古气候判别标志
铀矿区、矿床在断陷红盆带中或带旁的空间定位往往受热源体的发育制约。这些热源体的发育时间，一般与该区的铀成矿期相近似，它们呈酸性或中基性侵入体、岩墙等形式产出，因此，古热源区亦是良好的找铀的间接标志。古热源区的判别标志为：
（1）一个大花岗岩体的多期、多阶段的岩浆活动中心，特别是晚期岩浆活动中心。辉绿岩、煌斑岩、花岗斑岩、石英斑岩等脉岩发育区。
（2）多期活动的复杂火山机构，晚期次火山岩发育区。断陷带中的中基性岩浆活动地段。
（3）一系列热事件导致的岩石遭受大面积热水蚀变区。
（4）不同规模的岩浆作用成因的环形体、相互套叠部位。
（5）温泉、气泉、地热异常区。
前人通过贯穿整个济阳坳陷的主干地震剖面、大量岩心和测井资料的综合分析，对一、二、三级层序界面进行了精细识别，并概括出济阳坳陷各级层序界面的主要识别标志。
(一)地震反射结构
各级层序界面在地震剖面上最直观的识别标志有:①削顶或冲刷充填造成的不整合;②地层沉积上超造成的不整合;③底超和顶超;④强震幅反射同相轴所显示的上下地层的截然差异等(田景春，1994)。
二级层序界面具明显的地震反射特征，界面之上为上超或下超反射，界面之下为削截反射特征。如济阳坳陷的一级层序(构造层序)界面TSBR(TR)、TSB1(T1)(图2－1)和二级层序(层序组)界面SB7(T7)、SB'6(T6)(图2－2)、SB'2(T'2)等。
图2－1 东营凹陷地震3624测线TR，T1反射界面特征
图2－2 惠民凹陷地震518.9测线T6'反射界面特征(据潘元林等，2004)
三级层序界面，在坡折带之上为暴露或下切水道剥蚀不整合，其地震反射标志为顶平、底凸并切割下伏同相轴，使下伏同相轴与层序界面呈削截关系;而坡折带以下的盆地内为连续沉积，地震反射结构表现为底超或同相轴的强反射(图2－3)。
图2－3 东营凹陷地震93.9测线(牛庄－梁家楼地区)反射结构和层序地层解释
三级以下的高频层序界面，有些具有清晰的地震反射连续同相轴与之相对应，并在一定区域内可进行对比追踪。初始湖泛面和最大湖泛面均为强的连续反射同相轴，前者为整合反射关系，后者为下超面，如T2、T4、T6反射标准层(图2－3)。这两个界面在地震剖面上把层序划分为具下切水道反射特征的低位体系域(LST)、平行反射结构的湖扩展体系域(EST)和前积反射结构的高位体系域(HST)(图2－3)。但也有些界面在地震上直接识别的难度较大，需要根据单井识别的层序界面在地震剖面上进行追踪来确定。
(二)测井相标志
1.测井曲线形态标志
(1)测井曲线基值发生明显改变，层序界面位于基值的转折点上。层序界面之上为相对高自然电位基值、低电阻率基值，界面之下则相反，或表现为电阻率基线的明显变化(图2－4);或者自然电位基值不变，界面之上为低幅“弧形”电阻，界面之下为高幅“刺刀状电阻”。这是以不整合面或较大沉积间断面作为层序界面时，界面上下地层岩性、岩相的差异性和差异压实作用造成的。一、二级层序界面都有这种电性特征。
图2－4 王70井层序划分的测井曲线标志
(2)层序界面位于反映加积的“箱状”或退积的正旋回“钟形”自然电位曲线的底部。这是由于层序界面之上发育下切水道、水下辫状河道或浊积扇砂体之故。层序界面位于反映进积的反旋回自然电位曲线的顶部(图2－5)，这是高位体系域发育进积型沉积体系的测井响应。
(3)干旱气候环境下，反映大段盐膏层的高电阻率曲线段的顶部为层序界面。
(4)层序界面除在自然电位曲线和电阻率曲线上有明显的特征外，在自然伽马能谱测井曲线上也有明显的特征。层序界面位于伽马能谱基值和铀含量基值由低到高的突变部位，界面上下的钍含量和Th/U也有明显的变化。
2.测井资料衍生标志
(1)声波时差测井法。Wyllie等依据大量实验结果推断，在具有均匀分布的小孔隙的固结地层中，孔隙度与声波时差存在线性关系。在此基础上，K.Magara提出在正常埋藏压实条件下，泥页岩声波时差与其深度的关系式为t=t0exp(－CH)，式中t为泥页岩在深度H处的声波时差;t0为外推至地表的时差;C为泥页岩正常压实趋势斜率(称为压实校正系数);H为埋深。由此可见，沉积地层声波时差的对数与其深度呈线性关系，并随埋深增大，孔隙度减小，声波时差也减小。但是，声波时差是沉积地层的岩性、物性(孔隙度大小、孔隙结构、裂缝密度和开启度等)以及孔隙和裂缝中的流体性质等因素的综合响应。尽管如此，在地层垂向剖面中，由于不整合的存在，而引起沉积地层缺失、风化壳形成，出现湖侵泥岩覆盖形成超压带抑制压实作用等现象，这些均导致在声波时差对数与深度的线性回归图上出现一系列异常，如层序界面(不整合面)上下回归线明显错开、回归线的斜率存在差异、界面之下出现异常高值点或异常段等(图2－6、图2－7)。
