沉积型铝土矿的陆表淋滤成矿作用：兼论铝土矿床的成因分类*

杜远生 余文超

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)地球科学学院，湖北武汉 430074 2 自然资源部基岩区矿产资源勘查工程技术创新中心，贵州贵阳 550081

1 概述

铝土矿是化学风化作用的细粒终极产物，与强烈的化学风化作用密切相关(Brdossy，1982;D’Argenio and Mindszenty，1995;Bogatyrevetal.,2009)。一般认为铝土矿的形成主要受化学风化作用控制。化学风化主要是地表的原始沉积物(母岩)在水的作用下，原生矿物发生溶蚀、水解、水化、碳酸化、氧化，破坏原始的矿物结构，形成新的细粒矿物(主要是黏土质矿物)，造成一些活动的元素(如碱土与碱金属元素K、Na、Ca、Mg等)大量流失，一些稳定的元素(如Al、Ti等)残留。当水体是酸性或强酸性时，更有利于化学风化，造成硅铝酸盐矿物中化学键的断裂(Tardy and Nahon，1985;Trolard and Tardy，1987;Huang，1993)。在适合的环境中，如较高的温度与通畅的水文环境，风化剖面中的上述反应将会导致沉积物中Si的大量流失与 Al的残留富集，从而形成构成铝土矿最基础的铝矿物，即三水铝石、一水软铝石或一水硬铝石(Valeton，1972;Brdossy，1982)。现代地表的化学风化通常在地球表层形成厚度不等的残积层，即风化壳(weathering crust)。保存于地层序列中、通常被后期岩石覆盖的地史时期所形成的风化壳称为古风化壳(ancient weathering crust)。除此之外，还有一种风化壳是地史的近期(如第四纪以前)暴露地表的，经历了早期潮湿气候期而非现代的化学风化，作者建议称为老风化壳(old weathering crust)以示区别。目前在华北半干旱区、西北干旱区发育的富铝、富锰的风化壳可能是前第四纪某阶段潮湿气候期风化形成的，而非现代风化形成的(陈发虎等，2009;刘佳，2016)。

基于上述原因，人们经常看到铝土矿与风化壳或古风化壳关系密切，从而产生铝土矿是风化壳的主要组成部分的观念。但深入细致的观察发现，并不是所有的铝土矿都在古风化壳中，尤其是中国第四纪之前所形成的铝土矿，多保存于含矿岩系的中部或上部，不少情况下出现多层状的旋回现象。与现代风化壳相比，铝土矿的Al2O3含量更高(可高达70%以上)，SiO2的含量远远低于上地壳平均丰度(66%)，可低于10%以下，很显然，铝土矿并不能完全等同于风化壳，铝土矿的成因需要重新认识。

化学风化主要受地表温度、降雨、酸碱度、水文等条件控制，炎热和潮湿的气候更有利于化学风化。因此铝土矿长期以来也被视为一种气候敏感沉积物，指示湿热气候条件。地球上现代铝土矿主要形成于南北纬30°之间热带亚热带地区，冬季和夏季热带辐合带迁移带之内(Yuetal.,2019)。地质历史时期的铝土矿也主要发育于低纬度的潮湿气候条件下(Priceetal.,1997;Brdossy and Combes，1999)。湿热的气候条件、负地形地貌容矿空间、充裕的风化时间(构造稳定性)、植被与微生物参与、氧化和酸性的沉积环境、通畅的古水文系统(古水位)是铝土矿形成的主要的成矿地质条件(余文超等，2012;Yuetal.,2019)。淋滤作用是铝土矿形成的主导因素。

2 铝土矿成矿的基础问题

2.1 红土和钙红土化作用

铝土矿的形成过程与红土化作用及其产物红土存在密切联系(Brdossy，1982;Brdossy and Aleva，1990;Bogatyrev and Zhukov，2009)。根据母岩的类别及作用过程，分为红土化作用和钙红土化作用。

红土(laterite)是铝硅酸岩风化形成的。由于Fe元素相对稳定，在化学风化作用过程中，Fe和Al不易流失形成残余富集，并以具有红色特征的褐铁矿形式出现，所以学者称为红土化作用。“红土”由法国学者Francis Buchanan-Hamilton在19世纪初印度南部考察风化物质时提出(Brdossy，1982)。现在“红土”主要用以描述土壤、铁质沉积物(特别是铁质壳)、风化剖面及其化学组合，而“红土化作用”则可以描述风化、成壤、铁质壳形成甚至高岭石形成的过程。

