磷作为生命活动的必需元素, 生物的新陈代谢与植物的光合作用都需要磷的参与, 但是磷在沉积物中所占比重很小, 海洋中富磷沉积物的沉积往往与大洋磷循环的加速有关, 即在特殊的气候条件下, 强烈的陆源风化导致大洋中的活性磷输入量大规模增加, 沉积物中自生磷灰石埋藏率增大(Fö llmi, 1996; Filippelli and Delaney, 1996; Filippelli, 2008), 因此地质历史时期的成磷事件往往呈阶段性发生(Cook and McElhinny, 1979; Filippelli, 2011)。新元古代末期全球性大冰期(Marinoan冰期)是地球演化历史上的重要转折, Planavsky等(2010)认为“ 雪球地球” 导致全球海水磷酸盐含量急剧提升, 冰期后迅速发生了全球性大规模成磷事件, 在亚洲、澳大利亚、西非以及南美洲均发现了冰期后的大型磷矿床的发育(Cook and Shergold, 1984; Cook, 1992)。这一时期在扬子地台也广泛发育了富磷沉积物, 其中黔中开阳地区陡山沱期磷矿床是本次成磷事件的典型代表。

开阳磷矿位于贵州省中部开阳县境内( 图 1), 主要含磷层位赋存于震旦系陡山沱组中。开阳磷矿以量大质优闻名, 与云南昆阳磷矿和湖北襄阳磷矿一起被誉为“ 三阳开泰” , 矿区内磷矿岩中的P₂O₅含量往往大于30%, 最高可达40%, 为国内平均含磷品位最高的磷矿区, 矿区内磷矿层厚度不一, 一般为1~15, m。

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 boreholes

开阳地区磷矿石结构类型独特, 磷块岩主要以砂屑磷块岩为主, 砂屑颗粒主要由泥晶磷灰石组成, 颗粒周边往往有纤维状等厚亮晶磷灰石包壳, 颗粒之间或紧密排列, 或以磷质、白云质胶结, 其结构形态与显生宙以来的常见的沉积物— 水界面以下孔隙水内沉积的磷质颗粒或结核明显不同(Pufahl and Grimm, 2003)。有关开阳地区磷矿石成因类型和沉积成矿模式国内学者已经有一定的研究。陈其英和郭师曾(1985)首先将开阳地区普遍发育的砂屑磷块岩类型归结为内碎屑成因, 刘魁梧(1985)认为磷质砂屑颗粒主要是由早期沉积的泥晶、球粒磷块岩受破碎、搬运、堆积作用形成的, 一般形成于浅滩或潮坪等环境中。赵东旭(1986)、刘魁梧和陈其英(1994)将开阳地区独特的砂屑磷矿石成矿模式总结为已沉积的磷矿层受水流破碎作用形成磷质砂屑颗粒, 并受磷灰石或白云石重新胶结, 其沉积环境一般位于海侵前缘带、陆表海和深水盆地的过渡部位或水下高地的周围地带。叶连俊等(1989)认为开阳地区颗粒磷块岩的成因是在滨岸潮坪环境下受叠层石藻类捕获、堆积磷质颗粒, 受水流和波浪对矿源层冲刷、簸选、搬运、再沉积的产物, 其形成依赖于水动力条件, 磷矿床的形成是物理富集和生物富集2种因素共同作用的结果。吴祥和等(1999)认为上升流携带富磷海水进入台棚相区, 开阳地区所处潮坪浅水环境为藻类生物生长繁殖和磷矿物析出沉淀的有利场所, 海平面升降导致的有效容纳空间增长速率的变化和局部古地理条件为影响磷矿床规模的主要因素。

作者在前人研究工作的基础上, 勘察开阳地区7个主要富磷矿区, 包括洋水矿区(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)。共收集各个矿区11条露头剖面、3条钻井剖面及33条钻孔剖面资料作为综合研究基础, 选取常见矿石类型样品进行镜下观察, 通过对开阳富磷矿区矿石类型划分、沉积相带对比及古地貌还原分析, 探讨开阳地区磷矿床的成矿地质特征及主要控矿因素, 进而构建开阳地区磷矿成矿模式, 对沉积型磷矿床找矿预测具有指导意义。

