桂西上二叠统合山组锂超常富集黏土岩的物源分析与地质意义

梁 航, 温淑女, 姚双秋, 黎家龙, 许箭琪, 徐海棚, 庞保成, 庞崇进

(1.桂林理工大学 a.广西隐伏金属矿产勘查重点实验室; b.广西铝资源先进勘探技术及绿色矿山建设工程研究中心;c.有色金属矿产勘查与资源高效利用省部共建协同创新中心, 广西 桂林 541006;2.广西壮族自治区二七四地质队, 广西 北海 536005)

铝土矿是我国的重要战略资源之一, 桂西地区铝土矿资源储量巨大, 是我国重要的铝土矿产地之一。桂西铝土矿分为喀斯特型和岩溶堆积型两种： 喀斯特型铝土矿是指产于上二叠统合山组底部的沉积型铝土矿, 其不整合覆盖于中二叠统茅口组古喀斯特风化面之上[1]； 岩溶堆积型铝土矿则是由合山组底部的喀斯特型铝土矿在表生条件下经物理、 化学作用改造而成[1-4]。喀斯特型铝土矿(也称为原生沉积型铝土矿)中富集Ga、 Sc、 Zr、 Hf、 Nb、 Ta等三稀元素, 其中Ga、 Sc、 Zr、 Hf等金属元素已经或基本达到伴生矿综合利用标准[5-6]。最新的研究发现, 合山组底部含铝土矿岩系上部黏土岩呈现锂超常富集现象, 局部达到碳酸盐黏土型锂矿矿床工业指标[7-8]。随着沉积型铝土矿规模的增加, 锂等三稀金属的储量不可忽视。锂在航空、 化工、 医疗、 能源等行业有着广泛的应用[9], 也是我国战略性关键金属资源之一。

目前关于桂西上二叠统合山组沉积型铝土矿的成矿物质来源仍存在较大争论, 主要观点有底部茅口组灰岩[10]、 古陆[11-12]、 峨眉山大火成岩省玄武岩[13]和酸性岩[14]， 以及古特提斯洋二叠纪岩浆弧[15-16]等。通过对比分析合山组沉积型铝土矿含矿岩系中铝土矿、 铁铝岩及富锂黏土岩的物源特征, 不仅可以为充分厘定铝土矿成矿物源提供新的依据, 而且对于理解桂西含铝土矿岩系中伴生关键金属矿(例如锂矿)的成矿物质来源和富集机制具有重要的指示意义。因此, 本文以桂西平果地区上二叠统合山组含矿岩系铁铝岩、 富锂黏土岩为研究对象, 综合利用碎屑锆石U-Pb定年和原位Hf同位素组成, 结合已有的铝土矿物源和地球化学资料, 重点分析富锂黏土岩的物源特征, 揭示桂西地区晚二叠世沉积盆地物源变化规律, 初步探讨二叠纪铝土矿含矿岩系及其伴生关键金属的成矿构造背景。

1 区域地质背景

图1 桂西地区大地构造简图(a, 据文献[21]修改)、 平果地区地质图(b)、 合山组综合地层柱状图(c)(b、 c, 据文献[7]修改)

上二叠统合山组与茅口组为平行不整合接触, 底部为数米厚的铁铝质岩(或铝土岩)和铝土矿层, 矿层厚度不一(0～4.11 m), 主要由一水硬铝石、 三水硬铝石、 胶铝石、 黄铁矿、 褐铁矿组成。中上部为深灰色-灰黑色灰岩、 燧石灰岩、 泥质灰岩夹碳质页岩和煤层, 局部见有硅质岩和凝灰岩。富锂黏土岩出露于铝土矿含矿岩系的上部, 厚度不稳定(0～10 m), 含结核状、 透镜状或星点状黄铁矿, 在部分剖面中见有植物茎干化石。 平果地区富锂黏土岩的锂主要赋存在锂绿泥石和蒙脱石中, 其成矿物质可能主要来源于中酸性火山岩[7]。合山组下段中-上部为灰岩, 含藻类、 腹足类和少量类化石, 合山组上段灰岩主要为钙质条带灰岩, 少见化石。三叠系以灰岩、 白云岩为主, 中晚期逐渐变为碎屑岩沉积, 多见有夹凝灰岩层, 局部夹中酸性凝灰岩及基性火山岩, 中三叠世发育广泛的复理石砂岩和泥岩互层。第四系以岩溶堆积、 残积、 坡积等为主。

