ciu)、粗糙金星介親近種(Cypris aff.Tem)。

　　根據上述，將大安組的時代定為新近紀晚中新世。

　　3.泰康組

　　下部為灰白色疏鬆含砂礫岩，上細下粗，分選不均。上部為灰綠、黃綠色砂質泥岩、泥岩、砂岩。成岩性差，與下伏地層為不整合接觸，最大厚度123米。

　　據任振紀同志(1978)對大慶前進村7701孔和夏玉梅、汪佩芳同志(1990)對前進村7901孔的孢粉分析結果，泰康組孢粉組合中含有大量古老的，熱帶、亞熱帶植物，如：油衫(Keteleeria)、鐵杉(Tsuga)、羅漢松(Podocarpus)、雪松(Cedrus)、破隙杉粉(Taxodiaceo pollanites)、落羽杉科(Taxodiaceae)、山核桃(Carya)、楓揚(Pterocarya)、山毛櫸(Fagus)、銀杏(Ginkgo)、楊梅(Myrica)、黃梔(Engelnard)、楓香(Liquidambar)、冬青(Ilex)、土岑土岑(Fraxinus)、木柬(Melia)、漆(Rhus)、木蘭(Magnolia)、姚金娘科(Myrtaceae)、山龍眼(Proteacidites)、紫樹(Nyssa)、無患子(Sapindaceae)、栗(Castanea)等。這些植物在上覆第四紀地層中及乎都未出現。草本很少，屬森林環境，氣候炎熱潮濕和今日當地的寒溫帶氣候相差甚遠。說明當時冰期尚未來臨，氣候帶尚未形成，這種炎熱氣候即便是第四紀間冰期也未達到。所以泰康組應屬新近紀上新世。古地磁測定結果泰康組上部主要為正極性，即屬高斯正向時。

　　(二)第四紀地層

　　松遼平原西部地勢低窪，彙集四周高地來水，經蒸發濃縮而使淺層地下水礦化提高，鹽、堿、氟含量增高，不宜飲用，特別是引發氟中毒症，對人民健康造成很大威脅。因此，從20世紀50年代後期這裡進行了大力的水文地質勘測，發現在第四紀地層底部有一層質優量豐的地下承壓水，其含水層為普遍分佈的一層灰白色砂礫石，其頂板為一層厚達幾十米的灰綠色、黑灰色淤泥層，充當了良好的隔水頂板，使該層地下水承壓，在適當的地點可以成為自流井。這樣關於這套含水層和隔水層的地質時代便成為水文地質工作要求解決的一個問題。因為它直接關係到區域地質歷史，構造歷史及地下水的形成歷史問題。特別是長期占統治地位的一種觀點，認為泰康組之上的那層承壓水含水層(灰白色砂礫石)屬於晚更新世早期(Q13)的觀點，越來越受到廣大水文地質工作者的質疑。解決這個問題就成為該區水文地質一第四紀地質工作的一個任務。

　　解決這一問題當從下列三方面入手：

　　1.構造分析，從新生代地層與中生代地層以及新生代各地層的關係看，依安組與白堊系的關係是角度不整合，其間有較大的構造變動。依安組之後遭受了強烈的褶皺運動使泰康組不整合地覆於其上。大安組之後也有相當的構造變動，使大安組在很多地方被剝蝕而缺失，有的地方則表現為泰康組假整合(平行不整合)地覆于大安組之上。泰康組分佈面積遠遠大於大安組，為超覆關係。第四紀地層與泰康組為平行不整合的超覆關係。因此，在一個沉降區內突然從上新世跳到晚更新世，其間發生很強的構造上升運動和長期的侵蝕缺失的可能性就很小了。第四紀地層與上新世地層為連續沉積(或短期間斷)的可能性就比較大。

　　2.沉積分析

　　以後杏樹崗鑽孔為例，大安組從下向上由砂礫岩到砂岩到泥岩是一個正旋回。泰康組由砂岩到泥岩再由砂岩到粉砂質泥岩是兩個正旋回。第四紀也是由粗向細的一個正旋回。承壓含水層就是第四紀的底礫石。如果第四紀是一個完整的構造旋回的話，這層底礫石就應是第四紀的開始，應屬早更新世。而其上的大青溝組大約是中更新世的沉積。

　　3.古地磁測定

　　它可以給出年代學的資料，直接解決地層時代問題。如果說上世紀80年代以前大家對這一問題有看法的話，主要還是從理論上分析的，直到大安舍力鑽孔的古地磁成果發表以後(孫建中等，1982)才算基本解決。關於松嫩平原幾個鑽孔的古地磁成果，我們將在本節最後闡述。

　　1.白土山組

　　已如前述，白土山組白色的砂礫石除見於查哈陽的白土山和龍江韻東、西白土山外，還廣泛分佈於吉林白城平安鎮到鎮賚西部的一大片布西期臺地上。其南北向延伸至少有60公里。鎮賚以西的平臺上有一個農墾G5號鑽孔可以作為典型上述鑽孔剖面進一步證明了大興安嶺東坡的白山土組和平臺都和王府一伏龍泉以及長春腰分水嶺的臺地具有共同的發展史，在白土山組沉積以後斷塊上升，形成臺地，在一個濕熱的氣候期形成了平臺組的紅色砂、礫。只不過長春剖面上部有較厚的黃土覆蓋。

