白垩系在准南地区划分为吐谷鲁群和东沟组。其中, 吐谷鲁群又包括清水河组、呼图壁河组、胜金口组及连木沁组(图 3-A)。

图 3

Fig.3

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	图 3 准噶尔盆地南缘下白垩统吐谷鲁群沉积特征与沉积标志 A— 东沟剖面下白垩统吐谷鲁群剖面全景; B— 呼图壁河组酱红色泥岩; C— 连木沁组红褐色泥岩与灰绿色砂岩呈条带状互层; D— 清水河组小型砂纹交错层理; E— 清水河组砂岩, 发育波痕, 伴生红黑色颗粒状黄铁矿结核; F— 清水河组大型波痕; G— 呼图壁河组厚层块状泥岩; H— 胜金口组深灰色— 灰绿色泥岩; I— 胜金口组球状黄铁矿结核Fig.3 Sedimentary characteristics and marks of the Lower Cretaceous Tugulu Group in southern Junggar Basin

准噶尔盆地南缘清水河组底部底砾岩厚度较薄, 向上粒度逐渐变细, 总体以灰绿色泥岩夹薄层灰绿色细砂岩沉积为主(图 2), 沉积中心位于昌吉凹陷, 主要以辫状河、三角洲、滨浅湖相沉积为主。清水河组砂岩中发育大量的波痕(图 3-E), 波长一般为3~5cm, 最大可达10cm, 波高0.5~3cm, 波痕指数2~4, 可见泥裂型沙纹交错层理(图 3-D), 颗粒状黄铁矿发育(图 3-F), 为典型的湖滨砂沉积(谷云飞等, 2003; Fang et al., 2016)。

上部的呼图壁河组— 胜金口组出现明显湖侵, 沉积范围较清水河组变大。呼图壁河组分布范围较清水河组略大, 南缘山前呈现削蚀尖灭, 分布仍以昌吉凹陷为中心, 发育厚层块状酱红色泥岩(图3-B), 层理不发育(图 3-G)。胜金口组为单一的绿色细粒岩层并含鱼化石, 俗称“ 绿色含鱼层” , 生物化石非常丰富(新疆维吾尔自治区地质矿产局, 1999; 谷云飞等, 2003)。早白垩世准噶尔盆地南缘以宽而浅的湖盆沉积为主, 湖盆范围较晚侏罗世稍有扩大(方世虎等, 2006b), 特别是胜金口组沉积时期发生明显的大规模湖侵, 泥岩以深灰色— 灰绿色为主(图 3-H), 砂岩中发育大型波痕, 且黄铁矿结核大量发育(直径3~6cm), 以三工镇— 头屯河剖面为特征(图 3-I), 可能为白垩纪湖盆最大湖泛面时期(Bian et al., 2010; 高志勇等, 2016)。沉积相类型主要以滨浅湖和半深湖为主, 半深湖的分布基本上沿袭了清水河组沉积时期的范围, 主要分布在昌吉凹陷, 其余地区都发育滨浅湖沉积。连木沁组沉积时期, 水体深度较浅, 沉积物经常短暂暴露于地表, 形成地层鲜明的红绿条带韵律特征(图 3-C), 沉积相类型主要以泛滥平原、滨浅湖为主。杂色条带的出现指示氧化作用加强, 即当湖水变浅时, 氧化作用较强导致沉积物以红色为主, 反之随着湖平面上升, 氧浓度降低, 颜色也逐渐变暗。

相比吐谷鲁群, 东沟组沉积分布范围局限。在准噶尔盆地南缘, 东沟组主要分布于昌吉与沙湾之间, 头屯河至南安集海河间山麓带第1排构造或单斜带上, 以及阜康水磨河以西至古牧地背斜, 南安集海以西缺失。此时整个准噶尔盆地都已经开始泛平原化, 以红色粗碎屑沉积为主, 沉积相类型以冲积扇、泛滥平原和扇三角洲为主(图 4-B, 4-C, 4-F)。晚白垩世, 盆地沉积范围明显缩小, 气候更趋干燥。早白垩世的大型湖盆在晚白垩世逐渐萎缩, 湖水变浅变少; 在K/E转折时期, 相对封闭的湖沼环境中发育了灰岩/白云岩沉积(图 4-D, 4-E), 并有大量石膏和坡缕石伴生(王明振等, 2013), 指示了干旱高盐度的强蒸发环境, 说明在中、新生代交界, 准噶尔盆地南缘沉积环境发生了明显变化, 这很可能是由于气候变化导致的。

