旦坪铝土矿中胶体包粒状铝土矿中胶体包粒出现的数量较多, 密度较大, 且粒径普遍较小, 圈层较少。胶体包粒以基质接触(图 3-A)或颗粒接触(图 3-B)的方式分布于铝土矿中。碎屑状铝土矿中偶见胶体包粒, 不同标本的碎屑含量差异较大且以细小碎屑为主(图 3-C)。铝土质黏土岩中偶见胶体包粒, 不同标本的碎屑含量差异较大且大小不规则, 含碎屑较多的铝土质黏土岩中碎屑以黑色不定形颗粒为主(图 3-D), 除此之外也有致密状铝土质黏土岩中不含碎屑(图 3-E)。铝土矿含矿岩系中常见后期充填石英脉或方解石脉(图 3-F)。

图 3

Fig.3

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	图 3 黔北旦坪矿区大竹园组铝土矿含矿岩系典型手标本照片 A— 灰白色胶体包粒状铝土矿; B— 灰色胶体包粒状铝土矿; C— 灰色碎屑状铝土矿; D— 灰黑色含大量黑色碎屑铝土质黏土岩; E— 灰色不含碎屑致密状铝土质黏土岩; F— 灰白色含大量石英脉碎屑状铝土矿Fig.3 Photos of typical hand specimen of bauxite ore-bearing rock system of the Dazhuyuan Formation in Danping miming area, northern Guizhou Province

在研究区含矿岩系中, 胶体包粒形态各异(图 4-A), 主要可依据其形态分为以下几种类型: (1)正常包粒: 因其具有典型的胶体包粒形态, 胶体包粒核心大小适中, 核心大致位于其整体的正中心位置, 外部圈层均匀分布, 且每个圈层与其内外相邻圈层的距离大致相同(图 4-B), 圈层数量由多到少数量不等。(2)表包粒: 胶体包粒核心巨大, 通常占整个胶体包粒体积的绝大部分(图 4-C), 绝大部分表包粒圈层数量较少, 仅少量表包粒含较多圈层数。(3)偏心包粒: 胶体包粒核心不位于其整体的正中心位置(图 4-D)。(4)复包粒: 大量小的胶体包粒被包裹在大包粒内部, 同时有基质充填其中, 通常大胶体包粒的圈层数量较少(图 4-E)。各种类型胶体包粒的数量由多到少依次为正常包粒、表包粒、偏心包粒、复包粒。胶体包粒大小不一, 且差别较大, 因其形态不规则, 圆度有差异, 故使用其面积为衡量尺度较为合适, 较小者面积为1920 μ m², 较大者面积可达2160 000 μ m²。大多数胶体包粒核心为一水硬铝石, 圈层以高岭石、绿泥石为主, 且与一水硬铝石呈互层分布, 胶体包粒成分与前人研究结果大致相同(Mongelli, 2002)。也可见少量胶体包粒核心为棱角分明的碎屑(可能为胶体包粒破碎物), 胶体包粒的形态会受到碎屑几何形态的影响(图 4-F)。

图 4

Fig.4

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	图 4 黔北旦坪矿区大竹园组铝土矿床典型铝土矿及胶体包粒结构照片 A— 胶体包粒群; B— 正常包粒结构; C— 表包粒结构; D— 偏心包粒结构; E— 复包粒结构; F— 包裹碎屑的包粒Fig.4 Photos of typical bauxite and oolites structure of the Dazhuyuan Formation bauxite deposit in Danping mining area, northern Guizhou Province

使用3D测量激光共聚焦显微镜, 对图像进行二值化, 获得黑白双色图像。因胶体包粒粒径数量级不同, 分别从微观尺度和手标本尺度各对440个胶体包粒进行测量, 微观尺度胶体包粒粒径多为0.10~0.40 mm(图 5-A), 手标本尺度粒径胶体包粒粒径多为2.00~5.00 mm(图 5-B)。对微观尺度胶体包粒进行归一化处理, 取胶体包粒粒径平均值189.00 μ m, 将胶体包粒的圆度进行箱线图(图 5-C)、柱状图(图 5-D)分析。

