0 引言

夹沟铝土矿区位于东经 112° 50′00″～112° 53′45″，北纬34°31′57″～34°32′50″，行政隶属偃师市府店镇，西自口孜，东至宋寨，东西长5.74 km，南北宽 1.55 km，面积 8.9 km²。多年来，有关单位在该矿区投入了大量勘查工作，其中包括钻孔297个、各类测试 5000 余项，最终获得资源量 1400 万 t，提交了一个大型铝土矿床。前人也对该矿区铝土矿的地质特征、矿床成因、物源等有一定研究（赵彦巧等，2016；涂恩照，2018；杨延伟等，2018；王征征等， 2019；蒋芹等，2020），但对其古地理环境研究较少。本文将对夹沟铝土矿区大量基础资料进行研究，分析其地质特征，通过多方面因素分析其古地理环境。

1 区域地质背景

夹沟铝土矿区位于河南铝土矿重要产区嵩箕地区北部（图1）。嵩箕地区构造单元属于华北板块山西台背斜嵩箕台隆，有东西向、北西向和北东— 北北东向构造带 3 个体系复合。其中，近东西向和北西向两组构造是控制铝土矿发育的构造因素。地层分区属华北区豫西分区嵩箕小区，太古宇和古元古界变质岩系分布于嵩山复背斜和嵩箕复背斜的核部，中新元古界和古生届分布于复背斜的两翼，中新生借分布于断陷盆地中（付治国等，2009）。区内岩浆活动较弱，主要为小的岩体和种类繁多的脉岩。

1 —第四系、第三系；2—三叠系；3—二叠系；4—奥陶系、寒武系；5—中新元古界；6—古元古界、太古宇；7—花岗岩；8—断层

2 矿床地质特征

矿区地层自下而上分为中奥陶统马家沟组、上石炭统本溪组、上石炭统太原组、下二叠统山西组和第四系。矿区区域上位于华北板块南部，嵩山复背斜北翼，为一北倾的舒缓单斜构造。铝土矿床赋存于中奥陶统马家沟组灰岩侵蚀面上，上石炭统本溪组的中上部。

2.1 矿体形态、产状及规模

矿区主矿层共圈定 3 个矿体：1 号矿体长 4220 m，宽 200～400 m，最大宽度 510 m，厚度 0.87～44.86 m，平均厚度 7.39 m，Al₂O₃ 平均含量为 67.46%， A/S 平均为 6. 0；2 号矿体长 300 m，宽 180 m，厚度 1.71～5.88 m，平均厚度 3.15 m，Al₂O₃平均含量为 65.22%， A/S平均为 4.2；3号矿体长 100 m，宽 120 m，厚度 5.83～7.70 m，平均厚度 6.77 m， Al₂O₃平均含量为 62.52%， A/S 平均为 3.9。3 个矿体原本为一体，由于风化剥蚀而断开。其中，1号矿体占全区总储量的95.4%，其矿体特征简述如下。

矿体呈似层状、透镜状、扁豆状、溶斗状，厚大的透镜状和溶斗状之间常有薄矿层相连，形成大型矿床。矿体总的产状是向北缓倾斜的单斜层（图2），平均倾角为 18°～20°，矿体东西向展延，局部受古地形影响产状变化大。矿体平面形态比较规整，成时凸时凹的长条状。矿体形态严格受基底古岩溶地形控制，古地形平坦，矿体呈似层状；古地形低洼，矿体呈透镜状；古地形为岩溶漏斗，矿体呈溶斗状。1 号矿体几种形态同时出现，互相连接构成联合形态。矿体厚度严格受基底古岩溶地形控制。厚度主要为0.87～44.86 m，最薄0. 09 m。其中1～8 m的厚度频率为 80%；大厚度较多，但分布相对集中，主要在 71～13 线和 18～20 线间。矿体由特大厚度向南多为突然尖灭，向北多为逐渐变薄。

