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红土化作用

已有 4615 次阅读 2007-10-13 22:30 |个人分类:地球科学

红土化作用

广东海洋大学

廖永岩

电子信箱:rock6783@126.com

1 概述

冰川作用引起造山运动,产生出山脉。风化作用,取高填低,使山脉逐渐演化为平原。只要造山作用停止,而目前的大气和水循环能保持,在将来,整个地球将是一片大平原。红土化作用,是一种风化作用。因为红土化作用通过去钠、钾、钙等易溶物而保硅Jackson, 1965;通过去硅而保铁、铝、钛、金、镍等难溶物Pickering, 1962,能形成铁矿Nahon, et. al., 1980、铝土矿Taylor, et. al., 1992、钛矿Hill, et. al., 2000、镍矿Basu, 1965-66、金矿Evans, 1981、锰矿Basu, 1965-66等矿藏;所以,人类对红土化作用研究较多。这里,我们以红土化作用为例,研究地球的风化作用。

虽然已有较多的红土化作用方面的论文发表,但是,有关红土化方面,仍有很多争议(王世杰等,1999;符必昌和黄英,2003。很多有关红土化作用方面的机理,尚有等进一步探讨。例如,目前的主流学派认为,红土地型金矿形成过程中,金的迁移,是以氯化金等金的卤化物的形式,或以硫代硫化物及其络合物的形式迁移的;其实,金要以氯化物可溶形式迁移,必须要有相当低的pH值才行Mann, 1984;红土化要能进行,必须要有大量的雨水淋滤才行,由如此大量雨水淋滤的红土化过程中,要保持这样低的pH值是相当难的;形成硫代硫化合物,需要较低的氧化性(或较高的还原性),红土化是一种氧化风化,只会增加氧化性,降低还原性,是不会增加还原性而降低氧化性的。去硅作用,一般认为碱性越强,二氧化硅溶解度越大,去硅作用应越强;其实,实验证明,弱酸性水的去硅作用比碱性水去硅作用强得多Pickering, 1962;这说明,红土化作用等风化作用中的去硅,主要不是以二氧化硅的形式去除的,应是以硅酸根或硅酸氢根等形式去除的。目前的主流学派认为,金等难溶物,在潜水面处大量富积,是因为潜水面处pH值升高而造成卤化金分离为单质金,或还原性的硫代硫化物被氧化为硫化物而释放出单质金;其实,潜水面以上的渗透带,为氧化面,有氧的渗入,应为氧化环境,相对来说,潜水面以下,应为相对的还原性环境;潜水面附近,不会有太大的pH值变化,不至于引起卤化金急剧的分离或合成的。铝土矿,为什么只能在碳酸盐岩台地的地下通道里能形成;其它区域的地下溶洞里,或一般的江河水的淘洗,为什么就不能形成铝土矿呢?为什么相同的气候和天气条件,碳酸盐台地就容易形成红土化作用,而非碳酸盐台地就相对不易形成红土呢?···

以上诸多问题,说明目前的红土化理论,还有很多不符常理的东西,都还有待进一步研究。所以,我们利用我们的硅系统和碳系统平衡理论,和现有的地质、地球化学、矿床学资料,以红土化作用为例,对风化作用及风化作用成矿等进行了研究。

2  红土的成土作用

红土,是一种分布于热带、亚热带区域的红色土壤,是陆地表面岩石强烈风化的产物。这种土壤只所以呈现红色,是因为这种土壤里的红色的三氧化二铁含量较高(一般达5%以上),染红了土壤。因为这种土主要由高度风化作用形成的高岭石组成,粒径细小,所以,这种土一般具有粘性,常被称为红粘土。红土化作用,就是指地表岩石经风化作用,逐渐形成红土的过程。只要风化产物的含铁量较高,能染红土壤就可以形成红土。所以,原则上,构成地壳的各种岩石,只要经风化后最终含铁量较高,能将土染红,都可以形成红土。

红土,首先是土,所以,红土化过程,首先就是岩石风化的成土过程。其次,红土,还要使土红化;所以,红土化过程,主要包括两步,第一步是成土作用,第二步是红化作用。红土的成土作用,和一般的成土作用一样,主要是构成地壳的各种岩石,经物理、化学风化,逐渐形成高岭石、蒙脱石、伊利石等难溶粘土矿物的过程(Jackson, 1965)。这种粘土,因所含各类矿物的多少不同,颜色有所变化,统称为杂色粘土。若风化作用进一步加强,蒙脱石、伊利石还有可能进一步分解成高岭石。高岭石及蒙脱石和伊利石,都是硅铝酸盐。所以,成土作用,简单地理解就是:构成地壳的成土母岩(可以是花岗岩、玄武岩、泥岩、砂页岩、片岩、碳酸盐岩、硫酸盐岩、卤岩等)经物理、化学风化作用,可溶性物质(如易溶性金属离子、可溶性硅酸根离子、碳酸根离子、卤素酸根离子、硫酸根离子等)逐渐淋失(Carr, et. al., 1980),逐渐形成高岭石等粒径小、难溶硅铝酸盐矿物的过程。因为构成地壳的主要岩石是硅酸盐岩石,其次才是碳酸盐岩,其它的岩石,如硫酸盐岩、卤盐岩等都较少,所以,成土过程中岩石的风化,主要是硅酸盐岩的风化和碳酸盐岩的风化。硅酸盐岩的风化,可以简单地表示为图1所示的反应过程。

