岩相古地理论文参考文献

许卫 杜建国 杜森官 孙乘云 王有生

（安徽省地质调查院，合肥 230001）

摘要：本文叙述铜陵、黄山一带晚泥盆世—早石炭世五通群地层的划分和对比，五通群近顶部出现的风化暴露面表明在当时存在一个沉积间断，在间断面之下为擂鼓台组，之上为陈家边组。本文根据五通群岩性、沉积构造、古生物等特征，对五通群的划分、对比进行了讨论。

关键词：五通群；地层划分；变化特征；安徽铜陵；黄山

安徽省铜陵、南陵地区的五通群的顶部是否存在早石炭世早期地层，长期存在着分歧，1：5万铜陵幅认为有高骊山组，1：5万戴家汇幅在原“高骊山组”中采获丰富的植物化石，其中古羊齿（Archaeopteris）为下扬子地区首次发现，系世界性晚泥盆世的标准化石，否定了铜陵地区高骊山组的存在。而陈宏明、张瑛在铜陵半山李家据孢粉化石认为存在早石炭世陈家边组，并认为早石炭世陈家边组（或茨山组）与晚泥盆世擂鼓台组为整合接触。笔者等在1：25万安庆幅区域地质调查工作中在安徽省黄山市刘家剖面的五通群近顶部发现了风化暴露面，通过剖面上古生物、岩相、层序地层等方面的资料研究，将晚泥盆世观山组、擂鼓台组和早石炭世陈家边组统称为五通群。早石炭世陈家边组在区域上纵、横向上变化较大，明显受海平面变化、古地理、古气候、古构造的控制。

图1 黄山市刘家北晚泥盆世擂鼓台组—早石炭世陈家边组地层剖面图

1 地层剖面

自上而下为：

华东地区地质调查成果论文集:1999~2005

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2 地层划分与对比

2晚泥盆世—早石炭世早期地层在本区均为陆源碎屑沉积，通过测制地层剖面，采集生物化石，结合岩性、岩相上的特点，应采用《江苏省岩石地层》的岩石地层单位名称，分为观山组、擂鼓台组。结合苏、皖两省1：5万和1：20万区调资料，对图幅内的岩石地层单位进行了重新划分或厘定，因此，岩石地层单位名称的含义有一些变化（表1）。

表1 五通群地层划分沿革表

2.1 观山组

观山组原属于五通组（或五通群）下部（或下段），系李星学（1963）创名于江苏省南京市龙潭观山。本组在东至县张溪—池州市梅街—泾县榔桥一线以北地区分布较为广泛，均属于下扬子地层分区。

底部为浅灰、灰白色厚层石英砾岩与细粒石英砂岩互层，下部岩石具逆粒序，表现开始为细粒石英砂岩，渐渐变为含砾石英砂岩，再变为呈颗粒支撑、砾石成分为石英砂岩的砾岩；向上为灰黄、灰白色中厚层石英砂岩夹灰白、灰黑色薄层泥质粉砂岩、泥岩，后者多为夹层形式出现，石英砂岩以具单向斜层理为特征，泥质粉砂岩中以含植物化石为主，局部见双壳类。在铜陵市马家剖面在观山组中发现含植物：Sublepidodendron sp.，Sphenopteris？sp.，Lepidostrobus grabaui，舌形贝化石。总厚150.17m。

据泥（页）岩中主要含植物化石，植物化石多呈碎片状，保存尚好，时而出现海相腕足类舌形贝及双壳类化石，表明这一带沉积环境主体为河流相沉积，同时在最大海侵面时海水一度贯入本区，故夹有海相腕足类化石的页岩沉积，从所含生物化石和沉积构造特征，显示其总体上以三角洲平原－河流相沉积为主。

该组的底界在不同地区分别与下伏坟头组、茅山组或唐家坞组为平行不整合接触。

2.2 擂鼓台组

擂鼓台组原属于五通组（或五通群）上部（或上段），系李星学（1963）创名于江苏省南京市龙潭擂鼓台。本组在东至县张溪—池州市梅街—泾县榔桥一线以北地区分布较为广泛，均属于下扬子地层分区。岩性为灰白色石英砂岩与灰黑色薄层泥质粉砂岩、粉砂质泥岩互层，顶部见根土岩。砂岩中发育单向斜层理为特征，泥质粉砂岩中含植物：Sublepidodendron wusihense，S.mirabile，S.sp.，Sphenopteris taihuensis，S.sp.，Lepidostrobus grabaui，腕足类：Lingula sp.。

