郭 威,陈梦杰,闫 斌,杨宏伟,曾 凯,万传辉,刘 林,斯小华，王 腾,范玖琳,秦元奎,刘 海

(1.湖北冶金地质研究所(中南冶金地质研究所),湖北 宜昌 443000;2.中国地质科学院地质研究所 a.自然资源部深地动力学重点实验室;b.自然资源部同位素地质重点实验室,北京 100037)

黄陵背斜地区石墨成矿地质条件优越, 石墨资源量在国内占有很重要的地位。 近年来,受益于地勘基金项目的推动,黄陵背斜地区石墨找矿勘查工作取得了重要突破,发现了多个大鳞片晶质石墨矿床,具有极高的开发利用和科学研究价值。值得注意的是,黄陵背斜地区石墨矿勘查历史已有40余年,前人对鄂西地区的地层构造、地层时代、金属矿产进行过专题研究[1-7],但对黄陵背斜石墨矿相关的科学研究却极其有限,除了一些生产性的勘探报告外,鲜有关于黄陵背斜石墨矿地质研究的公开报道。2017—2019年,项目组通过3年的野外调查,取得了较多的第一手资料。本文通过对黄陵背斜地区石墨矿床的含矿岩石进行岩相学、主微量元素、碳同位素地球化学特征等方面的研究,探讨本区含矿岩石的物质来源及石墨矿石的碳质来源,深化对黄陵背斜地区石墨矿床成矿规律与矿床成因的认识, 为指导该矿床的勘查提供新的科学依据。

1 区域地质背景

黄陵背斜具有基底加盖层的双层结构,大地构造位于扬子准地台滇黔川鄂台褶带上的次一级隆起, 是淮阳山字型西翼反射弧砥柱与鄂西隆起带的复合部位[4]。 区内主体为一套太古宙—元古宙中深变质 TTG灰色片麻岩和变质表壳岩系[6-8]。 黄陵背斜核部被一系列基底构造断裂切割, 断裂主要为北西方向, 其中雾渡河断裂将黄陵背斜核部分为南北两部分, 北部主要为太古代和古元古代表壳岩和变质深成侵入岩的分布区,南部则为新元古代花岗岩和花岗闪长岩分布区(图1)。

研究区内出露地层主要有中太古代野马洞岩组、中太古代东冲河片麻杂岩、古元古代力耳坪岩组及古元古代黄凉河岩组。野马洞岩组出露面积很小, 岩石组合主要为一套混合岩化的斜长角闪岩、 黑云斜长变粒岩、 黑云角闪斜长片麻岩、 石英片岩、 角闪片岩和黑云片岩,主要的岩石矿物成分为角闪石、 斜长石、 石英、 黑云母、 白云母、磁铁矿、金红石等。中太古代东冲河片麻杂岩出露面积较大,主要岩性为英云闪长质片麻岩、奥长花岗质片麻岩和花岗闪长质片麻岩,以前两者居多,花岗闪长岩较少,零星可见石英闪长质片麻岩,与英云闪长质片麻岩过渡,主要矿物成分为斜长石、钾长石、石英、黑云母、白云母、绢云母、绿泥石、角闪石、锆石、磷灰石、榍石、帘石、磁铁矿等。古元古代力耳坪岩组,岩性单一,为一套厚层细粒斜长角闪岩、绿帘斜长角闪岩、绿帘角闪(片)岩,偶夹黑云斜长片麻岩条带。黄凉河岩组在研究区中部大面积出露,可分为上下两段：下段由含石墨、富铝矿物片岩、片麻岩夹数层白云石大理岩组成;上段为一套含石墨、富铝矿物片岩、片麻岩互层,不含大理岩和钙硅酸盐岩,石墨矿主要赋存于黄凉河岩组中。

本区主要经历了3期构造运动:早期基底断裂构造仅对中太古代的交战垭超镁铁质岩和野马洞组进行改造;第2期普遍发育于太古代TTG片麻岩组合、黄凉河岩组变质表壳岩、力耳坪岩组和交战垭、核桃园等镁铁质、超镁铁质岩石,以广泛发育透入性、区域性的片(麻)理和韧性剪切带为特征,同时伴有麻粒岩相-角闪岩相区域变质作用;第3期构造变形是以新元古代黄陵岛弧侵入岩为代表的青白口纪造山运动,形成了菱形网格状脆韧性剪切系统[8]。

