黔中开阳与瓮安地区磷矿床均呈层状、似层状赋存于陡山沱组中产出, 产状与地层大体一致, 以隐伏矿为主, 地表露头较少。开阳磷矿矿体分布主要受区内北北东向构造控制, 开阳磷矿主要分布于乌江镇— 息烽向斜、洋水背斜、高水— 冯三向斜、翁昭背斜和龙水背斜的两翼或核部; 磷矿层整体较薄(0~13 m), 自南西至北东矿层有逐渐变厚趋势, 且有明显分异, 由单层矿逐渐变为含夹层白云岩的上、下2个矿层(王泽鹏等, 2016); 磷矿床产量大、质量高, 高品位磷矿资源量达16× 10⁸ t。瓮安磷矿则集中分布于白岩— 高坪背斜附近, 矿区内有明显a、b矿层之分, 矿层展布连续, a矿层平均厚度15.5 m, b矿层平均厚度9.6 m; 瓮安磷矿资源产量巨大, 现已探明资源储量36× 10⁸ t以上, 目前位居亚洲第一。

黔中磷矿产区磷块岩构造类型以致密块状、层状和条带状为主, 矿层内偶见碎屑角砾状矿石和竹叶状砾石。矿石内主要矿物成分为碳氟磷灰石, 主要副矿物成分为白云石、石英, 白云石矿物主要以白云石条带和胶结物形式赋存, 石英矿物则以陆源碎屑输入为主, 此外矿石内含少量黏土矿物和重金属矿物(叶连俊等, 1989)。

磷块岩由于在其矿石成因、沉积结构和沉积环境上的复杂性, 在国际划分原则上通常根据磷块岩沉积阶段笼统地划分为原生沉积的磷块岩(pristine phosphorite)和改造再沉积的磷块岩(reworked phosphorite)(Garrison and Kastner, 1990; Trappe, 2001)。而国内沉积型磷块岩与碳酸盐岩在结构上有诸多相似之处, 因此在磷块岩结构划分时一般以碳酸盐岩的划分作为借鉴(陈其英, 1981; 刘魁梧, 1985; 叶连俊等, 1989)。本研究通过详细分析、对比黔中地区陡山沱组磷块岩的成因结构、沉积地质特征, 并结合国内外划分方法, 将磷块岩类型划分为原生类磷块岩、异生类磷块岩和次生类磷块岩3大类, 其中原生类磷块岩以生物结构磷块岩、泥晶质磷块岩为主, 异生类磷块岩以磷质碎屑结构磷块岩为主, 次生类磷块岩主要分为渣土状磷块岩(表 1)。

表 1

Table1

表 1(Table1)

表 1 黔中震旦系陡山沱组磷块岩成因类型划分 Table1 Genetic classification of phosphorite in the Sinian Doushantuo Formation in central Guizhou Province

表 1 黔中震旦系陡山沱组磷块岩成因类型划分 Table1 Genetic classification of phosphorite in the Sinian Doushantuo Formation in central Guizhou Province

3.2.1 原生类磷块岩 1)泥晶磷块岩。泥晶磷块岩一般呈深灰色至黑色, 矿石致密、均匀、坚硬, 常与含碳质泥岩、页岩或粉砂岩呈薄层状互层发育(图 2-a)。泥晶磷块岩常由非晶质或隐晶质碳氟磷灰石组成, 在矿石内呈磷质泥晶纹层或不规则凝胶状产出, 通常与细粒陆源碎屑颗粒、碳酸盐矿物和有机质共生(图 2-c)。由于组成泥晶磷块岩的磷灰石矿物均为超微磷灰石晶体集合体, 因此在偏光显微镜下很难观察到矿物的光性显示。

