任务描述 ①了解地层的多重物质属性；②根据所给资料，正确进行地层划分；③了解地层对比的原则，熟记地层对比的方法；④根据所给资料，正确进行地层对比。
一、地层的物质属性——地层划分的依据
地层学的研究对象是地质历史中形成的岩层。岩层是地层的基本组成单元，也是地层学研究的基本对象。在长期的地质演化历史中，这些岩层被赋予许多特征，即物质属性。这些物质属性正是我们划分地层和建立地层单位的基础。组成地层岩层的岩石是由不同的组分组成的；这些组分以不同的组构方式集合形成不同的岩石；这些岩石具有不同的颜色、层厚，发育不同的沉积构造。这些岩石形成的岩层具有不同的体态，并以不同的接触关系与相邻岩层接触。这些岩层含有不同的化石或具有其他时代证据，代表着不同的形成年龄。众多的岩层以均一的或不均一的、有序的或无序的组构方式构成地层体。所有这些属性都是地层划分的重要依据。
（一）岩石特征
地层的岩石特征是认识地层的最重要内容和划分地层的最重要基础。它包括组成地层的岩石的颜色、矿物组分或结构组分、结构、组构和沉积构造等。在岩石地层划分中，首要考虑的是组成地层的岩石特征。岩性相同或大致相同的连续岩层可以划分为一个岩石地层单位，岩性不同的地层体应该划分为不同的岩石地层单位。
（二）生物特征
地层的生物特征也是地层划分的重要依据。地层的生物特征主要包括地层中所含的生物化石组分（类别），以及生物化石的含量、生物化石的保存状态、生物化石之间及生物化石和围岩之间的相互关系等。地层中所含的生物化石在认识地层和地层划分中至少具有两方面的意义：一是年代学的意义，地层中所含的生物化石类别不同，可以反映地层形成的时代不同；二是环境学的意义，地层中所含的生物化石类别、含量、保存状态及相互关系的变化可以反映它们形成环境的差别。
（三）地层结构
地层结构是指组成地层的岩层在时空上的组构方式。大量的研究工作表明，大多数地层是由有限的岩层类型构成的，这些岩层通常又以规律的组合方式组构在一起。因此，根据岩层的组构方式所划分地层的结构类型可作为地层划分的依据。
对于层状延伸的地层来说，可以分为简单型（均质型结构和非均质型结构）和复合型两大类和若干小类（表5-2）。均一式结构是指地层是由一种单一的岩层类型组成的，所谓单一，是指岩层的组分相同，结构、组构和沉积构造相同或相似，颜色和层厚相近等。互层式结构是指地层由两种岩层类型规则或不规则交互而成的，如砂岩和页岩的交互、灰岩和白云岩的交互等。夹层式结构是指组成地层的岩层以一种岩层类型为主，间夹另一种岩层类型，如地层总体为泥岩岩层，内夹有少量砂岩岩层等。有序多层式结构是指地层由三种或三种以上的岩层类型组成，这些岩层以有规律的组合方式组构在一起。最具代表性的如各种旋回沉积序列。
表5-2 地层结构类型简表
对于非层状延伸的地层，由于地层的侧向变化大，应该从三维的角度去认识地层的结构。斜列式结构是指组成地层的岩层以斜列的方式排列，如生物礁前缘斜坡倒石堆形成的地层。叠积式结构是指一些丘状或块状的岩层在垂向上叠加而成的地层结构，典型的如连续垂向加积的生物礁形成的地层结构。嵌入式结构是指地层总体以某一种岩层为主，内夹一些非层状或丘状、透镜状岩层，典型的如碳酸盐台地中夹有小型生物礁岩层。
上述地层结构可以单独出现，也可以以不同的方式组合形成复合式结构，如均一式结构中夹有序多层式结构，互层式结构中夹均一式结构，无序多层式结构中夹有序多层式结构等。
地层结构是认识地层和划分地层的重要依据。一个岩石地层单位除具有一定的岩石特征外，还应该具备一定的地层结构。不同的地层单位在地层结构上也应有所差别。
（四）地层的厚度和体态
地层的厚度和体态包括组成地层的岩层的厚度和体态，也包括地层单位的厚度和体态。地层的体态是指岩层或地层体空间形态和分布状态。地层的形态一般是层状的，但也不乏非层状的，如楔状、透镜状、丘状等。地层的分布状态一般认为是水平或近于水平的，但也有许多地层是斜列的。地层的分布状态可以通过特殊的沉积构造（如示顶底构造）去识别。一般要求，一个地层单位应有一定的厚度，厚度过小不足以建立一个地层单位。地层单位的厚度要求一般根据地质填图的比例尺确定，即可以在地质图上以最小的表达尺度（1mm）去表达。
（五）地层的接触关系
图5-7 地层的接触关系类别示意图
（据张守信，1989）
地层的接触关系是地层的重要物质属性之一。它在识别地层结构、划分地层单位中具有重要作用。常见的地层接触关系包括两大类（图5-7）：一是整合接触，二是不整合接触。整合接触关系包括连续和小间断等类型。不整合接触关系包括角度不整合、平行不整合、非整合。
◎角度不整合：是指不整合面上下盘地层产状不同，上覆地层与下伏不同时代的地层接触，具有古风化壳。代表了早期地层的经历较剧烈的地壳运动而发生褶皱，且上升出露地表长期遭受风化、剥蚀，而后又接受沉积的演化历史。角度不整合面是分隔地层单位（如群、组）的重要界面，在地层单位内部（如组、段）一般不允许存在角度不整合。
◎平行不整合（假整合）：是指上下地层产状平行或近于平行，具有不规则的侵蚀和暴露标志的分隔面（古风化壳）。它代表了早期地层的整体上升，遭受风化、剥蚀，而后又接受沉积的演化历史。平行不整合是地层单位的重要界面。组一级的岩石地层单位之间常见假整合的接触关系。组内一般不允许平行不整合存在。
◎非整合（异岩不整合）：是特指沉积盖层和下伏岩浆岩或深变质岩之间的接触关系。代表古老基底或侵入岩经受了长期的暴露、风化、剥蚀，之后接受再沉积的演化历史。非整合面之下的岩体或深变质岩被截切，其上的地层不发生接触变质作用，接触面之上常见含下伏地层或岩体砾石的底砾岩。无疑，非整合面也是划分地层单位的重要界面。
连续接触关系是指不间断的沉积作用形成的岩层之间的接触关系，是地层中最常见的接触关系。在地层结构和基本层序识别中，基本层序内部应该是连续的接触关系。小间断为地层中由于沉积作用中断或沉积环境变迁造成的沉积间断面。这也是沉积地层中最常见的界面。小间断面一般可以作为地层的基本层序之间的分隔面。小间断与形成平行不整合的沉积间断在间断时间上的区别是后者缺失地层往往超过一个化石带。
