湘渝黔红色岩溶地貌形成的地质条件及成因分析_陈友智.pdf

第 52 卷 第 1 期 Vol.52,No.1,94104 2023 年 1 月 GEOCHIMICA Jan.,2023 收稿日期:2020-06-20;改回日期:2021-01-27 项目资助:中国地质调查局项目(DD20190074)、贵州省科技计划项目(黔科合 JZ 字20152005)和贵州理工学院高层次人才科研启动(XJGC20190643)联合资助。第一作者简介:陈友智(1982),男,博士,构造地质学专业。E-mail: Geochimica Vol.52 No.1 pp.94104 Jan.,2023 湘渝黔红色岩溶地貌形成的地质条件及成因分析 陈友智1*,姜伏伟1,于 宁1,苏孝良2,曹晓娟3(1.贵州理工学院 资源与环境工程学院,贵州 贵阳 550003;2.贵州省科学技术厅,贵州 贵阳 550002;3.中国地质调查局环境监测院,北京 100089)摘 要:湘渝黔交界处红色岩溶地貌为新发现的特殊岩溶地貌,以地层凹凸相间排列和单层蜂窝状形态为明显特征。古生代新生代研究区处于黔中隆起和雪峰隆起北缘,地层沉积岩相和构造变形受到隆起的影响。目前,关于红色岩溶地貌与隆起的关系未见深入研究。针对这一问题,基于野外露头观测、显微结构分析和元素地球化学分析,从构造变形的角度探讨隆起与红色岩溶地貌之间的因果关系。结果表明,加里东期牯牛潭组形成于干燥、炎热的气候环境,黔中雪峰隆起的发育影响了沉积水体盐度以及地层中黏土矿物含量,限定了地貌发育区域和基本形态格架;晚印支早燕山期受雪峰隆起向北西推覆的影响,形成 NE 向劈理,劈理多沿准同生期“龟裂纹”构造薄弱带发育,劈理与缝合线组合共同围限石灰岩砾石,后期地下水差异溶蚀形成蜂窝状;晚燕山新构造期雪峰隆起持续向北逆冲,研究区以隆升、剥蚀为主,形成多组共轭节理,红色岩溶地层抬升至近地表,地下水沿节理侵蚀,最终形成红色岩溶地貌。关键词:红色岩溶地貌;劈理;节理;成因;雪峰隆起 中图分类号:P542 文献标志码:A 文章编号:0379-1726(2023)01-0094-11 DOI:10.19700/j.0379-1726.2021.04.009 Geological conditions and genesis of red karst landforms in Hunan-Chongqing-Guizhou CHEN Youzhi1*,JIANG Fuwei1,YU Ning1,SU Xiaoliang2,CAO Xiaojuan3(1.College of Resources and Environmental Engineering,Guizhou Institute of Technology,Guiyang 550003,Guizhou,China;2.Guizhou Provincial Department of Science and Technology,Guiyang 550002,Guizhou,China;3.China Geological Environment Monitoring Institute,Beijing 100089,China)Abstract:There are newly discovered red karst landforms in the Tri-Province area of Hunan,Chongqing,and Guizhou provinces.The strata is characterized by an alternate arrangement with concave,convex,and mono-layered honeycomb morphology.The Paleozoic-Cenozoic study area is located on the northern margin of the Central Guizhou Uplift and Xuefeng Uplift,and the stratigraphic sedimentary facies and structural deformation have been affected by the uplift.To date,no extensive studies