伍光锋

中化地质矿山总局地质研究院，北京 100101

沙特北部恩乌尔（Umm Wu'al）磷矿床为大型海相沉积型磷矿床，其预测和推断资源量合计为537Mt，P2O5平均品位19.35%[1]，是地中海东部一带世界级磷矿床之一，也是北非中东特提斯磷矿省（从摩洛哥一直延伸到伊拉克）的一部分，主要形成于晚白垩世至始新世[2]。恩乌尔磷矿床以中始新世磷块岩为其主要、优质的磷矿体。相关学者认为该磷矿床形成于循环开放水域沉积环境[3]，同地中海东部其它磷矿床一样，成因主要为古特提斯洋流上升，将深海富磷冷水带到大陆浅水地带，使其中的磷酸盐以无机磷的形式或以生物-化学的形式沉积下来[2]。本文主要对恩乌尔磷矿床阿尔卡（Arqah）磷矿段磷块岩的矿物成分及常量、微量和稀土元素等方面的研究、探讨，分析该时期磷块岩的局部沉积古环境，以期对区域上的磷块岩沉积环境和成因研究有所参考。

1 地质背景及矿床地质特征

1.1 地质背景

恩乌尔（Umm Wu'al）磷矿床位于斯尔汗-图赖夫（Sirhan-Turayf）盆地的北部，鲁特巴哈伊（Rutbah-Ha'il）隆起的西翼（图1）。区域上主要分布中生代、新生代地层，从老到新为：古生代泥盆系砂岩（D）、中生代白垩系砂岩、泥岩（K），古新统-始新统图赖夫群贾拉米德组（Ttj-Jalamid formation）、米拉组（Ttm-Mira formation）、恩乌尔组（Ttu-Umm Wu'al formation），上-中新统斯尔汗组（Ts-Sirhan formation）和第四系冲积物。区内出露的地层主要为新生代始新世图赖夫群和第四系（图2）。地层近水平，往西向缓倾斜，各组之间均为平行不整合接触。磷块岩主要赋存于图赖夫群三个旋回（贾拉米德组、米拉组、恩乌尔组）的底部。区内航空、遥感影像线性特征显著，主要为与盆地轴向（北西向）一致的断裂、地堑。第三纪-第四纪火山活动在Harrat al Harrat区内产生大量的玄武岩[1]。

图1斯尔汗-图赖夫盆地区域地质及主要磷块岩矿床分布图[4] Fig.1 Regional geological map of the Sirhan-Turayf basin showing the main distribution of phosphate deposits

1.2 矿床地质特征

Umm Wu'al 磷矿床为沙特北部主要磷矿床之一，以碳酸盐型磷矿为主，次为硅质型磷矿。矿区内出露的地层主要为古新统-始新统图赖夫群和第四系。图赖夫群出露有米拉组Sib 岩性段（Ttms）和恩乌尔组（Ttu）。米拉组Sib 岩性段（Ttms）下部岩性主要为燧石、硅化灰岩、含钱币虫生物碎屑灰岩，上部为白云质磷块岩。恩乌尔组为区内主要磷块岩赋矿地层，从下到上分别为阿尔卡（Arqah）磷矿段（Ttup）、阿穆德（Amud）介壳灰岩段（Ttuac）、哈马德（Hamad）灰岩段（Ttuh）3 个岩性段。矿区内断裂构造发育，主要为恩乌尔地堑的次级断裂，呈北东、北西向，对磷矿层有不同程度的破坏作用。

区内含磷岩段有两个，主要为阿尔卡（Arqah）磷矿段（Ttup），次为米拉组Sib 岩性段（Ttms），产状近水平。区内的磷块岩主要见有四层（Ph1～Ph4），由下到上为：Ph1 磷矿层位于Sib 岩性段的上部，为白云质磷块岩，埋深较大，区内地表未见有露头；Ph2、Ph3、Ph4 磷矿层位于Arqah 磷矿段内，具有埋藏浅、产状平缓、分布范围大和层位较为稳定等特征，厚度为2～40m，由北向西南增加。其中Ph2 磷矿层主要由灰白色、浅棕色砂屑磷块岩和浅灰色钙质磷块岩以及燧石互层等组成，厚度大于3m，P2O5含量为21.08%～34.81%。Ph3 磷矿层主要由灰白色、浅灰色砂屑磷块岩、钙质砂屑磷块岩、硅质磷块岩、含生物碎屑钙质磷块岩、薄层方解石脉（夹石）等组成，厚度大于1m，P2O5含量为20.93%～21.51%[1]。Ph4 磷矿层大面积出露于地表，基本已被风化剥蚀（图2）

