桂西铝土矿中火山灰特征及其地质意义

张启连，陈有斌，刘希军，黄文芳，韦访，黄光琼, 黎家龙，徐海棚，梁国科，叶宝月 广西地质调查院，南宁，530023； 广西环境地质调查院，南宁，530023； 广西274地质队，广西北海，536005； 桂林理工大学，广西桂林，541004

内容提要: 岩溶型铝土矿中火山物质参与成矿的直接证据需要进一步明确。通过线路调查和剖面研究，在桂西大范围内的铝土矿及其早期的铝土质岩中观察到大量的火山灰，含量大于30%；火山灰种类有岩屑、晶屑、玻屑和火山尘，塑性—半塑性变形及刚性爆裂显著，自由降落为主，属原地—准原地沉积；火山灰易于分解为水铝石、高岭石、赤铁矿等微细矿物，屑状火山灰相对尘状火山灰更易于矿化，大量火山灰主要以直接铝土矿化作用成矿。元素地球化学特征显示铝土矿和铝土质岩具有亲岩浆性，不活动元素图解判别及铝土矿测年数据显示火山灰原岩浆以碱性玄武岩为主，与岛弧火山岩一致，主要来自于哀牢山—松马造山带的二叠纪岛弧，铝土矿层具有穿时性，部分火山灰可来源于峨眉山火成岩。铝土矿层中的火山灰丰富，跨度长，可能是瓜德鲁普世末生物灭绝的肇凶。

按Bárdossy(1982)和Bárdossy等(1994)分类，铝土矿床分为红土型、岩溶型和齐赫文型(Tikhvin，前苏联城市齐赫文)，前两者占比99.5%，齐赫文型为远距离异地沉积的碎屑铝土矿，覆盖在铝硅酸盐岩石剥蚀面上，属红土型铝土矿的剥蚀产物，很难保存，故其量极少。岩浆岩参与铝土矿成矿作用在以铝硅酸盐岩为基岩的红土型铝土矿床中十分显著，几内亚、越南—老挝—柬埔寨的红土型铝土矿的风化母岩为玄武岩或辉绿岩(陈志友，2016；张如放等，2018；陈喜峰等，2019)，而澳大利亚南部地区的红土型铝土矿母岩为花岗岩类(王兆忠，2017)，南美洲红土型铝土矿则二者兼而有之(姚仲友等，2017)，此类矿床的一个显著特征，就是保留着原岩的构造和结构,尤其是在矿层与基岩之间的腐土层(亦称过渡层)中清晰可见，最常见的特征是长石晶体发生黏土化(巴多西等，1994)；岩溶型铝土矿的基岩为碳酸盐岩，尽管众多研究者赞成火山灰参与了铝土矿成矿的观点，但在国外仅个别矿床(意大利坎波费利切矿床)偶然发现了凝灰岩的直接证据(巴多西，1990)。在国内近年来有研究者通过间接方法论证火山物质参与了岩溶型铝土矿的成矿作用，如锆石研究(Liu Jian et al.，2014；Yu Wenchao et al.，2016)和黏土矿物学研究(曹高社等，2016)。近年有研究者在桂西平果矿区发现了直接的火山物质证据—晶屑(侯莹玲，2017；程顺波等，2020)，支持了火山物质在岩溶型铝土矿中参与成矿的观点，但仅限于单个矿区的单个矿层，火成岩参与成矿的广泛性仍需进一步夯实。笔者等通过近年调查，发现桂西地区铝土矿每个矿层及早期的铝土质岩建造中均存在火山灰。本文即在展示铝土矿中火山灰特征基础上，阐释其成矿特点，并通过元素地球化学分析进行构造环境判别，厘定桂西地区铝土矿中火山灰的来源。

1 地质概况

桂西地区属于右江盆地主体，该盆地经历了裂谷盆地(早泥盆世晚期—晚泥盆世)、被动大陆边缘(早石炭世—早三叠世)、前陆盆地(中三叠世)的演化，至印支运动后转入大陆演化阶段。前两阶段为沟台沉积，体现为许多大小不一的浅水碳酸盐孤立台地和深水台沟，台地相区(图1中蓝灰色分布区)以沉积碳酸盐岩、生物礁灰岩、泥晶灰岩、鲕粒灰岩、角砾岩等为特征，沟槽相或盆地相区则形成深水的硅质—泥质—灰质的混合沉积，夹基性—中性火山岩建造(杜远生等，2013)。

