气候地层学的研究方法

气候地层学的研究目标是在沉积物气候记录研究的基础上，建立气候旋回序列，经与全球或地区气候旋回变化的时间标尺对比，从而进行地层的划分。显然，地层是气候地层学重要的物质基础与先决条件，而气候则是从地层的有效组分中提取出来的成因概念。在这方面，气候地层学与传统的地质学工作方法一样，基本上也是采用野外调查与室内实验分析相结合的工作方法。异点在于，前者更强调第四纪冰期—间冰期及更短时间尺度的气候变化。尽管如此，进行气候地层划分对比时，岩石地层、生物地层和年代地层学仍然是其重要的基础，尤其在面对陆相和海陆交互相地层时显得更加重要。不言而喻，气候地层学的基本目标决定了其主要针对的是第四纪沉积及其记录了什么样的气候环境与变化，以及是什么因素引起气候环境的变化。这些，对于我们认识地球环境的过去、现在乃至未来均具有重要意义。

气候地层学的研究方法，说到底就是从地层中提取古环境信息并加以分析与推断的方法。以下仅列出一些通常采用的方法。

15.2.1　野外观察与描述

对于大陆范围沉积，采用野外观察与描述用来说明气候环境变化非常重要。特别是对于一些特殊的地质现象，野外观察与描述对室内分析、判断往往起至关重要和不可替代的作用。以下只选择我国干旱、半干旱区一些沉积现象和其说明的气候意义作介绍。

15．2．1．1　冰川堆积与冰缘现象

冰川堆积即是那些碎屑颗粒大小混杂、层理不清的冰积物，又因含有黏土和砾石而曾称为泥砾(boulder clay);冰川搬运的十分巨大的石块称为冰川漂砾，往往带有擦面和擦痕。这类堆积物的存在，直接指示冰川作用的发生，代表了北半球生物气候带曾经大幅度南移或者雪线呈现剧烈下降。

冰缘现象又称冰缘构造，主要表现形态系冻融褶皱和冰楔或者砂土楔状体，是地质时期多年冻土的产物。作为一种与寒冷气候紧密联系的表型，这类现象在气候地层学研究中具有不可替代的作用。除高海拔的山地高原外，我国现代纬度多年冻土主要分布于N46°36＇—53°30＇，而末次冰期(71～11．7ka B P)冰盛期的冰缘构造在贺兰山以东的地区至少向南可以达到N37°。这表明，这一时期的生物气候带曾一度大规模南移10个纬度，气温较今降低8～12℃(董光荣等，1985)。期间，自贺兰山—阿尔泰山多年冻土南界以北曾连成一片(崔之久等，2004)。值得注意的是，我国的冰缘现象并不是孤立的，涉及到世界性的冰期气候，至少北半球是如此。较早时期就有学者认为，冰期鼎盛时的海洋损失的海水层在100余米，而北半球高纬却能够积累厚达3000m左右的冰盖，其中仅北美洲的冰盖半径就有1800km，中心厚度更可达4000m(杨怀仁，1979)。可以想见，海平面下降引起的大陆面积增加和冰流的发展规模，这势必强迫上述我国冻土带大规模的南移。

15．2．1．2　黄土与古土壤

黄土广泛分布于中纬温带地区，黄土—古土壤序列以中国和欧洲最为完整。长时间序列的黄土—古土壤还可见于中亚及西伯利亚。黄土是我国最具特色的第四纪沉积物，厚达百米至数百米的黄土不仅广泛出露于黄土高原，还有厚达670m之多的黄土覆盖在西昆仑山北麓。黄河中游黄土的研究结果表明，黄土是在干旱寒冷的冬季风作用下的类似于现代沙尘暴天气过程的产物。在黄土高原至以南的关中平原，巨厚的第四纪黄土层中含有数十条加积型的古土壤条带，代表了黄土沉积的“间断”(刘东生等，1985;丁仲礼，刘东生，1989;丁仲礼等，1999)。其中，除了末次冰期以来的几层黑垆土(郭正堂等，1996)外的绝大部分古土壤，被认为属于暖温带环境下发育的褐色土，而黏化程度较高的褐色土还反映出较暖温带水热条件更佳的成壤作用。因此，黄土—古土壤旋回可视为气候旋回，是东亚冬夏季风环境变化的产物。

