湖北钟祥莲花山矿段含磷岩系稀土元素特征及热水沉积

刘力生 张明明 许红光 郗国庆 朱彦农

中化地质矿山总局地质研究院，河北 涿州 072750

湖北钟祥莲花山矿段含磷岩系稀土元素特征及热水沉积

刘力生*张明明 许红光 郗国庆 朱彦农

中化地质矿山总局地质研究院，河北 涿州 072750

通过对莲花山矿段含磷岩系稀土元素特征分析，确定了含磷岩系物质来源与基底片麻岩无关，而与热水相关，为正常沉积叠加海相热水、热液，正常沉积物质来源于剥蚀新元古代地层，地层中的P、Mg等溶于海水，通过机械、化学沉积形成含磷岩系，热水物质来源为深部岩浆活动的物质和热水、热液活动运移过程中萃取新元古代花岗岩体的P、Mg、Si等。

含磷岩系 稀土元素 热水沉积 湖北钟祥

莲花山矿段含磷岩系有两个，分别赋存于震旦系灯影组和陡山沱组，陡山沱组含磷岩系含磷性好，在鄂西地区形成了胡集、兴神保等系列大型磷矿山。依据其岩石组合及周期性变化和沉积间断面、冲刷面等构造特征认定矿床成因为海相沉积，但在本矿段其第二沉积旋回底部的硅云质磷块岩、凝胶团粒磷块岩在本区大多已经相变为硅质岩，硅质岩稳定、连续。近年来诸多的研究认识到该类硅质岩属于典型的热水沉积（稀土元素含量总体偏低而且 Ce负异常），那么其所属的陡山沱组含磷岩系的形成也可能和热水沉积相关。本文主要从分析稀土元素化学特征角度来讨论含磷岩系与热水沉积的关系。

1 含磷岩系

1.1 地质背景

1.2 含磷岩系

矿段含磷岩系有两个，分别赋存于震旦系灯影组和陡山沱组，其中灯影组含磷岩系在本区含磷性较差，未形成工业磷矿层，本文不对其进行评述。

陡山沱组含磷岩系（表1）由海相沉积白云岩、磷块岩、硅质岩、页岩和底砾岩组成，组成含磷岩系的岩矿类型以白云岩为主，白云岩和硅质岩、页岩、砾岩占81%，磷块岩或磷酸盐岩占19%。根据其周期性变化和沉积间断面、冲刷面等构造特征，由下至上划分为三个沉积旋回、四个磷矿层，第一磷矿层对应第一沉积旋回，第二、三磷矿层对应第二沉积旋回，第四磷矿层对应第三沉积旋回。

表1 莲花山矿段陡山沱组含磷岩系地层简表Table1 Phosphorus bearing rocks of Tushantuo formation in Lianhuashan ore section

1.3 磷矿层特征

第一磷矿层（ph1）：磷矿层的直接顶板为不等粒白云岩，直接底板为页岩或含锰白云岩，上距陡山沱组上段底界的标志层硅磷质白云岩（硅磷层）15m左右。磷矿层在本矿段相对稳定、连续，总体上北部磷矿层好于南部。Ph1磷矿层一般厚度 0.63～12.85m，P2O5含量 18.13%～29.01%，局部磷矿层缺失或磷贫化。矿石自然类型主要为含硅白云质条带磷块岩或含硅泥质条带磷块岩，磷块岩条带具典型的泥晶胶状结构。

第三磷矿层（ph3）：磷矿层的直接顶、底板均为含磷白云岩，上距第四含磷岩系底部黑色的硅磷质角砾、团块含磷白云岩35m左右。磷矿层在本矿段相对稳定、连续，总体上南部磷矿层好于北部。Ph3磷矿层一般厚度0.93～10.02 m，P2O5含量18.05%～20.80%。矿石类型以含硅白云质条带状磷块岩为主，磷块岩条带以粒屑结构为特征。

