刘建中 王泽鹏 杜远生 张亚冠 吴文明 陈国勇 付芝康 万大学 王大福 谭代卫

1自然资源部基岩区矿产资源勘查工程技术创新中心，贵州贵阳 550081 2贵州省地质矿产勘查开发局，贵州贵阳 550004 3贵州省地质矿产勘查开发局105地质大队，贵州贵阳 550018 4生物地质与环境地质国家重点实验室，中国地质大学(武汉)地球科学学院，湖北武汉 430074 5中国地质大学(武汉)资源学院，湖北武汉 430074

1 概述

图 1 开阳以东磷矿整装勘查区地质略图(据刘建中等，2019;有修改)Fig.1 Simplified geological map of exploration area of phosphorite deposits in the east of Kaiyang region (modified from Liu et al.,2019)

磷矿是重要的非金属矿资源，在全球范围内，磷矿资源分布集中且不均衡，主要分布在非洲、北美、南美、亚洲及中东的60多个国家和地区，其中超过80%集中分布在摩洛哥和西撒哈拉、南非共和国、美国、中国、约旦和俄罗斯(常苏娟等，2010)。中国在全球磷矿石储量排名中为第2位，但 “丰而不富”，为世界磷矿石平均品位最低的国家之一，富磷矿是中国战略稀缺资源。扬子地块作为中国重要的产磷区，震旦系陡山沱组和下寒武统梅树村组2个富磷沉积层位所产出的磷矿储量约占全国磷矿资源总储量85%(东野脉兴，2001)。震旦系陡山沱组磷块岩分布于扬子地块西南缘的黔中—湘西—鄂西一带，构成鄂湘黔成矿带，已发现大中型磷矿床20多处，如贵州开阳磷矿、瓮福磷矿和息峰磷矿等；下寒武统梅树村组磷块岩分布于扬子地块西缘的黔西—滇东—川中一带，构成川滇成矿带，目前已发现磷矿床40处，如云南昆阳磷矿、贵州织金磷矿等(叶连俊等，1989；东野脉兴等，2019)。贵州省磷矿资源极为丰富，为扬子地块磷矿床的重要组成部分，集中分布在黔中地区的开阳县、息烽县、瓮安县、福泉县、织金县等地，主要含磷层位为早震旦世陡山沱期(如开阳磷矿、瓮福磷矿等)和早寒武世梅树村期(如织金新华磷矿)。到目前为止，已发现超大型磷矿床(开阳磷矿、瓮福磷矿、新华磷矿)3个，大中小型矿床(点)数十个，查明资源量超过100×108t，为中国最重要的磷矿资源产地，特别以贵州开阳地区磷矿最为典型，磷矿床以厚度大、品位高著称，是全国唯一不经选矿即可直接生产高浓度磷复肥的矿区，集中了全国富磷矿资源量的70%(刘建中等，2019)，本次磷矿整装勘查区就位于本区域内，主要包括翁昭、永温、新寨、冯三和白泥坝5个勘查区和洋水、温泉2个矿区(图 1)。

早期研究认为(1)贵州省地质调查院. 2010. 贵州省磷(稀土)矿资源潜力评价报告.，开阳洋水矿区与瓮安—福泉矿区之间仅仅为1条宽约 4000 m的狭窄的潮汐通道相连接，洋水矿区为一长约20 km、宽约 10 km的潮汐通道生物滩相聚磷环境，磷矿成矿环境为潮汐通道生物滩相或者潮汐通道生物礁滩相，其以东以南则均为潮坪环境，洋水矿区以东广大区域富磷矿找矿前景堪忧，仅仅预测磷资源量0.9442×108t(刘建中等，2019)。为实现中国富磷矿找矿新的重大突破，打造中国“富磷矿工业基地”，保障国家能源资源安全，助推贵州经济跨越式发展，针对开阳磷矿展开沉积学、岩石学、地层学和古地理学综合研究，恢复磷矿沉积期成矿古地理环境，将“三位一体”找矿理论运用于磷矿成矿地质模式和找矿预测模型，进而深度分析勘查区磷矿床成矿潜力，并进行区域找矿潜力预测和找矿成果验证。

2 成矿地质背景及矿床地质特征

2.1 成矿地质背景

新元古代末期成磷事件是地质历史时期第1次真正意义上的全球性大规模成磷事件(Pufahl and Groat，2017)。新元古代冰期—间冰期不断演化以及超大陆的再造与聚合，导致大量磷酸盐成分陆源风化进入海洋，且“雪球地球”造成的海水冰盖使海水处于封闭还原状态，大洋磷循环停滞，深部海洋中磷酸盐不断聚集并形成巨大磷库(Papineau，2010；Planavskyetal.,2010)。冰期结束后，适宜的气候条件和上升洋流源源不断地带来深部富磷海水进入浅海，导致大洋生产力的繁盛和生物爆发生长，并在适宜的地球化学环境下通过生命活动或铁氢氧化物对磷的聚集和成磷作用造成磷块岩沉积，最终形成全球性成磷事件(Pufahl and Groat，2017)。