15．2．1．3　沙丘砂、黄土状亚砂土与古土壤和河湖相

沙丘砂主要分布于中国北方沙质荒漠地区，另在青藏高原、我国东南部海岸、海岛等亦有零星分布，是地质时期的沙漠或沙地存在的最为直接可靠的地质标志。古老的沙丘砂可以划分为古流动沙丘砂和古固定—半固定沙丘砂，灰黄—棕黄色，有时可见棕红—橘红色。古流动沙丘砂几乎全部是由以细砂粒级(100～250μm)为主、极细砂(50～100μm)为次的矿物碎屑组成，松散且分选比较均匀;古固定—半固定沙丘砂粒级组成和含量亦大同，但含有一定的粉砂和黏土，较致密且分选中等，垂直节理较发育，无层理并可见植物根系。根据调查，古沙丘砂中休止角所指示的古风向与之所在地点现代盛行的冬季风的风向一致。由此，也可以将古沙丘砂视为过去冬季风的产物。如在新疆于田县东南戈壁砾石层之下伏的沙丘砂层位:YTS 5b(相当于氧同位素5b亚阶段即“OIS 5b”)显示接近于沙丘休止角的层理构造，其产状为205°∠32°(图15－2)，指示其形成时的风沙流是来自与现代冬季风一致的北北东风向。

图15－2　新疆于田县东南戈壁面之下的古沙丘砂及其休止角
(时代:晚更新世早期的OIS 5b)

黄土状亚砂土　这是一种类似黄土的风成的砂质堆积，广泛分布于中国的沙漠—黄土的交界地带，以塔克拉玛干沙漠南缘至昆仑山北麓之间分布的这类沉积尤为典型，其时代最迟在0．8 Ma B P即已出现(李保生等，1998)。表面来看，其与黄土似乎并没有什么明显不同(图15－3)，分选较均匀且有时也具有类似黄土的那种垂直节理，唯风成的极细砂(直径50～100μm)含量较高(＞50%)。早期研究者认为，昆仑山北麓的这类沉积是塔克拉玛干沙漠向南扩张的产物(周廷儒，1963;吴正，1981)，后来的研究(李保生等，1998)认为这也是干冷气候环境的产物。显然，这类沉积对于确定沙漠—黄土交界带的移动与绿洲环境变化具有特殊意义。

图15－3　新疆昆仑山北麓的亚砂土堆积
(时代:晚更新世)

古土壤　在此尤指在地质过程中与沙丘砂或者亚砂土进行正逆交替过程中形成的土壤。沙丘砂或者亚砂土代表干旱寒冷时期沙漠“活化”或者扩张的正过程，当气候边界条件改变并受到良好的水热条件影响时，这类沉积物构成的地表首先能够生长草灌植物使得沙丘或沙地表层得以固定并形成沙质荒漠草原;如果良好的水热条件持续时间较长或者水热强度增加，有利于疏林乃至森林草原生态环境的形成，亦势必导致土壤化过程加强，形成地表以砂物质为母质的古土壤，称之为砂质古土壤。根据调查，贺兰山以东的中国沙漠沙地的第四纪层序广泛发育代表暖温带气候的棕褐色土(图15－4)，只是到晚更新世后期—全新世即末次冰期以来，这类土壤不复存在而被代表温带气候的黑垆土替代(董光荣等，1991)。另外，贺兰山以西的中国沙漠的第四系普遍缺乏古土壤，但反映古代绿洲的土壤仍然存在于现在的绿洲及其外围。在塔克拉玛干沙漠南缘的土壤称之为“绿洲土”(Li et al．，2002)，在巴丹吉林沙漠的西北边缘仍称之为土壤(温小浩等，2005)。但这类土壤通常又属于棕漠土类，形成的时间仅见于末次冰消期以来的地质时期。

图15－4　毛乌素沙漠南缘萨拉乌苏河沿岸出露的棕褐色土
(时代:晚更新世的OIS 5a)

