曹胜桃, 谢宏, 郑禄林, 魏怀瑞, 张兰. (2022). 黔中息烽磷矿床成矿环境、成矿作用及成矿模式探讨* [J]. 古地理学报, 24(4): 785-801.
CAO Shengtao, XIE Hong, ZHENG Lulin, WEI Huairui, ZHANG Lan. (2022). Study on metallogenic environment,mineralization and metallogenic model of the Xifeng phosphate deposits in central Guizhou Province,China[J]. Journal Of Palaeogeography, 24(4): 785-801.   
Doi: 10.7605/gdlxb.2022.04.030
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黔中息烽磷矿床成矿环境、成矿作用及成矿模式探讨*
曹胜桃1, 谢宏1,2, 郑禄林3, 魏怀瑞1,2, 张兰1
1 贵州大学资源与环境工程学院,贵州贵阳 550025
2 贵州大学喀斯特地质资源与环境教育部重点实验室,贵州贵阳 550025
3 贵州大学矿业学院,贵州贵阳 550025

通讯作者简介 谢宏,女, 1968年生,贵州大学教授,硕士生导师,主要从事地质教学与科研工作。 E-mail: xh5033@163.com。

第一作者简介 曹胜桃,男, 1996年生,贵州大学硕士研究生,地质资源与地质工程专业,矿产普查与勘探方向。 E-mail: caoshengtao520@foxmail.com。

收稿日期:2021-10-21 修回日期:2022-01-06
基金资助:*国家自然科学基金(编号: 42062009,41662008),贵州省科技计划项目(黔科合基础[2020]1Y158)和贵州大学引进人才科研项目(贵大人基合字[2015]37号)共同资助
摘要

息烽磷矿是贵州地区震旦纪陡山沱期磷矿的重要组成部分,以矿层厚、品位高、断裂构造发育、叠层石丰富而独具特色。通过对矿床地质特征及矿床地球化学特征综合研究认为,从陡山沱组底到顶气候经历温湿—干热—湿热变化,海平面对应经历了海进—海退—海进,其内的磷块岩和磷质岩是在热水沉积作用、生物作用和正常海水沉积作用等共同作用下形成于前滨—临滨环境。综合以上,反演息烽陡山沱期成矿过程,发现矿床经历了“海进—海退—海进”三阶段成矿,在陡山沱早期海进阶段形成下矿层,随后的海退阶段和海进阶段形成上矿层。空间上, 2矿层之间夹白云岩,且交于靠黔中古陆一侧,当第 2次海进越过第 1次海进的前滨—临滨位置后,只形成上矿层,是开阳、息烽磷矿床 1层矿体形成的对应部位。瓮福磷矿床有 2层矿体,对应处于经历了“三阶段成矿”的前滨—临滨部位,且瓮福磷矿成矿时的位置高程明显低于息烽磷矿、息烽磷矿略低于开阳磷矿,通过岩性特征对比,与实际基本吻合。因此,在对陡山沱期的磷矿进行成矿预测和找矿勘查中,与息烽磷矿床相似的黔中及附近区域的动态前滨—临滨环境,均为磷矿床的找矿靶区,利用“三阶段成矿”形成相交的 2矿层特点,可高效对已知矿床、矿化点和前滨—临滨带周围进行成矿预测。

关键词: 成矿环境; 成矿作用; 成矿模式; 磷矿; 黔中
中图分类号:P601.2 文献标志码:A 文章编号:1671-1505(2022)04-0785-17
Study on metallogenic environment,mineralization and metallogenic model of the Xifeng phosphate deposits in central Guizhou Province,China
CAO Shengtao1, XIE Hong1,2, ZHENG Lulin3, WEI Huairui1,2, ZHANG Lan1
1 College of Resources and Environmental Engineering, Guizhou University, Guiyang 550025, China
2 Key Laboratory of Karst Geological Resources and Environment, Ministry of Education, Guizhou University, Guiyang 550025, China
3 Mining College,Guizhou University, Guiyang 550025, China

About the corresponding author XIE Hong,born in 1968,is a Ph.D. and professor. She is mainly engaged in geological teaching and scientific research work. E-mail: xh5033@163.com.

About the first author CAO Shengtao,born in 1996,is a master degree candidate. He is mainly engaged in the research on geology of gold deposit. E-mail: caoshengtao520@foxmail.com.

Fund:Co-funded by the National Natural Science Foundation of China(Nos. 42062009,41662008),the Science and Technology Plan Project of Guizhou Province(No. [2020]1Y158)and the Guizhou University Introduction Talents Research Project(No. [2015]37)
Abstract

The Xifeng phosphate deposit is an important component of the Ediacaran Doushantuo phosphate deposits in Guizhou Province,Southwest China,which is characterized by a thick ore layer,a high quality,a developed fault system,and rich and unique stromatolites. We reveal that the Xifeng phosphorite rocks were formed in the foreshore and shoreface environments under the combined conditions of hot water,biological and normal seawater sedimentation. The Doushantuo Formation underwent a palaeoclimate shift from a warm and humid climate to a dry and hot climate,and to a hot and humid climate,related to transgression,regression,and transgression,respectively. Therefore,the metallogenic process of the Xifeng phosphate deposits also underwent three stages of mineralization related to the transgression,regression and transgression again. The lower ore layer formed during the early transgression stage of the Doushantuo Period,whereas the upper ore layer formed in the subsequent regression and transgression stages. The two ore layers are separated by dolomite on the margin of the palaeo-continent of central Guizhou. When the second transgression crossed the foreshore position of the first transgression,only the upper ore layer formed,namely the Kaiyang and Xifeng phosphorus deposits. The Wengfu phosphate deposit has two layers of ore bodies,corresponding to the foreshore and shoreface zone that experienced three stages of mineralization. The location elevation of Wengfu phosphate deposit during mineralization is significantly lower than the Xifeng phosphate deposit,and the Xifeng phosphate deposit was slightly lower than the Kaiyang phosphate deposit. During mineralization prediction and prospecting exploration of the phosphate deposits in the Doushantuo Period,the dynamic foreshore and shoreface environment in central Guizhou and its vicinity,similar to the Xifeng phosphorus deposit,is the prospecting target area. Meanwhile,using the characteristics of two intersecting ore layers formed by “three-stage mineralization”,mineralization prediction surrounding the known deposits,mineralized points and foreshore and shoreface zones can be efficiently performed.

