程仕俊, 亢 威, 周 勇, 王玉山, 王光洪, 劉玉紅, 萬平益

(四川省冶金地質(zhì)勘查局六○五大隊(duì), 四川 眉山 620860)

0 引 言

近年來, 我國晶質(zhì)石墨資源儲(chǔ)量逐年增加, 由2013年的2.20億t增加到2018年的4.37億t[1-2]。根據(jù)結(jié)晶程度, 石墨分為晶質(zhì)石墨(又稱鱗片石墨, 片徑大于1 μm)和隱晶質(zhì)石墨(又稱土狀石墨、 微晶質(zhì)石墨或無定型石墨, 片徑0.1～1 μm)兩大類[3]。晶質(zhì)石墨因具有較大的鱗片和較好的可選性而具有很好的工業(yè)價(jià)值。我國石墨礦床主要有3種類型: 區(qū)域變質(zhì)型、 接觸變質(zhì)型和巖漿熱液型[4], 其中以區(qū)域變質(zhì)型最為重要, 不僅礦床規(guī)模大、 儲(chǔ)量多, 而且質(zhì)量好[5]。我國區(qū)域變質(zhì)型石墨礦床分布規(guī)律明顯, 主要分布在古老陸塊周緣, 以華北古陸塊與揚(yáng)子古陸塊周緣分布最多, 品質(zhì)最好; 成礦時(shí)代從新太古代到早寒武世, 其中以新元古代最為重要, 北方多為新太古代—新元古代, 南方多為新元古代—早寒武世[6]。華北古陸塊周緣分布有內(nèi)蒙古興和、 山東南墅、 黑龍江雞西柳毛和蘿北云山特大型石墨等一系列礦床[7-9], 揚(yáng)子古陸塊周緣分布有四川攀枝花中壩、 湖北宜昌三岔埡等典型礦床[4-5, 10]。近年來在華北古陸塊周緣的河南淅川、 天山-興蒙造山系黑龍江雙鴨山相繼發(fā)現(xiàn)了大型特大型的優(yōu)質(zhì)晶質(zhì)石墨礦床[11-13]。在揚(yáng)子古陸西北緣地區(qū)也發(fā)現(xiàn)了兩個(gè)重要的石墨成礦帶， 即川南攀枝花-西昌石墨礦帶和川北旺蒼-南江石墨礦帶, 雖然對(duì)后者已進(jìn)行了一定的研究[14-17], 但仍處于起步階段, 礦床成因等方面存在較大的爭(zhēng)議, 區(qū)域成礦規(guī)律認(rèn)識(shí)尚不清晰。

川北旺蒼-南江石墨礦帶位于四川盆地的北緣, 石墨找礦近年取得了較大進(jìn)展, 該成礦帶已知的石墨礦產(chǎn)地已有15處, 石墨礦主要產(chǎn)于中-上元古界火地埡群中, 且礦石的工業(yè)類型均以晶質(zhì)石墨礦為主。該地區(qū)累計(jì)探明石墨礦物量超過2 000萬t, 其中坪河、 廟坪、 尖山等礦床達(dá)到了大型超大型規(guī)模。雖然前人對(duì)礦床地質(zhì)特征和控礦因素等方面進(jìn)行了一定的研究[13-16], 但是礦床成因認(rèn)識(shí)方面遠(yuǎn)落后于勘查評(píng)價(jià)的需要。近年來, 筆者團(tuán)隊(duì)在南江地區(qū)西緣發(fā)現(xiàn)了柏林坪礦床, 圈定晶質(zhì)石墨礦(化)體5條, 該礦床與坪河、 廟坪、 尖山等大型礦床在礦體產(chǎn)出的地質(zhì)特征方面有一定的差異, 主要產(chǎn)出在大理巖中, 目前尚未開展過系統(tǒng)研究工作, 本文擬通過對(duì)該礦床的成礦地質(zhì)特征、 礦石和圍巖主微量元素及C-O同位素研究, 并與鄰區(qū)的大河壩、 坪河及尖山礦床進(jìn)行對(duì)比, 為川北旺蒼-南江石墨礦帶石墨礦勘查、 礦床成因分析、 區(qū)域成礦規(guī)律研究等提供參考。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