图2－5 牛13井层序划分的测井曲线标志
由于在这种图中的异常现象并不一定均由不整合引起，也可能存在其他原因如次生孔隙等，同时，也并不是所有的沉积间断面或不整合面均能引起异常，因此在层序地层格架划分过程中需要再结合其他资料，以确保划分层序的正确性。声波在不同流体(密度不同)中的传播速度不同，在其他条件相同的前提下，沉积地层中的流体性质也影响声波时差，如淡水的声波时差为620μs/m，盐水为608μs/m，石油为757～985μs/m。同样，岩石中有机质含量也可影响声波的速度，一般情况下，泥页岩中有机质含量越高，所对应的声波时差值越大。沉积地层中地层水性质在垂向上一般变化不大，但在一个三级层序中，湖盆水体深度经历了浅—深—浅变化，这种变化对沉积地层中有机质含量有明显影响。S.Creaney等研究表明，层序地层格架内有机碳含量(TOC)在垂向上呈周期性变化，在单一层序层剖面中，TOC的峰值与最大湖泛面相对应，且CS段位于TOC高值段。最大湖泛面以上，高水位期的大量陆源碎屑注入沉积盆地，导致TOC逐渐减小，最大湖泛面以下对应于湖侵域和低位域沉积，其初期湖盆水体相对较浅，TOC也相对较低。在一个层序内部有机碳含量变化是一个渐变的过程。在层序边界以下，由于地层出露地表遭受风化，使有机碳含量降低而出现突变现象。CS段形成于最大湖泛面附近，在盆地洼陷带为一套欠补偿条件下形成的泥岩和页岩，有机质含量高，因此，CS段沉积在声波时差曲线上存在明显的响应，常出现异常高值段，在同一层序内最大湖泛面位置达到最高，向上向下均逐渐减小(操应长，2003)。
图2－6 河14井层序地层划分综合图
(2)Fischer图解法。Fischer图解是Fischer等在研究奥地利三叠纪潮坪相灰岩剖面时首先提出来的，Fischer假定各旋回的形成周期相同，盆地是线性沉积的。一般在沉积时长时间没有水深变化(即发育补偿性沉积作用)的地区，线性沉降随着旋回厚度的变化而变化。旋回厚度较大，说明可容纳空间增大，相对湖平面上升;旋回厚度小，可容纳空间则减少，相对湖平面下降。连接各旋回顶点的曲线则代表相对湖平面变化。牛庄洼陷属于长期继承性洼陷，在沙二段沉积时期具有水体较浅、沉积旋回多期出现等特点，各沉积周期长短也比较接近，因此和Fischer图解的应用条件基本吻合。在Fischer图解中，纵坐标为平均厚度累积偏移，横坐标为旋回数，即将旋回层序单元的厚度减去所有旋回层序单元的平均厚度后可得到该旋回层序单元的净加积量，以该旋回层序单元前面所有旋回层序单元净加积量累积值为纵坐标的起点，画在以旋回数为横坐标的图解上。图解中各旋回顶点坐标连线即为以旋回数为函数的平均厚度累积偏移曲线，它代表了沉积物形成时的实际可容空间，因此Fischer图解又称为容纳空间图解。
绘制Fischer图解应注意以下问题:
(1)Fischer图解的纵坐标为平均厚度累积偏移。从数学上可以证明，图解的起始点和终点的纵坐标相等。
图2－7 牛9井层序地层划分综合图
(2)Fischer图解要求地层剖面的描述必须以“旋回”为基本单位，其客观性要求图解的绘制必须具有可重复性。一般来说，不同的人在测量同一个剖面时，因对旋回级次的划分、成因等有不同认识，所测的旋回数很可能是不相等的。一个较厚的旋回可能被其他人划分为两个或多个较小的旋回，因而单个旋回的厚度和剖面平均厚度必然改变，图解的形状相应地就要发生变化。解决此问题的有效办法就是避免在旋回数过少(少于50个)的剖面上运用Fischer图解。Sadler等人研究证明，在旋回数大于50个的剖面，即使不同人在测量同一剖面时所测的旋回数有些差异，图解的基本特征也不会有太大变化。