图 5

Fig.5

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	图 5 黔北旦坪矿区大竹园组铝土矿床胶体包粒圆度、粒径及圈层数统计 A— 胶体包粒镜下尺度粒径统计图; B— 胶体包粒手标本尺度粒径统计图; C— 胶体包粒归一化圆度差箱线图; D— 胶体包粒归一化圆度差柱状图; E— 胶体包粒圈层数量统计图Fig.5 Statistical diagram of roundness, particle size and number of circles of colloidal pellets of the Dazhuyuan Formation bauxite deposit in Danping mining area, northern Guizhou Province

将胶体包粒归一化圆度分布柱状图划分为12个数值区间, 可以看出, 其圆度最小值小于20 μ m, 圆度最大值98 μ m, 圆度在19.00~33.00 μ m区间内居多, 占总量的50%, 呈现两端少中间多的似纺锤状分布模式。胶体包粒归一化圆度分布箱线图中上边缘约为65.75 μ m, 上四分位数约为42.65 μ m, 中位数约为31.64 μ m, 下四分位数约为25.38 μ m, 下边缘约为12.94 μ m。基于此拟以25.38 μ m、31.64 μ m、42.65 μ m作为划分节点, 将该图分为4部分, 将胶体包粒圆度划定为圆形、近圆形、近椭球形、椭球形。通过所获数据可见, 旦坪地区胶体包粒以圆形、近圆形为主, 近椭球形次之, 椭球形最少。

对黔北旦坪矿床豆鲕状铝土矿中458个胶体包粒的圈层数量分别进行观察统计(少数胶体包粒样品无法进行圆度统计, 故样品数量多于胶体包粒统计样品数量), 胶体包粒圈层数量越大, 其出现的频率越低; 胶体包粒圈层数量越小, 其出现的频率越高, 呈现金字塔型分布模式。旦坪地区胶体包粒圈层以1~2层为主, 占总量的近50%(图 5-E)。黔北铝土矿床的胶体包粒一般由1~6个圈层组成, 其中又以1~3个圈层居多(刘巽峰, 1988)。

在黔北铝土矿包粒状矿石中, 一水硬铝石微晶从勃姆石集合体中结晶析出, 表明成岩或后生阶段勃姆石可以转化形成一水硬铝石(廖士范和梁同荣, 1991)。戴塔根和李洁兰(2016)对广西喀斯特型铝土矿研究发现, 沉积矿石中普遍存在勃姆石, 但在堆积矿石中未见, 反映勃姆石在后期堆积改造过程中已完全转变为一水硬铝石。胶体包粒进行扫描电镜元素面扫(图 6-A至6-F)和元素线扫(图 7-A至7-C)表明, 从胶体包粒圈层核心到边部, Al元素含量最多, Fe、Ti元素含量次之且显著低于Al元素含量, 同时, Fe、Al元素含量大致呈现负相关关系。Mongelli(2002)指出, 铝赤铁矿可以被认为是赤铁矿和刚玉之间的固溶体, 其化学式为(Al_xFe_1-x)₂O₃, 其中x为固溶体中Al₂O₃的摩尔分数(Tardy and Nahon, 1985)。本研究观察到的现象与Mongelli等(2016)对胶体包粒的镜下观察一致, 表明旦坪地区胶体包粒圈层为一水硬铝石与铝赤铁矿交替出现。

图 6

Fig.6

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	图 6 黔北旦坪矿区大竹园组铝土矿床胶体包粒Al、Fe元素面扫描图 A— 正常胶体包粒Al元素面扫描图; B— 正常胶体包粒Fe元素面扫描图; C— 表胶体包粒Al元素面扫描图; D— 表胶体包粒Fe元素面扫描图; E— 偏心胶体包粒Al元素面扫描图; F— 偏心胶体包粒Fe元素面扫描图Fig.6 Surface scan of Al and Fe elements in colloidal pellets of the Dazhuyuan Formation bauxite deposit in Danping mining area, northern Guizhou Province

图 7

Fig.7

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	图 7 黔北旦坪矿区大竹园组铝土矿床胶体包粒Al、Fe元素线扫描图 A— 正常包粒Al、Fe元素线扫描图; B— 表包粒Al、Fe元素线扫描图; C— 表包粒Al、Fe元素线扫描图; D— 偏心包粒Al、Fe元素线扫描图Fig.7 Line scan of Al and Fe elements in oolites of the Dazhuyuan Formation bauxite deposit in Danping mining area, northern Guizhou Province