图1 桂西大地构造(a)和台地相二叠系与铝土矿床分布图(b)(据杜远生等，2013；张启连等，2020修改)Fig. 1 Tectonics(a) of the western Guangxi and distribution(b) of the platform-facies Permian and bauxite deposits(after Du Yuansheng et al. 2013&； Zhang Qilian et al.,2020&)

右江盆地从早泥盆世晚期至早三叠世主要受引张机制制约，彭阳等(2004，2009，2015)、乔秀夫等(2002)通过台地边缘碳酸盐岩墙、碳酸盐岩脉、原地震裂角砾岩、毗邻不整合、振动液化等等各种地震记录论证了同生断裂的强烈活动；笔者等还发现，台缘向内的台地内部铝土矿层及上下围岩中亦存在古地震记录。自中三叠世起至晚三叠世，盆地处于挤压背景之下，经历残余盆地到前陆盆地的演变，体现在复理石建造中发育有挤压皱纹、挤压岩枕、挤压皱脊、挤压裂隙等同沉积挤压构造(吕洪波等，2003)。

桂西二叠系铝土矿层产于台地相上二叠统合山组底部，与下伏茅口组灰岩呈平行不整合接触，具有典型的分层结构，其中最常见的是下部为单层的厚层状矿层和上部为薄层状为主的矿层(图2d、e、f，图3b、c)，分层间矿石类型和化学成分具有明显的差别(张启连等，2020)；尚有一种呈中厚层状的矿层(图2b、c，图3d、e)，据测年数据应为厚层状矿层的同时异相产物。各矿层顶部多以泥质铝土岩与上覆岩层过渡(图3)。本次研究还对崇左岜板剖面中过去被认为是“贫铁矿”的紫红色铝土质岩进行了分层，它在南部宁明—崇左—扶绥一带断续地成片出露，在中部的靖西三合等矿区则以砾石形式出现于铝土矿层中(图2c)，此套铝土质岩建造在崇左市岜板可见下部为古土壤层(可见龟裂)，弱层理，中部为铁质铝土质泥岩，上部为铁质泥质铝土岩；而在扶绥县东罗附近仅出露上部的铁质泥质铝土岩，两处均未见顶，故厚度不清(图2a，图3f)，成分逐渐过渡；砾石赋存状态表明铝土质岩建造早于铝土矿层的形成，根据赤铁矿大量存在及层理发育特点，初步认为属于湖相沉积，大范围内的古红土得到了聚集，为后期风化壳发展奠定了成矿基础。

图2 桂西地区上二叠统合山组铝土矿成层特征Fig. 2 Characteristics of bauxite stratification of the upper Permian Heshang Formation in western Guangxi (a)铝土质岩建造的中下部，由古土壤层、铁质铝土质泥岩组成，右下角为龟裂构造，示土壤属性，崇左岜板。 图中人高165 cm。(b)中厚层状铝土矿层，红色泥岩为古暴露面，扶绥岜羊。 图人中高165 cm。(c)中厚层状铝土矿层中分布的泥质铝土岩砾石，示两者之间的先后关系，靖西三合。 图中人高165 cm。(d)铝土矿层的厚层状与薄层状矿层组合，靖西新圩。(e)铝土矿层的分层现象及矿石类型，乐业刷把。 图中人高166 cm。(f)厚层状铝土矿层与薄层状矿层，平果太平(a) The mid—lower part of bauxite formation composted of paleosoil, ferruginous-bauxite mudstone, with mud crack in mudstone indicating soil property, Baban， Chongzuo City. The man is 165 cm tall. (b) The middle—thick layer with ancient exposed surface represented by red mudstone, Bayang of Fushui County. The man is 165 cm tall. (c) The gravel of aregillaceous allite distributing among the middle—thick ore layer, showing precedence relationship of two stones, Shanhe of Jingxi City. The man is 165 cm tall. (d) The combination of thick and thin ore layers,Xinxu of Jingxi City. (e) The appearance of stratification, and the types of ore, Shaba of Leye County. The man is 166 cm tall;(f) The thick and thin bauxite layers, Taiping of Pingkuo City

