劉秀銘 ，吉金平，章 濤，陳家勝，Ali Rashid Tabrez，Siroos Jafari

1.福建師范大學(xué) 地理科學(xué)學(xué)院，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.臨沂藝術(shù)學(xué)校，臨沂 276000

石灰?guī)r是地球上分布最廣泛的沉積巖之一。李四光（1924）對長江三峽進行地質(zhì)調(diào)查時，在湖北秭歸縣建立了奧陶系石灰?guī)r地層，因其中富產(chǎn)中華震旦角石，外形似寶塔而命名為“寶塔灰?guī)r”。寶塔灰?guī)r為具網(wǎng)紋構(gòu)造的泥晶灰?guī)r或生屑泥晶灰?guī)r，顏色上可劃分為紫紅色層和灰色層兩種端元類型（廖紀佳等，2017），后來被進一步劃分為牯牛潭組、廟坡組、寶塔組、臨湘組（李協(xié)能等，2012）。早期地質(zhì)學(xué)家只是把灰?guī)r的網(wǎng)紋看作一種識別巖石的特征而未曾探討其成因，直到20世紀80年代，寶塔灰?guī)r的網(wǎng)紋成因才引起了廣泛的討論，提出了多種不同的認識：（1）水上暴露干裂成因，（2）水下膠縮成因，（3）水下收縮成因，（4）成巖作用成因，（5）成巖 —構(gòu)造作用成因，（6）準同生變形構(gòu)造，（7）生物遺跡成因，（8）海底硬地收縮成因。但至今仍無統(tǒng)一定論（廖紀佳等，2017）。這些爭論顯示，關(guān)于寶塔灰?guī)r沉積環(huán)境，長期以來都存在著水上暴露干裂（地表環(huán)境）與水下環(huán)境認識的差別。

湖南古丈紅石林（圖1）屬牯牛潭組，總體褐紅色，具有石灰?guī)r風(fēng)化的外貌，并且含角石化石（湖南省地質(zhì)礦產(chǎn)局，1988）（圖2），屬奧陶紀大洋紅層（胡修棉，2013）。古丈紅石林與經(jīng)典的海相云南路南石林（彭陽等，2014）或桂林山水石灰?guī)r相比，除了顏色（深灰）和層厚（巨厚層狀）有差別外，還顯示了極好的層狀（層厚一般為0.3 — 0.5 m），并且以深淺紅色交互出現(xiàn)構(gòu)成紅石林的地層（圖2）。按照經(jīng)典地質(zhì)學(xué)理論，紅石林地層形成環(huán)境存在相互矛盾的兩方面：一方面是角石化石與碳酸鈣灰?guī)r均普遍被認為形成于海相，指示著水下缺氧環(huán)境；而對立的另一方面是地層的紅顏色，網(wǎng)紋和龜裂，指示著地表氧化環(huán)境?，F(xiàn)在集矛盾的雙方于紅色灰?guī)r一身，難以調(diào)和，或許意味著至少其中一方認識有誤。

圖1 湖南古丈研究區(qū)地質(zhì)簡圖（據(jù)馬麗芳（2002）修改）Fig.1 Geological sketch map of study area (modified from Ma L F (2002))

“大洋紅層”的說法似乎可以將上述矛盾和諧地合二為一。石灰?guī)r通常被認為是碳酸鈣在海相環(huán)境中過飽和而發(fā)生沉積，因此灰?guī)r中含有孔蟲、角石等化石。這種理論適合于解釋深灰色的灰?guī)r，卻不適合于紅色、紫紅色灰?guī)r。于是最近地質(zhì)學(xué)家提出了“大洋紅層”理論（王成善和胡修棉，2005；胡修棉，2013）。該學(xué)說基本上是在認定該紅層為海相環(huán)境的基礎(chǔ)上，再根據(jù)地球化學(xué)氧化還原原理來解釋如何形成紅顏色氧化物：即海水中富氧程度很高的條件下就可以形成赤鐵礦，大洋紅層是水下富氧事件的產(chǎn)物。但是本質(zhì)上該說法只是一種認定，認定石灰?guī)r和化石就是海相環(huán)境，而忽略了認識過程的必要證明。海洋是強大的缺氧環(huán)境，而紅色赤鐵礦對應(yīng)著強氧化條件，海底真的可以形成赤鐵礦嗎？在非洲納米比亞沙漠可以觀察到紅色沙丘，地表長期干旱氧化使得沙粒粉塵形成赤鐵礦而呈現(xiàn)紅色，它的紅色與干旱氧化條件是對應(yīng)的。而處于同樣氧化環(huán)境下的丘間洼地卻顯示灰白，只能說明洼地長期偶爾積水，經(jīng)常發(fā)生的干濕交替過程就使得該環(huán)境下的赤鐵礦氧化條件無法得到滿足，而漸漸失去氧化紅色（劉秀銘等，2016）。根據(jù)實驗室磁菌生存環(huán)境觀測，磁菌容器水中的氧氣濃度約280 mmol ? L?1，到泥-水界面6 mm之下，氧氣濃度就驟降為零，并向下持續(xù)為零（Chen et al，2014；毛學(xué)剛和劉秀銘，2015），該實驗結(jié)果意味著，即使水下可能存在較高濃度的氧氣，也很難存在形成并長期保存赤鐵礦的強氧化條件。因此大洋紅層說法可能還需要分別得到實驗室和海中實測數(shù)據(jù)支持（詳見下文討論）。

地質(zhì)是個復(fù)雜的過程，它會因為年代久遠而使人更難全面理解，因此地質(zhì)過程認識總是循序漸進。幾十年前學(xué)者們對中國第四紀黃土成因問題曾經(jīng)發(fā)生過“風(fēng)成”和“水成”不同認識的激烈爭論，就是一個明顯的例子（劉東生，1985）。萊伊爾在1833年出版的《地質(zhì)學(xué)原理》中認為黃土是沖積成因形成。黃土高原地層是由許多層黃色的黃土和紅色的古土壤所組成，幾十年前科學(xué)家對古土壤并不熟悉，黃色的黃土和紅色古土壤層顯示出來很好的層狀特征被普遍看成層理，因此，具有“層理”的沉積巖地層就很容易被理所當(dāng)然認為水中形成。該推理是在誤判土壤層次為水成層理基礎(chǔ)上，夸大了層理作為判據(jù)的分量，而忽視了地表古土壤氧化紅色與水下缺氧之間的尖銳矛盾，于是產(chǎn)生了幾十年激烈的黃土“水成”與“風(fēng)成”的爭論（劉東生，1985）。直到20世紀50年代末的一次野外科考中，地質(zhì)學(xué)家劉東生在土壤學(xué)家朱顯謨的啟發(fā)下，認識了黃土地層中紅色層是埋藏的古土壤。紅層的氧化紅色與地表氧化環(huán)境終于得到了統(tǒng)一。隨后“風(fēng)積”黃土與古土壤慢慢地形成科學(xué)體系，黃土地層中土壤發(fā)生學(xué)各層次被詳細論述研究（郭正堂等，1994；劉東生，2009），漸漸認識到這些土壤層次發(fā)育具有漸變特點（圖2o，2p），與明顯突變的水成層理存在明顯差別（劉秀銘等，2014），此外風(fēng)積地層在巖性粒度和稀土元素分布方面獨具特點（Guo et al，2002；劉東生，2009），結(jié)合紅色氧化原生色可以與水成沉積物區(qū)分。第四紀是地質(zhì)歷史上最新的一個紀，各種地質(zhì)現(xiàn)象猶如現(xiàn)代過程。借鑒第四紀地質(zhì)黃土古土壤方法展開對湖南古丈紅石林沉積環(huán)境研究，或許能換一個視角去認識奧陶紀沉積環(huán)境。

