湖南古丈奥陶纪红石林地层特征与石灰岩沉积环境分析

2021-07-29 07:02刘秀铭吉金平陈家胜AliRashidTabrezSiroosJafari
地球环境学报 2021年1期
关键词:海相赤铁矿石灰岩

刘秀铭 ,吉金平,章 涛,陈家胜,Ali Rashid Tabrez,Siroos Jafari

1.福建师范大学 地理科学学院,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.临沂艺术学校,临沂 276000

石灰岩是地球上分布最广泛的沉积岩之一。李四光(1924)对长江三峡进行地质调查时,在湖北秭归县建立了奥陶系石灰岩地层,因其中富产中华震旦角石,外形似宝塔而命名为“宝塔灰岩”。宝塔灰岩为具网纹构造的泥晶灰岩或生屑泥晶灰岩,颜色上可划分为紫红色层和灰色层两种端元类型(廖纪佳等,2017),后来被进一步划分为牯牛潭组、庙坡组、宝塔组、临湘组(李协能等,2012)。早期地质学家只是把灰岩的网纹看作一种识别岩石的特征而未曾探讨其成因,直到20世纪80年代,宝塔灰岩的网纹成因才引起了广泛的讨论,提出了多种不同的认识:(1)水上暴露干裂成因,(2)水下胶缩成因,(3)水下收缩成因,(4)成岩作用成因,(5)成岩 —构造作用成因,(6)准同生变形构造,(7)生物遗迹成因,(8)海底硬地收缩成因。但至今仍无统一定论(廖纪佳等,2017)。这些争论显示,关于宝塔灰岩沉积环境,长期以来都存在着水上暴露干裂(地表环境)与水下环境认识的差别。

湖南古丈红石林(图1)属牯牛潭组,总体褐红色,具有石灰岩风化的外貌,并且含角石化石(湖南省地质矿产局,1988)(图2),属奥陶纪大洋红层(胡修棉,2013)。古丈红石林与经典的海相云南路南石林(彭阳等,2014)或桂林山水石灰岩相比,除了颜色(深灰)和层厚(巨厚层状)有差别外,还显示了极好的层状(层厚一般为0.3 — 0.5 m),并且以深浅红色交互出现构成红石林的地层(图2)。按照经典地质学理论,红石林地层形成环境存在相互矛盾的两方面:一方面是角石化石与碳酸钙灰岩均普遍被认为形成于海相,指示着水下缺氧环境;而对立的另一方面是地层的红颜色,网纹和龟裂,指示着地表氧化环境。现在集矛盾的双方于红色灰岩一身,难以调和,或许意味着至少其中一方认识有误。

图1 湖南古丈研究区地质简图(据马丽芳(2002)修改)Fig.1 Geological sketch map of study area (modified from Ma L F (2002))

“大洋红层”的说法似乎可以将上述矛盾和谐地合二为一。石灰岩通常被认为是碳酸钙在海相环境中过饱和而发生沉积,因此灰岩中含有孔虫、角石等化石。这种理论适合于解释深灰色的灰岩,却不适合于红色、紫红色灰岩。于是最近地质学家提出了“大洋红层”理论(王成善和胡修棉,2005;胡修棉,2013)。该学说基本上是在认定该红层为海相环境的基础上,再根据地球化学氧化还原原理来解释如何形成红颜色氧化物:即海水中富氧程度很高的条件下就可以形成赤铁矿,大洋红层是水下富氧事件的产物。但是本质上该说法只是一种认定,认定石灰岩和化石就是海相环境,而忽略了认识过程的必要证明。海洋是强大的缺氧环境,而红色赤铁矿对应着强氧化条件,海底真的可以形成赤铁矿吗?在非洲纳米比亚沙漠可以观察到红色沙丘,地表长期干旱氧化使得沙粒粉尘形成赤铁矿而呈现红色,它的红色与干旱氧化条件是对应的。而处于同样氧化环境下的丘间洼地却显示灰白,只能说明洼地长期偶尔积水,经常发生的干湿交替过程就使得该环境下的赤铁矿氧化条件无法得到满足,而渐渐失去氧化红色(刘秀铭等,2016)。根据实验室磁菌生存环境观测,磁菌容器水中的氧气浓度约280 mmol ∙ L−1,到泥-水界面6 mm之下,氧气浓度就骤降为零,并向下持续为零(Chen et al,2014;毛学刚和刘秀铭,2015),该实验结果意味着,即使水下可能存在较高浓度的氧气,也很难存在形成并长期保存赤铁矿的强氧化条件。因此大洋红层说法可能还需要分别得到实验室和海中实测数据支持(详见下文讨论)。

地质是个复杂的过程,它会因为年代久远而使人更难全面理解,因此地质过程认识总是循序渐进。几十年前学者们对中国第四纪黄土成因问题曾经发生过“风成”和“水成”不同认识的激烈争论,就是一个明显的例子(刘东生,1985)。莱伊尔在1833年出版的《地质学原理》中认为黄土是冲积成因形成。黄土高原地层是由许多层黄色的黄土和红色的古土壤所组成,几十年前科学家对古土壤并不熟悉,黄色的黄土和红色古土壤层显示出来很好的层状特征被普遍看成层理,因此,具有“层理”的沉积岩地层就很容易被理所当然认为水中形成。该推理是在误判土壤层次为水成层理基础上,夸大了层理作为判据的分量,而忽视了地表古土壤氧化红色与水下缺氧之间的尖锐矛盾,于是产生了几十年激烈的黄土“水成”与“风成”的争论(刘东生,1985)。直到20世纪50年代末的一次野外科考中,地质学家刘东生在土壤学家朱显谟的启发下,认识了黄土地层中红色层是埋藏的古土壤。红层的氧化红色与地表氧化环境终于得到了统一。随后“风积”黄土与古土壤慢慢地形成科学体系,黄土地层中土壤发生学各层次被详细论述研究(郭正堂等,1994;刘东生,2009),渐渐认识到这些土壤层次发育具有渐变特点(图2o,2p),与明显突变的水成层理存在明显差别(刘秀铭等,2014),此外风积地层在岩性粒度和稀土元素分布方面独具特点(Guo et al,2002;刘东生,2009),结合红色氧化原生色可以与水成沉积物区分。第四纪是地质历史上最新的一个纪,各种地质现象犹如现代过程。借鉴第四纪地质黄土古土壤方法展开对湖南古丈红石林沉积环境研究,或许能换一个视角去认识奥陶纪沉积环境。