新元古代晚期雪球事件后, 气候转暖, 扬子板块东南缘发生自南东到北西方向的大规模海侵, 并在陡山沱期沉积了一套主要由碎屑岩、碳酸盐岩夹磷块岩构成的混合沉积序列(Zhu et al., 2007; 刘静江等, 2015)。依据扬子板块陡山沱组岩相组合特征可划分多个海侵— 海退沉积层序(王自强等, 2001; 密文天等, 2010; 杨爱华等, 2015), 表明陡山沱期古海洋处较为动荡的环境, 海平面升降频繁。成磷事件方面, 冰期结束后上升洋流伴随海侵携带富磷海水进入扬子板块浅水地带, 浅海台盆、海湾以及水下隆起边缘地带成为有利成矿区, 其中黔中古陆周缘、鄂西台地等地区均有富磷矿层发育(叶连俊等, 1989; 密文天等, 2010; She et al., 2013, 2014), 此外黔西遵义松林地区、黔东陆棚丹寨番仰地区水体相对较深, 但磷质以泥晶或结核形式沉降, 虽未形成磷矿层, 但局部地区形成了高品位磷块岩矿石(吴祥和等, 1999; 陈国勇等, 2015)。灯影期开始海侵较早前扩大, 海水基本淹没扬子地台, 进入稳定的台地相碳酸盐沉积, 成磷事件基本结束(梅冥相等, 2006; 刘静江等, 2015)。

开阳地区陡山沱期地处黔中古陆北缘, 陡山沱组平行不整合于澄江组紫红色黏土质粉砂岩之上, 缺失南沱组冰碛砾岩层, 含磷岩系主要赋存于陡山沱组内。南部白泥坝矿区、翁昭矿区陡山沱组厚度较小(3~6, m), 磷矿层主要由含磷碎屑砂岩组成, 品位较低且分布极不稳定(P₂O₅的含量w=2.73%~10.23%); 中西部洋水矿区、永温矿区、温泉矿区一带为开阳地区矿层最厚、品位最高的优势成矿带, 含磷岩系( 图 2)自下而上依次为含海绿石石英砂岩、砂质白云岩(厚度0~18, m, w=0.03%~7.22%)— 含锰质碎屑白云岩(厚度0~2.5, m, w=0.08%~10.56%)— 砾屑、砂屑夹白云质条带磷块岩(厚度0~12.4, m, w=15.05%~39.81%); 开阳东北部新寨矿区陡山沱组含磷岩系与瓮福地区相似, 含磷岩系可分a、b 2个矿层, 地层自下而上依次为海绿石石英砂岩、砂质白云岩(厚度大于4, m, w=0.08%~3.11%)— 含锰质碎屑白云岩(厚度0.14~3.2, m, w=0.12%~7.70%)— a矿层角砾、碎屑、砂屑夹白云质条带磷块岩(厚度0~8.9, m, w=12.75%~28.89%)— 白色、灰白色含硅质团块白云岩、硅质岩(厚度1.3~22.3, m, w=0.23%~8.12%)— b矿层碎屑、含白云质条带砂屑磷块岩(厚度0~8.83, m, w=10.23%~30.02%), 新寨矿区虽然含磷岩系厚度较大, 但平均品位较低, 且矿层分布不稳定, 部分地区存在矿层缺失现象。

图2

Fig.2

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	图2 黔中开阳地区永温ZK1207钻孔震旦系陡山沱组含磷岩系综合柱状图Fig.2 Comprehensive column of phosphorite-bearing rock series in the Sinian Doushantuo Formation of Borehole ZK1207 in Yongwen of Kaiyang area, central Guizhou Province

