含油气盆地分析.doc

古气候研究在沉积盆地含油气分析中的应用沉积盆地的古气候是有机物质富集与保存的重要条件之一。对陆相含油气盆地的研究认为，沉积盆地中有机物质的多少，取决于沉积物质形成时的古气候以及古水介质条件。一般在潮湿一半潮湿温暖气候条件下，湖盆能保持一定的水体深度，生物发育繁茂，水体具有一定的盐度，这是有机物质堆积和保存必不可少的条件。只有这样，才能具备有利的生油气条件。反之在干旱一半干旱气候条件下，水域不断咸化，水体缩小，有机质含量显著减少，对油气源岩的形成十分不利。古气候的变化，严重地影响着油气生成的潜量。因此，古气候条件对含油气盆地的形成有极大的影响。地球上气候带的变化是一个复杂的自然科学问题。它主要受纬度、大气环流、海陆分布、地貌等多种因素的控制。纬度和大气环流决定气候带的分布，而水域和地貌条件则形成局部性的气候区。因此，地球表面气候具有水平分带性和垂直分带性。分析古气候的基本条件是沉积岩层中保存下来的反映古气候的种种遗迹和现象，如岩性特征、古生物及古生态、稳定同位素以及黄土及湖泊沉积特征等，据此来探讨恢复古气候。从我国多年来油气勘探的实践中知道，晚二叠世、晚三叠世、早中侏罗世、早白垩世、早第三纪等一些地质历史时期的潮湿一半潮湿古气候旋回控制着有机质周期性的变化。在潮湿半潮湿的气候条件下，一般都有油页岩形成。如早中侏罗世，我国北方广大地区系温带潮湿气候，苏铁植物及真获类植物十分繁盛，因而中下侏罗统有重要的煤层形成，是寻找煤成油、煤成气的有利层位。 此外，在同一成盆期内，古气候亦有旋回性的变化。例如我国东部裂谷盆地，由于临近太平洋海域，受海侵及盆地岩浆活动等的影响，古气候常交替变化。以济阳坳陷早第三纪断陷盆地为例，沙四段中下部抱粉潮湿系数只有40，气候干热有盐膏形成；抄三段中部最高为242，气候湿热;沙二段上部为80，气候较干旱，沙一段再度升高达138，较湿润。反映沙四段中上部及沙二段上部为两个相对干早期;沙四段上部、沙一段中下部，气候由干旱转为湿热，碳酸盐岩发育（杜帏华，1990）。多旋回的气候变化，导致盆地出现盐膏与有机质页岩的互层沉积，这样的剖面组合对于油气的形成与保存是极为有利的。本作业在掌握古气候研究资料的基础上结合课堂学习知识和实际科研经验，将重点介绍古气候的恢复方法、古气候与烃源岩、古气候旋回与沉积盆地的含油气性以及古气候的油气地质学研究进展几个方面。一、古气候的恢复方法：查明地质历史时期古气候的基本依据是沉积岩层中被保存下来的反映古气候的物质记录，包括生物记录、沉积(岩矿)记录、地球化学记录和古地磁记录等等。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。这些产物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上的变化，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标志的分布基本吻合，进一步证明了上述认识的正确性。1、古气候的岩石矿物标志从现代沉积作用及沉积物的性质来看，气候的分带性对沉积物的性质有明显的控制作用。因此，可以根据一些特殊沉积物的岩石、矿物特征来恢复古气候。例如，地层中的碳质泥页岩、煤系地层、暗色碎屑岩、油页岩等，都是富含有机质的沉积物在还原水体中形成的，因此是潮湿的温暖气候的标志。鲡状赤铁矿及成层的铁、锰等矿床的形成，也反映当时的气候是潮湿的热带、温带气候。 