Sedimentary Characteristics and Paleoclimatic Significance of the Late Cretaceous Zhoutian Formation Red Beds in the Guangfeng Basin

广丰盆地位于江西省东北部，地理坐标为118°4'~118°26' E、28°13'~28°29' N，海拔72~1 534.6 m，面积约为100 km²，处于扬子地块和华夏地块的东段结合部赣杭构造带的中段^{[28, 29]}。盆地受北东向江山—绍兴断裂带、上饶—玉山—常山断裂带和北北西向广丰—五都断裂带复合控制^[30](图 1)。盆地内沉积了一套以陆相碎屑岩系为主的地层，自下而上划分为石溪组、茅店组和周田组。圭峰群河口组只出露于盆地东北部四十二都乌岩山，中墩组大量出露于盆地南部边缘，以发育酸性火山岩为特点，与茅店组超覆不整合接触。

Figure 1.  Geological sketch map of the Guangfeng Basin (modified from reference [31])

衷存堤等^[32]对茅店组凝灰质含砾岩屑砂岩石英ESR测年样年龄值为96.5 Ma。上饶董团茅店组橄榄玄武岩年龄为(96.9±0.5) Ma^[33]。广丰、玉山盆地橄榄玄粗岩的SHRIMP锆石U-Pb测年结果为(93±1)Ma^[34]。广丰盆地的橄榄玄武岩进行了SHRIMP锆石U-Pb年龄为88.5~102.5 Ma^[35]。结合区域地层对比资料，周田组对应于Coniacian早期至Turonian期，沉积时间为96~90 Ma。

实测剖面位于广丰盆地东北部的毛村村桥东北约100 m，海拔160~220 m。在剖面测制过程中，记录岩性及沉积构造，以1 m间隔采样193件，绘制地层岩性柱状图，在柱状图上划分岩相单元。在193件样品中，钙质结核样81件，钙质淀积层样79件，黏化层样19件，砂岩样14件。经后期处理在室内完成对样品色度、磁化率及碳酸钙百分比含量指标的测试。

色度指标采用国产3nh-NH300色差仪进行测试，色度参数包括L^*，a^*，b^*值，实验误差小于0.08。样品前处理和测试简要步骤如下：称取10 g烘干样品，研磨至颗粒粒径75 μm以下，将粉末样品放在标准校正白板上压实，压平后，在背景光源恒定的条件下，测试3次求取平均值。本文引入新的色度指标，通过公式(1)和(2)分别计算求得饱和度(C^*)和色调角(h^*)。

磁化率指标采用英国Bartington公司生产的MS-2型磁化率系统测试完成。本文涉及的磁化率为低频质量磁化率(χ_lf)，仪器参数设置“×0.1量程”，“SI”档(10^-8 m³/kg)，“LF”档。测试步骤：称取20 g烘干并研磨至粒径45 μm左右的粉末样品，测试3次求取平均值。为得到准确的磁化率值，需要完成空值测量(R₀)，以获得校正后的样品测量值为R = R_样品-R₀/2。已知MS2B探头用10 g样品校准，所以样品的低频质量磁化率值的计算公式如(3)所示。

碳酸钙百分比含量采用酸和盐反应前后差量计算得到。实验环节包括：1)反应前称量样品质量m₁；2)滴酸反应48 h且每间隔12 h搅拌反应溶液；3)称量滤纸质量m₂；4)过滤反应溶液；5)烘干附着于滤纸表面的样品；6)称量滤纸质量m₃。所以样品碳酸钙百分比含量计算公式如(4)所示。实验中采用酸浸湿的滤纸作为对照实验，将测试结果误差降至最小。

