重庆市酉阳红石林地质遗迹成因研究

■李伦炯 秦宗兴 来宏 刁憬平

（重庆市地质矿产测试中心 重庆400042）

重庆市酉阳红石林地质遗迹成因研究

■李伦炯 秦宗兴 来宏 刁憬平

（重庆市地质矿产测试中心 重庆400042）

酉阳红石林地处渝东南酉水河西岸，汇集岩溶地貌、沉积构造、节理裂隙、水体景观及古生物化石等地质遗迹景观。中奥陶世牯牛潭期沉积浅海相泥质碳酸盐建造，富含Fe2O3呈紫红色；印支运动地壳抬升成陆，燕山运动纵弯褶皱伴生破裂结构面；新构造运动隆升掀斜及表生拉张作用，导通地下水运移空间；难溶组分CaCO3遭受H2O+CO2持续作用，生成Ca(HCO3)2微溶于水被带走；缓倾斜岩层整体高于当地侵蚀基准面，均有利于红石林的形成和保存。旅游景区开发将会扰动固有的生态地质环境，科学有效地保护酉阳红石林地质遗迹成为新的研究课题。

岩溶地貌节理裂隙地质遗迹成因研究酉阳红石林

酉阳红石林汇集岩溶地貌、沉积构造、裂隙断裂、水体景观、古生物化石等地质遗迹景观，其形态万千、品相别致、内涵淑雅、外檐倔强，令人目不暇接，流连忘返，具有独特的旅游观赏价值和地学科考价值。调查研究红石林景观组合特征、沉积成岩构造、岩石地层组合、岩矿化学组分、地质构造变形、形成保存条件、发展演化趋势，对于科学有效地保护利用地质遗迹资源意义重大。

1 地理地质背景

1.1 交通位置

酉阳红石林位于渝东南武陵山腹地，渝鄂湘黔毗邻地带，酉水河西岸与其支流多碧河交汇处，隶属酉阳白竹希望中学，核心景区西行25km到渝怀铁路酉阳火车站，达国道G319线，到达G65渝湘高速酉阳南48km，区域交通快捷方便。

1.2 水系特征

酉阳红石林地质遗迹景观整体高出现代河流水面45-125m，位于最低侵蚀基准面之上。多碧河向东1.5km汇入酉水河（江面高程+290m），平均纵比降7‰，多年平均流量1.781m3/s。红石林发育幼年期冲沟、高位深水田及常年下降泉，见有多处溶洞暗河及跌水瀑布。

1.3 气候资源

红石林处区域亚热带湿润季风气候带，气候温和，四季分明。年均气温14.9℃，雨量充沛，年均降水1351.27mm，最大年降水1928.7mm(1967)，最大日降水269.4mm(1980.08.03)。降水最多分布在春夏两季，其中夏季降水量占全年的40﹪，而冬季降水量一般在6﹪左右。

1.4 水文地质

红石林地下水为碳酸盐岩类裂隙溶洞水、碎屑岩类孔隙裂隙水类型，总硬度125.18-153.99mg/l， 总 碱 度99.10-148.65mg/l，pH值7.48-7.89，游离二氧化碳6.83-10.24mg/l，属于碳酸盐型钙镁质微硬水，符合饮用水质标准，基本满足景区饮用及生活用水的需要[1]。地下水主要接受大气降雨补给，通过孔隙、裂隙、岩溶管道，以溢水点、裂隙泉和溶洞暗河的形式排泄于地表。

1.5 工程地质

紫红色泥质灰岩天然重度25.37kN/m3，天然抗压强度18.9MPa，饱和抗压强度13.2MPa，天然抗拉强度1.55Mpa，抗剪内摩擦角φ=39.69°、粘聚力C=4.98Mpa，软化系数为0.70，属于遇水软化的较软岩石类。

1.6 环境地质

红石林为紫红色泥质灰岩构成南南东向缓倾斜阳坡（岩层倾向160-170°，倾角6-12°），地层倾向与地形坡向基本一致。地形坡度略大于岩层倾角，局部呈现临空外倾结构面，自然斜坡现状较为稳定。由于景区建设人为开挖活动，局部裂隙溶陷深度＞10m，遭遇强降雨或地表水冲刷浸泡，存在局部崩塌陷落地质灾害隐患。

