本节由邓成龙执笔。邓成龙，中国科学院地质与地球物理研究所。
泥河湾盆地在第四纪地质学、古生物学、古地磁学、旧石器考古学以及早期人类演化等研究领域都在世界上占有举足轻重的地位，该盆地沉积地层的年代是深入研究这些问题的重要前提和基础。然而，泥河湾盆地沉积物中缺乏适合进行同位素精确定年的材料，致使该盆地内诸多重要的旧石器遗址和哺乳动物化石地点的年代一直存在争议，磁性地层学因其有效性而成为首选，甚至是唯一的定年方法。磁性地层学是根据岩石或沉积物的磁性特征来划分、对比地层的一门地层学分支学科 (Opdyke ＆ Channell，1996)。通常，磁性地层学指的是磁极性地层学，主要利用地磁场的非周期性倒转在岩石或沉积物中的记录来划分对比地层。
泥河湾盆地的磁性地层学工作始于 20 世纪 70年代 (程国良等，1978)，早期的磁性地层学工作基本上是围绕测定小长梁和东谷坨两个著名旧石器遗址的年代和研究古泥河湾湖的沉积历史进行的 (程国良等，1978; 李华梅等，1985; 陈茅南，1988)。近年来，由于对陆相沉积物剩磁复杂性和记录地磁场信息不确定性等基本问题认识的深入，并将磁极性地层学与岩石磁性地层学、岩石地层学和生物地层学相结合，对泥河湾盆地复杂沉积物的古地磁定年取得了重要突破，盆地内一系列著名旧石器遗址的年代相继得到了确定，同时为建立泥河湾盆地的地层学格架、探索高纬度地区早期人类演化与环境变化的关系提供了坚实的年代框架 (袁宝印等，1996; Lvlie et al. ，2001; Zhu et al. ，2001，2003，2004;Wang et al. ，2004，2005; Deng et al. ，2006，2007，2008; 王红强等，2006; 朱日祥等，2007; Deng et al. ，2008; Li et al. ，2008)。
一、泥河湾盆地主要旧石器遗址的磁性地层学定年
泥河湾盆地旧石器遗址众多，关于各个遗址的考古信息详见谢飞 (2006)和谢飞等(2006)。本文涉及的旧石器遗址有小长梁、马圈沟 (简称 MJG: 包括 MJG-Ⅰ、MJG-Ⅱ和 MJG-Ⅲ)、东谷坨、大长梁 (又称为仙台)、马梁、飞梁、半山、岑家湾等，其中小长梁、MJG-Ⅲ、东谷坨、马梁和半山遗址都伴生有哺乳动物群 (图2-9)，其他遗址的哺乳动物化石因为太破碎而难以鉴定到种。
(一)小长梁和大长梁遗址
小长梁遗址的年代是通过小长梁和洞沟两个剖面的磁性地层学研究确定的 (Zhu etal. ，2001)，而大长梁遗址的年代是通过小长梁和大长梁两个剖面的磁性地层学研究确定的 (Deng et al. ，2006)。这3 个剖面的地层都出露完整而且连续性较好，剖面的上部都为全新世土壤 (S0)、马兰黄土 (L1)和末次间冰期古土壤 (S1)。洞沟剖面厚度约 90 m，采样间距25 ～35 cm，在257 个水平层采集定向古地磁样品771 块 (Zhu et al. ，2001); 小长梁剖面厚度约 73 m，石器层位于剖面深 67 m 处，采样间距 25 ～35 cm，在 280 个水平层采集定向古地磁样品 840 块 (Zhu et al. ，2001); 大长梁剖面厚 73 m，石器层位于剖面深 57. 5 m 处，采样间距 20 ～40 cm，在 11 ～73 m 深度范围内的 196 个水平层采集定向古地磁样品 196 块 (Deng et al. ，2006)。
图2-9 泥河湾盆地的岩石地层和磁性地层综合对比以及相应的旧石器遗址和哺乳动物群层位
根据磁化率测量 (间距为 5 cm)和野外剖面观察，发现洞沟、小长梁和大长梁 3个剖面的沉积序列具有很好的对应关系。例如，3 个剖面均发育数层高磁化率的细砂层和含软体动物化石的黄灰色黏土层/细砂层，通过这些地层标志层可以将洞沟、小长梁和大长梁 3 个剖面可以进行准确的对比 (Zhu et al. ，2001; Deng et al. ，2006; 朱日祥等，2007)。