研究區(qū)大地構(gòu)造位置位于揚(yáng)子陸塊北緣, 上揚(yáng)子古陸塊北部, 米倉山南大巴山前逆沖-推覆帶南緣, 具基底+蓋層組成[15]?；滓宰冑|(zhì)巖系為主, 由前震旦紀(jì)后河巖群混合巖化斜長(zhǎng)角閃巖、 片麻巖和變粒巖組合, 以及火地埡群變質(zhì)碳酸鹽巖、 火山碎屑巖和板巖組合構(gòu)成。蓋層由震旦系—三疊系海相碳酸鹽巖碎屑巖系組成。區(qū)域巖漿巖以侵入巖為主, 主要由呂梁期澄江期侵入巖組成, 多呈巖基、 巖株、 巖脈侵入基底變質(zhì)巖系[17]。

研究區(qū)出露地層為中-上元古界火地埡群麻窩子組(Pt2-3m)淺變質(zhì)巖(圖1), 共劃分為3個(gè)巖性段, 變質(zhì)礦物組合為絹云母+黑云母+石英、 絹云母+方解石+石英、 透閃石(透輝石、 陽起石)+方解石等, 為綠片巖相變質(zhì)為特征[15-18]。第一巖性段為紫灰色、 紫灰白色、 灰色含礫雜砂巖夾灰色、 淺灰-灰白色厚層塊狀白云質(zhì)大理巖、 大理巖及部分灰黑色鈣質(zhì)千枚狀板巖; 第二巖性段呈北東東方向展布, 主要分布在麻窩子、 銀杏壩、 桂花園、 竹壩子一帶, 其巖性為灰色、 灰白色-淺灰色、 深灰色、 紫紅色、 綠灰色等雜色構(gòu)成的中厚—厚層塊狀細(xì)晶白云質(zhì)大理巖, 局部夾少量深灰-黑灰色薄—中層狀千枚巖; 第三巖性段呈長(zhǎng)條狀沿北東東向延伸, 分布于硝硐里、 風(fēng)埡子、 金家河一帶, 以灰色、 深灰色、 灰黑色薄—中層狀絹云千枚巖、 絹云黑云千枚巖、 絹云石英千枚巖、 絹云黑云石英千枚巖、 鈣質(zhì)千枚巖為主, 夾灰-淺灰色、 淺紫紅色中厚—厚層塊狀大理巖、白云質(zhì)大理巖、細(xì)條紋狀大理巖。 其中麻窩子組二、三段是該區(qū)域石墨礦主要含礦地層。石墨礦帶自西向東出露了大營河壩(小型)、 大河壩(超大型)、 黑泥灣(小型)、 坪河(中型)、 尖山(超大型)、 廟坪(大型)等石墨礦床及大量石墨礦(化)點(diǎn), 形成了北東東走向、長(zhǎng)約50 km、寬約5 km的石墨成礦帶[17-19]。石墨成礦帶主要出露火地埡群變質(zhì)巖及侵入其中的晉寧—澄江期侵入巖(主要為閃長(zhǎng)石、 霓霞巖等), 礦帶內(nèi)北東東走向高角度逆沖斷層發(fā)育。

圖1 旺蒼-南江石墨礦帶地質(zhì)簡(jiǎn)圖(據(jù)段威等[17]修改)

2 礦床地質(zhì)

