“海州式”磷矿的形成、演变及成矿条件

赵盛博 李晓晓

摘 要：重点讨论了“海州式”磷矿的形成、演变及成矿条件。该区地处江苏北部，位于扬子地层与华北地层接壤部位，属秦岭褶皱带东延部分郯庐断裂带以东江苏境内，广泛分布着元古界-太古界的海州群及朐山组地层，大部分被第四系地层覆盖。磷矿床主要分布于海州群锦屏组地层中，分为上、下两层矿床。磷矿床的形成主要经历了沉积、变质、后期变化3个阶段。其中，后期变化对矿体的分布和规模有较大影响。另外，连云港锦屏-洪泗地区的古构造格架、古地理环境、古地壳运动、古气候条件、古海水性质，都对矿体的形成起一定的有利作用，但掺和作用对矿石的质量有明显影响。

关键词：“海州式”磷矿；锦屏组；矿床成因；成矿条件

研究区地处江苏北部，东邻黄海，区内主要城镇均有公路相通，京杭大运河及运盐河贯穿本区，并有东陇海铁路与祖国各地相连，交通十分便利。扬子地层与华北地层接壤部位，属秦岭褶皱带东延部分、郯庐断裂带以东江苏境内。江苏省东北部是元古界海洲式沉积变质磷矿分布的地段。连云港地区的磷矿主要分布在锦屏-泗洪地区，面积约为2万平方千米。研究“海州式”磷矿的形成、演变及成矿条件，对以后该地区的磷矿勘查具有很重要的参考意义。

1 地质条件

1.1 地层

锦屏-泗洪地区广泛分布着元古界-太古界的海州群及朐山组地层，局部断陷盆地中多有中生代白垩系和新生代新近系分布，大部分被第四系地层覆盖。

本区基底从下往上划分为东海群夹山组、班庄组、阿湖组、沙河组和朐山组及海州群的锦屏组、云台组。东海群与海州群形成不整合接触。磷矿主要分布在锦屏组地层。下面主要介绍锦屏组地层。

锦屏组地层主要由沉积变质岩组成。各类变质岩互相成层相间产出，具有明显的沉积界面，原始沉积层层理清晰。由于岩石组成在沉积过程中形成的分选差异，变质产生了比较发育的片理、片麻理、条带、条纹等次生构造。这些次生构造的走向、倾向、倾角与原始沉积层理的走向、倾向、倾角一致。

锦屏组地层出露极差，仅在锦屏山一带有零星分布。锦屏组地层是受变质基性侵入岩破坏极其严重的地层，侵入体向四周呈顺层及穿插进入锦屏组地层，侵入体侵吞了锦屏组地层，破坏了磷矿的连续性。

锦屏组地层由3个主要沉积旋回组成，东部地段反映韵律旋回的岩性变化明显，在相当于海侵的初期及海退的交替时期，沉积了磷酸盐、泥砂质及云母石英片岩交替带中及其附近，呈多层次、不稳定的薄矿层出现。

1.2 构造

本区长期以来，经历了多次构造运动，致使区内构造线呈NE、NNE展布为主（见图1）。构造形态表现为断裂发育强烈，其对本区的地层展布、矿产分布起一定控制和改造作用。

在图1中：1代表郯庐断裂；2代表响淮断裂；3代表海韩断裂；4代表邵桑断裂；5代表伊芦北断裂；6代表灌云断裂；7代表猴灌断裂；8代表牛山倒转背斜；9代表锦屏倾没倒转背斜；0代表大伊山、伊芦山、张宝山褶皱；q代表扬集、泮小山倒转褶皱；w代表沭阳凹陷盆地；e代表双沟镇—大伊山背斜；r代表泗洪—南岗向斜；t代表曹庙倒转背斜；y代表蒋庄倒转向斜。

