毛學(xué)剛 ，陳金牛，師永輝，劉秀銘 ,

1.福建師范大學(xué) 地理研究所，福州 350007

2.福建省濕潤亞熱帶山地生態(tài)重點實驗室 —— 省部共建國家重點實驗室培育基地，福州 350007

3.福建師范大學(xué) 地理科學(xué)學(xué)院，福州 350007

古土壤是地質(zhì)時期形成并保存下來的土壤，受氣候、母質(zhì)、地形、植被等多種因素影響，氣候因素是其中最重要的因素之一，直接決定古土壤的類型和發(fā)育程度，是重建古氣候和古環(huán)境的重要手段（Sheldon and Tabor，2009；Tabor and Myers，2015）。古土壤反映地表物質(zhì)風(fēng)化成壤的過程，而非水下沉積過程。黃土高原曾被認(rèn)為是湖相沉積，而黃土沉積中紅色氧化型古土壤的識別（朱顯謨，1958）有力地反駁了黃土高原“水成說”，為黃土“風(fēng)成說”提供了有利佐證。近些年來，第四紀(jì)以前的古土壤逐漸引起人們的興趣，雖然古土壤在老地層中普遍存在，但是后期埋藏作用常使古土壤不易被準(zhǔn)確識別。古土壤的發(fā)生層常被誤認(rèn)為是沉積層理，從而將許多古土壤誤判為河流-湖泊-海洋等水下沉積（劉秀銘等，2014）。因此，必須采用系統(tǒng)的方法對古土壤進(jìn)行識別和解釋（Retallack，1997，2001）。近些年來，以現(xiàn)代土壤發(fā)育特征和氣候參數(shù)關(guān)系為基礎(chǔ)，提出了許多古土壤的古氣候定量化重建方法，以古土壤為基礎(chǔ)的古氣候重建逐漸從定性描述向定量化發(fā)展（Retallack，2005；Sheldon and Tabor，2009）。

白堊紀(jì)是溫室效應(yīng)的重要時期，在中國陸地上發(fā)育了大范圍的白堊系紅層盆地，不同區(qū)域地層基本可以對比（席黨鵬等，2019）。紅層沉積表現(xiàn)為砂礫層、砂層、粉砂層和泥巖互層沉積，一般被認(rèn)為是河湖相沉積或沖積相-洪積相沉積（福建省地質(zhì)礦產(chǎn)局，1996；彭華和吳志才，2003）。對于洪積相或沖積相沉積地層，在沉積間歇期常發(fā)育古土壤，是研究此類地層古氣候和古環(huán)境的重要手段（Kraus，1999）。近些年來中國白堊系紅層盆地中古土壤也逐漸被認(rèn)識，部分被應(yīng)用到古氣候重建，如東北松遼盆地（Huang et al，2013）、廣東南雄盆地（Ma et al，2018）、四川盆地（Huang et al，2012；Li et al，2016）、浙閩盆地（李祥輝等，2009）。

李祥輝等（2009）通過野外觀察識別出浙江和福建白堊紀(jì)中期紅層盆地中三類古土壤，分別為黏質(zhì)古土壤、鈣質(zhì)古土壤和鐵質(zhì)古土壤，分別對應(yīng)濕潤—半濕潤，干旱—半干旱和亞熱帶半干旱氣候，其中福建連城早白堊世古土壤（均口組或沙縣組下部）被認(rèn)為是鐵質(zhì)古土壤，代表亞熱帶半干旱氣候，對沙縣組上部晚白堊世古土壤沒有詳細(xì)說明。福建晚白堊世地層主要為紅色碎屑沉積，其中同樣發(fā)育古土壤。對古土壤特征的認(rèn)識有助于準(zhǔn)確理解古環(huán)境，為古氣候重建奠定基礎(chǔ)。福建連城紅層盆地是白堊系沙縣組主要分布地區(qū)，本研究以福建連城縣典型的紅層剖面為基礎(chǔ)，通過野外觀察和土壤微結(jié)構(gòu)等方法總結(jié)古土壤特征，并分析古土壤形成時的古環(huán)境。

