古土壤工程地质描述
1. 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）。
2. 河北南部石炭系—二叠系古土壤类型及特征
在研究工作中，首先在露头剖面及岩心描述时，以是否发育植物根迹、钙结层、铁质壳、伪背斜构造、滑擦面以及岩层是否具有土壤层特征等依据，分辨出古土壤，并根据宏观观察结果对所辨识的古土壤层按特征大致分类，然后在各类古土壤层的典型剖面上采样，以进行样品的常量元素相对含量和粘土矿物相对含量分析以及微形态特征观察。其中常量元素相对含量是在国家地质实验测试中心采用X荧光光谱仪按国家G B/T14506.28—1993、GB/T14506.13—1993、GB9835—1988和LY/T1253—1999标准进行检测的，粘土矿物相对含量则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测定的。古土壤岩石薄片是在北京大学实验中心磨制的。测试原始数据见附表1、附表2。
根据宏观结构、构造特征、颜色、微观结构、粘土矿物及常量元素分布特征，在河北南部临城县竹壁村沙坝沟和邢台矿区DP1钻孔石炭系—二叠纪地层中识别出古新成土、古潜育土、古有机土、古变性土、古旱成土、古老成土和古氧化土等7种古土壤类型，分述其特征如下。
5.3.2.1古新成土（palaeoaddendosols）
（1）宏观特征
露头上一般为灰色、灰白色泥岩或铝土质泥岩，普遍发育直径约1～3mm或更细小的脉管状植物根迹，这些根迹向下分叉或从中央向四周发散，有的含菱铁质结核，结核以孤立状或连续成层出现，孤立结核的直径最大可达10cm，土体成块状。在沙坝沟剖面的第2～5层厚约3m，其间夹三层10～20cm的菱铁质细砂岩和一层厚约50cm的灰黄色细纱岩，位于最上部的是第5层，岩性为灰黑色炭质泥岩，其他均为灰色泥岩和铝土质泥岩。在灰色铝土质泥岩和泥岩中普遍有细小根迹发育，并含沿层分布的植物碎片化石，由于受一定程度的成壤作用，而呈现出不很明显的块状构造。在菱铁质细砂岩中由于受氧化铁的浸染，整层岩石均成红褐色，岩层内已无法辨认沉积层理，但整套岩层仍保留着潮汐砂坝的形态。灰黄色细砂岩则仍保持着原来的沉积层理，但从中可以发现细小的植物根迹和植物化石碎片（图5.5）。
（2）常量元素和粘土矿物分布特征
发育于沙坝沟剖面第2～5层的古土壤，整个剖面上除了含菱铁质结核的位置，SiO2和Al2O3相对含量随深度变化较小，而在菱铁质结核发育的位置，由于菱铁质结核的存在导致总铁（TFe2O3）含量突然增高，从而使得SiO2和Al2O3含量相对降低，总铁（TFe2O3）含量有随深度增大而增大的趋势反映风化程度的w（Al2O3）/w（SiO2）也无明显变化，而从风化淋溶系数CIA（=w（Al2O3）/w（CaO+MgO+Na2O+K2O），下同）和反映钙化程度的w（CaO+MgO）/w（Al2O3）看，剖面上部有微弱的脱钙特征；从w（Fe2O3）/w（FeO）看，随深度的变浅，氧化性逐渐减弱。从烧失量LOI在剖面顶部40cm范围内突然增大，可能由于大量植物的生长而有较多的有机质累积，所以烧失量有所增大。粘土矿物组成以高岭石（K）和伊利石/蒙脱石混层（IS/）为主，含少量的伊利石，而无绿泥石，且高岭石相对含量远高于伊利石/蒙脱石混层。在剖面上，高岭石和伊利石/蒙脱石混层随深度变化不明显（图5.6）。
（3）微形态特征