(3)绘制Fischer图解时，旋回层序的厚度应为沉积时的厚度，这样才能较真实地反映出沉积物可容纳空间的变化。只有对各旋回层序形成环境及成岩作用变化都不大的剖面，才可直接应用实测厚度绘制Fischer图解。对泥质岩、砂岩、泥灰岩等应进行必要的压实校正和水深校正。本次研究将工区目的层段的砂泥岩剖面划分均大于50个旋回小层序，并根据孔隙度－深度关系对各旋回小层序厚度进行压实校正，获得各小层序原始厚度。各小层序的原始厚度计算有一个基本假设，即沉积物在压实过程中，其固体颗粒不可压缩，也不与外界有物质交换。造成沉积物孔隙度和厚度减小的原因是孔隙中的流体不断被排出。首先根据测井和声波测井资料建立研究区的Φ－Z关系式为Φ泥=0.66e－8.15×10－4Z，Φ砂=0.41e－4.34×10－4Z;其次根据每一小层中各种岩性百分比(bt)，计算出该小层序的平均厚度与深度之间的关系式，对于本研究区:Φ(Z)=b砂［Φ砂(Z)－Φ泥(Z)］+Φ泥(Z)，其中b砂为小层序中砂岩百分含量。最后计算出各小层序原始厚度(Ht):(Ht)=Zi+Zi［1－Φ(Z)］dZ，式中Zi，Zi+1分别为小层序i的顶、底界埋深(单位:m)，为脱压实校正厚度Hi=(Zi+1－Zi)(单位:m)(胡受权，2001)。
(4)在对图解所反映的海平面变化曲线进行解释时，一定要结合实际地质资料。因为绘制该图解时，假定各旋回层序形成的时间以及形成时盆地的沉降速率均是相等的，而实际上这种可能性非常小，Fischer图解只能起到定性作用，不能完全凭形态去解释(苏德辰，1995)，并且，Fischer图解在图上并不能准确的表示出层序界面的深度，我们仍旧沿用Fischer图解的计算方法，只是把图解的横坐标改为与旋回对应的深度，这样其实用范围更广，也更具有实际意义(图2－6，图2－7)。
(5)声波时差曲线和电阻率曲线叠合法。利用测井曲线重叠，把刻度合适的孔隙度测井曲线(一般为声波时差曲线)叠加在电阻率曲线上，对于富含有机质的细粒烃源岩来说，两条曲线存在幅度差，定义为ΔlogR。在未成熟的烃源岩中，两条曲线分离是由孔隙度影响造成的;在成熟的烃源岩中，生产的烃类替代了岩石孔隙中的水，导致电阻率增大，使两条曲线产生更大的差异(或幅度差)。在一般情况下，ΔlogR与烃源岩中的有机碳含量(TOC)成正比。在沉积地层中，其他现象也可引起这两条曲线的幅度差，如油气层、火山岩、蒸发岩、未压实的沉积物等，此时，须结合其他测井曲线进行综合分析。在层序地层格架内的有机碳含量在垂向上呈周期性变化，在单一层序地层剖面中，TOC的峰值与最大海(湖)泛面对应，层序界面常对应于TOC的低谷。因此，声波时差测井曲线和电阻率测井曲线叠合图上的ΔlogR与层序界面和CS段间也存在良好的对应关系(操应长，2003)(图2－8)。
图2－8 牛38井ΔlogR与实测有机碳含量之间的关系(据操应长，2003)
由于研究区沙二段古湖泊水体较浅，加上现今地层埋深较浅以及有机质演化程度较低，因此ΔlogR对于有机质含量的指示意义较低，同时也受砂岩含量等因素的影响，但是总体而言对于层序地层格架的划分仍具有一定的对应性(图2－9)。
图2－9 牛100井ΔlogR与层序界面的划分
(三)岩性、岩相标志
通过岩心观察和地质录井剖面的综合分析，发现济阳坳陷古近系各级层序界面在岩相上主要有五种识别标志(图2－10)。
(1)层序界面之上常发育底砾岩(Y23)。
(2)层序界面上下，岩相和沉积环境发生突变，如SB'6(T'6)界面之上为一套深湖环境的油页岩，而界面之下则为半咸水浅湖环境的白云岩、泥灰岩夹油页岩沉积(W65);SB'2(T'2)界面之上普遍发育辫状河道沉积，界面之下则为以湖沼沉积为主的泛滥平原。
(3)层序界面为湖底冲刷面，包括近岸水下冲积扇底界面和远岸深水浊积扇底面(L22)，界面之上均为粗碎屑沉积。
(4)层序界面之下发育厚层盐岩、石膏层，这是在一个气候湿润到干旱旋回过程中，潮湿气候使湖泊形成浅湖，干旱气候使湖泊萎缩沉积厚层盐膏层之故(Hk1)。
(5)层序界面发育不同性质的火山岩，以构造层序界面、层序组界面火山岩最为发育，如SB1界面之上发育强碱性玄武岩，SB1界面之下发育碱性玄武岩，而SB7界面之下发育亚碱性系列拉斑玄武岩等。这种层序组界面的发育与盆地构造演化的地球动力学背景有关。
图2－10 东营凹陷层序界面岩性及测井响应特征图(据潘元林等，2004)
(四)古气候及古生物标志
