河北南部石炭系—二叠系古土壤类型及特征
研究区石炭系—二叠系烃源岩主要是煤系中的泥岩、煤层及碳酸盐岩，煤系烃源岩的发育分布特征与聚煤作用的发生、发展有密切的联系。灰岩有机质丰度参数均明显小于泥岩及有机岩，在石炭系—二叠系烃类生成贡献较小。
1.有机质丰度
石炭系—二叠系太原组煤系烃源岩有机质丰度最高，其次为山西组，本溪组泥岩有机质丰度一般低于太原组和山西组，但高于其他层系烃源岩，灰岩有机质丰度含量较低。
（1）泥岩
研究区内山西组暗色泥岩有机碳含量在0.1%～4.2%，主要分布在1.5%～2.0%，其生烃潜量差异大，变化在0.02～4.12mg/g岩石，各地区平均值不高于1.50mg/g岩石，整体应属于差—中等烃源岩（表4-2-8）。山西组暗色泥岩的有机碳含量分布规律性较明显，整体呈西好东差，但其数值差距较小，最大值位于冀南地区巨鹿一带，大于3%，而东部济阳地区相对较小，其有机碳含量大多小于2%（图4-2-29）。太原组暗色泥岩有机碳含量在0.1%～5.3%，主要分布在2.0%～2.5%，其整体好于山西组，其生烃潜量差异性更大，变化在0.02～9.96mg/g岩石之间，整体为一套中等烃源岩。太原组暗色泥岩的有机碳含量整体呈西高东低的特征，最大值位于冀中坳陷，大于5%，在东部济阳地区普遍较小，烃源岩的质量相对较差（图4-2-30）。本溪组的暗色泥岩的有机碳含量为0.1%～4.2%，各地区平均值一般不高于1.5%，低于太原组和山西组，其生烃潜量0.02～4.35mg/g 岩石，低于太原组，与山西组相当。石盒子组暗色泥岩有机碳含量在0.1%～2.5%之间，生烃潜量最高为1.72mg/g岩石，为一套差烃源岩。
表4-2-8 石炭系—二叠系泥岩有机质丰度统计表
注：22.6～62.7（48.3/3）为最小值～最大值（平均值/样品数）。
图4-2-29 华北东部山西组暗色泥岩有机碳含量等值线图
图4-2-30 华北东部太原组暗色泥岩有机碳含量等值线图
（2）煤及炭质泥岩
煤和炭质泥岩主要分布在山西组、太原组，研究区东南部东濮坳陷的石盒子组也有发育。黄骅、冀中、济阳、临清和东濮坳陷的石炭系煤层的生烃潜量大小差异较大，一般可分为2个分布区间，一个在小于80mg/g岩石的范围，一个在100～200mg/g岩石之间，最高值可达231.2mg/g岩石；氯仿沥青“A”含量一般均高于0.1%，最高可达9%以上（黄骅坳陷），鉴于有机质成熟度对可溶有机质影响较大，评价针对成熟度相对较低的煤进行，综合评价为非—差油源岩（表4-2-9；图4-2-31），中等—较好气源岩，以生气为主。二叠系煤的有机质丰度略低于石炭系，评价结果一致。石盒子组煤仅在东濮坳陷分析了3 块样品，氯仿沥青“A”为0.0965%，生烃潜量小于40mg/g 岩石，达不到油源岩的评价标准。
表4-2-9 石炭系—二叠系煤和炭质泥岩有机质丰度统计表
续表
注：22.6～62.7（48.3/3）为最小值～最大值（平均值/样品数）。
图4-2-31 石炭系—二叠系煤和炭质泥岩综合评价图
山西组和太原组炭质泥岩有机质丰度值相近，有机碳含量一般低于40%，主要分布在10%～30%，不同地区平均值也分布在此区间内（表4-2-9），生烃潜量一般低于80mg/g岩石，个别样品可达100mg/g岩石以上，氯仿沥青“A”含量在0.0032%～1.862%之间，各地区均有含量相对较高的样品，综合评价为差—中等烃源岩。山西组和太原组炭质泥岩的生烃潜力在分布上虽有一定差别（山西组有部分小于30mg/g岩石），但其平均值相差不大，山西组为41.91mg/g岩石，太原组为40.98mg/g岩石，均达到中等烃源岩的评价标准。其次为冀中，济阳、临清和东濮坳陷有机质丰度更低，相对而言，辽河坳陷和渤海海域石炭系—二叠系煤和炭质泥岩生烃能力较差，达不到油源岩的评价标准。
2.有机质类型
华北东部石炭系—二叠系煤中富含有机质，有机显微组分占全岩体积的60%以上；炭质泥岩中有机显微组分可占10%以上，暗色泥岩和杂色泥岩有机质相对较少，一般在6%以下（表4-2-10）。在有机质显微组分中，一般以镜质组为主，占有机显微组分的40%以上，对华北东部石炭系—二叠系岩石样品中显微组分组成分别以腐泥组＋壳质组、镜质组和惰质组为端元组分制作三角图可以看出，大部分样品分布在腐泥组+壳质组小于25%，镜质组大于60%，惰质组小于50%的区域内（图4-2-32a），这反映了煤系烃源岩的特点，即有机母质主要为高等植物，有机质类型以Ⅱ2—Ⅲ型为主。从研究区石炭系—二叠系煤系烃源岩的H/C与O/C原子比范氏图中可以看出（图4-2-32b），不同坳陷的岩石样品点同样落在Ⅱ2—Ⅲ型的范围内，华北东部这种显微组分组成特征反映了该区石炭纪—二叠纪聚煤作用时整体环境的相似性的特征。
表4-2-10 石炭系—二叠系煤系地层不同岩性显微组分的组成表
图4-2-32 石炭系—二叠系煤系烃源岩有机质类型判识图
鉴于取样点分布局限，大部分取自斜坡或凸起上，为了把握石炭系—二叠系烃源岩生烃能力在平面上的分布，根据沉积环境特征、有机组分类型及其含量等方面的特征，并结合E.Stach（1982）对半球石炭纪煤相划分的认识，把研究区煤与泥岩沉积有机相划分为：①陆地森林沉积有机相；②浅沼森林沉积有机相；③深沼森林沉积有机相；④深沼芦苇沉积有机相；⑤流水沼泽沉积有机相；⑥开阔水域沉积有机相（表4-2-11）。整体而言，在相同的成熟度背景下，随覆水深度的增加，介质的还原性增加，沉积有机相的生烃潜力也增加。因此，从陆地森林沉积有机相→浅沼森林沉积有机相→深沼森林沉积有机相→深沼芦苇沉积有机相→流水沼泽沉积有机相→开阔水域沉积有机相，有机质生烃潜力呈增加趋势。
