古土壤工程地質描述
1. 古土壤研究方法
古土壤的研究方法與沉積岩的研究方法比較類似，可以分為野外觀察描述和室內分析化驗及微觀結構觀察兩方面。
5.2.4.1野外觀察描述
在野外，古土壤有三個主要特徵有別於其他岩石，這三個方面的特徵是生物痕跡、土壤發生層和土壤結構（Retallack,1988,1990）。古土壤中發現的各種陸生生物痕跡中，化石植物根跡是辨別沉積岩石序列中化石土壤的最好標志。它們是沉積物中曾經有植物生長過的證據，不論還具有其他什麼特徵，它在一定程度上都是化石土壤。古土壤在形成和埋藏過程中，由於受氧化和壓實，在沉積岩中很難看到形態完整的根跡，一般情況下，可通過以下三方面的特徵來識別植物根跡，以區別於蟲孔和其他土壤特徵。
1）不規則管狀形態，向下逐漸變細；
2）向下分叉或從中間向外分叉；
3）由於側向根系周圍的沉積物受壓實而呈似風琴狀。
土壤層是沉積層序中識別古土壤的附加特徵。在多數情況下，土壤層在結構、顏色或礦物含量方面從被侵蝕的古陸地表面向母質層方向呈漸變變化。這種變化通常比紊流或河流點壩沉積形成的粒序層更復雜。在古土壤或土壤中，一般有幾個土壤層，其中的一些土壤層相對於上覆或下伏層，富含粘土、碳酸鹽或有機質。土壤層反映了成土母質在化學或結構上從上向下被改造程度逐漸減弱的成土過程。
土壤具有一些明顯區別於其他沉積物的復雜構造，這些構造在沉積和成岩過程中是不會形成的。受壓實作用的影響，在現今土壤剖面中觀察到的典型土壤自然結構體（ped structure），在大多數古土壤中卻無法保存。在土壤中，作為一般規律，土壤自然結構體的尺寸會隨深度增加而增大，比如從細粒狀變化為塊狀再到稜柱狀。這種垂向變化的殘余構造在一些古土壤中也能觀察到，尤其是在被埋藏之前就已經岩化了的土壤中，如鈣結層。偽背斜構造在許多古土壤中也可觀察到，這種構造由多組平行線（面）——通常為滑擦面、破裂面（後期一般被方解石充填）——以較寬的、略傾斜的向斜和陡峭的、呈尖頭形的背斜的形式構成。如果在古土壤中出現這種構造，則表明原始成土母質膨脹性粘土（如蒙脫石）含量較高，且多形成於排水不良的濕潤環境中。因此，在現代土壤中出現這種構造，一般將其歸為變性土。除此之外，還有柱狀和稜柱狀構造（垂向拉長構造）以及在鈣結層里出現的結晶構造（早期裂縫晶體充填）、蜂窩狀構造、豆粒、薄蓋層等。另外，在古土壤中還可以見到新月形粘土構造，這種構造是由一些頂面向上彎曲、底面也向上彎曲或為平的低振幅、長波長的構造所組成，厚度可達幾厘米，成分為粘土，與層面相平行。
5.2.4.2室內研究
室內研究主要包括礦物學、地球化學分析和土壤微形態特徵觀察三個方面。礦物學研究主要是粘土礦物含量及其組合特徵的分析（Wright,1992）；地球化學分析內容比較豐富，包括常量元素、微量元素、稀土元素、穩定同位素等的測定，這些化學元素的組成及含量縱向變化蘊涵著大量的古氣候、古環境信息（趙景波，2001；高全洲等，2001）。在土壤演化過程中，當環境發生變化，土壤的一些特徵諸如化學成分和礦物含量等，也將隨之發生變化或早期形成的構造將被改造。然而，許多微形態學特徵卻保存較好，可以對早期土壤演化階段進行有效的識別（郭正堂等，1996;McCarthy和Martini等，1998）。
（1）礦物學和地球化學特徵
礦物學和地球化學特徵是極其有用的判別標准，尤其是辨別「風化」等級。控制這些等級的基本因素是物質的分解率，通常情況下，上部土壤層分解率較大，隨深度增加而減弱。在風化過程中，各種陽離子被釋放。它們在剖面上的分布可以用來評價風化特性及程度，常用元素有Fe、Al、P、Mn、Na、K、Ca和Si，它們通常以氧化物和氫氧化物的形式存在。可以繪制這些陽離子或氧化物與深度的關系圖，也可以用可動元素與不可動元素的比值。在淋洗作用較強的上部土壤剖面中可動元素與不可動元素的比值較低（Smith和Buol,1968）。