李汉民等在1984年于铜陵市金榔乡笠帽顶擂鼓台组灰、灰黑色石英粉砂岩及页岩中发现植物化石：Archaeopteris tonnglingiana，A.zhongmingiana，A.mutatoformis，A.cf.sphenophyllifolia，Sublepidodendron mirabilile，Eolepidodendron wusihense，Lepidodendropsis hirmeri，Sphenophyllum lungtanense，Lepidostrobus grabaui，Stigmaria ficoides等。

从上述化石中，可以看出植物化石以晚泥盆世的标准化石分子占主要地位，其中古羊齿Archaeopteris为下扬子地区首次发现，系世界性晚泥盆世的标准化石，故本组时代应为晚泥盆世。

据泥（页）岩中主要含植物化石，保存尚好，偶尔出现海相腕足类舌形贝及双壳类化石，表明这一带沉积环境主体为河流相沉积，同时在最大海侵面时海水一度贯入本区，故夹有海相腕足类化石的页岩沉积，从所含生物化石和沉积构造特征，显示其总体上以三角洲平原－河流相沉积为主。

该组的底界与下伏观山组为整合接触。

2.3 陈家边组

陈家边组系严幼因（1986）在《长江中下游地层志》中新建的岩石地层单位，代表该区早石炭世早期的沉积。创名地点在江苏江宁陈家边。岩性为灰白、黄绿、土黄、灰黑、紫色泥岩、粉砂岩、细纱岩，厚9m，顶部产腕足类等，其下产孢子化石及疑源类，时代为早石炭世早期。该组以往划归擂鼓台组，后据孢子化石确定为早石炭世，而将其单独划出，称为陈家边组。李汉民等（1987）将该层位称为茨山组，考虑陈家边组的名称建立为早，故引用之。也有的据其与下伏地层为整合接触而与下伏地层合并而统称为五通组或擂鼓台组。

本组主要分布在东至县张溪—池州市梅街—泾县榔桥一线以北地区。本组总厚6.08～13.76m。本组以黄山市刘家剖面为代表，岩性为黑色薄层炭质页岩、泥质粉砂岩与灰色薄－中厚层石英砂岩互层，夹少许粉砂岩，含疑源类：Lophosphaeridium spp.Leiosphaeridia spp.，Dictyotidium sp.，Cymatiosphaera sp.；C.milonii，C.perimembrana，Pterospermella sp.；化石孢子：Knoxisporites（？）sp.，Leiotriletes labiatus，Punclatisporites debilis，Schopfites（？）claviger，Leiotriletes－Punclatisporites spp.，Acanthotoiletes sp.，Cymbosporites（？）miautus，Murospora dubitata，Foveosporites sp.，Aneurospora（？）spinuliber，Cymbosporitesspp.，Cymbosporites conatus，Discernisporitesmicromanifestus，Dictyotriletes sp.，Densosporites sp.，Crandispora（？）cornuta Higgs，Tumulisporatriangulata，Retusotriletes sp.，Apiculiretusispora gannanen，Grandispora sp.，Aneurospora sp.，Aneurospora？sp.，Spinozonotriletes sp.，Cristatisporites sp.，Aneurospora sp.，Dictyotriletes？ sp.，Acanthotriletes？sp.及植物碎片（？管胞）、植物维管束碎片（梯纹管胞）。从上述化石时代为晚泥盆世至早石炭世早期，由于Schopfites（？）claviger，Tumulisporatriangulata等出现，表明应倾向于早石炭世早期。含疑源类：光面球藻Leiosphaeridia。在铜陵市大倪村剖面上发现本组与下伏地层呈微角度相交，上面为灰白色薄层石英砂岩与灰白、灰黄色薄层泥质粉砂岩互层，含植物化石：Sublepidodendron wusihense，Sphenophyllum pseudotenerrimum。在泾县管岭剖面上岩性为灰白色薄层石英砂岩与青灰色薄层泥质粉砂岩局部夹炭质页岩，下部含孢粉化石：Leiotriletes－Punctatisporites spp.，？Reticulatisporites minor，cf.Anapiculatisporites incundus。