钙红土(terra rossa)是碳酸盐岩风化形成的。钙红土最初被用来描述广布于地中海地区、呈淡红色或褐红色、覆盖在灰岩和白云岩的岩溶化表面之上的似黏土柔软沉积物(Brdossy，1982)。一般认为这种物质的母质全部来自于下伏碳酸盐岩的溶蚀，因此将其称为钙红土以示与红土的区别。从现代岩溶学研究的成果来看，碳酸盐岩现代风化壳上普遍存在1层红色黏土，这层物质被认为是残积土和全风化带的代表(李景阳和朱立军，2004)。从成因上来看，这种红黏土来源于碳酸盐岩风化成土的2阶段模式：早期阶段以碳酸盐矿物大量淋失、酸不溶物逐渐堆积或残积为特征，晚期阶段以残积物进一步风化成土为特征，晚期阶段的演化类似非碳酸盐岩类的风化过程(王世杰等，1999，2002)。现代岩溶学家在描述这种碳酸盐岩风化产物的时候并不偏向于使用“钙红土”这个名词，而往往以“红黏土”或“残积土层”代称。Brdossy(1982)认为，所谓的“钙红土”在孤立的地方出现可视为原地风化的产物，而在其他地方则可能由不同比例的下伏碳酸盐岩和附近的铝硅酸盐岩的风化产物及风成物质组成。并且，古近纪以来形成的钙红土与现代形成的钙红土并无本质上的区别。

2.2 沉积型铝土矿的成矿环境

对全球铝土矿的系统分析发现，绝大多数铝土矿的含矿岩系形成于湖泊、沼泽、三角洲、河口湾、滨海等不同的陆相或滨海浅水沉积环境(Brdossy，1982)。因此，造成铝土矿也形成于这些沉积环境的理解。显然这种观念与暴露地表大气环境中的红土化和钙红土化作用形成铝土矿的认识存在矛盾。以目前主流的铝土矿划分方案而言(对铝土矿分类方案的详细论述请见后文)，原地风化形成铝土矿包括红土型(刘长龄，1987，2013；廖士范和梁同荣，1991)和喀斯特型。Brdossy(1982)的喀斯特型哈萨克亚型、廖士范和梁同荣(1991)古风化壳型的Ia、Ib亚型无疑都是形成于暴露于地表环境中的(风化壳、残坡积物)。但是异地搬运堆积的沉积型铝土矿，例如Brdossy(1982)方案中的齐赫文型和刘长龄(1987，2013)方案中的沉积型，究竟是形成于水下环境，还是形成于地表暴露环境，是一个值得探究的问题，现以中国晚古生代沉积型铝土矿为例予以分析。

2.2.1 沉积型铝土沉积的基底古地貌和矿体形态

A，B—黔东南凯里铝土矿；C，D—黔中修文麦架九架炉组铝土矿；E—遵义苟江九架炉组漏斗状铝土矿； F—黔北务正道大塘大竹园组铝土矿图 1 铝土矿矿体形态和剖面结构特征Fig.1 Section structure and ore body of bauxite

A—黔北务正道准平原洼地；B—黔中猫场喀斯特洼地；C—黔北贵州遵义喀斯特漏斗图 2 贵州沉积型铝土矿含矿岩系基底古地貌和矿体空间形态Fig.2 Ore bodies and basement palaeogeomorphology of ore-bearing rock series of sedimentary bauxite in Guizhou Province

A—多孔状铝土矿(黔北大竹园铝土矿，比例尺同B)；B—碎屑状铝土矿(黔北大竹园铝土矿)；C—豆鲕状铝土矿(黔北大竹园铝土矿，比例尺同B)；D—致密状铝土矿(黔北大竹园铝土矿)；E—块状富铁层(黔中修文铝土矿的古风化壳)；F—层状铝土矿(黔中修文铝土 矿的沉积层，单层厚度15～30icm)图 3 铝土矿和含矿岩系的自然类型Fig.3 Natural types of bauxite and ore-bearing rock series