图 4

Fig.4

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	图 4 准噶尔盆地南缘上白垩统东沟组沉积特征与典型沉积构造 A— 东沟剖面白垩纪— 新近纪地层全景; B— 吐谷鲁河剖面东沟组冲积扇沉积, 远端冲积扇发育钙质砾岩层; C— 砖红色泛滥平原泥岩; D, E— K/T边界发育的灰岩与白云岩沉积; F, G, H— 东沟剖面典型的扇三角洲沉积以及沉积构造解析Fig.4 Sedimentary characteristics and typical sedimentary structures of the Upper Cretaceous Donggou Formation in southern Junggar Basin

准噶尔盆地南缘紫泥泉子组多见于北天山山前第1排新生界构造带上, 东起头屯河、西至托托河均有不同程度的发育。紫泥泉子组以昌吉河至玛纳斯河一带发育最好, 最厚可达500m(图 2)。紫泥泉子乡以西地层厚度减小, 粒度变细, 主要为红褐色砂质泥岩、粉砂质泥岩、泥质粉砂岩, 河湖相沉积, 厚度一般为16~79m。一般与下伏白垩系东沟组不整合接触关系, 南安集海河以东为连续沉积, 以西超覆在白垩系及古生代变质岩上, 在横向上岩相、岩性及厚度变化较大, 砂砾岩体交替出现。古近纪紫泥泉子组沉积时期, 准噶尔盆地南缘湖平面较低, 早期气候温凉潮湿, 南缘山前带出现大量冲积扇、扇三角洲平原等盆地边缘相沉积(图 5-A, 5-B), 冲断带西段四棵树凹陷缓慢下沉, 湖盆范围逐渐变大; 中晚期气候干旱炎热, 湖泊蒸发量远大于淡水注入量, 湖盆退缩, 湖水趋于变浅。

安集海河组以安集海河地区发育最佳, 主要为半深湖— 深湖相沉积(图5-C)(李骞等, 2016), 湖泊水体向东逐渐变浅, 在玛纳斯河剖面和三工镇剖面均发育三角洲(图 5-D)。本组岩相岩性比较稳定, 由玛纳斯河向东岩性变粗, 砾岩及红色成分增多。沉积中心在盆地西南部(安集海附近), “ 芝麻饼状” 介壳层多由介形类壳体或腹足类壳体堆积而成(图 5-E, 5-F), 为良好生油岩, 但成熟度较差。该时期, 由于湖平面快速上升, 天山山前带扇三角洲发生退积, 扇体规模较紫泥泉子组有所变小。

图 5

Fig.5

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	图 5 准噶尔盆地南缘古近系紫泥泉子组— 安集海河组沉积特征与沉积标志 A— 呼图壁河剖面古近系全景; B— 安集海河剖面紫泥泉子组辫状河三角洲沉积; C— 安集海河剖面安集海河组半深湖— 深湖相灰绿色— 灰黑色泥岩沉积; D— 玛纳斯河剖面安集海河组吉尔伯特型三角洲沉积; E, F— 安集海河剖面安集海河组大量发育“ 芝麻饼状” 介壳和腹足类化石Fig.5 Sedimentary characteristics and marks of the Paleogene Ziniquanzi-Anjihaihe Formations in southern Junggar Basin

