曹勝桃 謝 宏，2 鄭祿林 魏懷瑞，2 張 蘭

1貴州大學資源與環(huán)境工程學院，貴州貴陽 550025 2貴州大學喀斯特地質資源與環(huán)境教育部重點實驗室，貴州貴陽 550025 3貴州大學礦業(yè)學院，貴州貴陽 550025

全球性成磷事件往往與氣候突變、大氧化事件及生命演化等存在密切的耦合關系(Papineau，2010；Pufahl and Hiatt，2012；梅冥相，2016；Pufahl and Groat，2017；全貴龍等，2020)。新元古代晚期，歷經Rodinia超大陸的裂解和雪球地球事件之后，全球氣候轉暖，冰川迅速融化，大氣及海洋氧含量增加(Canfieldetal.， 2008；Campbell and Squire，2010)，被稱為新元古代大氧化事件(Shields-Zhou and Och，2011；Lyonsetal.， 2014；梅冥相，2016)。在此背景下，新元古代末震旦紀陡山沱期和早寒武世梅樹村期揚子地臺形成了大量磷礦床，并集中分布于云南、貴州、四川、湖北、湖南等5省區(qū)。學者們對磷礦床展開了大量的地質、地球化學研究，對成礦地質環(huán)境、控礦地質因素及礦床成因等進行了探討(東野脈興，1996；陳多福等，2002；施春華，2005；Pufahl and Groat，2017；Gaoetal.， 2018；張亞冠，2019；劉建中等，2020; 楊海英等，2020)，出現了物質來源于陸源風化產物、生物、地殼深部和幔源之爭(陳多福等，2002；郭慶軍等，2003；施春華，2005；楊海英等，2020)，成因上也形成了上升洋流說(王澤鵬等，2016；張亞冠，2019；婁方炬，2020)、交代成因說(Baturin，1989；葉連俊等，1989；楊海英等，2017；薛珂與張潤宇，2019)和生物成因說(東野脈興，1996；陳其英等，2000；丁亞龍和謝宏，2015；Pufahl and Groat，2017；Gaoetal.， 2018)等不同觀點，這些對本次研究都有極大的借鑒意義。

陡山沱期作為貴州重要富磷時期，形成了黔中息烽、開陽和甕福等中型—超大型磷礦床。息烽磷礦距開陽磷礦和甕福磷礦的直線距離約為15 km和60 km，其中甕福磷礦為2層礦體，而息烽磷礦和開陽磷礦只有1層礦體，但息烽磷礦的礦體處于斷夾塊中，厚度大，品位高，疊層石發(fā)育。在對這些磷礦床的成礦環(huán)境和成礦機制研究發(fā)現，開陽磷礦和甕福磷礦主要形成于淺灘環(huán)境，經歷了原始生物—化學成磷作用、暴露淋濾—波浪簸選等富磷作用、以及磷質沉淀膠結成礦作用，并建立起了三階段成礦模式(張亞冠等，2019；劉建中等，2020)。

息烽磷礦作為貴州陡山沱期磷礦的重要組成部分，相對開陽磷礦和甕福磷礦而言，針對息烽磷礦床的相關研究比較薄弱，主要從礦床地質特征角度分析了磷的富集機制(廖善友，1999；葛金國，2017)，缺乏對其成礦環(huán)境、成礦作用和成礦過程系統(tǒng)研究。

作者以黔中息烽磷礦床為研究對象，分析礦石/巖石的礦物學特征、元素地球化學特征，判別成礦環(huán)境和成礦作用，以此反演成礦過程，建立成礦模式，進一步豐富對黔中成磷過程的認識，為陡山沱期磷礦床的找礦勘查和成礦預測提供基礎資料。

1 地質背景

息烽磷礦床位于揚子準地臺南緣黔中的北部，處在洋水背斜和核桃坪向斜交接部位上(圖 1)。區(qū)域上構造格架由洋水背斜、核桃坪向斜、朝陽大斷層、F1逆斷層和F418逆斷層等構成，而在朝陽大斷層、F1逆斷層和F418逆斷層形成過程中派生出大量次級斷層，息烽磷礦床恰位于F6、F8、F9和F27的斷夾塊內(圖 2)。