图2恩乌尔磷矿床Arqah 磷矿层柱状图 Fig.2Lithostatigraphic column of Arqah phosphorite layer of Umm wu'al phosphate deposit

1.3 磷矿石特征

磷块岩自然类型主要为：砂屑磷块岩、钙质磷块岩，含生物碎屑磷块岩，次为硅质磷块岩（图3）。

图3Umm wu'al 磷矿床磷块岩 Fig.3Phosphorite in the Umm wu'al area

硅质磷块岩：新鲜面为浅灰色，中细粒砂屑结构，致密块状构造，硅质胶结，多呈层状或透镜状产出（图3c）。

含生物碎屑磷块岩，砂砾状结构、块状构造，含砾状生物碎屑（鱼骨、鱼牙齿），砂屑主要为胶磷灰石，粒状，碳酸盐胶结，破碎（图3f）。

钙质磷块岩，呈浅灰色、浅棕色，具中细粒砂屑结构，钙质（碳酸盐）胶结，块状、致密块状构造，多呈层状或透镜状产出，在局部裂隙表面上见有黄色次生铀矿物，破碎（图3e）。

砂屑磷块岩，约占矿区磷矿的85%[5]，破碎、易碎，风化后多呈砂土状，局部裂隙面见有黄色次生铀矿物（图3）。矿石呈浅棕色、灰白色，中细粒砂屑结构，块状构造，主要由内碎屑、少量陆源碎屑和填隙物等组分组成，局部见含有部分生物碎屑（鱼牙齿、鱼骨），大小2～5mm（图3a、图3b、图4、图5）。内碎屑呈圆状、次圆状、棒状，磨圆度好、分选性较好，粒屑边界清晰，多数粒径0.5～1 ㎜，部分粒径1～1.5 ㎜，磷质粒屑含量约80%左右，成分为胶磷灰石（碳氟磷灰石）（图4、图5）。成分为弱固结砂屑磷质岩。陆源碎屑含量小于1%，属细砂-粉砂级陆源碎屑，呈次圆状、圆状；磨圆度和分选性良好；成分基本上为石英矿物屑。填隙物约占48%，成分为晶粒方解石，呈自形-半自形粒状晶体，对内碎屑、陆源碎屑起胶结作用。磷质粒屑特征表明磷块岩沉积环境处于强水动荡环境，如浅滩或潮坪等浅水高能环境，使早期已堆积的磷酸盐得以冲搅、颠选而再次运移达到富集成矿，磷质颗粒磨圆度和分选性好，结构成熟度高。

图4粒屑结构磷块岩（正交偏光照片） Fig.4 Particle structure of phosphorite (Orthogonal polarized light)

图5胶磷灰石内碎屑（反光照片） Fig 5 Intraclast of collophanite( reflection photo)

磷块岩的结构类型主要为粒屑结构，次为微粒结构、团粒结构、壳粒结构。粒屑结构为内碎屑结构（图4）。微粒结构为胶状磷块岩的结构，由胶磷矿微粒组成。

磷矿石矿物组合主要为碳酸盐－磷酸盐组合，次为硅酸盐－磷酸盐组合。矿石有用矿物以胶磷灰石为主，其次为细晶磷灰石（图4、图5）。脉石矿物：碳酸盐矿物、石英质矿物、铁碳质矿物及少量粘土矿物、长石类矿物。

2 样品采集及分析方法

本次样品采集于矿区内典型磷矿层断面，分析样品多采自矿体，个别采自围岩。样品经过粉碎至200 目并缩分后，由核工业北京地质研究院分析测试研究中心完成测试，X 射线荧光光谱法测量常量、次量元素，采用帕纳科AxiosmAXX 射线荧光光谱仪测定；微量元素和稀土元素主要采用PE NexION 300D 等离子体质谱仪测定。

