地球物理学报  2020, Vol. 63 Issue (4): 1553-1568   PDF    
闽西晚白垩世红层的古环境探究
陈金牛1,2, 毛学刚1,2,3, 师永辉1,2, 刘秀铭1,2,3,4     
1. 福建师范大学地理科学学院, 福州 350007;
2. 福建师范大学湿润亚热带山地国家重点实验室培育基地, 福州 350007;
3. 福建师范大学地理研究所, 福州 350007;
4. Department of Environment and Geography, Macquarie University, Sydney NSW 2109, Australia
摘要:中国东南地区白垩纪红层通常被认为是陆相红色碎屑沉积物,是河流湖泊相沉积,但其古环境存在争论.本文以闽西晚白垩世红层为研究对象,利用环境磁学、粒度、地球化学、古土壤分析等方法,选取连城(LC)和冠豸山(GZS)两个剖面,分析探讨红层的古环境.结果显示:(1)闽西红层主要以细的粉砂颗粒为主,黏土和砂含量较少,表现为粉砂和砂互层,夹有薄层细粒砂砾层;样品磁化率偏低,主要载磁矿物为硬磁性矿物赤铁矿.(2)闽西红层有较高的风化程度,是暖湿气候下的中等风化程度;轻重稀土元素分异明显,Ce元素富集,Eu元素相对亏损,与上地壳(UCC)的分配模式相似,表明沉积物经历了充分混合,物质为混合沉积产物.(3)闽西红层虽然发育了一定的古土壤,但是成壤程度不强,没有明显的古土壤粘化层(Bt)和钙积层(Bk).由此推断,闽西红层沉积物在沉积前已在源区经过相当程度的风化过程,之后经过混合动力搬运沉积在盆地,沉积后风化成壤弱.可见,红层本身并不能直接反映沉积区环境,需结合古土壤发育特征判断沉积环境特征和变化.(4)闽西晚白垩世红层表现为相对干旱半干旱的古环境,红层中主要的着色矿物赤铁矿主要形成于源区,反映了地表透水性良好的干燥氧化条件,而不是"水成"环境.本文可为白垩纪红层古环境研究提供新的思路.
关键词: 红层      晚白垩世      环境磁学      古土壤     
Study on the Late Cretaceous paleoenvironment documented by red beds in the western Fujian province
CHEN JinNiu1,2, MAO XueGang1,2,3, SHI YongHui1,2, LIU XiuMing1,2,3,4     
1. College of Geographical Science, Fujian Normal University, Fuzhou 350007, China;
2. State Key Laboratory of Subtropical Mountain Ecology of the Ministry of Science and Technology and Fujian Province, Fujian Normal University, Fuzhou 350007, China;
3. Institute of Geography, Fujian Normal University, Fuzhou 350007, China;
4. Department of Environment and Geography, Macquarie University, Sydney NSW 2109, Australia
Abstract: The Cretaceous red beds in southeastern China are regarded as terrestrial clastic sediments, whose paleoenvironmental implication is still in debate. They are conventionally regarded as lacustrine-fluvial sediments in basin. In present study, the late Cretaceous paleoenvironment documented by red beds (Liancheng and Guanzhaishan section) in the western Fujian province were investigated based on environmental magnetism, grain size, geochemistry and paleosols. The results show that:(1) The red beds in the western Fujian, mostly in form of interbedded siltstone and sandstone with gravels, are dominated by fine silt particles with less clay and sand. The dominant magnetic carrier in red beds is hematite, which attributes to low values of magnetic susceptibility in the two sections. (2) The weathering degree, reflected by chemical index of alteration (CIA), is moderate as those formed in warm and humid climate. In addition, the rare earth elements (REE) of red beds show enriched light rare earth element (LREE), depleted heavy rare earth elements (HREE), enrichment of Ce and negative Eu anomaly, which resembled that of average upper continental crust (UCC), thus indicating thoroughly mixing sediments. (3) Although paleosols were recognized in the red beds, in particular GZS section, these paleosols were weakly developed with no evident of B horizon (e.g. Bk and Bt) in paleosol profile. The conflict between moderate chemical weathering degree and weak pedogensis infers that the red bed sediments had experienced to an extent chemical weathering in source area before deposition. After deposition, the red sediments were hardly chemically weathered. It should be noted that the red beds solely cannot indicate paleoenvironment, which must take paleosols into account. (4) The late cretaceous paleoenvironment in western Fujian was suspected to be arid and semiarid. The hematite in red beds were mainly derived from source area, indicating well-drained dry oxidizing environment, rather than aqueous condition. This work provides an alternative prospect in studying Cretaceous red beds.
Keywords: Red beds    Late Cretaceous    Environmental magnetism    Paleosols    
0 引言

