恢复物源区古气候的主要方法

1、利用砂岩骨架碎屑组分恢复物源区构造背景

一、恢复原理及方法

利用骨架碎屑组分恢复物源区构造背景的方法源于Dickinson et al.(1979，1980，1983)的研究，他们总结了世界上典型地区的砂岩碎屑组分，将砂岩的碎屑组分做了详细的划分和定量统计，发现不同构造背景砂岩中的骨架碎屑颗粒的含量有一定的差别(表16－1)，并据此编绘出用于物源判断的模式图———迪金森三角图解。迪金森三角图解包括QFL、QmFLt、QpLvLs和QmPK四幅图(图16－1);后期通过对碎屑组分含量及构造背景的进一步细化，将QFL和QmFLt图解进行了修正，使迪金森三角图解应用更广、使用更方便(图16－2)。该方法根据岩石薄片显微镜下成分的统计数据，利用模式图研究物源区的大地构造背景，简便易行，至今仍然被广泛利用。迪金森图解中各项参数代表的含义如下:

Q———代表石英颗粒，包括Qm和Qp;其中Qm为单晶石英颗粒，Qp为多晶石英。

F———代表单晶长石颗粒，包括P和K;其中P为斜长石，K为钾长石。

L———代表不稳定的岩屑，包括Lv和Ls;其中Lv代表火山岩屑及变质火山岩屑，Ls代表沉积岩屑及变质沉积岩屑。

Lt———代表岩屑的总含量，即L与Qp之和。

表16－1 不同物源区中的砂岩碎屑颗粒成分

图16－1 不同物源区的砂岩碎屑组分三角图解(Dickinson et al.，1979)

图16－2 不同物源区的砂岩碎屑组分三角图解(Dickinson et al.，1979，1980，1983)

二、物源区代表的含义

迪金森图解中表示出的物源区概括为三种类型，即陆块、岩浆弧和再旋回造山带物源区(曾允孚等，1984)。在此对这些名词作一些解释。

1.陆块物源区

陆块物源区可包含两种情况，即克拉通内部及上升隆起的基底物源区。一般地，稳定克拉通上广阔的正性构造区可以供给大量的砂级颗粒，并聚集于克拉通上，沿断陷陆缘在陆棚、陆坡和陆隆等环境分布。含少量长石的典型石英质砂岩出现于靠近克拉通的沉积楔形体内，这一构造单位位于陆缘及海底的深海平原上。高石英含量和高的钾长石/斜长石比率反映发生在低地形克拉通上的强烈风化作用和在低梯度地表的长距离搬运作用。石英砂岩代表成熟的碎屑岩，堆积在远离克拉通、火山活动强烈的海洋环境，以及陆块地台序列或地台内盆地中。在克拉通内部与抬升基底组分之间的过渡组分，或者来源于被动背景，或者来源于复杂前陆盆地的克拉通一侧的源岩。

上升隆起的基底物源区主要受四周的断层所控制，它所产生的碎屑即堆积于邻近盆地而未经过长时间、长距离的搬运。由于地形起伏大、侵蚀迅速，可形成长石砂岩类;含岩屑较多时，反映来自沉积盖层或变质岩区。从大地构造环境考虑，这类基底物源区包括早期的断陷带、陆块的转换断裂带。

2.岩浆弧物源区

Dickinson et al.(1979，1980，1983)所讲的岩浆弧物源区，即构造上的岛弧带。根据岛弧被侵蚀的程度，又可分为两种类型:侵蚀程度较低者称为未切割的，侵蚀程度较高者则称为切割的。

◎未切割的岛弧:具有近连续的火山盖层，其形成的火山碎屑中常有斜长石斑晶，如果有少量石英存在，则石英都是洁净的高温石英，且没有明显的包裹体。这些火山碎屑均由火山成因的高地沿活动岛弧及某些陆源流出，沉积位置包括海沟及位于岛弧之前的前弧盆地和岛弧后边的边缘海。此外，也可沉积于火山带内的局部盆地中。

◎切割的岛弧:因侵蚀较深，碎屑成分就比较复杂，一般长石较多，岩屑较少，但非火山岩质岩屑的含量有一定的变化。石英颗粒来源于深部并含有包裹体，包裹体数量远超过火山岩质的高温石英。由于这种地区向深处侵蚀切割，遂深成岩体被剥露，因而所形成的砂级颗粒有许多是深成岩的组分。

3.再旋回造山带物源区

在Dickinson et al.(1979，1980，1983)所作的模式图解中，再旋回造山带物源区的情况比较复杂，分为三种不同的区域进行分析。

◎俯冲杂岩源区:板块俯冲带的混杂岩物源区在构造上是一上升隆起的区域，由已有构造形变的蛇绿岩质和大洋中的其他物质组成。在海沟－陆地的坡折带形成的构造高地上出现绿岩、燧石、泥质岩、杂砂岩及石灰岩，并有混杂堆积。这种隆起区供给的沉积物可运至前弧盆地或进入海沟，在海沟中沉积物又可以重新加入俯冲带混杂岩体内。这种碎屑的主要标志是含有丰富的燧石颗粒，数量可以比石英和长石的总量大2～3倍。通常由于海沟中充填的砂质组分或深海平原上的砂质组分都曾大量再沉积，所以才出现这种组成特征。此外，俯冲带的冲断岩席或蛇纹岩类可以产生含蛇纹石颗粒的碎屑，也可能出现这样的局部物源区。

◎碰撞造山带物源区:碰撞造山带物源区即两个板块相结合的地区，大部分由沉积和沉积变质的推覆体和冲断岩席组成，代表原来的陆缘带。此区所供给的碎屑可流入闭合的残留洋盆而形成浊积岩，也可进入造山带翼部的前陆盆地以及较为复杂的沿拼合带发育的继承盆地。典型的砂岩大部分由再旋回的沉积物质组成，石英颗粒含量中等，石英/长石比值高，有丰富的沉积岩屑和沉积变质岩屑。一些石英质砂岩明显代表再旋回的克拉通碎屑，而长石含量高的砂岩可能与火成岩有关，这种上升隆起的火成岩体靠近板块拼合带。砂岩中若含燧石较多，则燧石质岩屑可能来自碳酸盐岩层系内的燧石结核。来自富含砂的俯冲带混杂岩体的碎屑与来自碰撞造山带的富含燧石的碎屑很难区分，但由于岛弧所形成的碎屑可以被搬运至海沟内或超出海沟，因而如果Lv/Ls比值高即表示碎屑来源于俯冲带，而比值低者则来源于碰撞造山带。