　　原地質部第二普查大隊1956年在平安鎮露頭上得化石：櫟屬(Quercus sp.)、楊屬(Populussp.)、杜鵑屬(Rhododendron sp.)愷(Alnus sp.)、槭(Acel sp.)、榛(Corylus sp.)等，認為屬泰康組。但從這些植物的特徵看它們主要是生活在第四紀氣候較為溫暖的時期，看不出屬於上新世濕熱氣候的特徵，所以我們仍將之歸於第四紀，屬白土山組。附近有個杜5號鑽孔，下部為灰白色砂礫石，厚33米，上部有灰、灰黃色粉砂質泥岩、灰色泥質粉砂岩厚57米。全部屬於白土山組，共厚90米。

　　在西部沉降帶地下鑽孔中所見第四紀底部的灰色砂礫石，人們從上世紀70年代以後逐漸也把它稱為“白土山組”，認為與大興安嶺東坡的白土山組是同一地層。白土山組從北面的嫩江縣到鳥裕爾河以南，大面積出露於地表，然後向南傾伏於地下數十米到百米不等，到南部太平川和新開河附近尖滅。北部厚度可達50米，薄處只有數米。白土山組是本區主要的承壓含水層，是大多數機井開採的目的層。在橫向上，在與大興安嶺和東部臺地接壤處，往往是斷層接觸。但常常，特別是在與大興安嶺接壤處，與時代較新的砂礫層接觸，從而有利於大興安嶺東坡各河流優質水源的充足補給。

　　2.大骨溝組

　　長期水文地質工作實踐證明，在松遼平原西部沉降帶中，最重要的白土山組含水層所含的地下水是承壓水。這層承壓水之所以有壓力，全賴其上覆的厚層湖相淤泥作為承壓頂板。它給下面的地下水提供了壓力，有利於使用；也提供了保護，使之保持水質優良。

　　這層淤泥一般厚25—45米，最厚達65米，其分佈範圍大致在太平川—通榆—洮南—龍江—林甸—肇州—前郭旗—長嶺—太平川這個大的橢圓之內。

　　1967年，我們在進行吉林省農業區劃時，出於對這一隔水層的重視，按區域地層命名法給這層淤泥起了一個名字為“鎮來組”。然後不久，由於行政區劃的變更，我們的工作區擴大到了哲裡木盟，發現鎮來組的淤泥向西南到西遼河平原時變成了厚層砂層，隔水層變成了厚層汗水含水層，含水層厚度可達130米，經過追索發現這層砂子在甘其卡(科左後旗)西南的大青溝出露最好，該溝深深切入於砂層之中深達百余米。地下水從溝底湧出，形成植物生長的有利條件從而在一片荒涼的沙漠地帶生長了茂密的“地下森林”成為一道景觀。考慮到露頭條件優於井下條件，有便於進一步研究的優越性。所以我們將“鎮來組”改為“大青溝組”(孫建中，1973)大青溝組一詞不僅代表西遼河地區巨厚的大面積河湖相砂層，也代表松嫩平原地下厚層的湖相淤泥隔水層，兩者中間有一個多層淤泥和砂互層的過渡帶，還包括大興安嶺東麓，各河河口的老洪積扇砂礫石層(埋藏於地表的晚更新世砂礫石之下)。即大青溝組表現為明顯的相變。大青溝組向東，向松(第二松花江)—拉(拉林河)河間地塊與黃山組、長春黃土、東崗組和哈爾濱黃土是相變關係。

　　古地磁測定成果：

　　首先看大安縣舍力鑽孔古地磁成果(孫建中，1982)，布容／松山(B／M界線；即O.78MaBP界線已接近大青溝組的下部。

　　哈拉米洛亞時已完整出現，估計大青溝組下界在1.2 MaBP左右，大青溝組的時限在O.13—1.2MaBP，其時代跨在中更新世與早更新世晚期之間。乾安水字井SZK22鑽孔古地磁成果：哈拉米洛亞時(J)也很完整，大青溝組底界在奧都維亞時(O)上界稍下的位置，估計大青溝組底界在此約1.8MaBPo大慶7901孔此下界年齡也約為1.77MaBP。乾安令字井此界可能接近奧都維亞時的下界，估計年齡約1.9 MaBP可見大青溝組底界變化在1.2—1.9 MaBP之間，具有穿時性，這可解釋為湖泊形成之初隻佔據一些最低窪的地方，後來向外張超覆，所以湖相地層下界的年齡就越來越年青。

　　白土山組的下界在四個鑽孔中都約在松山時的下界附近，即2.58MaBP左右，這正是第四紀的下界附近，白土山組當屬早更新世的早期。水字井與大慶7901孔下部康泰組上部的極性大多為正向，應屬於高斯正向時，與前述孢粉一致的說明了泰康組屬上新世的產物。

