陆相红层能够携带稳定的天然剩磁，因而是古地磁学研究的重要对象。红层的古地磁结果已被用于恢复板块的古地理位置和漂移历史、建立磁性地层年代（张斌等,2017）、探究板块变形等诸多方面。前人研究发现，有的红层未准确记录地磁场的方向，出现磁倾角浅化现象。对华南地区广泛分布的白垩纪陆相红层的古地磁研究也发现类似的现象。有的陆相红层记录的古地磁结果被认为是可靠的，而有的则认为受到了磁倾角浅化的影响。显然，评判红层剩磁记录的可靠性，探究红层剩磁倾角浅化的根源是古地磁研究的一个重要课题。前人对沉积后压实作用导致的磁倾角浅化问题已有很多研究，但是对于不同沉积过程对剩磁记录可靠性的影响尚未深入研究。在华南地区，以往对白垩纪红层的古地磁研究仅局限于河流相、湖相红层。事实上，华南白垩纪陆相红层中，还广泛发育风成红层（陈荣林,1982;陈丕基,1997;江新胜等,2006;Jiangetal.,2008;Lietal.,2018）。前人对这些风成红层的研究主要涉及在古风向（江新胜等,2006;Jiangetal.,2008）、古气候（陈丕基,1997;Wuetal.,2018）、沉积相（陈荣林,1982;江新胜等,2006）等方面，而对风成红层的剩磁可靠性还没有详细研究。本文报道对信江盆地白垩系风成红层开展的详细的古地磁研究，并通过与河流相红层的古地磁记录对比，旨在探讨信江盆地白垩系风成红层古地磁记录的可靠性以及不同沉积过程对红层剩磁记录可靠性的影响。

1、区域地质背景及样品采集

信江盆地位于江西省鹰潭市和上饶市境内，呈东西向展布，总面积约3600km2（郭福生,2013）（图1a,b）。该盆地属于东亚大陆东南缘，位于扬子板块与华夏板块结合部位的赣杭构造带中段，是中生代受太平洋板块俯冲作用下形成的一系列NE—NNE向展布的断陷盆地之一（余心起,2005;姜勇彪等,2010）。早白垩世至晚白垩世，信江盆地经历了早燕山陆内碰撞造山和中晚燕山陆内裂谷期、拗陷期和反转期等阶段（张志等,1998;张志和廖群安,2000）。盆地内出露的晚白垩世地层为圭峰群和赣州群，圭峰群与下伏地层赣州群为平行不整合接触，与上覆古近纪地层角度不整合接触或未见顶，从下往上分为河口组、塘边组和莲荷组（李余亮等,2018）。河口组和莲荷组主要分布于盆地南、北部边界的冲积扇体系，塘边组则主要分布于盆地中心洼陷区（谢爱珍,2001）。其中，河口组为冲积扇相和河流相，其火山岩夹层（全岩K-Ar法）同位素年龄为89～86Ma，属于白垩纪康尼亚克阶—圣通阶（ConiacianSantonian）（赖章忠和王安诚,1996）；塘边组形成于风成环境，属白垩纪坎潘阶（Campanian）（曹珂，2013）；莲荷组为冲积扇相，属白垩纪马斯特里赫特阶（Masstrichtian）（曹珂，2013）或与河口组为同物异名（李祥辉等，2018;Lietal.,2019）。

图1信江盆地地质简图（a,b据郭福生等,2013修改)，江西贵溪剖面（GX)（c)和上饶剖面（SR)（d)

两个研究剖面分别位于江西贵溪市城西罗河路口（N28°16′18.10″,E117°10′52.00″）和江西上饶市铅县河口镇（N28°19′16.21″,117°43′36.48″）（图1b）。其中，贵溪市城西罗河路口剖面出露塘边组地层。塘边组岩性为砖红色中层—块状中—细砂岩夹粉砂岩、含砾细砂岩，发育大型斜层理。上饶市铅县河口镇剖面出露河口组，岩性为紫红色厚层—块状砂质砾岩、中—粗砂岩，夹少量砂岩及粉砂岩。笔者在塘边组和河口组地层中分别布设了10个采点（图1c）和7个采点（图1d），用手提式钻机分别钻取90个和64个岩心柱样。在实验室用切割机将这些岩心柱切割加工成直径2.5cm、高2.2cm的标准古地磁圆柱样品，共获得273个标准样品。