◎前陆隆起物源区:前陆隆起物源区为前陆褶皱－冲断带所形成的高地，此区被侵蚀后产生的碎屑可直接流入相邻的前陆盆地。前陆盆地的翼部可以是岛弧带或碰撞造山带，但岛弧带与碰撞造山带所产生的碎屑通常被褶皱－冲断带所阻隔，因而在前陆盆地中典型的砂为褶皱－冲断带内的沉积层系经过再旋回形成的。

在前陆环境中，有些石英质砂岩与来源于陆地的砂岩类似;富含燧石颗粒的砂岩与来源于俯冲带的砂岩也很相似。当前陆区有上升的基底断块时，可产生较多的长石碎屑。岛弧带中丰富的火山碎屑也可停积在前陆褶皱－冲断带以外的相邻区内。上述这些情况都比较难以判别，但通常前陆区的砂岩中石英含量较高，长石含量较低。此外，还有一些砂岩含有较多的由石灰岩和白云岩经侵蚀后再旋回形成的碳酸盐岩碎屑颗粒，但这些碎屑并不是前陆隆起物源区所特有的。

综上所述，迪金森三角图解中QFL图解是最重要的判别图解，而QpLvLs图则对于区分岛弧带物源区和碰撞造山带物源区特别有用。由于沉积盆地类型是有限的，所以用骨架碎屑颗粒类型可以对任何已知沉积盆地的大地构造环境作出合理的推论。

三、应用时的注意事项

在应用迪金森三角图解时，要精确统计碎屑颗粒的各项参数，所选岩石样品的杂基或胶结物的含量要低于25%，计算误差不超过5%，岩石样品多次统计平均值的标准偏差也不能超过10%。即使做到这些，还有不少情况依据判别图解对物源进行的解释与实际情况不符(汪正江等，2000)，其原因主要有以下三个方面:

1.混合物源的影响

迪金森等建立的判别图解，仅依据沉积物通过直接和短途搬运进入邻近盆地而形成的砂岩的物源区性质，判别这种较为特殊的情况。而一般情况则是，在许多沉积盆地中，砂岩岩相都是具有多物源的。沿碰撞缝合带和活动大陆边缘形成的砂岩相必然具有混合物源的性质;此外，流经不同性质构造单元的大水系也会形成混合物源岩相。

2.次生作用的影响

风化、搬运和成岩作用都不可避免地对碎屑颗粒有破坏作用，从而影响判别图解的可靠性。风化作用是通过控制成土作用来影响砂岩成分的。Young et al.(1975)和Basu(1976)的研究表明，如果同样的显晶质母岩，在可比的地形条件与潮湿和干旱两种不同气候条件风化，其风化作用产物的主碎屑成分截然不同，其中多晶石英/(长石+岩屑)或石英总量/(长石+岩屑)是灵敏的气候标志。但这种气候信息得以保存的前提是砂粒未经过长距离搬运和未遭受滨岸环境机械分异作用的改造。在成岩过程中碎屑颗粒的溶解和交代作用会提高石英质颗粒的丰度。一般遭受强烈溶解和交代作用的砂岩不宜作物源分析。

3.统计方法的影响

迪金森判别图解要求以特定的方法统计碎屑成分的相对含量，这样才能用判别图解进行物源解释，即把岩屑基质和矿物晶体或颗粒(＞0.0625mm)分别记入相应的岩屑和矿物成分中。因此，砂岩碎屑矿物成分的物源区判别图解有助于源区的构造背景分析，但必须与其他地质证据相结合才能得出符合实际的结论。

2、其他分析方法

1.物源区分析

物源区分析在盆地分析中有着重要的作用，通过用该分析可以判定古陆或侵蚀区的存在与否，以及古陆地形的起伏特征，恢复古河流体系，确定物源区母源性质及其构造背景等。进而恢复盆地古地理面貌和判定盆地性质等。

有关物源区分析详见第七章第一节。

2.古流向与古水深分析

古流向分析对解决盆地古斜坡方向、盆地边界、沉积物源的供给方向等有明显的帮助，在沉积环境、盆地恢复、盆地构造、盆地综合分析、全球水网分析等方面得到广泛应用。古水深分析对再造古环境、盆地构造和演化等具有重要意义。

有关古流向测量详见第一章第二节，古水深分析详见第七章第一节。

3.沉积相与沉积体系分析

沉积相与沉积体系分析是沉积盆地分析的基础，它是盆地生成、发展、演化过程的产物，因此，通过沉积相、相序、沉积体系分析，可以恢复盆地的古地理面貌、沉积充填过程及盆地演化特征。如克拉通盆地以陆表浅海沉积体系为主，并接受区域与全球旋回的明显控制；陆间裂谷盆地通常为陆相沉积→过渡相沉积→浅海相碎屑岩沉积→浅海相碳酸盐岩沉积的相序；弧后前陆盆地以厚层河流相、三角洲相和浅海相沉积互层为特征，通常缺乏深海沉积尤其洋流成因的沉积物。

有关沉积相与沉积体系分析详见第五章。

4.古地理与古气候分析

古地理分析涉及盆地分析的许多内容，如物源区的确定、古盆地格架、古气候、古流向、古构造分析等内容。古地理可细分为构造古地理（确定古大地构造位置和沉积盆地边界构造的动态演化等）、生物古地理、岩相古地理等。古气候分析是根据气候带的差异恢复陆块在全球古纬度上的位置。

有关岩相古地理、古气候分析分析参见第七章第一节。

5.层序地层分析

盆地在生成、发展、演化过程中，记录了不同规模、不同级别的沉积层序，因此，通过层序分析可以了解盆地类型、成因及性质，进而揭示构造背景及板块属性。将层序地层作为盆地分析的手段和方法主要有以下几方面：①层序界面类型可判别盆地事件；②层序界面级别可反映事件规模；③层序级别可揭示盆地规模大小；④层序成因格架可恢复盆地成因类型；⑤层序发育空间展布可推断盆地同沉积断裂活动；⑥层序内部构型可反映盆地基底构造特征；⑦层序充填序列可揭示盆地演化过程。

