氣候地層學(xué)的研究目標(biāo)是在沉積物氣候記錄研究的基礎(chǔ)上，建立氣候旋回序列，經(jīng)與全球或地區(qū)氣候旋回變化的時間標(biāo)尺對比，從而進行地層的劃分。顯然，地層是氣候地層學(xué)重要的物質(zhì)基礎(chǔ)與先決條件，而氣候則是從地層的有效組分中提取出來的成因概念。在這方面，氣候地層學(xué)與傳統(tǒng)的地質(zhì)學(xué)工作方法一樣，基本上也是采用野外調(diào)查與室內(nèi)實驗分析相結(jié)合的工作方法。異點在于，前者更強調(diào)第四紀冰期—間冰期及更短時間尺度的氣候變化。盡管如此，進行氣候地層劃分對比時，巖石地層、生物地層和年代地層學(xué)仍然是其重要的基礎(chǔ)，尤其在面對陸相和海陸交互相地層時顯得更加重要。不言而喻，氣候地層學(xué)的基本目標(biāo)決定了其主要針對的是第四紀沉積及其記錄了什么樣的氣候環(huán)境與變化，以及是什么因素引起氣候環(huán)境的變化。這些，對于我們認識地球環(huán)境的過去、現(xiàn)在乃至未來均具有重要意義。

氣候地層學(xué)的研究方法，說到底就是從地層中提取古環(huán)境信息并加以分析與推斷的方法。以下僅列出一些通常采用的方法。

15.2.1　野外觀察與描述

對于大陸范圍沉積，采用野外觀察與描述用來說明氣候環(huán)境變化非常重要。特別是對于一些特殊的地質(zhì)現(xiàn)象，野外觀察與描述對室內(nèi)分析、判斷往往起至關(guān)重要和不可替代的作用。以下只選擇我國干旱、半干旱區(qū)一些沉積現(xiàn)象和其說明的氣候意義作介紹。

15．2．1．1　冰川堆積與冰緣現(xiàn)象

冰川堆積即是那些碎屑顆粒大小混雜、層理不清的冰積物，又因含有黏土和礫石而曾稱為泥礫(boulder clay);冰川搬運的十分巨大的石塊稱為冰川漂礫，往往帶有擦面和擦痕。這類堆積物的存在，直接指示冰川作用的發(fā)生，代表了北半球生物氣候帶曾經(jīng)大幅度南移或者雪線呈現(xiàn)劇烈下降。

冰緣現(xiàn)象又稱冰緣構(gòu)造，主要表現(xiàn)形態(tài)系凍融褶皺和冰楔或者砂土楔狀體，是地質(zhì)時期多年凍土的產(chǎn)物。作為一種與寒冷氣候緊密聯(lián)系的表型，這類現(xiàn)象在氣候地層學(xué)研究中具有不可替代的作用。除高海拔的山地高原外，我國現(xiàn)代緯度多年凍土主要分布于N46°36＇—53°30＇，而末次冰期(71～11．7ka B P)冰盛期的冰緣構(gòu)造在賀蘭山以東的地區(qū)至少向南可以達到N37°。這表明，這一時期的生物氣候帶曾一度大規(guī)模南移10個緯度，氣溫較今降低8～12℃(董光榮等，1985)。期間，自賀蘭山—阿爾泰山多年凍土南界以北曾連成一片(崔之久等，2004)。值得注意的是，我國的冰緣現(xiàn)象并不是孤立的，涉及到世界性的冰期氣候，至少北半球是如此。較早時期就有學(xué)者認為，冰期鼎盛時的海洋損失的海水層在100余米，而北半球高緯卻能夠積累厚達3000m左右的冰蓋，其中僅北美洲的冰蓋半徑就有1800km，中心厚度更可達4000m(楊懷仁，1979)?？梢韵胍?，海平面下降引起的大陸面積增加和冰流的發(fā)展規(guī)模，這勢必強迫上述我國凍土帶大規(guī)模的南移。

15．2．1．2　黃土與古土壤

黃土廣泛分布于中緯溫帶地區(qū)，黃土—古土壤序列以中國和歐洲最為完整。長時間序列的黃土—古土壤還可見于中亞及西伯利亞。黃土是我國最具特色的第四紀沉積物，厚達百米至數(shù)百米的黃土不僅廣泛出露于黃土高原，還有厚達670m之多的黃土覆蓋在西昆侖山北麓。黃河中游黃土的研究結(jié)果表明，黃土是在干旱寒冷的冬季風(fēng)作用下的類似于現(xiàn)代沙塵暴天氣過程的產(chǎn)物。在黃土高原至以南的關(guān)中平原，巨厚的第四紀黃土層中含有數(shù)十條加積型的古土壤條帶，代表了黃土沉積的“間斷”(劉東生等，1985;丁仲禮，劉東生，1989;丁仲禮等，1999)。其中，除了末次冰期以來的幾層黑壚土(郭正堂等，1996)外的絕大部分古土壤，被認為屬于暖溫帶環(huán)境下發(fā)育的褐色土，而黏化程度較高的褐色土還反映出較暖溫帶水熱條件更佳的成壤作用。因此，黃土—古土壤旋回可視為氣候旋回，是東亞冬夏季風(fēng)環(huán)境變化的產(chǎn)物。