2、实验方法

首先，用KLY-3S卡帕桥测量所有样品的磁化率各向异性（AMS）。然后，选取塘边组和河口组代表性样品进行一系列岩石磁学实验，包括测量样品的磁化率—温度变化曲线（κ-T曲线）、等温剩磁（IRM）获得曲线、三轴等温剩磁热退磁曲线等。在κ-T实验中，使用了KLY-3S卡帕桥及配套的CS-3加热装置。将样品以11℃/min的速率从室温逐步加热至700℃，然后再逐步降温至室温。在整个过程中，为了避免样品被氧化，样品一直处于氩气环境中。等温剩磁是用ASCIM-10-30型脉冲磁力仪先将样品逐步磁化（最大磁场强度2.4T），然后在JR-6A型旋转磁力仪中测得的。三轴等温剩磁是用ASCIM-10-30型脉冲磁力仪分别沿样品的Z轴、Y轴、X轴依次施加1.2T、0.4T、0.12T的磁场，之后对样品逐步热退磁，并用JR-6A型旋转磁力仪测量每一步热退磁后的剩磁强度（Lowrie,1990）。所有样品的逐步热退磁使用ASC-TD48型热退仪（炉内磁场强度小于10nT）完成，并用2G-755超导磁力仪测量剩磁。退磁温度的设置如下：低于500℃时，逐步增温步长为50℃；在500℃至660℃之间时，增温步长变为20℃；在660℃至690℃之间，增温步长为10℃。样品的逐步退磁结果用正交投影图展示（Zijderveld,1967），并用主成分分析法（Kirschvink,1980）分析每个样品的退磁结果，分离拟合退磁轨迹时，选用至少3步以上的退磁结果拟合。用Fisher统计法对剩磁分量进行统计分析（Fisher,1953）。在古地磁数据分析过程中使用了PuffinPlot和PaleoMac（Cogné,2003）等软件。以上岩石磁学实验和系统热退磁实验均在南京大学古地磁实验室完成（磁屏蔽屋内磁场强度小于300nT）。

为了半定量分析红层中赤铁矿含量的多少，对代表性红层样品进行色度分析。前人对土壤的色度研究发现，土壤中赤铁矿的含量与红度呈线性相关（Torrentetal.,1983）。基于此，对红层样品的色度分析主要是获得CIE色度指标（Robertson,1977）中的红度值（+a*）。为了避免光源条件对红度的影响（杨胜利等,2001;何付兵等,2018），用数码相机对样品在相同条件下拍照，将照片导入Photoshop中，并在CIELab颜色模式中读取红度值（+a*）。此外，通过对代表性样品的岩石薄片观察，分析颗粒的接触方式、胶结程度等可能影响红层剩磁记录的因素。

3、实验结果

3.1岩石磁学结果

塘边组样品的磁化率各向异性度Pj的范围在1.007-1.048，其磁化率各向异性（AMS）椭球的最大轴K1和中间轴K2与层面平行或近于平行。其中，K1总体沿NW-SE方向分布，平均方向为310.7°/2.8°（偏角/倾角），中间轴K2相对集中于NE-SW方向。最小轴K3与层面垂直或近于垂直向北东方向倾伏（图2a），其平均方向为51.4°/75.1°（偏角/倾角）。Flinn图（图2c）显示塘边组以扁平组构为主。AMS结果显示塘边组样品保留着沉积组构，且K3展示向NE的优势方位，可能指示古风向。河口组的磁化率各向异性度Pj的范围在1.004-1.021，其磁化率各向异性椭球的最大轴K1分布于等面积投影图的四周，平均方向为303.6°/2.2°（偏角/倾角），表明最大轴与层面平行；中间轴K2主体也分布于投影图四周，最小轴K3较均匀的分布于圆心周围（图2b），其平均方向为56.9°/84.5°（偏角/倾角），表明最小轴垂直于层面。Flinn图显示河口组磁面理、磁线理均发育（图2d）。因此，河口组样品的磁组构也属于沉积组构,但K3方位较分散，可能指示相对动荡的水动力环境。

图2塘边组和河口组样品的磁化率各向异性等面积投影图及Flinn图解（地层坐标系)

（a)塘边组磁化率各向异性等面积投影图；（b)河口组磁化率各向异性等面积投影图；（c)塘边组样品的Flinn图解；（d)河口组样品的Flinn图解;N,测试样品数量；L,线理；F,面理

