四川旺苍大河坝晶质石墨矿地质特征与成因

段 威，唐文春，黄 健，黎龙昌，冉 强，张 飞，李小松

(1.四川省地质矿产勘查开发局化探队，四川 德阳 618000；2.四川省深地地质勘查有限公司，四川 德阳 618000)

0 引言

四川省晶质石墨矿储量位居全国第三，具有川南攀枝花—西昌石墨矿带及川北旺苍—南江石墨矿带两个重要石墨成矿带[1-3]。川北石墨找矿近年取得了较大进展，在旺苍—南江石墨矿带东段的南江地区发现了坪河、庙坪、尖山等大型—超大型晶质石墨矿床，探获晶质石墨矿近千万吨，并对矿床地质特征、控矿因素及矿床成因等进行了一定研究[4-7]。处于同一石墨成矿带西段的旺苍地区仅有数个小型石墨矿床和矿点，未开展过系统石墨勘查和研究工作，石墨找矿潜力未受重视。笔者通过总结旺苍—南江石墨矿带成矿地质规律及典型石墨矿床地质特征，开展勘查工作，在矿带西段发现了大河坝晶质石墨矿床，具超大型规模，证实旺苍—南江石墨矿带西段同样具有良好的找矿潜力。本文试图根据大河坝石墨矿矿的地质特征、成矿地质条件，分析矿床成因，为旺苍—南江石墨矿带西段的石墨找矿工作提供借鉴。

1 区域地质背景

矿区位于上扬子陆块北缘，米仓山基底隆起带南缘之水磨—官坝逆冲带[8]。区域地层出露较全，自新太古界至新生界，缺失泥盆系、石炭系，其余年代地层均有不完全出露[9]。最老地层为太古—元古界基底变质岩系，以变质碳酸盐岩、变质碎屑岩为主，元古界火地垭群麻窝子组(Ptm)是区域石墨矿主要含矿地层。震旦系盖层角度不整合于基底之上。区域断裂可大致分为晋宁期断裂、燕山期断裂两期，与石墨成矿相关的断裂主要为晋宁期断裂。这些深大断裂控制了赋矿地层的出露，为深部岩浆的侵入提供了通道[8-10]。区域岩浆岩以侵入岩为主，多呈岩基、岩株、岩脉侵入于基底变质岩系，侵入岩可分为三个侵入期次：第一期超基性一中基性岩及碱性超基性一碱性岩类，第二期中—中酸性岩类，第三期酸性岩类。详见图1。

图1 旺苍—南江地区地质简图Fig.1 Geological sketch map of Wangcang-Nanjiang area1—三叠—震旦系沉积盖层 2—中—新元古界火地垭群 3—太古—古元古界结晶基底 4—花岗岩体 5—花岗闪长岩体 6—闪长岩体 7—辉长岩体 8—霓霞岩类 9—地质界线 10—角度不整合界线 11—断层 12—石墨矿床 13—矿区位置

2 矿床地质

2.1 含矿地层

大河坝石墨矿赋存于中—新元古界火地垭群麻窝子组，为一套低绿片岩相碳酸盐岩-碎屑岩变质岩系[11]。主要含矿岩性为白云石大理岩层中的石墨片岩、石墨大理岩。矿床主要出露麻窝子组二段及三段，见图2。

图2 大河坝石墨矿区地质简图Fig.2 Geological sketch map of the Daheba graphite deposit1—志留—寒武系 2—元古界麻窝子组三段 3—元古界麻窝子组二段 4—晋宁期角闪辉长岩 5—澄江期二长花岗岩 6—澄江期闪长岩 7—澄江期霓霞岩 8—碳酸岩体 9—大理岩层 10—断层及编号 11—地质界线 12—岩层产状 13—石墨矿体及编号 14—勘查线及编号 15—钻孔位置