图 2

Fig.2

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	图 2 黔中震旦系陡山沱组原生磷块岩矿石结构 a— 瓮安b矿层底部泥晶磷块岩层; b— 息烽温泉叠层石磷块岩; c— 瓮安b矿层底部泥晶磷块岩显微结构, 单偏光; d— 息烽温泉叠层石磷块岩显微结构, 正交偏光; e— 瓮安a矿层磷块岩内磷质团球粒, 单偏光; f— 瓮安b矿层磷块岩内“ 胚胎” 生物化石, 单偏光Fig.2 Structures and microstructures of pristine phosphorites in the Sinian Doushantuo Formation in central Guizhou Province

泥晶质磷块岩中磷灰石矿物被认为是在细粒沉积物孔隙水中自生沉积的富磷沉积物, 磷质通过有机质沉降释放或铁氧化还原泵在氧化还原界面富集, 并在水柱中达到饱和浓度而沉积(Garrison and Kastner et al., 1990; Soudry, 1992; Arning et al., 2009)。因此泥晶磷块岩被认为是在海水氧化还原界面附近沉积的一类自生磷块岩, 通常在水体环境较低能的陆棚相或近岸障壁海岸、海湾内沉积。一般矿石内有机质丰富, 由于混杂较多细粒沉积岩如粉砂岩、页岩、泥岩等, 矿石品位一般较低, 也难以形成以泥晶磷块岩为主的大型矿床。泥晶磷块岩在瓮安地区b矿层底部可见呈层状发育, 开阳地区分布较为局限。

2)生物结构磷块岩。黔中地区磷矿层中生物结构磷块岩有广泛的分布, 其中开阳地区主要以叠层石磷块岩和藻纹层磷块岩为主, 磷质叠层石以弯状或锥状为主, 发育规模一般不大, 高度在5~15 cm之间, 柱体间生长有分叉, 可呈现树枝状(图 2-b)。磷质叠层石柱体通常由一系列上凸的亮暗相间的磷质纹层交替组成, 显微镜下观察可见叠层石柱体内部泥晶质磷酸盐向上叠覆堆积, 纹层间可见由白云石填充的孔隙构造和少量细粒石英颗粒。叠层石柱体之间则主要由白云石、硅质、泥质和磷质细颗粒或磷质泥晶所充填, 尤其是柱体之间充填的磷质砂屑颗粒, 其砂屑形态与开阳地区普遍发育的砂屑磷块岩形态相类似(图 2-d)。与叠层石磷块岩类似, 藻纹层磷块岩表现为层状展布的磷酸盐薄层, 磷酸盐薄层内可见丝状体或磷酸盐球粒等, 纹层间夹泥晶白云岩细纹层或磷质碎屑颗粒。

团(球)粒磷块岩是组成瓮安磷矿a矿层的主要矿石类型, 常称为假鲕状磷块岩, 矿石由卵圆状、浑圆状磷质颗粒组成, 含量大于50%, 粒径小于1 mm, 大多数颗粒集中在为0.1~0.2 mm。镜下颗粒内部常见因混入较多有机质成分和残余黄铁矿而呈现黑色, 可见似核形石状圈层构造(图 2-e); 其基质、胶结物多半为磷酸盐矿物, 以白云石纹层、条带或胶结物形式赋存于矿石中。瓮安地区b矿层磷块岩内赋存大量生物化石, 主要包含藻类化石、疑源类化石、原肠胚化石和管状动物化石和胚胎动物化石等(图 2-f), 化石成分以磷酸盐矿物形态保存。

磷质叠层石和藻纹层是由于底栖微生物席通过不断吸收聚集海水中的磷酸盐而不断生长形成的(Krajewski et al., 2000; Sá nchez-Navas and Martí n-Algarra, 2001)。磷质团球粒内富含有机质和似核形石的圈层构造, 推测为藻类或细菌经同化作用或黏结聚集的磷酸盐滚动、磨蚀而成(叶连俊等, 1989; She et al., 2013)。瓮安地区磷矿层内丰富的生物化石不仅聚集了磷酸盐矿物成分, 而且记录了埃迪卡拉动物群的生命起源与演化。由于生命活动需充分的氧气和营养物质, 其生长环境一般在浅水透光带且磷质、营养物质输入较为丰富的海域, 因此黔中地区生物结构磷块岩通常发育在古陆周缘较局限的浅水海岸。