特别注意：根据岩系之间的接触关系来判断新老顺序，往往也是会遇到的。应当说，那种老的地层居于下部，新的地层位于上部的“地层层序律”，也是相当重要的。但是这个原则必须在构造简单的地区内才能使用。在构造复杂的地区则要先了解地层之间真正接触关系之后，才能使用。
（六）其他属性
除上述常用的几大物质属性之外，地层还包括许多其他的物质属性，如地层的磁性特征、电阻率和自然电位、矿物特征、地球化学特征、生态特征、同位素年龄等，它们均可以作为地层划分的依据，用于建立不同的地层单位。
地层划分的结果是建立地层单位。由于地层划分的依据不同或划分地层所依据的物质属性不同，所建立的地层单位也不一样。依据地层的岩石学特征及地层结构、厚度和体态、接触关系等建立的地层单位是岩石地层单位；依据地层的时间属性（如生物地层所反映的时间、地层的同位素年龄等）所划分的地层单位是年代地层单位；依据地层的生物或生态特征建立的地层单位是生物地层单位或生态地层单位；依据地层的磁性特征建立的地层单位是磁性地层单位；依据地层的地球化学特征建立的地层单位是化学地层单位等。
二、技能训练——地层划分
通过仔细阅读下列剖面资料中的岩性特征、化石内容、厚度及接触关系，根据地层划分的原则，确定出地层单位的界线，根据地层划分结果绘制地层柱状图，将界、系、统的界线、名称，以及组的界线注在图的左侧，并自下而上编号。
地层古生物基础
三、地层对比的原则和方法
地层对比是在空间上延伸一个地层单位的重要手段。它在古地理、古构造及矿产资源调查和勘探中具有重要意义，因此它是沉积地质和沉积矿产研究的重要基础性工作。地层对比所遵循的主要原则之一是地层的物质属性相当的原则。由于地层的属性或划分依据不同，所划分的地层单位也不一致，所以不同地层单位的对比就应该依据建立这些地层单位的物质属性。地层对比应遵循的第二个原则是不同类型或不同地层单位的地层对比不一致的原则。由于地层单位不同，或者说地层对比的属性不同，对比的界线就不可能一致。如岩石地层单位的对比主要是依据岩性和地层结构的对比，因此对比的界线和年代地层界线或时间界线就不可能一致。只有以严格的时间属性进行的地层对比才具有时间对比意义。地层对比主要有以下一些方法。
（一）岩石学的方法
岩石学的方法仅适用于岩石地层对比。在侧向连续的条件下，不同地区的岩石学特征相当的地层是可以对比的。这些岩石学特征包括岩层的岩性、岩石组合、地层结构以及厚度、顶底接触关系等。以地层的岩石学特征进行的地层对比不是时间对比，因为穿时普遍性存在原理决定了绝大多数岩石地层单位是穿时的。
常用标志层方法的标志层是指那些厚度不大、岩性稳定、特征突出、易于识别、分布广泛的特殊岩层，标志层通常可以用于地层对比。标志层有两种类型：一是穿时性的标志层，如地层中的砂岩夹层、煤层、蒸发岩层等。二是等时性的标志层，如火山灰层、小行星撞击事件层及风暴岩层等。穿时性的标志层只能用于岩石地层单位的对比，等时性的标志层才能用于年代地层单位的对比。
（二）生物地层对比
生物地层对比的理论依据为生物层序律。含有相同化石的地层的时代相同，不同时代的地层所含的化石不同。用生物化石对比地层通常应用标准化石法、化石组合法等。标准化石是指那些演化快、地理分布广、数量丰富、特征明显、易于识别的、在某一地层中特有的化石。利用这些化石不仅可以鉴定地层的时代，也可以用于地层的年代对比。但标准化石法通常受诸多因素影响而受到限制，如用作标准化石的生物对环境的宽容度较小，生态环境相对局限。生物遗骸在沉积和成岩过程中总要受到损害，再加上采样精度问题，其标准性也是相对的。因此，在应用标准化石法时应注意其精度。化石组合法是根据地层的化石组合对比地层的方法。所谓化石组合是指在一定的地层层位中所共生的所有化石的综合（图5-8）。根据化石组合所限定的界线不仅可以进行地层划分和建立地层单位，也可以进行地层对比。用生物地层方法进行地层对比主要用于生物地层单位的对比，也通常应用于年代地层单位的对比。
图5-8 化石组合示意图
（据杜远生等，1998）
图中表示14种生物化石在B层形成的化石组合
（三）地质事件对比方法
近年来由于事件地层学的发展，事件对比的方法不断受到重视。地质事件是多种多样的，如小行星的撞击、火山爆发、冰川的形成和消融、气候变化等。这些地质事件虽然规模大小不同，后果各异，但是将其应用于地层对比的基本原理是相同的。即同一地质事件在两地所产生的物质记录可以不同，但这两种不同的物质记录都代表同一地质事件，因而在等时性方面是可以对比的。
（四）古地磁极性对比方法
地球磁场的极性并不是固定不变的，每隔几万年或几十万年，地磁场的极性就会发生一次倒转，即地磁的南北极互换。地球磁场的这种变化可以记录在地层中，因此可以应用地球磁场极性变化来对比地层。
图5-9 秭归、 宜昌、 张夏柱状剖面图
（据赵锡文等，1983）
（五）同位素年龄对比方法
根据放射性同位素衰变原理，可以进行同位素年龄的测定。放射性元素在衰变过程中，释放出能量并转化为终极元素。用于地层年龄测定的同位素方法主要有：U-Pb法、Th-Pb法、Rb-Sr法、K-Ar法、Sm-Nd法等。同一地区地层的同位素年龄可以用于地层年龄的确定，不同地区地层的同位素年龄可以用于地层对比。
四、技能训练——地层对比
（1）对图5-9所给剖面进行地层对比，要求对比到统。
（2）恢复图5-10中各套地层的形成顺序，判断剖面中的各种接触关系。
图5-10 × ×地区剖面图
（据全秋琦等，1990，修改）
地质分层包括年代分层、岩性分层、层序地层等几个方面年代分层是根据同位素测年、古生物化石组合断代等,确定地层的分层岩性分层是根据各时代不同的岩性组合,确定界线层序地层学是近年来新发展出来的一种地层学分类,根据全球相对海平面升降曲线划分地层时代
（一）岩石地层学方法
