祝瑞勤 ，奚小雙，吳塹虹，楊 震

(1. 中南大學(xué) 地球科學(xué)與信息物理工程學(xué)院，湖南 長(zhǎng)沙，410083；2. 長(zhǎng)沙有色冶金設(shè)計(jì)研究院，湖南 長(zhǎng)沙，410011)

廣西平果堆積鋁土礦是由二疊紀(jì)原生鋁土礦經(jīng)過(guò)剝蝕風(fēng)化形成的次生礦床[1]。礦區(qū)處在云貴高原邊緣的桂西地區(qū)，是巖溶侵蝕強(qiáng)烈的地區(qū)[2]，礦區(qū)堆積礦表現(xiàn)了與巖溶侵蝕早期地系二元結(jié)構(gòu)的控制[3]。平果礦區(qū)巖溶地貌的演化是小流域水系的發(fā)展演化，由此決定礦區(qū)巖溶地貌與堆積礦分布特征。在桂西和周邊地區(qū)，堆積型鋁土礦分布廣泛[4]，因此，對(duì)堆積礦巖溶地貌環(huán)境和成礦作用進(jìn)行研究具有普遍意義。在此，本文通過(guò)對(duì)平果礦區(qū)巖溶地貌演化的研究，發(fā)現(xiàn)堆積礦成礦的重要條件和機(jī)制，并分析堆積礦演化特征和成礦規(guī)律。

圖1 平果礦區(qū)巖溶地貌分帶地質(zhì)圖Fig.1 Geological map of karst landform zonations at Pingguo Ore Deposit

1 礦區(qū)巖溶地貌發(fā)育程度和演化關(guān)系

平果礦區(qū)巖溶地貌分帶地質(zhì)圖見(jiàn)圖1。從圖1可見(jiàn)：平果堆積型鋁土礦分布在原生礦層圈閉的背斜內(nèi)部，那豆礦區(qū)和太平—教美礦區(qū)是2個(gè)由背斜分隔的主要分礦區(qū)。這2個(gè)礦區(qū)都有確定的巖溶地貌分帶，按照從翼部往核部的順序，那豆礦區(qū)劃分為丘陵峰叢帶和峰林峰叢帶，太平—教美礦區(qū)劃分為丘陵峰叢帶、錐狀-塔狀峰林帶、峰林峰叢帶。這 2個(gè)礦區(qū)的分帶都保持了翼部丘陵與核部峰林地貌的基本特征，但具體情況有明顯差異。那豆礦區(qū)分帶比較規(guī)則，太平—教美礦區(qū)分帶形態(tài)不規(guī)則；后者翼部寬度比前者的小，但核部帶寬度大很多，且發(fā)育大范圍的塔狀峰林，前者很少出現(xiàn)，而以錐狀峰林為主。

巖溶地貌分帶表示的巖溶發(fā)育程度變化是背斜差異剝蝕的結(jié)果，背斜核部巖溶程度總是比翼部的高。對(duì)比2個(gè)礦區(qū)發(fā)現(xiàn)：太平—教美礦區(qū)核部廣泛分布塔狀峰林，表示巖溶發(fā)育程度明顯比那豆礦區(qū)核部的高。這2個(gè)礦區(qū)的背斜出露規(guī)模差別較大，那豆背斜核部地層是石炭系巖關(guān)階，太平—教美背斜核部地層是泥盆系東崗嶺組，根據(jù)礦區(qū)實(shí)測(cè)地層柱狀圖，估算這 2個(gè)礦區(qū)的剝蝕地層厚度相差300～400 m，背斜寬度相差3倍。平果礦區(qū)地形剖面見(jiàn)圖2。從圖2可見(jiàn)：這2個(gè)礦區(qū)的地形標(biāo)高比較接近，而背斜核部地層層位不同，同時(shí)，區(qū)域構(gòu)造分析礦區(qū)處在復(fù)式向斜的北東翼[5]，所以，背斜規(guī)模差異是褶皺標(biāo)高不同導(dǎo)致剝蝕程度發(fā)生變化。這同時(shí)說(shuō)明礦區(qū)是處在共同的侵蝕基準(zhǔn)面控制下，這2個(gè)礦區(qū)地表發(fā)生的侵蝕具有同時(shí)性。