have been conducted on the relationship between the red karst landforms and uplift.This study aims to examine this relationship and determine the genetic relationship between uplift and red karst landforms from the perspective of tectonic deformation through outcrop observation,microstructure analysis,and element geochemical analysis.The results have shown that the Caledonian Guniutan Formation was formed in a dry and hot climatic environment,and the development of the Central Guizhou-Xuefeng Uplift influenced the change in salinity of sedimentary water and clay mineral content of the strata and limited the development area and basic morphological framework.During the late Indosinian and early Yanshanian epochs,the NE cleavages were formed from the impact of the NW nappe of the Xuefeng Uplift.Most of the cleavages developed along a weak belt of pene-sedimentary turtle crack structure.The combination of cleavages and 第 1 期 陈友智等:湘渝黔红色岩溶地貌形成的地质条件及成因分析 95 Geochimica Vol.52 No.1 pp.94104 Jan.,2023 stylolites confined the carbonate gravel,and the different dissolutions later formed the honeycomb.In the late Yanshan-Neotectonic period,the Xuefeng Uplift continued to thrust northward.The study area was dominated by uplifts and denudation,forming several sets of conjugate joints.Following this,the red karst strata were uplifted to the adjacent surface,and the groundwater eroded along the joints,resulting in the formation of these landforms.Key words:red karst landform;cleavage;joint;genesis;Xuefeng Uplift 0 引 言 湘西渝东南黔东北地区中下奥陶统大湾组牯牛潭组“红色岩溶”岩系由紫红色和灰绿色碳酸盐岩组成,如古丈、腊尔山和酉阳等地区,这些岩层常具有小型“龟裂纹”,相邻层凸凹相间排列,单层具有蜂窝状结构(图 1)。尽管该地貌被称为“红石林”,但是岩石组成、形成机理与典型的“石林”地貌有显著差异,也不同于“峰林”、“红层岩溶”和“丹霞地貌”(陈国达,1983;俞锦标等,1984;袁道先,1988;刘江龙,2009;贾龙等,2016;曹晓娟等,2020)。石林发育于温暖潮湿气候下,为巨厚的且产状平缓的碳酸盐岩沿节理发生溶蚀而成。峰林主要指锥状和塔状碳酸盐岩以及砂岩石峰。红层岩溶指钙质或其他可溶性物质胶结的,或含有碳酸盐岩砾石成分的红色碎屑岩形成的岩溶。