圖2 紅石林采樣區(qū)地層特征Fig. 2 General geological features of the Red Stone Forest

1 研究區(qū)概況與實驗方法

1.1 研究區(qū)概況及采樣

湖南古丈紅石林位于湘西土家族苗族自治州古丈縣西北部境內(nèi)（圖1），位置地處云貴高原東側(cè)的武陵山脈中段，海拔200 — 1050 m，地勢為東南高西北低，屬中亞熱帶山地型季風(fēng)濕潤氣候。2005年被國土資源部列為國家地質(zhì)公園，地 理 坐 標 為 東 經(jīng)109°44′49″—110°01′25″，北 緯28°38′16″—28°46′08″，面積261.12 km2，主要地質(zhì)景點面積53.08 km2。地質(zhì)研究認為，湖南震旦紀到志留紀之間，處于同一構(gòu)造沉積盆地，接受一套典型的地臺型碳酸鹽建造（湖南省地質(zhì)礦產(chǎn)局，1997）。在奧陶紀中晚期（大灣期至牯牛潭期）沉積了一套紫紅色碳酸鹽巖，為紅石林的形成奠定了物質(zhì)基礎(chǔ)（葛祥英等，2013）。牯牛潭組主要由紫紅色瘤狀泥質(zhì)灰?guī)r及白云質(zhì)灰?guī)r組成，具有不太發(fā)育的龜裂構(gòu)造，夾紫紅色薄層瘤狀粉砂質(zhì)泥灰?guī)r，總厚約30 m，含頭足類化石，下伏大灣組為紫紅色厚層狀瘤狀粉砂質(zhì)泥灰?guī)r，夾紫紅色薄層狀泥質(zhì)灰?guī)r，厚約110 m，兩組地層均以紫紅色為主，外貌相近，同時均夾有灰綠色泥灰?guī)r層或者粉砂質(zhì)泥灰?guī)r層，實際上很難區(qū)分（湖南省地質(zhì)礦產(chǎn)局，1997）。

紅石林地層碳酸鹽沉積主要為紫紅色薄 — 中厚層狀（層厚0.3 — 0.5 m）、此外，還有灰色（灰綠色、青灰色，圖2）。不論紫紅色還是灰色層，滴稀鹽酸都劇烈起泡。整體地層以紅色為主，沒有發(fā)育砂巖頁巖那樣截然變化的層理，而是以深淺紅色相間出現(xiàn)構(gòu)成互層（圖2a — 2h）組成了古丈紅色的石灰?guī)r。地層總體粒度較細，以粉砂粒級為主，質(zhì)地均勻，但在風(fēng)化面上顯示的粒級明顯比桂林石灰?guī)r粗，局部偶爾發(fā)現(xiàn)棱角狀，分選性差，長軸約為數(shù)厘米的硅質(zhì)礫石（分別約為5 cm和10 cm，圖2d），局部存在明顯侵蝕現(xiàn)象（圖2g）。紅層的風(fēng)化面呈現(xiàn)出較大差別：相對耐風(fēng)化的瘤狀/網(wǎng)紋狀結(jié)核突出在巖層表面（圖2b，2e），這些形狀不規(guī)則的瘤狀鈣結(jié)核基本規(guī)律性地成層分布，結(jié)核在深紅色層位中發(fā)育得比淺紅色層位中更多、更密集、更突出（圖2b，2e），導(dǎo)致深紅色層位在風(fēng)化面上相對抗風(fēng)化形成突起，而淺紅色層位相對易風(fēng)化形成凹陷（圖2b，2c，2e，2f），二者在風(fēng)化面上形成了規(guī)律性的突起與凹陷，正是這些顏色深淺和鈣結(jié)核強弱發(fā)育交替顯示和代表了地層的層次/層理變化（圖2b，2c，2e，2f），其紅顏色深淺變化是個緩慢漸變的過程（圖2b，2c），與新生代古土壤發(fā)育層次（圖2o，2p）有著高度相似性（詳見討論）。

灰/灰綠色是該地層第二常見顏色，粗略看似順層發(fā)育（圖2h，2i），但有些灰色沿著裂隙發(fā)育（圖2j），有些灰色層看似順層發(fā)育，成層的灰綠色層中還殘留著紫紅色斑塊（圖2h，2i），實際上順層不連續(xù)（圖2i）。有些灰色呈斑塊，在特定的層位中與褐紅色共存（圖2k，2m）。在紅石林公園的露頭或者人工切開的巖石中可以發(fā)現(xiàn)角石化石（圖2l）。切開巖石新鮮面，大致存在三種類型：（1）均勻紅色灰?guī)r（圖2l），（2）發(fā)生深淺紅色變化的瘤狀結(jié)核灰?guī)r（圖2n，對應(yīng)著照片圖2b，2c），和（3）紅色與灰色共存的瘤狀灰?guī)r（圖2m，對應(yīng)照片圖2k）。

1.2 實驗方法

紅石林地質(zhì)公園內(nèi)地層以紅色沉積為主，夾雜灰綠色沉積，考察途中隨機選擇這兩種顏色的沉積物進行采樣，共收集樣品24個，其中15、16、20、21、22號樣品為灰綠色，其他樣品均為紅色。磁學(xué)測量：樣品于室內(nèi)自然風(fēng)干后，將樣品研磨成粉末，并裝入無磁性磁學(xué)測量專用樣品盒內(nèi)待測。使用Bartington MS2型磁化率儀測量出樣品的低頻（470 Hz）磁化率（χlf）。使用ASC IM-10-30強磁力儀施加磁場并在Molspin Minispin小旋轉(zhuǎn)磁力儀上測量，獲得樣品的等溫剩磁（IRM）和1 T場下的飽和等溫剩磁（SIRM），剩磁矯頑力（Bcr）由IRM-XmT線性內(nèi)插獲得，并計算磁化系數(shù)F300=（IRM300mT/ SIRM）×100%。磁化強度隨溫度變化曲線（M — T）使用居里稱（Variable Field Transition Balance，簡稱VFTB）測得。

色度測量：采用美國Hunter Lab公司生產(chǎn)的Color Flex E Z型分光色度儀進行色度測試。測試前使用儀器自帶標準測試白板與黑板對儀器進行矯正，稱取5 g研磨至200目的樣品，均勻鋪滿在測試皿底部，壓平不起皺，隨機選測3個表面平整的區(qū)域，儀器自動求出3次測量的亮度（L*），紅度（a*），黃度（b*）平均值。

粒度前處理：取樣品0.5 — 0.6 g放入100 mL燒杯中，加入濃度為10%的過氧化氫溶液10 mL，加熱去除有機質(zhì)，待反應(yīng)充分后加入濃度為10%的稀鹽酸溶液以去除碳酸鈣，將燒杯內(nèi)注滿蒸餾水，靜置24 h后將上層清液去除，樣品內(nèi)加入10 mL濃度為3.6%的六偏磷酸鈉溶液為分散劑，在超聲震蕩儀上震蕩5 min。將處理好的樣品放入Malvern Instrument公司的Mastersizer 2000激光粒度儀測量。

稀土元素（Rare Earth Elements，簡稱REE）前處理：稱取4 mg于Teflon容器中，加入電子級混合酸（HF∶HNO3= 3∶1）2 mL，150℃加熱12 h。樣品冷卻后加入0.25 mL的HClO4，在150℃加熱板上蒸至近濕鹽狀，再加（HNO3∶H2O = 1∶2）3 mL回溶12 h，冷卻后用超純水（18.2 MΩ）定容至40 mL于容量瓶中待測。全程加入紅土國家標準物質(zhì)測定進行質(zhì)量控制。稀土元素測量使用X-SERIES2型ICP-MS質(zhì)譜儀進行測試，相對偏差＜5%。測量所得數(shù)據(jù)采用球粒隕石的平均值進行標準化處理。

碳酸鈣含量測量采用二氧化碳氣體體積法（趙建青，1996）：先將樣品于烘箱中（40℃）烘干，在室溫（25℃）和氣壓（63 kPa）穩(wěn)定的情況下，取樣品0.1 g左右，放入碳酸鈣氣量法測量專用裝置內(nèi)，加入濃度為10%的稀鹽酸溶液10 mL保證樣品充分完全反應(yīng)，分別記錄反應(yīng)前后裝置刻度管內(nèi)液體的刻度值V1、V2，求出兩次讀數(shù)之差V=（V2?V1）即為產(chǎn)生的二氧化碳體積（mL），根據(jù)氣壓表和二氧化碳比重表換算出碳酸鈣含量的百分數(shù)。

