铝土矿分为硅铝质岩原地风化形成的红土型、碳酸盐岩原地风化形成的喀斯特型和风化的富铝质黏土搬运到沉积盆地形成的沉积型3种主要类型。中国的原生铝土矿以沉积型铝土矿为主, 主要形成于石炭纪— 二叠纪, 包括贵州的早石炭世杜内期的“ 丰源层” 、韦宪期的九架炉组、阿瑟尔— 亚丁斯克期的大竹园组, 华北山西和河南等地晚石炭世本溪组、广西的中二叠世— 晚二叠世之交的合山组底部的铝土矿。由于晚古生代华南板块是位于古特提斯洋赤道附近热带辐合带的孤立陆块, 在晚古生代冰期(冈瓦纳冰期)— 间冰期海平面变化的影响下, 冰期海平面下降造成古陆边缘暴露并经受喀斯特化, 加上热带辐合带适合化学风化的湿热的气候条件, 形成了喀斯特漏斗(如遵义, Weng et al., 2019)、喀斯特洼地(如黔中清镇、修文)、近岸半封闭海湾(如黔北务正道)、暴露孤立台地(如广西德保、靖西等地)等不同类型的铝土矿(杜远生等, 2015a; Yu et al., 2016a, 2019a)。

传统认为, 沉积型铝土矿是由强风化残余的富铝质物质搬运到沉积盆地内部形成的。通过贵州等地含铝岩系的定量古地理和古地貌编图, 发现铝土矿、尤其是高品位的多孔状(土状、半土状矿)铝土矿并非分布在盆地内部, 而是分布于盆地边缘的陆表环境, 铝土矿主要受沉积期古水文系统的渗流带淋滤作用控制。现以黔北务正道地区为例, 讨论沉积型铝土矿的成矿环境和成矿作用。

务正道地区位于黔北务川、正安、道真三县(简称为务正道地区), 铝土矿的形成时代为早二叠世阿瑟尔— 亚丁斯克期(紫松期— 隆林期)(黄兴等, 2012, 杜远生等, 2013), 铝土矿成矿岩系为大竹园组, 底板为下志留统韩家店组细碎屑岩和泥质岩, 或上石炭统黄龙组灰岩、白云质灰岩。晚石炭世— 早二叠世, 务正道地区为一个向北开口的半封闭海湾, 与扬子海相连(图 2-E)(黄兴等, 2013; 杜远生等, 2015a)。晚古生代时期发育1次长达1.2× 10⁸年的冰期, 冰盖分散的分布于南半球的冈瓦纳大陆, 称为晚古生代冰期。这次冰期又分为多次小冰期和小间冰期, 因此造成全球海平面的大幅度旋回性升降。

图 2

Fig.2

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	图 2 黔北务正道早二叠世铝土矿古地理图 A— 致密状铝土矿厚度(m)等值线图; B— 碎屑状铝土矿厚度(m)等值线图; C— 豆鲕状铝土矿厚度(m)等值线图; D— 多孔状铝土矿厚度(m)等值线图; E— 黔北— 遇南区域古地理背景图; F— 务正道铝土矿古地理图; G— 古地理剖面示意图Fig.2 Palaeogeographic map of the Early Permian bauxite deposits in Wu-Zheng-Dao area, northern Guizhou Province

务正道地区大竹园组基本上以泥质沉积为主, 鲜见由径流形成的砂岩, 反映早二叠世黔北地区处于准平原化状态(图 2-G)(杜远生等, 2015a), 准平原主要是森林生态系统, 盆地内为微生物生态系统(余文超等, 2012; 杜远生等, 2015a)。铝土矿的物质来源包括上石炭统黄龙组碳酸盐岩的风化残余物质, 但主要是来自于志留系韩家店组细碎屑岩的风化物质(汪小妹等, 2013; 余文超等, 2014a; Yu et al., 2015; 杜远生等, 2015a)。

早二叠世阿瑟尔— 亚丁斯克期正处于冰盛期(Yu et al., 2019a), 华南处于赤道附件的热带气候条件下(余文超等, 2013b, 2014b)。当晚古生代冰期小冰期时, 海平面下降导致务正道海湾与广海分隔形成内陆湖盆, 当小间冰期海平面上升时又与扬子海湾联通(崔滔等, 2013; 杜远生等, 2014)。以不同矿石类型等值线图为基础的古地理恢复(图 2-A, 2-B, 2-C, 2-D)显示, 小冰期— 小间冰期海平面变化形成的高水位和低水位之间的地区为滨岸湿地(杜远生等, 2015a), 务正道地区的大竹园组铝土矿全部分布在滨岸湿地地区(图 2-F)。

