中國高嶺土礦床時空分布規律

吳宇杰, 陳從喜 , 袁 峰

1)合肥工業大學資源與環境工程學院, 安徽合肥 230009; 2)自然資源部信息中心, 北京 100036

高嶺土是以中國江西省景德鎮市東45 km的高嶺村命名的礦種。中國是世界上最早制作瓷器的國家, 而高嶺土在古今制瓷方面起了關鍵的作用, 是一種重要的工業礦物、戰略性礦產, 或“關鍵礦產”(鄭直等, 1980; 陳其慎和王高尚, 2007; 汪靈,2019)。中國高嶺土雖然有著悠久的開發利用歷史,但對高嶺土礦床地質學、礦物學的研究和地質勘查卻始于20世紀30年代。如侯德封(1931)對河北彭城鎮黏土的調查, 李悅言(1941)對四川敘永黏土的調查。章人駿(1947)對江西景德鎮高嶺土的研究, 唐衡楚等(1957)對江西浮梁、星子等處高嶺土的研究,沈永和(1957)對內蒙古大青山“高嶺巖”的研究。陶維屏(1966)、方鄴森和胡立勛(1980)對高嶺土礦床地質的研究, 彭琪瑞等(1963)、陳開惠(1984)對高嶺土礦物的研究, 陶維屏等(1984)對中國高嶺土礦床進行了系統性論述, 指出中國高嶺土大多數分布在中國東部和南部, 形成時間上 70%以上形成于中、新生代, 近 60%的礦床賦存于中、新生代巖體中,并總結了高嶺土礦床的成因類型與成礦模式。與此同時, 我國地勘隊伍對高嶺土礦開展了地質勘查工作, 到目前為止發現并勘查、開發利用了 500多個高嶺土礦床, 分布于全國26個省(區、直轄市)。總的來看, 前人對中國高嶺土礦床研究做了大量工作,主要集中在礦床地質特征及成因、地球化學、成礦規律及開發利用方面, 但限于掌握數據有限, 缺少全國范圍基于大量統計數據的時空性計量分析。鑒于此, 在前人研究的基礎上, 本文采用地球信息科學的空間分析方法, 以可獲得的大量地質勘查成果和礦床資料為對象, 研究全國高嶺土礦床的時空分布規律, 以時間演化規律求證已知空間分布的合理性, 推測未知空間區域成礦的可能性, 對高嶺土礦床學研究、成礦預測和找礦勘查具有重要的理論和實踐意義。

1 中國高嶺土礦床空間分布規律

依照《中國成礦區帶劃分方案》(陳毓川等, 2006;徐志剛等, 2008)對成礦區帶劃分和研究的要求及原則, 在綜合研究并總結中國高嶺土礦成礦規律基礎之上, 確定了中國高嶺土礦成礦區帶劃分方案。全國高嶺土礦床共劃分出4個成礦域、13個成礦省和44個III級成礦區帶(表1)。按各成礦區帶礦床數量從多到少, 前十名成礦區帶依次為: 武功山—杭州灣、浙閩粵沿海、江南隆起東段、南嶺、永安—梅州—惠州、長江中下游、粵西—桂東南、山西(斷隆)、海南、欽州(殘海)高嶺土成礦帶。

表1 中國高嶺土礦床成礦區帶基本特征Table 1 Basic characteristics of metallogenic belts of kaolin deposits in China

續表1

1.1 中國高嶺土礦床在成礦域上的分布規律

成礦域, 是指全球性的成礦區帶(陳毓川, 1999),應大致對應于構造域, 受控于統一的全球性構造及受控之動力學體系。按照中國成礦作用特點, 中國高嶺土礦產地共劃定 4個成礦域, 即古亞洲、秦祁昆、特提斯、濱太平洋成礦域(陳毓川等, 2006; 徐志剛等, 2008)。中國高嶺土礦床主要分布在古亞洲成礦域和濱太平洋成礦域。