3.2.2 异生类磷块岩 异生类磷块岩主要是为原生磷块岩受水流动力系统再造而形成的磷块岩类, 主要为磷质碎屑磷块岩, 是黔中陡山沱组磷矿层内发育最为广泛的一类磷块岩类型, 也是组成高品位矿床的主要磷矿石种类。按照磷质碎屑颗粒的大小, 可将碎屑状磷块岩分为砾屑磷块岩、砂屑磷块岩和粉屑磷块岩。

砂屑磷块岩是碎屑状磷块岩中最为常见的一种磷块岩类型。砂屑磷块岩手标本一般为灰— 灰黑色致密结构(图3-a)。镜下可见明显的磷质砂屑颗粒(图 3-c), 砂屑粒径一般为0.2~0.5 mm, 主要集中在0.2~0.3 mm, 砂屑在矿石中含量为50%~90%; 砂屑颗粒分选、磨圆一般较好, 颗粒呈浑圆状至半棱角状; 部分磨圆较好的颗粒排列规律, 颗粒长轴方向近水平排列, 而磨圆较差的颗粒则通常紧密堆积排列; 砂屑颗粒内部为泥晶质磷灰石, 也见各种球粒、颗粒状磷块岩和生物磷块岩的砂屑。磷质碎屑颗粒周缘往往存在一层至多层等厚纤维状磷灰石包壳, 为磷灰石颗粒间的第一世代的胶结物。磷质颗粒包壳间胶结物可见磷泥晶胶结物和白云质胶结物, 根据胶结物分布特征可分为磷质孔隙式胶结、白云质孔隙式胶结和白云质基底式胶结3种胶结类型。部分砂屑磷块岩矿石内夹白云石条带或纹层, 主要由细— 微晶白云石组成, 含少量磷质碎屑颗粒(图 3-d)。

图 3

Fig.3

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	图 3 黔中震旦系陡山沱组异生类和次生类磷块岩结构 a— 砂屑磷块岩手标本; b— 砾屑磷块岩手标本; c— 砂屑磷块岩显微结构, 正交偏光; d— 含白云质纹层砂屑磷块岩显微结构, 正交偏光; e— 砾屑磷块岩显微结构, 正交偏光; f— 粉屑磷块岩显微结构; g— 土状磷块岩; h— 半土状磷块岩, 胶结程度差。样品来自开阳地区Fig.3 Structures and microstructures of reworked phosphorites in the Sinian Doushantuo Formation in central Guizhou Province

砾屑磷块岩一般呈块状, 磷质砾屑粒径多为1~5 cm, 最大可达15 cm; 砾屑形状可见浑圆状、扁平竹叶状、棱角状和半棱角状等(图 3-b); 浑圆状、棱角状和半棱角状砾屑呈不规则分散排布于磷矿石内, 而竹叶状砾屑可见叠瓦状或菊花状排列。磷质砾屑内部由块状磷质泥晶或磷质颗粒组成, 磷质颗粒形态和砂屑磷块岩相似, 磷质砾屑之间往往由白云石基底式胶结而成(图 3-e)。

粉屑磷块岩中包含的细— 粉屑磷质颗粒在结构和形态上与砂屑磷块岩中的砂屑颗粒相似, 但粒径较小, 一般为0.1~0.01 mm, 多由泥晶磷块岩或隐球粒磷块岩破碎产生。粉屑颗粒间等厚磷灰石包壳较少发育, 粉屑间可见泥晶磷质基底式胶结。粉屑磷块岩中除磷质粉屑外, 常见原生泥晶磷酸盐纹层(图 3-f)。此外粉屑磷块岩中泥质沉积物较多, 泥晶结构的磷酸盐和泥质混杂物共生, 硅质矿物和重金属矿物等次生矿物在矿石中也较为常见。