在時代較老的土壤中，由於缺乏明顯的生物特徵，這種化學風化差異性成為識別古土壤強有力的工具。這種現象在硅酸鹽母質和碳酸鹽母質中都可以見到。在這種情況下可以使用痕量元素（Mg、Sr、Na）和穩定同位素（δ8O和δ13C）來識別石灰岩序列的地表暴露面。Mg、Sr和Na是從不穩定的文石（富Sr）和高鎂方解石中析出的，或者高鎂方解石被低鎂方解石所交代也能析出這些元素。在這些變化中，海洋沉積物中的18O被大氣中較輕的160所取代，使得沉積物中的δ18O變輕。當大氣水濾過上覆土壤，來自CO2和土壤酸的同位素較輕的有機碳也被吸收到交代方解石。因此新形成的碳酸鹽具有較輕的δ13C，盡管這種趨勢僅限於土壤剖面比較靠上的部位。
在風化過程中，硅酸鹽被轉變成各種各樣的次級產物，尤其是粘土礦物（Nesbitt和Young,1989）。粘土礦物被廣泛用來鑒別古土壤，尤其是經過高溶濾作用的粘土如高嶺石。蒙脫石在古土壤解釋中是很有用的礦物，但存在由埋藏深度和熱作用導致伊利石化而具有成岩作用特徵的問題。英國威爾士和歐洲大陸的石炭系和侏羅系古土壤的兩項研究表明，伊－矇混層粘土也具有潛在的用途。這些伊－矇混層是由土壤的干－濕交替使得鉀固定下來的成壤作用形成的，而不是埋藏伊利石化形成的（Robinson和Wright,1987）。這種伊－矇混層粘土形成於發育較好的變性土中。
鐵和錳的化合物也可以用來識別特定的土壤形態。成壤作用形成的礦物富集主要發育在鐵質岩殼中。這些岩殼非常富集鐵和鋁的氧化物、氫氧化物（鐵礬土和鐵鋁礬土）以及硅土、鈣質碳酸鹽（鈣質結礫岩）或石膏。
（2）微形態學特徵
微形態學（土壤岩石學）方法是識別古土壤強有力的手段，也就是地質學家過去常用的岩石薄片觀察。該方法已經被成功地運用到鈣質環境和非鈣質環境古土壤的識別（W right和W ilson,1987）。
微形態學研究方法類似於沉積岩石學中的岩類學分析。通過觀察土壤的微形態特徵，可以建立類似於「成岩作用序列」的成壤作用序列（Kem p,1998）。如法國一些土壤的研究中利用顆粒包膜和孔隙充填特徵來研究土壤的形成，這些研究發現顆粒包膜和孔隙充填特徵存在三個生長階段：第一個生長階段是沿細粒粘土切線方向形態清楚的包殼，其次是「臟化」的粉質粘土，最後是分選較差、成分不純含有碳和有機質的粘土。這三個階段被認為是代表了無擾動林地環境中粘土的淀積作用（干凈粘土）、林地消失和水體的流經（「臟化」粘土）以及耕作和土壤熟化（分選差、孔隙充填）（Macphail,1986）。另外，古土壤的微形態學研究還被應用於古環境、古氣候變化分析（Scarciglia和Terribile等，2003;Yong Woo Lee和YongⅡLee等，2003）。
2. 河北南部石炭系—二疊系古土壤類型及特徵
在研究工作中，首先在露頭剖面及岩心描述時，以是否發育植物根跡、鈣結層、鐵質殼、偽背斜構造、滑擦面以及岩層是否具有土壤層特徵等依據，分辨出古土壤，並根據宏觀觀察結果對所辨識的古土壤層按特徵大致分類，然後在各類古土壤層的典型剖面上采樣，以進行樣品的常量元素相對含量和粘土礦物相對含量分析以及微形態特徵觀察。其中常量元素相對含量是在國家地質實驗測試中心採用X熒光光譜儀按國家G B/T14506.28—1993、GB/T14506.13—1993、GB9835—1988和LY/T1253—1999標准進行檢測的，粘土礦物相對含量則在中國石油勘探開發研究院實驗中心採用X射線衍射分析方法，按國家石油天然氣行業標准SY/T5163-1995測定的。古土壤岩石薄片是在北京大學實驗中心磨製的。測試原始數據見附表1、附表2。
根據宏觀結構、構造特徵、顏色、微觀結構、粘土礦物及常量元素分布特徵，在河北南部臨城縣竹壁村沙壩溝和邢台礦區DP1鑽孔石炭系—二疊紀地層中識別出古新成土、古潛育土、古有機土、古變性土、古旱成土、古老成土和古氧化土等7種古土壤類型，分述其特徵如下。
5.3.2.1古新成土（palaeoaddendosols）