古亞洲成礦域主要以新時代碎屑巖建造沉積型高嶺土礦床和古生代—中生代含煤建造沉積型高嶺土礦床為主。濱太平洋成礦域由于活躍的成礦作用, 形成了各類高嶺土礦床, 尤其是花崗巖類風化型高嶺土礦床規模宏大, 這類礦床主要分布在長江以南地區。具體到各細分類型礦床來說, 細粒酸性脈巖風化型礦床分布較廣, 華北、華東、中南都有。這些細粒酸性脈巖主要是燕山期的, 在第四紀風化成礦。其中以侵入于富鋁巖層中的細粒酸性脈巖礦化最佳。凝灰巖風化型礦床與凝灰巖蝕變型礦床都與晚侏羅紀凝灰巖有關。凝灰巖風化型礦床主要分布在長江以南, 東經 115°以東的沿海和雨量充沛,氣候濕熱而地勢低平的內地。其控礦因素基本上與花崗巖-偉晶花崗巖風化型礦床相似, 但因其母巖較花崗巖致密因而風化難度較大, 故目前在長江以北此類礦床少見(陶維屏等, 1984, 1994)。

1.2 中國高嶺土礦床在成礦省上的分布規律

按區域成礦學的理論, 成礦省內應出現過一個或幾個與區域成礦作用相對應的大地構造-巖漿旋回, 其內部出現幾個與構造-巖漿旋回有成因聯系的礦化類型組合并疊加一體的成礦單元, 在地質歷史演化過程中, 成礦物質的富集受地殼物質不均勻性的控制, 即地殼物質占主導地位, 礦床富集在大地構造單元的特定部位, 或與特定的地質體有成因聯系。中國區域可劃分出16個II級成礦區帶(陳毓川等, 2006; 徐志剛等, 2008)。其中, 與高嶺土分布有關的有13個成礦省, 包括II-1阿爾泰成礦省; II-2準噶爾成 礦省; II-3伊犁成礦省; II-4塔里木陸塊成礦省; II-5祁連成礦省; II-6昆侖成礦省; II-7秦嶺—大別成礦省; II-10岡底斯—騰沖成礦省; II-12內蒙古—大興安嶺成礦省; II-13吉黑成礦省; II-14華北陸塊成礦省; II-15楊子成礦省; II-16華南成礦省(含臺灣島和海南島)。高嶺土礦床集中分布在華北陸塊成礦省、揚子成礦省、華南成礦省這3個二級成礦單元里(圖1)。

圖1 中國高嶺土礦床在I級和II級成礦區帶的分布Fig.1 Distribution of I and II grade metallogenic domains of kaolin deposits in China

華北陸塊成礦省記錄了中國最古老地殼的形成過程, 也孕育著中國最古老的高嶺土礦床, 涵蓋了我國90%最具特色、未來也是最具開發潛力的煤系高嶺土。華北陸塊在寒武—奧陶紀形成碳酸巖臺地形, 以碳酸鹽巖為主夾少量細碎屑巖的淺海陸架沉積廣布, 構成了陸塊區的蓋層。奧陶紀到早石炭紀, 華北陸塊區整體抬升上隆成剝蝕區, 大規模的碳酸鹽巖侵蝕面為后續煤系高嶺土礦床的形成提供先決條件。晚石炭紀—早二疊紀發育陸表海沉積,中二疊紀到中三疊紀為陸相沉積, 煤系高嶺土礦床也主要為陸相沉積。

以陜西府谷縣高嶺土為例, 高嶺土礦層主要賦存于中晚石炭世及早二疊世煤系地層中, 與煤礦層密切共生, 且多數構成煤層底板。高嶺土礦含礦巖系包括本溪組、太原組、山西組, 各組段沉積特征不盡相同, 生成古環境也有所區別, 其中本溪組巖層是(瀉湖)潮坪環境下形成的, 具明顯的填平補齊的沉積特點。太原組巖層總體為受海侵影響的下三角洲平原古環境, 含礦層具分流間灣沉積亞環境特征, 高嶺土礦層是這種亞環境的沉積物。良好的泄水環境導致黏土一年中幾個月時間暴露在大氣中氧化, 形成高嶺石。海則廟礦層位于山西組下部第一沉積旋回。礦層形成于曲流河岸后洼地-湖泊中, 洪泛期含黏土河水進入岸后湖沼, 黏土類碎屑會漸漸沉積下來, 靜水期水位下降, 這些物質暴露于空氣中氧化, 黏土轉化為高嶺土(張炳社等, 2013)。