河湖相　在此系指在地质过程中与沙丘砂或者亚砂土进行正逆交替形成的河湖相沉积。沙丘砂或者亚砂土代表干旱寒冷时期沙漠“活化”或者扩张的正过程，当受到良好的水热条件影响时，这类沉积物在低洼区域者就可能受到降水作用形成的河流、湖泊及沼泽沉积(图15－5)的影响(是沙漠演化的逆向过程)，进而覆盖由前期沙丘或者沙地构成的地表，并通过水的下渗和在水平方向上与河流、湖泊等水体的交换过程中产生的化学溶液使得下伏沙丘得以胶结、固定。因此，在中国沙漠乃至在黄土地区，河湖相通常可视为一种暖湿气候的标志(董光荣等，1991)。应该指出的是，并不是所有的河湖相都是这种气候的标志。我国西北内陆第四纪时期的一些大型湖泊，如青海湖、罗布泊等，在相当长的时期一直是成湖环境，其记录的水热条件还需从地层中其他指标提取。

图15－5　毛乌素沙漠南缘萨拉乌苏河沿岸邵家沟湾地点湖沼相(OIS 4)及其下伏的沙丘砂

河湖相中还有一种广见于中国东部沙漠与沙地中的丘间洼地相沉积。这是主要受降水作用于沙丘或沙带之间洼地积水形成的含较多钙溶液胶结沙粒所形成的砂层(图15－6)。钙质砂层多属于灰—白灰色细砂—极细砂，较致密，一般仅有1cm至数厘米厚。此类沉积亦可以近似地视为气候温暖的间沙漠期堆积。

荒漠漆与石膏楔状体　两者代表了沙漠堆积或者荒漠化过程中极端燥热的气候背景。荒漠漆主要发育在岩石及冲洪积、冲坡积砾石表面，形成薄层灰黑色的“漆皮”。荒漠漆漆皮(2～5μm)物源以大气尘埃为主，形成时间一般需要数千年(Smith＆Whalley，1988);荒漠“漆皮”为富铁或富锰“漆皮”。据对塔里木盆地的荒漠漆的研究，富铁的荒漠“漆皮”的SiO2、MnO、Fe2O3的含量依次为63．80%、0．236%、16．26%;富锰的荒漠“漆皮”依次为31．55%、20．26%、11．11%(王贵勇等，1995)。我国甘肃西部至新疆吐鲁番—哈密分布广袤千里的戈壁砾石以及西部山麓边缘第四系中分布的冲洪积、冲坡积砾石，其表面的荒漠“漆皮”(图15－7)可能代表其形成时期的环境相当于一个大气的“静风期”，或许在具有微量降水降尘且在极度的热力作用下，加之气候干旱与昼夜温差，才有利于戈壁荒漠“漆皮”SiO2等物质的形成，故认为期间属干燥炎热的环境。石膏楔状体是“多次吸水膨胀和失水收缩而产生的地层扰动与形变”(陈惠忠等，1991)。在矿物结晶学上，这意味着至少存在一次生石膏转变为熟石膏的过程，而实现这一过程所需要的地表温度应该≥128℃。

图15－6　毛乌素沙漠南缘萨拉乌苏河沿岸的丘间洼地相
(时代:晚更新世晚期的OIS 4)

图15－7　阿尔金山北麓埋藏于古沙丘砂中的砾石及其表面的荒漠“漆皮”
(时代:晚更新世晚期)

15.2.2　具有指示气候意义的古生物化石

第四纪时间短暂，生物进化不显著，因此在确定地层时间界限时往往被认为缺乏可资论证的“标准化石”。但这并不影响古生物在说明地层形成时的古生态这种令人信服的作用。尽管如此，由于过去对更新统三分的原则，这就不可避免地带来在一个动物群中存在喜冷喜暖动物混杂、森林草原甚至荒漠草原动物共生的现象。这在我国北方标志性生物地层学系统中的泥河湾(早更新世)、周口店(中更新世)和传统的萨拉乌苏(晚更新世)哺乳动物群中表现得颇为明显。当然，采用阿尔卑斯冰期－间冰期划分来审视这类动物群指示的气候特征时，第四纪晚期动物各个成员构成的总体面貌也基本支持这类气候地层划分的方案。例如，后来被认为属于里斯—玉木间冰期的萨拉乌苏动物群适应相对温暖湿润的森林草原环境，而其后的玉木冰期的城川动物群则适应干旱寒冷的荒漠草原环境(李保生等，1989)。后者与我国东北的所谓冰河时代的猛犸象—披毛犀动物群同期。类似现象似乎也在欧洲的晚更新世动物群中得到印证。例如，从较早时期获得的研究资料可知，法国Fontéchevade地点的里斯—玉木(或称伊姆)间冰期地层含有梅氏犀(Dicerorhinus mercki)化石，德国Ehringsdoprf地点相同时期的地层含梅氏犀和古象(Palaeoloxodon antiquus)，代表了间冰期的温暖气候;德国Ehringsdoprf地点末次冰期层位则出现披毛犀(Coelodonta antiquitatis)、野牛(Bison sp．)、洞熊(Ursus spelaeus)和猛犸象(Mammuthus primigenins)等冰期动物组合(Alimen，1966)。即使如此，依然难以避免上述问题的存在。例如，吉林的猛犸象—披毛犀动物群中就含有南方属种的王氏水牛(Bubaluswansjocki)(姜鹏，1977);间冰期的萨拉乌苏动物群还具有可适于干冷环境下的动物成员—诺氏驼(Camelus knoblocki)、鸵鸟(Struthio sp．)。出现这一现象的可能原因是一个动物群往往是相当于深海氧同位素曲线中的两个或者更多冷暖阶段动物的混合。