区内与石墨矿有关的岩浆岩有两类,一类为东冲河片麻杂岩,另一类为矿区内普遍可见的岩脉(辉绿岩脉)(图2)。前一类变质深成岩与黄凉河岩组相间分布,在黄凉河期时构成古陆,后一类发生在石墨矿形成后,穿插破坏矿体。

2 典型矿床地质特征

研究区有7个典型石墨矿床,本文选取其中两个进行介绍:三岔垭石墨矿床,规模达到大型,品位最高;龚家河-青茶园矿床,为新发现的且规模最大的石墨矿床。

2.1 三岔垭石墨矿床

2.1.1 地质概况 三岔垭石墨矿区处于圈椅埫穹隆南东翼(图2)。主要出露的地层为野马洞岩组、 黄凉河岩组和东冲河片麻杂岩, 石墨矿赋存于黄凉河岩组中。区内地层走向北东,倾向南东, 倾角50°～60°, 呈单斜构造。 断裂构造发育, 呈北东、 北西分布,将矿体切割成若干块段。矿区内岩浆岩主要分布混合花岗岩和辉绿岩:混合花岗岩呈层状、似层状与地层产状一致,厚数十至百余米,仍然保持地层状残余构造;辉绿岩呈脉状,沿北东和北西两组断裂充填,切割矿体。

图2 研究区地质图及石墨矿床采样点(据湖北省地质调查院[9])Fig.2 Geological map of the study area and sampling points of graphite depositsZ—震旦系; Pt3Hξγ—新元古代侵入岩华山观超单元钾长花岗岩; Pt3Xγδ—新元古代侵入岩小坪山杂岩片麻状花岗闪长岩; Pt3Xηλ—新元古代侵入岩小坪山杂岩片麻状二长花岗岩; Pt3Xηο—新元古代侵入岩小坪山杂岩片麻状斜长花岗岩; Pt1l—古元古代力耳坪岩组; Pt1h—古元古代黄凉河岩组; Ar3S—新太古代晒家冲片麻岩; Ar2D—中太古代东冲河片麻杂岩; Ar2y—中太古代野马洞岩组; βμ—辉绿岩、辉长岩

2.1.2 矿体特征 矿区已查明3个工业矿体。Ⅰ号矿体呈似层状,长1 178 m,厚20.47 m,倾向120°～130°,倾角60°～70°,倾斜延深100～280 m,石墨平均含量11.37%;Ⅱ号矿体分布于Ⅰ号矿体上盘,相距30～90 m,矿体规模小,呈透镜状,长194 m,平均厚3.62 m,石墨平均含量13.61%;Ⅲ号矿体呈薄层状,长1 218 m,平均厚3.9 m,石墨平均含量9.44%,倾向120°～160°,倾角35°～50°,矿体主要赋存于大理岩、斜长片麻岩及混合花岗岩接触处,石墨矿矿体与围岩产状基本一致,呈似层状和透镜状分布。

2.1.3 矿石特征 矿区内存在石墨片岩和含石墨黑云斜长片麻岩两种矿石类型,以石墨片岩为主(图3a)。

(1)石墨片岩:为矿体主要矿石。主要由石墨、 绢(白)云母, 黑云母、 石英、 斜长石组成, 含少量屑石、 电气石、 锆石等。 固定碳含量3.16%～18.06%。 矿石具鳞片变晶结构、 片状构造。 石墨鳞片直径0.3～2.0 mm, 定向、 竹筏状排列, 与绢云母等片状矿物紧密共生, 由于受应力作用, 石墨片晶常弯曲成弧形, 甚至S形(图3c、 e)。

图3 石墨矿石及矿物特征Fig.3 Characteristics of graphite ore and mineralsa—石墨片岩矿石; b—含石墨黑云斜长片麻岩矿石; c、 d—透射光石墨矿物形态; e、 f—反射光下石墨矿物形态; Ms—云母; Grp—石墨

