冰川作用引起造山運動，產生出山脈。風化作用，取高填低，使山脈逐漸演化為平原。只要造山作用停止，而目前的大氣和水循環能保持，在將來，整個地球將是一片大平原。這裡，我們以紅土化作用為例，研究地球的風化作用。
雖然已有較多的紅土化作用方面的論文發表，但是，有關紅土化方面，仍有很多爭議（王世傑等，1999；符必昌和黃英，2003）。很多有關紅土化作用方面的機理，尚有等進一步探討。例如，目前的主流學派認為，紅土地型金礦形成過程中，金的遷移，是以氯化金等金的鹵化物的形式，或以硫代硫化物及其絡合物的形式遷移的；其實，金要以氯化物可溶形式遷移，必須要有相當低的pH值才行（Mann, 1984）；紅土化要能進行，必須要有大量的雨水淋濾才行，由如此大量雨水淋濾的紅土化過程中，要保持這樣低的pH值是相當難的；形成硫代硫化合物，需要較低的氧化性（或較高的還原性），紅土化是一種氧化風化，只會增加氧化性，降低還原性，是不會增加還原性而降低氧化性的。去矽作用，一般認為鹼性越強，二氧化矽溶解度越大，去矽作用應越強；其實，實驗證明，弱酸性水的去矽作用比鹼性水去矽作用強得多（Pickering, 1962）；這說明，紅土化作用等風化作用中的去矽，主要不是以二氧化矽的形式去除的，應是以矽酸根或矽酸氫根等形式去除的。目前的主流學派認為，金等難溶物，在潛水面處大量富積，是因為潛水面處pH值升高而造成鹵化金分離為單質金，或還原性的硫代硫化物被氧化為硫化物而釋放出單質金；其實，潛水面以上的滲透帶，為氧化面，有氧的滲入，應為氧化環境，相對來說，潛水面以下，應為相對的還原性環境；潛水面附近，不會有太大的pH值變化，不至於引起鹵化金急劇的分離或合成的。鋁土礦，為什麼只能在碳酸鹽岩台地的地下通道里能形成；其它區域的地下溶洞裡，或一般的江河水的淘洗，為什麼就不能形成鋁土礦呢？為什麼相同的氣候和天氣條件，碳酸鹽台地就容易形成紅土化作用，而非碳酸鹽台地就相對不易形成紅土呢？···
以上諸多問題，說明目前的紅土化理論，還有很多不符常理的東西，都還有待進一步研究。所以，我們利用我們的矽系統和碳系統平衡理論，和現有的地質、地球化學、礦床學資料，以紅土化作用為例，對風化作用及風化作用成礦等進行了研究。
2 紅土的成土作用
紅土，是一種分布於熱帶、亞熱帶區域的紅色土壤，是陸地表面岩石強烈風化的產物。這種土壤只所以呈現紅色，是因為這種土壤里的紅色的三氧化二鐵含量較高（一般達5%以上），染紅了土壤。因為這種土主要由高度風化作用形成的高嶺石組成，粒徑細小，所以，這種土一般具有粘性，常被稱為紅粘土。紅土化作用，就是指地表岩石經風化作用，逐漸形成紅土的過程。只要風化產物的含鐵量較高，能染紅土壤就可以形成紅土。所以，原則上，構成地殼的各種岩石，只要經風化後最終含鐵量較高，能將土染紅，都可以形成紅土。
紅土，首先是土，所以，紅土化過程，首先就是岩石風化的成土過程。其次，紅土，還要使土紅化；所以，紅土化過程，主要包括兩步，第一步是成土作用，第二步是紅化作用。紅土的成土作用，和一般的成土作用一樣，主要是構成地殼的各種岩石，經物理、化學風化，逐漸形成高嶺石、蒙脫石、伊利石等難溶粘土礦物的過程(Jackson, 1965)。這種粘土，因所含各類礦物的多少不同，顏色有所變化，統稱為雜色粘土。若風化作用進一步加強，蒙脫石、伊利石還有可能進一步分解成高嶺石。高嶺石及蒙脫石和伊利石，都是矽鋁酸鹽。所以，成土作用，簡單地理解就是：構成地殼的成土母岩（可以是花崗岩、玄武岩、泥岩、砂頁岩、片岩、碳酸鹽岩、硫酸鹽岩、鹵岩等）經物理、化學風化作用，可溶性物質（如易溶性金屬離子、可溶性矽酸根離子、碳酸根離子、鹵素酸根離子、硫酸根離子等）逐漸淋失(Carr, et. al., 1980)，逐漸形成高嶺石等粒徑小、難溶矽鋁酸鹽礦物的過程。因為構成地殼的主要岩石是矽酸鹽岩石，其次才是碳酸鹽岩，其它的岩石，如硫酸鹽岩、鹵鹽岩等都較少，所以，成土過程中岩石的風化，主要是矽酸鹽岩的風化和碳酸鹽岩的風化。矽酸鹽岩的風化，可以簡單地表示為圖1所示的反應過程。