详细的钻孔岩心研究发现, 大竹园组含矿岩系自下而上大致分为4个部分: A)红色块状的富铝黏土岩(古风化壳的残坡积层); B)暗色层状的富铝黏土岩或致密状铝土矿(搬运沉积的富铝黏土层); C)铝土矿层内进一步可分为白色多孔状(C-1, 包括残余的鲕状、碎屑状、土状半土状)铝土矿(淋滤作用形成的高品位铝土矿)和致密状铝土矿(C-2); D)暗色层状黏土岩或致密状铝土矿(搬运沉积的富铝黏土层)(图 3)。通过常量元素、微量元素、稀土元素的质量平衡计算, 发现白色多孔状铝土矿(A层)的活动元素(如K、Na、Ca、Mg、Si、Fe、Li、稀土元素等)向下迁移到B或A层富集, Al及Nd、Zr、Hf、Ta、Cr、Cd、U、Th、Ga、Sc等稳定元素不迁移或弱迁移, 形成相对富集(残余富集)(图 4), Al的残余富集形成铝土矿, Ga、Sc等也可残余富集形成Ga、Sc伴生矿, Li和稀土元素在暗色层状的富铝黏土岩或致密状铝土矿(B层)层富集, 从而形成伴生的Li和稀土矿。这种元素的相对迁移表明, C-1层的白色多孔状铝土矿形成于古水文系统的淋滤带(饱气带), 而C-2或B层的富铝黏土岩或致密状铝土矿形成于古水文系统的潜流带(饱水带)(图 4), 说明优质铝土矿主要受古水文系统影响的淋滤作用控制(余文超等, 2013a; 杜远生等, 2015a)。

图 3

Fig.3

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	图 3 黔北务正道地区安场向斜ZK288-16钻孔照片和柱状图 A— 岩心照片; B— 岩心柱状图; C— 典型照片(编号同图 3-A)Fig.3 Photos of core samples and lithological column of drillcore ZK288-16 in the An’ chang syncline, Wu-Zheng-Dao area, northern Guizhou Province

图 4

Fig.4

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	图 4 黔北务正道地区铝土矿钻孔ZK3402元素质量平衡图(原始数据见汪小妹等, 2013)Fig.4 Mass balance results of drillcore ZK3402 in Wu-Zheng-Dao area, northern Guizhou Province(data after Wang et al., 2013)

贵州遵义(早石炭世韦宪期), 黔中清镇、修文(韦宪期)、龙里(杜内期), 黔东凯里(早石炭世韦宪期、早二叠世)、广西靖西— 德保(中— 晚二叠世之交)的铝土矿, 铝土矿的含矿岩系具有和黔北务正道铝土矿类似的4层式剖面结构, 尤其是遵义漏斗形铝土矿, 具有白色多孔状碎屑状铝土矿— 暗色铝土岩或含豆鲕致密状铝土矿的6个旋回, 表明铝土矿形成时期经历了多期次的淋滤旋回(Weng et al., 2019; Yu et al., 2019a)。

因此, 作者认为, 沉积型铝土矿并非在沉积盆地内部水下形成的, 而主要是在同生或准同生期陆表大气暴露条件下形成的。沉积作用仅仅提供了形成铝土矿的物质基础, 淋滤作用才是铝土矿形成的真正原因, 故称陆表淋滤作用。

如黔北务正道地区的铝土矿, 主要分布于晚古生代冰期的小冰期— 小间冰期海平面波动间歇暴露— 淹没的半封闭海湾周围的湿地环境。晚石炭世, 该区绝大部分暴露陆表, 风化壳上的残坡积物部分搬运到低洼地区(图 5-A)。早二叠世, 随着海平面上升, 在黔北地区形成一半封闭海湾。在小间冰期高水位期, 湿地被淹没, 来自陆地的风化壳的残坡积物搬运到湿地低洼地区(图 5-B)。在小冰期低水位期, 湿地暴露, 沉积物遭受淋滤成矿(图 5-C)。如此多旋回的海平面变化, 形成多期次由淋滤作用形成的高品质铝土矿层。