震旦系燈影組：

第11層： 淺灰色厚層白云巖，含方解石團塊，具有條帶狀構造、以及明顯的櫛殼結構和晶洞構造，鐵質浸染嚴重。厚約17 m。

第10層： 淺灰色厚層鮞狀白云巖，鮞粒大小0.3～1.2 mm。厚約2 m。

第9層： 上部為黑色硅質白云巖，下部為粉屑—砂屑白云巖，塊狀產出。厚10 m。

--------------------整合--------------------

震旦系陡山沱組：

第8層： 深灰色薄—中層硅質磷質巖，硅質呈團塊分布，巖層節(jié)理發(fā)育，且節(jié)理縫常被泥質填充。厚5 m。

第7層： 灰黑色厚層疊層石磷塊巖，具層紋構造，其中暗層厚約5 mm，主要為富藻和膠磷礦紋層，亮層厚7 mm，為富晶質磷灰石層。厚1.2 m。

第6層： 灰白色—灰色薄—中厚層砂屑磷塊巖，可見鐵質浸染現象。厚4.3 m。

第5層： 深黑、灰色中—厚層條紋狀磷塊巖，灰綠色微粒磷塊巖—灰黑色細粒磷塊巖—灰綠色微粒磷塊巖相間呈韻律。巖層風化嚴重，含大量方解石脈，節(jié)理發(fā)育，節(jié)理面上有黃色鐵質浸染。厚1.9 m。

第4層： 深灰色厚層磷塊巖，塊狀構造，風化嚴重。厚6 m。

第3層： 深灰色、灰綠色中厚層粉—砂質磷質巖，砂質成分以石英和長石為主，也夾一定量的黏土。厚5 m。

第2層： 深灰色薄層狀泥質白云巖，塊狀構造，風化嚴重，鐵質浸染現象明顯。厚約6 m。

圖 1 黔中息烽磷礦床區(qū)域地質圖(據葛金國，2017；有修改)Fig.1 Regional geological map of Xifeng phosphate deposits, central Guizhou Province(modified from Ge，2017)

圖 2 黔中息烽磷礦床地質剖面圖 (據貴州省地質礦產勘查開發(fā)局105地質大隊，1980①)Fig.2 Geological section of Xifeng phosphate deposits，central Gui￣zhou Province(after to Guizhou Provincial Bureau of Geology and Mineral Exploration and Development 105 Geological Brigade，1980)

南華系澄江組：

第1層： 紫紅色中—厚層粉砂巖，節(jié)理發(fā)育，風化嚴重。未見底。厚度大于60 m。

2 樣品采集與分析

在息烽磷礦區(qū)實測剖面系統(tǒng)采集樣品12件，其中澄江組1件、陡山沱組8件、燈影組3件(圖 3)。將樣品粉碎至200目，過篩(75 μm)，烘干(105 ℃)，送至廣州澳實分析檢測中心測試主量元素、微量元素和稀土元素含量。其中主量元素采用X射線—熒光光譜法測定，稱取1.8 g試樣，煅燒后加入Li2B4O7-LiBO2助熔物，充分混合后，放置在自動熔煉儀中，高溫熔融，熔融物倒出后形成扁平玻璃片，再用X熒光光譜儀分析，其檢測下限和分析結果見表 1。微量元素采用四酸消解、質譜及光譜儀綜合分析法測定，稱取試樣于Teflon試管中，然后用HNO3、HCl、HClO4和HF分3個階段進行消解，消解時首先用HNO3和HClO4進行預氧化，然后加入HF，于電熱爐上加熱反應，再將溶液蒸發(fā)至近干，殘液用HCl稀釋并定容，再用等離子體發(fā)射光譜與等離子體質譜進行分析，其檢測下線和分析結果見表 2。稀土元素采用Li3BO3熔融、等離子質譜定量法分析，精準稱取0.1 g試樣，后加入LiBO2/Li2B4O7熔劑，混合均勻，在熔爐中于1025 ℃熔融，待熔融液冷卻后，用HNO3、HCl和HF消解并定容，然后用等離子體質譜儀分析，其檢測下線和分析結果見表 3。