图3 采样剖面柱状对比图Fig. 3 Columnar comparison diagram of the sampling section

桂西铝土矿中最常见的矿石为灰色—深灰色碎屑状矿石和块状矿石，其次为深灰色—黑色的致密状矿石，属于铝土矿与泥岩的过渡类型，含泥较高；厚层状矿层以块状矿石为主，薄层状矿层以致密状矿石为主，中厚层状矿层下部以碎屑状矿石为主，上部以致密状矿石为主。有些钻孔工程中可见灰黑色矿石向下渐渐过渡至青灰色矿石,再至红色铝土岩，喻示紫红色铝土岩早于灰黑色矿石。

2 样品采集

样品采集范围涉及桂西北部隆林至南部崇左的广大地区(图1)，采全块状、碎屑状、致密状等矿石类型，并顾及矿层顶板的铝土质泥岩(图3b)；同时为了便于对比分析，对铝土质岩建造中的土壤层、铁质铝土质泥岩和铁质泥质铝土岩亦采适量的样品，样品在剖面中的位置如图3所示，样品编号见表1。岩矿标本制作成无玻盖光薄片，经抛光处理，制作过程中能减少大部分黏土物质脱落，较之普通薄片更能反映实际。主微量元素由澳实分析检测(广州)有限公司进行检测。样品破碎后缩分出300 g研磨至75 μm(200目)，检测方法为X射线荧光光谱仪熔融法分析主次量元素(代号：P61-XRF26s)，检出限为0.01%，和电感耦合等离子体质谱稀土微量元素分析(代号：M61-MS81),微量与稀土元素分析相对误差为5%～10%。

表1 桂西铝土矿主量元素分析结果(%)Table 1 The major element composition(%) of bauxite in western Guangxi

3 火山灰类型和典型结构

铝土矿中主要矿物为水铝石、赤(针)铁矿、高岭石，水铝石中镜下能观察到的多为一水硬铝石，矿物多以隐晶、微晶、粉晶状紧密连生。光性显著时，单偏光镜下一水硬铝石为黄灰色，褐灰色，正交偏光镜下为蓝色、黄色、红色等复杂色调，显示针状、柱状等晶形；高岭石单偏光镜下多为白色至浅黄灰色，亮度高于一水硬铝石，正交偏光下则为一级灰或月白色，且为无定形轮廓；赤(针)铁矿呈深红色或不透明，反射光下呈灰白色。胶体(凝胶)呈流质状、融化状、絮状，黑色、白色、红色、褐色、黄色等多种颜色，含铁时呈红色调，不同颜色的胶体可组合成叠层状柱或条带。

3.1 火山灰类型

岩溶型铝土矿成矿作用经历时间漫长，铝土岩建造沉积期即至少经历过一次风化壳发展阶段，铝土矿层沉积期亦至少经历过一次风化壳发育阶段，其间的氧化淋滤和矿物重组等作用已使原岩中的矿物遭受了重大改变。尽管如此，持续的火山作用促使火山物质在风化壳进程中沉降，使之在铝土矿(岩)石中得以部分保存。本次所见的火山碎屑主要为火山灰(粒径<2 mm)。

(1)岩屑，玄武岩屑(图4a、图5o)浑圆状轮廓基本完整，双晶可辨，部分晶体间大角度交叉，属于典型的填间粒结构；凝灰岩岩屑(图4d)轮廓清晰，其内既有火山尘又有玻屑和晶屑，玻屑边缘有不规则的冷却边，而晶屑的边界较平直；安山岩屑(图4b)轮廓基本完整，其内微细斜长石假晶略呈定向或小角度交织，双晶可辨；浮岩(？)(图4f、h)，气孔发育，充填物已分解出水铝石和高岭石，不透明物质(赤铁矿)另居一隅。气孔发育是陆相喷发的典型标志(曾允孚等，1986)。有些岩屑已无法识别岩性，但轮廓完整，如图4g中鲕粒左上角所示。

(2)晶屑(图4a、图5k、l、m、n、o)，斑状、次浑圆状、刀鞘状、轭状、假晶等各种形态，边界常具开口向外的“V”或“U”样式，有时局部有半齿轮状边界，显示炸裂成因，内部以均匀的单色调为主，点缀浅褐色铁质，浑圆状轮廓者多是石英斑晶，长条或柱状者多是长石斑晶，辉石(图5k)晶屑中可见磁铁矿析出于解理缝及裂隙中，辉石晶屑右上方有一颗矿物假晶似为橄榄石晶形。