2 样品特征

选取合山组下段(图1b、 c)含铝岩系中铁铝岩样品(HBT004-4)和富锂黏土岩样品(HTC005-4)开展碎屑锆石U-Pb年代学和Hf同位素分析。HBT004-4采自那豆背斜北东翼合山组剖面HBT004, 该剖面合山组底部为巨厚层灰黑色致密状铁铝质岩, 向上逐渐渐变为发育水平层理的薄层黄绿色泥质岩、 杂色页岩和灰黑色碳质泥岩。从野外观察和地层对比看, HBT004剖面底部铁铝岩与区域上其他剖面合山组底部铁铝岩、铝土岩和铝土矿为同期沉积产物。样品HBT004-4为含豆粒的灰黑色致密块状铁铝岩(图2a), 主要由一水硬铝石和绿泥石组成, 其岩石化学成分(wB, 下同)主要为 SiO213.3%、 Al2O334.3%、 Fe2OT337%、 TiO23.18%、 MgO 1.04%。

图2 铁铝岩(a)和富锂黏土岩(b)样品的手标本

3 测试方法

锆石颗粒的挑选、 制靶, 以及阴极发光(CL)、 透反射光图像的拍摄在广州市拓岩检测技术有限公司完成。锆石U-Pb同位素定年和Lu-Hf同位素分析在桂林理工大学广西隐伏金属矿产勘查重点实验室完成。

根据透反射光和CL图像随机选取锆石颗粒进行LA-ICPMS U-Pb同位素定年测试。激光采样设备为准分子激光剥蚀系统(NWR-193), 将氦气作载气并使用Agilent 7500cx ICP-MS仪器获取离子信号强度。离线处理背景和分析样品的信号、 时间漂移校正和痕量定量校准元素分析由ICPMSDataCal完成[22]。锆石U-Pb年龄和微量元素含量分别使用标准锆石91500和SRM 610玻璃为外标。普通铅校正则使用软件Common Lead Corrected[23]完成。锆石年龄谐和图、 频谱图由Isoplot软件完成[24]。对获得的锆石U-Pb年龄进行分析时, 大部分小于1 000 Ma的锆石选用206Pb/238U年龄, 少量大于1 000 Ma的锆石采用207Pb/206Pb年龄。

选取部分谐和度>90%的锆石, 在靠近U-Pb定年位置, 采用Neptune Plus MC-ICP-MS结合ESI Newwave ArF 193 nm准分子激光剥蚀系统进行原位Lu-Hf同位素分析。激光束斑直径32 μm, 激光剥蚀能量为6 mJ/cm2, 剥蚀频率为6 Hz, 获得的180Hf信号通常>5 V。利用单个样品中所有锆石分析点的平均βYb值对每个分析点进行校正, 以校正176Yb对176Hf的影响。分析过程中每5个未知锆石样品之间插入2个GJ-1锆石标样, 以进行仪器漂移校正。

4 分析结果

4.1 锆石U-Pb年代学和微量元素

铁铝岩样品的碎屑锆石CL图像显示， 锆石多呈自形, 发育有震荡环带, 部分呈次圆状或半自形(图3)。选取80粒碎屑锆石开展U-Pb同位素定年, 其U-Pb年龄谐和度在90%以上为有效测试年龄(表1)。锆石的Th/U值为0.10～1.26, 多数大于0.4, 与岩浆成因锆石Th/U值一致[25-26], 暗示锆石为岩浆成因。图4中绝大部分分析点落在谐和线上, 表明这些锆石形成以来, 其U-Pb体系保持封闭, 没有发生放射成因Pb或U的丢失或加入。锆石的年龄在246～2 186 Ma, 主要峰值为430 Ma,次要峰值为258 Ma, 最古老锆石的谐和年龄为2 186 Ma(图4a、 图5a)。前寒武纪锆石有13颗, 约占23%。已有研究显示， 平果合山组铝土矿碎屑锆石年龄均集中在262 Ma(图5c), 在误差范围内与本文铁铝岩样品碎屑锆石次要年龄峰值一致。