（1）宏觀特徵
露頭上一般為灰色、灰白色泥岩或鋁土質泥岩，普遍發育直徑約1～3mm或更細小的脈管狀植物根跡，這些根跡向下分叉或從中央向四周發散，有的含菱鐵質結核，結核以孤立狀或連續成層出現，孤立結核的直徑最大可達10cm，土體成塊狀。在沙壩溝剖面的第2～5層厚約3m，其間夾三層10～20cm的菱鐵質細砂岩和一層厚約50cm的灰黃色細紗岩，位於最上部的是第5層，岩性為灰黑色炭質泥岩，其他均為灰色泥岩和鋁土質泥岩。在灰色鋁土質泥岩和泥岩中普遍有細小根跡發育，並含沿層分布的植物碎片化石，由於受一定程度的成壤作用，而呈現出不很明顯的塊狀構造。在菱鐵質細砂岩中由於受氧化鐵的浸染，整層岩石均成紅褐色，岩層內已無法辨認沉積層理，但整套岩層仍保留著潮汐砂壩的形態。灰黃色細砂岩則仍保持著原來的沉積層理，但從中可以發現細小的植物根跡和植物化石碎片（圖5.5）。
（2）常量元素和粘土礦物分布特徵
發育於沙壩溝剖面第2～5層的古土壤，整個剖面上除了含菱鐵質結核的位置，SiO2和Al2O3相對含量隨深度變化較小，而在菱鐵質結核發育的位置，由於菱鐵質結核的存在導致總鐵（TFe2O3）含量突然增高，從而使得SiO2和Al2O3含量相對降低，總鐵（TFe2O3）含量有隨深度增大而增大的趨勢反映風化程度的w（Al2O3）/w（SiO2）也無明顯變化，而從風化淋溶系數CIA（=w（Al2O3）/w（CaO+MgO+Na2O+K2O），下同）和反映鈣化程度的w（CaO+MgO）/w（Al2O3）看，剖面上部有微弱的脫鈣特徵；從w（Fe2O3）/w（FeO）看，隨深度的變淺，氧化性逐漸減弱。從燒失量LOI在剖面頂部40cm范圍內突然增大，可能由於大量植物的生長而有較多的有機質累積，所以燒失量有所增大。粘土礦物組成以高嶺石（K）和伊利石/蒙脫石混層（IS/）為主，含少量的伊利石，而無綠泥石，且高嶺石相對含量遠高於伊利石/蒙脫石混層。在剖面上，高嶺石和伊利石/蒙脫石混層隨深度變化不明顯（圖5.6）。
（3）微形態特徵
岩石薄片中，可觀察到顆粒仍然呈定向排列，以石英顆粒為主，顆粒間為泥質充填，顆粒邊緣普遍有較薄的泥質包膜（coating）（圖5.7a），使得顆粒邊緣模糊，包膜主要形成於晶質顆粒邊緣的內側，在單偏光下為灰色，根據圖5.8的分類（黃瑞采，1990），所發育的包膜屬於顆粒包膜。從整個薄片看還含大量無定型有機質並見植物根跡。植物根跡被方解石充填，邊部仍然保留著根的薄壁，薄壁在單偏光下為黑褐色，反射光下為灰色（圖5.7b）。
（4）成因解釋
這種類型的古土壤主要發育在本溪組和太原組下段，發生過多次的海水進退過程。由於當時的華北地台地形平緩，每次海水侵入都將河北南部所覆蓋。從第2～5層的沉積看，所研究的砂壩溝剖面當時可能處於潮坪沉積環境，海水漲潮時海水都能到達該地，總體上水位較高，成壤作用較弱。從整個土壤層剖面看，存在著生物作用的痕跡，但卻無明顯的風化、淋溶、脫鈣等成壤作用過程的現象，但從宏觀上看，剖面上又具有土壤結構和生物改造的痕跡。因此，為較弱的成壤作用改造的結果，形成的土壤層接近於母質層C層，因此在古土壤檢索分類中屬於古新成土。
圖5.18 沙壩溝剖面139層古老成土地球化學及粘土礦物分布特徵
TFe2O3—總鐵含量；CIA—風化淋溶系數；LOI—燒失量
（3）微形態特徵
從薄片中觀察，該類古土壤也主要由細粒的粘土組成，在單偏光下整體顯灰色，顆粒較少，且顆粒成分主要為石英，顆粒表面普遍具有包膜而使得顆粒邊緣在單偏光下顯灰褐色，顆粒也被泥質浸染而呈灰色。由於在露頭上即已觀察到大量植物根跡的發育，因此，在薄片中植物根跡也較常見，且根的橫截面形態較完整，根的有機質已發生變質而在正交光下呈黑色，邊緣仍可見植物根的薄壁，直徑在0.1～0.5mm 不等。有的根跡被裂縫切割而呈碎塊，裡面填充了碳酸鹽淀積物（圖5.19）。
（4）成因解釋