　　3.顧鄉屯組與馬蘭黃土

　　松遼平原西部除沿江河河道兩側的狹長地帶、沙丘間低地和沙丘、沙壟上部為全新世地層外，廣大平原表層，約在20米左右深度內，主要為晚更新世地層所據。

　　晚更新世主要有兩個地層單元：顧鄉屯組和馬蘭黃土。顧鄉屯組主要屬於河流相的砂、礫石和次生黃土(黃土狀土)。馬蘭黃土則屬於典型黃土，與華北的馬蘭黃土無異。一般呈淡灰黃色，柱狀解理發育，含有稀疏的小型鈣質結核。有濕陷性，且濕陷性相當強，在乾安一帶取樣測得相對濕陷係數：0.048、0.060、0.075平均0.061(丁桂關同志測定，近於青海和甘肅黃土濕陷係數之平均值，前者為0.0693，後者為0.0536)。

　　需要提醒的是在老坎子剖面的馬蘭黃土牟含有兩層紅色的古土壤，這在松遼平原其他地區是很少見的。這兩層古土壤或許與西北黃土高原上馬蘭黃土中間的那兩條弱古土壤相當，這兩層古土壤在西北編為L1 SSl和L1 SS2，可以與深海氧同位數第三階段中的兩個間冰階對比。

　　顧鄉屯組與馬蘭黃土的剖面可分三種，一種是全剖面都是黃土，如乾安列大布蘇孢子以東地帶。一種是馬蘭黃土在上，顧鄉屯組在下，如扶余和大安老坎子兩剖面所見。

　　另一種剖面是全剖面都是顧鄉屯組的砂、礫和黃土狀土，從上到下全是沖積物，如大布蘇孢子東岸所見。

　　在大布蘇泡子東岸的狼牙棒剖面，顧鄉屯組中發現化石：真猛獁象(Mammythus prrimigenius Blumenbach)，披毛犀(Coelodonta antiquitatis Blumenbach)，河套大角鹿(Sinomegaceros ordosianus)，原始牛(Bos primigenius Bojanus)野牛(Bison exiguus Matsumoto)，野馬(Equus przeualskyi Poliakaff)，野驢(Equus hemionus Pallas)，虎(Panthera tigris)，駱駝(Camelus sp.)，馬(Equus sp.)，牛類(Bovince)此外，還有大量淡水螺類化石。

　　原來，我們把大布蘇孢子地區的晚更新世含大量猛獁象一披毛犀動物化石的地層叫“大布蘇組”。現既已證明它完全等同于顧鄉屯組，所以用顧鄉屯組一詞代之。

　　這三種剖面的共存說明了顧鄉屯組與馬蘭黃土既有上下關係也有同時異相關係。與松遼平原東部一樣，也說明了顧鄉屯組與馬蘭黃土界線的穿時性問題。

　　4.雙遼風砂

　　松遼平原西部沉降帶晚更新世地層除沖積相的顧鄉屯組和風積相的馬蘭黃土以外，還有風砂相的“雙遼風砂”。

　　雙遼風砂是一種米黃色的中細紗，膠結較緊，不易掘動，貌似黃土。覆蓋在孛孛圖山玄武岩火山錐的周圍與頂上。在山的東南側，在該風砂底部發現化石：真猛獁象(Marnrnuthus primigenius Blumenbach)，披毛犀(Coelodonta antiquitatis Blumenbach)，野馬(Equus przeualskyi Poliakaff)，野牛(Bison exiguus Matsumoto)，鹿(Cervus sp.)等。

　　證明此風砂與馬蘭黃土都是風力同時形成的，是一對雙胞胎，可稱為孿生沉積或共軛沉積，可以作為黃土風成的證據之一，原沉積物中的粉土和粘土被風帶到遠處只剩下砂子。最近李豐江等(2004)在雙遼風砂中測得了一批熱釋光年齡：

　　採樣剖面共厚4.6米，所以該剖面除頂部0.37米，為全新世的坦途黑土(14C年齡5.405±0.085kaBP)外，其餘全部為晚更新世地層，這些資料進一步證實了雙遼風砂屬晚更新世的地層，是末次冰期乾冷氣候條件的產物。

　　三、松遼平原西南部黃土丘陵區

　　該區黃土發育普遍，但連續性不好，厚度也不大，估計總厚度不會超過80米，但層次很多，中間多隔有剝蝕面，並夾有河流沖積物，其特點是每一層黃土常常有與之呈連續沉積的一層沖積物相關聯，結成對子，所以我們以下將以這些成對的黃土和沖積層組合起來敘述：

　　1.甯城黃土和虻石溝組

　　“寧城黃土”一詞系遼寧省水文地質大隊(1983)所命名。因其岩性描述和所含化石和我們在虻石溝一帶所見的棕紅色黃土相似，所以加以引用。在小北溝一帶寧城黃土呈棕紅色，含有兩層單個排列的較大型結核，在小北溝下游剖面下部呈棕紅色總厚度在9米以上。在轉山溝和溝門子一帶于2米厚棕紅色黃土之下有7.4米厚的褐紅色黃土，它的特點是色褐紅，較粘重，含砂，最特殊的是在中、下部含有密集的大型薄殼空心鈣質結核(俗稱“人頭核子”)，在上部也有一層單個成層排列的這種結核，這實際上是一個密集的古土壤帶，該褐紅色黃土厚7.4米，下部1米呈棕黃色。估計小北溝一帶由於距虻石溝主排水管道較近，地下水流較暢，水中鈣質多被帶走而未能形成結核。轉山溝一帶地下水排水不暢，鈣質在成壤過程中就地沉積形成大量結核。