1.3 岩浆岩

区内岩浆岩在西北部地区分布较多，有元古代侵入的基性变质榴辉岩、超基性岩及其变质的蛇纹岩；中生代燕山晚期二长花岗岩和新生代喜马拉雅期玄武岩。在规模上，以燕山晚期二长花岗岩规模最大，其他规模较小。东部地区，岩浆岩分布零星，仅见有规模不大的玄武岩体。

2 矿床的成因

关于海州式磷灰岩的成因，早年有不同的认识。有学者认为属“热液交代变质矿床”，有的认为是“沉积变质矿床”，近年来认识比较趋向一致，认为是“前震旦系浅海相化学沉积变质磷灰岩矿床”[1]。本研究认为系“上元古代-下元古代浅海沉积磷块岩经变质改造的磷灰岩矿床”。海州式磷矿床的形成大致经历了3个阶段。

2.1 沉积阶段

2.1.1 沉积基底性质

锦屏组底部普遍存在一個不整合面，其下为朐山组的一套混合岩，与锦屏组底部界线清晰，界面不规则，二者具有角底不整合接触。

2.1.2 沉积分异问题

在沉积过程中，沉积物是按一定的次序沉积下来的。磷酸盐在时间上是发生在氧化物沉积之后、硅酸岩和硅酸岩沉积之前（见图2）[2]，在空间上多发生在陆棚带（见图3）[3]。

区内矿体顶底板的岩性主要是碳酸盐类、片岩，其中也夹有这两种的夹层。因此，磷矿的形成与此密切相关。实际上，大部分中低品位的细粒磷灰岩与含磷白云质大理岩、云母磷灰岩和含磷的云母片岩并无天然界限，仅是人为地以P2O5质量分数为5%的规定将其划分。现按原岩性质，各矿体的沉积序列分述如下。

（1）下层矿：西山、大浦7号矿体。自下而上为：

A.西山矿体：基底→含砾泥岩→白云质灰岩→泥质磷块岩→白云质灰岩→磷块岩→白云质灰岩→泥岩→白云质灰岩→泥岩。古地理条件为一开始动力条件稍强，后来变得比较弱的低能相带。磷矿产在白云质灰岩内，整体上看，是处于白云质灰岩向泥岩变化过渡地带的白云质灰岩一侧，接着是大量的泥质沉积。

B.大浦7号矿体：基底→复矿砂岩（局部为白云质灰岩）→炭泥质砂岩→磷块岩→白云质灰岩→磷块岩→白云质灰岩→磷块岩→白云质灰岩→杂砂岩。主矿层位于白云质灰岩内，总体上处于白云质灰岩向杂砂岩过渡的白云质灰岩一侧。

上述两个矿体的共同特点是：磷矿产于沉积物由细变粗的过渡带偏细一侧，反映水动力条件从弱变强的弱带一侧，也就是海侵海退交替时期[4]。

（2）上层矿：东山和陶湾地区。

A.东山矿体：泥岩（夹砂岩透镜体）→磷块岩→白云质灰岩→磷块岩→白云质灰岩→钙质泥岩→砂岩。主矿层主要产于泥岩内，磷块岩与灰岩互层，反映水动力条件总体上比下层矿稍强。

B.陶湾地区：上、下层矿均存在，而且发育程度也差不多。矿层主要产于钙质泥岩或泥质砂岩和白云质灰岩的过渡带，但整体上仍反映出由细变粗序列偏细的一侧。

归纳上述，本区磷矿的主要矿体均产于泥岩、白云质灰岩沉积物中或两者过渡带，水动力条件由弱变强的浅海低能环境。

2.1.3 磷质沉积的可能方式

毫无疑问，本区磷矿是海水中的磷质从冷水的海流流向浅海区，由于变暖，磷质溶解度降低，在地壳频繁微弱震动下，以凝胶化学聚集-正淀积的方式进行沉淀的。磷质沉积后，经成岩作用对矿体进行压实、陈化龟裂等作用，形成层状、似层状或透镜状产出的各种磷灰石。