岩石地层学方法是根据岩石学的特点把第四纪堆积物划分为一些代表一定时间的岩石地层单位，并把它们按时间顺序排列起来，形成一种岩石地层顺序。因为第四纪堆积物常常是不连续的，并且是在时间上互相超覆，所以，按岩石地层学方法划分，通常只是在局部地区进行，而不能进行远距离的对比。例如，在一条冰川消失过程中所形成的冰碛物中，冰川上游底部的冰碛物，较老于冰川下游底部的冰碛物；而冰川上游冰碛物的顶部却又较新于冰川下游冰碛物的顶部；两极和高山地区同一个冰期的冰碛物所代表的时间较长于中纬地区同一冰期冰碛物所代表的时间等。
然而，少数岩石地层单位却是在时间上平行的。最好的例子是由一次火山喷发所形成的火山灰层。火山灰层常被用来作为第四纪地层划分的标志层，以进行大区域乃至全球的第四纪地层对比。
如上所述，虽然岩石地层学方法对第四纪地层划分具有局限性，但在一定地区的岩石地层划分，也可以大致按时间进行对比，去推定世界各地区一些事件的同步顺序，并据以建立世界范围的第四纪地层顺序。在早期的第四纪地层划分中，岩石地层学方法是一种基本的方法；在今后的研究中，岩石地层学仍然是一种主要的方法。
（二）生物地层学方法
生物地层学方法是以一种或一些特殊化石的顺序作为根据，以划分含有这些化石的第四纪沉积物顺序的方法。生物地层学方法是根据堆积物所含生物残骸的鉴定，划分为一些生物地层单位，并按时间把它们排列成为生物地层顺序。生物地层学方法又可细分为第四纪植物地层学方法、动物地层学方法和微体生物地层学方法。由于第四纪时间短，不允许所有生物属和种都有明显的演化，所以，生物地层学方法主要是根据第四纪生物群特征进行划分。第四纪生物群的一个主要特点就是含有现代生物种属。大部分现代生物群的种属，都是第四纪生物群的直接延续。尽管有许多第四纪生物种属发生了明显的演化，但由于其内在的时间超覆，以致使它们不适用于严格的第四纪地层划分。所以，生物地层学的方法在第四纪地层划分中的作用，远不如在前第四纪地层划分中那样重要。但是，一些第四纪动物群和植物群新种的出现、灭绝、明显地演化，以及它们的共生组合在时间和空间中的变化和重复，却可以作为根据，用来推定第四纪堆积物沉积环境的变迁，并借以划分第四纪地层。
在生物地层学方法的已有资料中，古动物群，特别是古脊椎动物群的研究较多，但近来古植物学的运用却正在增大。目前，根据孢粉分析资料，业已在我国和世界许多地区，例如在北欧，建立起了一种比较详细的第四纪生物地层划分方案。当然，这种划分也都是区域性的。
（三）地貌地层学方法
由于第四纪堆积物与由其所组成的堆积地形是同年龄的，并且由于第四纪堆积物与构造地形和剥蚀地形之间，具有时间的相关性。所以，可以运用地形形成的阶段或年龄，将第四纪堆积物划分为一些地貌地层单位，并将它们按时间顺序排列起来，成为一种地貌地层顺序。层状地形的研究，在这种方法中是特别有用的。
（四）古土壤地层学方法
与冲积物之类的经过搬运并在适当地点沉积下来的第四纪堆积物不同，土壤和残积物是一种已有物质（基岩或第四纪堆积物）表层的原地崩解和蜕变物。虽然下伏的已有物质是一些不同时代的层，但土壤和残积物却可以是地带性的同时形成的。所以，可以划分为一些代表一定时间的土壤地层单位，并按时间形成一种顺序。土壤地层单位代表第四纪的温暖环境，即非冰川环境。特别是在温湿环境条件下，土壤层发育最好。
（五）气候地层学方法
气候地层学方法是建立在上述诸种方法基础之上的。这是一种根据岩石地层、生物地层、地貌地层、古土壤地层类型推定出古气候阶段的划分。在同一气候阶段内形成的第四纪堆积物，分为一个气候地层单位。例如，冰期地层单位、间冰期地层单位等。
因为第四纪是以气候的全球性地剧烈地反复地变化作为一个基本特点的，并且因为第四纪气候变化在很大程度上控制着第四纪地质过程和沉积环境变化的顺序，所以，一般认为，气候变化，对于第四纪地层划分和对比，是一种可靠的基础。但气候变化的推定却是困难的，因为上面所列举的那些推定的根据，对于气候反映的程序是各不相同的。此外，还由于气候具有地区性，所以，气候地层的划分和全球性的对比，也是有许多困难有待排除的。
（六）古人类考古地层学方法
这是一种根据第四纪堆积物中所含古人类残骸及其文化发展顺序的研究，进行第四纪地层划分的方法。虽然这种方法业已在世界许多地区建立了划分单位和顺序，并进行了全球性的对比，但却有许多疑点。因为人类文化发展阶段的穿时性，甚至较之哺乳动物发展的时间超覆更为明显。此外，古人类考古证据的产出是非常有限的。所以，它们是一些非常不完整的时间标志。然而，在一些特殊地区内，却是可以分出古人类文化地层单位，建立起这种顺序，并进行粗略的时间地层对比的。
（七）年龄地层学方法
这是一种根据第四纪堆积物及其所含生物残骸的同位素年龄测定资料，按年龄关系划分成为一些时间（地质年龄）地层单位，并建立起一种地层顺序的方法。年龄地层单位是在一定地质时间内形成的各种岩石联合成的一种岩层体。这是一种代表着地球历史的一定段落形成的所有岩石，并且只代表这一段落所形成的岩石单位。年龄地层学方法可用于全球性的第四纪堆积物的时间对比，这是一种最可靠的确定第四纪地层的时间顺序的方法。但是，这种方法本身精度的提高，也是一个需要解决的问题。
（八）其他方法
除上述方法外，在第四纪地层划分中，还采用其他一些方法以建立第四纪地层顺序：
1洞穴和冰缘顺序地层学 这种方法基本上是根据某些特殊岩石划分第四纪地层的一种方法。因为这种顺序主要是根据洞穴堆积物中的石钟乳、洞穴角砾和土壤，以及冰缘条件下的泥流、风积物、冻融构造和土壤等研究建立起来的。在这些资料的基础上，推定出气候阶段。由于斜坡的坡向、坡度、水文等当地因素可以影响这种地层顺序，所以，在气候阶段的推定中，应当考虑这种局部影响。但这种岩石地层单位的确定，却不是很困难的；并且一些大的气候阶段的确定，也是比较容易的。所以，可以形成一种与其它地层顺序对比的地层顺序。
2海面地层顺序 第四纪海面变化的一个主要原因是冰期和间冰期的交替，所以，海面变化的顺序，可以与气候阶段联系起来，并形成一种地层划分单位和顺序。海面顺序是否具有气候意义，取决于与海面变化伴生的沉积物的岩石学、所含动物群和植物群共生组合，以及海面变化是否是由气候变化引起的，即是否与冰期、间冰期的交替相关。