第二含磷层（ph2）：仅三个钻孔见到该磷矿层，为硅质磷块岩，之外均已经相变为硅质岩，其顶、底板均为含磷白云岩。

第四磷矿层（ph4）：硅磷质团粒含磷白云岩组成，只有层位意义，起到了层位划分、标示的作用。

2 样品的选取和数据处理

2.1 样品的选取

本文样品共9个（表2），其中放马山矿段8个，湘东北花岗岩 1个。放马山矿段样品主要来源于“湖北省荆门市放马山磷矿接替资源勘查（湖北省钟祥市胡集矿区莲花山矿段普查）报告”，其中含磷岩系7个样、基底1个样，含磷岩系分别为角砾状硅质岩（Z1d2-5、第四磷矿层层位）、粒屑磷块岩（Z1d2-3、第三磷矿层）、含磷白云岩（Z1d2-2）、白云质磷块岩（Z1d2-1、第二磷矿层层位）、胶状泥晶磷块岩（Z1d1-3、第一磷矿层）、含锰白云岩（Z1d1-2）、底砾岩（Z1d1-1），基底样为片麻岩（Pt1K）。湘东北花岗岩样品来源于“湘东北新元古代过铝质花岗岩的岩石地球化学特征及其成因讨论《大地构造与成矿学》”一文【2】。

表2 莲花山矿段含磷岩系、基底及湘东北花岗岩稀土元素含量一览表（10-6）Table2 REE content of phosphorus rock series, basement and northeast Hunan granite in Lianhuashan ore section（10-6）

2.2 样品选取依据

含磷岩系是本文的主要研究对象，了解其是否具有热水沉积特征。依据其3个沉积旋回、4个磷矿层位的特点，保证每个沉积旋回、每个磷矿层位均有代表样品，共计7个。

除已治理的6 000 m河道外，对剩余河道，根据河道现状，河堤线走向基本维持现状，根据行洪需要对堤岸进行防护，并对河道进行疏浚，使河道断面满足20年一遇的防洪标准。

基底片麻岩，用于了解含磷岩系的物质来源是否与其相关。

湘东北片麻状花岗岩，用以解决热水沉积中热水的来源问题。本矿段含磷岩系如果和热水沉积相关，那么热水源自哪里？热水一般伴随岩浆活动，其下要有岩浆房，也就是说应有新元古代早期（800Ma左右，Z1）的岩体，本区区域上仅有燕山期岩浆岩活动，无新元古代岩浆活动，因此选择同属扬子地台东南缘（外缘）的新元古代早期湘东北片麻状花岗岩（820Ma），该期岩浆活动有提供热水的可能。

2.3 数据处理

本文采用Evensen（1978）C1球粒陨石标准样、L.A.Haskin40个北美页岩平均两种稀土元素丰度值分析稀土元素特征来判断含磷岩系与热水沉积的关系【3-4】（表3），判定其物质来源、沉积环境，其中判定物质来源的指标：轻、重稀土总量及比值、分异程度[（La/Nd）N、（La/Sm）N、（Gd/Lu）N]，δCe异常、δEu异常、北美页岩标准化分配模式（图 1）、C1球粒陨石标准化分配模式（图 2）、（La/Yb）N-REE图解；判定沉积环境的指标：C1球粒陨石标准化分配模式、Ceanom值[Elderfield（1982）Ceanom= lg{3CeN/（2LaN+NdN）]。

图1 莲花山矿段含磷岩系、基底及湘东北花岗岩稀土元素北美页岩标准化分配模式图（L.A.Haskin 40个北美页岩平均样）Fig.1 Normalized distribution model of Ree of North American shale in the phosphate rock, basement and northeast Hunan granite in Lianhuashan ore section

图2 莲花山矿段含磷岩系、基底及湘东北花岗岩稀土元素C1球粒陨石标准化分配模式图（Evensen（1978）C1球粒陨石标准样）Fig.2 Normalized distribution model of Ree Cl chondrite in the phosphate rock, basement and northeast Hunan granite in Lianhuashan ore section

表3 莲花山矿段含磷岩系、基底及湘东北花岗岩稀土元素相关指标一览表Table3 REE index of phosphorus rock series, basement and northeast Hunan granite in Lianhuashan ore section