图2 红石林采样区地层特征Fig. 2 General geological features of the Red Stone Forest

1 研究区概况与实验方法

1.1 研究区概况及采样

湖南古丈红石林位于湘西土家族苗族自治州古丈县西北部境内(图1),位置地处云贵高原东侧的武陵山脉中段,海拔200 — 1050 m,地势为东南高西北低,属中亚热带山地型季风湿润气候。2005年被国土资源部列为国家地质公园,地 理 坐 标 为 东 经109°44′49″—110°01′25″,北 纬28°38′16″—28°46′08″,面积261.12 km2,主要地质景点面积53.08 km2。地质研究认为,湖南震旦纪到志留纪之间,处于同一构造沉积盆地,接受一套典型的地台型碳酸盐建造(湖南省地质矿产局,1997)。在奥陶纪中晚期(大湾期至牯牛潭期)沉积了一套紫红色碳酸盐岩,为红石林的形成奠定了物质基础(葛祥英等,2013)。牯牛潭组主要由紫红色瘤状泥质灰岩及白云质灰岩组成,具有不太发育的龟裂构造,夹紫红色薄层瘤状粉砂质泥灰岩,总厚约30 m,含头足类化石,下伏大湾组为紫红色厚层状瘤状粉砂质泥灰岩,夹紫红色薄层状泥质灰岩,厚约110 m,两组地层均以紫红色为主,外貌相近,同时均夹有灰绿色泥灰岩层或者粉砂质泥灰岩层,实际上很难区分(湖南省地质矿产局,1997)。

红石林地层碳酸盐沉积主要为紫红色薄 — 中厚层状(层厚0.3 — 0.5 m)、此外,还有灰色(灰绿色、青灰色,图2)。不论紫红色还是灰色层,滴稀盐酸都剧烈起泡。整体地层以红色为主,没有发育砂岩页岩那样截然变化的层理,而是以深浅红色相间出现构成互层(图2a — 2h)组成了古丈红色的石灰岩。地层总体粒度较细,以粉砂粒级为主,质地均匀,但在风化面上显示的粒级明显比桂林石灰岩粗,局部偶尔发现棱角状,分选性差,长轴约为数厘米的硅质砾石(分别约为5 cm和10 cm,图2d),局部存在明显侵蚀现象(图2g)。红层的风化面呈现出较大差别:相对耐风化的瘤状/网纹状结核突出在岩层表面(图2b,2e),这些形状不规则的瘤状钙结核基本规律性地成层分布,结核在深红色层位中发育得比浅红色层位中更多、更密集、更突出(图2b,2e),导致深红色层位在风化面上相对抗风化形成突起,而浅红色层位相对易风化形成凹陷(图2b,2c,2e,2f),二者在风化面上形成了规律性的突起与凹陷,正是这些颜色深浅和钙结核强弱发育交替显示和代表了地层的层次/层理变化(图2b,2c,2e,2f),其红颜色深浅变化是个缓慢渐变的过程(图2b,2c),与新生代古土壤发育层次(图2o,2p)有着高度相似性(详见讨论)。

灰/灰绿色是该地层第二常见颜色,粗略看似顺层发育(图2h,2i),但有些灰色沿着裂隙发育(图2j),有些灰色层看似顺层发育,成层的灰绿色层中还残留着紫红色斑块(图2h,2i),实际上顺层不连续(图2i)。有些灰色呈斑块,在特定的层位中与褐红色共存(图2k,2m)。在红石林公园的露头或者人工切开的岩石中可以发现角石化石(图2l)。切开岩石新鲜面,大致存在三种类型:(1)均匀红色灰岩(图2l),(2)发生深浅红色变化的瘤状结核灰岩(图2n,对应着照片图2b,2c),和(3)红色与灰色共存的瘤状灰岩(图2m,对应照片图2k)。

1.2 实验方法

红石林地质公园内地层以红色沉积为主,夹杂灰绿色沉积,考察途中随机选择这两种颜色的沉积物进行采样,共收集样品24个,其中15、16、20、21、22号样品为灰绿色,其他样品均为红色。磁学测量:样品于室内自然风干后,将样品研磨成粉末,并装入无磁性磁学测量专用样品盒内待测。使用Bartington MS2型磁化率仪测量出样品的低频(470 Hz)磁化率(χlf)。使用ASC IM-10-30强磁力仪施加磁场并在Molspin Minispin小旋转磁力仪上测量,获得样品的等温剩磁(IRM)和1 T场下的饱和等温剩磁(SIRM),剩磁矫顽力(Bcr)由IRM-XmT线性内插获得,并计算磁化系数F300=(IRM300mT/ SIRM)×100%。磁化强度随温度变化曲线(M — T)使用居里称(Variable Field Transition Balance,简称VFTB)测得。

色度测量:采用美国Hunter Lab公司生产的Color Flex E Z型分光色度仪进行色度测试。测试前使用仪器自带标准测试白板与黑板对仪器进行矫正,称取5 g研磨至200目的样品,均匀铺满在测试皿底部,压平不起皱,随机选测3个表面平整的区域,仪器自动求出3次测量的亮度(L*),红度(a*),黄度(b*)平均值。

粒度前处理:取样品0.5 — 0.6 g放入100 mL烧杯中,加入浓度为10%的过氧化氢溶液10 mL,加热去除有机质,待反应充分后加入浓度为10%的稀盐酸溶液以去除碳酸钙,将烧杯内注满蒸馏水,静置24 h后将上层清液去除,样品内加入10 mL浓度为3.6%的六偏磷酸钠溶液为分散剂,在超声震荡仪上震荡5 min。将处理好的样品放入Malvern Instrument公司的Mastersizer 2000激光粒度仪测量。

稀土元素(Rare Earth Elements,简称REE)前处理:称取4 mg于Teflon容器中,加入电子级混合酸(HF∶HNO3= 3∶1)2 mL,150℃加热12 h。样品冷却后加入0.25 mL的HClO4,在150℃加热板上蒸至近湿盐状,再加(HNO3∶H2O = 1∶2)3 mL回溶12 h,冷却后用超纯水(18.2 MΩ)定容至40 mL于容量瓶中待测。全程加入红土国家标准物质测定进行质量控制。稀土元素测量使用X-SERIES2型ICP-MS质谱仪进行测试,相对偏差<5%。测量所得数据采用球粒陨石的平均值进行标准化处理。

碳酸钙含量测量采用二氧化碳气体体积法(赵建青,1996):先将样品于烘箱中(40℃)烘干,在室温(25℃)和气压(63 kPa)稳定的情况下,取样品0.1 g左右,放入碳酸钙气量法测量专用装置内,加入浓度为10%的稀盐酸溶液10 mL保证样品充分完全反应,分别记录反应前后装置刻度管内液体的刻度值V1、V2,求出两次读数之差V=(V2−V1)即为产生的二氧化碳体积(mL),根据气压表和二氧化碳比重表换算出碳酸钙含量的百分数。

