張鴻禹 楊文濤

摘 要 深時古氣候的恢復(fù)與分析，對于預(yù)測未來氣候的變化有非常重要的作用。陸相氣候的恢復(fù)對于全球古氣候帶的劃分、海陸氣候差異的比較和氣候模型的建立有重要的作用。氣候敏感性沉積物的出現(xiàn)可以指示一定程度的氣候信息?；瘜W(xué)風(fēng)化程度與氣候密切相關(guān)，越強(qiáng)烈的化學(xué)風(fēng)化指示越溫暖濕潤的氣候。泥巖化學(xué)風(fēng)化程度的評價有基于地球化學(xué)特征建立的指數(shù)（CIA、WIP、CIW、PIA、鈉虧損指數(shù)（τNa））和非常規(guī)穩(wěn)定同位素特征，還有基于泥巖礦物學(xué)特征的研究方法：礦物成熟度、黏土礦物的含量及組合和磁性礦物的組成。湖泊沉積巖古氣候分析方法有基于元素比值變化和基于高精度天文軌道周期性分析的古氣候變化研究。通過古土壤可以根據(jù)其淀積層的埋深定量恢復(fù)古降水量；黏土礦物、成土方解石、鐵錳質(zhì)結(jié)核和淀積層土壤基質(zhì)的地球化學(xué)特征可以恢復(fù)古溫度、古降水量和古大氣二氧化碳濃度（pCO2）。目前對陸相沉積巖和古土壤已經(jīng)有了比較豐富的研究，但未來還需要更多分辨率更高的陸相古氣候分析方法建立和完善。

關(guān)鍵詞 深時氣候；細(xì)粒沉積巖；化學(xué)風(fēng)化；古土壤

第一作者簡介 張鴻禹，男，1997年出生，碩士研究生，遺跡學(xué)與盆地分析，E-mail： 245921110@qq.com

通信作者 楊文濤，男，副教授，E-mail： ywtao125@163.com

中圖分類號 P532 文獻(xiàn)標(biāo)志碼 A

0 引言

根據(jù)災(zāi)害流行病學(xué)研究中心的EM-DAT 數(shù)據(jù)庫[1]（2021）對1900—2020年發(fā)生的重大氣候災(zāi)害事件的記錄顯示，在全球范圍內(nèi)，氣候災(zāi)害事件正在不斷增加，代表氣候變化的不斷加劇?？焖俚臍夂蜃兓瘜讶祟悗蚴裁礃拥奈磥怼⑹欠駮＜叭祟惖纳媸悄壳捌毡楸魂P(guān)注的問題。而對于未來氣候的預(yù)測需要“以古鑒今”：通過對深時古氣候的研究來探索氣候變化的規(guī)律、追尋氣候變化的機(jī)制及響應(yīng)等來揭示未來可能出現(xiàn)的氣候變化?，F(xiàn)今全球大氣CO2濃度達(dá)到415 mL/m3，根據(jù)政府間氣候變化委員會（IPCC）預(yù)測，在21世紀(jì)末，全球大氣CO2濃度將至少與始新世相當(dāng)[2]。因此以第四紀(jì)冰川為基礎(chǔ)的氣候機(jī)制已經(jīng)不能滿足對未來氣候變化趨勢的解讀，需要對更深時的氣候進(jìn)行研究[3?4]。

目前國內(nèi)外對于深時古氣候已經(jīng)做了大量的工作，但大多數(shù)集中在海相地層中[5?7]，對陸相地層的研究則相對較少。這主要是由于陸相地層定年材料相對缺少并且地層連續(xù)性較差，但陸相氣候信息是古氣候研究的重要內(nèi)容。海相沉積序列恢復(fù)的連續(xù)的古溫度主要來自雙殼類、牙型石和有孔蟲的氧同位素，然而目前這些氧同位素的數(shù)據(jù)大部分來自古中低緯度地區(qū)，即恢復(fù)的是熱帶—亞熱帶海洋表面溫度，對于全球平均溫度的估算還需要陸相氣候的相關(guān)信息[5]。因此陸相氣候在古氣候研究中必不可少，對陸相氣候的研究可以劃分全球古氣候帶，可以比較古代海陸氣候差異[8?9]，可以建立氣候模型[10]來預(yù)測未來氣候的強(qiáng)烈變化，還可以將不同地質(zhì)時代陸地生物的生存和演化與古氣候的演變事件相結(jié)合[11]，這與人類密切相關(guān)。陸相細(xì)粒沉積巖與古土壤是良好地分析陸相古氣候的研究材料，在其沉積時期，不同的氣候條件與地質(zhì)營力的差異作用會形成不同的沉積物，即氣候信息會保存在其中。本文列舉了目前廣泛使用的陸相細(xì)粒沉積巖與古土壤古氣候研究方法，討論了各分析方法的適用范圍和需要避免的一些條件，綜合分析并給出針對陸相碎屑巖古氣候研究建議。

