从偏光显微镜所显示的各样品锆石形态来看, 其主要为浅黄色— 无色透明短柱状, 少部分为长柱状、等粒状和不规则状, 绝大多数锆石均被不同程度地搬运磨圆呈现出碎屑锆石的形貌特征, 且铝土矿层样品中的锆石磨圆度较志留系中的更高。在阴极发光显微图像中, 部分锆石显示出典型的岩浆震荡环带和条带结构(图 3-a, 3-g, 3-j, 3-k, 3-o, 3-p); 部分锆石颗粒通体呈灰白色或白色, 这可能是由于强烈的结晶作用几乎全部置换了锆石中的原始生长环带信息(图 3-b, 3-c, 3-h, 3-i, 3-m); 部分锆石具核幔边结构, 核部仍记录有微弱的环带信息, 幔部已重结晶, 最外层为薄的晚期变质增生边(图 3-d, 3-e, 3-s); 还有少数锆石显示出更复杂的内部结构, 可能指示原始锆石经历了多期变质作用的改造(图 3-q, 3-r)。从锆石形貌学特征来看, 这些锆石主要包含岩浆与变质两种成因类型。

图3

Fig.3

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	图3 黔北务正道地区部分样品点阴极发光图像及年龄值Fig.3 Cathodoluminescence(CL)images and zircon ages of representative samples from Wuchuan-Zheng'an-Daozhen area, northern Guizhou Province

从3个锆石靶样中共获得238个锆石U-Pb年龄数据。锆石Th/U值为0.003~3.95, 其中有14颗锆石Th/U值小于0.1。一般而言, 岩浆结晶的锆石Th/U值一般高于0.4, 而变质成因锆石的Th/U值一般低于0.1(Hoskin and Ireland, 2000; Belousova et al., 2002)。本研究所获得的不同成因锆石的Th/U值间的差异与阴极发光图像中锆石内部结构指示的成因形态相吻合。锆石分析点所获得的年龄从早古生代至太古代均有分布。按照碎屑锆石年龄的范围, 对大于1000 Ma的样品, 由于含大量放射性成因Pb因而采用 ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb 表面年龄; 对小于1000 Ma的样品, 由于可用于测量的放射性成因Pb含量低和普通Pb校正的不确定性, 因而采用更为可靠的 ²⁰⁶Pb/²³⁸U表面年龄(Compston et al., 1992)。分析点均展示在谐和图(图 4)上, 参与锆石年龄谱分析的结果谐和度均大于90%。

图4

Fig.4

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	图4 黔北务正道样品碎屑锆石年龄谐和图Fig.4 Concordia diagrams of detrital zircon U-Pb data from Wuchuan-Zheng'an-Daozhen area, northern Guizhou Province

志留系韩家店组样品Shj-3中共获得91个锆石年龄数据, 年龄范围为520 Ma至3470 Ma。其中主峰值加权平均年龄为957± 14 Ma(n=15), 在~2500 Ma, ~1800 Ma及~500 Ma出现3个次峰峰值, 此外, 在1200 Ma尚有较明显的锆石年龄分布(图 5)。

图5

Fig.5

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	图5 黔北务正道地区下志留统韩家店组砂岩与下二叠统大竹园组铝土矿碎屑锆石年龄分布直方图与频率拟合曲线Fig.5 Relative probability plots and age histogram of detrital zircon U-Pb ages for sandstone from the Lower Silurian Hanchiatien Formation and bauxite from Lower Permian Dazhuyuan Formation in Wuchuan-Zheng'an-Daozhen area, northern Guizhou Province

下二叠统大竹园组样品Pd-3中74个锆石年龄主要有4个显著的年龄峰值。其中主峰位置的加权平均年龄为964± 11 Ma(n=13), ~2500 Ma、~1600 Ma 及~500 Ma处出现年龄次峰, 有3个测试点年龄落在~1200 Ma处(图 5)。

从另一个来自大竹园组的样品Pd-5中获得的72个锆石年龄分布与样品 Pd-3 类似, 除缺乏~1600 Ma处年龄峰值外, 在~500 Ma、900~1000, Ma及 ~2500 Ma处均出现显著锆石年龄峰值, 其中主峰年龄为967± 6.9 Ma(n=11), 在~1200 Ma处也有2个测试点年龄(图 5)。