碎屑状磷块岩颗粒内部结构均一, 且内部成分与原生磷块岩相类似, 因此一般认为是先前沉积的原生磷块岩在同沉积过程中或沉积后未固化埋藏前受水流作用反复冲洗、破碎和搬运而形成(陈其英, 1981; 赵东旭, 1986; Pufahl and Groat, 2016)。砂屑颗粒周围普遍存在的等厚纤维状磷灰石包壳是早期成岩期颗粒间孔隙水磷酸盐浓度饱和后的沉积产物, 是磷质颗粒间的第一世代胶结物, 粒间孔隙的磷质、白云质或硅质胶结物为磷质颗粒间的第二世代胶结物(赵东旭, 1986; Garrison and Kastner, 1990; 刘魁梧和陈其英, 1994; She et al., 2013)。砂屑磷块岩内原生磷酸盐沉积构造几乎不可见, 且分选、磨圆较好、具定向排列的磷质砂屑表明其形成环境一般需要较高能的水动力作用, 如浅水波浪、潮汐水流等, 是滨岸带或水下高地附近浅滩等高能环境下的沉积产物, 在开阳地区广泛发育。砾屑磷块岩中竹叶状砾屑的叠瓦状、菊花状排列则表明碎屑磷块岩沉积过程中受潮道、风暴水流等高能湍急水体作用的影响。而粉屑磷块岩中虽然发育同样受水流冲刷、破碎而成的磷质颗粒, 但矿石内仍保存有原生泥晶磷酸盐纹层和细粒硅泥质沉积物, 因此其沉积水动能相对较低, 一般在远滨岸海水浪基面附近或障壁海岸中— 低能水流环境中发育。

3.2.3 次生类磷块岩 次生类磷块岩主要以疏松半土状、渣土状磷块岩为主, 矿石呈疏松土状(图 3-g)、半土状多孔结构(图 3-f), 胶结程度极差, 原生矿石结构几乎完全被破坏。半土状磷块岩可见广泛分布的溶蚀孔洞, 岩石硬度低、易碎。渣土状磷块岩为后期矿石风化、淋滤、交代作用的产物, 可以为上覆地层的磷块岩经长期风化、淋滤迁移到周边地层的低洼侵蚀面、溶洞之中, 也可是海平面下降原地暴露而成, 因此受改造后的土状、半土状磷块岩其原始形态结构受较大破坏, 但由于矿物风化特性, 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⁺、$CO^{2-}_{3}$、$SO^{2-}_{4}$和Cl^-等元素离子易迁移, 因此淋滤作用使磷块岩中的碳酸盐岩成分及无用元素流失, 使磷块岩品位显著提升, 为典型的次生成矿作用产物。

受新元古代晚期全球性冰期影响, 南华纪晚期黔中地区北缘、东缘均有冰碛砾岩层发育, 在福泉— 瓮安— 新寨— 温泉— 松林— 石阡一线围成半封闭的海湾, 海湾南部为黔中古陆, 未见冰碛砾岩沉积, 东部是相对于古陆相对坳陷的区域(陈国勇等, 2015)。震旦纪开始后, 伴随气候转暖和冰期结束, 扬子地台出现大规模海侵, 位于黔中古陆周缘的开阳、瓮安等地区逐渐变为古陆周缘的滨浅海相沉积环境(王泽鹏等, 2016; 张亚冠等, 2016)。区域地层对比可见, 开阳地区除新寨、冯三矿区外均发育1层磷矿层, 磷矿层自南西至北东矿层有逐渐变厚趋势, 且有明显分异, 由单层矿逐渐变为上、下2个矿层, 而瓮安磷矿则发育完整的a、b矿层和夹层白云岩沉积序列(图 4)。