(2)含石墨黑云斜长片麻岩:主要矿物成分有石墨、石英、长石、黑云母及绢云母,少量白云母。固定碳含量一般在2%～5%,最高6.17%,石墨呈鳞片状,大小不一,多数为0.1～0.4 mm,最大1.5 mm,最小0.04 mm,与片状矿物共生。

2.2 龚家河-青茶园石墨矿床

2.2.1 地质概况 矿区位于巴山寺倒转向斜南东翼,为同倾斜褶皱,地层总体为一单斜构造,但层序倒转。出露地层主要为黄凉河组下段和东冲河杂岩地层,倾向南东,倾角50°左右。区内断裂构造较发育,但规模都较小,对矿体破坏较小。矿区出露的岩浆岩是花岗斑岩岩墙群及辉绿岩脉。

2.2.2 矿体特征 据最新的勘探数据,矿区内共发现石墨矿体2个； 根据已有的见矿工程, Ⅰ号矿体长约3 km,地表最大厚度30.4 m,最小厚度约3.74 m,平均约15 m;Ⅱ号矿体长约1.5 km,厚度平均约10 m,矿体围岩主要为黑云斜长片麻岩、钙硅酸盐岩、大理岩,矿体产状与围岩基本一致,呈似层状和透镜状分布。

2.2.3 矿石特征 矿区石墨矿石也主要是含石墨黑云斜长片麻岩及石墨片岩两种类型,以含石墨黑云斜长片麻岩为主(图3b)。

含石墨黑云斜长片麻岩:矿物组成主要为石英、黑云母、绢云母、石墨、长石(少量)、 白云母及次生铁。 结构为鳞片粒状变晶结构, 片麻状构造(实际上为片麻状与片状构造过渡类型)。石墨呈鳞片状,大小不一,多数0.1～1.4 mm。混合岩化作用较石墨片岩富矿石强烈,呈长英质细脉沿片麻理注入,脉体比例一般占20%～40%。 平行、 竹筏状片理 、片麻理排列, 密集分布, 与云母紧密交生, 嵌生于云母解理间或两者平行连生(图3d、 f)。

黑云石墨片岩: 主要由石墨、 绢(白)云母, 黑云母、 石英、 斜长石组成, 含少量屑石、 电气石、 锆石等,黄铁矿、 白钨矿、 褐铁矿偶见。 石墨鳞片片径0.1～2.4 mm。 混合岩化作用较弱,长英质脉体较少,一般<10%,呈细小脉纹随片理弯曲。

3 样品采集与测试

在研究区选取7个典型石墨矿床共采集了16件样品(图2)。 其中: 三岔垭矿区3件(样号S1、 S3和S4), 坦荡河矿区2件(T-1和T-2), 谭家沟矿区1件(TJG-1), 谭家河矿区3件(TJ-1、TJ-4和TJ-5), 青茶园矿区2件(Q-1和Q-4), 东冲河矿区2件(D-1、D-2), 二郎庙矿区3件(E-1 、E-2和E-3)。

所有样品经室内整理后送澳实分析检测(广州) 有限公司完成样品主量、 微量及稀土元素的分析。 主量元素采用 PANalytical Axios 型 X 荧光光谱仪测定, 相对误差<5%; 微量与稀土元素用电感耦合等离子体质谱仪(美国 Agilent 7700x)测定,相对误差<10%。测试结果见表1。

续表1

12件样品的碳同位素测试在澳实分析检测(广州)有限公司完成, 其中石墨片岩样品采用Costech ECS 4010元素分析仪配合Finnigan MAT Delta Plus XP 同位素质谱仪测定δ13C, 数据经V-PDB标准化; 大理岩样品在72 ℃条件下磷酸消解析出CO2, 离轴积分腔输出激光光谱仪测δ13C, SD<0.05%, 数据经V-PDB标准化。