陆相红色碎屑岩地层(红层)在国内外分布广泛,中国大陆红层出露面积约82.6×104 km,比第四纪的黄土分布还要广泛(Chen,1987).红层是否反映特定的沉积环境、古气候以及构造运动在国内外还存在争论.早在1967年,Walker(1967)对墨西哥与加利福尼亚的索诺兰沙漠和晚古生代的科罗拉多大峡谷红层进行研究,认为红层在炎热干燥的环境中形成,红层形成过程中降雨量一直很低,得到同区域的动物群、植物群和泥炭沉积物结果的支持,并认为红层致色矿物赤铁矿是在沉积后次生形成的.Sheldon(2005)对撒丁岛二叠系红层古土壤层的鉴别和分析认为,其红层既不形成于干旱的沙漠环境,也不形成于干湿交替的季风气候,指出红层本身并不足以指示古气候.中国广泛分布的丹霞红层通常被认为是炎热干燥的河湖相沉积(曾昭璇和黄少敏,1978),红色是后期露出水面后形成的次生色.丹霞红层中普遍存在古土壤(毛学刚等,2019),古土壤是理解古气候和沉积环境的重要手段(李祥辉等,2009Sheldon and Tabor, 2009Tabor and Myers, 2015).刘秀铭等根据红层沉积特点和环境磁学特征认为,大部分红层中的红色为原生色,反映红层形成于高度氧化的干旱或半干旱环境(刘秀铭等,2014毛学刚等,2016).可见,对红层沉积环境或古气候的准确认识需结合多种方法多角度分析.

白垩纪时期大气中CO2等温室气体的浓度是现在的4~10倍(王成善等,2009Herman and Spicer, 1996),温室效应显著,研究白垩纪气候特征对于理解当前全球变暖以及预测未来气候变化趋势具有重要意义.白垩纪时期在中国广泛沉积了陆相红层,并建立了地层和时间框架(席党鹏等,2019),是研究白垩纪古环境和古气候的重要载体.学者利用沉积学、古土壤、环境磁学、地球化学等方法对其古气候古环境进行了研究,例如,江西石城红层(温昌辉等,2016)、广东南雄盆地红层(王文艳等,2016)、张掖丹霞红层(毛学刚等,2019),浙闽红层(李祥辉等,2009)等.福建西南连城盆地白垩纪晚期沉积了厚层红层,是研究此阶段古环境的良好介质,本文运用环境磁学、粒度、地球化学、古土壤分析等方法探讨其沉积环境和风化特征,分析此红层反映了怎样的古环境信息.

1 材料与方法 1.1 地层与剖面

福建红层沉积盆地主要分布在福建西部(图 1a),在福建省的出露面积约为1.5×103km2,是福建省面积最大且层位最典型的红层.福建红层主要分为沙县组和崇安组.崇安组较粗,以红色砾岩或砂砾岩为主,夹薄层粉砂岩或砂岩,抗风化强,是形成丹霞地貌的主体.沙县组位于崇安组下部,不整合接触,以红色紫红色粉砂岩、泥岩为主,夹薄层砂砾岩、砂岩,易风化.福建省石油地质队地层古生物组(1979)把沙县盆地灰紫色粉砂岩层、粉砂质泥岩层为主的红层命名为沙县组,时代划为白垩纪晚期,古地磁年龄结果显示沙县组年龄为85~105 Ma,时代为K1-2(胡连浩等,1990),闽西红层盆地的孢粉和植物化石结果为晚白垩世早中期(郑芬和黎文本,1986梁诗经等,2006).晚白垩世的连城古纬度约24.9°N(森永速男等,1999),比现在位置稍靠南,处于亚热带范围.

图 1 研究区及红层剖面 (a)闽西红层盆地,根据文献(李祥辉等,2009)修改; (b)连城地形及连城剖面(LC)和冠豸山剖面(GZS)位置; (c)连城红层剖面; (d)冠豸山红层剖面. Fig. 1 Study area and red bed sections (a) Red bed basin in western Fujian (modified after reference (Li et al., 2009)); (b) Topography and the location of Liancheng (LC) and Guanzhaishan (GZS) sections; (c) Photo of Liancheng section; (d) Photo of Guanzhaishan section.

连城县位于福建龙岩西北部(图 1b),是福建西部典型的红层盆地.在连城县附近考察并采样两个红层剖面,连城剖面(LC)位于连城县城的S204路旁(25.638°N,116.719°E)(图 1b),野外以10 cm的间距采取样品113个(图 1c).冠豸山剖面(GZS)位于连城县以东2 km的冠豸山景区附近(25.732°N,116.744°E)(图 1b), 野外以20~40 cm的间距采取样品66个(图 1d).两剖面以粉砂岩或泥质粉砂岩为主,夹薄层砂岩,为沙县组上部,晚白垩世早中期.从地层特点和分布判断,冠豸山剖面位于连城剖面上部,更接近上部崇安组(冠豸山丹霞).