图 5

Fig.5

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	图 5 黔北务正道地区早二叠世铝土矿的动态成矿模式Fig.5 Dynamic metallogenic model of bauxite deposit of the Early Permian in Wu-Zheng-Dao area, northern Guizhou Province

贵州“ 开阳式” 磷矿为中国磷矿“ 三阳开泰” (贵州开阳、云南昆阳、湖北襄阳)之一, 是世界上最富的磷矿之一, 磷矿石平均品位可达35%。“ 开阳式” 磷矿含矿岩系为震旦系陡山沱组(或洋水组), 底板地层为新元古代下江群清水江组浅变质砂板岩或澄江组(或马路坪组)的紫红色砂泥岩, 顶板为灯影组白云岩。黔中地区陡山沱组可以分为4段, 大致与湖北峡东地区的陡山沱组1段— 4段可以对比(Zhu et al., 2013; 杨爱华等, 2015)。陡山沱组第1段在开阳地区为细碎屑岩、含锰白云岩, 瓮安— 福泉地区为盖帽白云岩, 第2段为A矿层磷块岩, 第3段为夹层白云岩, 第4段为B矿层磷块岩(陈国勇等, 2015; 张亚冠等, 2016)。贵州震旦纪陡山沱组磷矿主要分布于开阳、瓮安、福泉一带, 在遵义、丹寨等地也有低品质的磷矿分布。过去对磷矿和含磷岩系的沉积环境有潮坪、潟湖、海湾、台地等不同的认识(王砚耕和朱士兴, 1984; 吴祥和等, 2000; 密文天等, 2010)。

对黔中磷矿野外剖面露头、钻孔岩心的详细观测和显微鉴定发现, 黔中浅水区的磷矿矿石类型以碎屑状磷矿为主, 按结构类型可划分为孔洞状(图 6-A)、渣土状(图 6-B)、砾屑状(图 6-C)、砂屑状(图 6-D)、粉屑状等, 是组成开阳地区富磷矿(P₂O₅含量30%~40%)的主要矿石类型, 其中渣土状磷块岩为矿石品位最高的磷块岩类型, P₂O₅含量可达40%。此外黔中局部地区局部层位还发育中高品位(P₂O₅含量25%~30%)的含生物化石磷块岩(B矿层瓮安生物群层位)(图 6-F), 含炭泥晶磷块岩(图 6-E), 球粒、团粒磷块岩和叠层石磷块岩。低品位(< 25%)的泥晶磷矿层和微生物球粒磷矿层主要分布于内陆棚的遵义松林地区和外陆棚的丹寨地区。在含矿岩系底板(1段)、A矿层(2段)、夹层白云岩(3段)、B矿层(4段)厚度等值线编图(图 7)的基础上, 恢复了黔中磷矿的古地理(图 8-A)(王泽鹏等, 2016; 杜远生等, 2018a)。结合震旦纪贵州地区区域古地理背景(图 8-B)和定量古地理(图 8-A)分析显示, 黔中震旦纪磷矿成矿环境受控于黔中古陆的北部开阳高能海滩(图 8-A, 8-C)和东部瓮安、福泉的高能海湾(图 8-A, 8-D)(王泽鹏等, 2016; 张亚冠等, 2016), 而非潮坪、潟湖的低能环境, 更不宜用碳酸盐岩台地解释。

图 6

Fig.6

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	图 6 黔中磷矿的矿石类型 A— 孔洞状磷块岩, 开阳洋水矿区; B— 渣土状磷块岩, 开阳永温矿区ZK313钻孔; C— 砾屑磷块岩, 开阳新寨矿区ZK005钻孔; D— 具交错层理的砂屑磷块岩, 开阳洋水矿区; E— 泥晶磷块岩, 瓮安北斗山矿区; F— 微生物磷块岩, 瓮安北斗山矿区; G— 砂屑磷块岩的磷灰石颗粒和白云石胶结物(显微照片), 开阳永温矿区; H— 砂屑磷块岩的磷灰石颗粒和磷灰石、白云石胶结物(扫描电镜照片), 开阳永温矿区; I— 砂屑磷块岩的磷灰石颗粒和磷灰石、白云石胶结物(显微照片), 开阳永温矿区。PG为磷质砂屑颗粒; PC为磷质等厚环边胶结物; Dol为白云石胶结物Fig.6 Types of phosphate ore in central Guizhou Province