3 成礦環(huán)境

3.1 礦石特征與成礦環(huán)境

息烽陡山沱組含磷巖系P2O5含量較高，礦石成分、結構構造特征與成礦地質條件關系密切，能夠通過礦石特征的解析反演成礦地質環(huán)境。

偏光顯微鏡分析顯示(圖 4)，澄江組紫紅色泥質粉砂巖具泥質結構和粉砂狀結構(圖 4-a)，主要礦物成分為粉砂狀石英，石英粒徑小，被泥質膠結，反映其形成于水動力較弱的淺海環(huán)境。

圖 3 黔中息烽磷礦床含磷巖系柱狀圖及采樣位置Fig.3 Histogram of phosphorus-containing rock series and sampling position of Xifeng phosphate deposits，central Guizhou Province

表 1 息烽磷礦區(qū)陡山沱組巖礦常量元素組分(%)

疊層石由富藻紋層與富屑紋層2種紋層交替組成，富藻紋層的沉積物多為藻體，有機質含量高，色暗，膠磷礦含量高；富屑紋層的沉積物藻體少，有機質少，色淺，亮晶白云石含量高，通常形成于臨濱，并可延伸到前濱(張偉等，2015；李磊等，2016)。因此，反映息烽磷礦中磷塊巖和磷質巖主要形成于前濱或臨濱環(huán)境。

燈影組樣品主要由底部具粉屑—砂屑結構的白云巖和其上覆晶粒結構白云巖(微晶白云巖、細—中晶硅質白云巖)組成。粉屑—砂屑結構形成于水動力較弱的下臨濱環(huán)境，剖面中處于陡山沱組—燈影組的過渡位置，該結構主要分布于樣品XF-A中(圖 4-k)。晶粒結構白云巖形成環(huán)境多為水動力較弱淺海環(huán)境，主要分布在XW-1、XW-2樣品中(圖 4-l，4-m，4-n，4-o)。

綜合息烽磷礦剖面巖性、結構和構造等地質特征分析認為，陡山沱組含磷巖系主要形成于水動力比較動蕩的前濱和臨濱環(huán)境(圖 3)。澄江組紫紅色泥質粉砂巖(XW-10)形成于水動力較弱的淺海環(huán)境，而澄江組與陡山沱組為不整合接觸，存在沉積間斷，表明澄江組形成之后經歷了海退。陡山沱組底部由砂質白云巖過渡到粉屑磷質巖，為海進系列，隨后過渡到砂屑，表明此過程經歷了海退，而從陡山沱組上部到燈影組的整體粒序為砂屑—粉屑—微晶，為明顯的海進序列，且?guī)r性上顯示后一次海進程度明顯高于陡山沱組早期。因此，從澄江組到燈影組整體經歷了海退(XW-10)—海進(XW-9至XW-8)—海退(XW-7至XW-3)—海進(XF-B至XW-1)的過程。

3.2 地球化學特征與成礦環(huán)境

以往的研究均認為黔中磷礦的成磷物質主要是上升洋流從深海帶來(王澤鵬等，2016；Pufahl and Groat，2017；張亞冠等，2019；劉建中等，2020；婁方炬，2020)。通常深海沉積物與淺海沉積物相比，比較富集Ba、Cu、Co、Mn和Mo等元素(姜在興，2003)，息烽磷礦床陡山沱組地層中Ba、Cu、Co、Mn和Mo等元素的平均含量異常高(表 2)，均遠高于燈影組和澄江組中這些元素含量，也遠高于上地殼平均含量，而息烽磷塊巖和磷質巖最后富集于水動力比較動蕩前濱和臨濱環(huán)境。因此，反映息烽磷礦床具有上升洋流成因特征。

3.2.1 古鹽度

此外，Nelson(1967)提出利用“沉積磷酸鹽法”判定沉積環(huán)境的古鹽度，因海水鹽度上升會導致Ca的活性增大，而Fe的活性將減小，海水鹽度值近于Ca/(Ca+Fe)值的35倍(陳建強等，2004)。有研究認為，“沉積磷酸鹽法”可能受到生物豐富度和多樣性的制約(王子玉等，1989)，但息烽磷礦成磷期生物豐度雖較高，但生物種類單一，以菌藻為主，因而生物對海水鹽度影響較小，Ca/(Ca+Fe)值能在一定程度上反映出陡山沱組磷塊巖和磷質巖形成的鹽度環(huán)境，其中磷塊巖和磷質巖樣品Ca/(Ca+Fe)值為0.79～1.00，平均為0.95，對應的平均鹽度為33.26‰，與現代東海鹽度(35‰)接近(表 2)。

