贵州织金文家坝地区铝土质泥岩成因分析

向奉祥，孙亢

（中冶赛迪工程技术股份有限公司，重庆 400013）

0 引言

国内外对于铝土质泥岩的研究较少，一般认为铝土质泥岩为铝土矿成矿的中间阶段，即风化产物的成土阶段[1]。对于铝含量高但是并未形成铝土矿的铝土质泥岩并没有详细的研究。本文在深入了解区域内相关煤田地质勘查资料和铝土矿形成原因的基础上，结合沉积构造，钻井岩芯垂向沉积序列，地球化学特征，矿床学等相关领域展开铝土质泥岩成因分析的研究工作，并通过对比分析研究区内铝土质泥岩未能形成铝土矿的原因。

1 研究区沉积相类型及沉积环境

1.1 地层

研究区内，铝土质泥岩位于龙潭组下段，与峨眉山玄武岩呈平行不整合，将龙潭组分为上、下两段[2]。

龙潭组（P3l）上段：岩屑细砂岩、粉砂岩、含泥砾岩屑细砂岩、粘土岩夹海相碳酸盐岩和煤层，厚130 m 左右。

龙潭组（P3l）下段：中细粒岩屑砂岩、粉砂岩、水云母粘土岩夹海相碳酸盐岩和煤层，底部为铝土质粘土岩，厚100 m 左右。

1.2 沉积相类型

通过对织金地区上二叠统沉积相资料的研究总结，结合本区钻井资料的系统研究，根据岩石学、沉积学及地球物理学、沉积地球化学、古生物学等综合研究，结合沉积相标志，在龙潭组中识别出三角洲、障壁砂坝—泻湖、碳酸盐潮坪3 种沉积类型、6 种沉积亚相和10 种沉积微相（表1）。

表1 研究区沉积相类型

1.3 研究区龙潭组早期沉积环境

龙潭组早期受东吴运动的影响，研究区在抬升为陆的同时，峨眉山玄武岩在研究区西部喷发。较长时间的西部峨眉山玄武岩的喷发及大面积的风化剥蚀造成了研究区龙潭早期西北高、南东低的古地貌环境[3]。此时，由于板块运动影响，贵州东部及南部出现大规模的海侵，海水侵入到研究区，在研究区内开始海侵作用下的沉积。

龙潭组下部频繁出现泥岩、粉砂岩—灰岩、硅质岩的过度表明了此期间为脉动式海侵作用。在海侵作用过程中，由于堕却、珠藏、官寨、沙窝一线原有的波状凸起古地势阻碍海水的流动，研究区内形成了障壁—泻湖的沉积相。研究区内泻湖—潮坪相厚度为120 m 左右，表明海侵作用的持续时间较长[4]（图2）。

图1 龙潭早期沉积相分布图

图2 Al2O3、SiO2、Fe2O3、TiO2 相互之间关系图解

2 铝土质泥岩地球化学特征

本次共采集有12 个织金矿区文家坝井田钻孔的铝土质泥岩，将12 个样品研磨到200 目，在105 ℃下烘干2 h 之后对样品进行地球化学分析，分析在中国矿业大学现代分析与测试中心完成。主量元素分析采用XRF 分析法，采取无变量精确定量测得，使用仪器ME-XRF06。微量元素和稀土元素以ICP-MS 测定，为近似定量，使用仪器ME-MS81 型电感耦合等离子质普计。

2.1 常量元素地球化学特征

1）研究区常量元素含量

12 个铝土质泥岩样品中，常量元素以Al2O3、SiO2、Fe2O3、TiO2、Na2O、K2O、MgO 及CaO 为主（表2）。可以看出，铝土质泥岩中Al2O3、SiO2、Fe2O3含量最高，其次为TiO2。

表2 样品常量元素成分及含量（×10-2）

2）Al2O3、SiO2、Fe2O3、TiO2的关系图解如图2，Al2O3与SiO2的相关性系数R2为0.042，相关性系数较低，尚未达到铝土矿中Al2O3与SiO2的负相关性。Al2O3与Fe2O3的相关性系数R2为0.068，相关性系数较低。SiO2与Fe2O3相关性系数R2为0.805，相关性较高。

在铝土矿中，Al2O3与SiO2呈现负相关性，铝土矿的成矿过程是去硅除铁富铝的过程，且Al2O3较高，这都表明研究区铝土质泥岩未达到铝土矿的经济价值。玄武岩中TiO2的平均含量为2.1%～3.4%，TiO2在风化过程其含量基本保持不变，因而Al2O3/TiO2的值可以用来反应物源的性质。从Al2O3—TiO2的关系图解中可以看出，其R2=0.862，其值较高，表明Al2O3与TiO2相关性较好，这反映了研究区铝土质泥岩的物源的一致性[5-6]。