而揚子成礦省相對于華北華南成礦省, 最具研究和開發價值的應是熱液蝕變型高嶺土, 該地區熱液蝕變型高嶺土礦床占此類礦床總數量 50%以上,在安徽廬江、馬鞍山、繁昌一帶, 與蘇州陽山一帶廣泛分布, 在贛東北地區也有零星散布。此種高嶺土質地優良, 在我國高嶺土工業上占據及其重要的地位(陶維屏, 1989; 陶維屏等, 1994)。

以江蘇蘇州高嶺土礦床為例, 按其成因、產出空間位置及頂底板圍巖特征, 可分成三個礦床類型,即陽西式、觀山式、通安式。陽西式為熱液蝕變疊加后期改造型礦床。礦床產出空間位置, 受逆推斷裂和剝蝕面復合構造控制。礦床規模一般為大-中型。屬此類礦床的有陽西礦、五龍山礦等。觀山式為熱液蝕變型, 局部地段屬疊加后期改造型。礦床產出空間位置, 主要受剝蝕面控制。頂板為火山巖,底板為二疊—三疊系灰巖(砂頁巖), 礦床規模一般為大型。屬于該類礦床的有觀山、戈家塢及沙墩頭等。通安式為熱液蝕變型礦床, 受張性斷裂控制,常呈脈狀穿插于火山巖中, 局部在泥盆系砂巖斷裂裂隙中見及。礦床規模一般為中-小型, 原巖多為次英安斑巖、石英正長斑巖、花崗斑巖、石英斑巖等脈巖, 經熱液蝕變、強烈高嶺土化而成(陶維屏等,1984; 李燦華和范斯, 1988; 方鄴森和方金滿,1990)。

華南成礦省是我國高嶺土礦床分布最多的地區, 查明資源儲量上占據了我國高嶺土總查明資源儲量 50%以上, 發現大小礦點多達 700余處, 成因類型從風化型, 到熱液蝕變型、煤系沉積型都有,幾乎涵蓋我國所有的成因類型, 是我國高嶺土資源最豐富也是開發程度最大的地區, 僅廣西合浦一地的高嶺土查明資源儲量就約占全國高嶺土查明資源儲量的 1/4。最典型的也是最主要的礦床類型是風化殘積形成的高嶺土(周國平和林毓川, 1991a, b)。

以廣西合浦耀康高嶺土礦區和十字路高嶺土礦區為例, 耀康高嶺土礦區和十字路高嶺土礦區賦存于加里東晚期鉀長花崗巖風化殼內, 礦體呈層狀、似層狀產出, 覆蓋于花崗巖之上。礦石自然類型可分為土狀高嶺土和殘余塊狀高嶺土兩種。按顏色可分為白-灰白色高嶺土和雜色高嶺土。礦石的工業類型均屬砂質高嶺土。耀康礦區和十字路礦區查明資源儲量規模均為大型, 耀康礦區礦石質量指標中含Fe2O3、TiO2稍高, 而十字路礦區由于礦床風化不全, 個別礦段原礦質量比較差(熊培文, 1991; 許富安, 2009), 對高嶺土質量影響較大。

1.3 中國高嶺土重要礦集區

參考以往礦集區劃分的一般原則和金屬礦床礦集區研究的實踐(徐志剛等, 2008; 陳建平等,2013; 應立娟等, 2014; 李建康等, 2014; 高蘭等,2014), 本文高嶺土礦集區劃分的原則是: (1)同一大地構造分區內, 高嶺土礦礦集區在各自 III級成礦區帶內圈定; (2)礦集區內包含不同成因類型礦床,有詳(普)査以上工作程度并提交有資源查明資源儲量的2處大型以上高嶺土礦床; 或有1處大型高嶺土礦床, 并在其周邊有若干個中型、小型礦床(點)集中分布。(3)礦集區邊界、輪廓、走向按 III級成礦區帶走向分布情況而定。

按照上述礦集區劃分原則, 結合高嶺土礦床成礦時代和成因類型, 將中國高嶺土聚集區劃分出14個礦集區。高嶺土礦集區的命名原則是地名+成因類型+高嶺土礦集區。按 III級成礦區帶順序從西往東、從北往南依次編號(表2)。