1 氣候敏感沉積物

1.1 陸相紅層

陸相紅層通常是因細(xì)小且分散的富含鐵質(zhì)氧化物的致色礦物（如赤鐵礦等）在地層中廣泛分布而使沉積巖或古土壤顯示為紅色[12?13]。由于紅層的紅色主要來自礦物中鐵離子的氧化，因此一些學(xué)者將紅層與炎熱干旱的氣候條件相聯(lián)系。如Ziegler et al.[14]認(rèn)為志留紀(jì)紅層代表極端氧化環(huán)境下的干旱氣候；譚聰?shù)萚12]對早三疊世紅層研究認(rèn)為早三疊世為炎熱干旱的氣候。但Sheldon[15]對Cala Viola地區(qū)晚二疊世古土壤紅層古氣候研究顯示，當(dāng)時氣候溫暖潮濕，并非干旱氣候。這說明，紅層并不能作為炎熱干旱氣候的標(biāo)志，從熱帶森林氣候到沙漠氣候中都可能發(fā)育紅層沉積。但如果在紅層中伴隨發(fā)育了鈣質(zhì)古土壤中常見的成土方解石和在濱海的地層中發(fā)育了石膏等蒸發(fā)鹽，則該紅層能夠反映干旱的氣候條件。此外，沉積物在埋藏過程中可能受到成巖作用的影響，使得氧化還原條件發(fā)生變化，從而地層顏色相應(yīng)改變。因此，陸相紅層并不能作為特征性沉積物以直接指示特定的氣候條件。但近年對紅層中兩類赤鐵礦（色素赤鐵礦和碎屑赤鐵礦）的識別與研究的不斷深入，紅層的古地磁特征已經(jīng)能夠反映良好的定年信息，可以為古氣候研究提供基礎(chǔ)資料[16]。

1.2 風(fēng)成沉積物

風(fēng)成沉積物指受風(fēng)力作用而形成的沉積物[17]。風(fēng)成沉積物在炎熱和寒冷氣候中都會發(fā)育，但都指示為干旱—半干旱氣候。如Zhu et al.[18]在鄂爾多斯盆地早三疊世地層中識別的風(fēng)成沉積物代表了二疊紀(jì)—三疊紀(jì)交界時期的炎熱干旱氣候；Mountney etal.[19]在冰島Askja地區(qū)對風(fēng)力沉積砂床的研究顯示，該地區(qū)風(fēng)成沉積在寒冷干旱—半干旱氣候條件下發(fā)育。風(fēng)成砂丘除了能作為干旱環(huán)境的指示對象，還是恢復(fù)古風(fēng)向的重要研究材料，風(fēng)成砂丘在風(fēng)力作用下會不斷發(fā)生遷移從而形成大型的傾斜層理，用傾斜層理恢復(fù)的砂丘的移動方向就是古風(fēng)向[20?21]。大氣環(huán)流是控制氣候變化的重要因素，因此古風(fēng)向的研究也是陸相古氣候研究的一個重要內(nèi)容。

1.3 煤

煤是植物經(jīng)過成煤作用而生成的一種礦產(chǎn)。煤的出現(xiàn)指示的是一種潮濕的氣候環(huán)境，只有在潮濕氣候下植物才大量繁盛[22]。但在熱帶—亞熱帶和溫帶氣候中都會發(fā)育煤，進(jìn)一步判斷沉積環(huán)境要結(jié)合更細(xì)致的研究。此外還可以根據(jù)煤的亮暗指數(shù)（BDI）、鏡質(zhì)組與惰質(zhì)組的比（V/I）和凝膠化指數(shù)（GI）等煤巖參數(shù)來反映氣候變化情況[23]，惰質(zhì)組中記錄的森林野火事件也能恢復(fù)古大氣氧的含量[24]。

2 細(xì)粒沉積巖化學(xué)風(fēng)化程度

2.1 地球化學(xué)特征

碎屑巖中泥巖的地球化學(xué)特征，受到母巖成分以及風(fēng)化產(chǎn)物的化學(xué)特征綜合控制?；瘜W(xué)風(fēng)化是指溶解了大氣中CO2的雨水與風(fēng)化剖面發(fā)生的水解反應(yīng)[25]，經(jīng)過中和作用生成次生礦物、黏土礦物和溶解鹽[26?27]?；瘜W(xué)風(fēng)化作用與大氣CO2 濃度和降水量有關(guān)，越強(qiáng)烈的化學(xué)風(fēng)化作用代表越溫暖潮濕的氣候。目前已經(jīng)有很多研究者提出了各種化學(xué)風(fēng)化指數(shù)來識別風(fēng)化程度（表1）。

化學(xué)風(fēng)化指數(shù)普遍是根據(jù)風(fēng)化過程中不遷移元素相對遷移元素的富集而建立。遷移元素的確定是根據(jù)元素的離子勢（IP，離子電荷與離子半徑之間的比值）[28]。當(dāng)離子勢低于3，該元素與氧形成弱鍵，在風(fēng)化過程中會被優(yōu)先釋放。因此常量元素中的K、Ca、Na在化學(xué)風(fēng)化指數(shù)中視作遷移元素（圖1a）。

Nesbitt et al.[25，27]根據(jù)礦物的熱力學(xué)性質(zhì)以及實驗室內(nèi)模擬風(fēng)化的實驗，選擇Al作為不可移動元素，提出上地殼的化學(xué)風(fēng)化可以根據(jù)Al2O3-（CaO*+Na2O）-K2O系統(tǒng)（A-CN-K系統(tǒng)，圖1b）來顯示。其在該系統(tǒng)中預(yù)計了化學(xué)風(fēng)化趨勢線，風(fēng)化趨勢與其在Toorongo盆地實測的各化學(xué)風(fēng)化過程相吻合。

CIA（Chemical Index of Interation，式1）與A-CN-K系統(tǒng)相對應(yīng)，CIA的取值范圍通常在50～100，當(dāng)CIA為50，表示幾乎未發(fā)生化學(xué)風(fēng)化作用，CIA值越高表示可遷移元素在風(fēng)化剖面中流失程度越高[29?30]。在不同氣候條件下CIA值明顯不同，CIA值越大指示的氣候條件越溫暖濕潤，反之則相對寒冷[31]。最新的研究結(jié)果表明，CIA對冰期向間冰期的氣候轉(zhuǎn)化能夠較好的評價和響應(yīng)[32]。并且對現(xiàn)代河流沉積物的分析顯示，CIA會隨地表溫度變化而相應(yīng)改變[33]，Yang etal.[34]基于此結(jié)論建立了CIA與溫度的擬合函數(shù)：