圖1，SiO2系統的化學平衡示意圖
註：這裡的Ca2+，Mg2+，代表所有與矽酸根或各級矽酸氫根離子結合的金屬離子。
從圖1可知，矽酸鹽岩完全風化後，主要形成溶解度相對較低的二氧化矽和各種金屬離子。若這些金屬離子是溶解度較大的鉀、鈉、鈣、鎂等活潑離子，它們將在逐步的風化過程中，隨水而流失。若這些金屬離子是三價鐵離子、鋁離子、鈦離子等，則可能繼續留在風化形成的土中。所以，矽酸鹽岩風化後形成的粘土中，除還有一部分尚未完全分解成二氧化矽的矽酸根離子外，主要是溶解度相對較小的二氧化矽、三價鐵離子、鋁離子、鈦離子等難溶物構成(Basu, 1965-66)。其中，由於成土過程中，含氧量較高的雨水的不斷淋濾，再加上孔隙度增加，氧化性逐漸增強，三價鐵離子、鋁離子等均以氧化物的形式存在。
矽酸鹽岩風化的成土過程，其實是一個去金屬離子和去矽過程。風化過程包括物理風化和化學風化。物理風化，增大風化物的表面積。在此基礎上，大量的雨水不斷淋濾風化物，完成如圖1所示的過程。圖1所示的金屬離子、矽酸根離子、各級矽酸氫根離子、二氧化矽，溶解度不同，有的溶解度大，有的溶解度小，如二氧化矽的溶解度就相當小。但不管怎樣，就算二氧化矽溶解度很小，但它總還是有溶解度的。所以，在雨水的不斷淋濾過程中，這些金屬離子、矽酸根離子、各級矽酸氫根離子，甚至二氧化矽，都會根據各自在雨水裡的溶解度大小，不斷被雨水按不同的比例帶走而流失。pH值較低時，有利於矽酸氫根離子流失；pH值較高時，有利於二氧化矽的流失。雖然雨水的淋濾同樣會帶走一部分二氧化矽，但一者紅土成土過程中，風化得還不徹底，形成的二氧化矽較少，二者因二氧化矽的溶解度低，成土過程中，以二氧化矽的形式去掉的矽較少。所以，紅土成土過程中的去矽，主要是以去各級矽酸氫根離子和矽酸根離子而去矽的。去金屬離子和矽後的結果，就是矽酸鹽岩里的金屬離子越來越少，矽酸鹽岩的結果也發生了變化，多金屬離子的易溶矽酸鹽岩（如鏈狀矽酸鹽岩），轉化為難溶矽酸鹽岩（如架狀矽酸鹽岩），
碳酸鹽岩的風化，可以表示為圖2所示的反應過程。
註：這裡的Ca2+，Mg2+，代表所有與碳酸根或碳酸氫根離子結合的金屬離子。
由圖2可以看出，碳酸鹽經風化作用，最終分解為可溶解性碳酸根離子、碳酸氫根離子或二氧化碳，及金屬離子。若和碳酸根離子結合是可溶性金屬離子，碳酸鹽岩又是純碳酸鹽，風化比較完全，幾乎不會留下什麼難溶礦物。若和碳酸根離子結合的是鐵、鈦、錳等溶解度相對較小的金屬，則風化後可能會形成一些這類難溶金屬的氧化物殘餘物。所以，純碳酸鹽岩，風化比較完全，風化產物絕大部分隨水流失，留下不溶性殘留物較少。其實，約大部分碳酸鹽岩，都不可能是絕對純的碳酸鹽，都或多或少含有一定量的矽酸鹽或其它化合物。所以，當碳酸鹽風化流失後，這些矽酸鹽和鐵、鈦、錳等難溶物共同構成碳酸鹽岩的風化殘留土。當然，由於碳酸鹽岩風化過程中的產物可溶性強，而相對來說，矽酸鹽岩風化過程中的產物可溶性較弱，所以，等量的碳酸鹽岩和矽酸鹽岩風化後，碳酸鹽岩風化殘留土量遠遠小於矽酸鹽岩風化殘留土量。
3 紅土的紅化作用
3.1 紅化作用是一種去矽作用
並不是所有的土，都是紅土，紅土，還有一個紅化過程。所謂紅化過程，就是土壤中三氧化二鐵的含量逐漸增加的過程。三氧化二鐵含量的增加，不可能靠外界給土補充三氧化二鐵而形成，所以，三氧化二鐵含量的增加，是靠降低原土裡的其它成分，間接地提高土中的三氧化二鐵的含量。在成土過程中，大量的易溶金屬離子和易溶酸根離子的淋失，本身就是在不斷提高三氧化二鐵的含量。只是這種濃縮作用不太強，這種程度的三氧化二鐵含量的提高，還達不到使土紅化的作用而已。