　　原來我們將這種褐紅色含人頭核子的黃土單另建組，現據遼寧水文地質隊的描述將棕紅色黃土與褐紅色黃土合併為寧城黃土。轉山溝與溝門子剖面下部的沖積物歸屬於虻石溝組。

　　在小北溝上游剖面，寧城黃土中發現了揚氏原鼢鼠(Prosiphneus，youngi)原鼢鼠(Prosiphneus sp.)以及黃鼠、似長尾黃鼠(Citellus cf.undulatus Palles)，擬布氏田鼠(Microtus brandlioides yong)，侖鼠(Cricetulus sp.)等化石(薑鵬，1984)。關於原鼢鼠的時代過去一直未能明確。查閱了許多第四紀最早期，緊位於M／G界線上的動物群的名單，如泥河灣地區的辛窯子動物群，洛川剖面午城黃土中的化石，大荔的後河村動物群(汪洪，1988)，榆社Ⅲ帶動物群(袁複禮等，1984.)都未見它，而三門峽張峪動物群中有一種“介於中間原鼢鼠與丁氏鼢鼠之間的原鼢鼠”也沒有被裴文中(1959)最後確定下來。惟獨在松山／高斯界線下麵的稻地動物群(蔡保全，1987，1989，1993)才有了它。原鼢鼠則常見於上新世地層中如，北京周口店猿人遺址一帶的魚嶺組中(揚子賡，1985)，內蒙的二登圖動物群中，甘肅的雷家河動物群中。人們可能囿於“黃土一定屬於第四紀”的觀念，而將當地最低層位的黃土定為早更新世。於是，產於其中的原鼢鼠也就成為早更新世的了。看來，原鼢鼠應是上新世的化石。正如我們在前面所聲明的那樣，我們採用的第四紀／上新世界線是2.58MaBP，也就是松山／高斯界線。在小北溝剖面、轉山溝剖面和溝門子剖面測得的寧城黃土的極性全部都是正向。所以甯城黃土應處於高斯正向時之內，屬於上新世晚期。

　　傳統觀念認為，黃土只限於第四紀，所以在上世紀80年代我們首先提出黃土可達新近紀和高斯時(孫建中，1978)時人們很難接受，但是時至今日當黃土高原的“三趾馬紅土”已訂為中新世晚期到上新世的“紅黃土”時(安芷生，2000)，當甘肅已發現中新世6.2～22MaBP的秦安黃土(郭正堂，2001)時，寧城黃土訂為上新世就沒有什麼困難了。

　　虻石溝組

　　虻石溝大隊部剖面底部于寧城黃土之下有2米厚灰黃色亞砂土和1.8米厚的灰褐色亞砂土夾灰黃色砂層，這些地層層理明顯屬沖積物無疑。在轉山溝剖面，黃土之下有3米厚的花崗岩風化砂，中部有一層花崗岩角礫。在溝門子剖面則為花崗岩風化砂夾4層灰色粘土，共厚8.2米，都歸為“虻石溝組”。古地磁測定結果在這三個剖面上，寧城黃土和虻石溝組都處於高斯時之中，因此，都屬上新世晚期。

　　2.庫侖黃土和民主屯組

　　庫侖運輸站剖面

　　1.褐色現代土壤 0.5米

　　2.灰黃色典型黃土 5.5米

　　3.淡紅色砂黃土 2.0米

　　4.黃白色黃土狀粉砂 5.0米

　　5.深紅色砂黃土，含少量鈣質結核 10.0米

　　6.灰黑色淤泥質亞砂土 >2.0米

　　其中第1層相當於全新統的坦途黑土，第2層屬於馬蘭黃土，第3、4層相當於赤峰黃土；第5層，相當下更新統，命名為“庫侖黃土”，作為本區早更新世黃土地層的代表；第6層為早更新世沖積層，就附近村莊，命名為“民主屯組”。

　　3.赤峰黃土和北檯子組

　　赤峰黃土亦為遼寧水文地質大隊(1983)所命名，在小北溝上游剖面岩性如下：

　　上覆地層：馬蘭黃土

　　1.棕黃色黃土，底部有鈣質結核 厚2.0米

　　2.棕紅色古土壤底部有鈣質結核 1.8米

　　3.棕黃色黃土底部有鈣質結核 1.3米

　　4.棕紅色古土壤 2.0米

　　5.灰黃色黃土 1.3米

　　下伏地層，北檯子組

　　以上1—5層為赤峰黃土，總厚度8.4米。在虻石溝大隊部剖面赤峰黃土厚12.6米。在小北溝上游剖面古地磁測定結果，B／M界線在赤峰黃土底界稍稍偏上的位置，估計其底界約為0.8MaBP，所以赤峰黃土可作為本區中更新統的代表地層。在赤峰黃土中找到的化石有：蒙古黃鼠(Citellus cf.doMurieus)東北鼠兔(Ochotona cf.hyperborea)草原鼢鼠(Myospalax aspalax pallas)小北溝剖面在赤峰黃土之下有：