在那豆礦區(qū)地貌分帶反映的巖溶發(fā)育程度，是通過(guò)巖溶年齡類(lèi)型的連續(xù)變化表現(xiàn)的[6]，但是，在太平—教美礦區(qū)巖溶年齡與地貌分帶不完全對(duì)應(yīng)。在背斜核部峰林峰叢地貌比兩側(cè)的錐狀-塔狀峰林地貌更年輕，但是，核部出露的泥盆紀(jì)地層表明這里侵蝕深度是最大的。那豆和太平—教美礦區(qū)兩翼地貌不對(duì)稱(chēng)，是背斜軸面產(chǎn)狀向南西傾斜的構(gòu)造控制的原因。

圖2 平果礦區(qū)地形剖面圖Fig.2 Topographic profile of Pingguo Ore Deposit

2 礦區(qū)堆積礦演化與成分變化

雖然經(jīng)過(guò)多年地質(zhì)勘探，但仍然不能保證平果礦區(qū)堆積礦的分布沒(méi)有遺漏。為了全面掌握堆積礦的分布特征，采用遙感方法來(lái)補(bǔ)充礦區(qū)成礦信息。經(jīng)過(guò)反復(fù)試驗(yàn)和現(xiàn)場(chǎng)解譯，獲取了礦區(qū)堆積礦遙感預(yù)測(cè)圖，以展示堆積礦的整體分布狀態(tài)[7](見(jiàn)圖1)。遙感解譯新獲取的堆積礦主要分布在太平—教美礦區(qū)的核部區(qū)域，使得原來(lái)分離的礦區(qū)顯示了背斜控礦的完整形態(tài)。堆積礦在翼部丘陵帶是連續(xù)分布的，在峰林帶呈均勻分散分布，到核部中心分布不均勻，密度降低。與那豆礦區(qū)相比，太平礦區(qū)丘陵帶堆積礦發(fā)育不完整，沒(méi)有內(nèi)側(cè)帶，但是，峰林帶堆積礦在較大寬度內(nèi)穩(wěn)定分布。

堆積礦是原生礦再風(fēng)化形成的，它們的礦化成分具有相關(guān)性。對(duì)礦區(qū)堆積礦稀土元素進(jìn)行研究發(fā)現(xiàn)：那豆礦區(qū)和太平礦區(qū)的稀土元素特征參數(shù)和配分模式是比較一致的(見(jiàn)表1、圖3)，均為V型模式，普遍具有輕稀土輕微富集而重稀土相對(duì)虧損的特點(diǎn)。Eu均表現(xiàn)為中度負(fù)異常；Ce基本上表現(xiàn)為正異常。目前，對(duì)平果原生礦的物質(zhì)來(lái)源存在爭(zhēng)議，還有待于進(jìn)一步研究確定[8]。但稀土元素對(duì)比分析結(jié)果表明原生礦物質(zhì)來(lái)源是一致的，因此，堆積礦發(fā)生再風(fēng)化的速率應(yīng)該是相近的[9]。

原生礦存在多種礦石類(lèi)型分帶，它們的礦化成分是不均勻的，但是，經(jīng)過(guò)對(duì)全礦區(qū)堆積礦礦化數(shù)據(jù)進(jìn)行統(tǒng)計(jì)求取平均值，發(fā)現(xiàn)所表現(xiàn)的堆積礦成分的變化反映了風(fēng)化程度的差別。平果礦區(qū)堆積礦礦化數(shù)據(jù)統(tǒng)計(jì)的頻率分布圖見(jiàn)圖4。從圖4可見(jiàn)：堆積礦的基本礦化特征是：堆積礦中硅含量低的頻數(shù)增加，而鋁含量高的頻數(shù)增加，二者呈負(fù)相關(guān)關(guān)系，鐵含量低的頻數(shù)有增加趨勢(shì)，但在較寬范圍內(nèi)含量穩(wěn)定，表示堆積礦在風(fēng)化演化中硅含量降低，鋁含量總體趨勢(shì)增加，鐵的流失不穩(wěn)定，符合風(fēng)化作用中元素變化的基本特征[10-11]。對(duì)那豆礦區(qū)各分帶堆積礦礦化數(shù)據(jù)進(jìn)行統(tǒng)計(jì)后求平均值，得出從翼部到核部各分帶礦化的變化規(guī)律是：當(dāng)鋁含量升高時(shí)，硅含量下降；當(dāng)鐵含量下降時(shí)，鋁硅質(zhì)量比上升(表2)。說(shuō)明堆積礦成分按照地貌分帶發(fā)生的變化，與風(fēng)化程度演化造成的成分變化是一致的，礦區(qū)地貌分帶反映了巖溶發(fā)育程度的變化。