經過成土作用，各種母岩已經轉化為矽鋁酸鹽。矽鋁酸鹽里，含量最大的是矽，其次是鋁。所以，要進一步提高由高嶺石等構成矽鋁酸鹽土裡鐵的含量，就必須大大降低土裡的矽或鋁的含量。所以，紅化作用，主要是通過從矽鋁酸鹽土裡逐漸去矽和殘餘易溶金屬而逐漸提高三氧化二鐵的含量的過程。通過不斷地去矽，使土裡的鐵(Nahon, et. al., 1980)、錳(Basu, 1965-66)、金(Evans, 1981)、鈦(Hill, et. al., 2000)、鋁(Clarke, 1966)等難溶金屬物質逐漸積累，使這些物質在土裡的含量逐漸提高。簡單地理解，紅化作用，主要就是一種土去矽作用。
土裡的矽，主要以在成土過程中尚沒有完成分解為二氧化矽的矽酸根離子、各級矽酸氫根離子和二氧化矽的形式共同存在。紅土的紅化過程中，仍繼續存在圖1所示的矽酸鹽風化作用，矽酸鹽，逐漸轉化為二氧化矽和金屬離子。在雨水的淋濾作用下，土裡的金屬離子和矽酸根離子及各級矽酸氫根離子，根據它們的溶解度大小不同，按不同的比例，逐漸被雨水帶走。所以，紅土的紅化過程中，和紅土成土過程一樣，有一部分矽，是以矽酸根離子或各級矽酸氫根離子的形式被雨水帶走而流失的。另一部分矽，則是以二氧化矽的形式被雨水帶走而流失的。同樣，pH值較低時，有利於矽酸氫根離子流失；pH值較高時，有利於二氧化矽的流失。
3.2 紅化過程中的去矽原理
但是，二氧化矽、三氧化鋁和三氧化二鐵等均是非常難溶的物質，在pH高於4、低於9的範圍內，它們的溶解度均小於6mmol.L-1(韓吟文和馬振東，2003)。所以，一般認為，二氧化矽、三氧化二鋁及三氧化二鐵幾乎都是不溶的。一般的風化作用及成土作用，是很難大量去矽、鋁的氧化物的。或者說，一般的風化作用及成土作用，是不可能完成紅化作用的。這可能也就是為什麼目前主流學派，仍沒有找到紅土化作用中去矽紅化的原因之所在。
但是，經風化成土的矽酸鹽土，仍是矽酸鹽。它是矽酸鹽，它仍會發生如圖1所示的電離作用。雖然它電離的強度會減弱，但它仍會電離。當淋濾的雨水pH較低時，更是如此。這可能就是用較低pH水淋濾時，風化岩石更有效（Pickering, 1962）的原因。這說明，在土的紅化作用中，去矽，仍主要是以矽酸根或矽酸氫根離子去除的。
當然，雖然二氧化矽、三氧化二鋁和三氧化二鐵三者的溶解度都很低，但pH高於4、低於9的環境裡，鋁的主要化合物，三氧化二鋁的溶解度相當低，低於1mmol.L-1。三氧化二鐵在pH高於3的環境裡，幾乎是不溶的（溶解度低於1mmol.L-1），但氧化亞鐵要在pH大於5的環境才開始沉澱。但在pH4-9範圍內，二氧化矽溶解度在1-6mmol.L-1之間，溶解度大於三氧化二鋁和三氧化二鐵。這就是說，在pH4-9範圍內，雖然不能分開鐵和鋁，但就算矽鋁酸鹽度的矽完全轉化成了二氧化矽，通過大量雨水的淋濾，還是可以把矽去除的（Howard, et. al., 1996），還是有可能把矽鋁酸鹽里含量最大的矽和鋁鐵分開。所以，在pH4-9範圍內，通過淋濾，矽主要以矽酸根、矽酸氫根等離子的形式去除，也能以二氧化矽的形式去除，去掉的矽肯定比去掉的鐵和鋁多。這樣就可以把矽鋁酸鹽土裡的矽逐漸減少，使土裡的鐵和鋁等難溶物質逐漸增多，從而達到使土裡鐵逐漸富積、提高含量的目的。這就是說，通過淋濾，是有可能使矽鋁酸鹽土裡的矽含量降低，使鐵、鋁等難溶物質含量升高的。
但是，我們必須清楚地知道，雖然在pH4-9範圍內，矽的溶解度大於鋁和鐵等難溶物質，但矽的溶解度（如二氧化矽的溶解度僅為1-6mmol.L-1）也是相當低的。這就是說，要利用矽與鋁、鐵及其它難溶物質之間的溶解度差，將矽從矽鋁酸鹽土裡大量去除，從而升高土裡的鐵含量，使土紅化，就必須有相當大量的水去淋濾矽鋁酸鹽才行。所以，成土作用可能在除冰原之外的絕大部分地球表面進行，但紅土化作用不可能在少雨的區域形成，更不可能在荒漠或沙漠進行。它只可能在多雨的區域進行。這就是為什麼我國紅土化作用主要發生於長江以南多雨區域的原因。僅就通過淋濾作用，將矽和鋁、鐵等難溶物質分離這一角度考慮，雨量應是越大越有利，雨量越大，越有利於矽酸鹽、二氧化矽和三氧化二鋁、三氧化二鐵等難溶物質分離：矽被大量帶走，鋁和鐵等難溶物質留下。從而通過去矽而使鐵和鋁富積。