以上實驗均在福建師范大學(xué)濕潤亞熱帶山地生態(tài)國家重點實驗室培育基地完成。

2 結(jié)果分析

2.1 碳酸鈣含量

隨機測量了10個樣品的碳酸鈣含量（表1），均集中在20% — 24%?；疑珮悠罚?5、16、21、22號）與紅色樣品碳酸鈣含量沒有明顯差異。這些碳酸鈣含量與熟知的海相碳酸鹽沉積，如云南路南石林地層報道的碳酸鈣＞90%相差甚遠，卻與黃土高原的古土壤層（碳酸鈣膠結(jié)的粉砂黏土層）的碳酸鈣含量（劉東生，2009）不相上下。

表1 紅石林碳酸鹽含量Tab.1 Carbonate content of the Red Stone Forest

2.2 色度

古丈紅石林樣品的色度分析和測量采用的是CIELAB表色系統(tǒng)，使用a*、b*、L*這3個參數(shù)對測量樣品進行描述。a*代表紅度，變化于紅綠之間，數(shù)值越大則越紅；b*代表黃度，變化于黃藍之間，數(shù)值越大則越黃；L*代表亮度，變化于黑白之間，數(shù)值越大則越白（Robertson，1977）。如圖3所示，古丈紅石林樣品a*值在? 0.48 — 15.20，平均值為10.62。紅色樣品與灰色樣品的各數(shù)據(jù)差別比較顯著。其中紅色樣品a*值的平均值高達13.03，灰色樣品a*值的平均值僅為1.47；b*值在6.20 — 19.73，平均值為15.20；L*值在48.60 — 85.64，平均值為68.58。赤鐵礦使沉積物顏色呈現(xiàn)紅色，在CIELAB表色系統(tǒng)中，a*的變化主要與赤鐵礦含量有關(guān)，黃度b*變化與針鐵礦含量有關(guān)（Cornell and Schwertmann，2006）。古丈紅石林紅色樣品的a*值和b*值得到明確顯示，平均值分別為13.03和15.20，與野外觀察的紅石林整體呈紅色相符。以下磁學(xué)測量證明紅石林紅色樣品確含赤鐵礦和針鐵礦。

2.3 磁學(xué)參數(shù)

2.3.1 常溫磁學(xué)參數(shù)

古丈紅石林樣品磁化率（χ）值介于0.6×10?8— 8.1×10?8m3? kg?1（圖3），平均值 為2.1×10?8m3? kg?1，其 中 紅 色 樣 品 平 均 值 為2.38×10?8m3? kg?1，灰色樣品平均值為1.28×10?8m3? kg?1。與中國第四紀黃土古土壤磁化率相比（劉東生，2009）總體偏低。古丈紅石林的SIRM值介于5.9×10?5—300.8×10?5A ? m2? kg?1（圖3），平均值為70.6×10?5A ? m2? kg?1，最高值與最低值之間相差大，表明各樣品之間磁性礦物含量及類型差別十分顯著。F300是指樣品在300 mT磁場下所獲剩磁占SIRM的百分比，軟磁性礦物如磁鐵礦和磁赤鐵礦在300 mT的磁場下就基本能達到飽和狀態(tài)；而硬磁性礦物如赤鐵礦和針鐵礦等，則需要在遠大于1 T的強場中才能達到飽和狀態(tài)（Thompson and Oldfield，1986）。古丈紅石林灰色樣品的F300值較高，分別為48.4%、57.7%、86.4%、86.5%以及88.6%，紅色樣品的F300值主要集中在23% — 39%（圖3），比灰色層含量還要少。表明灰色樣品軟磁性礦物含量相對較高，而紅色樣品含量低。但是無論紅色或者灰色樣品的軟磁礦物絕對含量都很低，均無法被高溫?zé)岽艤y量檢測出來（見下文）。

圖3 紅石林色度參數(shù)和常溫磁學(xué)參數(shù)Fig. 3 Chromatic index and room temperature magnetic parameters of the Red Stone Forest

古丈紅石林紅色樣品的Bcr均在410 — 490 mT，矯頑力遠大于300 mT，符合硬磁性礦物高矯頑力的特征，說明紅色樣品中主要為高矯頑力礦物?；疑珮悠返腂cr主要在43 — 55 mT，矯頑力較小，說明灰色樣品相對紅層含有較多軟磁性礦物。軟磁性礦物磁鐵礦的單位質(zhì)量磁化率是硬磁性礦物赤鐵礦磁化率的75倍（Thompson and Oldfield，1986），但是古丈紅石林的紅色樣品與灰色樣品磁化率比是1.85倍，顯然灰色樣品中含有軟磁性礦物但是含量微弱。古丈紅石林的a*值和b*值分別與Bcr呈正相關(guān)關(guān)系，相關(guān)系數(shù)分別高達0.93和0.90（圖4），由此可知紅色樣品中赤鐵礦和針鐵礦相對含量較高（礦物鑒定詳見以下熱磁分析）。

圖4 a*、b*與Bcr相關(guān)性 Fig. 4 Correlation between a*, b*and Bcr

2.3.2 熱磁曲線（M—T曲線）

圖5為古丈紅石林樣品的磁化強度隨溫度變化曲線（M—T曲線），紅色樣品的磁化強度在670℃附近發(fā)生明顯轉(zhuǎn)折并降至最低（圖5a，5b），指示著赤鐵礦的存在。此外，兩樣品從室溫加溫至200℃過程中，可以宏觀看出大約在120℃附近有個轉(zhuǎn)折變化，應(yīng)是針鐵礦所致。所有樣品的磁滯回線類似順磁性礦物近乎直線，沒有檢測到明顯磁鐵礦或者磁赤鐵礦的信號?；疑珮悠窂姸热?，熱磁曲線（圖5c，5d）呈鋸齒狀，隨溫度上升，曲線總體下降，但沒有明顯溫度轉(zhuǎn)折點，說明灰色樣品中磁性礦物含量更低。

圖5 古丈紅石林樣品熱磁曲線Fig. 5 M — T curves of samples from the Red Stone Forest

2.4 粒度參數(shù)

沉積物粒度受搬運動力控制，可以用來判別不同成因類型及研究搬運動力條件（Doeglas，1968；Lu et al，2001）。湖南古丈紅石林樣品的頻率分布曲線均呈雙峰非對稱分布，主峰在10 — 50 μm附近，次峰在1 μm處，兩者都基本沒有粗尾（圖6a）。表明這些顆粒在搬運過程中已經(jīng)被充分混合，分選性好，使樣品呈現(xiàn)出眾數(shù)組分十分顯著的特點，并且與風(fēng)積西峰黃土古土壤粒度分布形態(tài)十分相似。據(jù)研究，10 — 50 μm粒級的顆粒是主要的風(fēng)力懸浮搬運對象（劉東生，1985），而隨粒徑變大，搬運系數(shù)變小，在空氣中的浮動性能越來越差，大于63 μm粒徑的顆粒就基本不能在空中懸浮，一般只以躍移形式搬運（孫東懷等，2000）。古丈紅石林與西峰黃土、古土壤粒度概率累積曲線極為相似，均為單段型（圖6b），以懸移組分為主要特征。紅石林地層這種粒度分布特點與報道的寶塔組灰?guī)r相似，是以粉砂粒級為主的碎屑沉積物，有時含數(shù)量不等的不規(guī)則“小礫塊”（圖2d）（周傳明和薛耀松，2000）。紅石林粒度存在約1 μm次峰，含量少，峰值與海相紅層主峰（Glasby，1991）對應(yīng)，但不是主峰，因此不符合海相特征，約1 μm的次峰應(yīng)是風(fēng)積物原地成壤細粒組分（孫東懷等，2000；Lu et al，2001）。