1 材料與方法

1.1 研究區(qū)地質(zhì)背景

白堊紀(jì)晚期受燕山運(yùn)動的影響，中國東南浙閩粵沿海形成高大海岸山脈（圖1），長約3500 —4000 km，寬可達(dá)500 km（Chen，1987，2000）。高大山脈阻擋了來自于太平洋的暖濕氣流，使山脈西側(cè)內(nèi)陸趨向干旱化，主要為熱帶或亞熱帶干熱環(huán)境，局部或形成沙漠（江新勝和李玉文，1996）。山地隆升加快了物理風(fēng)化，在內(nèi)陸盆地形成厚層紅色碎屑巖沉積，以砂礫巖、砂巖、粉砂巖為主，在福建西部形成沙縣組和崇安組，相當(dāng)于廣東的丹霞組和浙江的方巖組。

圖1 晚白堊世早期中國及相鄰區(qū)域古地理（根據(jù)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))

已有多種方法確定沙縣組的年代框架，古地磁顯示福建西部沙縣組為晚白堊世（森永速男等，1999），古緯度約24.9°N（森永速男等，1999），比現(xiàn)在位置稍靠南，處于亞熱帶范圍。上杭縣沙縣組古地磁年齡為105 — 85 Ma（胡聯(lián)浩等，1990），為晚白堊世早期—中期，閩西紅層盆地孢粉和植物化石顯示沙縣組為晚白堊世早中期（鄭芬和黎文本，1986；梁詩經(jīng)等，2006），根據(jù)火山巖鋯石U-Pb定年，閩西赤石群的沙縣組介于115 — 93 Ma，其上伏崇安組可能晚于~100 Ma（李祥輝等，2018）。綜上，福建西部沙縣組為晚白堊世早中期。

1.2 地層和樣品

福建白堊系地質(zhì)單元以政和—大埔（廣東）為界，以東主要為火山堆積地層，以西為碎屑沉積地層（福建省地質(zhì)礦產(chǎn)局，1996）（圖2a），上白堊統(tǒng)的沙縣組和崇安組以紅色碎屑巖為主（圖2b）。崇安組以紅色礫巖和砂礫巖為主（圖2c），顆粒較粗，主要為山間盆地洪積或沖積相沉積，是丹霞地貌主要的造景地層。下覆沙縣組以紅色粉砂、砂和黏土互層為主要特征（梁詩經(jīng)等，1992），夾薄層礫石層和砂礫層（圖2c），易受風(fēng)化侵蝕。冠豸山（GZS）剖面（25°42′18″N，116°46′01″E，海拔376 m）位于龍巖市連城縣縣城以東約2 km（圖2a），冠豸山景區(qū)外圍，是典型的白堊系沙縣組地層（圖2c）。此剖面為鈣質(zhì)粉砂巖和砂巖互層，與沙縣組上部特征一致（圖2c）。另外，沙縣組和崇安組界線在此剖面東北約1 km處，推斷冠豸山剖面處于沙縣組中上部（圖2c）。

圖2 福建白堊系紅層分布及其巖性地層Fig. 2 Distribution and lithology of Cretaceous red beds in Fujian

冠豸山剖面共15.8 m，北東—南西走向（20°），地層傾角為25°，為紅色鈣質(zhì)粉砂與砂巖互層（圖3）。冠豸山剖面以粉砂為主，呈現(xiàn)7層砂巖層，厚薄不一，砂巖層下部通常為高頻薄層沉積，砂巖層抗風(fēng)化強(qiáng)，向外突出，砂巖層間的粉砂層易風(fēng)化，疏松，粉砂層無明顯沉積層理。野外每間隔10 — 40 cm不等間距采樣，粉砂層采樣密而砂巖層采樣稀疏，共采66個樣品（G1 — G66），樣品在室內(nèi)自然晾干備測。另采集若干塊狀樣品，用于制作土壤薄片。

圖3 福建連城GZS剖面Fig. 3 Field images of GZS section in Liancheng

1.3 實驗方法

用X熒光光譜儀（Epsilon 3 XLE）測地球化學(xué)常量元素含量，測量精度≥95%，測試結(jié)果以氧化物形式表示，采用壓片法測試，具體測試流程和方法參見呂鑌等（2016）。使用ICP-MS測量部分樣品的稀土元素（REE）。古土壤薄片制備參見Fitzpatrick（1984）、Tate and Retallack（1995）。為防止黏土遇水膨脹致使樣品表面粗糙和破碎，樣品切割和打磨過程中需用煤油，而不是水。實驗在福建師范大學(xué)完成。