1.2 磁学实验方法

样品在实验室自然风干,用研钵对样品轻轻研磨成粉末,取7 g粉末样装入磁测专用样品盒(2 cm×2 cm×2 cm)测量常温磁学参数.低频磁化率(χlf,0.47 kHz)和高频磁化率χlf,0.47 kHz)采用英国Bartington MS2磁化率仪测得,百分比频率磁化率为χfd%=(χlf-χhf)/χlf×100%(Thompson et al., 1980),非磁滞剩磁(ARM)采用D2000交变退磁仪和Mnispin旋转磁力仪测得,归一化非磁滞磁化率(χarm/)为ARM与所用直流场比值.等温剩磁IRM采用ASC IM-10-30脉冲磁力仪和Mnispin旋转磁力仪测得.将IRM1T作为饱和等温剩磁SIRM,HIRM和S-ratio分别代表样品的硬磁性和软磁性特征,定义为HIRM=(IRM-300 mT+SIRM)/2(Thompson et al., 1980),S-ratio=(-IRM-300 mT)/SIRM(King and Channell, 1991).获得SIRM后对样品施加反向磁场,剩磁降至零时所需磁场为剩磁矫顽力Bcr(King and Channell, 1991).使用VFTB居里称测量磁化强度随温度变化曲线(M-T),从室温加热到700 ℃再降至室温.利用MFK1-FA卡帕桥磁化率仪测量磁化率随温度变化曲线(κ-T),从室温加热到700 ℃再降至室温.

1.3 其他实验方法

样品粒度实验前处理参见吴超等(2019),使用Mastersizer2000激光粒度仪获得样品粒度.选取LC和GZS剖面20个样品,使用X射线荧光衍射仪测量地球化学常量元素,样品前处理和实验流程参见熊平生等(2018),地球化学稀土元素数据用ICP-MS测量,样品前处理和实验流程参见黄雨振等(2018).各实验均在福建师范大学湿润亚热带山地生态国家重点实验室培育基地完成.

2 结果 2.1 粒度特征

闽西晚白垩世红层是由砂岩、粉砂岩和砂质泥岩等交互构成,其中以粉砂岩(2~50 μm)为主,平均占68±12%(图 2),泥岩(< 2 μm)和砂砾岩(>50 μm)厚度较薄,其中泥岩占14±5%,砂砾岩占18±14%.从野外地层和各粒级分布可以看出,下部LC剖面比上部GZS剖面沉积变化频率更高,表现为多层薄层砂岩与粉砂岩交替变化,而GZS剖面砂层相对较厚.

图 2 GZS和LC两剖面黏土、粉砂和砾(或砂砾)所占比例 Fig. 2 The proportion of clay, silt and gravel (or sand gravel) in GZS and LC section

粒度参数进一步反映沉积特点(图 3).平均粒径(Mz)和中值粒径(Md)综合反映沉积物的粒度大小,从而反映搬运动力的大小.两个剖面的平均粒径大部分集中在90~128 μm,LC剖面的Mz平均值为99.72 μm,GZS剖面的Mz平均值为113.67 μm,粒径较细;LC连城剖面的Md均值为16.7 μm,GZS剖面的Md均值为13.5 μm,说明样品以细粉砂颗粒为主,但也存在部分的砂颗粒以及更细的黏土颗粒;分选系数(Sd)表示沉积物的均一程度,其值越大,分选性越差,两个剖面分选系数皆>1,分选差,其中砂层分选系数一般>3,分选性更差.偏度(Sk)反映粒度频率曲线的对称程度,Sk>0表示偏向粗粒,Sk < 0表示偏向细粒,两个剖面趋于负偏态分布.峰度(Ku)表示频率分布曲线的宽窄陡缓程度,Ku>1表示峰更尖,Ku < 1表示峰缓,峰度呈正态分布.

图 3 LC和GZS两红层剖面样品的粒度参数 Fig. 3 Grain size parameters of LC and GZS sections

部分典型样品的粒度频率分布图和概率累积图见图 4,其中LC36为粉砂岩,LC109为砂质砾岩,GZS36为青灰色砂岩,GZS56为粉砂岩.砂砾岩(LC109)样品以>100 μm为其主成分,其他三类样品粒径主要集中在 < 100 μm,< 2 μm的黏土含量较低,粉砂含量高.青灰色砂岩样品表现为显著的多峰特点,表明复杂的搬运动力或多样物源混合.粉砂岩(GZS56, LC36)以粉砂为主,峰相对集中,反映相对稳定的搬运和相对均匀的物源,与风成黄土粒度频率分布曲线相似(乔彦松等,2006),可能经历了风力和流水搬运的共同作用.研究区红层沉积物粒度特征总体反映了沉积过程的高频变化和搬运动力的多样性.