2 地质构造演化

2.1 区域构造

红石林地处扬子陆块区-上扬子陆块-南部碳酸盐台地-黔江凹褶束，位于北北东向平阳盖向斜北西翼[2]。晋宁运动形成变质褶皱基底，上覆沉积盖层历经加里东运动→印支运动→燕山运动→喜山运动等多期次构造变形[3]，其中燕山运动形成区域北北东向褶皱断裂构造轮廓，喜山运动以来遭受一定程度的破坏和改造作用。

2.2 区域地层

红石林区域出露寒武系、奥陶系、志留系，地层总厚度＞3000m主要为浅海陆棚砂泥质—碳酸盐岩沉积建造。第四纪冲洪积坡坡积层零星分布于河谷平坝及缓坡地带；红石林见有残积粘土及亚粘土充填于纵向冲沟及溶蚀裂隙中。

2.3 成景岩石

红石林成景岩石为中奥陶统牯牛潭组、宝塔组，主要岩性为紫红色棕红色厚层块状含泥质生物屑微晶灰岩。泥质含量垂向不均匀分布，岩层剖面多见水平层理、泥质条带及瘤状结核，风化层面发育龟裂纹构造，其中紫红色地层厚度＞20m。

2.4 地质构造演化

区域地质构造演化具有明显的阶段性、新生性和继承性，其沉积成岩建造和变形变位改造都属于红石林的组成部分。通过野外地质调查、构造形迹测年与综合研究，将红石林地质构造划分为①早古华夏沉积成岩阶段（488-416Ma）→②晚古华夏断续沉积阶段（416-228Ma）→③中华夏区域地壳抬升成陆阶段（228-125Ma）→④新华夏褶皱断裂变形阶段（125-22.5Ma）→⑤挽近华夏表生拉张溶蚀成景阶段（22.5Ma-）五个发展演化阶段[4]。

3 地质遗迹景观

表1 酉阳红石林地质遗迹景观分类表Tab.1 The classificationof geologicallandscapeforRedStoneForest

红石林为集岩溶地貌、沉积成岩构造、节理裂隙断层、暗河瀑布跌水、古生物化石群等众多地质遗迹于一体的综合地质遗迹景观[5]（表1）。

3.1 地质地貌景观

红石林地质遗迹主体景观为紫红色喀斯特岩溶地貌，如峡谷溶沟，盲谷溶洞，石芽峰林，水平溶穴及溶蚀洼地等，形色寓意俱全，色彩艳丽，层次清晰（图1）。令人目不暇接，流连忘返，属同类喀斯特地貌景观的天合之作，绝无仅有，具有独特的旅游观赏价值和地学科考价值。

图1 酉阳红石林喀斯特地质地貌景观Fig.1 karsttopographyandgeologicallandscapeforRedStoneForest

3.2 沉积成岩构造

红石林紫红色泥质灰岩属于中奥陶世牯牛潭期特定的浅海陆棚缓坡环境沉积建造，富铁质粉砂泥质不均匀供给，导致地层剖面沉积水平条带及层序韵律，表生风化剥蚀呈现独特瘤状构造及龟裂纹构造等沉积成岩构造。

3.3 节理裂隙体系

红石林发育平面X共轭节理系，属于燕山运动形成的早期原位破裂结构面，表生裂隙溶蚀沟槽均见残积红土。①东西向节理平均走向95.9°，倾角大于75°，裂隙长度3.9-36m，宽度0.2-2.8m，间距0.6-3.6m；②南北向节理走向21.3°，倾角大于76°，裂隙长2.4-12.5m，延深达16.3m。两组节理遭受拉张溶蚀，铸成纵横交错的奥陶迷宫。

3.4 断裂构造形迹

红石林南西隅发现一组走向右行平移断层，断层位移方向北北东。断层面陡立紧闭，破碎带不甚发育，未见外来物质充填，地层断距不大，断层擦痕阶步特征明显，普遍发育中粗粒硅化方解石擦抹晶体（测年成果125±10Ma），属于燕山运动晚期形成北北东向平阳盖向斜的伴生结构面。

3.5 水文地质景观

红石林除多碧河谷外，尚有高位深水田、暗河泉井、瀑布跌水。常年下降泉呈带状展布，冬暖夏凉，甘甜可口；三条冲沟连通暗河及泉水露头；上部见大面积深水田高出红石林20m，可谓“荷花天池似曾见，依稀往梦品圣泉”。