岩石薄片中，可观察到颗粒仍然呈定向排列，以石英颗粒为主，颗粒间为泥质充填，颗粒边缘普遍有较薄的泥质包膜（coating）（图5.7a），使得颗粒边缘模糊，包膜主要形成于晶质颗粒边缘的内侧，在单偏光下为灰色，根据图5.8的分类（黄瑞采，1990），所发育的包膜属于颗粒包膜。从整个薄片看还含大量无定型有机质并见植物根迹。植物根迹被方解石充填，边部仍然保留着根的薄壁，薄壁在单偏光下为黑褐色，反射光下为灰色（图5.7b）。
（4）成因解释
这种类型的古土壤主要发育在本溪组和太原组下段，发生过多次的海水进退过程。由于当时的华北地台地形平缓，每次海水侵入都将河北南部所覆盖。从第2～5层的沉积看，所研究的砂坝沟剖面当时可能处于潮坪沉积环境，海水涨潮时海水都能到达该地，总体上水位较高，成壤作用较弱。从整个土壤层剖面看，存在着生物作用的痕迹，但却无明显的风化、淋溶、脱钙等成壤作用过程的现象，但从宏观上看，剖面上又具有土壤结构和生物改造的痕迹。因此，为较弱的成壤作用改造的结果，形成的土壤层接近于母质层C层，因此在古土壤检索分类中属于古新成土。
图5.18 沙坝沟剖面139层古老成土地球化学及粘土矿物分布特征
TFe2O3—总铁含量；CIA—风化淋溶系数；LOI—烧失量
（3）微形态特征
从薄片中观察，该类古土壤也主要由细粒的粘土组成，在单偏光下整体显灰色，颗粒较少，且颗粒成分主要为石英，颗粒表面普遍具有包膜而使得颗粒边缘在单偏光下显灰褐色，颗粒也被泥质浸染而呈灰色。由于在露头上即已观察到大量植物根迹的发育，因此，在薄片中植物根迹也较常见，且根的横截面形态较完整，根的有机质已发生变质而在正交光下呈黑色，边缘仍可见植物根的薄壁，直径在0.1～0.5mm 不等。有的根迹被裂缝切割而呈碎块，里面填充了碳酸盐淀积物（图5.19）。
（4）成因解释
在潮湿气候，大量生长植物的地区，植物残体腐烂形成的有机酸溶液在下渗过程中，将上部土体中碱金属和碱土金属淋失，并使矿物中的铝硅酸盐分离，在淋溶层形成还原态的铁铝，并以胶体形式向下淋溶。在土体下部遇到高盐基状态或水分被土壤吸收而淀积于土体下部。由此在土壤层上部形成二氧化硅相对富集的灰白色淋溶层，而在土体下部形成三氧化物和腐殖质富集的红棕色淀积层（尹国勋和张汉瑞，1996）。同时，由于大量发育泥质薄膜和粘土矿物中高岭石含量较高，因此，从宏观特征以及粘土矿物和地球化学特征看，该类型古土壤在检索分类中应属于古老成土（palaeoeldisols）。
图5.19 沙坝沟剖面139层中古老成土的微形态特征
Fig.5.19 Micromorphological c haracteristics of the palaeoeldisols in the layer 139 of Shabagou section
3. 什么是古土壤请给与指点
古土壤（paleosoil）
指在过去景观条件下形成的土壤。据其产状和性质，分为以下类型:⒈ 埋藏土⒉化石土⒊ 裸露深藏土⒋残余土。通过对古土壤的研究，可重建过去的成土环境；了解土壤的发生演变，正确处理现代土壤性质和古土壤性质的关系；对找矿、地下水开发、工程地质评价及农业利用等都具有重要的意义。
4. 古土壤分类
古土壤在其形成和随后的埋藏过程中，受一些地质作用过程的影响而使土壤形状发生改变。这些过程包括侵蚀、搬运、固结等这样的物理过程和将新土壤粘结成埋藏古土壤的化学过程。另外，如胶结作用这样的成岩作用过程也会使早期形成的土壤岩化。因此，土壤的结构、孔隙性、粘土矿物类型及含量、可溶盐类物质的出现或缺失，都将在埋藏过程中或埋藏后受到岩化作用的影响（Olsen和N ettleton,1998）。利用现代土壤系统分类方法来分类古土壤将失去可操作性。
