江西象山地质公园丹霞地貌成景地层沉积环境分析

刘 鑫，陈留勤，李馨敏，李余亮

(1.东华理工大学 省部共建核资源与环境国家重点实验室培育基地，江西 南昌 330013；2.东华理工大学 地球科学学院，江西 南昌 330013)

0 引 言

丹霞地貌是中国地质学家于20世纪30年代命名的一种岩石地貌[1]，具有“顶平(近圆形山顶)、坡陡(陡峭崖壁)、麓缓(缓倾坡积物，常被植被覆盖)”的鉴别特点[2]，是亚热带地区砂岩地貌的典型代表[3]。目前，丹霞地貌比较认可的定义为“以陡崖坡为特征的红层地貌”[4]。丹霞地貌与全球大陆红层地貌具有可比性，具有重要的科学研究价值。在过去80年的研究历史中，我国在丹霞地貌研究方面已取得诸多成果[5-10]。然而，以往的研究主要集中在对丹霞地貌的普查及其外观形态的简单描述方面，对成景地层本身岩石性质和沉积环境研究较少。在丹霞地貌研究国际化发展和旅游地学科普的新形势下，需要加强丹霞地貌的基础地质研究。2011年，“中国地理学会红层与丹霞研究工作组”的设立，说明需要对丹霞地貌成景地层(红层)进行深入的沉积学研究。

在江西信江盆地，丹霞地貌的成景地层主要是上白垩统圭峰群的陆相红层，盆地西部的贵溪市象山地质公园的丹霞地貌产在圭峰群河口组以砾岩为主的地层中。近年来，信江盆地的研究进展主要包括岩石地层基本特征[11-12]、古生物化石和地质演化[13]、丹霞地貌类型及分布[6]等方面。前人对中国东南地区白垩系红层研究取得了较好的成果[14-17]，但是信江盆地圭峰群红层的沉积学研究还较少[18]。陆相冲积地层剖面上沉积组构变化可以反映沉积环境和古气候变化的信息[17,19]。本文以信江盆地西部的象山地区圭峰群河口组为例，通过露头剖面岩石组成、沉积构造详细观察及砾石统计、分析，研究其沉积环境和水动力过程，讨论其与古气候变化之间的联系。

1 地质背景

沿着赣杭构造带主要分布有永崇盆地(抚崇盆地)、信江盆地和金衢盆地，这些断陷盆地一侧以角度不整合覆盖于晚白垩世之前的地层之上，另一侧以正断层与其它地层接触[20]。在靠近断层界面的盆地边缘地区，断层活动为厚度巨大的冲积扇砾岩地层堆积提供了空间[17]，也为后期遭受侵蚀、切割而形成现如今的丹霞地貌提供了重要物质基础[21]。

信江盆地呈近东西向展布，长180 km，宽10～40 km，面积约为3 148 km2，是在中国东南地区白垩纪地壳伸展拉张构造背景下形成的众多陆相断陷盆地之一。盆地中的上白垩统包括赣州群和圭峰群，丹霞地貌主要发育在圭峰群砾岩和砂岩地层当中。圭峰群自下而上又划分为三个组，依次为河口组(K2h)、塘边组(K2t)和莲荷组(K2lh)。圭峰群主要为一套红色砾岩、砂岩及少量粉砂岩和泥质岩沉积，已经发现恐龙蛋、介形类、轮藻等化石[11]，总体上反映了晚白垩世时期干旱炎热的古气候背景[14,17,22]。

在信江盆地南缘的圭峰群河口组以砾岩为主的红色地层中，分布着众多丹霞地貌景观，其中的龙虎山世界地质公园较为典型，它也是世界自然遗产“中国丹霞”的组成部分。龙虎山世界地质公园自西向东包括龙虎山园区、象山园区和龟峰园区。