3古地磁法 测定第四纪堆积物的古地磁世和事件，以划分第四纪地磁地层单位，并建立地层顺序。
此外，尚有其它一些方法。
（九）综合法
每一种上列方法都指明第四纪自然事件顺序的一个方面，并与第四纪堆积物的形成时期联系起来，据以构成一种地层划分。因为第四纪自然事件顺序的各个方面都是彼此联系的，所以，这些划分，从理论上说，也应该是可以互相对比的。当第四纪地质记录完整时，应当尽可能多地采用所有可能采用的方法，将这些方法所产生的第四纪地层划分结果互相对照和彼此补充。同时，应当在不同地区内建立当地的第四纪地层划分和顺序，并把它们互相对照。因为对于完成第四纪地层划分的最有效的方法，是随各地区所出现的地质记录而不同的。例如，在一些地区，可能生物残骸的产出较多；在另一些地区，地貌的记录较丰富；还有一些地区，岩石地层记录和土壤地层记录又较完整；……等等。在这种场合下，在第一类地区内，应当采用以研究生物地层学为主的综合性方法；在第二类地区内，着重研究地貌地层系统为主的所有可以应用的方法体系；在第三类地区内，主要运用岩石地层学和土壤地层学方法，综合其它可用方法进行综合研究……。然后，将三类地区的研究进行对比，互相补充，以第四纪自然事件的各方面和地区间的联系为根据，建立地区间的地层联系，做出第四纪地层尽可能合理地划分，建立局部的和地区性的第四纪地层划分体系；并进一步根据各地区间的第四纪自然事件的联系，建立更大地区的第四纪地层顺序，以至进行全球对比。
1陆相地层
第四纪阶段陆相地层的主要类型如下。
(1)冰碛层
集中分布于西部地层区，全为山岳冰川堆积类型。天山、阿尔泰、西昆仑、东昆仑、祁连的冰碛层大致有了测年数据控制，喜马拉雅、岷山、龙门山至滇西北的冰碛层大多缺乏测年资料，但地貌和地层关系等方面的标准可资对比。在山岳冰川之下，也发育有冰水沉积或有冰水渗入的湖相沉积，如四川盆地西缘的“成都粘土”、河西走廊的“玉门组”泥砾层等。东部地层区的冰碛层是一个有争议的问题，现代冰川学者认为李四光(1937，1940，1975)命名的“庐山冰碛层”、“大姑冰碛层”和“鄱阳冰碛层”并非真正的冰碛层，可能是“冰缘气候”条件下的泥石流堆积或洪积层(崔之久，1982)。因此它们仍有古气候学和地层对比的科学意义。它们与“网纹红土”的互层关系可能说明冰期、间冰期气候旋回的影响。我国的冰碛层始于更新世早期的偏晚时期至更新世晚期之末，大致相当于欧洲的Gunz、Mindel、Riss、Wurm四大冰期(周尚哲、李吉均、李世杰，1991)，更早的“冰碛层”(如西昌地区的昔格达组)尚未得到证实。
(2)黄土与戈壁砾石层
黄土是沙尘暴沉积，塔里木、河西走廊、北山、阿拉善至蒙古的沙漠和戈壁砾石层分布区是它的物源区。黄土主要见于黄土高原，但东北和华北以至长江中下游地层中亦有大量黄土和次生黄土，其中更新世晚期的马兰黄土一名的命名地即在北京门头沟地区。第四纪黄土厚约200m，据古地磁为主的测年资料，有25～12ma的午城黄土，120～010ma的离石黄土，010～001ma的马兰黄土，其中离石黄土是黄土剖面的主体，但马兰黄土分布最广(由西北至华北)。长江中下游有下蜀组黄土，黄土与古土壤层交互，构成So/L1—S14/L15与WS1/WL1—WS4/WL4序列，显示了与深海氧同位素序列的同步气候旋回(刘东生、袁宝印，1982；安芷生、GKukla、刘东生，1989；丁仲礼、刘东生，1989；刘东生等，2000)。
(3)磨拉石堆积
磨拉石堆积是造山作用的物质记录。昆仑北缘和天山南、北缘的西域组是典型代表。它虽首定于准噶尔盆地南缘的独山子(黄汲清等，1947)，最发育的地区却是塔里木盆地西南缘，由数百米至3000m厚的砾岩组成，西昆仑北侧的康苏拉克砾岩和河西走廊的玉门组为同期地层，它含有我国第一个第四纪化石带的标志化石———三门马，测年数据底界为上新世晚期，上界为120～143ma，它是青藏高原和西部山系主要隆升期的可靠记录。青藏高原周缘普遍发育该期砾石层，如北喜马拉雅的贡巴组、柴达木盆地的七个泉组、四川盆地西缘的大邑组和西昌地区的昔格达组，但厚度至多数百米，达不到高原北缘的西域组的最大厚度。该期磨拉石堆积说明青藏高原在120～150ma隆升最为剧烈，以致对中部和东部地层区发生重大影响，造成了上新世—更新世早期地层的倾斜(三门组顶面的“三门运动”)，也使泥河湾盆地湖相的泥河湾组突然终止并缺失了更新世早期偏晚时期和更新世中期的地层。更新世晚期的许家窑组以不整合或假整合覆于泥河湾组之上。这一地层记录说明，中国现代地貌框架包括东西向大水系的形成是在120～150ma前奠定的。
(4)网纹红土
是具蠕虫状斑点或斑纹的红土层。一般认为所有红土都是湿热气候条件下形成的风化壳(席承藩，1965，1982)。虽然这一名称原先特指伏于庐山地区“大姑冰碛层”之上的红土层(李四光，1937)，但在华南地层分区和长江中下游分区分布广泛，其分布区最西可达到西昌地区(炳草岗组)。典型发育区在江西、浙江和广西，赣南的进贤组(上、下部)和浙江的之江组和汤溪组可分别看做上网纹红土和下网纹红土。据最新古地磁测年资料(谢树成等，2003)，它发育于更新世早、中期至更新世晚期之初(许家窑期)，最盛期为006～014ma和040～090ma。广义的红土包括上新世“三趾马红土”以至全新世的“微发育”红土，上新世至第四纪初广义的红土发育于北方，之后红土区转移到南方，其中网纹红土最为特征(黄镇国、张伟强、陈俊鸿，1999)。测年数据为“庐山冰碛层”和“大姑冰碛”之间的上网纹红土和“大姑冰碛层”与“鄱阳冰碛层”之间的下网纹红土提供了气候旋回的时代框架，它们分别相当于冰期与间冰期气候期。
(5)洞穴堆积