表4-2-11 石炭纪—二叠纪煤系沉积有机相划分方案
渤海湾地区在太原组沉积时期，整体背景为浅沼森林沉积有机相，有机相带大致呈东西向展布，在华北东部中部存在一呈近南北向的深沼森林相—深沼芦苇相—流水沼泽相，而济阳坳陷北部和临清坳陷等区还出现近东西向的深沼森林相，东濮凹陷中部发育有深沼芦苇相，生烃潜力相对较好（图4-2-33）。早二叠世，随着海水侵入范围的缩小，海水由北向南逐渐退缩，而现今的华北东部广大地带发育了以三角洲平原、 湖、潮坪等环境为主的沉积，渤海湾地区的浅沼森林沉积有机相明显减小，而在研究区北部广泛发育了陆地森林沉积有机相，济阳坳陷南部也发育有陆地森林沉积有机相，而其他沉积有机相则明显较太原组减少，分布范围也明显萎缩，在黄骅坳陷中南部发育有深沼芦苇相—流水沼泽相，济阳坳陷北部发育有深沼森林相，而在冀中坳陷—东濮凹陷局部发育有深沼芦苇相（图4-2-34），属于生烃潜力相对较好的地区。而对比太原组与山西组煤岩的沉积有机相来看，显示太原组煤的沉积有机相较山西组丰富得多，而太原组煤的生烃潜力也明显较山西组好，太原组煤岩的基质镜质体和壳质组成分较山西组丰富。
图4-2-33 华北东部太原组沉积有机相平面分布图
图4-2-34 华北东部山西组沉积有机相平面分布图
3.有机质成熟度
研究区内石炭系—二叠系有机质成熟度具有较大的差异性，其中济阳坳陷成熟度相对较高，分析样品主要为成熟—高成熟阶段，东濮、冀中和黄骅坳陷石炭系—二叠系有机质成熟度主要处于成熟阶段（图4-2-35）。
图4-2-35 华北东部不同坳陷石炭系—二叠系有机质成熟度频率分布图
图4-2-36 华北东部太原组有机质成熟度平面分布图
从平面上看，华北东部的太原组和山西组的成熟度分布趋势一致（图4-2-36，图4-2-37），大体呈现出“南高北低、东南最高”的空间展布背景，济阳坳陷是渤海湾盆地内古生界有机质成熟度较高的地区，以东营凹陷主体、沾化坳陷、惠民凹陷中央为高成熟度中心，呈环带状展布，东营凹陷以高成熟阶段为主，沾化凹陷、惠民凹陷以成熟中—晚期阶段为主，而西部局部地带仍处于成熟阶段。东濮坳陷石炭系—二叠系有机质成熟度具有自北往南逐渐增高的趋势，以成熟晚期阶段为主，局部仅达中成熟期阶段。临清坳陷以高—过成熟阶段为主，西部和东部有较大面积的成熟中—晚期地带分布。冀中坳陷具有“东高西低”的现今成熟度分布规律。在大城斜坡带、武清凹陷等处存在较高成熟度中心，太原组为成熟中—晚期阶段。在其余地带，太原组仅达成熟早期阶段。尤其坳陷北缘，是渤海湾盆地内石炭系—二叠系有机质成熟度最低的地带。而冀南地区的邱县凹陷是整个盆地石炭系—二叠系烃源岩成熟度最高地区，太原组已达过成熟度阶段。黄骅坳陷石炭系—二叠系有机质成熟度展布格局相对简单，以歧口凹陷为较高成熟度中心，形成成熟度向四周降低的等成熟带。太原组为成熟中期阶段，而在中心的周边则为成熟早期石炭系—二叠系的分布地带。
图4-2-37 华北东部山西组有机质成熟度平面分布图
4.典型地球化学剖面
从黄骅坳陷庄古2井单井地球化学剖面上来看，有机质丰度较高的烃源岩主要分布在山西组和太原组（图4-2-38），其中太原组整体有机质丰度均较高，而山西组下部有机质丰度相对较高，达到差—中等油源岩、较好—好气源岩的标准，其次为本溪组，上、下石盒子组有机质丰度最低，未达到差烃源岩的评价标准。表征有机质类型的HI一般小于250mg/gTOC，表明有机质类型较差，Tmax一般在440～560℃，热演化主要处于成熟—过成熟阶段。冀中坳陷、济阳坳陷不同凹陷的地球化学剖面同样表明（图4-2-39，图4-2-40），山西组和太原组有机质丰度高于本溪组和石盒子组，有机质类型以Ⅱ2—Ⅲ型为主，为一套差—中等油源岩、中—好气源岩。
图4-2-38 黄骅坳陷庄古2井综合地球化学剖面
图4-2-39 冀中坳陷苏桥地区苏8井石炭系—二叠系综合地球化学剖面图
图4-2-40 济阳坳陷曲古3井石炭系—二叠系单井地球化学剖面图
5.烃源岩的平面分布
太原组煤层普遍发育，一般厚度分布在4～18m之间，明显存在厚度由南向北增厚的趋势。在东濮凹陷到临清一带，一般不超过8m；济阳坳陷煤厚8～12m；黄骅坳陷在大多在8～10m间；冀中坳陷一般在10m以上，最厚处位于其中的廊固凹陷，累计煤厚可超过了18m，反映该地区在太原组地层沉积时期沼泽相对发育（图4-2-41）。山西组煤层发育规律与太原组煤层存在一定的差异。山西组煤层一般厚度分布在4～20m，明显存在东薄西厚的特征，同时从南到北也有增厚的趋势。在济阳坳陷，其煤厚一般小于7m；在东濮—临清一带，煤厚一般介于10～12m；而到冀中坳陷的廊固凹陷，其累计煤厚可达20m以上（图4-2-42）。
图4-2-41 华北东部石炭系—二叠系太原组煤层残留厚度等值线图
图4-2-42 华北东部二叠系山西组煤层残留厚度等值线图