對(duì)太平礦區(qū)堆積礦分帶的已有礦化數(shù)據(jù)進(jìn)行統(tǒng)計(jì)后求平均值發(fā)現(xiàn)：從翼部到核部，鋁含量基本持平，硅含量下降，鐵含量升高，鋁硅質(zhì)量比升高(見(jiàn)表2)。說(shuō)明鋁發(fā)生流失，但是，比硅的流失要弱，而鐵則以沉積為主。與那豆礦區(qū)對(duì)比，相同的分帶太平礦區(qū)的鋁含量較低，硅含量較高，鐵含量明顯增加。其原因可能是：太平翼部丘陵堆積礦多為殘積礦，風(fēng)化程度偏低，而太平核部實(shí)際上包含了翼部?jī)?nèi)側(cè)部分，同時(shí)，太平礦區(qū)統(tǒng)計(jì)數(shù)據(jù)中缺少核部中心地區(qū)資料，使得硅含量偏高；此外，石英集中而鋁機(jī)械流失[12]，鐵的增加可能與原生礦成分有關(guān)。比較2個(gè)礦區(qū)內(nèi)部的變化趨勢(shì)發(fā)現(xiàn)：硅含量都下降，下降幅度相差不大；但鋁的變化幅度差別明顯，在太平礦區(qū)鋁含量下降；鐵的變化不穩(wěn)定，不能反映演化特征。從以上分析可看出平果礦區(qū)堆積礦礦化隨巖溶地貌演化的變化趨勢(shì)：開(kāi)始是鋁含量增加，風(fēng)化中鋁流失較慢；巖溶地貌演化到塔峰普遍發(fā)育的程度，使得鋁的流失達(dá)到轉(zhuǎn)折點(diǎn)，即堆積礦中鋁開(kāi)始發(fā)生凈流失。因此，礦區(qū)巖溶地貌

演化中塔峰發(fā)育是堆積礦成分變化的重要地貌界線(xiàn)，是鋁含量變化的臨界值。

表1 太平、那豆礦區(qū)鋁土礦稀土元素含量(質(zhì)量分?jǐn)?shù))及特征參數(shù)Table1 Content and characteristic parameters of REE at Taiping and Nadou bauxite deposit

圖3 平果礦區(qū)堆積礦稀土元素模式Fig.3 REE patterns of accumulative bauxite in Pingguo Ore Deposit

圖4 平果堆積礦成分含量頻數(shù)直方圖Fig.4 Content histograms of accumulative bauxite at Pingguo Ore Deposit

表2 那豆、太平礦區(qū)各帶堆積礦參數(shù)平均值Table2 Average results of accumulative bauxite in different zonations at Taiping and Nadou bauxite deposit

3 礦區(qū)巖溶水文地貌的成礦作用

巖溶地貌形態(tài)反映特定的水文結(jié)構(gòu)型式，因此，巖溶地貌類(lèi)型的演化也是巖溶水文結(jié)構(gòu)的演化[3]。在平果礦區(qū)代表不同演化階段的巖溶丘陵、峰叢和峰林地貌對(duì)應(yīng)不同的水文活動(dòng)形式，丘陵地貌以地表斜坡流水侵蝕為主，峰叢地貌發(fā)育垂直滲流侵蝕的巖溶作用，峰林地貌是水平流水侵蝕形成的。平果礦區(qū)巖溶村貌演化模式見(jiàn)圖 5。其中峰林開(kāi)始形成時(shí)為錐峰，由于地下溶洞坍塌而轉(zhuǎn)變?yōu)樗錥2]。巖溶地貌演化伴隨地殼抬升的過(guò)程，初期原生礦層剝蝕時(shí)形成原始巖溶表面，流水從地表轉(zhuǎn)入地下產(chǎn)生垂直滲流形成峰叢(圖5(a)，地殼穩(wěn)定時(shí)巖溶侵蝕達(dá)到潛水面使水平流水成為主要侵蝕動(dòng)力，峰叢邊坡平行后退形成峰林洼地[3,13](圖5(b))，恒定的地下水位形成水平溶洞層[6]，侵蝕塌陷形成塔峰(圖 5(c))。塔峰的成因可能有多種[14]，因?yàn)樘降V區(qū)塔峰與錐峰是混合分布的，現(xiàn)場(chǎng)觀察是地下巖溶管道塌陷形成塔峰。但是，塔峰在那豆礦區(qū)核部和太平—教美礦區(qū)的泥盆系核部并不發(fā)育，說(shuō)明水平巖溶通道發(fā)育弱，這種差別表明礦區(qū)中地下水系的發(fā)育程度是不均勻的。