该组从岩性、岩相上与下伏的擂鼓台组有明显的差别，而上面的金陵组则以碳酸盐沉积出现为界，故将擂鼓台组风化暴露面之上的碎屑岩称为陈家边组为宜（见表1）。

地层厚度总体为自南东向北西渐渐变薄。如泾县管岭剖面厚13.76m，黄山市刘家剖面厚7.48m，铜陵市大倪村剖面厚6.08m。

在区内陈家边组基本层序主要为粉砂质细粒石英砂岩（或粉砂岩）与炭质泥岩呈薄间互组成的层序，砂岩底部与下面为突变，向上为渐变，代表河口湾沉积。

区内陈家边组与江苏北部的滨海地区的老坎组、南京一带的茨山组相当，滨海地区的老坎组系张遴信等（1988）在《江苏地区下扬子准地台震旦纪—三叠纪生物地层》中新建的岩石地层单位，见于滨海、大丰、宝应等地钻井中发现，岩性为灰黑、深灰色泥岩、粉砂岩，在滨海地区产牙形刺Siphonodella levis，Polygnathodus bischoffti，P.communis等，这三个牙形刺在贵州长顺睦化的王佑组中找到，为早石炭世岩关期的主要分子。安徽省地质矿产局区域地质调查队（1988）在进行《安徽省石炭纪岩相古地理及含矿性研究》项目时在巢湖靳家山、怀宁龙王山等地的原五通组擂鼓台段上部均出现孢子化石的Dibolisporites distinotus－Auroraspora maera－Schonfites claviger组合带。从岩性、岩相、层位上看，本区风化暴露面、微角度不整合面之上的沉积应与巢湖靳家山、怀宁龙王山等地的原五通组擂鼓台段上部出现孢子化石的Dibolisporites distinotus－Aurorasporamaera－Schonfites claviger组合带的层位应与上述陈家边组、老坎组、茨山组层位相当。陈宏明等在铜陵半山李家发现了西欧孢子的LN带和VI－PC带，分别相当晚泥盆世晚期和早石炭世岩关早、中期，证明了陈家边组在本区的的存在。本组时代据上述化石资料，表明应为早石炭世岩关早期。

本组与下伏地层接触关系，根据我们在黄山市刘家剖面上原五通群的顶部发现一个风化暴露面，而且见根土岩，故认为是平行不整合接触。

2.4 早石炭世王胡村组与早石炭世金陵组

早石炭世王胡村组以宣城王胡村为代表，岩性为灰、灰黄色薄层石英质细砂岩、粉砂岩、页岩，厚6.89m。含腕足类：Eochoristites elongata Chu，E.transversa ChuE. sp.，Setigerites sp.，Tolmatchoffia sp.，Schuchertella sp.，Tomiproductus sp.，Camarotoechia kinlingensis（Grabau），C.xuanchengensis Ching，Derbyia sp.等；而贵池许家坦剖面的岩性为灰、灰黄色薄层钙质胶结石英质粉砂岩夹灰、深灰色中薄层粉砂质泥晶灰岩，厚5.42m。含腕足类：Linoproductus sp.，？Schizophoria sp.，？Orthotichia sp.，Schuchertellasp.等，贵池一带该组在1：20万安庆幅区域地质调查时划归和州组，后324地质队据腕足类化石确定与早石炭世金陵组层位相当，将其称为金陵组，现从岩性上以碎屑岩为主，故应称为王胡村组。该组与下伏陈家边组之间为一冲刷面。

以往认为安徽南部均以碎屑岩为主，故称为王胡村组，我们在安徽南部的不少地方见到以碳酸盐为主的沉积，应改称为金陵组，该组以黄山刘家剖面为代表，厚7.52m，岩性为灰黑色厚层含砂质生物屑微晶灰岩与灰黑色薄层钙质石英砂岩相间互，含腕足类Eochoristites rceipentaiensisChu，E.leei Chu，E. sp.，Spirifer sp.，Pustula sp.，Fusellasp.；Cyclocyclicus sp.，Producyus kinlingensis Chu，Marginifera？sp.；双壳类Aviculopecten cf.plicatus（Sowerby）；珊瑚Michelinia sp.；海百合茎Composita sp.；三叶虫等化石。该组与下伏陈家边组之间为一冲刷面，底面不平整，为平行不整合接触。

早石炭世王胡村组与金陵组的层位应相当，前者主要分布在宣城、贵池一带，代表海盆相对较浅的部位以碎屑岩为主的沉积；后者主要分布在黄山、泾县一带，代表海盆相对较深的部位以碳酸盐为主的沉积。从早石炭世王胡村组与早石炭世金陵组均出现腕足类：Eochoristites，证明其时代均相当早石炭世岩关期。我们在黄山刘家发现了金陵组与陈家村组呈海侵平行不整合接触。