3 稀土元素特征及热水沉积探讨

莲花山矿段磷块岩属于海相沉积【5】，其含磷岩系物质来源于海水，即海源说已被中外地质学者所公认，但关于海水中磷质的来源却是众说纷纭，主要有陆源聚集说、生物成磷说、火山来源说、海相热水说等，其物质来源应该是非常丰富的，本文倾向陆源聚集为主、海相热水参与的观点，从岩石矿物学角度讲，本矿段含磷岩系中第一、三磷矿层夹有少量泥质条带、含泥硅质条带，下部的页岩，底砾岩（砾石成分以华岗片麻岩为主、基质为粉晶白云石、砂泥质），为典型陆源碎屑沉积；第二磷矿层位的硅质岩属于典型的热水沉积；上述两类岩石组合反映出陡山沱组含磷岩系的物源应该是陆源为主、热水沉积参与的特点，本文以下内容从分析含磷岩系稀土元素化学特征来进一步论证该观点。

3.1 稀土元素特征与物质来源

3.1.1 稀土总量、轻重稀土比值显示含磷岩系物质来源与基底片麻岩无关 莲花山矿段的基底片麻岩稀土总量为 813.93×10-6，轻稀土（LREE）含量 768.17×10-6远大于重稀土（HREE）46.76×10-6，LREE/ HREE值为16.43，重稀土（HREE）亏损；C1球粒陨石标准化数据显示：（La/Yb）N为17.6869，轻、重稀土分异程度高，（La/Sm）N为5.6995，轻稀土分异程度也较高，（Gd/Lu）N为1.9137，重稀土分异程度一般。

莲花山矿段含磷岩系稀土总量为 13.48～176.49×10-6，轻稀土（LREE）含量为 11.38～156.61×10-6，重稀土（HREE）轻微亏损，LREE/HREE值为2.81～7.88；C1球粒陨石标准化数据显示：（La/Yb）N一般为2.3372～7.0549，仅有底砾岩 11.0248，轻、重稀土分异相对较高，（La/Sm）N一般为 1.2714～2.5070，仅底砾岩为5.3036，轻稀土分异程度也一般，（Gd/Lu）N为0.7294～2.0527，重稀土分异程度一般。

莲花山矿段的基底片麻岩和含磷岩系从稀土总量、轻重稀土比值及亏损程度、分异程度来看，两者差别较大；在稀土元素北美页岩标准化分配模式图（图 1）、稀土元素 C1球粒陨石标准化分配模式图上也可以看到片麻岩曲线和含磷岩系位置不一致，片麻岩位置较高，含磷岩系位置总体偏低；而且曲线形态也不一致（图 2），片麻岩相对含磷岩系斜率高、线形更陡，尤其轻稀土斜率差别更大；稀土元素数据和分配模式图均显示含磷岩系与基底片麻岩无继承关系，其物质来源与片麻岩无关。

3.1.2 稀土元素总量 REE、δCe、δEu反映含磷岩系物质来源与热水相关，莲花山矿段含磷岩系底砾岩、含锰白云岩、泥晶磷块岩、硅质岩、含磷白云岩、粒屑磷块岩、角砾状硅质岩的稀土元素特征总体较为一致，稀土元素北美页岩标准化分配模式图、C1球粒陨石标准化分配模式图中含磷岩系曲线形态、位置也较为一致，反映其物质来源具有相关性、一致性，为正常沉积叠加热水、热液。

稀土元素 C1球粒陨石标准化分配模式反映含磷岩系物质来源为正常沉积叠加海相热液的特征：稀土元素总量偏低，（La/Yb）N为 2.3372～11.0248，平均为 5.1009，同时分配模式曲线也显示向右倾斜（图2）；δEu一般为0.3511～0.8121，平均0.7397，数值低于0.95，显示Eu负异常，分配模式曲线也显示Eu负异常（图2）；稀土元素总量偏低、Eu负异常，表现为正常沉积岩的特征；同时，δCe为0.5142～0.9001，平均0.7125，也低于0.95，数值显示Ce负异常，分配模式曲线也显示Ce负异常（图2）；Eu和Ce具有变价的特征，其富集和亏损反映了不同的地质背景，莲花山矿段稀土元素总量偏低、Eu负异常、Ce负异常反映正常沉积叠加海相热液的特征。