麻窝子组二段(Ptm2)：深—浅灰色中厚层大理岩、白云石大理岩、条带状大理岩，总厚度大于1 km。中部见厚层状透闪石白云石大理岩中见多个石墨(化)矿层，多呈似层状、透镜状顺层分布，具有石墨找矿潜力。上部见石墨片岩，部分可达工业品位。是矿区主要的石墨赋矿地层。

麻窝子组三段(Ptm3)：主要岩性为绢云千枚岩夹板岩、钙质板岩、碳质板岩、黑云母钙质片岩，层间夹白云石大理岩透镜体。部分白云石大理岩透镜体(mb)中可见石墨矿(化)层，见图2中Ⅵ号矿体。

2.2 构造

矿区断裂构造发育，构造线走向NEE为主，断层面倾向北，以高角度逆冲断层为主。北侧断层多形成于晋宁期以前，使麻窝子组地层断失并重复出露，这期断层经过后期岩浆岩入侵及成岩活动，痕迹变得模糊。水磨断裂(F14)在一定程度上限定了旺苍—南江石墨矿带北界，南侧大河坝断裂(F3)及其次级断裂基本限定了旺苍—南江石墨矿带的南部边界，也控制了区域岩浆岩及矿体出露的范围南界。矿区断层虽不赋矿，但控制了矿体出露的范围。

2.3 岩浆岩

矿区岩浆岩主要包括大河坝花岗岩体、高坑寺闪长岩体及大量脉岩。

大河坝花岗岩体出露范围约0.5 km2，中细粒等粒二长花岗岩，侵位于麻窝子组二段中，岩体北侧与麻窝子组二段外接触带(距岩体10～40 m)出露了Ⅰ号石墨矿体，与区内石墨成矿紧密相关，是寻找石墨矿的重点区域之一。高坑寺闪长岩体出露于大河坝西侧，出露范围约1 km2，灰色或暗绿灰色中(细)粒闪长岩、辉石闪长岩。该岩体与麻窝子组二段呈侵入接触，岩体北侧出露了Ⅱ号石墨矿体。矿区脉岩以闪长岩脉、正长岩脉及花岗岩脉为主，与侵入岩岩性一致。脉岩多侵入于晋宁期断层破碎带、石墨矿体及早期侵入岩体中。

2.4 矿体特征

矿区初步圈定了6条石墨矿体，主要赋存于麻窝子组二段大套碳酸盐岩层中，矿体主要呈似层状、透镜状产出，矿体产状与围岩产状一致，矿体与围岩界线较清晰，显示了明显的层位特征。Ⅰ号主矿体控制长度约3 km，地表延伸稳定，矿体厚5～76 m，平均厚23 m；固定碳的品位为11%～33%，平均品位为15%(图3)。矿体走向总体近EW向，倾向北，倾角55°～70°。矿体呈似层状，目前工程控制斜深200～260 m，尚未控制至矿体底界。矿体总体沿距大河坝花岗岩体10～40 m的外接触带延伸，矿体西部被该侵入岩体截断(图2)，矿体顶底板均为中—厚层状大理岩、白云质大理岩。

其他矿体厚度范围为1～16 m，延伸长度一般为200～1000 m，局部有尖灭。其中，Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ、Ⅵ等矿体均赋存于碳酸盐岩为主的岩层，品位一般为3%～10%，矿化及延伸较稳定；Ⅴ号矿体赋存于板岩、千枚岩层，延伸不稳定，部分地段炭质含量较高但未石墨化。

图3 大河坝石墨矿P5剖面图Fig.3 Sectional map of prospecting line No.P5 in Daheba graphite deposit1—火地垭群麻窝子组二段 2—大理岩 3—白云质大理岩 4—条带状大理岩 5—硅化角砾状大理岩 6—石墨片岩 7—产状8—钻孔 9—探槽 10—矿体厚度/品位 11—石墨矿体

2.5 矿石特征

矿石主要为粒状鳞片变晶结构，片状构造或块状构造、浸染状构造(图4a、4b)。主要矿物有石英、石墨、绢云母、白云母、黑云母、白云石、方解石等，另有少量黄铁矿、斜长石等。主要脉石矿物成分与同层位板岩及千枚岩基本一致，具典型绿片岩相变质矿物组合。