在潮濕氣候，大量生長植物的地區，植物殘體腐爛形成的有機酸溶液在下滲過程中，將上部土體中鹼金屬和鹼土金屬淋失，並使礦物中的鋁硅酸鹽分離，在淋溶層形成還原態的鐵鋁，並以膠體形式向下淋溶。在土體下部遇到高鹽基狀態或水分被土壤吸收而淀積於土體下部。由此在土壤層上部形成二氧化硅相對富集的灰白色淋溶層，而在土體下部形成三氧化物和腐殖質富集的紅棕色淀積層（尹國勛和張漢瑞，1996）。同時，由於大量發育泥質薄膜和粘土礦物中高嶺石含量較高，因此，從宏觀特徵以及粘土礦物和地球化學特徵看，該類型古土壤在檢索分類中應屬於古老成土（palaeoeldisols）。
圖5.19 沙壩溝剖面139層中古老成土的微形態特徵
Fig.5.19 Micromorphological c haracteristics of the palaeoeldisols in the layer 139 of Shabagou section
3. 什麼是古土壤請給與指點
古土壤（paleosoil）
指在過去景觀條件下形成的土壤。據其產狀和性質，分為以下類型:⒈ 埋藏土⒉化石土⒊ 裸露深藏土⒋殘余土。通過對古土壤的研究，可重建過去的成土環境；了解土壤的發生演變，正確處理現代土壤性質和古土壤性質的關系；對找礦、地下水開發、工程地質評價及農業利用等都具有重要的意義。
4. 古土壤分類
古土壤在其形成和隨後的埋藏過程中，受一些地質作用過程的影響而使土壤形狀發生改變。這些過程包括侵蝕、搬運、固結等這樣的物理過程和將新土壤粘結成埋藏古土壤的化學過程。另外，如膠結作用這樣的成岩作用過程也會使早期形成的土壤岩化。因此，土壤的結構、孔隙性、粘土礦物類型及含量、可溶鹽類物質的出現或缺失，都將在埋藏過程中或埋藏後受到岩化作用的影響（Olsen和N ettleton,1998）。利用現代土壤系統分類方法來分類古土壤將失去可操作性。
Nettleton和Brasher等（1998）、Nettleton和Olsen等（2000）認為，在多數情況下，土壤層理、土壤結構、根跡和蠕蟲跡等微形態特徵抗改造能力較強，可作為良好的古土壤分類標志。同時，抗風化礦物含量及抗風化礦物的風化程度也是較好的分類標志。為此，他們利用野外觀察特徵、實驗室分析特徵以及微形態特徵，來進行古土壤土綱（soil order）的劃分，而將全化學分析作為鹽基和粘土礦物含量估測的輔助手段。Nettleton和Brasher等（1998）、Nettleton和Olsen等（2000）以上述標志為主要分類依據，參照現代土壤系統分類的檢索分類方法，提出了古土壤的分類方案（表5.4）。
表5.4 古土壤土綱分類特徵表Table 5.4 Classification key to the palaeosol orders
（據Nettleton和O lsen等，2000）
5. 第四紀地質觀察描述的基本內容
第四紀地質調查應充分研究第四紀堆積物的各種露頭，如溝壁、陡坎、土坑、土井、機井等。在覆蓋區要利用鑽探、洛陽產等方法揭露各時期第四紀堆積物進行研究。在描述前，要描述第四紀堆積物所處的地貌部位、產狀及地形特徵，然後分層描述。研究第四紀地層時，要觀察地層的橫向與縱向變化，尤其對一些細微的變化，如極薄夾層、透鏡體和色調的變化。為了簡潔、直觀，可採用統計、素描和照相等方法。
野外調查的一般觀察內容包括堆積物的顏色、岩性、成因類型、結構構造等特徵；對特殊夾層、各層間的接觸關系所含化石及露頭點所處的地貌部位等應特別給予注意。
（一）沉積物顏色的觀察描述
包括堆積物的原生色（形成時的顏色）和次生色（堆積物形成後因風化作用改變形成的顏色）。原生色分布均勻；次生色分布不均勻，常呈斑點狀、斑紋狀或條紋狀等，有蟲孔、植物根系形成的孔洞的次生色往往較為明顯。
觀察堆積物顏色時，要選擇乾燥有新鮮的斷面，先描述原生色，後描述次生色。一般是粒度愈細或處於潮濕和陰暗條件下的色調偏深。因此，應注意干、濕條件下顏色的變化。常見顏色有黃、棕、褐、紅、灰、黑、白等。用一種顏色不能確切反映實際色調時，可用顏色的深淺程度+次生色+主色，如淺灰色、棕黃色等。