3.2.2 古氣候

在海相沉積物中，Sr和Cu元素對古氣候比較敏感(熊小輝和肖加飛，2011)。Sr的鹽類溶解度相對較大，通常Sr含量低指示潮濕氣候，反之指示干熱氣候。同樣，Cu在干熱氣候條件下，由于水分蒸發(fā)，水介質的堿性增強，Cu會在海底大量析出形成鹽類。

在息烽磷礦床內，Sr和Cu含量從澄江組到陡山沱組底部先迅速增加，后在陡山沱組內緩慢降低，隨后從陡山沱組頂部到燈影組逐漸變平緩(圖 6)。反映陡山沱組整體上形成的環(huán)境比澄江組和燈影組的降水量少，處于更干熱環(huán)境。

a—紫紅色泥質粉砂巖(XW-10)；b—砂質白云巖(XW-9)；c—粉—砂屑磷質巖(XW-8)，膠磷礦以砂屑為主，石英以粉砂為主；d—砂屑磷塊巖(XW-7)，亮晶膠結；e—砂屑磷塊巖(XW-6)；f、g—角礫狀砂屑磷塊巖(XW-5)；h—砂屑磷塊巖(XW-4)，碎屑磨圓度好，亮晶膠結；i—砂屑磷塊巖(XW-3)，亮晶膠結；j—粉屑硅質磷質巖(XF-B)；k—含藻粉屑白云巖(XF-A)；l、m—細—中晶硅質白 云巖(XW-2)，具櫛殼狀結構、硅質成分主要為玉髓；n、o—微晶白云巖(XW-1)，具鳥眼構造，含藻。k為單偏光，其他為正交偏光圖 4 黔中息烽磷礦巖/礦石結構構造Fig.4 Rock texture and structure of Xifeng phosphate deposits，central Guizhou Province

Ssf： 生物碎屑；Zs： 藻；Dcs： 疊層石；Yss： 疑似生物化石。a、b、c、d、i為正交偏光，e、f、g、h為單偏光圖 5 黔中息烽磷礦床生物碎屑Fig.5 Biodetritus of Xifeng phosphate deposits，central Guizhou Province

圖 6 黔中息烽磷礦床中Cu和Sr含量分布圖Fig.6 Distribution diagram of Cu and Sr contents of Xifeng phosphate deposits，central Guizhou Province

此外，鄧宏文和錢凱(1993)研究認為，沉積物中Sr/Cu值介于1～5之間指示溫濕氣候，5～10之間指示濕熱氣候，而大于10指示干熱氣候。息烽燈影組樣品XW-1、XW-2、XF-A的Sr/Cu值分別為7.82、2.69、9.44，平均為6.65(表 2)，其中樣品XW-2代表的硅質白云巖厚度較薄，說明燈影組 Sr/Cu 值大部分介于5～10之間，反映燈影期總體處于濕熱氣候。在陡山沱組的中部和上部，Sr/Cu值為5.43～75.08，平均為23.90，除XW-5樣品Sr/Cu值為5.43外，其余樣品中的 Sr/Cu 值均大于10，指示干熱氣候。在陡山沱組下部及底部XW-7、XW-8、XW-9樣品中，Sr/Cu值分別為1.54、3、1.53，均介于1～5之間，指示溫濕氣候。而澄江組頂部樣品Sr/Cu值為11.08，略大于10，表明澄江組頂部地層形成時氣候干熱。綜合發(fā)現，陡山沱組含磷巖系沉積期古氣候變化較大，總體上從底到頂是由溫濕—干熱—濕熱氣候轉變，磷塊巖和磷質巖主要形成于干熱氣候環(huán)境。

3.2.3 古海洋氧化還原性

以上的Ceanom、δU、U、Mo和V值均表明陡山沱組含磷巖系具有還原環(huán)境沉積物的特征，主要原因是南沱冰期使地球被冰川大面積覆蓋，大氣缺氧，溫度低，陸源風化匱乏，深海處于還原環(huán)境。冰期結束后，氣候變暖，形成上升洋流直接將深海物質和深海水團帶到了濱海，使得沉積物的元素含量延續(xù)了深海缺氧特征。