图 4 部分样品的粒径频率分布图(a)和概率累积图(b) Fig. 4 Grain size frequency distribution diagram (a) and the cumulative probability curves (b) of selected samples
2.2 磁学特征 2.2.1 高温磁学特征

铁磁性矿物加热到特定温度(居里温度或尼尔温度),磁颗粒由常温下的定向排列转变为随机排列,从而由亚铁磁性(如磁铁矿或磁赤铁矿)或不完全反铁磁性(如赤铁矿)转变为顺磁性矿物(敖红和邓成龙,2007),表现为磁化强度(M-T)和磁化率(κ-T)在此温度急剧下降(Dunlop et al., 1997),不同磁性矿物有其特定的热磁特征,表现为不同的居里温度或尼尔温度,如不完全反铁磁性赤铁矿的尼尔温度为675 ℃左右,亚铁磁性矿物磁铁矿的居里温度为580 ℃,居里点或者尼尔温度是判断磁性矿物类型的重要依据(毛学刚等,2016).另外,常温环境下磁化强度随外加磁场的变化形成的磁滞回线及磁滞参数有助于反映磁性矿物类型(软磁性或硬磁性)和磁颗粒大小(Liu et al., 2004).

由于红层样品总体磁性较低,大部分磁滞回线和热磁曲线表现为锯齿状,见图 5.样品LC74磁滞回线呈细腰形(图 5a),矫顽力(Bc=99.2 mT)和剩磁矫顽力(Bcr=384.6 mT)都较大,磁滞回线接近1000 mT才闭合,总体上以硬磁性矿物为主.LC74的M-T曲线加热和冷却基本可逆(图 5b),说明加热过程中没有显著的磁性矿物转化,磁化强度在675 ℃附近急剧降低,表明硬磁性矿物赤铁矿是其中最主要的携磁矿物.图 5c5d分别是样品LC59和LC88的κ-T曲线,LC59磁化率在620 ℃下降为零,接近于磁赤铁矿居里点(640 ℃)(刘秀铭等,2010),但大部分磁赤铁矿热不稳定,加热到300~400 ℃时易转化为赤铁矿,同时,观察LC59的磁滞回线(图 5e),其特征与LC74相似,样品的Bcr高达353.12 mT,远低于软磁性矿物磁赤铁矿的Bcr,所以,LC59可能主要以赤铁矿为主,其磁性矿物发生铝替代作用大幅度降低了其尼尔温度(姜兆霞和刘青松,2012).LC88磁化率在620 ℃和675 ℃两处明显降低,其磁滞回线(图 5f)特征与LC59相似,Bcr为408.08 mT,为硬磁性特征,620 ℃仍可能是受铝替代作用影响的赤铁矿信号,675 ℃为赤铁矿,说明其中可能存在两种形式的赤铁矿.

图 5 部分样品的磁滞回线(a、c、e)、M-T热磁曲线(b)和κ-T热磁曲线(d、f) 热磁曲线中实线为加热曲线,虚线为冷却曲线,磁化强度M和体积磁化率κ分别经过初始值M0κ0归一化处理. Fig. 5 Hysteretic loops (a, c, e), M-T thermomagnetic curves (b) and κ-T thermomagnetic curves (d, f) of selected samples For M-T and κ-T curves, solid line is the heating curve and dash line is the cooling curve. The magnetization M and the magnetic susceptibility κ is normalized by the initial values M0 and κ0, respectively.
2.2.2 常温磁学特征

常温下磁学参数、χfd%、χarmχarm/、S-ratio、HIRM、Bcr可以反映样品中的磁性矿物的种类、含量和颗粒大小(Thompson and Oldfield, 1986).GZS和LC两剖面常温磁学参数随深度的变化见图 6.

图 6 LC和GZS剖面常温磁学参数 Fig. 6 Room temperature magnetic parameters of LC and GZS sections

LC剖面磁化率χ介于(4.714~11×10-8m3·kg-1)之间,平均值为8.078×10-8m3·kg-1,GZS剖面磁化率χ介于(2.429~10.714)×10-8m3·kg-1之间,平均值为7.463×10-8m3·kg-1,两个剖面的磁化率值整体都偏低,样品中强磁性矿物较少.百分比频率磁化率χfd%可以指示样品中超顺磁(SP)颗粒的相对含量(刘青松和邓成龙,2009),LC剖面χχfd%平均1.8±1.8%,个别高值主要出现在少数粉砂层,χfd%低值说明SP颗粒含量低.GZS剖面χfd%平均4.6±2.6%,总体比LC剖面高,但χfd%变化较大,与岩性没有明确的对应关系.非磁滞磁化率χarm对单畴(SD)磁性颗粒敏感(Liu et al., 2004Maher,2010),χarm/χ可表示单畴磁性颗粒相对比例.LC剖面χarm在(10.23~26.2)×10-8m3·kg-1之间,总体高于GZS剖面.LC剖面χarm/χ介于1.06~3.6之间,在主要的砂层和粉砂层明显较高,同样GZS剖面χarm/χ高值也出现在主要的砂层(如1.5 m,8 m,14 m),而不是在细粒的泥岩或粉砂质泥岩.