（二）結構的觀察描述
第四紀沉積物大多數是未經膠結的。對其主要需觀測顆粒大小、組合及形狀等。碎屑物按其粒徑的不同分為礫石、砂、粒性土等（表11-1），並根據粒徑組合的不同而命名。
表11-1 碎屑物的粒級劃分
1.礫石的觀察和描述
對礫石應觀察和描述礫石的成分、粒度、分選性、磨圓度、顆粒形狀、表面特徵等。礫石的成分是指礫石的礦物組合，通過分析可追溯和推斷其來源。為便於說明問題，可將礫石層中各種岩性的礫石進行統計，並繪制各種成分礫石的百分比圖和柱狀圖，以便對比。對礫石的粒度應注意觀察描述礫石的大小及各種粒級的礫石所佔百分數，可目估亦可統計；礫石顆粒形狀按圓度可分別描述為球狀、扁平狀、橢球狀和不規則狀；礫石的磨圓度等級能反映出搬運距離的遠近，有助於確定其成因類型。通常將礫石磨圓度分為稜角狀、次稜角狀、次圓狀、圓狀、極圓狀五級。礫石的分選性是說明搬運介質動力條件的重要資料之一。每一塊礫石都有a，b，c三軸，在確定礫石的粒徑時，一般需要測量統計100～150個礫石的長軸（a），指出一般的礫徑、最大和最小的粒徑，必要時還應統計各級礫徑含量百分比。應注意觀察歷史的表面特徵，其表面特徵可反映礫石的形成過程及成因。此外，還應觀測礫石的排列情況，因礫石的排列方向和扁平面的傾向與沉積的水動力條件有關，應仔細觀察礫石的產狀。如正常河流礫石的長軸與水流方向平行，海灘和湖濱礫石的長軸與海（湖）岸平行等。
2.砂的觀察和描述
主要應觀察和描述砂的礦物成分、顆粒形狀、粒度、磨圓度、密實程度、潮濕程度和膠結情況等，野外應給予初步命名。砂的粒度成分很難估計時，可採取次要成分+主要成分命名，如粉細砂等。
3.粘土類的觀察和描述
因其顆粒太小，只能根據其物理性質，初步確定是粘土、粉質粘土或粉土等類型。另外，還應注意特殊類型土的觀察和描述，如黃土、淤泥質土、軟土等，因為這些土都有特殊的形成環境和工程地質性質。
（三）構造的觀察描述
構造觀測是通過觀測產狀、成分和結構的特徵來確定層理的類型。沉積層根據層面的傾斜度分為：水平層理、斜層理、交錯層理、透鏡狀層理、波狀層理等。觀測層面上有無波痕、雨痕、泥裂痕跡及生物痕跡等特徵。觀測產狀時要注意產狀的變化情況，並注意描述構造活動的痕跡，如滑動、擾動、斷裂、褶曲、冰楔構造等現象。對某些有特徵意義的夾層應特別加以描述繪圖，如含礦層、泥炭層、火山沉積物、古侵蝕面和古土壤以及含動植物的化石層、含化學沉積物的石膏層、鐵錳結核層、鈣質結核層等。並注意採集標本和樣品，以供鑒定。
（四）厚度測量與接觸關系
對第四紀地層厚度要認真測量，而且應注意厚度的變化，並確定厚度變化的性質。同一地層中堆積物岩性相間成韻律沉積時，應根據厚度變化確定其是「夾層」還是「互層」等。分層時要測量每一層的厚度，若地層的原始產狀為非水平時，應盡可能利用垂直方向的剖面來觀測它的厚度。
厚度分為巨厚層（＞50cm）、厚層（10～50cm）、中厚層（2～10cm）、薄層（0.2～2cm）和細微層（＜0.2cm）。
野外還應仔細觀察上、下層間的關系，是連續沉積還是不連續沉積，進而判斷整合接觸還是不整合接觸，是平行不整合接觸還是角度不整合接觸。
（五）採集化石和試樣
主要描述化石和樣品採集的層位、名稱、數量、保存狀況、石化程度、分布狀況等，並對採集化石和樣品進行編號包裝等。
6. 古土壤在黃土地層劃分中有何意義
古土壤產狀的面狀分布 ，代表當時的古地形面，因此在水平空間上有地層對比意義，在重現古地形變化的研究上有重要作用。古土壤按其埋藏和保留狀態可分為埋藏古土壤和殘余古土壤兩類。
一般發育較好且保存完整的古土壤剖面，可劃分出腐殖質層、粘化層、淀積層和母質層。
黃土古土壤（paleosol）是地質歷史時期，黃土堆積過程中，由於古氣候的變化（暖、濕氣候）形成的土壤層，形成後被後期黃土沉積掩埋。
7. 請問一下殘積物，坡積物，洪積物，沖積物，鳳積物，古土壤的工程性質