图3a～f为样品的磁化率随温度变化曲线。它显示样品在降温过程中的磁化率高于加热过程中的磁化率，且降温过程磁化率在600℃左右发生快速升高，说明加热过程中可能出现了矿物相转化，形成新的磁性矿物如磁铁矿和磁赤铁矿（Aoetal.,2009）。所有样品的加热曲线在加热至400℃之前，磁化率持续降低，曲线表现为较平缓的下降（图3a～f），这可能是由样品中存在少量的顺磁性矿物引起的（Butler,2004）。相比塘边组磁化率—温度曲线（图3a～c），河口组样品磁化率—温度曲线波动较大（图3d～f），说明河口组样品中的磁性矿物较少。加热曲线在400℃以后显示所有样品的磁化率不断升高，在550～580℃磁化率达到峰值，指示磁铁矿的存在。在这之后，随着温度的上升，磁化率迅速降低，在700℃降至最低点，指示含有赤铁矿。等温剩磁获得曲线（图4a）在100mT之前急剧升高说明存在磁铁矿。另外样品随着外加磁场的增加直到2.4T仍未饱和表明样品中存在以中高矫顽力为主的磁性矿物如赤铁矿。三轴等温剩磁热退磁曲线显示（图4b～d），样品的硬磁和中磁组分在680℃降至最低，表明存在赤铁矿；中磁和软磁组分在580～600℃下降较快，表明含有磁铁矿。综上所述，塘边组和河口组的主要载磁矿物为磁铁矿和赤铁矿。

3.2退磁结果

图5为塘边组和河口组代表性样品的退磁结果。样品的低温分量大多在200～300℃被完全分离，高温分量在～680℃被完全分离。退磁结果显示，大部分塘边组样品（138个，图5a）和河口组样品（74个，图5b）只可分离出低温分量，高温段退磁轨迹不稳定，无法分离出高温分量。塘边组样品中有32个样品的退磁结果（图5c～g）退磁轨迹较为稳定，且可分离出低温分量和高温分量两个分量，高温分量的退磁轨迹趋于原点。河口组样品中仅有4个样品可分离出高温分量（图5h），数量较少，不具有统计意义，在文中不展示其分离结果。另外，舍弃最大角偏差MAD大于15°的剩磁分量，得到25个可靠的特征剩磁数据（表1）。

对剩磁分量的Fisher统计（Fisher,1953）显示塘边组样品低温分量在地理坐标系下的平均方向为Dg=1.2°,Ig=43.1°,n=149,κ=31.7,α95=2.1°（图6a），地层坐标系下的平均方向为Ds=12.4°,Is=29.5°,n=149,κ=30.3,α95=2.1°（图6b）。该低温分量在地理坐标系下的平均方向与研究区现代地磁场方向接近（D=-4.5°,I=43.3°），表明塘边组样品低温分量为粘滞剩磁。塘边组样品高温分量在地理坐标系下的平均方向为Dg=5.7°,Ig=43.7°,n=25,κ=12.8,α95=8.4°（图6c），地层坐标系下的平均方向为Ds=15.6°,Is=28.9°,n=25,κ=13.0,α95=8.3°（图6d），对应的古地磁极为Latitude=70.7°,Longitude=245.6°,A95=6.8°。

图3塘边组（a、b、c）、河口组（d、e、f）样品磁化率随温度变化曲线

图4塘边组、河口组代表性样品的等温剩磁（IRM）获得曲线（a）和三轴等温剩磁热退磁曲线（b,c,d)

河口组样品低温分量在地理坐标系下的平均方向为Dg=358.8°,Ig=49.0°,n=66,κ=43.8,α95=2.7°（图6e），地层坐标系下的平均方向为：Ds=1.0°,Is=21.7°,n=66,κ=43.8,α95=2.7°（图6f）。同样，河口组样品的低温分量为现代地磁场下获得的粘滞剩磁。由于河口组样品高温分量数据较少，且Fisher统计后的α95值大于16°，不进一步分析河口组红层剩磁的可靠性。