图 7 LC和GZS剖面常温磁学参数相关关系 Fig. 7 The correlations between room temperature magnetic parameters of LC and GZS sections

Bcr反映软硬磁性矿物的软硬程度,值越大越硬.LC和GZS剖面Bcr平均值分别为356.6±42 mT和396.0±36 mT,整体表现为硬磁性特征.HIRM和S-ratio分别反映硬磁性(如赤铁矿)和软磁性矿物(如磁铁矿)的相对比例,HIRM值越大越硬,S-ratio越接近0越硬(Roberts et al., 2007).LC剖面的HIRM在(44.2~114.5)×10-5Am2·kg-1之间,平均值81.7×10-5Am2·kg-1,明显高于GZS剖面(平均55.6×10-5Am2·kg-1).另一方面LC剖面S-ratio的值接近平均0.15,低于GZS剖面(平均0.22).因此,两剖面皆以硬磁性矿物为主,且总体上硬磁性矿物比例在砂层高于粉砂层和泥岩层.

各磁学参数的相关关系见图 7.两个剖面与SIRM和HIRM呈正相关关系,说明磁化率主要受硬磁性矿物含量影响.GZS的Bcr和SIRM呈正相关说明GZS剖面发生了一定成壤作用(GZS剖面的古土壤特征,详见2.4),部分磁性矿物可能发生转变.其余磁学参数的不明显相关性,说明红层在沉积后的风化成壤作用并不强,磁性矿物的类型、含量和大小并没有发生明显变化,反映了闽西晚白垩世红层的磁性矿物应该是在沉积前形成后再搬运沉积到盆地中,后期的风化成壤改造作用弱;还有一种可能是磁性矿物在从物源区到搬运沉积的过程中进行了重新分配,从而破坏了磁学参数间的相关性(吕镔等,2019).

2.3 地球化学特征 2.3.1 常量元素

表生元素地球化学常用来分析不同沉积物的形成环境,通过一系列元素地球化学参数反映风化特征,如化学蚀变指数CIA=[Al2O3/(Al2O3+Na2O+CaO*+K2O)]×100(CaO*为硅酸盐里的Ca含量(Chen et al., 2008))反映总体风化强度,硅铝率(SiO2/Al2O3)、Ba指数[(K2O+Na2O+CaO+MgO)/Al2O3]、Bc系数[(K2O+Na2O+CaO)/Al2O3]与风化程度反相关、残积系数[(Al2O3+Fe2O3)/(CaO+MgO+Na2O)](毛沛妮等,2017)与风化程度正相关.LC和GZS两剖面常量元素含量及地球化学参数见表 1,A-CN-K图见图 8.

图 8 红层剖面与西峰红黏土、宣城红土的A-CN-K三角图(数据来自文献(Liang et al., 2009Qiao et al., 2011)) Fig. 8 A-CN-K triangular diagram of the red bed section and red clay of Xifeng and red soil of Xuancheng (data from reference (Liang et al., 2009; Qiao et al., 2011))
表 1 常量元素含量以及地球化学参数(数据来自文献(Liang et al., 2009Qiao et al., 2011)) Table 1 Major element contents and geochemical parameters (data from after reference (Liang et al., 2009; Qiao et al., 2011))

A-CN-K三角图经过Ca元素矫正后(Mclennan et al., 1993),与西峰第三纪红黏土和宣城第四纪红土进行对比(Liang et al., 2009Qiao et al., 2011),发现第四纪红土风化作用最强,靠近A点,已经进入晚期风化程度.连城和冠豸山剖面红层经历的化学风化作用较强,第三纪红黏土次之,但二者的风化程度比较接近,基本进入中晚期阶段,经历了强烈的脱钙和钠的过程.分析表 1的各个参数,连城和冠豸山红层剖面选取样品的平均CIA分别为78.7和77.64,部分样品的CIA值达到80以上,属于暖湿气候下的中等风化强度(Nesbitt and Young, 1982),西峰红黏土和宣城红土CIA均值分别为65.87和88.77,分别为中等风化和强风化强度.两个红层剖面样品的硅铝率偏低,Ba指数和Bc系数较低,残积系数偏高,均显示为较强的化学风化,风化产物以蒙脱石和伊利石为主.