3.6 古生物化石群

多门类广生态浅海相古生物化石，业已发现头足动物[6]、腕足动物、腹足动物、节肢动物、笔石动物、腔肠动物、棘皮动物等化石组合[7]。见长颈角石最大个体纵切面45.8×6.8cm2，实体化石原生态栩栩如生，内部结构清晰，外形轮廓完整。红石林地层沉积时期生物种群惊人的多样性，应该是最具代表性的奥陶纪浅海生物基因库。

4 地质遗迹成因

红石林岩石为中奥陶统牯牛潭组属浅海陆棚环境碳酸盐建造，历经沉积成岩、抬升成陆、褶皱断裂、表生拉张、风化剥蚀、溶蚀淋滤作用，形成层次分明、形态壮观、色彩鲜艳的地质遗迹景观。

4.1 岩石地层组合

中奥陶世牯牛潭期（472-468Ma）历经400万年，沉积浅海相泥质碳酸盐建造，主要岩性为紫红色紫灰色厚层块状铁泥质微晶灰岩，主要矿物为方解石75-98﹪，生物碎屑3-15﹪，石英1-8﹪，水云母1-3﹪，褐铁矿等金属矿物＜1﹪，有利的矿物岩石组合为红石林形成提供必要的物质基础。

4.2 岩石化学成分

红石林岩性为紫红色含泥质微晶灰岩，主量化学成分CaO=27. 62-42.19﹪ ，MgO=0.88-1.57﹪ ，SiO2=13.02-30.36﹪ ，Al2O3=5. 15-9.40﹪，Fe2O3=1.46-2.34﹪；淋滤残积土壤CaO=3.42﹪，MgO=1. 64﹪，SiO2=52.60﹪，Al2O3=17.81﹪，Fe2O3=6.92﹪；岩石及残积土壤中三氧化二铁（高价态Fe3+）含量决定红石林的成色。

4.3 地壳抬升成陆

中奥陶世牯牛潭期，红石林地区沉积浅海陆棚相紫红色碳酸盐地层，中三叠世末（228Ma），印支运动导致上扬子地区抬升成陆，红石林地区随之隆升高出海面，结束海相沉积历史。

4.4 皱褶断裂变形

早白垩世晚期，燕山运动持续挤压（主应力方位146.4-149.3°，最大差异应力值＞133.3Mp（超过碳酸盐岩的强度极限），形成北北东向纵弯褶皱及伴生破裂结构面。红石林处于区域平阳盖向斜北西翼，发育平面X共轭节理及走向右行平移断层。

4.5 拉张掀斜改造

新第三纪以来，新构造运动间歇式抬升与不均匀掀斜作用，红石林既成的破裂结构面产生张性改造[8]，进一步导通水力联系，成为红石林岩石溶蚀淋滤作用的基本条件。

4.6 溶蚀淋滤过程

红石林泥质微晶灰岩是难溶于水的，然而在极其漫长的不可思议的地质历史进程中，由于碳酸钙具有“极低的溶解度”，溶液中存在电离方程式：

CaCO3<==>Ca2++CO32-……………………①

红石林地下水富含CO2（平均8.71mg/l），且源源不断地提供这种组分，在这种地下水溶液中出现电离过程，存在如下离子平衡方程式：

CO2+H2O<==>H++HCO3-……………………②

上述离子平衡方程式①+②生成微溶性碳酸氢钙，随地下水被带走，存在如下离子平衡方程式：

CaCO3＋CO2＋H2O<==>Ca(HCO3)2………③

红石林岩层为倾角6-12°的顺层坡，节理裂隙发育导通，提供地下水流动不可或缺的要素。离子反应平衡方程式③由于Ca (HCO3)2微溶于水，缓慢地并且是必然地被带走，平衡反应往右方进行，由量变到质变，沿节理裂隙发生溶蚀淋滤作用。

另一方面，碳酸氢钙溶解度也是有限的，地下水携带Ca(HCO3) 2滞留于开放的洞穴或溢出地表，离子反应平衡系统的CO2随压强降低而“逃逸”，平衡反应③往左方进行，生成碳酸钙（CaCO3）沉淀，形成石钟乳、石笋、石柱、石幔及钙华泉华等洞穴沉积（测年成果14.6±0.5万年），也就是说，红石林在15万年前已经初具规模。