平果礦區(qū)巖溶地貌總體上是按順序分帶分布的，對(duì)應(yīng)地貌分帶的水文形式從翼部到核部是地表流水，垂直滲流，水平流水，但它們不會(huì)同時(shí)出現(xiàn)在一個(gè)平面上。因地殼上升形成地下多層巖溶的發(fā)展是普遍存在的現(xiàn)象[15-17]，對(duì)應(yīng)地下水位變化形成巖溶地貌類(lèi)型的轉(zhuǎn)換[18]。平果礦區(qū)巖溶地貌的分帶是巖溶多旋回活動(dòng)的結(jié)果[6]，核部峰林地貌形成于早期地殼穩(wěn)定階段(圖5(b)～(d))，屬于早期旋回的殘留地貌，而翼部丘陵和峰叢地貌形成于晚期地殼上升階段(圖5(c))，是后期巖溶旋回地貌，對(duì)應(yīng)礦區(qū)現(xiàn)代巖溶水系活動(dòng)[19](圖5(d))。因?yàn)轳薨櫴苟嘈丿B加的地貌表現(xiàn)為水平分帶，但在核部峰林帶中也發(fā)育峰叢地貌，是同位疊加所致。

平果礦區(qū)堆積礦表面上與巖溶地貌的關(guān)系密切，實(shí)際上堆積礦礦化直接受巖溶水文活動(dòng)的控制，堆積礦的演化伴隨巖溶水文活動(dòng)的演化。地表地貌控制堆積礦的明顯特征是：丘陵堆積礦在地表流水單向搬運(yùn)中形成平面分選分帶，洼地堆積礦從周?chē)叩剡w移匯集，但其底部保存了早期堆積礦層。從丘陵到錐狀峰林階段地下水系逐漸發(fā)育成熟，但處在地表的堆積礦還沒(méi)有與地下溶洞層直接接觸，堆積礦的流失率較低，鋁含量保持上升的趨勢(shì)。而塔狀峰林的發(fā)育表明地下水平溶洞暴露至地表，這是早期地下水系活動(dòng)通道，堆積礦通過(guò)早期溶洞層可能明顯增加流失率，使得鋁含量開(kāi)始下降?？傮w上，平果礦區(qū)巖溶地貌演化保持封閉環(huán)境，堆積礦成分變化指示風(fēng)化加強(qiáng)的順序，導(dǎo)致鋁集中和硅流失，類(lèi)似于夷平面風(fēng)化殼的條件。而塔峰帶指示地下水平溶洞層的出露增加了礦區(qū)開(kāi)放程度，特別是增加了鋁機(jī)械流失的強(qiáng)度，成為堆積礦成分變化的轉(zhuǎn)折點(diǎn)。

4 礦區(qū)地下水系流域地質(zhì)特征

巖溶地貌是統(tǒng)一在流域系統(tǒng)中具有聯(lián)系的整體[3,20]，通過(guò)分析平果礦區(qū)的流域水系特征有可能發(fā)現(xiàn)巖溶地貌完整的形態(tài)分布關(guān)系和演化特征，并進(jìn)一步認(rèn)識(shí)礦區(qū)堆積礦的分布變化規(guī)律。平果礦區(qū)處于右江流域中游，右江流向南東，大致平行于礦區(qū)背斜長(zhǎng)軸。礦區(qū)的巖溶地下水系屬于受背斜控制的封閉型水系[3]，因此，與地表水系方向應(yīng)該是一致的。

圖5 平果礦區(qū)巖溶地貌演化模式Fig.5 Evolution models of karst landform at Pingguo Ore Deposit

圖6 平果礦區(qū)流域水系分布Fig.6 Distribution of karst watershed at Pingguo Ore Deposit

圖7 太平礦區(qū)塔峰分布密度等值線(xiàn)Fig.7 Density contours of towering peaks at Taiping Ore Deposit