对比所获得的3个样品中的碎屑锆石U-Pb年龄谱可发现, 其呈现出类似的分布规律, 年龄范围从早古生代至古太古代均有分布, 其中主峰位置为新元古代的970~950 Ma, 此外, 新太古代晚期(~2500 Ma)及早古生代早期的年龄峰值(536~586 Ma)也一致出现在3个样品的年龄谱中, 且样品中尚存在中元古代~1200 Ma的峰值年龄。倘若将其与华夏板块前志留系中的碎屑锆石年龄谱数据进行对比(图 5, 图6), 可发现两者间具有极为明显的一致性。

图6

Fig.6

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	图6 华夏陆块前志留系碎屑锆石年龄分布直方图(数据来自Wan et al., 2007; Yu et al., 2007, 2008, 2010; Wang et al., 2008b; Yao et al., 2011)Fig.6 Age histogram of detrital zircons from the pre-Silurian strata in Cathaysia Block (after Wan et al., 2007; Yu et al., 2007, 2008, 2010; Wang et al., 2008b; Yao et al., 2011)

迄今为止, 在华夏陆块上仍未发现有太古代基底存在的明确证据(Yao et al., 2012), 在该陆块中已发现的最古老的地质体的年龄被认为是古元古代。在该陆块腹地广布的新元古代沉积岩中, 均包含大量新太古代(2500~2400 Ma)和少量中太古代(3000~3200 Ma)碎屑物质, 这可能是古老地壳物质再循环的产物(Yu et al., 2007; Yao et al., 2011), 特别是太古代末期(~2500 Ma)被认为是华夏板块生长的最重要时期之一(郑永飞与张少兵, 2007)。早元古代晚期(1900~1700 Ma)的碎屑锆石峰值年龄可能来源于华夏板块中的基底岩石, 如对于出露于闽北与浙西的杂岩体的锆石年代学研究表明, 其形成年龄在1700~1900 Ma时限内, 其中~1800 Ma的年龄最为明显(Wan et al., 2007; Xiang et al., 2008; Zeng et al., 2008; Liu et al., 2009; Yu et al., 2009)。代表中新元古代Rodinia超大陆聚合与Grenville事件年龄(900~1300 Ma)的碎屑锆石颗粒在华南地区广泛存在(李献华等, 2012), 同时在华夏陆块范围内也发现了具有Grenville期年龄的岩浆活动证据(Zhang et al., 2012)与变质沉积岩中的碎屑锆石证据(Wan et al., 2007; Yu et al., 2007, 2008; Wang et al., 2008a)。更有观点认为, 华夏板块之东南一度曾存在1400~1200 Ma的岩浆岛弧(Wang et al., 2008b), 并且在相应区域内奥陶系碎屑岩中也发现了~1250 Ma的年龄峰值(Yao et al., 2011), 这就可以解释华夏陆块沉积地层中~1200 Ma碎屑锆石年龄的来源。至于样品中500~600 Ma的碎屑锆石年龄的出现, 虽然至今在华南地区尚未发现泛非造山事件所代表的冈瓦纳大陆聚合期 (650~500 Ma)(Veevers, 2004; Veevers et al., 2006)岩浆活动证据, 但是在华夏陆块上的新元古代地层及早古生代地层中则可见代表该事件的碎屑锆石年龄峰值(Yu et al., 2008; Wang et al., 2010; Xu et al., 2012a, 2012b)。从冈瓦纳大陆印度边缘Bhimphedian造山带(550~470 Ma)与Himalayan造山带(~500~473 Ma)(Cawood et al., 2007; Wang et al., 2012)及冈瓦纳大陆太平洋边缘的Terra Australis造山带(530~480 Ma)(Cawood, 2005)所获得的锆石年龄数据与该年龄峰值相符。在图6中尚可见到一些具有小于志留纪沉积年龄的锆石颗粒(< 416 Ma)出现, 这被解释为后期构造运动所导致的变质作用年龄叠加的结果(Yu et al., 2008, 2010)。