华南震旦纪陡山沱期磷矿大规模沉积是新元古代末期全球性成磷事件的典型代表(张亚冠等，2016，2019)。新元古代晚期“雪球地球”后，华南地区由裂谷盆地逐渐演化为被动大陆边缘演化阶段，整个华南地块开始接受稳定的海相沉积，未出现大规模构造运动和岩浆活动(Lietal.,2003;王剑等，2012)。与此同时，伴随气候转暖和冰川消融，扬子地台同期遭受了来自北东、南东向的大规模海侵，并形成了陡山沱组沉积地层(Jiangetal.,2011；刘静江等，2015；杨爱华等，2015)。在受上升洋流活动影响的浅水陆架海域，大量的富磷海水和营养物质，刺激生命演化与爆发，而生命活动的繁盛进一步聚集磷质成分，并以有机质的形成沉降形成自生成磷作用，最终在陡山沱组地层内沉积了富磷沉积物；在古陆边缘和水下隆起的浅水沉积区，由于较强的水动力作用对原生沉积的磷块岩的再造富集作用，形成了矿层厚度大、矿石品位高的具有极高经济利益价值的磷矿床(叶连俊等，1989；东野脉兴等，2019；张亚冠等，2019)。开阳地区同期处于黔中古陆北缘的浅水海岸，其“量大质优”的磷矿床即在此成矿地质背景下的沉积产物。

2.2 矿床地质特征

2.2.1 矿层分布与层序对比

图 2 黔中地区震旦系陡山沱组含磷岩系柱状对比图Fig.2 Statigraphic comparison of phosphatic successions of the Sinian Doushantuo Formation in central Guizhou Province

开阳以东整装勘查区内陡山沱组地层呈小角度不整合或假整合于澄江组(马路坪群)紫红色黏土质粉砂岩之上，缺失南沱组冰碛砾岩层，含磷岩系主要赋存于陡山沱组内。区内磷矿床以隐伏矿为主，通过钻孔数据统计显示，磷矿层自南西至北东矿层有逐渐变厚趋势，且有明显分异，由单层矿逐渐变为上下2矿层(图 2)。南部白泥坝和翁昭勘查区陡山沱组厚度较薄(3～6 m)，磷矿层主要由含磷碎屑砂岩组成，碎屑沉积物粒度一般较粗，磨圆较好，含磷品位较低且分布极不稳定(P2O5含量为2.73%～10.23%)；中西部洋水矿区、温泉矿区和永温勘查区一带为开阳地区矿层最厚、品位最高的优势成矿带，含磷岩系自下而上依次沉积含海绿石石英砂岩、砂质白云岩(厚度为0～18 m，P2O5含量为0.03%～7.22%)—含锰白云岩(厚度为0～2.5 m，P2O5含量为0.08%～10.56%)—含白云质条带砾屑、砂屑磷块岩(厚度为0～12.4 m，P2O5含量为15.05%～39.81%)，底板段砂岩层内和磷矿矿层内发育浪成交错层理、冲洗交错层理、平行层理等高能波浪水流造成的沉积构造，部分碎屑或砾屑磷矿石内存在大量溶蚀孔洞；东北部新寨勘查区陡山沱组含磷岩系与瓮安-福泉(瓮福)地区相似，含磷岩系可分A矿层和B矿层2个磷矿层，地层自下而上依次为海绿石石英砂岩、砂质白云岩(厚度大于4 m，P2O5含量为0.08%～3.11%)—含锰白云岩(厚度为0.14～3.2 m，P2O5含量为0.12%～7.70%)—A矿层含白云质条带角砾、碎屑、砂屑磷块岩(厚度为0～8.9 m，P2O5含量为12.75%～28.89%)—白色、灰白色含硅质团块白云岩、硅质岩(厚度为1.3～22.3 m，P2O5含量为0.23%～8.12%)—B矿层、含白云质碎屑条带砂屑磷块岩(厚度为0～8.83 m，P2O5含量为10.23%～30.02%)，新寨勘查区虽然含磷岩系厚度较大，但平均品位较低，层内常见水平纹层和小型浪成交错层理，夹层白云石出现大面积溶蚀和硅化，磷矿层分布不稳定，部分地区存在矿层缺失现象。

2.2.2 矿石结构特征

开阳地区磷块岩成因结构类型复杂，根据磷块岩沉积阶段可划分为原生类磷块岩、异生类磷块岩和次生类磷块岩(张亚冠等，2019)。其中原生类磷块岩包含泥晶磷块岩和含生物结构磷块岩(开阳地区可见叠层石磷块岩)等；异生类磷块岩主要为含磷质碎屑磷块岩，是陡山沱组磷矿层中发育最为广泛的一种磷块岩类型，也是组成高品位矿床的主要磷矿石种类，其成因类型划分可与碳酸盐岩中常见的水流机械破碎形成的内碎屑做参考与对比，按照碎屑颗粒大小可分为砾屑、砂屑和粉屑磷块岩；次生类磷块岩则以受后期淋滤风化的渣土状磷块岩为主。