3 地层时代

区内五通群以碎屑岩沉积为主，生物化石以往均仅发现植物，通过黄山市刘家剖面的测制，在黄山市刘家的观山组中发现植物、双壳类碎片；擂鼓台组中发现植物：Hamatophytonvericilatum，H.cf.vericilatum，H. sp.，Stigmaria rugulosa，Cf.Sublepidodendron wusihense；含疑源类：Lophosphaeridium sp.，Leiosphaeridia spp.，Dictyotidium sp.，Cymatiosphaera milonii，C.perimembrana，C. sp.，Pterospermella sp.；化石孢子：Retusotriletes sp.，Grandispora sp.，Raneurospora？ sp.，Spinozonotriletes sp.，Cristatisporitessp.、Ancyrosporasp.、Acanthotriletes？sp.；擂鼓台组中含植物化石：Sublepidodendron wusihense，S.mirabile，S. sp.，Sphenopteris taihuensis，S？sp.，Lepidostrobus grabaui；腕足类：Lingula sp.。

据1：5万戴家汇幅（1984）资料，在铜陵市笠帽顶剖面上的擂鼓台组中含大量的植物化石：Sublepidodendron mirabile，Eolepidodendron wusihense，Protopteridium minutum，Lepidodendropsis hirmeri，Sphenophyllum lungtanense，Lepidostrobus grabaui，Stigmaria ficoides等。陈华成等（1989）资料，指出李汉民等在1984年于铜陵市金榔乡笠帽顶擂鼓台组灰、灰黑色石英粉砂岩及页岩中发现植物化石：Archaeopteris tonnglingiana，A.zhongmingiana，A.mutatoformis，A.cf.sphenophyllifolia，Sublepidodendron mirabilile，Eolepidodendron wusihense，Lepidodendropsis hirmeri，Sphenophyllum lungtanense，Lepidostrobus grabaui，Stigmaria ficoides等。

从上述化石中，可以看出擂鼓台组中，晚泥盆世的标准化石分子占主要地位，其中古羊齿Archaeopteris为下扬子地区首次发现，系世界性晚泥盆世的标准化石，它广泛分布爱尔兰、苏格兰、比利时、德国、挪威、北美和斯皮茨根岛、加拿大的加斯佩及埃斯米群岛，在我国广东中山、黑龙江瑷珲、江西崇义、于都、龙南、湖北长阳等地晚泥盆世地层中也有发现。

4 几点认识

（1）铜陵、黄山一带五通群从岩石组合、接触关系、古生物化石等方面，可以将其分为观山组、擂鼓台组、陈家边组3个岩石地层单位。

（2）在黄山市刘家剖面上原五通群的顶部发现风化暴露面，且在风化剥蚀面下见根土岩；在铜陵市大倪村剖面上，发现在紫红色厚层块状岩屑副砾岩之下的早石炭世陈家村组与下伏擂鼓台组呈微角度相交。由此证明了黄山市、铜陵市一带在晚泥盆世擂鼓台组与陈家边组之间应为平行不整合关系。

（3）由于受德坞早、晚期之间构造运动和风化剥蚀作用的影响，铜陵、黄山等地的五通群及早石炭世高骊山组之间的地层往往出露不全。本次工作在铜陵市大倪村、 泾县榔桥、旌德浙溪、泾县管岭、南陵戴汇等地于早石炭世陈家村组或擂鼓台组之上均发现了一套紫红色厚层块状岩屑副砾岩 (相当德坞期沉积物, 另有专文讨论), 反映早石炭世处于隆升运动频繁的环境, 一些早石炭世地层被剥蚀殆尽。

