广西扶绥第四系萨伦托型铝土矿淋滤成矿过程

余文超, 张启连, 杜远生, 陈 粤, 梁裕平

(1.生物地质与环境地质国家重点实验室, 中国地质大学(武汉), 湖北 武汉 430074; 2.广西地质勘查总院,广西 南宁 530023)

0 引 言

以铝土矿床所覆盖的基岩类型作为主要的分类学依据, 铝土矿床被划分为红土型、沉积型与岩溶型三类。覆盖于铝硅酸岩石之上的铝土矿矿床为红土型, 覆盖于碳酸盐岩石之上的铝土矿矿床为岩溶型(或称喀斯特型), 沉积型铝土矿床以接受明显搬运作用且最初的原型矿床已被剥蚀殆尽而与原地或准原地成因的红土型铝土矿床相区别(Bárdossy,1982; Bárdossy and Aleva, 1990; Bogatyrev et al.,2009; 王庆飞等, 2012)。岩溶型铝土矿床尚可进一步划分出许多亚型(Bárdossy, 1982), 其中, 萨伦托亚型铝土矿床特指原生铝土矿层由于构造活动再次发生暴露剥蚀, 受剥蚀的铝土矿石碎屑堆积在灰岩表面的岩溶凹陷中, 所形成的次生铝土矿床类型。在我国该类型铝土矿床又被称为岩溶堆积型铝土矿(刘长龄, 1987)。萨伦托型矿床是一种较为特殊的岩溶型铝土矿床类型, 它的形成既是原生矿床的后生演化阶段, 又可视为新一轮的成矿演化过程的开始。

在我国华南广西、云南等省份及向西延伸至越南, 萨伦托型矿床构成了极为重要的铝土矿资源,我国一些研究者也曾对其进行了精细的分类学研究(刘长龄, 1987)。广西的铝土矿资源存在二叠纪原生岩溶型铝土矿及新生代萨伦托型铝土矿两种赋存形式。前者产出于中二叠统与上二叠统之间的不整合面上, 一般未做更细的矿床学分类; 后者是原生矿层经次生剥蚀作用形成铝土矿砾石嵌布于红土基质中的产物。从原生铝土矿到萨伦托型矿床的转化过程, 其核心过程是原生的、品位较低的矿石经过再次淋滤作用而向高品位的矿石转化的过程, 广西的地质工作者们在大量数据的积累上得出过堆积型铝土矿质量优于原生铝土矿的经验认识, 但缺乏系统的总结与研究。对于该过程的研究, 可揭示矿石内发生的元素迁移及矿物改变, 从而有助于了解形成铝土矿富矿所应具备的条件, 指导找矿探矿工作。

最近, 针对桂西平果、德保、靖西一带铝土矿床的矿物学及地球化学研究取得了较大进展(刘学飞等, 2008; Deng et al., 2010; Liu et al., 2010, 2012;Wang et al., 2010; 祝瑞勤等, 2011; 蔡书慧等, 2012;Wei et al., 2013)。但是, 目前对于原生岩溶型矿层与次生萨伦托型矿床的综合性研究依然稍显薄弱。本文在对广西扶绥县山圩镇至东门镇一带新探明铝土矿区中采获的钻孔岩心及剖面露头样品进行地球化学及矿物学研究的基础上, 应用质量变化计算等方法, 定量地阐述了原生沉积矿层的形成及之后经新生代以来风化作用改造, 最终成为萨伦托型矿床的过程里, 淋滤作用是如何极大地改变了原生矿石化学组分并因此提高了矿石品质, 使优质矿石得以形成。这些工作使我们对于广西扶绥铝土矿区内萨伦托型铝土矿床的形成过程取得了更为明晰的认识。

1 地质背景

广西壮族自治区扶绥铝土矿产区处于桂西铝土成矿带之东南(图1), 距著名的平果-德保-靖西铝土矿区约 80 km。处于华南板块西南部右江盆地东南隅。区域内地层研究程度较高, 已建立起成熟的地层格架(梅冥相等, 2004, 2007; Lehrmann et al.,2005)。二叠纪, 右江盆地位于大陆边缘位置, 盆地内以孤立碳酸盐岩台地与台间海槽相间的古地理展布为特点, 台地上以浅海碳酸盐岩沉积为主, 海槽内主要为深水碎屑岩沉积。在台地区域内, 中二叠统茅口组是一套灰白色厚层块状生物屑灰岩、砂屑灰岩夹生物屑微晶灰岩为主的碳酸盐岩沉积; 上二叠统合山组下部以黑色泥岩、钙质泥岩沉积为主,向上逐渐变为灰黑色泥质灰岩, 其中发育数层华南重要的含煤层位(Zeng et al., 2005; Dai et al., 2013)。茅口组与合山组为平行不整合接触, 原生岩溶型铝土矿层即产出于不整合面之上, 为合山组底部的标志层。