图 4

Fig.4

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	图 4 黔中开阳、瓮安矿区震旦系陡山沱组含磷岩系地层对比Fig.4 Stratigraphic correlation of the Sinian Doushantuo Formation phosphatic series in Kaiyang and Weng'an mining districts, central Guizhou Province

开阳地区陡山沱组底部为1套含海绿石石英砂岩、粉砂岩沉积组合, 岩层厚度自南至北逐渐增大, 砂岩粒度逐渐变细, 层内交错层理逐渐由平行层理、大型板状交错层理(图 5-a)变为浪成交错层理(图 5-b)、水平层理, 表现出典型的无障壁高能海滩相的沉积特征。砂岩层之上逐渐出现白云岩、砂质白云岩沉积层序, 推测为由海侵引起的陆源输入减少和海水碳酸盐浓度增加造成的碳酸盐岩沉积。在此基础上, 开阳地区中西部发育了磷矿沉积层, 矿层内磷块岩类型以中— 粗粒砂屑和砾屑磷块岩为主, 自南部白泥坝矿区至洋水、永温矿区可见平行层理(图 5-c)、板状交错层理(图 5-d)和浪成交错层理, 均指示水动力较强的前滨相— 上临滨相沉积环境。矿石内中— 粗粒砂屑颗粒和砾石为波浪和风暴水流机械破碎原生沉积磷块岩而成, 原生泥晶质磷块岩和细粉屑陆源碎屑颗粒的缺失表明了水流作用的高能性和持续性, 也表明矿石的沉积过程一直处于较高能的滩相沉积环境。矿区内磷矿层内普遍发育溶蚀孔洞和沉积间断面(图 5-e), 部分层位可见胶结程度极差的土状和半土状磷块岩(图 5-f), 表明矿层在成岩过程中遭受了严重的暴露、淋滤改造作用。新寨矿区含磷岩系a、b矿层均主要由中— 薄层含磷泥晶砂屑磷块岩组成, 层内可见细纹层组构的水平层理和小型浪成交错层理, 包含原生泥晶磷块岩纹层, 且含有一定含量的陆源细碎屑颗粒, 指示了下临滨— 远滨水动力相对较弱的沉积环境。矿层之间的夹层白云岩段则表现为岩层孔洞和古暴露面发育, 溶蚀孔洞内有硅质、磷质或碳质充填(图 5-g), 属古喀斯特现象, 为明显的暴露特征标志, 表明大规模海退导致水体变浅而发生的古暴露事件。

图 5

Fig.5

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	图 5 黔中震旦系陡山沱组含磷岩系沉积结构 a— 开阳底板段砂岩层板状交错层理; b— 开阳底板段砂岩层内浪成交错层理; c— 开阳磷矿层内平行层理; d— 开阳磷矿层内板状交错层理; e— 开阳磷矿层内溶蚀孔洞; f— 开阳磷矿层内渣土状磷块岩; g— 开阳、瓮安地区磷矿层间夹层喀斯特化磷块岩; h— 瓮安a矿层含白云质纹层磷块岩Fig.5 Sedimentary structures of the Sinian Doushantuo Formation phosphatic series in central Guizhou Province