石炭系—二叠系煤系泥岩中有机质丰度最高的为太原组，其次为本溪组和山西组，再次为下石盒子组，在有效烃源岩厚度计算中主要考虑以上层位。太原组暗色泥岩整体呈东西向分布（图4-2-43），最厚处可以超过了100m，向南向北均有减薄的趋势；而山西组的暗色泥岩整体呈东薄西厚分布特征，最厚位于临清坳陷的巨鹿地区、黄骅坳陷的南部，可超过70m（图4-2-44）。对石炭系—二叠系煤系泥岩来讲，有必要建立有机质丰度与不同类型测井曲线之间的联系，进行回归计算，估算有效烃源岩的厚度，同时，对于部分层段全部或绝大多取样点有机质丰度均高于有效烃源岩下限的层段，可以认为这一段全部为有效烃源岩。此外，对于有钻孔柱状岩性描述的井位，砂泥岩分布情况也是一个参考。对于数据点缺乏的地区，则主要利用太原组、山西组地层等厚图、暗色泥岩等厚图的趋势，结合邻近地区的数值估算得出。
总体来看，石炭系—二叠系有效烃源岩在黄骅凹陷南部、冀中坳陷的苏桥-文安地区和临清坳陷西部较厚，有效烃源岩厚度在200～250m，最厚可达300m以上，东濮坳陷中东部有效烃源岩厚度在200m以上，济阳坳陷有效烃源岩呈零星分布，在各次级凹陷中均有小面积烃源岩的发育，厚度一般在100～150m（图4-2-45）。
与我国其他盆地的煤系烃源岩的地球化学指标进行对比，研究区冀中坳陷相对较好，其次为黄骅坳陷和济阳坳陷，总体处于中等—较好的水平（图4-2-46）。
图4-2-43 华北东部石炭系—二叠系太原组暗色泥岩残留厚度等值线图
图4-2-44 华北东部二叠系山西组暗色泥岩残留厚度等值线图
图4-2-45 研究区石炭系—二叠系有效烃源岩等厚图
图4-2-46 我国主要含煤盆地煤与泥岩有机质丰度对比图
华北地台在早古生代末遭受风化剥蚀后，晚石炭世下降遭受海侵，上石炭统发育海陆交互相煤系地层。二叠系以陆相沉积为主。从煤系地层在区域上的分布规律上看，太原组煤层主要分布在华北地台北部，山西组煤层主要分布在华北地台北部，石盒子组煤层分布在南部（含大量薄煤层，部分可作为工业开采）。研究区石炭系-二叠系各组岩性主要是陆相和过渡相的砂泥岩含煤沉积夹海相层。过渡相沉积及海相灰岩主要发育于下部的本溪组和太原组，上部以陆相砂泥岩为主，沉积总厚度500～1100m，自北而南逐渐增厚。在纵向上，自下而上海相或过渡相的暗色沉积逐渐为陆相灰绿色或杂色砂泥质沉积所取代，粒度变粗，砂质沉积增多；横向上，由南而北海相或过渡相沉积逐渐减少，其中以太原组和山西组的灰岩变化（减少）最为明显。
华北地区石炭系-二叠系各组主要岩性和化石见综合柱状图（图1-2-5、图1-2-6），按岩性及古生物群可明显分为6个层段，即本溪组、太原组、山西组、下石盒子组、上石盒子组及石千峰组，总体表现为海退式旋回性沉积。具体分述如下：
图1-2-6 华北地区二叠系岩性综合剖面图
图1-2-5 华北地区石炭系岩性综合剖面图
1.本溪组
总厚4～84m，与下伏地层呈平行不整合接触。岩性上可明显分为上、下两部分。下部为灰、灰棕色铝土岩、铝质泥岩，底部具透镜状赤（褐）铁矿；上部为灰、灰黑色泥（页）岩、粉砂质泥（页）岩夹粉、细砂岩、生物碎屑灰岩及薄煤层，化石丰富。主要化石有Fusulina pseudoronnoi组合、Naiadites alatus组合、Neagnathodus roudyi、Idiognathodus megificus组合和Neuropteris kaipiggina组合。
2.太原组
全区普遍发育，是华北主要含煤层系之一。岩性主要为灰黑色泥岩、粉砂岩、泥晶生物碎屑灰岩、灰白色中粗粒石英砂岩及煤层，自北而南，灰岩层数增多，厚度增大。砂岩主要分布于北京—天津、济南、石家庄及阳泉等地区，累厚50～70m；煤层主要分布在北纬38°以北，累厚10～30m；灰岩主要分布于徐州-淮北-淮南一带，累厚达50余m。
该组总厚26～250m，与下伏本溪组连续沉积，可分为上、中、下3个岩性段：
下段：底部为具低角度交错层及楔状层理的灰白色中粗粒长石石英砂岩或沉凝灰岩，其上是灰黑色泥岩、粉砂岩及煤层交互而成的韵律段。主要化石有：Neochonetes ovalicus，Triticites paravus，Streptonathodus elegantulus等。
中段：为一套石灰岩、黑灰色泥岩、粉细砂岩及煤层互层，是本组主要含煤层段，含丰富的生物化石，主要有：Choristites trautscholdi，Streptognathodus elongatus，Dunbarinella mathorsti等。
上段：由具板状或槽状交错层理的中粗粒长石石英砂岩、低角度交错层理细砂岩、灰黑色泥岩组成，中夹薄层石灰岩和薄煤层，含丰富的动植物化石：Pseudoschwagerina texana，Pseudofusulina valida，Rugosofusulina serrata，Streptognathodus wabaunsensis，Neuropteris ovata和Callipteridium roraiense等。
3.山西组