图1 研究区地理位置及地质略图Fig.1 Geological sketch map and geographical location of the study area

桂西二叠系铝土矿层的形成与东吴运动密切相关。东吴运动致使上扬子地区发生整体抬升, 并导致华南在二叠纪发生最大规模的海退事件(He et al.,2003; Sun et al., 2010)。据估计, 该抬升事件可能持续3个百万年且抬升的高度可能高达50~450 m(He et al., 2003, 2010)。受此事件的影响, 包括研究区在内的上扬子地区, 中二叠统茅口组均发生暴露剥蚀风化作用, 致使其普遍缺失数百米不等的地层, 并在平行不整合面上形成古喀斯特地貌, 进而在碳酸盐岩基岩上直接形成铝土矿沉积。古生物化石、古地磁与碳氧同位素证据显示, 中晚二叠世全球可能一度出现强烈的温室气候, 处于近赤道地区的华南板块古气候呈现炎热潮湿的特征(Enkin et al., 1992;Chen et al., 2013; Retallack, 2013)。这为铝土矿成矿母质的形成提供了有利的条件。覆盖于原生岩溶型铝土矿层之上的合山组含煤黑色泥岩沉积标志着铝土矿化作用的结束, 泥岩向上变为含海相生物化石碎屑泥质灰岩, 代表沉积环境由滨海沼泽环境向浅海环境的转变。

扶绥铝土矿区内主要出露泥盆系至新生界, 区内古生代地层主要受到一系列NNE向断层控制。原生的二叠系岩溶型铝土矿层厚度不稳定且矿化程度存在差异, 矿层厚度在0.5~8 m之间变化, 产状平缓且较稳定, 底面往往凹凸不平, 受到下伏灰岩岩溶形态制约, 一些钻孔中可见矿体灌入茅口组中喀斯特溶洞, 部分区域未见矿层, 合山组下部含煤泥岩直接覆盖在茅口组灰岩之上, 这些现象指示了中二叠世古侵蚀面上岩溶起伏的古地貌特征。钻孔资料揭示, 完整的矿层由两部分构成: 在茅口组岩溶不整合面之上, 存在一层厚度不等的紫红色致密状含豆鲕或碎屑铝土矿层, 向上变为灰黑色铝土岩(矿)层, 但有可能缺失其中层位甚至整个铝土矿层。原生铝土矿层具有多种结构的矿石, 以致密块状矿石为主, 偶见碎屑状、豆鲕状矿石。区内萨伦托型铝土矿主要赋存于现代岩溶凹陷形成的负地形中, 呈现“洼地型”展布(祝瑞勤等, 2011), 为新生代以来原生铝土矿层经崩塌、剥蚀作用形成大小不等的铝土矿砾石, 而后经短距离搬运悬浮在红色黏土构成的基质中而形成的次生铝土矿。堆积厚度可达 3~10 m,含矿岩系由底部黏土层、中部矿层与顶部黏土层组成(张起钻, 1999), 矿石砾石分选磨圆程度均较差,非常坚硬, 表面有棕红色铁质风化壳。