2.5.1 矿物特征

石墨在矿石中有两种存在形式：一种为呈条带状集合体分布(图4c、4d)，单体为鳞片状，大小0.01～0.2 mm，条带状集合体定向分布，显示片状构造，由于受变质作用影响，条带多呈弯曲状；另一种为分散状石墨(图4e)，单体呈粒状、鳞片状，粒径范围一般在0.005～0.25 mm之间，呈分散状、浸染状分布。两种形式同时存在，高品位部位以集合状为主。

石英呈他形粒状，粒径0.03～0.3 mm，呈星散状、团块状、条带状定向分布(图4d)。白云石及方解石呈半自行—他型粒状，两者镶嵌接触，方解石常见白云石化。绢云母、白云母、黑云母显条状、针状、微鳞片状，粒径为0.03～0.1 mm，含量为10%～30%。

图4 大河坝晶质石墨矿床矿石及显微照片Fig.4 Ores and microscopic photos of Daheba crystalline grapite deposit(a)石墨矿体露头(片状构造) (b)石墨矿体岩心(块状构造) (c)呈条带状分布的石墨(单偏光，25X) (d)条带状石墨集合体呈弯曲状(反射光，100X) (e)单体石墨形态(-，X100) (f)嵌布在白云母、石英间的细粒石墨(单偏光，100X) (g)含石墨白云石蛇纹石透闪石片岩的片状构造(正交光，25X) (h)石墨矿石中的硅化及黄铁矿化 (i)Ⅰ号矿体中的透闪石化大理岩夹石Gr—石墨 Qtz—石英 Bt—黑云母 Ms—白云母 Srp—蛇纹石 Dol—白云石 Tr—透闪石 Py—黄铁矿

2.5.2 矿化蚀变

Ⅰ号主矿体西段近岩体区域蚀变较明显，近岩体区域的矿体及顶、底板常见硅化、角岩化、黄铁矿化及白云石的透闪石化、蛇纹石化。硅化矿石石英含量可达75%，石英常包裹细粒状石墨。白云母多呈单体分布在石英中，少量呈不规则状集合体嵌布，因石英交代部分白云母颗粒边缘呈锯齿状，白云母内见细粒状、尘状石墨包体(图4f)。可见蚀变后剩余的白云石残晶，局部可见透闪石与蛇纹石交织在一起(图4g)。黄铁矿及磁黄铁矿多为半自形、他形细粒状，在矿石中呈团块状、细脉状或星散状分布于脉石矿物间(图4h)。

矿区6条矿体中Ⅰ、Ⅱ号矿体靠近岩体，矿体内大理岩夹石透闪石化明显(图4i)，矿体石墨品位一般为15%～25%，局部可达30%；Ⅲ、Ⅳ、Ⅴ号等矿体远离岩体，品位一般为3%～10%，局部达15%。蚀变特征显示矿体叠加了热接触变质及热液作用，蚀变强烈的区域矿体品位明显较高，表明区域变质形成了品位较低的石墨矿体，后期叠加的热接触变质或热液蚀变可能对矿区石墨的进一步富集成矿有利。

3 矿石地球化学

3.1 样品采集与分析测试

本次样品为Ⅰ号矿体西段及中部的地表槽探内采集的新鲜矿石样品，样品主量元素及微量元素分析由四川省地质矿产勘查开发局化探队检测中心承担。主量元素测试方法：样品经熔融制片后，在ZSX Primus Ⅱ型X射线荧光光谱仪上分析，分析精度优于0.1%～1.0%，FeO含量在有二氧化碳气体保护下，样品经盐酸和氟化钠溶解，用重铬酸钾滴定其浓度，分析精度优于0.1%～1.0%。微量元素测定方法：样品经硝酸、氢氟酸和高氯酸溶解后用Agilent 7900型电感耦合等离子质谱仪(ICP-MS)测定其浓度，检出限优于5×10-9，相对偏差优于5%。