铝土矿床作为陆表风化淋滤作用的终极产物, 本质上与热带成壤作用、红土化作用类似, 区别在于风化程度、剖面形成时间及沉积过程的复杂性(余文超等, 2023)。野外实地观测与前人研究表明, 现代正在形成的三水铝石型铝土矿与氧化土成壤作用关系密切, 三水铝石型铝土矿层上覆为表层红土, 下伏为网纹红土层(陈世益等, 1992)。不论从纵向分层上还是横向不同类型分布变化上来看, 铝土矿剖面与热带土壤剖面可以进行类比研究, 且相当一部分铝土矿石中还保留了类似成壤作用过程中土壤孔隙内沉淀的同心球状或不规则状胶体沉淀作用证据(余文超等, 2023), 例如热带氧化土剖面中淀积黏化层所含黏粒胶体薄膜与铝土矿胶体包粒具有相似的圈层状结构(Brady and Weil, 2008)。基于这种相似性, 有学者将铝土矿沉积视为古土壤的一种特殊类型(Valeton, 2009)。此前的研究也有将热带氧化土成壤环境等价于铝土矿胶体包粒的形成环境, 并认为其土壤内部含矿物质流体为胶体包粒的形成提供了物质来源(Mongelli, 2002)。基于以上论述, 本研究假设铝土矿胶体包粒形成基质为热带强风化土壤环境, 该类型土壤为胶体包粒形成提供了碎屑及各种离子来源。

旦坪地区胶体包粒以圆形、近圆形为主。Sefton-Nash和Catling(2008)研究指出, 同心状颗粒的上述特征表明形成它们的成岩事件不是由高能的外部侧向流驱动的, 因此扩散可能主要是源物质移动的方式。此外, Mozley和Davis(2005)指出当横向流动起到重要作用时, 同心层状颗粒会出现拉长现象, 但旦坪地区胶体包粒未见明显拉长现象。综上推断主要是由扩散作用控制胶体包粒的形成。基于扩散理论, 表 2列举了本研究所建立的胶体包粒扩散模型相关参数及符号涵义。

表 2

Table2

表 2(Table2)

表 2 扩散形成胶体包粒模型参数 Table2 Parameter for diffusion model of colloidal pellets

表 2 扩散形成胶体包粒模型参数 Table2 Parameter for diffusion model of colloidal pellets

溶液中的离子由于压力作用等条件渗入结核中的现象, 被称为对流, 铝离子的对流可以表示为式(1)。其中v为离子迁移的速度, C为孔隙溶液中离子的浓度。但因为铝土矿中形成胶体包粒的基质并非液态, 并且为描述瞬时变化, 故引入扩散系数D, dC与dX的偏微分表示的是平衡浓度的变化速率, 两者的乘积J表示单位时间内通过单位面积的量, 以式(2)表示:

J=C·v(1)

J=-DdCdX(2)

将转化发生的区域厚度定为L。此时平衡浓度的变化速率可以表示为胶体包粒固结矿物表面与无限远处源物质浓度差随L扩大的变化速率, 如式(3)所示:

J=-ФDLΔC(3)

Berner(1968)认为, 胶体包粒每个圈层的生长速率受到Al^{3 +}在溶液或胶体中的扩散系数 Di0、固结矿物表面与无限远一点之间的源物质浓度差Δ C、沉淀矿物的摩尔体积V_i以及圈层厚度r_c的影响。Mongelli(2002)基于Berner(1968)提出的胶体包粒计算模式首次在铝土矿研究中应用的Fick第一定律(一维), 即在静止的介质中, 分子扩散与浓度梯度成正比, 将该定律应用于研究胶体包粒圈层形成时溶解矿物与结晶矿物的扩散转化中, 如式(4)所示:

t=rc22ViΔCDi(4)

胶体包粒的孔隙度与其渗透率有很大的关系(Streicher and Alexander, 1995), 即与离子的扩散密切相关, 故引入Φ , 即铝土矿中形成胶体包粒的基质孔隙度。还需要注意的是, 由于受到孔隙度和弯曲度的影响, 沉积物中铝离子的扩散速度较溶液中铝离子的扩散速度慢, 且在稀溶液中, 离子的移动阻力较小, 但在孔隙流体中运移的离子会互相作用, 影响运移速度, 所以扩散系数需要进行校正(Iversen and Jø rgensen, 1993)。Al^{3 +}在溶解体系中的扩散系数 Di0=0.559× 10 ^-6 cm² s^-1(Li and Gregory, 1974)。高岭石作为形成胶体包粒圈层的源物质, 富含高岭石的土壤中产生扩散作用和固结作用, 使用高岭石黏土测定的孔隙度值0.27(Diamond, 1970), 根据Iversen 和Jø rgensen(1993)提出的式(5)计算得到D_i=0.225× 10 ^-6 cm² s^-1:

Di=Di01+n(1-Ф)(5)

Mongelli(2016)基于Wilkinson和Dampier(1990)的研究对铝土矿胶体包粒简单扩散模型进行修改, 考虑非线性的稳态浓度梯度。并且引入了沉淀矿物勃姆石的体积分数F_p和固结形成胶体包粒的源物质(即Al³⁺)在胶体包粒中的体积分数F_d, 前者为0.45(Mongelli et al., 2016), 后者为0.01(Sefton-Nash and Catling, 2008), 同时引入沉淀矿物勃姆石的摩尔体积V_i, 为19.507 cm³/mol(Smyth and McCormick, 1995)。前文指出, 铝赤铁矿可以被认为是赤铁矿和刚玉之间的固溶体, 沉淀矿物铝赤铁矿的摩尔体积V_i为29.566 cm³/mol(Wedepohl, 1969), 铝赤铁矿在胶体包粒中的体积分数F_p为0.55。固结矿物表面与无限远处的源物质(即Al³⁺)浓度差Δ C=0.5 mg/kg=18.5× 10^-3 mol/m³(Mongelli et al., 2016)。Sefton-Nash和Catling(2008)对不同胶体包粒形成时间计算公式进行对比, 发现最契合胶体包粒自然生长的模型可能是Wilkinson和Dampier(1990)的模型, 因为它解释了源矿物质的成岩重新分布。因此本研究采用该公式进行计算, 厚度r_c的胶体包粒圈层形成所需的时间, 如式(6)所示:

t=rc21-FdFp132ViDiΔC(6)

黔北旦坪地区胶体包粒微观尺度的圈层厚度相差较大, 为11.2~319.5 μ m, 将圈层厚度代入(6)式进行计算, 分别得到旦坪地区胶体包粒勃姆石、高岭石圈层形成时间曲线, 胶体包粒勃姆石圈层的形成时间为0.2~143.6年, 胶体包粒铝赤铁矿圈层的形成时间为0.1~96.9年, 胶体包粒中勃姆石圈层的平均形成时间长于铝赤铁矿圈层的形成时间(图 8-A)。前文针对包粒的圈层数量统计和矿物学工作表明, 旦坪地区胶体包粒圈层为勃姆石与铝赤铁矿交替出现, 以1~3层居多, 故胶体包粒的圈层形成时间为0.3~240.6年。胶体包粒核心根据其类型不同半径差异较大, Mongelli(2016)研究指出形成胶体包粒核心所需的时间与外部圈层生长所需时间相近。旦坪地区胶体包粒的微观尺度形成时间应为核心形成时间与外部圈层形成时间之和, 结合旦坪地区微小胶体包粒粒径多为0.10~0.40 mm(图 5-C), 其形成时间为0.6~481.2年。在手标本尺度, 旦坪矿区胶体包粒圈层厚度为0.30~1.20 mm, 粒径多为2.00~5.00 mm(图 5-D), 根据计算预估形成时间为1178~7364年。根据上述证据, 我们认为结合微观尺度、手标本尺度测量数据, 旦坪地区胶体包粒形成时间为0.6~7364年(图 8-B)。

图 8

Fig.8

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	图 8 黔北旦坪矿区大竹园组铝土矿床胶体包粒单矿物圈层及胶体包粒形成时间 A— 胶体包粒微观尺度勃姆石、铝赤铁矿圈层形成时间图; B— 微观尺度、手标本尺度胶体包粒形成时间图Fig.8 Colloidal pellets single mineral layer and colloidal pellets formation time diagram of the Dazhuyuan Formation bauxite deposit in Danping mining area, northern Guizhou Province

