福建晚白垩世古土壤特征及其古环境意义

毛学刚 ，陈金牛，师永辉，刘秀铭 ,

1.福建师范大学 地理研究所，福州 350007

2.福建省湿润亚热带山地生态重点实验室 —— 省部共建国家重点实验室培育基地，福州 350007

3.福建师范大学 地理科学学院，福州 350007

古土壤是地质时期形成并保存下来的土壤，受气候、母质、地形、植被等多种因素影响，气候因素是其中最重要的因素之一，直接决定古土壤的类型和发育程度，是重建古气候和古环境的重要手段（Sheldon and Tabor，2009；Tabor and Myers，2015）。古土壤反映地表物质风化成壤的过程，而非水下沉积过程。黄土高原曾被认为是湖相沉积，而黄土沉积中红色氧化型古土壤的识别（朱显谟，1958）有力地反驳了黄土高原“水成说”，为黄土“风成说”提供了有利佐证。近些年来，第四纪以前的古土壤逐渐引起人们的兴趣，虽然古土壤在老地层中普遍存在，但是后期埋藏作用常使古土壤不易被准确识别。古土壤的发生层常被误认为是沉积层理，从而将许多古土壤误判为河流-湖泊-海洋等水下沉积（刘秀铭等，2014）。因此，必须采用系统的方法对古土壤进行识别和解释（Retallack，1997，2001）。近些年来，以现代土壤发育特征和气候参数关系为基础，提出了许多古土壤的古气候定量化重建方法，以古土壤为基础的古气候重建逐渐从定性描述向定量化发展（Retallack，2005；Sheldon and Tabor，2009）。

白垩纪是温室效应的重要时期，在中国陆地上发育了大范围的白垩系红层盆地，不同区域地层基本可以对比（席党鹏等，2019）。红层沉积表现为砂砾层、砂层、粉砂层和泥岩互层沉积，一般被认为是河湖相沉积或冲积相-洪积相沉积（福建省地质矿产局，1996；彭华和吴志才，2003）。对于洪积相或冲积相沉积地层，在沉积间歇期常发育古土壤，是研究此类地层古气候和古环境的重要手段（Kraus，1999）。近些年来中国白垩系红层盆地中古土壤也逐渐被认识，部分被应用到古气候重建，如东北松辽盆地（Huang et al，2013）、广东南雄盆地（Ma et al，2018）、四川盆地（Huang et al，2012；Li et al，2016）、浙闽盆地（李祥辉等，2009）。

李祥辉等（2009）通过野外观察识别出浙江和福建白垩纪中期红层盆地中三类古土壤，分别为黏质古土壤、钙质古土壤和铁质古土壤，分别对应湿润—半湿润，干旱—半干旱和亚热带半干旱气候，其中福建连城早白垩世古土壤（均口组或沙县组下部）被认为是铁质古土壤，代表亚热带半干旱气候，对沙县组上部晚白垩世古土壤没有详细说明。福建晚白垩世地层主要为红色碎屑沉积，其中同样发育古土壤。对古土壤特征的认识有助于准确理解古环境，为古气候重建奠定基础。福建连城红层盆地是白垩系沙县组主要分布地区，本研究以福建连城县典型的红层剖面为基础，通过野外观察和土壤微结构等方法总结古土壤特征，并分析古土壤形成时的古环境。

1 材料与方法

1.1 研究区地质背景

白垩纪晚期受燕山运动的影响，中国东南浙闽粤沿海形成高大海岸山脉（图1），长约3500 —4000 km，宽可达500 km（Chen，1987，2000）。高大山脉阻挡了来自于太平洋的暖湿气流，使山脉西侧内陆趋向干旱化，主要为热带或亚热带干热环境，局部或形成沙漠（江新胜和李玉文，1996）。山地隆升加快了物理风化，在内陆盆地形成厚层红色碎屑岩沉积，以砂砾岩、砂岩、粉砂岩为主，在福建西部形成沙县组和崇安组，相当于广东的丹霞组和浙江的方岩组。

图1 晚白垩世早期中国及相邻区域古地理（根据Chen（1987）、Amiot et al（2015）修改）Fig. 1 Paleogeography of China and surrounding areas in early Late Cretaceous (modified after Chen (1987), Amiot et al (2015))