2.2 微量元素地球化学特征

沉积岩中微量元素的分析能够为沉积环境的分析提供物理标志和生物标注所不及的地球化学标志。母岩的性质在一定程度上决定了风化产物的元素组成，因此铝土质泥岩中微量元素的组成对成岩母岩的分析有一定的指导意义。

1）研究区微量元素组分及含量

研究区铝土质泥岩的微量元素主要测得微量元素为Li、Be…Th、U 等26 种元素，其中只有V（20.5—268.5×10-6）、Ni（12.90—174.80×10-6）、Cu（33—195.8×10-6）、Zn（23.2—180.7×10-6）、Sr（29.6—536.5×10-6）、Ba（12—695.6×10-6）含量超过100×10-6，其余微量元素均＜100×10-6。经过对比样品微量元素Sc、V、Co、Ni、Cu、Zn、Rb、Sr、Mo、Bi 的平均含量高于上地壳对应元素平均含量，富集的微量元素中Sc、V、Co、Ni 均为亲（超）基性岩浆元素。

（1）Sr/Cu 指示古气候

根据前人的研究成果，一般认为Cr、Ni、Mn、Cu、Fe、Ba、Br、Co、Cs、Hf、Rb、Sc、Th 为喜湿性元素；Sr、B、Au、Ta、Zn、Mo 为喜干性元素[5-6]。研究区Sr/Cu 值为0.7～6 之间，介于1～10 之间，表明铝土质泥岩形成的古气候为温暖湿润气候。

（2）Sr/Ba 指示古盐度

陆相沉积物中Sr/Ba 值＜1；海相沉积物Sr/Ba 值＞1。在海陆过度地区及有大量陆源碎屑注入的滨海及浅海地区中0.6＜Sr/Ba ＜1[5-6]。研究区中0.35 ＜Sr/Ba ＜1.95，表明研究区岩层的形成环境较为复杂，铝土质泥岩形成时期海水盐度发生频繁变化，结合研究区内沉积相类型，正好符合泻湖环境。

（3）＆U、Th/U、V/（V+Ni）指示氧化—还原性

＆U ＞1 为表明缺氧环境；＆U ＜1 表明正常水体环境。0＜Th/U ＜2 表明缺氧环境；Th/U ＞2 表明为还原环境[5-6]。V/（V+Ni）＞0.84 为厌氧环境。0.6 ＜ V/（V+Ni）＜0.82 为不强的厌氧环境。0.46 ＜ V/（V+Ni）＜0.6 为弱的贫氧环境[5-6]。经计算，研究区内0.63 ＜＆U ＜1.8，3.1 ＜Th/U ＜6.4，0.32 ＜V/（V+Ni）＜0.94。0.63 ＜＆U ＜1.8 表明为正常水体—缺氧环境；3.1 ＜Th/U ＜6.4 表明为还原环境；0.32 ＜V/（V+Ni）＜0.94 表明为贫氧—厌氧环境。以上三个指标均表明研究区铝土质泥岩在还原条件下沉积形成。

2.3 稀土元素地球化学特征

由于稀土元素在河水及海水中不可溶，含量很低，因而碎屑岩中稀土元素含量来源于物源区的母岩当中，因此稀土元素能用于成岩的物质来源和反演成矿作用的过程[7-9]。

研究区稀土元素含量及化学参数见表3。

表3 研究区稀土元素含量及化学参数

总体来看，泥岩样品中稀土元素总量w（∑REE）为16.42～804.86×10-6（不包含Y），平均为213.53×10-6，与文家坝玄武岩稀土元素总量：296.28×10-6较为接近。一般认为δCe ＞0.6 为海相沉积环境，研究区0.6 ＜δCe ＜1.41，均大于0.6，表明其均在海相的沉积环境下形成。δEu ＜1 为负异常，指示还原环境；δEu ＞1 为正异常，指示氧化环境。研究区采集的样品中δEu 变化范围为：0.44 ＜δEu ＜1.77，平均值为0.83 ＜1，δEu 值负异常，表明铝土质泥岩形成于还原环境下。

8 个泥岩样品中REE 分布趋势基本一致，表明泥岩的形成具有同一物源性。将稀土元素北美页岩标准化[10]，得出REE 曲线（图3），泥岩的REE 分布与文家坝玄武岩的REE 有较为相似的分布趋势（图3），这表明样品的物源很有可能是峨眉山玄武岩。为了探讨物源区的岩性特征，以w(∑REE) 为横坐标、w(La)/w(Yb) 为纵坐标，采用对数坐标系成图并与已知母岩的落点区域对比[11]（图4），样品集中分布在碱性玄武岩区，少量分布在花岗岩及沉积岩区域，表明泥岩的物源主要为碱性玄武岩，并有少量花岗岩与沉积岩混入。