研究区象山地质公园位于信江盆地西部、贵溪市南(图1)，地理坐标为经度117°12′37＂，纬度28°16′07＂，自西向东由挂傍山、徐岩、仙人桥三个景区组成。该地质公园位于信江南岸，与贵溪市区隔江相望，是集崖壁、凸峰、孤峰、石柱、象形山石、岩缝、峡谷、洞穴、悬瀑等自然景观和佛塔、摩崖字画、书院等人文景观于一体的一个省级地质公园。园区断层和节理构造以北东向为主。研究区属亚热带湿润气候，以亚热带温带植被类型为主，中低山区多为山地黄壤和草甸土。

2 研究方法

图1 江西信江盆地西部地质简图(据文献[23-25]修编)及象山地质公园河口组红层实测剖面位置Fig.1 Geological map of the western Xinjiang Basin and the location of the measured section of the Hekou Formation redbeds in the Xiangshan Geopark of Jiangxi Province

本次研究过程中，在象山地质公园徐岩景区选择1条厚度约40 m的连续露头，进行厘米级逐层测量。根据沉积作用界面、粒度变化进行分层，记录每层的厚度、岩性、粒度变化、沉积构造。在测量砾岩层厚度(BTh)的同时，选择10个以上最大砾石测量粒径并求平均值(MPS)。MPS-BTh投图相关性可用来判断沉积水动力条件[26-27]。另外，还选择了2个砾岩地层露头进行砾石统计工作。在每个砾石统计位置，选择没有沉积间断的1 m×1 m正方形范围，沿着基线随机挖出200个砾石，记录这些砾石的a、b、c轴大小以及岩性、磨圆度和风化程度，绘制出砾石粒径分布的直方图和累积曲线，计算粒度参数、扁度和球度，用于判断沉积环境和物源[28-30]。

3 研究结果

图2 象山地质公园丹霞地貌成景地层露头照片Fig.2 Outcrop photos showing the reddish bedrock of Danxia landforms in the Xiangshan Geopark(a)、(b)丹霞地貌宏观照片：(a)近圆丘状山顶和陡峻崖壁；(b)崖壁上发育顺层岩槽、扁平洞穴及穿洞，照片中右下角的人(身高170 cm)为比例尺；(c)发育正粒序层理构造的砾岩，底界面为一个明显的侵蚀面；(d)不发育沉积构造的砾岩层(地质锤所在层)及其上发育槽状交错层理的细砾岩；(e)可分为A、B、C三层，A层为发育逆粒序层理的砾岩，B层(地质锤所在层)为透镜层状粗砂岩，其顶底界面均为岩相突变面，C为发育前积层的砾岩，显示正粒序层理构造；(f)侵蚀面(红色虚线)之上为具有前积层的砾岩，之下为巢状砾石聚集的砾岩(见右下角椭圆形局部放大插图)，可见斜立的较大砾石产出于砾岩层的上部

3.1 红层与丹霞地貌基本特征

象山地质公园的红层主要为上白垩统圭峰群河口组，以砾岩为主，胶结致密，总体上抗风化能力较强(图2)。红层成层性良好，产状平缓。大多数砾岩层或砂岩层横向延伸不远，相变快且明显。砾岩层底界面多为凹凸不平的冲刷侵蚀界面，侵蚀作用强烈，正粒序或逆粒序层理发育。

象山地质公园总面积32.76 km2，海拔30～160 m，以丹霞地貌为特色，山麓堆积以山地黄壤和草甸土为主。围绕赤壁丹霞底部有数个水塘，红色陡峭山崖发育，山顶呈圆丘状，植被发育。所以，象山地质公园的丹霞地貌具有典型的“顶圆、身陡、麓缓”的特点(图2(a) 、(b))。另外，崖壁上顺层发育扁平状洞穴、岩槽(图2(b))。抗风化能力不同的砾岩和砂岩互层构造是形成顺层延伸的一系列洞穴地貌景观的根本原因。在某些层内发育具有颗粒支撑结构的巢状砾岩(图2(f))或粒径较大的砾石(看似漂浮在较细粒的基质当中)(图2(e)、(f))，它们的产出加剧了岩性的不均一性，在差异风化作用下更易脱落形成洞穴的雏形。这些初始形成的洞穴地貌，在持续的风化作用下，可进一步扩大，与旁侧的洞穴连接，逐渐形成较大规模的扁平状洞穴或岩槽。