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。1）、碳酸盐岩由于大规模的碳酸盐岩沉积作用主要发生在南、北纬20左右，因此，碳酸盐岩是温暖的热带和亚热带气候的标志。大规模的碳酸盐沉积现在主要产在温暖的浅水中，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30之间水温大于21的水域中，因此可以作最好的古气候标志之。2）蒸发岩蒸发岩类，如岩盐、石膏、硬石膏、钾盐等是水体不断蒸发，过饱和后结晶的产物，因此，蒸发岩总沉积在炎热、干燥的气候区。现代的盐和石膏沉积主要出现在1045纬度间的干燥带内。现在大规模的海相蒸发盐形成条件少见，但是在过去，位于干燥带内并与广海保持浅而狭窄连通渠道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。红色碎屑岩常常与蒸发岩伴生发育，系干旱或半干早气候下氧化作用的结果。但现代科学研究表明，红色土壤的形成与热带湿润雨林中的风化作用有关。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。裙带状分布的红色冲积扇，往往是干旱或半干旱气候下山麓地带形成的沉积体系。4）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。冰碳岩、冰川纹泥的出现，表明当时气候是寒冷和潮湿的。大型冰盖只限于高纬度的平原地区，而山岳冰川则可以形成于潮湿的低纬度的山区及沿海地带。因为冰川既可以出现在高纬度区，也可出现在其它纬度的山岳上。真正的大陆冰川产物是高纬度寒冷气候带的标志。为此在古气候研究中，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。5）其他矿物标志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。这种条件要求潮湿炎热的气候条件。铝土矿虽然在地质史中时有时无，但分布却十分广泛，也是种重要的古气候标志。热带潮湿气候区往往形成很厚的不具层理的硅铝质残积风化壳沉积。碎屑岩中的自生粘土矿物是大气水作用下的产物。磷块岩也是温暖或炎热气候的产物。钙质结核也是干旱半干旱气候的产物。另外，一些沉积构造和自生矿物也可以反映形成时的古气候条件。如风成沙丘是干燥气候带的沉积物，以高磨圆度和巨大的楔形交替层理为特征。气候条件决定了大气水的化学成分，从而决定了早期成岩作用的产物。在干旱气候条件下，地下水离子浓度高，产生绿泥石及蒙脱石粘土矿物;在潮湿气候条件下，降雨量大，地下水离子浓度低，产生高岭山与石英等。此外，盐类假晶、干裂、雨痕等都是干旱气候的标志。此外，土状堆积对于确定第四纪古气候具有重要意义。例如，广布于华北地区的黄土是干、冷(冰期)气候下的风成沉积;华南地区的红土，则是温湿气候下的产物。2、古气候的生物标志生物的生存必须有一定的环境条件，其中最重要的是气候条件。地球上气候的分带性对生物的生态分布、分异度及其演化、绝灭等，具有明显的控制作用。因此，可以利用对气候敏感的狭相生物化石来恢复古气候。例如，在海生生物中，造礁藻类和硅藻、造礁珊瑚、海绵和大量有孔虫的分布等，都限于暖水环境(南、北纬3540之间)。造礁珊瑚几乎全部生活在热带、亚热带的1640的浅海环境中。由蓝绿藻与碳酸钙相互作用形成的叠层石，也只分布于热带、亚热带的浅海地带。研究表明，浮游有孔虫的外壁孔隙度及个体大小也与温度有关。