李杨 方晶 潘隆 王福

（1 天津师范大学地理与环境科学学院，天津 300378；2 中国地质调查局天津地质调查中心，天津 300170）

0 引言

使用高分辨率的信息载体来恢复古气候环境变化是全球变化研究的一项重要内容[1]。仅仅揭示百万年甚至万年等级的“轨道尺度”“构造尺度”的气候变化规律已经无法解释在研究中发现的一些快速突变事件和短周期现象。这些现象除了受“轨道驱动”因素影响外，还和球表面气候系统（大气-海洋系统）有关[2]。而探索这些机制，只能利用高分辨率的记录。而高分辨率的古环境记录，需要有相应精度的年代学作为基础[3]。

利用沉积物颜色指标研究古气候变化是近年来古气候研究中一种重要的探索方法。研究表明颜色指标可以作为第四纪沉积物高分辨率的气候指标[4]。色度是近年来发展起来的指示气候变化的重要的环境指标，与环境磁学、粒度和孢粉等多种环境代用指标相结合进行研究，它以反映沉积物的宏观颜色与气候湿热、氧化还原环境之间的关系且测量快速经济而被广泛应用[5-8]。同时色度测量对一些矿物质是快速的、敏感的和非破坏性的。在不同环境下发生沉积时，留下了包括土壤、矿物、稳定同位素、地化元素、微体古生物等沉积物[9]。碳酸盐含量、Fe元素[10]、黏土矿物[11]和沉积物有机质含量[12]的变化是气候变化的重要指示物。通过色度与其他环境代用指标的对比发现，色度指标与其他具有环境指代意义的矿物、地球化学元素等指标一样，对古气候的变化有良好的响应[13-15]。因此色度也可以作为一个代用指标反映不同尺度下气候的变化。而且通过对现代土壤的颜色测定分析，也发现土壤颜色与成土过程和现代气候因子之间呈现出良好的函数关系[16-17]。

1 色度的定义及色度指标分类

颜色是由亮度和色度（chromaticity）共同表示的，而色度则是不包括亮度在内的颜色的性质，它反映的是颜色的色调和饱和度。颜色是土壤最重要也是最容易测量的物理属性，且与沉积物的有机质含量和矿物质成分关系密切，因此能够有效地反映沉积物形成时的环境，并且阐明沉积过程中的古气候变化[18-19]。标准色度学系统是一种量化颜色的工具，其中经历了CIE 1931RGB 颜色系统、CIE 1931XYZ 色度学系统、CIE 1964XYZ色度学系统、CIE 1960UCS色度图、CIE1964 U*V*W*均匀颜色空间、CIE1976 L*U*V*均匀颜色空间和CIE 1976 L*a*b*均匀颜色空间。其中CIE 1976 L*a*b*均匀颜色空间充分考虑了心理颜色的特点，是目前最好用的量化分析颜色的均匀空间。

色彩模型的分类方式有很多种，色度指标也有许多组类，比如门赛尔系统[20]、RGB和L*a*b* 色彩模型。第一种是门赛尔色度体系[21]。门赛尔色度体系的颜色标记包括色调（Hue）、亮度（Value）和彩度（Chroma），分别描述主波长、亮度、饱和度或纯度。门赛尔色度体系由一系列用于与样品做目视比较的色卡图组成，与被测样品进行对比。但门赛尔颜色系统存在很多缺点。在不同的照明条件和观测条件下，人眼的反应和灵敏度的不同都可以造成误差，而且所测数据既不能定量化，也没有高度的客观性，因此难以满足高精度的研究。第二种是模仿人眼视网膜上含有的亲红、亲绿、亲蓝三种视色素的锥体细胞而建立的RGB颜色体系[22]。三色学说是19世纪由Tomas Young与H. Helmholz首先提出，RGB颜色体系就是在三色学说的理论基础上开发的颜色空间[23]。研究发现，利用RGB颜色体系进行色度测定时，波长在380～780 nm范围内三刺激值不会造成误差[24]。第三种是CIE L*a*b*体系，CIE L*a*b*体系中的3个值分别代表亮度值（L*=0 表示黑色，L*=100表示白色）、a*值（正值偏向红色，负值偏向绿色）和b*值（正值偏向黄色，负值偏向蓝色）代表色度。