3 含矿岩石的地球化学特征

3.1 主量元素分析及原岩推断

石墨片岩的主要成分是SiO2和Al2O3(表1)。 SiO2含量在46.51%～67.56%,平均60.10%; Al2O3为11.41%～15.24%,平均13.92%; 其次为TFe、K2O、 MgO、 CaO。TFe含量为3.21%～7.17%, 平均5.18%; K2O为2.67%～4.48%, 平均3.23%; MgO为1.28%～2.64%, 平均2.04%; CaO为0.12%～1.19%, 平均0.60%， 总体特征为富硅铝贫钙。 在西蒙南图解(图4)中，全部落入泥岩或砂岩区; 在图5中,落入分异弱的砂岩、粉砂岩、泥质粉砂岩区,且为寒带和温带潮湿气候的陆相沉积环境。总体显示该类岩石原岩为一套含碳泥岩。

大理岩及钙硅酸盐岩主要成分:CaO为27.7%～32.9%,平均30.98%;MgO为18.40%～19.95%,平均19.29%;SiO2为4.22%～20.50%,平均10.44%;Al2O3为0.98%～2.03%,平均1.37%;TFe为0.67%～7.42%,平均2.17%。其中,大理岩贫Si、Al,富Ca、Mg,且CaO>MgO,K2O、Na2O明显亏损。在图4中落入钙质沉积岩区;在图5中,未落入三角区内,可能是由于碳酸钙含量过高,导致(Al2O3+TiO2)和(Si2O+K2O)过低,总体显示原岩为白云质灰岩。

片麻岩主要成分: SiO2含量为66.36%， Al2O3为13.49%，TFe为5.50%， MgO为3.12%， K2O为2.13%， CaO为2.10%。 在图4中落入泥砂岩区， 在图5中落入分异弱的砂岩、 粉砂岩、泥质粉砂岩区，总体显示该类岩石原岩为一套泥质粉砂岩。

图4 含矿岩石西蒙南图解(底图据Simonen[11])Fig.4 Simonen plot of ore-bearing rocks

图5 (Al2O3+TiO2)-(SiO2+K2O)-∑图解(底图据Nesbit等[12])Fig.5 (Al2O3+TiO2)-(SiO2+K2O)-∑ plotⅠ—石英砂岩、 石英岩区； Ⅱ—少矿物砂岩、 石英质砂岩区； Ⅲ—复矿物砂岩； Ⅳ—长石砂岩区； Ⅴ—钙质砂岩和含铁砂岩区； Ⅵ—化学上强分异的沉积区(a—主要为杂砂岩; b—主要为复矿物砂岩；c—泥质砂岩及寒带和温带气候的陆相粘土); Ⅶ—化学上中等分异的粘土寒带和湿带气候的陆相粘土区; Ⅷ—潮湿气候带化学上强分异的粘土区; Ⅸ—碳酸质粘土和含铁粘土区; Ⅹ—泥灰岩区; Ⅺ—硅质泥灰岩和含铁砂岩区; Ⅻ—含铁石英岩区

石英岩的主要成分:SiO2为86.33%, Al2O3为6.82%,TFe为1.53%。在图4中落入砂岩区;在图5中,落入含铁石英岩区。总体显示该类岩石原岩为一套石英砂岩及铁质石英砂岩。

综上所述,本区含矿岩石原岩以含碳粘土岩、碳质页岩、含碳的粘土质粉砂岩为主,夹有石英砂岩、灰岩、白云质灰岩、钙质粉砂岩,总的化学成分特征是硅铝含量高,绝大多数岩石中SiO2+A12O3含量>70%,碱质含量低,且大多K2O>Na2O, Fe2O3/MgO也较高,这套碎屑建造总体应是太古宙花岗质地块边缘海(陆壳内)沉积,构造环境为半稳定—较稳定状态。所以碎屑沉积物的成熟度仍不同于典型陆台边缘的陆棚区,后者以石英砂岩-页岩-碳酸盐沉积为特征。