2 采 样

各采样点位置以近菱形分布于扶绥县山圩镇四周(图1)。(1) ZK4353为深度20 m的浅钻孔。上覆合山组黑色炭质泥岩, 与铝土矿层呈现过渡接触;下伏茅口组灰白色灰岩, 与矿层为平行不整合接触,茅口组灰岩层中出现充填灰色铝土矿的溶洞。3 m厚的矿层可以用颜色明显区分为上下两部分, 下层0.5 m厚紫红色矿层与上层 2.5 m厚灰白到灰色矿层。采集样品共 7块, 其中包括紧邻矿层的茅口组灰岩样品ZK4353-1, 并在钻孔位置附近地表露头采集一块新鲜的茅口组灰岩样品L1以作为ZK4353-1的对照样品。(2) 位于山圩镇东南的 ZK15108为位于地下181 m的深钻, 下伏灰白色茅口组灰岩均与约9 m厚的矿层呈平行不整合接触, 矿层下部约7.5 m厚为紫红色, 上部1.5 m厚为灰黑色, 在该钻井中采集样品7块。(3) MY剖面为暴露地表的原生矿床剖面(图2a), 矿层上部被土壤层覆盖, 下未见底, 露出矿层总厚度达 4 m, 岩性为红褐色中薄层状铝土岩(矿)层, 部分层位含豆鲕及碎屑, 从其中收集样品 3块, 其中包括一块铝质黏土岩样品 MY-4。(4) 剖面KL位于扶绥县山圩镇东北约3 km处, 在茅口组现代喀斯特化成因的负地形中堆积了由临近高处铝土矿层与相邻地层在新生代以来风化作用下形成的堆积物, 层理不清, 褐红色铝土矿砾石分选及磨圆均较差, 悬浮在松散红土基质中, 从中挑选出 3块铝土矿石样品及1块铝质黏土岩样品KL-1(图2b, c)。

各采样点可视为矿区内处于不同状态的铝土矿的代表。从广西水文资料来看, 视地形不同, 矿区所处的岩溶区地下水深度在10~80 m范围内变化, 但最深不超过100 m (钱小鄂, 2001)。因此, 深度为181 m的钻孔 ZK15108为较少受到现代地下水系统改造,保持了原始沉积特征的原生铝土矿床类型的代表。与之相对, 深度为20 m的浅钻孔ZK4353则受到现代地下水系统的改造。剖面MY为暴露地表受到现代风化作用改造的铝土矿层。剖面 KL则为经过进一步风化剥蚀作用后, 铝土矿层破碎并再次沉积的结果。从钻孔ZK15108到剖面KL, 反映出区内铝土矿床从深埋原始沉积到抬升至近地表环境, 经过暴露风化淋滤过程最终被剥蚀搬运并重新沉积为萨伦托型铝土矿的全部过程。

图2 扶绥铝土矿区野外剖面Fig.2 Outcrops of the bauxite in the Fusui area

3 实验方法

20个铝土矿(岩)样品的矿物鉴定与测试工作,采用薄片观察与 X光粉晶衍射(XRD)配合完成。XRD测试在中国地质大学(武汉)地质过程与成矿作用国家重点实验室使用帕纳科X’Pert Pro X射线粉晶衍射仪完成, 测试条件: 工作电压40 kV, 工作电流 40 mA, Cu靶, Ni滤波, 连续扫描方式, 步长0.017°, 步进5 s/步。矿物相鉴别及矿物含量半定量测试依据实验室 XRD卡片库及前人研究结果确定(Mameli et al., 2007; Liu et al., 2010), 矿物含量半定量测试结果见表1。

22个样品的主量元素使用荷兰 PANalytical Axios X荧光光谱仪测定。采用铝土矿X射线荧光光谱标准样品国家标准GSB 04-2606-2010对结果进行校正。主量元素中, SiO2、Na2O分析精度优于6%、Al2O3, Fe2O3, CaO的分析精度优于5%, 其他元素的分析精度优于3%, 测试结果见表2。

铝土矿成矿作用研究应评价的是铝土矿内主要氧化物相对于母岩的富集与亏损率, 而非其百分含量(Bárdossy and Aleva, 1990)。诸多研究已经证明,在铝土矿的成矿物质在成矿过程中化学组分会发生极大的改变, 但仍有一些元素(Ti、Zr、Cr等)迁移量较小(MacLean et al., 1997; Hanilçi, 2013)。当这些元素与成矿元素Al的比值如Zr/Al与Al/Ti在风化趋势线上满足高的线性比率(R>0.9)时, 可将这些元素视为基本不迁移元素, 进而可以利用这些元素建立起铝土矿与原岩之间的联系, 进行原岩岩性判别与质量变化计算(MacLean et al., 1997; Mameli et al.,2007; Zarasvandi et al., 2010; Hanilçi, 2013)。

一旦确定铝土矿层中存在满足条件的不迁移元素, 即可根据MacLean and Barrett (1993)提出的质量变化计算公式, 选择不迁移元素 j计算样品中某一元素i的质量变化ΔM:

其中,wid为计算样品中某元素i的质量分数,wip为原岩中某元素i的质量分数,wjp为原岩中不迁移元素j的质量分数,wjd为样品中不迁移元素j的质量分数。

如果该式计算结果为正值, 表示该元素在风化蚀变过程中相对于原岩系统是迁入的, 否则为迁出的。

4 结 果

4.1 矿石结构与矿物学

因为钻孔ZK15108埋深较深(＞180 m), 处于现代地下水活动带以下位置, 基本未受到现代地下水系统的改造, 矿区内原生铝土矿的原始沉积特征得以较好地保存: 矿层下部存在数米厚的紫红色矿层,其中分布有少量豆鲕颗粒, 向上突变为灰黑色致密状铝土矿层, 部分层位含碎屑。深度为20 m、处于近地表环境的钻孔 ZK4353也存在类似结构, 但紫红色层位较薄, 矿石颜色偏浅且致密程度较低。处于地表暴露环境的剖面 MY, 由于现代风化作用的原因剖面整体显现出紫红色调。在萨伦托型铝土矿剖面 KL中, 悬浮在红土中的铝土矿砾石也保留了原始铝土矿石的结构。总体看来, 矿区内铝土矿以致密状为主, 或见碎屑状、豆鲕状结构特征。

XRD分析显示(表1, 图3), 不同产出状态的铝土矿矿石中的矿物学组合也存在差异。ZK15108下部紫红色部分(ZK15108-1~4), 组成矿物以一水软铝石为主(均值 42%), 黏土矿物主要有绿泥石(24%)及高岭石(2 1%), 此外含有少量赤铁矿; 而该

钻孔上部灰黑色部分中(ZK15108-5~7), 高岭石含量突然上升(81%), 绿泥石含量下降, 一水软铝石及赤铁矿消失。ZK4353中, 高岭石为主要矿物成分, 其次是赤铁矿、一水软铝石和一水硬铝石, 其中, 矿层从下至上铝矿物显示出逐渐减少的趋势, 而黏土矿物显示出逐渐增加的趋势, 在剖面最底部出现微量石英(1%~2%)。露头剖面 MY及萨伦托型铝土矿剖面KL中的矿石样品, 铝矿物以一水硬铝石为主, 可占到矿物总含量的 60%以上, 一水软铝石仅在少数样品中出现, 黏土矿物以绿泥石为主,含少量高岭石,此外尚有少量赤铁矿, MY-4及KL-1两块铝质黏土岩样品中黏土矿物含量相对较高(约 50%~60%)。根据Bárdossy (1982)提出的铁矿物-(钛+铝矿物)-黏土矿物铝土岩三元分类方案(图4), ZK15108到KL剖面的样品呈现从铝土质黏土至黏土质铝土矿最终到铝土矿的演化趋势。

表1 扶绥地区铝土矿(岩)样品XRD矿物分析结果(%)Table 1 XRD results of the bauxites and bauxitic clays from the Fusui area (%)

图3 部分铝土矿(岩)样品XRD图谱Fig.3 XRD spectra of the typical bauxite ore and bauxitic clay samples

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图 4 扶绥地区铝土矿(岩)样品岩石学分类(根据 Bárdossy, 1982分类方案)Fig.4 Classification of bauxite and bauxitic clay samples in the Fusui area

4.2 主量元素地球化学

综合各剖面铝土矿样品(表2), 几种主量元素含量范围分别为SiO2: 5.35%~40.47%, Al2O3: 25.2%~62.71%, Fe2O3: 5.2%~25.88%, TiO2: 0.91%~3.71%。ZK3453中6块样品SiO2、Al2O3、Fe2O3含量的平均值依次为29.99%、36.85%、13.73%, ZK15108中7块样品的平均含量依次为 28.85%、37.45%及16.12%。矿石质量远低于处于地表暴露环境中的剖面MY与萨伦托型铝土矿KL(7块铝土矿(岩)样品平均含量: SiO210.17%, Al2O351.48%, Fe2O321.93%)。总体看来(图5), 样品中除TiO2与Al2O3呈现含量正相关的变化规律之外, SiO2、K2O、Na2O、MgO、CaO均随 Al2O3的含量上升显示出大范围的迁移及元素含量亏损, Fe2O3则表现出较为复杂的行为特征。