丹霞地貌则主要针对红色碎屑岩地层而言。本研究红色岩溶发育于红色、紫红色为主的泥质碳酸盐岩层,受地下水差异溶蚀作用形成具有明显凹凸形态的岩溶地貌。前人对红色岩溶地貌的形态特征与地层结构、节理方位、气候条件以及新构造抬升的关系等方面进行了阐述(陈建平和马文瀚,2006),但并未对沉积环境、构造变形过程与地貌之间的关系进行深入研究。研究区加里东期、晚印支早燕山期和晚燕山喜山期位于黔中隆起与雪峰隆起北缘,隆起的形成与演化必然会在地层结构和后期变形中留下印记。本研究通过对“红色岩溶”地层展布、沉积构造背景以及后期变形历史的研究,试图建立雪峰隆起与地貌演化之间的因果联系,为科学认识该地貌的形成提供依据,同时也为宝塔组灰岩网纹构造的演化提出新思路。(a)研究区大地构造位置(修改自邓大飞,2014);(b)研究区红色岩溶地貌分布;(c)邻层凸凹相间形态;(d)单层蜂窝状形态。图 1 红色岩溶发育位置与形态特征 Fig.1 Location and morphology of red karst 96 2023 年 Geochimica Vol.52 No.1 pp.94104 Jan.,2023 1 研究区地质背景 1.1 大地构造(雪峰隆起)湘渝黔交界处位于中上扬子地块南缘,西与四川盆地相望,东与雪峰隆起相依。元古代至新生代,区内地质演化史与古隆起密切相关。晚元古代梵净山期,雪峰隆起作为岛弧初次形成。之后,至晚寒武世晚期郁南运动时期,黔中隆起水下雏形开始形成。早奥陶世红花园期末,黔中隆起首次转变为水上隆起。早中奥陶世大湾期,黔中隆起活动减弱,再次转变为水下隆起。中奥陶世十字铺期,隆升速度加快(邓新等,2010)。晚奥陶世早志留世都匀运动使得隆起出露水面,中上扬子海域为黔中隆起、雪峰隆起及古陆所围限。之后,广西运动造成该区全面隆升、剥蚀,黔中隆起与雪峰隆起相连。印支期燕山期区内受 NWSE 向应力作用,雪峰隆起最终定型(邓大飞,2014),喜山期隆起区遭受构造抬升。1.2 岩相古地理 研究区主要出露新元古界中生界。新元古界梵净山群为沉积弧后裂陷(范启超等,2017)或拗拉槽环境海相浊积岩(王敏,2012)。下江群为陆内裂谷沉积的海相碎屑岩及少量碳酸盐岩(葛文春等,2001)。新元古代晚期南华纪沉积冰期间冰期地层(江卓斐,2016)。研究区在震旦纪寒武纪发育被动大陆边缘沉积序列(汪正江等,2014)。奥陶纪志留纪处于前陆环境,沉积奥陶系海相碳酸盐岩、炭质页岩及硅质页岩(谢尚克等,2011;汪正江等,2014),以及下志留统海相碎屑岩夹碳酸盐岩。早泥盆世中泥盆世早期,研究区隆升、剥蚀,仅残留下志留统。中泥盆世中期晚泥盆世,发育滨岸相碎屑岩与陆棚相混积岩。研究区在石炭纪二叠纪乌拉尔世又处于隆升、剥蚀阶段。二叠纪瓜德鲁普世中三叠世,受东吴运动和峨眉山地幔柱影响,发育台地相碳酸盐岩、潮坪潟湖相碎屑岩及化学岩(黄福喜,2011)。印支燕山期受强烈挤压应力作用,上三叠统侏罗系缺失,仅局部发育白垩系陆相红层(邓大飞,2014)。喜山期发育山间盆地(贵州省地质调查院,2016)。1.3 红色岩溶地貌的地层岩性 红色岩溶地层主要分为两部分。第一部分为大湾组紫红色夹灰绿色瘤状灰岩、泥质灰岩,广泛分布于扬子地块南缘(赵俊,2014)。第二部分位于大湾组之上,宝塔组之下,紫红色瘤状灰岩、泥质灰岩夹灰绿色生物碎屑灰岩,局部两者互层,该套地层普遍发育小型龟裂纹(贵州省地质调查院,2016)(图 2)。图 2 研究区地层柱状图(引自陈心才等,1964;湖南省地质局区测队,1970;张星垣,1972)Fig.2 Stratigraphic column of the study area 第 1 期 陈友智等:湘渝黔红色岩溶地貌形成的地质条件及成因分析 97 Geochimica Vol.52 No.1 pp.94104 Jan.,2023 黔东北大湾组上覆地层由紫红色中厚层瘤状灰岩、泥质灰岩与灰绿色生物碎屑灰岩组成,发育小型龟裂纹,厚约 3357 m,被归为十字铺组(陈心才等,1964)。湘西古丈张家界一带,大湾组之上浅紫红、紫红色块状,小型龟裂纹灰岩,以及灰绿色、紫红色薄中厚层状,小型龟裂纹灰岩夹灰绿色瘤状灰岩、泥质灰岩,厚度 3336 m,被归为牯牛潭组(湖南省地质局区测队,1970;肖东贵,2008)。渝东南酉阳一带,覆盖于大湾组之上紫红色夹灰绿色中厚层状瘤状灰岩、泥质灰岩,厚度 1338 m,被归为十字铺组(张星垣,1972)。