有关层序地层分析方法详见第六章。

3、地史中有哪些恢复古板块的方法

地史中恢复古板块的方法：参考答案
①地缝合线跟踪法
②古大陆边缘的识别
③古地磁学方法
④生物古地理
⑤古气候分析
⑥岩浆岩组合特征。

4、古气候划分依据与标志

（一）孢粉组合

植物是环境的产物，它的存在与演替是环境变迁的重要标志，尤其是古气候的冷暖交替，对植物反应最敏感。因此，有的研究者称古植物是地质时代的温度计，这并不过分，结合区内特点，据六个钻孔与天然剖面的孢粉组合面貌，确定了冷期（冰期）植被：孢粉贫乏带、松、桦为主的疏林—草原植被或蒿藜—草原植被；暖期（间冰期）植被：针阔叶混交林植被，含有少量亚热带成分以及针阔叶混交林—草原植被。

区内第四纪孢粉组合由老到新划分为14个组合带，见表3-4。

表3-4　第四纪孢粉组合表

续表

（二）重矿物

根据重矿物抗风化能力，可划分稳定矿物与非稳定矿物。一般说来，稳定矿物通常是温暖湿润气候条件下，化学风化强烈，非稳定矿物在蚀源区就被破坏。这样，地层中稳定矿物含量相对增加，非稳定矿物含量相对减少。反之，非稳定矿物是在寒冷干旱气候条件下，物理风化作用强烈，而化学风化减弱。使其在地层中含量增高，稳定矿物含量相对减少。据此，可以从重矿物组合中获得第四纪古气候信息（表3-4、表3-5）。

区内稳定与非稳定矿物组合见表3-5。

表3-5　稳定矿物与非稳定矿物组合表

注：

平均值

（三）长石

长石抵抗化学风化能力较弱，而在干旱寒冷气候条件下易保存，它对气候变化很敏感，在介质搬运过程中易于磨损。因此，据地层中长石含量的相对消长，可恢复古气候环境与古地理环境。

结合区第四系沉积特点和部分钻孔岩心长石含量分析结果，对于恢复古气候与地理环境作了初步尝试，与其他测试方法所得结果相比较，相近或相似（图3-5）。

图中160m以下长石含量均在25%以上，除气候因素外，表明近源搬运，与岩相古地理相对应。

（四）古温度

近年来，有研究者应用Fe3+/Fe2+比值在地层中的变化，确定当时的古温度（周延兴，1981），这种尝试在三江地区收到较好效果，见2号孔古温度推断图（图3-6）。

图3-5　2号孔长石含量变化图

图3-6　2号孔古温度推断图

5、物源区分析方法

沉积物源分析是认识盆山演化的重要途径，是确定盆地演化的首要条件。物源区指盆地中碎屑物质的来源区 ( source area) 或母源区 ( parent area) 。母源区的岩石类型、气候、古地形可以为古地理、古气候的重建提供最基本的材料，对大到板块构造属性、小到区域断裂性质的判断等均有重要的指示作用。碎屑成分可以记录物源从一个块体搬运到一个块体的时间历程，还可以记录造山带深部的构造特性。物源分析的基本任务包括如下 4个方面: ①判断古陆或侵蚀区的存在; ②表明古陆地形的起伏特征; ③恢复古河流体系;④确定物源区母岩性质及其构造背景等。

不同物源区的母岩和构造背景在沉积盆地中有不同的沉积、地球化学响应，物源区母岩性质与其板块构造背景具明显的亲缘关系。

目前物源区判识方法主要包括沉积属性砂岩判识 ( 矿物、岩石、生物、成熟度、岩性) 和砂岩 ( 泥岩) 地球化学属性 ( 常量元素、微量元素、稀土元素、同位素) 判识两大方面。

碎屑岩中重矿物的物性特征 ( 如颜色、形态、粒度、硬度和稳定性等) 组合在物源分析、构造演化、地层分析对比、岩相古地理重建及古气候恢复等方面具有良好的应用前景 ( 和钟铧等，2001; S. F. Liu et al. ，2001) 。

对于塔里木沉积盆地类型的划分及构造背景的研究前人已做过许多工作。曹守连( 1994) 曾对塔里木盆地东北部地区充填序列进行了初步的物源分析，陈发景 ( 1994) 和张希明等 ( 1995) 根据 Dickinson 等的三角图解，对塔里木盆地北部地区的板块构造背景进行了判别分析。近年来，李忠 ( 2004，2005) 等通过库车坳陷的不同剖面，根据砾岩砾石成分、砂岩骨架颗粒、碎屑重矿物组分及其成熟度及演变等对北部物源区- 古天山构造活动与造山作用的关系进行了较为详细的讨论，指出天山物源总体以再旋回造山带类型为特征，演变包括 5 期: ①早三叠世古天山继承石炭纪以来的构造挤压和隆升，物源岩石类型主要为沉积岩、中高级变质岩，以碰撞造山和褶皱冲断带及混合造山带类型为特征;②中三叠世-中侏罗世构造活动较弱，代表高成熟度的锆石- 金红石- 电气石重矿物组合发育，主要物源岩石类型包括变质岩和酸性火山岩，与弧造山带和混合造山带类型关系密切; ③晚侏罗世-白垩纪，天山开始新一轮的构造挤压隆升，物源岩石类型复杂，可能以变质岩、沉积岩和酸性岩为主; ④中新世构造挤压和隆升活动加强，稳定性极差的碎屑角闪石- 辉石组合增多，物源组合东西分异明显，西部沉积岩相对较多，物源构造属性趋向碰撞造山和褶皱冲断带，东部结晶岩相对较多，物源构造属性复杂或以混合造山带类型为特征; ⑤上新世南天山强烈隆升并向南推进，与前一阶段相比沉积岩物源增多，但物源构造属性基本与之相同。后两阶段砾岩层和不稳定碎屑组分的发育除受控于天山强烈隆升外，可能还与气候环境频繁变化密切相关 ( 表3-1) 。