热带有孔虫个体较小，但外壁孔隙度较大，而寒带冷水中的有孔虫个体较大，但外壁孔隙度较小。实验室研究还表明，毕克卷转虫(Ammonia beccarii)的最佳生长温度为25 30。因此，在地层中毕克卷转虫的大量出现，说明当时的水温是比较温暖的。 陆生脊椎动物中的两栖类和爬行类等变温动物，对温度变化也比较敏感。一般大型爬行类化石的大量存在，表明是温暖的热带、亚热带气候。陆生植物化石在古气候恢复中有很大的优越性。因为植物受气候的影响比动物更为敏感，有更为稳定的生存环境，不因季节变化而迁移，也不象元素同位素，植物不易遭受成岩作用的改造，因而其古气候学的意义更大。不同类型的植物其生活的气候环境是不同的。一般来说，热带植物茂密、种属繁多，不见年轮；温带植物则由于季节变化，具有明显的年轮;干燥寒冷气候条件下的植物种类贫乏，形体较小。孢粉是植物的重要组成部分，因此孢粉分析具有同等重要的古气候意义。一定环境下的植物群，具有一定的孢粉组合。因此，孢粉组合能够反映当时的古植被面貌及古气候条件。同时，由于化石孢粉较之大化石具有量多、体小、质轻而易于搬运和保存等优点，在地层中更易于发现，因此，孢粉分析是恢复古气候广泛使用的技术。因此植物群化石和动物群化石也是古气候的研究标志。这种方法在年代较新的地层中效果较好，在古老的地层中应用受到定的限制。在利用生物化石资料恢复古气候时，生物的分异度是个重要的指标。分异度(diversity )是指一定环境内生物种或属的多样化程度。如果数量多，就称为分异度高，反之，则称分异度低。生物学家对全球生物分布规律的研究发现，从赤道向两极，生物的分异度由高向低变化，即热带生物最为丰富，温带动、植物种类较少，而南北极地最为贫乏(Wallace,1978)。这一规律适用于生物的各个分类单位。据统计，中美、南美热带雨林0.01km2面积内可含有40100个不同的种;北美东部落叶林带中只含1030个种;加拿大北部针叶林带则只含有15个种(赵锡文等，1992)。因此，化石群的分异度分析史复古气候的有效手段。此时，在统计化石群的分异度时，不仅要考虑优势种属的数量，也应考虑罕见种属的数量。即计算复合分异度。其信息函数为 sD(S)= - Pi*Pi Pi=ni/N i=1上二式中D(s)化石中的信息函数，即复合分异度Pi第i个化石种的含量，小数 I第i个化石种的个体数 N样品中同类化石总数 s样品中某类化石的种数。复合分异度大，表明气候温暖潮湿，反之，说明气候趋向于干燥或寒冷。3.用同位素测温法恢复古气候 同位素测温法用于恢复古气温始于本世纪50年代，目前广泛用于古气候析。它是根据地壳中稳定同位素的分馏反应原理来测温的。研究表明，在一定温度、压力条件下，同位素交换反应达到平衡时，共存相间同位素丰度的比值为一常数，称为分馏系数(a)。它是温度的函数，温度愈低，分馏系数愈高；高温条件下驱近于1。因此，可以通过测定分馏系数来确定古气候的温度。常用的同位素有氧、氢、碳等，其中以氧同位素法最为普遍。氧是地壳中分布最广泛的元素，共有三种稳定同位素，即16O、17O和18O，其中以16O分布最广，约占其同位素总量的99.76% 、18O次之，约占0.20%；丰度比值(18 O /16O )，约为1/500。在两极冰盖中16O最为富集，而18O多富集于大气圈CO2气体中。在天然水中，以高盐度水中的18O最多。假设动物的碳酸钙骨骼以及沉积的碳酸盐岩是在与周围水体达到同位素平衡时形成的，则当水中的同位素组成保持不变时，18 O /16O值会随温度的不同而变化。