十字铺组最初定义为一套以页岩为主的地层,主要分布于黔北、川东南和滇东北等地区,显然与研究区地层岩性相差较大。学者们通过对十字铺组与牯牛潭组牙形石生物地层研究认为,区内两者岩性为灰岩(梁燕和詹仁斌,2012;樊茹等,2013,2015),因此,本研究中将大湾组之上,发育有小型龟裂纹的紫红色瘤状灰岩、泥质灰岩以及灰绿色生物碎屑灰岩均归为牯牛潭组。2 红色岩溶地貌形成的沉积环境 2.1 加里东期(O2-3)沉积环境 大湾组沉积时期构造活动相对较弱,与同期湄潭组之间的相变带呈 SN 向展布(赵俊,2014)。而宝塔组沉积时期上扬地区已被康滇古陆黔中隆起、雪峰隆起、熊耳伏牛古陆与松潘古陆所围限(王安东等,2012)。此外,十字铺组牯牛潭组至宝塔组存在C 同位素正向偏移(Munnecke et al.,2011),牯牛潭组与宝塔组之间存在平行不整合(樊茹等,2015),这表明牯牛潭期是古隆起发育的重要时期。对此主要针对牯牛潭组进行元素地球化学分析以限定“红色岩溶”地貌形成时的沉积构造背景。选取黔东北松桃县腊尔山大湾组牯牛潭组10件碳酸盐岩样品(pm001-2-1B与pm001-6-1B为大湾组,其余为牯牛潭组),送至中国科学院地球化学研究所电感耦合等离子体质谱(ICP-MS)实验室进行微量元素测试,测试标准依据 DZ/T0223-2001,分析误差小于 5%。稀土元素分析测试结果经球粒陨石标准化后见表 1。沉积岩REE 介于(230.001800.76)106之间,LREE/HREE值介于 1.773.77 之间,LREE 富集,HREE 亏损,Ce、Eu 负异常。轻稀土元素分异程度值(La/Sm)N介于 3.044.56 之间,平均 3.87。重稀土元素分异程度值(Gd/Yb)N介于 1.201.48 之间,平均1.39。2EuN/(Sm+Gd)N介于 0.580.69 之间,平均 0.64。2CeN/(La+Pr)N介于 0.190.85 之间,平均 0.75。北美平均页岩(NASC)以及澳大利亚后太古宙页岩(PAAS)中的稀土元素被用来代表地壳中稀土元素特征,NASC 和 PAAS 页岩富集轻稀土元素,重稀土元素含量稳定,Eu 负异常明显。腊尔山大湾组牯牛潭组稀土元素分布与 NASC、PAAS 类似,富集轻稀土,且 Ce 和 Eu 负异常(图 3、表 1)。利用 V/Cr 值来判别沉积环境氧化还原状态,比值大于 4.25 为缺氧还原环境,4.252 为过渡环境,小于 2 为氧化环境(Hatch and Leventhal,1992;Jones and Manning,1994)。样品 V/Cr 值分别为 0.64、0.84、0.50、0.64、0.87、1.04、0.78、0.86、1.11 及 0.80,均小于 2,为氧化环境(图 4a)。干燥环境下,Sr 元素会以盐的形式进入沉积岩,导致 Sr 含量相对增高。因此利用 Sr/Cu 值判断气候环境。当 Sr/Cu 值大于 5.0 指示干热气候,介于1.35.0 之间指示温湿气候(莱尔曼 A,1989)。样品Sr/Cu 值分别为 46.37、33.49、82.47、34.22、31.66、21.27、21.14、120.21、132.10 及 55.79,均为干热气候(图 4b)。显微镜下观察样品均含有丰富的生物碎屑,利用生物碎屑碳酸盐岩中 Sr 元素(106)与古水温(T,)的经验公式 Sr=257880.8T(刘刚和周东升,2007),计算得出古水温分别为 29.0、29.4、28.2、28.4、29.7、28.9、28.5、29.1、29.3 及 29.3,平均 29.0(图 4c),与正常年份赤道西太平洋温度相近。古盐度能够指示地史时期海陆变化以及介质中可溶盐的含量,主要以 Sr、Ba 元素相对含量来体现。蒸发过程中,Sr 迁移能力强于 Ba,Ba 以硫酸钡的形式沉淀下来,使得干旱环境下海水中的Sr相对富集,Sr/Ba 比值与古盐度呈正相关关系。一般情况下,Sr/Ba 值大于 1 时为海相咸水环境,小于 0.6 时为陆相淡水环境,0.61 之间为过渡环境(王益友等,1979;郑荣才和柳梅青,1999)。