瓮安地区陡山沱组地层底板段自白岩— 高坪背斜西段到东段存在明显的相变: 西段地层发育由细砂岩和泥岩互层的陆源碎屑沉积层序, 层位向上逐渐出现薄层泥晶白云岩沉积, 层内可见脉状、透镜状层理, 为障壁海湾环境下较低能的潮间— 潮上带沉积环境; 东段地层则发育了可与全球对比的盖帽白云岩沉积, 是对冰期后极端海水地球化学条件转变的沉积响应, 与背斜西段对应为水体较深、陆源输入较少的障壁海湾沉积环境。矿区a矿层主要沉积含白云质条带的碎屑状磷块岩和团球粒磷块岩, 层内磷质碎屑和团球粒纹层与泥晶白云石纹层呈互层状或透镜状产出(图 5-h), 组成了脉状或透镜状层理, 指示了障壁海湾相潮下带— 潮间带沉积环境, 其表层海水生产力繁盛, 并在底层海水形成了可溶解的磷酸盐富集, 形成了广阔的自生成磷带。a矿层之上沉积的岩溶白云岩则表明本期海平面迅速下降, 浅部海水磷质供应不足, 形成白云岩沉积, 且在成岩期遭受了暴露、硅化等作用。b矿层自底部至顶部依次发育含碳泥晶磷块岩层、团球粒磷块岩或碎屑状磷块岩层、含生物化石磷块岩层和渣土状磷块岩, 分布代表了深潮下带— 潮下带— 潮间带— 潮上带沉积环境, 为向上变浅的沉积序列, 矿层顶部广泛发育的岩溶白云岩层指示了陡山沱晚期的暴露事件。

综上分析认为, 开阳地区陡山沱组沉积期为位于黔中古陆北缘的无障壁海滩相沉积环境, 沉积水体较浅, 矿石以受波浪破碎影响的碎屑状磷块岩为主, 陡山沱组沉积期的2次暴露事件导致沉积间断, 矿层遭受了普遍的暴露、淋滤作用。瓮安地区则位于黔中古陆东北部障壁海湾沉积环境下, 沉积水体相对较深, 沉积层序较为完整, 矿层内生物作用痕迹明显, 在a矿层和b矿层上部均保留有岩溶白云岩沉积。

黔中地区震旦系陡山沱组内发育的巨量磷块岩沉积为新元古代末期大规模成磷作用在华南板块的沉积响应。新元古代晚期全球性冰期— 间冰期过程中大气逐渐氧化和气候变暖导致陆源风化强烈, 使海洋中来自陆源的无机磷质输入量大幅度提升, 且由于冰期内海洋普遍封闭缺氧, 大洋磷循环处于停滞状态, 磷质不能有效沉降, 导致深部海水不断聚集活性磷; 冰期结束后, 封闭的海洋体系重新被打开, 原本停滞的大洋磷循环也再次启动, 上升洋流将深部海水中富集的磷质带入陆架或台地浅水透光带, 不仅刺激了表层海水初级生产力, 也为全球性大规模成磷作用提供了物质基础和沉积条件(Planavsky et al., 2010; Papineau, 2010; Pufahl and Hiatt, 2012)。

前人对黔中、鄂西等地震旦系无机碳同位素研究表明, 成磷事件往往伴随δ ¹³C负漂移, 这可能与上升洋流作用有关(郭庆军等, 2003; 聂文明等, 2006; 密文天和范昱, 2012; 邓克勇等, 2015; Gao et al., 2018)。上升洋流携带深部富¹²C和磷质海水与表层海水混合, 造成浅水地区沉积物中无机碳同位素负偏, 同时为磷块岩沉积提供了大量的成矿物质来源。黔中地区磷矿层中叠层石、藻纹层、球粒及微体化石等生物结构发育, 表明其磷块岩的原生沉积与生物活动密切相关。深部富磷海水进入黔中古陆周缘浅水地区后, 在温暖含氧的条件下生物逐渐繁盛, 使得大量富集磷质的有机质大规模沉降, 并在氧化还原界面以下遭受硫酸盐细菌降解, 在孔隙水中释放出大量磷酸盐, 同时微生物的吸附作用也造成磷酸盐的不断聚集, 最终形成磷灰石的大规模沉积(She et al., 2013、2014; Gao et al., 2018)。同时瓮安a矿层中、下部和开阳地区部分矿层中发育的自生含铁矿物如黄铁矿、海绿石等则暗示了铁氧化还原泵模式对成磷作用的影响, 即铁氢氧化物在氧化条件下对磷的吸附和在还原条件下对磷解吸附作用, 促使磷酸盐在氧化还原界面以下聚集形成磷灰石的沉积(肖朝益等, 2018)。