广泛发育于中部地层区和东部地层区(西部地层区很少研究)。洞穴堆积在中国第四系中占有特殊位置，许多著名的古人类化石和伴生的动物群保存在该类堆积物中，如北京周口店的北京直立人(更新世中期偏中时期)、山顶洞人、田园洞人(更新世晚期偏晚时期)；南京葫芦洞的南京直立人(更新世中期偏早时期)；我国最早的古人类化石见于四川巫山洞穴堆积，古地磁测年为201～204ma的留尼汪亚时。这些洞穴堆积一般经历了冰期与间冰期的不同阶段，含人类和动物化石层位的气候特征各有不同。巫山洞穴堆积含化石层为夹钙板的角砾层，孢粉指示气候暖湿；南京直立人产于棕红色粘土层中，对应MIS16冰期阶段或Gunz冰期。北京直立人产于含灰烬层的角砾岩中，对应温带间冰期环境或Mindel/Gunz间冰期(刘金陵、王伟铭，2003)。山顶洞洞穴堆积为松散的灰岩角砾层，据14C测年为1万～18万年，田园洞人为25 万年，无疑经历了末次大冰期，但哺乳动物中有南方分子，说明也包括大冰期中的间冰期温和气候。我国洞穴众多，会有更多的新发现。洞穴堆积的一个缺点是没有上下连续的长剖面，例如周口店时带和山顶洞时带有待寻找同期的上下连续剖面。
(6)火山岩
第四纪火山岩以玄武岩为主，集中分布于青藏、滇西、东北、雷琼和澎湖。青藏高原北部的羌塘至昆仑有更新世晚期至全新世的玄武岩和安山岩，还包括碱性和超碱性的深层地幔岩，在青藏高原总体构造挤压背景上出现这种本应在张性环境下产生的地幔岩是一个待解之谜。东北的第四纪与新近纪玄武岩构成一个统一喷发序列，称谓高原玄武岩，其成因可能是一个巨大的东亚地幔柱(邓晋福等，1996)。不过第四纪玄武岩分布区域显著缩小，五大连池的小型火山喷发造就了一系列盆景式火山口，利于观赏。据研究，第四纪火山活动有3个幕次(刘嘉麒，1988；刘嘉麒、刘强，2000)。滇西腾冲的火山岩含有较多的安山质和英安质成分。澎湖的玄武岩也与新近纪构成统一序列，其特点是具较多的橄榄玄武岩组分。湛江和海口的玄武岩与火山碎屑岩和其他沉积层交互并有系统测年数据。
(7)其他特殊沉积物
最著名的当属雷州至南海的玻璃陨石(雷公墨)层，北海组年龄在06～07ma的雷公墨层，在南海深海剖面上也已找到，成为一个有意义的标志层，在海、陆相地层对比方面颇有价值。最早的雷公墨由我国地质学先驱章鸿钊先生(1927)发现于广西，雷公墨这一名称的使用说明当时即与天文因素联系在一起。以后陆续在广东、海南、南海、台湾等地发现，其中雷琼地区更新统中部北海组的雷公墨层曾有060～070ma的裂变径迹法测年数据和070ma的古地磁数据。近几年在华南和南海又获得了080ma左右或083ma数据(朱照宇等，2001；王吉良等，2000)，其中南海OPP1143孔井深4250m的玻璃陨石层位最为确切，陨石测年为078ma(汪品先、田军、成鑫荣，2001)，考虑到下伏层位氧同位素测年数据为075ma，陨石层年龄应在073ma左右。此外，在河北平原更新统中部的翟里组(或杨柳青组)含4层微玻璃熔融石，热释光和铀系法测年数据为054±008ma(李鼎蓉等，1982)，说明玻璃陨石分布区可能不限于南方，但该测年数据偏新，是不同期次、不同成因产物还是测年的误差有待查证。总之，060ma左右至080ma左右是我国微玻璃陨石的形成期，它跨于更新世早、中期的073ma分界上。同一事件还发现于泰国、菲律宾、澳大利亚、非洲东缘和马达加斯加(徐道一等，1983；Glass，1982；Schnetzler et al，1993)，并指出了“亚澳微玻璃陨石原源境击坑”就在印度洋(Schnetzler et al，1993；万天丰等，1999)。此次发生于印度洋中脊至红海的三接点上的陨击事件造成印度板块加速北进并促进了青藏高原的剧烈隆升(葛肖虹等，2004)。目前已知该期玻璃陨石的单粒直径大多小于1mm，达到和超过1mm的仅见于南海和河北平原。应该设想，分布范围尚未完全确定、层位和期次尚待分析。因此，撞击事件是一期还是多期、撞击中心是一处还是多处尚有研究余地。其地层对比和大区域构造意义值得进一步研究。
古人类用火遗迹的灰烬层、天然火形成的灰烬层，以及炭碎屑沉积均是人类文化和古气候干—湿旋回的指示物。
(8)河湖相沉积
这是我国第四纪地层中分布最广的类型，也是研究连续地层剖面的主要对象之一。西部地层区大部为内流水系的河湖相沉积，由于没有大的河流，阶地剖面发育欠佳，但湖相沉积广泛发育，以柴达木盆地、塔里木盆地的湖相剖面最为连续。西部地层区湖相沉积的一个重要类别是膏盐沉积，它含有重要的矿产和生物资源，因此地层划分和测年资料比较翔实，是地层划分对比的重要依据(郑锦平等，1989；王弭力等，2001)。罗布泊更新世晚期—全新世的大耳朵组发现了丰富的钾盐矿床，该组含有品种单一但数量极丰富的有孔虫，似乎说明新近纪以来塔里木盆地存在残留游移海盆。中部地层区和东部地层区的河湖相沉积是第四纪地层的研究重点，大部属外流水系沉积区，河流阶地发育，由公王岭时带至萨拉乌苏时带共6个时带的层型皆为阶地剖面，长江中下游和华南红土剖面也大多为阶地，这些阶地剖面大多形成于更新世早期的偏晚时期(120～150ma)之后，这说明我国东西向大水系的整体形成是在这一时期。中、东部更新世早期偏早时期的湖相地层因有重要的文化遗存、古人类化石和丰富的哺乳动物化石而驰名中外，如华北泥河湾组产泥河湾动物群，并已发现小长梁遗址、半山遗址和“新文化层”，云南元谋组有著名的元谋人化石。另外汾渭盆地和桑干河地堑带的湖相沉积(三门组和泥河湾组)产出海源化石带Evolutononion shanxiense(有孔虫)-Sinocypridea impressa(介形虫)，引起了海陆沟通方式的热烈讨论。这些广湖相地层在更新世早期的偏晚时期特别是120～150ma时突然中止，并被晚期河流相为主的地层以不整合或假整合覆盖(张宗祜，1991)，反映了一个重要古地理事件(三门运动)，应该与该时期青藏高原最剧烈的隆升运动导致的东西阶梯地貌的定形相关。华北(北京平原、河北平原)有一套颇为特殊的更新世早期的偏早时期河湖相地层(夏垫组或固安组)，为巨厚肉红色泥质胶结的砾石、砂砾层，并与“鸡粪状”或锈斑状红色粘土层、砂层交互，呈现“强烈风化”的面貌，但含数个广海型和浅水型海相夹层。这套地层既像西部的西域组磨拉石，又像桑干地堑东端延庆的泥河湾组，其中的红**斑状粘土岩是否与南方红土有某种相似 是否是东南季风盛期的产物需要研究。
2海相与海陆交互相地层