开阳地区陡山沱期常见的磷矿石类型包括砂屑磷块岩、砾屑(碎屑)磷块岩、鲕豆粒磷块岩及叠层石磷块岩, 其中砂屑磷块岩为开阳地区分布最为广泛、品位最高的磷矿石类型。

3.1 砂屑磷块岩

砂屑磷块岩中砂屑颗粒为棱角状、半棱角状至浑圆状, 主要是由泥晶磷块岩破碎而成, 磷质砂屑的大小为一般为0.1~0.3, mm, 在矿石中含量约50%~95%。磷质砂屑颗粒一般发育于水体较浅的滨岸带, 波浪、岸流、潮汐作用等使正在形成的各种原生沉积的磷块岩在未完全固结前遭受水流的机械破碎、剥蚀和簸选, 形成大小不一的磷质碎屑, 原地堆积或经历水流的短距离冲洗、搬运和堆积而成, 一般发育于浅滩或潮坪等浅水高能环境中。由于海平面升降频繁, 水体化学成分变化, 磷质砂屑颗粒形成后往往可形成多期次、多世代的胶结物类型。一般围绕砂屑颗粒周围生长的亮晶纤维状磷灰石包壳为第1世代胶结物, 包壳磷灰石晶体呈长柱状垂直颗粒外壁生长, 纤晶常为多层, 单层厚度比较均匀( 图 3-a至3-e), 是孔隙水中的磷以纤状亮晶形式沉淀而成, 为活跃的海水潜流环境的代表性结构(刘魁梧和陈其英, 1994)。随后, 如果水体胶结环境再次改变, 含亮晶磷灰石包壳的磷质颗粒会再次受不同类型的胶结物胶结, 形成磷质泥晶孔隙式胶结( 图 3-c)、白云质基底式( 图 3-d)或白云质孔隙式( 图 3-e)胶结类型。一般当胶结物为磷质时, 砂屑的分选、磨圆较差, 表明胶结环境与沉积环境差别不大, 水流作用导致矿层机械破碎并原地堆积, 形成大小不一、似棱角状的砂屑颗粒( 图 3-b, 3-c), 并受磷质泥晶胶结成矿; 而当胶结物为碳酸盐时, 砂屑的分选性和磨圆性明显变好, 指示砂屑经水流反复淘洗后历经一定距离的搬运, 形成分选、磨圆较好的磷质砂屑颗粒( 图 3-a, 3-d), 并在新的胶结环境下沉积成岩。洋水、永温等地的砂屑磷块岩矿石内普遍发育溶蚀孔洞( 图 4-a, 4-b), 孔洞大小不一, 从厘米级到毫米级均有分布, 部分层位磷块岩呈现土状疏松结构( 图 4-c), 表明矿石沉积后伴随海平面下降, 遭受了一定程度的暴露、淋滤作用。因此, 砂屑磷块岩的形成是多期次磷质沉积— 破碎— 冲洗— 胶结— 再沉积的产物, 其沉积、胶结环境不断变化, 且存在暴露、淋滤作用, 最终形成多种类型的砂屑磷块岩。

图3

Fig.3

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	图3 黔中开阳地区磷矿石显微照片Fig.3 Photomicrographs of phosphorites in Kaiyang area, central Guizhou Province

图4

Fig.4

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	图4 黔中开阳地区震旦系陡山沱组含磷岩系沉积构造Fig.4 Sedimentary structures of phosphorite-bearing rock series in the Sinian Doushantuo Formation in Kaiyang area, central Guizhou Province

新元古代末期开阳地区处于黔中古陆北缘, 在南华纪冰期暴露地表, 无冰碛砾岩沉积物。陡山沱初期黔中地区迎来了冰期后的第1次大规模海侵, 黔中古陆面积逐渐缩减, 开阳地区逐渐被海水淹没, 形成南靠黔中古陆、南高北低的古地理格局。初期陆源物质输入丰富, 沉积1层颗粒成熟度较高的含海绿石石英砂岩层, 自南至北随海水深度增加, 岩层厚度逐渐变大, 砂岩粒度逐渐变细, 由砾— 砂— 粉逐渐变化, 其中洋水、永温等近岸地区普遍发育磨圆度较好的砾石( 图 4-d, 4-e), 大小为0.2~3, cm, 且砂岩层内可见板状、楔状交错层理( 图 4-f), 表现出无障壁高能海滩的沉积环境特征。随海平面持续上升, 陆源物质输入逐渐减少, 海水中碳酸根离子浓度逐渐增大, 洋水— 翁昭一线以北逐渐由陆源碎屑岩转变为海相碳酸盐岩, 砂岩层之上逐渐沉积砂质白云岩、白云岩, 沉积厚度自南至北逐渐增大。陡山沱早期海侵规模进一步扩大, 由于海水— 大气氧含量逐渐增加、气候变暖, 且海侵时伴随海水底部富磷海水上涌, 为生命活动提供物质来源, 沿黔中古陆周边海水中藻类生物迅速繁殖, 生物固磷作用使浅水地区磷质含量进一步增加(郭庆军等, 2003; 密文天等, 2009), 陡山沱组含磷岩系即在此基础上开始发育。开阳地区矿层底部普遍发育1层含磷质砾屑的砂屑磷块岩, 磷质砾石内主要成分为磷质泥晶胶结的砂屑磷块岩( 图 3-f), 表明原先已沉积的砂屑磷块岩又受到风暴、波浪等作用的改造, 砾石形态普遍呈椭球形至竹叶状, 部分砾石呈近直立状或花瓣状分布, 为风暴作用激荡、冲刷的结果, 竹叶状砾石近水平方向倾斜并有定向性( 图 4-h), 推测为滨岸浅水牵引流改造所致, 均指示了水体动荡、水动力较强的前滨— 上临滨沉积环境。