3.2 微量元素分析

在原始地幔标准化蛛网图上(图6)，石墨矿含矿岩石整体上略向右倾。含矿岩石富集大离子亲石元素Rb、 高场强元素U，及轻稀土元素La、 Nd、 Sm; 亏损大离子亲石元素Sr、 Ba和Th, 高场强元素Nb。 Sr略显亏损, 与斜长石风化作用有关,Sr在风化过程中丢失, 造成亏损。 而P的亏损, 反映了沉积岩原岩的特征。 石英岩中Zr、 Hf高场强元素含量相对较高, 反映出高场强元素受重矿物控制。

图6 含矿岩石微量元素原始地幔标准化蛛网图Fig.6 Primitive mantle-normalized trace element spidergram for graphite-bearing rock

黄陵背斜地区石墨矿石特征元素比值(表1):Rb/Sr值较高,平均为 1.46; Sr/Ba值较低,平均为0.85,显示以陆源物质为主。V/(V+Ni)值较低,平均为0.56,显示弱还原环境; Th/U值较高,平均5.87,显示氧化环境。Zr、Hf两个元素的含量在石英岩中异乎寻常的高,Zr为6 110×10-6、Hf为173×10-6,说明石英岩原岩为滨海成因的石英砂岩,锆石在滨海石英砂岩中富集。

按石英岩—片麻岩—石墨片岩的顺序， 微量元素Ba、 Cr、 Cs、 Ga、 Li、 Nb、 Ni、 Pb、 Ta、 Th、 Ti、 U、 V、 Zn等含量发生有规律的变化(表1)。石英岩至石墨片岩、 片麻岩,Ba、 Cr、 Ga、 In、 P、 Sn含量逐步升高, U、 Zr、 Hf含量逐步降低； 从石墨片岩、 片麻岩到大理岩、 钙硅酸盐岩, 这些微量元素含量普遍突然降低。这些特征说明微量元素记录了沉积韵律层形成的过程, 由粗粒沉积变成细粒沉积、 化学沉积, 微量元素含量发生了规律性的变化。 本区组成的含矿岩石沉积韵律层为石英岩(石英砂岩)—片麻岩(泥质砂岩、 泥质粉砂岩)—石墨片岩(含碳泥岩、 粉砂质泥岩)—钙硅酸盐岩(不纯碳酸盐岩)—大理岩(碳酸盐岩)。自石英砂岩至泥岩, 随着碎屑粒度变细, 由于机械沉积作用, Ba、 Cr、 Ga、 In、 P、 Sn等元素富集含量变高, U、 Zr、 Hf等元素亏损, 含量降低。自泥岩至白云岩, 因沉积性质发生改变, 由机械沉积转变为化学沉积, 微量元素含量普遍突然降低。这是由于碎屑岩种的微量元素以各种形式存在于矿物的晶格中、 晶隙间, 或被表面吸附, 很少溶解于水介质中, 因此当碳酸盐以化学沉淀的方式沉积时, 其中微量元素含量很低。

3.3 稀土元素分析

一般认为,稀土元素在变质过程中是不活动的[10]。 因此, 稀土元素的分布型式和特点能够用来反映原岩性质和形成环境。 从球粒陨石标准化的稀土配分曲线(图7)中可以看出, 出现了两组REE含量差异较大的稀土元素配分模式：一组为石墨片岩和片麻岩样品，REE含量相对较高；另一组为大理岩和钙硅酸岩样品，REE含量相对较低。 这说明两组样品原岩成因不同, 石墨片岩和片麻岩样品中REE含量与花岗岩相近,REE型式也相近,推测石墨片岩和片麻岩的REE可能是由花岗岩提供,继承了花岗岩REE型的特点；大理岩和钙硅酸岩样品REE含量与蚀变玄武岩相近,REE型式也相似,说明大理岩和钙硅酸岩的REE可能是由玄武岩提供,它继承了玄武岩REE型的特点； 石英岩的REE含量在两组样品之间, 推测石英岩的REE可能是由花岗岩和玄武岩共同提供。 两组样品REE含量虽然差异较大,但REE配分模式却十分相近,都向右倾斜,并且呈现了几乎平行的特征。

图7 含矿岩石稀土元素配分曲线Fig.7 Rare earth element distribution curves of graphite-bearing rock