喀斯特型铝土矿的物源问题历来是研究的难点(Bárdossy, 1982; MacLean et al., 1997)。对于桂西铝土矿物源的认识也存在争议(Deng et al., 2010; Wang et al., 2010; Liu et al., 2012; Wei et al., 2013)。本次研究中 Al2O3-TiO2图所显示的线性关系(Young and Nesbitt, 1998), 不同采样点中的矿石样品与茅口组灰岩呈现高相关性(R>0.9), 满足以茅口组灰岩为母岩对铝土矿层样品进行质量平衡计算的条件(图6)。

从质量变化计算的结果来看(表 3、图 7),ZK15108中所有样品, 除矿层最顶部ZK15108-7中SiO2出现小范围富集外, 其余所有元素均呈现丢失,7个样品中 SiO2与 Fe2O3的变化平均值分别达到–15.47%, –19.25%, Al2O3也出现均值为–9.26%的丢失。矿层从底到顶, Si亏损的程度逐渐降低最终在矿层顶部出现富集, Al在矿层中下部均出现较大程度的丢失, 而在上部两个样品(ZK15108-6~7)中亏损程度降低, 但这两个样品的 Fe则出现更大程度的亏损。在ZK4353中, SiO2与Al2O3出现明显富集, Fe的活动特征变得很不稳定, 其他元素仍然保持亏损。地表暴露剖面MY与萨伦托型剖面KL中的样品表现出相似的元素活动特征: 除两块铝土质黏土岩样品外(KL-1, MY-4), 其余样品的 Al2O3均呈现富集特征, 且在KL剖面中富集程度更大, Al2O3之外的元素均呈现丢失特征, KL剖面中丢失程度更大。

5 讨 论

5.1 不同环境中矿层内元素与矿物的变化

铝土矿在矿物学上是一个敏感多变的系统, 从其形成开始即力求保持与环境的最佳平衡, 它的演化过程体现了矿化期间和期后所发生的全部外部化学作用。不同矿床中可能发生多种多样, 有时甚至是相互矛盾的矿物转变(Bárdossy, 1982; Bárdossy and Aleva, 1990)。

图5 扶绥地区茅口组灰岩(除去样品ZK4353-1, L1)与合山组铝土矿(岩)部分主量元素含量随Al2O3含量变化规律(灰色阴影区域内为矿区较优质矿石分布区域)Fig.5 Variations of Al2O3 vs major elements in the Maokou Formation carbonates (except sample ZK4353-1 and L1)and the Heshan Formation bauxite and bauxitic clay samples

图6 扶绥地区合山组铝土矿(岩)样品中Al2O3-TiO2线性关系图Fig.6 Lineal correlation of Al2O3 vs TiO2 in the Heshan Formation bauxite and bauxitic clay samples

ZK15108最为明显的特征是矿层以颜色划分出下部紫红色部分及上部灰黑色部分, 两者之间界限截然。矿石颜色的区别反映了其形成环境的不同,Bárdossy (1982)赞成红色铝土矿石反映氧化条件的淡水环境, 而灰色部分则形成在还原条件下远离海岸线的半咸水环境的认识, 并认为这种还原作用伴随同生作用或早期成岩作用。Sheldon (2005)指出,红色沉积物的出现可能与优良的地下水排泄系统有关。矿物学方面, 除ZK15108矿层上下均含有的绿泥石与高岭石外, 下部的紫红色层位以一水软铝石,赤铁矿及少量一水硬铝石为特征。高岭石、赤铁矿与铝矿物的组合被视为地表氧化环境中风化剖面的典型矿物组合, 是强烈化学风化作用的产物(Tardy and Nahon, 1985; D'Argenio and Mindszenty, 1995)。绿泥石来源于同生和成岩早期还原作用环境对铁矿物及高岭石的改造, 并可在一定温压和氧逸度范围内与铝矿物达到相平衡(Ahn and Peacor, 1985; de Caritat and Walshe, 1993)。在上部灰黑色层位中, 铝矿物与赤铁矿消失, 矿物组合以高岭石与绿泥石等黏土矿物为主, 并向合山组黑色炭质泥岩段过渡。因此, 紫红色层位样品在岩石学上被划分为黏土质铝土矿, 而灰黑色层位样品则为铝土质黏土岩。矿层中活动性弱的元素与Al含量呈现正相关关系, 质量平衡计算表明, Si、Al、Fe等元素的亏损程度随深度减少而减少。从世界各地其他对原生铝土矿层的质量变化计算所得的元素迁移特征来看, 大部分矿床中均出现Al与Si元素的亏损现象, Fe的变化特征则较为复杂(MacLean et al., 1997; Mameli et al., 2007;Hanilçi, 2013), 这被解释为由于伴随铝土矿化过程的强烈风化作用条件导致成矿母质中所有元素均发生亏损, 只是 Al等元素相对其他元素流失程度较低。而元素丢失程度的改变随深度发生变化的过程,则可能有两种途径: (1) 由于沉积环境发生改变, 由风化环境向相对还原的环境转变导致铝土矿由“渗流型”向“潜水型”转变(Bárdossy, 1982; D'Argenio and Mindszenty, 1995); (2) 后期复硅化作用导致Si再次移入矿层, 原先形成的铝矿物被硅化为高岭石(Valeton, 1974; Oliveira et al., 2013)。结合之前的证据, 我们认为前者的可能性较大。因此, ZK15108可以视为保存了二叠系原生矿层原始沉积特征的代表性剖面(图8)。