                  

      

1SiO2系统的化学平衡示意图

注:这里的Ca2+Mg2+,代表所有与硅酸根或各级硅酸氢根离子结合的金属离子。

从图1可知,硅酸盐岩完全风化后,主要形成溶解度相对较低的二氧化硅和各种金属离子。若这些金属离子是溶解度较大的钾、钠、钙、镁等活泼离子,它们将在逐步的风化过程中,随水而流失。若这些金属离子是三价铁离子、铝离子、钛离子等,则可能继续留在风化形成的土中。所以,硅酸盐岩风化后形成的粘土中,除还有一部分尚未完全分解成二氧化硅的硅酸根离子外,主要是溶解度相对较小的二氧化硅、三价铁离子、铝离子、钛离子等难溶物构成(Basu, 1965-66)。其中,由于成土过程中,含氧量较高的雨水的不断淋滤,再加上孔隙度增加,氧化性逐渐增强,三价铁离子、铝离子等均以氧化物的形式存在。

硅酸盐岩风化的成土过程,其实是一个去金属离子和去硅过程。风化过程包括物理风化和化学风化。物理风化,增大风化物的表面积。在此基础上,大量的雨水不断淋滤风化物,完成如图1所示的过程。图1所示的金属离子、硅酸根离子、各级硅酸氢根离子、二氧化硅,溶解度不同,有的溶解度大,有的溶解度小,如二氧化硅的溶解度就相当小。但不管怎样,就算二氧化硅溶解度很小,但它总还是有溶解度的。所以,在雨水的不断淋滤过程中,这些金属离子、硅酸根离子、各级硅酸氢根离子,甚至二氧化硅,都会根据各自在雨水里的溶解度大小,不断被雨水按不同的比例带走而流失。pH值较低时,有利于硅酸氢根离子流失;pH值较高时,有利于二氧化硅的流失。虽然雨水的淋滤同样会带走一部分二氧化硅,但一者红土成土过程中,风化得还不彻底,形成的二氧化硅较少,二者因二氧化硅的溶解度低,成土过程中,以二氧化硅的形式去掉的硅较少。所以,红土成土过程中的去硅,主要是以去各级硅酸氢根离子和硅酸根离子而去硅的。去金属离子和硅后的结果,就是硅酸盐岩里的金属离子越来越少,硅酸盐岩的结果也发生了变化,多金属离子的易溶硅酸盐岩(如链状硅酸盐岩),转化为难溶硅酸盐岩(如架状硅酸盐岩),

碳酸盐岩的风化,可以表示为图2所示的反应过程。

 

2CO2系统的化学平衡示意图

注:这里的Ca2+Mg2+,代表所有与碳酸根或碳酸氢根离子结合的金属离子。

由图2可以看出,碳酸盐经风化作用,最终分解为可溶解性碳酸根离子、碳酸氢根离子或二氧化碳,及金属离子。若和碳酸根离子结合是可溶性金属离子,碳酸盐岩又是纯碳酸盐,风化比较完全,几乎不会留下什么难溶矿物。若和碳酸根离子结合的是铁、钛、锰等溶解度相对较小的金属,则风化后可能会形成一些这类难溶金属的氧化物残余物。所以,纯碳酸盐岩,风化比较完全,风化产物绝大部分随水流失,留下不溶性残留物较少。其实,约大部分碳酸盐岩,都不可能是绝对纯的碳酸盐,都或多或少含有一定量的硅酸盐或其它化合物。所以,当碳酸盐风化流失后,这些硅酸盐和铁、钛、锰等难溶物共同构成碳酸盐岩的风化残留土。当然,由于碳酸盐岩风化过程中的产物可溶性强,而相对来说,硅酸盐岩风化过程中的产物可溶性较弱,所以,等量的碳酸盐岩和硅酸盐岩风化后,碳酸盐岩风化残留土量远远小于硅酸盐岩风化残留土量。

3  红土的红化作用

3.1  红化作用是一种去硅作用

并不是所有的土,都是红土,红土,还有一个红化过程。所谓红化过程,就是土壤中三氧化二铁的含量逐渐增加的过程。三氧化二铁含量的增加,不可能靠外界给土补充三氧化二铁而形成,所以,三氧化二铁含量的增加,是靠降低原土里的其它成分,间接地提高土中的三氧化二铁的含量。在成土过程中,大量的易溶金属离子和易溶酸根离子的淋失,本身就是在不断提高三氧化二铁的含量。只是这种浓缩作用不太强,这种程度的三氧化二铁含量的提高,还达不到使土红化的作用而已。