目前在各个领域中使用的最多的是第三种CIE 1976 L*a*b*均匀颜色空间[25]。CIE 1976 L*a*b*均匀颜色空间是CIE 1931标准色度学系统的非线性变换。是将CIE 1931标准色度学系统的XYZ直角坐标颜色空间转换为柱面极坐标，将三刺激值X，Y，Z转换成与眼睛视觉相一致的亮度L*值和与色调、饱和度的感觉相一致的a*值和b*值[26-27]。在使用CIE RGB模型时，R，G，B系中只有同时3个量一起才能直观地反映沉积物的真实颜色，以用于气候变化方面的研究，而CIE L* a* b*的值在反映气候变化方面具有更好的说服力，而且不同的指标有不同的指示意义。在测量色度时可以测得CIE RGB和CIE L*a*b*两种数据。为了更加直观，可以将RGB模式转化为CIE L* a* b*模式[28]。CIE 1976 L*a*b*均匀颜色空间模拟了人眼对颜色的感觉。颜色的亮度用纵坐标轴 L* 表示，黑色对应亮度L*=0，白色对应亮度L* =100；a*轴与b*轴共同表示彩度，a*轴正方向代表红色，负方向代表绿色；b*轴正方向代表黄色，负方向代表蓝色[29]。

2 色度在古气候中的应用

2.1 湖泊沉积物中的应用

湖泊是陆地水圈的重要组成部分，与大气圈、生物圈和岩石圈关系密切，是各圈层相互作用的连接点。作为一个相对独立的体系，湖泊经历了较长的地质历史，其连续的沉积和沉积物中保存的丰富信息，加上较高的沉积速率，使湖相地层可提供区域环境、气候和事件的高分辨率连续记录，从而成为全球气候环境变化研究的重要载体[30]。色度作为一个方便测量而且灵敏度高的指标开始在湖泊沉积中得到应用[31]。

国外学者利用色度对不同地点的湖泊沉积物进行了研究。Sandeep等[32]在印度南部Sahyadri Pookot的一个小型淡水湖中利用漫反射光谱学（DRS）和磁性参数对沉积物成分进行了描述，并重建了湖泊周围的古环境历史。发现湖泊沉积物中存在CaCO3、针铁矿、赤铁矿/针铁矿、黏土矿物和有机碳。同时，沉积物颜色在年代的建立和修正中也起到了重要作用。利用湖相沉积物色度和总有机碳含量、钙/钾比率和乔木花粉百分比，Stockhecke等[33]在阿拉特山脉地区根据岩石地层框架，编制了不同的年龄框架，并建立了一个60万年的湖面记录的强大和精确的年表。在西班牙东北部的Teruel盆地中，利用沉积物色度对晚中新世冲积扇扇缘至湖相沉积物进行古气候研究，揭示了晚中新世存在Milankovitch天文气候周期，并以此指标的时间序列分析对目前广泛应用的古地磁年表（GPTS） 晚中新世时段（特别是其C5和C4r） 进行了修正[34]。在格陵兰西南部低北极湖泊，将高分辨率XRF衍生的地球化学稳定同位素和元素与颜色数据进行了比较，得到了很好的对应关系[35]。在这些研究中，众多学者将色度值与有机碳含量、碳酸盐、花粉以及同位素等指标进行了对比，做了大量工作，比如恢复古环境、编制年龄框架、揭示天文周期及矫地磁年表。色度都能很好地反映古气候的变化。