第四纪阶段海相与海陆交互相地层的主要类型如下。
(1)深海泥质沉积
由于南海ODP1143孔等的完成，约100m厚的第四纪沉积序列和所含的氧同位素期次、生物与非生物标志层位得以澄清。20～012ma内分辨出了8个标志层位(Wang et al，2000；李保华、翦知湣，2001)和 MIS 1-85 气候期次(汪品先、田军、成鑫荣，2001；赵泉鸿等，2001；翦知湣等，2001)，为我国树立了近距离的对比标准。另外东海冲绳海槽深海区也取得了012ma的生物标志层(苍树溪等，1989；Wang Naiwen and Xu Qinqi，2003)。
(2)浅滨海与海陆交互相砂泥沉积
广泛发育于东部海域陆架区和沿海平原和三角洲地区。南黄海QC2孔(郑光膺等，1989)约110m地层包含数个砂泥沉积旋回和12个沉积组合，真正的浅海沉积只有全新世末2500a以来的表层，以下为滨浅海、滨海、湖泊以至河流相的海陆交互相沉积。该孔古地磁与同位素分期工作较详，更新统下、中、上部和全新统的4组划分清楚，与南通至连云港一带的QC1孔、QC4孔、QC5孔可以对比。相当180ma前的该孔底部含热带亚热带型的有孔虫Asterorotalia，该层以上均为冷温型或广温型属种。东海陆架第四系称东海群，厚350m左右，全为砂泥沉积，但未进行仔细划分。
河北平原以陆相为主，含多个海相夹层，全新世前期有暖温型有孔虫Pseudorotalia。下辽河平原与河北平原相近似。长江三角洲和上海地区在18ma以前有暖水种Ammoniatepida，在更新世末或全新世初有暖水型Pseudorotalia，其他冷温型和广温型属种与河北平原有同步生物气候周期。
(3)热带广海碎屑沉积
台湾西、南部更新世早期至更新世中期的偏早时期的砂页岩(卓兰组)和更新世中期的偏晚时期的砂、砾岩夹透镜状礁灰岩(
嵙山组)厚数千米，上部巨厚砾岩结束了台湾广海相沉积的历史，标志着台湾岛上升为陆的一次重要构造运动。这次更新世中期的运动明显比青藏高原剧烈隆升期滞后了50万年左右，这是后者的滞后效应还是南海区的一次区内运动有待求征。
(4)热带生物礁与生物碎屑灰岩
西沙群岛中新世至全新世皆以礁相灰岩为主，但沉积厚度逐次减薄，更新世早期灰岩厚150m，更新世中、晚期者分别厚70m和40m，全新世只有10m。台湾沿海更新世中期的偏晚时期至全新世皆有礁灰岩，厚度均不大。
211 地层分区、划分与对比原则
依据板块构造、古生物类群、沉积类型、地质发展史，将昌都地区三叠系自西而东划分为类乌齐分区、昌都分区、生达分区和江达分区（表21）。在进行地层划分与对比时，采用以岩石地层单位为基础的多重地层划分方法，结合板块构造边界性质与所处板块构造的位置、岩相古地理、古气候、特色的生物群落以及重要的地质事件，后者包括沉积事件、构造事件与岩浆活动、变质作用等因素，进行对比。分区是考虑到岩相古地理与基底情况，统的地层单位在岩相上可以完全对比。具体划分时除根据上述原则外，还主要参考《怒江、澜沧江、金沙江区域地层》、《西藏自治区区域地质志》和罗建宁等（1992）的划分与对比意见，并作些补充与修改。
表21 昌都地区三叠系分区与对比
212 分区地层特征
如表21所列，本区三叠纪地层完整发育的地区要数江达分区，下面以江达分区地层特征为主线来展开论述，其他分区则进行简要的对比叙述。现自下而上描述如下。
2121 下三叠统
普水桥组：为紫红色砂岩、砾岩、粉砂岩、泥岩夹灰岩、英安岩、凝灰岩与凝灰质角砾岩。中上部含双壳类、腕足类与菊石化石，具Claraia clarai与Eumorphotis cfmultiformis-Erecticulata组合。厚300～1000 m。覆于海西期花岗岩之上，为残坡积至河流、滨浅海相陆源火山-沉积物。该组岩相类型多变，在生达分区与昌都分区称马拉松多组或夏牙村组。前者主要为陆相—滨浅海相的流纹质火山岩夹碎屑岩与少量碳酸盐岩沉积；后者则为陆相的安山质火山岩夹少量碎屑岩。在类乌齐分区未能直接见到下三叠统印度阶。
区侠弄组：主要为浅滩相的厚层状鲕粒灰岩、内碎屑灰岩、核形石灰岩与微晶灰岩，产菊石、双壳类与牙形石，具菊石Owenites组合，厚14～330 m。该组分布局限，厚度变化快，在别的分区基本上缺失。
下三叠统普水桥组与下伏不同时代的老地层（P1、P2、C2）呈角度不整合接触。
2122 中三叠统
色容寺组：主要为斜坡相的微晶灰岩、角砾状灰岩、砂岩、板岩及中酸性火山碎屑岩与安山岩、玄武岩，厚513～1095 m。产菊石、双壳类化石等，双壳类有Myophoria（Costatoria）goldfussi-Posidonia pannonica；Eumorphotis（Asoella）subillyrica-Eutolium discites组合，菊石有Japonites-Hollandites组合。
瓦拉寺组：下部为深灰色岩屑长石杂砂岩、凝灰质砂岩、粉砂岩与板岩夹砾岩；中部为杂砂岩、粉砂岩、板岩夹凝灰岩、安山岩与薄层灰岩、硅质岩，上部为灰色岩屑长石杂砂岩夹砾岩、粉砂岩、泥岩与安山岩，厚2209～2649 m，产丰富菊石和双壳类化石。为一套以陆源、火山源与内源为特色的复理石堆积与其他重力流沉积。区内相变快、岩石类型复杂，具双壳类Daonella indica-Dlommeli组合，及菊石类Paratrachyceras-Protrachycers组合。
中三叠统除在类乌齐区分布零星的由碎屑岩构成的塔雅组，及碰撞型火山岩组成的竹卡组外，在其他的分区缺失沉积。
2123 上三叠统
东独组：为河流至滨浅海相的紫红色砂砾岩、长石石英砂岩、粉砂岩与泥岩韵律互层，夹中酸性火山岩与泥灰岩透镜体，厚377～869 m。产双壳类与腕足类化石。底部以复成分石英质砾岩层与下伏地层呈假整合接触。
公也弄组：为结晶灰岩、泥灰岩、瘤状灰岩夹角砾状灰岩、硅质灰岩与安山岩、凝灰岩，厚854～1172 m。为碳酸盐台地至盆地相，富含双壳类与菊石化石，双壳类有Halobia austriaca-Halobia cfpluriradiata组合，菊石类Trachyceras-Protrachyceras组合。
