地质历史时期，红层的沉积现象非常广泛，其中尤以海相红层引起了地质学家的广泛关注。海相红层的形成不仅与水体环境密切相关，还受到生物活动和成岩过程的深刻影响。众所周知，海相红层的主要致色矿物是赤铁矿，而三价铁矿物的形成通常需要氧化剂的参与，因此，传统观点认为海相红层往往与底部水体的逐渐氧化有关。例如，著名的白垩纪大洋红层就是在白垩纪大洋缺氧事件结束后形成的(Hu et al., 2012)。
然而，形成于百万年尺度的大面积、颜色均一的海相红层，需要持续且稳定的赤铁矿来源，这表明其成因机制可能比海水中简单的Fe(II)氧化为Fe(III)更加复杂。如果该过程完全由海水中的氧气主导，那么氧化的海水会迅速消耗溶解的Fe(II)，难以形成厚层的碳酸盐岩红层。此外，热力学模型显示，红层形成需要溶解Fe(II)浓度为4 nM至50 μM的范围内长期存在，远低于现代氧化海水中0.1–1 mM的水平(Song et al., 2016)。因此，传统观点将海相红层的自生赤铁矿形成与富氧海水直接关联的解释面临挑战，这意味着海相红层的致色机制可能远比我们以前认为的更为复杂。
为深入探讨海相碳酸盐岩红层的致色机制，中国科学院地质与地球物理研究所的刘牧副研究员和陈代钊研究员，联合中国地质调查局南京中心的方朝刚高级工程师、成都理工大学的丁一教授以及南京大学的马浩然博士，从沉积学、地球化学和矿物学角度，对中-上奥陶统海相碳酸盐岩红层的成因机制展开了全面研究，进一步阐明了红层所反映的沉积学意义。
该研究结合三个剖面和一口钻井资料，利用层序地层学、生物地层学和碳同位素地球化学等方法，构建了中上奥陶统的地层年代框架。同时，通过碳酸盐岩微相划分，明确了红层的沉积相及其所处的水动力环境。研究表明，这些瘤状灰岩红层主要沉积于陆棚外缘乃至斜坡相的较深水域，富含介壳、苔藓虫等生物碎屑。岩石学观察还发现，红层普遍出现假角砾和缝合线等成岩作用现象，致色赤铁矿则主要分布于支撑颗粒方解石的基质中(图1)。通过扫描电镜进一步发现，赤铁矿呈亚微米颗粒聚合形式，赋存于方解石晶间孔隙中（图2）。全岩地球化学分析显示，Al2O3与Fe2O3之间具有较强的正相关关系，表明铁元素可能主要来源于富含铁的陆源粘土矿物。此外，碳酸盐岩醋溶淋滤法的地球化学分析揭示，稀土元素分布呈现中稀土元素富集特征，Ce异常接近1，且Ni含量明显富集，这表明早成岩阶段的孔隙系统中铁经历了活跃的再溶解作用。在孔隙水中的铁离子通过溶解或解吸作用，被氧化性流体重结晶为亚微米级赤铁矿聚合体，并以雪花状矿物颗粒形式富集于方解石晶间孔隙（图2）。
图1 中上奥陶统碳酸盐岩海相红层成岩过程导致赤铁矿致色过程岩相学模型示意图
图2 奥陶系碳酸盐岩红层中赋存于方解石晶间孔隙的亚微米级赤铁矿微粒聚合物
传统观点通常将陆源赤铁矿与岩石的红色联系起来，然而由于陆源风化搬运的赤铁矿颗粒通常为毫米尺度，其致色效果不及更细小的赤铁矿。本研究填补了陆源赤铁矿与红色之间缺失的关键环节：即在碳酸盐岩早成岩阶段，水-岩界面下的氧化还原界面发生迁移，导致孔隙水中溶解释放出陆源黏土矿物中的铁离子。这些铁离子在孔隙水系统中重新沉淀，形成更细小且致色能力更强的铁氧化物矿物 (图3)。该研究将碳酸盐岩红层的致色过程与孔隙水中铁氧化物的还原性溶解和氧化性重结晶循环联系起来，强调了基于碳酸盐岩的氧化还原地球化学指标可能存在的潜在误差。这些指标不仅可能受到氧气的影响，还可能受到其他电子受体/供体的干扰，例如 Fe-Mn 氧化物和有机物，进而导致地球化学指标的偏差和失真。
图3 奥陶系海相碳酸盐岩红层形成古海洋学模式示意图