图3 铁铝岩(a)和富锂黏土岩(b)样品代表性锆石CL图像和U-Pb年龄

富锂黏土岩样品的碎屑锆石大多呈自形且发育明显的震荡环带(图3), 少量锆石中可见发育较好的核幔结构, 反映了其未经历长期的搬运磨蚀作用或者多期再旋回沉积。选取80粒碎屑锆石进行U-Pb同位素定年, 锆石Th和U含量相对较高, Th/U值为0.18～1.52(绝大部分>0.4), 大多数分析点落在谐和线上(图4b)。锆石的年龄范围为247～509 Ma(表1)。除3颗锆石年龄>300 Ma外, 富锂黏土岩锆石年龄峰值为258 Ma(图5b)。该年龄峰值与前人测定的合山组含矿岩系上部黏土岩碎屑锆石年龄峰值在误差范围内一致(图5d)。

图4 铁铝岩(a)和富锂黏土岩(b)样品的谐和度在90%～100%的锆石U-Pb同位素年龄谐和图

图5 桂西铝土矿、 铁铝岩和黏土岩碎屑锆石U-Pb年龄频谱图(铝土矿据文献[14-15,21,27]; 黏土岩据文献[15-16])

表1 合山组铁铝岩和富锂黏土岩碎屑锆石U-Pb定年分析结果

续表1

续表1

铁铝岩和富锂黏土岩样品的绝大多数锆石具有相似的稀土元素配分模式(图6), 均呈现相对亏损轻稀土元素, 富集重稀土元素, 具明显的Ce正异常和Eu负异常的特征, 这与典型岩浆锆石的微量元素特征一致[28]。与其他颗粒不同, 少量锆石颗粒(样品HBT004-4分析点35、 61和75, 样品HTC005-4分析点21、 32、 52和55等)呈明显的轻稀土富集特征(图6)。在数据处理过程中发现这些分析点的轻稀土元素信号曲线呈上凸形或波状起伏特征, 表明轻稀土元素明显升高或突变。结合透射光特征, 本文推测这些分析点的轻稀土元素含量可能受包裹体、 裂痕等影响而发生突变。

图6 铁铝岩(a)和富锂黏土岩(b)样品碎屑锆石稀土元素配分模式(球粒陨石数据引自文献[29])

4.2 锆石Lu-Hf同位素

选取富锂黏土岩样品HTC005-4中完成年龄测试的20粒(～258 Ma)锆石进行Lu-Hf同位素分析, 结果见表2。多数分析点176Lu/177Hf值小于0.002, 暗示锆石在结晶后具有极少量的放射成因Hf积累。20个分析点的176Hf/177Hf值为0.282 345～0.282 945,εHf(t)为-9.7～+11.4(图7), 对应的一阶段模式年龄(TDM1)为1.29～0.45 Ga, 二阶段模式年龄(TDM2)为1.90～0.56 Ga。

图7 桂西铝土矿和黏土岩锆石εHf(t)-年龄图(平果那豆铝土矿及碎屑岩据文献[15]; 靖西、 平果铝土矿据文献[14]; 来宾蓬莱滩黏土岩据文献[30])

表2 富锂黏土岩(HTC005-4)锆石Hf同位素分析结果

5 讨 论

5.1 合山组铝土矿含矿岩系物源分析

有关桂西地区上二叠统合山组铝土矿和黏土岩的物源一直存在较大的争议, 包括下伏中二叠统茅口组灰岩[1, 3, 10]、 古陆[11-12]、 海南岛五指山二叠纪花岗岩[31]、 峨眉山大火成岩省玄武岩[13]和酸性岩[14]， 以及古特提斯洋二叠纪岩浆弧有关的酸性岩浆岩[15-16]来源等观点。

