黔中开阳地区磷矿为新元古代末期成磷事件的产物, 地理位置位于开阳县北部(图 1), 大地构造位置位于扬子陆块东南部。开阳磷矿是国内外著名的超大型富磷矿床, 为黔中磷矿成矿带的典型矿床代表, 因其“ 量大质优” 而与中国云南昆阳磷矿和湖北襄阳磷矿并称“ 三阳开泰” , 磷矿层主要赋存于震旦系陡山沱组地层中, 磷矿的沉积、成矿与成磷期的古地理环境密切相关。陈其英和郭师曾(1985)、赵东旭(1986)认为发育于黔中古陆北坡的开阳、瓮安等地的内碎屑磷块岩形成于滨岸及近岸浅海环境; 叶连俊等(1989)将黔中隆起周缘划分为陆缘海相区, 并认为区域内坳陷和隆起所决定的深、浅水并存的陆缘海为磷矿富集的最有利场所; 吴祥和等(1999)将陡山沱期黔中地区划分为3大相组11种亚相, 认为浅水台棚区磷块岩具规模大、品位高、矿层厚等特点; 密文天(2010)认为黔中磷矿分布于黔中隆起的边缘, 水下高地边缘、浅滩等为有利成磷区域。综上可见, 前人对震旦纪陡山沱期黔中磷矿成矿带的古地理环境已开展了一些研究并取得一些认识, 但作为富磷矿最集中的开阳地区, 详细的古地理单元划分、沉积环境恢复仍存在欠缺。

图1

Fig.1

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	图1 黔中开阳地区地质略图和剖面及钻孔位置Fig.1 Simplified geological map of Kaiyang area in central Guizhou Province and the location of sections and drills

作者首次利用定量岩相古地理学方法理论对开阳地区震旦纪陡山沱期沉积型磷矿床进行研究。定量, 即在古地理图中, 各个古地理单位的划分和确定都有定量的资料和定量的基础图件为依据(冯增昭, 2013)。定量岩相古地理学是由冯增昭教授始创, 他首先提出并使用“ 单因素作图法” (冯增昭, 1977, 1979)作为定量岩相古地理学的方法论。“ 单因素作图法” 后改称“ 单因素作图综合作图法” (冯增昭, 1992), 最终定名为“ 单因素分析多因素综合作图法” (冯增昭, 2004), 是经过冯增昭教授30余年的系统调查研究、科学创新和实践应用, 最终形成的这一成熟的定量岩相古地理学方法论, 运用此方法所编制的定量岩相古地理图资料详细、内容丰富, 科学性、逻辑性和系统性强, 古地理单元划分精细、准确、客观。作者首次将定量岩相古地理学方法理论运用于开阳地区震旦纪陡山沱期岩相古地理重建和磷矿找矿预测, 通过精细还原成矿期古地理环境、划分古地理单元、解析多期次沉积成矿过程, 确立磷矿控矿因素、圈定有利成矿区, 为构建找矿预测模型和磷矿找矿预测提供依据。

新元古代晚期雪球事件后, 全球发生大规模成磷事件, 各大板块均发现磷矿层沉积(Cook and Shergold, 1984; Cook, 1992), 同期在扬子地台有广泛的磷质沉积, 其中震旦纪陡山沱期磷块岩主要分布于黔中— 湘西— 鄂西一带(叶连俊等, 1989)。南华纪冰期后, 华南古大陆已由裂谷盆地转为被动大陆边缘演化阶段(周小进和杨帆, 2007; 汪建国等, 2007; 汪正江等, 2011), 没有出现大范围的构造运动及大规模的火山活动。震旦纪陡山沱期开始扬子地台发生自南东到北西方向的大规模海侵, 并持续发育稳定的海相沉积, 岩性主要以碎屑岩、碳酸盐岩及磷块岩为主(王剑等, 2012; 胡宗全等, 2013; 刘静江等, 2015)。富磷沉积层一般发育于古陆及水下隆起边缘浅水区域, 而海盆、海湾等水体深度较大地区, 磷质主要以磷泥晶夹层或磷结核的形式沉积, 很难形成单独矿层, 仅局部地区局部层位有高品位磷块岩矿石(叶连俊等, 1989; 吴祥和等, 1999; 密文天, 2010; 陈国勇等, 2015)。