15．2．1．3　沙丘砂、黃土狀亞砂土與古土壤和河湖相

沙丘砂主要分布于中國北方沙質(zhì)荒漠地區(qū)，另在青藏高原、我國東南部海岸、海島等亦有零星分布，是地質(zhì)時期的沙漠或沙地存在的最為直接可靠的地質(zhì)標(biāo)志。古老的沙丘砂可以劃分為古流動沙丘砂和古固定—半固定沙丘砂，灰黃—棕黃色，有時可見棕紅—橘紅色。古流動沙丘砂幾乎全部是由以細砂粒級(100～250μm)為主、極細砂(50～100μm)為次的礦物碎屑組成，松散且分選比較均勻;古固定—半固定沙丘砂粒級組成和含量亦大同，但含有一定的粉砂和黏土，較致密且分選中等，垂直節(jié)理較發(fā)育，無層理并可見植物根系。根據(jù)調(diào)查，古沙丘砂中休止角所指示的古風(fēng)向與之所在地點現(xiàn)代盛行的冬季風(fēng)的風(fēng)向一致。由此，也可以將古沙丘砂視為過去冬季風(fēng)的產(chǎn)物。如在新疆于田縣東南戈壁礫石層之下伏的沙丘砂層位:YTS 5b(相當(dāng)于氧同位素5b亞階段即“OIS 5b”)顯示接近于沙丘休止角的層理構(gòu)造，其產(chǎn)狀為205°∠32°(圖15－2)，指示其形成時的風(fēng)沙流是來自與現(xiàn)代冬季風(fēng)一致的北北東風(fēng)向。

圖15－2　新疆于田縣東南戈壁面之下的古沙丘砂及其休止角
(時代:晚更新世早期的OIS 5b)

黃土狀亞砂土　這是一種類似黃土的風(fēng)成的砂質(zhì)堆積，廣泛分布于中國的沙漠—黃土的交界地帶，以塔克拉瑪干沙漠南緣至昆侖山北麓之間分布的這類沉積尤為典型，其時代最遲在0．8 Ma B P即已出現(xiàn)(李保生等，1998)。表面來看，其與黃土似乎并沒有什么明顯不同(圖15－3)，分選較均勻且有時也具有類似黃土的那種垂直節(jié)理，唯風(fēng)成的極細砂(直徑50～100μm)含量較高(＞50%)。早期研究者認為，昆侖山北麓的這類沉積是塔克拉瑪干沙漠向南擴張的產(chǎn)物(周廷儒，1963;吳正，1981)，后來的研究(李保生等，1998)認為這也是干冷氣候環(huán)境的產(chǎn)物。顯然，這類沉積對于確定沙漠—黃土交界帶的移動與綠洲環(huán)境變化具有特殊意義。

圖15－3　新疆昆侖山北麓的亞砂土堆積
(時代:晚更新世)

古土壤　在此尤指在地質(zhì)過程中與沙丘砂或者亞砂土進行正逆交替過程中形成的土壤。沙丘砂或者亞砂土代表干旱寒冷時期沙漠“活化”或者擴張的正過程，當(dāng)氣候邊界條件改變并受到良好的水熱條件影響時，這類沉積物構(gòu)成的地表首先能夠生長草灌植物使得沙丘或沙地表層得以固定并形成沙質(zhì)荒漠草原;如果良好的水熱條件持續(xù)時間較長或者水熱強度增加，有利于疏林乃至森林草原生態(tài)環(huán)境的形成，亦勢必導(dǎo)致土壤化過程加強，形成地表以砂物質(zhì)為母質(zhì)的古土壤，稱之為砂質(zhì)古土壤。根據(jù)調(diào)查，賀蘭山以東的中國沙漠沙地的第四紀層序廣泛發(fā)育代表暖溫帶氣候的棕褐色土(圖15－4)，只是到晚更新世后期—全新世即末次冰期以來，這類土壤不復(fù)存在而被代表溫帶氣候的黑壚土替代(董光榮等，1991)。另外，賀蘭山以西的中國沙漠的第四系普遍缺乏古土壤，但反映古代綠洲的土壤仍然存在于現(xiàn)在的綠洲及其外圍。在塔克拉瑪干沙漠南緣的土壤稱之為“綠洲土”(Li et al．，2002)，在巴丹吉林沙漠的西北邊緣仍稱之為土壤(溫小浩等，2005)。但這類土壤通常又屬于棕漠土類，形成的時間僅見于末次冰消期以來的地質(zhì)時期。

圖15－4　毛烏素沙漠南緣薩拉烏蘇河沿岸出露的棕褐色土
(時代:晚更新世的OIS 5a)