系统退磁结果表明，洞沟剖面 207 个采样水平层 (占 81% )的 621 个样品获得了可靠的特征剩磁方向; 小长梁剖面 223 个采样水平层 (占 80% )的 669 个样品获得了可靠的特征剩磁方向; 大长梁剖面有 157 个样品 (占 68% )获得了可靠的特征剩磁方向。由此得到的磁性地层学结果显示，洞沟剖面记录了5 个磁极性带 (图2-9g)，3 个为正极性(N1，0 ～ 18. 72 m; N2，45. 20 ～ 48. 77 m; N3，81. 12 ～ 90. 00 m)，两个为负极性 (R1，18. 72 ～ 45. 20 m; R2，48. 77 ～ 81. 12 m); 小长梁剖面记录了 4 个磁极性带 (图2-9c)，两个为正极性 (N1，0 ～20. 95 m; N2，46. 55 ～49. 35 m)，两个为负极性 (R1，20. 95 ～46. 55 m; R2，49. 35 ～ 73. 0 m); 大长梁剖面记录了 5 个极性带 (图2-9d)，其中包含 3个正极性 (N1，11. 0 ～19. 7 m; N2，37. 9 ～40. 3 m; N3，67. 8 ～73. 0 m)和两个负极性(R1，19. 7 ～ 37. 9 m; R2，40. 3 ～ 67. 8 m)。
岩石磁性地层学和磁极性地层学结果都表明洞沟、小长梁和大长梁 3 个剖面经历了相似的沉积历史。唯一可能的沉积间断在 Brunhes 正极性时，即位于湖相沉积物的顶部和风成沉积物的底部之间，相对深度在3 个剖面均为8. 5 m 左右 (图2-9c，d，g)。3 个剖面的湖相沉积物基本上是连续的，3 个剖面的顶部都覆盖了全新世土壤 (S0)、末次冰期黄土 (L1)和末次间冰期土壤 (S1)。因此，3 个剖面的上述磁极性带可与地磁极性年表对比: N1，N2和 N3分别对应于 Brunhes 正极性时、Jaramillo 正极性亚时和 Olduvai 正极性亚时。
虽然洞沟剖面的 Olduvai 正极性亚时的沉积物直至剖面底部仍未结束，但该剖面完整记录了 Olduvai 亚时和 Jaramillo 亚时之间的沉积物，厚度为 32. 35 m。磁极性带 R2 的时间间隔为 0. 7 Ma，即从 Olduvai 正极性亚时结束 (1. 77 Ma)到 Jaramillo 正极性亚时开始(1. 07 Ma)。因此，洞沟剖面磁极性带 R2 的平均沉积速率为 4. 6 cm/ka。洞沟剖面的一层标志层，即 2 cm 厚的黑色粉砂质黏土层位于 Jaramillo 正极性亚时之下 13. 4 m，按照4. 6 cm / ka 的平均沉积速率推算，该层的年龄为 1. 36 Ma。该标志层对应于小长梁石器层顶部的黑色粉砂质黏土层，因此，可以间接地推算出小长梁旧石器遗址及其伴生的哺乳动物群的年龄至少为 1. 36 Ma (Zhu et al. ，2001)。此外，我们注意到，大长梁剖面也完整地记录了 Olduvai 亚时和 Jaramillo 亚时之间的负极性带 R2 的沉积物，并且，根据两个剖面的岩石地层和磁化率特征可知，小长梁和大长梁两个旧石器层基本同时代，也就是说，大长梁遗址的年龄也约为 1. 36 Ma (Deng et al. ，2006)。
(二)马圈沟、半山和岑家湾遗址
马圈沟剖面产出 4 层旧石器，从上到下依次为半山 (44. 3 ～ 45. 0 m)，马圈沟-Ⅰ(MJG-Ⅰ，65. 0 ～ 65. 5 m)，马圈沟-Ⅱ (MJG-Ⅱ，73. 20 ～ 73. 56 m)和马圈沟-Ⅲ(MJG-Ⅲ，75. 0 ～ 75. 5 m)(图2-9e)，我们通过马圈沟和郝家台两个剖面的磁极性地层和岩石地层对比来确定这些石器层的年代(图2-9e，f)(Zhuetal.，2004)。岑家湾剖面的旧石器层(谢飞等，1993)位于剖面的1.8～2.0m深度处(王红强等，2006)，其年代可以通过与马圈沟剖面的磁极性地层和岩石地层对比来确定(王红强等，2006)。
