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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 岩性组合特征来源:https://www.sxphszu.cn/%E6%9C%AA%E5%91%BD%E5%90%8D/202501-253.html

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来源:https://sxphszu.cn/xwzx/202412-13.html。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。来源:https://sxphszu.cn/xwzx/202412-101.html

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来源:https://www.sxphszu.cn/%E6%9C%AA%E5%91%BD%E5%90%8D/202501-200.html。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　粘土矿物组合特征来源:https://www.fplkm.cn/%E6%9C%AA%E5%91%BD%E5%90%8D/202501-229.html

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来源:https://sxphszu.cn/zhishi/202412-40.html。来源:https://fplkm.cn/zhishi/202412-47.html

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。来源:https://www.sxphszu.cn/bkjj/202412-10.html

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）也是如此来源:https://sxphszu.cn/cshi/202412-37.html。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来源:https://fplkm.cn/bkjj/202412-57.html。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来源:https://sxphszu.cn/xwzx/202412-61.html。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来源:https://sxphszu.cn/cshi/202412-94.html。

（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）来源:https://sxphszu.cn/zhishi/202412-139.html。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。

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