表3-1 库车坳陷碎屑重矿物组合及其对主要母岩类型的反映

(据李忠，2005)

李双建(2005)根据库车河剖面中新生界沉积物观察和重矿物分析，将库车坳陷中生代沉积与南天山隆升的分异作用分为4个阶段，即早中三叠世、晚三叠世至早白垩世、古新世至中新世、上新世(5Ma)以来，并认为最后一个阶段南天山隆升作用最强烈;将库车坳陷中新生代古气候演化分为3个阶段，即早三叠世(干旱-半干旱)、中晚三叠世-中晚侏罗世(湿润-半湿润)、晚侏罗世以来(半干旱-干旱);并认为晚侏罗世是该区气候演化的重要转折期，晚白垩世是该区构造活动的重要转折期，这两个阶段对库车坳陷内古地理演化和构造变形具有控制作用。

上述研究工作，基本上是对沉积物源纵向上的演变及其与构造属性关系进行的分析，而对于库车坳陷内区域性的物源变化研究较少。作者主要根据重矿物组合及变化、砂岩碎屑组分、砂岩(泥岩)地球化学属性，结合古水流流向分析、沉积地层的区域展布(厚度、砂地比、砂泥比)等资料，对库车坳陷中新生界物源区特征进行综合分析。

6、地史研究中恢复古板块的方法主要有哪些

地史中恢复古板块的方法：
①地缝合线跟踪法②古大陆边缘的识别③古地磁学方法④生物古地理⑤古气候分析⑥岩浆岩组合特征。

7、恢复古气候的方法

古气候和古环境
气候变化早为人们关注，洪涝、旱灾早与人类的生产、生活甚至生死存亡休戚相关。自有文字以来，各地旱涝灾情的记载随处可见，可见气候与人类关系之密切。
近年来，人们又议论着一个新的话题：世界气候真的会越来越暖吗？世界气候变暖真能把南极大陆的冰盖融化吗？海平面真的会因此而出现灾难性的上升吗？……
过去，环境变化并未被人们重视。然而，近来，人们在关注气候变化的同时，也关心着环境状态的演变。诸如，城市空气是否变得污浊，饮用水和食物是否被污染，南极臭氧洞是否能向北移动威胁人类的安全，……
要评价现代气候和环境的变化很自然地要考证过去气候和环境的历史资料。然而，有观测记录的历史气候资料，最长的只有数百年，而历史环境资料就更短了，真正有观测记录的是最近几十年的事。
科学家们知道，气候和环境变化的准周期长短不一，有几年，几十年，几百年甚至几千年。因此，恢复古气候和古环境变化资料，是研究未来气候和环境演变的基础。
我国气候学奠基人竺可桢先生首先采用古代文字记载，物象等手段恢复了我国5000年来的气候演变，成为世界上研究古气候变化的一个里程碑。然而，恢复古环境资料，恢复比5000年更古老的气候资料仍然没有得到解决。
冰芯
正当气候学家和环境学家冥思苦想的时候，冰川学家帮了大忙。
冰川学家在研究南极大陆冰盖的年龄及其形成的历史过程时，采用了钻取冰岩芯样品的方法来测定冰川的年龄和形成过程。他们发现，从冰川的冰岩芯样品中，不仅能测定冰川的年龄及其形成过程，还可以得到相应历史年代的气温和降水资料，以及相应年代的二氧化碳等大气化学成分含量，开辟了恢复古气候和古环境的新的道路。
由于南极大陆的冰盖厚度深达几百至几千米，而且气候极其寒冷，成冰过程中无融化现象，因而，从这儿钻取的冰岩芯样品能较准确地代表历史气候和环境的真实状况，这是南极得天独厚的条件。
记载表明，从南极大陆冰盖获取的冰岩芯样品，至今已超过2000米，获得了15万年以前的古气候和古环境资料。
怎样从冰岩芯中获取古气候和古环境资料呢？
首先，谈谈怎样获取冰龄的资料。南极大陆冰盖是由积雪本身的重量长年挤压而成，称作重力冰。在南极地区，由于气温低，积雪不融化，每年的积雪形成一层层沉积物，年覆一年，从底部至上逐渐形成一层层的冰层，越向上年代越新。冬季气温低，雪粒细而紧密；夏季气温高，雪粒粗而疏松；因而，冬夏季积雪形成的冰层之间具有显著的层理结构差异，宛如树干的年轮一样，用这种直观的方法只可辨认约90米厚的冰层，代表近500年的冰沉积。
要测定100米以上深度的冰层年龄，必须采用氧同位素方法。
所谓氧的同位素，即同属氧元素（O）但具有不同质量数的氧原子，如16O，17O和18O就是氧的三种同位素。氧元素符号左上角的数就是它的质量数，显然，18O的质量大于16O。18O不易蒸发，16O易蒸发。因而，在夏天高温时，水中所含16O减少，故18O/16O的值增加；冬天低温时，18O/16O的值减小。据此，测定冰岩芯中各冰层的18O/16O值的变化，即可确定冰层的年龄：其比值的每一起伏为一年。
有了冰层的冰龄资料，再进一步确定各冰龄的气温和降水，便有了历史气候的最基本资料了。
原则上，可以根据各年冰层厚度来确定当年降水量。其条件是，必须选取风速很小地区的冰岩芯资料才能排除风吹雪的影响。如，在南极内陆区域，由于风速小，冰芯资料最理想。
用冰岩芯提取古代气温资料的方法，可通过如下途径来进行。
首先，实际测定一组现代南极冰盖上某点的气温以及相应时间降雪中18O/16O的值，得到南极地区气温与18O/16O值关系的曲线；之后，把过去某一年冰层中18O/16O值与上述曲线比较，即可知道当年的气温。
原苏联科学家利用这种方法，测定了南极东方站0～2038米的冰岩芯样，从中提取了15万年以来全球气温的变化资料。
获取古环境资料的方法可根据不同的大气化学成分而定。
二氧化碳与气候的密切关系，早为世界关注。因此，获取二氧化碳历史资料的问题首先得以提到日程。
在南极地区降雪堆积并挤压成冰层的过程中，总会保留下冰间空穴，，保存着当年的空气。在分析冰岩芯样品时，分析冰芯中滞留氧泡的大气化学成分，即可测得其二氧化碳的含量。有了上述测定冰龄的前提，二氧化碳的历史演变资料即可得到。
依照同样方法，还可分析得到诸如甲烷、氮等气体的历史资料。
从冰岩芯样品中还可分析其它各种元素成分的历史资料，如：硫，砷，氟，钾，……这些都是研究环境变化的重要依据。同钻取冰岩芯样品分析古气候和古环境资料的思路一样，从南极地区的湖底沉积中钻取岩芯，也可得到古气候和古环境的历史资料。
为什么从湖底沉积物的柱状剖面中能够提取古气候和古环境的信息呢？
大家知道，在气候严寒的极地条件下，温度是植物生长的主要限制因素。温度高，有利于植物生长，温度低，植物生长受到限制。可见，有机质含量高和植物残体丰富应指示相对高温条件；反之，有机质含量低和植物残体贫乏应指示相对低温状况。据此，可以用湖底沉积物样品各沉积层中的植物残体含量变化来定性地描述历史气温的变化趋势。另外，由于南极地区气温低，植物有机体分解缓慢，因而，湖底沉积物中能保存较多没有完全分解的或比较完整的植物残体，为我们通过湖底沉积物来反演历史气候变化资料提供了可能条件。
南极地区湖底沉积物样品的年龄是采用14C方法测定的。要知道14C方法测定年龄的道理，首先我们要了解什么叫14C。14C即原子质量数为14的碳原子。其次，我们要知道14C的性质。在自然界中，所有含碳物质均在与大气不断地交换，而产生新的14C补充于该含碳物质中；同时，按照放射性衰减的规律，14C又在不断地减少，如此补充和衰减的综合结果，使所有含碳物质中的14C含量保持动态平衡。然而，一旦含碳物质停止与大气交换（如：生物死亡，碳酸盐沉淀理藏于地下等），14C得不到补充，原来含有的14C将按其衰减规律减少，即每隔5730年左右，14C含量将减少一半。
了解了14C的性质，14C测年法也就不难明白了。从埋藏在地下的生物残体或含碳样品中，测定含碳样品中14C的原子数，再与现代自然界里相同含碳物质中14C的原子数相比较，就能知道样品的14C原子数减少了多少，根据其半衰减周期为5730±40年的规律，该样品的历史年代就可找到了。
南极地区为人类蕴藏了如此丰富的古气候和古环境档案资料，应该能为研究现代和未来气候的演变提供有效的科学依据。
例如，从南极内陆冰芯中获得的15万年来气温演变资料不难看出，距今2万年以来，全球气温开始上升，近1万年以来一直处于高温期间(间冰期)，这与近数十年来实测全球平均气温逐渐增高的结果相符。这是"人类活动影响全球变暖"的有力证据。于是，有人预测，未来气候将逐渐变暖，论据是工业发展和人类活动将不断排放出更多的二氧化碳和甲烷等温室气体，加热大气。然而，根据冰芯得到的气温历史资料也表明，在距今约12万年到14万年之间，地球上也有一个高温期，且其平均气温值要比近1万年来的平均气温值还要高。如果说，近一万年来，尤其是近百年来地球上气温升高是由于人类及工业活动的影响，那么，距今十多万年前的高温期是否也是受人类和工业活动的影响呢？从已知的人类发展史来看，显然，目前还没有充分的根据证明是人类活动的影响。
人类在讨论数十年来全球平均气温升高的原因时，往往归咎于二氧化碳含量增加产生的“温室效应”。若仅就这数十年的情况看，的确，两者之间似乎存在着正相关。然而，若仔细对比二氧化碳含量与气温变化之间关系，情况就不完全相同了。例如，距今11万年～10万年间，气温一直在升高，但同期的二氧化碳含量却在下降。这说明，气温和二氧化碳浓度变化之间并不一定都有明显的成正比变化的关系。
可见，由南极地区冰岩芯反演得到的古气候和古环境资料，一方面为未来气候和环境变化可提供预测依据，同时，也可为解释当今气候环境变化的原因提供有效的科学思路。