图2

Fig.2

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	图2 黔中开阳地区震旦系陡山沱组地层对比图Fig.2 Stratigraphic comparison of the Sinian Doushantuo Formation in Kaiyang area, central Guizhou Province

开阳地区磷矿层主要赋存于陡山沱组中, 陡山沱组普遍较薄(< 50, m), 与下伏澄江组紫红色黏土质粉砂岩层为不整合接触, 缺失南沱组冰碛砾岩层。陡山沱初期发育1层颗粒分选、磨圆较好的海绿石石英砂岩层, 砂岩层粒度自北向南逐渐变细, 由粗砂至粉砂逐渐变化。随后, 洋水— 翁昭一线以北砂岩层逐渐转变为砂质白云岩、白云岩层, 层内角砾、脉体发育, 岩层较薄, 一般小于3, m。白云岩层之上即发育磷矿层沉积, 但由于各个矿区古地理面貌的不同, 地层岩性组合、矿石类型等均有所差异。新寨及其北东部地区发育2层磷矿层(图 2), 对应于陡山沱早、晚2期成矿作用, 可与瓮福地区的a、b矿层对比, 为2期磷质沉积分别成矿的结果, a、b矿层均以角砾、砂屑及粉砂屑磷块岩为主, 厚度、品位变化较大(a矿层厚度0~8.9, m, P₂O₅%=12.75%~28.89%; b矿层厚度0~8.83, m, P₂O₅%=10.23%~30.02%); a、b矿层被陡山沱中期发育的白云岩夹层分隔, 夹层内溶蚀孔洞及磷质、硅质角砾充填等暴露标志发育。开阳地区其他矿区仅发育1层磷矿层(图 2), 南部的白泥坝、翁昭矿区磷矿层主要为含磷质碎屑砂岩、黏土岩, 矿层较薄, 品位较低(P₂O₅%=2.73%~10.23%)且分布极不稳定。洋水、温泉、永温、冯三4个矿区矿层较厚、品位较高的优质矿床产区(厚度0~12.4, m, P₂O₅%=15.05%~39.81%), 矿石类型以砂屑磷块岩为主, 偶见砾屑、鲕粒或叠层石磷块岩, 矿层内常见不整合侵蚀面, 普遍发育溶蚀孔洞, 部分矿石呈土状疏松结构, 风化、淋滤作用特征明显, 且矿石内胶结物成分复杂, 可分多个世代胶结。因此, 与新寨地区2期磷质沉积作用分别成矿相比, 这些地区的磷矿层可能经历早期磷质沉积后, 在暴露期未沉积白云岩, 原矿层遭受暴露、淋滤作用, 晚期在原矿层的基础上直接接受磷质沉积, 2期沉积作用形成1层矿层。

开阳地区磷矿可划分为洋水矿区(包括用沙坝、马路坪、沙坝土、牛赶冲和两岔河5个矿段)、温泉矿区、永温矿区、冯三矿区、白泥坝矿区、翁昭矿区和新寨矿区(图 1)(面积723, km²)。作者收集了各个矿区陡山沱组11个露头剖面、3个矿井剖面和59个钻井剖面资料, 计算、总结了各剖面陡山沱组地层总厚度、分层厚度、矿石品位等数据, 通过常见矿石类型的镜下观察等岩石学分析方法, 了解各类型矿石的结构组分、矿物成分等岩石特征。