地球发展历史表明，古气候的变化呈现一定的周期性，全球冰期和间冰期的交替出现，可称为气候变化一级周期;在每个间冰期内部温度、湿度以更小的周期变化，可称为气候变化二级周期。从图2－11中东营凹陷古近系沉积时出现的两个二级气候周期变化就可以看出这一点。从图中还可以看出，沙河街组二段属于炎热干旱型气候，这是一种平均效应。进一步对其中的孢子花粉进行对应分析可知，在干旱背景上还有更小周期的潮湿与干旱的波动，可称为气候三级周期。气候的周期性变化影响到湖泊汇水量的周期性变化，进而影响层序的发育。
在干旱气候期，湖水位最低，沉积的低位体系域由盐湖和低位三角洲体系组成。随着气候由干旱向潮湿的转化，湖平面快速上升，湖面扩大，水深增加，沉积了湖泊扩张体系域。在潮湿期，湖平面达到最高位，湖面积最大，形成最大湖泛面，同时沉积了高位体系域。此后，气候由潮湿向干旱转化，湖平面相对降低，沉积物供应量减少，发育低位体系域。最后，湖水面以上的早期沉积物遭受剥蚀，形成了层序边界。沙二段时期发育的层序类型属气候层序(张世奇，1997)，在这种情况下气候对层序的影响则更为明显，由图2－11可知，沙二段内部存在气候干旱时期，与沙二段上下部的分界面位置相对应，也与层序边界位置相对应。
图2－11 济阳凹陷古近系气候变迁状况(据张世奇，1997)
由于层序界面上下气候变化以及由此所导致的湖水深浅等因素的影响，古生物组合会相应地存在明显变化，反映生物演化的阶段性和环境突变。不同的层序，具有不同的代表性化石组合。
对体系域界面而言，古生物特征通常表现为，初始湖泛面位于一个层序内古生物开始大量繁盛的部位，最大湖泛面位于古生物最繁盛、分异度最高的部位(冯有良，1999)。
从区域生物演化趋势来看，渤海湾盆地生物群演化迅速，阶段性明显，以其形成种的大量出现为标志，可以分为5个阶段，即孔店组阶段、沙四段阶段、沙三段上部至沙二段下部阶段、沙二段上部—沙一段阶段以及东营组阶段等(图2－12)。生物演化的阶段性反映了地层层序的演化特征。
图2－12 渤海湾生物群形成种数曲线图
(五)地球化学和古地磁标志
1.微量元素地球化学标志
当基准面缓慢下降、湖泊收敛，甚至出现陆上暴露，形成层序边界时，层序界面附近地层常处于极浅水或暴露环境，这样就必然导致层序界面附近氧化铁矿物含量的增加。因此，氧化铁含量的高值在某种程度上可以指示层序边界的存在。
对湖水深度较为敏感的Fe2+、Mn2+、Mn/Fe比值、Fe族元素(Fe、Cr、V、Ge)、S族元素(Pb、Zn、Cu)和Mn族元素(Mn、Co、Ni)及盐度的变化，都可以反映层序界面的存在。这是因为Fe2+和Fe族元素在浅湖和河口地区较为富集，而S族元素、Mn2+及Mn族元素在深湖(深海)区较为富集。因而，相对高的Fe族元素含量和相对低的S族及Mn族元素含量，都有可能是层序界面的标志。如牛38井，作为准层序边界的湖泛面，是相对浅水与相对深水之间的分界面。准层序界面与层序界面之间有相似的微量元素特征。
作为体系域分界面的初始湖泛面(PLFS)和最大湖泛面(MLFS)，是在一个三级层序内水体开始加深和达到最深的界面，其地球化学特征也表现为水体加深的特征，即Fe含量低，Mn、Mn/Fe、Cu、Ni、Zr含量较高。
2.有机地球化学标志
有机地球化学指标与湖泊水体的深度、氧化还原环境有着更加密切的关系。在不同的水深和氧化还原环境下，有机质的丰度、类型、热解指标、气相色谱、生物标记化合物等均有不同的特征。当一次较大规模的湖泊扩展后萎缩而形成层序界面时，有机地球化学参数，在层序界面附近一般会有明显的改变。亚层序界面上下，有机地球化学指标也有类似的变化特点。
3.古地磁特征
古地磁反映了地史时期古地球磁场的物理特性。它所反映的磁极性是相对现在地磁极性而言的古磁极性。古磁极性同现代一致为正极性，相反则为负极性。通过古磁极性与标准古地磁极性的对比，可以确定地层年代，了解地层的沉积速率以及古地磁特征与层序的关系。最大湖泛面位于原始剩磁强度由小变大的转折点上，初始湖泛面位于原始剩磁由大变小的转折点上，层序顶面附近原始剩磁强度较大。这主要是由于初始湖泛面与最大湖泛面之间的湖扩展体系域(EST)为较安静的深湖页岩、泥岩沉积，沉积速率较小(0.014mm/a)，无含Fe矿物，而高位体系域属浅湖—三角洲沉积，沉积速率较大(0.079～0.91mm/a)，富含Fe矿物。在层序界面附近含Fe矿物较丰富，原始剩磁强度最大。
(六)界面上下盆地构造和充填特征