此后开阳地区进入较稳定的含磷沉积序列, 中西部洋水、温泉、永温等矿区仅发育1层磷矿床( 图 5), 矿层主体以水流机械破碎成因的砂屑磷块岩为主, 矿层中偶夹白云石条带, 部分层位发育砾屑磷块岩。砂屑磷块岩中磷质颗粒成熟度、胶结物成分随层位及地区不同均有所变化, 部分以磷质等厚环边胶结的砂屑磷块岩中砂屑颗粒呈棱角状, 颗粒排列紧密, 分选较差( 图 3-b, 3-c), 为磷质泥晶受波浪破碎作用后迅速原地堆积形成, 部分砂屑颗粒分选、磨圆较好( 图 3-a, 3-d), 为水流机械破碎、搬运形成, 层内可见板状交错层理( 图 4-i)及平行纹层( 图 4-j), 均指示水动力较强的临滨带沉积环境( 图 6)。磷质颗粒形成后, 颗粒间孔隙水中磷质聚集, 往往首先形成沿颗粒周围生长的亮晶等厚磷质包壳。由于海水地球化学条件受气候、上升流周期性影响, 海平面升降与深部海水供磷量出现间歇性变化, 海水含磷量随之改变, 磷质颗粒之间胶结物成分会随之发生改变。当海平面下降, 磷质颗粒胶结物环境变化至淡水渗流带, 孔隙水磷质减少, 白云质增加, 胶结物变为白云质, 甚至出现白云石条带。而海平面上升时, 孔隙水中磷质充足, 颗粒之间重新充填磷质胶结物。此外, 矿层中常见磷质和白云石共同胶结的砂屑磷块岩, 且磷质胶结物以沿颗粒周围生长的亮晶磷质包壳或颗粒之间孔隙内的磷质泥晶产出, 为多期次、多世代胶结作用的产物。洋水、永温等地区磷矿层内暴露、淋滤作用特征明显, 矿层内常见不整合侵蚀面( 图 4-g), 矿石溶蚀孔洞普遍发育( 图 4-a, 4-b), 且部分层位可见土状疏松结构( 图 4-c)。因此, 矿石内多类型、多世代的胶结物和矿层内的暴露构造表明矿层在沉积、成岩过程中受不断波动的海平面影响, 沉积物未固结之前经受多期次冲蚀、暴露、淋滤及再胶结、沉积作用, 其胶结、沉积环境也不断变化。

图5

Fig.5

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	图5 黔中开阳地区震旦系陡山沱组地层对比Fig.5 Stratigraphic comparison of the Sinian Doushantuo Formation in Kaiyang area, central Guizhou Province

白泥坝— 翁昭一线离黔中古陆较近, 水体较浅, 陆源物质输入丰富, 矿层较薄, 主要为含碎屑的中— 粗粒石英砂岩, 其中碎屑大小不一、有一定的磨圆度、成分复杂, 主要为磷质碎屑、长英质碎屑及淡水硅化的硅质团块, 基质成分为成熟度较高的石英砂, 表明其形成于有周期性暴露的前滨相沉积环境( 图 6)。