沉积型铝土矿的含矿岩系和铝土矿矿体的形态受基底古地貌控制，以碎屑岩为基底的铝土矿成矿空间主要受构造地貌或沉积地貌控制，一般为平缓的低地或洼地。而碳酸盐岩为基底的铝土矿成矿空间受喀斯特化作用控制，形态更加复杂。Brdossy(1982)将喀斯特型异地搬运的地中海亚型(异地沉积型为主)铝土矿(包括含矿岩系和铝土矿层)分为8种形态类型：(1)层状；(2)平伏状；(3)似带状；(4)透镜状；(5)地堑式；(6)似峡谷状；(7)落水洞状；(8)矿巢或矿袋状，中国的沉积型铝土矿具有相似的特征。中国的铝土矿以沉积型为主，主要形成于石炭纪—二叠纪，基底大部分为碳酸盐岩(如贵州遵义早石炭世“遵义式”铝土矿、黔中修文、清镇早石炭世“修文式”铝土矿、河南和山西晚石炭世“山西式”铝土矿、广西中晚二叠世之交的“平果式”铝土矿)，少数为碎屑岩或碎屑岩+碳酸盐岩基底(如黔北务正道地区早二叠世“大竹园式”铝土矿)。华北河南、山西等地的上石炭统本溪组底部“山西式”铝土矿的下伏地层为中下奥陶统的马家沟组灰岩和白云岩。中奥陶世之后，华北经历了约1.5×108年(470—320iMa)的长时期暴露风化与夷平作用，已经形成规模巨大的古华北准平原。但由于碳酸盐岩基底易于发生喀斯特化，存在很多喀斯特洼地、漏斗等负地形，形成了含矿岩系的堆积空间。因此河南、山西等地的晚石炭世铝土矿含矿岩系和铝土矿均分布受控于准平原上的喀斯特负地形地貌，主要为不等厚的透镜状、条带状、峡谷状或落水洞状等。黔北务正道地区早二叠世“大竹园式”铝土矿的基底在部分区域为上石炭统黄龙组灰岩或白云质灰岩，其他区域为下志留统韩家店组细碎屑岩和泥质岩。古地理分析表明早二叠世务正道地区处于准平原化围限的半封闭海湾，铝土矿主要分布于晚古生代冰期—间冰期海平面变化波动范围的湿地环境，含矿岩系沉积之前的古地貌为残留零星的喀斯特化的碳酸盐岩低缓丘的准平原(杜远生等，2013)。含矿岩系大竹园组与黄龙组接触时，喀斯特面和含矿岩系可直接接触，甚至含矿岩系向下渗流到喀斯特缝洞中(杜远生等，2013)(图 1-F)。含矿岩系与韩家店组接触时，含矿岩系底部平整。铝土矿受微地貌影响，主要呈透镜状分布于湿地的低洼处(Lietal.,2020)(图 2-A)。遵义地区早石炭世“遵义式”铝土矿主要形成于喀斯特高地的喀斯特漏斗、峡谷，铝土矿基底为寒武系娄山关组，因此含矿岩系和铝土矿层均呈漏斗状(Wengetal.,2019)(图 1-E，图 2-C)。黔中清镇—修文地区铝土矿基底也为寒武系娄山关组，基底喀斯特化明显，铝土矿保存于低喀斯特地区的岩溶洼地中，铝土矿体呈条带状或长透镜状(图 1-C，
图 2-B)。广西平果、德保、靖西、乐业等地的中晚二叠世之交的“平果式”铝土矿，分布于晚古生代右江盆地的滨岸台地(平果、德保、靖西)、孤立台地(乐业、凌云、巴马)上，由晚二叠世早期的海退造成孤立台地的暴露，在古风化面上形成。因此“平果式”铝土矿含矿岩系和铝土矿层主要受古喀斯特地貌影响，含矿岩系底面与下伏地层茅口组顶部的喀斯特面直接接触(Yuetal.,2019)，矿体多为不规则的透镜状、漏斗、洼地或落水洞状。

2.2.2 沉积型铝土矿的矿石类型和剖面结构

沉积型铝土矿按自然类型划分，可分为4种类型：致密状铝土矿、碎屑状铝土矿、豆鲕状铝土矿、多孔状铝土矿(或称土状、半土状铝土矿)(图 3)。致密状铝土矿多呈灰绿色，矿石呈致密状，有时可见沉积纹层。该铝土矿品位较低，Al2O3含量50%左右，SiO2含量较高，因此Al/Si值较低，为低品位、低品质的铝土矿。碎屑状铝土矿、豆鲕状铝土矿多呈灰绿色或浅灰色，分别具有碎屑结构和豆鲕结构，一般内部纹层不发育，为块状构造。碎屑状铝土矿、豆鲕状铝土矿Al2O3含量较高(50%～70%)，SiO2含量略低，因此Al/Si值较高，为中高品位、高品质的铝土矿。关于铝土矿碎屑的成因，可由残坡积物中的原生碎屑进一步风化而成(Brdossy，1982;廖士范和梁同荣，1991)，也可能由盆地内部形成的干裂碎化而成(杜远生等，2013)。关于铝土矿豆鲕状成因，主要由富铝质的胶体在潜流带环绕碎屑颗粒沉积而成的(Mongelli and Acquafredda，1999;Mongelli，2002;张亚男等，2013;Mongellietal.,2016)，而非类似于鲕状灰岩中的鲕是在高能的波浪作用下形成的。多孔状铝土矿颜色为灰白色、淡灰色或浅灰色，岩石呈土状或半土状，疏松易碎。多孔状铝土矿Al2O3含量高(可大于70%)，SiO2含量最低，因此Al/Si值最高，为高品位、高品质的铝土矿。野外露头和钻孔岩心中常见多孔状铝土矿中具有碎屑状铝土矿、豆鲕状铝土矿的残余结构，说明多孔状铝土矿可由碎屑状、豆鲕状铝土矿进一步改造而成。对中国沉积型铝土矿的研究发现，其含矿岩系的剖面结构及其岩石类型和矿石类型具有相似性。含矿岩系自下而上大致分为4部分(图 4): A、红色块状的富铁黏土岩；B、暗色层状的富铝黏土岩；C、层状致密状铝土矿；D、多孔状(碎屑状、豆鲕状)铝土矿层；E、暗色层状黏土岩、黑色页岩(局部夹煤层)，其中C-D可发育1到多个旋回(图 4)。