河湖相　在此系指在地質(zhì)過程中與沙丘砂或者亞砂土進行正逆交替形成的河湖相沉積。沙丘砂或者亞砂土代表干旱寒冷時期沙漠“活化”或者擴張的正過程，當(dāng)受到良好的水熱條件影響時，這類沉積物在低洼區(qū)域者就可能受到降水作用形成的河流、湖泊及沼澤沉積(圖15－5)的影響(是沙漠演化的逆向過程)，進而覆蓋由前期沙丘或者沙地構(gòu)成的地表，并通過水的下滲和在水平方向上與河流、湖泊等水體的交換過程中產(chǎn)生的化學(xué)溶液使得下伏沙丘得以膠結(jié)、固定。因此，在中國沙漠乃至在黃土地區(qū)，河湖相通常可視為一種暖濕氣候的標(biāo)志(董光榮等，1991)。應(yīng)該指出的是，并不是所有的河湖相都是這種氣候的標(biāo)志。我國西北內(nèi)陸第四紀時期的一些大型湖泊，如青海湖、羅布泊等，在相當(dāng)長的時期一直是成湖環(huán)境，其記錄的水熱條件還需從地層中其他指標(biāo)提取。

圖15－5　毛烏素沙漠南緣薩拉烏蘇河沿岸邵家溝灣地點湖沼相(OIS 4)及其下伏的沙丘砂

河湖相中還有一種廣見于中國東部沙漠與沙地中的丘間洼地相沉積。這是主要受降水作用于沙丘或沙帶之間洼地積水形成的含較多鈣溶液膠結(jié)沙粒所形成的砂層(圖15－6)。鈣質(zhì)砂層多屬于灰—白灰色細砂—極細砂，較致密，一般僅有1cm至數(shù)厘米厚。此類沉積亦可以近似地視為氣候溫暖的間沙漠期堆積。

荒漠漆與石膏楔狀體　兩者代表了沙漠堆積或者荒漠化過程中極端燥熱的氣候背景?；哪嶂饕l(fā)育在巖石及沖洪積、沖坡積礫石表面，形成薄層灰黑色的“漆皮”?；哪崞崞?2～5μm)物源以大氣塵埃為主，形成時間一般需要數(shù)千年(Smith＆Whalley，1988);荒漠“漆皮”為富鐵或富錳“漆皮”。據(jù)對塔里木盆地的荒漠漆的研究，富鐵的荒漠“漆皮”的SiO2、MnO、Fe2O3的含量依次為63．80%、0．236%、16．26%;富錳的荒漠“漆皮”依次為31．55%、20．26%、11．11%(王貴勇等，1995)。我國甘肅西部至新疆吐魯番—哈密分布廣袤千里的戈壁礫石以及西部山麓邊緣第四系中分布的沖洪積、沖坡積礫石，其表面的荒漠“漆皮”(圖15－7)可能代表其形成時期的環(huán)境相當(dāng)于一個大氣的“靜風(fēng)期”，或許在具有微量降水降塵且在極度的熱力作用下，加之氣候干旱與晝夜溫差，才有利于戈壁荒漠“漆皮”SiO2等物質(zhì)的形成，故認為期間屬干燥炎熱的環(huán)境。石膏楔狀體是“多次吸水膨脹和失水收縮而產(chǎn)生的地層擾動與形變”(陳惠忠等，1991)。在礦物結(jié)晶學(xué)上，這意味著至少存在一次生石膏轉(zhuǎn)變?yōu)槭焓嗟倪^程，而實現(xiàn)這一過程所需要的地表溫度應(yīng)該≥128℃。

圖15－6　毛烏素沙漠南緣薩拉烏蘇河沿岸的丘間洼地相
(時代:晚更新世晚期的OIS 4)

圖15－7　阿爾金山北麓埋藏于古沙丘砂中的礫石及其表面的荒漠“漆皮”
(時代:晚更新世晚期)

15.2.2　具有指示氣候意義的古生物化石

第四紀時間短暫，生物進化不顯著，因此在確定地層時間界限時往往被認為缺乏可資論證的“標(biāo)準化石”。但這并不影響古生物在說明地層形成時的古生態(tài)這種令人信服的作用。盡管如此，由于過去對更新統(tǒng)三分的原則，這就不可避免地帶來在一個動物群中存在喜冷喜暖動物混雜、森林草原甚至荒漠草原動物共生的現(xiàn)象。這在我國北方標(biāo)志性生物地層學(xué)系統(tǒng)中的泥河灣(早更新世)、周口店(中更新世)和傳統(tǒng)的薩拉烏蘇(晚更新世)哺乳動物群中表現(xiàn)得頗為明顯。當(dāng)然，采用阿爾卑斯冰期－間冰期劃分來審視這類動物群指示的氣候特征時，第四紀晚期動物各個成員構(gòu)成的總體面貌也基本支持這類氣候地層劃分的方案。例如，后來被認為屬于里斯—玉木間冰期的薩拉烏蘇動物群適應(yīng)相對溫暖濕潤的森林草原環(huán)境，而其后的玉木冰期的城川動物群則適應(yīng)干旱寒冷的荒漠草原環(huán)境(李保生等，1989)。后者與我國東北的所謂冰河時代的猛犸象—披毛犀動物群同期。類似現(xiàn)象似乎也在歐洲的晚更新世動物群中得到印證。例如，從較早時期獲得的研究資料可知，法國Fontéchevade地點的里斯—玉木(或稱伊姆)間冰期地層含有梅氏犀(Dicerorhinus mercki)化石，德國Ehringsdoprf地點相同時期的地層含梅氏犀和古象(Palaeoloxodon antiquus)，代表了間冰期的溫暖氣候;德國Ehringsdoprf地點末次冰期層位則出現(xiàn)披毛犀(Coelodonta antiquitatis)、野牛(Bison sp．)、洞熊(Ursus spelaeus)和猛犸象(Mammuthus primigenins)等冰期動物組合(Alimen，1966)。即使如此，依然難以避免上述問題的存在。例如，吉林的猛犸象—披毛犀動物群中就含有南方屬種的王氏水牛(Bubaluswansjocki)(姜鵬，1977);間冰期的薩拉烏蘇動物群還具有可適于干冷環(huán)境下的動物成員—諾氏駝(Camelus knoblocki)、鴕鳥(Struthio sp．)。出現(xiàn)這一現(xiàn)象的可能原因是一個動物群往往是相當(dāng)于深海氧同位素曲線中的兩個或者更多冷暖階段動物的混合。