经过成土作用,各种母岩已经转化为硅铝酸盐。硅铝酸盐里,含量最大的是硅,其次是铝。所以,要进一步提高由高岭石等构成硅铝酸盐土里铁的含量,就必须大大降低土里的硅或铝的含量。所以,红化作用,主要是通过从硅铝酸盐土里逐渐去硅和残余易溶金属而逐渐提高三氧化二铁的含量的过程。通过不断地去硅,使土里的铁(Nahon, et. al., 1980)、锰(Basu, 1965-66)、金(Evans, 1981)、钛(Hill, et. al., 2000)、铝(Clarke, 1966)等难溶金属物质逐渐积累,使这些物质在土里的含量逐渐提高。简单地理解,红化作用,主要就是一种土去硅作用。

土里的硅,主要以在成土过程中尚没有完成分解为二氧化硅的硅酸根离子、各级硅酸氢根离子和二氧化硅的形式共同存在。红土的红化过程中,仍继续存在图1所示的硅酸盐风化作用,硅酸盐,逐渐转化为二氧化硅和金属离子。在雨水的淋滤作用下,土里的金属离子和硅酸根离子及各级硅酸氢根离子,根据它们的溶解度大小不同,按不同的比例,逐渐被雨水带走。所以,红土的红化过程中,和红土成土过程一样,有一部分硅,是以硅酸根离子或各级硅酸氢根离子的形式被雨水带走而流失的。另一部分硅,则是以二氧化硅的形式被雨水带走而流失的。同样,pH值较低时,有利于硅酸氢根离子流失;pH值较高时,有利于二氧化硅的流失。

3.2  红化过程中的去硅原理

但是,二氧化硅、三氧化铝和三氧化二铁等均是非常难溶的物质,在pH高于4、低于9的范围内,它们的溶解度均小于6mmol.L-1(韩吟文和马振东,2003)。所以,一般认为,二氧化硅、三氧化二铝及三氧化二铁几乎都是不溶的。一般的风化作用及成土作用,是很难大量去硅、铝的氧化物的。或者说,一般的风化作用及成土作用,是不可能完成红化作用的。这可能也就是为什么目前主流学派,仍没有找到红土化作用中去硅红化的原因之所在。

但是,经风化成土的硅酸盐土,仍是硅酸盐。它是硅酸盐,它仍会发生如图1所示的电离作用。虽然它电离的强度会减弱,但它仍会电离。当淋滤的雨水pH较低时,更是如此。这可能就是用较低pH水淋滤时,风化岩石更有效Pickering, 1962的原因。这说明,在土的红化作用中,去硅,仍主要是以硅酸根或硅酸氢根离子去除的。

当然,虽然二氧化硅、三氧化二铝和三氧化二铁三者的溶解度都很低,但pH高于4、低于9的环境里,铝的主要化合物,三氧化二铝的溶解度相当低,低于1mmol.L-1。三氧化二铁在pH高于3的环境里,几乎是不溶的(溶解度低于1mmol.L-1),但氧化亚铁要在pH大于5的环境才开始沉淀。但在pH4-9范围内,二氧化硅溶解度在1-6mmol.L-1之间,溶解度大于三氧化二铝和三氧化二铁。这就是说,在pH4-9范围内,虽然不能分开铁和铝,但就算硅铝酸盐度的硅完全转化成了二氧化硅,通过大量雨水的淋滤,还是可以把硅去除的Howard, et. al., 1996,还是有可能把硅铝酸盐里含量最大的硅和铝铁分开。所以,在pH4-9范围内,通过淋滤,硅主要以硅酸根、硅酸氢根等离子的形式去除,也能以二氧化硅的形式去除,去掉的硅肯定比去掉的铁和铝多。这样就可以把硅铝酸盐土里的硅逐渐减少,使土里的铁和铝等难溶物质逐渐增多,从而达到使土里铁逐渐富积、提高含量的目的。这就是说,通过淋滤,是有可能使硅铝酸盐土里的硅含量降低,使铁、铝等难溶物质含量升高的。

但是,我们必须清楚地知道,虽然在pH4-9范围内,硅的溶解度大于铝和铁等难溶物质,但硅的溶解度(如二氧化硅的溶解度仅为1-6mmol.L-1)也是相当低的。这就是说,要利用硅与铝、铁及其它难溶物质之间的溶解度差,将硅从硅铝酸盐土里大量去除,从而升高土里的铁含量,使土红化,就必须有相当大量的水去淋滤硅铝酸盐才行。所以,成土作用可能在除冰原之外的绝大部分地球表面进行,但红土化作用不可能在少雨的区域形成,更不可能在荒漠或沙漠进行。它只可能在多雨的区域进行。这就是为什么我国红土化作用主要发生于长江以南多雨区域的原因。仅就通过淋滤作用,将硅和铝、铁等难溶物质分离这一角度考虑,雨量应是越大越有利,雨量越大,越有利于硅酸盐、二氧化硅和三氧化二铝、三氧化二铁等难溶物质分离:硅被大量带走,铝和铁等难溶物质留下。从而通过去硅而使铁和铝富积。