MAT = 0.56CIA - 25.7 （10）

式中：MAT為年均溫度，單位為℃，R2=0.5。Yang etal.[34]將其用于二疊紀(jì)溫度緯度梯度的研究。曹瑩[35]將該公式用于華北二疊紀(jì)—三疊紀(jì)之交時期的古溫度變化的研究，結(jié)果顯示年均溫度在該時期明顯上升了約8.2 ℃，該研究結(jié)論與普遍認(rèn)識的二疊紀(jì)末升溫結(jié)論相吻合。

CIA也存在一定的局限性，沉積分異、沉積再旋回、成巖作用和對硅酸鹽中鈣的校正誤差等因素都會對巖石的CIA值造成影響[24]。沉積分異作用導(dǎo)致的懸浮篩選使得不同粒徑的沉積物礦物組成出現(xiàn)分異，細(xì)粒黏土物質(zhì)的相對富集會使CIA值偏高[31，36]。

沉積再旋回作用會使沉積物質(zhì)繼承前一個旋回的物質(zhì)風(fēng)化信息[37]，因此在使用CIA分析化學(xué)風(fēng)化作用前要先識別地層是否存在沉積再旋回作用。

由于存在再旋回作用的母巖的風(fēng)化程度與CIA不具有良好的線性關(guān)系，部分學(xué)者提出了新的風(fēng)化指數(shù)來評價非均質(zhì)母巖的化學(xué)風(fēng)化作用。vonEynatten et al. [38] 提出用ln（（CaO* +Na2O）/Al2O3） 和ln（Al2O3/Na2O）兩種指標(biāo)來替代CIA，如果指標(biāo)計算為高值則反映強(qiáng)降水、強(qiáng)的大陸徑流和溫暖氣候下的強(qiáng)化學(xué)風(fēng)化作用。Price et al.[39]、Parker[40]提出的WIP（Weathering Index of Parkers，式4）可以被用于各種巖性的風(fēng)化剖面間的比較。WIP值越低表示越強(qiáng)烈的化學(xué)風(fēng)化作用，代表氣候更加溫暖濕潤。

在成巖作用的影響中，鉀交代作用是最常被考慮的過程，鉀交代作用會使得計算的風(fēng)化程度偏低[41]。在對CIA分析前，可以結(jié)合A-CN-K三角圖[27]（圖2a）和鏡下特征來識別鉀交代作用，也可以根據(jù)Panahi etal.[43]提出的校正公式對K2O值進(jìn)行修正。Harnois[41]提出可以用CIW（Chemical Index of Weathering，式5）來避免鉀在風(fēng)化剖面中的不同行為。CIW 值越高，反映的物源區(qū)古氣候越趨向于溫暖潮濕。但Fedo etal.[42]指出CIW僅去掉了K2O，這種簡單的轉(zhuǎn)變沒有考慮鉀長石中的Al元素，對于物源區(qū)母巖中富含鉀長石的樣品而言，無論是否經(jīng)歷風(fēng)化作用，CIW計算值都會很高（圖2b）。Fedo et al.[42]提出了需要單獨控制的風(fēng)化指數(shù)PIA（Plagioclase Index of Alteration，式6）。PIA值與CIA類似，新鮮巖石PIA值為50，對指示更加溫暖濕潤氣候條件下的風(fēng)化產(chǎn)物，其PIA顯示高值。

所有化學(xué)風(fēng)化指數(shù)中用于計算的CaO*，均指硅酸巖中的CaO，即需要對泥巖測定所得到的CaO進(jìn)行校正，去除碳酸鹽和磷酸鹽提供的CaO。由于Ca的校正可能存在一定的誤差，因此對于花崗巖基巖的風(fēng)化可以選用Na虧損指數(shù)（τNa，式7）來避免對鈣元素的使用。Na元素幾乎不受次生礦物表面吸附和土壤生物活動的影響，所以選用Na虧損指數(shù)可以較好地約束地表化學(xué)風(fēng)化強(qiáng)度[44?45]。但Na虧損指數(shù)使用時要注意再旋回作用和分選作用對石英和鋯石的富集。Yang et al.[46]對現(xiàn)代非冰川作用影響的花崗巖基質(zhì)的土壤的化學(xué)風(fēng)化數(shù)據(jù)的統(tǒng)計分析，將陸表年均溫度（MAT）與Na虧損指數(shù)建立了一個線性相關(guān)的經(jīng)驗公式（R2=0.84）：

MAT = -24.2τNa - 0.9 （11）

式中：MAT為年均溫度，單位為℃。Yang et al.[46]利用該式計算得到華北南緣晚薩克馬爾期的陸表年均溫約為20 ℃。Qi et al.[47]將該式用于華南馬里諾冰期的研究，顯示在該冰期前后，年均溫為20 ℃±5.4 ℃。

以上各種風(fēng)化指數(shù)的建立都是基于主量元素分析，微量元素由于離子勢不同也會存在活動性差異。如在風(fēng)化產(chǎn)物中Rb/Sr的高值表示強(qiáng)的化學(xué)風(fēng)化，Sr離子半徑較小較易流失，而Rb元素的離子半徑較大從而易被黏土吸附在離母巖區(qū)較近的位置，或存在于風(fēng)化產(chǎn)物之中[48?49]。Th 和U 的行為與Rb 和Sr 類似，Th元素大部分被細(xì)粒沉積物吸附保留在原地[50]，源區(qū)的U元素出露地表后U4+逐漸氧化成U6+，在溫暖濕潤的氣候下會被水體帶走。但兩種指數(shù)在解釋時會存在一定的歧義：Sr的行為與Ca相似[28]，在湖泊相中，鹽度相對升高會使水體中大量溶解的Sr2+有沉淀趨勢；易溶于水的U6+在湖泊內(nèi)還原環(huán)境下會被還原成U4+，易被黏土礦物或有機(jī)質(zhì)吸附而沉淀富集[51?52]。兩者與沉積環(huán)境、鹽度、氧化還原等條件有一定的關(guān)系，因此本文認(rèn)為Th/U與Rb/Sr應(yīng)該只適用于風(fēng)化剖面，而并不適合通過泥巖解釋化學(xué)風(fēng)化程度。