构造层序和层序组界面，通常也是构造层和亚构造层的界面，界面上下分别属于两个不同的构造层和亚构造层，故这些级别的层序界面上下，具有不同的盆地构造和充填特征。
古气候变化虽很复杂，但它也会在地层中留下痕迹，这些痕迹便成为恢复古气候的基础。判断古气候的标志多种多样，最常用的有岩性、地球化学、矿物学、古生物及古生态、古地磁等特征，下面主要通过研究区上石炭统—二叠系的岩性特征、矿物学特征和地球化学特征等来探讨石炭纪—二叠纪的古气候。
2.4.1.1 岩性组合特征
一般认为，煤层形成于温暖潮湿的气候条件下，而煤层底板的根土岩则是潮湿气候下典型的古土壤层（Cecil,1990）。华北铝土矿是在早古生代碳酸盐岩风化壳的物质基础上，由于晚石炭世湿热气候对粘土物质的铝土化作用，生成三水型铝土矿，并在附近的潟湖和海湾环境中沉积，经多次再沉积和成岩、后生阶段形成现代的铝土矿矿床（吴国炎，1997）。研究区主要发育于上石炭统的铝土质泥岩主要形成于潟湖或潮坪环境，主要为早古生代碳酸盐岩风化壳经搬运沉积所形成，是当时气候炎热潮湿的标志。河南省下二叠统的紫红色及杂色花斑泥岩的矿物学和地球化学特征研究表明，这两种颜色的泥岩并非干旱气候条件下的产物，而是在潮湿气候条件下形成的（尹国勋，1985）。淡水石灰岩和石膏结核以及膏质岩的共同产出，则反映了气候较为炎热干燥（张鹏飞，1990）。古土壤研究表明，不同类型的古土壤也是气候变化的良好标志，如有机土、砖红壤反映湿热或以潮湿为主的气候条件，变性土则反映半湿—半干或半干旱的气候条件，而旱成土则反映了以干旱为主的气候条件（Cecil,1990）。这主要是因为当气候较干旱时，土壤将由于干旱而脱水，使得土壤的盐度增加、石灰累积，氧化性增强，而还原性减弱；当气候转湿，土壤水分增加，元素淋洗加剧，导致元素的迁移与富集，同时土壤将出现沼泽化和潜育化现象（席承藩，1990）。本次研究在石炭系—二叠系中也识别出了7类古土壤，它们在地层中的分布也反映了石炭纪—二叠纪古气候的变化。关于研究区古土壤的详细论述见第六章。
研究区石炭系本溪组底部为一层浅灰色、紫红色鲕状铁质铝土矿，即G 层铝土矿，顶部为一套浅海相石灰岩，并在其下发育一薄煤层。太原组为研究区石炭系—二叠系主要的含煤地层，含煤12层，石灰岩4～6层，以及黑色、深灰色泥岩及粉砂岩，灰色至白色中细砂岩。由于受海侵的影响，气候湿润，地下水水位较高，在河北南部沙坝沟剖面上发育古新成土、古潜育土和古有机土等。
下二叠统山西组由灰色—深灰色泥岩、粉砂岩、泥质粉砂岩及灰白色中细砂岩组成，中下部产煤3～5层，煤层顶板的灰色粉砂岩中含植物化石。中、上部无煤层发育，并在河北南部沙坝沟剖面上发育新成土、潜育土、有机土、氧化土。中二叠统下石盒子组由灰色、灰绿色及紫色花斑状泥岩、粉砂岩、灰绿色灰白色中细砂岩组成，顶部普遍发育一层俗称“桃花泥岩”的紫红色铝土岩，含硅铁质鲕粒及豆粒，下部发育几层厚度较薄的炭质泥岩，含大量植物根化石，个别地区为薄煤层。
上二叠统上石盒子组按岩性特征自下而上可分为四段：①灰绿色、紫灰、杂色花斑泥岩，粉砂岩及灰绿灰白细砂岩互层，在灰色及灰绿色泥岩及粉砂岩中富含植物化石。②巨厚层状白色粗砂岩段，夹灰绿及杂色花斑状粉砂岩。③泥岩粉砂岩段，由暗灰紫色、灰绿色及花色泥岩、铝土质泥岩组成，局部夹蓝绿色或血紫色薄层中砂岩，铝土质泥岩中含锰铁质结核。④由暗紫色、灰绿色泥岩、粉砂岩及灰白色、灰绿色中粗砂岩组成，局部夹紫色薄层砂岩。石千峰组中、下部为酱紫色中细粒钙质砂岩与暗紫色泥质粉砂岩和紫红色泥岩互层，含石膏结核和片状、板状透明石膏晶体。在河北南部沙坝沟剖面上发育旱成土、氧化土、变性土、老成土。
从研究区石炭系—二叠系各地层单元的岩石特征看，晚石炭世到早二叠世早期（山西组沉积早期）气候较为温暖潮湿，早二叠世晚期到中二叠世早期（山西组沉积晚期到下石盒子组沉积期）随着海水的退出，空气湿气减少，仅有少量的炭质泥岩或薄煤层发育，气候为半湿—半干状态，到晚二叠世早期（上石盒子组沉积时期）气候又变得潮湿起来，主要表现在上石盒子组大量发育紫红色、杂色泥岩，它们为半湿半干气候条件下形成的，晚二叠世晚期（石千峰组沉积时期）气候则变得较为炎热、干旱。研究区石炭纪—二叠纪气候呈波动变化，但总体上，则由温湿向干热变化。
2.4.1.2 粘土矿物组合特征