柏林坪石墨礦床含礦巖層為中-上元古界火地埡群麻窩子組。石墨礦體總體呈層狀、 似層狀產(chǎn)于碳硅質(zhì)板巖和大理巖中(圖 2、 圖3)。研究區(qū)內(nèi)初步圈定了4個(gè)石墨礦(化)體(表1), 其中Ⅰ、 Ⅳ-1號(hào)礦體是主要礦體。晶質(zhì)石墨礦頂、 底板圍巖為大理巖化灰?guī)r、 碳硅質(zhì)板巖, 其中Ⅳ-1、 Ⅳ-2、 Ⅳ-3、 Ⅳ-4、 Ⅳ-5號(hào)礦體的頂、 底板圍巖均為大理巖化灰?guī)r, 其余礦體頂、 底板圍巖均為碳硅質(zhì)板巖, 圍巖與礦體界線清晰。

表1 工作區(qū)礦體特征

圖2 柏林坪石墨礦床地質(zhì)簡(jiǎn)圖(a)、 A-B剖面的地質(zhì)剖面圖(b)和音頻大地電磁測(cè)深反演電阻率成果圖(c)

圖3 石墨礦體及礦石照片

Ⅰ號(hào)礦體地表走向控制長(zhǎng)度181 m, 控制斜深281 m, 礦體厚度3.60～6.80 m, 平均4.48 m, 固定碳6.42%～8.08%(wB, 下同), 平均5.94%; Ⅳ-1號(hào)礦體走向控制長(zhǎng)度802 m, 礦體厚度1.05～4.85 m, 平均2.55 m, 固定碳2.59%～12.43%, 平均3.77%。從各探礦工程品位統(tǒng)計(jì)數(shù)據(jù)來看, 有益組分固定碳品位2.01%～16.71%, 平均5.81%, 通過50件粒度分析樣品鏡下觀察, 礦石中的石墨主要呈片狀、 葉片狀顆粒以及集合體出現(xiàn), 連生的石墨集合體較多(圖 4), 因此, 其礦物顆粒較大。通過反光顯微鏡對(duì)工作區(qū)所有石墨粒度樣品進(jìn)行分析統(tǒng)計(jì), 靠近巖體鱗片粒度有變大趨勢(shì), 石墨鱗片直徑大多>0.001 mm, 介于0.001～0.150 mm, 最大直徑0.6 mm, 總體上石墨的片徑不大, 為小鱗片晶質(zhì)石墨礦床。

圖4 石墨礦石顯微照片

3 樣品及測(cè)試方法

樣品采自柏林坪石墨礦床Ⅳ號(hào)礦體, H1、 H2、 H3為石墨礦石, H4、 H5、 H6為互層的大理巖, 樣品的主微量元素、 C-O同位素等測(cè)試分析均是在北京科薈測(cè)試技術(shù)有限公司完成。

主量元素采用X射線熒光光譜分析, 儀器為島津XRF-1800, 測(cè)試精度優(yōu)于5%。全巖微量元素采用溶樣法, 利用Agilent 7500ce ICP-MS分析完成, 測(cè)試精度為5%。

石墨的有機(jī)碳碳同位素分析儀器為美國熱電公司的253 plus、 Flash EA元素分析儀和ConFlo IV多用途接口。被測(cè)樣品在錫舟緊密包裹下送入氧化爐中, 在960 ℃的過氧環(huán)境下瞬間高溫燃燒, 形成的碳、 氮、 氧、 硫各成分混合氣體在高純氦氣的運(yùn)載下經(jīng)還原轉(zhuǎn)化成二氧化碳(氮?dú)?, 燃燒產(chǎn)生的所有氣體在氦載氣流下帶入并通過分層充填三氧化二鉻、 還原銅和鍍銀四氧化三鈷的氧化還原反應(yīng)管, 氣體通過一根色譜柱(美國熱電)將N2和CO2氣體分開后進(jìn)入質(zhì)譜儀測(cè)試。采用B2151、 B2153和B2159國際標(biāo)準(zhǔn)物質(zhì), 標(biāo)樣的分析精度可達(dá)到0.2‰。