圖6 紅石林樣品的粒度特征及其與西峰黃土的對比Fig. 6 Comparison of the grain size characteristics of the Red Stone Forest and the typical eolian Xifeng loess

2.5 稀土元素

稀土元素（REE，Rare Earth Elements），指的是元素周期表中原子序數(shù)號57到71、化學(xué)性質(zhì)相似的鑭系元素組（文啟忠等，1995），分為輕稀土元素（La、Ce、Pr、Nd、Sm、Eu）和重稀土元素（Gd、Tb、Dy、Ho、Er、Tm、Yb、Lu）兩類。在不同的地質(zhì)過程中不同組分會發(fā)生一定的分餾，使它們具有不同的配分模式（Nesbitt，1979）。古丈紅石林稀土元素標準化配分模式如圖7a所示：La-Eu量較高，顯示該段曲線較陡；Eu-Lu含量較低，故該段曲線較為平坦。各樣品展示出非常相似的變化，說明紅石林碳酸鹽沉積的物質(zhì)來源具有很好的一致性和穩(wěn)定性。紅石林稀土元素標準化配分模式與中國黃土高原黃土樣品（CLP）、上地殼平均值（UCC）形態(tài)上有較高的相似性，均在La-Eu段曲線較陡，在Eu-Lu段曲線較為平坦，表現(xiàn)出在風(fēng)積成土過程中輕稀土富集、重稀土相對虧損，Eu元素具有明顯負異常的特點；古丈紅石林稀土元素標準化配分模式與海相石灰?guī)r（Thomson et al，1984）、意大利威尼斯附近白堊系海相地層（Bellanca et al，1997）相比存在較大差異，海相石灰?guī)r稀土元素配分模式中重稀土元素輕度富集，Ce元素表現(xiàn)出負異常，而Eu元素沒有風(fēng)積物和UCC那樣明顯負異常（圖7b，7c）。

圖7 古丈紅石林稀土元素球粒隕石標準化配分模式Fig. 7 Rare earth elemental (REE) distribution patterns

3 討論

首先需要對地層的紅色是否原生進行判定。判定原則是借助黃土古土壤地層（如圖2o，2p）野外大量觀察歸納總結(jié)：凡是顏色深淺隨著地層層理/或土壤層次變化而整體發(fā)生變化，則該顏色與地層層理/或土壤層次近于同期形成，即該顏色為原生顏色。因此，圖2中紅石林的紅顏色（圖2a，2b，2c）為原生色，而灰色層沿層理/層次方向不連續(xù)（圖2i）或者沿裂隙發(fā)育（圖2j）屬次生顏色。但是圖2k中的灰色與紅色呈斑塊狀共存，又同時被限定在特定層位中，盡管兩色形成稍有先后，但層位被上下層所限定，形成時間則鎖在上下層之間，從宏觀上可以理解為該紅色與灰色近于同期形成（詳見下述討論）。

按照經(jīng)典地質(zhì)學(xué)理論，紅石林石灰?guī)r存在明顯對立的兩方面證據(jù)，一方面是石灰?guī)r和含海相化石，二者均反映著海相環(huán)境；另外一方面是赤鐵礦紅色，網(wǎng)紋與報道的泥裂，代表著地表的氧化環(huán)境。即使黃土高原第四紀最發(fā)育的S5古土壤層，赤鐵礦只是少量存在，而主要磁性礦物為磁鐵礦和磁赤鐵礦，所反映的形成環(huán)境氧化程度還弱于紅石林形成環(huán)境。雙方證據(jù)都很強，并且尖銳對立，為了更好地理解沉積環(huán)境，首先對石灰?guī)r有關(guān)研究進展和現(xiàn)代過程做個簡述。

3.1 石灰?guī)r形成環(huán)境認識：從海相擴大到陸相

3.1.1 石灰?guī)r——海洋環(huán)境

石灰?guī)r分布廣泛大量出露，約占沉積巖各類巖石的10%，在經(jīng)典的地質(zhì)教科書中被普遍認為是海相化學(xué)沉積，即在海洋環(huán)境中當(dāng)碳酸鈣溶液過飽和發(fā)生沉淀形成（夏邦棟，2002；舒良樹，2010；Tarbuck et al，2014），也包括海盆中已經(jīng)固結(jié)被海水破碎（內(nèi)碎屑）再沉積和生物碎屑沉積，巖石為灰色、灰黑或灰白色。石灰?guī)r對應(yīng)于各種條件可能存在不同成因類型，但是所有石灰?guī)r的礦物組成卻是相似的，因為它們有個共同的海洋生物化學(xué)條件，延綿2000 km的澳大利亞大堡礁就是珊瑚礁的現(xiàn)代生物過程（Tarbuck et al，2014）。經(jīng)典的石灰?guī)r中并無紅色。

3.1.2 含恐龍腳印石灰?guī)r——陸地或海陸邊緣環(huán)境

世界各地曾發(fā)現(xiàn)過許多石灰?guī)r恐龍腳印（Milner，2002；Mauko and Florjan?i?，2003；Ensom，2007）。埃斯比切爾角的恐龍腳印屬于葡萄牙保存最好的恐龍腳印，包含兩處不同的系列，一處屬于侏羅紀，另一處屬于白堊紀。那里一共發(fā)現(xiàn)了近700個恐龍腳印，分布在8個巖層面上。大多數(shù)腳印屬于重型的蜥腳類恐龍，被歸入雷龍足跡和似雷龍足跡，是世界上最早記錄的恐龍腳印遺跡（鄧濤，2014-05-26）。行走的恐龍是陸生動物，能夠?qū)⒛_印在石灰?guī)r層面上留下痕跡的環(huán)境，石灰泥必須尚處于半干帶濕的環(huán)境。這些恐龍腳印啟示，有些石灰?guī)r沉積環(huán)境可能就是下述澳大利亞陸地短暫積水洼地，或者海陸邊緣淺水環(huán)境。

3.1.3 含樹木化石石灰?guī)r —— 陸地環(huán)境

英國南海岸廣泛出露著早白堊系普貝克（Purbeck）群石灰?guī)r地層，它沉積于侏羅紀晚期白堊紀的開始，年代約始于140 Ma。普貝克石灰?guī)r地層在多塞特（Dorset）海岸沿線含許多樹木化石（圖8a，8b）和許多恐龍腳印（West，1975；Ensom，2007）。由于生長著樹木和行走著爬行動物恐龍的環(huán)境是陸地，因此表明，有些石灰?guī)r是在地表接近生長著樹木的環(huán)境條件下形成的，換個角度看，這種生長著樹木的石灰?guī)r就是一種地表土壤層。