2 結(jié)果和討論

2.1 古土壤的識別和類型

土壤形成和發(fā)育過程中伴隨生物（如植物根和動物潛穴）的參與和理化性質(zhì)的改變（如粒度、結(jié)構(gòu)和化學(xué)成分的分異），這些特征是判斷古土壤的主要依據(jù)，可以通過野外觀察、土壤薄片微結(jié)構(gòu)識別古土壤。野外觀察是識別古土壤最基礎(chǔ)的方法，主要觀察植物根跡、土壤發(fā)生層、土壤結(jié)構(gòu)（Retallack，1988）。土壤形成過程中動物（如蚯蚓）活動的洞穴被沉積物或黏土填充，也是判斷古土壤的重要依據(jù)，根跡時常與蟲孔伴生（李祥輝等，2009）。古土壤中的蟲孔、根孔與水中沉積物中的蟲孔（如螃蟹洞穴）、根孔（如紅樹林）不同，可結(jié)合沉積物特征區(qū)分。長期處于水下的沉積物呈現(xiàn)灰色或黑色等還原顏色，而氧化環(huán)境中的古土壤多表現(xiàn)為紅色。沉積與成壤是兩個相對的過程，土壤的發(fā)育是對原沉積特征（如沉積層理）的破壞和物質(zhì)成分改造的過程，形成土壤發(fā)生層，土壤發(fā)生層之間的界限是過渡的、逐漸變化的，不同于沉積層理截然分明的界限。古土壤中A層主要表現(xiàn)為植物根跡和動物潛穴，通常為古土壤表層；B層表現(xiàn)為土壤結(jié)構(gòu)性特征（Bw）、黏土富集（Bt）、鈣質(zhì)淀積（Bk，鈣結(jié)核層）等；C層表現(xiàn)為母質(zhì)成分或殘留沉積層理。土壤發(fā)育過程中形成不同的土壤結(jié)構(gòu)體，如粒狀結(jié)構(gòu)、塊狀結(jié)構(gòu)、團(tuán)塊結(jié)構(gòu)、柱狀結(jié)構(gòu)等；土壤細(xì)顆粒黏土濕時膨脹、干時收縮，干濕作用產(chǎn)生擠壓而在其表面形成光滑的黏土滑擦面或擦痕，是土壤結(jié)構(gòu)的重要特征之一。在較濕潤的土壤中常出現(xiàn)黏土膠膜或鐵錳膠膜，這些都是判斷古土壤的重要依據(jù)。

根據(jù)根跡、土壤發(fā)生層和土壤結(jié)構(gòu)，初步識別出GZS剖面中的古土壤（圖4）。GZS剖面中古土壤發(fā)育較弱，厚度較小，根跡較為細(xì)小，常與蟲孔伴生，根跡邊緣較彎曲，尾端較細(xì)。蟲孔邊緣平直，常為圓柱狀。GZS古土壤部分發(fā)育Bw層，無明顯黏化層（Bt）和鈣積層（Bk），黏土滑擦面在GZS部分古土壤中較為普遍。GZS剖面共識別出10個古土壤剖面，大部分古土壤出現(xiàn)在粉砂層，處于粉砂層和砂層交界處的古土壤部分被侵蝕，如7.6 m和1.2 m處古土壤A層部分被侵蝕，野外可見明顯的侵蝕面。

在顯微鏡下呈現(xiàn)的微結(jié)構(gòu)和礦物組成有助于判斷古土壤（Brewer，1976），薄片觀察進(jìn)一步證實對古土壤和沉積層的判斷（圖5）。在粉砂層，粉砂級石英顆粒均勻地分布在黏土顆粒之間，石英顆粒之間或接觸或分離，黏土顆粒并沒有定向排列，說明這些黏土顆?？赡懿皇浅扇肋^程中形成的，反映出古土壤發(fā)育程度弱。GZS剖面中蟲孔和根孔普遍，通常被后期沉積物所填充，圖5a中蟲孔先被粉砂級石英顆粒填充，之后在上部又填充了黏土。圖5b中根孔被后期石英顆粒填充。圖5c清晰地顯示水平層理被部分破壞，保留沉積層理，說明雖有古土壤發(fā)育，但發(fā)育程度弱。圖5d顯示石英顆粒密集分布，部分相連，中部有砂級石英顆粒。薄片觀察證實粉砂級顆粒是剖面中主要的粒級組分，且粉砂顆粒粒徑相對均一，石英顆粒棱角明顯。