2.2.2.1 原生类磷块岩

泥晶磷块岩：手标本一般呈深灰色至黑色，矿石致密、均匀、坚硬，与富含有机质的含碳泥页岩、泥晶白云岩和层状硅质岩共生，层内常见水平细纹层。可见矿石内磷质以通常以石英、长石或黏土矿物碎屑之间的磷质基质或磷质细纹层的形式产出(图 3-A)，磷质成分常与有机质共生，并含有一定量的自生黄铁矿。

叠层石磷块岩：组成磷块岩矿石的磷质叠层石中磷质柱体分别由亮暗相间的磷质纹层呈弓状或树枝状向上叠置而成(图 3-B)。磷质柱体发育规模一般不大，高度在5～15 cm之间，磷质柱体之间充填有与砂屑磷块岩类似的磷质碎屑颗粒，并由白云石、硅质胶结，柱体和柱间充填物界线明显(图 3-C)。

2.2.2.2 异生类磷块岩

砾屑磷块岩：砾屑磷块岩一般呈块状，含磷质砾屑含磷大于15%，砾屑直径往往大于2 mm，典型砾屑磷块岩的磷质砾屑大小多为1～5 cm，最大可达15 cm；砾屑形状可见浑圆状、扁平竹叶状、菱角状和半菱角状等(图 3-D)；浑圆状、菱角状和半菱角状砾屑往往不规则分散排布于磷矿石内，而竹叶状砾屑可见叠瓦状或菊花状排布。部分矿石内砾屑含量极高，可见相互挤嵌、塑性变形等现象。磷质砾屑内部由块状磷质泥晶或磷质颗粒组成，磷质颗粒形态和砂屑磷块岩相似，磷质砾屑之间往往由白云石基底式胶结而成。

砂屑磷块岩：砂屑磷块岩是碎屑状磷块岩中发育最为广泛的一种磷块岩类型，也是贵州开阳地区最主要的磷矿石种类。砂屑磷块岩手标本一般为致密结构，镜下可见明显的磷质砂屑颗粒(图 3-E)，砂屑粒径一般为0.2～0.5 mm，主要集中在0.2～0.3 mm，砂屑在矿石中含量为50%～90%；砂屑颗粒分选、磨圆一般较好，颗粒呈浑圆状至半菱角状；磷质砂屑颗粒呈颗粒长轴方向近水平排列或混乱堆积排列；砂屑颗粒内部为泥晶质磷灰石，也见各种颗粒磷块岩和生物磷块岩碎屑；磷质颗粒周围通常存在第一世代等厚纤维状磷质包壳胶结物和第二世代颗粒间磷泥晶或白云石胶结物(图 3-E)。

粉屑磷块岩：粉屑磷块岩中包含的细—粉屑磷质颗粒在结构和形态上与砂屑磷块岩中的砂屑颗粒相似，但粒径较小，一般为0.01～0.1 mm，多由泥晶磷块岩或隐球粒磷块岩破碎产生(图 3-F)。粉屑颗粒间等厚磷灰石包壳较少发育，粉屑间可见泥晶磷质基底式胶结。粉屑磷块岩中除磷质粉屑外，常见原生磷质泥晶纹层；此外粉屑磷块岩中，与砾屑和砂屑磷块岩相比砂泥质沉积物和碎屑石英颗粒含量较多，甚至于泥晶质磷块岩和泥质沉积物互层。

2.2.2.3 次生类磷块岩

渣土状磷块岩：渣土状磷块岩矿石一般为灰白色疏松土状、半土状结构(图 3-G)，部分矿石表面由于重矿物氧化呈褐红色，矿石胶结程度极差，岩石硬度低，易碎，薄片照片下矿石原生结构几乎不可见，均为受分化淋滤后残留的分选差、形状不规则的磷质碎屑组成(图 3-H)，有极高的含磷品位。

A—泥晶磷块岩，可见内部磷质细纹层，开阳温泉矿区露头剖面，正交偏光；B—叠层石磷块岩，磷质叠层石呈树枝状，开阳新寨勘查区ZK701钻孔；C—叠层石磷块岩，磷质叠层石柱体间可见磷质砂屑颗粒，开阳新寨勘查区ZK701钻孔，正交偏光；D—砾屑磷块岩，开阳永温勘查区ZK1207钻孔，正交偏光；E—砂屑磷块岩，磷质颗粒可见等厚纤维状磷质包壳，粒间由泥晶白云石胶结，开阳永温勘查区ZK1207钻孔，正交偏光；F—粉屑磷块岩，可见内部磷质细纹层与粉屑磷质颗粒，开阳新寨勘查区ZK709钻孔，正交偏光；G、H—渣土状磷块岩，胶结程度极差，开阳永温勘查区ZK313钻孔，手标本样品与薄片单偏光。PG：磷质砂屑；PGL：磷质砾屑；PL：磷质纹层；PC：磷质胶 结物；PF：磷质碎屑；Dol：白云石胶结物图 3 开阳地区陡山沱组磷块岩结构类型特征Fig.3 Structural characteristics of phosphorites of the Doushantuo Formation in Kaiyang region