图 7

Fig.7

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	图 7 黔中地区震旦纪陡山沱组含磷岩系等值线图 A— 磷矿底板等厚度图; B— A矿层等厚度图; C— 夹层白云岩等厚度图; D— B矿层等厚度图(B、C、D图矿区同图A)Fig.7 The isoline maps of phosphate ore deposits of the Sinian Doushantuo Formation in central Guizhou Province

图 8

Fig.8

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	图 8 黔中地区震旦纪陡山沱组磷矿古地理图 A— 含磷岩系古地理图; B— 区域古地理背景图; C— 开阳地区沉积剖面图; D— 瓮安地区沉积剖面图Fig.8 Palaeogeographic map of phosphate deposits in the Sinian Doushantuo Formation of central Guizhou Province

生物或生物化学富磷作用无疑是主要的富磷机制(Fö llmi, 1996; Compton, 2000; Pufahl and Groat, 2017), 但生物富磷作用往往不能形成具有工业价值的磷矿床, 更不能形成富磷矿(Filippelli, 2011; Pufahl and Groat, 2017)。传统认为, 贵州震旦纪磷块岩的沉积成矿主要由单一的生物作用形成。详细的研究表明, 开阳地区的磷矿全部由碎屑磷块岩组成, 几乎未见原生成因的生物作用磷块岩或泥晶磷块岩, 瓮安— 福泉地区的磷矿也主要由碎屑磷块岩组成。碎屑磷块岩矿层中发育大型的交错层理和平行层理(图 6-A, 6-D), 显然受水动力作用改造明显。从矿石品位上看, 遵义松林内陆棚和丹寨松林外陆棚的泥晶磷块岩、生物球粒磷块岩品位一般小于25%, 瓮安、福泉地区的致密状碎屑磷块岩一般品位小于35%, 而开阳和瓮安、福泉地区的孔洞状、渣土状碎屑磷块岩品位一般大于35%, 最高可达40%左右。沉积相和古地理分析表明, 开阳地区位于黔中古陆北侧的无障壁海滩环境, 前滨和上临滨环境为高品位碎屑状矿石的主要富集区, 瓮安— 福泉高能海湾同样是富磷矿的主要分布区(图 8), 也反映黔中地区震旦纪陡山沱组的磷块岩主要形成于滨岸高能环境。

对碎屑磷块岩精细的结构分析发现, 一般的碎屑磷块岩具有磷灰石和白云石2种胶结物(图 6-G, 6-H, 6-I), 而最高品位的磷矿石主要有2种类型: 一是含大量溶蚀孔洞的碎屑状磷块岩, 几乎没有白云石胶结物; 二是渣土状磷块岩, 其胶结程度极差。2类高品位磷块岩在露头剖面、矿井剖面和钻孔剖面均有发育, 反映了碎屑状磷块岩沉积成矿后又经历了淋滤作用的第2次改造富集。开阳地区陡山沱组以未淋滤的砂屑磷块岩为标准的质量平衡计算图(图 9)显示, 陡山沱组磷块岩以地层中部和顶部2个喀斯特面为标志面发育2个完整的淋滤循环, 代表碳酸盐胶结物成分的Ca、Mg元素迁移亏损量最高, Mn也存在明显迁移。而P元素自淋滤带到暴露带逐渐由亏损转变为富集, 但与Ca、Mg等元素亏损量相比整体均表现为富集, 且越靠近淋滤面附近P元素越为富集。由于Al、Ti等稳定元素迁移弱, 形成残余富集。Na、K主要赋存于残余的黏土矿物中, 迁移作用也不明显, 而陡山沱组受后期热液硅化影响, Si在整个剖面中相对富集(图 9)。

图 9

Fig.9

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	图 9 贵州开阳马路坪剖面陡山沱组磷矿层质量平衡测算淋滤风化元素迁移示意图(原始数据见张亚冠, 2019)Fig.9 Diagrams showing mass changes that occurred during leaching of the Doushantuo phosphatic successions in Kaiyang Maluping profile, Guizhou Province (data from Zhang, 2019)