3.2 主量元素

矿石主量元素、微量元素分析结果见表1，矿石w(SiO2)为32.84%～55.18%(平均46.50%)，w(Al2O3)为7.56%～16.90%(平均11.83%)，SiO2/Al2O3比值为2.70～6.49(平均4.13)。w(Fe2O3)为0.10%～12.18%(平均4.85%)，w(FeO)为0.32%～1.9%(平均1.00%)。w(K2O)为2.21%～6.79%(平均3.47%)，w(Na2O)为0.074%～1.53%(平均0.65%)，K2O/Na2O比值为2.18～40.03(平均16.40)。w(CaO)为0.071%～1.63%(平均0.70%)，w(MgO)为0.51%～3.57%(平均1.48%)，CaO/MgO比值为0.07～1.07(平均0.37)。各矿石样品主量元素含量变化范围较大，V2O5、P2O5、MgO、TiO2等含量高于上地壳平均值，SiO2、Al2O3、CaO、Na2O含量较低，可能是成岩期后由变质、蚀变作用对活动性较大元素的影响[12-14]。造岩氧化物中K2O含量普遍比Na2O含量高，K2O/Na2O比值为2.18～40.03，差别较大，K2O/Na2O均值达到16.40，这是沉积岩的特征[15]。w(CaO)为0.034%～2.52%，平均仅0.7%，属于非钙化岩石[16]。矿石尼格里岩石化学计算结果见表1，矿石al>alk+c，为铝过饱和岩石[18]。

表1 石墨矿石主量、微量元素含量及有关参数值Table 1 Analysis data of major and trace elements of graphite ores and relevant parameter values

续表1

3.3 微量元素

大离子亲石元素w(Rb)为97.6×10-6～151×10-6(平均116×10-6)，w(Cs)为1.22×10-6～4.38×10-6(平均2.6×10-6)，含量总体稳定；w(Ba)为441×10-6～1590×10-6(平均767×10-6)，矿石Rb/Sr比值为1.62～5.49，Sr/Ba比值为0.02～0.13。Ba元素局部明显富集可能与原始沉积物吸附有关，Sr元素强烈亏损，可能与沉积物源的斜长石风化导致Sr流失有关。高强场元素U、Ta、Zr、Hf、Th富集且较稳定，w(U)为6.48×10-6～55.9×10-6(平均23.9×10-6)，w(Th)为5.50×10-6～20.3×10-6(平均13.3×10-6)，w(Ta)为0.77×10-6～2.58×10-6(平均1.48×10-6)，w(Zr)为131×110-6～338×10-6(平均212×10-6)，w(Hf)为4.8×10-6～11.4×10-6(平均8.22×10-6)，表明受到风化、蚀变及变质作用等影响较小，其富集可能指示原始沉积物物质来源与陆缘碎屑物有关[19]。V、Cr、Ni等元素强烈富集，w(V)为179×10-6～3501×10-6(平均2187×10-6)，w(Cr)为462×10-6～1183×10-6(平均697×10-6)，w(Ni)为13.3×10-6～245×10-6(平均104×10-6)，元素含量变化较大，这些元素在氧化环境中易溶于水，还原环境时易在沉积物中富集，指示原始沉积物可能形成于还原环境中。

4 成因分析

4.1 原岩恢复

Zr、Ti和Ni等元素在岩石中的含量及不易受变质和交代作用影响，在Ni含量相同的情况下，沉积岩比火成岩具有较高的Zr/TiO2比值[20]，采用Zr/TiO2- Ni图解进行投图(图5)，样品投点全部落入沉积岩区，指示含矿岩石为副变质岩。