稀土元素北美页岩标准化分配模式反映含磷岩系具备热水沉积特征：稀土元素总量 REE偏低，（La/Yb）N为 0.3356～1.5838，平均为 0.7326，同时分配模式曲线显示略向左倾斜、接近水平（图1）；δEu一般为0.5042～1.1658，平均1.0622，数值高于1.05，显示Eu轻微正异常，分配模式曲线也显示轻微Eu正异常（图2）；δCe为0.4514～0.8150，平均0.6448，低于0.95，数值显示Ce负异常，分配模式曲线也显示Ce负异常（图2）；稀土元素总量REE偏低，稀土分配模式略向左倾斜，明显的Ce负异常，反映含磷岩系具备热水沉积特征。

3.1.3 含磷岩系（La/Yb）N比值与稀土总量ΣREE关系反映其物源与热水相关 在（La/Yb）N—REE图解中【6-7】(图3)，含磷岩系中泥晶磷块岩、粒屑磷块岩、含磷白云岩样品均落在玄武岩区域，说明是P、Mg等可能来源于海相的玄武岩的风化淋滤或与玄武岩有关的海底热水、热液；含磷岩系中的底砾岩样落在沉积岩、花岗岩和玄武岩的重叠区域，与其角砾主要为片麻岩、基质主要为粉砂岩、泥岩的结构相吻合，具有正常沉积岩和花岗岩的特征；硅质岩、角砾状硅质岩、含锰白云岩样落在区外，反映其物质来源具备复杂性，比如硅质岩的热水沉积，其热水来源可能为深部岩浆岩、也可能为萃取围岩中的正常沉积岩和火山岩等；莲花山矿段基底片麻岩为片麻状花岗岩，该样落在花岗岩区域，与其花岗岩岩性吻合；总的来说，含磷岩系的物质来源具有多元性，多与热水相关，为海相热水沉积，热水物质来源于深部岩浆岩及萃取围岩中的正常沉积岩和火山岩。

图3 莲花山矿段含磷岩系（La/Yb）N与稀土总量ΣREE关系图Fig.3 Relation between (La/Yb)N and totalΣREE of phosphate rock in Lianhuashan ore section

3.1.4 含磷岩系和湘东北花岗岩稀土元素特征较为一致，显示其物源热水与新元古代花岗岩有关湘东北花岗岩稀土元素稀土总量193.21×10-6，轻稀土(LREE)含量166.97×10-6，重稀土（HREE）亏损，LREE/HREE值为6.36；C1球粒陨石标准化数据显示：（La/Yb）N为6.5762，轻、重稀土分

异相对较高，（La/Sm）N一般为3.0377，轻稀土分异程度也一般，（Gd/Lu）N为1.5168，重稀土分异程度较低；δEu为0.4792，亏损，δCe为0.9294，轻微亏损；稀土元素北美页岩标准化数据显示：（La/Yb）N为0.9444，（La/Sm）N为0.8594，（Gd/Lu）N为 1.1216，轻、重稀土分异，重稀土分异程度不高；以上数据显示湘东北花岗岩和莲花山矿段含磷岩系稀土元素特征较为一致，另外从图1、图2中也可以看出其稀土分配模式曲线和含磷岩系也较为一致，反映两者的物质来源一致，也就是说含磷岩系的热水沉积的物质来源为新元古代早期（800Ma左右，Z1）的岩体。

3.2 稀土元素特征与沉积环境

3.2.1 C1球粒陨石标准化分配模式与陆缘海沉积环境 Ilyin (1998a；1998b) 的研究表明：磷酸盐岩可形成于陆缘海和陆表海两种沉积盆地中，前者多呈明显的δCe 负异常，且δCe异常程度与海水深度呈正比，而后者多呈δCe正异常或无异常【8】；莲花山含磷岩系稀土元素δCe为0.5142～0.9001，平均0.7125，也低于0.95，显示为δCe负异常，由此判断莲花山矿段含磷岩系形成于陆缘海的沉积盆地，且第三磷矿层的粒屑磷块岩δCe为0.4989亏损程度最高，判断其沉积水深应最深。

