广东南雄盆地晚白垩世主田组沉积特征及古气候分析

2023-06-11朱蕾蕾陈留勤吴文斌

东华理工大学学报(自然科学版) 2023年2期

朱蕾蕾, 陈留勤, 吴文斌,2, 丁婷

(1. 东华理工大学地球科学学院,江西南昌 330013;2. 中科鼎实环境工程有限公司,北京 100020)

白垩纪是地史上典型的温室气候时期(Hay, 2011;Friedrich et al., 2012),国际上对该时期的古气候认识主要来自海洋沉积(Kasting et al., 2006;Aebig et al., 2017;Huber et al., 2018)。近年来,我国学者在松辽盆地白垩纪湖泊沉积工作中取得了突出成果(Wang et al.,2013;Gao et al., 2015),为深刻认识“白垩纪世界”提供了重要材料。与松辽盆地不同,中国东南地区白垩系主要为水上沉积(刘秀铭等,2014),地层普遍呈红色,它们沉积时与大气直接接触,对古气候变化十分敏感。古土壤是古代沉积环境和气候条件的重要地质记录者,通过古土壤特征的研究可以认识古气候和古景观、沉积环境变化及其控制因素(Kraus, 1999),为认识华南白垩纪沉积环境和古气候提供重要依据(李祥辉等,2009;陈留勤等,2018)。

广东省东北部的南雄盆地是华南地区晚中生代“盆岭构造”体系中一个典型的陆相断陷盆地(吴根耀,2006),白垩纪-新生代地层出露较为连续,是我国陆地白垩纪地质事件研究的热点地区之一(张显球等,2008;王尹,2012;Hou et al., 2019;赵梦婷等,2021)。南雄盆地拥有研究白垩纪末期恐龙灭绝事件的重要剖面(赵资奎等,1998),也是华南亚热带湿润气候环境红层劣地的代表(彭华等,2015)。位于盆地中南部的主田剖面主田组发育完整,层序清晰,含有较多古土壤层,是研究华南晚白垩世古气候和古环境的理想场所。笔者以南雄盆地主田剖面主田组红层作为研究对象,通过剖面实测和样品粒度、色度、磁化率、碳酸钙含量、总有机碳含量实验测试,研究主田组沉积环境和古气候特征,为更好认识华南地区晚白垩世古气候和古环境提供素材。

1 区域地质概况

南雄盆地主体位于广东省始兴县境内,东与江西信丰盆地相连,盆地东西长约80 km,南北宽约15 km,红层面积约为2 000 km2。南雄盆地以发育白垩纪红层为特征,地层累计厚2 525～7 250 m,其中上白垩统是南雄盆地白垩系的主要地层,含有大量恐龙蛋化石(赵资奎等,1998;李晓崧等,2021)。

张显球等(2013)依据沉积物从粗到细的变化,将南雄盆地红层划分为4个沉积旋回和2群9组8段,即南雄群(长坝组(K2c)、江头组(K2j)、园圃组(K2y)、大凤组(K2d)、主田组(K2z)、浈水组(K2zs)),罗佛寨群(上湖组(E2sh)、浓山组(E1n)、古城村组(E1g))。南雄盆地经历多次构造-岩浆活动,受加里东期、印支期、燕山期构造活动影响,成为一个不对称的伸展断陷,呈现“北断南超”的特征(舒良树等,2004),盆地呈北东东向展布,向北西倾斜,整个盆地呈箕状(图1)。

图1 南雄盆地地质简图(a.李佩贤等,2007;张显球等,2014)及主田剖面地理位置图(b)

2 样品收集与分析方法

本次实测的主田剖面始于古子坑村北约150 m,339县道东侧,终于梨园新村处约1.5 km。在实测剖面上按约2 m间距取样,共75件,分别为砂岩5件、古土壤层中的黏化层34件、钙板层31件和钙质结核5件。选择代表性样品磨制薄片,使用偏光显微镜观察样品的结构特征,对砂岩样品进行粒度分析。另外,对粉末样品进行色度、磁化率(χlf)、碳酸钙(CaCO3)含量和总有机碳(TOC)含量的测试。

色度测试采用国产3nh-NH 300高品质电脑色差仪。磁化率使用英国Bartington公司生产的MS-2型磁化率系统。通过测试密封样品与盐酸充分反应的气压差,利用克拉伯龙方程PV=nRT计算得出CaCO3含量(Bascomb,1961)。TOC用重铬酸钾滴定法测定,利用滴定反应完成时消耗的K2Cr2O7标准溶液计算样品TOC含量(Chen et al.,1999)。

3 分析结果

3.1 主田组实测剖面特征

在野外实测剖面上,主田组厚157 m,根据岩性组合及沉积特征,剖面可分为31层(图2)。主田剖面岩性主要为紫红色粉砂质泥岩,偶见砾岩。其中1～11层夹多层钙质淀积层,含大量钙质结核(直径约1～2 cm),发育钙板层,可见少量遗迹化石和土壤滑擦面。22～31层以紫红色泥质岩为主,可见少量砾岩,含大量遗迹化石,化石形态较小,并偶见方解石充填在内,该层面也发育土壤滑擦面,其中钙板层与黏化层互层形成土壤发生层。