西蒙南[20-21]提出的 (al+fm) - (c+alk) -si图解在恢复变质岩原岩类型上效果较好，投图(图6)结果显示，样品均落入泥质沉积岩区和砂质沉积岩区，并以泥质沉积为主，表明沉积区水体可能处于低能环境。涅洛夫[20-21]提出的(Al2O3+TiO2) - (SiO2+K2O) - Σ 图解 (Σ=100-Al2O3-TiO2-SiO2-K2O)能够比较详细的区分泥质岩、砂质岩和铁质岩的不同类型，反映各种泥质岩石形成时的古地理条件，投图(图7)结果显示，样品主要集中于碳酸盐质含铁的黏土、泥灰岩、硅质泥灰岩、含铁砂岩等区内。结合岩相学分析，推测矿区石墨矿原岩可能是一套以含炭黏土质细—粉砂岩及泥灰岩为主的岩石组合。

图5 Zr/TiO2- Ni图解(底图据文献[20])Fig.5 Diagram of Zr/TiO2 - Ni [20]

图6 (al+fm) - (c+alk) - si图解(底图据文献[20])Fig.6 Diagram of (al+fm) - (c+alk) - si [20]

图7 (Al2O3+TiO2) - (SiO2+K2O) - Σ(其余组分)图解 (底图据文献[20])Fig.7 Diagram of (Al2O3+TiO2) - (SiO2+K2O) - Σ (other components)[20]Ⅰ—石英砂岩、石英岩，Ⅱ—少矿砂岩、石英质砂岩，Ⅲ—富矿砂岩Ⅳ—长石质砂岩 Ⅴ—钙质砂岩、含铁砂岩等 Ⅵ—化学上弱分异的沉积物 (a—杂砂岩 b—富矿物粉砂岩 c—泥质砂岩和寒带、温带气候的陆相黏土) Ⅶ—化学上中等分异的黏土—寒带、温带气候的海相和陆相黏土 Ⅷ—潮湿气候带化学上强分异的黏土 Ⅸ—碳酸盐质含铁的黏土 Ⅹ—泥灰岩 Ⅺ—硅质泥灰岩、含铁砂岩等 Ⅻ—含铁石英岩

4.2 沉积环境

V、Co、Ni、U、Th等元素的溶解度随氧化还原条件的改变产生极大变化，导致沉积物中的元素在不同的氧化还原条件中会产生分异，可以作为恢复古海洋氧化还原环境变化的地球化学指标[22]，具体判别指标见表2[23]。研究区石墨矿石Ni/Co比值为5.74～15.7(平均11.4)，U/Th比值为0.71～10.2(平均2.69)，V/Cr比值为0.18～6.32(平均3.38)，V/(Ni+V)比值为0.15～0.86(平均0.70)，指示了矿区石墨矿原始含矿层沉积属贫氧—缺氧的还原环境。

表2 古水体氧化-还原环境微量元素判别指标[22]Table 2 Determination index of trace elements for ancient water oxidation-reduction environment[22]

4.3 炭质来源

大河坝石墨矿与邻区南江坪河石墨矿为赋存于相同地层，其地质特征、矿化特征及矿石类型几乎一致，攀枝花中坝石墨矿成矿时代、矿化特征及矿石地球化学特征与本区相似，可作为本区石墨成矿炭质来源参考。南江坪河石墨矿的 δ13C 为-24.5‰～-22‰[24]，攀枝花中坝石墨矿 δ13C 值为-27.64‰～-28.44‰，平均为28.14‰[25]，详见表3。通过对比碳酸盐岩与现代有机质的 δ13C 含量，邻区及同类石墨矿体的 δ13C 与有机质分布范围一致，表明石墨的炭质主要来源于生物有机质。中—新元古代，研究区处于米仓山火山岛弧与扬子古陆核之间的弧后盆地[26]，麻窝子组碳酸盐岩中的叠层石化石[27]显示浅海中存在大量原始单细胞生物及其新陈代谢产生的有机物，并有富含有机质的陆源碎屑随洋流搬运到该区含镁碳酸盐沉积的浅海环境中[4-5]，形成了该区石墨成矿炭质的主要来源。

表3 相关地区同类石墨矿床δ13C组成对比Table 3 Comparison of δ13C composition of the same type graphite deposits in the related areas