表2 中國高嶺土礦集區的劃分方案Table 2 Classification scheme of kaolin ore concentration areas in China

2 中國高嶺土礦床的時間分布規律

基于對全國范圍內有關高嶺土礦床成礦年代學資料的系統整理和分析, 本文將中國高嶺土的成礦時代劃分為三個大的成礦期: 古生代、中生代、新生代。風化型高嶺土礦床主要形成于新生代的第四紀; 煤系沉積高嶺土礦床主要形成于晚古生代的石炭紀—二疊紀和中生代的三疊紀—侏羅紀; 熱液蝕變型高嶺土礦床主要形成于中生代的侏羅紀。

本次工作統計結果表明, 我國高嶺土礦床形成時代以中、新生代為主, 78%的高嶺土礦床形成于中、新生代。按紀細分, 高嶺土成礦集中分布在7個主成礦期, 其中最為重要的是第四紀, 約占全國高嶺土查明資源儲量的 48%; 其次為石炭紀, 約占全國高嶺土查明查明資源儲量的12%。而對于高嶺土的含礦層位或風化成因的成礦母巖來說, 最早的可以追溯到太古代、元古代的巖體上, 但主要成礦母巖的時代還是分布在中生代、新生代。在賦礦空間分布上, 60%的高嶺土礦床賦存于古生代、中生代、新生代巖系和巖體中(圖2)。

圖2 中國各個成礦期高嶺土礦床分布Fig.2 Distribution of kaolin deposits in different metallogenic epochs in China

2.1 石炭紀—二疊紀

石炭紀—二疊紀是我國高嶺土礦的重要成礦期, 占全國高嶺土查明資源儲量的 20%, 礦床類型以煤系沉積高嶺土為主, 主要分布于皖北、山西、河北、內蒙古等地。此類高嶺土往往產于沉積旋回的上部, 有明顯的沉積韻律。而華南地區煤系沉積高嶺土主要形成于二疊紀—三疊紀, 少部分地區煤系沉積高嶺土礦床分布于新近紀沉積的煤系中。

2.2 三疊紀—侏羅紀

中生代中—晚期劇烈火山活動為熱液蝕變型礦床的形成提供了良好的條件, 此類礦床質地優良,以江蘇陽山高嶺土礦為代表。大多數礦床賦存于侏羅系上統的火山巖中, 產出空間位置主要受剝蝕面控制。集中分布于蘇南與浙江一帶, 成礦帶屬于長江中下游與武功山杭州灣, 礦床規模多為大中型,占全國高嶺土查明資源儲量的14%。

2.3 第四紀

第四紀主要形成風化型高嶺土, 為我國高嶺土的主要成因類型, 占全國查明資源儲量的 61%, 其它成因占15%, 合計占76%。其在中國南方分布與大面積中生代(燕山期)花崗巖及有關脈巖分布區相吻合。大部分風化型高嶺土礦床在中國北方和南方部分地區分布在太古代、元古代、古生代花崗巖、花崗偉晶巖和堿性巖體風化帶中。少量風化型高嶺土礦床分布在元古代、古生代含長石的硅鋁質沉積(變質)巖系中。在成礦區帶上來看, 主要分布于武功山—杭州灣成礦帶、浙閩粵沿海成礦帶、粵西—桂東南成礦帶。

3 中國高嶺土礦查明資源儲量時空分布特征

據自然資源部 2019年礦產資源儲量通報, 我國探明高嶺土查明資源儲量總共約為35億t, 分布于全國 26個省(區、直轄市)。按照省份進行統計,江西、福建、廣東、廣西、江蘇、陜西等6省擁有24.8億 t查明資源儲量, 占全國高嶺土查明資源儲量的 71%; 按照成礦區帶來看, 粵西—桂東南成礦帶擁有最多的高嶺土查明資源儲量和最豐富的大型礦床, 總共擁有11.9億t, 占全國總查明資源儲量的34%, 而武功山—杭州灣高嶺土礦成礦帶礦床數量最多, 擁有111個礦床, 礦床規模以小型為主; 按照成因類型來看, 風化殘積亞型礦床數量和查明資源儲量都最多, 擁有304個礦床和21.3億 t查明資源儲量, 占全國高嶺土查明資源儲量的 61%, 其次為煤系沉積亞型, 占全國高嶺土查明資源儲量的13%。