3.3 雨水的去矽作用
其實，事情並沒有以上分析的那么簡單。因為，在pH4-9範圍內，雖然矽的溶解度大於鋁和鐵等難溶物質，但是，如二氧化矽的溶解度為1-6mmol.L-1，仍是相當低的。相當低的溶解度，很容易在水裡達到飽和。雖然海水裡的二氧化矽，因為硅藻作用大量消耗二氧化矽，尚未飽和，但南極輻聚區矽的含量達5.2mmol.L-1。這說明部分海洋里的矽已趨於飽和。紅土化作用，在海洋中發生的較少，主要發生於陸地。因為陸地地殼的主要成分是矽酸鹽岩，土壤的主要成分也是矽鋁酸鹽；矽酸鹽里，含有大量的矽，也含有一定量的二氧化矽，而矽的溶解度又相當低，很容易被飽和；所以，一般可以認為，經過矽酸鹽岩或矽鋁酸鹽土的江河湖泊里的水，及地下水裡的矽酸根、各級矽酸氫根離子和二氧化矽應是飽和的。意思就是說，這種已經過矽酸鹽岩或矽鋁酸鹽飽和後的水，是不可能再溶解矽的。或者說，這種已經過矽酸鹽岩或矽鋁酸鹽飽和後的水，是不會再有紅土化作用的。一般江河湖泊的水、潛水面以下的地下水，都可以被認為是已被矽酸鹽岩或矽鋁酸鹽飽和後的水，都不會再溶解矽，都不會再有紅土化作用。
唯一例外的是雨水，它是由液態水蒸發而成的水蒸氣冷凝而成。蒸餾水裡除含有一定量的大氣中溶入的二氧化碳等氣體外，肯定沒有二氧化矽及其它江河湖泊、地下水和海水所含有的各種鹽類。所以，雨水，是不含矽酸根、各級矽酸氫根離子和二氧化矽的水。就算矽溶解度很低，只說明它溶解的量很小，但它還是會溶解的。所以，這種根本不含矽的雨水，當它流經矽鋁酸鹽土時，它肯定會溶解一定量的矽酸根、各級矽酸氫根離子和二氧化矽。當然，這種雨水流經矽鋁酸鹽土時，它也肯定會溶解一定量的鋁和鐵等難溶物質；但通過溶解帶走的鋁和鐵等難溶物質肯定比矽少，從而達到去矽及保鋁和鐵等難溶物質的作用。就目前的大氣二氧化碳濃度來說，雨水的pH在4-6範圍內(韓吟文和馬振東，2003)，pH在4-6的範圍內，這樣較酸性的水有利於風化去矽（Howard, et. al., 1996），而且，就算土裡的矽全部轉化為二氧化矽了，二氧化矽的的溶解度仍然大於鋁和鐵等難溶物質。所以，在這種雨水的不斷淋濾下，從矽鋁酸鹽土裡去掉的矽遠大於去掉的鋁和鐵等難溶物質。這樣，如果有大量的雨水淋濾矽鋁酸鹽土，就可以達到去矽保鋁和鐵等難溶物質的目的。由於大量的矽經淋濾而流失，鐵在矽鋁酸鹽土裡的含量增加。當其含量增大至能染紅矽鋁酸鹽土時，土就被染紅而形成紅土。所以，紅土，僅只能靠雨水淋濾而紅化，其它的江河湖泊及地下水，不可能達到這個目的。或者說，紅土化作用，只有靠雨水淋濾作用才可能完成。我國的雨水，主要集中長江以南區域，長江以北區域相對較少。所以，我國的紅土化作用，只可能發生於長江以南雨水較多的區域。
4 影響紅化的因素
4.1 乾、濕季交替對紅化的影響
我們討論矽、鋁、鐵的溶解度時，認為鐵比矽的溶解度小，是講三氧化二鐵的溶解度比二氧化矽小。pH在4-6範圍內，二氧化鐵的溶解度遠大於二氧化矽。意思就是說，要通過雨水的淋濾作用逐漸將矽去掉，將鐵逐漸保留下來，以達到土裡鐵含量增加至能染紅土的目的，鐵必須是以三價氧化型的形式存在。若鐵是以二價還原性鐵存在的話，只可能有去鐵存矽作用，而不可能有去矽存鐵作用。二價還原性鐵，在氧氣濃度高的環境裡，很容易氧化成三價氧化型鐵。而還原型環境條件下，三價型氧化型鐵，也有可能又被還原為二價還原型鐵。現在的大氣，是氧化性很強的大氣。所以，一旦鐵暴露於大氣中，鐵很容易被氧化。所以，暴露於大氣中，是保證鐵以三價氧化型存在的條件。若鐵長期處於缺氧的強還原性水裡或其它與大氣隔離的強還原性環境，鐵就有可能由氧化型轉化為還原型。這就是說，若某一區域的降雨量相當大，這有利於矽的淋濾丟失，鋁的留存富積。但若該區域一年四季都是雨季，沒有旱季。而該處的鐵，又恰好是以還原性的鐵的硫化物形式存在。硫化物具有很強的還原性，在硫化物轉化成硫酸時，會消耗大量的氧，就會使該區域由硫化亞鐵轉化的氧化亞鐵或氫氧化亞鐵等以還原型鐵存在。