目前，廣泛用于說明氣候地層的古生物有脊椎動物、孢粉、軟體動物、有孔蟲、介形類、藻類等化石，有時亦見植物甚至是昆蟲類化石。其中，應(yīng)用最廣泛的是孢粉、有孔蟲和脊椎動物化石。對于千年尺度氣候變化頻率較高的晚第四紀陸相地層而言，如采用軟體動物說明氣候及其變化也許是一個很好的選擇。軟體動物中陸生蝸牛一般遷徙能力很弱，生態(tài)環(huán)境的阻隔使其適應(yīng)能力較差，對生活環(huán)境的變化較為敏感，如溫度、濕度，尤其對濕度的要求比較嚴格，而軟體動物中水生淡水螺類對水溫有一定的要求;無論是陸生蝸牛，還是淡水螺類，其適應(yīng)能力大多只局限在一定的范圍。20世紀80年代，Chen et al．(1985)對洛川黃土剖面的陸生蝸?；M行研究，提出以華蝸牛(Cathaica)和間齒螺(Metodontia)分別代表季風(fēng)控制下的冷干和暖濕氣候;90年代，Rousseau et al．(1990，1991)發(fā)現(xiàn)P．loessica和V．tenuilabri兩個物種類群，提出這兩個類群與Vertigo genesii是歐洲大陸至關(guān)重要的更新世生物地理和生物地層標(biāo)志。另外，Zhang et al．(2004)，Li et al．(1998a，1998b)還將其作為重要佐證進行沙漠—湖泊環(huán)境變遷的討論。

從氣候地層學(xué)出發(fā)，如果按大家普遍公認的深海氧同位素(Shackleton＆Opdyke，1976;Ruddiman et al．，1989;Bond et al．，1993)和中國黃土—古土壤氣候變化曲線作為時間—氣候標(biāo)尺來考察具有典型氣候意義的古生物，則要求在地層劃分方面更加詳細，厘清諸沉積相單位及其所含化石，這樣，更有利于提取真實的氣候環(huán)境記錄信息。

15.2.3　其他物理、化學(xué)等氣候代用指標(biāo)

在說明氣候及其變化時，地層中理化分析數(shù)據(jù)等代用指標(biāo)一直得到廣泛應(yīng)用并在氣候地層學(xué)研究方面發(fā)揮出重要作用，尤其是在說明某個特定區(qū)域的環(huán)境變化時，相關(guān)的代用指標(biāo)往往起到十分關(guān)鍵的作用。氣候代用指標(biāo)可以分為物理的、化學(xué)的和綜合的幾種類型。在這部分內(nèi)容中，主要參考劉東生主編的《黃土與干旱環(huán)境》(2009)中的有關(guān)章節(jié)，簡要介紹如下。

15．2．3．1　物理指標(biāo)

(1)磁化率。磁化率是20世紀70年代創(chuàng)立的環(huán)境磁學(xué)中一項重要的環(huán)境指標(biāo)，因其敏感性和精確性且測量操作具有便宜、簡便、快捷，對樣品無破壞的特點而得到廣泛地應(yīng)用(Thompson，1975;劉秀銘等，1993;Kukla，1987)。沉積物磁化率是衡量沉積物在外磁場作用下被磁化難易程度的物理量，一般分為體積、質(zhì)量、頻率磁化率。沉積物是在特定的沉積環(huán)境中形成的，記載了環(huán)境條件的變化，其所攜帶的磁性礦物則因其對環(huán)境的靈敏反映和記錄的穩(wěn)定性而成為較好的環(huán)境示蹤指標(biāo)。