　　1.灰黃色黃土狀土，具波狀微層理 厚2.3米

　　2.灰黃、灰綠色粉質亞粘土，含扁平成層排列的次生鈣質結核，產化石：草原鼢鼠(Myospalax cf.aspalax)蒙古黃鼠(Citellus cf.dauricus)。厚3.7米

　　將以上兩層合稱為“北檯子組”，共厚6.0米。

　　北檯子組下面是一個侵蝕面可以看出它是沉積在寧城黃土被侵蝕的窪地中。主要是次生搬運的黃土物質，鈣質結核也不是同生的而是次生搬運後扁平的按水準方向排列，重新沉積的。本組向小北溝下游很快尖滅。古地磁測定結果本組全為反向，估計處於松山時的最末期，時限約為0.8～0.9MaBPc。

　　

　　3.馬蘭黃土和顧鄉屯組

　　馬蘭黃土在本區普遍發育，幾乎覆蓋了所有黃土發育地區的地面。馬蘭黃土之下往往有顧屯組的沖積物。以產出完整駝鳥蛋化石的奈曼虻石溝大北溝剖面為例：

　　1.馬蘭黃土，淡灰黃色黃土，產完整鴕鳥蛋化石 厚5.0米

　　顧鄉屯組： 總厚11.2米

　　2.淡黃色亞砂土，微膠結，含化石，野馬，黃鼠 5.1米

　　3.灰黃灰黑色亞砂土水準層理發育 1.3米

　　4.棕紅色亞粘土 1.2米

　　5.灰黃色亞粘土 0.6米

　　6.暗灰色亞粘土，黃、灰、黑互層，夾褐色粘土 2.0米

　　7.鏽黃色砂礫石 >1.0米

　　在本區馬蘭黃土中采得的化石有：華北鼢鼠(Myospalax psilurus)，蒙古黃鼠(Citellus cf.dauricus)普氏羚羊(Gazella przewalskyi)，安氏鴕鳥(Strusthio anderssoni)，普氏野馬(Equus przewalskyi).

　　在本區的顧鄉屯組中屢屢有化石發現：披毛犀、猛獁象、野馬、野牛、羚羊、東北麅子Capreolus manchuricus)原始牛(Bos primigenius)東北馬鹿(Cervus xanthoFygus)等。古地磁測定結果本組全部為正向，應屬布容時之內。

　　馬蘭黃土與顧鄉屯組的關係也和前兩個區一樣，既看到了上下的關係，也見到了同時異相的關係。顯示水泉鄉幹石砬子剖面顧鄉屯組沖積物伏於馬蘭黃土之下赤峰黃土之上的侵蝕窪地中。庫侖五家子剖面，則看到了顧鄉屯組沖積物與坡上的馬蘭黃土是相變關係。綜合起來講，再一次說明了顧鄉屯組與馬蘭黃土之間界線的穿時性。