准噶尔盆地南缘沙湾组— 塔西河组主要分布在东起昌吉的头屯河、西至乌苏的托斯台一带(图 2)。沙湾组主要以褐红色、土红色的泥质粉砂岩夹中粒岩屑砂岩及砾岩为主。在吐谷鲁河剖面发育多套薄层灰岩/钙质泥岩(30~50cm), 以三角洲相— 滨湖相沉积为主(图 6-C); 在三工镇剖面多为砂砾岩和土黄色、土红色泥岩, 以泛滥平原— 三角洲沉积为主(图 6-D)。塔西河组以滨湖相沉积为主, 如头屯河剖面发育厚层砾质灰岩(3~5m), 吐谷鲁河剖面则为灰绿色泥岩沉积, 而在安集海河剖面发育巨厚层土黄色鲕粒灰岩(10~20m), 东西段分布差异性较大(图 6-C, 6-E)。其上的独山子组分布与塔西河组相同, 为山麓河流相沉积, 与下伏中新统塔西河组及上覆下更新统西域组均为整合接触, 为褐黄、土黄、棕红色砂质泥岩与灰绿色砾岩、砾状砂岩或砂岩的不均匀互层, 中部含钙质结核。新近纪主要为典型的前陆盆地山前带扇三角洲平原、扇三角洲前缘和湖泊沉积(邓松涛等, 2008)。在南缘西段受青藏高原隆升的远程效应影响, 西部车排子地区沉积较厚的沙湾组, 主要以边缘相粗碎屑沉积为主。盆地东南缘进入新近纪以来挤压再次增强, 沙湾组及塔西河组发育辫状河三角洲相沉积。

图 6

Fig.6

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	图 6 准噶尔盆地南缘新近系沙湾组— 塔西河组沉积特征与沉积标志 A— 呼图壁河剖面沙湾组河流— 三角洲沉积; B— 头屯河剖面塔西河组“ 天山白龙” 砾石质灰岩; C— 吐谷鲁河剖面红山水库新近纪 地层全景; D— 三工镇剖面沙湾组三角洲沉积; E— 安集海河剖面塔西河组厚层鲕粒灰岩Fig.6 Sedimentary characteristics and marks of the Neogene Shawan-Taxihe Formations in southern Junggar Basin

色度空间是记录颜色的一种手段。1976年, 国际照明委员会(CIE)推荐了新的色度空间及其有关的色差公式, 即CIE 1976 LAB系统(Robertson, 1977), 它适用于一切光源色或物体色的表示与计算, 且均匀性是CIE 1976 LAB色度空间最为重要的特性。也正是因为这一点, 其才受到了广泛的应用, 现在已被世界各国正式采纳并作为国际通用的测色标准。CIE1976的空间是三维直角坐标系统, 其中, L^* 表示明度, 即黑白, a^* 表示红绿, 而b^* 表示黄蓝。CIE1976的L^* a^* b^* 空间由CIEXYZ系统通过数学方法转换得到, 转换公式为:

L* =116(Y/Y0)1/3-16a* =500[(X/X0)1/3-(Y/Y0)1/3]b* =200[(Y/Y0)1/3-(Z/Y0)1/3](1)

其中, Y/Y0> 0.01, X、Y、Z是物体(岩石)基于标准观察者(2° )的3个刺激值; X0、Y0、Z0为CIE标准照明体(D65)的3个刺激值, 分别为95.017, 100和108.813; L^* 表示心理明度, a^* 、b^* 为心理色度。

从上式转换中可以看出: 由X、Y、Z转换为L^* 、a^* 、b^* 时包含有立方根的函数变换, 经过这种非线性变换后, 原来的马蹄形光谱轨迹转换为空间用笛卡尔直角坐标体系来表示, 形成了对立色坐标表述的心理颜色空间。在这一坐标系统中, +a^* 表示红色, -a^* 表示绿色, +b^* 表示黄色, -b^* 表示蓝色, 颜色的明度(黑白)由L^* 的百分数来表示, L^* 值越高, 则越白, 反之则越黑。另外, 颜色之间是连续过渡关系, 因此每一组L^* a^* b^* 值在色度空间上是唯一的, 也就是其所代表的颜色也是唯一的, 而不同的颜色之间的区别用总色差来表示:

Δ Eab*=[(Δ L^* )²+(Δ a^* )²+(Δ b^* )²]^1/2。

通过对剖面露头与钻井地层颜色的系统测量, 获取了大量的地层颜色变化数据。玛纳斯河剖面位于北天山山前, 属于准噶尔盆地南缘中段(图 1-B), 是重点研究剖面。同时, 对准噶尔盆地南缘金1井和芳草1井进行了详细的颜色测量工作。由于细粒沉积物的颜色具有均一性且泥岩对氧化还原变化较为敏感, 因此测试对象主要选用泥岩— 粉砂岩层段样品。另外, 为了有效地避免仅单纯地通过视觉描述带来的误差, 本文采用了CIE 1976的L^* a^* b^* 色度空间原理对样品的颜色进行了测量与量化分析, 为分析中新生代沉积环境与古气候的演变规律提供依据。本次测试采用三恩驰(深圳)公司生产的超高精度NS820分光测色仪(重复精度Δ L^* a^* b^* 在0.04以内, 台间差Δ L^* a^* b^* 在0.2以内)对玛纳斯河剖面白垩系— 新近系地层的574个野外样品以及金1井和芳草1井的192块岩心进行测量(共计766块)。野外样品的采样密度为以1~2m间距为主, 约5m的间距为辅; 岩心由于取心长度有限, 采样不连续, 采样密度局部为3~5cm, 整体为间距5~10m。

颜色指标L^* 代表明度, 即黑白色, 在沉积物中主要反映有机质、含锰化合物以及CaCO₃的含量等(徐丽等, 2009; 丁敏等, 2010)。由于在研究过程中仅对泥岩采用颜色分析的方法, 故在将L^* 变量解释为有机质与碳酸钙的含量中, 当有机质含量较多, 颜色就会发深发暗(如金1井白垩系清水河组泥岩色度指标L^* 最低仅为17; 而玛纳斯河剖面白垩系呼图壁河组酱红色泥岩L^* 范围为34~45, 在所有红色泥岩发育地层组中最低); 当CaCO₃含量较高时, 颜色则呈现出土黄色、灰白色(如白垩纪末期的灰岩/白云岩L^* 值可达85, 塔西河组土黄色砂泥岩L^* 值也接近70), L^* 值也比较大。

变量a^* 代表红绿色。绿色是在还原介质中形成的沉积物的特征, 如白垩系清水河组和胜金口组滨浅湖相沉积中, 玛纳斯河剖面a^* 值范围分别为-1~1和-2~1, 金1井则为-3~4。通常认为红色的岩层代表氧化环境, 一般是指三价铁矿物反映的颜色, 是由于氧化作用使得原本的二价铁被氧化成三价铁, 因而由绿色变为红色。在氧化介质中形成的沉积物, 以黄色和红色最为普遍, 由于氧化铁的水化物— — 赤铁矿和褐铁矿的存在, 使沉积岩相应的具有红色或黄色、黄褐色和褐色。但是, 有关水下环境下形成的红色沉积也并不少见, 如“ 白垩纪大洋红层” (王成善和胡修棉, 2005; 王成善等, 2009; Li et al., 2016), 是由于大量的有机碳被埋藏导致气候变冷, 海底洋流的活力增加, 携带了大量氧气, 造成了晚白垩世大洋大量红层的发育。反之, 如果湖泊或者海洋水体中继承了大量之前陆上地层的红色, 如因构造抬升与剥蚀, 大量红色碎屑物质快速流入湖泊或者海洋中(如楔状三角洲沉积), 形成厚层红色泥岩沉积, 这些继承的红色泥岩在相对还原的水体环境中, 大量的Fe³⁺会向Fe²⁺转化, 在湖泊或海洋的边缘带或者浅水区, 沉积物的颜色由陆上红色(“ 陆上红” 是指形成于暴露性的地表环境中, 以泛滥平原相、山麓— 冲积扇相沉积为主, 如东沟组砖红色砂泥岩、紫泥泉子组紫红色泥岩、沙湾组褐红色— 土红色泥岩等为特征)转变成水下红色(“ 水下红” 是指形成于滨浅湖— 半深湖沉积环境, 以呼图壁河组酱红色块状泥岩为特征), 即由物源区的陆上环境中的砖红色、深红色、土红色等变成沉积区水下还原环境中的酱红色、暗红色、红黑色等。另外, Myrow(1990)认为, Fe²⁺/(Fe²⁺+Fe³⁺)介于0.9~1.0之间, 有机质含量大于1.5%, 为黑色; Fe²⁺/(Fe²⁺+Fe³⁺)介于0.6~1.0之间, 有机质含量小于1%, 为深灰— 灰绿色; Fe²⁺/(Fe²⁺+Fe³⁺)小于0.5, 有机质含量小于0.2%, 为紫色— 红色。很显然, 沉积物中铁离子的价态与含量很大程度上决定了沉积物(岩石)的红绿色, 如果可以有效并且准确地获得地层岩石中赤铁矿与磁铁矿的含量, 就可以比较准确地判断铁离子的不同价态, 但是在实际操作过程中有一定难度。相比于绿色普遍认为沉积于相对偏还原的水体环境中这一观点, 红色沉积物的形成环境更加复杂, 既可以形成于炎热的氧化环境, 也可以形成或者保存于偏还原的水体环境中。如何区别不同的红色(如酱红色、砖红色、紫红色以及土红色等)的成因过程, 对于恢复和重建古环境、古气候具有重要意义。