中国在对不同地区的湖泊古环境的复原中也用到了色度指标，其中大部分集中在青藏高原的湖泊沉积研究上。L*值与总有机碳含量和碳酸盐含量及Ca元素有关，L*值高，反映气温低，L*值低，则气温高；a*值主要受到不同价态铁离子矿物和碳酸镁含量的控制，也反映气温，a*值高反映气温高，a*值低气温低；b*值主要受不同价态的铁的氢氧化物含量大小影响，反映湖水深度变化和有效湿度的变化，b*值高，湖水浅，氧化作用增强。同时，a*值和b*值共同反映氧化-还原条件[36-39]。在对该地区进行古环境重建的同时，对湖相沉积物的L*值、a*值和 b*值与地球化学指标进行相关性分析，发现色度L*值与碳酸盐及 Ca元素具有较好的正相关性。色度 a*值和 b*值与Mg元素和Fe元素具有较好的正相关性，而与Ca元素、碳酸盐含量具有负相关性[40-41]。在对我国其他地区的研究中，利用湖泊沉积物色度和磁化率进行了对比，发现沉积物的色度和磁化率可以很好地吻合。其中，沉积物L*值分别与a*值、磁化率、黏土和有机质含量之间有很好的相关性。证明了沉积物色度可以较好地反映区域气候环境变化[42]。同时利用湖泊沉积物的粒度、色度、磁化率及干密度等指标对玛珥湖地区的环境和气候变化进行了重建，发现色度L*值和a*值与磁化率、干密度和粒度特征呈很好的一致性。干密度可指示气候冷暖变化，与 L*值具有相似的变化[43]。

2.2 黄土-古土壤中的应用

中国黄土分布广泛、沉积连续性好，是重建古环境、恢复古气候的理想材料。中国黄土高原黄土-古土壤序列详细地记录了2.5 Ma BP以来古气候和古环境变化的信息[44]，Yang等[45]通过对黄土矿床的颜色变化与古气候条件之间的关系的研究中发现，发现色度a*值表示黄土和土壤单位总体向南增加，与成壤发育向南增加的模式和目前的南北气候梯度相一致。表明红度a*值是黄土沉积物风化强度的有效指标。近年来对不同地区的黄土-古土壤也进行了大量研究。

王千锁等[46]对朝那剖面末次冰期-间冰期旋回中的黄土-古土壤序列色度指标与磁化率进行了对比，发现亮度L*值与Hm（赤铁矿）和Gt（针铁矿）的比值相关性较好。a*值与Hm和Gt的比值有较强的正相关关系，反映土壤发育时期的水热条件。而黄度b*与针铁矿的相关性较好，与低频磁化率χlf使用可以更好地反映土壤的发育程度。而且色度指标在变化频率和幅度上较磁化率大，能很好地识别弱黄土-古土壤层。

在对新疆昭苏黄土剖面[47]、六盘山盆地[48]和塬堡黄土剖面[49]等地区的黄土-古土壤的研究中，发现沉积物色度与磁化率、粒度、CaCO3和孢粉有很好的对应。在对昭苏黄土剖面进行古环境重建的过程中，发现亮度L*在很大程度上受控于颜色分量a*值和b*值，同有机质含量关系密切。色度a*值受赤铁矿含量的影响最大，其较好的正相关关系可以很好地反映气候变干的过程。同时在六盘山盆地和塬堡黄土剖面的研究中，将色度值和磁化率相互结合，对古气候进行了恢复。同时发现色度L*、a*和b*值与磁化率、孢粉、粒度和CaCO3等代用指标保持了一致性。在对其他地区黄土-古土壤色度参数的变化、色度主控因素及古环境重建的研究中发现色度可以很好地反映古气候，而且与其他气候指代指标能够很好地吻合[50-53]。同时，能够将色度和其他环境代用指标结合起来，进行年龄模型的建设[54]。

通过对不同地区黄土剖面的研究发现，色度能够和其他指标相互结合，较好地反映古气候变化。其中L*值受到碳酸钙机制的影响，反映气温高低。而a*值和b*值受到针铁矿和磁铁矿的影响较大，反映当时的水热状况以及氧化-还原条件。同时红度a*值还是黄土沉积物风化强度的有效指标。但是在对新疆昭苏黄土剖面研究的时候发现，黄度b*值与针铁矿相关性较差，其原因是b*值容易受碳酸钙和有机质等多方面的影响和制约，以及L*a*b*颜色系统中不同颜色分量会相互影响对气候转变的敏感性不高。因此在对黄土-古土壤进行分析研究时，色度b*值对气候过程的反映还有待验证。