Key words: mineralization; metallogenic environment; metallogenic model; phosphate ore; central Guizhou

开放科学(资源服务)标志码(OSID)

全球性成磷事件往往与气候突变、大氧化事件及生命演化等存在密切的耦合关系(Papineau, 2010; Pufahl and Hiatt, 2012; 梅冥相, 2016; Pufahl and Groat, 2017; 全贵龙等, 2020)。新元古代晚期, 历经Rodinia超大陆的裂解和雪球地球事件之后, 全球气候转暖, 冰川迅速融化, 大气及海洋氧含量增加(Canfield et al., 2008; Campbell and Squire, 2010), 被称为新元古代大氧化事件(Shields-Zhou and Och, 2011; Lyons et al., 2014; 梅冥相, 2016)。在此背景下, 新元古代末震旦纪陡山沱期和早寒武世梅树村期扬子地台形成了大量磷矿床, 并集中分布于云南、贵州、四川、湖北、湖南等5省区。学者们对磷矿床展开了大量的地质、地球化学研究, 对成矿地质环境、控矿地质因素及矿床成因等进行了探讨(东野脉兴, 1996; 陈多福等, 2002; 施春华, 2005; Pufahl and Groat, 2017; Gao et al., 2018; 张亚冠, 2019; 刘建中等, 2020; 杨海英等, 2020), 出现了物质来源于陆源风化产物、生物、地壳深部和幔源之争(陈多福等, 2002; 郭庆军等, 2003; 施春华, 2005; 杨海英等, 2020), 成因上也形成了上升洋流说(王泽鹏等, 2016; 张亚冠, 2019; 娄方炬, 2020)、交代成因说(Baturin, 1989; 叶连俊等, 1989; 杨海英等, 2017; 薛珂与张润宇, 2019)和生物成因说(东野脉兴, 1996; 陈其英等, 2000; 丁亚龙和谢宏, 2015; Pufahl and Groat, 2017; Gao et al., 2018)等不同观点, 这些对本次研究都有极大的借鉴意义。

陡山沱期作为贵州重要富磷时期, 形成了黔中息烽、开阳和瓮福等中型— 超大型磷矿床。息烽磷矿距开阳磷矿和瓮福磷矿的直线距离约为15 km和60 km, 其中瓮福磷矿为2层矿体, 而息烽磷矿和开阳磷矿只有1层矿体, 但息烽磷矿的矿体处于断夹块中, 厚度大, 品位高, 叠层石发育。在对这些磷矿床的成矿环境和成矿机制研究发现, 开阳磷矿和瓮福磷矿主要形成于浅滩环境, 经历了原始生物— 化学成磷作用、暴露淋滤— 波浪簸选等富磷作用、以及磷质沉淀胶结成矿作用, 并建立起了三阶段成矿模式(张亚冠等, 2019; 刘建中等, 2020)。

息烽磷矿作为贵州陡山沱期磷矿的重要组成部分, 相对开阳磷矿和瓮福磷矿而言, 针对息烽磷矿床的相关研究比较薄弱, 主要从矿床地质特征角度分析了磷的富集机制(廖善友, 1999; 葛金国, 2017), 缺乏对其成矿环境、成矿作用和成矿过程系统研究。

作者以黔中息烽磷矿床为研究对象, 分析矿石/岩石的矿物学特征、元素地球化学特征, 判别成矿环境和成矿作用, 以此反演成矿过程, 建立成矿模式, 进一步丰富对黔中成磷过程的认识, 为陡山沱期磷矿床的找矿勘查和成矿预测提供基础资料。

1 地质背景

息烽磷矿床位于扬子准地台南缘黔中的北部, 处在洋水背斜和核桃坪向斜交接部位上(图1)。区域上构造格架由洋水背斜、核桃坪向斜、朝阳大断层、F1逆断层和F418逆断层等构成, 而在朝阳大断层、F1逆断层和F418逆断层形成过程中派生出大量次级断层, 息烽磷矿床恰位于F6、F8、F9和F27的断夹块内(图2)。

图1 黔中息烽磷矿床区域地质图(据葛金国, 2017; 有修改)Fig.1 Regional geological map of Xifeng phosphate deposits, central Guizhou Province(modified from Ge, 2017)

图2 黔中息烽磷矿床地质剖面图(据贵州省地质矿产勘查开发局105地质大队, 1980①)Fig.2 Geological section of Xifeng phosphate deposits, central Guizhou Province(after to Guizhou Provincial Bureau of Geology and Mineral Exploration and Development 105 Geological Brigade, 1980)