根据黔中地区震旦纪陡山沱组富磷矿的成因和成矿过程分析, 可以建立富磷矿的动态成矿模式(图 10), 恢复富磷矿的形成经历了3个阶段的成矿作用过程(图 11)。

图 10

Fig.10

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	图 10 黔中地区陡山沱组磷矿动态成矿模式(据张亚冠等, 2016) A— 陡山沱组初期, 冰期结束, 持续海侵; B— 陡山沱组早期, 海侵, 矿层沉积; C— 陡山沱组中期, 海退, 矿层暴露、淋滤; D— 陡山沱组晚期, 海侵, 矿层再沉积; E— 灯影组初期, 海退, 矿层再次暴露、淋滤Fig.10 The dynamic metallogenic model of phosphate deposits in Central Guizhou Province(after Zhang et al., 2016)

图 11

Fig.11

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	图 11 黔中磷矿的三阶段成矿过程(据Zhang 等, 2019)Fig.11 Three stages in phosphate deposits formation of central Guizhou Province(after Zhang et al., 2019)

陡山沱组沉积初期, 黔中古陆边缘, 受黔中古陆陆缘供给影响, 形成滨浅海碎屑岩沉积, 之上的海侵形成了含锰白云岩, 构成了含磷岩系的底板(图 10-A); 陡山沱组沉积早期的海侵造成海平面上升, 伴随生物和生物化学富磷作用, 形成A矿层的原生磷灰石富集(图 10-B); 陡山沱组沉积中期, 海退造成海平面下降, 使早期形成的A矿层暴露或进入滨海(前滨— 临滨带), 滨岸地区原生磷灰石受波浪簸选作用影响破碎形成角砾状磷灰石碎屑, 滨外地区形成夹层白云岩(图 10-C); 陡山沱组沉积后期, 新的海侵导致海平面上升, 生物和生物— 化学富磷作用形成B矿层; 滨岸地区早期形成的A矿层被白云石胶结(图 10-D); 陡山沱组沉积末期— 灯影组沉积早期, 大规模的海退导致又一次海平面下降, 滨岸地区的A矿层再次暴露, 淋滤作用导致白云石胶结物被淋滤, 滨海前滨— 临滨带的B矿层遭受波浪簸选形成B矿层的碎屑磷块岩(图 10-E)。

综上所述, 黔中地区震旦纪陡山沱组磷矿经历了3个阶段的成矿作用过程(图 11): (1)初始成矿作用: 由生物在水体上层氧化带吸附磷进入沉积物, 并在次氧化和还原环境下迅速释放磷酸盐并造成磷在孔隙水中的过饱和, 形成原始的磷灰石自生沉积和富集。(2)簸选成矿作用: 由于海平面下降, 初始形成的磷质颗粒、结核、或纹层进入临滨波浪带甚至前滨带, 波浪簸选将泥质沉积物、细碎屑沉积物簸选移离, 形成磷块岩的第1次富集。被水流簸选、搬运和聚集的磷质碎屑颗粒再沉积过程中往往受第1期次的磷质等厚环边胶结和第2期次的粒间白云石胶结(Pufahl and Grimm, 2003; She et al., 2013), 形成独特胶结结构的碎屑颗粒状磷块岩类型。(3)淋滤成矿作用: 海平面的持续下降造成了先前形成的砂屑磷块岩遭受暴露作用, 淋滤了第1次簸选富集形成的碎屑状磷块岩中白云质胶结物和活动元素形成的其他矿物, 形成了孔洞状和渣土状的富磷矿(杜远生等, 2018a; 张亚冠等, 2019)。三阶段成矿作用伴随海平面变化多期次交替进行, 在处于浅水海滩的开阳地区, 陡山沱中期海退时期未发育夹层白云岩, 而是使初期成磷、簸选作用形成的A矿层直接暴露于地表之上, 随后的海侵过程中形成的B矿层磷块岩直接覆盖于A矿层之上, 造成A、B矿层合并, 并在陡山沱末期再次遭受暴露淋滤作用, 最终形成具有极高品位的磷矿层。

沉积矿产的形成是成矿工业元素或工业矿物的超常富集, 多数沉积矿产的形成是一种成矿事件。这种成矿事件通常与全球或局域重大地质事件相耦合。如Rodinia超大陆裂解与华南南华纪“ 大塘坡式” 锰矿, 新元古代冰期— 间冰期气候变化、新元古代氧化事件(NOE)与新元古代“ 大塘坡式” 锰矿, 晚古生代冰期与中国石炭纪— 二叠纪铝土矿均存在耦合关系。