3.1.4 澳大利亞潟湖現(xiàn)代石灰?guī)r —— 陸地臨時性 湖泊環(huán)境

澳大利亞南澳州沿著海岸廣泛發(fā)育碳酸鹽沉積，被稱為碳酸鹽海岸。澳洲最大河流墨累（Murry）河在南澳Coorong地區(qū)入海，在河口兩側(cè)發(fā)育著100多千米平行海岸的濱海濕地、大大小小潟湖和各種臨時性積水洼地或干鹽湖。隨著氣候變干旱海平面下降，有些潟湖與海不再相連，成為干旱鹽湖洼地，每年雨季短暫積水就成為臨時性湖泊（圖8c，8d）?？茖W(xué)家在Coorong地區(qū)研究碳酸鹽現(xiàn)代過程已經(jīng)持續(xù)了近70 a（Wacey et al，2007）。干季時湖底無水，可以走人，并留下許多泥裂（圖8c）、動物腳印（圖8d）和生物（水生及陸生）遺?。▓D8e—8g）。這些沉積物遇稀鹽酸劇烈起泡，證明碳酸鈣系列沉積過程正在進行中。根據(jù)一個湖底巖芯，457 mm深度14C年齡為2500 a，沉積速率為0.2 mm ? a?1，物質(zhì)主要來自周圍沙丘吹來的粉砂黏土級風(fēng)積物，多個湖芯的平均沉積速率為0.2 — 0.5 mm ? a?1（Skinner et al，1963）。風(fēng)吹湖邊堆滿米粒黃豆大小的生物貝殼，既有水生的螺也有旱生的蝸牛（圖8e），干湖底既有水生的螺也有陸生爬蟲混雜一起（圖8f），翻開泥裂塊，裂塊背面就出現(xiàn)許多咸水海相貝殼（圖8g）。按照上述沉積速率，這些生物貝殼和遺體再過百年千年就會變成湖邊的生物碎屑灰?guī)r（圖8h）。這些湖底平坦，但從湖邊向湖心依然略有高差，因此湖邊先被蒸發(fā)成為干地，湖心較晚，并且常年干濕交替。同樣一層沉積物，在湖邊湖岸生長著樹木（圖8c，8d），近岸先蒸發(fā)變干露出水面，漸漸形成堅硬富含水生生物化石的石灰?guī)r干地（圖8c，8h），湖心沉積物稍晚變干，動物走在未干透的石灰泥上就可能留下腳印（圖8d）。據(jù)研究，這些短暫湖泊積水時水深可達幾十厘米，水中生長著耐鹽植物（圖8c），植物的旺盛光合作用使得水中pH升高（可達9.5 — 10.2）導(dǎo)致一些碎屑溶解，而pH值降低或湖水蒸發(fā)消失時（干旱）使得礦物質(zhì)沉積，這種過程每年反復(fù)就形成了干旱湖底的碳酸鹽沉積（Skinner et al，1963）。如白云質(zhì)灰?guī)r、鈣質(zhì)白云巖、鎂方解石等各種碳酸鹽甚至硅酸鹽在不同階段沉積下來（Alderman，1965；Peterson et al，1965）。這些現(xiàn)代過程研究表明，有些石灰?guī)r是可以在地表短暫積水的湖泊中形成，而且含海相化石。這些短暫湖泊一年中實際上暴露地表（氧化）時間大于積水（還原）時間，是一種地表氧化條件下碳酸鈣土壤化過程。這種石灰?guī)r就是以粉砂粒級為主的鈣質(zhì)膠結(jié)碎屑沉積物。因此可以推測，英國南部海岸白堊系生長著樹木和保存著恐龍腳的Purbeck石灰?guī)r沉積環(huán)境可能與此干鹽湖環(huán)境類似。

圖8 石灰?guī)r形成于不同環(huán)境Fig. 8 Limestone formed in different environments

3.1.5 碳酸鈣膠結(jié)黃土古土壤層 —— 陸地環(huán)境

風(fēng)積黃土與古土壤是風(fēng)積物為母質(zhì)，在陸地地表形成的碳酸鈣膠結(jié)粉砂粒級為主的碎屑沉積序列。風(fēng)積地層是由許多黃土古土壤層疊加形成，風(fēng)積物落地后經(jīng)歷了不同程度的成土作用，雨水下滲使得土層上部易溶物質(zhì)被淋溶到下部堆積，于是形成了上部褐紅色黏化層和下部淺褐紅色淀積層不同土壤層次。土壤發(fā)育強弱與氣候條件、地形、母質(zhì)沉積速率以及時間長短等成土要素密切相關(guān)。從地質(zhì)學(xué)角度看，這種風(fēng)積黃土古土壤序列就是以粉砂粒級為主的鈣質(zhì)膠結(jié)的碎屑沉積。沿著渭河兩岸第四紀黃土系列和下伏的更早紅黏土地層中普遍發(fā)育著鈣結(jié)核與鈣板層，這些鈣結(jié)核與鈣板層普遍呈顏色稍淺（相對黏化層顏色）的褐紅色，鈣結(jié)核或鈣板是否發(fā)育、發(fā)育程度、形成厚度等特征以及空間變化均與所處位置的氣候條件（尤其降雨量）密切相關(guān)（劉東生，1985，2009；劉秀銘等，2014）。在天水秦安地區(qū)發(fā)現(xiàn)中新世5 m厚褐紅色連續(xù)的鈣結(jié)核層（Retallack et al，2018），這表明，只要條件合適，鈣結(jié)核也會相連形成紅色鈣板層，如渭河兩岸黃土地層所常見。因此如何區(qū)分上述各種石灰?guī)r、大洋紅層與地表紅層需要更多證據(jù)綜合判斷。

3.2 古丈紅石林石灰?guī)r沉積環(huán)境分析

3.2.1 紅石林要點綜合

紅石林地層總體呈現(xiàn)紅色，主要是赤鐵礦所致。地層缺少像砂巖和頁巖那樣明顯突變的層理，而是由地層的深淺紅色變化體現(xiàn)出來。紅石林地層是由許多淺紅色層和深紅色層疊加形成，地層紅顏色的深淺隨層理/層次的變化而變化（圖2），與第四紀黃土地層類似，說明地層的紅色是與層理/層次近于同期形成。赤鐵礦使得地層形成紅色，表明在地層沉積過程中形成了不同含量的赤鐵礦，使得地層有了深淺變化的紅顏色。

中國新生代黃土古土壤已經(jīng)被證明是在地表氧化條件下風(fēng)積成土形成的（劉東生，1985，2009），該地層以磁赤鐵礦化的磁鐵礦為主要特征，赤鐵礦與針鐵礦是次要組分，即使在最濕熱條件成土最強的第五層古土壤也是如此。新生代黃土古土壤地層是磁鐵礦、磁赤鐵礦、赤鐵礦和針鐵礦四種磁性礦物可以共存的環(huán)境。但是紅石林地層中的赤鐵礦是唯一能夠被檢測到的磁性礦物（其次還有針鐵礦/褐鐵礦）。由于赤鐵礦是鐵氧化物，形成和保存環(huán)境比磁鐵礦、磁赤鐵礦和針鐵礦更加氧化和低濕（劉秀銘等，2014），表明紅石林灰?guī)r的形成環(huán)境是比第四紀最強發(fā)育古土壤更干旱更氧化的環(huán)境。

紅石林地層風(fēng)化面上廣泛發(fā)育著瘤狀結(jié)核（圖2b — 2e），它是鈣質(zhì)富集的部位。瘤狀結(jié)核順層發(fā)育，在深紅色層位發(fā)育得密集些，淺紅色層位稀疏些，總體也是隨著層理/層次的變化而變化，是與層理/層次近于同期形成的。仔細觀察可見瘤狀結(jié)核在剖面上形如網(wǎng)紋，既有順層方向延伸，也有垂直層面（穿時）方向發(fā)展。

紅石林地層中灰色（青灰色、灰色）層似與紅層為互層。但是有些灰色順層不連續(xù)（圖2i），有些灰色沿裂隙發(fā)育（圖2j），大多數(shù)灰色層中都殘留著紅色斑塊（圖2h — 2k），有些灰色呈斑塊狀與紅色共存于特定的層中（圖2k，2m），因此紅色可能先于灰色?；覍优c層理/層次存在兩種關(guān)系：一是與層無關(guān)（如沿裂隙發(fā)育），可能這種灰色條帶是后期局部還原條件對早期紅層改造的結(jié)果；二是與層有關(guān)，灰色與紅色均呈斑狀被同時限制在特定層位中。紅色斑塊代表著赤鐵礦強氧化環(huán)境，灰色層反映了赤鐵礦消失，二者共存同一層中，而且也是既有順層方向延伸，也有垂直層面（穿時）方向發(fā)展，猶如紅與白相間的斑狀網(wǎng)紋紅土。

紅石林地層的碳酸鈣含量為20% — 24%（表1），粒度組分中以4 — 63 μm為主要峰值的粉砂粒級組分占到65%以上，次峰為1 μm，總體組成與粒度分布形態(tài)展示了與風(fēng)積物的高度相似性（圖6）。紅石林地層稀土分布特征與風(fēng)積物、上地殼平均組分以及深海外源碎屑高度相似，但是與海相原地組分的稀土分布特征差別較大（圖7）。