1 —钻孔及编号；2—铝土矿层；3—第四系；4—下二叠统山西组；5—上石炭统太原组；6—上石炭统本溪组；7—中奥陶统马家沟组

2.2 矿石结构、构造

矿区矿石结构包括豆鮞状结构、碎屑状结构、豆鮞碎屑状结构、显微晶质结构、隐晶质结构、隐晶质泥状结构等，以豆鮞状结构（比例最大）（图3）、碎屑状结构和显微晶质结构为主。豆鮞状结构中豆鮞占45%～70%，主要由硬水铝石组成，次要矿物有水云母、高岭石和褐铁矿。硬水铝石呈细小的薄片状杂乱分布；水云母和高岭石呈细小鳞片状集合体，不均匀地分布于豆鮞中，粒径直径 0. 073～2. 000 mm，豆粒直径 2. 000～5.445 mm，呈圆形、卵圆形、扁圆形定向、半定向排列。豆鮞中心或为水云母、高岭石、褐铁矿，或为结晶较好的水铝石，或为陆源碎屑金红石、锆英石、电气石、石英等；边缘为隐晶质水铝石。

矿区矿石构造包括块状构造、薄层状构造、定向半定向构造、多孔状构造、蜂窝状构造、土状构造等，以块状构造为主，地表多见多孔状构造、蜂窝状构造和疏松土状构造。块状构造为矿石结构均匀、致密而性硬，可经风化作用二变为疏松土状构造，这类矿石在薄片中也可见到极细小的、被呈流动的细微层理所包围的碎屑，镜下称为显微流动构造。

2.3 矿石物质成分

矿石矿物成分主要有硬水铝石（含量 45%～95%），其次为水云母、叶蜡石（二者含量为 5%～25%）、高岭石（5%～25%）、蒙脱石（少量）、绿泥石 （2%～30%）、褐铁矿（5%～25%）等。少量及微量矿物有石英、钠长石、方解石、黄铁矿、赤铁矿、金红石、电气石、菱铁矿、磁铁矿、钛铁矿等。

矿石化学成分主要为Al₂O₃、SiO₂、Fe₂O₃、TiO₂，其次为CaO、MgO、K₂O、Na₂O、Li₂O、S、P₂O₅、Ga、V₂O₅等。Al₂O₃、SiO₂ 和 Fe₂O₃ 三者之和为 80% 以上；Al₂O₃ 与 SiO₂、Fe₂O₃为明显的负相关，与TiO₂为正相关，与Ga 呈不十分明显的正相关（图4）。

2.4 矿石类型的划分

矿石类型有硬水铝石型矿石，高岭石、水云母 —硬水铝石型矿石，赤铁矿、褐铁矿—硬水铝石型矿石，黄铁矿—硬水铝石型矿石，绿泥石—硬水铝石型矿石等五个类型，以硬水铝石型为主。硬水铝石型又可分为块状、豆鮞状、碎屑状和多孔状（及蜂窝状）铝土矿4个亚类。

3 古地理环境

3.1 古构造轮廓

研究区位于华北板块南部，区内古构造线的主要方向以近东西向为特征，其次为北西向构造，控制着本区主要隆起区和坳陷区的分布（图5）（温同想等，1984；俎新许等，2019a）。这一构造格局在早元古代就已形成，并经历了长期而强烈的构造演变过程。