参考文献

[1] 全国地层委员会.中国区域年代地层(地质年代)表说明书.北京:地质出版社,2002

[2] 安徽省地质矿产局.安徽省区域地质志.北京:地质出版社,1989

[3] 江苏省地质矿产局.江苏省及上海市区域地质志.北京:地质出版社,1984

[4] 江西省地质矿产局.江西省区域地质志.北京:地质出版社,1984

[5] 江西省地质矿产局.江西省区域地质志.北京:地质出版社,1984

[6] 刘宝君主编.沉积岩石学.北京:地质出版社,1980

[7] 刘宝君,许效松等.中国南方古大陆沉积地壳演化与成矿.北京:科学出版社,1993

[8] 刘宝君,许效松等.中国南方岩相古地理图集.北京:科学出版社,1994

[9] 刘宝君,曾允孚.岩相古地理基础和工作方法.北京:地质出版社,1985

[10] 陈华成,吴其切等.长江中下游地层志(寒武—第四系).合肥:安徽科学技术出版社,1989

[11] 陈宏明,张瑛,李耀西,汤再如.下扬子盆地石炭系沉积地质及有关矿产.中国地质科学院南京地质矿产研究所所刊增刊4号,1987

[12] 陈宏明,吴祥和,张瑛,李耀西等.中国南方石炭纪岩相古地理与成矿作用.北京:地质出版社,1994

[13] 孟祥化等.沉积盆地与建造层序.北京:地质出版社,1993

[14] 王增吉,侯鸿飞,杨式等.中国地层(8)中国的石炭系.北京:地质出版社,1990

[15] 李汉民等.安徽铜陵地区中石炭统黄龙组白云岩段之下碎屑岩的时代及其植物化石.南京地质矿产研究所所刊,1984,5(1)

[16] 张瑛,应中锷,张晓东,刘卫红.南京地区岩关早期地层——茨山组.地层学,1987,11(2)

The Strata Division and Correlation Study with WutongGroup in Toongling-Huangshan Area of Anhui Province

Xu Wei, Du Jianguo, Du Senguan, Sun Chengyun, Wang Yousheng

(Anhui Institute of Geological Survey , Hefei 230001)

Abstract: This paper studied the strata division and correlation with Wutong Group, which formed in late Devonian Period to earlyCarboniferous Period, and distribution in Tongling-Huangshan area of Anhui province. It’s a new found of weathering exposure on top ofWutong Group, which showed there existed a sedimentary discontinuity. The Wutong Group can be divided into Guanshan Formation,Leigutai Formation and Chenjiabian Formation based on lithologic character, sedimentary structure, paleontology, etc.

Key words: Wutong Group; Strata division; Change character; Toongling-Huangshan area of Anhui Province

由于桂林晚白垩世的红色钙质泥岩为古溶蚀残余成土作用的产物再固结而成，且其特征表明，晚白垩世桂林的石灰上已演化到棕色—红色石灰土阶段。因此，从其特征、形成条件及形成过程等方面，探讨其当时的岩溶环境及岩溶发育特征具有一定的地质意义。

5.4.3.1气候环境

从棕色—红色石灰土的区域分布特征分析，桂林晚白垩世应处于热—亚热带以湿热为主的气候环境，目前，地质学界普遍认为，红层就是干旱气候环境的产物，特别是当其中含有或夹有蒸发岩时，更不用多说。桂林残存有晚白垩世的红色岩溶建造，其中有个别属于干旱气候下生长的植物种类的孢粉化石，故有人推断桂林晚白垩世为炎热、干旱的气候环境。

土壤学研究结果表明，尽管石灰土是一种非地带性土壤，但由于它的形成主要是碳酸盐岩遭受化学淋溶的结果，故其形成与分布受生物气候带的影响而表现出一定的地带性特征。如目前所见棕色—红色石灰土主要分布在热带、亚热带地区（表5.12）。该区由于受季风气候的影响，一般都具有高温多雨，干湿季节交替，但以湿热为主的特点。因此，目前普遍认为，产于碳酸盐岩风化壳中的棕色—红色石灰土主要是热带—亚热带地区比较湿润炎热气候条件下化学溶蚀作用的产物。由于红色石灰土常分布于地形平缓的碳酸盐岩古风化壳上，因而常认为其形成历史悠久，受古气候的影响较深刻。但是，这种古气候也是以湿热为主的，例如，孙殿卿先生曾指出[21]，大姑-庐山间冰期是“重要的红壤化作用时期，潮湿炎热的气候影响全国，广大地区产生红土风化壳，成为本间冰期的一个重要标志层”。又如在我国北方部分碳酸盐岩地区，可见不连续分布的红色风化壳。对于这种现象，田级生认为是第四纪更新世第Ⅰ、Ⅱ间冰期间的湿热气候条件下碳酸盐岩溶蚀与风化的结果[22]。