岑家湾剖面厚约28m，岩性主要为黏土质粉砂和粉砂，在剖面底部有约0.5m厚的粗砂层(26.2～26.7m)。马圈沟剖面厚95.6m，主要由湖滨相沉积组成的湖相地层序列，下部含有部分沼泽相沉积，沉积物主要为灰黄色、灰绿色黏土、粉砂质黏土和粉砂，剖面下伏红色侏罗纪火山角砾岩，顶部的黄土沉积已经被剥蚀。郝家台剖面厚128.8m，沉积物主要为粉砂质黏土和粉砂，上覆全新世土壤(S0)、末次冰期黄土(L1)和末次间冰期土壤(S1)。
马圈沟剖面上部75.2m的样品采自天然露头，并打了两口井以获取更多的古地磁记录。第一口井位于MJG-Ⅲ遗址东南约20m，相当于剖面的75.2～86.2m深度范围，第二口井位于遗址西北方向约50m，相当于剖面的75.2～95.6m深度范围(图2-9e)。马圈沟和郝家台剖面的地层序列可以通过两个显著的地层标志层进行很好的对比:砾石层(位于马圈沟剖面45m和郝家台剖面105m深度处)和含软体动物化石的灰黄色黏土层(马圈沟66m和郝家台122.4m深度处)，这两个地层标志层可以在野外追索(Zhuetal.，2004)。两个剖面的采样间距一般为20cm，部分层段加密采样，对每个水平层采一个定向样品。在马圈沟和郝家台剖面分别采集了891个和644个样品，经过系统热退磁或交变退磁处理，马圈沟剖面有794个(占89%)样品获得了可靠的特征剩磁，而在郝家台剖面有582个(占90%)样品获得了可靠的特征剩磁(Zhuetal.，2004)。岑家湾剖面的采样间距为15～20cm，共采集定向样品168块，经过系统热退磁处理，共有126个样品(占75%)获得了可靠的特征剩磁(王红强等，2006)。
结果表明，郝家台剖面记录了4个磁极性带，两个为正极性(N1，0～49.0m;N2，75.8～80.2m)，两个为负极性(R1，49.0～75.8m;R2，80.2～128.8m)(图2-9f)。马圈沟剖面记录了5个极性带，两个正极性带和3个负极性带。这些极性带与郝家台剖面的极性序列对比如下:N2(17.2～22.0m)和N3(85.0～90.5m);R1(0～17.2m)，R2(22.0～85.0m)和R3(90.5～95.6m)(图2-9e)。所有含石器层都位于马圈沟剖面的R2极性带内。由于全新世土壤(S0)、马兰黄土(L1)及末次间冰期古土壤(S1)覆盖于郝家台湖相沉积物之上，同时结合半山和MJG-Ⅲ遗址的生物年代学资料以及郝家台和马圈沟剖面的岩石地层特征，可以将郝家台和马圈沟剖面的磁极性序列与地磁极性年表做如下对比:郝家台磁极性带N1和N2分别对应于Brunhes极性时和Jaramillo极性亚时，马圈沟剖面的磁极性带N2和N3分别对应于Jaramillo极性亚时和Olduvai极性亚时。因此，马圈沟剖面的沉积至少开始于Olduvai极性亚时的开端，一直延续到Brunhes正极性时(Zhu et al.，2004)。
位于磁极性带R2的半山、MJG-Ⅰ、MJG-Ⅱ和MJG-Ⅲ石器层反映了以湖相地层为主体的间断性湿地或湖滨相沉积，其中值深度(midwaydepth)分别为44.65m、65.25m、73.38m和75.25m。根据马圈沟剖面的R2磁极性带的平均沉积速率计算出这4层石器层的年龄分别为1.32Ma，1.55Ma，1.64Ma和1.66Ma(Zhuetal.，2004)。
此外，在马圈沟和郝家台剖面的R2磁极性带中都记录了地磁漂移事件，标记为e1和 e2 (马圈沟 e1: 29. 5 ～30. 5 m，郝家台 e1: 88. 7 ～89. 9 m; 马圈沟 e2: 36. 5 ～37. 3 m，郝家台 e2: 94. 1 ～94. 7 m)，分别相当于 Punaruu 和 Cobb Mountain 地磁漂移 (Zhu et al. ，2004)。因此，马圈沟和郝家台两个剖面的地层不仅记录了 Matuyama 极性时的磁性地层框架 (包括 Jaramillo 和 Olduvai 正极性亚时)，而且记录了其精细结构。