已有多种方法确定沙县组的年代框架，古地磁显示福建西部沙县组为晚白垩世（森永速男等，1999），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。上杭县沙县组古地磁年龄为105 — 85 Ma（胡联浩等，1990），为晚白垩世早期—中期，闽西红层盆地孢粉和植物化石显示沙县组为晚白垩世早中期（郑芬和黎文本，1986；梁诗经等，2006），根据火山岩锆石U-Pb定年，闽西赤石群的沙县组介于115 — 93 Ma，其上伏崇安组可能晚于~100 Ma（李祥辉等，2018）。综上，福建西部沙县组为晚白垩世早中期。

1.2 地层和样品

福建白垩系地质单元以政和—大埔（广东）为界，以东主要为火山堆积地层，以西为碎屑沉积地层（福建省地质矿产局，1996）（图2a），上白垩统的沙县组和崇安组以红色碎屑岩为主（图2b）。崇安组以红色砾岩和砂砾岩为主（图2c），颗粒较粗，主要为山间盆地洪积或冲积相沉积，是丹霞地貌主要的造景地层。下覆沙县组以红色粉砂、砂和黏土互层为主要特征（梁诗经等，1992），夹薄层砾石层和砂砾层（图2c），易受风化侵蚀。冠豸山（GZS）剖面（25°42′18″N，116°46′01″E，海拔376 m）位于龙岩市连城县县城以东约2 km（图2a），冠豸山景区外围，是典型的白垩系沙县组地层（图2c）。此剖面为钙质粉砂岩和砂岩互层，与沙县组上部特征一致（图2c）。另外，沙县组和崇安组界线在此剖面东北约1 km处，推断冠豸山剖面处于沙县组中上部（图2c）。

图2 福建白垩系红层分布及其岩性地层Fig. 2 Distribution and lithology of Cretaceous red beds in Fujian

冠豸山剖面共15.8 m，北东—南西走向（20°），地层倾角为25°，为红色钙质粉砂与砂岩互层（图3）。冠豸山剖面以粉砂为主，呈现7层砂岩层，厚薄不一，砂岩层下部通常为高频薄层沉积，砂岩层抗风化强，向外突出，砂岩层间的粉砂层易风化，疏松，粉砂层无明显沉积层理。野外每间隔10 — 40 cm不等间距采样，粉砂层采样密而砂岩层采样稀疏，共采66个样品（G1 — G66），样品在室内自然晾干备测。另采集若干块状样品，用于制作土壤薄片。

图3 福建连城GZS剖面Fig. 3 Field images of GZS section in Liancheng

1.3 实验方法

用X荧光光谱仪（Epsilon 3 XLE）测地球化学常量元素含量，测量精度≥95%，测试结果以氧化物形式表示，采用压片法测试，具体测试流程和方法参见吕镔等（2016）。使用ICP-MS测量部分样品的稀土元素（REE）。古土壤薄片制备参见Fitzpatrick（1984）、Tate and Retallack（1995）。为防止黏土遇水膨胀致使样品表面粗糙和破碎，样品切割和打磨过程中需用煤油，而不是水。实验在福建师范大学完成。

2 结果和讨论

2.1 古土壤的识别和类型

土壤形成和发育过程中伴随生物（如植物根和动物潜穴）的参与和理化性质的改变（如粒度、结构和化学成分的分异），这些特征是判断古土壤的主要依据，可以通过野外观察、土壤薄片微结构识别古土壤。野外观察是识别古土壤最基础的方法，主要观察植物根迹、土壤发生层、土壤结构（Retallack，1988）。土壤形成过程中动物（如蚯蚓）活动的洞穴被沉积物或黏土填充，也是判断古土壤的重要依据，根迹时常与虫孔伴生（李祥辉等，2009）。古土壤中的虫孔、根孔与水中沉积物中的虫孔（如螃蟹洞穴）、根孔（如红树林）不同，可结合沉积物特征区分。长期处于水下的沉积物呈现灰色或黑色等还原颜色，而氧化环境中的古土壤多表现为红色。沉积与成壤是两个相对的过程，土壤的发育是对原沉积特征（如沉积层理）的破坏和物质成分改造的过程，形成土壤发生层，土壤发生层之间的界限是过渡的、逐渐变化的，不同于沉积层理截然分明的界限。古土壤中A层主要表现为植物根迹和动物潜穴，通常为古土壤表层；B层表现为土壤结构性特征（Bw）、黏土富集（Bt）、钙质淀积（Bk，钙结核层）等；C层表现为母质成分或残留沉积层理。土壤发育过程中形成不同的土壤结构体，如粒状结构、块状结构、团块结构、柱状结构等；土壤细颗粒黏土湿时膨胀、干时收缩，干湿作用产生挤压而在其表面形成光滑的黏土滑擦面或擦痕，是土壤结构的重要特征之一。在较湿润的土壤中常出现黏土胶膜或铁锰胶膜，这些都是判断古土壤的重要依据。