图 4 沉积型铝土矿含矿岩系的剖面结构Fig.4 Section structures of ore-bearing rock series of sedimentary bauxite

A层位于剖面底部，厚度0～150icm，多数在100icm之内。在上述务正道半封闭海湾区、黔中和华北喀斯特洼地，多数剖面均有保存，部分剖面保存不好或未保存；在遵义喀斯特漏斗或峡谷内，A层仅保留于漏斗、峡谷中心位置。古地理古地貌分析发现保存A层的剖面均位于盆地近中心的位置，未保存A层的剖面均位于盆地边部。组成A层的岩性主要为浅红色、紫红色、黄红色富铁黏土岩，可见少量(一般小于10%)分选差、磨圆差的棱角状砾石。岩石呈块状构造，未见沉积的纹层，反映其为原地残积或快速坡积。很明显，A层属于古风化壳的残坡积层，相当于Eggleton 和Taylor(1998)定义的红土化剖面中的“铁质壳”。A层底部与底板之间为一沉积间断面，在底板为碳酸盐岩的情况下，通常见到古岩溶面与含矿岩系的截然接触界线。但在底板为细碎屑岩(如黔北务正道铝土矿的底板韩家店组)且A层缺失的情况下，A层底部的沉积间断面就难以识别。

C层为覆盖于B层之上的致密状铝土矿层，厚度一般小于2im。C层主要由灰绿色致密状铝土矿组成，内多具反映沉积作用的层状构造。该层Al2O3含量一般在50%左右，Al/Si值较低(3.5～5)，且在质量平衡计算元素柱状图上具有活动元素的异常富集(如Si、Na、Mg、Fe、Ni、Sr及稀土元素等)或超常富集(Ga、Li和稀土元素)(杜远生等，2013)，反映C层沉积之后，又有额外的物质加入。该层为低品位和低品质的铝土矿，工业利用价值较低。在许多剖面上，B层和C层界线不清，或早期编录的钻孔岩心未能详细划分，有时可将2层合并(杜远生等，2014，2015)。

在沉积型铝土矿中，C-D层在野外露头或钻孔岩心中显示上白(多孔状铝土矿)下黑(致密状铝土矿)显著的旋回组合特征(图 4，图 6)，有时可以出现多个旋回，如务正道地区ZK288-16钻孔出现3个旋回(余文超，2013a)；遵义ZK5600钻孔出现5个旋回(Wengetal.，2019;Yuetal.,2019)。这些矿石类型的旋回性变化显然难以用原生的沉积作用解释。

E层覆盖于D层之上，主要为暗色泥岩、黑色页岩，有时夹煤层或煤线，厚度不等。许多剖面在D-E层界面上见古暴露面渣状层(杜远生等，2013;余文超等，2013a)，说明E层并不是含矿岩系，而是含矿岩系上部层位的沉积。但由于后期的剥蚀，古暴露面上的渣状层未必得以保存，造成含矿岩系顶部的D层与E层似连续接触，多数学者将其作为含矿岩系的一部分。

2.2.3 沉积型铝土矿的物源(原地还是异地？)