4.7 有利保存条件

红石林主要保存条件：①岩石平均抗压强度18.9MPa，抗拉强度1.55Mpa，粘聚力4.98Mpa，属于软质岩石类。②岩层顺层最大倾角12°，远远小于抗剪内摩擦角39.69°。③红石林后上部成排小山丘，有效阻隔可能的地质灾害隐患。④最低海拔+320m高于当地侵蚀基准面，有利于地表地下水自然排泄。⑤地处缓倾斜阳坡，日照充足，植被发育，周边无重大工程建设。确保红石林保存完整。

4.8 发展演化趋势

红石林旅游景区开发建设，生态地质平衡扰动是不可避免的：①大面积处于开放系统，固有保存环境被破坏。②长时间暴露地表，物理化学风化作用加剧，诸如烈日暴晒、低温霜冻及雨水冲刷难以避免。③穿透性节理裂隙导通，地下水溶蚀冲刷作用加剧，可诱发斜坡变形。④刻意追求景区观赏效果，沿走向裂隙过渡剥离开挖，导致重心外移，出现临空外倾，存在崩落垮塌灾害隐患。⑤岩石表面及残积土层Fe2O3=6.92﹪，是原生岩石含量的三倍以上，也就是说，红石林风化溶蚀越彻底，紫红色彩更鲜艳。⑥事实上，年生久远的岩石表面呈现棕褐色，显得黯然失色，主要是因为红石林表层季节性潮湿，适生苔藓植物覆盖所致。如何让红石林色彩靓丽，永葆青春，成为亟待研究的新课题。

5 结论及建议

酉阳红石林岩溶地貌、沉积成岩建造、构造节理系、水体景观、实体化石等地质遗迹景观，具有独特的旅游观赏价值和地学科考价值。归纳红石林地质遗迹成因如下。

（1）中奥陶世牯牛潭期末（468Ma）形成浅海相泥质碳酸盐建造。

（2）泥质微晶灰岩属于遇水软化的较软质岩石类，富含Fe2O3呈紫红色。

（3）中三叠世末（228Ma）印支运动导致地壳抬升成陆，结束海相沉积历史。

（4）早白垩世末（125Ma）燕山运动持续挤压形成平阳盖向斜，伴生节理裂隙及断裂结构面。

（5）新构造运动间隙式掀斜抬升，表生拉张作用成为地下水活动不可或缺的要素。

（6）岩石中难溶组分CaCO3在CO2和H2O的持续地联合作用下，生成Ca(HCO3)2微溶于水被缓慢地带走，红石林在15万年前已经初具规模。

（7）红石林岩层最大倾角12°，整体高于当地侵蚀基准面，有利于地表地下水自然排泄，确保红石林的形成和保存。

（8）随着红石林旅游景区开发建设，不可避免地扰动其固有的生态地质环境，科学有效地保护地质遗迹成为新的研究课题。

酉阳红石林属于珍贵的地质遗迹资源，建议充分论证，合理规划，保护性开发，适时申报国家级奥陶系红石林野外科学观测基地。

[依托项目]重庆市国土房管科技计划项目（KJ-2015063）

[1]重庆市地质矿产测试中心.重庆市酉阳红石林旅游地质调查评价报告 [R].2015.

[2]四川省地质矿产局川东南地质大队.酉阳等4幅1:50000区域地质调查报告 [R]. 1987.

[3] 刘宝珺 等.中国南方古大陆沉积地壳演化与成矿 [M].科学出版社,1993.

[4]李伦炯.渝黔湘毗邻地区三阳断裂的基本特征与构造演化 [D].成都理工学院,1997. [5]国土资源地质环境司.中国国家地质公园建设工作指南 [M].地质出版社,2006.

[6]王竹,王技,等.酉阳奥陶系宝塔组头足类古生态研究 [J].科技天地,2011(23):110-114.

[7]中国科学院南京地质古生物研究所.西南地区地层古生物手册 [M].科学出版社,1974.

[8]李伦炯.川黔湘毗邻区的新构造运动 [J].四川地质学报,1997(2):110-114.

P6[文献码]B

1000-405X（2016）-12-335-2

李伦炯(1962～)，男，理学博士，研究方向为基础地质调查、矿产地质勘查、地质实验测试及其技术质量管理。