3.3  雨水的去硅作用

其实,事情并没有以上分析的那么简单。因为,在pH4-9范围内,虽然硅的溶解度大于铝和铁等难溶物质,但是,如二氧化硅的溶解度为1-6mmol.L-1,仍是相当低的。相当低的溶解度,很容易在水里达到饱和。虽然海水里的二氧化硅,因为硅藻作用大量消耗二氧化硅,尚未饱和,但南极辐聚区硅的含量达5.2mmol.L-1。这说明部分海洋里的硅已趋于饱和。红土化作用,在海洋中发生的较少,主要发生于陆地。因为陆地地壳的主要成分是硅酸盐岩,土壤的主要成分也是硅铝酸盐;硅酸盐里,含有大量的硅,也含有一定量的二氧化硅,而硅的溶解度又相当低,很容易被饱和;所以,一般可以认为,经过硅酸盐岩或硅铝酸盐土的江河湖泊里的水,及地下水里的硅酸根、各级硅酸氢根离子和二氧化硅应是饱和的。意思就是说,这种已经过硅酸盐岩或硅铝酸盐饱和后的水,是不可能再溶解硅的。或者说,这种已经过硅酸盐岩或硅铝酸盐饱和后的水,是不会再有红土化作用的。一般江河湖泊的水、潜水面以下的地下水,都可以被认为是已被硅酸盐岩或硅铝酸盐饱和后的水,都不会再溶解硅,都不会再有红土化作用。

唯一例外的是雨水,它是由液态水蒸发而成的水蒸气冷凝而成。蒸馏水里除含有一定量的大气中溶入的二氧化碳等气体外,肯定没有二氧化硅及其它江河湖泊、地下水和海水所含有的各种盐类。所以,雨水,是不含硅酸根、各级硅酸氢根离子和二氧化硅的水。就算硅溶解度很低,只说明它溶解的量很小,但它还是会溶解的。所以,这种根本不含硅的雨水,当它流经硅铝酸盐土时,它肯定会溶解一定量的硅酸根、各级硅酸氢根离子和二氧化硅。当然,这种雨水流经硅铝酸盐土时,它也肯定会溶解一定量的铝和铁等难溶物质;但通过溶解带走的铝和铁等难溶物质肯定比硅少,从而达到去硅及保铝和铁等难溶物质的作用。就目前的大气二氧化碳浓度来说,雨水的pH4-6范围内(韩吟文和马振东,2003)pH4-6的范围内,这样较酸性的水有利于风化去硅Howard, et. al., 1996,而且,就算土里的硅全部转化为二氧化硅了,二氧化硅的的溶解度仍然大于铝和铁等难溶物质。所以,在这种雨水的不断淋滤下,从硅铝酸盐土里去掉的硅远大于去掉的铝和铁等难溶物质。这样,如果有大量的雨水淋滤硅铝酸盐土,就可以达到去硅保铝和铁等难溶物质的目的。由于大量的硅经淋滤而流失,铁在硅铝酸盐土里的含量增加。当其含量增大至能染红硅铝酸盐土时,土就被染红而形成红土。所以,红土,仅只能靠雨水淋滤而红化,其它的江河湖泊及地下水,不可能达到这个目的。或者说,红土化作用,只有靠雨水淋滤作用才可能完成。我国的雨水,主要集中长江以南区域,长江以北区域相对较少。所以,我国的红土化作用,只可能发生于长江以南雨水较多的区域。

4  影响红化的因素

4.1  干、湿季交替对红化的影响

我们讨论硅、铝、铁的溶解度时,认为铁比硅的溶解度小,是讲三氧化二铁的溶解度比二氧化硅小。pH4-6范围内,二氧化铁的溶解度远大于二氧化硅。意思就是说,要通过雨水的淋滤作用逐渐将硅去掉,将铁逐渐保留下来,以达到土里铁含量增加至能染红土的目的,铁必须是以三价氧化型的形式存在。若铁是以二价还原性铁存在的话,只可能有去铁存硅作用,而不可能有去硅存铁作用。二价还原性铁,在氧气浓度高的环境里,很容易氧化成三价氧化型铁。而还原型环境条件下,三价型氧化型铁,也有可能又被还原为二价还原型铁。现在的大气,是氧化性很强的大气。所以,一旦铁暴露于大气中,铁很容易被氧化。所以,暴露于大气中,是保证铁以三价氧化型存在的条件。若铁长期处于缺氧的强还原性水里或其它与大气隔离的强还原性环境,铁就有可能由氧化型转化为还原型。这就是说,若某一区域的降雨量相当大,这有利于硅的淋滤丢失,铝的留存富积。但若该区域一年四季都是雨季,没有旱季。而该处的铁,又恰好是以还原性的铁的硫化物形式存在。硫化物具有很强的还原性,在硫化物转化成硫酸时,会消耗大量的氧,就会使该区域由硫化亚铁转化的氧化亚铁或氢氧化亚铁等以还原型铁存在。这样,由于铁不能及时转化为氧化型铁而不能保存下来。若我们先假设硫化物转化成硫酸盐的降pH作用不会使pH低于4,铝将被子留存下来,而硅和铁将被大量淋滤而丢失。若硫化物转化为硫酸盐时除使氧化环境变为还原环境外,还使pH降低,pH低于4,就会使铝、铁一道经淋滤而大量丢失,而留下硅及一些其它更难溶解的物质来。这就是说,降雨量大,是红土化所必须的条件,但持续不断的降雨,也不利于铁的富积,从而不利于红土化作用的进行,特别是母岩里的铁是以硫化亚铁等还原型矿物存在的时候,或者母岩或土的还原性比较强的时候更是如此。