3.2.2 海相紅層可能性

按照胡修棉（2013）的定義，大洋紅層是海相紅層的特殊類型，指沉積在海洋遠洋、半遠洋環(huán)境下，在富氧條件下形成的一套以紅色—粉紅色—棕色為主的、有機質(zhì)極低的沉積物，是一種富氧事件的產(chǎn)物。根據(jù)碳酸鈣分析，古丈紅石林灰?guī)r碳酸鈣含量在20% — 24%（表1），而云南路南石林石灰?guī)r碳酸鈣達90%以上（彭陽等，2014），顯示紅石林紅色灰?guī)r與經(jīng)典石灰?guī)r存在很大差別。古丈紅石林在野外滴鹽酸反應(yīng)后，液體中殘留余渣，也說明這石灰?guī)r是碳酸鈣膠結(jié)粉砂和黏土顆粒的碎屑巖石。地層中還發(fā)現(xiàn)棱角狀硅質(zhì)碎屑角礫（圖2d），它的粒度組分以4 — 63 μm的粉砂粒級為主（占到65%以上）（圖6），因此基本可以排除深?；瘜W(xué)沉積，而是屬于碳酸鈣膠結(jié)粉砂粒級為主的碎屑巖。按照大洋紅層（王成善，2006；胡修棉，2013）的說法，只要海水具備足夠氧化條件也可以在海底沉積形成赤鐵礦，其中一個重要證據(jù)是現(xiàn)代海洋底部發(fā)現(xiàn)紅層（Glasby，1991）。但是現(xiàn)代大洋紅層主要是紅黏土，粒級比粉砂更細，物質(zhì)成分來自異地外源和原地自生兩部分。異地外源為主要成分，來源于中亞、澳大利亞和中美洲的沙塵風(fēng)積物，粒徑峰值1 μm和＜15%生物成因碳酸鈣（Glasby，1991）。此外，平均含量5%左右的原地組分，其粗顆粒平均直徑80 μm，包括火山碎屑、錳質(zhì)微結(jié)核、石英和宇宙球粒（Glasby，1991），大洋紅層中碎屑的粒度分布有兩峰，主峰峰值1 μm（約占95%）；次峰峰值80 μm（約占5%）。紅石林粒徑主峰在10 — 50 μm（4 — 63 μm占65%以上），碳酸鈣總含量在20% — 24%，也不存在80 μm 5%左右的粗顆粒峰（Glasby，1991），不論粒徑分布特征還是碳酸鈣含量，均不支持海相紅層的說法（圖6，表1）。粒度分布曲線在1 μm處存在一個次峰，峰值與海相紅黏土中的主峰峰值一致，但含量（圖6）遠沒有達到~ 95%（Glasby，1991）。古丈紅石林粒度分布的主峰與次峰均同時與第四紀風(fēng)積黃土粒度特征（鹿化煜和安芷生，1999）一致，不僅主峰和次峰分別對應(yīng)，而且峰值、含量也高度一致。根據(jù)風(fēng)積物研究，這2個粒度峰分別對應(yīng)著風(fēng)力懸浮搬運（10 — 50 μm）和就地成土（次峰1 μm）組分（鹿化煜和安芷生，1999；孫東懷等，2000；喬彥松等，2006）。

從稀土配分模式特點看，古丈紅石林地層的稀土配分模式與上地殼平均組分和中國黃土組分極為相似，與現(xiàn)代海相紅層異地風(fēng)積物組分也是高度吻合（圖7a，7b），但是與現(xiàn)代海相紅層原地自生組分（authigenic）特征及海相沉積物REE組成（Glasby，1991；Bellanca et al，1997）相差甚大（圖7b，7c）。

紅石林地層中紅色赤鐵礦指示著強氧化形成環(huán)境。赤鐵礦是鐵氧化物，針鐵礦為鐵氫氧化物，二者均為三價鐵的化合物，均指示著沉積物形成和保存的強氧化條件。針鐵礦αFeOOH化學(xué)組成中的鐵是與氧化鐵和氫氧根結(jié)合，故針鐵礦形成并穩(wěn)定于濕潤的氧化環(huán)境；而赤鐵礦αFe2O3是鐵與氧離子結(jié)合，故赤鐵礦與針鐵礦不同，需要在干旱透氣透水的氧化環(huán)境才能夠形成和穩(wěn)定。如果仔細觀察現(xiàn)代南方風(fēng)化殼紅層，只有在透水性好的風(fēng)化殼頂部存在紅色赤鐵礦，向下透水性漸漸變差，顏色也漸漸變成針鐵礦的黃褐色。鐵的氧化物包括了磁鐵礦、磁赤鐵礦和赤鐵礦，它們各自的化學(xué)組成特點就能夠說明它們的化學(xué)行為存在一些本質(zhì)差別。赤鐵礦αFe2O3和磁赤鐵礦γFe2O3，它們均為Fe3+與O2?結(jié)合而成。磁鐵礦Fe3O4可以表達為Fe2+O(Fe3+)2O3，即磁鐵礦分子式中既含F(xiàn)e3+也含F(xiàn)e2+。因此磁鐵礦相對于磁赤鐵礦和赤鐵礦而言，有著更寬一些適應(yīng)和穩(wěn)定的環(huán)境范圍。赤鐵礦適應(yīng)更極端干旱氧化環(huán)境中形成和保存，磁鐵礦卻不能。極端和持續(xù)的氧化條件下，磁鐵礦中Fe2+必然不穩(wěn)定，其結(jié)果通常是先保留磁鐵礦晶格變成磁赤鐵礦γFe2O3，最終要慢慢轉(zhuǎn)變成赤鐵礦（劉秀銘等，2014）。根據(jù)以上化學(xué)氧化還原原理，水下為缺氧富氫氧根的條件，缺乏形成原生的赤鐵礦的環(huán)境；如果海底水下真的足夠富氧，那么形成的鐵礦物將是針鐵礦而不是赤鐵礦。第四紀黃土和古土壤中所檢測的磁性礦物通常是磁鐵礦、磁赤鐵礦、赤鐵礦和針鐵礦，即使在成土最強的第五層古土壤亦是如此。這表明黃土高原第四紀氣候和地表條件，是氧化-弱還原可以共存的環(huán)境。而白堊紀丹霞地層中紅色泥裂檢測出唯一的赤鐵礦（劉秀銘等，2014），則顯示當(dāng)時是持續(xù)高溫少雨的極端氧化氣候條件，使得其他三種磁性礦物不適合形成和保存；紅石林形成環(huán)境總體與白堊紀紅層的氧化程度接近，而針鐵礦的存在指示著更多的降雨或濕度。

海相化學(xué)沉積是碳酸鹽溶液過飽和發(fā)生沉積，海相碎屑沉積是碎屑物向上漸漸堆積，同一時期同一地點海底只能對應(yīng)一種特定的氧化還原條件，即化學(xué)沉積只能夠一層一層地堆積，無法一層中形成不同沉積（如紅色與灰色斑塊共存，分別代表不同氧化-還原條件，無法同時沉積），也無法同時形成穿層穿時的裂隙與結(jié)核。因此在紅石林地層中這種順層與穿層同時普遍發(fā)生的現(xiàn)象，如瘤狀結(jié)核順層與垂直層面方向能夠同時進行（圖2b — 2f），紅色與灰色斑塊共存于特定層位（圖2k），或者灰色層中殘留著紅色斑塊（圖2h — 2i），表明這些順層地質(zhì)過程應(yīng)是與地層層理/層次近于同期形成。即圖2k中的紅色與灰色斑塊是在發(fā)育紅色斑塊的同時也形成了灰色斑塊，而且該紅色灰色斑塊共存只限于特定層內(nèi)，由此判斷紅色灰色共存是在形成上下紅層之間，近于同期形成的。紅色斑塊代表著局部赤鐵礦強氧化環(huán)境，而灰色代表著鐵質(zhì)流失（鐵質(zhì)流失是氧化-還原過程頻繁發(fā)生的過程（劉秀銘等，2016））。這種紅白共存現(xiàn)象常見于地表成土環(huán)境，如vertisol和網(wǎng)紋紅土（Soil Survey Staff，2014）。但海相是充滿了海水的環(huán)境，同一時期同一地點的海底無法產(chǎn)生不同的氧化還原條件。因此，兩種氧化-還原條件共存的地質(zhì)現(xiàn)象是海相沉積過程無法或者難以形成的。