以上实验均在福建师范大学湿润亚热带山地生态国家重点实验室培育基地完成。

2 结果分析

2.1 碳酸钙含量

随机测量了10个样品的碳酸钙含量(表1),均集中在20% — 24%。灰色样品(15、16、21、22号)与红色样品碳酸钙含量没有明显差异。这些碳酸钙含量与熟知的海相碳酸盐沉积,如云南路南石林地层报道的碳酸钙>90%相差甚远,却与黄土高原的古土壤层(碳酸钙胶结的粉砂黏土层)的碳酸钙含量(刘东生,2009)不相上下。

表1 红石林碳酸盐含量Tab.1 Carbonate content of the Red Stone Forest

2.2 色度

古丈红石林样品的色度分析和测量采用的是CIELAB表色系统,使用a*、b*、L*这3个参数对测量样品进行描述。a*代表红度,变化于红绿之间,数值越大则越红;b*代表黄度,变化于黄蓝之间,数值越大则越黄;L*代表亮度,变化于黑白之间,数值越大则越白(Robertson,1977)。如图3所示,古丈红石林样品a*值在− 0.48 — 15.20,平均值为10.62。红色样品与灰色样品的各数据差别比较显著。其中红色样品a*值的平均值高达13.03,灰色样品a*值的平均值仅为1.47;b*值在6.20 — 19.73,平均值为15.20;L*值在48.60 — 85.64,平均值为68.58。赤铁矿使沉积物颜色呈现红色,在CIELAB表色系统中,a*的变化主要与赤铁矿含量有关,黄度b*变化与针铁矿含量有关(Cornell and Schwertmann,2006)。古丈红石林红色样品的a*值和b*值得到明确显示,平均值分别为13.03和15.20,与野外观察的红石林整体呈红色相符。以下磁学测量证明红石林红色样品确含赤铁矿和针铁矿。

2.3 磁学参数

2.3.1 常温磁学参数

古丈红石林样品磁化率(χ)值介于0.6×10−8— 8.1×10−8m3∙ kg−1(图3),平均值 为2.1×10−8m3∙ kg−1,其 中 红 色 样 品 平 均 值 为2.38×10−8m3∙ kg−1,灰色样品平均值为1.28×10−8m3∙ kg−1。与中国第四纪黄土古土壤磁化率相比(刘东生,2009)总体偏低。古丈红石林的SIRM值介于5.9×10−5—300.8×10−5A ∙ m2∙ kg−1(图3),平均值为70.6×10−5A ∙ m2∙ kg−1,最高值与最低值之间相差大,表明各样品之间磁性矿物含量及类型差别十分显著。F300是指样品在300 mT磁场下所获剩磁占SIRM的百分比,软磁性矿物如磁铁矿和磁赤铁矿在300 mT的磁场下就基本能达到饱和状态;而硬磁性矿物如赤铁矿和针铁矿等,则需要在远大于1 T的强场中才能达到饱和状态(Thompson and Oldfield,1986)。古丈红石林灰色样品的F300值较高,分别为48.4%、57.7%、86.4%、86.5%以及88.6%,红色样品的F300值主要集中在23% — 39%(图3),比灰色层含量还要少。表明灰色样品软磁性矿物含量相对较高,而红色样品含量低。但是无论红色或者灰色样品的软磁矿物绝对含量都很低,均无法被高温热磁测量检测出来(见下文)。

图3 红石林色度参数和常温磁学参数Fig. 3 Chromatic index and room temperature magnetic parameters of the Red Stone Forest

古丈红石林红色样品的Bcr均在410 — 490 mT,矫顽力远大于300 mT,符合硬磁性矿物高矫顽力的特征,说明红色样品中主要为高矫顽力矿物。灰色样品的Bcr主要在43 — 55 mT,矫顽力较小,说明灰色样品相对红层含有较多软磁性矿物。软磁性矿物磁铁矿的单位质量磁化率是硬磁性矿物赤铁矿磁化率的75倍(Thompson and Oldfield,1986),但是古丈红石林的红色样品与灰色样品磁化率比是1.85倍,显然灰色样品中含有软磁性矿物但是含量微弱。古丈红石林的a*值和b*值分别与Bcr呈正相关关系,相关系数分别高达0.93和0.90(图4),由此可知红色样品中赤铁矿和针铁矿相对含量较高(矿物鉴定详见以下热磁分析)。

图4 a*、b*与Bcr相关性 Fig. 4 Correlation between a*, b*and Bcr

2.3.2 热磁曲线(M—T曲线)

图5为古丈红石林样品的磁化强度随温度变化曲线(M—T曲线),红色样品的磁化强度在670℃附近发生明显转折并降至最低(图5a,5b),指示着赤铁矿的存在。此外,两样品从室温加温至200℃过程中,可以宏观看出大约在120℃附近有个转折变化,应是针铁矿所致。所有样品的磁滞回线类似顺磁性矿物近乎直线,没有检测到明显磁铁矿或者磁赤铁矿的信号。灰色样品强度弱,热磁曲线(图5c,5d)呈锯齿状,随温度上升,曲线总体下降,但没有明显温度转折点,说明灰色样品中磁性矿物含量更低。

图5 古丈红石林样品热磁曲线Fig. 5 M — T curves of samples from the Red Stone Forest

2.4 粒度参数

沉积物粒度受搬运动力控制,可以用来判别不同成因类型及研究搬运动力条件(Doeglas,1968;Lu et al,2001)。湖南古丈红石林样品的频率分布曲线均呈双峰非对称分布,主峰在10 — 50 μm附近,次峰在1 μm处,两者都基本没有粗尾(图6a)。表明这些颗粒在搬运过程中已经被充分混合,分选性好,使样品呈现出众数组分十分显著的特点,并且与风积西峰黄土古土壤粒度分布形态十分相似。据研究,10 — 50 μm粒级的颗粒是主要的风力悬浮搬运对象(刘东生,1985),而随粒径变大,搬运系数变小,在空气中的浮动性能越来越差,大于63 μm粒径的颗粒就基本不能在空中悬浮,一般只以跃移形式搬运(孙东怀等,2000)。古丈红石林与西峰黄土、古土壤粒度概率累积曲线极为相似,均为单段型(图6b),以悬移组分为主要特征。红石林地层这种粒度分布特点与报道的宝塔组灰岩相似,是以粉砂粒级为主的碎屑沉积物,有时含数量不等的不规则“小砾块”(图2d)(周传明和薛耀松,2000)。红石林粒度存在约1 μm次峰,含量少,峰值与海相红层主峰(Glasby,1991)对应,但不是主峰,因此不符合海相特征,约1 μm的次峰应是风积物原地成壤细粒组分(孙东怀等,2000;Lu et al,2001)。