3 磷块岩地球化学特征

3.1 常量元素

样品测试结果显示，区内磷块岩以CaO、P2O5组成的磷酸盐矿物为主，CaO 含量52.45%～55.27%，P2O5含量20.51%～34.81%（表1）。P2O5含量以Ph2 磷矿层破碎砂屑磷块岩和钙质磷块岩最高，Ph3 矿层钙质磷块岩、含生物碎屑磷块岩次之。样品中MgO 含量小于1%，表明磷块岩中白云石含量较少；SiO2含量0.33%～2.18%，绝大多数小于1%，且远低于现代洋底的水平（SiO2含量为3.1%），这表明粘土质矿物和硅质矿物含量较少。

表1岩（矿）石的主要化学成分 Table 1Chemical components of the rock and ores

3.2 微量元素特征

从矿石微量元素分析结果（表2）可知，磷块岩富含Ba、Sr、V。磷块岩 Ba 的丰度为46.5×10-6～350×10-6，远远高于正常海水中Ba 的平均值（0.2×10-6）。

有研究显示褐藻和各种浮游生物对Ba 有较强的富集作用[6]。本区远远高于正常海水中Ba 的平均值，表明其磷块岩可能是由于多种浮游藻类富集所引起，在磷块岩形成过程中生物参与较为密切。

研究表明海洋浮游生物对Sr 等元素也有较强的吸收能力，而生物体死亡后有机质被降解，释放出此类元素也能进入磷质沉积物中[7]。因此本区矿石中 Sr 的较高丰度值（986×10-6～1433×10-6）可能也与生物富集作用有关。

元素Sr/Ba比值广泛运用于判别岩石的成因。有学者研究发现Sr/Ba＜1一般在热液成因的岩石中出现，Sr/Ba＞1 常在沉积成因的岩石中出现[8]。区内磷块岩Sr/Ba 介于1.96～21.20，均大于1，反映出其成因为正常沉积。

Rona 认为[9]，热水沉积岩中U/Th＞1，而非热水沉积岩中U/Th＜1。本区磷块岩中U/Th 比值2.83～21.83，均大于1，反映出成矿过程中有热水沉积作用的参与[9]。此外，δU 值表示氧化还原指标[δU=U/0.5×(U+Th/3)]，若δU＞1，为缺氧环境，若δU＜1，则为正常的海水环境[10]。本区δU为1.79～2.0，均大于1，显示出明显的缺氧沉积环境。

表2矿石微量元素分析结果 Table 2Analysis of trace elements in the ores

3.3 稀土元素特征

本区磷块岩的稀土元素总体含量较高，为87.38×10-6～227.12×10-6，平均含量150×10-6。其中Ph2 磷矿层矿石中稀土元素含量相对较高，为104.00×10-6～227.12×10-6，Ph3 磷矿层含量相对较低，为87.38×10-6～116.84×10-6（表3）。

表3矿石稀土元素分析结果 Table 3Analysis of REE elements in the ores

稀土元素在磷酸盐矿物中的置换赋存主要与磷质颗粒的粒度大小、搬运距离长短、沉积速度快慢以及与海水的接触时间长短有关。磷酸盐矿物经长距离搬运、低沉积速率、与海水接触时间长、颗粒细小的沉积，由于具有高的表面/总面积比值及长时间与海水间的交换，造成其的稀土元素含量较高[11-13]。

Umm Wu'al 磷块岩中，Ph3 磷矿层的磷块岩为砂砾屑结构，见含砾状生物碎屑（鱼骨、鱼牙齿），说明磷块岩是经过短距离搬运、高沉积速率形成的；Ph2 磷矿层的砂屑、钙质磷块岩，主要为中细粒砂屑结构，粒屑多为胶磷灰石集合体，磷质颗粒呈次圆-圆状和压实椭圆形，指示了较长距离的搬运与分选、在低沉积速率下形成。因此，Ph2 磷矿层中磷块岩的稀土元素含量比Ph3 磷矿层中磷块岩的高。

磷块岩经北美页岩标准化的稀土分布模式曲线呈近水平状，轻重稀土分异程度低，轻稀土相对亏损，重稀土富集的特征（表3、图6）。其中矿石LREE/HREE比值0.63～2.08，平均为0.86，绝大多数比值小于1，只有下矿层PH3局部地段砂屑磷块岩为2.08，表现为重稀土亏损，局部相差较大。