Rong 等(2012)在研究华南志留系海相红层时认为, 来自华夏陆块高含铁量的碎屑物质是这些紫红色层位的物源。对中奥陶世至志留纪末期华南地区盆地演化史的研究表明, 该区当时发育前陆盆地系统, 其前陆逆冲带位于华夏陆块北部边缘, 而黔北地区所处的位置恰位于隆后盆地范围之内(尹福光与许效松, 2001, 2002), 这说明, 作为前陆盆地系统中前隆部分的江南隆起, 可能呈现的是局部隆升的形态, 其并未完全阻挡住来自华夏陆块造山带的物源进入隆后盆地内。正是韩家店组碎屑岩这种经过长距离搬运、遭受风化作用、成分成熟度高的底板地层, 成为铝土矿层的有利物源。

刘平(1993)在计算黔北铝土矿的化学成分富集率及分析其微量元素特征后认为, 下志留统韩家店组页岩具备为铝土矿层提供成矿母质的条件。殷科华(2009)进一步认为, 黄龙组灰岩的主要作用是在于在经过岩溶作用后为铝土矿层的沉积提供聚积场所。也有观点认为, 黄龙组灰岩与韩家店组页岩均对铝土矿成矿物质的形成有所贡献, 区别在于贡献量的多少(梁同荣与廖士范, 1989)。本研究所获得的下志留统韩家店组与下二叠统大竹园组碎屑锆石年龄谱的一致性明确证明, 韩家店组硅酸盐岩确为铝土矿的形成提供了物源。事实上, 这个观点也得到了来自稀土元素地球化学方面的证据支持— — 从矿层样品、韩家店组泥岩样品及黄龙组灰岩样品的稀土元素配分关系上来看, 矿层样品与韩家店组泥岩样品亲缘性更强(张莹华等, 2013), 而古地理分析则证明在铝土矿沉积时的盆地周围, 存在着由韩家店组泥页岩构成的古高地, 其能持续不断地提供成矿物质(雷志远等, 2013b)。从目前对铝土矿成矿作用的基本认识来看, 铝元素的迁移过程虽然可能存在近距离的胶体搬运行为, 但其最终来源必然是与成矿作用相关的红土化物质。单纯的化学沉积成因的铝土矿目前尚未见实例(Bá rdossy, 1982; 廖士范与梁同荣, 1991)。此外, 大量外源陆源物质的输入则会导致锆石年龄谱的变化。因此, 虽然从红土化的成矿母质转化成为铝土矿尚需经过进一步的风化淋滤作用, 但基本可排除化学沉积与大量外源输入的现象。与此同时, 区域上存在矿层覆盖在黄龙组灰岩古侵蚀面上的客观事实(图 7-A), 结合在部分钻孔中可观察到作为铝土矿层基岩的黄龙组灰岩, 因伴随着铝土矿的沉积过程发生强烈岩溶化而形成次生岩溶角砾(Bá rdossy, 1982)(图 7-B, 7-C), 可认为黄龙组灰岩存在着在古风化作用下向成矿物质转化的过程。

图7

Fig.7

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	图7 黔北务正道地区下二叠统大竹园组铝土矿与上石炭统黄龙组灰岩接触关系Fig.7 Contact relationship between the Lower Permian Dazhuyuan Formation and Upper Caboniferous Huanglong Formation in Wuchuan-Zheng'an-Daozhen area, northern Guizhou Province

以上证据表明, 黔北务正道地区下二叠统沉积型铝土矿至少存在双重物源:下志留统韩家店组与上石炭统黄龙组。根据廖士范与梁同荣(1991)的意见, 碳酸盐岩虽容易发生红土化风化作用, 但其中Al₂O₃含量过少, 若要形成一定规模的铝土矿床则需要侵蚀掉巨大的岩层厚度; 而页岩、粉砂岩虽较难风化, 但其中却包含较多的黏土矿物, 是提供铝土矿物质的良好来源。根据本研究成果, 并结合前人研究成果, 认为下志留统韩家店组硅酸盐岩为黔北务正道地区铝土矿层的主要物源, 而上石炭统黄龙组灰岩也提供了部分物源, 并在古喀斯特化过程中为红土物质提供了重要的储存空间。此外, 基于地球化学数据的铝土矿物源分析还透露出, 区域内铝土矿可能还具有拉张环境下的双峰式岩浆岩的贡献, 推测其物源可能是黔东梵净山一带的裂谷火山岩(凌文黎, 未刊资料)。但较之前两者而言, 这个物源贡献较小, 并非主要的成矿物质来源。