作者将“ 单因素分析多因素综合作图法” 这一定量岩相古地理学方法运用于开阳地区震旦纪陡山沱期沉积型磷矿床的研究。通过区域资料收集, 同时对开阳地区各个矿区内震旦系陡山沱组地层露头、钻井剖面开展调查, 分析各个矿区各个层段的岩性组合、沉积层序及沉积环境特征, 并对地层进行划分与对比, 选定沱山组及其各个岩性段的地层厚度和磷矿层品位作为单因素, 绘制厚度等值线图, 确定开阳地区的古地理格局, 然后将这些厚度等值线图与各层段岩性组合、矿石类型等其他定性资料一起进行综合分析, 恢复开阳地区2次成矿期及之间暴露期的沉积环境, 综合编制陡山沱早、中、晚期岩相古地理图。结合磷矿层厚度图件、品位等值线图等单因素图件, 分析磷矿有利成矿环境, 解析多期次沉积、成矿过程, 确立磷矿床控矿因素, 构建找矿预测模型, 为区域磷矿找矿预测提供依据。

沉积区内地层的厚度主要受沉积物输入量和沉积可容纳空间控制, 开阳地区沉积岩性组合、沉积层序表现出一致性, 且震旦纪陡山沱期构造活动稳定, 因此地层厚度等值线图可反映该地区该地层的沉积分布范围及其沉积期的构造古地理格局, 如相对隆起和相对凹陷区或沉积区与非沉积区(暴露区)的分布格局。在确定沉积区古地理格局后, 可利用矿层厚度、品位分布(将P₂O₅含量大于12%定为磷矿层)来圈定有利成矿区, 并结合矿石类型及沉积相分析建立找矿预测模型。综合以上分析, 选定陡山沱组地层总厚度及陡山沱组内各个岩性段厚度作为单因素, 并绘制各个单因素的等值线图。

4.1 地层厚度(m)等值线图

图3-a可见, 开阳地区陡山沱组整体较薄(0~50, m), 自南至北厚度逐渐增大, 其中白泥坝— 翁昭地区一线以南陡山沱期沉积厚度为0, m, 即黔中古陆; 翁昭至新寨地区同样存在北东向长条状零沉积区, 为黔中古陆北部的孤岛, 陡山沱期未沉积地层; 局部地区古地理地形复杂, 存在多个水下隆起或凹陷, 导致局部地段地层厚度变化较大, 如新寨矿区东部、永温矿区西部等均存在高低不平的地势条件; 开阳地区处黔中古陆北缘, 水体深度自南至北逐渐变大, 局部地区地势高低不平。

图3

Fig.3

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	图3 黔中开阳地区震旦系陡山沱组单因素等值线图Fig.3 Isoline maps of single factors of the Sinian Doushantuo Formation in Kaiyang area, central Guizhou Province

通过前述单因素等值线图综合分析, 结合地层岩性组合、沉积特征等资料绘制开阳地区震旦纪陡山沱早、中、晚期岩相古地理图(图4, 图5, 图6)。根据陡山沱组地层厚度等值线图(图 3-a)中零沉积区圈定黔中古陆, 结合黔中区域古地理环境(陈国勇等, 2015), 确定了开阳地区为黔中古陆北缘的开放海岸环境, 水体深度自南至北逐渐加大。陡山沱初期由于气候转暖、冰川融化, 导致扬子地台出现大规模海侵(汪正江等, 2011; 杨爱华等, 2015), 海侵导致黔中古陆北缘海岸线不断南移, 使开阳大部分地区淹没于海平面以下。早期沉积的成熟度较高的海绿石石英砂岩层厚度由南向北逐渐增加(图 3-b), 且粒度逐渐变细, 层内交错层理发育, 表明陡山沱初期开阳地区为地势南高北低的无障壁陆源碎屑海滩沉积环境, 陆源碎屑来源于南部的黔中古陆。随后沉积的砂质白云岩、白云岩层厚度自南至北有增加的趋势(图 3-c), 表明随海侵规模扩大, 海水碳酸盐含量渐增, 洋水— 翁昭一线近岸带以北开始逐渐转变为碳酸盐沉积。综上可见, 开阳地区陡山沱初期洋水— 翁昭一线地势最高, 一直处于陆源碎屑沉积区, 洋水、温泉、永温、冯三地区水深次之, 新寨地区水体最深, 局部地区存在水下隆起或凹陷, 在这一古地理格局的基础上, 开阳地区开始沉积磷矿层。