2.3.1 重大地质事件与华南南华纪“ 大塘坡式” 锰矿的耦合关系

新元古代早期全球重大地质事件和大规模成锰作用的集中爆发期, 包括: (1)Rodinia超大陆的裂解。中新元古代之交(1000 Ma左右)大规模的格林威尔运动导致了全球众多板块拼合形成罗迪尼亚(Rodinia)超大陆。罗迪尼亚超大陆从新元古代中期开始发生裂解, 形成大量裂谷盆地系统(Goddé ris et al., 2003; Bogdanova et al., 2009)。(2)新元古代冰期— 间冰期的气候事件。新元古代冰期是一次重要的全球冰室气候, 尤其是发育于720— 654 Ma的Sturtian冰期和640 Ma左右的Marinoan冰期被认为是雪球事件的原因(Hoffman, 1998; Spence et al., 2016; Hoffman et al., 2017)。(3)新元古代大氧化事件(NOE), 继古元古代(2300 Ma)大氧化事件之后, 大约在新元古代后期— 早古生代初期(800— 500 Ma), 全球发生第2次大氧化事件(Canfield, 2005; Lyons et al., 2014), 当时地球大气圈中的氧含量持续上升, 最终在5× 10⁸年左右到达现代大气氧含量60%~100%。(4)大规模成锰事件。新元古代Sturtian冰期— 冰后期(720— 640 Ma), 全球集中发育一系列沉积型锰矿, 如纳米比亚Otjozondu锰矿、巴西Santa Cruz锰矿、巴西Urucum锰矿、印度Adilaba锰矿(Roy, 1981, 2006; Urban et al., 1992)、华南大塘坡式锰矿等(周琦等, 2013)。这些重大地质事件与大规模成矿事件是巧合关系还是耦合关系, 是一个值得探讨的科学问题。

初步的研究表明, 华南新元古代南华纪(成冰纪)大规模的成锰作用与Rodinia超大陆裂解和南华裂谷的形成演化、新元古代Sturtian冰期— 冰后期的气候波动及新元古代氧化时间(NOE)具有内在联系和耦合关系(图 12)。“ 大塘坡式” 菱锰矿形成于新元古代古城冰期之上的大塘坡组底部, 锰矿层中的凝灰岩锆石U-Pb同位素年龄为约660 Ma(余文超等, 2016; Zhou et al., 2019), 锰质来源于深部气液流体(Yu et al., 2016b)。首先, 华南地区新元古代— 早古生代位于罗迪尼亚超大陆北部(Xu et al., 2014; Qi et al., 2018), 南华纪时期, 受罗迪尼亚超大陆裂解影响, 大致沿江南造山带形成北东东向的南华裂谷(杜远生等, 2015b; 周琦等, 2016)。湘黔渝地区的南华裂谷可分为北部的武陵次级裂谷、怀化隆起和南部的雪峰次级裂谷。武陵次级裂谷的盆地结构分析发现内部存在一系列地垒和地堑盆地(杜远生等, 2015b; 周琦等, 2016), 地垒区大塘坡组底部发育盖帽白云岩, 地堑区相变为沉积型锰矿(Yu et al., 2017)。“ 大塘坡式” 锰矿既受北东东向地堑盆地控制, 也受深部气液流体(提供锰质)的喷溢口控制。周琦等(2013, 2017)划分出中心相、过渡相、边缘相。其中以具软沉积变形、含沥青充填的气泡状、块状矿石为标志的中心相被认为由热液喷溢为主的内生作用形成(周琦等, 2017); 具沉积纹层的条带状矿石为标志的过渡相由外生沉积作用形成。其次, 沉积型锰矿主要形成于碱性、弱氧化条件。CIA(化学风化指数)指示以黑色页岩和菱锰矿为特色的大塘坡组底部含锰岩系存在小冰期— 小间冰期的气候波动和间歇性的氧化过程, 海底的氧化可能与小冰期的高比重冷水随裂谷盆地斜坡重力流下沉到海底造成海底充氧有关(Wang et al., 2019; Ma et al., 2019)。再次, 在罗迪尼亚超大陆拼合与裂解过程中, 陆表硅酸盐风化作用加强, 从而会大量消耗大气圈中二氧化碳, 并为海洋初级生产力生物提供营养物质, 最终导致二氧化碳含量下降与氧气含量的上升(Campbell and Squire, 2010; Shields-Zhou and Och, 2011; Och and Shields-Zhou, 2012)。Yu等(2019b)发现黔东南华纪大塘坡组沉积型锰矿主要由微生物成矿作用形成, 其中微生物氧化固定锰离子阶段需要水体处于氧化— 次氧化条件, 与Wang等(2019)及Ma等(2019)提出的南华纪冰期— 间冰期的气候转换引起的海洋氧化还原条件变化相吻合。黔东“ 大塘坡式” 锰矿成矿与重大地质事件的耦合关系的理论创新, 尤其是北东东向裂谷地堑盆地和以喷溢口为中心的锰矿相带分布规律的新认识, 指导了黔东锰矿的找矿勘探, 实现了锰矿找矿的重大突破, 2012年以后, 黔东松桃地区新增锰矿储量约6.6× 10⁸t。