平果礦區(qū)流域水系分布見(jiàn)圖 6，太平礦區(qū)塔峰分布密度等值線(xiàn)見(jiàn)圖 7。因?yàn)樗迨窃诘叵滤饺芏此輹r(shí)形成的，因此，連續(xù)分布的塔峰區(qū)反映地下水系流域的活動(dòng)形態(tài)。太平礦區(qū)塔峰分布范圍表現(xiàn)為南東向延伸的區(qū)帶，指示對(duì)應(yīng)的地下水系方向，與背斜軸向平行，也與地表水系平行。在塔峰帶北東側(cè)與之平行延伸的是泥盆紀(jì)核部帶的錐峰帶，與兩側(cè)塔峰帶相比為低級(jí)巖溶類(lèi)型，因此，推測(cè)是地下分水嶺位置(圖6)。太平塔峰帶中部塔峰均勻分布，在接近核部分水嶺時(shí)變?yōu)榉种钚螒B(tài)，表現(xiàn)了地下水系干流與支流的關(guān)系。在翼部丘陵帶一側(cè)也分布分支水系，但寬度狹窄，組成太平不對(duì)稱(chēng)地下羽狀水系[3]。主干水系偏向丘陵一側(cè)可能與南西方向的右江排泄基準(zhǔn)面有關(guān)[6,21]。在丘陵一側(cè)非溶地層阻止巖溶發(fā)展，而分水嶺一側(cè)是巖溶擴(kuò)展的方向，造成水系不對(duì)稱(chēng)。太平與教美之間地下分水嶺沿背斜核部位置分布，是因?yàn)閮梢淼貙赢a(chǎn)狀不同成為控制支流通道的因素[3]，并造成兩側(cè)礦區(qū)不對(duì)稱(chēng)，在教美礦區(qū)水系規(guī)模小。那豆礦區(qū)巖溶地貌反映的水系特征是：翼部地表流水發(fā)育，而核部地下水系發(fā)育程度不高，只形成范圍不大的錐峰區(qū)。推測(cè)地下水系干流通過(guò)背斜核部，沒(méi)有形成地下分水嶺。平果礦區(qū)短軸背斜是完全封閉型巖溶水系，在上、下游的傾覆端都變?yōu)榈乇硭虼?，太平礦區(qū)的塔峰帶整體為透鏡狀(圖7)，中部地下巖溶最發(fā)育，向傾覆端減弱。礦區(qū)之間的對(duì)比結(jié)果說(shuō)明：在相同的侵蝕基準(zhǔn)面控制下，太平—教美礦區(qū)形成與成熟地下水系對(duì)應(yīng)復(fù)雜地貌分帶，而那豆礦區(qū)形成簡(jiǎn)單巖溶地貌形態(tài)，其丘陵地貌發(fā)育與右江河流地貌侵蝕強(qiáng)化有關(guān)。

對(duì)礦區(qū)地下水系流域進(jìn)行分析，發(fā)現(xiàn)巖溶地貌的整體分布形態(tài)變化的原因是：堆積礦分布形態(tài)的變化也是受巖溶地下水系控制。地下水系的形態(tài)和活動(dòng)具有特定的方式，因此，礦區(qū)堆積礦的分布規(guī)律可以通過(guò)地下水系的活動(dòng)性質(zhì)進(jìn)行研究。太平礦區(qū)成型的地下水系流域使得堆積礦分布有向主干水系匯聚的趨勢(shì)，堆積礦在塔峰區(qū)范圍內(nèi)穩(wěn)定分布，在分水嶺帶礦化呈減弱的趨勢(shì)，地下流域水系具有的落差使得溶洞之間形成高差，在溶洞塌陷時(shí)變成地表的高差，形成地表堆積礦遷移的方向。水系形態(tài)與邊界條件和水系發(fā)育程度有關(guān)，平果礦區(qū)的背斜構(gòu)造決定了水系發(fā)育的封閉型邊界條件，形成羽狀水系。那豆礦區(qū)與太平—教美礦區(qū)的水系發(fā)育程度差別較大，導(dǎo)致堆積礦的分布形態(tài)明顯不同，后者地下水系在核部區(qū)發(fā)育成熟，使得洼地堆積礦廣泛分布，擠占了丘陵堆積礦的空間。那豆礦區(qū)規(guī)模小，地下水系不成熟，使得丘陵堆積礦成為主要類(lèi)型。