图6 红石林样品的粒度特征及其与西峰黄土的对比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数号57到71、化学性质相似的镧系元素组(文启忠等,1995),分为轻稀土元素(La、Ce、Pr、Nd、Sm、Eu)和重稀土元素(Gd、Tb、Dy、Ho、Er、Tm、Yb、Lu)两类。在不同的地质过程中不同组分会发生一定的分馏,使它们具有不同的配分模式(Nesbitt,1979)。古丈红石林稀土元素标准化配分模式如图7a所示:La-Eu量较高,显示该段曲线较陡;Eu-Lu含量较低,故该段曲线较为平坦。各样品展示出非常相似的变化,说明红石林碳酸盐沉积的物质来源具有很好的一致性和稳定性。红石林稀土元素标准化配分模式与中国黄土高原黄土样品(CLP)、上地壳平均值(UCC)形态上有较高的相似性,均在La-Eu段曲线较陡,在Eu-Lu段曲线较为平坦,表现出在风积成土过程中轻稀土富集、重稀土相对亏损,Eu元素具有明显负异常的特点;古丈红石林稀土元素标准化配分模式与海相石灰岩(Thomson et al,1984)、意大利威尼斯附近白垩系海相地层(Bellanca et al,1997)相比存在较大差异,海相石灰岩稀土元素配分模式中重稀土元素轻度富集,Ce元素表现出负异常,而Eu元素没有风积物和UCC那样明显负异常(图7b,7c)。

图7 古丈红石林稀土元素球粒陨石标准化配分模式Fig. 7 Rare earth elemental (REE) distribution patterns

3 讨论

首先需要对地层的红色是否原生进行判定。判定原则是借助黄土古土壤地层(如图2o,2p)野外大量观察归纳总结:凡是颜色深浅随着地层层理/或土壤层次变化而整体发生变化,则该颜色与地层层理/或土壤层次近于同期形成,即该颜色为原生颜色。因此,图2中红石林的红颜色(图2a,2b,2c)为原生色,而灰色层沿层理/层次方向不连续(图2i)或者沿裂隙发育(图2j)属次生颜色。但是图2k中的灰色与红色呈斑块状共存,又同时被限定在特定层位中,尽管两色形成稍有先后,但层位被上下层所限定,形成时间则锁在上下层之间,从宏观上可以理解为该红色与灰色近于同期形成(详见下述讨论)。

按照经典地质学理论,红石林石灰岩存在明显对立的两方面证据,一方面是石灰岩和含海相化石,二者均反映着海相环境;另外一方面是赤铁矿红色,网纹与报道的泥裂,代表着地表的氧化环境。即使黄土高原第四纪最发育的S5古土壤层,赤铁矿只是少量存在,而主要磁性矿物为磁铁矿和磁赤铁矿,所反映的形成环境氧化程度还弱于红石林形成环境。双方证据都很强,并且尖锐对立,为了更好地理解沉积环境,首先对石灰岩有关研究进展和现代过程做个简述。

3.1 石灰岩形成环境认识:从海相扩大到陆相

3.1.1 石灰岩——海洋环境

石灰岩分布广泛大量出露,约占沉积岩各类岩石的10%,在经典的地质教科书中被普遍认为是海相化学沉积,即在海洋环境中当碳酸钙溶液过饱和发生沉淀形成(夏邦栋,2002;舒良树,2010;Tarbuck et al,2014),也包括海盆中已经固结被海水破碎(内碎屑)再沉积和生物碎屑沉积,岩石为灰色、灰黑或灰白色。石灰岩对应于各种条件可能存在不同成因类型,但是所有石灰岩的矿物组成却是相似的,因为它们有个共同的海洋生物化学条件,延绵2000 km的澳大利亚大堡礁就是珊瑚礁的现代生物过程(Tarbuck et al,2014)。经典的石灰岩中并无红色。

3.1.2 含恐龙脚印石灰岩——陆地或海陆边缘环境

世界各地曾发现过许多石灰岩恐龙脚印(Milner,2002;Mauko and Florjančič,2003;Ensom,2007)。埃斯比切尔角的恐龙脚印属于葡萄牙保存最好的恐龙脚印,包含两处不同的系列,一处属于侏罗纪,另一处属于白垩纪。那里一共发现了近700个恐龙脚印,分布在8个岩层面上。大多数脚印属于重型的蜥脚类恐龙,被归入雷龙足迹和似雷龙足迹,是世界上最早记录的恐龙脚印遗迹(邓涛,2014-05-26)。行走的恐龙是陆生动物,能够将脚印在石灰岩层面上留下痕迹的环境,石灰泥必须尚处于半干带湿的环境。这些恐龙脚印启示,有些石灰岩沉积环境可能就是下述澳大利亚陆地短暂积水洼地,或者海陆边缘浅水环境。

3.1.3 含树木化石石灰岩 —— 陆地环境

英国南海岸广泛出露着早白垩系普贝克(Purbeck)群石灰岩地层,它沉积于侏罗纪晚期白垩纪的开始,年代约始于140 Ma。普贝克石灰岩地层在多塞特(Dorset)海岸沿线含许多树木化石(图8a,8b)和许多恐龙脚印(West,1975;Ensom,2007)。由于生长着树木和行走着爬行动物恐龙的环境是陆地,因此表明,有些石灰岩是在地表接近生长着树木的环境条件下形成的,换个角度看,这种生长着树木的石灰岩就是一种地表土壤层。