　　水泉鄉幹石砬子剖面：

　　1.馬蘭黃土，淡灰黃色黃土 4米

　　2.褐黃色亞砂土及砂，向上粘土加多 3米

　　3.白色細砂，水準層理發育 4米

　　4.赤峰黃土，棕黃色黃土，上部含零星鈣質結核，下部少量結核較大 21米

　　5.寧城黃土，棕紅色黃土，上部含大型鈣質結核，底部含基岩碎塊 15米

　　6.安山岩

　　其中2、3層為顧鄉屯組。

　　庫侖五家子剖面：

　　1.現代河流沖積砂層，鑽孔中14米以下為砂礫石；

　　2.顧鄉屯組，土黃色亞砂土水準層理發育，夾砂、草炭及樹枝等；

　　3.馬蘭黃土，典型黃土；

　　4.赤峰黃土，棕黃色黃土。

　　由於本區黃土分佈不連續，厚度不大，中間有許多侵蝕面，所以層次齊全的剖面就不常見，虻石溝樹溝剖面就是這種不可多得的剖面之一，從上向下依次為：

　　1.馬蘭黃土，淡灰黃色黃土， 厚4米；

　　2.赤峰黃土，棕黃色黃土， 厚8米；

　　3.庫侖黃土，棕紅色黃土， 厚4米；

　　4.寧城黃土，褐紅色黃土，含薄殼空心鈣質結核 厚>8米。

　　總的規律是時代越新顏色越淡，時代越老，顏色越紅。

　　有的剖面上還可見到多層與黃土地層共生的沖積地層。

　　四、全新世地層劃分

　　為了方便，我們將全區的全新統地層統一敘述。

　　最早在討論顧鄉屯組時，前人已將切入顧鄉屯階地的溫泉河的一級階地沉積物叫做“溫泉河層”以籠統的代表全新世地層。但該地缺少好的剖面無法進一步劃分地層。

　　1964年我們在鎮來縣坦途鎮城西在一個沙丘的風蝕坑剖面上發現風沙之間夾有約2米厚的一層黑土，黑土中含有豐富的細石器文化遺物，其中最多的是以石英、玉髓、瑪瑙等材料用壓制法製成的石鏃、石鑽、石葉等，還有磨制的匕首等。陶器有：蓖紋陶、繩紋陶、夾砂陶等。還有人骨、狗骨以及大量的淡水蚌殼，反映當時人類的漁獵生活。命名為“坦途黑土”(新石器黑土)。乾旱氣候條件下形成的風沙，中間能變成黑土必然要有一個氣候的巨變，它正是全新世“氣候最佳期”(Climatic Optimum)的反映，屬於全新世的“大暖期”(Great warmth).14C測年結果：黑土為3240±90(CG-149)，貝殼為4064±110(CG-151)，證明了上述論斷。

　　於是坦途黑土就成為一個十分顯明的標誌層。在西部風沙區，以雙遼孛孛圖山剖面圖為例可以分出以下的層次：

　　1.郭家店風砂(上新風砂)灰色、褐色風砂含有樹葉、樹根和重新搬運的黑土顆粒，顯得很不乾淨。

　　2.坦途黑土，黑色土壤含有機質豐富。

　　3.大土山風砂(下新風砂)，黃白色細砂。

　　4.灰綠色埋藏土壤。

　　5.雙遼風砂(老風砂)，米黃色半膠結中細砂。

　　6.顧鄉屯組灰綠色淤泥和砂層，發育冰卷泥。

　　上述剖面中的坦途黑土已如前述，我們把它訂為中全新世的地層是不會錯的，但是我們無法保證每一個剖面中的“坦途黑土”都充滿了中全新世，即屬於8500-2500 aBP的地層。所以在它下面的“大土山風砂”就可能是中全新統下部的地層，也可能是下全新統上部的地層，我們暫叫它中一下全新統。大土山風砂下面那層灰綠色古土壤可能屬下全新統。

　　此外，我們這些以岩性命名的地層名稱，當岩性單一時，用岩性名稱如“郭家店風砂”、“坦途黑土”“大土山風砂”等。當岩性複雜時我們用“組”一詞，如“郭家店組”、“坦途組”、“大土山組”等。坦途黑土與沖積物的關係見於農安泉子溝剖面，在那裡坡上的黑土向低處愛為沖積物，這種沖積物就可稱為“坦途組”。

　　6.上全新統，郭家店組，灰色次生黑土 0.8米

　　5.中全新統，坦途黑土，黝黑色黑土，產細石器，如圓形削器等 0.7米

　　4.下、中全新統，大土山風砂，白色細砂 0.5米

　　下伏地層，上更新統顧鄉屯組

　　3.淡黃色黃土狀亞砂土，頂部有一層黃褐色古土壤。 1.3米

　　2.灰綠色、黃綠色亞粘土、水準和微斜層理發育，含次生鈣質結核(直徑約1釐米) 厚3.05米

　　2、3層含化石：野馬(Eguus przewalshyi Poliakoff)、野牛(Bison exguus Matsumoto)

　　1.灰白色細紗，產化石：虎(Felis tigris)、駱駝(Camelus sp.) >5.0米

　　在大布蘇泡子東岸第六地點見以下層序：

　　10.現代土壤 厚0.2米

　　9.淡黃色亞砂土，下部夾黑土小薄層 1.35米

　　8.黑土，上部有機質殘體集中，14C年齡1168±80aBP O.5米

　　7.黑土和黃色亞粘土混合層 0.35米

　　6.灰黃色亞粘土夾黑土條帶 1.30米

　　5.黑土，底部14C年齡5191±lOOaBP 2.10米

　　下全新統上部大土山組：

　　4.黃色亞粘土 O.5米

　　3.黑土 0.4米

　　2.黃褐色亞粘土 0.5米

　　1.黑褐色淤泥質亞粘土 >1.4米

　　該剖面6～10層屬於上全新統，屬於2500年以來的地層，可歸於郭家店組。從此例可見，黑土並不只限於全新世中期。5層屬於中全新統，大約是8500～2500aBP的地層，歸於坦途組，4～2層為下全新統上部大土山組。第1層的淤泥質亞粘土，屬於下全新統。

　　榆樹周家油坊第二地點剖面為我們提供了中全新統地層進一步劃分的條件，下部傾斜的淤泥質砂和樹枝層的互層有6060±100——7380+100aBP的四個14C年齡資料說明這是5000-8500aBP之間的地層是中新統下部的地層，命名為“周家段”。剖面上部的水準地層下部為黑色粘土，上部為黑土，共厚3米。命名為“車家段”。車家段與周家段之和為坦途組。在周家油坊以南，秀水河口剖面我們看到了以下的層序：

　　1.上全新黃土

　　2.坦途黑土

　　3.下全新黃土

　　4.秀水河組，黑色淤泥

　　這個剖面與雙遼郭家店剖面有相似性：上全新黃土對應於上全新風砂(郭家店風砂)，下麵的淤泥(秀水河組)對應於下麵的灰綠色埋藏土，也對應於大布蘇泡子第6地點剖面底部的淤泥。