4 成磷作用

4.1 生物作用

已有的研究認為，巖石中As、Ba和Sr含量能夠指示成巖過程中是否有生物作用參與(鄒亮和韋剛健，2009；鄧克勇等，2015；Longetal.， 2020)。學者們對甕安生物群的研究發(fā)現，陡山沱組內的As含量與生物多樣性呈正相關，且有大量的As富集于生物細胞內，促進生物細胞分裂分化(Longetal.， 2020)； Ba在海洋中停留時間較長，生物成因的Ba很大一部分在沉降過程中就固存于顆粒物中，強烈的生物作用有利于Ba富集，太平洋表面Ba的平均含量為0.0047×10-6；而Sr在磷塊巖中含量高，主要是磷灰石中Ca與Sr發(fā)生類質同象，且海洋生物對其有較強的吸收能力，隨生物活動及死亡后進入沉積物的結果(楊衛(wèi)東等，1997)。

澄江組、燈影組樣品As平均含量分別為4.4×10-6和3.9×10-6，均與地殼As含量(4.8×10-6)接近；而陡山沱組As平均為107.1×10-6，約為地殼的22.3倍(表 2)。澄江組中Ba平均為390×10-6；陡山沱組中Ba平均為580×10-6，遠高于正常海水；燈影組中Ba減小為平均56.7×10-6。澄江組Sr含量平均為42.1×10-6，陡山沱組平均為655.69×10-6，高于地殼中Sr的含量(320×10-6)，燈影組平均僅為47.5×10-6?？梢?，陡山沱組磷塊巖、磷質巖遠較澄江組砂頁巖、燈影組白云巖更富集As、Ba和Sr，高含量的As、Ba和Sr元素均反映出在成礦過程中有較強生物作用參與。此外，含磷巖系中發(fā)現的生物碎屑、藻化石、疊層石以及疑似生物化石等(圖 5)，也為成磷過程中有生物的參與作用提供了有利證據，上升洋流將深海底富集As、Ba和Sr的水體帶到濱海后，As、Ba和Sr促進了生物生長，而生物作用也促進了As、Ba和Sr沉積，同時也促進了磷沉積。

4.2 熱水沉積作用

4.3 正常海水沉積作用

在熱水沉積中，稀土元素常以氟化物絡合物的形式存在，且HREE絡合物的穩(wěn)定性低于LREE，使得稀土元素PAAS(澳大利亞后太古代頁巖)標準化配分模式呈“左傾型”配分(Marchigetal.，1982；Henderson，1984；Bau and M?ller，1992)。而正常海水沉積中，溶解狀態(tài)的稀土元素中，輕稀土元素優(yōu)先于中稀土元素和重稀土元素沉淀進入沉積物中，使得輕稀土元素含量遠高于中稀土元素和重稀土元素，稀土配分模式為“右傾型”或“平坦型”配分(Henderson，1984；王中剛和于學元，1989)。

息烽磷礦床陡山沱組含量巖系稀土含量總體表現為中稀土富集，整體略呈左傾的帽型配分模式(圖 7)，這種配分模式既不同于典型熱水沉積物配分模式，也與現代海水沉積物配分模式差異較大，可能是熱水沉積作用、正常海水沉積作用和生物作用共同作用的結果。

圖 7 黔中息烽磷礦床稀土元素PAAS標準化配分曲線圖 (PAAS數據引自 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 成礦模式探討