变量b^* 代表黄蓝色, 同样在一定程度上代表了氧化还原环境的变化(李双建等, 2006)。在水下含氧量较低的深水环境形成的沉积岩, 往往呈蓝色或灰色, 主要是因为含有黑色非晶质硫化铁、水陨硫铁。颜色指标b^* 也很可能与风化作用程度有一定关系, 如玛纳斯河剖面清水河组灰绿色泥岩b^* 范围为4~10, 而金1井中则明显偏负很多, 最低值接近-1。

准噶尔盆地南缘白垩纪— 新近纪地层颜色呈韵律式发育, 自下而上依次以白垩系清水河组灰绿色泥岩、呼图壁河组酱红色泥岩、胜金口组灰绿色泥岩、连木沁组灰绿色泥岩与红褐色泥岩互层、东沟组砖红色砂泥岩、古近系紫泥泉子组紫红色泥岩、安集海河组深灰色— 灰绿色泥岩、新近纪沙湾组土红色泥岩以及塔西河组土黄— 灰绿色泥岩为特征。通过颜色指标L^* 、a^* 、b^* 在三维空间上的分布与相关性研究(图 7-D), 可以有效地划分出两者的分布范围与特征: (1) “ 水下红” , 形成于滨浅湖— 半深湖中, 以呼图壁河组酱红色块状泥岩为特征, 35> L^* > 45, 2.5> a^* > 4.5, 5> b^* > 9; “ 陆上红” , 形成于暴露性的地表环境中, 以泛滥平原相、山麓— 冲积扇相沉积为主, 如东沟组砖红色砂泥岩、紫泥泉子组紫红色泥岩、沙湾组褐红色— 土红色泥岩等, 40> L^* > 52, 8> a^* > 18, 12> b^* > 22。可以看到, 颜色指标a^* 和b^* 在“ 陆上(水上)红” 和“ 水下红” 中有明显的区间分布与区别。(2)颜色指标L^* 代表明度, 即黑(0)-白(100), 如白垩纪末期的灰岩/白云岩L^* 值可达85, 塔西河组土黄色砂泥岩L^* 值也接近70; 而金1井白垩系清水河组灰黑色泥岩色度指标L^* 最低仅为17。付旭东等(2016)认为黑色沉积物的L^* < 41, 而灰色沉积物的L^* 介于41~50之间。颜色的变化是连续性的, 很难去截然地判断黑— 灰— 白之间的节点, 但很显然黑— 灰— 白的颜色区间段还是比较明确的, 可以比较准确和有效地反映和记录古气候与沉积环境的演化过程。

图 7

Fig.7

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	图 7 准噶尔盆地南缘白垩纪— 新近纪地层颜色指标L* , a* , b* 分布特征及其环境、气候指示判别Fig.7 Color index L* , a* , b* distribution characteristics of the Cretaceous-Neogene in southern Junggar Basin and their environmental and climatic indicators