该组是本区又一重要含煤层系，与下伏地层整合接触，主要为碎屑岩沉积，表现为深灰—灰色泥岩、粉细砂岩、含砾中粗粒砂岩及煤层互层，局部夹透镜状泥灰岩（附图Ⅲ—5），向东南（豫东和淮南）方向，灰岩呈层状赋存，层数增多，厚度增大。本组砂岩主要分布于大同、石家庄、北京—柳江、济南及徐州以北的大部地区，累厚20～30m；煤层主要分布在北京—太原以南广大地区，本组总厚约23～100m，含有较多的动植物化石，主要有Lingula sp.，Dunbarella sp.，Phestia meekana，Bucanopsis calamiroids，Neuropteris ovata，Pecopteris cf.Sphenopteris nystroemii和Emplectopteris trianglaris等。
4.下石盒子组
下石盒子组在区内广泛分布，总厚67～220m，与下伏地层连续沉积，但含煤性显著变差。主要为灰绿、黄灰色泥岩、粉砂岩夹灰黄-灰白色中粗粒砂岩，砂岩局部含砾。自下而上，颜色逐渐灰绿→灰黄→杂色；由北向南，颜色变深，最终变为灰白色中细粒砂岩、粉砂岩及暗色泥岩，并夹有海相层和煤层。砂岩主要发育在唐山—天津、淄博及山西介休等地区，累厚60～100m；煤层主要发育在徐州—郑州一线以南，累计厚4～19m。本组生物化石丰度大减，且以植物为主，总的植物面貌基本同于山西组，为中期华夏植物群，主要有：Pecopteris taiyuanensis，Taeniopteris cf.Schenkii，Sphenophyllum costae，Annularia gracilescens等。
5.上石盒子组
该组在本区分布广泛，厚度巨大，总厚度多为300～400m，与下伏地层连续沉积。岩性以棕红、黄绿色泥岩及浅棕、灰黄色中细粒砂岩互层为主，中上部夹杂色或灰紫色铝质泥岩，含海绵骨针硅质泥岩及藻层燧石条带。总体上，北部沉积物的粒度较粗，颜色较红，而南部为细粉砂岩和暗色泥岩，并夹有煤层；垂向上具上、下细中间粗的特点，靠上部出现紫红色层沉积。暗色泥岩在太原—邯郸—枣庄一线以南的大部地区较为发育，厚150～400m，煤层主要分布在平顶山—淮南一带，厚5～186m。生物化石含量进一步减少，硅质岩中含Lingu-larso及腹足类化石；植物组合反映了晚期华夏植物群的面貌，主要有：Lobatannularia multifolia，L.cathaysiana，Sphenophyllumsinocoreanum，Tingiamegofolia，Pseudorhipi-dopsisbreuicaulis，Psygmophyllummulfipartitum等。
6.石千峰组
由于后期剥蚀改造，该组在区内分布较少，厚70～380m，连续沉积于上石盒子组之上。岩性以棕红、紫棕红泥岩及浅棕、棕灰色中细粒长石砂岩为主，中上部夹灰绿色泥岩、中薄层泥灰岩及泥云岩，局部夹浅灰色薄层燧石层，暗色泥岩及煤层完全消失。含鱼骨、介形虫及爬行类化石，偶见少量植物碎片。砂岩在豫西一带最为发育。
在研究工作中，首先在露头剖面及岩心描述时，以是否发育植物根迹、钙结层、铁质壳、伪背斜构造、滑擦面以及岩层是否具有土壤层特征等依据，分辨出古土壤，并根据宏观观察结果对所辨识的古土壤层按特征大致分类，然后在各类古土壤层的典型剖面上采样，以进行样品的常量元素相对含量和粘土矿物相对含量分析以及微形态特征观察。其中常量元素相对含量是在国家地质实验测试中心采用X荧光光谱仪按国家G B/T14506.28—1993、GB/T14506.13—1993、GB9835—1988和LY/T1253—1999标准进行检测的，粘土矿物相对含量则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测定的。古土壤岩石薄片是在北京大学实验中心磨制的。测试原始数据见附表1、附表2。
根据宏观结构、构造特征、颜色、微观结构、粘土矿物及常量元素分布特征，在河北南部临城县竹壁村沙坝沟和邢台矿区DP1钻孔石炭系—二叠纪地层中识别出古新成土、古潜育土、古有机土、古变性土、古旱成土、古老成土和古氧化土等7种古土壤类型，分述其特征如下。
5.3.2.1 古新成土（palaeoaddendosols）
（1）宏观特征
露头上一般为灰色、灰白色泥岩或铝土质泥岩，普遍发育直径约1～3mm或更细小的脉管状植物根迹，这些根迹向下分叉或从中央向四周发散，有的含菱铁质结核，结核以孤立状或连续成层出现，孤立结核的直径最大可达10cm，土体成块状。在沙坝沟剖面的第2～5层厚约3m，其间夹三层10～20cm的菱铁质细砂岩和一层厚约50cm的灰黄色细纱岩，位于最上部的是第5层，岩性为灰黑色炭质泥岩，其他均为灰色泥岩和铝土质泥岩。在灰色铝土质泥岩和泥岩中普遍有细小根迹发育，并含沿层分布的植物碎片化石，由于受一定程度的成壤作用，而呈现出不很明显的块状构造。在菱铁质细砂岩中由于受氧化铁的浸染，整层岩石均成红褐色，岩层内已无法辨认沉积层理，但整套岩层仍保留着潮汐砂坝的形态。灰黄色细砂岩则仍保持着原来的沉积层理，但从中可以发现细小的植物根迹和植物化石碎片（图5.5）。
（2）常量元素和粘土矿物分布特征