碳酸鹽的無機(jī)碳、 氧同位素分析儀器為賽默飛世爾公司的253 plus、 Gas Bench。使用高純氦氣(99.999%, 流速100 mL/min)進(jìn)行600 s的排空處理。排空后, 加入5滴100%無水磷酸, 置于72 ℃加熱盤中反應(yīng)并平衡。樣品與磷酸反應(yīng)且平衡后的CO2氣體經(jīng)過70 ℃的熔硅毛細(xì)管柱(規(guī)格為Poraplot Q, 25 m×0.32 mm)與其他雜質(zhì)氣體分離, 進(jìn)入到氣體穩(wěn)定同位素質(zhì)譜儀進(jìn)行測(cè)定。標(biāo)樣的δ18O和δ13C測(cè)試精度均高于0.1‰。

4 巖石地球化學(xué)特征

4.1 主量元素

柏林坪石墨礦床石墨礦石和圍巖大理巖具有相似的主量元素(表 2), 具有較高的CaO(34.64%～43.73%)和燒失量(24.95%～38.56%), 低的SiO2(11.76%～24.61%)、 Al2O3(1.85%～5.70%)、 MgO(0.60%～2.47%)、 TFe2O3(1.52%～2.53%)、 Na2O(0.18%～0.92%)、 K2O(0.39%～2.78%)、 P2O5(0.03%～0.21%)和TiO2(0.08%～0.26%), 其中石墨礦體的SiO2、 Al2O3、 K2O低于大理巖, 說明大理巖具有較多的陸源碎屑成分。

表2 柏林坪石墨礦礦石與圍巖主量元素組成

4.2 稀土及微量元素

柏林坪石墨礦床石墨礦石和大理巖的稀土總量較低(表3), 在(45.03～79.28)×10-6, 球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分圖(圖5)呈右傾趨勢(shì)(LaN/YbN=9.04～12.64), 部分石墨礦石稀土高于圍巖大理巖, 總體顯示了礦區(qū)巖、 礦石稀土元素的分異程度較高, 輕稀土元素明顯富集, 都具有微弱負(fù)鈰異常(δCe為0.54～0.88)和負(fù)銪異常(δEu為0.61～0.92), 與上地殼成分和PAAS的稀土走勢(shì)一致, 但是總體上低于PAAS和上地殼成分。

圖5 石墨礦石與圍巖稀土元素配分模式(球粒隕石值據(jù)Sun等[25]; 上地殼組分引自Rudnick等[26]; PAAS(澳大利亞后太古宙平均頁巖)據(jù)Taylor等[27])

表3 柏林坪石墨礦礦石與圍巖微量及稀土元素組成

石墨礦石和大理巖圍巖具有非常相似的原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化的微量元素蛛網(wǎng)圖(圖6), 大離子親石元素Rb、 Ba、 Th、 U、 Sr總體較富集, Nb、 Ta、 Zr、 Hf和Ti等高場(chǎng)強(qiáng)元素明顯虧損, 顯示近海陸源碎屑物特征, 與PAAS和上地殼成分微量走勢(shì)基本一致, 但是總體成分上低于PAAS和上地殼成分。

圖6 石墨礦石與圍巖微量元素蛛網(wǎng)圖(原始地幔值據(jù)Sun等[25])

4.3 礦石和圍巖的C-O同位素

對(duì)3件大理巖和3種石墨礦石進(jìn)行了的碳-氧同位素分析, 結(jié)果見表4。大理巖：δ13CV-PDB為3.12‰～3.90‰, 其氧同位素組成δ18OV-SMOW值為17.17‰～19.53‰, 與海相碳酸鹽巖非常接近。石墨礦石：δ13CV-PDB為-5.60‰～-5.16‰, 明顯高于區(qū)域上坪河和中壩石墨礦床。