沉积型铝土矿，覆盖于不同的底板地层之上，很容易产生铝土矿来自于底板风化残余物的联想。尽管有些学者很早就认识到“铝土矿物质不一定来源于现在能看到的下伏基岩—碳酸盐岩，而是已经被溶解剥蚀的岩石，是它们剩余下来的不溶残积物——黏土物质，逐渐积累在原地或异地堆聚演变改造而来的”(廖士范和梁同荣，1991)，但很难用确凿的证据证明之。随着碎屑锆石U-Pb同位素年龄用于碎屑物源分析和盆山作用研究的思路引入铝土矿物源分析(余文超等，2014a)，越来越多的证据表明，铝土矿的物源不仅仅与底板地层相关，盆地周围已剥蚀的地层是主要的物源。已有的研究发现：(1)黔北务正道早二叠世铝土矿(底板地层为石炭系黄龙组和志留系韩家店组)物源主要为韩家店组泥岩和细碎屑岩(Guetal.,2013;金中国等，2013;赵芝等，2013；余文超等，2014a，2014b)；(2)贵州遵义早石炭世铝土矿(底板地层为寒武系娄山关组白云岩)的物源主要为奥陶系湄潭组(Xiongetal.,2020)；(3)黔中清镇、修文早石炭世铝土矿(底板地层为寒武系娄山关组白云岩)物源也主要来自于奥陶系的泥质岩和含泥的细碎屑岩或碳酸盐岩(Wangetal.,2019)；(4)华北河南、山西晚石炭世铝土矿(底板地层为奥陶纪马家沟组灰岩、白云质灰岩)主要来源于南侧秦岭造山带剥蚀的物源(Wangetal.,2016;曹高社等，2018)。(5)广西中上二叠统之交的铝土矿(底板地层为中二叠统茅口组灰岩)物源为越北地区的岛弧火山岩(德保、靖西)和峨眉山大火山岩省的火山灰(乐业)(Yuetal.,2016)。因此，对沉积型铝土矿，尤其是碳酸盐岩为底板的铝土矿，虽然不排除含矿岩系基底底板的贡献，但上述证据表明其物源主要是周围的泥岩和含泥细碎屑岩、火山岩或火山碎屑岩。

沉积型铝土矿的物源分析的意义不仅在于判别铝土矿中的铝质来源，更重要的是明确了铝土矿不是原地风化残余物质的残坡积物，而是由成矿盆地之外搬运而来的沉积物，是受沉积作用主导的。

2.2.4 沉积型铝土矿的形成环境(水上还是水下？)

图 5 黔北务正道地区大竹园组铝土矿ZK3402钻孔B含量 与古盐度(据崔滔等，2013；修改)Fig.5 Boron contents and paleosalinity in Drillcore ZK3402 of the Dazhuyuan Formation bauxite in Wuchuan-Zheng’an-Daozhen area， northern Guizhou Province (modified from Cui et al.,2013)

图 6 黔北遵义地区九架炉组铝土矿ZK5600钻孔剖面结构和元素地球化学剖面图(修改自Weng et al.，2019)Fig.6 Structures and geochemical profiles in Drillcore ZK5600 of the Jiujialu Formation bauxite in Zunyui area，northern Guizhou Province(modified from Weng et al.,2019)

基于上述讨论，对沉积型铝土矿可以得出以下认识：(1)沉积型铝土矿均形成于不整合面之上，沉积于负地形的古地貌环境中，并多为后期的黑色页岩(可具煤层)所覆盖。(2)现在保存的铝土矿含矿岩系包括残坡积层(A层)和沉积层(B-C-D)2部分，其中残坡积层以块状构造、富铁(部分富铁—富铝)为特征；沉积层以具层状构造为特征，并呈现低铝的暗色层和高铝的浅色层旋回特征。(3)沉积型铝土矿的物源并不一定是基底(底板)地层，A层(残坡积层)可能主要来源于基底地层，B-C-D层(沉积层)主要来源于周围被剥蚀的地层(尤其是含泥质岩、细碎屑岩的地层)。(4)沉积型铝土矿含矿岩系的沉积环境应详细区分，A层主要是原地或准原地的残坡积相；B层代表含矿岩系的沉积环境；D层代表铝土矿形成的陆表成矿环境。因此不能将含矿岩系的沉积环境与铝土矿的成矿环境混为一谈。在此认识的基础上，有必要对铝土矿的成矿作用进行进一步分析深入分析，对铝土矿的分类进行重新认识。