样品 Sr/Ba 值分别为 1.59、0.64、3.04、1.50、0.36、0.35、1.91、0.44、2.04、0.92(图 4d),说明研究区古盐度海相咸水、陆相淡水和两者过渡均有,属于海陆过渡环境,淡水河流的注入能显著地控制沉积水体古盐度(钟红利等,2012),考虑到研究区牯牛潭组与宝塔组之间存在地层缺失(樊茹等,2015),笔者认为古隆起的发育使得研究区附近形成了河流,可能影响了沉积水体盐度。98 2023 年 Geochimica Vol.52 No.1 pp.94104 Jan.,2023 表 1 腊尔山红色岩溶地层岩石稀土元素(106)分析测试结果 Table 1 Concentrations rare earth elements in the red karst stratum of Laer Mountain(106)样品编号 1-a1 1-T2 2-a1 3-a1 3-T1 4-a/T25-a1 5-T1 pm001-2-1B pm001-6-1B La 58.6 77.8 45.5 57.6 410 77.2 57.8 83.6 60.3 81.1 Ce 37.7 51.1 29.0 39.3 63.5 50.0 39.3 47.4 37.6 55.5 Pr 36.1 46.8 27.4 36.9 254 44.4 35.1 44.5 34.1 51.1 Nd 27.2 34.5 20.6 28.6 210 32.5 26.8 33.5 24.8 39.5 Sm 15.3 19.2 11.7 16.8 135 17.6 15.7 18.3 13.6 23.9 Eu 6.87 8.52 5.54 9.09 78.9 8.93 8.27 9.56 7.34 11.9 Gd 8.55 10.3 6.58 9.81 93.2 9.74 9.26 11.1 7.76 13.4 Tb 7.77 9.38 6.14 9.32 101 9.00 8.69 10.1 7.43 12.5 Dy 7.00 8.38 5.56 8.54 95.2 8.15 7.91 9.19 6.86 11.4 Ho 5.98 7.11 4.70 7.24 82.8 6.93 6.64 7.97 5.89 9.64 Er 5.84 7.05 4.58 6.92 76.9 6.79 6.36 7.63 5.83 9.35 Tm 5.60 6.99 4.44 6.62 69.3 6.66 6.05 7.20 5.90 9.06 Yb 6.02 7.72 4.71 6.91 67.3 7.13 6.31 7.50 6.48 9.69 Lu 5.72 7.44 4.46 6.50 64.2 6.74 5.99 7.03 6.15 9.13 REE 234 302 181 250 1801 292 240 305 230 347 LREE 182 238 140 188 1151 231 183 237 178 263 HREE 52.5 64.4 41.2 61.9 649 61.2 57.2 67.7 52.3 84.2 LREE/HREE 3.46 3.69 3.39 3.04 1.77 3.77 3.20 3.50 3.40 3.12 Ce 0.80 0.82 0.80 0.83 0.19 0.82 0.85 0.74 0.80 0.84 Eu 0.58 0.58 0.61 0.68 0.69 0.65 0.66 0.65 0.69 0.64(La/Sm)N 3.82 4.06 3.91 3.42 3.04 4.39 3.67 4.56 4.43 3.40(Gd/Yb)N 1.42 1.34 1.40 1.42 1.38 1.37 1.47 1.48 1.20 1.38 2EuN/(Sm+Gd)N 0.58 0.58 0.61 0.68 0.69 0.65 0.66 0.65 0.69 0.64 2CeN/(La+Pr)N 0.80 0.82 0.80 0.83 0.19 0.82 0.85 0.74 0.80 0.84 图 3 腊尔山大湾组-牯牛潭组球粒陨石标准化稀土元素配分模式(球粒陨石标准化值据 Boynton,1984)Fig.3 Standard of the chondrite from the rare earth element distribution model for the Dawan and Guniutan Formations 2.2 构造环境判别 由于 Co、Th、Zr 与 Sc 元素化学性质稳定,在风化、搬运过程中不易丢失,利用 Zr-Th 关系图可判别沉积物的构造背景,即岛弧、大陆弧、活动陆缘和被动陆缘(Bhatia and Crook,1986)。