2.2 变质阶段

海洲群地层沉积后，在晋宁期曾发生强烈的地壳运动和广泛的区域变质作用，对该区磷矿的改造产生很大影响，使其面貌发生了巨大的改变：矿层颜色变浅、结构构造改变、矿物组成成分转化，即胶质磷块岩变为晶质磷灰岩，磷灰石重结晶作用加强，颗粒变大，进一步陈化龟裂；伴生的其他组分也发生相应的改变，即石灰质变成方解石、白云质变成石英等一系列矿物重新组合。由于变质分异作用，某些矿物被溶蚀和交代。磷灰石陈化龟裂除在成岩过程中已有表现外，变质阶段使其更明显和复杂。目前所了解的矿体围岩为从矿体围岩（大理石、片岩、片麻岩）经中等变质形成的区域变质岩，完全说明磷矿层同样要经历这一中等程度的区域变质作用，可能还不止一次。

2.3 后期变化阶段

2.3.1 构造变动对矿体的改造

晋宁运动使含磷构造发生褶皱、断裂，将含磷组地层抬起。后期的部分构造中，有的矿体沿走向或倾向产生波状弯曲，局部产生小褶皱、小揉皱现象；有的矿体遭到破坏，产生变薄、变厚、中斷现象。

2.3.2 岩体侵入对矿体的影响

基性火成岩的侵入主要是呈顺层或斜交于锦屏组地层中，其对矿层起一定的改造作用—破坏矿体的连续性。

2.3.3 风化、剥蚀、淋滤作用

从矿区地层分布可知，自扬子旋回开始至今，本区一直处于上升隆起，故缺失大部分显生宇地层，磷遭受长期风化剥蚀作用，很多小矿体已形成楔形向下尖灭，表明大部分已被风化剥蚀掉了。

在长期的物理、化学作用下，地表水和地下水长期活动，浅部矿体中的CO2、卤化物不断流失；Fe，Me，Si，Ca等氧化物相对富集，造成矿体浅部往往出现“棺材板”磷矿、锰磷矿乃至锰土。受次生作用的影响，矿石变得疏松、密度小，P2O5相对富集；很多矿体浅深部富集，次生作用往往沿浅部层面裂隙处发育。当然，由于原岩性质的不同，次生作用的表现也不完全一致。

2.4 矿床成因

根据矿石物质组成、分布规律及磷在沉积、变成、后期3个阶段的特征分析，认为本区磷矿床的成因系新元古代-古元古代浅海沉积磷块岩经变质改造的磷灰岩矿床。

3 成矿条件浅析

该类矿床形成条件受多种因素综合作用及相互制约和转化所控制，主要包括对矿床的建造和改造起重要作用的有利和不利两种因素。

3.1 有利条件

古构造格架-古陆边缘下倾部分控矿：该区西北部为东海群地层分布区，含磷岩系不整合覆盖其上。胶南群地层分部区可能反映了接近古陆的边缘，磷矿床往往沿古陆边缘下倾的浅海区不规则的分部，矿体赋存于侵蚀面上不远的地层里，也不是古陆边缘所有下倾部位都成矿，还要受其他因素控制。

3.1.1 古地理环境

由于五台运动，东海群地层遭受了褶皱隆起，处于区域变质和混合岩化作用阶段，裸露区遭受风化剥蚀。随着地壳下沉和海侵，陆边缘广布，开始沉积一系列的浅海相沉积物，磷质同时由海底带到浅海区聚沉下来。

从区域地层对比和区域构造分析，江苏、安徽、湖北3个省磷矿带的分布恢复到构造破坏之前的展布方向为近东西向。另从本区和宿松一带的磷体呈近东西向侧伏延伸且上下围岩岩性沿东西向比沿南北向稳定等特点分析，这一成矿带是平行扬子地槽北部边界或中朝准地台初皱的南侧边界分布的。

从各区含磷地层中的白云质大理岩与斜长变粒岩经常突然变化以及磷矿体不稳定的特点分析，本区在五台运动后的海侵初期，基底面极不平，出现高低起伏之地形，在海中形成水中高地和海湾。磷质在水中高地或海湾向海流一侧的有利地段沉积下来。