8、利用碎屑岩的化学成分恢复物源区构造背景

一、恢复原理及方法

碎屑岩的化学成分与碎屑矿物构成之间存在着一定的关系，在不同的构造环境下具有不同的特征，据此来判定物源区的性质和构造背景(徐亚军等，2007)。利用沉积岩的化学成分恢复物源区构造背景的方法包括:①常量元素，主要利用K2O、Na2O、SiO2、CaO、Al2O3、Fe2O3、MgO等相关判别图来区别被动大陆边缘、主动大陆边缘和大洋岛弧、大陆岛弧物源区;②微量元素，利用Th、Sc、Zr、Co和La等元素判别图来区别被动大陆边缘、主动大陆边缘和大洋岛弧、大陆岛弧物源区;③稀土元素，主要利用轻稀土元素(La、Ce、Pr、Nd、Pm、Sm、Eu)和重稀土元素(Gd、Tb、Dy、Ho、Er、Tm、Yb、Lu、Y)的特征及其分布模式图，区别物源区构造背景。

二、利用常量元素恢复物源区构造背景

Bhatia et al.(1983，1986)和Roser et al.(1986)通过对砂岩和砂泥质岩的研究，提出用一系列常量元素和微量元素地球化学端元图来鉴别被动大陆边缘、活动大陆边缘、大洋岛弧和大陆岛弧等构造背景。Bhatia et al.(1983)根据已确定构造背景的澳大利亚东部古生代杂砂岩以及已发表的现代和古代砂的化学成分分析，证实了砂岩的化学成分特征受控于板块构造环境，可以追溯盆地和物源区的大地构造性质。Bhatia et al.(1983)认为砂岩的主要化学元素成分判别参数中，Fe2O3+MgO、TiO2、Al2O3/SiO2、K2O/Na2O和Al2O3/(CaO+Na2O)最具判别意义。在板块构造环境从大洋岛弧向大陆岛弧、活动陆缘到被动陆缘的变化过程中，随着Fe2O3+MgO的减小，TiO2和Al2O3/SiO2值减小，而K2O/Na2O和Al2O3/(CaO+Na2O)值增大(图16－6)。