3.1.4 澳大利亚潟湖现代石灰岩 —— 陆地临时性 湖泊环境

澳大利亚南澳州沿着海岸广泛发育碳酸盐沉积,被称为碳酸盐海岸。澳洲最大河流墨累(Murry)河在南澳Coorong地区入海,在河口两侧发育着100多千米平行海岸的滨海湿地、大大小小潟湖和各种临时性积水洼地或干盐湖。随着气候变干旱海平面下降,有些潟湖与海不再相连,成为干旱盐湖洼地,每年雨季短暂积水就成为临时性湖泊(图8c,8d)。科学家在Coorong地区研究碳酸盐现代过程已经持续了近70 a(Wacey et al,2007)。干季时湖底无水,可以走人,并留下许多泥裂(图8c)、动物脚印(图8d)和生物(水生及陆生)遗骸(图8e—8g)。这些沉积物遇稀盐酸剧烈起泡,证明碳酸钙系列沉积过程正在进行中。根据一个湖底岩芯,457 mm深度14C年龄为2500 a,沉积速率为0.2 mm ∙ a−1,物质主要来自周围沙丘吹来的粉砂黏土级风积物,多个湖芯的平均沉积速率为0.2 — 0.5 mm ∙ a−1(Skinner et al,1963)。风吹湖边堆满米粒黄豆大小的生物贝壳,既有水生的螺也有旱生的蜗牛(图8e),干湖底既有水生的螺也有陆生爬虫混杂一起(图8f),翻开泥裂块,裂块背面就出现许多咸水海相贝壳(图8g)。按照上述沉积速率,这些生物贝壳和遗体再过百年千年就会变成湖边的生物碎屑灰岩(图8h)。这些湖底平坦,但从湖边向湖心依然略有高差,因此湖边先被蒸发成为干地,湖心较晚,并且常年干湿交替。同样一层沉积物,在湖边湖岸生长着树木(图8c,8d),近岸先蒸发变干露出水面,渐渐形成坚硬富含水生生物化石的石灰岩干地(图8c,8h),湖心沉积物稍晚变干,动物走在未干透的石灰泥上就可能留下脚印(图8d)。据研究,这些短暂湖泊积水时水深可达几十厘米,水中生长着耐盐植物(图8c),植物的旺盛光合作用使得水中pH升高(可达9.5 — 10.2)导致一些碎屑溶解,而pH值降低或湖水蒸发消失时(干旱)使得矿物质沉积,这种过程每年反复就形成了干旱湖底的碳酸盐沉积(Skinner et al,1963)。如白云质灰岩、钙质白云岩、镁方解石等各种碳酸盐甚至硅酸盐在不同阶段沉积下来(Alderman,1965;Peterson et al,1965)。这些现代过程研究表明,有些石灰岩是可以在地表短暂积水的湖泊中形成,而且含海相化石。这些短暂湖泊一年中实际上暴露地表(氧化)时间大于积水(还原)时间,是一种地表氧化条件下碳酸钙土壤化过程。这种石灰岩就是以粉砂粒级为主的钙质胶结碎屑沉积物。因此可以推测,英国南部海岸白垩系生长着树木和保存着恐龙脚的Purbeck石灰岩沉积环境可能与此干盐湖环境类似。

图8 石灰岩形成于不同环境Fig. 8 Limestone formed in different environments

3.1.5 碳酸钙胶结黄土古土壤层 —— 陆地环境

风积黄土与古土壤是风积物为母质,在陆地地表形成的碳酸钙胶结粉砂粒级为主的碎屑沉积序列。风积地层是由许多黄土古土壤层叠加形成,风积物落地后经历了不同程度的成土作用,雨水下渗使得土层上部易溶物质被淋溶到下部堆积,于是形成了上部褐红色黏化层和下部浅褐红色淀积层不同土壤层次。土壤发育强弱与气候条件、地形、母质沉积速率以及时间长短等成土要素密切相关。从地质学角度看,这种风积黄土古土壤序列就是以粉砂粒级为主的钙质胶结的碎屑沉积。沿着渭河两岸第四纪黄土系列和下伏的更早红黏土地层中普遍发育着钙结核与钙板层,这些钙结核与钙板层普遍呈颜色稍浅(相对黏化层颜色)的褐红色,钙结核或钙板是否发育、发育程度、形成厚度等特征以及空间变化均与所处位置的气候条件(尤其降雨量)密切相关(刘东生,1985,2009;刘秀铭等,2014)。在天水秦安地区发现中新世5 m厚褐红色连续的钙结核层(Retallack et al,2018),这表明,只要条件合适,钙结核也会相连形成红色钙板层,如渭河两岸黄土地层所常见。因此如何区分上述各种石灰岩、大洋红层与地表红层需要更多证据综合判断。

3.2 古丈红石林石灰岩沉积环境分析

3.2.1 红石林要点综合

红石林地层总体呈现红色,主要是赤铁矿所致。地层缺少像砂岩和页岩那样明显突变的层理,而是由地层的深浅红色变化体现出来。红石林地层是由许多浅红色层和深红色层叠加形成,地层红颜色的深浅随层理/层次的变化而变化(图2),与第四纪黄土地层类似,说明地层的红色是与层理/层次近于同期形成。赤铁矿使得地层形成红色,表明在地层沉积过程中形成了不同含量的赤铁矿,使得地层有了深浅变化的红颜色。

中国新生代黄土古土壤已经被证明是在地表氧化条件下风积成土形成的(刘东生,1985,2009),该地层以磁赤铁矿化的磁铁矿为主要特征,赤铁矿与针铁矿是次要组分,即使在最湿热条件成土最强的第五层古土壤也是如此。新生代黄土古土壤地层是磁铁矿、磁赤铁矿、赤铁矿和针铁矿四种磁性矿物可以共存的环境。但是红石林地层中的赤铁矿是唯一能够被检测到的磁性矿物(其次还有针铁矿/褐铁矿)。由于赤铁矿是铁氧化物,形成和保存环境比磁铁矿、磁赤铁矿和针铁矿更加氧化和低湿(刘秀铭等,2014),表明红石林灰岩的形成环境是比第四纪最强发育古土壤更干旱更氧化的环境。

红石林地层风化面上广泛发育着瘤状结核(图2b — 2e),它是钙质富集的部位。瘤状结核顺层发育,在深红色层位发育得密集些,浅红色层位稀疏些,总体也是随着层理/层次的变化而变化,是与层理/层次近于同期形成的。仔细观察可见瘤状结核在剖面上形如网纹,既有顺层方向延伸,也有垂直层面(穿时)方向发展。

红石林地层中灰色(青灰色、灰色)层似与红层为互层。但是有些灰色顺层不连续(图2i),有些灰色沿裂隙发育(图2j),大多数灰色层中都残留着红色斑块(图2h — 2k),有些灰色呈斑块状与红色共存于特定的层中(图2k,2m),因此红色可能先于灰色。灰层与层理/层次存在两种关系:一是与层无关(如沿裂隙发育),可能这种灰色条带是后期局部还原条件对早期红层改造的结果;二是与层有关,灰色与红色均呈斑状被同时限制在特定层位中。红色斑块代表着赤铁矿强氧化环境,灰色层反映了赤铁矿消失,二者共存同一层中,而且也是既有顺层方向延伸,也有垂直层面(穿时)方向发展,犹如红与白相间的斑状网纹红土。

红石林地层的碳酸钙含量为20% — 24%(表1),粒度组分中以4 — 63 μm为主要峰值的粉砂粒级组分占到65%以上,次峰为1 μm,总体组成与粒度分布形态展示了与风积物的高度相似性(图6)。红石林地层稀土分布特征与风积物、上地壳平均组分以及深海外源碎屑高度相似,但是与海相原地组分的稀土分布特征差别较大(图7)。