本文采用Arcgis反距離權重的方法針對全國高嶺土的礦床按查明資源儲量分布進行空間分析。反距離權重法除了能反映各地的礦床查明資源儲量之外, 還能充分考慮各因素之間的地域性聯系。反距離加權法是基于“地理第一定律”的基本假設: 即兩個物體相似性隨他們間的距離增大而減少。它以插值點與樣本點間的距離為權重進行加權平均, 離插值點越近的樣本賦予的權重越大, 此種方法簡單易行, 直觀并且效率高, 在已知點分布均勻的情況下插值效果好, 缺點是易受極值的影響(蔡福等,2005; Lu and Wong, 2007; 劉光孟等, 2010; 吳亞坤等, 2013; 賈悅等, 2016; Mesnard, 2017)。其公式如下:

式中 Z 為估計值;Zi為第i(i=1,··,n)個樣本值di是距離,n為用于插值的礦床點的數量,p是距離的冪, 它的選擇標準是最小平均絕對誤差, 默認p=2。

上述高嶺土礦床的分布特點雖然主要由地質因素決定, 但也可能有人為的因素, 由于全國的礦產資源分布范圍面積較大, 不同地區對不同礦產的開發有所偏倚, 從全國范圍上來說, 東部的地質工作做的比西部多, 地質工作程度也深, 發現的礦床就多; 再加上東部交通方便, 礦業發達, 導致礦產分布十分不均勻, 并且掌握的西部資料也較少, 導致西部和東部分布為兩個極端。所以不論是直接將所有礦床的查明資源儲量進行空間分析或者主觀選擇代表性的礦床查明資源儲量來代表全國范圍的高嶺土資源的查明資源儲量分布都具有明顯的局限性。

為了增強選擇礦床的代表性, 適當降低人為因素的影響, 本文將大、中型礦床為代表礦點, 以成礦區帶為基本單位, 根據反距離權重法計算每個成礦區帶的各小型真實礦床對應代表礦床的權重, 再將各個礦床乘以權重后相加求取平均值, 代表這一個礦床點的高嶺土查明資源儲量值, 如此可以適當降低主觀性選擇和統計上所帶來的誤差, 且可視化效果更優。計算公式如下:

式中xi,yi分別表示所求礦床的經度(°)、緯度(°);yi、ym分別表示所求代表礦床的經度、緯度;ri為第i個礦床到代表礦床的距離;n為礦床個數;ωi為第i個礦床的權重。

例如醴陵市爐佛嶺礦區、醴陵市長坡礦區、醴陵市趙家段礦區 3個礦點, 其經度、緯度分別為爐佛 嶺 (113.2607°E, 27.4809°N)、長 坡 (113.173°E,27.4023°N)、趙家段(113.2602°E, 27.5112°N), 代表礦點為醴陵市馬頸坳礦區(113.2556°E, 27.422°N)(大型礦床), 按公式(2)、(3), 計算得 3個礦床的權重分別為0.520、0.252、0.228, 將3個礦床的資源量乘以權重后與代表礦床的查明資源儲量相加, 得到代表礦床點的虛擬儲量值。

按此公式計算的高嶺土礦床查明資源儲量空間分布模擬結果見圖3。按照此前的研究結論(陶維屏等, 1984, 1994; 周國平和林毓川, 1991a), 中國高嶺土礦床整體上主要分布在中國東南部, 但從本次研究和編圖成果來看, 中國中部、北部依然有可觀查明資源儲量的高嶺土礦床。實際上, 這也符合基本事實。首先中國北方中、西部有著豐富的煤系高嶺土, 如陜西府谷高嶺土礦床是我國目前探明的最大高嶺土礦床。再往北走, 熱液蝕變型高嶺土, 和整體高嶺土成礦時代的分布規律恰恰相反, 沿環西太平洋自西向東, 自南而北, 成礦地質年代愈來愈新, 比如吉林磐石新立屯超大型高嶺土礦探明查明資源儲量約 28億 t, 成礦時代為三疊紀。另外, 從更大尺度來看, 朝鮮半島、日本九州島、本州島西南部亦有大規模的高嶺土礦床, 礦床大部分產于白堊紀及第三系當中, 到本州島北部則產于中新統火山巖系內, 如板谷礦床(Nagasawa,1978), 這種時空分布規律也進一步證實了熱液蝕變型礦床的時控和層控性質。說明熱液蝕變型礦床的形成嚴格受島弧火山活動的控制。這一現象完全與環西太平洋火山島弧隨地質年代由西向東, 由南向北逐漸發展的演化歷史一致(陶維屏等, 1984, 1994), 因此也證明了這種類型的高嶺土礦床分布規律是合理的。