20世紀70年代，人們注意到黃土高原古土壤磁化率比黃土高的現(xiàn)象(李華梅等，1974;安芷生等，1977)。Heller和劉東生系統(tǒng)測量了中國洛川黃土剖面樣品的磁化率，發(fā)現(xiàn)由古土壤和黃土磁化率的峰谷變化曲線可以與深海沉積δ18 O曲線進行對比，指出磁化率曲線可能反映了黃土與古土壤形成時的古氣候環(huán)境變化(Heller＆Liu，1982，1984)。盡管目前人們對黃土、古土壤磁化率變化的原因和氣候意義的理解還存在分歧，但作為一種氣候變化的替代性指標(biāo)已得到了廣泛的應(yīng)用。例如，采用黃土—古土壤序列磁化率變化揭示東亞夏季風(fēng)的演化(An et al．，1991);依據(jù)150 ka以來黃土—古土壤序列磁化率的測量結(jié)果，探討了自那時以來黃土高原夏季風(fēng)的演化格局(孫東懷等，1996)。中國黃土的磁化率作為氣候的重要代用指標(biāo)還被列入國際地層學(xué)委員會2011年編制的過去2．7Ma全球年代地層對比表中(Cohen＆Gibbard，2011)。

另外，海洋和湖泊沉積物磁化率可作為碎屑沉積物來源和相對沉積速率變化的標(biāo)志(劉東生，2009)。在中國沙漠環(huán)境變化研究方面，Li et al．(2005)和Lu et al．(2010)先后對毛烏素沙漠米浪溝灣剖面的OIS 5和OIS 1沙丘砂與河湖相、古土壤序列的磁化率進行了測量，發(fā)現(xiàn)前者磁化率值低，河湖相和古土壤序列的磁化率明顯增高，認為這是東亞冬夏季風(fēng)環(huán)境變化的結(jié)果。

(2)粒度。碎屑和黏土沉積物粒度組成是判別沉積相與沉積介質(zhì)動力條件的標(biāo)志。在河湖相中，粒度組成對于甄別是河流主干道還是邊灘、河床沙壩、泛濫盆地、牛軛湖、二元結(jié)構(gòu)的情況十分重要;一個延續(xù)較長時期的湖盆，給水量及其變化往往也是通過粒度及其變化加以揭示的。對于風(fēng)力搬運的沉積物而言，其粒徑一般小于300μm。其中，沙丘砂中值粒徑多在50～250μm，典型黃土中值粒徑多在8～31μm。在沙塵暴過程中，50～300μm顆粒呈風(fēng)沙流近地面躍移，搬運距離有限;粉砂粒級中16～50μm顆粒呈短時低空懸浮狀態(tài);隨著風(fēng)力減弱至最后沉降，搬運距離可達102～103 km;小于16μm的顆粒呈長期高空懸浮狀態(tài)，隨降水或吸附于粗粒表面而被沉降到地表，甚至可跨半球被長距離搬運。雖然，所述這些似乎直觀表述了沉積環(huán)境的變化，其實沉積環(huán)境及其變化往往又受控于氣候變化的制約。Hovan et al．(1989)研究的離中國中部粉塵源地約3500km、地處中國大陸下風(fēng)向(西風(fēng)帶)2500km的太平洋V21－146孔(N37°41＇，E163°02＇，深度3968m)，其風(fēng)塵百分比、通量、粒徑的變化與深海氧同位素高度相關(guān)，即說明是氣候變化導(dǎo)致的風(fēng)塵變化。另外，河道或湖泊水體的豐缺、沙丘砂顆粒指示的風(fēng)力等，也同樣離不開氣候因素的影響。

在運用粒度說明氣候及其變化，為大家所接受的其成功的例證是對黃土高原黃土的研究。劉東生等(1966)通過分析馬蘭黃土空間上的變化后發(fā)現(xiàn)，馬蘭黃土從西北向東南顆粒變細，并相應(yīng)劃分為砂黃土帶、黃土帶和黏黃土帶，指出這不僅與粉塵沉積的風(fēng)力強弱有關(guān)，而且還與其搬運的距離有關(guān);盧演儔等對洛川黃土剖面黃土—古土壤序列的粒度變化研究，發(fā)現(xiàn)古土壤的粒度組成明顯細于黃土，由此推斷黃土堆積時的氣候條件要比古土壤發(fā)育時干旱寒冷得多(劉東生等，1985)。

運用粒度說明氣候變化還反映在第四紀沙漠演化過程中的東亞冬夏季風(fēng)環(huán)境變化方面(李保生等，1988;張宇紅等，2001)。另外，李志文等(2010)的研究發(fā)現(xiàn)，現(xiàn)地處南亞熱帶的粵東北末次間冰期紅土在＜2μm或者＜1μm的含量上與我國熱帶北部磚紅土相同粒級含量頗為一致，據(jù)此結(jié)合地化指標(biāo)等推論其形成于類似于現(xiàn)今熱帶北部的氣候環(huán)境。

近年來，還有學(xué)者運用粒度說明最近50年來青藏高原的環(huán)境變化。如Wu et al．(2013)通過青藏高原中部唐古拉冰芯的粒度指標(biāo)研究，發(fā)現(xiàn)20世紀60年代以來，冰芯中粉塵通量明顯增加與高原變暖同步發(fā)生，這為研究全球變暖背景下亞洲粉塵的變化趨勢、青藏高原冰雪消融前景以及“高原變暗”(太陽輻射減弱)提供了重要的科學(xué)支撐。