表4 柏林坪石墨礦床石墨礦石和圍巖與同類型石墨礦床及含碳物質(zhì)碳同位素對(duì)比

5 討 論

5.1 石墨礦變質(zhì)巖原巖恢復(fù)及古沉積環(huán)境

前人對(duì)中-上元古界火地埡群進(jìn)行過沉積環(huán)境研究, 認(rèn)為該巖群主要為副變質(zhì)巖和少量火山巖組成[18]。本次研究的礦體主要產(chǎn)出于大理巖中, 明顯保留沉積層序(圖3), 說明這些大理巖和石墨的原巖為沉積巖。石墨礦石和圍巖大理巖微量元素?cái)?shù)據(jù)表明, 樣品具有Rb、 Sr、 Ba等大離子親石元素富集和Nb、 Ta、 Ti、 Zr和Hf等元素負(fù)異常的特征, 這些特征與典型的島弧巖漿和上地殼的微量元素特征相似(圖 5、 6), 說明這些大理巖在沉積過程中混入大量的島弧陸源碎屑。當(dāng)變質(zhì)原巖為沉積巖時(shí), Sr/Ba值可以作為判別海相沉積和陸相沉積的一個(gè)重要指標(biāo)[29]， 一般認(rèn)為: Sr/Ba<1, 反映陸相環(huán)境; Sr/Ba>1, 反映海相環(huán)境, 研究區(qū)的石墨礦和大理巖Sr/Ba全部大于1, 反映了其原巖形成在海相環(huán)境。同時(shí), V、 Co、 Ni、 U、 Th等元素的溶解度隨氧化還原條件的改變產(chǎn)生極大變化, 其含量可以作為恢復(fù)古海洋氧化還原環(huán)境變化的地球化學(xué)指標(biāo), U/Th>1.25、 Ni/Co>7、 V/Cr> 4.5時(shí), 均指示缺氧還原環(huán)境[30]。柏林坪石墨礦床石墨礦體和圍巖U/Th值為0.29～0.91, Ni/Co值為0.56～2.19, V/Cr值為0.56～1.22, 指示礦區(qū)石墨礦原巖沉積屬相對(duì)氧化的環(huán)境。

一般認(rèn)為, 沉積巖中的Al2O3具有一定的親陸性, 同時(shí)MgO具有一定的親海性, 通常情況下鐵鋁比值m(m=100×w(MgO)/w(Al2O3))的變化與沉積環(huán)境中的鹽度變化呈正相關(guān), 即m值在由淡水沉積環(huán)境向海水沉積環(huán)境時(shí), 對(duì)應(yīng)的變化范圍也有所不同: ①m<1, 淡水沉積; ②m=1～10, 陸海過渡性沉積環(huán)境; ③m=10～500, 海水沉積環(huán)境(鹽度>30.63%); ④m>500, 陸表海環(huán)境或者瀉湖碳酸鹽巖沉積環(huán)境[31]。研究區(qū)的礦體和圍巖分析樣品的m值介于0.32～0.45, 表明研究區(qū)的大理巖主要形成于淡水沉積環(huán)境。

C-O同位素值可以很好地反映原巖在成巖過程中形成的地質(zhì)環(huán)境[32]。地質(zhì)歷史上, 早古生代正常海相碳酸鹽巖的δ13OV-SMOW值基本上大于20(圖 7), 研究區(qū)大理巖的δ13CPDB和δ18OV-SMOW值落在沉積碳酸鹽巖和花崗巖的過渡區(qū)域, 整體上靠近海相碳酸鹽巖, 說明這些大理巖的原巖為靠近陸源的海相碳酸鹽巖, 在變質(zhì)過程中可能受到了碳酸鹽溶解作用及外來低δ18OV-SMOW流體的交代作用, 導(dǎo)致了δ18OV-SMOW的降低。綜上所述, 結(jié)合地質(zhì)、 微量元素和C-O同位素的研究, 認(rèn)為該地區(qū)的石墨礦及大理巖原巖沉積為近陸的海相沉積環(huán)境, 水體介質(zhì)性質(zhì)主要為混合不均勻的淡水環(huán)境。