洞卡组：为滨浅海相的沉积。下部系紫红色砂砾岩、粉砂岩、玄武质安山岩、安山岩与凝灰岩；中上部以凝灰质砂岩、英安岩、流纹岩与凝灰岩为主，厚351～2600 m；为活动陆缘火山弧沉积环境。上部含双壳类，部分含叶肢介与植物化石碎片。
上述三个组有人统称为“大甲丕拉”组。在生达分区、昌都分区与类乌齐分区的西侧分别被称为确志尕组、甲丕拉组和锅雪普组；后三者与“大甲丕拉”组相比，多不夹或少夹火山岩层，且不具有钙碱性系列弧火山岩特征。
波里拉组：在研究区内广泛分布且稳定，为台地或缓坡沉积的含燧石微晶灰岩、泥灰岩、瘤状灰岩、含生物碎屑灰岩夹页岩、砂岩，厚200～600 m，局部薄的地方仅53 m。产丰富的双壳类、菊石、腕足类、珊瑚与海百合等化石。该组在其他分区叫娘肯组或乱泥巴组。
阿堵拉组：为滨浅海相的泥岩、粉砂岩夹长石石英砂岩及煤层与煤线，下部含菱铁矿层及结核与透镜体，富含双壳类与植物化石碎片，厚428～1090 m。该组在昌都分区也叫阿堵拉组，在生达分区与类乌齐分区则分别称为菜俊卡组与桑多组，以细粒的碎屑岩为特征。
夺盖拉组：为滨浅海相的长石石英砂岩、粉砂岩与泥岩不等厚互层，夹煤层，含丰富植物化石与少量半咸水双壳类化石，厚713～1751 m，具双壳类Cardium（Tulongocardium）nepuam Utschamiella组合和菊石Pinacoceras metternichi组合。该组在其他分区分别叫巴马组与桑多组，以块状砂岩与煤层为突出特点。其上被下侏罗统整合覆盖或被下第三系角度不整合覆盖。
213 生物地层与年代地层特征
区内三叠系中含丰富的生物化石，计有双壳类、菊石、腕足类、头足类、腹足类、珊瑚、层孔虫、有孔虫、棘皮类、牙形石、放射虫、藻类和植物等13个门类；其中以双壳类分布最广，次为菊石类，它们是年代地层划分与对比的主要依据。区内三叠系可划分出7个菊石类组合和7个双壳类组合（表22），以此为依据划分的生物地层与年代地层特征如下。
2131 下三叠统
印度阶：岩石地层单位为普水桥组，生物地层单位为双壳类Charaia Wangi组合与Eumorphotis cfmultiformis-Ereticulata组合；前者为亲特提斯和亲太平洋混合型分子，后者为亲特提斯型分子。其层位与扬子区的飞仙关组可以对比，表明普水桥组应是印度期的沉积。在其他分区归入下三叠统下部的地层有夏牙村组和马拉松多组，与普水桥组一样，下界清楚并与下伏的二叠系（P1或P2）呈不整合接触；但顶部出露不全，被上三叠统甲丕拉组或确志尕组不整合覆盖。夏牙村组未见生物化石，前人于夏牙村组下部的安山岩中获全岩Rb-Sr等时线年龄值为（250±25）Ma，相关系数R为098（四川区调队，1993）。马拉松多组岩石蚀变强烈，于流纹岩中获全岩K-Ar法年龄值为（689±9）Ma（四川区调队，1993），在同一沉降带上的马拉松多组地层，获有印度晚期至奥伦尼克期的双壳类化石。
奥伦尼克阶：岩石地层单位为区侠弄组，生物地层单位为菊石类Owentes-Procarnite组合，常见于阿尔卑斯与喜马拉雅山等地，属特提斯型分子。它与我国西南地区已知的奥伦尼克期生物组合（带）特征相似，其中与之共生的Neospathodustimorensis是国际奥伦尼克阶上部的带化石。区侠弄组与上覆和下伏地层均呈整合接触关系。
2132 中三叠统
安尼阶：岩石地层为色容寺组，生物地层单位为菊石Balatonites-Hollandites组合，双壳类Eumorphotis（Asoella）Subillyrica-Eutolium discites组合与Myophoria（Costatoria）goldfussi-Posidonia Pannonica组合；为亲特提斯型分子。与其共生的菊石类Japonites，Gymnites和Leiophyllites等都是中三叠世安尼期较原始的代表属，亦为我国西南地区安尼阶下部常见的最重要分子，大量产于贵州、云南等地的安尼期地层中，其层位与扬子区的雷口坡组、青岩组和三珠山组相当。据此，将色容寺组划归为安尼期的沉积。
表22 昌都三叠系年代地层与生物地层对比
拉丁阶：岩石地层为瓦拉寺组，生物地层单位为亲特提斯型的菊石Paratrachyceras-Protrachyceras组合与双壳类Daonella indica-Dlommeli组合。菊石中以Protrachyceras占优势，为西南地区（饶荣标，1980）中三叠统和上三叠统卡尼阶下部的带化石，但富集层位在中三叠统上部，大量见于法郎组、边阳组中。其中的Daonella indica等在我国分布较广，层位稳定，是中三叠上部的重要化石分子；在西南地区见于法郎组、边阳组与易比组。由此看来，上述两组合分别对比着西南地区Protrachyceras dprati-Protrachyceras ladinum组合和Donella lommeli-Halobia kui组合。瓦拉寺组与上覆上三叠统呈假整合接触或平行不整合接触。
2133 上三叠统
卡尼阶：岩石地层单位为“大甲丕拉”组或甲丕拉组。生物地层单位为亲特提斯型的菊石Trachyceras-Trachyceradite组合与双壳类Halobia austriaca-Halobia cfpluriradiata组合。该组合内的Trachyceras占优势并大量出现，它的分布十分广泛，是欧洲与地中海卡尼克阶的最重要化石分子；在我国除个别种外，出现于卡尼阶，且丰度很高，产于扬子区的乌格组、舍木笼组、马鞍塘组与大路边组、云南的歪古村组和三合洞组，被确认为西南地区上三叠统卡尼阶的带化石。同时，Halobia开始兴盛和繁荣也是此时期的重要特色。它完全可与西南地区的Gervillio（Aogustella）angusta-Halobia pluriadiata-Haolbia rugosa组合进行对比。在其他分区的确志尕组与锅雪普组中未获双壳与菊石化石，但从全区岩性与沉积相以及底部的角度不整合接触关系来看，可与甲丕拉组或大“甲丕拉”组进行对比。