根據(jù)古土壤發(fā)育特征，依據(jù)中國土壤系統(tǒng)分類（龔子同，1999）和美國土壤系統(tǒng)分類（Soil Survey Staff，2014），GZS剖面古土壤主要分為兩類，一類是雛形土（中國土壤系統(tǒng)分類）或始成土（美國土壤系統(tǒng)分類），如古土壤PS1 — PS4、PS7、PS9、PS10。這類古土壤發(fā)育有Bw層，通常表現(xiàn)為黏土滑擦面，黏土含量隨深度加深并沒有顯著富集，沒有形成黏化層（淋溶土），是GZS剖面中最主要的古土壤類型。另一類是新成土（中國土壤系統(tǒng)分類，美國土壤系統(tǒng)分類），如古土壤PS5、PS6、PS8，這類古土壤薄，發(fā)育弱，殘留層理明顯。雖然GZS剖面主要為鈣質(zhì)膠結(jié)，但并沒有形成明顯的鈣結(jié)核淀積層，不作為干旱土。

2.2 古土壤地化元素遷移

土壤發(fā)育過程中伴隨地球化學(xué)元素遷移，引起不同化學(xué)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（如擠壓）、化學(xué)（如地化元素遷移）和生物（如動植物活動）等綜合作用的結(jié)果，并用地球化學(xué)元素模型定量描述這些成壤過程，如方程(1)、(2)所示：

式中：V為體積，ρ為密度，C為元素或化合物質(zhì)量比例（%），i為風(fēng)化過程中的穩(wěn)定化合物或元素（在此為TiO2），j為風(fēng)化元素或化合物（如SiO2、Al2O3等），p為母質(zhì)，w為風(fēng)化物質(zhì)。

土壤地球化學(xué)元素在垂直方向上的變化是相對于母質(zhì)而言的，以風(fēng)化過程中穩(wěn)定元素i（如Ti）為基準(zhǔn)，由于可遷移物質(zhì)的流失或富集使穩(wěn)定元素Ti的相對含量發(fā)生變化，TiO2相對于母質(zhì)的體積變化表示為應(yīng)變量（strain）?i,w（方程(1)），母質(zhì)?i,w= 0，成壤?i,w＜0（收縮），沉積?i,w＞0（膨脹）。某種元素或化合物相對于母質(zhì)的質(zhì)量變化表示為質(zhì)量遷移（mass transport）τj,w（方程(2)），母質(zhì)τj,w= 0，τj,w＜0表示元素j較母質(zhì)質(zhì)量降低，而τj,w＞0表示元素j質(zhì)量較母質(zhì)增加，成壤過程中大部分元素質(zhì)量降低，τj,w＜0，但也有部分元素在成壤過程中質(zhì)量比例增加。

GZS剖面古土壤地球化學(xué)元素變化見圖4和表1。在識別出的10個古土壤剖面中，?Ti均小于零，表明成壤過程中垂直方向上發(fā)生元素遷移。大部分古土壤發(fā)育過程中地化元素質(zhì)量降低，τj,w＜0，部分元素質(zhì)量比例增加（如Al、Fe3+、K、Mg）（圖4），如氧化環(huán)境使Fe3+增加，埋藏作用使K含量增加（Sheldon and Tabor，2009），土壤形成過程中風(fēng)積物可能是部分元素質(zhì)量增加的原因。τj,w和?i,w隨深度的變化總體上表現(xiàn)為漸變特征，反映自上而下的風(fēng)化成壤過程。另外，相對于古土壤母質(zhì)，τj,w和?i,w在垂直方向上的變化并不大，特別是PS3 — PS6和PS8。說明古土壤發(fā)育程度并不強(qiáng)，與野外觀察和薄片觀察的古土壤特征基本一致。