4.4 矿床成因

中—新元古代，米仓山弧后盆地强烈坳陷，矿区在处于弧后浅海区，沉积了以巨厚碳酸盐岩为主的麻窝子组二段、泥砂质岩夹灰岩为主的麻窝子组三段[29]，在近大陆静水低能的泻湖环境及半封闭的贫氧—缺氧还原条件下，利于有机碳富集，不均匀沉积了含炭质黏土细—粉砂岩层，其中有机碳可在缺氧环境下沥青化，经区域变质作用可形成石墨[30]。因此这些含炭质岩层成了最初的石墨矿原岩层，为石墨成矿提供了最初的炭质来源，是后期石墨矿体具有一定层位特性的基础。受微沉积环境变化影响，沉积了规模不一的含炭质黏土细—粉砂岩层，这些含炭质原岩层的规模一定程度上决定了石墨矿体的规模。晋宁运动使该区发生了广泛的区域变质，火地垭群发生强烈褶皱并伴随低绿片岩相区域变质[31]，麻窝子组含炭泥砂岩、含炭碎屑岩和含炭含镁碳酸盐岩变质成石墨片岩、炭质板岩和含石墨白云石大理岩等，含碳泥砂质层受区域变质形成了最初的石墨矿体。同时期形成的大量NEE向韧性剪切断层，在随后的澄江运动中进一步活化加强，为岩浆侵位提供了通道。晋宁末期—澄江期米仓山弧后盆地的强烈拉张作用，引发了龙门山—米仓山大陆裂谷作用，使重熔钙碱性花岗质岩浆形成和侵位[32]，大量岩浆热力作用及热液活动使得前期形成的石墨片岩和含石墨白云石大理岩等变质程度进一步加深，早先形成的石墨粒径进一步增大，最终形成晶质石墨矿体。

另外，研究表明，碳酸盐矿物对炭质物质的石墨化可起到催化作用[33]，当炭质与碳酸盐岩在一同加热时，炭质的石墨化温度将大大降低[34]。矿区赋存于大理岩层中的Ⅲ、Ⅳ、Ⅵ石墨矿体均矿化较好，延伸稳定；而赋存于板岩及千枚岩层中的Ⅴ号矿体则矿化不均匀、矿体不连续，矿体部分炭质未石墨化。这些矿体均远离岩体，暗示在相同的区域地质背景下，碳酸盐岩层中的含炭质层可能比碎屑岩中的炭质层更易石墨化，表明麻窝子组大量的碳酸盐岩围岩可能在石墨成矿过程中提供了有利的条件。

综上，大河坝石墨矿床成因类型为沉积—混合变质型，变质作用包括了区域变质和接触变质双重作用。矿床具有沉积特征、区域变质及热接触变质的混合特征。

5 结语

1)大河坝晶质石墨矿赋存于元古界火地垭群麻窝子组大套碳酸盐岩层间的石墨片岩、石墨大理岩，矿体产状与围岩一致，具明显的层控特征。矿区石墨矿体一般延伸较稳定，赋存于碳酸盐岩地层中的石墨矿体比赋存于板岩及千枚岩地层的矿体更具找矿潜力。主矿体目前控制深度较浅，深部还具有较好的找矿潜力。

2)矿石的矿物组合特征及地球化学特征分析显示，石墨矿层原岩为含炭黏土质细—粉砂岩沉积层，沉积于弧后浅海或泄湖的半封闭的贫氧—缺氧还原条件下。晋宁期广泛的区域变质使大理岩层中的含炭质泥沙层形成了最初的石墨矿体，靠近岩浆岩体、矿化蚀变强烈的石墨矿体品位总体高于远离岩体的矿体，表明晋宁—澄江期的岩浆侵入为为石墨矿体叠加了热接触变质，使石墨进一步结晶、富集。该石墨矿床成因类型为沉积—混合变质型，变质作用包括了区域变质和接触变质双重作用。