息烽磷礦中的磷塊巖和磷質巖主要形成于前濱—臨濱環(huán)境，形成時處于鹽度與現代東海鹽度接近的還原環(huán)境，氣候從陡山沱組底到頂整體經歷了溫濕—干熱—濕熱等氣候。在南沱冰期結束后，進入到間冰期，海底洋流將深海中的磷帶至濱?！獪\海環(huán)境，并在正常海水沉積作用、生物作用和熱水沉積作用參與下沉積。結合前人研究發(fā)現在濱?！獪\海環(huán)境中，磷的沉積機制有： (1)含磷的碎屑物質沉積；(2)大量的藻類生物促使沉積物中有機質大量沉降，生物降解作用下不斷釋放磷酸鹽，引起磷酸鹽礦物沉積(Sheetal.， 2014；Pufahl and Groat，2017；Gaoetal.， 2018)，以及生物體自身堆積形成疊層石磷塊巖等(張偉等，2015)；(3)在氧化或還原環(huán)境下，Fe氫氧化物對磷具有較好的吸附作用，但在氧化還原界面附近，會釋放磷酸鹽，使磷質濃度急劇提升，進而形成自生磷灰石沉積(Delaney，1998；Comptonetal.， 2000；Filippelli，2011)。在以上3種沉積機制作用下形成富磷沉積物，即原生磷礦石，但其品位較低。而富磷礦的形成與海平面的變化密切相關，當海平面頻繁變化時，原生磷礦石在前濱—臨濱環(huán)境高能水動力環(huán)境下反復淘洗和簸選，使細粒碎屑物質被簸選搬離，密度較大的磷質碎屑得以保留，并被富磷物質膠結，形成富磷礦石。當海退時，較富磷礦石暴露地表，受到強烈的淋濾作用，將磷塊巖礦石內碳酸鹽膠結物及活動性的元素淋濾帶出，使磷再次富集，而暴露地表含磷巖體受風化剝蝕，也為前濱—臨濱環(huán)境積提供大量富磷物質，形成了富磷礦(吳祥和等，1999；陳國勇等，2015；張亞冠等，2019；劉建中等，2020)。此外，陡山沱期的磷礦體的空間分布特征主要取決于海平面的進退變化，當海平面持續(xù)的上升，會形成一套下粗上細的正韻律礦層，即砂屑磷塊巖、粉-砂屑磷塊巖(白云石含量高)、微-中晶白云巖等。反之，海平面持續(xù)的下降，形成一套下細上粗的反韻律礦層，即微-中晶白云巖、粉-砂屑磷塊巖(白云石含量高)、砂屑磷塊巖。從息烽磷礦的巖/礦石特征反映從澄江組到燈影組經歷了海退—海進—海退—海進，成礦過程如下(圖 8):

1)海退(XW-10): 澄江期，總體上水體為氧化環(huán)境、氣候干熱。在此期間，黔中古陸一側出露的部位遭受侵蝕，沉積了厚大的泥砂建造，為陡山沱期形成無障壁淺灘緩坡環(huán)境提供了物質基礎(吳文明等，2020)。隨后由于海退，使得南沱組沉積缺失，且澄江組的碎屑巖隨著海退會遭受一定侵蝕，在息烽保留下來了紫紅色泥質粉砂巖(圖 8-a)。

2)海進(XW-9): 此階段南沱冰期結束，開始進入間冰期，氣候逐漸變暖，陸源向海輸入增加，同時上升洋流將一定量的深海含磷海水帶到濱海環(huán)境。此時，海水整體海進，形成一套下粗上細的正韻律地層，即砂質白云巖、粉-砂屑磷塊巖(白云石含量高)和微-中晶白云巖。其中，砂質白云巖由于陸源碎屑增多，沉積速率大，磷含量較低。粉-砂屑磷塊巖是隨著海平面上升、水動力減弱的條件下形成，其中陸源帶來的沉積物減少，上升洋流帶來的磷在此形成原始磷沉積物，經海水反復淘洗、簸選后以粉-砂屑磷塊巖保存。微-中晶白云巖隨海水進一步變深形成(圖 8-b)。

3)持續(xù)海進(XW-9至XW-8): 當海平面持續(xù)上升，氣候也由溫濕氣候逐漸過渡到干熱氣候，陸源物質帶入減少，上升洋流不斷將深海磷帶至濱海，形成了砂屑磷塊巖、粉-砂屑磷塊巖和白云巖正韻律地層(圖 8-c)。

4)海退(XW-7至XW-3): 此過程中處于干熱氣候，陸源來源的物質少，上升洋流將深海磷帶來后，形成砂屑磷塊巖、粉-砂屑磷塊巖(白云石含量高)、微-中晶白云巖等反韻律層。隨著海退的持續(xù)，砂屑磷塊巖暴露出水面，遭受侵蝕，為濱海沉積提供了一定量的磷，保留下來的磷塊巖會受淋濾作用，使磷進一步富集(圖 8-d)。