Nettleton和Brasher等（1998）、Nettleton和Olsen等（2000）认为，在多数情况下，土壤层理、土壤结构、根迹和蠕虫迹等微形态特征抗改造能力较强，可作为良好的古土壤分类标志。同时，抗风化矿物含量及抗风化矿物的风化程度也是较好的分类标志。为此，他们利用野外观察特征、实验室分析特征以及微形态特征，来进行古土壤土纲（soil order）的划分，而将全化学分析作为盐基和粘土矿物含量估测的辅助手段。Nettleton和Brasher等（1998）、Nettleton和Olsen等（2000）以上述标志为主要分类依据，参照现代土壤系统分类的检索分类方法，提出了古土壤的分类方案（表5.4）。
表5.4 古土壤土纲分类特征表Table 5.4 Classification key to the palaeosol orders
（据Nettleton和O lsen等，2000）
5. 第四纪地质观察描述的基本内容
第四纪地质调查应充分研究第四纪堆积物的各种露头，如沟壁、陡坎、土坑、土井、机井等。在覆盖区要利用钻探、洛阳产等方法揭露各时期第四纪堆积物进行研究。在描述前，要描述第四纪堆积物所处的地貌部位、产状及地形特征，然后分层描述。研究第四纪地层时，要观察地层的横向与纵向变化，尤其对一些细微的变化，如极薄夹层、透镜体和色调的变化。为了简洁、直观，可采用统计、素描和照相等方法。
野外调查的一般观察内容包括堆积物的颜色、岩性、成因类型、结构构造等特征；对特殊夹层、各层间的接触关系所含化石及露头点所处的地貌部位等应特别给予注意。
（一）沉积物颜色的观察描述
包括堆积物的原生色（形成时的颜色）和次生色（堆积物形成后因风化作用改变形成的颜色）。原生色分布均匀；次生色分布不均匀，常呈斑点状、斑纹状或条纹状等，有虫孔、植物根系形成的孔洞的次生色往往较为明显。
观察堆积物颜色时，要选择干燥有新鲜的断面，先描述原生色，后描述次生色。一般是粒度愈细或处于潮湿和阴暗条件下的色调偏深。因此，应注意干、湿条件下颜色的变化。常见颜色有黄、棕、褐、红、灰、黑、白等。用一种颜色不能确切反映实际色调时，可用颜色的深浅程度+次生色+主色，如浅灰色、棕黄色等。
（二）结构的观察描述
第四纪沉积物大多数是未经胶结的。对其主要需观测颗粒大小、组合及形状等。碎屑物按其粒径的不同分为砾石、砂、粒性土等（表11-1），并根据粒径组合的不同而命名。
表11-1 碎屑物的粒级划分
1.砾石的观察和描述
对砾石应观察和描述砾石的成分、粒度、分选性、磨圆度、颗粒形状、表面特征等。砾石的成分是指砾石的矿物组合，通过分析可追溯和推断其来源。为便于说明问题，可将砾石层中各种岩性的砾石进行统计，并绘制各种成分砾石的百分比图和柱状图，以便对比。对砾石的粒度应注意观察描述砾石的大小及各种粒级的砾石所占百分数，可目估亦可统计；砾石颗粒形状按圆度可分别描述为球状、扁平状、椭球状和不规则状；砾石的磨圆度等级能反映出搬运距离的远近，有助于确定其成因类型。通常将砾石磨圆度分为棱角状、次棱角状、次圆状、圆状、极圆状五级。砾石的分选性是说明搬运介质动力条件的重要资料之一。每一块砾石都有a，b，c三轴，在确定砾石的粒径时，一般需要测量统计100～150个砾石的长轴（a），指出一般的砾径、最大和最小的粒径，必要时还应统计各级砾径含量百分比。应注意观察历史的表面特征，其表面特征可反映砾石的形成过程及成因。此外，还应观测砾石的排列情况，因砾石的排列方向和扁平面的倾向与沉积的水动力条件有关，应仔细观察砾石的产状。如正常河流砾石的长轴与水流方向平行，海滩和湖滨砾石的长轴与海（湖）岸平行等。