Zr-Th 图投点结果显示(图 5),仅少部分样品为大陆弧和活动陆缘,指示大湾期牯牛潭期构造较为平静,没有发生大规模构造变动,但牯牛潭期黔中雪峰隆起已造成岩相和生物相的差异(梁燕和詹仁斌,2012),进而控制红色岩溶地层分布。碳酸盐岩中黏土矿物含量与类型可指示其沉积时期海平面变化(Flgel and Munnecke,2010)。红色岩溶地层凸凹相间的形态所反映的黏土矿物含量变化,可能指示牯牛潭期高频海平面升降,而相对海平面升降与构造存在成因联系(Vail et al.,1991)。第 1 期 陈友智等:湘渝黔红色岩溶地貌形成的地质条件及成因分析 99 Geochimica Vol.52 No.1 pp.94104 Jan.,2023 样品编号:1.1-a1;2.1-T2;3.2-a1;4.3-a1;5.3-T1;6.4-a/T2;7.5-a1;8.5-T1;9.pm001-2-1B;10.pm001-6-1B 图 4 腊尔山大湾组牯牛潭组岩石微量元素沉积环境判别图 Fig.4 Sedimentary environment of the trace elements of the Dawan and Guniutan Formations of Laer Mountain 图 5 腊尔山大湾组牯牛潭组岩石 Th-Zr 构造环境判别图解(底图引自 Bhatia and Crook,1986)Fig.5 Th-Zr tectonic environment classification of the Dawan and Guniutan Formations of Laer Mountain 牯牛潭期研究区处于前陆坳陷形成阶段(汪正江等,2012),相对海平面变化可能是对前陆隆起构造发育的响应。3 构造运动对红色岩溶地貌的影响 3.1 晚印支早燕山期(T3-K1)构造运动 黔东北腊尔山大湾组泥岩中见 3 cm10 cm 大小的铅笔构造(图 6a)。泥岩或泥质岩类形成劈理演化过程较为清楚,首先压实作用形成与层面平行的劈理面,之后水平挤压产生与层面交切的剪切面,形成铅笔构造(Fossen,2016)。铅笔构造形成于极低级变质或浅变质条件下,变形时地层温度在 200 左右,一般小于 250(Fossen,2016)。若以地表温度 20、地温梯度 30/km 换算,深度在 6 km 左右。区域地层埋藏史图显示,晚二叠世早三叠世及侏罗纪早白垩世研究区奥陶系埋深处于该深度(王朋飞等,2018)。但研究区仅早燕山期侏罗纪早白垩世受大规模挤压构造影响(刘坤光等,2012),存在受到水平构造应力的可能。据此,笔者推断研究区铅笔构造形成于早燕山期。湘西、渝东南和黔东北三区见大湾组、牯牛潭组和宝塔组内发育高角度劈理。湘西古丈红色岩溶区大湾组牯牛潭组地层倾角多在 10左右,劈理走向 4555,间距 23 cm(图 6c)。重庆红色岩溶区酉阳牯牛潭组宝塔组地层倾角小于 30,劈理走向35左右,间距 35 cm(图 6d、e)。酉阳宝塔组灰岩层面可以观察到紫红色泥质充填的龟裂纹,后期构造变形形成的劈理(为黑色、暗绿色)多沿着这些早期的构造薄弱带发育(图 6d)。黔东北腊尔山牯牛潭组地层倾角多小于 20,劈理走向 1535,间距在2 cm 左右(图 6b)。郭进京(2000)将这种劈理视为韧脆性破裂,受到挤压和剪切作用使岩层产生微小错断,并产生小型牵引背斜(图 6e)。100 2023 年 Geochimica Vol.52 No.1 pp.94104 Jan.,2023 (a)腊尔山铅笔构造;(b)腊尔山灰岩劈理和缝合线;(c)古丈灰岩劈理;(d)酉阳宝塔组灰岩马蹄纹和劈理;(e)酉阳牯牛潭组劈理;(f)劈理显微照片(单偏光);(g)腊尔山牯牛潭组劈理绕过角石化石;(h)丹寨县高寨村寒武系三都组泥质灰岩劈理(107.857360N,26.152086E,669 m)。