2.3 古土壤形成的古環(huán)境

GZS紅層沉積物主要為粉砂顆粒，薄片微結(jié)構(gòu)顯示粉砂顆粒粒徑均一，分選性好，棱角顯著，磨圓度差（圖5），與風(fēng)成沉積顆粒相似（劉東生，1985）。GZS紅層與黃土高原典型風(fēng)積黃土（Liang et al，2009）和安徽宣城近源風(fēng)成沉積（Hao et al，2010；Qiao et al，2011）有 相 似 的REE分布特征（圖6a），說明GZS樣品與后兩者相似，沉積前經(jīng)過充分的混合，與風(fēng)成沉積相似。因此，GZS紅層中存在一定量的風(fēng)成沉積組分。與典型風(fēng)成沉積不同，GZS紅層中風(fēng)積組分只是其中的一部分，同時存在暫時性流水搬運(yùn)帶來的砂級粗顆粒，如圖5d中的砂級石英顆粒。白堊紀(jì)晚期東南地區(qū)高大海岸山脈阻擋來自海洋的暖濕氣流是造成福建西部內(nèi)陸干旱化的重要原因（Chen，1987，2000），干旱化使風(fēng)成沉積越發(fā)普遍。因為GZS紅層顆粒以粉砂為主，不同于粗粒的風(fēng)成砂，也沒有風(fēng)成砂的交錯層理，其中的風(fēng)成沉積組分可能與粉塵沉積相似。然而，GZS紅層中的風(fēng)成沉積與典型黃土沉積存在明顯差異，典型黃土沒有沉積層理，GZS剖面圖中的層理是流水搬運(yùn)風(fēng)積物再次沉積而成，磁性礦物特征同樣顯示存在再次搬運(yùn)沉積的現(xiàn)象（呂鑌等，2019）。由于紅色碎屑沉積物形成于強(qiáng)氧化環(huán)境，赤鐵礦是主要的致色礦物（劉秀銘等，2014），因此，流水搬運(yùn)是短暫的，并非典型的河流沉積。紅色碎屑沉積之后，暴露在地表經(jīng)歷一定程度的成壤過程，形成古土壤。風(fēng)成沉積可能一直存在，物源相對穩(wěn)定，只是不同時期搬運(yùn)動力條件差異形成砂層和粉砂層。古土壤形成過程中可能也伴隨一定的風(fēng)成沉積，是個別古土壤某些地球化學(xué)元素（如Al和Fe）質(zhì)量比例相對于母質(zhì)有所增加的重要原因（Brimhall et al，1991；Brimhall et al，1992）（圖4）。地化參數(shù)比值K2O / Al2O3與TiO2/ Al2O3關(guān)系圖（圖6b）顯示不同物源的沉積物分布（Hao et al，2010），據(jù)此可知GZS紅層既不同于黃土高原長距離搬運(yùn)的風(fēng)積黃土，也不同于亞熱帶近源黃土沉積，其物源有待進(jìn)一步研究。

圖5 GZS剖面古土壤微結(jié)構(gòu)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學(xué)Tab. 1 Geochemical data of GZS paleosol profiles

圖4 連城GZS剖面古土壤剖面及其地球化學(xué)元素遷移Fig. 4 Paleosol sequences and strain and mass transport with depth (all element values are in mole unit)

結(jié)合野外觀察、土壤微結(jié)構(gòu)和地球化學(xué)元素遷移，在GZS剖面識別出兩類古土壤共10個古土壤剖面，同時確定其古土壤發(fā)育較弱的總體特征，其古土壤發(fā)育程度遠(yuǎn)不及黃土高原西峰古土壤（Liang et al，2009）和亞熱帶風(fēng)成黃土-古土壤（Han et al，2019）。另一方面，GZS紅層沉積物的地化分析顯示出中等風(fēng)化程度，風(fēng)化指數(shù)（CIA）平均值約為80（圖6c，表1），且砂層和粉砂層風(fēng)化指數(shù)相似，高于黃土高原西峰黃土-古土壤，略低于亞熱帶風(fēng)成黃土-古土壤。對比可知，GZS剖面古土壤發(fā)育較弱與沉積物風(fēng)化較強(qiáng)是不一致的，這種不一致說明紅層沉積之前已經(jīng)歷了相當(dāng)程度的風(fēng)化，沉積之后相對干旱的古氣候使古土壤發(fā)育較弱。顯然，此紅層沉積和古土壤發(fā)育不同于風(fēng)成黃土-古土壤。對于黃土而言，源區(qū)粉塵化學(xué)風(fēng)化程度弱，沉積后在間冰期暖濕氣候條件下古土壤發(fā)育較強(qiáng)，古土壤發(fā)育程度與沉積區(qū)古氣候變化是一致的，是古氣候重建的基礎(chǔ)。然而，GZS紅層化學(xué)風(fēng)化強(qiáng)度與古土壤發(fā)育程度不一致，故不能直接用沉積物化學(xué)風(fēng)化參數(shù)反映此地古環(huán)境和古氣候。在此情況下，古土壤發(fā)育特征是理解古氣候和古環(huán)境的重要載體。GZS剖面中的古土壤發(fā)育弱，雖然黏土滑擦面反映氣候的干濕變化，但總體沒有形成黏化層和鈣結(jié)核層，說明氣候干旱，降水較少。鈣結(jié)核通常形成于干旱—半干旱土壤，干濕交替的氣候條件促進(jìn)鈣結(jié)核的形成和淀積，在土壤中為鈣積層（Bk）。鈣結(jié)核的淀積深度與年均降水量正相關(guān)，鈣結(jié)核的淀積厚度與季節(jié)最大降水量正相關(guān)，能應(yīng)用于古降水重建（Retallack，2005）。GZS剖面古土壤發(fā)育中沒有出現(xiàn)明顯的鈣結(jié)核淀積，一方面可能氣候干旱，沒有發(fā)生顯著的鈣淋溶淀積，另一方面也可能由于沉積較快，成壤時間短，鈣質(zhì)淀積不顯著。推測此階段以短期集中降水為主，形成沉積層理，與白堊紀(jì)中期亞熱帶干旱氣候（對應(yīng)鐵質(zhì)古土壤）（李祥輝等，2009；Li et al，2013）相比更加干旱，在總體干旱的背景下以短期集中降水為主。