3 陆表淋滤成矿作用

如前所述，铝土矿均分布于不整合面和近现代或古风化壳之上，与红土化作用、钙红土化作用密切相关，因此铝土矿形成于陆表环境。受淋滤作用控制本不是问题，因为现代地表的红土型铝土矿、喀斯特型铝土矿，无疑是在陆表大气环境中形成的，问题在于沉积型铝土矿含矿岩系多为水下沉积，从而造成沉积型铝土矿形成于水下环境的错误认识。从“将今论古”的角度看，现代的河流、湖泊、三角洲、滨浅海等水下环境并未发现铝土矿的沉积，也没有这方面的文献报道。地史时期的铝土矿有没有例外？从铝土矿的典型剖面结构(图 4)看，沉积型铝土矿并非遍布整个沉积层，而是多集中在含矿岩系的中部或上部，尤其是存在相对贫铝(铝土质黏土岩、致密状铝土矿)—富铝(多孔状、碎屑状、豆鲕状铝土矿)的旋回现象(图 4)。质量平衡计算发现高品位优质铝土矿存在明显的元素流失现象，铝土质黏土岩和致密状铝土矿存在元素加入现象，具有很明显的淋滤作用特征，多孔状铝土矿形成于渗流带，铝土质黏土岩和致密状铝土矿形成于潜流带，表明铝土矿形成于地表大气环境，受地表地下水古水文系统控制(杜远生等，2013;Yuetal.,2014;Wengetal.,2019;Lietal.,2020)。现以贵州遵义早石炭世铝土矿作进一步说明。

贵州遵义铝土矿出露于遵义市南部，含矿岩系为下石炭统九架炉组，基底(底板)为寒武系娄山关组白云岩，含矿岩系呈漏斗状分布(图 1-C，图 3-E)，铝土矿最厚可达83im左右，主要分布于含矿岩系中上部，底部多见富铁铝层(Wengetal.,2019)，铝土矿的铝质来源并非单纯的娄山关组，而主要是奥陶系湄潭组等富黏土质地层(Xiongetal.,2020)。ZK5600钻孔位于遵义南苟江一带，从剖面结构和元素分布可以清晰地划分为5个旋回(图 6)。

表 1 Brdossy(1982)铝土矿床分类方案Table1 Classification of bauxite deposits by Brdossy(1982)

表 1 Brdossy(1982)铝土矿床分类方案Table1 Classification of bauxite deposits by Brdossy(1982)

类型亚型典型特征喀斯特型(Karst type)地中海亚型(Mediterranean subtype)覆盖在岩溶化的碳酸盐岩之上远源型(远离岩溶区),狭义的岩溶型铝土矿。矿床由均匀、高品位的铝土矿构成。大部分矿床常常由高品位铝土矿向顶部、底部和侧部过渡为黏土质铝土矿或含铝质黏土。基底不同程度的岩溶化提曼亚型(Timan subtype)含矿岩系除含铝土矿和含铝土矿黏土外还含有大量黏土质和碎屑沉积物。黏土和碎屑物是最常见的次要沉积物。砾岩、角砾岩、富铁黏土岩、沉积铁矿和褐煤较少。铝土矿多富集成1个矿层。基岩有弱到轻微的岩溶化,具平缓的隆起和凹陷哈萨克亚型(Kazakhstan subtype)近源型(靠近岩溶区),碳酸盐岩基岩被与铝土矿密切相关的多种岩相盖层覆盖。铝土矿含矿岩系大部分由黏土、粉砂—砂、碳质黏土、褐煤、黏土质砂岩组成。含矿岩系,尤其是上部,由铝土矿和含铝土质黏土构成几层透镜体或巢状矿体。基岩表面中等—强岩溶化阿列日亚型(Ariège subtype)据二分性,下部为沉积黏土,偶夹黏土质泥灰岩或泥灰岩,上部由含黏土的铝土矿过渡到铝土矿,二者无明显界限。含矿岩系覆盖在岩溶化的碳酸盐岩起伏面上萨伦托亚型(Salento subtype)铝土矿层及上覆岩层被剥蚀。剥蚀的铝土矿碎屑堆积在石灰岩表面的凹陷中。铝土矿碎屑散布于黏土质基质中塔尔斯克亚型(Tulsk subtype)覆盖于碳酸盐岩基底的岩溶凹陷中,呈薄层土状易碎的铝土矿—富铝黏土,为赭色—黄色黏土覆盖。下部含矿岩系由三水铝石矿巢及夹层组成。上覆黏土岩含黄铁矿和薄煤层。认为该铝土矿是黄铁矿氧化分解导致硫酸盐溶液向下渗滤,促使形成的铝土矿红土型(Lateritic type) 残积红土原地或准原地覆盖在铝硅酸盐岩石之上的铝土矿齐赫文型(Tikhvin type) 残积型红土经过搬运覆盖在铝硅酸盐岩石之上的铝土矿。包括层状矿床和谷底状矿床