目前，广泛用于说明气候地层的古生物有脊椎动物、孢粉、软体动物、有孔虫、介形类、藻类等化石，有时亦见植物甚至是昆虫类化石。其中，应用最广泛的是孢粉、有孔虫和脊椎动物化石。对于千年尺度气候变化频率较高的晚第四纪陆相地层而言，如采用软体动物说明气候及其变化也许是一个很好的选择。软体动物中陆生蜗牛一般迁徙能力很弱，生态环境的阻隔使其适应能力较差，对生活环境的变化较为敏感，如温度、湿度，尤其对湿度的要求比较严格，而软体动物中水生淡水螺类对水温有一定的要求;无论是陆生蜗牛，还是淡水螺类，其适应能力大多只局限在一定的范围。20世纪80年代，Chen et al．(1985)对洛川黄土剖面的陆生蜗牛化石进行研究，提出以华蜗牛(Cathaica)和间齿螺(Metodontia)分别代表季风控制下的冷干和暖湿气候;90年代，Rousseau et al．(1990，1991)发现P．loessica和V．tenuilabri两个物种类群，提出这两个类群与Vertigo genesii是欧洲大陆至关重要的更新世生物地理和生物地层标志。另外，Zhang et al．(2004)，Li et al．(1998a，1998b)还将其作为重要佐证进行沙漠—湖泊环境变迁的讨论。

从气候地层学出发，如果按大家普遍公认的深海氧同位素(Shackleton＆Opdyke，1976;Ruddiman et al．，1989;Bond et al．，1993)和中国黄土—古土壤气候变化曲线作为时间—气候标尺来考察具有典型气候意义的古生物，则要求在地层划分方面更加详细，厘清诸沉积相单位及其所含化石，这样，更有利于提取真实的气候环境记录信息。

15.2.3　其他物理、化学等气候代用指标

在说明气候及其变化时，地层中理化分析数据等代用指标一直得到广泛应用并在气候地层学研究方面发挥出重要作用，尤其是在说明某个特定区域的环境变化时，相关的代用指标往往起到十分关键的作用。气候代用指标可以分为物理的、化学的和综合的几种类型。在这部分内容中，主要参考刘东生主编的《黄土与干旱环境》(2009)中的有关章节，简要介绍如下。

15．2．3．1　物理指标

(1)磁化率。磁化率是20世纪70年代创立的环境磁学中一项重要的环境指标，因其敏感性和精确性且测量操作具有便宜、简便、快捷，对样品无破坏的特点而得到广泛地应用(Thompson，1975;刘秀铭等，1993;Kukla，1987)。沉积物磁化率是衡量沉积物在外磁场作用下被磁化难易程度的物理量，一般分为体积、质量、频率磁化率。沉积物是在特定的沉积环境中形成的，记载了环境条件的变化，其所携带的磁性矿物则因其对环境的灵敏反映和记录的稳定性而成为较好的环境示踪指标。