5 結(jié)論

(1) 從那豆礦區(qū)到太平礦區(qū)的巖溶地貌表現(xiàn)了演化發(fā)展的關(guān)系。在巖溶地貌類(lèi)型變化的同時(shí)，地貌分帶形態(tài)也在改變，在太平—教美礦區(qū)核部還出現(xiàn)了巖溶侵蝕程度與地貌類(lèi)型演化順序不對(duì)應(yīng)的現(xiàn)象，反映礦區(qū)地貌演化中地質(zhì)因素發(fā)生的變化。

(2) 隨著巖溶地貌發(fā)育程度的提高，堆積礦成分發(fā)生相應(yīng)的變化，符合土壤風(fēng)化程度發(fā)展的規(guī)律。堆積礦中鋁含量經(jīng)歷了從升高到降低的過(guò)程，變化的轉(zhuǎn)折點(diǎn)以普遍發(fā)育塔峰為標(biāo)志。

(3) 礦區(qū)巖溶地貌類(lèi)型對(duì)應(yīng)不同的巖溶水文型式。礦區(qū)具有多旋回巖溶演化的特點(diǎn)，塔峰的發(fā)育因?yàn)檫B通了早期溶洞層從而降低了礦區(qū)堆積礦的封閉程度，可能造成堆積礦的機(jī)械流失而使鋁含量下降。

(4) 水系發(fā)育程度是影響巖溶地貌分布形態(tài)的重要因素。礦區(qū)巖溶發(fā)育階段巖溶地貌的發(fā)育是規(guī)則的，但是，流域水系的發(fā)育造成巖溶地貌的分布不規(guī)則，并且控制了堆積礦的整體分布形態(tài)和礦化程度。

[1] G巴多西，G J J阿伯丁. 紅土型鋁土礦[M]. 沈陽(yáng): 遼寧科學(xué)技術(shù)出版社, 1994: 148-155.

Bardossy G, Aleva G J J. Lateritic bauxites[J]. Shenyang:Liaoning Science and Technology Press, 1994: 148-155.

[2] 譚明. 中國(guó)西江流域喀斯特景觀趨異與晚新生代流域環(huán)境變遷[J]. 中國(guó)巖溶, 1993, 12(2): 103-110.

TAN Ming. Divergence of karst landscape in Xijiang catchment and environmental change of the region in late cenozoic[J].Carsologica Sinica, 1993, 12(2): 103-110.

[3] 楊明德, 譚明, 梁虹. 喀斯特流域水文地貌系統(tǒng)[M]. 北京:地質(zhì)出版社, 1998: 3-98.

YANG Ming-de, TAN Ming, LIANG Hong. Hydrogeomorphological system of karst watershed[M]. Beijing:Geological Press, 1998: 3-98.

[4] 李水如, 魏俊浩, 林建輝. 廣西鋁土礦地質(zhì)特征及勘查開(kāi)發(fā)的思考[J]. 中國(guó)礦業(yè), 2007, 16(11): 75-78.

LI Shui-ru, WEI Jun-hao, LIN Jian-hui. Geological characteristics of bauxite and prospecting thoughts in Guangxi[J].China Mining Magazine, 2007, 16(11): 75-78.

[5] 馬麗芳. 中國(guó)地質(zhì)圖集[M]. 北京: 地質(zhì)出版社, 2002:261-268.

MA Li-fang. Geological atlas of China[M]. Beijing: Geological Press, 2002: 261-268.

[6] 任美鍔, 劉振中. 巖溶學(xué)概論[M]. 北京: 商務(wù)印書(shū)館, 1983:181-212.

REN Mei-e, LIU Zheng-zhong. Introduction to karst[M]. Beijing:Commercial Press, 1983: 181-212.

[7] 成功, 陳松嶺, 祝瑞勤, 等. 平果堆積型鋁土礦地質(zhì)特征及遙感找礦預(yù)測(cè)[J]. 輕金屬, 2009(8): 11-18.

CHENG Gong, CHEN Song-ling, ZHU Rui-qin, et al.Geological characteristics and remote sensing forecasting of accumulated bauxite of Pingguo[J]. Light Metals, 2009(8):11-18.