5.1 陡山沱早期

海侵规模进一步扩大, 上升流携深部富磷海水进入黔中古陆周缘浅水区, 开阳地区仍延续黔中古陆北缘南高北低的古地理格局, 并开始沉积含磷沉积物, 其中碎屑状磷块岩最为发育, 主体矿层全部为受水流机械破碎的砾屑、砂屑磷块岩, 磷质碎屑颗粒呈菱角状至浑圆状, 颗粒排布有一定的定向性, 被磷质或白云质胶结, 且矿层内可见大型板状、楔状交错层理及平行纹层等沉积构造, 表明本期整体沉积环境由无障壁陆源碎屑海滩逐渐转变为磷质海滩, 自白泥坝— 翁昭一线至新寨以北根据矿石沉积类型可划分为前滨相、上临滨相、下临滨相和远滨相(图 4)。白泥坝、翁昭地区紧靠黔中古陆, 地势较高, 沉积厚度小, 沉积岩性以含磷质砾屑、砂屑的粗砂岩为主, 磷质碎屑颗粒与基质均具有较好的磨圆度, 为前滨相沉积, 由于在极浅的水体环境下难以形成自生磷灰石沉积(Delaney, 1998), 磷质碎屑为水流破碎、搬运附近地区含磷沉积物而来, 导致沉积物中磷质品位较低; 洋水、永温、温泉及冯三地区磷矿床矿石类型以砂屑磷块岩为主, 偶含磷质砾石, 部分层位夹白云质条带, 磷质颗粒为水流机械破碎、搬运原生沉积的泥晶磷质形成, 指示水动力较强的上临滨相沉积环境; 新寨地区水体较深, 矿层以中— 细砂屑磷块岩为主(a矿层), 磷质颗粒近水平向排列形成水平纹层, 为下临滨相— 远滨相沉积。

图4

Fig.4

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	图4 黔中开阳地区震旦纪陡山沱早期岩相古地理图Fig.4 Lithofacies palaeogeographical map of the Early Doushantuo Age of Sinian in Kaiyang area, central Guizhou Province

5.3 陡山沱晚期

开阳地区再次广泛发育磷矿层沉积, 指示本期海平面再次上升, 同陡山沱早期成磷事件相似, 矿层仍然以砾屑、砂屑磷块岩形式产出, 局部可见鲕粒磷块岩, 磷质颗粒排列仍有一定的定向性, 层内仍可见交错层理、平行纹层等定向构造, 但与陡山沱早期沉积的矿石相比无论是白云石条带还是白云石胶结物含量均有所增大, 整体仍表现为浅水高能环境(图 6), 但部分地区局部层位出现的叠层石磷块岩等低能水环境下的含磷沉积物表明, 陡山沱中期暴露作用对沉积地形地貌改造较大, 特别是夹层白云岩的暴露侵蚀作用, 导致局部地区凹凸不平, 沉积环境也复杂多变。矿层自南至北总体呈现薄— 厚— 薄变化、局部厚度差异大的趋势(图 3-f), 品位(P₂O₅%)由南至北表现出贫— 富— 贫(图 3-g)。白泥坝、翁昭地区仍处水体较浅的前滨带, 沉积厚度小, 主要沉积中— 粗粒砂岩, 岩层中偶夹水流搬运的磷质碎屑, 矿石品位低; 温泉— 洋水— 永温— 冯三地区仍为临滨相沉积环境, 在前期和中期沉积、淋滤形成的高品位矿床的基础上, 再次直接接受磷质沉积, 最终形成厚度大、品位高的磷矿床, 但晚期沉积的矿层与早期相比暴露作用不明显, 白云石胶结物或条带含量大, 品位低于早期沉积的矿层; 新寨地区在夹层白云岩沉积的基础上再次独立成矿, 形成b矿层, 矿石类型以泥晶、粉砂屑磷块岩为主, 整体处由于下临滨— 远滨相沉积环境, 海水较深的环境下磷酸盐聚集效率低(Filippelli, 2011), 难以形成连续的磷灰石沉积, 磷矿层厚度开始减小, 而且由于中期暴露作用造成局部地形复杂多变, 其矿层厚度及品位分布不稳定。