若某区域降雨量大,且有明显的雨季和旱季之分。旱季,土壤干燥,大量氧气进入土壤,将土里的铁氧化为三价氧化型铁。若不是环境还原性太强,氧化成的氧化型三氧铁,是很难再转化成二价还原性铁的。所以,一旦转化成三价氧化型铁,铁就很难再溶解。到雨季,大量的雨水淋滤掉硅,将铁、铝等难溶物质保留下来。这样雨季和旱季交替进行,是最有利于铁的积累和硅的淋滤丢失的。就算母岩的铁是以还原性的硫化亚铁的形式存在的,在旱季的强氧化作用下,渗透带里铁也会及时转化为三价氧化型铁而得以保存。所以,降雨量大,且有旱、雨季之分的区域,是最有可能形成红土化作用的区域。

4.2  温度对红化的影响

因为红化作用主要是去硅保铁的作用。所以,影响硅溶解度的因素,都有可能影响土的红化作用。其中,温度就是一个很重要的因素,温度能加速风化去硅作用(Coleman, 1962)。例如,当pH5.5-80时非晶质二氧化硅的淋滤量是100mmol.L-1;当pH6.5-7.522时,淋滤量上升为200 mmol.L-1(韩吟文和马振东,2003)。这说明,高温有利于硅淋滤(Coleman, 1962),而低温降低硅的淋滤作用。所以,降雨量大、有旱、雨季交替且温度较高的热带区域,是红土化作用最强的区域。

4.3  母岩性质对红化的影响

红土化作用的红化作用,归根到底是提高土里铁含量的作用。只有当土里的铁含量达到能将土染成红色的程度,红化才算完成。因各种母岩的铁含量并不是一样的,有的岩石,如玄武岩等基性或超基性岩,本身含铁量就相当高,只要适当的去硅富铁作用,就可完成红化作用。有的岩石,含铁量相当高,甚至还没有完成成土作用,所含的铁就可将岩石染红,从而形成红化岩。而有的岩石,如贫铁的花岗岩,铁的含量相对较低,需经过相当长的时间作用,才能完成去硅富铁作用而形成红土。所以,不同的母岩,红土化作用所需的时间是不一样的:富铁母岩,所需时间较短,贫铁母岩,所需时间较长。

4.4  潜水面对红化的影响

潜水面,对红土化作用也有明显的影响(Basu, 1965-66)。因为潜水面以下的地下水,主要以水平流动为主。水平流动流速慢,硅酸盐里的硅,有充足的时间溶解。潜水面以下的地下水里含有大量的各种各样的硅。潜水面里的水里的硅是饱和的。所以,不管潜水面以上的渗透带有多厚。只要雨水进入潜水面,有去硅作用的雨水将变成没有去硅能力的地下水。所以,雨水的去硅富铁的红化作用,只能到潜水面为止。潜水面以下的岩石可以风化成土,但绝不可能完成红化作用。能完成红化的只有位于潜水面以上的渗透带才有可能。潜水面的高低,对红土化作用有相当大的影响。若是山区地带,落差太大,潜水面太低,渗透带太厚,雨水流动太过迅速,不利于去硅作用,红土化相对减弱,红土层较薄,不利于所有渗透带的红化。同时由于雨水流失太快,成土作用减弱。再加上坡度大,形成的红土,也不利于在原生处保存,易造成水土流失。这样的区域,往往易形成一些次生红土(红土形成后或形成过程中,从原生处转移至它处堆集而成的红土)。若平原地带,落差太小,潜水面高,渗透带太薄,虽然有可能形成较厚的土层,但红化作用较弱,也不利于厚层红土的形成。比较有利的是落差不太大的丘陵地带。这有利于形成高质量、较厚的红土层,及形成较厚的风化壳矿藏。潜水面的变化,也对红土化作用有相当大的影响。若潜水面逐渐上升,渗透带将逐渐减薄,难以形成较厚的红土层。若潜水面上升太快,短时期内,就有可能使红土化作用停止。若潜水面下降,有利于红土加厚。同时也有利红土化作用持续时间延长。但过快速的潜水面下降,虽可以使红土厚度增加,但红土的红化程度不高,难以形成高质量的红土;就矿床形成来说, 难以形成高质量的红土化矿床。最佳的形式是,潜水面缓慢下降,下降速度刚好等于红土化速度。这就最容易形成高质量的红土,形成的红土也最厚,红土化作用维持时间也最长。

5  红土剖面的形成机制

红土剖面,我们将其分为原生剖面和次生剖面两类。次生剖面就是说,该剖面已不位于原生地,是红土形成后或红化过程中,已转移至其它地方形成的红土堆积。该剖面一般位于红土原生地落差大,潜水位低,重力或风力及其它机械作用强烈,已形成的红土或正红化的红土,甚至是刚完成成土作用,或只是与原母岩分离,尚未完全完成成土作用的碎屑岩或土,因无法在原生地保存,被水力或其它力量转移至它地而形成。这类红土的最大特征是红土与红土下岩石界线分明。红土下岩石可与红土母岩为同一岩种,也可与红土母岩为不同岩种。红土下岩石可有一定程度的风化作用,也可能没有风化作用。若红土下岩石风化作用相当强,并且已开始红土化,那这种次生剖面就和原生剖面的结构基本相似了。由于红土下岩石本身红土化已相当强烈,已无法分清次生红土与原生红土的界线,这种次生剖面,一般也可看成是原生剖面了。