在矿区内主要出露的地层岩性有南华系澄江组(Nc)紫红色泥质粉砂岩, 震旦系陡山沱组(Z1d)砂质白云岩、磷块岩(P2O5> 18%)和磷质岩(P2O5> 8%), 震旦系灯影组(Z2dn)浅灰色厚层— 块状白云岩、含藻白云岩等, 其中南华系南沱组地层缺失。磷矿体主要富集于陡山沱组, 其矿层厚, 品位高, 分布稳定。矿区范围实测剖面1条(图1), 具体特征如下:

震旦系灯影组:

第11层: 浅灰色厚层白云岩, 含方解石团块, 具有条带状构造、以及明显的栉壳结构和晶洞构造, 铁质浸染严重。厚约17 m。

第10层: 浅灰色厚层鲕状白云岩, 鲕粒大小0.3~1.2 mm。厚约2 m。

第9层: 上部为黑色硅质白云岩, 下部为粉屑— 砂屑白云岩, 块状产出。厚10 m。

————————————————————整合————————————————————

震旦系陡山沱组:

第8层: 深灰色薄— 中层硅质磷质岩, 硅质呈团块分布, 岩层节理发育, 且节理缝常被泥质填充。厚5 m。

第7层: 灰黑色厚层叠层石磷块岩, 具层纹构造, 其中暗层厚约5 mm, 主要为富藻和胶磷矿纹层, 亮层厚7 mm, 为富晶质磷灰石层。厚1.2 m。

第6层: 灰白色— 灰色薄— 中厚层砂屑磷块岩, 可见铁质浸染现象。厚4.3 m。

第5层: 深黑、灰色中— 厚层条纹状磷块岩, 灰绿色微粒磷块岩— 灰黑色细粒磷块岩— 灰绿色微粒磷块岩相间呈韵律。岩层风化严重, 含大量方解石脉, 节理发育, 节理面上有黄色铁质浸染。厚1.9 m。

第4层: 深灰色厚层磷块岩, 块状构造, 风化严重。厚6 m。

第3层: 深灰色、灰绿色中厚层粉— 砂质磷质岩, 砂质成分以石英和长石为主, 也夹一定量的黏土。厚5 m。

第2层: 深灰色薄层状泥质白云岩, 块状构造, 风化严重, 铁质浸染现象明显。厚约6 m。

————————————————————假整合————————————————————

南华系澄江组:

第1层: 紫红色中— 厚层粉砂岩, 节理发育, 风化严重。未见底。厚度大于60 m。

2 样品采集与分析

在息烽磷矿区实测剖面系统采集样品12件, 其中澄江组1件、陡山沱组8件、灯影组3件(图3)。将样品粉碎至200目, 过筛(75 μ m), 烘干(105 ℃), 送至广州澳实分析检测中心测试主量元素、微量元素和稀土元素含量。其中主量元素采用X射线— 荧光光谱法测定, 称取1.8 g试样, 煅烧后加入Li2B4O7-LiBO2助熔物, 充分混合后, 放置在自动熔炼仪中, 高温熔融, 熔融物倒出后形成扁平玻璃片, 再用X荧光光谱仪分析, 其检测下限和分析结果见表1。微量元素采用四酸消解、质谱及光谱仪综合分析法测定, 称取试样于Teflon试管中, 然后用HNO3、HCl、HClO4和HF分3个阶段进行消解, 消解时首先用HNO3和HClO4进行预氧化, 然后加入HF, 于电热炉上加热反应, 再将溶液蒸发至近干, 残液用HCl稀释并定容, 再用等离子体发射光谱与等离子体质谱进行分析, 其检测下线和分析结果见表2。稀土元素采用Li3BO3熔融、等离子质谱定量法分析, 精准称取0.1 g试样, 后加入LiBO2/Li2B4O7熔剂, 混合均匀, 在熔炉中于1025 ℃熔融, 待熔融液冷却后, 用HNO3、HCl和HF消解并定容, 然后用等离子体质谱仪分析, 其检测下线和分析结果见表3。

图3 黔中息烽磷矿床含磷岩系柱状图及采样位置Fig.3 Histogram of phosphorus-containing rock series and sampling position of Xifeng phosphate deposits, central Guizhou Province

表1 息烽磷矿区陡山沱组岩矿常量元素组分(%) Table1 Composition(%) of major elements of rock ore of the Doushantuo Formation in Xifeng phosphate deposits area
表 2 息烽磷矿床陡山沱组部分微量元素含量(× 10-6) Table2 Contents(× 10-6) of some trace elements of the Doushantuo Formation in Xifeng phosphate deposits
表 3 息烽磷矿陡山沱组含磷岩系稀土元素组分(× 10-6) Table3 Components(× 10-6) of rare earth elements in the Doushantuo Formation phosphate rock series of Xifeng phosphate deposits
3 成矿环境
3.1 矿石特征与成矿环境

息烽陡山沱组含磷岩系P2O5含量较高, 矿石成分、结构构造特征与成矿地质条件关系密切, 能够通过矿石特征的解析反演成矿地质环境。

偏光显微镜分析显示(图4), 澄江组紫红色泥质粉砂岩具泥质结构和粉砂状结构(图4-a), 主要矿物成分为粉砂状石英, 石英粒径小, 被泥质胶结, 反映其形成于水动力较弱的浅海环境。