图6

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

新寨地区位于开阳磷矿东北部, 水体深度相对较大, 陡山沱组含磷岩系有可与瓮福矿区对比的a、b矿层之分, 2矿层之间由白云岩夹层分隔, 与开阳其他地区矿层有明显差异( 图 5)。陡山沱早期初次海侵形成的a矿层磷块岩主要以砂屑磷块岩为主, 颗粒大小为0.03~0.2, mm, 以细粉砂屑为主, 夹杂少量石英、云母碎屑颗粒, 代表下临滨— 远滨水动力相对低能的沉积环境。a矿层沉积后, 出现了白云质磷块岩、硅质白云岩及硅质岩沉积层序, 岩层溶蚀孔洞发育, 孔洞内有硅质、磷质或炭质充填, 为明显的暴露特征标志, 表明再次海退, 水体变浅。历经暴露后, 含磷海水再次上涌, 新寨地区再次形成磷矿沉积层, 即b矿层, 而地势较高的洋水、永温地区经受暴露后未有夹层段沉积, 冯三矿区夹层段厚度较小, 且有较多磷质碎屑输入, 夹层特征不明显。洋水、永温等地区在原先经过暴露、淋滤的磷矿床基础上再次形成磷质沉积, 形成优质磷矿床, 但晚期沉积的矿层与早期相比, 白云石胶结物或条带含量高, 品位低于早期沉积的矿层( 图 2)。新寨地区b矿层除常见的含碎屑的粉、砂屑磷块岩外, 鲕、豆粒磷块岩、藻纹层或叠层石磷块岩均有发育, 多种类型的矿石分布也指示了新寨地区复杂的古地理面貌及多变的沉积环境。因此, 新寨矿区地势较开阳其他地区低洼, 故海平面下降时未出现沉积间断而发育夹层段硅质岩、白云岩, 磷块岩暴露、淋滤作用不强, a、b矿层分2期次单独成矿, 且新寨由于地形高低复杂, 沉积环境多变, 或受后期构造断裂影响, 部分地区有a矿层或b矿层缺失, 矿层厚度、品位分布极不稳定。

图7

Fig.7

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	图7 黔中开阳地区震旦系陡山沱期磷矿成矿模式Fig.7 Mineralization model of phosphorite in the Sinian Doushantuo Age in Kaiyang area, central Guizhou Province

开阳地区陡山沱期为位于黔中古陆北缘的无障壁磷质海岸沉积环境( 图 6), 但伴随不稳定的气候条件和海平面的频繁波动, 开阳地区的沉积环境并非是一成不变的。陡山沱初期海侵使开阳地区先后沉积含海绿石石英砂岩、砂质白云岩和白云岩( 图 7-a)。随后海侵规模进一步扩大, 深部富磷海水随上升洋流不断上涌, 开阳地区开始出现磷矿石沉积, 陡山沱期早期的古地理面貌控制了早期磷块岩的沉积( 图 7-b)。洋水— 温泉— 永温— 冯三一线的临滨相, 成为磷块岩沉积的优势区, 一方面适度的海水深度为深部上升洋流携带磷质输入浅水聚集的最佳区域, 另一方面海水中的藻类生物不断吸收磷质, 并在沉积埋藏过程中降解释放磷质进入沉积物— 水界面附近, 使底层海水中磷酸盐浓度不断增大(Mort et al., 2007), 并形成初期的磷块岩。白泥坝— 翁昭一线紧靠黔中古陆, 地势最高, 仅在海平面达到较高水平时被淹没, 处于后滨带— 前滨带交替环境, 极浅的海水环境不利于磷质聚集, 难以形成自生磷灰石沉积(Delaney, 1998), 且受陆源碎屑颗粒不断输入的影响, 岩性以石英砂岩为主, 仅依靠水流带入附近已沉积的磷质碎屑形成矿层, 因此白泥坝矿区与翁昭矿区矿层分布极不稳定, 品位较低。

陡山沱中期, 伴随大规模海退海平面再次下降, 白泥坝— 翁昭一线已完全处于海平面以上, 而洋水— 温泉— 永温一线成为暴露区, 仅当周期性海平面达到最高时海水才能淹没, 无地层沉积( 图 7-c), 因此永温等地区陡山沱早期形成的磷块岩在本期接受了较长时间的暴露、淋滤作用, 矿层内发育侵蚀不整合面( 图 4-g), 矿石普遍发育大量溶蚀孔洞( 图 4-a, 4-b), 部分矿石甚至呈土状疏松结构( 图 4-c)。由于矿物风化特性, 碳酸盐岩矿物最易风化, 磷酸盐矿物较为稳定, 且初期磷块岩中常见的Ca²⁺、Mg²⁺、Na⁺、K⁺、C、S、Cl^-等元素是易迁移元素, 因此淋滤作用使磷块岩中的无用元素流失, 使磷块岩品位提升。而新寨地区地势相对较低, 沉积序列与瓮安地区相似, 在a矿层沉积基础之上发育了白云岩沉积( 图 7-c), 层内溶蚀孔洞等暴露标志明显, 并充填有硅质、炭质等, 而早期沉积的a矿层受暴露、淋滤作用较弱, 矿层内无用元素流失不明显, 仅矿层顶部受不同程度的剥蚀、破坏, 因此新寨矿区a矿层磷矿床相比同期洋水、永温、温泉等地区受暴露、淋滤作用改造的磷矿层品位更低。