粘土矿物在沉积岩中分布比较普遍，是母岩物质风化作用的产物经搬运沉积形成，气候条件不同，风化产物必然有所差异。一般认为，在潮湿温暖的气候条件下，淋滤作用较强，一些碱金属、碱土金属受淋滤而流失，易形成高岭石。而干冷气候条件下，淋滤作用较弱，不利于碱土元素的淋滤，有利于形成伊利石、绿泥石和蒙脱石（蓝先洪，1990；陈涛，王欢等，2003）。因此，粘土矿物的组合及其质量分数的变化能够反映古气候的变化。
本次研究选择了位于河北省南部临城县竹壁村沙坝沟露头剖面太原组到上石盒子组4层泥岩层的58块泥岩样，在中国石油勘探开发研究院实验中心采用X 射线衍射分析方法，按国家石油天然气行业标准SY/T5163-1995测定了粘土矿物质量分数（原始数据见附表1）。
从分析结果看，粘土矿物主要包括高岭石、伊利石/蒙脱石混层和伊利石，且以高岭石为主。其中，太原组高岭石占67%～90%，平均82%；伊利石/蒙脱石混层占10%～30%，平均16.6%；伊利石占1%～3%，平均2.4%。山西组，高岭石占47%～88%，平均71.8%；伊利石/蒙脱石混层占12%～45%，平均24.9%；伊利石占2%～8%，平均4%。下石盒子组，高岭石占22%～43%，平均30.4%；伊利石/蒙脱石混层占52%～73%；平均64.2%；伊利石占4%～8%，平均5.4%。上石盒子组，高岭石占59%～79%，平均65.4%；伊利石/蒙脱石混层占21%～41%，平均34%；伊利石占1%～5%，平均1.8%（图2.10）。
各时期的粘土矿物组合基本相近，但质量分数变化较大，高岭石质量分数属太原组最高，向上降低，到下石盒子组最低，而到上石盒子组又增高了，伊利石和伊利石/蒙脱石混层质量分数的变化趋势则完全相反。反映了研究区太原组沉积期到上石盒子组沉积期气候的变化，太原组沉积时期风化作用强烈，气候整体上较为温暖潮湿，山西组沉积期风化作用有所减弱，空气湿度降低，到下石盒子组沉积期风化作用最弱，气候变得半湿半干，到上石盒子组沉积期风化作用又增强，气候变得较为温暖潮湿。
图2.10 河北南部沙坝沟剖面粘土矿物质量分数纵向分布特征图Fig.2.10 Clay mineralogy of the Permo—Carboniferous mudstones at Shabagou section in southern Hebei
K—高岭石；I—S—伊利石－蒙皂石混层矿物；I—伊利石
2.4.1.3 地球化学特征
为了对古气候和古环境进行定量分析，对邢台兰羊勘探区2＃、3＃孔钻孔岩心进行了系统采样，并选取了28个黑色泥岩、粉砂质泥岩和紫红色泥岩样品进行常量元素分析，样品经晾干后，磨至200目的粒度，在IC AP9000SP等离子光量计上测试（原始数据见附表2）。
（1）常量元素纵向分布特征
泥岩为母岩风化的产物以悬浮方式搬运至水盆地，以机械方式沉积而成，其成分以粘土矿物为主，次为陆源碎屑矿物、化学沉淀的非粘土矿物以及有机质（张鹏飞，1990）。其主要化学成分组成由母岩风化产物——粘土矿物的类型所确定，因此，常量元素质量分数的变化能够反映母岩的风化程度强弱。w（SiO2）/w（Al2O3）和w（SiO2）/w（Al2O3+TFe2O3）在风化壳研究中，常用来指示风化淋溶程度的，其值低说明受风化淋溶程度高，而其值高则表明受风化淋溶程度低。一般情况下，在温暖潮湿的气候条件下，岩石化学风化强度较强，而在干冷的气候条件下，化学风化往往较弱（陈旸，陈骏等，2001）。因此，w（SiO2）/w（Al2O3）和w（SiO2）/w（Al2O3+TFe2O3）高时，气候相对干冷，w（SiO2）/w（Al2O3）和w（SiO2）/w（Al2O3+TFe2O3）低时，气候相对温暖潮湿。另外，在风化淋滤过程中，由于Mg2＋的活性比Ca2＋的活性差，故岩石中w（MgO）/w（CaO）值高指示风化淋滤弱的干冷气候，值低指示风化淋滤强的温湿气候（王随继，黄杏珍等，1997）。