将所有的测量点进行色度空间的映射, 得到如图 7-C和7-D的三维空间。根据L^* 、a^* 、b^* 颜色指标可以将所有的样品归明显地分为3部分: 上部陆上“ 红” , 中部陆上— 水下过渡带(频繁交替韵律出现)“ 红” 与“ 绿” 以及下部水下“ 绿” 。显然, L^* 、a^* 、b^* 颜色指标的三维空间关系可以很好地区分出水下环境与陆上环境, 但是对于陆上(水上)环境不同红色, 单一的指标则很难区分, 尤其对于东沟组砖红色, 如紫泥泉子组紫红色以及沙湾组土红色(图 7-D)。而利用色度指标a^* 和b^* 的相关性分析的手段可以很好地解决这一问题。通过详细的色度指标(图 7)与沉积环境(图 8)对比分析, 可知连续发育的厚层灰绿色泥岩(清水河组、胜金口组以及安集海河组)整体为滨浅湖相沉积, 而不同颜色的红色(酱红色, 褐红色, 砖红色, 紫红色, 土红色等)所代表的意义与沉积环境有着明显的不同: (1)白垩系呼图壁河组厚层酱红色泥岩继承了之前陆上物源区风化地层的红色, 在相对弱还原— 还原的滨湖— 半深湖相水体环境中, 部分Fe³⁺向Fe²⁺转换, 泥岩颜色由继承的陆上砖红色、土红色等转变成水下沉积环境中的酱红色/暗红色, a^* 、b^* 均比较低(2< a^* < 5; 5< a^* < 9), “ 水下红” 的L^* 值也(34< L^* < 45)比“ 陆上红” (可达60以上)明显要低, 表明黑色成分增加; (2)白垩系连木沁组褐红色泥岩, 滨湖相沉积, 湖盆范围缩小, 水体变浅, 气候由温暖湿润向炎热干燥转变, 处于间歇性暴露环境下的氧化— 弱氧化环境, Fe³⁺向Fe²⁺转换的能力弱, 连木沁组褐红色泥岩形成于水上(陆上)-水下频繁交替沉积环境, 同时L^* 、a^* 以及b^* 值有逐渐增大的趋势(40< L^* < 61; 6< a^* < 14; 7< b^* < 20); (3)白垩系东沟组砖红色砂泥岩为氧化色, 河流— 山麓相粗碎屑沉积为主, 气候干燥炎热, 为白垩纪气温高值期, 颜色指标a^* 与b^* 值不断增大, 整体相对稳定, 均达到了白垩纪以来的最高值(13< a^* < 18; 15< b^* < 21), 为典型的陆上干旱炎热环境下形成的红色地层; (4)古近系紫泥泉子组紫红色砂泥岩, 河流— 三角洲相沉积为主, 水体较浅同时气候相对干燥, 总体为弱氧化环境, 另外古近纪开始气候逐渐变冷, 泥岩颜色相对发紫、发暗(8< a^* < 15; 10< b^* < 20); (5)进入新近纪, 气候明显变得干燥寒冷, 沙湾— 塔西河组以土黄色、土红色泛滥平原— 三角洲— 滨湖沉积为主, 风化作用的影响明显增加, L^* 与b^* 值均比较高(47< L^* < 68; 16< b^* < 26), 而a^* 值适中(5< a* < 13)。

图 8

Fig.8

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	图 8 准噶尔盆地南缘白垩纪— 新近纪地层颜色数据与全球气候演化对比 颜色指标L* 表示黑白, a* 表示红绿, b* 表示黄蓝。其中, 全球气候变化曲线来源于Haq等(1988), 全球海平面变化曲线来源于Miller等(2005)。图中地层代号同图2Fig.8 Comparison of the Cretaceous-Neogene stratigraphic color data in southern Junggar Basin and global climate evolution

相对定量化地研究沉积物颜色以及区分不同类型的“ 红色” 所包含的不同沉积环境与古气候信息, 是颜色指标之外的其他指标无法获得的。与此同时, 通过沉积物颜色指标在剖面上的分布特征, 并结合白垩纪以来全球海平面与气候的变化趋势(Haq et al., 1988; Miller et al., 2005), 发现颜色指标与气候的冷暖、干湿具有明显的相关性(图 8), 这也从侧面证实了准噶尔盆地南缘白垩纪— 新近纪地层颜色韵律与古环境、古气候演化的响应关系, 特别是通过详细的沉积学分析与颜色指标的结合, 比较好地划分出不同颜色的红色(酱红色, 褐红色, 砖红色, 紫红色等)所代表的意义与沉积环境, 认识到红色沉积物通常形成于干旱炎热的陆上氧化环境, 同时也可以在相对还原的水下环境中形成。沉积物沉积和成岩过程中所处的氧化、还原环境尤为重要, 颜色越红(即a^* 越高)代表地层沉积时气温越高, 铁质沉积物的氧化程度也越高, 但是很难简单地从肉眼来分辨a^* 值得大小。总体来讲, a^* 和b^* 这2个变量都具有良好地指示氧化还原环境的意义, 而b^* 在一定程度上也是指示风化作用的良好指标。