圖6 連城GZS剖面地球化學(xué)特征及與風(fēng)成黃土-古土壤的對比Fig. 6 GZS geochemical characterization and its comparison with aeolian loess-paleosol

關(guān)于紅層是否反映古氣候，反映什么樣的古氣候爭論已久（Krynine，1949；Walker，1967；van Houten，1973；Sheldon，2005），紅層中古土壤特征是檢驗其古氣候的重要手段（Sheldon，2005）。如果紅色是次生色，即隨著古土壤發(fā)育形成，如黃土沉積之后發(fā)育紅色氧化型古土壤，那么紅層的風(fēng)化強(qiáng)度與古土壤發(fā)育強(qiáng)度一致，二者結(jié)合可重建古氣候。如果紅色是原生色，即沉積前已是紅色，經(jīng)歷了較強(qiáng)的風(fēng)化再沉積，沉積后成壤作用弱，古土壤發(fā)育強(qiáng)度與紅層本身的風(fēng)化強(qiáng)度不一致，如本文的GZS紅層，需依賴古土壤認(rèn)識古氣候，例如：對于干旱—半干旱型古土壤，可根據(jù)古土壤中鈣結(jié)核淀積深度和厚度重建古降水（Mao et al，2019）?？梢?，古土壤是紅層古氣候和古環(huán)境認(rèn)識的重要手段。

3 結(jié)論

白堊紀(jì)晚期福建西部發(fā)育眾多紅層盆地，連城盆地GZS剖面是晚白堊世沙縣組典型地層，通過對GZS剖面中古土壤的系統(tǒng)研究，得出以下結(jié)論：

（1）根據(jù)野外觀察根跡、蟲孔和土壤發(fā)生層次，結(jié)合微結(jié)構(gòu)和地化元素遷移，在GZS剖面中識別出兩類古土壤（新成土和始成土）共10個古土壤剖面。

（2）GZS古土壤總體發(fā)育弱，沒有形成黏化層和鈣結(jié)核層，黏土顆粒沒有形成定向排列，大部分古土壤相對于母質(zhì)地球化學(xué)元素垂直遷移較小。

（3）GZS紅層中包含河流沉積和一定量的風(fēng)成沉積組分，風(fēng)成粉砂沉積物經(jīng)短暫流水搬運(yùn)再次沉積，形成沉積層理，沉積之后在地表經(jīng)歷成壤過程，發(fā)育古土壤。可能與黃土高原遠(yuǎn)源沉積的黃土和南方亞熱帶近源沉積的黃土存在不同的物源。

（4）GZS紅層沉積物化學(xué)風(fēng)化程度較高，與古土壤發(fā)育弱不一致，說明紅層碎屑沉積物在沉積之前已經(jīng)歷了相當(dāng)程度的風(fēng)化，沉積之后干旱環(huán)境使古土壤發(fā)育弱，不能直接利用沉積物化學(xué)風(fēng)化參數(shù)反映古氣候或古環(huán)境，需借助古土壤特征。GZS古土壤反映福建西部晚白堊世早中期總體干旱的特征，可能以短期集中降水為主。古土壤是認(rèn)識紅層古氣候和古環(huán)境的重要依據(jù)。

致謝：感謝美國俄勒岡大學(xué)Gregory Retallack教授參與討論。