這樣，由於鐵不能及時轉化為氧化型鐵而不能保存下來。若我們先假設硫化物轉化成硫酸鹽的降pH作用不會使pH低於4，鋁將被子留存下來，而矽和鐵將被大量淋濾而丟失。若硫化物轉化為硫酸鹽時除使氧化環境變為還原環境外，還使pH降低，pH低於4，就會使鋁、鐵一道經淋濾而大量丟失，而留下矽及一些其它更難溶解的物質來。這就是說，降雨量大，是紅土化所必須的條件，但持續不斷的降雨，也不利於鐵的富積，從而不利於紅土化作用的進行，特別是母岩里的鐵是以硫化亞鐵等還原型礦物存在的時候，或者母岩或土的還原性比較強的時候更是如此。
若某區域降雨量大，且有明顯的雨季和旱季之分。旱季，土壤乾燥，大量氧氣進入土壤，將土裡的鐵氧化為三價氧化型鐵。若不是環境還原性太強，氧化成的氧化型三氧鐵，是很難再轉化成二價還原性鐵的。所以，一旦轉化成三價氧化型鐵，鐵就很難再溶解。到雨季，大量的雨水淋濾掉矽，將鐵、鋁等難溶物質保留下來。這樣雨季和旱季交替進行，是最有利於鐵的積累和矽的淋濾丟失的。就算母岩的鐵是以還原性的硫化亞鐵的形式存在的，在旱季的強氧化作用下，滲透帶里鐵也會及時轉化為三價氧化型鐵而得以保存。所以，降雨量大，且有旱、雨季之分的區域，是最有可能形成紅土化作用的區域。
4.2 溫度對紅化的影響
因為紅化作用主要是去矽保鐵的作用。所以，影響矽溶解度的因素，都有可能影響土的紅化作用。其中，溫度就是一個很重要的因素，溫度能加速風化去矽作用(Coleman, 1962)。例如，當pH為5.5-8，0℃時非晶質二氧化矽的淋濾量是100mmol.L-1；當pH為6.5-7.5、22℃時，淋濾量上升為200 mmol.L-1(韓吟文和馬振東，2003)。這說明，高溫有利於矽淋濾(Coleman, 1962)，而低溫降低矽的淋濾作用。所以，降雨量大、有旱、雨季交替且溫度較高的熱帶區域，是紅土化作用最強的區域。
4.3 母岩性質對紅化的影響
紅土化作用的紅化作用，歸根到底是提高土裡鐵含量的作用。只有當土裡的鐵含量達到能將土染成紅色的程度，紅化才算完成。因各種母岩的鐵含量並不是一樣的，有的岩石，如玄武岩等基性或超基性岩，本身含鐵量就相當高，只要適當的去矽富鐵作用，就可完成紅化作用。有的岩石，含鐵量相當高，甚至還沒有完成成土作用，所含的鐵就可將岩石染紅，從而形成紅化岩。而有的岩石，如貧鐵的花崗岩，鐵的含量相對較低，需經過相當長的時間作用，才能完成去矽富鐵作用而形成紅土。所以，不同的母岩，紅土化作用所需的時間是不一樣的：富鐵母岩，所需時間較短，貧鐵母岩，所需時間較長。
4.4 潛水面對紅化的影響
潛水面，對紅土化作用也有明顯的影響(Basu, 1965-66)。因為潛水面以下的地下水，主要以水平流動為主。水平流動流速慢，矽酸鹽里的矽，有充足的時間溶解。潛水面以下的地下水裡含有大量的各種各樣的矽。潛水面里的水裡的矽是飽和的。所以，不管潛水面以上的滲透帶有多厚。只要雨水進入潛水面，有去矽作用的雨水將變成沒有去矽能力的地下水。所以，雨水的去矽富鐵的紅化作用，只能到潛水面為止。潛水面以下的岩石可以風化成土，但絕不可能完成紅化作用。能完成紅化的只有位於潛水面以上的滲透帶才有可能。潛水面的高低，對紅土化作用有相當大的影響。若是山區地帶，落差太大，潛水面太低，滲透帶太厚，雨水流動太過迅速，不利於去矽作用，紅土化相對減弱，紅土層較薄，不利於所有滲透帶的紅化。同時由於雨水流失太快，成土作用減弱。再加上坡度大，形成的紅土，也不利於在原生處保存，易造成水土流失。這樣的區域，往往易形成一些次生紅土（紅土形成後或形成過程中，從原生處轉移至它處堆集而成的紅土）。若平原地帶，落差太小，潛水面高，滲透帶太薄，雖然有可能形成較厚的土層，但紅化作用較弱，也不利於厚層紅土的形成。比較有利的是落差不太大的丘陵地帶。這有利於形成高質量、較厚的紅土層，及形成較厚的風化殼礦藏。潛水面的變化，也對紅土化作用有相當大的影響。若潛水面逐漸上升，滲透帶將逐漸減薄，難以形成較厚的紅土層。若潛水面上升太快，短時期內，就有可能使紅土化作用停止。若潛水面下降，有利於紅土加厚。同時也有利紅土化作用持續時間延長。但過快速的潛水面下降，雖可以使紅土厚度增加，但紅土的紅化程度不高，難以形成高質量的紅土；就礦床形成來說， 難以形成高質量的紅土化礦床。最佳的形式是，潛水面緩慢下降，下降速度剛好等於紅土化速度。這就最容易形成高質量的紅土，形成的紅土也最厚，紅土化作用維持時間也最長。