3.2.2 Ceanom值与磷块岩沉积环境 Elderfield（1982）将 Ceanom的还原边界定为 -0.01【9】，Ceanom＜-0.1时反映氧化条件，Ceanom＞-0.1时反映厌氧条件。莲花山矿段含磷岩系中粒屑磷块岩、含磷白云岩、底砾岩Ceanom分别为 -0.2931、-0.2763、-0.2570，＜ -0.1反映其为氧化沉积环境；泥晶磷块岩、角砾状硅质岩 Ceanom分别为-0.0574、-0.0330，＞ -0.1反映其为还原沉积环境；含锰白云岩、硅质岩Ceanom值分别为-0.1185，-0.0914，接近-0.1反映其为氧化还原平衡沉积环境【10】。以上为C1球粒陨石标准化分配模式数据及环境判断，北美页岩标准化分配模式数据和其相似，不再详述。

4 U-Th关系佐证磷的来源与热水沉积相关

莲花山含磷岩系微量元素 U、Th含量在logU-logTh的直角坐标图中显示（图4），除角砾状硅质岩、片麻岩两种围岩U/Th比值小于1（表4、图4），其余岩矿石U/Th比值均大于1，表明沉积环境受热水、热液活动影响明显【11-12】，且投点区基本落在古热水喷溢沉积区或其附近。这一特征亦表明，莲花山含磷岩系受古热水喷溢沉积影响明显。

表4 莲花山矿段含磷岩系微量元素U、Th分析结果表Table4 Analysis results of trace elements U and Th of the phosphate rock series in Lianhuashan ore section

图4 莲花山矿段含磷岩系U-Th相关关系图Fig.4 U-Th correlation diagram of phosphate rock series in Lianhuashan ore section

5 结论

莲花山矿段含磷岩系主要从稀土元素特征角度分析了含磷岩系的物源应该是陆源为主、热水沉积参与的特点：

稀土总量、轻重稀土比值显示含磷岩系物质来源与基底片麻岩无关；稀土元素总量 REE、LaN/YbN比值、δCe、δEu反映含磷岩系物质来源与热水相关—正常沉积叠加海相热水、热液的特征；含磷岩系和湘东北花岗岩稀土元素特征较为一致，显示其物源热水与新元古代花岗岩有关。同时，应用Ceanom值对含磷岩系的氧化还原陆缘海沉积环境进行了讨论，并采用微量元素 U-Th关系进一步佐证了含磷岩系的物质来源与热水沉积。

综上所述，含磷岩系形成于热水、热液参与的陆缘海海相沉积环境，具有正常沉积叠加海相热水、热液的特征，正常沉积物质来源于剥蚀新元古代地层，地层中的P、Mg等溶于海水，通过机械、化学沉积形成含磷岩系，热水物质来源为深部岩浆活动物质和热水、热液活动运移过程中萃取新元古代花岗岩体的P、Mg、Si等。

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REE characteristics and hydrothermal sedimentation of phosphate rock series in Lianhuashan, Zhongxiang, Hubei

Liu Lisheng ZhangMingming XuHongguang XiGuoqing ZhuYannong
Geological Institute of China Chemical Geology and Mine Bureau，Zhuozhou 072750，Hebei，China

Based on the analysis of the rare earth elements in the phosphate rock series of Lianhuashan section, it is determined that the material source of Phosphate rock series is independent of the basement gneiss and is related to the hot water,which is the normal deposition and superimposed marine hot water, hydrothermal.The normal deposition material is derived from denuded Neoproterozoic strata, and P, Mg in the formation is dissolved in seawater, eventually, the phosphate rock system is formed by mechanical and chemical deposition.The source of hot water is deep magmatic active material, and P, Mg, Si etcectrectrd from Neoproterozoic granite when hot water and hydrothermal are migration .

phosphate rock series, REE，hot-water, deposition, Hubei Zhongxiang

P618.213；P618.7

A

1006–5296（2017）03–0151–03

* 第一作者简介：刘力生（1968～），男，矿产勘查专业，高级工程师

2017-07-23；改回日期：2017-08-21