3.3薄片观察结果

塘边组样品薄片镜下观察显示（图7a～f），碎屑组份主要由石英（占65%以上）、岩屑（约28%）及少量长石组成；碎屑颗粒次圆状，分选中等（0.125～0.25mm）；接触式胶结；颗粒支撑，接触方式为点、线接触；胶结物为铁质和钙质，基本不含泥质杂基。河口组样品的薄片镜下观察显示（图7g,h），砂岩主要由石英（60%以上）、碎屑（约20%）及长石组成；碎屑颗粒为次棱至次圆状，分选较差（0.1～0.3mm）；以孔隙—接触式胶结；颗粒支撑，接触方式有点、线和凹凸状接触，胶结物为铁质，并含有少量钙质和泥质。红层中的碎屑赤铁矿和次生赤铁矿均能记录剩磁（Jiangetal.,2015）且塘边组样品和河口组样品在颜色上有所差异。因此，需要比较一下样品中赤铁矿含量的相对大小。代表性样品在Photoshop软件中读取的红度值（+a*）分别为：+a*=12（塘边组样品G0409a),+a*=9（塘边组样品G0503b),+a*=6（河口组样品S0304），表明塘边组样品较河口组样品含有更多的赤铁矿（杨胜利等,2001）。

4、讨论

4.1特征剩磁的原生性检验

由于采样剖面地层产状稳定，不能通过褶皱检验来限定特征剩磁的获得时间。同时，样品的特征剩磁均为正极性，也无法进行倒转检验。必须采用其它方法来检验特征剩磁是否为原生剩磁。其中一个方法是根据退磁过程中剩磁强度的衰减特征来判别。前人研究认为，红层中次生的赤铁矿携带的化学剩磁与碎屑赤铁矿所携带的原生的沉积剩磁的稳定性不同（Collinson,1966;Elmoreetal.,2006;Jiangetal.,2015,2017）。Jiang等（2015）等人对红层剩磁的研究发现，次生的化学剩磁和原生的沉积剩磁的退磁强度衰减特征有差别：（1）化学剩磁大约在200～650℃解阻，而沉积剩磁大约在600～680℃解阻；（2）化学剩磁的强度衰减曲线呈凹形，而碎屑剩磁的强度衰减曲线呈凸形。本研究中，塘边组样品逐步热退磁结果显示剩磁强度衰减曲线大都呈“S”型（图5c～5g），即低温段为凹型，而高温段为凸型。这表明样品的剩磁中既有化学剩磁，又有沉积剩磁。另外，塘边组样品镜下可观察到碎屑赤铁矿（图7c,d）和以胶结物形式（图7e,f）存在的赤铁矿。因此，高温段的特征剩磁很可能代表了碎屑赤铁矿携带的原生剩磁。

图5代表性样品的逐步热退磁结果（地层坐标系;实心点/空心点代表退磁结果在水平面/垂直面上的投影）

图6塘边组样品低温分量（a,b)，高温分量（c,d)，河口组样品低温分量（e,f)的等面积投影（IS为地理坐标系；TC为地层坐标系；五角星代表平均方向；实心/空心点为下/上半球投影）

表1塘边组样品的高温分量

图7塘边组和河口组样品薄片镜下图片

a～f为塘边组样品G0807,g,h为河口组样品S0501;a,c,e,g为单偏光照片；b,h为正交偏光照片；d,f为反射光下照片

4.2风成红层古地磁记录的可靠性

本研究旨在通过对比塘边组风成红层与河口组河流相红层的古地磁结果来探究风成红层剩磁记录的可靠性。由于河口组样品中能分离出特征剩磁的样品少，无法获得具有统计意义的，能够代表河流相红层的可靠剩磁记录。所以，塘边组的古地磁结果无法与河口组的结果直接进行比较，但可与近同期晚白垩世河湖相地层赣州群（茅店组和周家店组）红层（巫建华,1994;潘良云和张芳荣,1996;WangandYang,2007;李祥辉等,2018）的古地磁结果比较。Wang和Yang（2007）对江西赣州地区的古地磁研究显示其晚白垩世地层的古地磁极为Latitude=74.4°,Longitude=225.1°,A95=5.2°。另外，Li等（2013)等研究了江西广丰、浙江江山地区的上白垩统红层以及同时代的火成岩的古地磁，并更新了华南晚白垩世的古地磁极（Latitude=72.3°,Longitude=235.2°,A95=3.2°）。将本研究获得的江西贵溪地区塘边组风成红层的古地磁极与赣州地区河湖相红层的古地磁极（WangandYang,2007）以及华南晚白垩世的古地磁极（Lietal.,2013）对比发现，这三个极位置一致（图8）。这表明，风成红层的剩磁记录是可靠的，即风成过程没有明显影响剩磁记录的可靠性。