发育于沙坝沟剖面第2～5层的古土壤，整个剖面上除了含菱铁质结核的位置，SiO2和Al2O3相对含量随深度变化较小，而在菱铁质结核发育的位置，由于菱铁质结核的存在导致总铁（TFe2O3）含量突然增高，从而使得SiO2和Al2O3含量相对降低，总铁（TFe2O3）含量有随深度增大而增大的趋势反映风化程度的w（Al2O3）/w（SiO2）也无明显变化，而从风化淋溶系数CIA（=w（Al2O3）/w（CaO+MgO+Na2O+K2O），下同）和反映钙化程度的w（CaO+MgO）/w（Al2O3）看，剖面上部有微弱的脱钙特征；从w（Fe2O3）/w（FeO）看，随深度的变浅，氧化性逐渐减弱。从烧失量LOI在剖面顶部40cm范围内突然增大，可能由于大量植物的生长而有较多的有机质累积，所以烧失量有所增大。粘土矿物组成以高岭石（K）和伊利石/蒙脱石混层（IS/）为主，含少量的伊利石，而无绿泥石，且高岭石相对含量远高于伊利石/蒙脱石混层。在剖面上，高岭石和伊利石/蒙脱石混层随深度变化不明显（图5.6）。
（3）微形态特征
岩石薄片中，可观察到颗粒仍然呈定向排列，以石英颗粒为主，颗粒间为泥质充填，颗粒边缘普遍有较薄的泥质包膜（coating）（图5.7a），使得颗粒边缘模糊，包膜主要形成于晶质颗粒边缘的内侧，在单偏光下为灰色，根据图5.8的分类（黄瑞采，1990），所发育的包膜属于颗粒包膜。从整个薄片看还含大量无定型有机质并见植物根迹。植物根迹被方解石充填，边部仍然保留着根的薄壁，薄壁在单偏光下为黑褐色，反射光下为灰色（图5.7b）。
（4）成因解释
这种类型的古土壤主要发育在本溪组和太原组下段，发生过多次的海水进退过程。由于当时的华北地台地形平缓，每次海水侵入都将河北南部所覆盖。从第2～5层的沉积看，所研究的砂坝沟剖面当时可能处于潮坪沉积环境，海水涨潮时海水都能到达该地，总体上水位较高，成壤作用较弱。从整个土壤层剖面看，存在着生物作用的痕迹，但却无明显的风化、淋溶、脱钙等成壤作用过程的现象，但从宏观上看，剖面上又具有土壤结构和生物改造的痕迹。因此，为较弱的成壤作用改造的结果，形成的土壤层接近于母质层C层，因此在古土壤检索分类中属于古新成土。
图5.5 沙坝沟剖面第2～5层中古土壤层宏观特征Fig.5.5 Macro-characteristics of the palaeosols in the layer 2～5 of Shabagou section
图5.6 沙坝沟剖面中古新成土粘土矿物、常量元素及比值分布特征Fig.5.6 Clay mineralogical and geochemical characteristics of the palaeoaddendosols in layer2～5 of Shabagou section
TFe2O3—总铁；CIA—风化淋溶系数；L OI—烧失量
图5.7 古新成土的微形态特征Fig.5.7 Micromorphological characteristics of the palaeoaddendosols in layer2～5 of Shabagou section
图5.8 覆盖在颗粒表面上的包膜类型Fig.5.8 Coating types on the grains
（据黄瑞采，1990）
5.3.2.2 古有机土（palaeohistosols）
一般为黑色的煤层和灰黑色炭质泥岩，在沙坝沟剖面上主要发育了几层厚度较薄的炭质泥岩，如图5.3中第5层。众所周知，煤层为大量植物残体堆积经深埋变质而成，因此，从土壤学角度，煤层实际上是土壤剖面中位于最上部的有机质层经变质形成的，主要由有机质含量较高的O 层土壤层所组成。所以，从检索分类上，它属于以有机质层为主体的古有机土。
5.3.2.3 古氧化土（palaeooxisols）
该类型古土壤在本溪组地层中，如沙坝沟剖面的第3层包含的三层厚度为20～40cm的菱铁质粉、细砂岩（图5.5）。其特征为含菱铁质结核或为菱铁质胶结的粉砂岩，颜色为红褐色，菱铁矿为弱还原、弱氧化条件下形成，它的出现表明沉积物曾经暴露遭受氧化（Ciaran和O’Byrne等，1996）。且从整个沉积层看尽管还可看出大的沉积构造，但其中细小的沉积层理却已无法辨认。在薄片中，以石英为主的颗粒定向排列，可观察到单偏光和正交光下为黑色、反射光下为红色的菱铁质填充物，一些石英颗粒边缘被铁质浸染而呈不规则状或形成铁质亚包膜（图5.9）。
图5.9 沙坝沟剖面第3层中古氧化土的微形态特征Fig.5.9 Micromorphological characteristics of the palaeooxisols in layer 3 of Shabagou section
在上石盒子组中，在剖面上表现为灰色、浅灰色的泥岩夹一层厚约1～5cm的红褐色铁质壳层，一些剖面上铁质壳上部的泥岩被冲蚀掉，而只剩下铁质壳，或岩层顶面被铁质浸染而呈褐红色，与其下的地层呈鲜明的对比。还有的古土壤层整个剖面都呈红褐色，但在裂缝或土壤结构体之间的缝隙中常常填充了颜色更深的铁氧化物，且土壤结构体呈次棱角状，风化面上显得较为破碎。从野外露头特征看，该类型古土壤层通常都发育类似于现代土壤系统分类中的诊断表下层氧化层的铁质壳或铁氧化物聚集层。该古土壤层主要由具有氧化层的Bg层所组成，从这一特征看，应属于检索分类中的古氧化土（palaeooxisols）。