沖積物,坡積物,洪積物它們都屬於第四系（最新的地質年代）形成的，其形回成過程就是先殘積物答,經過坡積物,再到洪積物,最後沖積物。
1、殘積物指地表岩石風化後殘留在原地的堆積物（沒有移動,在陸地上即坡上）。
2、坡積物是岩石經風化後,在經雨水或雪水將高處的風化碎屑物質洗刷而向下搬運,或由本身的重力作用,堆積在平緩的斜坡或坡腳處,就形成為坡積物了（有搬運距離的,也在陸地即坡腳,但沒有分選,雜亂的）。
3、洪積物是由洪水堆積的物質,它是組成洪積扇的堆積物。洪積物是山區溪溝間歇性洪水挾帶的碎屑物質,一般堆積在山前溝口.屬快速流水搬運,因此一般顆粒較粗,除砂、礫外,還有巨大的塊石,分選性也差,大小混雜.因為洪流搬運距離不長,碎屑滾圓度不好,多呈次稜角狀.斜層理和交錯層理發育。（一般搬運距離比坡積物長,在水附近即在山區溪溝中和邊上,分選比坡積物好,比沖積物差）
4、沖積物是河流沉積作用形成的堆積物,它是組成沖積平原的堆積物。沖積物具有良好的分選性,隨著搬運能力的減弱,總是粗的、比重大的先沉積,細的、比重小的後沉積（有搬運距離和分選了的）。
8. 古土壤的基本概念
5.2.1.1古土壤的基本概念
土壤是由厚度不同的礦物質和/或有機質層組成的自然體，其在微形態學、物理學、化學、礦物學以及生物學特徵上不同於母質，至少其中部分特徵是成壤作用形成的（Birkeland,1984）。古土壤（或稱化石土壤）是古氣候環境（氣候、生物群落、地形和時間等）條件下，地表暴露的岩石或沉積物經過物理、生物、化學等成壤作用改造而形成的土壤，是過去地表景觀所形成的土壤（Valeutiue和Dalrymple,1976;Wright,1986）。雖然最早研究的是第四紀土壤，但大多數古土壤都發現於沉積岩中（Kraus,1999），至今在地層中可識別出的古土壤最早可以追溯到前寒武紀。土壤或古土壤能夠形成是因為有相對穩定的地表條件，它們的存在標志著地層沉積的中斷或暴露面的形成；它們也可以在沉積速率小於成壤速率的陸地沉積環境中形成。因此，土壤或古土壤最終反映了沉積、侵蝕和非沉積作用之間復雜的相互作用關系。
早在19世紀20年代，就有關於化石土壤（fossil soil）的報道，認為英國南部晚白堊世的GreatDirt層是形成於過去的土壤（Webster,1826）。
到了20世紀30年代，Taylor（1933）等也認識到紐西蘭古土壤的存在，他們根據古土壤的顏色、構造、礦物含量及風化程度等特徵對其進行描述和追蹤；而Arkell（1947）根據保存的硅化木根，認為前面提到的英國南部晚白堊世的GreatDirt層為森林型土壤。Ritzma（1955）、Schultz等（1955）和Pettijohn（1966）等著重於識別北美第三紀及更老沉積中特徵顯著、發育完好的古土壤或古土壤發生層，認為古土壤標志著主要的不整合或至少是代表連續沉積中的相對較長時期的不整合。Richmond（1962）和Morrison（1964）於60年代建立了較完善的第四紀土壤地層學，使古土壤在第四紀地層和古環境研究中得到廣泛應用。在這一時期，人們已認識到概念的不同易引起混淆，Morrison於1965年提出了用「geosol」代替「soil」，「soil」泛指所有的土壤，而「geosol」則是指地層層序中的被全部或部分埋藏的土壤。
進入20世紀70年代以後，對古土壤的研究日漸深入，並在古土壤的識別（Buurman,1975）、指示古氣候（Allen,1973;Steel,1974;Hubert,1977）、推測沉積速率（Leeder,1975）及其作為地表演化的重要組成部分（Allen,1974;Leeder,1976;Retallack,1976）等方面作了有意義的探討。