除了常規(guī)的涉及地球化學(xué)元素能反應(yīng)化學(xué)風(fēng)化程度外，最新研究顯示部分非常規(guī)穩(wěn)定同位素也有指示風(fēng)化作用的潛力。Li et al.[53]對現(xiàn)今主要河流的鉀同位素研究顯示，在硅酸鹽化學(xué)風(fēng)化過程中，鉀同位素會發(fā)生分餾，重的鉀同位素（41K）優(yōu)先被分配到水溶液中[54]。鋰同位素與鉀同位素有著相同的特征，在風(fēng)化過程中，重鋰同位素（7Li）會釋放到水中，而輕鋰同位素則易被黏土吸附保留在風(fēng)化產(chǎn)物中[55]。而鎂同位素的分餾則是更重的鎂同位素會殘留在風(fēng)化殘余物中[56]。幾種同位素在地層中的變化曲線可以揭示化學(xué)風(fēng)化的波動。

2.2 礦物特征

對沉積巖碎屑組分的分析也能夠提取風(fēng)化信息。長石（F）通常易風(fēng)化，在溫暖潮濕環(huán)境中不易保存；而石英（Q）抗風(fēng)化能力強(qiáng)，易保存下來。因此F/Q比值能評估風(fēng)化強(qiáng)度，其數(shù)值越大表示風(fēng)化程度越弱，這對應(yīng)更加干冷的氣候特征[57?59]。F/Q在大洋鉆探巖心分析中被用于分析不同層位的母巖風(fēng)化程度與相應(yīng)的氣候信息[60]。但該指數(shù)受構(gòu)造作用影響較大，實際使用時要對地質(zhì)背景有一定的了解。

黏土礦物通常在表生風(fēng)化殼中由風(fēng)化產(chǎn)生，因此黏土礦物可以用來指示風(fēng)化程度和氣候特征。在地層中黏土礦物都是組合出現(xiàn)，不同的組合和相對含量的變化是解釋氣候變化的主要依據(jù)。高嶺石是由長石、云母和輝石強(qiáng)烈淋濾形成[61]，通常形成在溫暖潮濕的高化學(xué)風(fēng)化氣候條件下。蒙脫石易在干濕交替的氣候條件下形成[62]，即在季風(fēng)氣候和干旱氣候的強(qiáng)季節(jié)性降水的環(huán)境下蒙脫石容易形成[63]。

Robert[64]認(rèn)為蒙脫石可以作為區(qū)域降水量的指示特征，在半干旱地區(qū)蒙脫石有較高的結(jié)晶度。Jiménez-Espinosa et al.[65]也指出與赤鐵礦共生的蒙脫石會指示半干旱的氣候條件。伊利石形成于寒冷少雨的氣候條件下[66?67]，如果氣候進(jìn)一步變得濕熱，伊利石會被分解為高嶺石。綠泥石在氧化條件下并不穩(wěn)定[68]，通常只能在化學(xué)風(fēng)化作用受抑制的地區(qū)保存[61]。通常認(rèn)為綠泥石和伊利石在風(fēng)化剖面中含量的相對增加表示氣候逐漸干旱。蛭石在溫暖潮濕但排水較差的環(huán)境中形成。坡縷石形成于干旱、半干旱氣候條件[66]。除了每種黏土礦物能指代不同的氣候條件，一些黏土礦物含量的比值也可以作為風(fēng)化指數(shù)來衡量化學(xué)風(fēng)化程度，如蒙脫石/伊利石比值、黏土礦物/石英比值、伊利石化學(xué)指數(shù)等，這些指數(shù)的更高值能表示更強(qiáng)的化學(xué)風(fēng)化程度[69]。

對黏土礦物指示的氣候分析要注意非氣候因素的影響。Chamley[70]對海洋黏土沉積物的分析總結(jié)出，不同的搬運介質(zhì)，不同地區(qū)的侵蝕作用、粒度分異和凝聚作用等是影響?zhàn)ね恋V物形成和分布的非氣候因素。分異作用主要是由于黏土礦物顆粒細(xì)小，對水動力作用敏感，在細(xì)粒沉積物中富集。凝聚作用則是不同的黏土顆粒在鹽溶液中有不同的凝聚速度，這會影響?zhàn)ね恋V物的分布[71]。成巖作用也是影響?zhàn)ね恋V物組成的重要因素。但對成巖作用的識別可以通過結(jié)晶度是否存在有規(guī)律的變化趨勢和顯微鏡下的形態(tài)來識別[67]。

磁性礦物的生成、運移和保存等過程與氣候密切相關(guān)，如赤鐵礦通常代表炎熱干旱的氣候條件而針鐵礦對應(yīng)的是溫冷的氣候條件[72?73]。對磁性礦物的研究可以借助環(huán)境磁學(xué)的一些參數(shù)，磁滯回線和磁化強(qiáng)度隨溫度變化曲線（M-T）是識別磁性礦物含量和種類的良好方法。此外，磁性礦物顆粒的大小也是環(huán)境磁學(xué)研究中的一個重要方面。非磁滯剩磁（χARM）以及χARM/χ可以反映磁性礦物的顆粒大小[74]。

3 湖泊沉積巖古氣候恢復(fù)