图4 黔中息烽磷矿岩/矿石结构构造
a— 紫红色泥质粉砂岩(XW-10); b— 砂质白云岩(XW-9); c— 粉— 砂屑磷质岩(XW-8), 胶磷矿以砂屑为主, 石英以粉砂为主; d— 砂屑磷块岩(XW-7), 亮晶胶结; e— 砂屑磷块岩(XW-6); f、g— 角砾状砂屑磷块岩(XW-5); h— 砂屑磷块岩(XW-4), 碎屑磨圆度好, 亮晶胶结; i— 砂屑磷块岩(XW-3), 亮晶胶结; j— 粉屑硅质磷质岩(XF-B); k— 含藻粉屑白云岩(XF-A); l、m— 细— 中晶硅质白云岩(XW-2), 具栉壳状结构、硅质成分主要为玉髓; n、o— 微晶白云岩(XW-1), 具鸟眼构造, 含藻。k为单偏光, 其他为正交偏光Fig.4 Rock texture and structure of Xifeng phosphate deposits, central Guizhou Province

陡山沱组含磷岩系主要具有内碎屑结构, 包括砂屑和粉屑结构。而内碎屑是由已沉积的、弱固结的磷酸盐沉积物经暗流、波浪和潮汐等强水流破碎、搬运、在滨岸环境沉积而形成, 且内碎屑颗粒的大小, 主要取决于水动力的强弱, 其中砂屑结构通常形成于水动力强的前滨或临滨环境, 粉屑结构形成于水动力较弱的下临滨环境(叶连俊等, 1989; 姜在兴, 2003)。

在息烽磷矿床内, 砂屑结构主要分布在样品XW-3、XW-4、XW-5、XW-6、XW-7和XW-9(图4-b, 4-d, 4-e, 4-f, 4-g, 4-h, 4-i), 粉屑结构主要分布样品中XF-B和XW-8(图4-c, 4-j)。同时, 陡山沱组上部样品XW-5还具有角砾状构造(图4-f, 4-g), 显示出更强的水动力条件。此外, 陡山沱组砂屑磷块岩和粉屑磷质岩样品中还常有生物化石碎片分布(图5-d, 5-e, 5-f, 5-g, 5-h, 5-i), 具有生物碎屑结构, 表明有生物作用参与成矿。并且陡山沱组顶部的XW-3样品有叠层石产出(图5-d), 具叠层状构造。

图5 黔中息烽磷矿床生物碎屑
Ssf: 生物碎屑; Zs: 藻; Dcs: 叠层石; Yss: 疑似生物化石。a、b、c、d、i为正交偏光, e、f、g、h为单偏光Fig.5 Biodetritus of Xifeng phosphate deposits, central Guizhou Province

叠层石由富藻纹层与富屑纹层2种纹层交替组成, 富藻纹层的沉积物多为藻体, 有机质含量高, 色暗, 胶磷矿含量高; 富屑纹层的沉积物藻体少, 有机质少, 色浅, 亮晶白云石含量高, 通常形成于临滨, 并可延伸到前滨(张伟等, 2015; 李磊等, 2016)。因此, 反映息烽磷矿中磷块岩和磷质岩主要形成于前滨或临滨环境。

灯影组样品主要由底部具粉屑— 砂屑结构的白云岩和其上覆晶粒结构白云岩(微晶白云岩、细— 中晶硅质白云岩)组成。粉屑— 砂屑结构形成于水动力较弱的下临滨环境, 剖面中处于陡山沱组— 灯影组的过渡位置, 该结构主要分布于样品XF-A中(图4-k)。晶粒结构白云岩形成环境多为水动力较弱浅海环境, 主要分布在XW-1、XW-2样品中(图4-l, 4-m, 4-n, 4-o)。

综合息烽磷矿剖面岩性、结构和构造等地质特征分析认为, 陡山沱组含磷岩系主要形成于水动力比较动荡的前滨和临滨环境(图3)。澄江组紫红色泥质粉砂岩(XW-10)形成于水动力较弱的浅海环境, 而澄江组与陡山沱组为不整合接触, 存在沉积间断, 表明澄江组形成之后经历了海退。陡山沱组底部由砂质白云岩过渡到粉屑磷质岩, 为海进系列, 随后过渡到砂屑, 表明此过程经历了海退, 而从陡山沱组上部到灯影组的整体粒序为砂屑— 粉屑— 微晶, 为明显的海进序列, 且岩性上显示后一次海进程度明显高于陡山沱组早期。因此, 从澄江组到灯影组整体经历了海退(XW-10)— 海进(XW-9至XW-8)— 海退(XW-7至XW-3)— 海进(XF-B至XW-1)的过程。

3.2 地球化学特征与成矿环境

以往的研究均认为黔中磷矿的成磷物质主要是上升洋流从深海带来(王泽鹏等, 2016; Pufahl and Groat, 2017; 张亚冠等, 2019; 刘建中等, 2020; 娄方炬, 2020)。通常深海沉积物与浅海沉积物相比, 比较富集Ba、Cu、Co、Mn和Mo等元素(姜在兴, 2003), 息烽磷矿床陡山沱组地层中Ba、Cu、Co、Mn和Mo等元素的平均含量异常高(表2), 均远高于灯影组和澄江组中这些元素含量, 也远高于上地壳平均含量, 而息烽磷块岩和磷质岩最后富集于水动力比较动荡前滨和临滨环境。因此, 反映息烽磷矿床具有上升洋流成因特征。