3 成矿古地理分析

3.1 矿石成因与沉积环境

新元古代末期全球性冰期—间冰期过程中气候变暖导致陆源风化强烈，来自陆源的磷质输入量大幅提升，且冰期内封闭缺氧环境导致磷质不能有效沉降，使海水中磷质迅速聚集(Planavskyetal.,2010；Papineau，2010；Pufahl and Hiatt，2012)。在这一全球海洋富磷的地质背景下，伴随冰期的结束海水封闭体系重新被打开，原本停滞的大洋磷循环也再次启动，上升洋流将冰期事件海水中富集的磷质带入浅水透光带，为黔中乃至整个华南地区广泛的富磷沉积提供了良好的物质基础和适宜的沉积环境(密文天等，2010；陈国勇等，2015；Gaoetal.,2018；东野脉兴等，2019；Zhangetal.,2019)。

开阳地区原生类磷块岩以泥晶磷块岩和叠层石磷块岩为主，但出露较少，仅在部分地区部分层位有零星分布，但其沉积特征显著。其中与含碳泥页岩共生并发育水平纹层的泥晶磷块岩推测为水体较深水动能环境较弱的陆棚相或近岸障壁海岸、海湾内沉积；此外泥晶磷块岩内包含的大量有机质被认为磷灰石的沉降与有机质降解有关，即在富磷海水中生物生长繁盛并不断吸附海洋中的磷酸盐，并以有机质形成沉降在沉积物—水界面下，在一系列微生物降解作用(如硫酸盐细菌还原作用)下迅速使磷酸盐在孔隙水中达到饱和沉积(Garrison and Kastner,1990； Soudry,1992； Arningetal.,2009)。 磷质叠层石是在浅水透光带中适宜的生长条件下，底栖微生物席通过不断吸收聚集海水中的磷酸盐而不断生长形成的(朱士兴和王砚耕，1983；Krajewskietal.,2000；Snchez-Navas and Martín-Algarra，2001)。黔中地区磷质叠层石柱体往往均是由明暗相间的磷质纹层组成，表明叠层石凸面在生长过程中未受到碎屑物质输入的影响而产生生长间断。叠层石柱体间的磷质碎屑充填物，则可能为水动力转变导致原生磷质叠层石或其他原生磷块岩被打碎搬运至柱体间(张伟等，2015)。

开阳地区磷矿层内砂屑磷块岩广泛分布，其成因一般为水流机械破碎原生磷块岩后再沉积的产物(Pufahl and Groat，2017)，为典型的再造类磷块岩。砂屑磷块岩一般需要较高能的水动力作用，如浅水波浪、潮道水流或风暴流等，因此此种矿石一般形成于浅水海岸、潮滩等高水流活动区域。砂屑颗粒在成岩过程中一般均会受到亮晶显微状磷灰石包壳的再次胶结，最终形成高品位磷矿石。矿石内大量分布的砾屑同样为高能水流破碎同沉积原生或次生磷块岩的产物，叠瓦状砾石和竹叶状砾石的排布表明，砾屑磷块岩在沉积过程中经受了风暴流或潮道水流的持续冲蚀、搬运作用；砾石内磷质颗粒成分和砾石形态表明，它们是在尚未完全固结石化之前就受到冲刷破碎堆积胶结而成的。因此，砾屑磷块岩同样为高能水流再造先前沉积的磷块岩而成，通常发育在受风暴水流作用的沉积环境或水流湍急的滨岸浅水带。粉屑磷块岩中可见部分保留的原生泥晶细纹层，与原生泥晶磷块岩相似，其成因往往与有机质对磷质的降解密切相关，而矿石中的磷质颗粒成因同砂屑磷块岩相似，同样受水流冲刷、破碎而成，但水动力条件相对较弱，因此粉屑磷块岩虽然遭受一定的水流再造作用，但仍保存较多的原生磷块岩结构，其沉积环境也保持在水动能较低的磷质聚集海域内，如水体较深的远滨带或近岸较封闭的中—低能沉积环境中。

次生渣土状磷块岩中原生结构几乎全部遭到破坏，是遭受风化、淋滤作用的产物，通常海平面下降造成的原地矿层暴露，在大气降水的影响下造成碳酸盐矿物溶解迁移，矿石胶结程度变差，最终残留破碎的土状、渣土状磷块岩。