从图2.11 a可以看出SiO2、Al2O3和TFe2O3（总铁）的质量分数总和从太原组到上石盒子组逐渐增大，SiO2质量分数在山西组下部和下石盒子组中上部相对较高，其他位置稍低，且在太原组纵向上无明显变化，在山西组有向上增大的趋势，而下石盒子组则有相反的变化趋势，上石盒子组也是变化不明显；Al2O3质量分数纵向变化较简单，太原组上部到山西组下部，以及上石河子组中上部较低，其他位置则稍高；而TFe2O3质量分数的变化趋势则与Al2O3基本相反，且质量分数较高的位置分别位于太原组上部到山西组下部，以及上石河子组中上部（图2.11a）。从整体上看，碱金属元素质量分数总量在剖面上有从下向上减小的趋势，但各元素的变化特点又有所不同，K2O质量分数有从太原组向上增大，到山西组后又逐渐向上减小的趋势，到上石盒子组质量分数降至最低；Na2O在整个剖面上无明显的变化，CaO、MgO质量分数在太原组较高，而在太原组以上的地层中则较低，且各组大小相近（图2.11b），CaO除了太原组质量分数较高外，其在下石盒子组中也出现一个次高峰。MgO的变化趋势与CaO很相似，所不同的是其在山西组顶部多出现了一个次高峰。
w（SiO2）/w（Al2O3）和w（SiO2）/w（Al2O3+TFe2O3）两条曲线具有较相似的变化趋势，w（SiO2）/w（Al2O3）在太原组中部、山西组中上部和下石盒子组中部值较低，上石盒子组值最高，其他位置次之，w（SiO2）/w（Al2O3+TFe2O3）也是如此。w（CaO）/w（MgO）值则从太原组向上持续增大，到山西组顶达到最大，之后开始逐渐减小，到上石盒子组减到最小（图2.11c），比较清晰地反映了CaO和MgO质量分数在山西组和下石盒子组相差较大，而在太原组和上石盒子组又趋于接近。由于Ca2＋化学活性较Mg2＋强，在风化过程中易被淋滤。因此，它们之间比值的大小可以较好地反映风化壳的风化程度。
从w（SiO2）/w（Al2O3）、w（SiO2）/w（Al2O3+Fe2O3）、w（CaO）/w（MgO）以及碱金属元素总质量分数在纵向上的
变化趋势可以看出，太原组沉积时期和山西组沉积早期气候较湿热，而山西组沉积晚期到下石盒子组沉积早期气候相对较干冷，下石盒子组沉积晚期到上石盒子组早期气候又变得湿热，在上石盒子组沉积早期末再次出现了短期的干旱后，气候又开始湿热起来。
图2.11 河北南部矿区钻孔2-3＃石炭系、二叠系常量元素质量分数纵向分布特征图Fig.2.11 Geochemical characteristics of the Perm o—Carboniferous mudstones in borehole 2-3#in southern Hebei（TFe2O3represents the total percentage of Fe oxides）
（部分数据来源于窦建伟，1997）
（2）烧失量对古气候的反映
有机质一般在潮湿气候下易于形成和保存，而在氧化或干旱的气候环境下较难形成和保存。因此，有机质质量分数的大小在一定程度上也可反映沉积物形成时的气候条件。烧失量是样品经过高温熔融，扣除水分和二氧化碳气体后样品减少量的相对比值。因此，在一定程度上可反映岩石中有机物质的质量分数。从这一点看，烧失量可以间接地反应古气候变化。从图2.11d中可看出，烧失量总体上有由下向上变小的趋势，同时在太原组中部、山西组下部和下石盒子组中上部有高度不同的峰出现，说明研究区石炭纪—二叠纪总体上气候向不利于有机质形成和保存的气候条件演化，但期间也出现过几次有利于有机质形成和保存的气候条件。所反映的气候条件大致为石炭纪—二叠纪总体上气候由潮湿向干旱演变。
（3）Fe3＋和Fe2＋质量分数对古气候的反映
从上面的常量元素分布特征可以看出，泥岩中总铁质量分数的变化与气候变化具有较好的一致性。高价铁（Fe3+）与低价铁（Fe2+）质量分数测定结果表明，高价铁（Fe3+）质量分数高必然对应于风化程度高，反之则未必（图2.11 a、c、e）；低价铁（Fe2+）质量分数也如此。一般认为，低价铁（Fe2+）是还原条件下的产物，而高价铁（Fe3+）为氧化条件下的产物，它们的质量分数可以反映环境氧化还原性的强弱。但氧化条件不仅可以出现在干燥气候条件下，在湿热气候条件下也可以出现较强烈的氧化环境（尹国勋，1985）。因此，高价铁（Fe3+）与低价铁（Fe2+）的质量分数在一定程度上可以反映气候条件，但必须与其他参数结合起来解释，才能获得较可靠的结论。
中生代的古气候
答：1. 中国中生代的气候变化与全球气候变化趋势相一致。在早、中三叠纪时期，气候相对干燥，这一时期在南方形成了飞仙关组杂色岩和后期的石膏沉积，而在北方则出现了紫红色和杂色的碎屑-泥质沉积。2. 到了晚三叠纪至中侏罗纪早期，南北方普遍出现了含煤沉积，标志着一个潮湿气候期的开始。在这个时期，北方...