经短暂的海退后, 陡山沱晚期再次海侵, 海平面又一次大规模上升, 海水再次淹没至白泥坝— 翁昭一线以南( 图 7-d), 同陡山沱早期相似, 白泥坝— 翁昭一线同样由于处于古陆近岸带而难以形成磷灰石的自生沉积, 但水流冲刷将附近的磷质碎屑带入, 使本地区有磷矿层产出, 但往往分布不均且品位较低。而洋水、温泉、永温等地区所处的临滨带仍为海水优势聚磷区, 而且这些地区早期已形成的磷块岩受水流机械破碎作用影响形成砂屑磷块岩, 并在这一过程中遭受多期次的暴露、淋滤作用影响, 在本身已形成的较高品位的磷矿床基础上再次接受磷质的沉积与胶结, 因此仅发育1层磷矿床( 图 7-d), 成为开阳地区品位最高的矿床分布区。但是由于海水中磷酸盐饱和浓度较高, 沉积速率远低于碳酸盐岩, 磷灰石沉积范围受限, 水体较浅时易形成白云质胶结, 水体较深易形成泥质胶结, 经受破碎、淋滤作用的高品位磷矿床同样可能会受到白云质或泥质的胶结而使品位有所降低。而新寨地区在夹层白云岩、硅质岩、硅质白云岩的基础上沉积b矿层磷块岩, 且新寨地区陡山沱中期形成的白云岩夹层受暴露、侵蚀导致地形复杂多变。像喀斯特地形一类复杂的地貌条件会影响碎屑状含磷沉积物的分布, 相对地势较高的隆起地区碎屑状磷质沉积物受水流不断冲刷, 含磷沉积物相对较少, 而经水流冲刷、分选作用的碎屑磷质被带到相对低洼环境, 导致含磷沉积物聚集, 形成厚度较大的磷块岩, 造成同一矿区小范围内磷块岩厚度、品位变化大(毛铁等, 2015)。因此, 与永温、洋水等地区直接在暴露、淋滤作用改造的磷矿层基础上再次成矿不同, 新寨地区a、b矿层均为独立成矿, 且受复杂多变的地形影响, 其矿石品位很难达到优质水平, 矿层分布也极不稳定。

综上所述, 开阳地区的磷矿床成矿模式可分为沉积作用阶段和成岩作用阶段, 其中古地理面貌控制了磷矿床的沉积与分布, 在无障壁磷质海滩沉积环境下, 临滨带为磷质聚集成矿的优势区域。陡山沱期动荡的水体环境为磷矿层的富矿作用提供了有利条件, 原生沉积的磷矿层很难达到优质品位, 磷块岩经受多期次的冲刷、暴露、淋滤、胶结及再沉积作用才最终形成高品位磷矿床。

1)砂屑磷块岩是开阳地区发育最为广泛的磷块岩类型, 也是矿石品位最高的磷块岩类型。砂屑磷块岩为正在沉积的各类磷块岩在没有完全固结、硬化之前反复经受冲刷破碎、暴露淋滤及堆积胶结作用的产物。

2)开阳地区陡山沱期古地理面貌控制了磷矿床的分布, 无障壁磷质海岸环境及动荡的海水条件为磷质的富集、沉积及成矿提供了有利的古地理条件。开阳地区洋水、温泉、永温等地所处的临滨带为磷块岩沉积的优势区, 形成了以砂屑磷块岩为主的磷矿床沉积, 且矿层磷质受多期次物理分选作用、风化淋滤作用富集, 最终形成厚度大、品位高的优质磷矿床。地势最高的白泥坝— 翁昭一线水体较浅, 难以形成磷质聚集; 而新寨地区水体相对较深, 一般处下临滨— 远滨沉积环境, 受暴露、淋滤作用不明显, 分a、b段矿层, 且新寨地区地形复杂、海底起伏较大, 导致矿层厚度、品位分布不稳定。

3)开阳地区磷矿床的成矿模式可分为2个阶段, 即沉积作用阶段和成岩作用阶段, 在磷块岩沉积、成岩过程中, 海平面的频升降使磷块岩受多期次的冲刷、暴露、淋滤、胶结及磷质再沉积作用, 物理冲蚀分选和化学风化淋滤是导致高品位磷矿石出现的主要原因。

(责任编辑 李新坡)