[8] 陳其英, 蘭文波. 二疊紀(jì)平果鋁土礦成礦物源問(wèn)題[J]. 廣西地質(zhì), 1991, 4(4): 43-49.

CHEN Qi-ying, LAN Wen-bo. A study on the genesis of the permian bauxite deposit at Pingguo, Guangxi[J]. Geology of Guangxi, 1991, 4(4): 43-49.

[9] 段雷, 郝吉明, 葉雪梅, 等. 中國(guó)土壤風(fēng)化速率研究[J]. 環(huán)境科學(xué)學(xué)報(bào), 2000, 20(增刊): 1-7.

DUAN Lei, HAO Ji-ming, YE Xue-mei. Study on weathering rate of soil in China[J]. Acta Scientiae Circumstantiae, 2000,20(Suppl): 1-7.

[10] 趙其國(guó), 史學(xué)正. 土壤資源概論[M]. 北京: 科學(xué)出版社, 2007:39-41.

ZHAO Qi-guo, SHI Xue-zheng. Introduction to soil resources[M]. Beijing: Science Press, 2007: 39-41.

[11] 陳駿, 王鶴年. 地球化學(xué)[M]. 北京: 科學(xué)出版社, 2004:278-283.

CHEN Jun, WANG He-nian. Geochemistry[M]. Beijing: Science Press, 2004: 278-283.

[12] 馮志剛, 王世杰, 孫承興. 引起紅土表層硅鋁比值增大原因的可能性探討[J]. 地質(zhì)地球化學(xué), 2002, 30(4): 7-14.

FENG Zhi-gang, WANG Shi-jie, SUN Cheng-xing. Discussion on possible causes of increases in Si/Al ratio in surface ayers of some lateritic profiles[J]. Geology-geochemistry, 2002, 30(4):7-14.

[13] 宋林華. 喀斯特洼地的發(fā)育機(jī)理及其水文地質(zhì)意義[J]. 地理學(xué)報(bào), 1986, 41(1): 41-50.

SONG Lin-hua. Mechanism of karst depression evolution and its hydrogeological significance[J]. Acta Geographica Sinica, 1986,41(1): 41-50.

[14] 熊康寧. 關(guān)于錐狀喀斯特與塔狀喀斯特的水動(dòng)力成因過(guò)程[J].中國(guó)巖溶, 1994, 13(3): 237-246.

XIONG Kang-ning. Hydrodynamic genetics of cone karst and tower karst with special reference to the middle Guizhou[J].Carsologica Sinica, 1994, 13(3): 237-246.

[15] Mocochain L, Clauzon G, Bigot J Y, et al. Geodynamic evolution of the peri-Mediterranean karst during the Messinian and the Pliocene: Evidence from the Ardèche and Rh?ne Valley systems canyons, Southern France[J]. Sedimentary Geology, 2006,188/189: 219-233.

[16] Calaforra J M, Pulido-Bosch A. Evolution of the gypsum karst of Sorbas (SE Spain)[J]. Geomorphology, 2003, 50(1/3): 173-180.

[17] Leonardo Piccini, Marco Mecchia. Solution weathering rate and origin of karst landforms and caves in the quartzite of Auyan-tepui (Gran Sabana, Venezuela)[J]. Geomorphology,2009, 106(1/2): 15-25.

[18] 朱學(xué)穩(wěn). 峰林喀斯特的性質(zhì)及其發(fā)育和演化的新思考 3[J].中國(guó)巖溶, 1991, 10(3): 171-182.

ZHU Xue-wen. New considerations on characteristics and evolution of fenglin karst[J]. Carsologica Sinica, 1991, 10(3):171-182.

[19] Plan L, Filipponi M, Behm M, et al. Constraints on alpine speleogenesis from cave morphology: A case study from the eastern Totes Gebirge (Northern Calcareous Alps, Austria)[J].Geomorphology, 2009, 106(1/2): 118-129.

[20] Klimchouk A. Morphogenesis of hypogenic caves[J].Geomorphology, 2009, 106(1/2): 100-117.

[21] Bailly-Comte V, Jourde H, Pistre S. Conceptualization and classification of groundwater-surface water hydrodynamic interactions in karst watersheds: Case of the karst watershed of the Coulazou River (Southern France)[J]. Journal of Hydrology,2009, 376(3/4): 456-462.