2.砂的观察和描述
主要应观察和描述砂的矿物成分、颗粒形状、粒度、磨圆度、密实程度、潮湿程度和胶结情况等，野外应给予初步命名。砂的粒度成分很难估计时，可采取次要成分+主要成分命名，如粉细砂等。
3.粘土类的观察和描述
因其颗粒太小，只能根据其物理性质，初步确定是粘土、粉质粘土或粉土等类型。另外，还应注意特殊类型土的观察和描述，如黄土、淤泥质土、软土等，因为这些土都有特殊的形成环境和工程地质性质。
（三）构造的观察描述
构造观测是通过观测产状、成分和结构的特征来确定层理的类型。沉积层根据层面的倾斜度分为：水平层理、斜层理、交错层理、透镜状层理、波状层理等。观测层面上有无波痕、雨痕、泥裂痕迹及生物痕迹等特征。观测产状时要注意产状的变化情况，并注意描述构造活动的痕迹，如滑动、扰动、断裂、褶曲、冰楔构造等现象。对某些有特征意义的夹层应特别加以描述绘图，如含矿层、泥炭层、火山沉积物、古侵蚀面和古土壤以及含动植物的化石层、含化学沉积物的石膏层、铁锰结核层、钙质结核层等。并注意采集标本和样品，以供鉴定。
（四）厚度测量与接触关系
对第四纪地层厚度要认真测量，而且应注意厚度的变化，并确定厚度变化的性质。同一地层中堆积物岩性相间成韵律沉积时，应根据厚度变化确定其是“夹层”还是“互层”等。分层时要测量每一层的厚度，若地层的原始产状为非水平时，应尽可能利用垂直方向的剖面来观测它的厚度。
厚度分为巨厚层（＞50cm）、厚层（10～50cm）、中厚层（2～10cm）、薄层（0.2～2cm）和细微层（＜0.2cm）。
野外还应仔细观察上、下层间的关系，是连续沉积还是不连续沉积，进而判断整合接触还是不整合接触，是平行不整合接触还是角度不整合接触。
（五）采集化石和试样
主要描述化石和样品采集的层位、名称、数量、保存状况、石化程度、分布状况等，并对采集化石和样品进行编号包装等。
6. 古土壤在黄土地层划分中有何意义
古土壤产状的面状分布 ，代表当时的古地形面，因此在水平空间上有地层对比意义，在重现古地形变化的研究上有重要作用。古土壤按其埋藏和保留状态可分为埋藏古土壤和残余古土壤两类。
一般发育较好且保存完整的古土壤剖面，可划分出腐殖质层、粘化层、淀积层和母质层。
黄土古土壤（paleosol）是地质历史时期，黄土堆积过程中，由于古气候的变化（暖、湿气候）形成的土壤层，形成后被后期黄土沉积掩埋。
7. 请问一下残积物，坡积物，洪积物，冲积物，凤积物，古土壤的工程性质
冲积物,坡积物,洪积物它们都属于第四系（最新的地质年代）形成的，其形回成过程就是先残积物答,经过坡积物,再到洪积物,最后冲积物。
1、残积物指地表岩石风化后残留在原地的堆积物（没有移动,在陆地上即坡上）。
2、坡积物是岩石经风化后,在经雨水或雪水将高处的风化碎屑物质洗刷而向下搬运,或由本身的重力作用,堆积在平缓的斜坡或坡脚处,就形成为坡积物了（有搬运距离的,也在陆地即坡脚,但没有分选,杂乱的）。
3、洪积物是由洪水堆积的物质,它是组成洪积扇的堆积物。洪积物是山区溪沟间歇性洪水挟带的碎屑物质,一般堆积在山前沟口.属快速流水搬运,因此一般颗粒较粗,除砂、砾外,还有巨大的块石,分选性也差,大小混杂.因为洪流搬运距离不长,碎屑滚圆度不好,多呈次棱角状.斜层理和交错层理发育。（一般搬运距离比坡积物长,在水附近即在山区溪沟中和边上,分选比坡积物好,比冲积物差）
4、冲积物是河流沉积作用形成的堆积物,它是组成冲积平原的堆积物。冲积物具有良好的分选性,随着搬运能力的减弱,总是粗的、比重大的先沉积,细的、比重小的后沉积（有搬运距离和分选了的）。