地球化學(xué)元素除了在經(jīng)歷化學(xué)風(fēng)化過程中，由于活動性差異而被用于分析化學(xué)風(fēng)化程度外，部分元素由于自身的化學(xué)性質(zhì)，不同氣候環(huán)境的背景下會存在相應(yīng)的富集。湖泊沉積巖中地球化學(xué)元素可以分為喜干元素與喜濕元素[75]，喜濕型元素為：Cr、Ni、Cu、Fe、Ba、Br、Co、Cs、Hf、Rb、Sc、Th；喜干型元素為：Sr、Pb、Au、As、Ca、Na、Ta、U、Zn、Mg、Mo、B。其中，Sr/Cu可以作為指示氣候變化的一個指標(biāo)[75]。但對其劃分濕潤與干燥的界限在不同的學(xué)者間有不同的認(rèn)識，部分學(xué)者認(rèn)為以5作為干濕氣候劃分的界限[76?77]，但也有學(xué)者將界限定為10[75，78]，因此建議在選用該指數(shù)時僅討論變化趨勢。Mn在水體中以Mn2+的形式存在，在蒸發(fā)作用強(qiáng)的情況下，會沉淀析出。因此Mn含量與干旱氣候相關(guān)[79]。可以用富集系數(shù)來討論沉積巖中Mn的富集情況：

EFMn = （Mn/Al）樣品/（Mn/Al）UCC （12）

式中：Mn和Al的單位為mol；UCC為大陸平均上地殼。當(dāng)富集系數(shù)大于1時表示Mn富集，代表干熱的氣候[80?81]。

湖泊沉積巖的氧同位素也可以用于研究古氣候變化。湖泊沉積物氧同位素的變化與湖水氧同位素密切相關(guān)，能反映流域內(nèi)的相對濕度、溫度和蒸發(fā)量的綜合變化[82]。氧同位素的負(fù)偏可以指示全球氣候的變暖。

最新的研究集中在對湖泊沉積巖反映的天文軌道周期控制的氣候周期性變化和地球碳循環(huán)。用于反映該軌道循環(huán)的研究方法有磁化率（MS）[83]、伽馬射線（GR）測井曲線、深側(cè)向電阻率（RD）、巖心高精度風(fēng)化指數(shù)[84]的變化以及有機(jī)物的相關(guān)參數(shù)。伽馬射線主要與K、Th和U有關(guān)，而黏土礦物和有機(jī)質(zhì)會吸附而富含這些元素。即伽馬射線的高值對應(yīng)富含黏土和有機(jī)質(zhì)，這反映了溫暖潮濕的氣候條件[85]。有機(jī)物的含量可以反映湖泊生產(chǎn)力與碳埋藏，如全巖有機(jī)碳含量（TOC）和有機(jī)碳同位素等[86]。

4 深時古土壤古氣候恢復(fù)

深時古土壤是指經(jīng)過河流或風(fēng)力搬運的碎屑物質(zhì)在特定環(huán)境或氣候變化下，碎屑物質(zhì)暴露在空氣中，隨后經(jīng)過長期降水淋濾（成土作用）后發(fā)育為土壤。土壤經(jīng)過沉積埋藏、成巖，而在地層中保留為古土壤，其成土發(fā)育過程與降水等氣候條件息息相關(guān)。深時古土壤是深時氣候環(huán)境作用下的產(chǎn)物[87]，因此深時古土壤是良好的古氣候分析材料。

根據(jù)降水淋濾的成土作用，土壤會發(fā)育土壤層（圖3a）：分別為淋溶層（A）、淀積層（B）、母質(zhì)層（C）和母巖層（D）。目前對于深時古土壤的分類可以采用Mack et al.[89]提出的古土壤分類方法（圖3b），其根據(jù)有機(jī)物的含量、土壤層的發(fā)育情況、土壤的氧化條件、原有沉礦物的風(fēng)化、難溶性礦物/化合物的沉淀和可溶性礦物的富集，這六個條件將古土壤劃分為九種類型：有機(jī)土（histosol）、弱發(fā)育土（protosol）、鈣質(zhì)土（calcisol）、灰土（spodosol）、氧化土（oxisol）、變性土（vertisol）、石膏土（gypsisol）、黏土（argillisol）和潛育土（gleysol）。不同的土壤類型所反映的氣候特征有所差異，石膏土和鈣質(zhì)土反映的氣候較為干旱，黏土和潛育土則是在相對濕潤的環(huán)境下生成，而含有機(jī)質(zhì)的有機(jī)土和灰土則可以表示更加濕潤的氣候。

4.1 黏土礦物及其同位素特征

古土壤中的黏土礦物包含從母巖風(fēng)化區(qū)搬運而來的碎屑黏土礦物和成土過程中發(fā)育的自生黏土礦物。Myers et al.[90]認(rèn)為粒徑小于2 μm的黏土礦物為自生黏土礦物。也有學(xué)者認(rèn)為可以由衍射峰的面積來對碎屑黏土礦物進(jìn)行識別[91]。古土壤黏土礦物組合所反映的氣候信息及黏土礦物分析時的注意事項與沉積巖黏土礦物指示的信息一致。

古土壤中發(fā)育的黏土礦物在形成的過程中與土壤中水的同位素達(dá)到平衡，此時的溫度與大氣溫度相平衡[63，90]。根據(jù)Clayton et al.[92]和Tabor et al.[93]的研究，對黏土礦物的氧同位素值和氫同位素值（δ18O、δD）的分析可以估計古溫度。Myers et al.[90，94]根據(jù)Delgado et al.[95]提出的黏土礦物δ18O和δD同位素分餾公式進(jìn)行演算與修改，提出根據(jù)古溫度恢復(fù)的公式：