地球化学标志
答：利用沉积物中的化学组分，即地球化学标志，来研究第四纪古气候也是一种常规的方法。随着测试手段的改进和对一些元素在地表行为的新认识，这种方法也在不断改进和完善，并从早期的定性研究向目前的半定量研究方向发展。用于第四纪气候研究的主要有氧化物、碳酸钙、有机炭等。1. 氧化物 第四纪沉积物中氧化物...
第四纪气候变化的证据
答：因而可以根据第四纪Hedera的孢粉频度,推定第四纪气候的变迁。 大植物化石,对于推定第四纪古气候特别有用。水生植物对于区域气候是一种特别好的指标,因为它们生长的环境是比较一致的。 利用植物化石推定第四纪气候变化的困难在于:①一些植物的生态可以随气候条件变化而改变,而作为化石残留下来的一部分植物的形态却保持不变...
古气候特征
答：由于受到第四纪新构造运动的影响，致使盆地逐步抬生，伴随着气候的进一步干旱，水体补给量的减少，湖盆逐渐收缩，水体变浅、变咸，湖泊沉积范围快速变小。图3.39 涩中6至台南5井植物花粉含量、碳酸盐含量、δ18C、GR、氯离子含量对比图 图3.40 98242测线的平衡剖面 3.3.1.2 古气候及古盐度特征 图...
古气候的变化
答：在应用各种地质-地球化学指示剂的基础上，结合已提出的有关大气圈演化的模型，可初步揭示或再造地表平均温度和降雨量随地质时代而变化的趋势（图9.10）。太古宙大气圈中丰富的 CO2产生强烈的温室效应，致使那时地表平均温度高于现代地表。太古宙表壳岩系中保存有少量古气候标志，一般认为太古宙条带状铁建造...
古气候演化特征
答：从以上分析可以看出，整个研究区的古气候存在温暖(K1ba、K1bt)→温暖干旱(K1bs)→半干旱、干旱(K2e)→干旱(E1n)→半干旱、干旱(E2y)→半干旱(E3)→干旱(E3以后)的演化过程(表8-3)。其中赛汉组中晚期(K1bs)为古气候变迁的转折期，对铀的富集和成矿极为有利。表8-32081地区—2082地区K1—E3...
古气候分析
答：在北太平洋边缘地区，大约在15.5～5.5Ma，硅藻土广泛沉积，也是南极冰盖形成的标志。在西太平洋和中国的南海地区也有明显的表现。在南海北部的珠江口盆地，中新世生物礁群与古珠江三角洲呈相互消长的关系，随着海退的加大，古珠江向南推进达数百米（图5.16）。在西沙海域，上述古气候现象得到明显的反映。...
岩石学标志
答：第四纪沉积物的成分、颜色、结构、构造等与沉积物形成时的古环境和古气候密切相关，它们能指示沉积物形成时的古气候条件，如红土指示温暖湿润的气候，而黄土则表明气候干旱寒冷。沉积物的岩石学气候标志是研究和恢复第四纪气候的重要标志之一，也是第四纪气候研究的基础。冰碛物、黄土、钠盐沉积、钾盐沉积、湖...
珊瑚礁中Mn的ESR信号及其古气候指示意义
答：因此，他们认为这样Mn异常与气候由冷转暖的快速变化有关，故有可能作为小区域气候剧变的标志。郭丽芬等（1993）报道了南永一井（152m)Mn含量的情况，发现Mn含量按时间序列组成有高低交替的规律变化，可以与洛川黄土的古气候旋回、深海沉积物的氧同位素阶段以及柴达木盆地CK6孔有机碳阶段做对比。国外有些学者...
生物学标志
答：树木年轮的宽窄也能指示气候变化，湿热气候条件下形成的年轮宽，而干冷气候形成的年轮窄。植物的这些现象都是为了适应生存环境而形成的特征，因此我们对植物叶化石的形态研究有助于重建第四纪的古气候。表 11-1 植物的叶级和叶缘变化与气候的关系 在植物化石的标志中，孢粉利用得最普遍，相对而言孢粉也最...
