古土壤研究方法

古土壤的研究方法与沉积岩的研究方法比较类似，可以分为野外观察描述和室内分析化验及微观结构观察两方面。

5.2.4.1　野外观察描述

在野外，古土壤有三个主要特征有别于其他岩石，这三个方面的特征是生物痕迹、土壤发生层和土壤结构（Retallack,1988,1990）。古土壤中发现的各种陆生生物痕迹中，化石植物根迹是辨别沉积岩石序列中化石土壤的最好标志。它们是沉积物中曾经有植物生长过的证据，不论还具有其他什么特征，它在一定程度上都是化石土壤。古土壤在形成和埋藏过程中，由于受氧化和压实，在沉积岩中很难看到形态完整的根迹，一般情况下，可通过以下三方面的特征来识别植物根迹，以区别于虫孔和其他土壤特征。

1）不规则管状形态，向下逐渐变细；

2）向下分叉或从中间向外分叉；

3）由于侧向根系周围的沉积物受压实而呈似风琴状。

土壤层是沉积层序中识别古土壤的附加特征。在多数情况下，土壤层在结构、颜色或矿物含量方面从被侵蚀的古陆地表面向母质层方向呈渐变变化。这种变化通常比紊流或河流点坝沉积形成的粒序层更复杂。在古土壤或土壤中，一般有几个土壤层，其中的一些土壤层相对于上覆或下伏层，富含粘土、碳酸盐或有机质。土壤层反映了成土母质在化学或结构上从上向下被改造程度逐渐减弱的成土过程。

土壤具有一些明显区别于其他沉积物的复杂构造，这些构造在沉积和成岩过程中是不会形成的。受压实作用的影响，在现今土壤剖面中观察到的典型土壤自然结构体（ped structure），在大多数古土壤中却无法保存。在土壤中，作为一般规律，土壤自然结构体的尺寸会随深度增加而增大，比如从细粒状变化为块状再到棱柱状。这种垂向变化的残余构造在一些古土壤中也能观察到，尤其是在被埋藏之前就已经岩化了的土壤中，如钙结层。伪背斜构造在许多古土壤中也可观察到，这种构造由多组平行线（面）——通常为滑擦面、破裂面（后期一般被方解石充填）——以较宽的、略倾斜的向斜和陡峭的、呈尖头形的背斜的形式构成。如果在古土壤中出现这种构造，则表明原始成土母质膨胀性粘土（如蒙脱石）含量较高，且多形成于排水不良的湿润环境中。因此，在现代土壤中出现这种构造，一般将其归为变性土。除此之外，还有柱状和棱柱状构造（垂向拉长构造）以及在钙结层里出现的结晶构造（早期裂缝晶体充填）、蜂窝状构造、豆粒、薄盖层等。另外，在古土壤中还可以见到新月形粘土构造，这种构造是由一些顶面向上弯曲、底面也向上弯曲或为平的低振幅、长波长的构造所组成，厚度可达几厘米，成分为粘土，与层面相平行。

5.2.4.2　室内研究

室内研究主要包括矿物学、地球化学分析和土壤微形态特征观察三个方面。矿物学研究主要是粘土矿物含量及其组合特征的分析（Wright,1992）；地球化学分析内容比较丰富，包括常量元素、微量元素、稀土元素、稳定同位素等的测定，这些化学元素的组成及含量纵向变化蕴涵着大量的古气候、古环境信息（赵景波，2001；高全洲等，2001）。在土壤演化过程中，当环境发生变化，土壤的一些特征诸如化学成分和矿物含量等，也将随之发生变化或早期形成的构造将被改造。然而，许多微形态学特征却保存较好，可以对早期土壤演化阶段进行有效的识别（郭正堂等，1996;McCarthy和Martini等，1998）。

（1）矿物学和地球化学特征

矿物学和地球化学特征是极其有用的判别标准，尤其是辨别“风化”等级。控制这些等级的基本因素是物质的分解率，通常情况下，上部土壤层分解率较大，随深度增加而减弱。在风化过程中，各种阳离子被释放。它们在剖面上的分布可以用来评价风化特性及程度，常用元素有Fe、Al、P、Mn、Na、K、Ca和Si，它们通常以氧化物和氢氧化物的形式存在。可以绘制这些阳离子或氧化物与深度的关系图，也可以用可动元素与不可动元素的比值。在淋洗作用较强的上部土壤剖面中可动元素与不可动元素的比值较低（Smith和Buol,1968）。

在时代较老的土壤中，由于缺乏明显的生物特征，这种化学风化差异性成为识别古土壤强有力的工具。这种现象在硅酸盐母质和碳酸盐母质中都可以见到。在这种情况下可以使用痕量元素（Mg、Sr、Na）和稳定同位素（δ⁸O和δ¹³C）来识别石灰岩序列的地表暴露面。Mg、Sr和Na是从不稳定的文石（富Sr）和高镁方解石中析出的，或者高镁方解石被低镁方解石所交代也能析出这些元素。在这些变化中，海洋沉积物中的¹⁸O被大气中较轻的¹⁶0所取代，使得沉积物中的δ¹⁸O变轻。当大气水滤过上覆土壤，来自CO₂和土壤酸的同位素较轻的有机碳也被吸收到交代方解石。因此新形成的碳酸盐具有较轻的δ¹³C，尽管这种趋势仅限于土壤剖面比较靠上的部位。

在风化过程中，硅酸盐被转变成各种各样的次级产物，尤其是粘土矿物（Nesbitt和Young,1989）。粘土矿物被广泛用来鉴别古土壤，尤其是经过高溶滤作用的粘土如高岭石。蒙脱石在古土壤解释中是很有用的矿物，但存在由埋藏深度和热作用导致伊利石化而具有成岩作用特征的问题。英国威尔士和欧洲大陆的石炭系和侏罗系古土壤的两项研究表明，伊－蒙混层粘土也具有潜在的用途。这些伊－蒙混层是由土壤的干－湿交替使得钾固定下来的成壤作用形成的，而不是埋藏伊利石化形成的（Robinson和Wright,1987）。这种伊－蒙混层粘土形成于发育较好的变性土中。

铁和锰的化合物也可以用来识别特定的土壤形态。成壤作用形成的矿物富集主要发育在铁质岩壳中。这些岩壳非常富集铁和铝的氧化物、氢氧化物（铁矾土和铁铝矾土）以及硅土、钙质碳酸盐（钙质结砾岩）或石膏。

（2）微形态学特征

微形态学（土壤岩石学）方法是识别古土壤强有力的手段，也就是地质学家过去常用的岩石薄片观察。该方法已经被成功地运用到钙质环境和非钙质环境古土壤的识别（W right和W ilson,1987）。

微形态学研究方法类似于沉积岩石学中的岩类学分析。通过观察土壤的微形态特征，可以建立类似于“成岩作用序列”的成壤作用序列（Kem p,1998）。如法国一些土壤的研究中利用颗粒包膜和孔隙充填特征来研究土壤的形成，这些研究发现颗粒包膜和孔隙充填特征存在三个生长阶段：第一个生长阶段是沿细粒粘土切线方向形态清楚的包壳，其次是“脏化”的粉质粘土，最后是分选较差、成分不纯含有碳和有机质的粘土。这三个阶段被认为是代表了无扰动林地环境中粘土的淀积作用（干净粘土）、林地消失和水体的流经（“脏化”粘土）以及耕作和土壤熟化（分选差、孔隙充填）（Macphail,1986）。另外，古土壤的微形态学研究还被应用于古环境、古气候变化分析（Scarciglia和Terribile等，2003;Yong Woo Lee和YongⅡLee等，2003）。