3.2 成矿古地理

3.2.1 定量岩相古地理重建

定量岩相古地理是一种采用在具有定量意义的单因素分析基础上，再进行多因素综合分析方法编制岩相古地理图，定量岩相古地理图资料详细、内容丰富，科学性、逻辑性和系统性强，古地理单元划分精细、准确、客观(冯增昭，2004，2013)。本研究将定量岩相古地理学方法理论运用于开阳以东磷矿整装勘查区震旦纪陡山沱期岩相古地理重建和磷矿找矿预测，通过精细还原成矿期古地理环境和划分古地理单元，确立古地理条件对磷矿沉积的控矿因素、圈定有利成矿区，为构建找矿预测模型和磷矿找矿预测提供依据(王泽鹏等，2016)。陡山沱组沉积时期为构造活动相对稳定的海相沉积环境(Jiangetal.,2011；杨爱华等，2015)，岩相组合和地层厚度往往可以反映该地区的沉积分布范围和沉积容纳空间，即古地貌格局，如相对隆起和相对坳陷区、沉积区与非沉积区(暴露区)的分布格局(冯增昭，2013)。本研究收集开阳地区温泉、永温、洋水、白泥坝、冯三、翁昭和新寨7个矿区和勘查区共计73条陡山沱组剖面数据，依据岩相学、矿物学和沉积学证据分析各个区各个层段的岩性组合、沉积层序与沉积环境特征，并对各剖面地层进行层序划分与对比，确定各区域岩性分布，计算、总结各剖面陡山沱组地层总厚度、磷矿层厚度和品位等数据并以此作为单因素，绘制厚度等值线图(图 4-A，4-B，4-C)，然后将这些厚度等值线图与各层岩性段组合、矿石类型、沉积学特征等其他定性资料综合分析，从而精确还原沉积期古地理分布和古地貌格局(图 4-D)。

A—陡山沱组地层总厚度等值线图；B—陡山沱组地层磷矿层(B矿层)厚度等值线图； C—陡山沱组地层磷矿层(B矿层)品位等值线图；D—开阳地区陡山沱组沉积期岩相古地理图图 4 开阳以东整装勘查区陡山沱组地层定量岩相等值线图与沉积期古地理图(据王泽鹏等，2016；有修改)Fig.4 Isoline maps of quantitative lithofacies and palaeogeographic map from the Doushantuo Formation in exploration area in eastern Kaiyang region(modified from Wang et al.,2016)

通过陡山沱组地层厚度等值线图恢复可见(图 4-A)，陡山沱组厚度整体较薄(0～50 m)，且自南向北厚度逐渐增大，其中白泥坝—翁昭地区一线陡山沱期沉积厚度为0，表明沉积期未沉积地层，并结合前人资料将无沉积区域定为古陆分界线，即精确厘定了黔中古陆范围，并确定了开阳地区南高北低的古地理格局；翁昭地区至新寨地区同样存在北东向长条状零沉积区，为黔中古陆北部的孤岛，陡山沱期未沉积地层；局部地区古地理地形复杂，存在多个水下隆起或凹陷，导致局部地区地层厚度变化较大，如新寨勘查区东部、永温勘查区西部等均存在高低不平的地势条件。早期沉积的A矿层遭受改造、再沉积作用，其厚度品位很难统计，因此选取作用后的B矿层厚度等值线图探索成矿规律(图 4-B，4-C)，矿层在整体南高北低的古地理格局下，矿层厚度和品位自南向北对应呈现“薄—厚—薄”和“贫—富—贫”的变化趋势，表明有利成矿区仅限于水体深度适中的某一段区域，过浅或过深的沉积水域均不利于成矿。结合岩相学与沉积学证据认为，有利成矿区矿层主体矿石为碎屑状磷块岩，是水动力较强的临滨带环境的沉积产物。通过综合分析陡山沱组厚度等值线图、矿石结构(如碎屑状磷块岩等)以及矿层内沉积构造(如波浪水流造成的交错层理)可知，开阳地区古地理格局为南靠黔中隆起的开阔浅水海岸沉积环境(图 4-D)，水体深度自南向北逐渐变深，整体为波浪水流影响下的较高能浅滩沉积相区，水动能较高的临滨带为磷矿有利成矿区，但局部地区受地势高低不平的影响可能造成局部水流闭塞。

3.2.2 古地理控矿作用

开阳以东磷矿整装勘查区西部磷矿层在南高北低的古地理格局下，温泉、洋水、永温一带矿层最厚，矿石质量最优，新寨地区地形起伏不定，矿层厚度分布极不稳定；南部白泥坝、翁昭地区水体较浅，受沉积空间限制沉积厚度较薄，而永温—冯三—新寨以北水体虽然较深，但磷矿层厚度较薄，沉积岩性以含磷白云岩、白云质磷块岩为主，能够达到工业品位的磷矿层较薄。此外，水下隆起区不易成矿，但隆起周缘往往成为优势成矿带。