有学者研究认为，近岸沉积物相对富集LREE和中稀土元素，而远离岸处沉积物相对富集HREE[14]，而在大地构造背景相对稳定的条件下，同一位置沉积物中稀土元素组成的这种差异，应是海平面升降引起古地理环境变迁的结果[15]。也可能Ph3矿层局部地段的磷块岩（样品Ph3/TR4）HREE亏损，是成矿后期遭受风化蚀变引起的[16]，因为在风化淋滤过程中，REE以带出为主，且HREE比LREE更容易从地质体中带出[16-17]。(La/Yb)N为0.95～1.71，平均为1.14，接近于1，表明矿石形成时的古地理变化不明显。

图6矿石稀土配分模式（北美页岩标准化） Fig 6REE distribution pattern of the ores

Ce异常值常被用来解释古海洋氧化还原条件[18]。当古海洋处于缺氧环境时，Ce被活化并以Ce3+形式释放到水体中，导致海水由Ce负异常向Ce正异常转化，而沉积物中Ce就会由Ce正异常转化为亏损，呈现负异常[19-20]。本区δCe为0.21～0.69，平均为0.28，小于1，负异常显著，表明磷块岩形成于明显的缺氧的沉积环境。另外，多数海洋生物与海水一样，具有富集HREE和Ce明显亏损的稀土元素地球化学特征[14]，生物化学过程形成的沉积物自然也就继承了海洋生物与海水的稀土元素特征[15]。

本区δEu=0.85～1.07，平均为0.91，接近1，Eu 稍显负异常。由于从盆地的边缘到中心，Eu亏损程度降低[15]，表明了本区磷块岩古地理环境变化不明显，可能受海平面升降影响。

4 磷块岩沉积古环境讨论

（1）Umm Wu'al磷块岩矿石主要由内碎屑和填隙物组成，以富含CaO、P2O5为特点，两者含量之和大于70%，较少含有SiO2、MgO和Al2O3、Na2O、K2O。磷块岩中少陆源碎屑及粘土质矿物，见有生物碎屑，表明磷块岩为浅海沉积，并远离物源区（古陆），磷物质来源可能与自东向西流向的新特提斯深海上升洋流有关。

（2）磷块岩中Ba的丰度高达350×10-6，远远高于正常海水中Ba的平均值，显示磷块岩形成过程中生物的参与作用。磷块岩中Sr的较高丰度值可能与生物富集作用有关。

磷块岩Sr/Ba介于1.96～21.20，反映出其是正常沉积的。

磷块岩中U/Th介于2.83～21.83，均大于1，成矿过程中有热水作用参与。δU值为1.79～2.0，均大于1，显示出明显的缺氧沉积环境。

（3）磷块岩稀土元素总量较高，上下矿层Ph3、Ph2的REE含量差别大，表明了两矿层沉积水动力条件和沉积速率的不同。含量经北美页岩标准化的稀土配分模式曲线接近水平，LREE/HREE介于0.63～2.08，具有轻重稀土分异程度低，轻稀土相对亏损，重稀土富集的特征。Ph2磷矿层局部地段砂屑磷块岩为2.08，表现为重稀土亏损，可能是海平面升降引起古地理环境变迁的结果，也可能为成矿后期遭受风化蚀变所引起。(La/Yb)N为0.95～1.71，平均1.14，接近于1，表明矿石形成时的古地理变化不明显。δEu值平均0.91，即Eu稍显负异常，也表明本区磷块岩古地理环境变化不明显，可能受海平面升降所影响。δCe为0.21～0.69，平均0.28，小于1，负异常显著，表明磷块岩形成于明显的缺氧的沉积环境。

5 结论

（1）区内磷块岩主要以富含CaO、P2O5和少MgO、SiO2为特点，为正常沉积的、成矿有生物作用和热水作用参与，形成于远岸的古地理变化不明显的缺氧沉积环境。

（2）区内磷块岩产于海侵岩系的底部，远离物源区（古陆），形成于浅海台地的缺氧沉积环境，形成过程中生物参与作用密切，形成于沉积速度缓慢与快速互相交替时期。而Rutbah-Ha'il 隆起（台地）、Sirhan 隆起（台地）为区内磷块岩的形成提供了良好的天然屏障和成磷条件，成磷物质可能来源于自东向西新特提斯富磷富硅深冷海水的上升洋流，磷矿层经过沉积、冲刷、改造和再沉积富集后，形成富有经济价值的工业磷块岩矿床。