5.2 礦床成因淺析

石墨中的碳主要有3個(gè)來源: 有機(jī)物、 碳酸鹽巖和地幔碳[33-34], 其形成機(jī)制主要有兩種: (1)有機(jī)物經(jīng)過變質(zhì)作用轉(zhuǎn)變成石墨; (2)在一定的溫度壓力條件下從碳過飽和的C-H-O流體中沉淀結(jié)晶形成石墨[35-37]。由于碳同位素的分餾作用, 原始地球的碳儲(chǔ)庫發(fā)生碳同位素分餾, 輕碳同位素(12C)傾向于富集在有機(jī)物中, 碳酸鹽則富集重碳同位素(13C)[38-40], 因此會(huì)形成具有不同碳同位素值的碳儲(chǔ)庫。其中有機(jī)物的δ13CPDB值多在-17‰～-40‰, 平均-26‰[41-43](圖8)。典型海洋碳酸鹽往往富集重碳同位素, 其δ13CPDB在-2‰～+4‰[44]。地幔碳同位素的值則位于-7‰附近[33-34]。柏林坪石墨礦床δ13CPDB為-5.2‰～-5.6‰(圖 7), 明顯高于鄰區(qū)的南江坪河和大河壩石墨礦、 川南攀枝花中壩石墨礦及山東南墅石墨礦, 與原油及現(xiàn)代有機(jī)質(zhì)的有機(jī)碳明顯不同(表 4)。前人研究發(fā)現(xiàn), 發(fā)育于大理巖中的石墨碳同位素值更接近碳酸鹽巖等無機(jī)碳, 可能來自碳酸鹽巖的轉(zhuǎn)變[45], 或者直接從流體中沉淀出來[46]。柏林坪石墨礦石與圍巖大理巖及灰?guī)r、 珊瑚等化學(xué)沉積的碳同位素比較接近, 表明柏林坪石墨礦成礦碳質(zhì)來源主要為碳酸鹽巖的轉(zhuǎn)變, 相比典型的碳酸鹽巖， 該值偏低, 其可能混合了部分有機(jī)碳源或者是地幔碳。

圖7 大理巖的δ18OSMOW和δ13CPDB圖解

圖8 石墨礦石墨碳同位素特征對(duì)比

碳同位素溫度計(jì)廣泛用于計(jì)算和石墨、 方解石共生的大理巖經(jīng)歷的溫度[47-49]。石墨和大理巖的碳同位素比較接近, 這可能是由于在變質(zhì)作用過程中, 碳酸鹽巖中的碳同位素與石墨中的碳同位素發(fā)生了平衡。Dunn等[49]提出方解石和石墨的碳同位素與溫度具有很好的相關(guān)性, 提出如下公式: Δ13CCal-Gr=5.81×106×T-2(K)-2.61, 柏林坪石墨Δ13CCal-Gr在8.29～9.50間變化, 計(jì)算的溫度范圍為420～456 ℃, 已經(jīng)達(dá)到了低角閃巖相變質(zhì)條件, 說明這些石墨礦石和大理巖經(jīng)歷了中溫的變質(zhì)作用, 為石墨的形成創(chuàng)造了條件。

川北旺蒼-南江石墨礦帶發(fā)育大量的石墨礦床, 如坪河、 廟坪、 尖山等礦床達(dá)到了大型超大型規(guī)模[17], 柏林坪礦床與坪河、 廟坪、 尖山在成礦規(guī)模、 賦礦圍巖、 石墨片徑等方面都存在一些差異, 結(jié)合巖石和C-O同位素的對(duì)比分析, 發(fā)現(xiàn)柏林坪礦床的原巖環(huán)境略不同于其他礦床, 如坪河和大河壩等石墨礦床, 品位相對(duì)高, 石墨礦的δ13C值與有機(jī)質(zhì)的δ13C分布范圍重疊, 表明這些礦床的碳質(zhì)來源于生物有機(jī)質(zhì), 可能形成于近大陸靜水低能的瀉湖環(huán)境及半封閉的貧氧缺氧還原條件下[19-20]。而柏林坪石墨礦的主微量元素及C-O同位素特征顯示該礦床的成礦物質(zhì)來源于海相碳酸鹽, 其原巖環(huán)境相對(duì)坪河和大河壩等礦床更為氧化, 可能是近陸的海相沉積環(huán)境。