ZK4353处于现代地下水淋滤带的范围内, 因此不可避免地受到了改造。虽然颜色上存在下部紫红色与上部灰白-灰色的区分, 但矿层内所有样品矿物组成较为均一, 由黏土矿物(高岭石、绿泥石)、铝矿物及代表氧化环境的赤铁矿组成, 矿层底部有微量石英析出。实验室合成与野外观察业已证明,高岭石与一水软铝石可以通过以下途径进行转换(Huang, 1993; MacLean et al., 1997; Hanilçi, 2013):

原硅酸在酸性环境中是稳定的, 可以以胶体形式进行运移, 一旦水化学环境转变为接近中性, 就会发生沉淀, 并容易发生脱水沉淀出不定形的 SiO2沉淀(Exley et al., 2002)。由于铝土矿层下伏茅口组碳酸盐岩形成了碱性的化学障, 酸性化学流体及原硅酸胶体不能顺利发生迁移, 因此在矿层底部发生沉淀并析出SiO2。质量平衡的计算结果显示Si的确处于迁入状态, 这可能与地下水的水位变动导致杂质元素不能及时带走有关(图8)。

图8 扶绥地区各铝土矿层钻孔与剖面综合柱状图(其中, 空心点表示发生元素丢失, 实心点表示发生元素获得)Fig.8 Chemical and mineral variations in vertical profiles of the bauxite deposits in the Fusui area

产出于地表环境的剖面 MY与萨伦托型矿床KL中矿床特征类似, 而与钻孔样品有较大区别: 矿物组成以铝矿物占优势, 更以一水硬铝石为主, 偶见一水软铝石; 黏土矿物主要为绿泥石, 少量高岭石; 赤铁矿含量较固定。铝土矿中的一水硬铝石的形成可能存在变质作用(Hanilçi, 2013)及后生结晶作用(Mordberg, 1999; Hatipoglu et al., 2010; Liu et al.,2010)两种途径。目前研究区内未见变质作用证据,从实验室热力学模拟计算的结果来看, 一水软铝石与一水硬铝石之间热力学转化在地表温压条件下是完全可以实现的(Peryea and Kittrick, 1988; Chen and Zeng, 1996), 因此样品中出现的高含量一水硬铝石应是表生作用的产物。与矿物学特征相对应, 矿石样品中Si与Fe均呈现亏损的特征, 而Al则保持富集, 在元素含量上, 地表样品中Al2O3含量高且杂质元素含量少, 矿石质量优于钻孔中的样品。无论是处于地表暴露环境中的矿层剖面MY还是萨伦托型剖面 KL中被松散红土基质所包围的铝土矿砾石,其淋滤环境均优于存在上覆岩层的隐伏矿床, 因此,暴露地表的矿石发生新生代以来的次生富集作用,该过程极大地提高了矿石品质(图8)。