因此, 扬子地台新元古代末期的磷块岩沉积模式被认为是上升洋流— 生物化学成磷模式(She et al., 2014; Pufahl and Groat, 2016), 上升洋流作用为陡山沱组普遍存在的磷块岩沉积提供了磷质来源, 生物有机质沉降模式和铁氧化还原泵模式促使磷酸盐在氧化还原面附近大量聚集从而导致磷块岩的大规模原生沉积(图 7-a)。

相比沉积物中硅质细碎屑、砂泥质颗粒(1.5~2.5 g/cm³), 磷灰石颗粒(2.9 g/cm³)具有更高的比重, 因此水流动力系统的冲蚀、簸选作用可以将富磷沉积物中的陆源细碎屑颗粒搬离去除而保留聚集自生磷灰石颗粒(Fö llmi, 1996)。因此机械簸选作用被认为是使分散在沉积物中的磷质再次聚集形成较高品位磷块岩的一种重要形式(Filippelli, 2008; Pufahl and Groat, 2016)。水流的机械簸选作用既可以发生在原生磷块岩沉积成岩阶段(Baturin, 1971; Baioumy and Tada, 2005), 也可以在磷质同沉积过程中多期次循环进行(Pufahl et al., 2003; Nelson et al., 2010)。

碎屑状磷块岩是黔中地区发育最为普遍的一种高品位磷块岩类型。碎屑状磷块岩一般产出于水体能量较高的滨岸浅海带浪基面以上的沉积环境, 为各类正在沉积的原生磷块岩, 如富磷孔隙水沉积的泥晶胶状磷块岩、藻类微生物黏结的“ 硬底” 磷块岩、球粒磷块岩或细粒硅泥质沉积物中的磷质透镜体、结核, 在没有完全固结、硬化之前, 遭到岸流、波浪、底流或潮汐作用的剥蚀、冲刷和簸选, 成为大小不等的角砾碎屑, 然后就地或者经搬运作用而堆积下来, 而原生沉积物中共生的砂质、泥质和有机质等密度较轻的微、细粒成分受水流冲刷、搬运流失, 最终使磷质颗粒聚集。颗粒周围的等厚磷质包壳和粒间磷泥晶胶结物均为孔隙水中磷酸盐过饱和而自生沉淀所形成的, 因此表明磷质颗粒在成岩埋藏过程中磷酸盐的自生沉积作用仍在不断地进行(赵东旭, 1986; Garrison and Kastner, 1990; She et al., 2013)。

开阳地区陡山沱组沉积期位于黔中古陆北缘, 长期处于无障壁海岸沉积环境, 波浪和风暴水流不断地改造未固结的磷质沉积物, 导致磷质颗粒的不断聚集和细粒泥砂质成分的不断流失, 同时颗粒间受磷质和白云石胶结, 形成结构独特的砂屑磷块岩或砾屑磷块岩(图 7-e₁, 7-e₃); 此外在磷质砂屑颗粒再沉积过程中, 海水物理化学条件的频繁变化可能导致磷酸盐和碳酸盐的沉积分异, 使磷质颗粒层间出现蒸发作用沉积的白云石条带或纹层, 形成了含白云质条带和纹层的砂屑磷块岩(Vernhet et al., 2006; Vernhet and Reijmer, 2010)(图 7-e₂)。开阳浅水滨岸带水动力较强, 尤其是在前滨— 上临滨带沉积环境中, 在整个磷酸盐碎屑的形成过程中, 这种物理冲刷破碎、堆积胶结作用不断进行并可以反复多次, 形成磷质的机械簸选富集, 使矿石品位有极大的提升, 碎屑状矿石P₂O₅含量一般在25%~35%之间, 最高可达39%左右。瓮安地区陡山沱组磷矿床沉积环境为障壁海湾, 潮汐水流是形成碎屑状磷块岩的主要作用营力, 较波浪水流和风暴水流而言, 其水动能相对较弱, 在潮下带— 潮间带或潮道环境中形成优势成磷带。