3.2.1 古盐度

溶液中Sr的迁移能力及其硫酸盐化合物的溶度积远大于Ba, 水体中Ba的碳酸盐(或硫酸盐)溶解度相对较低, 在早期即沉淀析出, 而Sr的盐类溶解度相对较大, 之后才析出, 沉积岩中Sr/Ba值增大, 表明盐度增加。Chen等(1997)通过海陆过渡相沉积物中的Sr/Ba值与Ga含量结合进一步判断古盐度, 其中Sr/Ba> 0.35为浅海环境, Sr/Ba< 0.2为陆相沉积。息烽磷矿床中灯影组样品的Sr/Ba值分别为6.88、0.44、0.47, 均大于0.35(表2); 陡山沱组除底部砂质白云岩(XW-9)Sr/Ba值为0.12, 其余样品中的Sr/Ba值均大于0.35, 澄江组中的泥质粉砂岩的Sr/Ba值为0.11。因此反映出灯影组和陡山沱组主要形成于浅海环境, 陡山沱组的底部和澄江组为陆源沉积, 与借助岩矿鉴定所判断的沉积环境基本一致。

此外, Nelson(1967)提出利用“ 沉积磷酸盐法” 判定沉积环境的古盐度, 因海水盐度上升会导致Ca的活性增大, 而Fe的活性将减小, 海水盐度值近于Ca/(Ca+Fe)值的35倍(陈建强等, 2004)。有研究认为, “ 沉积磷酸盐法” 可能受到生物丰富度和多样性的制约(王子玉等, 1989), 但息烽磷矿成磷期生物丰度虽较高, 但生物种类单一, 以菌藻为主, 因而生物对海水盐度影响较小, Ca/(Ca+Fe)值能在一定程度上反映出陡山沱组磷块岩和磷质岩形成的盐度环境, 其中磷块岩和磷质岩样品Ca/(Ca+Fe)值为0.79~1.00, 平均为0.95, 对应的平均盐度为33.26‰ , 与现代东海盐度(35‰ )接近(表2)。

3.2.2 古气候

在海相沉积物中, Sr和Cu元素对古气候比较敏感(熊小辉和肖加飞, 2011)。Sr的盐类溶解度相对较大, 通常Sr含量低指示潮湿气候, 反之指示干热气候。同样, Cu在干热气候条件下, 由于水分蒸发, 水介质的碱性增强, Cu会在海底大量析出形成盐类。

在息烽磷矿床内, Sr和Cu含量从澄江组到陡山沱组底部先迅速增加, 后在陡山沱组内缓慢降低, 随后从陡山沱组顶部到灯影组逐渐变平缓(图6)。反映陡山沱组整体上形成的环境比澄江组和灯影组的降水量少, 处于更干热环境。

图6 黔中息烽磷矿床中Cu和Sr含量分布图Fig.6 Distribution diagram of Cu and Sr contents of Xifeng phosphate deposits, central Guizhou Province

此外, 邓宏文和钱凯(1993)研究认为, 沉积物中Sr/Cu值介于1~5之间指示温湿气候, 5~10之间指示湿热气候, 而大于10指示干热气候。息烽灯影组样品XW-1、XW-2、XF-A的Sr/Cu值分别为7.82、2.69、9.44, 平均为6.65(表2), 其中样品XW-2代表的硅质白云岩厚度较薄, 说明灯影组 Sr/Cu 值大部分介于5~10之间, 反映灯影期总体处于湿热气候。在陡山沱组的中部和上部, Sr/Cu值为5.43~75.08, 平均为23.90, 除XW-5样品Sr/Cu值为5.43外, 其余样品中的Sr/Cu值均大于10, 指示干热气候。在陡山沱组下部及底部XW-7、XW-8、XW-9样品中, Sr/Cu值分别为1.54、3、1.53, 均介于1~5之间, 指示温湿气候。而澄江组顶部样品Sr/Cu值为11.08, 略大于10, 表明澄江组顶部地层形成时气候干热。综合发现, 陡山沱组含磷岩系沉积期古气候变化较大, 总体上从底到顶是由温湿— 干热— 湿热气候转变, 磷块岩和磷质岩主要形成于干热气候环境。

3.2.3 古海洋氧化还原性

微量元素中U、Mo、V对氧化作用和还原作用有很好的指示意义, 在还原环境下容易富集(Jennifer et al., 1999; 程建和郑伦举, 2020), 其中δ U> 1和δ U< 1分别代表缺氧环境和富氧环境(δ U=2U/(U+Th/3)。澄江组样品δ U为0.65, 反映紫红色泥质粉砂岩在沉积成岩时处于氧化环境。陡山沱组样品δ U为1.07~1.99, 平均为1.81, 而磷块岩δ U为1.95~1.99, 平均为1.97, 磷质岩中δ U为1.62~1.93, 平均为1.77, 表明陡山沱组含磷岩系形成于缺氧环境(表2)。灯影组样品中δ U为1.71~1.83, 平均为1.77, 反映灯影组样品形成于缺氧环境。同样, 从Mo、U、V纵向数据变化(表2)可以看出, 样品Mo、U和V含量三者变化趋势大致一致, 即从澄江组到陡山沱组含量递增(XW-10— XW-8), 陡山沱组中(XW-8— XF-B)保持较高含量, 陡山沱组过渡到灯影组渐渐递减(XF-B— XW-1)。因此, 反映澄江组为氧化环境, 陡山沱组从底部到顶还原性迅速增强, 随后逐渐减弱, 进入到灯影组后, 处于弱还原环境。此外, 稀土元素Ce同样是指示氧化— 还原条件的敏感元素, 当海洋处于氧化环境时, Ce3+氧化成Ce4+进入水体, 沉积物表现为Ce负异常(Mcarthur and Walsh, 1984; 涂光炽, 1998), 其中Ceanom< -0.1和Ceanom> -0.1分别表示氧化环境和还原环境(Wright et al., 1987)。陡山沱组Ceanom为-0.11~0.03, 平均为-0.04; 其中磷块岩中Ceanom为-0.17~-0.09, 平均为-0.05; 磷质岩中Ceanom为-0.07~0.03, 平均为-0.02; 反映陡山沱组磷块岩和磷质岩总体上形成于还原环境。