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矿物质和/或有机质层组成的自然体，其在微形态学、物理学、化学、矿物学以及生物学特征上不同于母质，至少其中部分特征是成壤作用形成的（Birkeland,1984）。古土壤（或称化石土壤）是古气候环境（气候、生物群落、地形和时间等）条件下，地表暴露的岩石或沉积物经过物理、生物、化学等成壤作用改造而形成的土壤，是过去地表景观所形成的土壤（Valeutiue和Dalrymple,1976;Wright,1986）。虽然最早研究的是第四纪土壤，但大多数古土壤都发现于沉积岩中（Kraus,1999），至今在地层中可识别出的古土壤最早可以追溯到前寒武纪。土壤或古土壤能够形成是因为有相对稳定的地表条件，它们的存在标志着地层沉积的中断或暴露面的形成；它们也可以在沉积速率小于成壤速率的陆地沉积环境中形成。因此，土壤或古土壤最终反映了沉积、侵蚀和非沉积作用之间复杂的相互作用关系。
早在19世纪20年代，就有关于化石土壤（fossil soil）的报道，认为英国南部晚白垩世的GreatDirt层是形成于过去的土壤（Webster,1826）。
到了20世纪30年代，Taylor（1933）等也认识到新西兰古土壤的存在，他们根据古土壤的颜色、构造、矿物含量及风化程度等特征对其进行描述和追踪；而Arkell（1947）根据保存的硅化木根，认为前面提到的英国南部晚白垩世的GreatDirt层为森林型土壤。Ritzma（1955）、Schultz等（1955）和Pettijohn（1966）等着重于识别北美第三纪及更老沉积中特征显著、发育完好的古土壤或古土壤发生层，认为古土壤标志着主要的不整合或至少是代表连续沉积中的相对较长时期的不整合。Richmond（1962）和Morrison（1964）于60年代建立了较完善的第四纪土壤地层学，使古土壤在第四纪地层和古环境研究中得到广泛应用。在这一时期，人们已认识到概念的不同易引起混淆，Morrison于1965年提出了用“geosol”代替“soil”，“soil”泛指所有的土壤，而“geosol”则是指地层层序中的被全部或部分埋藏的土壤。
进入20世纪70年代以后，对古土壤的研究日渐深入，并在古土壤的识别（Buurman,1975）、指示古气候（Allen,1973;Steel,1974;Hubert,1977）、推测沉积速率（Leeder,1975）及其作为地表演化的重要组成部分（Allen,1974;Leeder,1976;Retallack,1976）等方面作了有意义的探讨。
Wright于1986年再次提出土壤与古土壤的区别：土壤是指在地表形成的、与下伏物质在形态、物理、化学及生物特征方面不同的、由有机和无机物质聚集而成的自然体；古土壤是指在近地表或成壤过程改造过的土壤。Campbell（1986）和Perciral（1986）论述了古土壤的识别方法及存在的问题，并用垂直剖面说明了英国北部晚石炭世古土壤成壤过程的交替发生。Kemp（1986）和Macphai（1986）尝试着用微地貌技术识别和解释古土壤。Kraus和Bown（1986）在层序地层学方面通过对河流相地层中的古土壤在河流年代分辨率中的重要性的研究，阐述了河流沉积物的地质历史。Retallack（1986）在古土壤随时间演化方面做了综合论述，并说明目前可辨认的最古老的古土壤形成于31 亿年前。