5 紅土剖面的形成機制
紅土剖面，我們將其分為原生剖面和次生剖面兩類。次生剖面就是說，該剖面已不位於原生地，是紅土形成後或紅化過程中，已轉移至其它地方形成的紅土堆積。該剖面一般位於紅土原生地落差大，潛水位低，重力或風力及其它機械作用強烈，已形成的紅土或正紅化的紅土，甚至是剛完成成土作用，或只是與原母岩分離，尚未完全完成成土作用的碎屑岩或土，因無法在原生地保存，被水力或其它力量轉移至它地而形成。這類紅土的最大特徵是紅土與紅土下岩石界線分明。紅土下岩石可與紅土母岩為同一岩種，也可與紅土母岩為不同岩種。紅土下岩石可有一定程度的風化作用，也可能沒有風化作用。若紅土下岩石風化作用相當強，並且已開始紅土化，那這種次生剖面就和原生剖面的結構基本相似了。由於紅土下岩石本身紅土化已相當強烈，已無法分清次生紅土與原生紅土的界線，這種次生剖面，一般也可看成是原生剖面了。
原生剖面，是指紅土化過程中，紅土基本沒有轉移，或上層紅土有一定的轉移，但至少還保留有從母岩至紅土逐漸演化的整個或大部剖面層次的剖面。所以，一個原生剖面，可以是完整剖面，也可以是不完整剖面。
不管母岩是什麼岩石，它在逐漸形成紅土的過程中，都是從風化逐漸開始的。風化，一般是從母岩的表層逐漸向內擴展的。通過風化（可以是物理風化，也可以是化學風化），礦物粒度逐漸變小，完成成土過程。成土後，或成土過程中，逐漸完成去矽富鐵作用，使土逐漸紅化。若經強烈的去矽富鐵作用，鐵的含量可能很高。在三氧化二鐵的形成過程中，可以對土粒進行膠結。所以，強烈去矽富鐵的風化殼，可以形成鐵帽。
這樣，一個完整的紅土化剖面，從上至下，就包括以下幾部分：
鐵帽層
紅土層
雜色土層
腐岩層
母岩層
因為雨水是從表及里向下流動，剛與表層接觸的雨水，根本不含矽，所以，它的溶矽能力最強。隨著雨逐漸向下運移，雨水裡的矽越來越多，這種水對矽的溶解能力越來越弱。所以，雨水從表及里逐漸向下運移的過程中，去矽能力逐漸降低。主要是這個原因，整個紅土剖面的風化強度和紅化強度，都是從表及里逐漸減弱。隨著紅土的逐漸紅化，已紅化土裡的矽被溶解的難度越來越大；這樣，雨水被矽飽和所經歷的土層厚度越來越大。這就使岩石的風化深度和紅化深度逐漸加深，土層厚度和紅土厚度都逐漸加厚。所以，紅土剖面的厚度，主要與降雨量有關，也與時間有關。降雨量越大，紅土化作用越強，紅土剖面越厚，降雨量越小，作用時間越短，紅土剖面越薄。若降雨量太小，或作用時間太短，就有可能不形成紅土了。
6 紅土化作用對紅土的影響
6.1 紅土化作用對土量變化的影響
從以上可以看出，紅土化作用，主要是化學風化作用，是通過雨水的去矽富鐵作用使土紅化。因為矽是土的主要成分，有時二氧化矽含量占50%以上。而一般情況下，鐵的含均較少，有時不足1%。我們先假設一種土要完全紅化，三氧化二鐵的含量必須達5%。而某種土的含三氧化二鐵為1%，含二氧化矽量為70%，含三氧化二鋁15%。為了便於理解，我們取100公斤這樣的土，來分析它的含三氧化二鐵量達5%所必須經歷的變化。為了簡便，我們假設去矽的過程中，鐵和鋁的絕對量都沒有明顯的變化。那么，100公斤里的總三氧化二鐵鐵量是1公斤。因為1÷5%=20公斤，就是說經雨水淋濾去矽後，假設鐵一點也不流失，土的總重量應不超過20公斤。而100公斤里三氧化二鋁的含量是15公斤，因為鋁和鐵的溶解度相差不大，我們也假設鋁也一點也不流失，20-15-2=3公斤。這就是說，若這100公斤土，要紅化成紅土，剩下的紅土裡的二氧化矽和除三氧化二鐵和三氧化二鋁外的其它所有物質的重量不應超過3公斤。