图2 南雄盆地主田组地层柱状图

3.2 砂岩样品结构和成分

在偏光显微镜下,砂岩样品为颗粒支撑碎屑结构,磨圆度主要为次棱角至次圆状,少量为棱角状,分选性较好,颗粒间主要为点线接触(图3)。碎屑由石英、岩屑和少量长石组成,胶结物以钙质和铁质为主,填隙物为吸附Fe3+呈褐红色的黏土矿物。石英多为单晶石英,表面干净,可见均匀消光和港湾状溶蚀,主要为次棱角至次圆状。长石多为钾长石,少量为斜长石。斜长石通常呈板状,发育聚片双晶,多发生绢云母化。岩屑含量为15%～20%,主要包括千枚岩、片岩,其次是花岗岩和泥岩、砂岩。

图3 砂岩样品特征

3.3 砂岩样品粒度分析

选取主田组5个砂岩样品进行粒度实验。频率分布曲线(图4a)显示,主田组样品频率分布曲线主要呈单峰式,峰度整体中等至微尖,图形不对称,仅有个别样品呈双峰式,次峰位于粒度粗的一侧,曲线主次峰值分别分布在φ值为4～5和3.0～3.5之间,且5个样品中频率累积曲线(图4a)均较为陡峭,指示样品分选性较好。在主田组概率累积曲线中(图4b),曲线形态主要分为跳跃-悬浮两段式和滚动-跳跃-悬浮三段式,滚动-跳跃-悬浮三段式中滚动次总体和悬浮次总体含量较少,跳跃次总体含量约50%～80%,斜率较小,滚动组分含量不足1% ,悬浮组分斜率较大,分选性好。两段式由跳跃组分和悬浮组分构成,滚动组分不明显,跳跃主体在90%以上,最粗颗粒φ值达2.5～3.5,悬浮组分占比不大,斜率较大,分选性好。

图4 砂岩样品粒度分析曲线

3.4 古土壤特征

Retallack(2001,2003)认为遗迹化石、钙质淀积层(钙板层、成壤钙质结核)、潜育作用、滑擦面、黏化层、泥裂、晕斑都是识别地层中古土壤的标准。前人利用这些标志在南方白垩系红层中识别出古土壤并讨论了其古气候意义(李祥辉等,2009;陈留勤等,2018)。

在本次研究的实测剖面中,钙板层与黏化层互层连续发育,横向延伸较远。钙质淀积层呈浅灰绿色(图5a),滴稀盐酸强烈起泡。黏化层有定向排列的黏粒胶膜,抗风化能力弱,颜色为紫红色(图5b)。滑擦面有平行定向排列的黑褐色条纹,少数呈灰白色(图5c)。主田组2～8层见大量钙质结核,大多数质地较硬,抗风化能力强,呈浅红褐色或浅灰色,结核小的仅有0.5～1.0 cm,大者达15～30 cm,呈椭球状和生姜状(图5d),滴稀盐酸强烈起泡。潜育化现象主要为青灰色,产出形态呈片状、斑状或条带状,与层面大致平行分布(图5e)。剖面可见较多遗迹化石(图5f),多呈规则的柱状或弯曲状,有的内部被方解石充填。

3.5 古气候替代指标

古气候替代性指标主要包括色度、磁化率、碳酸钙含量、总有机碳含量,其中色度指标由L*(亮度)、a*(红度)、b*(黄度)、c*(饱和度)、h*(色调角)组成,各指标实验数据如表1所示。本研究以Ss代表砂岩层,Cd代表钙板层,Ah代表为黏化层,Cn代表钙质结核,将钙板层、黏化层、钙质结核三者均值作为古土壤值。由表1可知,砂岩层地层单元在色度指标中L*值最大,其他值均最小,在钙质结核、钙板层、黏化层这三个地层中表现相反。因此,古土壤层a*、b*、c*、h*值均高于砂岩层,L*值均小于砂岩层。磁化率(χlf )总体较低、波动明显,其中Ah层最高,Cd层次之,Cn层紧随其后,Ss层最低。CaCO3含量整体变化幅度较大,从大到小依次为Cn、Cd、Ss、Ah。TOC整体含量较低,排序为Ah>Cn>Cd>Ss。结合χlf 、CaCO3、TOC 这三个指标在各地层的关系,发现古土壤 χlf 与TOC均值高于砂岩层,两者具有一致性,而CaCO3含量呈现相反的特征(古土壤层均值低于砂岩层)。