以上的Ceanom、δ U、U、Mo和V值均表明陡山沱组含磷岩系具有还原环境沉积物的特征, 主要原因是南沱冰期使地球被冰川大面积覆盖, 大气缺氧, 温度低, 陆源风化匮乏, 深海处于还原环境。冰期结束后, 气候变暖, 形成上升洋流直接将深海物质和深海水团带到了滨海, 使得沉积物的元素含量延续了深海缺氧特征。

4 成磷作用
4.1 生物作用

已有的研究认为, 岩石中As、Ba和Sr含量能够指示成岩过程中是否有生物作用参与(邹亮和韦刚健, 2009; 邓克勇等, 2015; Long et al., 2020)。学者们对瓮安生物群的研究发现, 陡山沱组内的As含量与生物多样性呈正相关, 且有大量的As富集于生物细胞内, 促进生物细胞分裂分化(Long et al., 2020); Ba在海洋中停留时间较长, 生物成因的Ba很大一部分在沉降过程中就固存于颗粒物中, 强烈的生物作用有利于Ba富集, 太平洋表面Ba的平均含量为0.0047× 10-6; 而Sr在磷块岩中含量高, 主要是磷灰石中Ca与Sr发生类质同象, 且海洋生物对其有较强的吸收能力, 随生物活动及死亡后进入沉积物的结果(杨卫东等, 1997)。

澄江组、灯影组样品As平均含量分别为4.4× 10-6和3.9× 10-6, 均与地壳As含量(4.8× 10-6)接近; 而陡山沱组As平均为107.1× 10-6, 约为地壳的22.3倍(表2)。澄江组中Ba平均为390× 10-6; 陡山沱组中Ba平均为580× 10-6, 远高于正常海水; 灯影组中Ba减小为平均56.7× 10-6。澄江组Sr含量平均为42.1× 10-6, 陡山沱组平均为655.69× 10-6, 高于地壳中Sr的含量(320× 10-6), 灯影组平均仅为47.5× 10-6。可见, 陡山沱组磷块岩、磷质岩远较澄江组砂页岩、灯影组白云岩更富集As、Ba和Sr, 高含量的As、Ba和Sr元素均反映出在成矿过程中有较强生物作用参与。此外, 含磷岩系中发现的生物碎屑、藻化石、叠层石以及疑似生物化石等(图5), 也为成磷过程中有生物的参与作用提供了有利证据, 上升洋流将深海底富集As、Ba和Sr的水体带到滨海后, As、Ba和Sr促进了生物生长, 而生物作用也促进了As、Ba和Sr沉积, 同时也促进了磷沉积。

4.2 热水沉积作用

在热水沉积岩中Fe、Mn紧密伴生, 并且含量相当高, 而正常沉积岩中Fe、Mn是分离的, 且Ti的含量与陆源物质介入有关, 使得热水来源的沉积物表现出Fe/Ti> 20、(Fe+Mn)/Ti> 25的特征(Boströ m et al., 1973; Kurt, 1983)。息烽含磷岩系样品Fe/Ti值为13.7~82.9, 平均为45.8, (Fe+Mn)/Ti值为14.3~83.7, 平均为47.5, 除样品XW-7中Fe/Ti值略小于20、(Fe+Mn)/Ti值略小于25, 其余样品均表现为Fe/Ti> 20和(Fe+Mn)/Ti> 25, 揭示陡山沱组磷块岩与磷质岩的形成过程中有热水沉积作用的参与。

此外, 微量元素U/Th值、Ni/Co值也可以用来判别岩石成因(Rona, 1987; 施春华, 2005)。大多数沉积岩中Th的含量高于U含量, 而热水沉积物中刚好相反, 由于热水沉积有较高的沉积速率, 常常相对富含U, 表现为热液成因岩石U/Th> 1, 非热水沉积岩中U/Th< 1; 而Ni和Co也一样, 热水沉积岩中Ni/Co< 1, 非热水沉积岩Ni/Co> 1。息烽磷块岩和磷质岩样品U/Th值和Ni/Co值分别为1.42~79和0.04~0.7(表2), 同样表明陡山沱组磷块岩与磷质岩具有热水成因特征。

4.3 正常海水沉积作用

在热水沉积中, 稀土元素常以氟化物络合物的形式存在, 且HREE络合物的稳定性低于LREE, 使得稀土元素PAAS(澳大利亚后太古代页岩)标准化配分模式呈“ 左倾型” 配分(Marchig et al., 1982; Henderson, 1984; Bau and Mö ller, 1992)。而正常海水沉积中, 溶解状态的稀土元素中, 轻稀土元素优先于中稀土元素和重稀土元素沉淀进入沉积物中, 使得轻稀土元素含量远高于中稀土元素和重稀土元素, 稀土配分模式为“ 右倾型” 或“ 平坦型” 配分(Henderson, 1984; 王中刚和于学元, 1989)。