岑家湾剖面总体为负极性，但在约 4 m 和 11 m 深度附近记录了两个地磁漂移，分别标注为 e1 和 e2 (王红强等，2006)。在岩石地层学框架的控制下，可以将岑家湾剖面的磁性地层结果与马圈沟剖面对应层位的磁性地层结果进行对比，即岑家湾剖面记录的负极性带对应于马圈沟剖面的极性带 R2。虽然岑家湾和马圈沟两个剖面之间缺乏可以直接对地层进行精确对比的野外标志层，但是，磁性地层结果为这一问题提供了很好的解决方案。具体地说，岑家湾剖面的沉积时代介于 Olduvai 和 Jaramillo 极性亚时之间的负极性带的上部，岑家湾剖面两个地磁漂移 e1 和 e2 对应于马圈沟剖面记录的地磁漂移 e1 和 e2，即 Punaruu 和 Cobb Mountain 地磁漂移 (Zhu et al. ，2004)。岑家湾剖面 1. 8 ～2. 0 m 处的石器层位于该剖面记录的 Punaruu 地磁漂移之上 1. 3 m 处。由此可见，岑家湾旧石器地点的时代约为距今 1. 1 Ma (王红强等，2006)，与东谷坨旧石器地点的时代 (李华梅等，1985; Wang et al. ，2005)相当。
(三)东谷坨、马梁和飞梁遗址
东谷坨剖面 (图2-9b)厚44. 8 m，主体为泥河湾湖相地层 (厚37. 4 m)，湖相地层之上依次覆盖着末次间冰期古土壤 (厚 2. 9 m)和末次冰期黄土 (厚 4. 5 m)，湖相地层下伏侏罗纪火山角砾岩。东谷坨剖面产出两个旧石器遗址: 马梁遗址 (22. 2 ～ 22. 7 m)和东谷坨遗址 (41. 6 ～44. 8 m)(Wang et al. ，2005)。飞梁剖面 (图2-9a)厚 30. 9 m，飞梁石器层位于剖面 26. 2 ～26. 7 m 深度处 (Deng et al. ，2007)。东谷坨和飞梁剖面都主要由湖滨相地层组成，沉积物主要为灰黄色、灰绿色黏土、粉砂质黏土和粉砂。飞梁剖面下伏红色侏罗纪火山角砾岩，剖面上部已经被剥蚀，其顶部通过一层显著的地层标志层(即马梁黄砂层)与东谷坨剖面对比 (Wang et al. ，2005; Deng et al. ，2007)。
李华梅和王俊达首次对东谷坨剖面开展磁性地层学研究 (李华梅等，1985)，他们发现 Jaramillo 正极性亚时湖相沉积物底面以上约5 m 处，因此，估计东谷坨旧石器遗址的年龄约 1. 0 Ma (根据现在的地磁极性年表，东谷坨遗址的年龄约为 1. 1 Ma)。最近，Wang等 (2005)对东谷坨剖面再次进行了详细的磁性地层学工作，采样间距约为 20 cm，在238 个采样层共采集定向样品 443 块。对所有样品进行系统的热退磁或交变退磁或者混合退磁，其中，169 个水平层 (占 71% )的样品给出了可靠的特征剩磁。对飞梁剖面以20 cm间隔采样，每个水平层采集一块定向样品，共采集定向古地磁样品 160 块，对所有样品进行了系统热退磁处理，其中97 个样品 (占61% )给出了可靠的特征剩磁 (Deng etal. ，2007)。
东谷坨剖面记录了4 个磁极性带 (Wang et al. ，2005)，两个为正极性 (N1，0 ～21.5 m;N2，40. 0 ～ 41. 9 m)，两个为负极性 (R1，21. 5 ～ 40. 0 m; R2，41. 9 ～ 44. 2 m)(图2-9b)。马梁和东谷坨旧石器层分别位于极性带 R1 和 R2 内，其中值深度分别为 22. 45 m 和43. 2 m。由于马兰黄土及末次间冰期古土壤覆盖于东谷坨剖面的湖相沉积物之上，同时结合马梁遗址和东谷坨遗址的生物年代学资料，东谷坨剖面的磁极性带 N1 和 N2 分别相当于 Brunhes 极性时和 Jaramillo 极性亚时。因此，磁极性序列表明东谷坨剖面的沉积开始于 Jaramillo 极性亚时以前 (约 1. 1 Ma)。马梁遗址位于松山、布容极性转换界线之下0. 95 m，其年代略早于 0. 78 Ma; 而东谷坨遗址位于 Jaramillo 极性亚时之下，其年代约为1. 1 Ma (Wang et al. ，2005)。