但在退磁结果中，塘边组风成红层样品中多数样品未能分离出特征剩磁。未分离出高温分量的塘边组样品（图5a）的剩磁强度衰减曲线在低温段为凹形，在200～300℃以上剩磁强度增大，退磁轨迹不稳定，无法分离出特征剩磁。塘边组样品的镜下特征（图7a,b）显示长石出现了高岭土化，表明后期风化作用可能影响红层剩磁的记录（Creer,1962;白立新和朱日祥,1998）。白立新和朱日祥（1998）认为影响沉积岩剩磁可靠性的因素有成熟度、粒度以及沉积环境。成熟高的沉积岩经历的时间较长，也相对较易获得化学剩磁；粗颗粒沉积物因其有较小的表面积/体积比而容易获得化学剩磁，沉积物在强氧化环境下也容易获得化学剩磁。塘边组风成红层样品主体为粒径范围在0.125～0.25mm的细砂，成熟度较高（图7a,b）。同时，研究区晚白垩世处于氧化环境较显著的时期（Wuetal.,2018）。这些因素可能导致部分粗颗粒沉积物受到后期化学剩磁影响。王鑫等（2010,2016）人对新生代风成沉积物的研究中也发现颗粒较粗的砂岩退磁轨迹不稳定。Charusiri等（2006）等人在对泰国东北部白垩纪风成砂岩的古地磁研究中也仅有少部分样品的特征剩磁通过了原生性检验，其余大部分样品也可能受到后期化学剩磁影响。类似的，以中粗砂为主的河口组样品的退磁结果显示（图5b）高温段退磁轨迹紊乱，无法分离出高温分量。前人研究发现沉积物中的磁性矿物通常附着在粘土颗粒上，在沉积过程中粘土颗粒在流体作用下或者沉积后压实作用影响下发生转动，偏离了地磁场方向（SunandKodama,1992）。而在孔隙度较高的沉积物中，细粒磁性矿物可以在孔隙中转动，所以颗粒大小、胶结程度、沉积速率等与沉积物胶结有关的因素都会影响剩磁记录的可靠性（Irving,1957;胡守云等,1998）。因此，沉积物的胶结程度会影响到携磁矿物是否会受到后期影响，进而对剩磁记录产生影响。镜下结果（图7）表明塘边组和河口组样品均为铁质和钙质胶结，但塘边组样品胶结物含量较多（塘边组铁质和钙质胶结物含量约7%，河口组铁质和钙质含量约5%）。这与野外观察到的现象一致：河口组样品较为松散，胶结差。塘边组样品中，胶结程度好的样品（如样品G1006）退磁曲线稳定（图5c～g），而胶结较差的样品（如样品G0111B）退磁曲线则不稳定（图5a）。综合上述分析，塘边组风成红层部分样品无法分离处稳定的特征剩磁与颗粒粒度、胶结程度以及后期化学剩磁干扰有关。

图8华南晚白垩世古地磁极

5、结论

本文通过对江西信江盆地贵溪上白垩统塘边组风成红层和上饶河口组河流相红层的古地磁研究，获得以下主要认识。

（1）逐步热退磁实验结果显示，塘边组风成红层样品中只有19%的样品能够分离出稳定的特征剩磁，其平均方向为：Ds=15.6°,Is=28.9°,n=25,κ=13.0,α95=8.3°，对应的古地磁极为Latitude=70.7°,Longitude=245.6°,A95=6.8°；而河流相河口组的绝大部分样品未能分离出稳定的特征剩磁。岩石磁学实验表明，塘边组和河口组样品的主要载磁矿物为赤铁矿和磁铁矿。

（2）基于塘边组风成红层的晚白垩世古地磁极与同期赣州地区河湖相红层古地磁极以及华南晚白垩世古地磁极重叠，表明风成红层的剩磁记录可靠，风成沉积过程不影响剩磁记录的可靠性。

（3）对能分离出和不能分离出稳定特征剩磁的风成红层样品的进一步分析显示，化学剩磁以及矿物颗粒粒度、胶结程度对红层的剩磁记录有一定影响。

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基金:国家自然科学基金(41230208;41476029)资助.