对准噶尔盆地露头剖面新鲜样品(玛纳斯河剖面)和岩心样品(金1井和芳草1井)的色度指标a^* 与b^* 值的相关性研究发现: 玛纳斯河剖面样品相关性r值为0.85, 岩心样品相关性r值为0.89, 两者差别不明显, 表明露头样品并未遭受到明显的风化作用影响, 成岩作用对于颜色的影响并不明显, 可以有效地反映颜色所包含的沉积古环境、古气候意义。总体来看, 新鲜的地层露头样品基本保留了地质历史过程中的信息, 颜色并未受到后期风化作用的明显改造, 可反映沉积环境与古气候信息等, 因此, 利用颜色分析来恢复和重建中新生代古气候演化是非常有效且重要的手段。

金1井、芳草1井岩心与玛纳斯河剖面露头样品数据相比, L^* 值与a^* 值整体差别不大, 值域范围以及在剖面上的呈现规律几乎一致(图 8), 其中, 金1井的L^* 值仅在下白垩统清水河组早期呈现明显的负漂, 最低L^* 值仅为17, 指示了金1井所处的位置在早白垩世时沉积水体较深, 很可能为半深湖相沉积, 而玛纳斯河剖面位于北天山山前, 湖泊水体相对于金1井浅。相反, 岩心与露头颜色数据b^* 值在灰绿色砂泥岩中存在明显差别, 其中在岩心颜色数据中b^* 的范围为-1~8, 而露头样品则为4~12, b^* 明显相对偏负, 表明露头样品的确可能存在风化作用的影响, 但由于风化作用是整体上的, 也就是说颜色指标在剖面上的分布趋势曲线只是系数上会有变化, 露头样品的颜色数据与岩心样品的颜色数据所呈现的规律、趋势基本保持一致(图 8)。这些特征表明, 系统地大数据量露头样品的颜色测量与分析, 可以很好地反映和指示古气候与古环境的演变过程。另外, 可以看到颜色指标, 尤其是a^* 与b^* 值在剖面上的分布趋势与全球海平面变化趋势和全球冷暖变化曲线耦合性比较好, 特别是早白垩世— 晚白垩世转折期、白垩纪— 古近纪转折期、始新世— 渐新世过渡期、古近纪— 新近纪转折期以及中— 晚中新世转折期, 指示了准噶尔盆地白垩纪以来的气候很大程度上受到全球气候变化的影响与控制。

整体来看, 白垩纪以来, 准噶尔盆地南缘气候干湿、冷热变化与全球气候变化基本一致(图 8), 经历了早白垩世的相对湿润闷热(L^* 最低接近15; -5< a^* < 10)到晚白垩世干燥炎热, 并且晚白垩世时期为经典的温室气候时期, 这一点从东沟组地层颜色的a^* (红色指标)可以得到验证, 此时的a^* 值为白垩纪以来的最高值(15< a^* < 25, 而L^* 高达85); 晚白垩世末期到古近纪早期(65Ma), 气候明显开始变冷, 是气候变化的转折期, 这一转折点很可能与青藏高原隆升活动有关(Yu et al., 2014)。古新世时期气候开始变得湿润, 始新世开始到渐新世, 准噶尔盆地南部气温有所回升, 受到全球最后一次大规模的海平面上升事件的影响(Miller et al., 2005), 气候变得温暖而湿润; 另外这一时期, 构造环境稳定, 湖泊广布。进入新近纪(23Ma), 气候又变得干燥而且气温不断降低, 沙湾组地层颜色a^* 值介于10~15之间。进入塔西河组时期(17.5~13Ma), 气候持续变冷, 为白垩纪以来的最低点, 干旱化程度不断加强, 地层颜色a^* 值介于-5~8之间, 而L^* 值也接近75。很明显, 受青藏高原隆升的远程效应影响, 新疆地区甚至环青藏高原地区, 由于西南季风受到青藏高原隆升的阻挡, 整个中亚内陆地区变得干燥少雨(Kent-Croson et al., 2009); 同时在全球气候变冷的大背景和青藏高原隆升的共同作用下, 中亚地区气候持续变冷。