飞梁剖面记录了 4 个磁极性带 (Deng et al. ，2007)，其中包含两个正极性带 (N1，0 ～ 1. 9 m; N2，18. 0 ～ 20. 3 m )和 两 个 负 极 性 带 (R1，1. 9 ～ 18. 0 m; R2，20. 3 ～30. 9 m)(图2-9a)。根据飞梁剖面和东谷坨剖面的岩石地层学和岩石磁性地层学对比结果，飞梁剖面磁极性带 N1 和 N2 分别相当于 Brunhes 正极性时和 Jaramillo 正极性亚时。飞梁石器层位于剖面的 26. 2 ～26. 7 m 深度处，即 Jaramillo 正极性亚时之下 5. 9 ～6. 4 m 深度范围内。极性带 N2 的平均沉积速率为 2. 88 cm/ka，而极性带 R1 ～ N2 的平均沉积速率为6. 34 cm / ka，如果利用这两个沉积速率数据外推，可以得出飞梁旧石器层的年龄分别约为1. 3 Ma 和 1. 2 Ma。考虑到陆相沉积物堆积过程的复杂性，我们认为 1. 2 Ma 为飞梁旧石器遗址比较合适的年龄 (Deng et al. ，2007)。
二、泥河湾盆地的磁性地层年代格架
我国地质界根据 1948年第 18 届国际地质大会划分第三纪与第四纪界线的原则，确定泥河湾层为中国早更新世标准地层 (Young，1950)。这个划分方案在我国第四纪地质学界得到了广泛应用，并长期使用 “泥河湾动物群”、“泥河湾层”、“泥河湾组”等术语。对于 “泥河湾层”，学术界基本一致认为是指上新世三趾马红土之上、晚更新世黄土之下的一套河湖相沉积物。根据上述最新的磁性地层学研究和我们最近在红崖剖面获得的磁性地层结果，泥河湾盆地的这套晚新生代河湖相地层的起始年龄略早于高斯-松山 (Gauss-Matuyama)地磁极性倒转 (2. 58 Ma)，泥河湾古湖于末次间冰期早期开始萎缩，到末次冰期晚期终止发育 (Deng et al. ，2008)。我们注意到，《中国地层典》编委会将泥河湾地区的地层划分为下更新统泥河湾组、中更新统小渡口组和上更新统许家窑组 (周慕林等，2000)。考虑到泥河湾层这套河湖相沉积在空间上存在相变，从而对其进行岩石地层学划分对比造成一定的困难，本节沿用 “泥河湾组”这一术语，但是其地层学和年代学内涵与 “泥河湾层”相同。
图2-9 对泥河湾组主要剖面的磁性地层进行了综合对比。图中除了马圈沟剖面以外，其他剖面都记录了 Brunhes 正极性时期间的湖相沉积，厚度从 1. 9 m (飞梁剖面)到 37 m(郝家台剖面)不等。每个剖面都记录了 Jaramillo 正极性亚时期间的沉积，其厚度变化不大，在东谷坨剖面最薄，仅 1. 9 m，在马圈沟剖面最厚，为 4. 8 m。此外，马圈沟、洞沟和大长梁剖面下部记录了 Olduvai 正极性亚时期间的沉积。其中马圈沟剖面记录了完整的Olduvai 亚时，相应的沉积物厚 5. 5 m; 大长梁剖面的沉积物厚 5. 2 m，但未到 Olduvai 亚时的底界; 而洞沟剖面的沉积从 81. 12 m 开始，到 90 m 深度仍未结束; 在 Wang 等(2004)工作的台儿沟剖面，完整的 Olduvai 亚时的沉积物厚 12. 2 m; 此外，古地磁结果显示，红崖剖面上 Olduvai 亚时期间的沉积物厚达 34 m (Deng et al. ，2008)，我们在该剖面底部还打了一口3. 