淋滤风化型磷矿是一种较特殊的磷矿床工业类型, 淋滤风化型磷矿床与原生沉积矿床相比, 矿石风化后碳酸盐组分发生流失, 尤其是在磷矿选矿过程中难以去除的MgO成分显著降低, 矿石品位大幅提升。碳酸盐矿物、磷酸盐矿物是以分子键联结, 而硅酸盐矿物具有离子晶格的特征, 故碳酸盐矿物、磷酸盐矿物反应活性大于硅酸盐矿物。磷酸盐矿物和硅酸盐矿物在风化淋滤条件下相对稳定, 而碳酸盐矿物在弱酸性水下活性更强(Lucas et al., 1980; El-kammar Basta, 1983)。三大盐类在靠近地表的风化带发生淋滤、水解, 溶解的能力由大到小依次为碳酸盐、磷酸盐和硅酸盐, 碳酸盐矿物溶解能力最强, 淋滤反应将首先进行, 并将抑制与磷酸盐矿物、硅酸盐矿物的反应(李铁生等, 1996; 黄毅和田升平, 1995)。除了矿物的反应活性, 引起淋滤风化作用的主要因素是水、CO₂等, 因此磷矿石得到丰富的富含CO₂的水的补给, 是其发生淋滤风化的前提。大气降水富含CO₂、pH值为5~6, 具有弱酸性, 碳酸盐矿物与大气降水最易发生化学反应溶解, 并随地下水活动迁移, 故在矿石中留下溶蚀孔洞或被其他物质充填形成假晶, 由于地下水不断得到大气降水补给, 又不断排泄, 这一反应也就不停地进行, 只要有碳酸盐矿物存在, 大气降水与磷酸盐矿物的反应将是困难的。

黔中开阳、瓮安地区普遍发育风化型磷矿床, 特别是开阳地区在露头剖面和钻孔剖面碎屑状磷矿层内大量发育的疏松多孔状磷矿石、渣土状磷矿石, 表明之前簸选成矿作用形成的碎屑状磷块岩遭受了强烈暴露、风化和淋滤作用(张亚冠等, 2016; 吴文明等, 2017)。陡山沱组沉积期海平面下降期间, 处于地表或地表下的渗透带富含CO₂的大气降水垂直或水平迁移, 使矿石处于相对酸性的成岩环境中, 矿石中的碳酸盐岩条带、胶结物或脉石和其他活动性元素被大量淋滤, 矿石内留下溶蚀孔洞和假晶, P₂O₅含量较原岩有显著提升(图 7-f)。伴随淋滤作用进一步加强, 矿石内颗粒结构逐渐遭受破碎, 从而形成了松散的土状和渣土状磷块岩(图 7-g)。经受暴露、淋滤作用的磷矿床由于矿石内主要副矿物白云石的流失, 往往有极高的矿石品位, 其P₂O₅含量在35%~39%之间, 最高可达40%。

黔中地区古地理格局和陡山沱组沉积期频繁的海平面变化是控制淋滤风化型磷矿分布的主要因素。黔中古陆北缘的开阳磷矿层沉积水体较浅, 之前形成的碎屑颗粒状磷矿层内仍含大量白云质纹层和颗粒间碳酸盐岩胶结物, 发生在陡山沱中期和晚期的2次海退事件几乎使整个磷矿层完全暴露于地表之上, 因此矿层均受到不同程度的风化淋滤作用, 矿层品位极高; 而瓮安地区沉积水体相对较深, 海退和低水位期间a、b矿层未有大范围暴露事件发生, 因此瓮安地区渣土状磷块岩仅局限分布于中部和上部岩溶白云岩附近。