本溪组发育的古氧化土与上石盒子组发育的古氧化土相比，在本溪组发育的氧化土其厚度较薄，通常为质地较粗，一般为粉—细砂粒，有发育形态完整的菱铁质结核或整个岩层被强烈氧化形成的菱铁质氧化物浸染而呈暗红褐色，其形成环境一般为潜水面较高，且主要海平面下降后沉积物暴露地表遭受氧化而形成，一般为弱还原—弱氧化环境，且气候较为潮湿。而在上石盒子组发育的古氧化土则具有较薄的铁质壳，且大多数情况下，没有铁质壳，而是岩层顶面被氧化或整个岩层被氧化而呈紫红色，色彩较为鲜艳，一般质地为粘土—细粉砂，而粒度较粗的细砂岩等则一般不发育古氧化土，形成于河流沉积环境的泛滥盆地，气候为半湿半干。
5.3.2.4 古潜育土（palaeogleysols）
在N ettleton和Olsen等（2000）的古土壤划分方案中并未列出该类古土壤，但具有潜育特征的古土壤对基准面/海平面变化分析具有重要意义，因此本次研究根据第四纪古土壤中潜育土特征以及前人对第四纪以前潜育土的研究成果，将其单独列出。
（1）宏观特征
这种古土壤层在剖面上主要为深灰色或灰黑色泥岩，含有较多的植物根化石，常上覆煤层，一般是煤层底板根土岩。由于早期暴露地表，后期由于地下水位抬高经水浸湿而形成斑纹状的还原层。
（2）常量元素和粘土矿物分布特征
发育于邢台矿区DP1钻孔7＃煤层底板的根土岩中的古土壤，剖面上，SiO2相对含量随深度增大而减小，TFe2O3和Al2O3相对含量随深度增大而增大，反映风化程度的w（Al2O3）/w（SiO2）也随深度增加而成呈增大的趋势，而从风化淋溶系数CIA则具有相反的趋势，呈随深度而减小的趋势，反映钙化程度的w（CaO+MgO）/w（Al2O3）则随深度增加而增大，从这几项参数看，该土壤层曾受较为强烈的风化淋滤、淋溶作用，导致剖面上部SiO2相对累积，铁、铝、钙、镁等向剖面下部迁移，同时从风化淋溶系数和反映钙化程度的指标看，该剖面钙、镁淋失强度比铁、铝大；从w（Fe2O3）/w（FeO）看，从下向上氧化性明显减弱而还原性增强。在剖面上部40cm范围内，烧失量向上增大，可能由于顶部大量植物的生长，而产生有机质累积，所以烧失量有所增大。粘土矿物组成以高岭石（K）和伊利石/蒙脱石混层（I/S）为主，且它们的相对含量相当，另外还含3%～12%的伊利石和12%～18%的绿泥石。在剖面上部50cm范围内，高岭石和伊利石相对含量向上增大，而伊利石/蒙脱石混层和绿泥石相对含量向上减小（图5.10）。
图5.10 邢台矿区DP1钻孔7＃煤底板古潜育土粘土矿物、常量元素及比值分布特征Fig.5.10 Clay mineralogical and geochemical characteristics of the palaeogleysols of the coal seam 7#floor in the borehole DP1 in Xingtai mining area
TFe2O3—总铁；CIA—风化淋溶系数；LOI—烧失量
（3）微形态特征
在薄片中泥质结构明显，几乎无石英等颗粒。裂缝发育普遍，受淋溶与淀积作用裂缝及植物细胞溶蚀结构体中基本都被方解石充填，同时在这些缝、孔中可见到成颗粒状的黄铁矿颗粒，黄铁矿颗粒在正交光和单偏光下都呈黑色，在反射光下为金属光泽反光体，略带黄色。而方解石晶形不明显，但在正交光下干涉色特征极其明显（图5.11）。从薄片上看，该类型古土壤经历了淋溶与淀积作用过程和还原过程，形成碳酸盐淀积和黄铁矿颗粒。
图5.11 邢台矿区DP1钻孔7＃煤底板古潜育土微形态特征Fig.5.11 Micromorphological characteristics of the palaeogleysols of the coal seam 7#floor in the borehole Dp1 in Xingtai mining area
（4）成因解释
从剖面上地球化学和粘土矿物相对含量变化规律看，该类型古土壤早期发育时潜水面较低，经受较强的淋洗作用，导致易溶成分被淋失，而在剖面上部累积硅。后来潜水面抬升，使土壤层被水体淹没而处于还原环境，导致向上还原性增强，并在剖面上形成斑纹状还原层。在薄片中也反映了淋溶和还原作用所形成的特征。从其形成及演化特征看，与现代潜育土特征较相似（Retallack,1998），它又被深埋于地层中，属于埋藏古土壤，因而将其命名为古潜育土（palaeogleysols）。
5.3.2.5 古旱成土（palaeoaridisols）
（1）宏观特征
河道间沉积环境中形成的古土壤，是河流沉积层序划分界面的重要标志。由于河道的迁移或者后期河道的发育，在河道间形成并保存下来的土壤层常常并不完整，一般情况下位于土壤层上部的有机质层（O层）和淋溶层（A 层）都被侵蚀掉了。因此，在识别该类土壤时主要依靠心土层或淀积层（B层）的特征。
研究区上石盒子组中段发育的古土壤特征明显、类型单一，可归纳为一种类型的古土壤。该类型古土壤在剖面上较为典型的特征是，一般在距顶部20～60cm的位置都有连续分布、平行于地层的灰白色钙结层发育，钙结层厚度一般在10～20cm左右，且顶部都有一厚20～40cm的黄色层，向下逐渐转变为紫红色，岩性均为泥岩。由于受成壤作用的改造，土壤结构大多呈块状结构，且上覆的河道砂岩底部岩石成分中，常含有泥砾，且泥砾的粒度向上变小，直至无泥砾，下伏河道砂岩的顶部可见到由于暴露地表而形成的侵蚀坑或生物钻孔（图5.12）。
图5.12 沙坝沟剖面第51层中古旱成土宏观特征Fig.5.12 Macro-characteristics of the palaeoaridisol in layer 51 of Shabagou section