图16－6 常量元素构造环境判别图(Bhatia et al.，1983)

三、利用微量元素恢复物源区构造背景

微量元素中的Th、Sc、Zr、Co和La等元素对源区特征的分析很有价值，因为它们最难溶，相对稳定，不受搬运过程和沉积过程的影响，即具有非迁移性，而且这些元素仅随陆源碎屑沉积物搬运，故能反映源区的地球化学性质，依据Bhatia et al.(1986)的微量元素构造环境判别图(图16－7)，可以作为判读物源区构造背景的依据。

图16－7 Th-Co-Zr，Th-Sc-Zr，La-Th-Sc微量元素构造环境判别图(Bhatiaetal.，1986)

四、利用稀土元素恢复物源区构造背景

1.稀土元素分类

稀土元素(Rare Earth Element，简称REE)指元素周期表上15个镧系元素(原子序数57～71)，元素Sc、Y因其性质相似也常被视为稀土元素。除钪(Sc)以外的16种稀土元素，据其物理、化学、地球化学和矿物化学性质可分为2组:

轻稀土元素(LREE):镧(La)、铈(Ce)、镨(Pr)、钕(Nd)、钷(Pm)、钐(Sm)、铕(Eu)。

重稀土元素(HREE):钆(Gd)、铽(Tb)、镝(Dy)、钬(Ho)、铒(Er)、铥(Tm)、镱(Yb)、镥(Lu)、钇(Y)。

2.恢复原理及方法

稀土元素稳定性强，在沉积岩中其含量随岩石类型不同而不同。一般在泥质岩中∑REE值最高，达(200～300)×10－6;碳酸盐岩中∑REE值最低，多小于100×10－6;砂岩中∑REE值则介于前两者之间。不同类型沉积岩稀土元素配分形式不同，泥质岩与砂岩一般轻稀土相对富集、Eu中度亏损，而碳酸盐岩重稀土相对富集、Ce明显亏损。稀土元素在风化、搬运、沉积及成岩时组成变化较小，所携物源区源岩信息一般不会丢失，因此被视为重要的物源示踪物(刘宁等，2009)。

Muleuletal.(1985)通过对澳大利亚古生代杂砂岩和泥岩的稀土元素地球化学特征的研究，总结了不同大地构造背景下沉积盆地中杂砂岩的稀土元素特征(表16－2)及其分布模式图(图16－8)。Muleul et al.(1985)用四种参数来表征岩石中稀土元素的丰度，分别为∑REE、∑LREE/∑HREE、La/Yb和Eu/Eu*。∑REE表示所有稀土元素(La-Yb)的总和;∑LREE/∑HREE表示轻稀土元素(La-Sm)的和与重稀土元素(Gd-Yb)的和的比值;La/Yb反映轻稀土元素比重稀土元素的富集程度，当其数据经球粒陨石标准化后，该比值表达为LaN/YbN;Eu/Eu*为标准化后的实测值与从标准化模式曲线上用内插法所获得值之比，其计算公式如下:

岩石学

表16－2 不同大地构造背景的沉积盆地中的杂砂岩稀土元素特征

图16－8 不同大地构造背景下杂砂岩的稀土分布模式图

结果显示，大洋岛弧型杂砂岩以稀土元素丰度低、LaN/YbN低比值(平均La8×10－6，Ce19×10－6;∑REE58×10－6，LaN/YbN28)以及球粒陨石标准化模式曲线平滑无Eu异常(平均Eu/Eu*1.0)为特征。来源于拉斑玄武岛弧火山的沉积物的稀土丰度更低(特征是LREE)。在PAAS标准化模式图上，这些沉积物以LREE高亏损和出现Eu正异常(图16－8)而与其他沉积类型区别。在某些非造山带也出现类似的稀土模式，但厚度巨大的浊积岩序列一般不出现在这些地带。大陆岛弧和发育于薄壳大陆边缘的岛弧的杂砂岩变化大，但它们的高LREE(平均La27×10－6，Ce59×10－6;∑REE146×10－6)、高LaN/YbN比值和较小的Eu负异常(平均Eu/Eu*0.79±0.13)的特征可与大洋岛弧相区别，大陆岛弧的特点是霏细火山物质比值增加、典型沉积岩的LREE稍有减少并在PAAS模式图上出现Eu的正异常。

9、古气候恢复方法

在古地理分析中，古气候分析也占有很重要的地位，因为气候条件影响到各种地质作用及沉积物和沉积矿产的形成。特别是古气候的再造有助于发现和评价煤、铁、锰、铝土矿、盐类等矿产。确定古气候可采用化学的、古生物的及沉积学的方法，最能反映古气候的标志还是古植物及岩石矿物的特征。

2.7.1古生物标志

植物受气候的影响显著，阳光、热量和水对植物的生存有着重要的生态意义。喜光植物中机械组织发育较强，茎节短，叶较厚;生长于阴暗地方的植物具有较细薄和柔软的叶子，机械组织发育较弱，具有长节的干茎。炎热而潮湿的气候下生长的植物有一个特点，就是叶子很大但未分开，叶子上面盖着一层紧密的皮，尾端拖得很长。在缺乏季节性的炎热而潮湿的气候带，树木的年轮不明显;而在温带和在干燥季节与潮湿季节的交替带(热带草原型)，年轮则很明显。温带潮湿带的树木，树叶一般薄而细致，比较小，常常带有锯齿状的边。干燥地带的植物，常见叶子窄小，呈草状，有时变为刺，或者相反，叶子多汁，叶肉厚实，有时还有含大量水分的茎。根系发育很好是干燥气候的植物的特点。