图 6 研究区小尺度构造野外和显微照片 Fig.6 Field and microscopic photos of small-scale structures in the study area 第 1 期 陈友智等:湘渝黔红色岩溶地貌形成的地质条件及成因分析 101 Geochimica Vol.52 No.1 pp.94104 Jan.,2023 未变质和极低级变质灰岩中能够发育网状间隔劈理,如美国怀俄明州 Sevier造山带灰岩中发育此类劈理,这些劈理形成自垂直于劈理面的挤压应力(Fossen,2016)。研究区紧邻雪峰陆内造山带,区内存在劈理发育的温压和应力条件。由劈理产状可知湘西、渝东南和黔东北劈理分别受到 135145、125左右和 105125的挤压应力。早燕山期雪峰隆起向北西挤压推覆(邓大飞,2014),研究区劈理形成于该构造作用下,在不同的地区应力稍有偏转,酉阳离隆起稍远,劈理密度变小。黄乐清等(2019)认为宝塔组灰岩龟裂纹是含水泥质逃逸形成的,超压水源于其下伏富含泥质的大湾组和牯牛潭组,超压水在下伏地层中压力较宝塔组更大,加之下伏的富泥质岩层更易破裂,致使大湾组和牯牛潭组裂纹密度要大于宝塔组(图 7)。裂纹内除泥质外,常含有灰质碎屑(王安东等,2012),劈理沿这些早期的裂纹发育,使得准同生期的灰质碎屑被压溶,剩下难溶的硅酸盐矿物,劈理与缝合线常交织在一起(图 6f),围限灰岩角砾。大湾组和牯牛潭组小型龟裂纹中的硅酸盐矿物与周围灰岩角砾中的碳酸盐矿物差异溶蚀,剥露出地表形成蜂窝状。研究区大湾组牯牛潭组宝塔组中劈理发育的应力强度较小,常绕过生物化石发育(图 6g)。雪峰隆起西侧黔东南寒武系三都组泥质灰岩也发育此类网状间隔劈理(图 6h)。这些劈理在相邻地层中很少被发现,表明雪峰隆起向北西推覆未产生广泛发育的区域性劈理,只是在具有先存的裂纹和软弱的富泥质地层形成了此类劈理。3.2 晚燕山期喜山期(K2-E)构造运动 研究区在晚燕山期仍受 NW-SE 向挤压应力作用(刘坤光等,2012;邓大飞,2014),此时奥陶系埋深在 34 km 处(王朋飞等,2018),以脆性变形为主。喜山期雪峰隆起向北逆冲推覆,隆起北缘受 NNE 向最大主应力作用,主要以挤压隆升为主(万天丰,2004;朱清波等,2011;邓大飞,2014)。古丈红色岩溶区大湾组牯牛潭组发育走向NE(3045)和 NW(315325)共轭节理(陈建平和马文瀚,2006),锐夹角平分线指向近 SN 向,指示形成于喜山期。酉阳红色岩溶区牯牛潭组主要发育走向 NWW285和 NWW330共轭节理,锐夹角平分线为 NW-SE 向,指示形成于晚燕山期。少量 NE40和NEE80节理受到前 2 组节理切割,可能形成于印支期(刘墨翰,2016)。腊尔山牯牛潭组紫红色泥质灰岩与灰绿色生屑灰岩互层段产生 1 组共轭剪节理,走向分别为 NWW290与 NNW330,形成自晚燕山期NW-SE 向挤压作用。喜山期则产生另一组共轭剪节理,走向分别为 NNE20与 NEE60,最大主应力呈NNE-SSW 向(图 7)。受燕山期以来多幕构造运动的影响,雪峰隆起北缘地层褶曲变形,红色岩溶地貌主要分布于武陵断弯褶皱带与湘鄂西黔东北断褶带。古丈红色岩溶地貌位于武陵断弯褶皱带,区内发育大型向斜、背斜,图 7 红色岩溶地貌演化模式图(据黄乐清等,2019 修改;橙色和黑色线代表泥质充填裂纹和劈理,蓝色和红色线代表节理)Fig.7 Red karst geomorphologic evolution pattern 102 2023 年 Geochimica Vol.52 No.1 pp.94104 Jan.,2023 褶皱翼间角多大于 110,箱状褶皱核部地层产状近水平(柏道远等,2015)。湘鄂西黔东北断褶带以隔槽式为主要特征,箱状背斜地层产状平缓。松桃腊尔山红色岩溶地貌位于宽缓的褶皱带上,地层倾角多小于 20(陈心才等,1964)。酉阳红色岩溶地貌发育于湘鄂西断褶带宜都鹤峰复背斜西南段次级背斜核部,南东翼与北西翼之间翼间角约 150,地层倾角多小于 20(湖南省地质局区测队,1970)。断弯褶皱带和断褶带岩层产状平缓的部位成为景观形成的有利区。3.3 新构造运动 新构造运动造成红色岩溶地貌区阶梯式掀斜,形成侵蚀阶地、剥夷面(陈建平和马文瀚,2006;贵州省地质调查院,2016)。红色岩溶地貌发育区处于亚热带,气候湿润,降雨量充沛,流水侵蚀是该地貌形成的主要外动力地质作用。地层受流水侵蚀作用、重力作用和生物化学作用等共同改造(陈建平和马文瀚,2006),沿构造破裂面下切和侧蚀,岩块垮塌,节理开度不断增大。