5)海進(XF-B至XW-1): 在此階段，氣候演變?yōu)槌睗駳夂?，導致海平面持續(xù)升高，縱向上形成了砂屑磷塊巖、粉-砂屑磷塊巖、白云巖的海進序列，覆蓋在海退的反韻律層之上。之后長期處于淺海陸棚環(huán)境，形成了較厚的燈影組白云巖(圖 8-e)。此階段的海進程度明顯高于陡山沱早期，在超出陡山沱早期海進部位，也形成一定的礦體。

以上反映，陡山沱期主要經歷了“海進—海退—海進”三階段成礦，在空間上形成了上下2層礦體。即陡山沱早期海進階段形成正韻律的下礦層，隨后海退階段形成反韻律礦層，到陡山沱晚期海進階段，形成正韻律礦層覆于海退反韻律礦層之上，一起拼合成上礦層?？臻g上，2層礦體之間夾白云巖，且交于靠黔中古陸一側，當第2次海進越過第1次海進的前濱—臨濱位置后，只有上礦層生成，是開陽、息烽磷礦床1層礦體形成的對應部位。甕福磷礦床有2層礦體，對應處于均經歷了海進—海退—海進3個成礦階段的前濱—臨濱部位，且甕福磷礦成礦時的位置高程明顯低于息烽磷礦、息烽磷礦略低于開陽磷礦。此外，通過成礦模式圖(圖 8-e)與開陽和翁福磷礦巖性特征對比，基本吻合。

綜合發(fā)現，陡山沱期的“三階段成礦”形成了2層礦，其形成明顯受氣候、海平面變化和成礦環(huán)境等影響，表現為深海磷被上升洋流帶至前濱—臨濱，在多成礦機制和海平面動蕩的環(huán)境富集而成。因此，在對陡山沱期的磷礦進行成礦預測和找礦勘查中，與息烽磷礦床相似的黔中及附近區(qū)域的動態(tài)前濱—臨濱環(huán)境，均為磷礦床的找礦靶區(qū)，利用“三階段成礦”形成相交的2礦層特點，可高效對已知礦床、礦化點和前濱—臨濱帶周圍進行成礦預測。

圖 8 黔中息烽磷礦床成礦模式示意圖Fig.8 Schematic diagram of the metalloforming model of Xifeng phosphate deposits，central Guizhou Province

6 結論

1)通過息烽磷礦床的地質特征及礦床地球化學特征綜合研究發(fā)現，陡山沱組從底到頂氣候整體經歷了溫濕—干熱—濕熱氣候，海平面對應經歷了海進—海退—海進，其內的磷塊巖和磷質巖主要形成于前濱—臨濱環(huán)境，成礦時海水鹽度與現代東海鹽度接近，同時磷塊巖和磷質巖還具有還原環(huán)境沉積物的特征。

2)礦床中的As、Ba、Sr、Fe/Ti、U/Th、(Fe+Mn)/Ti、Ni/Co和稀土元素的配分曲線綜合反映礦床在熱水沉積作用、生物作用和正常海水沉積作用下形成，成礦過程表現為深海磷被上升洋流帶至前濱—臨濱，在多種成礦機制和海平面動蕩的環(huán)境下富集而成。

3)通過反演陡山沱期息烽磷礦床的成礦過程，發(fā)現礦床經歷了海進—海退—海進三階段成礦，形成了上下2層礦體。空間上，2層礦體之間夾白云巖，且交于靠黔中古陸一側。當第2次海進越過第1次海進的前濱—臨濱位置后，只形成上礦層，是開陽、息烽磷礦床1層礦體形成的對應部位，甕福磷礦床有2層礦體，對應處于均經歷了海進—海退—海進3個成礦階段的前濱—臨濱部位，且甕福磷礦成礦時的位置高程明顯低于息烽磷礦、息烽磷礦略低于開陽磷礦。

4)在對陡山沱期的磷礦進行成礦預測和找礦勘查中，與息烽磷礦床相似的黔中及附近區(qū)域的動態(tài)前濱—臨濱環(huán)境，均為磷礦床的找礦靶區(qū)，利用“三階段成礦”形成相交的2礦層特點，可高效對已知礦床、礦化點和前濱—臨濱帶周圍進行成礦預測。

致謝感謝貴州省地質礦產勘查開發(fā)局劉建中老師在論文寫作中給予的指導和幫助，同時感謝審稿專家給論文提出寶貴的修改意見。