從“大洋紅層”學(xué)者角度看，古丈紅石林是紅色富碳酸鈣沉積并且含海相化石，認定為典型大洋紅層，并在此基礎(chǔ)上進一步認為，海水達到足夠氧化程度便可以形成赤鐵礦而導(dǎo)致地層形成紅色。然而在以上求證過程中，發(fā)現(xiàn)紅石林樣品除了化石外，其余均與海相紅黏土各種特征（如粒度、REE、磁性礦物、棱角狀礫石、侵蝕古地形等）不符合，而且相差較大，對于紅色與灰色共存和順層與穿時鈣結(jié)核同時發(fā)展的現(xiàn)象，更是海相環(huán)境無法解釋的。古丈紅石林因此無法被肯定為海相成因。前已述及，即使現(xiàn)代實驗室容器水中存在少許氧氣，但到了泥-水界面之下，氧氣濃度就驟降為零，顯然，要證明大洋海底有足夠氧化條件可以形成赤鐵礦，首先需要在實驗室特定條件下實現(xiàn)赤鐵礦沉積，然后在海相環(huán)境中證實該條件存在。

3.2.3 陸地沉積環(huán)境可能性

許多石灰?guī)r，如桂林和云南路南石林石灰?guī)r，可普遍顯示被流水侵蝕，卻不會被改變顏色，這其中重要的原因是：海相石灰?guī)r本來就形成于水下還原環(huán)境，風(fēng)化過程中自然不容易再受水作用的影響。紅石林地層屬牯牛潭組，具有石灰?guī)r明顯風(fēng)化溶蝕外貌特征，被認為是海相紅色灰?guī)r（胡修棉，2013）。但是紅石林地層的紅顏色與薄層狀風(fēng)化外貌（圖2a），是桂林和路南石林那些海相石灰?guī)r所沒有的，而宏觀上更類似于風(fēng)積古土壤地層（圖2p）。

3.2.3.1 紅色和灰色共存環(huán)境分析

以上已證明，古丈紅石林地層中的紅色是與層理/層次近于同期形成的原生色。但紅色和灰色斑塊共存同一層在紅石林地層中也比較普遍，如圖2h — 2k，2m?；疑窃摰貙拥诙Ｒ婎伾液暧^看似順層發(fā)育（圖2h — 2k），但是如果大面積仔細追蹤可能會發(fā)現(xiàn)，灰色初始階段是沿著裂隙，甚至穿層發(fā)育（圖2j），灰色層中尚殘留著紅色斑塊（圖2h — 2k），說明紅層形成在先，灰色層和灰色斑塊形成在后。然而，灰色斑塊（圖2k）、灰色層（圖2h，2i）和灰色裂隙（圖2j）又都止于上下層界線，說明該灰色形成時間是介于該層紅色形成之后和覆蓋層紅色形成之前?；蛘哒f，地層的紅色與灰色盡管稍有先后，卻都在上覆蓋層沉積之前就形成了。如果將圖2k紅色和灰色共存剖面切開，可見紅色與灰色基本上呈網(wǎng)狀交錯等量發(fā)育（圖2m）。由于上下層的界定，表明紅色和灰色共存發(fā)育的時間都在界定層內(nèi)，即紅色與灰色均在上下層的界定時間內(nèi)先后形成，或近于同時發(fā)育，表明地層形成環(huán)境是在同時存在至少兩種不同氧化-還原條件下進行的，而且是數(shù)十厘米范圍內(nèi)均勻，斑狀的氧化與還原共存卻緊密相鄰的微環(huán)境（圖2k，2m），這應(yīng)當(dāng)是海相環(huán)境很難或無法具備的條件。

但在地表特定條件下紅色與灰色卻可以同時形成，網(wǎng)紋紅土中紅色與白色斑塊共存就是例子。網(wǎng)紋紅土發(fā)生在高溫多雨的熱帶亞熱帶地區(qū)，地表溫度高蒸發(fā)強烈利于赤鐵礦形成，但是高濕度卻不利于赤鐵礦。地表的泥裂、裂隙、樹根、蟲孔等，形成了許多大大小小透水排水差異的局部凹凸不平微地形。透水排水較好的部位赤鐵礦得以形成和保存，而透水排水較差的部位已經(jīng)形成的赤鐵礦、針鐵礦或者其他鐵礦物則經(jīng)歷了頻繁的干（氧化）濕（還原）交替，使得鐵質(zhì)不斷被帶出流失（劉秀銘等，2016），于是顏色漸漸變淺，形成灰色甚至白色（如水稻土）。這種紅色和灰色共存的土壤稱為變性土（Soil Survey Staff，2014），氣候條件（年均氣溫和降雨量）類似現(xiàn)代斑狀網(wǎng)紋紅土發(fā)育地的浙江和福建地區(qū)。水下沉積在同一層面同一地點是一個統(tǒng)一的氧化還原條件，而一個統(tǒng)一的氧化還原環(huán)境，無法發(fā)生部分紅色和部分灰色在同一層面共存的情形。因此，紅石林地層紅色和灰色斑塊共存于特定層中的情形（圖2k）可能只有地表成土氧化條件才能夠做到。

紅石林地層中的層并無砂巖頁巖那樣截然明顯的層理，而主要以紅顏色的深淺（圖2b，2c）變化來表現(xiàn)，這種紅顏色由深到淺漸漸變化正是土壤層次的特點（Soil Survey Staff，2014），如黃土高原第四紀古土壤和中新世古土壤（圖2o，2p）。紅石林地層的氧化紅色和土層層次特點，均指向地表強氧化成土環(huán)境。

紅石林地層的風(fēng)化面上普遍存在網(wǎng)紋或者瘤狀結(jié)核，顯示鈣質(zhì)膠結(jié)較強因而相對耐風(fēng)化突出于風(fēng)化面上（圖2b — 2f）。瘤狀結(jié)核在剖面上形如網(wǎng)紋，既有順層方向延伸，也有垂直層面（穿時）方向發(fā)展（圖2b — 2f），海相沉積過程可以形成順層結(jié)構(gòu)構(gòu)造，卻無力同時形成穿時/穿層結(jié)構(gòu)構(gòu)造。只有地表成土過程才可以使得結(jié)核既有順層發(fā)展也同時縱向向下淋溶（穿時穿層）淀積（Soil Survey Staff，2014）。恰如黃土高原的古土壤發(fā)育過程（圖2o），順層形成同樣深淺的褐紅色與土壤層次，而雨水淋溶將上部黏化層中碳酸鈣等易溶物質(zhì)向下遷移，就是同時發(fā)生的垂直層面的地質(zhì)過程（劉東生，1985，2009；郭正堂等，1994）。這些順層與穿時共存現(xiàn)象似乎只有在地表成土環(huán)境中才能得到解釋。地表氧化條件不僅解釋了順層與穿時共存現(xiàn)象、紅色和灰色共存現(xiàn)象，同時也符合赤鐵礦形成條件，和諸多學(xué)者關(guān)于龜裂泥裂暴露地表的判斷（周傳明和薛耀松，2000；王安東等，2012）。

3.2.3.2 沉積物形成環(huán)境與古生物化石環(huán)境分析

紅石林地層一直被認為是紅色石灰?guī)r沉積，上述已經(jīng)分析，地層的原生紅色是由赤鐵礦所致，而赤鐵礦是鐵氧化物，無法在海水缺氧環(huán)境形成。而且，紅石林石灰?guī)r也被證明是以粉砂粒級為主的碳酸鈣膠結(jié)的碎屑沉積，與風(fēng)積黃土古土壤是同樣類型沉積。而且已發(fā)現(xiàn)了含恐龍腳印石灰?guī)r、含樹木化石石灰?guī)r和澳大利亞現(xiàn)代潟湖石灰?guī)r，這些石灰?guī)r的形成均與地表環(huán)境密切相關(guān)，這表明地質(zhì)歷史上至少有一部分石灰?guī)r是在類似地表環(huán)境形成的。