因而可以用18 O /16O比值确定古水体的温度。这时，水体中富含16O反映温暖潮湿的气候，而富含18 O 则与寒冷干旱气候相应。4.用古地磁方法确定古气候 用古地磁方法确定古气候的依据是古地磁可以用来确定古纬度，而古纬度控制着地球表面气候带的分布。 在现代地质学中，古地磁学是再造板块构造古地理的重要基础，成为板块构造活动理论的重要支柱。古地磁学是通过测定岩石中保存的铁磁性物质的原生剩余磁性，来追溯地史时期的地磁场方向、强度等变化特征的科学。因为原生剩余磁性代表岩石形成时的地球磁场特征。古地磁学的研究表明，在过去的地球历史中，古地磁极并非永远固定在一处，而是随时间而变化的，即有时与今天的极性一致，有时反向。不同板块在不同时期的岩石标本中所测定的古磁极位置不同，而同一板块内相同地质时期的岩石标本所测定的古磁极位置，则是相近的或基本一致的。全球古地磁学研究可以较好地恢复板块活动的历史轨迹，从而确定板块在地史中所处的纬度。也可以利用岩石的原生剩余磁性的强度数据经过换算，得出当时的地球磁场强度。对于恢复古气候来说，重要的是确定岩样在形成时期所属的古纬度，并据此探讨古沉积环境。 工作中，应该在新鲜的露头区或钻井中选取定向标本，然后在古地磁学实验室进行磁性测量和退磁处理。利用热退磁仪和交变磁场退磁仪等设备，将岩石剩余磁性中的原生和次生区分开，并去掉次生剩余磁性，然后利用原生剩余磁性的方向进行数据处理、换算，从而得出给定岩石剩余磁性的极性、平均剩磁方向、所在地质时期的古地磁极位置及其产地所处的古纬度。例如，中国科学院地质研究所对扬子地台西南缘的云南梅树村剖面的磁性地层学研究表明，下寒武统渔户村组中谊村段形成时处于低纬度的海洋古地理环境。当时常年信风盛行，发育洋流上涌作用，从而促使大量的磷元素被带到温热潮湿的陆缘浅海部位，富集成为磷块岩矿床(刘椿等，1989)。二、古气候与烃源岩沉积盆地转化为含油气盆地，固然有诸多因素的影响，但最基本的条件是必须有丰富的有机物质堆积。古气候条件对古生物的繁育与分布具有控制作用。因为气候的变化，严重地影响盆地中水体的酸碱度、含盐度和氧化还原环境的变化，从而影响了沉积盆地中沉积有机质的形成和分布。同时，在盆地的演化过程中，气候条件的改变，制约着沉积物的类型和性质，因而不仅影响盆地烃源岩的丰富程度，而且影响盆地储集层的特征。吉利明等人2006年在陇东三叠系延长组主要油源岩发育时期的古气候特征研究中得出饱粉植物群特征与饱粉化石分异度曲线都表明，本地区长8长7段沉积时期为持续温暖潮湿的适宜期，湖泊发展的长8期大规模湖进和长7期的最大湖泛相一致。饱粉植物群具有北力植物群的明显特征，由于本地区当时濒临大型湖泊，而且长8长7段沉积时期正处于湖泊扩张的鼎盛期，因此显小出更为湿润的古环境特征。正因为长期稳定温暖潮湿气候和广大的深水湖泊环境为水生藻类的大规模发育创造了条件，从而为本地区长7期优质烃源岩的形成提供了母质来源。烃源岩的形成，需要有一定的构造空间和水体深度、丰富的有机物质以及还原环境。研究表明，古气候的主要因素温度、降雨量和风，对沉积盆地烃源岩的发育都有重要影响。温度控制水体的化学性质，包括盐度、含氧率以及水体分层性等。特别是在适当温度条件下，水体的下部形成缺氧还原环境，有利于生物的保存。此外，一些水生生物以及大部分陆生植物的生长，都需要有温暖的环境。降雨量与空气的湿度直接相关。降雨量增加，植物养分充沛，有利于生物的生长，相反，沙漠地带由于降雨量比蒸发量小得多，因而生物稀少。