圖3 中國高嶺土礦床查明資源儲量空間分布模擬圖Fig.3 The simulation map of kaolin reserve distribution in China

4 中國高嶺土礦床時空演化關系

4.1 風化型高嶺土礦床

風化殘積亞型是我國高嶺土礦床最主要的成因類型。同時, 高嶺土礦物與巖漿、沉積、風化和變質作用密切相關(Dill and Harald, 2016)。我國風化殘積亞型高嶺土礦床主要集中在華南成礦省, 杭州灣—武功山、浙閩粵沿海和江南隆起東段高嶺土成礦帶, 典型礦床有湖南衡陽界牌和福建龍巖東宮下高嶺土礦床, 此類礦床成礦時代全部處于第四紀。礦床埋藏淺, 多為露天開采, 可分為兩個亞類, 一是原巖就地風化; 二是淋濾再沉積(鄭直等, 1983;鄭直和呂達人, 1983)。高嶺土是由中酸性火成巖或變質巖在弱酸性地表水持續淋濾作用下形成的產物。成礦作用明顯地受到風化母巖、構造、圍巖、氣候、地形地貌、植被和水介質物理化學性質等因素的綜合控制(陳開惠, 1984)。成礦原巖為燕山中晚期的中、酸性花崗巖及其脈巖, 其中以黑云母花崗巖和黑云母二長花崗巖為主(周國平和林毓川,1991b)。

廣泛的巖漿活動和強烈的構造變形是中國東部燕山期造山作用的兩個主要特征(鄧晉福等,2005)。巖漿的侵入活動在侏羅紀末至白堊紀初達到頂峰, 而噴發活動以晚侏羅紀和新近紀最為強烈,區內中生代燕山期侵入巖與噴出巖大量分布, 大多為黑云母花崗巖和黑云母二長花崗巖, 火山巖以中酸性火山巖與玄武巖為主。于此, 高嶺土的成礦母巖條件已經完備。

從空間分布上來看, 此種礦床的分布大部分與郯廬斷裂吻合(陶維屏等, 1984), 郯廬斷裂帶的伸展活動并非孤立的現象, 它是整個中國東部晚白堊世—早新近紀區域性伸展的一部分, 斷裂帶兩側同期還伴生了大量的伸展盆地(朱光等, 2001)。在地形上反應為一系列的深大斷裂, 并形成開闊形的褶皺。這些褶皺、盆地為高嶺土的賦存提供了良好的條件。

同時, 這些巖漿巖增加了華南地區巖石圈的剛性, 從而使得華南地區的構造運動較為穩定, 這種穩定的地殼活動, 進一步優化了高嶺土風化和保存的環境。進入第四紀以來, 由于中國南方大部分地區屬于熱帶和亞熱帶氣候區, 形成此類礦床需要溫暖或濕熱的氣候條件和起伏微緩的地形條件。前者提供了充沛的雨量和繁茂的植物, 產生各種有機酸和碳酸等, 促成成礦原巖發生強烈的化學分解。后者提供了廣闊的受水面積和舒緩的水力流泄環境(方鄴森和胡立勛, 1980; 方鄴森和方金滿, 1990)。再由于后期構造和巖脈侵入的影響, 原巖發生不均勻的蝕變作用, 主要是鈉長石化和白云母化。這些蝕變作用為長石和云母向高嶺石轉化創造了有利的條件(周國平和林毓川, 1991a; Wilson, 2004)。