图3 泥岩REE 配分模式图

图4 样品w(La)/w(Yb)—w(∑REE)投点图

3 铝土质泥岩成因分析

3.1 铝土质泥岩形成时期的沉积环境

铝土质泥岩的形成受沉积环境的影响较大，其主要的环境因素为：古气候条件、古地貌条件、海平面升降三大因素的影响。

1）古气候条件

根据古地磁，古海水等方面的综合研究，认为扬子板块晚二叠世时期古纬度为2.4°S，为南半球低纬度地区，气候炎热，雨量充沛，植物茂盛，为热带—亚热带半落叶季雨林气候[12]。研究区内，Sr/Cu 值为0.7～6，介于1～10 之间，进一步表明铝土质泥岩形成的古气候为温暖湿润气候。0.63 ＜＆U ＜1.8，3.1 ＜Th/U ＜6.4，0.32 ＜V/（V+Ni）＜0.94。0.63 ＜＆U ＜1.8 表明为正常水体—缺氧环境。古气候温暖湿润，使得裸露地表的峨眉山玄武岩遭受一般的物理、化学风化作用、生物物理及生物化学的风化作用，使得峨眉山玄武岩的铝硅酸盐矿物分解，被地表径流带入滨海地区开始沉积，为铝土质泥岩形成提供物质基础。

2）古地貌、地质条件

研究区在中二叠世晚期受到东吴运动玄武岩喷发之后处于相对稳定的构造期，东吴运动使得茅口期沉积的灰岩及此期间喷发的峨眉山玄武岩、龙潭一期峨眉山玄武岩抬升，接受风化剥蚀[3]。铝土质泥岩与茅口灰岩及峨眉山玄武岩之间的不整合界面就是其直接的证据。在风化剥蚀的沉积间断期内，下伏地层遭受强烈风化，为铝质的富集体提供了场所。同时大部分地区被夷平，整体坡度较小，一般在0.5°以下，极为平缓，使得研究区内能形成大面积的潮上带地区，平缓的潮上带缓坡SiO2较Al2O3更易流失，铝质更易富集。低幅度的海平面升降便可造成大面积的海水进退，这也为研究区内龙潭组下段大面积形成铝土质泥岩提供了良好的地质地貌基础。

3）海平面升降

龙潭早期发生了晚二叠时期规模最大的海侵运动，在研究区织金一带形成了泻湖—潮坪的沉积环境[4]，在铝土质泥岩中见大量水平层理，表明其形成期间水动力条件较弱，为潮上带沉积特征，因而铝土质泥岩形成于潮上带的泥坪微相之中。

3.2 铝土质泥岩中铝的富集

铝土质泥岩中铝的富集分为两个阶段：泥岩的沉积阶段、泥岩的成岩阶段。

1）沉积作用阶段铝的富集

由于峨眉山玄武岩喷发的多期次性、复杂性[13]，结合研究区内峨眉山玄武岩的分布（有的茅口组灰岩假整合峨眉山玄武岩；有的茅口组灰岩直接假整合铝土质泥岩），笔者认为可将峨眉山玄武岩的风化产物分为原地残积型风化物、异地搬运型风化物。

原地残积型风化物为茅口灰岩上部覆盖峨眉山玄武岩地区。异地搬运型风化物为茅口灰岩上部无峨眉山玄武岩覆盖，风化物主要为玄武岩风化之后经过搬运而沉积下来的产物。峨眉山玄武岩经过风化作用后形成的碎屑被地表径流搬运，同期由于海侵作用，海平面上升，碎屑物质被短距离地搬运至海水中。风化产物中的高岭石粘土矿物粒度较细，悬浮在海水中，只有在海水动力条件较弱的地方才能沉积。此时海侵作用形成的泻湖潮坪环境中，主要受潮汐水流的作用影响，在潮坪微相中的潮上带由于水动力条件较弱，海水中的高岭石粘土矿物便在此处开始沉积，接受成岩作用，形成泥岩。风化、搬运过程中，玄武岩的风化形成的K+、Mg2+、Ca2+、Na+、Si2+等易溶性元素被淋滤带走。沉积的风化产物中主要为Al3+、Fe3+、Ti2+等不易溶解的元素形成的矿物。风化作用过程及沉积作用过程中，使粘土岩中铝的含量第一次增加（图5）。