5 m 深的人工井，发现了泥河湾组的湖相沉积序列与下伏的典型风成红黏土的界线，并且 Gauss-Matuyama 地磁极性倒转记录在该界线以上 1. 7 m 的河湖相沉积物中。因此，红崖剖面泥河湾组的底界可以作为我国北方第三纪/第四纪的界线 (Denget al. ，2008)。综上所述，泥河湾盆地东部的泥河湾组河湖相沉积序列不仅记录了 Gauss正极性时末期以来主要的地磁极性特征，其主体为 Matuyama 负极性时和 Brunhes 正极性时，并包括 Olduvai 和 Jaramillo 两个正极性亚时，还记录了地磁场的一些精细结构，例如Kamikatsura，Santa Rosa，Punaruu 和 Cobb Mountain 地磁漂移 (Zhu et al. ，2004; Wang etal. ，2005; Deng et al. ，2007，2008; 朱日祥等，2007)。因此，由上述磁性地层结果可以推知，泥河湾古湖盆的发育始于上新世晚期至第四纪初期 (约 2. 6 Ma)，直到晚更新世，随着地块抬升和溯源侵蚀的加剧，湖水外泄，湖泊随即消亡，并开始遭受侵蚀，随后在该湖相地层之上堆积了晚更新世黄土，例如郝家台、小长梁、东谷坨等剖面。在局部地方，直到晚更新世晚期或全新世湖泊才最终消亡，例如，花豹沟、红崖和虎头梁等剖面。
三、泥河湾动物群的磁性地层定年
泥河湾动物群有广义、狭义之分。广义的泥河湾动物群指泥河湾盆地河湖相沉积物中发现的一系列动物群，包括小长梁动物群、东谷坨动物群、马梁动物群、MJG-Ⅲ动物群、花豹沟动物群、大南沟动物群、东窑子头动物群和下沙沟动物群，等等，而狭义的泥河湾动物群仅仅是指下沙沟动物群。一般认为，泥河湾动物群的时代相当于欧洲维拉弗朗动物群 (Villafranchian fauna)，时代为国际地质年表的早更新世 (Teilhard de Chardin ＆Piveteau，1930; 邱占祥，2000)。因此，生物地层学资料可为泥河湾河湖相沉积物提供总体的年代框架约束。
上述磁性地层结果 (图2-9)不仅建立了泥河湾盆地旧石器遗址的年代序列，从新到老分别为: 马梁遗址 (0. 78 Ma)、霍家地遗址 (1. 0 Ma)、东谷坨遗址和岑家湾遗址(1. 1 Ma)、飞梁遗址 (1. 2 Ma)、半山遗址 (1. 32 Ma)、小长梁遗址和大长梁遗址(1. 36 Ma)、马圈沟遗址 (1. 55 Ma、1. 64 Ma、1. 66 Ma)，而且确定了伴生的哺乳动物群的年代。例如，东谷坨动物群为约 1. 1 Ma，马梁动物群为约 0. 78 Ma，小长梁动物群为1. 36 Ma，MJG-Ⅲ动物群为 1. 66 Ma，半山动物群为 1. 32 Ma。
此外，古地磁结果显示，红崖动物群 (包含 Hipparion sp. 和 Chilotherium sp. 两个分子)(黄万波、汤英俊，1974)的时代介于 Olduvai 下界和 Gauss-Matuyama 地磁极性倒转之间 (图2-9h)，因而其年龄为 1. 95 ～2. 58 Ma (Deng et al. ，2008); 花豹沟 (HBG)动物群包括 HBG-Ⅰ和 HBG-Ⅱ两部分 (图2-9i)，其中 HBG-Ⅰ产出有 Postschizotheri-um sp. ，Hipparion houfenense，Viverra sp. ，Gazella blacki，Antilospiroides hobeiensis gen. etsp. nov. ，Sinoryx sp. 和 Gazella sp. 等分子 (王安德，1982; 周廷儒等，1991)，并且恰好产于 Olduvai 上界之上，其年龄略小于 1. 