每个旋回由下部铝土质黏土岩(旋回Ⅰ)或致密状铝土矿(旋回Ⅱ-Ⅴ)和上部碎屑状或多孔状铝土矿组成。其中铝土矿层中的SiO2含量小于40%，Al2O3含量大于60%。铝土质黏土岩或致密状铝土矿TiO2含量小于40%，Al2O3含量小于60%。活动元素K2O、CaO、MgO本身含量低，也呈现铝土矿层含量低、铝土质黏土岩或致密状铝土矿高的特征。这些特征说明铝土矿层形成于地表古水文系统的渗流带，而铝土质黏土岩和致密状铝土矿形成于古水文系统的潜流带，铝土矿的形成明显受淋滤作用控制。类似的淋滤成矿特征在贵州和广西的铝土矿剖面中均有发现，如贵州务正道地区的铝土矿(余文超等，2013a;Lietal.,2020)、广西铝土矿(Yuetal.,2014;余文超等，2014c)。因此作者认为，沉积型铝土矿的含矿岩系是沉积成因的，而铝土矿，尤其是高品质、高品位的优质铝土矿主要是在陆表环境下由淋滤作用形成的。

4 铝土矿床的成因分类

4.1 铝土矿床分类历史回顾

铝土矿分类已经有很长的研究历史，并提出依据不同的分类标准的分类方案。据Brdossy(1982)总结，计有母岩类型分类、地貌分类、基底岩石分类、矿体形态分类、海拔高度分类、环境成因分类、大地构造分类、成因和沉积要素分类等不同分类方法，但这些分类均没有得到广泛推广应用。国内外应用较广的主要是Brdossy(1982)分类(表 1)、刘长龄(1987，2013)分类(表 2)和廖士范和梁同荣(1991)分类(表 3)。

表 2 中国沉积(外生)成因的铝土矿床类型 (据刘长龄，1987，2013)Table 2 Classification of sedimentary(exogenous) bauxite deposits in China(after Liu，1987，2013)

表 3 中国铝土矿类型和亚类划分 (据廖士范和梁同荣，1991)Table3 Classification of Chinese bauxite deposits (after Liao and Liang，1991)

图 7 Brdossy(1982)铝土矿矿石类型划分方案Fig.7 Triangular classification of bauxite ore by Brdossy(1982)

刘长龄(1987，2013)铝土矿床分类(表 2)继承了此前的大地构造分类，在固定论基础上划分了地台—准地台和地槽2大类，在地台准地台铝土矿之下分为红土型、堆积型、沉积型3大类和若干类。该分类的地槽型的铝土矿只是保存在地槽区的铝土矿，而不是在地槽阶段形成的铝土矿。同时该方案中的堆积型铝土矿大类均以广西平果现代岩溶洼地的铝土矿为基础划分的，因划分过细，可能同一矿区存在不同类型铝土矿。该分类也缺少原地喀斯特型铝土矿。该分类中的沉积铝土矿按沉积环境分类，其沉积环境主要是指含矿岩系的沉积环境，未必是铝土矿的形成环境，因此该分类在应用过程中可能遇到一些困难。

表 4 本研究建议的中国铝土矿床分类方案Table4 Recommended classification of Chinese bauxite deposits in this study

因此，建议把现在暴露在地表、无沉积物覆盖的铝土矿统称为红土型铝土矿，把有上覆地层覆盖的铝土矿统称为古风化壳型铝土矿，并根据物源、环境将古风化壳型铝土矿分成若干亚型(表 3)。客观地讲，该分类具有较好的实用性，但仍然存在一些不足。该分类中的红土型铝土矿与传统的“红土化”概念及Brdossy(1982)的红土型铝土矿内涵不一致，Brdossy(1982)的红土型铝土矿为暴露在地表、覆盖在铝硅酸盐岩石基底之上的铝土矿。廖士范和梁同荣(1991)的红土型铝土矿既包括Brdossy(1982)的红土型铝土矿，还包括了无上覆地层覆盖、在碳酸盐岩喀斯特地貌之上的铝土矿。该分类中原地或准原地的残坡积型铝土矿和异地的沉积型铝土矿可以细分。

通过对现行铝土矿床分类方案的分析，可以发现中国铝土矿研究者建议的矿床分类方案与国际通行的分类方案之间存在较大差异，这与中国主要铝土矿床较为特殊的赋存地层及矿床产出特征有关。长期以来，2套分类方案并行与混用给铝土矿研究者的交流与对比工作制造了一定障碍。