15．2．3．2　地球化學(xué)指標(biāo)

用于說明古氣候的地球化學(xué)指標(biāo)很多，具體原理詳見“第10章化學(xué)地層學(xué)”，以下僅列舉一些常見的指標(biāo)。

1)氧同位素

海洋底棲有孔蟲介殼碳酸鹽氧同位素研究表明，海水溫度每下降1℃，18 O富集量相對于16 O增加0．02‰;反之18 O/16 O比率即δ18 O降低，反映氣候溫暖。在冰期時更多海水被固定在南北半球高緯度地區(qū)和其他緯度高山高原(冰川)，這些主要來自海水蒸發(fā)后以固體降水的形式固定下來的，而蒸發(fā)的過程中有氧同位素分餾，16 O更容易進入氣相，從而使得海洋δ18O含量增加。由于海洋18 O豐度又受大陸冰量控制，隨大陸冰量增加，海水18 O富集，因此，底棲有孔蟲δ18O值在海洋沉積物剖面中的變化主要是大陸冰量的反映，是冰期間冰期循環(huán)的標(biāo)志。Shackleton et al．(1973，1977)首次提出的太平洋V28－238鉆孔巖芯δ18 O曲線、Imbrie et al．(1984)和Prell et al．(1986)得到的復(fù)合δ18 O曲線——SPECMAP曲線、Bond et al．(1993)的DSDP607孔δ18 O曲線分別是氧同位素地層學(xué)的基礎(chǔ)之一，可供全球進行氣候地層學(xué)對比。

氧同位素在說明中國黃土—古土壤的氣候環(huán)境方面亦發(fā)揮出重要作用。黃土—古土壤中次生碳酸鹽的氧同位素組成與大氣降水的氧同位素組成有關(guān)，而后者又與當(dāng)?shù)啬昶骄鶞囟瘸烧嚓P(guān)。韓家懋等(1995a，1995b，1996)測量了洛川等黃土剖面與古土壤有聯(lián)系的成層鈣結(jié)核、黃土剖面中分散狀小結(jié)核以及全巖碳酸鹽的氧同位素組成，根據(jù)Cerling(1984)對現(xiàn)代土壤碳酸鹽氧同位素研究提出的土壤碳酸鹽δ18O值的變化與大氣降水δ18O值的關(guān)系，以及國際原子能機構(gòu)(IAEA)積累的大氣降水的δ18O值與當(dāng)?shù)啬昶骄鶞囟扔泻芎玫闹本€關(guān)系的事實，探索了利用黃土—古土壤次生碳酸鹽δ18 O值變化估算古土壤形成時的古溫度的可能性。氧同位素還見于重建過去湖泊沉積時的古環(huán)境。一般來說，湖相碳酸鹽δ18 O值越高說明湖水蒸發(fā)速率越快，主要反映出流域降水與蒸發(fā)(尤其是湖面蒸發(fā))的平衡問題，可以揭示其沉積時的環(huán)境及其變化的作用。

對于大型深水湖泊(如青海湖)，碳酸鹽氧同位素組成能夠較好地反映氣候的低頻變化;而對于小型淺水湖泊(如巴里坤湖)，則主要反映氣候的高頻變化(劉東生，2009)。

另外，湖相沉積中無氧礦物鹽類包體水氫、氧同位素組成能夠直接指示鹽類礦物沉淀時鹽湖水氫、氧同位素特征。張彭熹和張保珍(1991)通過對達布遜鹽湖沉積物巖芯中石鹽包體水氫、氧同位素組成分析認為，鹽類礦物水δD、δ18O值主要與溫度有關(guān)。

2)化學(xué)風(fēng)化指數(shù)

(1)CIW。CIW是土壤學(xué)中常用的化學(xué)風(fēng)化指數(shù)之一，CIW=Al2O3/(Al2O3+CaO+ Na2O)×100。在該式中，元素濃度為摩爾(mol)濃度;CaO為非碳酸鹽相(Harnois，1988)。元素在化學(xué)風(fēng)化過程中化學(xué)遷移能力的順序為Ca＞Na＞Mg＞K＞Si，而Ti、Al幾乎不移動(Faure et al．，1991)。在黃土、古土壤非碳酸鹽礦物中，Ca和Na主要賦存于長石中，因而CIW主要反映了淺色礦物(主要為長石)的風(fēng)化分解出來的Ca2+和Na+被淋濾的程度。Gu et al．(1996)發(fā)現(xiàn)黃土和古土壤的Na/Al、Mg/Al比值與10 Be/Al比值具有高程度的負相關(guān)，證明黃土高原降水量是影響元素淋濾的決定因素。因此，CIW可作為夏季風(fēng)強弱的替代性指標(biāo)。