Wright於1986年再次提出土壤與古土壤的區別：土壤是指在地表形成的、與下伏物質在形態、物理、化學及生物特徵方面不同的、由有機和無機物質聚集而成的自然體；古土壤是指在近地表或成壤過程改造過的土壤。Campbell（1986）和Perciral（1986）論述了古土壤的識別方法及存在的問題，並用垂直剖面說明了英國北部晚石炭世古土壤成壤過程的交替發生。Kemp（1986）和Macphai（1986）嘗試著用微地貌技術識別和解釋古土壤。Kraus和Bown（1986）在層序地層學方面通過對河流相地層中的古土壤在河流年代解析度中的重要性的研究，闡述了河流沉積物的地質歷史。Retallack（1986）在古土壤隨時間演化方面做了綜合論述，並說明目前可辨認的最古老的古土壤形成於31 億年前。
從年代分布上，人們將古土壤分為兩大類別：一類為第四紀古土壤，另一類為第四紀以前的古土壤。因為土壤是第四紀最普通的地貌，分布廣泛，是劃分地層良好的沉積物標志（Richmond,1962;Mahaney,1978），因此對第四紀古土壤的研究曾是古土壤研究的主要內容，所採用的方法和概念為第四紀以前古土壤的研究提供了重要的指導作用。隨著對古土壤研究的不斷深入，人們對古土壤的成因有了比較全面的認識，並進一步將古土壤按成因分為一系列更為詳細的類型。
在對古土壤進行識別的過程中，人們不約而同地用現代土壤的分類方法來描述和區別古土壤的不同類型，目前採用較多的是美國農業土壤調查部（the United States of Agriculture Soil Survey）的土壤分類（1975）和聯合國教科文組織糧農組（FAO-UNESCU）的分類（1974）。
20世紀80年代以來，人們對第四紀以前古土壤甚至是前寒武紀古土壤的認識更加深入，尤其是對古土壤的應用方面更加重視，對古土壤的古氣候、古環境、沉積作用及層序地層學等方面的意義進行了一系列的探索。如Wright（1989）提出的古土壤識別標志；Cecil（1990）以古土壤作為一類標志解釋古氣候對地層韻律性沉積的控制，認為氣候是陸源沉積物流入沉積體系的重要控制因素，地層韻律性沉積不僅與海進—海退事件及構造作用有關，還與古氣候周期性變化有關；Gibling（1994,1996）發表一系列文章，論述加拿大悉尼盆地晚石炭世的古河谷、鈣結層、煤層以及古生物組合在古氣候、古環境、層序邊界劃分等方面的研究意義；Ghosh（1996）根據印度中部的晚石炭世古土壤的研究揭示其古地貌學和古氣候的意義；Wright和Marriott（1996）對沖積沉積形成的土壤進行定量分析，並應用於英國老紅砂岩的對比；Wright（1996）論述了潮緣碳酸鹽岩的層序地層格架中古土壤的發育特徵。
20世紀90年代以來，人們在加強成土作用研究（Brady和Weil,1999）的同時，對第四紀以前古土壤，甚至是前寒武紀古土壤的認識更加深入，尤其是對古土壤的應用方面更加重視，對古土壤的古氣候（Cecil,1990）、古環境（Gibling和Bird,1994；尹國勛等，1996;McCarthy和Martini等，1998）、沉積作用（Wright和Marriott,1993）、地層對比（葉良苗和裘亦楠，1991；魏欽廉等，2006）及層序地層學（Wright和Marriott,1993;Wright,1996;Aitken和Flint,1995;McCarthy和Plint,1998；楊利軍和邵龍義，2002；邵龍義等，2005）等方面的意義進行了一系列的探索。
我國對第四紀的古土壤（黃土）進行了大量研究，對其成因、類型及分布獲得了有價值的認識。吳正、王為（1997）通過對第四紀古土壤的分析，論述了華南沿海老紅砂是由海岸風沙堆積在間冰期發生紅化作用而成。對第四紀以前的古土壤的研究較少，目前僅有少數幾篇文章報道。例如，葉良苗、裘亦楠（1991）將河流相古土壤的研究應用於河流沉積地層的對比，尹國勛、張漢瑞（1996）對河南省晚三疊世古土壤的識別標志及成因的研究，黃乃和等（1994）對廣西晚二疊世碳酸鹽岩型煤系中的古土壤的研究，以及邵龍義等（1998）對河北南部晚古生代地層中古土壤的研究。