表1 样品色度、磁化率、CaCO3 和TOC含量结果统计

4 讨论

4.1 沉积环境分析

中国东南部晚中生代发育断陷盆地,多为山间盆地,一般规模较小,在洪-冲积扇、河流、滨浅湖及局部沙漠沉积环境中形成了一套厚达数千米的红色碎屑岩序列(陈丕基,1997;Jiang et al., 2008;陈留勤,2018)。主田剖面主田组是一套以细砂岩、泥质粉砂岩为主的细碎屑岩。主田组红层砂岩层内有明显的水平层理构造。砾岩中见少量叠瓦状构造,发育正粒序层理构造及下粗上细的“二元结构”。古土壤层内有遗迹化石。显微镜下砂岩样品碎屑颗粒分选性较好,粒度分析曲线以“跳跃+悬浮”组分次总体为主,均表明颗粒经过较长距离的搬运,指示沉积环境主要为泛滥平原,伴有河流沉积。

4.2 气候替代性指标的古气候指示意义

色度是最直观的古气候检测指标。色度指标中L*代表亮度,高值指示土壤颜色亮,亮度的变化与有机质含量有一定关系,并随总有机碳含量的增加而减小。a*、b*受控于铁氧化物的含量,a*主要受赤铁矿影响,针铁矿会引起b*变化(Liu, 2005)。通常a*的高值反映暖湿的气候状况,低值反映干冷气候,干旱氧化作用较强则使土壤呈现红色,反之使土壤呈现黄色(Fernandez et al.,1988)。在色度指标中L*、a*和b*指标更具有代表性,主田组砂岩层L*值明显大于古土壤层(表1),表明砂岩层沉积时期降水较少,植被发育程度较低,有机质含量低,成壤作用弱。但a*值和b*值却明显低于古土壤,这有可能是沉积物中赤铁矿含量的影响,导致古土壤中整体致色矿物含量高于砂岩。a*值和b*值均指示古土壤沉积时期较暖湿。在色度指标曲线(图6)中,除 L*和h*曲线呈先增大后减小趋势,其余各指标 a*、b*、c*曲线均呈先减小后增大的趋势。

图6 主田剖面主田组古气候替代性指标变化曲线(席党鹏等,2019;Clyde et al., 2010)

磁化率主要受控于铁氧化物含量的变化,磁化率越高,气候条件越暖湿(韩家楙等,1991)。宋扬等(2012)在黄土研究中指出磁化率与降水有较好的正相关性,是影响磁化率的主要因素,而与温度的相关性较低。温暖多雨的环境,为铁磁性矿物转化为反铁磁性矿物提供了有利条件,而铁磁性矿物(磁铁矿、磁赤铁矿)通常主导着磁化率高低(刘青松等,2009)。研究区主田组低频χlf值均值为7.63×10-8m3/kg,数值整体低,这与广丰盆地周田组(吴文斌等,2020)、广东南雄盆地大塘剖面主田组(王文艳,2017)结果相似,说明以反铁磁性矿物为主要磁性矿物。χlf值与a*、b*值有相似的变化规律(图6),但主田组古土壤磁化率相对于砂岩层高,说明古土壤沉积时期降水较多。研究剖面χlf变化曲线整体呈增大趋势,可能是地层中赤铁矿含量上升所致,指示主田组红层成壤程度高,氧化环境呈增强趋势,反映了气候由相对湿热向干热变化的过程。

主田组CaCO3含量偏低,钙离子淀积向下淋移富集强度不够,可能指示该时期降水量总体较低,但高值与低值相差甚大,说明沉积时期可能经历过短暂的强降水阶段。砂岩层CaCO3含量均值较古土壤层小,而CaCO3含量曲线也呈先增大后减小的趋势,意味着降水量的减小,与古土壤中钙板层厚度变化所反映的古降水量减小一致。碳酸钙在剖面底部富集,也进一步反映可能有季节性强降水经常发生(何同,2012;张蕊,2017)。

沉积物中的 TOC含量反映植被发育情况,高值表示有机质多,有效湿度较大,指示暖湿环境,反之则指示干旱氧化环境(Xu et al., 2006)。研究样品TOC含量整体偏低,说明降水整体偏低,不利于有机质的保存,指示主田组总体为干旱氧化的沉积环境。TOC含量曲线具有多个峰值,但整体呈缓慢减小趋势。主田组古土壤层TOC含量比砂岩层高,据此推测古土壤沉积时期气候相对暖湿。

前人在主田组中发现温带孢粉化石,指示生长于干凉气候环境(谢振东等,2001),结合本次研究中CaCO3含量曲线的变化特征,可以认为在该时期有间歇性的变冷气候阶段(Huber et al., 2018)。张显球等(2008)在南雄盆地的红层中发现了水生古生物化石,指示干湿交替使短暂或季节性积水。古气候替代指标反映了南雄盆地晚白垩世主田组沉积时期存在气候波动,具有由相对湿热向干热变化的趋势,但总体为干旱氧化的沉积环境,这与同时期陆相红层古气候变化具有较好的一致性(彭远新等,2019)。