根据根迹、土壤发生层和土壤结构，初步识别出GZS剖面中的古土壤（图4）。GZS剖面中古土壤发育较弱，厚度较小，根迹较为细小，常与虫孔伴生，根迹边缘较弯曲，尾端较细。虫孔边缘平直，常为圆柱状。GZS古土壤部分发育Bw层，无明显黏化层（Bt）和钙积层（Bk），黏土滑擦面在GZS部分古土壤中较为普遍。GZS剖面共识别出10个古土壤剖面，大部分古土壤出现在粉砂层，处于粉砂层和砂层交界处的古土壤部分被侵蚀，如7.6 m和1.2 m处古土壤A层部分被侵蚀，野外可见明显的侵蚀面。

在显微镜下呈现的微结构和矿物组成有助于判断古土壤（Brewer，1976），薄片观察进一步证实对古土壤和沉积层的判断（图5）。在粉砂层，粉砂级石英颗粒均匀地分布在黏土颗粒之间，石英颗粒之间或接触或分离，黏土颗粒并没有定向排列，说明这些黏土颗粒可能不是成壤过程中形成的，反映出古土壤发育程度弱。GZS剖面中虫孔和根孔普遍，通常被后期沉积物所填充，图5a中虫孔先被粉砂级石英颗粒填充，之后在上部又填充了黏土。图5b中根孔被后期石英颗粒填充。图5c清晰地显示水平层理被部分破坏，保留沉积层理，说明虽有古土壤发育，但发育程度弱。图5d显示石英颗粒密集分布，部分相连，中部有砂级石英颗粒。薄片观察证实粉砂级颗粒是剖面中主要的粒级组分，且粉砂颗粒粒径相对均一，石英颗粒棱角明显。

根据古土壤发育特征，依据中国土壤系统分类（龚子同，1999）和美国土壤系统分类（Soil Survey Staff，2014），GZS剖面古土壤主要分为两类，一类是雏形土（中国土壤系统分类）或始成土（美国土壤系统分类），如古土壤PS1 — PS4、PS7、PS9、PS10。这类古土壤发育有Bw层，通常表现为黏土滑擦面，黏土含量随深度加深并没有显著富集，没有形成黏化层（淋溶土），是GZS剖面中最主要的古土壤类型。另一类是新成土（中国土壤系统分类，美国土壤系统分类），如古土壤PS5、PS6、PS8，这类古土壤薄，发育弱，残留层理明显。虽然GZS剖面主要为钙质胶结，但并没有形成明显的钙结核淀积层，不作为干旱土。

2.2 古土壤地化元素迁移

土壤发育过程中伴随地球化学元素迁移，引起不同化学元素在垂直方向上淋失或富集。Brimhall et al（1991）、Brimhall et al（1992）提出成壤可以看作是物理（如挤压）、化学（如地化元素迁移）和生物（如动植物活动）等综合作用的结果，并用地球化学元素模型定量描述这些成壤过程，如方程(1)、(2)所示：

式中：V为体积，ρ为密度，C为元素或化合物质量比例（%），i为风化过程中的稳定化合物或元素（在此为TiO2），j为风化元素或化合物（如SiO2、Al2O3等），p为母质，w为风化物质。

土壤地球化学元素在垂直方向上的变化是相对于母质而言的，以风化过程中稳定元素i（如Ti）为基准，由于可迁移物质的流失或富集使稳定元素Ti的相对含量发生变化，TiO2相对于母质的体积变化表示为应变量（strain）ϵi,w（方程(1)），母质ϵi,w= 0，成壤ϵi,w＜0（收缩），沉积ϵi,w＞0（膨胀）。某种元素或化合物相对于母质的质量变化表示为质量迁移（mass transport）τj,w（方程(2)），母质τj,w= 0，τj,w＜0表示元素j较母质质量降低，而τj,w＞0表示元素j质量较母质增加，成壤过程中大部分元素质量降低，τj,w＜0，但也有部分元素在成壤过程中质量比例增加。