5.1.1 茅口灰岩来源说 来源茅口组灰岩的观点认为, 合山组铝土矿分布范围均处于基底茅口组灰岩范围之内, 并且二者稀土元素配分模式和不活动元素特征相似, 因此合山组铝土矿由下伏基底茅口组灰岩风化而成[1, 3, 10]。但茅口组灰岩Al2O3含量很低(<0.1%)[8], 且区域地质抬升事件(东吴运动)时间短, 由Al含量低的灰岩在短时间风化成大规模的铝土矿的可能性很小[12]。

5.1.2 古陆来源说 万兵等、李启津等研究发现[11-12]，合山组铝土矿均产出在广西大明山古陆周围地区, 且大明山古陆的砂泥质岩和各类岩浆岩中Al2O3含量均较高(分别为25%和9%～14%), 结合铝土矿中碎屑矿物具有一定的磨圆度并含有外地来源的碎屑物质, 故提出铝土矿来自于大明山古陆。碎屑锆石是沉积岩中最稳定的矿物之一, 其U-Pb年龄谱能够有效地示踪物源区。本次分析的平果那豆矿区铝土矿层中致密铁铝岩样品碎屑锆石中, 有13颗锆石(占23%)的U-Pb年龄为前寒武纪(607～2 186 Ma), 集中在607～782 Ma。这些锆石颗粒具有典型的磨圆特征, 反映其经历长距离搬运磨蚀或多期次沉积再旋回。研究表明, 桂西地区大明山寒武纪砂岩富含550～560 Ma、 750～780 Ma、 950～1 020 Ma、 1 400～1 740 Ma和2 390～2 600 Ma锆石[32-33]。大明山地区泥盆纪砂岩也含有许多750 Ma和950～1 000 Ma碎屑锆石, 此外还有许多515 Ma的碎屑锆石[33]。因此, 那豆背斜铁铝岩607～782 Ma锆石可能来源于相邻的大明山寒武纪、 泥盆纪碎屑岩, 但所分析的样品中前寒武纪锆石的数量较少且没有构成明显年龄峰(图5)。研究区合山组铝土矿的碎屑锆石普遍以单一年龄峰值(～260 Ma)为特征, 也少见前寒武纪锆石(图5c)[14-15, 21, 27]。这表明合山组铝土矿含矿岩系中大明山古陆来源的碎屑物质有限, 其主要物源区并非大明山古陆。此外, 铁铝岩和铝土矿中前寒武纪锆石的出现, 还有一种可能的解释, 就是这些锆石来自火山岩母岩捕获的基底锆石(见后文讨论)。

5.1.3 五指山花岗岩来源说 基于平果铝土矿和海南五指山二叠纪花岗岩的微量元素组成特征在蛛网图上的相似性, 陈茂昇等[31]提出平果那豆矿区铝土矿主要来源于海南五指山花岗岩, 部分来自下伏碎屑岩。海南五指山二叠纪花岗岩的侵位时间为267～262 Ma[34-36], 接近或略早于合山组铝土矿、 铁铝岩和黏土岩碎屑锆石的年龄峰值(262～258 Ma, 图5)。在风化过程中Zr、 Hf等微量元素较为稳定, 不易迁移。五指山花岗岩的Zr/Hf值(28.7～38.6)[34]明显低于平果地区铝土矿的Zr/Hf值(普遍>44)[8]。此外, 广西东南部钦防海槽广泛发育二叠纪硅质岩, 说明二叠纪钦防海槽为深水相沉积环境[37], 地理上隔离使得花岗岩风化碎屑物质从海南搬运至桂西地区的可能性较小。海南岛五指山二叠纪花岗岩距离平果地区较远, 花岗岩风化碎屑物经历长距离搬运后能否成矿有待商榷。因此, 海南五指山二叠纪花岗岩的风化碎屑物不太可能为合山组铝土矿的直接物源。