石墨片岩: ∑REE介于(114.78～241.85)×10-6, 平均172.53×10-6; LREE/HREE值为8.65～22.51, 平均14.65; (La/Yb)N值为11.78～71.29, 平均33.33; δEu在0.36～0.87; δCe在0.38～0.99。 在角闪岩与沉积岩La/Yb-∑REE图解(图8)中大部分落入页岩与泥岩区; 在地壳不同类型岩石的La/Yb-∑REE图解(图9)中,大部分落入花岗岩区域与沉积岩钙质泥岩区交界处,可能是样品继承了花岗岩稀土元素特征,而原岩总体为泥质页岩。

图8 角闪岩与沉积岩La/Yb-∑REE图解(底图据赵振华[13])Fig.8 La/Yb-∑REE diagram of amphibole and sedimentary rock

图9 地壳不同类型岩石的La/Yb-∑REE图解(底图据Allègre等[14])Fig.9 La/Yb-∑REE diagram of different types of rock in the crust

大理岩及钙硅酸盐岩:∑REE在(14.42～235.30)×10-6, 平均78.69×10-6; LREE/HREE值为5.24～11.55, 平均9.36; (La/Yb)N值为6.02～14.89, 平均12.11; δEu为0.63～0.94; δCe为0.91～0.99。在图8中大部分落入碳酸盐岩区附近;在图9中,大部分落入沉积岩钙质泥岩区,个别落入玄武岩与沉积岩钙质泥岩区交界处,可能是部分样品继承了玄武岩稀土元素特征,而原岩总体为碳酸盐岩。

片麻岩: ∑REE为25×10-6; LREE/HREE值为10.11; (La/Yb)N值为13.85; δEu为0.62; δCe为0.97。在图8中落入页岩与泥岩区;在图9中落入沉积岩钙质泥岩区,总体显示泥页岩。

石英岩:∑REE为54.03×10-6; LREE/HREE值为2.88;(La/Yb)N值为2.13;δEu为1.16;δCe为0.89。在图8中落入角闪岩区;在图9中落入玄武岩区,可能样品继承了玄武岩稀土特征。

综上所述,稀土元素特征总体呈现轻稀土元素富集,重稀土元素平坦的配分模式,轻、重稀土元素分异较强烈,存在轻微的铈负异常和明显的铕负异常,反映出原岩沉积环境是太古代后期陆棚相沉积特征。本区含矿岩石原岩以泥质页岩、碳酸盐岩为主,与主量元素的判别图解基本一致。

4 讨 论

4.1 含矿岩石物质来源

黄陵背斜核部以野马洞岩组和东冲河片麻杂岩为主体,以及少量中太古代超镁铁侵入岩(交战垭超镁铁岩)和新太古代钙碱性侵入岩(晒家冲片麻杂岩)共同构成了黄陵原始陆壳, 太古代晚期五台运动(2 500 Ma)使原始陆壳发生差异性升降,在隆起区形成古陆,在凹陷区形成沉积盆地,接受沉积[9]。

4.1.1 源区岩石与含矿岩石成分关系 野马洞岩组主要矿物成分为角闪石、斜长石、石英、黑云母、白云母、磁铁矿、金红石,风化产物主要为长石碎屑、粘土矿物、Fe2O3胶体、Al2O3胶体、Ca2+、Na+、K+、Mg2+;东冲河片麻杂岩岩石矿物成分主要为斜长石、钾长石、石英、黑云母、白云母、绢云母、绿泥石、角闪石、锆石、磷灰石、榍石、帘石、磁铁矿,风化产物主要为石英、斜长石、粘土矿物、Al2O3胶体(表2)。根据地球化学主微量元素分析,本区含矿岩石原岩主要为石英砂岩、粉砂岩、 含碳泥岩及白云岩,主要矿物成分为石英碎屑、长石碎屑、岩屑、云母碎屑、粘土矿物、新生褐铁矿、赤铁矿、高岭石、 伊利石、 方解石 、白云石, 副矿物为磁铁矿、金红石、锆石、磷灰石、榍石等,与野马洞组和东冲河片麻杂岩的风化产物基本一致。

表2 源区岩石和含矿岩石成分关系(据湖北省地质调查院[9])Table 2 Relationship between source rock and ore-bearing rock