4.2 熱液蝕變型高嶺土礦床

熱液蝕變型高嶺土是由于火山噴發期后的含硫酸熱液對早先形成的火山巖產生蝕變作用而形成的(陳開惠, 1984; 任超鴻, 1987)。熱液成因的高嶺土受構造條件的控制, 往往分布在斷裂帶附近(方鄴森和方金滿, 1990)。在我國有兩大分布區, 一塊在華東, 一塊在東北。已知的此類礦床均產侏羅系火山巖系的中部靠上, 具層控特性, 這種時空分布特點與火山巖系的發育過程有關。一是因為火山噴發旋回的中期靠后, 熔巖減少, 火山碎屑物質增加,火山巖的結構構造有利于噴氣熱液的滲透, 而且長石質含量增加, 鎂鐵含量降低, 利于蝕變成高嶺石。二是次火山巖大多侵入在火山巖系中部, 伴隨次火山巖的熱氣蝕變是成礦的必要條件。在熱氣液溫度稍高的地段形成葉臘石礦體, 溫度稍低的地段形成高嶺石礦體, 這樣兩種礦體也就常鄰近相伴產出, 就是在各自的礦體中, 高嶺石與葉臘石兩種礦物也常共生產出(陶維屏等, 1984; 陶維屏,1989)。

4.3 沉積型高嶺土礦床

沉積型高嶺土礦床在我國主要是煤系沉積亞型高嶺土礦床。我國的煤系高嶺土主要形成于石炭—二疊紀, 分布在我國北方中西部地區。在晚石炭紀, 華北陸塊可能由于南北兩側擠壓作用減緩, 華北陸塊再度下陷, 開始接受廣泛的海相沉積, 并很快向陸海相交互相、陸相沉積轉變。持續到二疊紀為陸相沉積。在此期間, 由下而上演化陸表海—三角洲—河湖相等一系列沉積體系, 以及瀉湖沼澤環境為高嶺土的沉積提供了理想環境。而其規模和質量似乎與可燃性有機巖的豐度和成煤時代密切相關,也與煤系中鋁硅酸巖沉積的規模和黃鐵礦的富集有密切關系。多數文獻把它們都劃歸到沉積型高嶺土礦床(陳開惠, 1984; 陶維屏等, 1984)。也有學者發現也可以是煤層風化淋濾形成的, 如四川敘永的高嶺土礦床(關鐵麟, 1982)。而沉積型又分為兩種, 一種是煤層內高嶺石夾矸, 一種是煤層間高嶺石夾矸。一般來說, 離煤層越近, 高嶺土特別是煤層內高嶺石夾矸中的高嶺石, 成分純、結晶好、有序度高(陳揚杰, 1988)。薄層狀厚度約10～20 cm, 最厚可達 40 cm以上, 伴隨煤層延展方向展布, 具有一定規模(夏琤, 1985)。

4.4 中國高嶺土礦床與大地構造演化關系

總的來看, 在中國大陸的整個歷史過程中, 多種高嶺土成礦作用隨著大地構造的演變而在不同的地質時期有規律地起著主導作用。可以很明顯地看出高嶺土成礦時代主要集中于中新生代, 地理位置主要集中在中國東南部(圖5)。這是中國高嶺土礦床分布的基本規律。而從規律反映出的現象, 卻正與中國大地構造的演化歷史相吻合(程裕淇等, 1995)。華北陸塊區在寒武—奧陶紀是一次碳酸巖臺地形成期, 以碳酸鹽巖為主夾少量細碎屑巖的淺海陸架沉積廣布, 構成了陸塊區的蓋層。華北陸塊區整體抬升上隆成碳酸鹽巖剝蝕區, 大規模的碳酸鹽巖侵蝕面為礦床的形成提供先決條件。早石炭紀晚期古亞洲洋板塊向華北陸塊俯沖, 在華北北緣發育了安第斯型活動邊緣, 至二疊紀古亞洲洋最終消亡(潘桂棠等, 2009)。晚古生代—早新生代, 已長期夷平的華北陸塊接收搬運來的高嶺石質黏土, 與成巖作用有關的高嶺土礦成礦作用在以沉積為主, 最終在瀉湖、三角洲等環境沉積, 形成煤系沉積型高嶺土礦床。進入中生代, 中國東部為火山島弧帶, 中生代后期俯沖帶東移則處于島弧內側, 郯廬斷裂帶的演化伴隨著劇烈的火山活動, 晚侏羅紀燕山期火山巖大量噴發, 新的斷裂構造為高嶺土礦提供了控礦和容礦場所, 為巖漿后期熱液和含礦熱液開辟了通道。后期熱液在有利條件下沿著構造剝蝕面和斷裂裂隙面等貫入, 發生圍巖蝕變, 形成了各類與熱液蝕變有關的礦床(李燦華和范斯, 1988)。同時大規模的巖漿侵入為后期風化型礦床提供了母巖基礎。新生代以來, 中國東南部地區地處弧后, 成礦母巖經過第四紀強烈風化, 形成一系列風化型高嶺土礦床,同時伴隨著沉積作用。由于大規模的板塊運動, 高嶺土礦床可以在不同區域同時發生相同類型的成礦作用, 導致了我國高嶺土在空間區域上宏大展布。由于成礦作用在時間上的延續性, 我國高嶺土在相同區域內的不同地質時期發生不同類型的疊加, 這種多種成礦的特殊性, 導致了我國高嶺土在時間尺度上反應為復雜性、多期性和疊加性(陶維屏, 1989,1994)。