3.2 红层岩相划分

在象山地质公园徐岩景区选择连续的露头进行厘米级实测，绘制成柱状图，可以识别出7种岩相单元(表1)，现描述如下。

3.2.1 岩相A——正粒序砾岩

此种岩相单元在实测剖面及邻区十分常见(图2(c)，图3第②、③、④、⑥、⑦层)，单层的厚度范围为10～60 cm。一般底界面为一个明显的凹凸不平的冲刷侵蚀界面，侵蚀底界面之上富集较粗大的砾石，砾石粒径向上逐渐变小，部分砾岩层与上覆的砂岩层可以组成一个持续向上变细的正旋回。可见河谷充填形态。砾石压实紧密，颗粒支撑结构，见叠瓦状构造。但是在部分正粒序砾岩单元中，最大粒径的砾石并不是直接堆积在侵蚀面之上，而是产于底部偏上的位置。在部分这种单个岩相单元中还能识别出2～3个次一级的正粒序单元。可夹数个砂岩薄透镜层，如图2(d)所示。

3.2.2 岩相B——逆粒序砾岩

这种岩相在研究区也是比较常见的(图2(e)，如图3第①、、、层)，单层厚度范围5～60 cm。底界面通常为凹凸不平的冲刷侵蚀界面，顶界面为与其它岩相单元的突变面。在逆粒序层理砾岩单元层内，从底向顶显示砾石粒径由小变大的变化趋势，粒径最大的砾石往往集中产出于单元层的顶部。但是，有些薄层的逆粒序层理砾岩(厚约10 cm)向上转变为中-厚层状的正粒序层理砾岩(厚约40 cm)，比如第⑥层和第⑦层。

3.2.3 岩相C——无沉积构造砾岩

无沉积(不发育)构造砾岩(structureless conglomerate)在研究区实测剖面上并不常见(图2(d)，如图3第⑩、、、层)。砾岩层厚度范围变化较大，可以从10 cm到40 cm不等，底界面平直或呈弱起伏状，显示对下伏早期地层的侵蚀作用。这种岩相最明显的特点是不发育斜层理或粒序层理，但是可包含有数个砂岩薄透镜层，也可见透镜体状的聚集砾石，其粒径要比周围砾岩大。在部分砾岩层中砾石呈线状排列。

3.2.4 岩相D——平行层理砾岩

表1 象山地质公园河口组红层岩相总结Table 1 Summary of lithofacies in the redbeds of the Hekou Formation in the Xiangshan Geopark

图3 象山地质公园河口组红层实测柱状图Fig.3 Stratigraphic section of the Hekou Formation redbeds in the Xiangshan Geopark岩性柱右侧的蓝色折线投点为每个砾岩层中10个最大砾石粒径平均值(MPS)

3.2.5 岩相E——交错层理砾岩

岩相F的厚度从15 cm到60 cm不等，交错层理包括槽状和板状交错层理(如图3第⑥、、层)。在有的交错层理的纹层中可显示清晰的正粒序变化，导致层系也具有微弱的下粗上细的特点。部分槽状层系底界面上可见滞留沉积的砾石。

3.2.6 岩相F——聚集状砾岩

在剖面上，岩相F通常以明显的砾石聚集状产出为识别特征(如图3第、、层)，与周围较细粒的砾岩之间具有明显的界面。部分具有河道充填形态。厚度为10～20 cm，横向延伸一般不超过80 cm，所以常显示为透镜体或透镜层状。颗粒支撑，纵向不显示粒序变化。

3.2.7 岩相G——砂岩

砂岩单元十分常见，主要为粗粒砂岩，少量为中粒砂岩，通常含有砾石(图2(e)，比如图3第⑤、⑧、层)。厚度通常小于40 cm。少量砂岩单元表现为与下伏砾岩向上变细的过渡延续部分，但是大多数砂岩以砾岩之间的夹层形式出现。砂岩层底界面一般为与下伏砾岩层之间的平直整合界面，而顶界面为被上覆砾岩层下切侵蚀形成的侵蚀作用界面。因而砂岩层的实测厚度必然小于沉积时期的厚度。部分砂岩呈透镜层状包含在砾岩层当中。有些砂岩层也可以含有数个砾岩透镜层。在剖面上，砾岩和砂岩的这种包含关系导致总体颗粒分选性变差。