结合磷矿层沉积环境分析，黔中古陆的古地理格局对沉积成矿作用影响显著。黔中古陆北缘开阳地区整体为开阔的磷质浅滩沉积环境，且同期海平面历经几次大规模上升和下降，使开阳地区沉积环境伴随海平面变化发生相变。其中白泥坝—翁昭一线紧靠黔中古陆，地势最高，仅在海平面达到较高水平时被淹没，处于前滨带—后滨带交替环境，在极浅的海水环境中难以聚集磷质，不能形成自生磷灰石沉积，岩性以陆源碎屑岩为主，偶夹波浪搬运带来的碎屑磷质，因此白泥坝矿区与翁昭矿区矿层分布极不稳定，品位较低；洋水—永温—冯三一线磷矿层主要为碎屑状磷块岩，其中砂屑磷块岩发育最为广泛，为水流磨蚀、冲刷、搬运和再沉积原生磷块岩的产物，且矿区一直处于水体较浅的前滨相到临滨相沉积环境，波浪水流动能较强，对磷矿层持续改造，形成碎屑状磷块岩的大规模聚集，且频繁的海平面升降变化使矿石遭受多期次的水流再造和暴露淋滤作用，从而形成了开阳地区厚度最大、品位最高、质量最好的优质磷矿床；新寨勘查区海水较深，处于地势较低的下临滨—远滨相沉积环境，矿石以受水流作用簸选、再造作用较小的粉屑磷块岩为主，部分层位含砂屑磷块或泥晶磷块岩层，且历经大规模海退作用在暴露期在A矿层、B矿层之间和B矿层底部均发育了白云岩层，并有一定的喀斯特化，且新寨地区地势地貌较为复杂，水下地势起伏较大，致使矿层厚度分布不稳定，由于水动能较弱，与临滨相对比矿石质较差。

4 富矿机制与成矿模式

4.1 三阶段成矿作用

冰期后上升洋流将深部富磷海水带至扬子地台上的浅水海岸，黔中古陆控制的周缘滨浅海地区成为有利成磷区，特别是开阔浅滩环境中的前滨到临滨带水动力较强且持续作用使磷质碎屑颗粒大量聚集，形成了具有极高经济价值的高品位磷矿床(陈国勇等，2015；东野脉兴等，2019；张亚冠等，2019)。通过对矿层沉积特征和矿石结构的分析对比认为，开阳以东磷矿整装勘查区内磷块岩历经了3阶段成矿作用：第1阶段生物—化学初始成磷作用，陡山沱组沉积时期，由于上升流作用将深部富磷海水带入浅海地区，在生物—化学成磷作用下，磷质初始沉积，主要形成原生泥晶结构、生物结构磷块岩等，初始成磷作用形成的原生磷块岩品位往往较低，且分散在地层中难以形成连续的矿体(Pufahl and Groat，2017)；第2阶段为机械(波浪簸选)成矿作用，原生磷块岩在高能水流作用下受到破碎、搬运和再沉积作用，这一过程中细粒碎屑物质被簸选搬离，密度较大的磷质碎屑得以保留聚集并受磷质和白云质胶结成矿，这一过程中原生沉积的磷块岩受水流改造富集形成了品位高、厚度大的矿体(Abedetal.,2005；Pufahl and Groat，2017)，是磷块岩的第1次富磷成矿作用；第3阶段为淋滤成矿作用，受海平面变化的影响，之前形成的磷块岩被暴露于海平面之上，受到强烈的淋滤作用影响，将磷块岩矿石内碳酸盐胶结物及活动性的元素淋滤带出，矿层中保存大量溶蚀空洞，而抗淋滤溶解能力较强的磷灰石矿物则得以保留，形成磷块岩的第2次富磷成矿作用(Lucasetal.,1980；Banerjeeetal.,1982；黄毅和田升平，1995)。

4.2 动态成矿模式

陡山沱组沉积初期，气候变暖，冰川融化，风化速率较强，整装勘查区均处近岸带沉积，海绿石砂岩层发育，砂粒分选、磨圆较好，粒度自下而上粒度逐渐变细；随水体进一步上升，逐渐出现砂质白云岩沉积(图 5-a)。随后海平面有频繁的升降，但总体仍为上升趋势；并伴随上升洋流携带深部富磷海水进入海湾浅水海岸，滨海地区藻类生物开始繁盛，在海湾地貌、生物作用和适合的物理化学条件下，形成陡山沱期第1次磷矿沉积，并在浅滩环境下形成磷的簸选作用富集(图 5-b)。陡山沱组沉积中期，海平面再次下降，初期沉积的磷块岩在这一时期经受了暴露、淋滤作用，钙质、镁质等有害组分流失，磷质进一步聚集、保留(图 5-c)。陡山沱组沉积晚期海水再次入侵，底部富磷海水再次侵入，再次形成磷块岩沉积，位于洋水、永温等地的临滨带在已经过簸选和淋滤作用富集的A矿层基础上直接成矿，形成了分布连续、厚度大、品位高的优质磷矿床(图 5-d)，而位于新寨地区的远滨带—浅海上部沉积区，在夹层白云岩沉积基础上形成了磷质与白云质交替沉积，且水动能相对较低，磷块岩品位普遍不高。