　　這樣我們就可構建一個平原西部與東部的全新世地層對比表。

　　在平原西南部黃土丘陵區也普遍看到，全新世地層中間有一層黑土，也以它為分層標誌。以虻石溝北檯子村南200米處剖面為例：

　　1.上全新統，郭家店組：總厚3.0m，現代土壤0.2米；灰黃色亞砂土，下部夾黑土層2.8米

　　中全新統，坦途黑土：

　　2.黑土 1.4m

　　3.中-下全新統，大土山組總厚4.6m，細分為如下層次：

　　灰黃色亞砂土 O.15米

　　灰黑色亞砂土夾灰黃色亞砂土 0.35米

　　灰黃色亞砂土 O.30米

　　灰黑色亞砂土 0.25米

　　灰黃色亞砂土 0.20米

　　灰黃色亞砂土具有沿根孔發育的鏽黃色鐵染 1.15米

　　灰黑色亞砂土 0.35米

　　灰黃色中粗砂 O.30米

　　灰黃色細砂 0.30米

　　黃灰色亞砂土 0.70米

　　黑灰色亞砂土，水準層理發育 O.25米

　　灰黃色細砂 0.20米

　　黃色砂礫，具鏽黃色和黑色條帶 0.30米

　　～～～～～～～～～～～～～不整合～～～～～～～～～～～～～～

　　上更新統，顧鄉屯組，亞粘土和砂礫石，含披毛犀化石。

　　五、小    結

　　我們採用了岩石地層學，生物地層學和年代地層學的方法，其目的在於準確對比各區的地層單位，最終建立準確合理的區域地層表，例如：

　　根據孢粉化石以落羽杉為主，棵子植物超過被子植物且被子植物大多屬柔夷花序植物的特點而確定依安組為古近紀晚始新世一早漸新世的地層。

　　根據中新栗(Castanea miomolbissia)和中新亨氏榆(Tillia miohenryana)等化石而確定大安組屬於中新世。

　　根據眾多熱帶亞熱帶植物的出現以及主要處於正向磁性的高斯時之內而確定泰康屬於上新世。

　　甯城黃土含有楊氏原鼢鼠(Prosiphneus youngi)等未見於第四紀的化石，且處於高斯正向時之內故屬上新世，這是本區首先證明的一個第四紀之前新近紀的黃土地層。虻石溝組伏於寧城黃土之下，處於高斯時之內，故同屬上新世。

　　根據古地磁測定結果，白土山組下界約在2.58MaBP附近，上界約在1.7～1.8MaBP，且其中含有三門馬(Equus sanmeniensis)化石，故白土山組屬於早更新世之早期。

　　黃山組古地磁年齡約在0.8～1.2MaBP之前，屬早更新世晚期。平臺組約在1.2～1.8MaBP之間，屬早更新世中期。

　　德惠黃土和庫倫黃土只能根據岩性特徵和層位元關係訂為下更新統。

　　長春黃土上界約為O.2MaBP，下界約O.8～1.2MaBP主要屬於中更新世，且其下界具有穿時性。

　　赤峰黃土亦主要屬於中更新世，時域約為0.13～0.8MaBP。

　　哈爾濱黃土時域約在0.13～0.2MaBP之間，屬中更新世晚期地層。東崗組時域約在0.14～0.18MaBP之間，與哈爾濱黃土為部分的同時異相關係。

　　大青溝組上界估計為0.13MaBP，下界在1.2～1.8MaBP之間，它跨在中、早更新世之間，且其下界具有穿時性。

　　顧鄉屯組和馬蘭黃土因產出猛獁象披毛犀動物群的化石和一批14C年齡資料而同屬晚更新世的地層，其上界約1萬年，下界約13萬年，雙遼風砂是馬蘭黃土與顧鄉屯組的另一個同時異相物。

　　全新世地層，從上向下分為2500年以來的上全新統郭家店風砂或郭家店組，2500—8500aBP年間中全新統坦途黑土或坦途組。坦途組又分為上部2500—5000aBP的車家段和下部5000—8500aBP的周家段。西部的大土山風砂和東部的下全新黃土可能屬於中一下全新統，秀水河組屬於下全新統。

　　某些岩石地層單元界線的穿時性特徵。

　　前已述及，長春黃土和大青溝組的下界都具有某些穿時性的特徵。

　　關於馬蘭黃土與顧鄉屯組的關係我們在前三節中用三種剖面的關係加以論證，這三種剖面是：

　　a.全剖面全由顧鄉屯組的沖積物所組成，如：周家油坊第四地點，庫倫養畜牧河剖面。

　　b.上部是馬蘭黃土，下部是顧鄉屯組如：顧鄉屯剖面、大安老坎子剖面和虻石溝大北溝剖面。

　　c.全剖面全由馬蘭黃土組成，這樣的剖面很多，如：德惠江橋剖面，學字井剖面，庫倫運輸站剖面等。

　　通過這三種剖面我們看到了顧鄉屯組於馬蘭黃土既有上下關係，也有同時異相關係，顧鄉屯組與馬蘭黃土的界限必具穿時性。

　　下面再用年齡資料加以論證。

　　首先假定本區馬蘭黃土與故鄉屯組的上界為1萬年。故鄉屯組的下界在周家油坊第四地點，據孢粉曲線和深海氧同位素曲線的對比和一個230Th(鑀)法年齡資料59.8±3.3kaBP可確定為7.5萬年(孫建中.1985)