2.3 海洋沉积物中的应用

深海沉积物作为一种重要的深海环境变化记录载体，是全球气候变化的海洋记录、古海洋学、古地磁学、碳循环及海洋储碳、海洋沉积过程等研究方向基础性研究材料[55]。众多学者利用古地磁、粒度等传统手段已经对海洋沉积物进行了研究[56-58]。但是在现代科学越来越追求定量化、高精度的背景下，色度在深海沉积物的研究中也得到了应用[59]。

对在西北冰洋及白令海的不同海区采获的沉积岩芯研究发现，a*/b*与Mn之间具有较密切的相关变化。在间冰期时，大量风化的陆源Mn元素经陆架被搬运至洋盆，并随洋流分布到氧化环境较强的海区沉积，形成了深褐色沉积层。到了冰期，因陆架封冻、海冰覆盖率增高导致还原性沉积环境，造成北冰洋洋盆内形成土黄色或深灰色沉积。据此推测颜色及Mn元素含量的旋回变化应能指示冰期/间冰期旋回变化[60-63]。同时利用地球磁力的变化推算了沉积速率，并发现颜色也是一个很好的地层指标[64]。

除了对古环境的重建及色度影响因素的研究外，在挪威海北部进行了沉积物粒度组成、AMS14C测年、颜色反射率和高分辨率XRF地球化学元素无损扫描测试。陈漪馨等[65]运用因子分析方法判别了不同来源沉积物的地球化学组成差异，并与末次盛冰期以来北大西洋海洋循环机制和气候变化对比分析，研究了了海洋环境变化对沉积物来源的影响和制约机制。在北大西洋亚热带地区，Lang等[66]利用沉积物颜色、CaCO3含量、有孔虫、底栖碳同位素（d13C）和放射性同位素（Sr，Nd，Pb）研究了冰期-间冰期循环。在北大西洋Aptian-Albian期沉积物的研究中发现，该时期的大洋红层与灰色、白色沉积物高频旋回，而作为沉积期低温氧化的产物的针铁矿、赤铁矿是导致样品变红的矿物学因素[67]。

在中国不同海域也利用色度与其他环境代用指标进行了沉积物的研究。在山东半岛南部滨浅海区根据钻孔稀土元素的垂向变化特征，并结合沉积物粒度、颜色、测年等其他指标进行了沉积环境的复原，发现色度与稀土元素、粒度等指标在沉积环境演变过程中的特征变化比较吻合[68]。在渤海莱州湾南岸利用沉积物的颜色反射率各参数变化进行了主成分分析，根据结果讨论了影响海陆交互相沉积物中颜色变化的主要影响因子；并讨论了颜色反射率、磁化率等指标的环境指示意义、周期性变化及可能的影响因素[69]。通过对南海南部陆坡海区近200 ka以来的沉积序列和氧同位素地层剖面高分辨率的研究发现，该海区沉积层序的颜色分层与氧同位素地层具有很好的对应关系，沉积物颜色特征随气候而变化[70]。

2.4 海岸带研究

海岸带是地球系统中陆地-海洋-大气强烈交互的作用带，其沉积物记录了丰富的环境变化信息，海岸带地区的沉积环境重建是认识全球变化的重要手段[71-72]。委内瑞拉北部海岸的卡里亚科盆地的色彩反射率和主要元素化学的沉积时间序列记录了过去9万年间热带大西洋水文循环的大幅度突变。这支持了热带反馈在末次冰期期间调节全球气候中发挥重要作用的观点[73]。近年来日本学者使用KONICA MINOLTA SPAD-503型色度计，对钻孔岩芯做高密度色度测定，结合其他海陆相地层指标，对海岸冲积低地的古环境复原进行了卓有成效的研究[74-75]。堀和明等[76]将色度值与泥分含量和电导率结合对浓尾平原三角洲前缘相进行了划分，并指出取样岩芯半裁后的湿润状态下的三角洲前置层亮度（L*）比其下伏的底置层要小。堀和明等[77]将浓尾平原两个钻孔岩芯通过色度、粒度、沉积构造和电导率等分为7个带，区分了海陆相地层，并讨论了全新世中期以后的河流沉积物的特征。