4.2 淀積層（B）深度及其地球化學(xué)特征

鈣質(zhì)土的淀積層是鈣積層（Bk），鈣積層發(fā)育的深度是指從土壤表層到土壤碳酸鹽大量成層發(fā)育的土壤層深度，鈣積層深度與年均降水量有密切的關(guān)系。Jenny et al.[96]首次根據(jù)北美現(xiàn)代鈣質(zhì)土建立了年均降水與鈣積層深度的相互關(guān)系公式，Sheldon et al.[97]、Retallack[98]對其研究結(jié)果進(jìn)行補(bǔ)充，統(tǒng)計了全球大量土壤與年均降水（MAP）數(shù)據(jù)，擬合了這些數(shù)據(jù)的相關(guān)關(guān)系：

MAP = -0.013D2 + 6.45D + 137.24 （14）

式中：MAP為年均降水量，單位為mm/yr；D 為鈣積層深度，單位為cm。李軍等[99]使用該公式計算了四川盆地中生代降水情況，結(jié)果顯示年均降水量為145～1 400 mm。即便目前該方法在古土壤研究中被廣泛使用，但其存在一定弊端：該公式不適用于易受到侵蝕的山坡和陡峭地形形成的土壤[97]。并且由于古土壤在埋藏前，土壤表層很可能被沖刷侵蝕，因而古土壤表層難以識別，導(dǎo)致識別出的土壤厚度存在誤差[90]，因此該公式不具有普遍適用性。

古土壤淀積層（B）體現(xiàn)的是整個古土壤發(fā)育時期降水作用綜合影響的結(jié)果，因此淀積層的地球化學(xué)分析可以恢復(fù)成土?xí)r期的風(fēng)化信息。但只有發(fā)育較為成熟的土壤才適用于古氣候分析，因此對于土壤成熟度的識別是將古土壤用于分析古氣候的最初始工作。ΣBase/Al2O3（其中，ΣBase=CaO* +MgO+K2O+Na2O）可以表征土壤的風(fēng)化程度和用于土壤分類。Sayyed et al.[100]提出根據(jù)ΣBase/Al2O3小于0.5為受到強(qiáng)的淋濾作用。Ba/Sr也可以用來指示淋溶[101]，Sr的溶解能力遠(yuǎn)高于Ba，因此Ba/Sr值越高指示淋溶程度越大[63]。

古土壤學(xué)家提出了很多量化成土過程的計算公式（表2），Maher et al.[102]根據(jù)磁化率會受到含鐵礦物的數(shù)量、組成和粒度的控制，提出了土壤磁化率與年均降水量的關(guān)系（式15）。但磁化率也會受到土壤環(huán)境條件的影響，如溫度、有機(jī)物含量等[103]，因此磁化率并不只是和降水量直接相關(guān)，不宜建立定量的研究指標(biāo)。Sheldon et al.[63]擬合了年均降水量與沉積層（B）CIA-K的關(guān)系函數(shù)（式16、17，R2=0.72）。該式相關(guān)性較高，但只適用于年均降水在200～1 600 mm范圍內(nèi)的古降水恢復(fù)，這是由于堿金屬可能在成土過程中流失殆盡[97，104]。Sheldon et al.[63]在更早還提出了其他的地球化學(xué)指標(biāo)用來擬合古降水（式18，R2=0.66；式19，R2=0.59）。公式建立原理與用CIA-K恢復(fù)古降水的原理一致，但式（18）與式（19）更適合于擬合發(fā)育程度很高的古土壤，因此在恢復(fù)古降水時優(yōu)先選用CIA-K來恢復(fù)古降水的變化[63]。

Sheldon et al.[97]對北美126個土壤數(shù)據(jù)擬合建立鹽化指數(shù)（S，式21）與年均溫度的相關(guān)關(guān)系函數(shù)（式20，R2=0.37）。該公式的適用溫度范圍是2 ℃～20 ℃，在較高的溫度下大部分的鉀和鈉被大量浸出，會使恢復(fù)的溫度值偏低[97]。

4.3 鐵錳質(zhì)結(jié)核鐵含量特征

鐵錳質(zhì)結(jié)核通常發(fā)育在變性土中。由于變性土常含有蒙脫石而易于膨脹，因此通常不使用沉積層（B）厚度來恢復(fù)古降水信息，Stiles et al.[105]將現(xiàn)代德克薩斯州土壤的鐵錳質(zhì)結(jié)核的鐵含量與年均降水量擬合了一個關(guān)系式：

MAP = 654.4 + 31.5FeTOT （22）

式中：MAP是年均降水量，單位為mm/yr；FeTOT為總含鐵量，單位為質(zhì)量百分比；R2=0.92。Stiles et al.[105]將該公式用于古生代古土壤，其恢復(fù)的結(jié)果與野外特征相吻合。

4.4 成土方解石同位素特征

成土方解石的形成與土壤發(fā)育的環(huán)境有密切的關(guān)系，成土方解石同位素的測試可以使用定量指標(biāo)來恢復(fù)高精度的古氣候信息。成土方解石的發(fā)育環(huán)境如圖4a所示，其同位素值反映了成土過程中碳酸鹽離子與土壤中CO2和土壤水達(dá)到同位素平衡條件下土壤環(huán)境的同位素組成[106]。一般認(rèn)為當(dāng)土壤中孔隙溶液達(dá)到飽和狀態(tài)后就會逐步發(fā)育為成土方解石（圖4b）[107?108]。在初期發(fā)育細(xì)絲或薄的碳酸鹽包裹層（Ⅰ階段），隨后發(fā)育成結(jié)核（Ⅱ、Ⅲ階段），最終會在最上方形成封堵層（Ⅳ階段）。