　　馬蘭黃土在西北的大量研究其下界也定為7.5萬年(孫建中.1985)，上界也約為1萬年。這樣我們就可以作出以下的圖解圖中左、右兩側分別為全由顧鄉屯組和雙遼風砂構成，剖面中間是馬蘭黃土，圖中中線左側是馬蘭黃土在上面，顧鄉屯組在下的剖面，二者的界限成為一條斜線，切穿了水準的等時線，所以二者的界限具有穿時性，也就是說二者是既有上下關係，也是同時異相的關係。

　　傳統說法是不許在地層表中劃斜線的，只有在兩種意見爭執不下時劃斜線作為處理的權宜之計，但從我們如上的論述中則看出如果我們的水平線表示等時線則劃斜線是表示地曾界線的穿時性的，是符合客觀規律的。

　　根據上述編制出本區第四紀晚期的年齡地層對比圖和本區第四紀地層磁性地層對比圖和地層對比表。

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　　Quaternary stratigraphic system in Songliao Plain

　　Sun Jianzhong1,2 Zhang Zhiguo3  Ai Kewen4 Liu Yanhua4 Li Huiqin5 Yuan Weihong6

　　(Chang'an University, Xi' an, 710054 )1 ( State Key Laboratory of Loass and Quaternary Geology, Institute of Earth Environment, Chinese Academy of Sciences2) Xi' an, 710075 ) (No.beast Design and Research Institute, Municipal Engineering, China3, Changchun, 130021 ) (Geo - Ingineering Prospecting Institute, Jilin Province4, Changchun , 130021 )(Gansu Building Research Institute5, Lanzhou, 730052) (Lanzhou Petrochemical College of Vocational Technolology6, Lanzhou 730059)

　　Abstract: By using petro-stratigraphical, bio-stratiphiphcal and chrono-stratigraphical methods, a Quaternary strafigraphic system in Songliao plain has been established as follows:

　　1. In the eastern loess platform:

　　(1)Loess strata

　　a.Dehui Loess, red loess, Early Pleistocene.

　　b. Changchun Loess, brown yellow loess, middle Pleistocene,0.2～0.8-1.2MaBP

　　c. Haerbin Loess, yellow loess, late of middle Pleistocene,O. 13～0.2MaBP.

　　d.Malan Loess, light grey yellow loess, Late Pleistocene, O.01～O.13MaBP.

　　(2) Alluvial strata

　　a. Baitushan formation, white sand and gravel, early stage of Early Pleistocene,l.8～2.58MaBP.

　　b.Pingtai formation, Red sand and gravel, middle stage of Early Pleistocene,l.2～1.8MaBP.

　　c. Huangshan formation, yellow sand and gray clay, later stage of EadyPleistocene, 0.8～1.2MaBP.

　　d. Donggang formation, green sand and clay, later stage of middle Pleistocene, 0.15～0.2MaBP.

　　e. Guxiangtun formation, black sludge and, or yellow sand, late Pleistocene,0.01～0.13MaBP.

　　2. In the Western depression

　　a.Baitushan formation, white sand and gravel, early stage of early Pleistocene, 1.8～2.58MaBP

　　b. Daqinggou formation, grey green——black sludge, middle Pleistocene to the middle stage of early Pleistocene,0.13～1.2-1.9MaBP.

　　c. Malan loess and Guxiangtun formation, late Pleistocene,0.01～0.13MaBP.

　　3. In the south west loess hill - land:

　　( 1 ) Loess strata:

　　a. Ningcheng Loess, late Neocene , 2.58～2.9 MaPB.

　　b. Kulun Loess, early Pleistocene

　　c. Chifeng Loess, middle Pleistocene, 0.13～O. 8MaBP.

　　d. Malan Loess, upper Pleistocene,0.O1～0,13MaBP.

　　(2) AUuvial strata:

　　a. Mengshigou formation, late Neocene, 2.9～3.0MaBP

　　b. Minzhutun formation, Eaely, Pleistocene.

　　c. Beitaizi formation, late of early Pleistocene, 0.8～0.9 MaBP.

　　d. Guxiangtun formation,0,01～0.13MaBP.

　　4. Holocene in the hole region:

　　a. Early Holocene:

　　(a) Xiushuihe formation sludge or sand,and-gravel

　　(b)Datushan wind sand (in the west)Datusan formation(in the east and south), loess like soil.

　　b. Middle Holocene

　　(c)Tantu Black Soil(Neolithic Black Soil) or Tantu formation,2500～8500aBP

　　c. Late Holoeene

　　(d)Guojiadian wind sand or Guojiadian formation 2500～0aBP

　　5.Problem of diachronism are discussed.It is available for us to drow inclined ines in the stratigraphical table

　　Key words: Songliao Plain, Quaternary, strata.