20世纪70年代，人们注意到黄土高原古土壤磁化率比黄土高的现象(李华梅等，1974;安芷生等，1977)。Heller和刘东生系统测量了中国洛川黄土剖面样品的磁化率，发现由古土壤和黄土磁化率的峰谷变化曲线可以与深海沉积δ18 O曲线进行对比，指出磁化率曲线可能反映了黄土与古土壤形成时的古气候环境变化(Heller＆Liu，1982，1984)。尽管目前人们对黄土、古土壤磁化率变化的原因和气候意义的理解还存在分歧，但作为一种气候变化的替代性指标已得到了广泛的应用。例如，采用黄土—古土壤序列磁化率变化揭示东亚夏季风的演化(An et al．，1991);依据150 ka以来黄土—古土壤序列磁化率的测量结果，探讨了自那时以来黄土高原夏季风的演化格局(孙东怀等，1996)。中国黄土的磁化率作为气候的重要代用指标还被列入国际地层学委员会2011年编制的过去2．7Ma全球年代地层对比表中(Cohen＆Gibbard，2011)。

另外，海洋和湖泊沉积物磁化率可作为碎屑沉积物来源和相对沉积速率变化的标志(刘东生，2009)。在中国沙漠环境变化研究方面，Li et al．(2005)和Lu et al．(2010)先后对毛乌素沙漠米浪沟湾剖面的OIS 5和OIS 1沙丘砂与河湖相、古土壤序列的磁化率进行了测量，发现前者磁化率值低，河湖相和古土壤序列的磁化率明显增高，认为这是东亚冬夏季风环境变化的结果。

(2)粒度。碎屑和黏土沉积物粒度组成是判别沉积相与沉积介质动力条件的标志。在河湖相中，粒度组成对于甄别是河流主干道还是边滩、河床沙坝、泛滥盆地、牛轭湖、二元结构的情况十分重要;一个延续较长时期的湖盆，给水量及其变化往往也是通过粒度及其变化加以揭示的。对于风力搬运的沉积物而言，其粒径一般小于300μm。其中，沙丘砂中值粒径多在50～250μm，典型黄土中值粒径多在8～31μm。在沙尘暴过程中，50～300μm颗粒呈风沙流近地面跃移，搬运距离有限;粉砂粒级中16～50μm颗粒呈短时低空悬浮状态;随着风力减弱至最后沉降，搬运距离可达102～103 km;小于16μm的颗粒呈长期高空悬浮状态，随降水或吸附于粗粒表面而被沉降到地表，甚至可跨半球被长距离搬运。虽然，所述这些似乎直观表述了沉积环境的变化，其实沉积环境及其变化往往又受控于气候变化的制约。Hovan et al．(1989)研究的离中国中部粉尘源地约3500km、地处中国大陆下风向(西风带)2500km的太平洋V21－146孔(N37°41＇，E163°02＇，深度3968m)，其风尘百分比、通量、粒径的变化与深海氧同位素高度相关，即说明是气候变化导致的风尘变化。另外，河道或湖泊水体的丰缺、沙丘砂颗粒指示的风力等，也同样离不开气候因素的影响。

在运用粒度说明气候及其变化，为大家所接受的其成功的例证是对黄土高原黄土的研究。刘东生等(1966)通过分析马兰黄土空间上的变化后发现，马兰黄土从西北向东南颗粒变细，并相应划分为砂黄土带、黄土带和黏黄土带，指出这不仅与粉尘沉积的风力强弱有关，而且还与其搬运的距离有关;卢演俦等对洛川黄土剖面黄土—古土壤序列的粒度变化研究，发现古土壤的粒度组成明显细于黄土，由此推断黄土堆积时的气候条件要比古土壤发育时干旱寒冷得多(刘东生等，1985)。

运用粒度说明气候变化还反映在第四纪沙漠演化过程中的东亚冬夏季风环境变化方面(李保生等，1988;张宇红等，2001)。另外，李志文等(2010)的研究发现，现地处南亚热带的粤东北末次间冰期红土在＜2μm或者＜1μm的含量上与我国热带北部砖红土相同粒级含量颇为一致，据此结合地化指标等推论其形成于类似于现今热带北部的气候环境。

近年来，还有学者运用粒度说明最近50年来青藏高原的环境变化。如Wu et al．(2013)通过青藏高原中部唐古拉冰芯的粒度指标研究，发现20世纪60年代以来，冰芯中粉尘通量明显增加与高原变暖同步发生，这为研究全球变暖背景下亚洲粉尘的变化趋势、青藏高原冰雪消融前景以及“高原变暗”(太阳辐射减弱)提供了重要的科学支撑。