3.2.2 海相红层可能性

按照胡修棉(2013)的定义,大洋红层是海相红层的特殊类型,指沉积在海洋远洋、半远洋环境下,在富氧条件下形成的一套以红色—粉红色—棕色为主的、有机质极低的沉积物,是一种富氧事件的产物。根据碳酸钙分析,古丈红石林灰岩碳酸钙含量在20% — 24%(表1),而云南路南石林石灰岩碳酸钙达90%以上(彭阳等,2014),显示红石林红色灰岩与经典石灰岩存在很大差别。古丈红石林在野外滴盐酸反应后,液体中残留余渣,也说明这石灰岩是碳酸钙胶结粉砂和黏土颗粒的碎屑岩石。地层中还发现棱角状硅质碎屑角砾(图2d),它的粒度组分以4 — 63 μm的粉砂粒级为主(占到65%以上)(图6),因此基本可以排除深海化学沉积,而是属于碳酸钙胶结粉砂粒级为主的碎屑岩。按照大洋红层(王成善,2006;胡修棉,2013)的说法,只要海水具备足够氧化条件也可以在海底沉积形成赤铁矿,其中一个重要证据是现代海洋底部发现红层(Glasby,1991)。但是现代大洋红层主要是红黏土,粒级比粉砂更细,物质成分来自异地外源和原地自生两部分。异地外源为主要成分,来源于中亚、澳大利亚和中美洲的沙尘风积物,粒径峰值1 μm和<15%生物成因碳酸钙(Glasby,1991)。此外,平均含量5%左右的原地组分,其粗颗粒平均直径80 μm,包括火山碎屑、锰质微结核、石英和宇宙球粒(Glasby,1991),大洋红层中碎屑的粒度分布有两峰,主峰峰值1 μm(约占95%);次峰峰值80 μm(约占5%)。红石林粒径主峰在10 — 50 μm(4 — 63 μm占65%以上),碳酸钙总含量在20% — 24%,也不存在80 μm 5%左右的粗颗粒峰(Glasby,1991),不论粒径分布特征还是碳酸钙含量,均不支持海相红层的说法(图6,表1)。粒度分布曲线在1 μm处存在一个次峰,峰值与海相红黏土中的主峰峰值一致,但含量(图6)远没有达到~ 95%(Glasby,1991)。古丈红石林粒度分布的主峰与次峰均同时与第四纪风积黄土粒度特征(鹿化煜和安芷生,1999)一致,不仅主峰和次峰分别对应,而且峰值、含量也高度一致。根据风积物研究,这2个粒度峰分别对应着风力悬浮搬运(10 — 50 μm)和就地成土(次峰1 μm)组分(鹿化煜和安芷生,1999;孙东怀等,2000;乔彦松等,2006)。

从稀土配分模式特点看,古丈红石林地层的稀土配分模式与上地壳平均组分和中国黄土组分极为相似,与现代海相红层异地风积物组分也是高度吻合(图7a,7b),但是与现代海相红层原地自生组分(authigenic)特征及海相沉积物REE组成(Glasby,1991;Bellanca et al,1997)相差甚大(图7b,7c)。

红石林地层中红色赤铁矿指示着强氧化形成环境。赤铁矿是铁氧化物,针铁矿为铁氢氧化物,二者均为三价铁的化合物,均指示着沉积物形成和保存的强氧化条件。针铁矿αFeOOH化学组成中的铁是与氧化铁和氢氧根结合,故针铁矿形成并稳定于湿润的氧化环境;而赤铁矿αFe2O3是铁与氧离子结合,故赤铁矿与针铁矿不同,需要在干旱透气透水的氧化环境才能够形成和稳定。如果仔细观察现代南方风化壳红层,只有在透水性好的风化壳顶部存在红色赤铁矿,向下透水性渐渐变差,颜色也渐渐变成针铁矿的黄褐色。铁的氧化物包括了磁铁矿、磁赤铁矿和赤铁矿,它们各自的化学组成特点就能够说明它们的化学行为存在一些本质差别。赤铁矿αFe2O3和磁赤铁矿γFe2O3,它们均为Fe3+与O2−结合而成。磁铁矿Fe3O4可以表达为Fe2+O(Fe3+)2O3,即磁铁矿分子式中既含Fe3+也含Fe2+。因此磁铁矿相对于磁赤铁矿和赤铁矿而言,有着更宽一些适应和稳定的环境范围。赤铁矿适应更极端干旱氧化环境中形成和保存,磁铁矿却不能。极端和持续的氧化条件下,磁铁矿中Fe2+必然不稳定,其结果通常是先保留磁铁矿晶格变成磁赤铁矿γFe2O3,最终要慢慢转变成赤铁矿(刘秀铭等,2014)。根据以上化学氧化还原原理,水下为缺氧富氢氧根的条件,缺乏形成原生的赤铁矿的环境;如果海底水下真的足够富氧,那么形成的铁矿物将是针铁矿而不是赤铁矿。第四纪黄土和古土壤中所检测的磁性矿物通常是磁铁矿、磁赤铁矿、赤铁矿和针铁矿,即使在成土最强的第五层古土壤亦是如此。这表明黄土高原第四纪气候和地表条件,是氧化-弱还原可以共存的环境。而白垩纪丹霞地层中红色泥裂检测出唯一的赤铁矿(刘秀铭等,2014),则显示当时是持续高温少雨的极端氧化气候条件,使得其他三种磁性矿物不适合形成和保存;红石林形成环境总体与白垩纪红层的氧化程度接近,而针铁矿的存在指示着更多的降雨或湿度。

海相化学沉积是碳酸盐溶液过饱和发生沉积,海相碎屑沉积是碎屑物向上渐渐堆积,同一时期同一地点海底只能对应一种特定的氧化还原条件,即化学沉积只能够一层一层地堆积,无法一层中形成不同沉积(如红色与灰色斑块共存,分别代表不同氧化-还原条件,无法同时沉积),也无法同时形成穿层穿时的裂隙与结核。因此在红石林地层中这种顺层与穿层同时普遍发生的现象,如瘤状结核顺层与垂直层面方向能够同时进行(图2b — 2f),红色与灰色斑块共存于特定层位(图2k),或者灰色层中残留着红色斑块(图2h — 2i),表明这些顺层地质过程应是与地层层理/层次近于同期形成。即图2k中的红色与灰色斑块是在发育红色斑块的同时也形成了灰色斑块,而且该红色灰色斑块共存只限于特定层内,由此判断红色灰色共存是在形成上下红层之间,近于同期形成的。红色斑块代表着局部赤铁矿强氧化环境,而灰色代表着铁质流失(铁质流失是氧化-还原过程频繁发生的过程(刘秀铭等,2016))。这种红白共存现象常见于地表成土环境,如vertisol和网纹红土(Soil Survey Staff,2014)。但海相是充满了海水的环境,同一时期同一地点的海底无法产生不同的氧化还原条件。因此,两种氧化-还原条件共存的地质现象是海相沉积过程无法或者难以形成的。