3.1.2 古地壳运动—频繁而不剧烈的震荡运动

根据地面顶部板出现的原岩性质，发现在矿体沉积前后的地壳振荡运动是比较频繁的，表现为海侵、海退反复出现，而且振荡的幅度不大。在这种多变的环境中，磷质容易聚沉，相反，在地壳运动比较持久、振荡幅度大的阶段，对磷质聚沉不利。有学者认为，有利于磷酸钙沉积的沉积环境延续的时间越长越有利于成矿。

成矿时期分析：所有矿体均形成于海侵←→海退旋回交替阶段，即两个下层矿体形成于第一主旋回的矿体，主要形成于海侵后期、海退早期的交替阶段，即两个下层矿体形成于第一主旋回的中期。其他一些次要矿体形成于海退早期和海侵初期。

3.1.3 古气候—温暖干燥亚热带

温度对沉积作用的影响极大，对矿物的溶解度、介质中CO2的分压力、生物发育情况等都有影响。根据地质学和矿物学方法，对区内成磷前后的古气候作推断。

（1）白云质大理岩、白云石大理岩的普遍出现，说明成矿时气候干燥，蒸发作用强。（2）在矿层上部往往出现重结晶白云石大理岩、硬石膏大理岩、石盐假晶洞等现象，同样说明当时水温高，蒸发作用强烈。干热的气候使磷酸岩的溶解度较小，磷质聚沉，这是成矿很重要的因素之一。

3.1.4 古海水性质

化学成分Ca、P、F超载。磷在海洋中的分布是不均匀的。在不同的深度、不同洋域含量是不同的，显示一定的分带性[5]。然而，有国外学者认为：“前寒武纪海水的成分与现代海水的成分相比是不同的，前者含有相当少的NaCl，另一方面，Fe、Ca和Mg的重碳酸盐含量比后者高，这是前武纪大气圈CO2压力高的结果”，本区矿石中Ca、P、F含量经常高于克拉克值的几十倍至上百倍，表明当时海水中这些成分的含量也是相当高的，而且过量，在浅海处，CO2逸出，形成碳酸盐沉积，接着由于磷酸盐的溶解度大大减小，就在浅海带形成碳酸盐堆积。

3.1.5 盐度较大（3.5%～20.0%）

海水的盐度对磷质的聚沉起很重要的制约作用。国外学者指出：“超盐度的水对磷及其一些伴生元素的溶解能力大，而且由于其中多种离子的相互络合及其触媒作用，更可以促进磷的溶解。超盐度的孔隙水进入海底水后，由于盐度被稀释，即可沉淀出磷”。根据区内矿体与围岩经常出现白云石-硬石膏-石盐假晶这一盐度逐渐增加的序列，而磷矿与白云石共生，关系密切；黏土矿物中K2O，MgO的含量也随之增加而增加，说明成磷时的岩度比较高，在成矿之后曾出现超盐度>200%的环境。

pH在7.0～8.0（中-弱碱性）。pH是影响元素迁移和沉积的最重要因素之一。由于海水介质中有其他离子存在，对磷质沉淀所需pH会有影响，但磷质聚沉受一定的pH制约，在中-弱碱性条件下与碳酸盐相衔沉积。pH变化的原因较复杂，一方面取决于有机质的含量，另一方面取决于使水碱化的CaCO3和MgCO3的含量。碳酸盐的溶解和沉淀都对pH有较大的影响。

不同学者对成磷时pH的大小有不一致的认识，在pH为7.0～8.0的中性-弱碱环境里，均会有磷酸盐沉淀[6]。本研究认为该意见与本区的情况相符合，因为本区矿石的矿物组合中磷酸盐均出现在中性线（pH=7.0）的右侧。如图4所示。