15．2．3．2　地球化学指标

用于说明古气候的地球化学指标很多，具体原理详见“第10章化学地层学”，以下仅列举一些常见的指标。

1)氧同位素

海洋底栖有孔虫介壳碳酸盐氧同位素研究表明，海水温度每下降1℃，18 O富集量相对于16 O增加0．02‰;反之18 O/16 O比率即δ18 O降低，反映气候温暖。在冰期时更多海水被固定在南北半球高纬度地区和其他纬度高山高原(冰川)，这些主要来自海水蒸发后以固体降水的形式固定下来的，而蒸发的过程中有氧同位素分馏，16 O更容易进入气相，从而使得海洋δ18O含量增加。由于海洋18 O丰度又受大陆冰量控制，随大陆冰量增加，海水18 O富集，因此，底栖有孔虫δ18O值在海洋沉积物剖面中的变化主要是大陆冰量的反映，是冰期间冰期循环的标志。Shackleton et al．(1973，1977)首次提出的太平洋V28－238钻孔岩芯δ18 O曲线、Imbrie et al．(1984)和Prell et al．(1986)得到的复合δ18 O曲线——SPECMAP曲线、Bond et al．(1993)的DSDP607孔δ18 O曲线分别是氧同位素地层学的基础之一，可供全球进行气候地层学对比。

氧同位素在说明中国黄土—古土壤的气候环境方面亦发挥出重要作用。黄土—古土壤中次生碳酸盐的氧同位素组成与大气降水的氧同位素组成有关，而后者又与当地年平均温度成正相关。韩家懋等(1995a，1995b，1996)测量了洛川等黄土剖面与古土壤有联系的成层钙结核、黄土剖面中分散状小结核以及全岩碳酸盐的氧同位素组成，根据Cerling(1984)对现代土壤碳酸盐氧同位素研究提出的土壤碳酸盐δ18O值的变化与大气降水δ18O值的关系，以及国际原子能机构(IAEA)积累的大气降水的δ18O值与当地年平均温度有很好的直线关系的事实，探索了利用黄土—古土壤次生碳酸盐δ18 O值变化估算古土壤形成时的古温度的可能性。氧同位素还见于重建过去湖泊沉积时的古环境。一般来说，湖相碳酸盐δ18 O值越高说明湖水蒸发速率越快，主要反映出流域降水与蒸发(尤其是湖面蒸发)的平衡问题，可以揭示其沉积时的环境及其变化的作用。

对于大型深水湖泊(如青海湖)，碳酸盐氧同位素组成能够较好地反映气候的低频变化;而对于小型浅水湖泊(如巴里坤湖)，则主要反映气候的高频变化(刘东生，2009)。

另外，湖相沉积中无氧矿物盐类包体水氢、氧同位素组成能够直接指示盐类矿物沉淀时盐湖水氢、氧同位素特征。张彭熹和张保珍(1991)通过对达布逊盐湖沉积物岩芯中石盐包体水氢、氧同位素组成分析认为，盐类矿物水δD、δ18O值主要与温度有关。

2)化学风化指数

(1)CIW。CIW是土壤学中常用的化学风化指数之一，CIW=Al2O3/(Al2O3+CaO+ Na2O)×100。在该式中，元素浓度为摩尔(mol)浓度;CaO为非碳酸盐相(Harnois，1988)。元素在化学风化过程中化学迁移能力的顺序为Ca＞Na＞Mg＞K＞Si，而Ti、Al几乎不移动(Faure et al．，1991)。在黄土、古土壤非碳酸盐矿物中，Ca和Na主要赋存于长石中，因而CIW主要反映了浅色矿物(主要为长石)的风化分解出来的Ca2+和Na+被淋滤的程度。Gu et al．(1996)发现黄土和古土壤的Na/Al、Mg/Al比值与10 Be/Al比值具有高程度的负相关，证明黄土高原降水量是影响元素淋滤的决定因素。因此，CIW可作为夏季风强弱的替代性指标。