Mongelli(2002)和Mongelli等(2016)使用式(6)计算意大利南部晚白垩世古喀斯特型铝土矿胶体包粒的形成时间, 勃姆石圈层形成时间约为4500年, 胶体包粒形成时间为45 000~150 000年, 与本研究下二叠统沉积型铝土矿胶体包粒形成时间相差较大, 且圈层数量(20~30层)远多于旦坪地区胶体包粒。这可能是因为意大利地区晚白垩世频繁的海平面变化, 有利于铝赤铁矿保存的湿热环境与有利于勃姆石保存的干燥环境变化明显。而在早二叠世, 旦坪地区的准平原化更加彻底, 古地貌差异更小, 且基岩主要为不透水的韩家店组泥岩(殷科华, 2009; 汪小妹等, 2013)。因此, 旦坪地区在早二叠世虽经历了地下水水位变化(Yu et al., 2019; Li et al., 2020), 但其渗流带与潜流带的改变可能并不频繁, 导致风化剖面干— 湿分异不显著(杜远生等, 2014; Zhou et al., 2022)。旦坪地区在早二叠世的铝土矿成矿环境不利于勃姆石和铝赤铁矿保存, 这可能导致了旦坪地区胶体包粒圈层较少的现象发生。

铝土矿的形成受到气候、地下水位、二氧化碳浓度、植被覆盖率等环境因素综合作用, 成矿母质在经过陆表风化淋滤作用后形成铝土矿(余文超等, 2023)。大气降水是陆表风化淋滤作用的重要因素, 风化剖面中的活动水流溶解并迁移走杂质元素, 留存铝、铁质是铝土矿成矿作用的核心过程(Lei et al., 2023)。海平面的升降是陆地风化暴露面积与地下水位变化的主要影响因素(Yu et al., 2019; Khosravi et al., 2021), 铝土矿含矿岩系根据地下水位的高低可分为渗流型(低地下水位)与潜流型(高地下水位)(D'Argenio and Mindszenty, 1995)。渗流型铝土矿形成于富氧且排水条件好的环境, 淋滤作用强, 易于形成高品位的多孔状铝土矿。高地下水位的潜流型铝土矿形成于水体滞留的环境, 淋滤作用较弱, 铝土矿品质通常较差, 如致密状铝土矿以及铝土质黏土岩(杜远生等, 2013, 2014)。气候(年平均温度与有效降水量)也是控制铝土矿形成的重要因素, Yu 等(2019)研究表明, 华南地区在晚古生代冰期也能形成铝土矿的原因是当时华南板块的古气候受到热带辐合带(ITCZ)的控制, 特征为年均气温高, 年均降水量大, 利于形成高品质铝土矿。同时, 应用高温强降水的数值进行模拟预测, 较高预测成功率也印证了铝土矿形成于高温多降水的环境(Price et al., 1997)。

淋滤作用形成铝土矿, 胶体包粒状结构常出现在铝土矿中, 胶体包粒的形成也与淋滤作用密切相关。前人研究表明, 胶体包粒的高场强元素和正Ce异常值均高于基质, 胶体包粒晚于基质形成, 具有原位后生的特点(张亚男等, 2013)。胶体包粒的形成晚于基质, 基质为胶体包粒的形成提供了物质基础, 而淋滤作用对基质的成分有显著影响, 在强烈淋滤的环境下, 会发生脱硅排铁作用, 大规模出现以高岭石、伊利石或蒙脱石等黏土矿物转化为三水铝石等铝矿物(Yu et al., 2014; Zhao et al., 2023)。胶体包粒主要依赖于胶体化学凝聚形成, 而淋滤作用控制下的热带风化过程可以在风化层位中形成孔隙, 为胶体包粒形成提供必要空间(Richards and Kum, 2003; 杜远生和余文超, 2020)。旦坪地区胶体包粒圈层主要为一水硬铝石与铝赤铁矿互层交替出现, 相较于一水硬铝石的高强度淋滤作用, 铝赤铁矿指示相对低强度淋滤作用。互层状圈层的形成指示了旦坪地区含铝土矿地层中胶体包粒因淋滤作用产生的周期性凝聚, 从微观上刻画了周期性的成矿节律。