另一方面，红壤化及铁的地球化学性状和转化条件的深入研究，明确了低价的亚铁只能在有水介质的条件下，才能完成向高价氧化铁的转变，而湿热是实现这种转变的良好气候条件。

由于桂林晚白垩世的红色钙质泥岩的物质组成为古棕色—红色石灰土，因此，桂林晚白垩世应处于热—亚热带以湿热为主的气候环境。钙质泥岩中的微体古占生物化石组合以显示温湿、湿热气候的植物孢粉化石为优势，以及具有粒序层、纹层等流水标志，也是佐证。此外，桂林目前在白垩纪的岩溶建造中尚未发现蒸发岩也可示为例证。虽然邻近地区如广东、广西南部、湖南等地的一些中、新生代盆地中的白垩系中夹有一些膏盐层，但是大多层薄，分布零星或为脉状、次生纤维状等次生类型[23]，故只能反映盆地在其沉积成岩过程中曾处于一个短暂的干旱气候环境，而不能用作恢复长时期内的区域古气候环境的主要指标。

5.4.3.2红色钙质泥岩的沉积堆积环境

从棕色—红色石灰土的成土特点及条件分析，桂林晚白垩世的沉积堆积环境是以小型的山间盆地、岩溶—断陷盆地，岩溶洼地为主。桂林晚白垩世的红色岩溶建造，目前所见的残存露头虽然在平面上零星散布，但范围却很广，常见断续分布。垂向上，高可达海拔580m的猴山顶，低可至海平面附近的李家村钻孔中均可见及。由于这种平面上分布的广泛性和垂向上分布的差异性，因而易被误认为桂林在晚白垩世的红层沉积覆盖了所有的岩溶地形，包括目前海拔300～600m的地区均曾被覆盖。据红色石灰土的成土特点及成土条件分析，表明桂林在晚白垩世期间要形成如此大面积的巨厚红层覆盖是比较困难的。

从前述碳酸盐岩的溶蚀残余成土作用可知，碳酸盐岩的成土特点之一，就是形成的土壤数量很少。因此，一般认为，若没有稳定的大地构造环境，没有巨厚的母岩以提供成土物质来源，以及长时间的湿热气候条件，要在高耸的碳酸盐岩峰体上，形成较厚的红色风化壳是难以想象的。虽然从前面的讨论中已知，主要成土时期可达1.2亿年（J—K），其中经历时间约为2400万年的桂林晚白垩世，主要以湿热的气候条件为主，表明该区当时具备形成较厚的红色风化壳的气候与时间的条件，然而，进一步的分析则表明，构造条件及岩石条件却难以满足。

首先，从构造条件上分析，在白垩纪时期，由于燕山运动的影响，桂林多期次的断裂构造活动较为强烈，并伴随有断块升降。其结果虽有利于岩溶水的垂直下渗对岩石产生淋溶，但由于其活动性强，致使水文地质条件时常发生变化而不能形成稳定的岩溶和成土环境。目前所见残存的晚白垩世的红色岩溶建造露头面积小，多沿断裂构造发展，并以重力坍塌、坡麓堆积的溶积钙砾岩为主（75%左右）即是佐证。

其次，从岩石条件分析，桂林晚白垩世的红色岩溶建造中的角砾成分主要是碳酸盐岩，表明该建造的物质来源主要是就地或近源的碳酸盐岩。若取晚白垩世的红色钙质泥岩中不溶物的总含量为70.11%（据表5.13），其容重为2.51t/m3[5]，应用5.4.1.1的公式，可粗略地算出每形成1m厚的钙质泥岩，就需要溶蚀66.94m厚的碳酸盐岩。若考虑红色岩溶建造是由溶积钙砾岩、溶积钙屑灰岩和溶积钙质泥岩组成，其中钙质泥岩以及砾岩和钙屑灰岩中的钙铁泥质胶结物仅占该建造中的25%左右，则可大致估算出每形成1m厚的红色岩溶建造，也需溶蚀约17m厚的碳酸盐岩。照此推算，如果要在整个桂林形成厚约100m的晚白垩世红色岩溶建造的覆盖层，就需要风化、溶蚀约1700m厚的碳酸盐岩，其中还不包括形成建造中角砾所需的碳酸盐岩的厚度。桂林附近从中泥盆统东岗岭组至下石炭统的碳酸盐岩，目前测出的最大厚度约为2000m，如果晚白垩世已剥蚀掉了如此厚度的碳酸盐岩，则桂林的碳酸盐岩就应当已被剥蚀殆尽了。然而，目前桂林大面积出露的仍为上古生界的碳酸盐岩，所见晚白垩世的红色岩溶建造分别与下石炭统和中、上泥盆统的碳酸盐岩呈岩溶不整合接触，这不仅说明其沉积-堆积地形本身是起伏不平的，同时说明古成土时期的剥蚀厚度不可能有那么大。