雖然國內外在古土壤方面的研究已經比較深入，取得了一些比較成熟的結論，但是仍有許多方面的問題值得進一步探討，這主要表現在：①對露頭剖面中古土壤研究較多，而忽略了對油氣及煤田勘探中井下古土壤的研究；②對海陸交互相含煤岩系中的古土壤研究較少；③關於古土壤在高解析度層序地層學中的應用幾乎沒有，對其在油氣及煤田勘探中的指導意義的研究也很有限。
5.2.1.2關於殘積物、古風化殼、古土壤
從地球的地質演化過程來說，古土壤形成於地質大循環和生物、水文學小循環過程。在地質大循環中，首先火山岩或變質岩經風化形成一次風化殼，一次風化殼經成土作用形成殘積土，或一次風化殼被搬運堆積形成非固結沉積物之後，再經成土作用形成運積土。一次風化殼被搬運後形成的非固結沉積物或者經埋藏成岩作用而固結成沉積岩，或者再次經搬運堆積，形成二次風化殼。而固結的沉積岩也會經受風化作用而成為二次風化殼，這兩種途徑形成的二次風化殼，經成土作用的改造後可形成殘積土。在地質循環過程中，火山岩、變質岩和固結的沉積岩經風化作用形成一次或二次風化殼，風化殼再在生物和水文循環作用下形成土壤（圖5.2）。
地殼最上部發生風化作用的地帶，叫做風化帶。在風化帶內，風化作用使岩石崩解、蛻變，形成了一種新的、未經移動的鬆散堆積物，叫做殘積物。由殘積物所形成的覆蓋於地殼表面的外殼叫做風化殼，根據風化作用階段和發育程度的不同，可將其劃分為四個主要類型：①岩屑型風化殼；②硅鋁－硫酸鹽型及硅鋁－碳酸鹽型風化殼；③硅鋁粘土型風化殼；④磚紅土型風化殼。土壤是風化殼最表層的地帶。
古風化殼是埋藏在地表以下的風化殼，它可以作為判斷古地形的依據。風化產物的淋濾強度、風化殼的厚度和保存程度都與地形有關，地形還會影響氣候、植被、土壤層的差異，並影響到風化殼的發育特點；它代表了一個較長的沉積間斷，可以作為劃分、對比地層的標志之一。
過去形成的土壤，被較新的沉積物覆蓋埋藏，叫做古土壤或埋藏古土壤。土壤形成後極易遭受沖刷或因地表條件發生變化而改變原來特性。因此，形成古土壤應具備以下幾個條件：
1）必須有一個沉積間斷，以利於土壤的形成；
2）形成後未經強烈的侵蝕沖刷；
3）很快就被其他沉積物覆蓋，不再受地表條件變化的影響。
圖5.2 古土壤形成的兩種循環過程Fig.5.2 Two cyclic processes of the formation of palaeosols
（據松井，1966；轉引自陸景岡，1997）
與現代土壤相比，古土壤具有以下特徵：
1）經過後期的破壞保留不完整；
2）古土壤被埋藏後，腐殖質易分解以至消失，而使A 層顏色變淺；
3）若土壤層被迅速深埋，腐殖質則易炭化，使古土壤染成黑棕色（可據此推知沉積速度）。
由於以上三點，在研究古土壤時一般只能從B層的特徵來識別古土壤的存在和類型。
古土壤一般都不能保留有機層，只有固結的或半固結的淋濾層和淀積層被保留下來。古土壤經歷的時代越多，次生變化也越大，現代土壤的特點也就越少。
古土壤按產狀可分為埋藏型古土壤（buried palaeosols）、殘余型古土壤（relict palaeosols）和侵蝕裸露型古土壤（exhumed palaeosols）。埋藏型古土壤，是指在過去地表景觀中形成的、隨後被更新的沉積物或岩石所埋藏的古土壤，這類古土壤沒有被明顯侵蝕過；殘余型古土壤，是指在過去地表景觀中形成的、隨後沒有被更新的沉積物所覆蓋的古土壤，其形成時間為原始景觀存在時到現今；侵蝕裸露型古土壤，是指在過去地表景觀中形成的並隨後被埋藏，但後來又因上覆沉積被侵蝕而再次裸露於地表的古土壤。殘余型和侵蝕裸露型古土壤因暴露地表，接受後期成土作用的影響，為不同成土環境疊加作用的結果，用於恢復古環境的難度較大（黃成敏和王成善，2006）。埋藏型古土壤相對受後期成土作用的影響少，記錄的古環境信息相對單一，且保存較好，故本書所研究的古土壤主要是埋藏型古土壤。