图5 桂西铝土矿中火山灰特征(二)Fig. 5 Characteristics of volcanic ash of bauxite in western Guangxi(B)(i)块状矿石中的晶屑，铝土矿化强烈，可辨识的火山灰少，平果太平ZK4004-1，(±)；(j)碎屑状矿石中的玻屑和火山尘，塑性—半塑性变形，大小悬殊；火山尘极多，褐红色胶体呈絮状分布，铝土矿化强烈，靖西三合SH-2，(-)；(k)铝土质泥岩中的长石晶屑，已分解出水铝石和高岭石，乐业刷把SB-3，(±)；(l)铁质泥质铝土岩中的辉石和橄榄石假晶，隆林龙艾LA-2，(反射光)；(m)铁质泥质铝土岩中的晶屑，已分解为一水硬铝石、高岭石及玉髓等微细矿物，隆林龙艾LA-1，(-)；(n)铝土质泥岩中的安山岩屑、晶屑和火山尘，崇左岜板BB2-1，(-)；(o)古土壤层中的玄武质岩屑，及晶屑，崇左岜板BB2-A，(-)；(p)薄层矿层中的砾状矿石，凝胶及初鲕，可见晶屑，平果太平-1，(-)(i) The crystal fragment in massive ore, and scarcely observable volcanic dust due strong mineralization,ZK4004-1,Taiping,Pingkuo City, (±). (j) The hyaloclastic fragment and volcanic dust in clastic ore, plastic and semi-plastic deformation, with size of great variety; and showing a lot of volcanic dust, and maroon colloid present flocculently, showing strong mineralization, SH-2,Shanhe, Jingxi City,(-). (k) The crystal fragment of feldspar in bauxite mudstone, decomposed into diaspore,kaolinite,SB-3,Shaba,Leyu County, (±). (l) The pseudomorphic of pyroxene and olivine in ferruginous—aregillaceous allite,LA-2,Longai,Longlin County,(reflected light). (m) The crystal fragment in ferruginous— pelitic allite, decomposed into diaspore,kaolinite and chalcedony,LA-1, Longai,Longlin County,(-). (n) The andesite detritus, crystal fragment and volcanic dust in bauxite mudstone,BB2-1,Baban, Chongzuo City, (-). (o) The detritus and crystal fragment of basalt in paleosoil,BB2-A,Baban, Chongzuo City, (-). (p) The conglomerate bauxite ore of thin layer,showing gel and embryo of oolite,with crystal fragment visible,太平-2, Taiping,Pingkuo City, (-)

(3)玻屑，有一种玻屑被称为浆屑(南京大学地质系矿物岩石教研室，1979)(图4e)，切面呈饼状、透镜状、窗棱状，大小悬殊但又同层分布，分选性差，其内腔为梳状一水硬铝石充填，两端有撕裂现象，表明浆屑既沉降于陆地中又近距离搬运到水体中沉积；长条状玻屑(图4c)，常见弯曲的细尖分枝，前期的玻屑呈红色，边界模糊；后期的玻屑呈浅灰色，边界清晰，隐约可见蓝黑色的冷却边，其未消失说明后者为同沉积期沉降的产物，受改造程度小，而前者则受到了一定程度的改造，最明显的改造痕迹是成鲕作用形成的圈层构造截切或吞噬前期的红色玻屑；复杂形态的玻屑(图4g左下角)呈长条状、多角状；图5j中正中有一较大的“鞋状”玻屑，下部界线弯曲，且有冷凝边，上部面包皮状，边界不清，表明落地时上部壳体崩裂，原冷却边大多崩离，类似于火山弹形态，其附近及上下见有火焰状、蟹状玻屑和褐红色胶体，并有截切胶体现象，类似“砸落”，表明风化作用发生当时有火山灰沉降，因为胶体是原矿物风化后的非晶质物质，其老化后即形成水铝石、针铁矿、高岭石等微晶矿物，当其老化不完全时即可残存，表征风化淋滤作用正在进行(多巴西，1994；廖士范等，1989)。