(2)Fe2O3/FeO比值。铁是常量元素，在地壳中的丰度可达3．5%～5．8%(南京大学地质学系，1979)。铁是变价元素，在地表环境中，Fe2+有较强的迁移能力，而Fe3+迁移能力很弱。因而，在风化成壤作用过程中，铁含量变化主要取决于介质的氧化还原电位(Eh)和酸碱度(pH)，即在酸性还原条件下，随风化作用的增强，铁以Fe2+形式大量迁出土壤;而在碱性、弱碱性氧化条件下，铁并不发生迁移，随着含铁矿物的风化，Fe2+被氧化成Fe3+。因此，黄土、沙丘砂、古土壤中全铁含量的变化主要反映还原作用强度和酸度的变化。高尚玉等(1985)曾分析了陕西北部榆林含沙丘砂的第四纪地层剖面，发现Fe2O3/FeO比值在沙丘砂层低，而在其上覆的土壤层高，认为这分别是冰期干冷和间冰期暖湿气候导致的结果。

(3)化学蚀变指数CIA。这是判断源区化学风化程度的重要指标，表达式为:

式中:CaO指硅酸盐中的CaO(Honda＆Shimizu，1998)。

研究表明，CIA值越高，指示风化程度越强。李志文等(2010)对发育于粤东北末次间冰期的蕉岭红土的主量化学元素研究发现，其CIA值为95．07～96．24(平均值95．92)，明显高于广州的赤红土(89．20～91．76)，低于徐闻的砖红土(98．4)，反映出蕉岭红土的富铝化程度较赤红土强而较砖红土弱，认为其是类似于现今热带北缘气候环境的产物，其时的热带/亚热带界限向北推移了至少3个纬度。李保生等(2008)通过对比广东河源临江剖面末次冰期(73～11ka B P)棕黄色粉砂与地处暖温带的陕西武功现代棕褐色土的CIA值，发现二者非常相近，进而提出南岭以南的现今南亚热带在末次冰期时主要属于暖温带气候环境。

(4)有机质含量。土壤中有机质主要来自于土壤的生物作用。有机质的含量除与生物生产力有关外，还与有机物残体的氧化和降解作用的程度有关。黄土、古土壤中有机质的含量也许还与粉尘沉积速率和粉尘固有有机质的含量有关。近年，Du et al．(2012)在研究毛乌素沙漠末次间冰期地层时发现，在以河湖相和古土壤为主的OIS 5a、OIS 5c、OIS 5e地层中有机质含量都较以沙丘砂为主的OIS 5b、OIS 5d要高，似乎也说明生物量在指示的冰阶—间冰阶环境上的差异。

(5)Sr/Ca比值。元素Sr与Ca具有极其相似的地球化学性质，丰度是它们之间主要的差别。Sr常常呈类质同象存在于含Ca的矿物中，如Ca的碳酸盐矿物。在表生条件下，Sr取代Ca形成类质同象的能力主要取决于矿物形成时介质的Sr/Ca比值和温度。介形类是湖泊中最常见的生物，其介壳主要由碳酸盐组成，因此，理论上介形类介壳碳酸盐Sr/Ca比值与湖水Sr/Ca比值有关。Chivas et al．证实介形类介壳碳酸盐Sr/Ca比值与其寄宿水盐度成正相关(Chivas et al．，1986a，1986b)。张彭熹等(1994)通过对现代青海湖湖水Sr/Ca比值和盐度的分析，也表明Sr/Ca比值与盐度具有很高的正相关性。另外，湖水盐度的变化与湖面升降成负相关，故认为青海湖沉积物介形类介壳碳酸盐Sr/Ca比值，不仅是湖水盐度的标志，而且是湖面升降的指标。然而，Sr在共生的不同矿物中取代Ca的晶格位置的能力是不同的，如Sr在共生碳酸盐矿物中的含量由大到小的顺序依次为文石、方解石、白云石，这主要是由Sr取代Ca所引起的晶格能差别决定的。

CIA=n×(Al2O3)×100/［n×(Al2O3)+n×(CaO*)+n×(Na2O)+n×(K2O)］

*

15．2．3．3　矿物指标

(1)湖相碳酸盐岩。内陆湖泊沉积物中碳酸盐，如方解石、文石、白云石和菱镁矿等主要来自于湖水的化学沉淀。当碎屑沉积速率基本不变时，这些碳酸盐矿物在沉积物中的含量取决于湖水中Ca2+、Mg2+的沉淀速率。对于湖水中浓度较低(滞留时间较短)的Ca2+，其碳酸盐矿物沉积速率就依赖于湖水单位面积的蒸发速率和补给水Ca2+的浓度，对于湖水中浓度较高(滞留时间较长)的Mg2+，其碳酸盐矿物沉积速率的变化则与湖面变化有关(顾兆炎等，1994)。