从年代分布上，人们将古土壤分为两大类别：一类为第四纪古土壤，另一类为第四纪以前的古土壤。因为土壤是第四纪最普通的地貌，分布广泛，是划分地层良好的沉积物标志（Richmond,1962;Mahaney,1978），因此对第四纪古土壤的研究曾是古土壤研究的主要内容，所采用的方法和概念为第四纪以前古土壤的研究提供了重要的指导作用。随着对古土壤研究的不断深入，人们对古土壤的成因有了比较全面的认识，并进一步将古土壤按成因分为一系列更为详细的类型。
在对古土壤进行识别的过程中，人们不约而同地用现代土壤的分类方法来描述和区别古土壤的不同类型，目前采用较多的是美国农业土壤调查部（the United States of Agriculture Soil Survey）的土壤分类（1975）和联合国教科文组织粮农组（FAO-UNESCU）的分类（1974）。
20世纪80年代以来，人们对第四纪以前古土壤甚至是前寒武纪古土壤的认识更加深入，尤其是对古土壤的应用方面更加重视，对古土壤的古气候、古环境、沉积作用及层序地层学等方面的意义进行了一系列的探索。如Wright（1989）提出的古土壤识别标志；Cecil（1990）以古土壤作为一类标志解释古气候对地层韵律性沉积的控制，认为气候是陆源沉积物流入沉积体系的重要控制因素，地层韵律性沉积不仅与海进—海退事件及构造作用有关，还与古气候周期性变化有关；Gibling（1994,1996）发表一系列文章，论述加拿大悉尼盆地晚石炭世的古河谷、钙结层、煤层以及古生物组合在古气候、古环境、层序边界划分等方面的研究意义；Ghosh（1996）根据印度中部的晚石炭世古土壤的研究揭示其古地貌学和古气候的意义；Wright和Marriott（1996）对冲积沉积形成的土壤进行定量分析，并应用于英国老红砂岩的对比；Wright（1996）论述了潮缘碳酸盐岩的层序地层格架中古土壤的发育特征。
20世纪90年代以来，人们在加强成土作用研究（Brady和Weil,1999）的同时，对第四纪以前古土壤，甚至是前寒武纪古土壤的认识更加深入，尤其是对古土壤的应用方面更加重视，对古土壤的古气候（Cecil,1990）、古环境（Gibling和Bird,1994；尹国勋等，1996;McCarthy和Martini等，1998）、沉积作用（Wright和Marriott,1993）、地层对比（叶良苗和裘亦楠，1991；魏钦廉等，2006）及层序地层学（Wright和Marriott,1993;Wright,1996;Aitken和Flint,1995;McCarthy和Plint,1998；杨利军和邵龙义，2002；邵龙义等，2005）等方面的意义进行了一系列的探索。
我国对第四纪的古土壤（黄土）进行了大量研究，对其成因、类型及分布获得了有价值的认识。吴正、王为（1997）通过对第四纪古土壤的分析，论述了华南沿海老红砂是由海岸风沙堆积在间冰期发生红化作用而成。对第四纪以前的古土壤的研究较少，目前仅有少数几篇文章报道。例如，叶良苗、裘亦楠（1991）将河流相古土壤的研究应用于河流沉积地层的对比，尹国勋、张汉瑞（1996）对河南省晚三叠世古土壤的识别标志及成因的研究，黄乃和等（1994）对广西晚二叠世碳酸盐岩型煤系中的古土壤的研究，以及邵龙义等（1998）对河北南部晚古生代地层中古土壤的研究。
虽然国内外在古土壤方面的研究已经比较深入，取得了一些比较成熟的结论，但是仍有许多方面的问题值得进一步探讨，这主要表现在：①对露头剖面中古土壤研究较多，而忽略了对油气及煤田勘探中井下古土壤的研究；②对海陆交互相含煤岩系中的古土壤研究较少；③关于古土壤在高分辨率层序地层学中的应用几乎没有，对其在油气及煤田勘探中的指导意义的研究也很有限。