3.3 砾石统计

在象山公园实测地层剖面上选取两个砾岩露头进行砾石统计和分析，砾石统计层位见图3。砾石成分主要为凝灰岩、石英、砂岩和花岗岩，平均含量分别为58%～66.5%，15%～21.5%，12%～16%，4.5%～6.5%。砾石磨圆度低，约为17%，球度0.68，扁度1.75～1.79，扁度/球度值为2.52～2.65。大多数砾石风化程度达到3级，少量为1级和2级，含量分别为71.5%～82.5%，14.5%～20.5%，3.0%～8.0%。

图4 象山地质公园砾岩砾石粒径分布Fig.4 Gravel size distribution of the conglomerates in the Xiangshan Geopark

砾石a轴粒径范围0.5～12.5 cm，平均值为2.80～2.87 cm，中值为2.5～2.6 cm；b轴粒径范围0.5～9.0 cm，平均1.83～2.0 cm，中值为1.5～1.9 cm；c轴粒径范围0.3～8.7 cm，平均1.27～1.33 cm，中值1.0～1.2 cm。砾石粒径参数标准偏差(σ1)为1.53～1.58，偏度(Sk1)为0.39，峰度(KG)为1.21～1.33。根据每个测点200个砾石粒径的实际测量数据绘制出砾石累积频率曲线和直方图，如图4所示。

4 沉积环境分析及古气候意义

4.1 红层岩相的沉积过程

总体上来看，在象山地质公园实测剖面中，由于颗粒粒径或分选性在垂向上的明显变化，导致岩石成层性良好，反映了变化的水流和不连续沉积作用。透镜体(层)状砾岩和弧形侵蚀底界面发育都是辫状砾质冲积层的沉积特点[31]，反映了辫状河道体系中下切侵蚀和决口作用及单个河道横向快速迁移、废弃[26]。同时，以上这些沉积特点也说明物源区沉积物供应充足，且沉积环境水流速度快、能量较强。碎屑颗粒分选差和结构成熟度低的特点都指示了暂时性河流沉积作用[26]。

其中，发育正粒序层理构造的砾岩(岩相A)为洪水泛滥引起的河道决口和废弃而产生的叠置坝[32]，剖面中多个正粒序的纵向叠加则指示了多期次河流沉积作用[33]，可能与冲积扇沉积体系中朵叶上发生的周期性洪泛事件有关[34]。每个正粒序指示辫状河道沉积过程中的一次洪水泛滥事件，水流能量由强到弱的变化。底侵蚀界面指示洪水事件形成之初对下伏沉积物的冲刷、侵蚀和改造作用。河谷充填形态则是洪水携带大量沉积物冲刷、堆积的明显结果。发育逆粒序层理的砾岩(岩相B)可以解释为在分散压力和动力筛选的共同作用下，碎屑颗粒之间发生不断的碰撞而导致粒径较大的砾石向上迁移而形成[35]。

不发育沉积构造的砾岩(岩相C)分选差，其中包含“漂浮状”较大砾石，指示了沉积物与水的比值较高及搬运过程中较宽的碎屑粒径范围[26]。由于受到高杂基强度和低水含量引起的高黏性和剪切力的影响，砾石可以形成线状排列现象[36]。该岩相为富砂泥石流的产物，在快速沉积作用下形成的近源堆积，沉积物来不及分选。发育平行层理构造的砾岩(岩相D)有两种情况：一是厘米级的薄层砾岩，可能是在快速迁移和宽而浅的河道中形成的，或者是在冲积扇的下游部位由非河道化的泛滥作用形成；二是砾岩层单层厚度为分米级，指示了在主要的冲积扇水道中更深的河道化水流作用或强烈的河道化泛滥作用[26]。