广丰盆地周田组露头发育良好，沉积构造丰富，主要有三种沉积岩石类型(图 2)：古土壤(Ⅰ)、砂岩(Ⅱ)和砾岩(Ⅲ)。

Figure 2.  Stratigraphic section of the Zhoutian Formation in Guangfeng Basin

古土壤广泛发育，且在剖面上分布连续，识别特征明显。钙质淀积层集中发育在剖面0~70 m、160~200 m、270~330 m范围，以钙板层形态为主，厚度变化幅度较大，薄层仅为2 cm，最厚层可达110 cm，颜色呈红褐色(图 2e)或浅灰绿色(图 3a)。剖面中可见黏化层与钙质淀积层互层构成的韵律层(图 2c)，二者界面平直、清晰，横向延伸远。钙质结核在剖面中断续分布，大多数质地坚硬，颜色呈浅红色至红褐色，滴稀盐酸强烈起泡，多富集于层内和层底部(图 2d)。结核大小不一，大者直径为17~25 cm，小者为1~1.5 cm，形如豆状、姜状或椭球体状。部分钙质结核见次生方解石脉(图 3b)。由黏化层和钙质淀积层互层构成土壤发生层次。同时，可见滑擦面，遗迹化石(图 2a，c)。

Figure 3.  Outcrop photographs of paleosol and sandstone

砂岩类型以中—粗砂岩为主，细砂岩较少。细砂岩的单层厚度20~180 cm，呈红褐色，滑擦面发育，可见椭圆形浅灰绿色晕斑，龟裂构造(图 3d)以及含量不足1%的深灰色次棱角状砾石。中砂岩的单层厚度以10~30 cm为主，最大厚度可达120 cm，岩层间的古土壤中零散分布直径小的钙质结核(图 3e)。粗砂岩的单层厚度15~50 cm，以浅灰黑色为主，可见直径1~2 cm的灰岩砾石(图 3f)。

砾岩类型主要为中—粗砾岩，砂质支撑。砾岩层集中分布于剖面60~150 m、200~220 m，单层厚度10~50 cm，最大可达6 m，横向延伸不超过8 m。砾石岩性主要为灰岩，含有少量火山岩(图 4a)。砾石主要呈次棱角状，分选性差—中等，粒径主要为3~10 cm，最大直径为23 cm。位于剖面210~220 m处砾岩层平行层理构造发育(图 4b)，砾石分布相对均匀。部分砾岩层底部显示逆粒序而在其上部显示正粒序(图 4c)。位于剖面70~75 m处砾岩层底侵蚀界面清晰，可见截然的底界面并呈现出下凹顶平的特征(图 4d，e)。部分砾岩层发育叠瓦状构造(图 4f)。

Figure 4.  Outcrop photographs of conglomerate

色度实验结果如表 1和表 2所示。L^*值变化范围为29.48~63.54，平均值为46.32，变化幅度为79.49%，古土壤L^*值平均值为45.33，其中钙质结核(A)、钙质淀积层(B)、黏化层(D)L^*值变化范围分别为29.48~63.54、32.42~61.64、33.15~54.18，平均值分别为47.10、45.6、43.90。砂岩(C)L^*值平均值为49.06，变化范围为38.99~60.99。各地层单元L^*值的大小排序为C > A > B > D。

(1) a^*值变化幅度为47.89%，平均值为13.38，不同地层单元a^*值差异不明显，但整体上表现出A > C > D > B。其中，B层a^*值最低，平均值为14.06，变化范围为7.24~17.48，C层和D层a^*值平均值相近，分别为13.56、13.55；A层a^*值变化范围为10.20~16.94，平均值为14.06。

(2) b^*值变化范围为12.24~22.21，变化幅度为37.13%，平均值为18.07，各地层单元b^*从大到小依次为D(18.26) > B(18.25) > A(18.04) > C(17.00)。b^*随深度变化趋势与a^*相似(图 5)。

Figure 5.  Depth curve of climate substitution indicator in Zhoutian Formation section

(3) C^*随深度的变化趋势与L^*、a^*、b^*基本一致(图 5)，剖面C^*值变化范围为15.18~28.26，变化幅度为40.00%，平均值为22.53。钙质结核(钙结层)C^*最高，平均值为22.90，钙质淀积层和黏化层C^*值的均值分别为22.45、22.76。砂岩层C^*值最低，均值仅为20.53。各地层单元C^*值大小排序为A > D > B > C。

(4) h^*值变化范围为0.360~0.770，变化幅度为33.87%，均值为0.625，古土壤中h^*值均值为0.638，分别为A层0.662，B层0.616，D层0.638。砂岩层C层h^*值均值为0.590。显然，各地层单元h^*大小顺序依次为A > D > B > C。