4.2 建议的铝土矿床分类

基于上述铝土矿床分类方案，尤其是沉积型铝土矿的剖面结构、物源、沉积环境、成矿环境、成矿作用的详细分析，作者认为有必要提出一个新的分类(表 4)。该分类的主要依据是：(1)铝土矿含矿岩系的物源(原地或准原地还是异地)和沉积相(残坡积物还是沉积物)；(2)含矿岩系的基底性质(铝硅酸盐基底还是碳酸盐岩基底)；(3)铝土矿形成时代，是新生代以来(近现代的风化壳)还是前新生代的古风化壳及其之后的沉积物。

该分类首先根据原地、准原地堆积和异地沉积的铝土矿，结合含矿岩系的基底(底板)、成矿时间、成矿作用分为3种类型。红土型(Ⅰ)和喀斯特型(Ⅱ)铝土矿分别是保存在铝硅酸盐基底和碳酸盐岩基底上的风化壳型铝土矿，包括：(1)现代地表的风化壳、老风化壳上的近现代铝土矿(Ⅰa或Ⅱa)；(2)上覆地层覆盖的古风化壳上的铝土矿(Ib或IIb)；(3)其他具有沉积特征的铝土矿，统称为沉积型(Ⅲ)。这3种铝土矿在野外矿区露头尺度很容易区分。Ia或IIa亚型均为现代地表残坡积物型的铝土矿，Ib或IIb是古风化壳上的残坡积物型的铝土矿，Ⅰ和Ⅱ型的区别在于含矿岩系的基底(底板)分别为铝硅酸盐岩和碳酸盐岩。这2类铝土矿的识别难点在古风化壳的识别。古风化壳是紧贴着不整合面之上，具块状构造(无沉积纹理)的富铁或富铝残坡积物。值得指出的是，古风化壳型铝土矿分布很少，且很多条件下缺失、不成矿或不具工业价值，原因在于：(1)当原始地形具一定高差时，高地貌区的古风化壳可能被剥蚀；(2)即使古风化壳得以保存，其上部的富铝层也可能受剥蚀而不保存；(3)古风化壳富铝层厚度较小、品位较低(Al2O3含量低)、质量较差(Al/Si值小)，而不具有工业价值。但为了保持分类的完整性，仍保留在本分类方案中。

沉积型铝土矿(Ⅲ)是中国最重要的铝土矿类型，区别于前2种铝土矿(Ⅰ或Ⅱ)，这种铝土矿或含矿岩系具有沉积形成的层状特征，或具有沉积形成的纹理，是沉积作用形成的。中国石炭纪—二叠纪的铝土矿含矿岩系上部均具有层状特征，区别于底部块状构造的古风化壳(残坡积层)，在矿区或野外露头尺度上很容易识别。沉积型铝土矿的亚类可用不同的标准再分，本分类主要依据中国沉积型铝土矿的基底地貌(主要为碳酸盐岩喀斯特基底，少数具铝硅酸盐岩基底)划分，暂时划分为准平原洼地型、高喀斯特漏斗—峡谷型、低喀斯特洼地型、碳酸盐台地型。作者认为这些亚型可以暂时只作为实例，不作为正式的亚类应用。

5 结论

1)铝土矿是化学风化作用的细粒终极产物，与强烈的化学风化作用密切相关。在强烈的化学风化过程中，地表的原始沉积物(母岩)的原生矿物发生溶蚀、水解、水化、碳酸化、氧化，破坏原始的矿物结构，形成新的细粒矿物(主要是黏土质矿物)，造成一些活动的元素(如K、Na、Ca、Mg、Si)的流失，导致Al的残留富集从而形成铝土矿。铝土矿与风化作用及其产物风化壳(现代风化壳、古风化壳和老风化壳)密切相关。

2)铝土矿的形成过程与红土化作用及其产物红土存在密切联系。红土化作用根据母岩的类别及作用过程，分为铝硅酸盐岩强化学风化形成的红土化作用和碳酸盐岩强化学风化形成的钙红土化作用。现在观察到的沉积型铝土矿，虽然位于古风化壳之上，多数为由沉积过程搬运到沉积盆地中的强化学风化产物的沉积层，与古风化壳的残坡积层具有显著差别，只有少数工业价值(品位低、品质差)不大的残坡积相铝土矿。

3)铝土矿含矿岩系的沉积环境与铝土矿(尤其是高品位、高品质的铝土矿)的成矿环境不尽相同。铝土矿主要形成于暴露于大气中的陆表环境(而非水下环境)，由地下水淋滤作用形成(在渗流带由活动元素流失，Al等稳定元素残留富集而成)。

4)在铝土矿成矿作用分析等基础上，以铝土矿沉积物等物源和沉积、成矿作用为依据提出铝土矿床分类方案，包括原地或准原地残坡积物成因的红土型和喀斯特型，和异地物源沉积成因的沉积型。