(2)Fe2O3/FeO比值。鐵是常量元素，在地殼中的豐度可達3．5%～5．8%(南京大學(xué)地質(zhì)學(xué)系，1979)。鐵是變價元素，在地表環(huán)境中，F(xiàn)e2+有較強的遷移能力，而Fe3+遷移能力很弱。因而，在風(fēng)化成壤作用過程中，鐵含量變化主要取決于介質(zhì)的氧化還原電位(Eh)和酸堿度(pH)，即在酸性還原條件下，隨風(fēng)化作用的增強，鐵以Fe2+形式大量遷出土壤;而在堿性、弱堿性氧化條件下，鐵并不發(fā)生遷移，隨著含鐵礦物的風(fēng)化，F(xiàn)e2+被氧化成Fe3+。因此，黃土、沙丘砂、古土壤中全鐵含量的變化主要反映還原作用強度和酸度的變化。高尚玉等(1985)曾分析了陜西北部榆林含沙丘砂的第四紀地層剖面，發(fā)現(xiàn)Fe2O3/FeO比值在沙丘砂層低，而在其上覆的土壤層高，認為這分別是冰期干冷和間冰期暖濕氣候?qū)е碌慕Y(jié)果。

(3)化學(xué)蝕變指數(shù)CIA。這是判斷源區(qū)化學(xué)風(fēng)化程度的重要指標(biāo)，表達式為:

式中:CaO指硅酸鹽中的CaO(Honda＆Shimizu，1998)。

研究表明，CIA值越高，指示風(fēng)化程度越強。李志文等(2010)對發(fā)育于粵東北末次間冰期的蕉嶺紅土的主量化學(xué)元素研究發(fā)現(xiàn)，其CIA值為95．07～96．24(平均值95．92)，明顯高于廣州的赤紅土(89．20～91．76)，低于徐聞的磚紅土(98．4)，反映出蕉嶺紅土的富鋁化程度較赤紅土強而較磚紅土弱，認為其是類似于現(xiàn)今熱帶北緣氣候環(huán)境的產(chǎn)物，其時的熱帶/亞熱帶界限向北推移了至少3個緯度。李保生等(2008)通過對比廣東河源臨江剖面末次冰期(73～11ka B P)棕黃色粉砂與地處暖溫帶的陜西武功現(xiàn)代棕褐色土的CIA值，發(fā)現(xiàn)二者非常相近，進而提出南嶺以南的現(xiàn)今南亞熱帶在末次冰期時主要屬于暖溫帶氣候環(huán)境。

(4)有機質(zhì)含量。土壤中有機質(zhì)主要來自于土壤的生物作用。有機質(zhì)的含量除與生物生產(chǎn)力有關(guān)外，還與有機物殘體的氧化和降解作用的程度有關(guān)。黃土、古土壤中有機質(zhì)的含量也許還與粉塵沉積速率和粉塵固有有機質(zhì)的含量有關(guān)。近年，Du et al．(2012)在研究毛烏素沙漠末次間冰期地層時發(fā)現(xiàn)，在以河湖相和古土壤為主的OIS 5a、OIS 5c、OIS 5e地層中有機質(zhì)含量都較以沙丘砂為主的OIS 5b、OIS 5d要高，似乎也說明生物量在指示的冰階—間冰階環(huán)境上的差異。

(5)Sr/Ca比值。元素Sr與Ca具有極其相似的地球化學(xué)性質(zhì)，豐度是它們之間主要的差別。Sr常常呈類質(zhì)同象存在于含Ca的礦物中，如Ca的碳酸鹽礦物。在表生條件下，Sr取代Ca形成類質(zhì)同象的能力主要取決于礦物形成時介質(zhì)的Sr/Ca比值和溫度。介形類是湖泊中最常見的生物，其介殼主要由碳酸鹽組成，因此，理論上介形類介殼碳酸鹽Sr/Ca比值與湖水Sr/Ca比值有關(guān)。Chivas et al．證實介形類介殼碳酸鹽Sr/Ca比值與其寄宿水鹽度成正相關(guān)(Chivas et al．，1986a，1986b)。張彭熹等(1994)通過對現(xiàn)代青海湖湖水Sr/Ca比值和鹽度的分析，也表明Sr/Ca比值與鹽度具有很高的正相關(guān)性。另外，湖水鹽度的變化與湖面升降成負相關(guān)，故認為青海湖沉積物介形類介殼碳酸鹽Sr/Ca比值，不僅是湖水鹽度的標(biāo)志，而且是湖面升降的指標(biāo)。然而，Sr在共生的不同礦物中取代Ca的晶格位置的能力是不同的，如Sr在共生碳酸鹽礦物中的含量由大到小的順序依次為文石、方解石、白云石，這主要是由Sr取代Ca所引起的晶格能差別決定的。

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

*

15．2．3．3　礦物指標(biāo)

(1)湖相碳酸鹽巖。內(nèi)陸湖泊沉積物中碳酸鹽，如方解石、文石、白云石和菱鎂礦等主要來自于湖水的化學(xué)沉淀。當(dāng)碎屑沉積速率基本不變時，這些碳酸鹽礦物在沉積物中的含量取決于湖水中Ca2+、Mg2+的沉淀速率。對于湖水中濃度較低(滯留時間較短)的Ca2+，其碳酸鹽礦物沉積速率就依賴于湖水單位面積的蒸發(fā)速率和補給水Ca2+的濃度，對于湖水中濃度較高(滯留時間較長)的Mg2+，其碳酸鹽礦物沉積速率的變化則與湖面變化有關(guān)(顧兆炎等，1994)。