成土方解石中碳同位素主要受到土壤中CO2的同位素值控制，而對于排水良好的古土壤來說，土壤中CO2的來源主要是土壤的呼吸作用和大氣向土壤中擴(kuò)散的CO2[109]。但在一些碳酸鹽基質(zhì)的土壤中，碳酸鹽礦物溶解也會影響其碳同位素值[110?111]，因此對含有碳酸鹽巖的土壤，不建議對其進(jìn)行古氣候重建。而在排水條件較差的環(huán)境中發(fā)育的古土壤[63]，其碳同位素值只能反映有機(jī)物氧化的信息，在這種條件下形成的成土方解石值較為負(fù)偏，可以用來指示古植被信息，但并不適合恢復(fù)古氣候。對于排水良好的鈣質(zhì)土，其成土方解石碳同位素值可以被用來恢復(fù)古大氣pCO2水平。對于古土壤恢復(fù)古大氣pCO2的計算是根據(jù)Cerling[112]提出并由Ekart et al.[113]重新公式化的計算方程：

S（z）的取值對恢復(fù)大氣pCO2值有較大的影響，普遍認(rèn)為在土壤深度大于50 cm 時S（z）會保持恒定[113?114]。目前大多數(shù)論文計算取2 500 mL/m3作為計算值，但也有學(xué)者會根據(jù)土壤類型和降水等水文條件將S（z）取為不同值[115]。δ13CA 值可以使用Ekart etal.[113]提出的偏移量，由同時期海洋沉積的碳酸鹽碳同位素值計算得到；除此以外，Arens et al.[116]提出可以通過用C3植物的碳同位素值來估計。δ13CS值主要根據(jù)Romanek et al.[117]提出的氣相CO2與碳酸鹽之間分餾系數(shù)的計算方程，由測定的成土方解石碳同位素值計算。δ13CO值，一般取值于成土方解石結(jié)核中有機(jī)物的δ13C值。

Ekart et al.[113]最早使用該方法結(jié)合前人報道的古土壤中成土方解石的數(shù)據(jù)等大致推算了在不同地質(zhì)歷史時期的古大氣pCO2水平。隨后有大量學(xué)者使用該方法估計了各時期的大氣pCO2水平。Nordt etal.[118]對美國達(dá)克薩斯州白堊紀(jì)古土壤恢復(fù)的大氣pCO2水平，與其他學(xué)者[119]對該時期不同地區(qū)古土壤恢復(fù)值和由植物葉片化石中氣孔模擬的大氣pCO2水平[120]，反映的結(jié)果類似。

成土方解石氧同位素主要受到大氣降水和溫度的控制[107，109]，但在近地面發(fā)生的蒸發(fā)作用會對其氧同位素值產(chǎn)生一定的干擾。大氣降水與成土方解石間依賴溫度控制的氧同位素分餾公式為[121]：

δ18O（SMOW） - δ18OP（SMOW） = （2.78 ×106 ）/T 2 - 2.89 （24）

式中：δ18O為成土方解石氧同位素；δ18OP為大氣降水的氧同位素值；T 為絕對溫度，單位為K。Dworkin etal.[121]最早根據(jù)氧同位素分餾公式和國際原子能機(jī)構(gòu)（IAEA）在中緯度間大氣降水和溫度的相關(guān)關(guān)系式，提出利用成土方解石的δ18O恢復(fù)古溫度的計算公式：

0 = -0.50T 3 + （δ18O + 152.04）T 2 - 2.78 × 106（25）

式中：δ18O是成土方解石的氧同位素值，T 為絕對溫度，單位為K。該式建立的關(guān)鍵是在量化大氣降水氧同位素與溫度的相關(guān)關(guān)系后，帶入分餾公式來建立成土方解石氧同位素與溫度的相互關(guān)系。但大氣降水的氧同位素值還受海拔高度[122]和降水源區(qū)[123]等的影響，并且在不同地質(zhì)歷史時期大氣降水的同位素值對應(yīng)溫度的響應(yīng)可能和現(xiàn)今不同，因此使用成土方解石氧同位素作為古溫度計，可能并不適用于深時氣候恢復(fù)。而成土方解石團(tuán)簇同位素古溫度計的應(yīng)用可以很好地避免環(huán)境中水的同位素值對碳酸鹽同位素的影響。

碳酸鹽礦物中含有20種不同的碳酸鹽離子同位素變體，每種離子同位素組都必須符合反應(yīng)的平衡常數(shù)，而反應(yīng)的平衡常數(shù)與溫度有關(guān)[124]。因此團(tuán)簇同位素可以作為古溫度計反應(yīng)碳酸鹽礦物形成時的溫度。Ghosh et al.[124]最早使用Δ47來擬合溫度函數(shù)，其對赤道珊瑚方解石樣品的Δ47和記錄的溫度數(shù)據(jù)擬合了一個關(guān)系式：

Δ47 = 0.059 2 × 106 × T-2 - 0.02 （26）

式中：T 為溫度，單位為℃。隨后的研究者將該方法應(yīng)用在不同研究材料中，逐步對該公式有進(jìn)一步的修正[125]。

該方法目前已經(jīng)成功地應(yīng)用于成土方解石[126]。季順川[127]對天水盆地中晚中新世古土壤鈣質(zhì)結(jié)核測定的Δ47重建的古土壤溫度變化在13 ℃～22 ℃，測定結(jié)果與根據(jù)古降水氧同位素恢復(fù)的古溫度測定的結(jié)果類似。Zhang et al.[128]對松遼盆地晚白堊世發(fā)育的古土壤成土方解石Δ47的研究顯示當(dāng)時夏季溫度在15.2 ℃～42.1 ℃，與北美地區(qū)在該時期測定的結(jié)果一致。但由Δ47恢復(fù)的古溫度是碳酸鹽生長的溫度，這便要考慮兩個問題。其一是要考慮土壤碳酸鹽形成位置的溫度和近地面空氣溫度的差異，其二是要考慮碳酸鹽形成的季節(jié)，因為晝夜的溫度變化或季節(jié)性溫度變化可能超過研究時代的整體溫度變化幅度[107]。