(4)火山尘，黑色、褐色等小黑点外，可能还有众多已脱玻化形成了黏土矿物而呈小白点，与玻屑共生，是凝灰岩的主要组分，图4d和图6e中火山尘小斑点较为典型。

图6 桂西铝土矿中某些典型火山岩结构Fig. 6 Some typical volcanic structures of bauxite in western Guangxi(a)碎屑状矿石中的球颗结构(红箭头)，包含结构(黄箭头)，隆林龙艾LA-2，(-)；(b)碎屑状矿石中的碎斑结构(红箭头)，包含结构(黄箭头)，隆林龙艾LA-2，(-)；(c)碎屑状矿石中的沸石交代结构，平果太平-1，(±)；(d)碎屑状矿石中的绿泥石交代结构(红箭头)，包含结构(黄箭头)，乐业刷把SB-1，(-)；(e)碎屑状矿石中的凝灰结构，扶绥岜羊BY-2，(-)；(f)块状矿石中的筛状结构，凤山那东ND，(-)(a) The variolitic(red arrow) and poikilitic(yellow arrow) texture of clastic ore,LA-2,Longai,Longlin County,(-). (b) The mortar texture(red arrow) and poikilitic(yellow arrow) of clastic ore,LA-2,Longai,Longlin County,(-). (c) The zeolite metasomatic texture of clastic ore,太平-1,Pingkuo City, (±). (d) The chlorite metasomatic(red arrow) and poikilitic(yellow arrow) texture of clastic ore,SB-1,Shaba,Leye County,(-). (e) The stuff texture of clastic ore,BY-2,Bayang,Fushui County,(-). (f) The sieve texture of massive ore,Nadong,Fengshan County,(-)

3.2 火山岩典型结构构造

除前述的玄武岩填间结构，安山岩的交织结构，下述的典型火山岩结构亦有发现。

(1)球颗结构(图6a)，微晶纤维呈放射状生长，但对称性较差，散落有许多具暗边的粒状矿物，结构特征与球粒玄武岩相似(南京大学地质系矿物岩石教研室，1994)。

(2)碎斑结构(图6b)，长条形晶体受力裂解，但分开距离不大，略有旋转，基本可以拼接。

(3)沸石交代结构(图6c)，沸石集合体充填于玻璃质空隙中，沸石化几乎是火山碎屑岩特有的交代蚀变产物(曾允孚等，1986)。

(4)绿泥石交代结构(图6d)，岩屑已基本发生绿泥石化，岩屑中晶屑隐约可辨；沿裂隙充填的灰色充填物属于胶体，表征风化作用。

(5)凝灰结构(图6e鲕粒间的区域)，见于碎屑状矿石中，稀疏分布的玻屑和稠密散布的火山尘，玻屑以气孔壁为主，展示着各个方向的截面，纵向及横向的截面形状复杂多变，管径宽窄悬殊，分枝发育，无压扁和被搬运迹象，表明其为陆地自然沉降，在自然状态下压实胶结，证实了铝土矿是陆相环境的产物(张启连等，2016)。

(6)包含结构和筛状结构(图6a、b、d、f)，镜下仔细观察可常发现，前者是较大晶屑中包含有早期先存的小矿物晶体，小晶体尚保存有矿物的平直状轮廓和折线状棱角；后者是较大的晶屑内部含有玻璃包体(黑色)，以浑圆状为主。石英、长石碎屑内含有玻璃质包体是火山碎屑的标志(南京大学地质系矿物岩石教研室，1994)。