野马洞岩组主要提供了长石碎屑、 Fe2O3胶体、 粘土矿物及组成方解石、 白云石的钙、 镁离子。 东冲河片麻杂岩主要提供石英碎屑、 粘土矿物微粒及SiO2、 Al2O3胶体(后胶凝成为新生高岭石,如有钾质加入成为伊利石)。 源区副矿物, 性质稳定大部分转入沉积岩。 这为本区的含矿岩石物质主要来源于野马洞岩组和东冲河片麻杂岩提供了证据。

野马洞岩组和东冲河片麻杂岩原岩分别以玄武岩和花岗岩为主[34],根据含矿岩石的稀土配分曲线图及La/Yb-∑REE叛别图解推测石墨片岩和片麻岩的REE可能是由花岗岩提供,大理岩和钙硅酸岩REE可能是由玄武岩提供,石英岩的REE可能是由花岗岩和玄武岩共同提供,也说明本区含矿岩石成矿物质来源主要来自野马洞组和东冲河片麻杂岩。

据研究区石墨矿分布特征,野马洞岩组因风化剥蚀和岩体侵入作用,在研究区分布范围很少,但大多数石墨矿床中都分布在有野马洞岩组出露的地层附近(图3),推测野马洞岩组风化产物是石墨矿床形成的主要贡献者。

4.1.2 源区岩石与含矿岩石的地球化学特征分析 对含矿岩石、东冲河片麻杂岩及野马洞岩组主微量元素特征分析认为,野马洞岩组应和东冲河片麻杂岩同为含矿岩石原岩的主要物源,并且以野马洞组为主(表3、 表4)。

表3 野马洞岩组、东冲河片麻杂岩和本区含矿岩石主要化学成分对比Table 3 Comparison of main chemical components of the Yemadong Formation, Dongchonghe gneiss complex and ore-bearing rock wB/%

表4 含矿岩石与相关岩石微量元素特征对比Table 4 Comparison of trace element characteristics of ore-bearing rock and related rocks wB/10-6

含矿岩石含铁高(10.84%), 而东冲河片麻杂岩含铁低(3.43%),如果只是东冲河片麻杂岩提供物源, 则无法提供如此高含量的铁。镁、钙的情况也是如此, 含矿岩石含镁、 钙量均高于东冲河片麻杂岩。因此,推断含矿岩石中铁、镁、钙等组分,主要来自野马洞岩组； 而SiO2、Al2O3等组分则主要来自东冲河片麻杂岩。根据化学分析结果可以粗略推算含矿岩石物源的组成,如以Fe2O3、MgO、 CaO为标准,野马洞岩组占68.11%,东冲河片麻杂岩占31.89%;如以SiO2和Al2O3为标准,野马洞岩组占66.43%,东冲河片麻杂岩占33.66%。因此,含矿岩石的主要物源应为野马洞岩组,其次为东冲河片麻杂岩,而不只是单一的东冲河片麻杂岩。

本区野马洞岩组斜长角闪岩微量元素特征与中国玄武岩相似,以Cr、 Ni、 V、 Co 含量高为标志, 与拉斑玄武岩微量元素组合相似； 东冲河片麻杂岩以低Cr、 Ni、 V、 Co, 高Rb、 Sr、 Ba、 Be为特征, 与中国奥长花岗岩的微量元素组合相似(表4)。 根据含矿岩石造岩组分对蚀源区岩石组分的继承性, 本区微量元素可分为两组: 一组为V、 Cr、 Co、 Ni,在自然界主要分布于基性、 超基性岩中; 另一组为Rb、 Sr、 Ba、 Be,自然界主要分布于酸性岩中。本区含矿岩石组分V、 Cr、 Co、 Ni含量低于野马洞岩组明显高于东冲河片麻杂岩; Rb、 Sr、 Ba、 Be与东冲河片麻杂岩相近, 而与野马洞岩组不同, 说明本区含矿造岩组分的多源性, 野马洞岩组和东冲河片麻杂岩共同为石墨矿的物源。