GZS剖面古土壤地球化学元素变化见图4和表1。在识别出的10个古土壤剖面中，ϵTi均小于零，表明成壤过程中垂直方向上发生元素迁移。大部分古土壤发育过程中地化元素质量降低，τj,w＜0，部分元素质量比例增加（如Al、Fe3+、K、Mg）（图4），如氧化环境使Fe3+增加，埋藏作用使K含量增加（Sheldon and Tabor，2009），土壤形成过程中风积物可能是部分元素质量增加的原因。τj,w和ϵi,w随深度的变化总体上表现为渐变特征，反映自上而下的风化成壤过程。另外，相对于古土壤母质，τj,w和ϵi,w在垂直方向上的变化并不大，特别是PS3 — PS6和PS8。说明古土壤发育程度并不强，与野外观察和薄片观察的古土壤特征基本一致。

2.3 古土壤形成的古环境

GZS红层沉积物主要为粉砂颗粒，薄片微结构显示粉砂颗粒粒径均一，分选性好，棱角显著，磨圆度差（图5），与风成沉积颗粒相似（刘东生，1985）。GZS红层与黄土高原典型风积黄土（Liang et al，2009）和安徽宣城近源风成沉积（Hao et al，2010；Qiao et al，2011）有 相 似 的REE分布特征（图6a），说明GZS样品与后两者相似，沉积前经过充分的混合，与风成沉积相似。因此，GZS红层中存在一定量的风成沉积组分。与典型风成沉积不同，GZS红层中风积组分只是其中的一部分，同时存在暂时性流水搬运带来的砂级粗颗粒，如图5d中的砂级石英颗粒。白垩纪晚期东南地区高大海岸山脉阻挡来自海洋的暖湿气流是造成福建西部内陆干旱化的重要原因（Chen，1987，2000），干旱化使风成沉积越发普遍。因为GZS红层颗粒以粉砂为主，不同于粗粒的风成砂，也没有风成砂的交错层理，其中的风成沉积组分可能与粉尘沉积相似。然而，GZS红层中的风成沉积与典型黄土沉积存在明显差异，典型黄土没有沉积层理，GZS剖面图中的层理是流水搬运风积物再次沉积而成，磁性矿物特征同样显示存在再次搬运沉积的现象（吕镔等，2019）。由于红色碎屑沉积物形成于强氧化环境，赤铁矿是主要的致色矿物（刘秀铭等，2014），因此，流水搬运是短暂的，并非典型的河流沉积。红色碎屑沉积之后，暴露在地表经历一定程度的成壤过程，形成古土壤。风成沉积可能一直存在，物源相对稳定，只是不同时期搬运动力条件差异形成砂层和粉砂层。古土壤形成过程中可能也伴随一定的风成沉积，是个别古土壤某些地球化学元素（如Al和Fe）质量比例相对于母质有所增加的重要原因（Brimhall et al，1991；Brimhall et al，1992）（图4）。地化参数比值K2O / Al2O3与TiO2/ Al2O3关系图（图6b）显示不同物源的沉积物分布（Hao et al，2010），据此可知GZS红层既不同于黄土高原长距离搬运的风积黄土，也不同于亚热带近源黄土沉积，其物源有待进一步研究。

图5 GZS剖面古土壤微结构特征Fig. 5 Paleosol micromorphology of GZS section

表 1 GZS 古土壤剖面的常量元素地球化学Tab. 1 Geochemical data of GZS paleosol profiles

图4 连城GZS剖面古土壤剖面及其地球化学元素迁移Fig. 4 Paleosol sequences and strain and mass transport with depth (all element values are in mole unit)