从上述诸条件分析，桂林在晚白垩世不可能形成大面积的、巨厚的红色岩溶建造覆盖层。从前述红色岩溶建造的产状及结构构造等特征，表明当时的沉积环境主要是一些小型的古山间盆地、岩溶－断陷盆地、岩溶洼地，洞穴。岩溶断陷盆地由于受断裂构造作用影响，下陷幅度较大，是周围溶蚀残余物质的中心聚集地，故其中沉积-堆积物的厚度较大。如潭南岩溶断陷盆地中就发育了总厚为180m左右的晚白垩世的红色岩溶建造，自下而上分别为砾岩（>100m）和泥岩（70余米，未见顶）。我们通过研究红色岩溶建造的岩石结构构造、组分特征、层组类型、产状特征等，探讨其形成环境，认为可划分为五个微（亚）相[5]，即：岩溶盆（坳）谷地、岩溶断（坳）陷谷地、岩溶坡麓、岩溶洼（凹）地-溶斗、岩溶洞穴－缝隙。

5.4.3.3古地貌组合类型

从棕色—红色石灰土的形成过程及展布规律分析，桂林晚白垩世岩溶发育，以峰丛洼地为主要的地貌组合类型。由于红层常被认为是干旱、炎热气候的产物，而桂林又残存有晚白垩世的红色岩溶建造，故有人认为桂林在晚白垩世岩溶发育速度放慢了。然而，从碳酸盐岩成土过程及其土壤的展布规律分析，晚白垩世应是中生代期间岩溶发育最强烈的一个时期。

据土壤学家的研究，不同亚类的石灰土，其所经历的溶蚀、风化程度是不同的。从黑色→棕色→红色石灰土，云母类矿物的脱钾作用逐渐加深（表5.14）；粘土矿物的含量逐渐增大。这些均表明石灰岩中不溶残余物质所遭受的化学风化作用从黑色→棕色→红色石灰土是逐渐加强的，从而也说明棕色—红色石灰土所遭受的风化作用时间最长，是碳酸盐岩溶蚀残余成土作用过程中接近终端的产物。因此，桂林残存的晚白垩世的红色岩溶建造非但不是岩溶发育速度变慢的证据，反而可作为该区在晚白垩世岩溶发育强烈的依据之一。

土壤学家的研究还表明，石灰土的发育和岩溶地形的发展有着密切的关系，不同的石灰土类型反映不同的岩溶地貌形态（表5.12）。从前述已知，桂林晚白垩世形成的石灰土以棕色类为主，局部有红色石灰土，因此，从表5.2及钙质泥岩的分布特征可推知，桂林在晚白垩世的岩溶地貌形态组合以峰丛洼地为主，局部岩溶水汇水地带发育小面积的峰林平原和岩溶盆地。这也从另一个侧面表明上一节中关于沉积环境以小型盆、洼为主的推论是可信的。

另外，石灰土的分布规律也给我们这样一些启示，晚白垩世的红色钙质泥岩尽管其现在分布标高不同，但其形成时均应是在相对低洼之处，如坡脚、洼（谷）地、溶隙、溶洞等。这可从相当多的红色岩溶建造中出现规模不大的粒序层、纹层，以及其所含的CaO,MgO数量较高等现象得到证明。