从“大洋红层”学者角度看,古丈红石林是红色富碳酸钙沉积并且含海相化石,认定为典型大洋红层,并在此基础上进一步认为,海水达到足够氧化程度便可以形成赤铁矿而导致地层形成红色。然而在以上求证过程中,发现红石林样品除了化石外,其余均与海相红黏土各种特征(如粒度、REE、磁性矿物、棱角状砾石、侵蚀古地形等)不符合,而且相差较大,对于红色与灰色共存和顺层与穿时钙结核同时发展的现象,更是海相环境无法解释的。古丈红石林因此无法被肯定为海相成因。前已述及,即使现代实验室容器水中存在少许氧气,但到了泥-水界面之下,氧气浓度就骤降为零,显然,要证明大洋海底有足够氧化条件可以形成赤铁矿,首先需要在实验室特定条件下实现赤铁矿沉积,然后在海相环境中证实该条件存在。

3.2.3 陆地沉积环境可能性

许多石灰岩,如桂林和云南路南石林石灰岩,可普遍显示被流水侵蚀,却不会被改变颜色,这其中重要的原因是:海相石灰岩本来就形成于水下还原环境,风化过程中自然不容易再受水作用的影响。红石林地层属牯牛潭组,具有石灰岩明显风化溶蚀外貌特征,被认为是海相红色灰岩(胡修棉,2013)。但是红石林地层的红颜色与薄层状风化外貌(图2a),是桂林和路南石林那些海相石灰岩所没有的,而宏观上更类似于风积古土壤地层(图2p)。

3.2.3.1 红色和灰色共存环境分析

以上已证明,古丈红石林地层中的红色是与层理/层次近于同期形成的原生色。但红色和灰色斑块共存同一层在红石林地层中也比较普遍,如图2h — 2k,2m。灰色是该地层第二常见颜色,而且宏观看似顺层发育(图2h — 2k),但是如果大面积仔细追踪可能会发现,灰色初始阶段是沿着裂隙,甚至穿层发育(图2j),灰色层中尚残留着红色斑块(图2h — 2k),说明红层形成在先,灰色层和灰色斑块形成在后。然而,灰色斑块(图2k)、灰色层(图2h,2i)和灰色裂隙(图2j)又都止于上下层界线,说明该灰色形成时间是介于该层红色形成之后和覆盖层红色形成之前。或者说,地层的红色与灰色尽管稍有先后,却都在上覆盖层沉积之前就形成了。如果将图2k红色和灰色共存剖面切开,可见红色与灰色基本上呈网状交错等量发育(图2m)。由于上下层的界定,表明红色和灰色共存发育的时间都在界定层内,即红色与灰色均在上下层的界定时间内先后形成,或近于同时发育,表明地层形成环境是在同时存在至少两种不同氧化-还原条件下进行的,而且是数十厘米范围内均匀,斑状的氧化与还原共存却紧密相邻的微环境(图2k,2m),这应当是海相环境很难或无法具备的条件。

但在地表特定条件下红色与灰色却可以同时形成,网纹红土中红色与白色斑块共存就是例子。网纹红土发生在高温多雨的热带亚热带地区,地表温度高蒸发强烈利于赤铁矿形成,但是高湿度却不利于赤铁矿。地表的泥裂、裂隙、树根、虫孔等,形成了许多大大小小透水排水差异的局部凹凸不平微地形。透水排水较好的部位赤铁矿得以形成和保存,而透水排水较差的部位已经形成的赤铁矿、针铁矿或者其他铁矿物则经历了频繁的干(氧化)湿(还原)交替,使得铁质不断被带出流失(刘秀铭等,2016),于是颜色渐渐变浅,形成灰色甚至白色(如水稻土)。这种红色和灰色共存的土壤称为变性土(Soil Survey Staff,2014),气候条件(年均气温和降雨量)类似现代斑状网纹红土发育地的浙江和福建地区。水下沉积在同一层面同一地点是一个统一的氧化还原条件,而一个统一的氧化还原环境,无法发生部分红色和部分灰色在同一层面共存的情形。因此,红石林地层红色和灰色斑块共存于特定层中的情形(图2k)可能只有地表成土氧化条件才能够做到。

红石林地层中的层并无砂岩页岩那样截然明显的层理,而主要以红颜色的深浅(图2b,2c)变化来表现,这种红颜色由深到浅渐渐变化正是土壤层次的特点(Soil Survey Staff,2014),如黄土高原第四纪古土壤和中新世古土壤(图2o,2p)。红石林地层的氧化红色和土层层次特点,均指向地表强氧化成土环境。

红石林地层的风化面上普遍存在网纹或者瘤状结核,显示钙质胶结较强因而相对耐风化突出于风化面上(图2b — 2f)。瘤状结核在剖面上形如网纹,既有顺层方向延伸,也有垂直层面(穿时)方向发展(图2b — 2f),海相沉积过程可以形成顺层结构构造,却无力同时形成穿时/穿层结构构造。只有地表成土过程才可以使得结核既有顺层发展也同时纵向向下淋溶(穿时穿层)淀积(Soil Survey Staff,2014)。恰如黄土高原的古土壤发育过程(图2o),顺层形成同样深浅的褐红色与土壤层次,而雨水淋溶将上部黏化层中碳酸钙等易溶物质向下迁移,就是同时发生的垂直层面的地质过程(刘东生,1985,2009;郭正堂等,1994)。这些顺层与穿时共存现象似乎只有在地表成土环境中才能得到解释。地表氧化条件不仅解释了顺层与穿时共存现象、红色和灰色共存现象,同时也符合赤铁矿形成条件,和诸多学者关于龟裂泥裂暴露地表的判断(周传明和薛耀松,2000;王安东等,2012)。

3.2.3.2 沉积物形成环境与古生物化石环境分析

红石林地层一直被认为是红色石灰岩沉积,上述已经分析,地层的原生红色是由赤铁矿所致,而赤铁矿是铁氧化物,无法在海水缺氧环境形成。而且,红石林石灰岩也被证明是以粉砂粒级为主的碳酸钙胶结的碎屑沉积,与风积黄土古土壤是同样类型沉积。而且已发现了含恐龙脚印石灰岩、含树木化石石灰岩和澳大利亚现代潟湖石灰岩,这些石灰岩的形成均与地表环境密切相关,这表明地质历史上至少有一部分石灰岩是在类似地表环境形成的。