胶体包粒圈层的形成相对宏观上是勃姆石与铝赤铁矿胶体交替发生扩散吸附作用, 微观上是铝在基质中的扩散富集过程。聚焦于相对微观上铝的地球化学行为, 将圈层的形成区分为铝的迁移和铝的吸附沉淀2个阶段。前人研究认为, 成矿母质在富含有机酸的酸性、还原的条件下脱硅去铁形成铝土矿(Liu et al., 2016; Ling et al., 2017; Barnett et al., 2020)。余文超等(2012)测定务正道地区铝土矿含矿岩系中的重排甾烷和规则甾烷的含量也表明, 铝土矿在酸性、还原性的环境下沉积形成。且Montoroi(1994)研究发现, 酸性土壤水中铝能够大量溶解达到高浓度, 在该环境中, 铝的浓度受到三水铝石和高岭石的溶解度控制。所以在铝土矿形成过程中, 有大量的铝呈各种形态分布在酸性环境中。铝主要以矿物形式存在(铝硅酸盐和氧化铝)于土壤和水中。此外, 铝浓度和铝的形态取决于土壤溶液的pH值和化学环境, 根据土壤pH的不同, Al可以以沉淀物或共轭有机、无机离子以及分子的形式存在, 大多以 Al³⁺(pH≈ 5)、Al(OH)²⁺(pH≈ 5.5)、Al(OH)₂⁺ (pH≈ 6)、Al(OH)₃⁰ (s)(pH≈ 6.5)、Al(OH)^4-(pH≈ 7)几种形态出现(Bojó rquez-Quintal et al., 2017)。通常在土壤学上将铝组分划分为全铝、活性羟基铝、有机络合态铝以及交换性铝(龚子同等, 2003)。土壤交换性铝是土壤黏粒表面静电引力所能吸附的易移动的元素(龚子同等, 2003), 同时土壤胶体的内外部表面携带有大量的正负静电荷, 这些土壤胶体的表面电荷都是通过羟基基团形成的, 受到pH值变化的影响(Brady and Weil, 2008)。

在铝的迁移机制方面, 许弟发等(2002)认为, 土壤胶体吸附金属离子可能与形成氢氧化物, 即在铝土矿体系内主要表现为氢氧化铝表面沉淀有关。氢氧化铝由铝单核物质发生聚合水解, 再加上羟基充当桥梁逐步形成(Hsu, 1989)。羟基铝由铝聚合水解产生, 其聚合水解反应会受到有机质分解后产生的腐殖质(腐殖酸、胡敏素)的影响(Boodt et al., 1990)。有机酸会与羟基铝形成络合物, 有机配体对羟基铝配位点的占据破坏了铝离子聚合所必需的羟基桥接机制, 有机配体与羟基铝络合的强度和范围越大, 它们对其配位点的占据就越稳定。因此, 有机配体对羟基铝的水解以及随后的沉淀和结晶的破坏性影响会越大(Ng Kee Kwong and Huang, 1978)。由此可知羟基铝的聚合水解作用随着该过程中存在的有机酸浓度的增加而变弱, 即有机酸的存在可以阻止氢氧化铝沉淀形成, 使得羟基铝发生迁移作用, 影响铝土矿床中胶体包粒的形成。

在实际土壤中, 相比其他阳离子, 铝离子可以很好地吸附并保持在胶体包粒表面而较难被取代, 这就使得胶体包粒圈层在形成时可以吸附交换性铝, 吸附的性质和效率会受到pH的控制。pH值升高会导致颗粒表面负电荷增加, 反之pH值降低会导致负电荷减少(Brady and Weil, 2008), Shanshuddin 和Ismail(1995)研究马来西亚老成土时从阴阳离子交换量方面揭示出土壤电荷与pH值之间的关系, 与前者结论相似, 同时提出大约pH值为4.4时出现等电荷点。当土壤pH值为中酸性时, 交换性铝的含量与pH值呈负相关关系, 即随着pH值的增加, 交换铝的含量会随之降低(龚子同等, 2003)。值得注意的是, 仅依靠交换铝含量的变化来断定土壤胶体的吸附强度是不够的, 许弟发等(2002)研究表明, 虽然pH值的升高会导致交换铝含量的降低, 但却利于土壤胶体吸附金属阳离子, 同时促进解吸阴离子, 使得金属元素阳离子在土壤中的吸附量随pH值的升高而增大。理论上不同矿物成分的圈层可能指示pH值变化引起的差异性交换铝吸附强度, 从而指示不同的pH环境, 表征古环境变化信息, 但多个因素的影响下, 哪种是主导交换铝吸附强度的主要变量有待实验探究。同时, 形成的不同矿物成分携带的正负电荷可能不同。显然, 异极电荷互相吸引, 同极电荷相互排斥, 这可能是胶体包粒不同矿物成分圈层形成的原因之一。综上, 羟基铝与交换性铝均会从不同方面对铝微观地球化学行为产生影响, 从而进一步影响胶体包粒圈层的形成, 但实际的影响程度有待实验进一步验证。