5.2.1.2关于残积物、古风化壳、古土壤
从地球的地质演化过程来说，古土壤形成于地质大循环和生物、水文学小循环过程。在地质大循环中，首先火山岩或变质岩经风化形成一次风化壳，一次风化壳经成土作用形成残积土，或一次风化壳被搬运堆积形成非固结沉积物之后，再经成土作用形成运积土。一次风化壳被搬运后形成的非固结沉积物或者经埋藏成岩作用而固结成沉积岩，或者再次经搬运堆积，形成二次风化壳。而固结的沉积岩也会经受风化作用而成为二次风化壳，这两种途径形成的二次风化壳，经成土作用的改造后可形成残积土。在地质循环过程中，火山岩、变质岩和固结的沉积岩经风化作用形成一次或二次风化壳，风化壳再在生物和水文循环作用下形成土壤（图5.2）。
地壳最上部发生风化作用的地带，叫做风化带。在风化带内，风化作用使岩石崩解、蜕变，形成了一种新的、未经移动的松散堆积物，叫做残积物。由残积物所形成的覆盖于地壳表面的外壳叫做风化壳，根据风化作用阶段和发育程度的不同，可将其划分为四个主要类型：①岩屑型风化壳；②硅铝－硫酸盐型及硅铝－碳酸盐型风化壳；③硅铝粘土型风化壳；④砖红土型风化壳。土壤是风化壳最表层的地带。
古风化壳是埋藏在地表以下的风化壳，它可以作为判断古地形的依据。风化产物的淋滤强度、风化壳的厚度和保存程度都与地形有关，地形还会影响气候、植被、土壤层的差异，并影响到风化壳的发育特点；它代表了一个较长的沉积间断，可以作为划分、对比地层的标志之一。
过去形成的土壤，被较新的沉积物覆盖埋藏，叫做古土壤或埋藏古土壤。土壤形成后极易遭受冲刷或因地表条件发生变化而改变原来特性。因此，形成古土壤应具备以下几个条件：
1）必须有一个沉积间断，以利于土壤的形成；
2）形成后未经强烈的侵蚀冲刷；
3）很快就被其他沉积物覆盖，不再受地表条件变化的影响。
图5.2 古土壤形成的两种循环过程Fig.5.2 Two cyclic processes of the formation of palaeosols
（据松井，1966；转引自陆景冈，1997）
与现代土壤相比，古土壤具有以下特征：
1）经过后期的破坏保留不完整；
2）古土壤被埋藏后，腐殖质易分解以至消失，而使A 层颜色变浅；
3）若土壤层被迅速深埋，腐殖质则易炭化，使古土壤染成黑棕色（可据此推知沉积速度）。
由于以上三点，在研究古土壤时一般只能从B层的特征来识别古土壤的存在和类型。
古土壤一般都不能保留有机层，只有固结的或半固结的淋滤层和淀积层被保留下来。古土壤经历的时代越多，次生变化也越大，现代土壤的特点也就越少。
古土壤按产状可分为埋藏型古土壤（buried palaeosols）、残余型古土壤（relict palaeosols）和侵蚀裸露型古土壤（exhumed palaeosols）。埋藏型古土壤，是指在过去地表景观中形成的、随后被更新的沉积物或岩石所埋藏的古土壤，这类古土壤没有被明显侵蚀过；残余型古土壤，是指在过去地表景观中形成的、随后没有被更新的沉积物所覆盖的古土壤，其形成时间为原始景观存在时到现今；侵蚀裸露型古土壤，是指在过去地表景观中形成的并随后被埋藏，但后来又因上覆沉积被侵蚀而再次裸露于地表的古土壤。残余型和侵蚀裸露型古土壤因暴露地表，接受后期成土作用的影响，为不同成土环境叠加作用的结果，用于恢复古环境的难度较大（黄成敏和王成善，2006）。埋藏型古土壤相对受后期成土作用的影响少，记录的古环境信息相对单一，且保存较好，故本书所研究的古土壤主要是埋藏型古土壤。