根據(jù)化石來判斷保存它的沉積物環(huán)境，是地質(zhì)學(xué)最常用的方法。角石被認為生活在海水中，因此它成為推斷紅石林為海相地層的重要根據(jù)。顯然，角石化石作為海相環(huán)境的判斷證據(jù)是強大的。但是，化石是保存在紅色沉積物中，含赤鐵礦紅色沉積物本身所指示的環(huán)境意義也同樣強大。沉積物的各種特征是在原地沉積環(huán)境形成的，沉積環(huán)境與沉積物各種相適應(yīng)的特征（如顏色）至少需要上百年千年時間。化石埋藏既可以是原地也有可能異地搬運來沉積，相對沉積物而言，化石形成時間顯得短暫。從時間角度看，沉積物氧化紅色特征本身的環(huán)境指示意義比化石指示意義一點不差，甚至更強大更可靠。如果認識是正確的，化石與沉積物所指示的沉積環(huán)境必然一致。如果指示的沉積環(huán)境不一致，說明至少其中一方面認識有誤。以下分別根據(jù)化石為海相和紅層赤鐵礦為陸相來探討。

如果地層以角石等化石為依據(jù)指示著海相，那么其余各種特征都能夠支持該解釋嗎？可能要面對以下幾個難以解釋的問題。（1）首先是形成地層紅色的赤鐵礦與海相環(huán)境格格不入，它是鐵氧化物，無法在水下環(huán)境產(chǎn)生，需要充足氧氣條件才能夠形成，地表水分稍多赤鐵礦就無法穩(wěn)定而被改變成為針鐵礦。澳大利亞存在近35億年前的紅色條帶狀赤鐵礦，長期以來一直被解釋為海相沉積形成，因此也是大洋紅層，與紅石林地層一樣存在大洋缺氧與赤鐵礦強氧化的矛盾。幾年前隨著研究深入，發(fā)現(xiàn)了淋溶證據(jù)，于是條帶狀赤鐵礦并非海底產(chǎn)生，而是地表過程形成（Rasmussen et al，2014；Kerr，2014）。海底是充滿了水的環(huán)境，也是極其強大的還原環(huán)境，海底火山爆發(fā)可能會帶來瞬間和局部的強氧化條件，但是相對無邊海底的強大還原條件而言，火山帶來的氧化環(huán)境還是渺小、短暫和微不足道的，因為它的熱液和強大氧化條件都會迅速被無邊的海水強大還原條件所稀釋，在水下很難持續(xù)長期氧化形成整層，甚至一層又一層由赤鐵礦染色形成的地層。更無法形成這樣環(huán)境條件：一部分形成赤鐵礦而另外部分卻在溶解赤鐵礦使之變成灰色。因此，現(xiàn)代發(fā)現(xiàn)海底紅層，其主要成分是來自外源風(fēng)積物（峰值約1 μm，Glasby，1991）而不是水下形成的赤鐵礦。水下原地自生組分平均含量僅占5%，是平均粒徑為80 μm的粗顆粒（Glasby，1991），主要為火山碎屑、錳微結(jié)核、石英和宇宙球粒，并無自生形成赤鐵礦。從原理上說，海相無法滿足形成成層紅色赤鐵礦的條件，而且如果海底真的有足夠氧化的條件，形成的鐵礦物也將是針鐵礦而不是赤鐵礦；（2）洋底的氧化-還原條件在某地點某時間是統(tǒng)一的也是唯一的。這樣的統(tǒng)一和唯一的氧化-還原條件就無法形成紅色和灰色共存（數(shù)厘米至數(shù)十厘米范圍內(nèi)氧化與還原共存卻緊密相鄰（圖2k，2m））的沉積環(huán)境；也無法形成順層和同時穿時的瘤狀結(jié)核。（3）紅石林地層粒度存在主峰值10 — 50 μm，次峰1 μm，具有風(fēng)積粉砂和成土黏土雙峰特征，不符合現(xiàn)代海相紅層粒度分布（Glasby，1991），表明沉積碎屑可能來自風(fēng)積物。（4）稀土REE特征與海相紅層（Thomson et al，1984）不符合，卻與風(fēng)積物高度一致。除了化石，紅石林地層各種特征均指向風(fēng)積物地表氧化環(huán)境。

如果紅石林以地表氧化條件形成紅色赤鐵礦為認識基礎(chǔ)，那么角石等海相化石可以被解釋嗎？從沉積物特點看，紅石林是以粉砂粒級為主的鈣質(zhì)膠結(jié)碎屑沉積物，粒度組成分布具風(fēng)積物特征，風(fēng)積物落入海洋成為海相碎屑；落入暫時性積水湖盆可以形成鈣質(zhì)膠結(jié)粉砂層，或石灰?guī)r白云巖并含海相化石和動物腳?。▓D8）；風(fēng)積物落在陸地便發(fā)育成地表土壤，中國黃土古土壤就是這種以粉砂為主的沉積物。英國報道的白堊系石灰?guī)r發(fā)現(xiàn)恐龍腳印和樹木化石（圖8），表明有些石灰?guī)r就是形成于陸地或者海陸邊緣環(huán)境，該環(huán)境下形成的石灰?guī)r就可能是鈣質(zhì)膠結(jié)紅色粉砂層并含海相化石和動物腳印化石（圖8），這種環(huán)境的現(xiàn)代過程正在澳大利亞發(fā)生（Skinner et al，1963；Peterson et al，1965），可能也是宏觀上最接近于紅石林地層形成的沉積環(huán)境。

4 結(jié)論

（1）古丈紅石林碳酸鈣含量低，而粉砂碎屑組分高，粒度雙峰峰值和分布形態(tài)與風(fēng)積地層極為相似，稀土元素分布形態(tài)與風(fēng)積物高度一致，而與海相沉積物差別大。因此紅石林地層并非海相碳酸鈣過飽和發(fā)生的化學(xué)沉積，而是陸地地表碳酸鈣膠結(jié)的以粉砂黏土為主的碎屑巖沉積序列。

（2）紅石林的地層紅色為赤鐵礦所致，地層紅色隨層理/層次變化發(fā)生由深紅到淺紅的變化，紅顏色各層均勻發(fā)育，并未穿層，因此該地層紅色與層理/層次近于同期形成，是原生形成的顏色。地層中的原生赤鐵礦反映了沉積是在長時間強氧化條件下進行的。這種條件只有地表炎熱的干旱半干旱環(huán)境才具備，海相不具備這樣的環(huán)境。

（3）紅石林地層普遍存在紅色與灰色共存現(xiàn)象，如同斑狀網(wǎng)紋紅土，但這種共存又被局限在上下層之間，表明這種共存現(xiàn)象近于同期形成。而在海底同一地點同一時期，必然是特定的統(tǒng)一的氧化還原環(huán)境，不具備形成紅白斑塊共存的環(huán)境條件；紅石林地層瘤狀結(jié)核的網(wǎng)狀發(fā)育既順層同時也穿時，也不是海相環(huán)境能夠形成的；此外，各層間的深淺紅色呈緩慢漸變過渡關(guān)系，體現(xiàn)了土壤黏化層和淀積層的層次特征，而非水成沉積巖的層理。

（4）綜合石灰?guī)r研究進展和現(xiàn)代碳酸鹽形成過程，可能澳大利亞海陸邊緣現(xiàn)代暫時性湖泊碳酸鹽形成過程比較接近紅石林的沉積環(huán)境：短暫積水不僅留下海相化石、動物腳印和泥裂，同時也將半干碳酸鹽膠結(jié)粉砂沉積物變成現(xiàn)代泥灰?guī)r-石灰?guī)r。

（5）因此，古丈紅石林地層可能是一套記錄著奧陶紀地球冷暖變化的海陸邊緣相風(fēng)積粉砂粒級為主的碎屑沉積物地層。對研究地球氣候變化歷史具有重要的科學(xué)價值和意義。