诺利阶：岩石地层单位分别为下部波里拉组和上部阿堵拉组，生物地层为亲特提斯型的菊石Placites cfoxyphyllas-Rhacophyllites debilis-Cladiscites cftornatus组合与Pinacoceras metternichi-Tropites组合。双壳类Burmesia lirata-Burmesia cflirata-Myophorian napengensis组合与Cardium（Tulongocardium）nepum-Utschamiella组合以及代表诺利克晚期的植物Neocalamites carrei-Pterophyllum minuthum组合。其中的Burmesia Lirata是广泛分布于上三叠统诺利阶中的标准分子之一，被确认为西南地区诺利克阶下部的带化石。同样地，菊石Rhacophyllites debilis和与之共生的Cyrtopleurites sp都是比较典型的诺利克阶分子。诺利克阶可与扬子区的须家河组、小塘子组，珠峰等地的达沙隆组、曲龙共巴组和德日荣组等大致相当。其他分区的地层对比情况详见表21。
瑞替阶：岩石地层为夺盖拉组或巴马组或桑多组第四段，产丰富的植物化石，局部见藻类和双壳类碎片。其中Neocalamites cfcarrei，Ncfhoerensis，Taeniopteris cfstenophylla，Pityophyllum cfstarats chini，Nilssonia cfinouyei，Ncomplicatis，Sabinocladus gracilis，Dictyophyllum sp，Ctenis sp等多见于上三叠统的上部，在须家河组与川西的宝鼎组及喇嘛垭组中亦多有产出。据此，区内夺盖拉组的时代可以定为晚三叠世晚期，将其归属为瑞替期沉积，其层位大体与宝鼎组相当。
214 地层划分与对比
在上述分析的基础上，将区内的地层划分与对比综合成表21。现就表中若干地层问题简要论述如下。
2141 夏牙村组的时代
关于这一问题争论颇多（李璞，1959；四川地质局，1967；西藏地质局，1976；《三江地质志》，1986；饶靖国等，1987）。由于夏牙村组不整合覆于产出二叠纪最高化石Palaeofusulina带的妥坝组之上，又被上三叠统甲丕拉组不整合覆盖，这一现象在川西藏东地区屡见不鲜；而且夏牙村组底部安山岩的全岩Rb-Sr法等时线年龄分别为268 Ma和250 Ma，都成为将夏牙村组归入下三叠统的确切证据（四川区调队，1993）。前人在该组中所采零星的腕足类与孢粉化石以及获得的上二叠统碎屑灰岩岩块的时代均因火山作用影响都不足以为凭，它与区内的马拉松多组和普水桥组应是同期异相的火山-沉积作用的产物。此外，在贡觉县波洛日迁玛剖面，马拉松多组流纹岩全岩Rb-Sr法等时线年龄为245 Ma。
2142 竹卡组与塔雅组时代
澜沧江一带塔雅组（T2t）和竹卡组（T2z）的出露较完整的剖面要数竹卡地区，但其剖面仍见不到顶、底界。塔雅组主要为浅变质碎屑岩；竹卡组为一套碰撞型中酸性的火山岩，以偏酸性岩为主（莫宣学等，1993）；岩石组合为流纹岩、英安岩夹少量安山岩与砂岩、板岩。处于同一带的T2z组延伸到德钦一带（云南区调队，1985），经测得其中的玄武岩全岩Rb-Sr法等时线年龄为2399 Ma。鉴于此，将与其整合接触的塔雅组和竹卡组暂归入中三叠统。
2143 关于东达村组的地层柱位置
在左贡东达村附近位于吉塘群之上的一套厚882 m的石英质砾岩、粉砂岩、页岩与灰岩的沉积被认为是卡尼期（邹成敬，1985）或拉丁期—早卡尼期沉积（罗建宁等，1992），现在看来，这套以石英质底砾岩与下伏老地层呈角度不整合接触、向上为海侵形成的单调灰岩组成的东达村组应是卡尼期—诺利早期的沉积，可与甲丕拉组与波里拉组对比，建议将东达村组一名予以废弃。
2144 关于哇曲组（T3w）与金古组（T3jn）的时代
位于江达—阿中陆缘弧中部的阿中地区的这套地层，与江达分区的“大甲丕拉”组有着相似的特征和可对比性，它们都具有生物化石的混生特征。金古组下部为透镜体的河流相砾岩，并与下伏较老地层呈角度不整合接触。向上为海进形成的厚层砂屑、砾屑灰岩，再上则为海退沉积的陆源碎屑岩。从岩性和沉积相上看金古组可与北部江达分区的东独组与公也弄组对比。而哇曲组基本上为钙碱性弧火山岩夹碎屑岩与灰岩，据火山事件可将其与江达分区的高峰期弧火山活动形成的洞卡组对比。同时，在阿中地区被前人以角度不整合与下伏哇曲组接触的甲丕拉红层沉积，经实地考察后认为应是哇曲组的顶部沉积，其间的角度不整合系河流相的侧向加积所产生的正常沉积接触关系。
2145 分区内波里拉组的等时性
波里拉组在各分区内的岩性、岩相与厚度均较稳定，可作为区域性的对比标志层，但有穿时现象。例如，在江达分区的波里拉组所含化石代表的年代要比昌都、类乌齐等分区要早。
图21 昌都地区三叠系分布图
就上三叠统来说，前人命名的地方性岩石地层单位据统计有30余个，对这些单元适当合并是允许的，并保留通用熟悉和有代表性的组名，详见表21与图21。
地层划分（stratigraphic
subdivision）是指对一个地区的地层剖面中的岩层进行划分，建立地层层序的工作。一般对一个地区的地层剖面，首先根据岩性、岩相特征进行岩石地层划分，然后根据系统采集的化石进行生物地层划分，进而建立年代地层顺序。在划分一个地区的地层时，必须充分参考邻区已经建立的地层划分方案，便于地层对比。
划分原则：岩石地层单位是依据宏观岩性特征和相对地层位置划分的岩石地层体。它可以是一种或几种岩石类型的联合。整体岩性一致（岩性均一、或规律的、复杂多变的岩类与岩性的组合），野外易于识别划分。它是客观地质实体，而不能用成因或形成年代来划分。
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