因為除二氧化矽、三氧化二鐵和三氧化二鋁外，其它物質的量相當少。所以，為了簡化起見，我們假設其它物質微量而不計，這3公斤全是二氧化矽。這就是說，原來100公斤土裡的70公斤二氧化矽，通過去矽作用，減少為3公斤，減少量為70-3=67公斤。所以，可以這樣說，100公斤含二氧化矽70%、含三氧化二鐵1%的土，要紅化，必須通過雨水淋濾作用去掉67公斤二氧化矽才可能完成。實際上，鐵和鋁在雨水淋濾去矽的過程中，也會適當損失的。這就是說，通過雨水去掉的二氧化矽，有可能會超過67公斤。簡單地講，就是要通過去矽作用，去掉67/70=95.71%以上的矽，80%的土，才可能完成紅化作用。所以，雨水淋濾去矽這種紅化作用，是一種強烈的土流失作用。它需要大量的雨水淋濾和很長的時間才可能完成。母岩里的鐵含量越少，要完成紅化作用，紅化過程中的土或岩石流失量越大。母岩里的鐵含量越高，紅化過程中所需流失的土或岩石量越少。
熱帶及亞熱帶區域，紅土化作用是相當普遍的。不管原母岩是什麼岩石，出露的土壤，大多為紅土（或紅壤）。這說明，這些土壤的母岩不管原來是什麼岩石，它們都已完成了紅土化作用（至少完成了表層的紅土化作用）。從含三氧化二鐵1%的土要紅化，必須經雨水淋濾掉80%的土才可能完成紅土化作用這一點來看，熱帶、亞熱帶的風化作用（主要是化學風化）是相當強的。推而廣之，我們就可以知道，地球表面的風化作用是多么地強烈了。
6.2 紅土化作用對紅土pH值的影響
因為地殼主要由矽酸鹽岩構成，矽酸是一種弱酸，而和它結合的金屬元素，有鉀、鈉、鈣、鎂等活潑金屬，所以，總體來說，矽酸鹽，是一種強鹼弱酸鹽。這樣，當矽酸鹽僅只進行過物理風化作用，而化學風化作用比較弱，還沒有或基本上還沒有帶走大量的鉀、鈉、鈣、鎂等活潑金屬離子時，這種程度的風化形成的土，pH值較高，呈鹼性。這可能就是沙漠乾旱地帶的土或地表水呈鹼性或強鹼性的原因。但是，因鉀、鈉、鈣、鎂等金屬離子遠比矽酸根離子活潑，隨著化學風化作用的逐漸進行，被雨水帶走的鉀、鈉、鈣、鎂等活潑金屬離子越來越多，留下的越來越少。而矽酸根及各極矽酸氫根離子和二氧化矽，則是帶走的少，留下的多。這樣，隨著化學風化作用的逐漸進行，風化土的pH值逐漸降低，風化土逐漸由鹼性土轉化為酸性土。特別是在紅土的紅化階段，因為大量的根本不含鉀、鈉、鈣、鎂等金屬離子雨水的淋濾，連難溶的二氧化矽都可能大量移出，去金屬離子的作用更加強烈，幾乎一切可遷移的金屬離子全部遷移，紅土的pH值進一步降低，最終達pH4.2-5.3之間的低pH值。所以，紅土化作用過程，也是一種pH值逐漸降低的過程，是一種土壤酸化過程。紅土，是一種酸性土。
7 碳酸鹽岩區域的特殊紅土化作用
根據紅土化作用的原理，我國發生紅土化作用的主要區域應在海南、廣東、廣西南部等華南高溫多雨區域。但在我國貴州、雲南、湖南等溫度相對較低，濕度也不太大的西南碳酸鹽岩大量分布區域，也有一定量的紅土分布，這主要是由於碳酸鹽岩區域的特殊性決定的。下面，我們來分析碳酸鹽岩台地區域的特殊紅土化作用。
7.1 湘西碳酸鹽岩台地地貌及其紅土化作用
因為紅土化作用中的紅化作用，主要是化學風化作用。而成土作用，則是物理風化作用和化學風化作用的共同作用。若成土作用速度大於紅化速度（這時，物理風化應占有很大比例），土層厚度將越來越厚，但僅有表層能夠紅化成紅土。若成土作用速度小於或等於紅化作用速度，潛水面以上的所有土層都將紅化，並且，未成土的母岩岩石表面都將紅化，形成紅色岩石。若成土作用主要由物理風化作用完成，成土作用速度小於紅化速度，但落差較大，原生風化面無法保留紅化層或土層，風化形成的土大部或全部被轉移，轉移速度大於風化速度和紅化作用速度間的差值，這樣的風化面也不可能形成紅土，風化面上僅有風化土存在。這就是造成湘西等地砂頁岩風化面不形成紅土，而紅土僅在碳酸鹽台地出現的原因。