发育槽状和板状交错层理的砾岩(岩相E)，指示了在冲积扇上单向高能水流的沉积作用。板状交错层理主要是在低流态条件下由大的直脊波纹和沙丘迁移形成的，而槽状交错层理是由小型水流波纹迁移形成的。呈聚集状(或巢状)产出的颗粒支撑的砾岩(岩相F)，可以解释为冲积扇朵叶上的筛状沉积。片流或越岸流体将初始沉积物表面细粒的泥、沙组分侵蚀带走，而留下了相对粗粒的碎屑物质，导致粗粒组分相对富集而具有相对较好的分选性[37]。

在大多数情况下，剖面中的砂岩单元(岩相G)可以看作是与下伏砾岩构成的向上变细序列的细粒部分。砂岩单元可以解释为洪水事件水流能量减弱阶段的产物，而这部分又常常被下一期洪水事件带来的粗砾岩所侵蚀。这就导致在剖面中砂岩单元经常在横向上厚度不稳定，呈透镜层状延伸。因此，下伏砾岩单元代表了源区沉积物供应的幕式增加，而上覆砂岩单元则反映了沉积物供应减少的较长时期[34]。

另外，从露头剖面上实测的82个砾岩层厚度及其中最大砾石粒径的数据进行MPS-BTh投图(图5)，投点比较分散，二者并不呈正相关线性关系。据此可以推断，研究区砾岩层是在以河流作用为主要水动力而发生沉积的[26-27]。

图5 砾岩层最大砾石粒径(MPS)与砾岩层厚度(BTh)交汇图Fig.5 The maximum particle size (MPS) versus bed thickness (BTh) plot for the conglomerates

4.2 砾石统计及其物源

4.3 岩相变化的古气候意义

白垩纪是地史上典型的温室气候期，中国东南地区的上白垩统以广泛发育反映干旱古气候条件的古土壤、蒸发岩、风成砂为特征，反映了总体的干热古气候背景。以往的研究表明，永崇盆地圭峰群沉积环境的变化，不仅与断陷盆地的构造格局和盆缘断层活动及其导致的物源变化有关，而且也反映了古气候的变化趋势[17]。构造抬升不仅提供碎屑物质，同时也为碎屑物的堆积提供空间(如冲积扇)，而古气候变化则通过风化作用进而控制沉积作用及岩相的类型和分布[34]。通常情况下，气候变干可导致剖面中夹多层古土壤，而气候变湿润导致降水增加，在暴洪事件中将上游粗碎屑搬运到盆地发生沉积[38]。因此，圭峰群河口组砾岩为主的地层，是河流主导的冲积扇沉积体系的结果，记录了Coniacian-Santonian期相对湿润的古气候。而Campanian期东亚中纬度地区普遍干旱化[39]，降水减少，河流搬运能力减弱，粗碎屑多被保留在源区附近而不会被带到下游发生沉积[38]，因而在信江盆地塘边组中形成厚层风成砂岩夹古土壤的沉积序列。

5 结 论

(1)象山地质公园属于龙虎山世界地质公园的一部分，其丹霞地貌类型多样，包括峰丛、石崖、石柱、石梁、洞穴等景观，成景地层为上白垩统圭峰群河口组红色碎屑岩。在实测剖面上，砾岩组成具有明显的优势。砂岩常作为夹层分布于砾岩层之间，呈透镜层状，横向延伸不远。由于侵蚀作用强烈，砂岩层在横向上与砾岩相变快且明显。

(2)根据岩石组成和沉积构造特点，在象山地质公园徐岩景区实测剖面中可以识别出7种岩相单元，分别是正粒序砾岩、逆粒序砾岩、无沉积构造砾岩、平行层理砾岩、交错层理砾岩、聚集状砾岩、砂岩，为冲积扇沉积体系的产物。在沉积作用过程中，在盆地边缘断层活动和强降雨的诱导下，物源区(主要为盆地南部的早白垩世熔结凝灰岩)提供了充足的碎屑沉积物，辫状河流携带大量沉积物在山前冲积扇沉积体系中堆积下来形成厚度较大的红层序列。这些红层后来遭受地壳抬升、断层和节理切割、流水侵蚀及其他风化作用而形成现如今的丹霞地貌。

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