晚石炭世早期的隆起剥蚀区和期间的坳陷区，仍保持着近东西向和北西向的分布特征。4个隆起区自北而南分别为岱嵋寨古隆起、嵩山古隆起、箕山—长葛古隆起及洛固古隆起区。坳陷区依次为新安坳陷（北北东向延伸，由北向南坳陷幅度逐渐增大）、陕渑坳陷、龙巩坳陷、登密坳陷（仅东西向延伸，除龙巩坳陷为由南向北坳陷幅度逐渐增大外，其余坳陷是由南向东坳陷幅度逐渐增大）、禹州坳陷、鲁宝坳陷、临汝坳陷和宜阳坳陷（这 4 个坳陷呈北西向延伸）。这些隆起和坳陷对铝土矿的形成具有十分重要的意义，隆起区为坳陷区提供丰富的铝质来源，坳陷区是含铝岩系和铝土矿的主要沉积富集和保存场所（王绍龙，1992；吴国炎等，1996；班宜红等，2012；郎岩峰等，2016）。夹沟矿区位于龙巩盆地中部的南缘，距离嵩山隆起区很近，是铝土矿形成的良好地区。

1—古陆（岛）隆起；2—相区界线；3—古断裂；4—省界；5—古坳陷；6矿区位置；7—沉积相（A—潟湖－砂坝－海湾相；B—潟湖－海湾－沼泽相；C—滨海－潟湖－沼泽相）

3.2 古地理环境分析

3.2.1 沉积相分析

中奥陶世后受加里东运动影响，本区由海洋上升为陆地，遭受剥蚀，准平原化过程达 1.5 亿年之久，直到本溪期末才又下沉被海水覆盖，本溪组覆于中奥陶统马家沟组灰岩侵蚀面上。严格受古侵蚀面控制，沉积物以泥质为主，由于该时期地壳稳定下降，海水由北部和东部漫侵本区，形成陆表海。本溪期整体地势北低南高、西高东低，为平缓倾斜的准平原化盆地。盆地西南缘为洛固古陆，西北侧为中条古陆。由于这两个古陆的制约使沉积区在平面上形状为潼关、新蔡、林县连成的三角形，且新林边为开阔边。盆地内分布着许多丘陵和高地，使其成为障壁。海水呈半流通状态，减弱了海水的能量。波浪和潮汐作用很弱，为低能环境。盆地内古岛有嵩箕岛群、长葛古岛、浚县古岛、岱嵋寨古岛、池山古岛、武陟古岛（图5）。夹沟矿区在次一级的龙巩盆地中，夹沟外围环绕一些小的水下高地，东侧有一小的潮溪、造成潮溪局部高能地带。

夹沟矿区这小范围内的地形是东高西低、南高北低，地表径流向北或西流动。在矿区北部有一东西向延伸的高地，此高地和嵩山古岛间是一个凹槽地形，是沉积铝土矿的良好场所。夹沟矿区处在潟湖沼泽相带内（图5）（丰恺，1992；袁跃清，2005；俎新许等，2019b），沉积厚度一般 5～10 m，愈接近古岛愈薄，沉积厚度只有 2～3 m。潟湖沼泽相的沉积物特点是含植物化石泥岩。铝（黏）土矿也随相带的环境不同而变化，本相带的特征是铝土矿为主，黏土矿为副。从夹沟矿区铝土矿的颗粒变化来看，垂向上豆鮞颗粒和砂屑颗粒常呈互层状不规则产出。在平面上由陆向海方向，存在颗粒由大变小现象。矿区矿石中广泛发育碎屑结构，这说明潟湖沼泽相沉积的铝土矿是在海水时进时退、动荡与平静交叉作用下，发动机械搬运，筛选和再沉积。因为铝土矿在半固结状态下，经水动力作用而短距离搬运再沉积才能形成内碎屑结构。

3.2.2 古气候条件

气候对铝土矿的形成具有特别重要的意义。采集的一组古地磁样分析结果，古纬度为 31.1°。据古地磁资料显示，晚石炭世河南位于中低纬度区，在北纬12.9°～27.6°（瓮纪昌等，2008）。据其他文献得知，夹沟位于志留纪和石炭纪古赤道之间 （温同想，1996）。因此，本区从志留纪到石炭纪这段时期，纬度的变化是由南温带经赤道向北温带移动，在一亿多年内都处于热带和亚热带古气候环境 （俎新许等，2019b）。同时，本区植物化石为蕨类、鳞木、羊齿，动物化石为温水型蜓类。上述发现表明，本区的气候是湿热的，而且有干旱季节。