总的来看，温度和湿度的变化控制着地史中生物的繁育。油区岩相古地理研究表明，地史中潮湿温暖的古气候旋回，控制着陆相盆地烃源岩的多旋回发育。例如，鄂尔多斯盆地经过海西运动之后，随着秦祁海槽的封闭，其板块位置和古气候由靠近赤道的热带亚热带潮湿气候变为中纬度的干旱半干旱炎热气候，海生生物灭绝。石炭二叠纪一度占统治地位的植物群大量衰退，盆地于早、中三叠世形成广泛分布的红色砂、泥岩磨拉石建造。晚三叠世气候转向温暖潮湿，出现广阔的内陆淡水湖泊环境，水体深度达60m以上。湖盆中生物繁盛，并在深水区形成强还原环境，暗色泥页岩发育，含有分散的黄铁矿沉积，有利于有机质的保存和向烃类的转化。早侏罗世盆地又经历了干旱到潮湿的气候旋回，形成延安组底部的红色地层和中上部河流一沼泽相煤系地层，后者也是一个有利的烃源岩层。中侏罗世晚期开始，盆地抬升，气候转向干旱和炎热，湖泊咸化，长时期发育红色砂泥岩层夹膏盐层。因此，晚三叠世和早中侏罗世的潮湿气候，控制着鄂尔多斯盆地中生界烃源岩的分布。风力和风向对于海洋盆地烃源岩的形成，具有重要的影响。这是因为，在长期的定向风风力推动下，海洋中产生有规律分布的海洋环流(洋流)。洋流分为暖流和寒流。热带、亚热带信风推动下形成的赤道洋流叫暖流，而在极地东风推动下形成的极地洋流叫寒流。洋流由于水温特殊，因而对流经地区的气温影响极大。在高纬地区的大陆西岸，因受暖流的影响，温度较高，而大陆东岸气温则相对更低。在低纬的热带、亚热带，情况正好相反，大陆西岸因受寒流的影响，温度反而较低，而大陆的东岸因受暖流的影响温度较高。暖流流经的海岸，因有丰富的热量和水汽向上输送，因而使降水量大为增加，这无疑有利于生物的生长和盆地中烃源岩的形成。此外，风力还是海洋涌流(upwelling)形成的主要动力，而洋涌导致有机物的高产富集，因而对烃源岩的形成十分有利。现代海洋环流研究表明，主要的涌流发生在大洋西岸，其次为东岸。那里洋流沿海岸向赤道方向流动，由于埃克曼(Ekman)效应，向赤道吹的风使大洋表层水流流向偏转；在北半球向右偏转，在南半球向左偏转。这样就使南半球沿大陆西岸向北流动的洋流，或北半球沿大陆东岸向南的洋流表层水，向离岸方向流去，作为补偿，低层水必然向岸流去。这种温度较低的上升洋流就叫涌流。洋涌作用使得近岸水温较低，而远岸水温相对升高，有利于远岸生物的繁殖。同时，低层水向岸流动，带来了大量深海和次深海的有机物质，提高了有机物富集程度，有利于近岸烃源岩及各种有机矿产(如磷块岩等)的形成。正确恢复地质历史时期古海洋的分布位置，对于预测海洋环境中烃源岩的分布规律具有十分重要的意义。三、古气候旋回与沉积盆地的含油气性地质历史时期的古气候变化特征制约着沉积盆地的含油气性，这已被长期的油气勘探实践所证实。古气候的演变严格受制于板块运动的历史规律。联合大陆形成以前，我国古陆中以海相和海陆交互相沉积盆地的发育为特征。古气候特点明显地受制于海洋洋流和季风的影响，海陆气候分异不很明显。早古生代全球各大陆呈分散的孤立状态，分布于中低纬度区。由于全球性广泛的海侵，我国大陆以较长时间的陆表海碳酸盐岩沉积为主要特征。古气候面貌为热带一亚热带一温带气候。海生生物分异度较高，有机物质十分丰富。受洋涌作用的影响，浅海陆棚地区的泥质碳酸盐岩成为极富潜力的油气源岩层。此外，浅海地区生物礁体广布，也是重要的生油、储油层。在后期保存条件较好的华南、塔里木地区，下古生界碳酸盐岩已经成为具有工业价值的生储油气岩系，显示了良好的油气前景。