2.3.2 稀土元素

稀土元素是对岩石、土壤的物源、形成以及环境演变研究具有显著效果的指示剂.选取剖面代表样品与西峰红黏土和宣城红土以及上地壳均值(UCC)(Taylor and Mclennan, 1985)的稀土元素配分模式进行分析(图 9),红层与红黏土、红土和UCC的配分模式总体相似,轻稀土明显富集,重稀土相对亏损.红层的REE配分模式与UCC的趋势相似,说明红层在沉积过程中与平均上地壳物质的充分混合,尤其是GZS剖面相对更为明显.表 2是REE含量以及分馏特征参数,连城和冠豸山红层剖面的∑REE平均分别为169.05 μg·g-1和154.44 μg·g-1,轻重稀土元素的分异十分显著,说明红层剖面发生了一定的成土和风化作用,使易于水解和吸附的轻稀土得以保留;红层剖面的Lan/Ybnn数值较红黏土和红土偏大,LREE和HREE的内部分异轻稀土更为强烈;Ce呈明显富集,且δCe为正异常,Eu呈较亏损,且δEu为明显负异常,Ce和Eu的分馏明显.

图 9 红层剖面和西峰红黏土、宣城红土REE配分模式(数据来自文献(Liang et al., 2009Qiao et al., 2011)) Fig. 9 REE distribution model of the red bed section and red clay of Xifeng and red soil of Xuancheng (data from after reference (Liang et al., 2009; Qiao et al., 2011))
表 2 REE含量以及分馏特征参数(数据来自文献(Liang et al., 2009Qiao et al., 2011)) Table 2 REE contents and fractionations parameters (data from after reference (Liang et al., 2009; Qiao et al., 2011))
2.4 古土壤特征

通过野外观察根迹、虫孔、黏土滑擦面、碳化根管、钙质结核、沉积黏土等土壤性质来识别古土壤及古土壤发生层(Retallack,2001),在GZS剖面中发现古土壤发育较弱,厚度较小,根迹较为细小,常与虫孔伴生,根迹边缘弯曲尘细.虫孔边缘平直,常为圆柱状(图 10).土壤被埋藏后,微生物分解有机质常使根迹表现为青灰色晕斑(陈留勤等,2018).

图 10 GZS剖面的古土壤特征 (a,b)根孔被黏土填充(箭头所指); (c,d)动物潜穴被细粒或黏土填充(箭头所指); (e,f)黏土表面形成的滑擦面(箭头所指).图钉长度为3 cm. Fig. 10 Pedogenic features in GZS section (a, b) Root holes are filled by clay (arrow); (c, d) Animal burrows are filled by fine particles or clay (arrow); (e, f) Clay slickensides (arrow). The nail is 3 cm in length.

LC剖面中几乎没有明显的根迹和古土壤发生层,古土壤特征不显著.GZS剖面中存在根迹、虫孔等诸多古土壤特征,见图 10.图 10a图 10b中根孔被黏土填充,图 10c图 10d可以看到动物潜穴被细颗粒或黏土填充,根迹和虫孔所在层位通常为古土壤的A层.土壤形成过程中粘粒增多,由于膨胀和收缩作用在黏土表面形成光滑的滑擦面(图 10e, 10f),一般为古土壤的风化层Bw层,黏土富集的粘化层为Bt层,钙结核层为Bk层,是古土壤识别的主要诊断层.风化弱且保留部分微层理的一般为古土壤的C层.GZS剖面古土壤发育中等或弱,没有明显的粘化层(Bt)和钙积层(Bk),黏土滑擦面在部分古土壤样品中较为显著.总体上,闽西晚白垩世红层中存在一定的古土壤发育,但古土壤发育并不强,与地球化学反映的较强的风化是不协调的,可能说明沉积物在沉积之前已经过较强的风化过程,沉积后风化成壤较弱.

3 讨论 3.1 闽西晚白垩世红层磁学性质分析

利用常温磁学和高温磁学手段来分析闽西连城和冠豸山剖面的红层磁学特征,主要包括磁性矿物的种类、含量以及颗粒大小.我们发现,两个剖面的磁化率都较低,最高也不超过12×10-8m3·kg-1,是在其他区域的红层的磁化率中较低的(毛学刚等,2019温昌辉等,2016王文艳等,2016).

闽西晚白垩世红层的主要磁性矿物类型为赤铁矿.从常温磁学参数可以得知两个红层剖面的载磁矿物主要是不完全反铁磁性(硬磁性)矿物赤铁矿.两个剖面的磁滞回线呈现顺磁性特征的细腰型,代表了具有不同磁性成分以及不同磁畴的混合体(敖红和邓成龙,2007),外加磁场强度在1000 mT左右闭合,表现为硬磁性特征.热磁曲线说明,M-T曲线明显显示675 ℃赤铁矿的尼尔温度,样品中主要的载磁矿物为赤铁矿,κ-T曲线显示LC59的居里点在磁赤铁矿620 ℃附近,但其剩磁矫顽力和磁滞回线为赤铁矿信号,是因为磁性矿物发生铝替代作用大幅度降低了其尼尔温度(姜兆霞和刘青松,2012),LC88与之类似.