根據(jù)目前研究結(jié)果，在土壤深度大于50 cm后，晝夜的溫度波動可以忽略不計[107]，由于成土方解石發(fā)育的深度普遍在50 cm左右，因此不考慮由土壤深度在不同樣品間導(dǎo)致的分異。對于成土方解石季節(jié)性響應(yīng)，Kelson et al.[107]收集了大量全新世土壤方解石Δ47和對應(yīng)的溫度，其研究顯示，大多數(shù)由Δ47恢復(fù)的溫度高于年均溫度，和年均溫差在-4 ℃～24 ℃之間。目前普遍認(rèn)為Δ47恢復(fù)的溫度為暖季平均溫度，在利用Δ47恢復(fù)古溫度時，還要綜合考慮土壤質(zhì)地、季節(jié)性降水時間和植被覆蓋情況。

4.5 成土菱鐵礦同位素特征

成土菱鐵礦（FeCO3）主要發(fā)育在濕潤的排水差、沼澤和缺氧的環(huán)境下。由于成土菱鐵礦發(fā)育在還原環(huán)境中，所以成土菱鐵礦的碳同位素能夠反映產(chǎn)甲烷菌的甲烷生成過程，但無法被用來研究古氣候信息[63，129]。成土菱鐵礦的氧同位素和溫度，與淹沒土壤的地下水中的氧同位素有關(guān)[130]，因此菱鐵礦氧同位素有很大的古氣候恢復(fù)潛力，但目前針對其開展的研究很少，值得進(jìn)一步研究。

5 結(jié)論與建議

野外特征可以指示模糊的氣候條件，如在某些特殊氣候條件下會發(fā)育氣候敏感性沉積物，可以指代對應(yīng)的氣候條件。泥巖地球化學(xué)特征與礦物學(xué)特征可以計算碎屑化學(xué)風(fēng)化程度。湖泊沉積巖的元素比值、氧同位素可以研究古氣候濕度與溫度的相對變化，并且基于測井和高精度采樣可以建立天文軌道周期性氣候變化研究。但由于泥巖是碎屑物質(zhì)經(jīng)過搬運、沉積而形成的，因此其反映的氣候信息只能是母巖區(qū)與整個沉積盆地大尺度范圍內(nèi)的綜合氣候變化信息。古土壤相比初次沉積的碎屑巖，其再次經(jīng)歷化學(xué)風(fēng)化作用，因此碎屑巖與古土壤反映的化學(xué)風(fēng)化信息存在差異。古土壤淀積層反映的是土壤形成區(qū)域更精確的風(fēng)化信息，可以根據(jù)古土壤淀積層中黏土礦物、成土方解石和土壤基質(zhì)的地球化學(xué)特征恢復(fù)古降水、古溫度等定量的氣候信息。

由于沉積特征指示的氣候存在很多不確定性，因此野外沉積特征只能對古氣候有一個簡單的認(rèn)識，如陸相紅層和風(fēng)成沉積等特征性沉積物都不能限定單一的氣候特征。然而，即便沉積特征只能指示相對模糊的氣候條件，但在古氣候分析中沉積特征有著不可取代的地位。由沉積特征劃定的氣候條件是高精度氣候分析的背景。通過沉積特征反映的氣候變化情況與定量方程所擬合的氣候信息相比，沉積特征反映的氣候特征的可信度更高。

需要注意的是，古土壤在陸相地層中廣泛存在。但古土壤相對于其碎屑母質(zhì)來說，古土壤上部經(jīng)歷了降水淋濾等再次化學(xué)風(fēng)化作用。在對陸相剖面各層泥巖的高精度分析時，如果沒有識別和區(qū)分古土壤，采樣時很可能將古土壤的淋濾層與母質(zhì)層一同采樣并分析。這會導(dǎo)致數(shù)據(jù)反映的古氣候特征有較大誤差。因此，建議對陸相沉積剖面進(jìn)行采樣分析時，首先要識別是否存在土壤特征而區(qū)分出相對成熟的古土壤。在對整個剖面采樣時，要注意避免采集古土壤淀積層及上方經(jīng)受成土作用的土壤層，但可以采集古土壤母巖層，將其地球化學(xué)信息和礦物學(xué)信息等參與到整個剖面化學(xué)風(fēng)化作用趨勢的討論。

與較細(xì)粒沉積巖相比，古土壤能夠反映氣候信息的定性指標(biāo)相對較多，但古土壤的發(fā)育受限于沉積環(huán)境，因而在地層中古土壤并不連續(xù)發(fā)育。并且相對于海相沉積，陸相沉積地層連續(xù)程度差并且常缺乏良好的定年數(shù)據(jù)，是陸相碎屑巖相對海相沉積巖固有的弊端。然而，陸相能夠指示與氣候相關(guān)更多的信息，如彌補(bǔ)海相地層氧同位素溫度數(shù)據(jù)大多來自中低緯度地區(qū)的不足，由古風(fēng)帶恢復(fù)的古代季風(fēng)變化，研究大陸內(nèi)部的局部氣候差異，海相氣候與陸地氣候的對比與變化機(jī)制的探索和陸相生物與氣候的協(xié)同響應(yīng)等。陸地是人類的主要生存環(huán)境，因此對陸相氣候更加深入地了解可以更好地預(yù)測未來氣候變化對人類生存環(huán)境的影響，陸相古氣候的恢復(fù)必不可少。此外隨著“地時”（earth time）研究計劃的不斷開展，越來越多高精度的定年數(shù)據(jù)被發(fā)表，陸相古氣候研究的可對比性不斷加強(qiáng)，氣候反映的時代也被進(jìn)一步約束。但目前還需要對深時古氣候建立更多分辨率更高更可靠的研究方法，并且各種數(shù)據(jù)之間的相互關(guān)系，如各時期生物、礦產(chǎn)等與氣候變化的耦合關(guān)系也值得更深入的討論和分析。

致謝 感謝審稿專家和編輯部老師提出的寶貴意見。

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