3.1.6 海水水動力条件—相对稳定、低能

现仅据本区矿石中保留的原生结构构造—块状、条纹、条带和矿物的组合特征，初步判断成磷时海水动力条件是以相对稳定、低能的浅水环境为主。块状构造、细粒结构显然原来是凝胶结构，是滨外沉淀磷块岩的主要结构，但也见于滨线沉积的低能带；条纹、条带状结构反映水动力条件稍有增强，水体较浅。一般认为黄铁矿（本区普遍出现）的形成反映介质滞流，当为静水环境；泥晶灰岩（相当于本区云母大理岩）与页岩（相当于本区云母片岩）都表示静水环境，或为波基面以下的较深静水带，或为受屏蔽的极浅水环境。

有的磷灰石呈磨蚀砾状或呈复合颗粒；地区矿层的纹层褶皱发育。这些现象表明，在磷矿形成过程中，这些地区的某一矿阶段是接近波基面的，海水有一定的扰动性，水体较浅，能量稍大。

3.1.7 海水深度—浅海

浅海波浪的影响是没有或很微弱的。海流作用有一定影响。巨大的磷酸盐堆积形成于大陆架边缘50～200 m深的浅海带。但有人认为直至500 m，即包括大陆波折下半深海的一部分[7-8]。本区不同矿体的不同矿石类型形成的沉积是不同的，但主要是在波基面以下，部分接近这个面。

3.2 不利因素

现在看来，成磷是受一定条件控制的，是有利和不利两种因素制约的结果。除上述有利成矿条件外，还必须考虑到不利的成矿因素，主要是掺合作用[9]。磷质聚沉是在含有多种成分的海水中完成的，所以，其往往与碳酸盐、Mn、Fe炭质等共沉。这些掺合组分的含量明显影响矿石的质量，当多达一定量时，则不能成矿，往往产生相变。

陆源碎屑物质的掺合是不容忽视的，除少数较纯净的磷酸盐外，其他矿体中均不同程度地掺合了陆缘碎屑物，如石英、长石等，尤以云母磷灰岩中含量更高。当这些陆缘碎屑物含量继续增多，矿石即相交为云母片岩、白云斜长片麻岩等岩石。

4 结语

在前人做过大量地质工作的基础上，通过资料对比、分析研究，从已知矿区到外围地区开展了大量研究及区域对比等地质工作，探讨磷矿床的形成、演变及成矿条件，取得一些新的进展。现将成果总结如下：

磷矿床的形成主要是在海侵、海退时期，在浅海低能的环境中，海水由冷海流区流向浅海暖流区，磷质溶解度降低，以凝胶化学聚集沉淀的。先后经历了沉积、变质、后期变化3个阶段，最终形成磷矿床。其中，后期变化对矿体的分布和规模有较大影响。另外，连云港锦屏-洪泗地区的古构造格架、古地理环境、古地壳运动、古气候条件、古海水性质，都对矿体的形成起到一定的积极作用，但掺合组分的含量对矿石的质量有十分明显的影响，达到一定量时则不能成矿，往往产生相变。

[参考文献]

[1] 陈鸿森.江苏省连云港市新浦磷矿地质勘探报告[R].连云港：江苏省革命委员会地质局第六地质大队，1978.

[2] 何起祥.沉积岩和沉积矿床[M].北京：地质出版社，1978.

[3] 弗伊·斯米尔诺夫.矿床地质学[M].《矿床地质学》翻译组，译.北京：地质出版社，1981.

[4] 成都地质学院岩石教研室.结晶学与矿物学[M].北京：地质出版社，1978.

[5] 南京大学地质学系.地球化学[M].北京：科学出版社，1979.

[6]何起祥.沉积岩和沉积矿床[M].北京：地质出版社，1978.

[7]张士才.怎样找磷矿[M].北京：地质出版社，1979.

[8] 张福祯.江苏省锦屏-宿迁地区海州式磷矿成矿预测[J].化工矿产地质，1995（4）：258-264.

[9] 温婧.中国磷矿资源类型和潜力分析[D].北京：中国地质大学，2011.