湖南湘西等地，已界於我國紅土化作用的邊緣。雖然湘西的四季更為明顯，夏季多雨高溫，冬季乾旱少雨，比較適於紅化作用。但相對華南的廣東、海南和廣西來說，湘西的雨水量較少，溫度也較低。而湘西屬典型的山地地貌，落差較大。所以，整體來說，湘西的紅化作用遠小於華南地區。這使湘西的紅土不像華南，大範圍紅土連成片，而是紅土與砂土鑲嵌分布。在砂頁岩分布區，由於砂頁岩的物理風化成土作用相當強，大於當地紅化作用速度。所以，風化面上的紅化作用慢於成土作用。僅有表層紅化或根本沒有紅化。又因為山地落差大，因本身和雨水的重力作用和風力作用，剛紅化或尚未來得及紅化的粘土或砂土，迅速被轉移至它處，造成風化面上的紅化作用無法完成，無法形成紅土。轉移到它處的粘土或砂土，或其上面疊加新土的速度小於紅化作用速度，紅化作用有可能形成紅土。若其上疊加新土的速度大於紅化作用速度，該處的土也無法完成紅化作用而形成紅土。所以，整體來說，砂頁岩處，無法形成紅土或很少形成紅土。
湘西分布有大量的碳酸鹽岩。碳酸鹽岩，較易經化學風化被雨水大量溶解。所以，就碳酸鹽岩風化速度來說，遠遠大於該地區的紅化作用。但是，碳酸鹽岩含矽鋁酸鹽少，溶解後留下的不溶性雜質較少，即化學風化後留下的土相當少。所以，就成土作用來說，碳酸鹽岩的成土速度遠小於該地區的紅化速度。所以，碳酸鹽岩分布區域，碳酸鹽岩風化後留下的少量矽鋁酸鹽土，能被及時紅化。其實，只要該區域總成土量所導致的成土速度小於該區域的紅化速度，碳酸鹽分布區的少量其它岩石風化形成的土，也能及時紅化。所以，不管是在原生處或次生處，碳酸鹽岩風化形成的土，都能及時紅化而形成紅土。所以，碳酸鹽岩地區的紅土，可以是碳酸鹽風化形成的土紅化而成，也可以是轉移至該處的其它母岩形成的粘土，或是鑲嵌在該碳酸鹽地區的其它岩石風化後形成的土紅化而成。這樣，就形成湘西特有的以砂頁岩分布為主的區域，主要是砂土或雜色粘土，而以碳酸鹽岩分布為主的區域，主要是紅粘土的地貌。
7.2 有去矽作用的河水和地下水的作用
雨水裡不含矽酸根、各級矽酸氫根離子和二氧化矽，它能溶解矽（指矽酸根、各級矽酸氫根離子和二氧化矽的總和），當它淋濾過紅土時，造成大量矽流失而引起紅土化作用。江河、湖泊和地下水，矽達飽和，不可能再有溶解矽的作用，所以，一般對土再沒有紅化能力。但是，若雨水轉化成了河水或地下水，其矽仍未達飽和，這種水，就仍具有溶解矽的能力，仍能引起紅土化作用。不過，因為地殼主要由矽酸鹽構成，地表的絕大部分土，都是因矽酸鹽風化而形成的，都含有大量的矽酸鹽，所以，一般情況下，很難形成這種矽不飽和的河水或地下水，更不可能形成矽不飽和的江水。但是，局部的碳酸鹽岩地區，就有可能會形成這種河水或地下水。若局部碳酸鹽岩區域，大量碳酸鹽岩出露，且大部是較純的石灰岩，矽酸鹽岩石相當少或沒有。這種局部區域，就算降雨已變成河水或進入地下形成地下水，因接觸矽酸鹽的機會相當少，溶解的矽仍相當少，溶解的矽仍難達到飽和。所以，這種河水或地下水，仍有很強的溶解矽的能力，直至它們溶解足量的矽為止。當這種河水或地下水流經矽酸鹽或矽鋁酸鹽礦物時，就會溶解大量的矽，使矽大量流失，造成紅化。在紅化過程中，這種河水或地下水，和雨水一樣，同樣會造成大量的矽流失，使鐵、鋁、鈦、金等難溶金屬得以保存而富積。這種水形成的地下陰河，對地下溶洞裡的矽酸鹽物質，就具有很強的紅土化作用，很多鋁土礦、金礦或鐵礦，就是因這種原因形成的。
參考文獻
符必昌, 黃英. 試論碳酸鹽岩上覆紅土的形成模式及演化趨勢. 地質科學, 2003, 38(1): 128-136
韓吟文，馬振東. 2003. 地球化學.北京：地質出版社. 303-370
王世傑, 季宏兵, 歐陽自遠, 周德全, 鄭樂平, 黎廷宇. 碳酸鹽岩風化成土作用的初步研究. 中國科學(D輯), 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
有關的詳細情況，請各位參見廖永岩著，海洋出版社2007年5月版的《地球科學原理》（28.00元）一書。註：本文摘於廖永岩著《地球科學原理》一書