3.2.3 地球化学特征分析

硼是区别海相和陆相沉积物的最可靠的指相元素。沉积物中硼的含量与水体中硼的含量有关，水体中的硼来自陆源碎屑中的电气石（李国平和张瑜麟，2013）。据表1 可知，夹沟矿区和偃巩荥矿带的指相结果是一致的。除硼和锰示为海相外，锶、镓、镍和钍铀比则表示为陆相，而铜和硼镓比则示为海陆相。

注：数据据温同想，1996。

通过地球化学特征分析，夹沟矿区的指相元素既有海相特征又有陆相特征，说明其是近海陆交互相，进一步证明了晚石炭世早期海水时进时退，受古岛淡水作用影响，矿区形成很复杂的海陆交互相沉积。另外也可能是，本溪期厚度不大的陆相沉积物，在太原期海侵时受到海水浸泡形成的。

3.2.4 生物生态分析

夹沟晚石炭世早期以植物化石为主，主要是蕨类植物及部分裸子植物。未见动物化石。在ZK704 和 ZK1704两孔取 7个孢粉分析样品（共取 16个，其他含孢粉很少，样品送往地科院地科所）含较多的孢粉，且孢子多于花粉。孢子在组合中的含量是 79.9%～88.1%，平均 83.25%，其中三缝孢属 42.6%～67.6%，单缝孢属 20.5%～41.4%。花粉 7.3%～19.2%，平均 14.85%。孢子以蕨类孢子为主，花粉以少数原始银杏苏铁类及原始有囊松柏类的裸子类植物为主。

晚石炭世后期矿区植物化石有栉座延羊齿，带科达、楔叶、鳞木、栉羊齿等。动物化石有长身贝、纺锤虫、长似纺锤虫、阿翁贝、海百合茎、犬齿珊瑚和腕足类（吴秀元等，1987；王令全等，2012）。

从生物生态的角度，石炭纪海水时进时退，时静时动，有沼泽化现象。从大型植物生长角度，在湖盆边部，古岛坡脚处有千尼尔砂岗平行海岸线形成，滨岸沼泽与海隔开，使泥炭和黏土得以沉积。但晚石炭世早期海水浅，淡水化明显，含盐度低，植物发育，沼泽化发育。晚石炭世中后期海水较深，3 次海侵，水深 20～200 m，含盐度正常，海水略有动荡，水温 20℃左右（李志晖等，2014），形成清水沉积组合。海退时，在沼泽地形成炭质泥岩或煤炭。

3.2.5 硫同位素分析

据表2可知，含铝岩系中黄铁矿的S³²/S³⁴平均值 （21.88）十分接近石炭纪古海洋水硫酸盐的比值 （21.83），仅相差 0. 05，这说明硫源地与古海水相关。但5个含铝岩系硫同位素样品由40%S³⁴值大于石炭纪海水的 δS³⁴值（15‰），说明古海水不是含铝岩系唯一的硫源地。对比基底碳酸盐岩样品的硫同位素组成特征，δS³⁴ 和 S³²/S³⁴ 值分别为 24.9 和 21.64，与含铝岩系的相应值相似，说明含铝岩系中的硫是由基底奥陶系碳酸盐岩中的黄铁矿供给的。这种硫源地关系表明，本溪组的沉积不属纯海相，也不属纯陆相，而是近海陆交互相。

4 结论

（1）夹沟铝土矿床沉积相是泻湖沼泽相，古气候温暖湿润，地球化学及硫同位素指相近海陆交互相，生物生态表明是海水时进时退。

（2）矿床古地理环境为气候湿热的近海陆交互环境，提高了该区古地理环境研究程度，为后续矿山开发利用和矿区深部找矿提供了指导。

参考文献