图 5 整装勘查区震旦纪陡山沱期磷矿成矿模式示意图(据张亚冠等，2016；刘建中等，2019；有修改)Fig.5 Metallogenic model of phosphorite deposits in the Sinian Doushantuo Formation from exploration area in eastern Kaiyang region(modified from Zhang et al.,2016；Liu et al.,2019)

5 “三位一体”成矿理论创新应用

5.1 “三位一体”找矿预测地质模型

矿产资源是一种客观存在的地质体，地质工作者只能基于认识来发现，而不是发明。“三位一体”找矿预测模型是勘查区找矿预测理论遵循的原则，其中“三位”是指成矿地质体、成矿结构面和成矿作用特征标志，“一体”则是指矿体、矿床或矿田；“三位一体”找矿预测是通过成矿地质体、成矿结构面、成矿作用特征标志决定矿体、矿床或矿田产出的空间位置，反映成矿要素与成矿产物之间的空间关系，或者空间结构模型(何进忠，2016)。

图 6 整装勘查区磷矿“三位一体”找矿预测地质模型(据刘建中等，2019；有修改)Fig.6 Triunity model for ore prospecting and prediction in the exploration area(modified from Liu et al.,2019)

与内生金属矿床矿体分布模式不同，沉积型矿床往往具有沿地层展布的层状矿体特征，其成矿结构面往往为含矿地层的顶底界面，而成矿作用特征标志则通常为矿层特殊的沉积地质特征。开阳地区陡山沱组地层岩相分布、磷矿石成因结构特征和矿体展布受到沉积期古地理的严格控制，因此恢复陡山沱组沉积时期古地理是建立“三位一体”找矿预测模的关键。大量的地质资料和野外勘查综合研究认为，黔中地区在震旦纪成磷期之前的南华纪区内经过了长期剥蚀和夷平，形成了以黔中古陆为核心的平缓海岸型的无障壁海滩环境，陡山沱期沉积环境继承了这一古地理格局，为成磷作用提供有利的古地理环境，控制了开阳地区磷矿床的分布。通过定量岩相古地理恢复，结合矿石沉积构造特征，精确还原磷矿层沉积期古地貌，划分沉积微相，并结合开阳地区陡山沱组磷矿层“三阶段”动态成矿模式，陡山沱期动荡的水体环境为磷矿层的富矿作用提供了有利条件，原生沉积的磷矿层很难达到优质品位，磷块岩经受海平面频繁变化影响受多期次冲刷、簸选、暴露、淋滤、胶结及再沉积作用才最终形成高品位磷矿床。基于以上成矿理论，结合沉积矿产特殊的层面状成矿类型，厘定了陡山沱组磷矿床沿滩相沉积分布的成矿地质体，陡山沱组底板段砂岩和灯影组白云岩为成矿地质体上下结构面，

表 1 整装勘查区磷矿“三位一体”找矿预测地质模型Table1 Geological characteristics of triunity model for ore prospecting and prediction in the exploration area

黔中古陆周缘滩相沉积构造特征是成矿作用特征标志，以此建立了开阳磷矿“三位一体”找矿预测模型，并精确圈定了富磷矿体分布范围(图 6，表 1): 浅部海水是受上升洋流携带磷质输入浅水聚集影响最大的区域，且此区域生命活动繁盛，利于表层海水的生物繁盛与底层海水磷酸盐的快速供给，造成了浅部海洋磷酸盐浓度的急剧提升，为成磷作用提供了丰富的物质来源和成矿条件；在无障壁磷质海滩沉积环境下，临滨带波浪水流动能高、持续时间长，为磷质聚集提供了源源不断的簸选作用成矿动力，为磷矿床富矿的最优区域，是找矿预测的重点靶区；紧靠古陆极浅水的海岸带，由于离陆源较近，海水极浅，且陆源碎屑输入丰富，磷质输入不足，其沉积环境很难形成自生磷灰石，仅依靠水流冲刷附近地区已沉积的磷块岩碎屑带入，故矿层厚度、品位分布极不均匀，矿层较薄，很难达到高品位磷矿床；地势较低的半深水缓坡，沉积环境生命活动较相对微弱，缺少磷质聚集源动力，因此很难形成大规模的磷块岩沉积，且深水环境磷质沉积较为分散，无法通过水流机械分选等作用使磷质富集，很难形成大规模磷矿床，磷块岩往往呈夹层、透镜体或结核状分布，磷块岩层在陡山沱组分布较分散，无固定的层位，矿石品位差异变化较大，在地区分布上也极不稳定。