原生剖面,是指红土化过程中,红土基本没有转移,或上层红土有一定的转移,但至少还保留有从母岩至红土逐渐演化的整个或大部剖面层次的剖面。所以,一个原生剖面,可以是完整剖面,也可以是不完整剖面。

不管母岩是什么岩石,它在逐渐形成红土的过程中,都是从风化逐渐开始的。风化,一般是从母岩的表层逐渐向内扩展的。通过风化(可以是物理风化,也可以是化学风化),矿物粒度逐渐变小,完成成土过程。成土后,或成土过程中,逐渐完成去硅富铁作用,使土逐渐红化。若经强烈的去硅富铁作用,铁的含量可能很高。在三氧化二铁的形成过程中,可以对土粒进行胶结。所以,强烈去硅富铁的风化壳,可以形成铁帽。

这样,一个完整的红土化剖面,从上至下,就包括以下几部分:

铁帽层

红土层

杂色土层

腐岩层

母岩层

因为雨水是从表及里向下流动,刚与表层接触的雨水,根本不含硅,所以,它的溶硅能力最强。随着雨逐渐向下运移,雨水里的硅越来越多,这种水对硅的溶解能力越来越弱。所以,雨水从表及里逐渐向下运移的过程中,去硅能力逐渐降低。主要是这个原因,整个红土剖面的风化强度和红化强度,都是从表及里逐渐减弱。随着红土的逐渐红化,已红化土里的硅被溶解的难度越来越大;这样,雨水被硅饱和所经历的土层厚度越来越大。这就使岩石的风化深度和红化深度逐渐加深,土层厚度和红土厚度都逐渐加厚。所以,红土剖面的厚度,主要与降雨量有关,也与时间有关。降雨量越大,红土化作用越强,红土剖面越厚,降雨量越小,作用时间越短,红土剖面越薄。若降雨量太小,或作用时间太短,就有可能不形成红土了。

6  红土化作用对红土的影响

6.1  红土化作用对土量变化的影响

从以上可以看出,红土化作用,主要是化学风化作用,是通过雨水的去硅富铁作用使土红化。因为硅是土的主要成分,有时二氧化硅含量占50%以上。而一般情况下,铁的含均较少,有时不足1%。我们先假设一种土要完全红化,三氧化二铁的含量必须达5%。而某种土的含三氧化二铁为1%,含二氧化硅量为70%,含三氧化二铝15%。为了便于理解,我们取100公斤这样的土,来分析它的含三氧化二铁量达5%所必须经历的变化。为了简便,我们假设去硅的过程中,铁和铝的绝对量都没有明显的变化。那么,100公斤里的总三氧化二铁铁量是1公斤。因为1÷5%=20公斤,就是说经雨水淋滤去硅后,假设铁一点也不流失,土的总重量应不超过20公斤。而100公斤里三氧化二铝的含量是15公斤因为铝和铁的溶解度相差不大,我们也假设铝也一点也不流失,20-15-2=3公斤。这就是说,若这100公斤土,要红化成红土,剩下的红土里的二氧化硅和除三氧化二和三氧化二铝外的其它所有物质的重量不应超过3公斤。因为除二氧化硅、三氧化二铁和三氧化二铝外,其它物质的量相当少。所以,为了简化起见,我们假设其它物质微量而不计,这3公斤全是二氧化硅。这就是说,原来100公斤土里的70公斤二氧化硅,通过去硅作用,减少为3公斤,减少量为70-3=67公斤。所以,可以这样说,100公斤含二氧化硅70%、含三氧化二铁1%的土,要红化,必须通过雨水淋滤作用去掉67公斤二氧化硅才可能完成。实际上,铁和铝在雨水淋滤去硅的过程中,也会适当损失的。这就是说,通过雨水去掉的二氧化硅,有可能会超过67公斤。简单地讲,就是要通过去硅作用,去掉67/70=95.71%以上的硅,80%的土,才可能完成红化作用。所以,雨水淋滤去硅这种红化作用,是一种强烈的土流失作用。它需要大量的雨水淋滤和很长的时间才可能完成。母岩里的铁含量越少,要完成红化作用,红化过程中的土或岩石流失量越大。母岩里的铁含量越高,红化过程中所需流失的土或岩石量越少。

热带及亚热带区域,红土化作用是相当普遍的。不管原母岩是什么岩石,出露的土壤,大多为红土(或红壤)。这说明,这些土壤的母岩不管原来是什么岩石,它们都已完成了红土化作用(至少完成了表层的红土化作用)。从含三氧化二铁1%的土要红化,必须经雨水淋滤掉80%的土才可能完成红土化作用这一点来看,热带、亚热带的风化作用(主要是化学风化)是相当强的。推而广之,我们就可以知道,地球表面的风化作用是多么地强烈了。