（2）常量元素和粘土矿物分布特征
沙坝沟剖面的第51层中，古土壤层的SiO2含量在53.65%～66.54%之间，且由下向上逐渐减小；Al2O3含量分布在15.49%～20.36%之间，变化趋势与SiO2的相反；T Fe2O3（总铁）含量6.97%～9.82%，整体上看变化趋势不明显；反映风化程度和淋溶强度的w（Al2O3）/w（SiO2）由下向上逐渐增大，CIA值也呈同样的趋势，所不同的是CIA在剖面顶部突然减小，可能在剖面顶部积钙所致，w（CaO+MgO）/w（Al2O3）在剖面上的变化也反映出了这一特征。这几项参数的在剖面上的变化较明显地反映出了淋溶与淀积成壤过程。w（Fe2O3）/w（FeO）在剖面上变化不大，反映在土壤发育过程中氧化还原条件基本相似。从烧失量看，有机质含量由下向上增大，且到顶部增大幅度较大，可能该位置接近于未被侵蚀前古土壤层的淋溶层的位置。粘土矿物组合以高岭石和伊利石/蒙脱石混层为主，有少量的伊利石，其中高岭石含量在22%～43%之间，伊利石/蒙脱石混层含量在52%～73%之间，而伊利石仅有4%～8%（图5.13）。
图5.13 沙坝沟剖面第51 层古旱成土地球化学及粘土矿物分布特征Fig.5.13 Geochemical and clay mineralogical characteristics of the palaeoaridisols in layer51 of Shabagou section
TFe2O3—总铁；C IA—风化淋溶系数；LOI—烧失量
在粘土矿物相对含量上，该类古土壤与其他各类古土壤有明显的区别，即高岭石相对含量低于伊利石/蒙脱石混层，而在其他古土壤层中则相反。
（3）微形态特征
在薄片中可观察到大量发育的方解石充填物，主要充填在裂缝或溶解孔隙中，方解石多呈两个世代，靠孔隙或裂缝边缘为细小的方解石晶体，孔隙或裂缝中央为较大的方解石晶体，呈镶嵌状充填于其中。主要成分为泥质，颗粒较少，颗粒成分主要为石英，在部分颗粒表面可观察到厚度较小的泥质包膜。可见到较大的有机质碎块，单偏光和正交光下为黑色。可能由于埋藏后受压实而分裂成多个碎块，碎块间还混杂有石英颗粒，并被细晶方解石充填（图5.14）。
图5.14 沙坝沟剖面第51层中古旱成土的微形态特征Fig.5.14 Micromorphological characteristics of the palaeoaridisols in layer 51of Shabagou section
（4）成因解释
在半干旱、半湿润气候条件下，由于降雨较少，雨量对土壤的淋溶、淋滤作用较弱，只有那些易溶解化学成分被淋溶迁移，由于钙的氧化物极易溶于水，因此，在这样的气候条件下，在土壤层上部通常出现脱钙，而下部土层积钙。从上述各方面的特征看，研究区的这类古土壤主要出现在河道间沉积，由于河道迁移，土层上部常被侵蚀，而留下发育有钙结层的下部。从其整体特征并结合钙结层发育特征看，从检索分类上该类古土壤应为古旱成土（palaeoaridisols）。
5.3.2.6 古变性土（palaeovertisols）
（1）宏观特征
该类古土壤主要为紫红色或紫黄色中厚层状泥岩，其最典型的特征是规模大小不一的滑擦面相互交叉所构成的“伪背斜”构造，且滑擦面内通常都充填了厚度5～10mm的碳酸钙淀积物。当滑擦面发育较多，以致成网状时，受滑擦面内充填的碳酸钙淀积物和氧化物的影响，远观时其颜色为紫黄色或黄绿色。发育少量与地层相垂直且向下分叉的植物根迹，直径约3～4mm。土体结构呈次棱角状（图5.15）。
图5.15 沙坝沟剖面第138～139层中古土壤层宏观特征Fig.5.15 Macro-characteristics of the palaeosols in layer 138～139 of Shabagou section
（2）常量元素及粘土矿物分布特征
在沙坝沟剖面的138层发育的V型古土壤，相对于其上、下土层具有较低的SiO2含量和较高的Al2O3和TFe2O3含量，且三者基本都不随深度的变化而发生变化，其中SiO2含量为55.77%～58.86%,Al2O3含量为21.38%～22.93%,TFe2O3为6.77%～8.12%；反映风化程度和淋溶强度的w（Al2O3）/w（SiO2）和CIA在剖面上也无明显的变化，所不同的是w（Al2O3）/w（SiO2）相对于上、下地层要高；w（CaO+MgO）/w（Al2O3）在剖面上的变化则与CIA变化特征基本一致。w（Fe2O3）/w（FeO）有由下向上逐渐增大的微弱趋势，即在剖面上部氧化性相对于下部有所增强。烧失量也相对于上、下地层高，且基本不随深度的变化而变化。粘土矿物以高岭石和伊利石/蒙脱石混层为主，几乎不含伊利石，其中高岭石含量为60%～79%，伊利石/蒙脱石混层含量为21%～40%，且高岭石含量在剖面上由下向上逐渐增大，而伊利石/蒙脱石混层变化趋势则相反（图5.16）。
图5.16 沙坝沟剖面138层古变性土地球化学及粘土矿物分布特征Fig.5.16 Geochemical and clay characteristics of the palaeovertisols in the layer 138 of Shabagou section