结合野外观察、土壤微结构和地球化学元素迁移，在GZS剖面识别出两类古土壤共10个古土壤剖面，同时确定其古土壤发育较弱的总体特征，其古土壤发育程度远不及黄土高原西峰古土壤（Liang et al，2009）和亚热带风成黄土-古土壤（Han et al，2019）。另一方面，GZS红层沉积物的地化分析显示出中等风化程度，风化指数（CIA）平均值约为80（图6c，表1），且砂层和粉砂层风化指数相似，高于黄土高原西峰黄土-古土壤，略低于亚热带风成黄土-古土壤。对比可知，GZS剖面古土壤发育较弱与沉积物风化较强是不一致的，这种不一致说明红层沉积之前已经历了相当程度的风化，沉积之后相对干旱的古气候使古土壤发育较弱。显然，此红层沉积和古土壤发育不同于风成黄土-古土壤。对于黄土而言，源区粉尘化学风化程度弱，沉积后在间冰期暖湿气候条件下古土壤发育较强，古土壤发育程度与沉积区古气候变化是一致的，是古气候重建的基础。然而，GZS红层化学风化强度与古土壤发育程度不一致，故不能直接用沉积物化学风化参数反映此地古环境和古气候。在此情况下，古土壤发育特征是理解古气候和古环境的重要载体。GZS剖面中的古土壤发育弱，虽然黏土滑擦面反映气候的干湿变化，但总体没有形成黏化层和钙结核层，说明气候干旱，降水较少。钙结核通常形成于干旱—半干旱土壤，干湿交替的气候条件促进钙结核的形成和淀积，在土壤中为钙积层（Bk）。钙结核的淀积深度与年均降水量正相关，钙结核的淀积厚度与季节最大降水量正相关，能应用于古降水重建（Retallack，2005）。GZS剖面古土壤发育中没有出现明显的钙结核淀积，一方面可能气候干旱，没有发生显著的钙淋溶淀积，另一方面也可能由于沉积较快，成壤时间短，钙质淀积不显著。推测此阶段以短期集中降水为主，形成沉积层理，与白垩纪中期亚热带干旱气候（对应铁质古土壤）（李祥辉等，2009；Li et al，2013）相比更加干旱，在总体干旱的背景下以短期集中降水为主。

图6 连城GZS剖面地球化学特征及与风成黄土-古土壤的对比Fig. 6 GZS geochemical characterization and its comparison with aeolian loess-paleosol

关于红层是否反映古气候，反映什么样的古气候争论已久（Krynine，1949；Walker，1967；van Houten，1973；Sheldon，2005），红层中古土壤特征是检验其古气候的重要手段（Sheldon，2005）。如果红色是次生色，即随着古土壤发育形成，如黄土沉积之后发育红色氧化型古土壤，那么红层的风化强度与古土壤发育强度一致，二者结合可重建古气候。如果红色是原生色，即沉积前已是红色，经历了较强的风化再沉积，沉积后成壤作用弱，古土壤发育强度与红层本身的风化强度不一致，如本文的GZS红层，需依赖古土壤认识古气候，例如：对于干旱—半干旱型古土壤，可根据古土壤中钙结核淀积深度和厚度重建古降水（Mao et al，2019）。可见，古土壤是红层古气候和古环境认识的重要手段。

3 结论

白垩纪晚期福建西部发育众多红层盆地，连城盆地GZS剖面是晚白垩世沙县组典型地层，通过对GZS剖面中古土壤的系统研究，得出以下结论：

（1）根据野外观察根迹、虫孔和土壤发生层次，结合微结构和地化元素迁移，在GZS剖面中识别出两类古土壤（新成土和始成土）共10个古土壤剖面。

（2）GZS古土壤总体发育弱，没有形成黏化层和钙结核层，黏土颗粒没有形成定向排列，大部分古土壤相对于母质地球化学元素垂直迁移较小。

（3）GZS红层中包含河流沉积和一定量的风成沉积组分，风成粉砂沉积物经短暂流水搬运再次沉积，形成沉积层理，沉积之后在地表经历成壤过程，发育古土壤。可能与黄土高原远源沉积的黄土和南方亚热带近源沉积的黄土存在不同的物源。

（4）GZS红层沉积物化学风化程度较高，与古土壤发育弱不一致，说明红层碎屑沉积物在沉积之前已经历了相当程度的风化，沉积之后干旱环境使古土壤发育弱，不能直接利用沉积物化学风化参数反映古气候或古环境，需借助古土壤特征。GZS古土壤反映福建西部晚白垩世早中期总体干旱的特征，可能以短期集中降水为主。古土壤是认识红层古气候和古环境的重要依据。

致谢：感谢美国俄勒冈大学Gregory Retallack教授参与讨论。