(5) χ_lf在剖面中变化幅度高达251.85%，平均值为5.42×10^-8 m³/kg，极小值为1.16×10^-8 m³/kg，极大值为10.16×10^-8 m³/kg。A层χ_lf值均值最低，仅有4.34×10^-8 m³/kg，B、C、D层χ_lf值均值相近，分别为6.16×10^-8 m³/kg、6.21×10^-8 m³/kg、6.39×10^-8 m³/kg。所以各地层χ_lf之间存在D > C > B > A，即磁化率值砂岩层高于古土壤。

(6) ω(CaCO₃)%差异显著(图 5)，A层最高，其碳酸钙百分比含量为32.62%，B、C层ω(CaCO₃)%相近，含量分别为19.28%、19.01%，D层含量最低，仅有16.14%。整个剖面中ω(CaCO₃)%变化范围为5.58%~61.90%，变化幅度为60.52%，均值为24.55%。古土壤中碳酸钙百分比含量为22.68%，高于砂岩层ω(CaCO₃)%。各地层单元ω(CaCO₃)%大小关系为：A > B > C > D。

L^*与沉积物的粗糙度、湿度和碳酸盐含量等多种因素密切相关^[36]。实验环节中恒温70 ℃烘干48 h以及研磨至45 μm的要求已将对L^*的影响降至最小，所以对周田组毛村剖面亮度的讨论主要基于其L^*指标与碳酸盐的研究。通过对周田组所采样品L^*值与a^*、b^*、ω(CaCO₃)%、χ_lf做相关性分析(图 6)。结果显示：亮度L^*值与a^*、b^*、ω(CaCO₃)%表现为弱的线性相关或无线性关系，其中L^*与ω(CaCO₃)%线性相关系数为0.130 9，与前人在甘肃省庆阳市西峰剖面^[37]、靖远黄土剖面^[38]的研究并不完全一致。另外使用pearson双侧检验L^*与各指标之间的关系，亮度L^*与ω(CaCO₃)%相关系数仅为0.362 0，在0.1水平(双侧)上呈显著正相关。不同于丁敏等^[9]对关中平原西部梁村全新世黄土剖面相关研究：R²(L^*-ω(CaCO₃)%)=0.856 6，呈极显著负相关。这可能是研究区降水相对较高，导致碳酸盐矿物的强烈淋滤，使地层中的碳酸钙含量降低^[39]，用碳酸盐百分比含量指示亮度L^*具有区域局限性，预示着该地区碳酸盐对色度分量L^*贡献微弱。

Figure 6.  Linear relationship matrices for brightness L^*, redness a^*, yellowness b^*, calcium carbonate content ω(CaCO₃), magnetic susceptibility χ_lf

a^*、b^*是描述颜色的分量，前人对黄土研究表明，引起a^*、b^*发生变化的因素主要是沉积物中铁氧化物的种类和含量，而碳酸盐的变化对a^*、b^*的影响较小^[40]。比较周田组毛村剖面a^*、b^*与ω(CaCO₃)%曲线，随地层序列的特征变化二者并没有表现出相似的变化趋势。对a^*、b^*与ω(CaCO₃)%做相关性分析(图 6)，结果显示a^*、b^*与ω(CaCO₃)%呈极弱的线性相关或无线性关系，与陈杰等^[8]对帕米尔高原奥依塔克黄土—古土壤序列研究结果相一致。pearson双侧检验a^*、b^*与各指标之间的关系显示，a^*与ω(CaCO₃)%相关系数仅为0.246 0，即二者之间没有明显因果关系，b^*与ω(CaCO₃)%相关系数仅为0.057 0，显示不相关，表示基本无因果关系。具体到广丰盆地红层表现为碳酸盐对a^*变化影响微弱，对b^*变化基本无影响。可能原因是成壤过程中，变价铁元素随易淋滤组分迁移，其价态随沉积环境的改变而转换，最终以铁氧化物组合形式在地层中积累，导致土壤颜色发生变化，但具体是哪一种铁氧化物形态导致a^*、b^*的变化还有待研究。