6.2  红土化作用对红土pH值的影响

因为地壳主要由硅酸盐岩构成,硅酸是一种弱酸,而和它结合的金属元素,有钾、钠、钙、镁等活泼金属,所以,总体来说,硅酸盐,是一种强碱弱酸盐。这样,当硅酸盐仅只进行过物理风化作用,而化学风化作用比较弱,还没有或基本上还没有带走大量的钾、钠、钙、镁等活泼金属离子时,这种程度的风化形成的土,pH值较高,呈碱性。这可能就是沙漠干旱地带的土或地表水呈碱性或强碱性的原因。但是,因钾、钠、钙、镁等金属离子远比硅酸根离子活泼,随着化学风化作用的逐渐进行,被雨水带走的钾、钠、钙、镁等活泼金属离子越来越多,留下的越来越少。而硅酸根及各极硅酸氢根离子和二氧化硅,则是带走的少,留下的多。这样,随着化学风化作用的逐渐进行,风化土的pH值逐渐降低,风化土逐渐由碱性土转化为酸性土。特别是在红土的红化阶段,因为大量的根本不含钾、钠、钙、镁等金属离子雨水的淋滤,连难溶的二氧化硅都可能大量移出,去金属离子的作用更加强烈,几乎一切可迁移的金属离子全部迁移,红土的pH值进一步降低,最终达pH4.2-5.3之间的低pH值。所以,红土化作用过程,也是一种pH值逐渐降低的过程,是一种土壤酸化过程。红土,是一种酸性土。

7  碳酸盐岩区域的特殊红土化作用

根据红土化作用的原理,我国发生红土化作用的主要区域应在海南、广东、广西南部等华南高温多雨区域。但在我国贵州、云南、湖南等温度相对较低,湿度也不太大的西南碳酸盐岩大量分布区域,也有一定量的红土分布,这主要是由于碳酸盐岩区域的特殊性决定的。下面,我们来分析碳酸盐岩台地区域的特殊红土化作用。

7.1  湘西碳酸盐岩台地地貌及其红土化作用

因为红土化作用中的红化作用,主要是化学风化作用。而成土作用,则是物理风化作用和化学风化作用的共同作用。若成土作用速度大于红化速度(这时,物理风化应占有很大比例),土层厚度将越来越厚,但仅有表层能够红化成红土。若成土作用速度小于或等于红化作用速度,潜水面以上的所有土层都将红化,并且,未成土的母岩岩石表面都将红化,形成红色岩石。若成土作用主要由物理风化作用完成,成土作用速度小于红化速度,但落差较大,原生风化面无法保留红化层或土层,风化形成的土大部或全部被转移,转移速度大于风化速度和红化作用速度间的差值,这样的风化面也不可能形成红土,风化面上仅有风化土存在。这就是造成湘西等地砂页岩风化面不形成红土,而红土仅在碳酸盐台地出现的原因。

湖南湘西等地,已界于我国红土化作用的边缘。虽然湘西的四季更为明显,夏季多雨高温,冬季干旱少雨,比较适于红化作用。但相对华南的广东、海南和广西来说,湘西的雨水量较少,温度也较低。而湘西属典型的山地地貌,落差较大。所以,整体来说,湘西的红化作用远小于华南地区。这使湘西的红土不像华南,大范围红土连成片,而是红土与砂土镶嵌分布。在砂页岩分布区,由于砂页岩的物理风化成土作用相当强,大于当地红化作用速度。所以,风化面上的红化作用慢于成土作用。仅有表层红化或根本没有红化。又因为山地落差大,因本身和雨水的重力作用和风力作用,刚红化或尚未来得及红化的粘土或砂土,迅速被转移至它处,造成风化面上的红化作用无法完成,无法形成红土。转移到它处的粘土或砂土,或其上面叠加新土的速度小于红化作用速度,红化作用有可能形成红土。若其上叠加新土的速度大于红化作用速度,该处的土也无法完成红化作用而形成红土。所以,整体来说,砂页岩处,无法形成红土或很少形成红土。

湘西分布有大量的碳酸盐岩。碳酸盐岩,较易经化学风化被雨水大量溶解。所以,就碳酸盐岩风化速度来说,远远大于该地区的红化作用。但是,碳酸盐岩含硅铝酸盐少,溶解后留下的不溶性杂质较少,即化学风化后留下的土相当少。所以,就成土作用来说,碳酸盐岩的成土速度远小于该地区的红化速度。所以,碳酸盐岩分布区域,碳酸盐岩风化后留下的少量硅铝酸盐土,能被及时红化。其实,只要该区域总成土量所导致的成土速度小于该区域的红化速度,碳酸盐分布区的少量其它岩石风化形成的土,也能及时红化。所以,不管是在原生处或次生处,碳酸盐岩风化形成的土,都能及时红化而形成红土。所以,碳酸盐岩地区的红土,可以是碳酸盐风化形成的土红化而成,也可以是转移至该处的其它母岩形成的粘土,或是镶嵌在该碳酸盐地区的其它岩石风化后形成的土红化而成。这样,就形成湘西特有的以砂页岩分布为主的区域,主要是砂土或杂色粘土,而以碳酸盐岩分布为主的区域,主要是红粘土的地貌。