綜上所述, 柏林坪石墨礦床成礦作用可分為兩個(gè)階段: ① 淺海沉積階段: 中新元古代, 米倉山弧后盆地強(qiáng)烈坳陷[17]或者是揚(yáng)子板塊西緣的大陸邊緣環(huán)境, 沉積了以巨厚碳酸鹽巖為主的麻窩子組二段、 泥砂質(zhì)巖夾灰?guī)r為主的麻窩子組三段[18], 灰?guī)r夾泥砂質(zhì)巖為主的麻窩子組三段成為了柏林坪礦床的礦源層。② 變質(zhì)成礦階段: 隨著麻窩子組經(jīng)歷低壓相系區(qū)域變質(zhì)作用[50]。這些碳酸鹽在區(qū)域變質(zhì)過程中可能部分轉(zhuǎn)化為石墨, 同時(shí)含碳的有機(jī)質(zhì)變質(zhì)形成碳質(zhì)片巖或石墨片巖等, 區(qū)域變質(zhì)溫度可能達(dá)到了420～456 ℃, 達(dá)到了低角閃巖相變質(zhì)條件, 石墨礦石經(jīng)歷了中溫區(qū)域變質(zhì)作用。之后由于晉寧澄江期巖漿巖侵入, 在巖體接觸帶附近受巖漿侵入熱力條件的進(jìn)一步改造, 使接觸帶附近的碳質(zhì)巖石進(jìn)一步結(jié)晶, 形成大片徑的鱗片狀石墨礦石, 并構(gòu)成石墨主要礦體[15, 17, 19]。雖然柏林坪石墨礦床石墨片徑介于0.001～0.150 mm, 為小鱗片晶質(zhì)石墨礦石, 但是Ⅰ和Ⅳ礦體總體上算穩(wěn)定, 石墨化學(xué)成分比較穩(wěn)定, 有益元素C固品位在2.01%～16.71%, 平均5.81%, 說明具有進(jìn)一步找礦潛力, 建議后期對(duì)這些礦體進(jìn)行加密控制或施工深部工程驗(yàn)證。在區(qū)域上, 柏林坪礦床臨近尖山、 坪河和大河壩等大型的石墨礦床, 區(qū)域上石墨礦床較多, 為該礦床開發(fā)提供了良好的條件。

6 結(jié) 論

(1)柏林坪石墨礦床主要賦存在中-上元古界火地埡群麻窩子組中, 礦體呈層狀、 似層狀和透鏡狀產(chǎn)出于不純的大理巖和硅質(zhì)板巖中, 礦石平均固定碳含量5.81%, 石墨礦物多呈鱗片狀, 多數(shù)片徑在1～150 μm, 為小鱗片晶質(zhì)石墨礦。

(2)礦石和圍巖大理巖具有與PAAS一致的球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土配分模式, 互層的大理巖化灰?guī)r的δ13CPDB值為+3.1‰～+3.9‰,δ18OV-SMOW在17.17‰～19.53‰, 指示原巖為近陸的海相碳酸鹽巖, 沉積過程中混入了陸源碎屑物質(zhì)。

(3)石墨方解石同位素溫度計(jì)顯示石墨的形成溫度在420～456 ℃, 達(dá)到了低角閃巖相變質(zhì)條件, 石墨礦石經(jīng)歷了中溫區(qū)域變質(zhì)作用。

(4)礦區(qū)石墨礦體δ13CPDB為-5.2‰～-5.6‰, 指示柏林坪石墨礦床成礦碳質(zhì)來源主要為海相碳酸鹽巖中的無機(jī)碳, 并可能混合了其他碳源。

(5)柏林坪石墨礦床為該礦床成因類型為區(qū)域變質(zhì)型, 成礦過程可能經(jīng)歷了海相沉積及區(qū)域變質(zhì)成礦兩個(gè)主要階段。