整个古生代植物群(其中包括晚古生代的)曾是耐阴植物群，中生代的植物群已经是需要阳光了，新生代植物群在强的阳光下生长。潮湿的热气候促使植物繁茂生长，形成巨大木本植物群。潮湿的程度决定着植物群的生态类型和植物的形态解剖特点。过度潮湿地区的植物，一般来说，具有巨大的树干、宽阔的叶片、弱而浅的根部系统，通气组织高度发育以及有强烈的蒸发性能，而干旱地区生长的植物则相反。例如蕨类植物中的石松植物，现代的石松植物全为喜阴湿的草本，而在晚古生代，除了初期发展阶段以草本为主外，自晚泥盆世起小乔木就开始普遍发育，至石炭纪，在当时的热带区，都为高达几十米的乔木，生长于湿热的滨岸低地或沼泽中，以发达平展的根座固着，茎表面的通气组织发育;温带区的乔木，相对个体小。晚石炭世至二叠纪，地壳表面干旱环境渐增，鳞木目的有些种类，例如Sigillaria(封印木)就有相应的生态变异，茎相对粗短些，分枝减少。在中生代早、中三叠世普遍干旱的环境下，残留的木本石松肋木表现了最典型的旱生结构，其植物体向简化方向发展，茎干粗短，不分枝，叶数目减少而且上部弱化。显然，植物对气候的依赖关系在古气候中也显示出来了，所以利用古植物群的类型及植物的生态特征，可作为古气候的极好标志。

对古气候的再造来说，孢粉资料最为重要，因为某种程度上孢子和花粉比生长部分的植物化石保存得多，总体来说，能反映出古植物群落成分的特性。在一定的环境下，有一定的植物群落，就有相应的孢粉组合。如若在某一地层中发现大量的木兰树、樟树、山龙眼树及冬青树等亚热带和热带植物的花粉，则当时一定是湿热多雨的气候;反之，若在地层内发现大量麻黄、菊科、藜科的花粉，则说明当时是干旱少雨的大陆性气候。地层中有大量针叶树或冷杉的花粉，当时必然是处于高山环境，相反，出现大量水生植物如菱、睡莲等花粉时，当时的环境必然是湖泊、河流或沼泽。由于孢粉能传播得很远，不同地区的孢粉可能互相干扰，因此，必须详细统计各种属孢粉的百分含量，作出孢粉谱，找出其中优势的种属，才能更准确地反映古气候环境。

研究第四纪气候变化常采用“草原指数”(SI)这一概念，SI=草本植物孢粉/(草本植物孢粉+木本植物孢粉)。草本主要是寒带草原植物，冰期沉积时含量可达90%～100%，间冰期沉积则含量很少，而以温带木本植物(如橡树、松树)孢粉为主。用SI统计资料编制曲线可准确地反映第四纪古气候的变化(图2.36)，并可恢复冰期和间冰期的次数。

气候也能在海生动物群的多样性上造成极大的差异。从分类成分来看，温水中的生物界有时比冷水中的生物界丰富几十倍。例如，在印度尼西亚，海生动物约有40000种，在地中海约有8000种，而在高纬度地区往往只有400种左右。远洋的有孔虫在热带达20种，而在冷水中总共只有1～2种。但水域中动物的多样性还取决于盐度和其他一系列因素，不容易查明形成分类成分特点的真正原因。

图2.36 草原指数(SI)曲线(据许靖华，1979)

气候的差异往往可在近似型的动物的大小上反映出来(伯格曼或称伯氏定律)。体内具有稳定高温的温血动物(哺乳动物、鸟类)，在炎热气候中必须放出多余的热;而在寒冷气候中，则尽可能地保存体内热量。所以，温血动物在寒冷地区体积变大，而在炎热地区变小。因此，从高纬度地区到热带，可见温血动物的尾巴、耳朵、成对的肢体逐渐变长变大，从而放出热来。但是，例外也并不少见，因而给利用生物的上述特点进行古气候再造带来了困难。

冷血动物———爬行动物和两栖动物，具有相反的趋势。在热带，陆地上的这类动物的代表个体较大，在寒冷地区其个体相当小。这是因为，这些生物的体温高低决定于周围空气的温度。在寒冷气候下，生物躯体的个体小，但表面相当大，以便于吸取太阳热，也容易隐藏。在热带，温度条件最有利于冷血动物发展，所以陆生爬行及两栖动物在那里的种类最多，形体也最大。

水生动物身体的大小与气候环境的关系不太明显。此外，介壳的大小还可决定于另外一些因素，如水的盐度、动物栖息的深度、气体的动态、沉积物堆积速度等。看来，依靠生物化石的特点来查明古气候的性质是复杂而困难的。

2.7.2岩性特征

特殊岩石类型，如冰碛岩是寒冷气候的标志，蒸发岩是干旱炎热气候的标志，煤系地层是温暖潮湿气候的标志，海相的碳酸盐岩是温暖炎热气候的标志等。风化作用的产物是古气候指示物之一。潮湿炎热的气候条件下可形成红土堆积，铝土矿、锰和铁都是在潮湿气候条件下沉淀的。有利于高岭石形成的气候是潮湿的亚热带。

在古气候分析中，宜采用综合的岩性标志划分气候类型:以暗色碎屑岩为主，煤层及炭质泥、页岩广泛发育，黏土矿物以高岭石为主，大量出现菱铁矿、铝土矿及沉积锰矿的组合，是潮湿气候的可靠标志，沉积岩系中既不含石膏、石盐，又不含煤层、菱铁矿，黏土矿物以水云母、蒙脱石为主，红色岩层较为发育，是半干旱气候类型的标志;剖面中有煤层、煤线，黏土矿物多为高岭石，红色岩层缺乏或较少，是半潮湿气候的综合标志;边缘相带为红色沉积，向盆地内过渡为蒸发岩为主的沉积类型，则为干燥气候标志。图

2.37是以岩性标志恢复我国西北地区中—新生代古气候的例子。

2.7.3沉积构造标志

除了岩性特征以外，某些沉积构造特征亦可指明古气候。例如气候的变化可形成韵律的水平层理，典型的例子是缟状土(冰水湖沉积);又如某些潟湖或盐湖中含盐层可具有明显的“年层理”(或季节层理)，即硬石膏、石膏、黏土与岩盐交互成层。因此，季节层理可以作为周期性变化的古气候的良好标志。有时季节层理的水平纹层由不同的颜色显示出来，冬季的沉积物常表现为灰色，夏季的沉积物表现为褐色或红色。某些泥质岩或泥晶灰岩中的石盐假晶、干裂等，一般是干燥气候的标志;风棱石、沙漠漆、霜面等是沙漠干燥气候的标志。