晚古生代，随着各大陆的逐渐拼合及向北漂移，我国各分散的古陆亦相互连接，大陆广泛增生，海洋后退，导致陆内气候与大陆边缘海洋性气候的分异加剧。该期古气候面貌仍以湿热及湿干交替为特征。扬子地区及塔里木地区在早期的热带一亚热带潮湿型气候下，广泛发育有浅海相碳酸盐岩沉积，造礁生物丰富，有一定的生油潜力。从石炭纪开始，全球气候以潮湿、多雨为特征。我国大陆石炭一二叠纪广泛发育海陆交互相、滨海沼泽相含煤沉积，华南、华北及塔里木各地区均有分布，不仅是重要的聚煤岩系，也是重要的烃源岩层系。印支运动以来，我国大陆的陆内气候分带十分明显，不仅有纬向分带，也有垂向分带，对我国中新生代沉积盆地的生物演化和有机质聚集，有极大的影响。从地质历史上来看，中新生代的晚三叠世、早一中侏罗世、早白要世、早第三纪等几个潮湿型的古气候旋回，控制着中新生代沉积盆地的含油气性。晚三叠世的滨海沼泽及内陆湖泊中，均有丰富的生物繁殖，成为盆地中有利的生油层。例如，鄂尔多斯盆地上三叠统延长组，就是重要的生油气层系。这时期由于气候潮湿多雨，不仅陆生植物丰富，同时充裕的植物性营养也使得湖生生物十分繁盛，因此，成油气条件非常优越。早、中侏罗世大面积的潮湿气候，成为木本植物的第二次繁盛期，也是重要的聚煤期。吐哈盆地煤成烃的事实说明，这种腐殖型的生油母质也是一种极具潜力的烃源岩。侏罗系在我国广大的西北地区，具有很大的成油气潜力。华北和东北地区的侏罗系含煤地层，也有一定的油气远景。早白垩世，我国东部地区以潮湿气候为主，因而具有良好的成油环境。潮湿多雨的气候条件不仅有利于生物的发育，也促进了湖盆水体的上升，从而有利于生油岩系的形成。松辽盆地的油气勘探实践充分说明，白要系是盆地的主力生油层。在华北及西北广大的干湿过渡区内，一些气候垂直分带比较明显的地区，具备局部潮湿气候时，亦可形成有利的生油层。例如河西走廊地区诸盆地的下白里统即成为主力生油气层。早第三纪的潮湿气候带控制着下第三系生油层的展布规律。具有重要意义的是东部近海潮湿地带的湖盆中广泛发育了下第三系生油层。这些湖盆发育的地区，在纬度上虽然处于热带亚热带地区，但由于受海洋潮湿气候的影响，又加上海岸山系的阻隔，往往处于淡化泻湖状态，不时地有海水的侵进，造成湖盆中的海相夹层。由于湖盆水域宽广，生物繁茂，沉积巨厚，形成厚达千米的生油岩系，具有良好的生油条件。此外，在早第三纪，由于山脉的崛起，受气候垂直分带的影响，在一些气候比较潮湿的内陆盆地中，如柴达木盆地和天山南、北盆地中，也有较好的油源岩形成。由于气候趋于干早，因此，这些盆地建造常表现为一个咸化湖泊的沉积旋回。晚第三纪则由于极度干旱而成为盐湖，有机质贫乏，生油能力微弱或无生油能力。四、古气候的油气地质学研究进展1、 自然伽玛曲线在古气候研究中的作用： 应用自然伽玛测井(GR) 曲线反演古气候和古环境的方法在国际上逐渐得到重视并取得了进展。杨平等人2003年在柴达木盆地侏罗系冷科1 井和鱼33 井用自然伽玛曲线并结合孢粉等地质资料进行了古气候与沉积环境分析,证明GR 曲线是有价值的古气候研究参数。如右图1是冷科1 井自然伽玛曲线(左) 和孢粉曲线对比(右)。 GR 值的大小及古气候的干湿变化和沉积水体的深浅变化均有内在联系,GR 曲线振幅与频率的变化快慢反映出沉积环境动荡与稳定的相对特征。结合古气候与沉积环境综合分析,GR曲线的异常波动还具有特殊的指相意义。GR 值增大古气候加湿沉积水体加深的同步表现特征是一般性规律。在统一的古地理背景下,抛开相变因素，GR 值升高，代表气候加湿，引起水进；GR 值降低，代表气候干燥,导致水退。