岩层间泥质含量不同导致抗化学风化能力的差异,产生凹凸相间的形态,最终形成令人瞩目的红色岩溶景观。4 讨 论 黄乐清等(2019)研究发现湘西宝塔组龟裂纹有1组优势排列方向,各裂纹间大致平行,裂纹走向为3870,呈 NE-NEE 向排列,并认为宝塔组裂纹是由下伏岩层泥质脱水形成异常高压所致。但是这种水力超压形成的破裂并不能造成裂纹的定向排列,而是形成如王安东等(2012)所述的不规则网状形态,定向排列的裂纹应是受到了后期构造作用的改造。研究区宝塔组裂纹有的被泥质充填(红色),也有的后期被构造应力改造(黑色、暗绿色条纹),这种改造后的裂纹走向大体一致,呈 NE 向。剖面上,这些破裂附近发育小褶皱,表明构造变形存在塑性变形。黑色、暗绿色裂纹显微结构与 Fossen(2016)所述的劈理域相似,层状硅酸盐集中形成劈理域。野外露头观察发现劈理面光滑,且劈理对岩层和早期形成的顺层压溶缝合线有微小错动。同时由含灰质碎屑泥充填的裂纹转变为由硅酸盐构成劈理域,经历了体积的减小。变形过程中岩石存在体积变化和剪切变形的还有变形带,如 Schultz(2019)所述的压实型剪切带或剪切增强型压实带,但是这些变形更多是针对原始孔隙度较大的砂岩和灰岩而言,研究区大湾组、牯牛潭组和宝塔组孔隙较小,不适用该术语。研究区黑色、暗绿色裂纹呈网状排列与 Fossen(2016)所述灰岩网状间隔劈理相似,因此本研究将这些在准同生期破裂基础上发育起来的,后期经历了体积缩小和滑动的裂纹称为劈理。从劈理发育的密度来看,研究区劈理与破劈理有相似之处,且破劈理也能从先存的破裂面发育而来,但破劈理有一定的张开度,通常与局部构造有关(Fossen,2016),且没有磨光面(朱志澄等,2008)。红色岩溶地貌发育于构造变形强度适中的岩层或者构造带。首先单层蜂窝状形态的形成,需要岩层在一定的埋深度,受足够大的水平方向挤压应力作用。其次,需要岩层产状较平缓地区广泛存在,过于强烈的构造变形,会使岩层产状变陡,不利于相邻地层之间差异溶蚀的产生。最后,要产生一定数量的构造裂缝,以保证受到充分的流水侵蚀作用,形成沟壑纵横的景观特征。雪峰陆内造山西侧变形强度自东向西逐渐减弱满足红色岩溶地貌形成所需的地质构造条件。5 结 论 本研究通过对红色岩溶地貌形成的地质背景分析,认为红色岩溶地层的形成、后期构造变形以及最终风化成型都与雪峰隆起的形成和演化息息相关。(1)加里东期是红色岩溶地貌形成期,碳酸盐岩稀土元素分析显示,牯牛潭期研究区气候干燥、炎热,黔中雪峰隆起的发育控制水体的盐度。隆起的发育可能还造成牯牛潭组碳酸盐岩中黏土矿物含量垂向上的周期性变化,为地貌形成奠定物质基础。(2)晚印支早燕山期受雪峰隆起向北西挤压应力作用,红色岩溶地层产生 NE向劈理,劈理多沿准同生期龟裂纹发育,劈理的密度随着与雪峰隆起距离增大而减小。劈理和缝合线一起围限灰岩砾石,劈理域中硅酸盐矿物比邻近的碳酸盐矿物抗化学风化能力强,致使红色岩溶地层后期溶蚀表现为蜂窝状。(3)晚燕山期新构造期雪峰隆起继续向北逆冲推覆,区内主要受构造隆升作用,形成大量不同方向节理,红色岩溶地层被抬升至近地表,沿节理发生流水侵蚀,节理开度增大。不同层之间由于泥质含量的差异,抗化学风化能力不同,形成凸凹相间的形态。第 1 期 陈友智等:湘渝黔红色岩溶地貌形成的地质条件及成因分析 103 Geochimica Vol.52 No.1 pp.94104 Jan.,2023 致谢:感谢中国地质科学院岩溶地质研究所陈伟海研究员和另外一位匿名审稿人提出的宝贵修改意见！参考文献(References):柏道远,钟响,贾朋远,王先辉,彭云益.2015.雪峰造山带北段地质构造特征以慈利安化走廊剖面为例.地质力学学报,21(3):399414.曹晓娟,姜伏伟,陈友智,董颖,杨宏斌.2020.武陵山地区红色岩溶景观形成地质条件与演化模式研究.中国岩溶,39(6):945951.陈国达.1993.武陵源峰林地貌形成的大地构造条件.大地构造与成矿学,17(2):103112.陈建平,马文瀚.2006.湖南古丈红石林地质遗迹形成条件及发育过程初探.地质灾害与环境保护,17(3):8386.陈心才,李大明,谭必祥.1964.吉首幅 H-49-32 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