关于这一点, 古地理演化提供了证据[34]。 在早元古代原始古陆形成时, 野马洞岩组为表壳岩, 出露地表, 东冲河片麻杂岩为深成侵入体, 距地表至少3 000 m。 成矿期沉积盆地形成初期, 盆地周围古陆地表大面积分布的应是野马洞岩组,而东冲河深成侵入体只是剥蚀出露地表部分。 随着剥蚀加深,东冲河片麻杂岩出露面积不断扩大, 其作为含矿岩石物源的比例才逐渐增加。

4.2 碳质来源

碳既可以游离元素存在,也可以化合物的形式存在。研究表明，地球上碳主要有4种存在形态:大气中的CO2、幔源岩浆中的初生碳、生物体中的有机碳、沉积碳酸盐岩中的无机碳[17]。前人通过不同地区石墨矿沉积学、 岩石学、矿相学和同位素地球化学证据,认为石墨矿具有有机和无机两种成因类型,且石墨碳同位素更接近于生物体中的有机碳,发育于大理岩中的石墨碳同位素值更接近于碳酸盐岩中的无机碳[18-21]。

12件样品的碳同位素分析结果显示,大理岩样品δ13C值在2.95‰～11.32‰,平均值为7.59‰,石墨样品δ13C值在-9.69‰～-25.35‰， 平均值为-16.82‰(表5)。黄陵背斜地区的石墨样品和大理岩样品中δ13C值分布于不同的区间。石墨δ13C值落入地质碳库的“沉积有机物、 石油和煤”及“海洋、非海洋生物”区间内, 大理岩δ13C落入“各地灰岩和淡水碳酸盐”区间, 说明石墨碳和大理岩中碳酸盐碳分别来源于有机沉积物和碳酸盐沉积物(图10)。石墨矿石样品δ13C集中且偏差很小,可推断研究区石墨矿的碳质来源为地层中同源沉积的生物有机碳。石墨矿化具有变质成因， 随着变质程度的提高, 碳酸盐岩围岩中的碳质会越来越多地参与石墨矿化过程, 进而导致δ13C值出现逐渐变大的趋势。相较我国柳毛、南墅等典型区域变质型石墨,黄陵背斜石墨δ13C值明显偏高(图10)，这间接说明黄陵背斜石墨矿化变质程度比国内一般区域变质型石墨矿的变质程度要高。

表5 碳同位素测定结果Table 5 Results of carbon isotope measurement

图10 碳同位素分布区间(据文献[22]修改)Fig.10 Carbon isotope distribution interval

5 结 论

(1) 对含矿岩石主微量元素研究及与源区岩石的成分研究表明,原岩为一套由碎屑岩、泥质岩及碳酸盐岩组成的沉积建造,以野马洞组和东冲河片麻杂岩共同提供物源,并且以野马洞岩组为主。据化学成分对比推算,含矿岩石物源以野马洞岩组为主,66.42%～77.55%由野马洞岩组供给,22.45%～33.66%由东冲河片麻杂岩供给。

(2)碳同位素研究表明,石墨矿石样品和大理岩样品中δ13C值分布于不同的区间,两者没有重叠区,石墨δ13C值落入地质碳库的“沉积有机物、 石油和煤”及“海洋、 非海洋生物”区间内, 大理岩δ13C落入“各地灰岩和淡水碳酸盐”区间,说明石墨碳和大理岩中碳酸盐碳分别来源于有机沉积物和碳酸盐沉积物。与我国典型区域变质型石墨矿相比,黄陵背斜地区石墨δ13C值明显偏高,这说明黄陵背斜石墨矿化变质程度比国内一般区域变质型石墨矿的高。

(3)野马洞岩组出露的附近区域是研究区石墨矿有利的成矿部位。据研究区石墨矿分布特征,大多数石墨矿床中都分布在有野马洞岩组出露的地层附近(图2),野马洞岩组为研究区最古老的地层,最先接受风化剥蚀作用,也是含矿岩石物源的主要供给者,野马洞岩组附近的沉积盆地内有利于石墨矿的形成。在今后的找矿工作中,野马洞岩组为研究区石墨矿的重要找矿标志。