可能有人还会提出这样的问题，既然这些红色岩溶建造形成时应处于低洼之处，为什么现在反而常见于山顶呢？这是由于岩溶建造是由碳酸盐岩溶蚀风化残余物所组成，故其成岩后与其周围构成正向地形的碳酸盐岩一同经历岩溶作用时，溶蚀速率自然要比周围碳酸盐岩的小，最终导致正负地形的相互转化。例如，据刘尚仁等人的最新研究[24]，广东很多处于断陷或坳陷盆地中的白垩纪红层，如罗定群、南雄群和丹霞群，系距今1亿年前后由盆地周围的石灰岩丘陵山地提供大量的石灰岩砾石和富钙溶液所形成。这种红层岩溶地貌的基本特征虽与一般石灰岩类似，但总体来看，要比一般石灰岩类的岩溶发育差。因而，随着长期的溶蚀，风化作用，正向的碳酸盐岩峰体就逐渐演化成负向的岩溶洼地，而相邻的由红色岩溶建造覆盖的洼地，有的由于受到红色岩溶建造的保护，遭受的溶蚀作用较弱，则逐渐演化成正向的峰体（图5.19）。此外，沿盆、洼地边缘的断裂而产生的差异升降，也有可能使产于盆、洼地中的红色岩溶建造抬升形成山峰。由于晚白垩世的红色岩溶建造的产状与岩溶地貌的演化之间存在着这样的一种演变关系，故在用红色岩溶建造恢复古岩溶地貌，探讨岩溶发育规律时，决不能简单从事，而应进行历史的和动态分析。

图5.19 晚白垩世的红色岩溶建造出露位置（产状）与岩溶地貌演化关系示意图

1.D2d-C1碳酸盐岩；2.K2红色岩溶建造；3.Q松散堆积物；4.断裂、裂隙

参考文献

[1]薛耀松，唐天福，俞从流.中国南方上震旦统灯影组中的古喀斯特洞穴磷块岩.沉积学报，1992,10（3）:145～153

[2]刘怀仁，刘明星，胡登新，等.川西南上震旦统灯影组沉积期的暴露标志及其意义.沉积与特提斯地质，1991,（5）:1～10

[3]中科院岩溶组.中国岩溶研究.北京：科学出版社，1979

[4]祁延年.广西中部及东北部地区喀斯特地貌.见：全国喀斯特研究会议论文集.北京：科学出版社，1962

[5]邓自强，林玉石，张美良，等.桂林岩溶与地质构造.重庆：重庆出版社，1988

[6]宜昌地矿所.中南地区白垩纪至第三纪岩相古地理.北京：地质出版社，1979

[7]雷奕振，等.长江三峡地区生物地层学（5）：白垩纪—第三纪分册.北京：地质出版社，1987

[8]郝诒纯，等.中国地层及中国的白垩系.北京：地质出版社，1986

[9]关士聪，等.中国中生代陆相盆地发育沉积与油气.北京：地质出版社，1987

[10]周世全，等.河南李官桥盆地“红层”划分的意见.地质科学，1979,（1）

[11]中国科学院.华南中、新生代红层.见：广西南雄“华南白垩纪—第三纪红层现场会议”论文选集.北京：科学出版社，1979

[12]王文校，等.广州—肇庆地区中生代含煤地层划分对比与成煤地质特征.广东地矿所汇刊，1983,（1）

[13]刘功余，张美良，邓自强，等.桂林晚白垩世红色岩溶建造中溶积钙质泥岩的成因及地质意义初探.中国岩溶，1992,11（2）:162～172

[14]林玉石，邓自强，刘功余，等.桂林岩溶岩系（建造）.中国岩溶，1986,5（3）

[15]袁道先，蔡桂鸿.岩溶环境学.重庆：重庆出版社，1988

[16]韦启潘，等.广西弄岗自然保护区石灰土的地球化学特征.土壤学报，1983,20（1）:30～42

[17]张明，张风海.茂兰喀斯特森林下的土壤.见：茂兰喀斯特森林科学考察集.贵阳：贵州人民出版社，1987,111～123

[18]Watson H.Monroe Examples of the replacement of limestone by clay.Mississippi geology,1986,7（1）:154～160

[19]李景阳，王朝富，樊廷章，等.试论碳酸盐岩风化壳与喀斯特成土作用.中国岩溶，1991,10（1）:29～37

[20]中国科学院南京土壤研究所.中国土壤（第二版）.北京：科学出版社，1987,253～258

[21]李庆逵主编.中国红壤.北京：科学出版社，1983,24～39

[22]涂水源，等.桂林环境环境工程地质.重庆：重庆出版社，1988,49～72

[23]孙殿卿，等.中国第四纪冰期.地质学报，1977,（2）:101～110

[24]田级生.浅析北方红粘土对碳酸盐岩溶蚀作用的影响.长春地质学院学报，1986,（3）:83～88

[25]吴萍，杨振强，等.中南地区白垩纪—第三纪岩相古地理.北京：地质出版社，1979

[26]刘尚仁，黄瑞红.广东红层岩溶地貌与丹霞地貌.中国岩溶，1991,10（3）:183～189