5.2 区域找矿潜力预测

根据已建立的“三阶段”成矿模式和“三位一体”找矿预测地质模型认为，平缓开阔的古海岸与传统认为的古海湾或潮坪—潟湖相成磷环境相比，预示磷矿成矿空间的扩大和磷矿找矿范围扩大。先前已发现的开阳洋水矿区与瓮安—福泉矿区之间不应是陡峭的海岸，而应有较大面积的滩相环境，证实该区是磷矿成矿的有利空间，开阔的无障壁海滩成磷环境打破了传统认为的潮汐通道成矿模式，确定了沿开阔磷质海滩层面展布的矿体分布范围，极大拓展了找矿空间，成矿面积从250 km2拓展至1000 km2，预测资源量从0.9442×108t扩大至13×108t(刘建中等，2019)。实际找矿预测中，在原先已圈定的5个有利的找矿靶区(永温、冯三、新寨、白泥坝、瓮昭预测区)基础上，认为永温北部、冯三北部、新寨北部在古地理位置上仍然处于黔中古陆北缘开阔浅滩环境中的临滨相—远滨相沉积环境，永温北部已实施的见矿钻孔(ZK1809，见矿深度1830 m，矿层厚度1.2 m，品位34.55%)和新寨磷矿床周边小规模的磷矿床开采(龙江磷矿、龙水磷矿等)均为新预测区找矿预测提供了有利的地质依据，这些地区均具备富磷矿成矿条件(图 7)。

5.3 找矿成果验证

通过磷矿成矿理论创新和“三位一体”找矿预测地质模型，对部分区块实施工程化验证，发现永温、新寨2个大型磷矿床和冯三中型磷矿床，新增磷资源量近5.5×108t，特别是新增富磷矿资源量3.5×108t，相当于“再造一个开阳磷矿”，取得了中国富磷矿找矿的重大突破，磷矿资源接续基地已初见雏形。

5.3.1 永温隐伏大型磷矿床

5.3.2 新寨隐伏大型磷矿床

地处贵州省开阳县龙水乡境内，龙水断裂构造带以南，面积约80.76 km2。新寨磷矿古地理位置上处于黔中古陆北缘开阔滩相沉积环境的临滨带下部到远滨带，为重点找矿预测靶区，完成钻探13i466 m，发现矿体3个，矿体埋深600～900 m，矿体产出标高77～327 m，矿体厚1.04～7.14 m。走向上，由西向东矿体有逐渐变厚趋势；倾向上新场向斜近轴部厚，沿向斜两翼逐渐变薄。矿石品位14.82%～35.97%。估算磷矿资源量(推断量+预测量)18533×104it，其中推断的资源量3149×104it。按矿石品级分，Ⅰ级品6012×104t，Ⅱ级品12521×104it。

图 7 黔中地区区域磷矿资源量预测成果图(2)贵州省地质矿产勘查开发局105地质大队. 2018. 贵州省开阳以东磷矿整装勘查区矿产调查与找矿预测报告.Fig.7 Prediction results map of phosphorite deposits of the central Guizhou Province

5.3.3 冯三隐伏中型磷矿床

地处贵州省开阳县冯三镇境内，洋水背斜北段东翼与龙水—冯三向斜西翼接合部。古地理位置上位于黔中隆起北缘开阔浅滩环境临滨带到远滨带上部，完成钻探1830 m(1个孔)，深部探索已经发现磷矿体1个，矿体埋深1480 m，矿体厚5.18 m，矿体产状与地层产状一致，近东倾，倾角较小，矿石品位21.2%～32.55%，平均品位25.35%。虽然该区矿体埋深较大，但该区钻孔的见矿，将洋水和龙水连接起来，形成一个完整的成矿系统，区内找矿潜力得到充分展现，估算预测的资源量4699×104t。按矿石品级分，Ⅰ级品1796×104t，Ⅱ级品2903×104t。

6 结论及意义

1)通过对开阳以东磷矿整装勘查区矿层分布特征和层序对比，结合矿石结构特征和沉积构造特征，运用定量岩相古地理方法精确还原了研究区古地貌，圈定了黔中古陆，认为黔中古陆北缘平缓开阔的浅滩相沉积环境为磷块岩沉积提供了良好的古地理条件，其中临滨相为富磷矿成矿最有利成矿区。

2)建立了陡山沱组富磷矿“三阶段”成矿富集模式：原始生物—化学成磷作用(初始成磷作用)、波浪簸选成矿作用(第1次富磷成矿作用)和暴露淋滤成矿作用(第2次富磷成矿作用)，其中开阳地区波浪簸选和暴露淋滤是形成厚度大、品位高富磷矿床的主导因素，并受高能开阔的浅滩相沉积环境控制。“三阶段”成矿作用伴随海平面变化多期次、多阶段交替进行，最终形成了品位高、厚度大的富磷沉积矿床。

3)通过“三位一体”成矿理论，确定成矿地质体、成矿结构面和成矿结构标志，建立找矿预测地质模型，精确预测并发现了永温、新寨2个大型磷矿床和冯三1个中型磷矿床，并为进一步勘查预测提供了重要的指导意义。