图5

Fig.5

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	图5 黔中开阳地区震旦纪陡山沱中期岩相古地理图Fig.5 Lithofacies palaeogeographical map of the Middle Doushantuo Age of Sinian in Kaiyang area, central Guizhou Province

图6

Fig.6

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	图6 黔中开阳地区震旦纪陡山沱晚期岩相古地理图Fig.6 Lithofacies palaeogeographical map of the Late Doushantuo Age of Sinian in Kaiyang area, central Guizhou Province

通过对开阳地区陡山沱组单因素分析和多因素综合作图, 认为开阳地区震旦纪陡山沱期古地理格局对于磷矿层的厚度、品位变化有显著影响。据开阳地区矿层厚度、品位(P₂O₅%)等值线图分析, 水体深度适中的上临滨— 下临滨相为磷块岩沉积的有利地区; 水体较浅的前滨相岩性以陆源碎屑砂岩为主, 磷质来源于水流搬运邻区的磷质碎屑, 矿层厚度小, 品位低, 分布不均一; 在海水较深的远滨相难以形成连续的磷块岩沉积, 虽然陡山沱组厚度大, 但是达到工业品位的磷矿层厚度较小。通过高密度的钻孔勘查和地层厚度等值线图分析发现, 局部的地形地貌变化与矿层的沉积有密切关系, 特别是在岩溶不整合面基底上发育的含磷碎屑沉积物厚度受地形变化影响显著(毛铁等, 2015), 磷质碎屑受水流不断冲洗、分选进入地势较低的环境沉积, 矿层厚度较大, 而地势较高的隆起区含磷沉积物遭受水流冲蚀, 磷质碎屑流失, 则矿层厚度较小, 造成同一矿区小范围内矿层厚度有较大变化。因此开阳地区局部古地貌同样控制了矿层厚度变化, 通过定量岩相古地理恢复成矿期古地理环境对矿区找矿预测具有重要意义。此外, 海平面的不断波动对矿石品位有显著影响, 陡山沱期古地理演化表明, 地势相对较高、遭受暴露淋滤作用的温泉、洋水、永温等地区, 初期沉积的磷矿层受风化、淋滤作用影响品位显著提升, 陡山沱晚期的海侵再次发育磷质沉积, 这些地区在已形成矿层的基础上, 厚度、品位进一步提升, 虽然仅发育1层磷矿层, 但是形成了开阳地区独特的高品位优质磷矿床; 而地势较低的新寨地区暴露期仍有白云质夹层沉积, 风化、淋滤作用影响较小, 在2期成矿作用下独立形成a、b矿层, 磷矿床厚度、品位远不如地势相对较高的处于临滨带的洋水、永温等地区。

综上可见, 通过定量岩相古地理方法解析, 开阳地区磷矿的形成经历了多期次动态的沉积、成矿过程, 其厚度、品位变化主要受控于古地理面貌和海平面的波动。利用单因素分析多因素综合作图法不仅还原了磷矿层沉积期的古地理格局与演化, 结合矿层的厚度、品位等值线图圈定了水深适中的临滨相为最有利成矿带, 而且通过对成矿地质作用的动态分析, 认为矿层受到的水流冲蚀、暴露、淋滤及再沉积作用是导致矿石品位显著提升的关键因素。因此, 利用定量岩相古地理学可以精确、客观地划分研究区古地理单元和分析古地理演化, 结合沉积型磷矿床动态的沉积、成矿过程, 对于确立磷矿控矿因素、构建找矿预测模型和预测矿体空间位置具有重要意义。