图 12

Fig.12

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	图 12 黔东“ 大塘坡式” 锰矿与重大地质事件的耦合关系Fig.12 Coupling relationship between major geological events and “ Datangpo type” manganese ore

2.3.2 晚古生代冰期与中国石炭纪— 二叠纪铝土矿的耦合关系

晚古生代冰期(Late Paleozoic Ice Age, LPIA)是地质历史时期全球持续时间最长的一次冰室气候期, 持续时间约120 Ma, 冰盖系统主要位于南半球的冈瓦纳大陆, 冰盖分布呈现多中心特点, 冰期演化呈现多旋回的冰期— 间冰期特点, 全球海平面出现高频次变化(Rygel et al., 2008; Isbell et al., 2012; Montañ ez and Poulsen, 2013)。中国的原生铝土矿主要分布于石炭纪— 二叠纪, 时间上与晚古生代冰室气候吻合。综合对比分析研究表明, 贵州早石炭世杜内期的“ 丰源层” 铝土矿、黔中— 遵义早石炭世韦宪期九架炉组的铝土矿、华北晚石炭世本溪组的铝土矿、黔北务正道地区早二叠世大竹园组铝土矿与广西德保— 靖西晚二叠世合山组底部铝土矿, 分别对应于晚古生代冰期的启动期和3个主冰期(Yu et al., 2019a)。晚古生代冰期时, 华南、华北板块位于古特提斯洋东部近赤道地区, 石炭纪— 二叠纪的贵州乃至华南、华北的铝土矿明显受晚古生代冰期— 间冰期的气候与海平面变化影响(Yu et al., 2019a)。以贵州石炭纪九架炉组铝土矿为例, 由于受冰期— 间冰期气候波动(温度变化与冰盖消长)的影响, 全球海平面发生高频次大幅升降。当冰期海平面下降时, 造成了黔中地区古大陆暴露, 从而为铝土矿成矿作用的产生提供了基本条件。间冰期海平面上升时, 引起陆地被海水淹没, 铝土矿成矿作用停滞或减缓。早古生代后期, 黔中地区形成广泛的黔中古陆, 黔中古陆的碳酸盐岩发育强烈的喀斯特化, 形成了北(遵义)高南(清镇— 修文)低的古地貌格局, 因此在遵义一带喀斯特漏斗发育, 而近海的清镇、修文一带为喀斯特洼地。早石炭世时期, 该区处于热带辐合带湿热的气候条件, 有利于风化形成初始风化产物, 之后这些风化物质被搬运到喀斯特漏斗和喀斯特洼地等负地形中, 进一步在原地经受强烈的化学风化, 形成铝土矿沉积。由气候波动导致的降雨量变化, 引起地下水水位的旋回性波动, 形成早期风化堆积物的多旋回暴露, 强烈的淋滤作用在渗流带形成高品质的铝土矿。因此, 中国石炭纪— 二叠纪的铝土矿与晚古生代全球冰室气候具有很好的耦合关系(图 13): 冰期海平面下降造成古陆暴露形成成矿空间, 高温、潮湿的气候条件引起强烈的化学风化。旋回性的气候变化导致地下水水位升降引起古水文系统的波动。古水文系统的波动导致旋回性的淋滤作用的产生, 从而形成高品质的铝土矿(杜远生等, 2015a; Yu et al., 2019a)。

图 13

Fig.13

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	图 13 中国石炭纪— 二叠纪铝土矿与重大地质事件的耦合关系Fig.13 Coupling relationship between major geological events and bauxite deposits from the Carboniferous to Permian in China