在土壤与沉积物中常见的铁氧化物中，针铁矿呈亮黄色，使沉积物显示明亮的黄色，而赤铁矿呈赤红色，可以使沉积物显示红色^[41]。在陆相红层中，赤铁矿浓度低于0.3%~0.1%(按重量计)时就可使土壤呈现红色^[42]。结合剖面特征，将a^*、b^*分别与χ_lf做相关性分析，结果显示周田组红层a^*、b^*与χ_lf无明显的线性关系，与黄土研究结果不完全一致^{[8, 9]}。且pearson双侧检验结果显示，a^*-χ_lf相关系数为-0.277，在0.1水平(双侧)上呈显著负相关，与Ji et al.^[43]对黄土高原洛川剖面研究所得的弱正相关结果不符，而b^*-χ_lf基本无相关关系，与陕南丹凤茶房村黄土—古土壤剖面(R²=0.285 0，显著正相关)^[10]，关中平原梁村剖面(R²=0.285 0，显著正相关)研究结果^[9]不一致。位于剖面42~43 m、67~68 m、120~121 m的灰绿色钙板层，其a^*(b^*)-χ_lf与剖面a^*(b^*)-χ_lf平均值比较后发现，并未表现一致的增减性，进一步佐证了周田组红层a^*、b^*与χ_lf没有明显的因果关系。以上结果的不相符可能是沉积环境的差异和铁氧化物的种类及含量所致，也说明出色度指标并不适用于所有的沉积环境。

不同的颜色坐标分量在CIELAB(1976)表色系统会相互影响^[38]，并且a^*与b^*曲线形态变化^[10]相一致，具有多处相似的相位和极值。线性相关性结果显示：a^*与b^*线性相关系数为0.270 2，而前人研究二者线性相关系数可达0.892 0^[8]，除去砂岩样品的影响，古土壤中a^*与b^*线性相关系数为0.502 7。使用pearson双侧检验a^*、b^*之间为显著正相关，表示a^*、b^*相互影响。靖远黄土的研究显示，赤铁矿的含量高低会引起a^*变化，b^*主要受针铁矿的影响^[38]。虽然在一定的条件下铁的氧化物可以相互转化，但由于受控因素的多变，铁氧化物的含量并不稳定，进而导致相对较弱的线性关系。

强降水将土壤碳酸盐溶解并且向下淋滤运移，逐渐形成了钙质淀积层^[44]。所以ω(CaCO₃)%可以表示碳酸盐在地层中的富集情况，直接反映地层中碳酸盐矿物淋滤的强度，间接说明降水量，以此推测古气候变化。χ_lf与成壤作用密切相关，可以指示地层中磁性矿物的变化情况^[45]，可以综合反映磁性矿物的种类。铁磁性矿物(如单质铁、磁铁矿、磁赤铁矿等)磁化率较高，反铁磁性矿物(如赤铁矿、针铁矿等)磁化率低，研究区周田组毛村剖面的低频磁化率(χ_lf)值在(1.16~10.16)×10^-8 m³/kg之间变化，均值为5.42×10^-8 m³/kg，与广东南雄盆地大塘剖面结果相似^[46]，数值整体很低，说明地层以反铁磁性矿物为磁化率主要贡献矿物。

周田组红层中ω(CaCO₃)%最高可达61.90%，指示红层沉积物经历过强烈的降水过程，可能为季风性降水^[47]。同样，χ_lf最高达10.16×10^-8 m³/kg，可能指示该沉积阶段处于相对湿热的强氧化环境，形成大量的铁氧化物，以赤铁矿为主^{[41, 45]}。在ω(CaCO₃)%和χ_lf曲线中，二者形态特征相反，大致呈镜像。二者相关性分析后发现，ω(CaCO₃)%与χ_lf存在相关性，R²(ω(CaCO₃)%-χ_lf) = 0.443 0，整体上呈现碳酸钙含量随磁化率升高而降低的特点，反之亦然。χ_lf曲线整体呈减小趋势，可能是由地层中赤铁矿含量下降导致，意味着研究区成壤作用降低，强氧化环境呈减弱趋势，反映了气候由相对湿热向干热变化的过程，与川西雅安地区夹关组紫红色岩层反映的干旱炎热气候相一致^[48]，南雄盆地晚白垩纪早期红层同样显示干热气候^[49]。赣中永丰—崇仁盆地晚白垩世圭峰群碎屑岩镜下特征指示了与沉积过程中相一致的干旱氧化环境^[50]，体现了湿热向干热变化趋势的延续。ω(CaCO₃)%曲线变化剧烈，具有多个峰值，但整体呈缓慢增大趋势，意味着降水量的减小，这与剖面中钙质淀积层厚度变化所指示的古降水量^[39]减小结果显示一致。深度曲线中多处“谷—峰”组合可解释为强烈的淋滤作用之后碳酸盐的富集结果^[44]，对应剖面岩性变化特征可以发现，往往谷值指向古土壤，代表弱的淋滤环境，而峰值指向砂岩及砾岩，代表强的淋滤环境。预示着此处存在一个降水量骤增的时期，可能指示为季风性降水^[47]。