值得注意的是, 那豆背斜铁铝岩样品的碎屑锆石以加里东期(～430 Ma)锆石为主(52.6%)。这些锆石多发育震荡环带, 呈半自形至磨圆, 部分颗粒具有核-幔结构的特征。华南地区早古生代经历加里东期构造运动, 形成巨型加里东褶皱带, 是华南地质演化历史中极为重要的一次构造运动, 同时广泛发育加里东期花岗岩[38-39]。目前已报道的桂西德保、 靖西地区的加里东期花岗岩有钦甲花岗岩体, 其U-Pb年龄范围为412～442 Ma[40]。该年龄范围与那豆铁铝岩中加里东期锆石的年龄峰值一致(图5a), 意味着样品中加里东期锆石可能来自于钦甲花岗岩。然而, 钦甲花岗岩的Zr/Hf值为27～36[41], 明显低于铁铝岩样品HBT004-4的Zr/Hf值(～40)[7]。现有的区域地质资料显示, 钦甲岩体被下泥盆统覆盖, 并且区域上泥盆纪至中二叠世地层为连续沉积形成, 钦甲岩体在中、 晚二叠世之交有可能并未剥露遭受风化作用。目前仅在HBT004剖面发现铁铝岩中含有丰富的430 Ma锆石, 但在其他剖面的铝土矿中少见加里东期锆石(图5), 暗示该样品碎屑锆石年龄峰值对区域铝土矿成矿物源的指示性和代表性有待挖掘。桂西钦甲花岗岩体是否为那豆铁铝岩提供直接成矿物质有待深入探讨。

5.1.4 峨眉山玄武岩与二叠纪弧岩浆岩来源说 Deng等[14]研究发现桂西合山组铝土矿碎屑锆石年龄峰值(～260 Ma)与峨眉山大火成岩省的喷发年龄(260 Ma)[42]一致, 因此提出铝土矿成矿物质主要来源于峨眉山酸性火山岩。然而, 文献[15-16]通过对比分析发现, 合山组铝土矿中256～260 Ma碎屑锆石的εHf(t)值亦有负值和正值(-18.6～+7.6), 但以负值为主, 与峨眉山大火成岩省～260 Ma酸性岩浆岩(除～253 Ma的矮郎河过铝质花岗岩外)的锆石εHf(t)值(均为正值)不同[43]。结合锆石具有岛弧岩浆微量元素特征, 侯莹玲等[16]提出古特提斯二叠纪岩浆弧相关中酸性岩浆岩为合山组铝土矿及共生碎屑岩的提供了成矿物质。最近, 凌坤跃等[8]则认为, 合山组铝土矿的物源主要来自峨眉山大火成岩省相关碱性长英质岩类, 而黏土岩则主要来自古特提斯二叠纪岩浆弧有关过铝质或中等分异酸性岩, 即合山组铝土矿含矿岩系下部与上部发生了物源变迁。

本次分析的合山组铁铝岩和富锂黏土岩样品均出现了～258 Ma锆石年龄峰值(图5)。区别在于铁铝岩中258 Ma年龄峰值为次要峰值, 而富锂黏土岩中～258 Ma却是单一峰值。这些碎屑锆石自形程度较高, 棱角分明, 磨圆程度较低, 反映锆石并未经历长距离的搬运磨蚀或多期次旋回沉积。锆石的Th/U值大部分大于0.4, 且发育明显的震荡环带, 暗示其为岩浆成因[25, 44-45]。锆石Hf同位素分析表明, 富锂黏土岩锆石的εHf(258 Ma)值为-9.7～+11.4, 同样是有正值有负值, 并以负值为主(图7), 与文献[15-16]报道的合山组碎屑锆石εHf(260 Ma)值(-18.6～+7.6)一致, 表明它们很可能来源于相似的物源区。在构造环境判别图中, 富锂黏土岩绝大部分碎屑锆石落入与弧/造山带相关区域(图8)。在Zr/Sc-Th/Sc和Th-Hf-Co母岩判别图中, 合山组碎屑岩、 铁铝岩、 铝土矿及富锂黏土岩主要落在与酸性火山岩及上地壳附近区域, 反映母岩为酸性岩(图9)。

图8 锆石Th/U-Nb/Hf和Th/Nb-Hf/Th构造环境判别图解(底图据文献[46])