图5 铝土质泥岩形成模式

2）成岩作用阶段铝的富集

粘土岩经历了沉积作用使铝的含量第一次增加后便开始了早期成岩作用。在潮上带的特殊环境下，海水受潮汐作用的影响出现高潮水位和低潮水位，潮上带仅受到高潮水位的影响，在高潮水位之后，其沉积物将暴露于地表的氧化环境下。在氧化环境中，粘土岩中未彻底风化的岩屑开始进一步风化。此时化学风化和生物风化占主导因素，温暖湿润的气候环境加快了风化作用的过程；植物的生长、微生物的作用加速了生物风化的进行。玄武岩屑风化形成的易溶解的物质Cl（Br、I）、S 及K+、Mg2+、Ca2+、Na+、硅质流失。铝、硅、铁、钛等富集，铁形成黄铁矿在泥岩中沉积，由于Al3+的不易溶性在区内沉积。此为铝的另一富集过程。

通过铝的不易溶性得知，铝只有在强碱（pH ＞10）或强酸（pH ＜4）的条件下才能溶解。在研究区内的局部地区便可形成pH ＜4 的环境。温暖湿润的环境下，潮上带泥坪中生长大量植物，在植物的腐烂过程中形成大量的有机酸，使局部地区的pH ＜4。在强酸的环境下，部分岩屑及高岭石粘土岩中的铝被溶解出来，在短距离搬运之后沉积，形成铝的另一富集方式。

在泥岩的沉积和成岩过程中，泥岩中铝质逐渐富集，在压实作用下，泥岩中孔隙，孔隙水逐渐减少。随后泥岩逐渐埋深，形成铝土质泥岩。

3.3 研究区未形成铝土矿的原因

研究区内只是形成铝土质泥岩，尚未形成铝土矿。主要的原因分析如下：

1）峨眉山玄武岩风化作用不彻底

铝土矿石中铝含量较高主要因为铝的氢氧化物及氧化物含量较高，一水硬铝石的形成需母岩的强烈且持久的风化。研究区内气候温暖湿润，母岩可以经历强烈的风化作用。但是西部峨眉山玄武岩喷发期间，或喷发之后不长的时间内，研究区内便经历了晚二叠世时期的第一次海侵作用。峨眉山玄武岩风化的碎屑物质被地表径流带至研究区内便开始沉积，成岩。虽然泥岩沉积在潮上带地区内仍可以经受风化作用，但相对于铝土矿的风化时间还是较短，因而只形成了铝含量较高的泥岩。

研究区位于贵州西部，距峨眉山玄武岩的喷发中心距离较近，玄武岩的风化产物仅经历了短暂的搬运之后便开始沉积，进一步造成母岩的风化作用不彻底，铝质的富集达不到铝土矿的要求。

2）峨眉山玄武岩的间隙性喷发

据统计，贵州晚二叠世期间，峨眉山玄武岩喷发达30 多次，具多个喷发旋回[13]。研究区内峨眉山玄武岩间隙性的喷发，每次喷发的持续时间不一，同时其分布规律也较为复杂。喷发持续时间短导致物源的减少及不稳定，经河流搬运至研究区的铝含量高的风化产物减少，且河流搬运部分其他母岩的风化产物，这将导致研究区铝土质泥岩厚度变薄，含杂质较多。峨眉山玄武岩喷发的分布规律复杂同样导致研究区内不能形成铝土矿。与此同时，铝土质泥岩沉积区域内由于受脉动式海侵作用的影响，导致沉积相的不稳定也造成铝土质泥岩中的铝含量不能进一步提高。

3）古构造作用

铝土矿的形成往往要经历抬升地表或地表附近接受进一步的氧化淋滤。研究区内铝土质泥岩在接受成岩作用后，受海退作用的影响，沉积环境向海退积，三角洲相覆盖原过度相，使铝土质泥岩逐渐埋深。再次之后研究区内并没有构造运动使其抬升接近地表接受氧化、淋滤，使铝的含量进一步富集。

4 结语

本文基于钻孔岩芯关于岩性变化的详细描述，采集样品的宏观岩石学特征，结合地球化学特征及前人对于研究区相关工作、认识，对文家坝矿区沉积环境及铝土质泥岩成因做了详细研究，分析得出铝土质泥岩物源为峨眉山玄武岩的风化产物，铝经历了3 个阶段的富集，但最终因为峨眉山玄武岩的间歇性喷发，喷发不彻底、不连续，后续未经历构造抬升作用而未能形成铝土矿。希望通过本文的探讨对贵州地区铝土矿资源的形成条件，勘查预测工作产生积极意义。