5.2 原生矿床及萨伦托型矿床的形成与演化

结合研究所取得的矿层颜色、矿物组分与地球化学等证据, 可将扶绥区域内原生矿床及萨伦托型矿床的形成与演化过程概括如下: 在中二叠世晚期, 随着扶绥所处的碳酸盐岩台地受到构造抬升, 台地沉积的碳酸盐岩暴露并接受风化剥蚀,包括母岩、古气候等在内的诸多有利地质条件使得成矿母质形成之后在茅口组碳酸盐岩的古喀斯特地形中沉积下来并发生铝土矿化过程。强烈的化学风化过程使得成矿母质内所有元素均发生不同程度的迁移, 而 Al由于相对迁移量较少, 因此发生相对富集, 并在优良的地下水排水系统下形成代表氧化环境的红色铝土矿层位, 形成以高岭石、铝矿物及赤铁矿为主的矿物组分。随着晚二叠世初期海侵作用的发生, 地下水位抬升, 成矿区内部分区域原渗流型铝土矿向潜流型铝土矿转化, 矿层颜色由紫红变为灰黑色, 矿物组分也变为以黏土矿物为主, 赤铁矿消失, 风化作用减弱,因此元素迁移量减小。当台地再次被海水淹没, 铝土矿层被合山组下部滨岸沼泽相-浅海潮坪相-生物碎屑泥灰岩的海侵序列所覆盖, 标志铝土矿化过程的结束及后生作用阶段的开始, 其中一个重要的过程就是矿层中的高岭石在还原条件下与来自矿层和流体中的铁与硅发生反应生成绿泥石。总体而言, 以致密状为主的原生铝土矿质地坚硬,铁含量相对较高, 易成块状产出。

矿层可能由于后期构造活动被保存在距离地表较深的地下, 如 ZK15108, 此时矿层可视为一个封闭体系, 保持了原始成分; 或被抬升至现代地下水活动带, 如 ZK4353。当后一种情况发生时, 矿层再次成为开放系统接受现代地下水活动带来的淋滤作用。由于地下水垂向运移的基本特征, 地下水活动可能带来两方面的影响(Bárdossy, 1982; D'Argenio and Mindszenty, 1995): 铝土矿上覆层位内的Si等元素可能随流体进入矿层, 使矿石质量下降; 或者矿层内高岭石等黏土矿物被进一步风化为铝矿物, 杂质元素被带走, 使矿石质量上升。以上两种过程同时作用于铝土矿层, 对矿石质量的影响决定于地下水水位及淋滤与排泄的强度。

矿层上覆岩层的剥蚀使得矿层暴露在地表或随着岩层的崩塌被改造为大小不一的砾石, 镶嵌于不同沉积物混合而成的红土基质中, 矿石中的一水软铝石向一水硬铝石转化。由于原生的铝土矿石以块状为主, 质地致密坚硬, 在次生成矿过程中不易发生崩解和泥化, 因此形成大规模的次生铝土矿堆积。同时, 外部淋滤环境得到改善, 不断流动的地表水能很快带走矿石中析出的元素。最终结果即是Al的富集, Si、Fe等杂质元素的析出, 矿石品质得到提升。加上易于开采的特征, 萨伦托型铝土矿成为华南广西, 云南至越南的一种重要的铝土矿矿床类型。

6 结 论

(1) 矿石样品的矿物由铝矿物(一水软铝石与一水硬铝石)、黏土矿物(高岭石与鲕绿泥石)、赤铁矿组成, 部分浅埋样品尚见微量石英。矿石内的矿物组合随保存环境变化而变化, 总体而言, 当岩溶型原生铝土矿向萨伦托型铝土矿转化时, 淋滤作用程度的加深及地下水排泄作用的增强使得铝土矿成矿的杂质元素被移出, 黏土矿物向铝矿物转化,矿石质量变好。

(2) Ti与Al呈现正相关关系, 易迁移元素如碱金属与碱土金属等几乎全部流失, 在地表的剖面中这些现象更为明显, 是风化作用与铝土矿化作用的直接体现。

(3) 质量平衡计算的结果显示, 在原始的铝土矿层剖面中, 所有元素均呈现亏损, 但Al的亏损程度较小而呈现相对富集。当矿层接受现代地下水系统改造时, 由于淋滤作用与排泄作用的程度不同,矿层内元素呈现不同的迁移特征。当进入到地表淋滤状态后, 由于接受充分的淋滤, 杂质元素被带走而Al出现富集, 矿石质量上升。

致谢: 感谢中国地质大学(北京)王庆飞教授及另两位审稿人提出的建设性修改意见, 他们的建议对提高论文质量起到极大帮助。

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