息烽磷矿床陡山沱组含量岩系稀土含量总体表现为中稀土富集, 整体略呈左倾的帽型配分模式(图7), 这种配分模式既不同于典型热水沉积物配分模式, 也与现代海水沉积物配分模式差异较大, 可能是热水沉积作用、正常海水沉积作用和生物作用共同作用的结果。

图7 黔中息烽磷矿床稀土元素PAAS标准化配分曲线图 (PAAS数据引自 Taylor和McLennan(1985))Fig.7 PAAS standardized distribution curves of rare earth elements of Xifeng phosphate deposits, central Guizhou Province(The PAAS data are cited from Taylor and McLennan, 1985)

5 成矿模式探讨

黔中息烽磷矿床地处扬子板块东南部, 在中元古代早期至晚期(> 1000 Ma), 扬子板块和华夏板块中间为古南华洋。在元古代末至新元古代初(1000~820 Ma), 古华南洋洋壳不断向扬子板块和华夏板块俯冲, 至古南华洋闭合, 随之扬子板块与华夏板块碰撞造山, 拼合形成华南板块, 之后在地幔柱作用下, 使地壳上隆、膨胀、并产生侧向拉裂作用, 形成南华裂谷(820~635 Ma)(Wang et al., 2003; Zhao et al., 2011; 王剑等, 2012)。南华裂谷活动停止后, 演化为构造相对稳定的被动大陆边缘, 持续接受海相沉积(段太忠等, 1988; 王剑, 1990)。息烽磷矿床形成于陡山沱期, 恰好处于南华裂谷裂解结束, 被动大陆边缘形成的早期, 也处于南沱冰期结束, 完全进入间冰期的节点上。而此阶段的沉积岩特征主要取决于海平面升降、气候变化、初始地貌和古地理位置等(王剑等, 2012)。因此, 通过综合分析息烽磷矿床的矿床地质特征、成矿环境和成因机制等, 重演息烽磷矿床在陡山沱期的成矿过程。

息烽磷矿中的磷块岩和磷质岩主要形成于前滨— 临滨环境, 形成时处于盐度与现代东海盐度接近的还原环境, 气候从陡山沱组底到顶整体经历了温湿— 干热— 湿热等气候。在南沱冰期结束后, 进入到间冰期, 海底洋流将深海中的磷带至滨海— 浅海环境, 并在正常海水沉积作用、生物作用和热水沉积作用参与下沉积。结合前人研究发现在滨海— 浅海环境中, 磷的沉积机制有: (1)含磷的碎屑物质沉积; (2)大量的藻类生物促使沉积物中有机质大量沉降, 生物降解作用下不断释放磷酸盐, 引起磷酸盐矿物沉积(She et al., 2014; Pufahl and Groat, 2017; Gao et al., 2018), 以及生物体自身堆积形成叠层石磷块岩等(张伟等, 2015); (3)在氧化或还原环境下, Fe氢氧化物对磷具有较好的吸附作用, 但在氧化还原界面附近, 会释放磷酸盐, 使磷质浓度急剧提升, 进而形成自生磷灰石沉积(Delaney, 1998; Compton et al., 2000; Filippelli, 2011)。在以上3种沉积机制作用下形成富磷沉积物, 即原生磷矿石, 但其品位较低。而富磷矿的形成与海平面的变化密切相关, 当海平面频繁变化时, 原生磷矿石在前滨— 临滨环境高能水动力环境下反复淘洗和簸选, 使细粒碎屑物质被簸选搬离, 密度较大的磷质碎屑得以保留, 并被富磷物质胶结, 形成富磷矿石。当海退时, 较富磷矿石暴露地表, 受到强烈的淋滤作用, 将磷块岩矿石内碳酸盐胶结物及活动性的元素淋滤带出, 使磷再次富集, 而暴露地表含磷岩体受风化剥蚀, 也为前滨— 临滨环境积提供大量富磷物质, 形成了富磷矿(吴祥和等, 1999; 陈国勇等, 2015; 张亚冠等, 2019; 刘建中等, 2020)。此外, 陡山沱期的磷矿体的空间分布特征主要取决于海平面的进退变化, 当海平面持续的上升, 会形成一套下粗上细的正韵律矿层, 即砂屑磷块岩、粉-砂屑磷块岩(白云石含量高)、微-中晶白云岩等。反之, 海平面持续的下降, 形成一套下细上粗的反韵律矿层, 即微-中晶白云岩、粉-砂屑磷块岩(白云石含量高)、砂屑磷块岩。从息烽磷矿的岩/矿石特征反映从澄江组到灯影组经历了海退— 海进— 海退— 海进, 成矿过程如下(图8):

图8 黔中息烽磷矿床成矿模式示意图Fig.8 Schematic diagram of the metalloforming model of Xifeng phosphate deposits, central Guizhou Province

1)海退(XW-10): 澄江期, 总体上水体为氧化环境、气候干热。在此期间, 黔中古陆一侧出露的部位遭受侵蚀, 沉积了厚大的泥砂建造, 为陡山沱期形成无障壁浅滩缓坡环境提供了物质基础(吴文明等, 2020)。随后由于海退, 使得南沱组沉积缺失, 且澄江组的碎屑岩随着海退会遭受一定侵蚀, 在息烽保留下来了紫红色泥质粉砂岩(图8-a)。