(7)连斑结构(图5k)，几个长石晶体靠近连接在一起，是晶体在岩浆中移动所致(南京大学地质系矿物岩石教研室，1994)。

(8)外观与质感，火山灰在崇左岜板的铝土质泥岩中呈黄绿色、草绿色，断续的条带状分布；湿润时有滑腻感，浸水后容易吸干。凤山那东一带见有球状风化。

3.3 铝土矿化

火山灰在铝土矿及铝土岩、古土壤中十分丰富；以可辨别的碎屑粗略估计，多数样品中火山灰含量介于20%～50%之间，若将无法辨别的大量火山尘和已分解的火山物质计入，火山灰含量应不小于30%；火山灰无分选，无长距离搬运，多数为原地或准原地沉积，大小悬殊，方向多变，随机性大，属于自然沉降；与胶体共存，不同世代玻屑共生等关系表明，火山灰沉降在铝土矿化作用期间不断发生，可追溯到比铝土矿层更早的铝土质泥岩和古土壤沉积时期。本区铝土矿及铝土岩、铝土质泥岩中的火山灰极易发生铝土矿化，生成水铝石、高岭石、赤铁矿等微细矿物，使矿(岩)石在镜下显示黄褐色主色调，如图4c，图5i、j、m；屑状火山灰(岩屑、晶屑、玻屑)比尘状火山灰更易于发生铝土矿化，可能与火山尘胶结紧密(图6e)或屑状火山灰容易发育裂隙(图5m)有关，表明火山灰主要以直接铝土矿化作用成矿，即多数铝矿物是越过了中间产物——黏土矿物形成的，反映当时淋滤条件十分有利，季风型气候显著(巴多西，1994)。即使是早期的铝土质岩(图4a、b，图5k、n、o)亦含在大量的火山灰和一定量的胶体，可见当时的火山灰大量参与了红土化—铝土矿化，铝土矿石中大片的黄褐色调表明火山灰较完全地衍生成了水铝石、赤铁矿、高岭石等矿石矿物。

4 元素地球化学特征

七个剖面样品主微量元素分析结果见表1、2、3。其中，崇左岜板剖面和扶绥东罗可合成一个剖面(图3f)，自下而上从古土壤层、铝土质泥岩过渡为泥质铝土岩，构成一个基本连续的沉积剖面；扶绥岜羊剖面自下而上为块状铝土矿、碎屑状铝土矿过渡为致密状铝土矿，基本为一连续的沉积剖面(图3e)。两个剖面出露较全，采样较多，适宜于比较分析。

由于红土化铝土矿化淋滤强烈，主量元素中仅Al、Ti，微量元素中仅Cr、V、Zr属于不活泼元素，在风化过程中表现为残余富集的组分(程忠富等，1994)。Al在岩浆岩和沉积岩中的差别没有Ti明显(刘英俊等，1984)，故本文选择其作为讨论的对象。TiO2在沉积岩中含量低，黏土岩相对砂岩、灰岩含量高出2倍以上，在俄罗斯地台各时代黏土岩中也仅0.8%左右而已，而在岩浆岩中则相对较高，玄武岩平均TiO2含量达2.4%，安山岩达1.04%，花岗岩则为0.37%，喷出相又较侵入相显著升高(刘英俊等，1984)，表1数据显示，本区铝土质岩及铝土矿中TiO2变化于1.03%～5.56%，平均3.1%，其高含量暗示与火成岩有关。

以表3中崇左岜板和扶绥岜羊剖面数据进行标准化，稀土元素配分图普遍向右倾(图7)，岜板铝土质岩建造中Eu为弱的负异常(图7a)，而岜羊铝土矿层中的Eu为强的负异常(图7b)，稀土元素中只有Eu在熔浆中可以+2价出现，从而与其它元素分馏(刘英俊等，1984)，铝土矿铝土质岩中Eu普遍负异常喻示其与岩浆岩的亲缘性。

图7 桂西铝土矿稀土元素球粒陨石标准化分布(标准化数据：Sun and McDough，1989)Fig. 7 Chondrite-normalized REE distribution patterns of bauxite in western Guangxi (chondrite data after Sun and McDonough,1989)

以表2中崇左岜板剖面和扶绥岜羊剖面数据形成的微量元素蛛网图显示(图8)，铝土质岩建造和铝土矿层普遍相对富集大离子亲石元素Th、U、Pb，而典型的高场强元素Nb、Ta、Ti则普遍相对亏损，表现出岛弧岩浆岩相关的地球化学性质(张旗等，1999)。锶亦强烈亏损，锶是亲斜长石元素，在熔浆中斜长石先结晶则熔浆将亏损锶，在表生作用中锶则比较稳定不易流失(刘英俊等，1984)，锶的强烈亏损揭示铝土矿或铝土质岩与岩浆亲缘。

表2 桂西铝土矿微量元素分析结果(×10-6)Table 2 The trace elements compositions(×10-6) of bauxite in western Guangxi