根据化石来判断保存它的沉积物环境,是地质学最常用的方法。角石被认为生活在海水中,因此它成为推断红石林为海相地层的重要根据。显然,角石化石作为海相环境的判断证据是强大的。但是,化石是保存在红色沉积物中,含赤铁矿红色沉积物本身所指示的环境意义也同样强大。沉积物的各种特征是在原地沉积环境形成的,沉积环境与沉积物各种相适应的特征(如颜色)至少需要上百年千年时间。化石埋藏既可以是原地也有可能异地搬运来沉积,相对沉积物而言,化石形成时间显得短暂。从时间角度看,沉积物氧化红色特征本身的环境指示意义比化石指示意义一点不差,甚至更强大更可靠。如果认识是正确的,化石与沉积物所指示的沉积环境必然一致。如果指示的沉积环境不一致,说明至少其中一方面认识有误。以下分别根据化石为海相和红层赤铁矿为陆相来探讨。

如果地层以角石等化石为依据指示着海相,那么其余各种特征都能够支持该解释吗?可能要面对以下几个难以解释的问题。(1)首先是形成地层红色的赤铁矿与海相环境格格不入,它是铁氧化物,无法在水下环境产生,需要充足氧气条件才能够形成,地表水分稍多赤铁矿就无法稳定而被改变成为针铁矿。澳大利亚存在近35亿年前的红色条带状赤铁矿,长期以来一直被解释为海相沉积形成,因此也是大洋红层,与红石林地层一样存在大洋缺氧与赤铁矿强氧化的矛盾。几年前随着研究深入,发现了淋溶证据,于是条带状赤铁矿并非海底产生,而是地表过程形成(Rasmussen et al,2014;Kerr,2014)。海底是充满了水的环境,也是极其强大的还原环境,海底火山爆发可能会带来瞬间和局部的强氧化条件,但是相对无边海底的强大还原条件而言,火山带来的氧化环境还是渺小、短暂和微不足道的,因为它的热液和强大氧化条件都会迅速被无边的海水强大还原条件所稀释,在水下很难持续长期氧化形成整层,甚至一层又一层由赤铁矿染色形成的地层。更无法形成这样环境条件:一部分形成赤铁矿而另外部分却在溶解赤铁矿使之变成灰色。因此,现代发现海底红层,其主要成分是来自外源风积物(峰值约1 μm,Glasby,1991)而不是水下形成的赤铁矿。水下原地自生组分平均含量仅占5%,是平均粒径为80 μm的粗颗粒(Glasby,1991),主要为火山碎屑、锰微结核、石英和宇宙球粒,并无自生形成赤铁矿。从原理上说,海相无法满足形成成层红色赤铁矿的条件,而且如果海底真的有足够氧化的条件,形成的铁矿物也将是针铁矿而不是赤铁矿;(2)洋底的氧化-还原条件在某地点某时间是统一的也是唯一的。这样的统一和唯一的氧化-还原条件就无法形成红色和灰色共存(数厘米至数十厘米范围内氧化与还原共存却紧密相邻(图2k,2m))的沉积环境;也无法形成顺层和同时穿时的瘤状结核。(3)红石林地层粒度存在主峰值10 — 50 μm,次峰1 μm,具有风积粉砂和成土黏土双峰特征,不符合现代海相红层粒度分布(Glasby,1991),表明沉积碎屑可能来自风积物。(4)稀土REE特征与海相红层(Thomson et al,1984)不符合,却与风积物高度一致。除了化石,红石林地层各种特征均指向风积物地表氧化环境。

如果红石林以地表氧化条件形成红色赤铁矿为认识基础,那么角石等海相化石可以被解释吗?从沉积物特点看,红石林是以粉砂粒级为主的钙质胶结碎屑沉积物,粒度组成分布具风积物特征,风积物落入海洋成为海相碎屑;落入暂时性积水湖盆可以形成钙质胶结粉砂层,或石灰岩白云岩并含海相化石和动物脚印(图8);风积物落在陆地便发育成地表土壤,中国黄土古土壤就是这种以粉砂为主的沉积物。英国报道的白垩系石灰岩发现恐龙脚印和树木化石(图8),表明有些石灰岩就是形成于陆地或者海陆边缘环境,该环境下形成的石灰岩就可能是钙质胶结红色粉砂层并含海相化石和动物脚印化石(图8),这种环境的现代过程正在澳大利亚发生(Skinner et al,1963;Peterson et al,1965),可能也是宏观上最接近于红石林地层形成的沉积环境。

4 结论

(1)古丈红石林碳酸钙含量低,而粉砂碎屑组分高,粒度双峰峰值和分布形态与风积地层极为相似,稀土元素分布形态与风积物高度一致,而与海相沉积物差别大。因此红石林地层并非海相碳酸钙过饱和发生的化学沉积,而是陆地地表碳酸钙胶结的以粉砂黏土为主的碎屑岩沉积序列。

(2)红石林的地层红色为赤铁矿所致,地层红色随层理/层次变化发生由深红到浅红的变化,红颜色各层均匀发育,并未穿层,因此该地层红色与层理/层次近于同期形成,是原生形成的颜色。地层中的原生赤铁矿反映了沉积是在长时间强氧化条件下进行的。这种条件只有地表炎热的干旱半干旱环境才具备,海相不具备这样的环境。

(3)红石林地层普遍存在红色与灰色共存现象,如同斑状网纹红土,但这种共存又被局限在上下层之间,表明这种共存现象近于同期形成。而在海底同一地点同一时期,必然是特定的统一的氧化还原环境,不具备形成红白斑块共存的环境条件;红石林地层瘤状结核的网状发育既顺层同时也穿时,也不是海相环境能够形成的;此外,各层间的深浅红色呈缓慢渐变过渡关系,体现了土壤黏化层和淀积层的层次特征,而非水成沉积岩的层理。

(4)综合石灰岩研究进展和现代碳酸盐形成过程,可能澳大利亚海陆边缘现代暂时性湖泊碳酸盐形成过程比较接近红石林的沉积环境:短暂积水不仅留下海相化石、动物脚印和泥裂,同时也将半干碳酸盐胶结粉砂沉积物变成现代泥灰岩-石灰岩。

(5)因此,古丈红石林地层可能是一套记录着奥陶纪地球冷暖变化的海陆边缘相风积粉砂粒级为主的碎屑沉积物地层。对研究地球气候变化历史具有重要的科学价值和意义。

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