2)海进(XW-9): 此阶段南沱冰期结束, 开始进入间冰期, 气候逐渐变暖, 陆源向海输入增加, 同时上升洋流将一定量的深海含磷海水带到滨海环境。此时, 海水整体海进, 形成一套下粗上细的正韵律地层, 即砂质白云岩、粉-砂屑磷块岩(白云石含量高)和微-中晶白云岩。其中, 砂质白云岩由于陆源碎屑增多, 沉积速率大, 磷含量较低。粉-砂屑磷块岩是随着海平面上升、水动力减弱的条件下形成, 其中陆源带来的沉积物减少, 上升洋流带来的磷在此形成原始磷沉积物, 经海水反复淘洗、簸选后以粉-砂屑磷块岩保存。微-中晶白云岩随海水进一步变深形成(图8-b)。

3)持续海进(XW-9至XW-8): 当海平面持续上升, 气候也由温湿气候逐渐过渡到干热气候, 陆源物质带入减少, 上升洋流不断将深海磷带至滨海, 形成了砂屑磷块岩、粉-砂屑磷块岩和白云岩正韵律地层(图8-c)。

4)海退(XW-7至XW-3): 此过程中处于干热气候, 陆源来源的物质少, 上升洋流将深海磷带来后, 形成砂屑磷块岩、粉-砂屑磷块岩(白云石含量高)、微-中晶白云岩等反韵律层。随着海退的持续, 砂屑磷块岩暴露出水面, 遭受侵蚀, 为滨海沉积提供了一定量的磷, 保留下来的磷块岩会受淋滤作用, 使磷进一步富集(图8-d)。

5)海进(XF-B至XW-1): 在此阶段, 气候演变为潮湿气候, 导致海平面持续升高, 纵向上形成了砂屑磷块岩、粉-砂屑磷块岩、白云岩的海进序列, 覆盖在海退的反韵律层之上。之后长期处于浅海陆棚环境, 形成了较厚的灯影组白云岩(图8-e)。此阶段的海进程度明显高于陡山沱早期, 在超出陡山沱早期海进部位, 也形成一定的矿体。

以上反映, 陡山沱期主要经历了“ 海进— 海退— 海进” 三阶段成矿, 在空间上形成了上下2层矿体。即陡山沱早期海进阶段形成正韵律的下矿层, 随后海退阶段形成反韵律矿层, 到陡山沱晚期海进阶段, 形成正韵律矿层覆于海退反韵律矿层之上, 一起拼合成上矿层。空间上, 2层矿体之间夹白云岩, 且交于靠黔中古陆一侧, 当第2次海进越过第1次海进的前滨— 临滨位置后, 只有上矿层生成, 是开阳、息烽磷矿床1层矿体形成的对应部位。瓮福磷矿床有2层矿体, 对应处于均经历了海进— 海退— 海进3个成矿阶段的前滨— 临滨部位, 且瓮福磷矿成矿时的位置高程明显低于息烽磷矿、息烽磷矿略低于开阳磷矿。此外, 通过成矿模式图(图8-e)与开阳和翁福磷矿岩性特征对比, 基本吻合。

综合发现, 陡山沱期的“ 三阶段成矿” 形成了2层矿, 其形成明显受气候、海平面变化和成矿环境等影响, 表现为深海磷被上升洋流带至前滨— 临滨, 在多成矿机制和海平面动荡的环境富集而成。因此, 在对陡山沱期的磷矿进行成矿预测和找矿勘查中, 与息烽磷矿床相似的黔中及附近区域的动态前滨— 临滨环境, 均为磷矿床的找矿靶区, 利用“ 三阶段成矿” 形成相交的2矿层特点, 可高效对已知矿床、矿化点和前滨— 临滨带周围进行成矿预测。

6 结论

1)通过息烽磷矿床的地质特征及矿床地球化学特征综合研究发现, 陡山沱组从底到顶气候整体经历了温湿— 干热— 湿热气候, 海平面对应经历了海进— 海退— 海进, 其内的磷块岩和磷质岩主要形成于前滨— 临滨环境, 成矿时海水盐度与现代东海盐度接近, 同时磷块岩和磷质岩还具有还原环境沉积物的特征。

2)矿床中的As、Ba、Sr、Fe/Ti、U/Th、(Fe+Mn)/Ti、Ni/Co和稀土元素的配分曲线综合反映矿床在热水沉积作用、生物作用和正常海水沉积作用下形成, 成矿过程表现为深海磷被上升洋流带至前滨— 临滨, 在多种成矿机制和海平面动荡的环境下富集而成。

3)通过反演陡山沱期息烽磷矿床的成矿过程, 发现矿床经历了海进— 海退— 海进三阶段成矿, 形成了上下2层矿体。空间上, 2层矿体之间夹白云岩, 且交于靠黔中古陆一侧。当第2次海进越过第1次海进的前滨— 临滨位置后, 只形成上矿层, 是开阳、息烽磷矿床1层矿体形成的对应部位, 瓮福磷矿床有2层矿体, 对应处于均经历了海进— 海退— 海进3个成矿阶段的前滨— 临滨部位, 且瓮福磷矿成矿时的位置高程明显低于息烽磷矿、息烽磷矿略低于开阳磷矿。

4)在对陡山沱期的磷矿进行成矿预测和找矿勘查中, 与息烽磷矿床相似的黔中及附近区域的动态前滨— 临滨环境, 均为磷矿床的找矿靶区, 利用“ 三阶段成矿” 形成相交的2矿层特点, 可高效对已知矿床、矿化点和前滨— 临滨带周围进行成矿预测。

致谢 感谢贵州省地质矿产勘查开发局刘建中老师在论文写作中给予的指导和帮助, 同时感谢审稿专家给论文提出宝贵的修改意见。

(责任编辑 郑秀娟; 英文审校 陈吉涛)

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