两个红层剖面的磁性矿物SP颗粒含量少,其余磁畴不容易确定.在赤铁矿中,几乎没有稳定单畴(SSD)存在,但剖面样品的χarm/高值出现在砂层中,其磁性颗粒磁畴应该较大,磁畴组分复杂.Hu等(2013)利用第四纪黄土经过CBD溶解后,认为在成土过程中会生成SD赤铁矿,并且具有明显剩磁.胡鹏翔和刘青松(2014)认为赤铁矿和针铁矿是成土过程的最终产物,其对气候因子(温度、降水)的响应比亚铁磁性矿物更直接,并且提供了几种磁学参数和方程来定量估算气候因子.刘志锋等(2013)提出利用成土生成的磁铁矿和赤铁矿比值(Mg/Hm)作为降水量的指示参数有很大潜力.但是,在本文中,通过对磁学参数及相关性和古土壤特征分析,闽西晚白垩世红层的赤铁矿应该是沉积前形成,即使剖面存在较弱的古土壤发育,但是不足以在成土过程中生成新的赤铁矿,所以不能用来直接反映其物源赤铁矿的磁畴,也不能利用磁学参数定量估算气候因子,且大部分气候方程本身并不适用于红层沉积物(Torrent et al., 1980Liuet al., 2013Heller et al., 1993Han et al., 1996).

3.2 闽西晚白垩世红层沉积特征分析

闽西晚白垩世连城盆地的红层沉积层理为粉砂和砂互层,夹有薄层细粒砂砾层,粒度组分以粉砂为主.在不同的粒度组分中,粉砂和砂的高频韵律和低频韵律变化明显,上部的GZS剖面的粒度参数变化相对较低频,而下部的LC剖面表现较高频变化(图 3).

我们在野外观察发现到红层中的钙质砂岩、泥岩,以及寻找到的古土壤虫孔、碳化根管等痕迹,很可能是在成壤作用中淀积的钙硅酸盐.从磁学特征、地球化学特征和古土壤特征的结果看到,闽西晚白垩世的连城和冠豸山剖面红层的磁性较低,风化程度为中等偏强风化,有一定的古土壤特征,但是却没有很强的成壤作用,这就为我们进一步探讨红层的沉积特征提出思考.

李祥辉等(2009)通过野外观察的方式辨别出了白垩纪时期沙县组红层的古土壤沉积,并且认为福建均口组、沙县组中下层红层发育了铁质古土壤,指示(亚)热带半干旱气候,LC和GZS两剖面位于沙县组近顶部,表现为弱发育的钙质古土壤,并且没有钙结核层.根据第四纪黄土-古土壤序列沉积特征可以发现,黄土在间冰期的暖湿风化过程中发育成土形成古土壤,那么在中等偏强风化的红层中,却没有发育像黄土古土壤那样理化性质明确的古土壤,仅仅是存在一些弱发育的古土壤特征,说明沉积之前物源物质已经历了较强的风化,而沉积物的风化成壤较弱.

根据提出的问题,我们进行了进一步的分析:(1)表生元素地球化学和稀土元素特征显示,红层的风化强度较高,REE进行了充分混合沉积,与第三纪风成红黏土和第四纪风成红土具有一定的相似性.磁学参数(剩磁与矫顽力)表明红层的磁性矿物在从物源区到搬运沉积的过程中进行了重新分配.所以,闽西红层应该是物源区的风化物质的再沉积形成.物质在物源区进行强风化后,经过搬运沉积到闽西盆地,再经历弱成壤作用形成一些古土壤特征,而不是在盆地中进行原地风化.此外,砂层与粉砂层的高频更替(图 2)也暗示并没有足够的古土壤发育时间.(2)红层样品粒度频率分布曲线和概率累积曲线以及粒度参数进一步证实了分析(1),水动力和风力的多动力复杂搬运,分选性较差的沉积物源,在盆地地形中经过洪积或坡积后沉积.所以,红层并不直接反映沉积区环境,要对红层的古土壤特征进一步研究,探讨其成壤强度,才能确定沉积环境特征和变化.

3.3 古环境分析与探究

有学者研究认为,广布的南方红层以及丹霞地貌形成于陆相河湖相红色碎屑沉积(彭华,2000),如南雄盆地,还有学者认为是内陆湖盆的环境沉积(齐德利等,2005),浅湖相和水下扇相沉积到冲积相沉积(朱诚等,2009),李兼海(1998)认为沙县组的红层形成于内陆的河、湖相碎屑沉积,是“水成”的观点.