7.2  有去硅作用的河水和地下水的作用

雨水里不含硅酸根、各级硅酸氢根离子和二氧化硅,它能溶解硅(指硅酸根、各级硅酸氢根离子和二氧化硅的总和),当它淋滤过红土时,造成大量硅流失而引起红土化作用。江河、湖泊和地下水,硅达饱和,不可能再有溶解硅的作用,所以,一般对土再没有红化能力。但是,若雨水转化成了河水或地下水,其硅仍未达饱和,这种水,就仍具有溶解硅的能力,仍能引起红土化作用。不过,因为地壳主要由硅酸盐构成,地表的绝大部分土,都是因硅酸盐风化而形成的,都含有大量的硅酸盐,所以,一般情况下,很难形成这种硅不饱和的河水或地下水,更不可能形成硅不饱和的江水。但是,局部的碳酸盐岩地区,就有可能会形成这种河水或地下水。若局部碳酸盐岩区域,大量碳酸盐岩出露,且大部是较纯的石灰岩,硅酸盐岩石相当少或没有。这种局部区域,就算降雨已变成河水或进入地下形成地下水,因接触硅酸盐的机会相当少,溶解的硅仍相当少,溶解的硅仍难达到饱和。所以,这种河水或地下水,仍有很强的溶解硅的能力,直至它们溶解足量的硅为止。当这种河水或地下水流经硅酸盐或硅铝酸盐矿物时,就会溶解大量的硅,使硅大量流失,造成红化。在红化过程中,这种河水或地下水,和雨水一样,同样会造成大量的硅流失,使铁、铝、钛、金等难溶金属得以保存而富积。这种水形成的地下阴河,对地下溶洞里的硅酸盐物质,就具有很强的红土化作用,很多铝土矿、金矿或铁矿,就是因这种原因形成的。

参考文献

符必昌, 黄英. 试论碳酸盐岩上覆红土的形成模式及演化趋势. 地质科学, 2003, 38(1): 128-136

韩吟文,马振东. 2003. 地球化学.北京:地质出版社. 303-370

王世杰, 季宏兵, 欧阳自远, 周德全, 郑乐平, 黎廷宇. 碳酸盐岩风化成土作用的初步研究. 中国科学(D), 1999, 29(5): 441-449

Basu D. Lateritization and lateritic mineral deposits. Bhu-Vidya, 1965-66, 27: 64-73

Carr R. G., Rodgers K. A. , Black P. M. The chemical and mineralogical changes accompanying the laterization of basalt at Kerikeri, North Auckland. Journal of the Royal Society of New Zealand, 1980, 10(3): 247-258

Clarke O. M. The formation of bauxite on karst topography in Eufaula District, Alabama, and Jamaica, West Indies. Economic Geology and the Bulletin of the Society of Economic Geologists, 1966, 61(5): 903-916

Coleman N. T. Decomposition of clays and the fate of aluminum. Economic Geology and the Bulletin of the Society of Economic Geologists, 1962, 57(8): 1207-1218

Evans D. L. C. Laterization as a possible contributor to gold placers. E & MJ, Engineering and Mining Journal, 1981, 182(8): 86-91

Hill I. G., Worden R. H., Meighan I. G. Yttrium; the immobility-mobility transition during basaltic weathering. Geology, 2000, 28(10): 923-926

Howard J. L., Amos D. F., Daniels W. L. Micromorphology and dissolution of quartz sand in some exceptionally ancient soils. Sedimentary Geology, 1996, 105(1-2): 51-62

Jackson M. L. Clay transformations in soil genesis during the Quaternary. Soil Science, 1965, 99(1): 15-22

Mann A. W. Mobility of gold and silver in lateritic weathering profiles; some observations from Western Australia. Economic Geology and the Bulletin of the Society of Economic Geologists, 1984, 79(1): 38-49

Nahon D., Carozzi A. V., Parron C. Lateritic weathering as a mechanism for the generation of ferruginous ooids. Journal of Sedimentary Petrology, 1980, 50(4): 1287-1298

Pickering R. J. Some leaching experiments on three quartz-free silicate rocks and their contribution to an understanding of laterization. Economic Geology and the Bulletin of the Society of Economic Geologists, 1962, 57(8): 1185-1206

Taylor G., Eggleton R. A., Holzhauer C. C., Maconachie L. A., Gordon M., Brown M. C., McQueen K. G. Cool climate lateritic and bauxitic weathering. Journal of Geology, 1992, 100(6): 669-677


有关的详细情况,请各位参见廖永岩著,海洋出版社20075月版的《地球科学原理》(28.00元)一书。也可以在以下网址找到这本书的详细目录:http://www.sciencenet.cn/blog/user_content.aspx?id=7010

也可以在以下网址找到有关这本书的部分相关内容:http://www.sciencenet.cn/blog/user_index.aspx?userid=3534

注:本文摘于廖永岩著《地球科学原理》一书


 



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