(2)海相碳酸鹽巖?，F(xiàn)代深海沉積物中碳酸鹽幾乎全是生物成因的，其含量變化受到陸源組分的稀釋作用、碳酸鹽的溶解作用以及生物生產(chǎn)力等因素控制。由于主導(dǎo)因素的差異，不同的洋區(qū)可產(chǎn)生不同類型的碳酸鹽沉積旋回。例如，太平洋的碳酸鹽沉積旋回與大西洋的不同，表現(xiàn)為冰期時碳酸鹽含量高、間冰期時含量低的特征，反映了兩個大洋古海洋學(xué)環(huán)境的差異(Luz＆Shackleton，1975)。盡管如此，它們都受制于古氣候的變化，是對氣候周期的直接響應(yīng)，因此，碳酸鹽含量變化也是第四紀氣候地層對比與劃分的重要手段之一。

(3)黃土、古土壤中的碳酸鹽巖。黃土、古土壤相中碳酸鹽幾乎全是方解石，在成因上可分為原生方解石(粉塵攜帶碎屑方解石)和次生方解石(成壤作用過程中形成的)，在賦存狀態(tài)上可分為分散狀和結(jié)核狀。黃土、古土壤中總的碳酸鹽含量和原生方解石與次生方解石的比值，除受粉塵碳酸鹽含量影響外，主要取決于由降水量所控制的淋溶作用的強度，兩者都隨降水量的增加而降低。在黃土高原東南部，黃土中碳酸鹽幾乎全為次生，古土壤中碳酸鹽除底部結(jié)核外，分散狀碳酸鹽幾乎淋濾殆盡，表明碳酸鹽的淋溶作用并未貫穿整個成壤作用過程，可能主要發(fā)生在成壤作用開始階段。而在黃土高原西北部，不僅古土壤中有一定量的分散狀次生碳酸鹽，而且黃土中原生方解石也較為可觀，反映碳酸鹽的淋溶改造并不徹底。然而，事實似乎是如此，即淋溶作用并未將碳酸鹽帶出黃土—古土壤序列，僅使之在深度上重新分布。因此，黃土—古土壤序列中碳酸鹽含量的變化主要反映古降水總的變化趨勢。

(4)石英。石英是沙丘砂、粉塵、黃土和古土壤中最主要的礦物，同時在表生環(huán)境中它是抗風(fēng)化能力最強的主要礦物，因而在遠洋沉積物中它又是估算粉塵記錄、通量的標(biāo)志(Rea et al．，1988;Leinen，1989)。如有學(xué)者認為西太平洋RC10－175孔OIS 5以來出現(xiàn)的7～8個石英含量峰值即代表了風(fēng)塵沉積的高峰期(王慧中等，1998)。它的粒度變化同樣也是粉塵(無論是在遠洋沉積物中，還是在沙丘砂、黃土、古土壤中)粒度變化的指標(biāo)。也有用石英氧同位素探求其物質(zhì)來源的報道(Gu et al．，1987)。沙丘砂、黃土、古土壤中石英粒度已作為指示我國冬季風(fēng)及其強度的替代性指標(biāo)(Xiao et al．，1995;Li et al．，2007)。 Porter＆An(1995)曾經(jīng)在洛川黑木溝黃土剖面運用石英的中值粒徑與北大西洋Heinrich事件進行對比，揭示出亞洲冬季風(fēng)變化中包含了若干與該事件相關(guān)的變化。

(5)重礦物組合及風(fēng)化系數(shù)。這是將重礦物(比重＞2．9)分為不穩(wěn)定、較穩(wěn)定、穩(wěn)定和極穩(wěn)定礦物之后，評估沉積物堆積時的氣候環(huán)境。較早時期，王克魯和裴靜嫻(1964)曾采用這一方法對山西隰縣午城鎮(zhèn)黃土與黃土中的埋藏古土壤進行了分析。他們發(fā)現(xiàn)，埋藏古土壤層中不穩(wěn)定礦物比黃土還少，而穩(wěn)定和極穩(wěn)定礦物含量增加，認為前者形成時的氣候溫暖濕潤，后者干燥寒冷。李保生等(1991)根據(jù)對薩拉烏蘇河流域中更新世末期以來的地層中碎屑礦物分析結(jié)果，將重礦物分成上述4類，按前兩者與后兩者比值即稱之為的“重礦物風(fēng)化系數(shù)”的變化，發(fā)現(xiàn)老的沙丘砂中的較高，而其中的河湖相較低，認為這是在干冷和暖濕氣候環(huán)境下導(dǎo)致的結(jié)果。

總之，氣候地層學(xué)的研究方法特別是在氣候代用指標(biāo)方面還有較多可借鑒的手段，例如很早以來基于對黏土礦物種類及其含量的評價和對掃描電鏡微形態(tài)的觀察加以說明沉積時的古氣候，20世紀80年代以來陸續(xù)采用植物硅酸體、碳同位素和Rb/Sr比值揭示沉積時的古環(huán)境等，不再一一贅述。