刘秀铭(2014)等根据“将今论古”原理,并与第四纪中国黄土以及世界各地的黄土古土壤形成环境对比后分析得出,红层的红色是地层的原生色,而不是次生色,红层不可能形成于“水成”环境,只能形成于地表透水性良好的干燥氧化条件,同时由于在河漫滩洪积、坡积等在洪水搬运后,再经地表干燥氧化而形成红色层理,而不是完全的“水成”沉积.Li等(2013)利用碳氧同位素对中国东南浙闽盆地(包括连城盆地)和西北甘肃六盘山以西的白垩纪钙质和湖相碳酸盐地层进行研究,发现在δ18O在晚白垩世的降低,和白垩纪早期的δ13C的负偏移趋势,以及其在西北和东南的协方差的差异说明在晚白垩世浙闽盆地更加干旱,以半干旱干旱气候为主.相似的研究在东北松辽盆地,Wang等(2013)通过红层钻孔研究发现了晚白垩世的几次变干事件,并认为和白垩纪的冰川推进有一定的关系.

在白垩纪时期,气候变化剧烈,早白垩世时,气候温暖湿润,到中白垩世开始变干旱,晚白垩世时期,我国大部分地区气候炎热干旱,可能是因为白垩纪时期,青藏高原尚未隆起,我国尤其是南方、东南地区是由行星风系控制,古环境为亚热带炎热干旱的气候环境(江新胜和李玉文,1996),这就为闽西红层的后期氧化环境创造了条件,红层物源中铁物质被氧化为Fe3+赤铁矿,显示为红色,成为红层的主要致色原因.在晚白垩世时期,闽西红层的红色碎屑物质经过混合动力搬运并发生充分混合,易堆积在相对干燥和封闭的内流盆地环境中,如连城盆地.

白垩纪正处于一个温室效应时期,且连城的古纬度比现在要低,古温度较高,虽然到白垩纪晚期,温度有所下降,但我国的大部分地区还是处于亚热带或热带地区(Hsu,1983),温度比现在同纬度的要高.Retallack(2001)以及Sheldon和Retallack(2002)等通过古土壤中的常量元素风化指数CIW=Al2O3/(Al2O3+CaO+Na2O),CIW在古土壤中会随着降水量的增加而增加,利用CIW公式和R=221e0.0197C,(R为年均降水量,C为CIW值)来计算古土壤的降水量,同时温昌辉等(2016)对石城的红层研究后发现该方法估算降水量更可靠.如果用CIW估算闽西红层两剖面的年均古降水量,其年均古降水量为687.85 mm,然而此古降水量并不能作为该地区实际古气候信息,而只能反映沉积物源区信息,可能反映了源区为地表透水性良好的干燥氧化条件,而并不是“水成”环境.如前所述,古土壤发育特征显示干旱和半干旱气候特征,而古土壤是沉积后形成,反映沉积区古环境更可靠.古土壤发育特征和化学风化程度的不协调说明不能用化学风化指数估算该区古降水量.在此情况下,需考虑利用古土壤重建古气候和古环境。连城盆地沉积区风化成壤弱,其古降水量应比源区更低,表现为相对干旱半干旱的古环境.

闽西晚白垩世红层是在地球系统的演变中形成的,沉积环境具有复杂性,同时红层应该是物源区的风化物质的再沉积,红层本身并不能直接反映沉积区环境,所以应该利用更多的代用指标来探讨白垩纪的气候变化,完善红层物源区和沉积区古环境研究,这也是今后红层的古气候研究的主要内容.

4 结论

通过对闽西晚白垩世连城剖面和冠豸山剖面红层的研究,并进一步探究其沉积特征和古环境,得到以下结论:

(1) 闽西红层的组成主要以细的粉砂颗粒为主,黏土和砂含量较少,岩层为粉砂和砂互层,夹有薄层细粒砂砾层;样品磁化率偏低,主要载磁矿物为硬磁性矿物赤铁矿.

(2) 表生元素地球化学参数显示闽西红层有较高的风化程度,是暖湿气候下的中等风化程度;稀土元素轻重稀土分异明显,Ce元素富集,Eu元素相对亏损,与上地壳(UCC)的分配模式相似,表明颗粒经历了充分混合,物质为混合沉积产物.

(3) 闽西红层虽然发育了一定的古土壤特征,但是成壤程度不强,没有明显的古土壤粘化层(Bt)和钙积层(Bk).由此推断,闽西红层沉积物在沉积前已在源区经过相当程度的风化过程,之后经过混合动力搬运沉积在盆地,沉积后风化成壤弱.可见,红层本身并不能直接反映沉积区环境,需结合古土壤发育特征判断沉积环境特征和变化.

(4) 闽西晚白垩世红层表现为相对干旱半干旱的古环境,红层中主要的着色矿物赤铁矿主要形成于源区,反映了地表透水性良好的干燥氧化条件,而不是“水成”环境.本文可为白垩纪红层古环境研究提供新的思路.

致谢  感谢两位匿名审稿人给出的宝贵意见,感谢责任编辑,以及为本文共同付出的学者在此一并感谢.
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