图9 平果那豆合山组铝土矿含矿岩系Th-Hf-Co判别图(底图据[15])和Zr/Sc-Th/Sc图解(底图据文献[47])(合山组碎屑岩数据引自文献[15]; 富锂黏土岩数据引自文献[7]; 铝土矿引自文献[7, 15])

最近, He等[35]提出沿金沙江-哀牢山-松马广泛发育有与古特提斯俯冲有关的272～252 Ma安山岩和钙碱性I型花岗岩, 这些岩石的锆石εHf(t)值普遍在-11.1～+1.6, 与富锂黏土岩锆石Hf同位素组成一致。尽管桂西地区尚未发现大规模的与古特提斯俯冲有关的晚二叠世酸性岩, 但在桂西那坡发育有晚二叠世(258～260 Ma)次火山相基性岩, 而且研究发现该套基性岩中的低Ti组份可能是古特提斯俯冲与峨眉山地幔柱相互作用的产物[48]。此外, 桂西地区沉积记录也反映古特提斯岩浆弧的存在, 如右江盆地中三叠统含有大量280～250 Ma锆石且其εHf值多为负值[49], 盆地中也出现有大量火山弧相关的中-晚二叠世火山碎屑[45]。在来宾蓬莱滩上二叠统黏土岩中也发现大量来自古特提斯岩浆弧的～260 Ma锆石[30]。在古特提斯俯冲过程中, 由于地壳加厚导致一些不相容元素如Li含量升高, 再经岩浆分异演化进一步富集[50], 喷出地表的富Li酸性火山物质可为富锂黏土岩提供成矿物质来源。因此, 那豆地区合山组铁铝岩和富锂黏土岩中～258 Ma锆石可能来自于古特提斯二叠纪岩浆弧有关的酸性岩浆岩。

如果上述推论正确的话, 那么合山组铁铝岩中～430 Ma的锆石很可能是弧岩浆在上升过程中所捕获的来自桂西地区基底加里东期花岗岩的锆石。李政林等[51]对桂西南凭祥火山岩开展锆石U-Pb年代学分析时发现, 与古特提斯洋俯冲有关的华南大陆边缘弧火山岩捕获了大量来自基底的锆石(800～1 010 Ma、 620～720 Ma和400～490 Ma)。这一发现说明弧岩浆在上升喷发过程中可以捕获基底的古老锆石, 而这些锆石经过沉积作用最终作为碎屑锆石出现在沉积岩及相关沉积型矿床中。因此, 本文推测那豆铁铝岩中～430 Ma锆石以及前寒武纪锆石有可能是母岩的岩浆所捕获的锆石。

5.2 桂西合山组的物源时空演变与成矿构造背景

桂西上二叠统合山组分布于右江盆地内(图1), 合山组铝土矿成矿作用与右江盆地及区域构造演化关系密切。研究表明, 右江盆地晚二叠世沉积物主要来自两个物源, 即峨眉山大火成岩省火山岩和古特提斯洋俯冲有关的大陆弧火山灰[21]。Yu等[21]研究发现桂西北乐业地区合山组铝土矿～262 Ma锆石的微量元素比值及Ti温度计计算结果与峨眉山大火成岩省火山岩的化学组成和形成温度相一致, 而桂西靖西、 平果和扶绥地区合山组铝土矿锆石的微量元素比值及Ti温度与低温含水岛弧岩浆来源锆石的相符, 并提出桂西北地区合山组沉积物主要来自于峨眉山大火成岩省火山岩, 而桂西地区合山组沉积物来自于古特提斯洋俯冲有关的岛弧岩浆岩的风化产物。尽管都采自合山组底部铝土矿层, 但本文分析的平果那豆地区铁铝岩样品的碎屑锆石年龄峰值与靖西、 德保, 甚至平果那豆地区已发表的铝土矿碎屑锆石年龄峰值显著不同(图5)。这表明桂西铝土矿含矿岩系下段碎屑锆石的来源在空间上存在差异, 造成这样小范围内铝土矿碎屑锆石明显差异的原因尚不清楚, 需要开展典型剖面高分辨率的碎屑锆石物源分析才能回答这一问题。