TFe2O3—总铁；CIA—风化淋溶系数；L OI—烧失量
（3）微形态特征
在薄片中，主要由细粒的泥质组成，颗粒较少，其中的颗粒表面基本都有泥质包膜的发育，包膜几乎覆盖了整个颗粒，颗粒成分主要为石英。发育的裂缝被方解石泥晶所充填，从充填特征看，可能为多期充填结果，因为，在后一期充填的前端出现了可能为流体停止流动后形成的新月形帽状物，且两期形成的淀积物在单偏光下颜色上也有差别，前一期颜色稍浅为灰白色，后一期稍深为灰色（图5.17）。
图5.17 沙坝沟剖面138层中古变性土的微形态特征Fig.5.17 Micromorphological characteristics of the palaeovertisols in the layer 138 of Shabagou section
（4）成因解释
综合上述特征来看，由于该类土壤发育于泛滥盆地离河道较远端的位置，河水不经常漫到此地，并由于气候干湿交替，主要为膨胀性较强的粘土矿物组成的泥岩在干旱期收缩，而在潮湿期又发生膨胀，如此胀缩运动，在整个剖面形成规模大小不一的滑擦面。多组滑擦面或破裂面（通常后期被方解石充填）以较宽的、略向下倾斜的向斜和陡峭的、呈尖头形的背斜形式构成伪背斜构造。因此，它应当属于古变性土（palaeovertisols）（Wright等，1992;Driese和J acobs等，2003）。
5.3.2.7 古老成土（palaeoeldisols）
（1）宏观特征
在未受成壤作用的改造情况下，沉积物颜色在沉积层剖面上基本一致，而经受了成壤作用的改造后，通常都有颜色的变化（叶良苗和裘亦楠，1991；尹国勋和张汉瑞，1996）。这是因为土壤层受淋溶或淋洗作用，一些化学物质或粘粒从剖面上部向下迁移，从而使得剖面上下呈现不同的颜色。研究区该类古土壤在剖面上的颜色一般为上部紫黄色或更浅的灰黄色，向下逐渐转变为紫红色以及褐色（图5.19）。同时有大量与地层大致垂直的植物根迹发育，根迹直径1～5mm，根迹边缘由于被氧化而呈黄色，可清楚观察到根系的分叉状结构。
（2）常量元素及粘土矿物分布特征
在沙坝沟剖面的139层发育的V I型古土壤，SiO2含量在57.66%～65.9%之间，且由下向上逐渐增大；Al2O3含量分布在18.93%～22.98%之间，变化趋势与SiO2的相反；TFe2O3（总铁）含量5.06%～7.42%，剖面上变化趋势与Al2O3相同；反映风化程度和淋溶强度的w（Al2O3）/w（SiO2）由下向上逐渐减小，CIA值有较弱的向上增大的趋势，但在剖面顶部突然减小，w（CaO+MgO）/w（Al2O3）在剖面上的变化很小，但靠近上部的位置有向上增大的趋势。从上述各项参数在剖面上的变化可以看出，该土壤剖面上发生过较明显的灰化成壤过程。w（Fe2O3）/w（FeO）由下向上逐渐减小，体现出在土壤层上部还原性有所增强。而烧失量也出现由下向上减小的趋势。粘土矿物以高岭石和伊利石/蒙脱石混层为主，几乎不含伊利石，高岭石含量为59%～65%，在剖面上由下向上逐渐增大，伊利石/蒙脱石混层含量为30%～41%，在剖面上的变化趋势与高岭石相反（图5.18）。Fig.5.18 Geochemical and clay characteristics ofthe palaeoeldisols in the layer 139 of Shabagou section
图5.18 沙坝沟剖面139层古老成土地球化学及粘土矿物分布特征
TFe2O3—总铁含量；CIA—风化淋溶系数；LOI—烧失量
（3）微形态特征
从薄片中观察，该类古土壤也主要由细粒的粘土组成，在单偏光下整体显灰色，颗粒较少，且颗粒成分主要为石英，颗粒表面普遍具有包膜而使得颗粒边缘在单偏光下显灰褐色，颗粒也被泥质浸染而呈灰色。由于在露头上即已观察到大量植物根迹的发育，因此，在薄片中植物根迹也较常见，且根的横截面形态较完整，根的有机质已发生变质而在正交光下呈黑色，边缘仍可见植物根的薄壁，直径在0.1～0.5mm 不等。有的根迹被裂缝切割而呈碎块，里面填充了碳酸盐淀积物（图5.19）。
（4）成因解释
在潮湿气候，大量生长植物的地区，植物残体腐烂形成的有机酸溶液在下渗过程中，将上部土体中碱金属和碱土金属淋失，并使矿物中的铝硅酸盐分离，在淋溶层形成还原态的铁铝，并以胶体形式向下淋溶。在土体下部遇到高盐基状态或水分被土壤吸收而淀积于土体下部。由此在土壤层上部形成二氧化硅相对富集的灰白色淋溶层，而在土体下部形成三氧化物和腐殖质富集的红棕色淀积层（尹国勋和张汉瑞，1996）。同时，由于大量发育泥质薄膜和粘土矿物中高岭石含量较高，因此，从宏观特征以及粘土矿物和地球化学特征看，该类型古土壤在检索分类中应属于古老成土（palaeoeldisols）。
图5.19 沙坝沟剖面139层中古老成土的微形态特征
Fig.5.19 Micromorphological c haracteristics of the palaeoeldisols in the layer 139 of Shabagou section
古气候判别标志
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