2.7.4古地磁特征

古地磁方法是根据某些含磁性矿物(磁铁矿、赤铁矿、钛磁铁矿)的火山岩及沉积岩的剩余磁化强度(这种磁化强度是受岩石形成时期存在的地球磁场的影响而产生的)计算出古纬度位置的一种方法。确定古气候的因素最重要的要算古纬度了。关于古地磁法的研究可参考有关方面的专著。

在地质记录中有许多对气候敏感的沉积类型和生物群化石，这些通常被称为古气候标志。人们在很早以前就根据古气候标志在各地质历史时期分布的变化认为过去的地球表面也存在有气候分带，后来用古地磁方法计算的古纬度与古气候的分布基本吻合，进一步证明了上述认识的正确性。

图2.37 我国西北地区中—新生代古气候的演变示意(据华北石油学院主编《沉积岩石学》，1982)

古气候的分带主要是通过与目前气候标志的类比，按古气候标志推论的。古气候的再造曾有力地支持了大陆漂移和板块构造学说的建立，同时对于指导煤、盐类、铁、锰和铝土矿等矿产资源的勘探也有重要意义。

2.7.5古气候特征

在古气候标志中，最有价值的是碳酸盐岩、蒸发岩、红层和冰碛岩等，其次才是动(植)物群化石。

(1)碳酸盐岩

大规模的碳酸盐沉积现在主要产在温暖的浅水中，因此人们把碳酸盐岩作为温暖的热带、亚热带气候的标志，其中特别有意义的是礁，例如丰富的造礁珊瑚现在只分布在南、北纬度30°之间，水温大于21℃的水域中，因此可以作为最好的古气候标志之一。

(2)蒸发岩

蒸发岩形成在炎热、干燥的气候区。现代的盐岩和石膏沉积主要出现在纬度10°～45°间的干燥带内。现在大规模的海相蒸发岩少见，但是在过去，在位于干燥带内并与广海保持浅而狭窄连通的陆缘海中曾见到大规模的海相蒸发岩。

(3)红层

所谓红层是指颜色为红色和褐色的沉积岩，这种红的色调主要是铁镁矿物在原地经风化作用或早期成岩阶段形成的有色氧化物。典型的红层是在植物稀少、氧化作用较强的非海相环境中堆积的第一旋回的沉积物。红层中常常夹有蒸发岩，因此，认为红层反映的形成条件应是炎热干旱的气候。

(4)铝土矿

铝土矿是火成岩或红壤土风化的产物，它们或作为风化壳存在，或者被搬运到盆地中沉积，要求潮湿炎热的气候条件。铝土矿虽然在地质历史中时有时无，但分布却十分广泛，也是一种重要的古气候标志。

(5)煤

煤是由被埋藏的沼泽陆生植物转变而成的。因此所有的煤层都是潮湿气候的标志，至于纬度，可以从热带一直到温带。

(6)冰川作用痕迹

冰碛和与之伴生的擦痕底面和羊背石是寒冷气候的标志。冰川既可以出现在高纬度区，也可出现在其他纬度的山岳上。真正的大陆冰川产物是高纬度寒冷气候带的标志。因此，在古气候研究中，首先应区分大陆冰川与山岳冰川，然后再把大陆冰川与冰山漂运很远才沉积下来的冰海沉积产物区分开。

(7)风成砂

大片沙漠分布区是干燥带的标志，在现代地表南、北纬度15°～30°范围内的副热高压带及信风带存在有两条大型沙漠带。在大陆内部因高山阻挡，也可出现大片沙漠，因此要设法区分这些成因的沙漠。对古代沉积中的风成砂岩要测定其古风向，若是信风作用形成的沙漠，风向就可以指示其是位于赤道以南，还是位于赤道以北。

2.7.6古地磁纬度与古气候分带

2.7.6.1古地磁纬度研究

根据古地磁极计算出的古纬度对于解决古气候分带具有重要的意义。古地磁方法是根据某些含磁性矿物(磁铁矿、赤铁矿、钛铁矿)的火山岩及沉积岩的剩余磁化强度计算出古纬度位置的一种方法。假定地球的磁场既是偶极的，又是轴向的，那么某个时期的古地磁极也就是该时期的平均古地理极。因为地球接受的几乎全部是来自太阳的能量，所以确定古气候的因素最重要的或许就是古纬度了。古纬度一旦为人们了解得更好，就可以用来作为衡量其他古气候标志的标尺。

古地磁测值虽然不是非常精确，但是如果结合古气候的其他证据，确定出的古地磁极还是有重要意义的。

2.7.6.2古气候条件的分析

目前恢复沉积区古气候条件大致有以下一些途径:

(1)根据古生物及古生态

陆生植物群的分带性和分区性更为显著，如古生代的节蕨植物、石松植物，中生代的真蕨植物、苏铁植物;新生代的棕榈和樟树都是热带气候的指示性植物。应用孢子花粉再造古地理和恢复古气候是卓有成效的。剖面中旱生植物和喜湿水生植物各类孢粉百分含量的变化，可较好地反映古气候演变的规律。平面上由盆地边缘至内部，喜干植物的孢粉减少，水生喜湿的孢粉增加，围绕盆地呈环状分布。

(2)根据碳、氧稳定同位素

利用海水中氧的含量变化，判断各时期古水盆的绝对温度是一种行之有效的方法。利用碳、氧同位素综合判断水体盐度的公式是:

岩相古地理学

当Z＞120时，为海相石灰岩;当Z＜120时，为淡水石灰岩。如黄骅坳陷沙河街组一段碳酸盐岩的Z值最高为125.7，反映了海相特征。

(3)根据黄土及湖泊沉积

根据对第四纪冰川的研究，用古地磁确定时间，用孢粉恢复气候变化，尤以用湖泊纹层状淤泥沉积物所获效果最好。黄土剖面中许多风化层为间冰期产物，黄土层为冰期产物。由于用古地磁定时具准确性，用它来确定气象周期是有效的。