在时间演化上, 如图5所示, 从底部的铝土矿或铁铝岩到上覆富锂黏土岩, 碎屑锆石年龄峰值从多峰值(430、 258 Ma)向单一年龄峰值(258 Ma)转变, 即自下而上古老锆石的数量呈现减少的趋势。类似的, Hou等[15]报道的铝土矿样品的碎屑锆石尽管都以～260 Ma为主, 但同时伴随有一定比例的古老锆石; 而铝土矿层之上的碎屑岩均以250～260 Ma为主。这反映了桂西地区上二叠统合山组从底部的铝土矿或铁铝岩到上覆黏土岩出现物源转变。基于全岩微量元素特征, 凌坤跃等[8]也提出平果地区合山组铝土矿含矿岩系下部和上部发生了物源变迁, 并认为铝土矿的成矿物质主要来自峨眉山大火成岩省相关碱性长英质岩类, 而黏土岩的碎屑物质则主要来自古特提斯二叠纪岩浆弧有关过铝质或中等分异酸性岩。从那豆HBT004剖面合山组铁铝岩样品的碎屑锆石主要年龄峰值(430 Ma)以及桂西地区早古生代岩浆岩(例如钦甲岩体)的地理分布来看, 至少在某些地区(剖面)合山组底部铝土质岩石存在一定比例的基底岩石来源物质的贡献, 因此桂西地区是铝土矿含矿岩系下段不可忽视的物源区。多个年龄峰值的出现也反映盆地局部铁铝岩可能有多个物源区(图5)。而合山组铝土矿含矿岩系上段富锂黏土岩的物源区在区域上则相对单一, 普遍认为是古特提斯有关的二叠纪岩浆弧[8, 15-16]。

合山组铝土矿含矿岩系的物源随时间的变化规律可能与沉积环境密切相关。中、 晚二叠世, 峨眉山地幔柱上升, 导致了上扬子地区地壳的快速抬升和茅口组、 合山组之间的不整合接触[52-53]。同时, 古特提斯洋向华南板块之下俯冲[54-57], 发育大陆边缘弧(图10)[15, 30, 47], 形成金沙江、 哀牢山、 松马和海南地区二叠纪酸性岩浆岩[19, 36, 58]。平果地区在中二叠世为局限碳酸盐岩台地, 发育茅口组灰岩(图1b)[20]。中、 晚二叠世之交由于全球大海退以及华南西南地区地壳抬升, 桂西地区中二叠统茅口组灰岩抬升暴露地表, 发育古风化壳和喀斯特岩溶地貌。晚二叠世开始, 随着地壳重新沉降, 酸性岩浆岩及碳酸盐台地富铝岩石风化产物进入海陆交互地区岩溶洼地, 形成铝土矿、 铁铝岩沉积。随后由于海平面上升, 桂西地区发生广泛海侵, 沉积浅海相泥岩、 碳酸盐岩, 局部发育沼泽相。该阶段的碎屑物质很可能主要来自古特提斯二叠纪岩浆弧火山灰或酸性岩浆岩风化产物(图10)。富Li火山物质的不断加入, 以及黏土矿物等对Li不断吸附沉淀, 于局限台地环境中富集形成富锂黏土岩。平果地区合山组含矿岩系碎屑锆石年龄峰值不但在时空上差异明显, 而且地层岩性(Al2O3品位)变化大, 反映了岩相古地理对铝土矿成矿起到重要的控制作用。

图10 古特提斯俯冲模式(修改自文献[15])

6 结 论

(1)平果那豆剖面合山组铁铝岩碎屑锆石主要年龄峰值约为430 Ma, 次要峰值约为258 Ma, 反映盆地局部地区铝土质物质来源多样; 而区域上黏土岩碎屑锆石呈单一的年龄峰值(258～260 Ma), 反映其物源较单一, 可能为古特提斯二叠纪岩浆弧。

(2)桂西地区上二叠统合山组含铝土矿岩系的物质来源存在时空差异, 岩相古地理格局对铝土矿成矿具有重要影响。