GR 曲线的波形特征可帮助分析沉积环境。一般高频高幅代表较动荡的浅水环境，高图1自然伽玛曲线(左) 和孢粉曲线对比(右)频低幅代表较封闭的浅水湖湾沉积环境,低频低幅的GR 值突降段与相变有关,其他情况还可具体分析。 用GR 曲线反演古气候、恢复古环境只是一个尝试性的工作,只有结合岩性、古生物和沉积构造等地质记录,才能更客观地描述其地质含义,并有助于研究其作用机制。2、沉积物粒度与古气候环境之间的内在联系：胡思辉等人2006年在长江中游砂山的粒度特征及古气候环境意义研究工作中认为与风成黄土相比长江中游江西梁家渡剖面砂山地层沉积物的粒度较粗,古土壤层、砂层粒度分界明显,结合年龄数据建立了长江中游地区36 kaBP 以来的古气候环境演化序列,显示了10 次粒度旋回,分别代表了10 次干冷2暖湿的气候旋回。粒度概率累计频率曲线反映沉积物的搬运方式。剖面粒度概率累计频率曲线的推移组分体积分数占70 %80 %,尤其是沙层,跃移组分和悬移组分体积分数均很低。结合长江中游地区特殊的地理环境分析表明,砂山堆积为近源河流沙经过风成堆积而成。古土壤层则有可能是在相对湿暖期,当近源风沙的沉积作用停止后,由于风力减弱,其表层有较细粒的远源沉积物加积并同时进行成壤化作用的结果。 3、沉积物的矿物和地球化学特征与古气候关系：构造和气候的变化对沉积物而言，其主要是对沉积物类型和分布的控制。王国栋等人2006年从沉积物的矿物学和地球化学的角度,提取了与盆地构造和气候演变有关的主要参数,包括碳酸盐岩矿物中的13C、18O、石英/ 长石、高岭石/ 粘土、伊利石/ 粘土的比值,反演地质历史中盆地在构造和气候上的变化。伊利石/ 粘土和高岭石/ 粘土的分析反映出松辽盆地白垩世的气候经历了由泉三段沉积期气候干旱到青山口组沉积期气候湿润、姚家组沉积期气候快速转向干旱、嫩一段沉积期湿润的气候和嫩三,四段沉积期湿热气候的演变。用伊利石/ 粘土的高值反映沉积时气候较干旱的层段，而用高岭石/ 粘土的高值反映沉积时气候较湿润的层段更为合理。湖相碳酸盐岩中13 C 不仅可以反映构造,还可反映气候,13 C 增大代表气候干旱炎热。成岩作用较低的碳酸盐岩中的18 O 减少,代表降雨量增大,反之降雨量减小。4、包裹体研究与古气候演究的关系：刘成林等人（2006）在罗布泊盐湖更新世晚期沉积钙芒硝包裹体特征及古气候意义探讨研究中采用冷粘法制取罗布泊钙芒硝岩包裹体薄片，观察和测试钙芒硝等盐矿物包裹体特征与均一温度等，结果显示，样品单一液相包裹体均一温度以低温、中温和高温3 个或2 个区段的形式出现。低温区段,平均温度41.062. 5 ；中温区段，平均温度68. 788. 0 ;高温区段,平均温度85. 4186. 0 。低温区段平均温度代表盐湖大部分古卤水温度，中温区段温度代表盐湖底部卤水温度；高温区段温度，可能因古湖水变浅，盐类矿物暴露地表被阳光暴晒加热，或盐矿物在制片过程中受力破裂等引起。研究确定罗布泊钙芒硝析出的古卤水温度多在4075 之间变化，部分超过75 。据此推算,更新世晚期罗布泊夏季古气温平均多在2035 之间,最高可能达58 左右,属于干热的气候条件。 5、古气候数值模拟进展评述数值模拟是古气候研究的一个重要内容。过去30年来，古气候数值模拟研究在相当程度上深化了我们对古气候变化机制的理解。在轨道尺度上，数值模拟证明了冰后期气候系统变化主要是对地球轨道参数变化的响应，同时揭示了温室气体、植被、海洋、冰盖等反馈因子的重要性。针对短尺度气候变化，数值模拟揭小出大