(2)海相碳酸盐岩。现代深海沉积物中碳酸盐几乎全是生物成因的，其含量变化受到陆源组分的稀释作用、碳酸盐的溶解作用以及生物生产力等因素控制。由于主导因素的差异，不同的洋区可产生不同类型的碳酸盐沉积旋回。例如，太平洋的碳酸盐沉积旋回与大西洋的不同，表现为冰期时碳酸盐含量高、间冰期时含量低的特征，反映了两个大洋古海洋学环境的差异(Luz＆Shackleton，1975)。尽管如此，它们都受制于古气候的变化，是对气候周期的直接响应，因此，碳酸盐含量变化也是第四纪气候地层对比与划分的重要手段之一。

(3)黄土、古土壤中的碳酸盐岩。黄土、古土壤相中碳酸盐几乎全是方解石，在成因上可分为原生方解石(粉尘携带碎屑方解石)和次生方解石(成壤作用过程中形成的)，在赋存状态上可分为分散状和结核状。黄土、古土壤中总的碳酸盐含量和原生方解石与次生方解石的比值，除受粉尘碳酸盐含量影响外，主要取决于由降水量所控制的淋溶作用的强度，两者都随降水量的增加而降低。在黄土高原东南部，黄土中碳酸盐几乎全为次生，古土壤中碳酸盐除底部结核外，分散状碳酸盐几乎淋滤殆尽，表明碳酸盐的淋溶作用并未贯穿整个成壤作用过程，可能主要发生在成壤作用开始阶段。而在黄土高原西北部，不仅古土壤中有一定量的分散状次生碳酸盐，而且黄土中原生方解石也较为可观，反映碳酸盐的淋溶改造并不彻底。然而，事实似乎是如此，即淋溶作用并未将碳酸盐带出黄土—古土壤序列，仅使之在深度上重新分布。因此，黄土—古土壤序列中碳酸盐含量的变化主要反映古降水总的变化趋势。

(4)石英。石英是沙丘砂、粉尘、黄土和古土壤中最主要的矿物，同时在表生环境中它是抗风化能力最强的主要矿物，因而在远洋沉积物中它又是估算粉尘记录、通量的标志(Rea et al．，1988;Leinen，1989)。如有学者认为西太平洋RC10－175孔OIS 5以来出现的7～8个石英含量峰值即代表了风尘沉积的高峰期(王慧中等，1998)。它的粒度变化同样也是粉尘(无论是在远洋沉积物中，还是在沙丘砂、黄土、古土壤中)粒度变化的指标。也有用石英氧同位素探求其物质来源的报道(Gu et al．，1987)。沙丘砂、黄土、古土壤中石英粒度已作为指示我国冬季风及其强度的替代性指标(Xiao et al．，1995;Li et al．，2007)。 Porter＆An(1995)曾经在洛川黑木沟黄土剖面运用石英的中值粒径与北大西洋Heinrich事件进行对比，揭示出亚洲冬季风变化中包含了若干与该事件相关的变化。

(5)重矿物组合及风化系数。这是将重矿物(比重＞2．9)分为不稳定、较稳定、稳定和极稳定矿物之后，评估沉积物堆积时的气候环境。较早时期，王克鲁和裴静娴(1964)曾采用这一方法对山西隰县午城镇黄土与黄土中的埋藏古土壤进行了分析。他们发现，埋藏古土壤层中不稳定矿物比黄土还少，而稳定和极稳定矿物含量增加，认为前者形成时的气候温暖湿润，后者干燥寒冷。李保生等(1991)根据对萨拉乌苏河流域中更新世末期以来的地层中碎屑矿物分析结果，将重矿物分成上述4类，按前两者与后两者比值即称之为的“重矿物风化系数”的变化，发现老的沙丘砂中的较高，而其中的河湖相较低，认为这是在干冷和暖湿气候环境下导致的结果。

总之，气候地层学的研究方法特别是在气候代用指标方面还有较多可借鉴的手段，例如很早以来基于对黏土矿物种类及其含量的评价和对扫描电镜微形态的观察加以说明沉积时的古气候，20世纪80年代以来陆续采用植物硅酸体、碳同位素和Rb/Sr比值揭示沉积时的古环境等，不再一一赘述。