77 Ma (Deng et al. ，2008); 而 HBG-Ⅱ产出有Leporidae gen. et sp. indet. ，Canis sp. ，Canis multicuspus sp. nov. ，Nyctereutes sinensis，Hippa-rion cf. hippidiodus，Hipparion sp. ，Palaeotragus sp. ，Gazella sp. 和 Gazella blacki 等分子，并且产出于 Olduvai 正极性亚时期间的沉积物内，其年龄为 1. 77 ～ 1. 95 Ma (Deng et al. ，2008)。由于红崖动物群仅包括两个分子，他们是否属于典型的泥河湾动物群 (广义)尚需证实，因此，本文暂时将其排除在广义的泥河湾动物群之外。这样，我们可以确定，广义的泥河湾动物群的时代为 2. 0 ～0. 8 Ma (朱日祥等，2007; Deng et al. ，2008)。
还有一些哺乳动物群，如大南沟动物群 (李毅，1984)、东窑子头动物群 (汤英俊，1980; 汤英俊、计宏祥，1983)和泥河湾动物群 (狭义)(Teilhard de Chardin ＆ Piveteau，1930)尚未有直接的古地磁年龄，但是，可以根据所含种属的相似性推定其时代。狭义的泥河湾动物群的成员中，大约有一半的种属见于广义的泥河湾动物群中 (Deng et al. ，2008)。因此，根据动物群所含分子的相似性，结合我们在泥河湾盆地系统的磁性地层年代学资料，可以推定狭义的泥河湾动物群的时代也应为 2. 0 ～0. 8 Ma。邱占祥 (2000)将狭义的泥河湾动物群与欧洲维拉弗朗经典动物群中属级相同的 20 种哺乳动物进行了详细的形态和进化水平上的对比，进而得出结论，狭义的泥河湾动物群与欧洲维拉弗朗早期的Olivola 动物群最为接近，并间接地推断出其年龄约为 1. 8 Ma。
大南沟动物群包含 Hyaena sp. ，Vulpes sp. ，Canis chihliensis minor，Meles chiai，Probosci-dipparion sinensis，Equus sanmeniensis，Coelodonta antiquitatis，Gazella sinensis，Orientalomys ni-howanicus 和 Ochotona lagrelii minor 等分子 (李毅，1984); 东窑子头动物群包含 Dipoidessp. ，Nyctereutes cf. sinensis，Lynx variabilis，Zygolophdon sp. ，Coelodonta antiquitatis，Probosci-dipparion sinensis，Hipparion cf. houfenense，Paracamelus sp. ，Palaeotragus progressus，Antilospi-ra yuxianensis，Gazella sinensis 和 Axis sp. 等分子 (汤英俊，1980; 汤英俊等，1983)。这两个动物群中的大部分种属见于泥河湾动物群 (狭义)(Teilhard de Chardin ＆ Piveteau，1930)中，因此，其时代也应该与泥河湾动物群 (狭义)相近，即 2. 0 ～ 0. 8 Ma。此外，大南沟动物群产出的地层层位要高于东窑子头动物群 (李毅，1984)，动物群本身的对比表明东窑子头动物群要年轻于花豹沟动物群 (杜恒俭等，1995; 卫奇，1997)。因此，这3 个动物群中，大南沟动物群最年轻，东窑子头动物群老一些，花豹沟动物群最老。由于花豹沟动物群中的 HBG-Ⅰ动物群产出于 Olduvai 极性亚时上界之上，其时代晚于 1. 77 Ma，因此，可以推定，大南沟动物群和东窑子头动物群的时代也晚于 1. 77 Ma。鉴于这两个动物群中存在第三纪残余种，因而可以认为其时代也为早更新世，但要晚于 Olduvai 正极性亚时的结束年龄 (1. 77 Ma)。