圖4 中國高嶺土礦床時空演化規律圖Fig.4 The map of temporal-spatial evolution of kaolin deposits in China

5 結論與建議

本文在前人研究基礎上, 應用GIS等地球信息科學研究方法, 對全國高嶺土礦床文獻和地質勘查成果數據進行挖掘分析, 可以得出以下幾點結論。

(1)我國高嶺土礦床在高嶺土礦床時空分布上具有一定的規律性。我國高嶺土礦床分布于全國26個省(區、直轄市), 中國北方以煤系沉積亞型為主,南方則以風化殘積亞型為主; 礦床規模總體上以中小型為主; 成礦時代以新生代為主, 其次為中生代;在成礦區帶上表現為集中分布于華南成礦省, 高嶺土礦床總數超過全國 50%以上, 并以風化型礦床為主; 其次是華北陸塊成礦省, 涵蓋了全國 90%煤系沉積亞型高嶺土礦床; 而揚子成礦省相對于華北華南成礦省, 最具研究和開發價值的應是熱液蝕變型高嶺土, 其熱液蝕變型高嶺土礦床占全國此類礦床總數量50%以上。

(2)將我國高嶺土成礦區帶劃分為4個成礦域、13個成礦省、44個III級成礦區帶, 其中有重點礦集區14個。廣東茂名、廣西合浦、福建同安礦集區宜尋找風化型高嶺土, 而內蒙古清水河、陜西榆林等北部高嶺土礦集區宜重點尋找價值更大的煤系沉積亞型高嶺土。同時, 需注意的是熱液蝕變型高嶺土礦床有由南向北逐漸增多的趨勢, 找礦工作可適當往北部轉移。

(3)在我國高嶺土資源儲量空間分布上, 江西、福建、廣東、廣西、江蘇、陜西等6省擁有占全國高嶺土查明資源儲量的 71%; 按照成礦區帶來看,粵西—桂東南成礦帶擁有最多的高嶺土查明資源儲量和最豐富的大型礦床, 總共擁有占全國總查明資源儲量的 34%, 而武功山—杭州灣高嶺土礦成礦帶礦床數量最多, 但礦床規模以小型為主; 按照成因類型來看, 風化殘積亞型礦床查明資源儲量最多,擁有占全國高嶺土查明資源儲量的 61%; 其次為煤系沉積亞型, 占全國高嶺土查明資源儲量的13%。

(4)中國高嶺土礦床時空分布規律與中國大地構造的演化歷史相吻合。多種高嶺土成礦作用隨著大地構造的演變而在不同的地質時期有規律地起著主導作用。古生代華北陸塊區與成巖作用有關的高嶺土礦成礦作用在以沉積為主, 最終在瀉湖、三角洲等環境沉積, 形成煤系沉積型高嶺土礦床。中生代中國東部為火山島弧帶, 燕山期火山巖大量噴發,巖漿期后熱液在有利條件下形成熱液蝕變型高嶺土礦床。新生代中國東南部地區地處弧后, 成礦母巖經過第四紀強烈風化, 形成一系列風化型高嶺土礦床。

Acknowledgements:

This study was supported by China Geological Survey (No.DD20190379).