5 测年数据

铝土矿的锆石测年积累了一些资料，如Deng Jun等(2010)二个铝土矿样品分别获得247～274 Ma(峰值256±2 Ma，靖西县)和246～270 Ma(峰值261±2 Ma，平果县)；Yu Wenchao等(2016)获得4件铝土矿样品峰值年龄分别为263.0±1.2 Ma(靖西县)、263.4±1.0 Ma(德保县)、262.6±1.2 Ma(扶绥)、262.5±1.1 Ma(乐业县)；侯莹玲等(2014)在平果矿区获得铝土矿峰值年龄262 Ma，铝土矿顶板碎屑岩峰值年龄253 Ma；综合现有资料分析，铝土矿层的峰值年龄介于261～263 Ma者较多。但是值得注意的是，岩石地层穿时是普遍的(章雨旭，2001)，铝土矿层亦不例外，比如有些地段铝土矿成矿早于台地淹没时限(薄层泥质灰岩底部及下伏黑色砾屑泥灰岩表征海水突然加深的淹没事件; 梅冥相，1996)，海侵之前即已形成(图9b、d)，有些与淹没时限相近(图9c)，有些则滞后到淹没之后的厚层状灰岩沉积之时，缺失薄层泥质灰岩、碎屑岩、铝土岩等岩性层(图9a)，换言之，在较长的时间内，台地中心一直未被海水完全覆盖，残存的陆地上仍在继续着风化壳的进程。滞后的铝土矿层锆石年龄可能相对较小，峨眉山火成岩省火山灰参与了成矿(Deng Jun et al.，2010; Yu Wenchao et al.，2016)。

6 火山灰来源与效应探讨

6.1 来源

利用全岩元素分析数据的判别图解对火山灰原岩进行恢复在钾质斑脱岩研究中应用较广。由于风化过程对不活动元素对中的两个元素具有大体相当的影响，因而利用元素对中的两元素对之间的比值可以消除风化过程的影响，尤其是基于不活动元素对的Nb/Yb—Th/Yb图解(Pearce and Peate,1995)和Th—Hf—Ta图解在钾质斑脱岩原岩构造环境判别上具有较高的可信度(胡艳华等，2009a)。钾质斑脱岩是一种很薄(毫米—厘米级)的含火山灰黏土岩，属海相沉积，地表容易风化(胡艳华等，2009b)，由于过薄的特点，在样品采集过程中易混入围岩，故采集的钾质斑脱岩样品并不是火山灰特高的风化岩石，但仍不失为一种有效的载体被许多研究者用于图解判别。

微观特征表明，本区铝土矿及铝土质岩中含有大量火山灰，笔者等认为可以比对钾质斑脱岩进行物源和构造环境判别。

以表1、2、3数据投图，采用Winchester 和 Floyd (1977)10000·Zr/TiO2—Nb/Y图解对铝土矿中火山灰进行原岩恢复(图10)，从中可看出，七个剖面的铝土矿铝土质岩均有样品落在碱性玄武岩区，故火山灰主要源岩应为碱性玄武岩，个别样品落在粗面安山岩、流纹英安岩区、亚碱性玄武岩区，暗示火山灰岩性复杂。

图10 桂西铝土矿中火山灰10000·Zr/TiO2—Nb/Y源岩判别图解(据Winchester and Floyd,1977)Fig. 10 The 10000·Zr/TiO2—Nb/Y diagram of bauxite in western Guangxi(after Winchester and Floyd,1977)

采用Nb/Yb—Th/Yb图解(Pearce and Peate,1995)和Th—Hf—Ta图解(Wood,1980)进行投点，部分样品落入岛弧区域，部分落入岛弧与洋中脊过渡区域，个别落入板内玄武岩区域(图10)。

本区西南方的哀牢山—松马造山带，应是一个合理的来源地，因为古特提斯分支之一哀牢山洋在石炭纪晚期或早二叠世开始消减，已形成盆—沟—弧体系，发育一系列火成岩，包括零星出露的玄武岩、玄武质安山岩，大致闭合于260 Ma，岩浆活动时间从早二叠世(280 Ma)持续到晚三叠世(210 Ma)(潘裕生等，2010；李龚健等，2013；邓军等，2016；杨天南等，2019)，其中玄武岩年龄为287±5 Ma、玄武质安山岩265±7 Ma，属弧火山岩(Fan Weiming et al.，2010)，雅仙桥弧火山岩268～264 Ma(Jian Ping et al.，2009)，活动时限与本区铝土矿形成时限基本一致，况且火山灰中反映的岩浆组合为基性—中性—酸性，与现代西太平洋马里亚纳、帕劳等玄武质—安山质—英安质弧火山岩组合相似(张国良等, 2017)。峨眉山火成岩省主喷发期为260 Ma，且为喷溢玄武岩，后期(251 Ma)有强烈的凝灰岩喷发(朱江等，2011)；也有研究认为峨眉山大火成岩省最早启动于约260 Ma，主喷发期为259～257 Ma(张晓静等, 2014)，或253～256 Ma(范蔚茗等，2004)，总之，峨眉山火成岩省的火山凝灰喷发时限与本区铝土矿主成矿期已有一定的滞后，但可以为晚期的矿层提供火山灰，表现在北部隆林、乐业的样品靠近幔源岩浆或洋中脊(图11a)。