利用色度对海岸带进行古环境复原的手段在国内尚处于起步阶段。高峰等[78]利用沉积物色度和粒度对渤海湾北岸晚新生代沉积环境和沉积体系进行了复原，并提出了利用色度进行沉积环境恢复的量化指标，认为：a*＞2.5，b*＞13.0为陆相沉积环境或含有钙质淀积的湖相沉积；a*＜2.5，b*＜13.0为湖相或海相沉积。在河北平原沧州地区将沉积物色度与粒度和磁化率结合进行了古环境恢复，探讨了环境变化与冰期旋回之间的关系[79]。在福建地区，利用古生物化石、沉积物色度、粒度分析及其参数等指标对平潭岛北部芦洋埔海积平原进行了沉积环境的划分，重建了MIS6末期以来的沉积相变化过程，揭示了MIS5期间的多次海平面波动变化[80]。对澳门的一处古海湾沉积剖面利用粒度、磁化率、色度、植硅石及炭屑等指标恢复新石器时代以来的环境变化，并探讨了人类活动对环境变化的影响[81]。

2.5 其他研究

沉积物颜色还可以作示踪剂，可以区分潜在的沉积物源。与传统方法相比，该方法更易于使用。比较使用颜色和矿物磁性示踪剂得到的沉积物来源结果，通过与历史沉积的沉积物一起使用，发现颜色可以作为一个可靠的示踪剂[82-83]。新生代期间青藏高原东北部出现了明显的气候变化，通过青藏高原沉积层序的磁性、沉积物颜色和粒度等指标推测了西藏高原的隆升和西风的流通[84-85]。色度也应用于冰川的研究中。在对哈得逊海峡冰川[86]、劳伦蒂德冰原[87]、加拿大地区[88]的研究中，发现沉积物色度能够反映冰川的进退。除此之外，色度在天文周期[89]、古地震[90]等有关研究中也开始应用。

3 展望

色度在古环境重建方面发挥着重要作用，随着现代技术的不断发展，在高精度的年龄框架下，对高分辨率下湖泊沉积、黄土-古土壤、海洋沉积和海岸带沉积环境的重建起到了重要作用，也在沉积物示踪、冰川进退、地质构造等其他方面获得了进展。

但是色度在这些领域的应用仍然存在一些问题。色度学方法在揭示未固结或半固结沉积物沉积时的古气候方面有着良好的应用，但成岩或成岩后演化对原岩成分的改造使得其在已成岩岩石中的应用还不多。因为和未固结或半固结沉积物相比，已成岩岩石经历了成岩作用和后期改造，岩石沉积时形成的原生色可能发生了变化[91]。因此色度学方法在已成岩岩石中是否适用，以及色度指标与古气候的关系如何等问题还有待进一步研究。色度在湖泊沉积中的应用也在短尺度的时间序列上进行，大尺度的时间序列上的应用有待研究。值得注意的是，为了有效地还原古环境，在对湖泊沉积物进行研究前，首先要了解沉积物来源。对黄土-古土壤和海洋沉积也仅仅建立在单个钻孔上进行研究，还需进行大量的验证。因此色度学在地质学领域仍有很大的发展前景。首先是在大尺度的古环境重建中验证色度作为环境代用指标的可行性。其次应该在目前半定量化的基础上继续深入研究，建立色度对不同土壤类型的定量化反映。除了传统方向的研究外，还要不断扩展色度学在地质学其他方向上的应用。