从L^*、a^*、b^*、C^*、h^*与ω(CaCO₃)%、χ_lf相关分析结果可以看出周田组h^*与其他各指标均存在显著相关性，砂岩中h^*-ω(CaCO₃)%呈显著正相关，相关系数为0.535，远大于古土壤中h^*-ω(CaCO₃)%的相关系数(0.187)，指示h^*有助于鉴别古土壤。古土壤中相关系数最高值均出现在黏化层，这说明在古土壤研究当中，气候替代指标在黏化层中表达比较准确，由于数据较少且来源受地域条件限制，所以其适用性有待进一步研究。

研究区红层沉积时代归属晚白垩世早期(96~89 Ma)，古土壤广泛发育，几乎涵盖整个剖面，砂岩和砾岩仅分布于部分层位。实测岩性柱状图特征明显，大致呈“谷—峰”交替形态。“谷”阶段主要为古土壤，岩性为泥岩—泥质粉砂岩，其中钙质结核、钙板层发育，可见遗迹化石。沉积物的颜色，沉积构造特征以及生物扰动现象均表明，该时期沉积环境为泛滥平原或干盐湖环境，经常暴露于地表，在成壤作用过程中碳酸盐聚集形成钙质结核^[50]。“峰”阶段以河道化侵蚀—充填、发育粒序层理构造的砾岩为特点，指示了河流沉积或泛滥平原沉积环境。其中，叠瓦状构造指示了高强度洪泛水流作用^[51]。正粒序层理、底侵蚀面的砾岩层可能是在河道决口和废弃后，低能沉积作用形成的叠置坝^[52]。

结合气候指标变化特征，基本显示与剖面形态对应关系，经分析ω(CaCO₃)%、χ_lf具有较好的气候替代信度，在“谷”阶段，碳酸盐的淋滤富集过程相对稳定，指示了干热的气候，而在“峰”阶段剧烈变化正指示了强降水导致的碳酸盐淋失，代表该阶段气候相对湿热。磁化率指标也指示了湿热向干热转变的气候。因此，“谷—峰”交替对应的气候变化为：干热—湿热—干热—湿热—干热。结合ω(CaCO₃)%、χ_lf深度变化曲线特征，揭示研究区古气候渐变整体趋势为：湿热向干热转变。这大致与浙闽赣粤^{[18, 20, 22, 47, 53]}地区白垩纪炎热干旱的气候背景相一致。国外研究表明，新墨西哥州中南部的麦克雷组马斯特里赫特晚期气候干旱趋势显著增加^[54]。美国西部内陆盆地晚白垩世气候干旱，并且显示年均气温(MAT)转向更高的值^[55]。由此说明，广丰盆地周田组沉积时期的气候不仅在区域上存在响应而且与全球范围的气候变化相一致，晚白垩世气候由湿热向干热转变。

(1) 广丰盆地周田组毛村剖面富含古土壤，古土壤以发育钙质淀积层、黏化层、土壤滑擦面、遗迹化石为识别特征。砂岩与砾岩仅分布于部分层位，砂岩以中—粗砂岩为主，砾岩以中砾岩为主，发育平行层理和粒序层理构造。

(2) 周田组古土壤样品的碳酸钙含量与低频质量磁化率联系密切，可作为气候替代指标并解释古气候的变化，色度指标存在区域独特性，对该研究区的气候指示不明显。

(3) 碳酸钙含量指标与磁化率指标深度曲线变化明显，记录了红层沉积阶段气候的干湿交替，其数值整体上分别呈增大趋势和减小趋势。因此，周田组红层沉积于强氧化环境并伴有季节性降水，古气候由相对湿热逐渐变化为干热。