图11 铝土矿中火山灰构造环境判别图解[(a)据Pearce and Peate,1995;(b)据Wood,1980]Fig. 11 The Tectonic discrimination diagram of the tuff in bauxite [(a) after Pearce and Peate,1995;(b) after Wood,1980]

6.2 效应

除了前述的火山灰大量衍生成水铝石、赤铁矿、高岭石等微细矿物外，火山灰对生物生存环境亦有严重的影响。据笔者等考察，某些地段铝土矿层向上为铝土岩夹煤线(层)，再向上依次为海相灰黑色泥岩、泥灰岩，深灰色泥质灰岩，它们常夹有含黄绿色层纹状凝灰岩的黑色薄层泥岩(图2e)；靖西三合矿区ZK02、ZK107-4钻孔显示，泥岩夹层数量从下往上变少，藻类化石逐渐增多，后生动物化石缺乏，局部出现核形石微生物岩，再往上为厚层灰色生物灰岩，出现了个体大的珊瑚、双壳类化石，再往上为下三叠统马脚岭组凝块岩微生物岩(?),微生物岩被认为是环境恶化的产物(戎嘉余等，2014)。总体上合山组下部泥岩夹层较多，即火山灰多时，后生动物化石少，中部泥岩夹层缺乏，即火山灰少时，后生动物化石繁盛，表明火山物质与生物盛衰有一定的正相关性。根据“火山喷发—环境灾变—生物灭绝”主流观点(戎嘉余等，2014；沈树忠等，2017)，铝土矿中的火山灰可能是瓜德鲁普世末生物灭绝(259.1 Ma)的肇凶，因为在铝土矿形成期间，峨眉山玄武岩未喷发之前(～260 Ma)，已有一些生物种类部分灭绝，如卡匹敦期(Capitanian，265.8～260.4 Ma)大部分珊瑚类、腕足类、大型有孔虫及钙质藻类、牙形刺、菊石相继灭绝(韦雪梅等，2016),峨眉山玄武喷发加强了生物灭绝程度，其信息可能记录于上覆铝土岩等稍晚的岩层之中。

7 结论

(1)桂西二叠系铝土矿以及铝土质岩中火山灰丰富，类型有玻屑、岩屑、晶屑等粒屑状碎屑和火山尘，含量不小于30%；属于自由沉降，原地—准原地堆积。火山灰断续沉降贯穿铝土质岩—铝土矿的形成阶段。大量的火山灰通过直接成矿作用衍生成了水铝石、赤(针)铁矿、高岭石等微细矿物；屑状火山灰相对于尘状火山灰更易于发生铝土矿化。

(2)铝土矿和铝土质岩中的火山灰以碱性玄武岩为主，火山灰组合与岛弧火山岩一致，结合铝土矿元素地球化学特征及测年数据推断，火山灰主要来自于哀牢山—松马造山带的二叠纪岛弧，部分来源于峨眉山火成岩。

(3)铝土矿层之后的海相地层组合显示，含凝灰岩薄层泥岩夹层的多寡与后生动物盛衰呈正相关关系，符合“火山喷发—环境灾变—生物灭绝”主流观点，铝土矿中的丰富火山灰可能是瓜德鲁普世末生物灭绝的肇凶。

致谢：河北省地质测绘院岩矿实验测试中心刘江宾高工在岩矿鉴定中给予极大帮助，在此致以衷心感谢！

(The literature whose publishing year followed by a “&” is in Chinese with English abstract; The literature whose publishing year followed by a “#” is in Chinese without English abstract)

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