湖南省新化县寒婆坳石墨矿床地质地球化学特征及控矿因素

汤贺军 , 孟贵祥 *, 朱文卿, 龚雪婧 , 张 雄, 文 亭

1)中国地质科学院, 北京 100037;2)中国地质调查局中国地质科学院地球深部探测中心, 北京 100037;3)湖南省地球物理地球化学调查所, 湖南 长沙 410114;4)湖南省水文地质环境地质调查监测所, 湖南 长沙 410131

石墨一直是现代工业与军工发展不可或缺的重要战略资源, 被誉为“21世纪支撑高新技术发展的战略资源”, 素有“黑金”的美誉。石墨是全球分布较为广泛的一种非金属矿物原料, 几乎各国都有发现。据美国地质调查局(USGS)数据统计, 截至2020年底, 全球已探明天然石墨资源储量约为3.2亿t, 中国位列第二, 约为7300万t, 占全球储量的 22.81%。我国隐晶质石墨查明资源储量3548万 t, 湖南省是我国隐晶质石墨最主要的矿产区, 其隐晶质石墨的储量位居全国第一, 矿石中有用组分富集均匀, 有害物质少, 矿石品位高达75%～80%, 可直接选矿利用。隐晶质石墨价格低廉且颗粒具有近各向同性的特点, 是等静压石墨和锂离子电池负极材料等高科技制品的绝好原料, 也可用来制备石墨烯, 近年来在湖南石墨产区也布局了多个石墨烯产业基地。

隐晶质石墨矿主要是由煤系地层受热变质作用形成, 主要产在火成岩体的外接触带, 前人对鲁塘石墨矿区进行了大量的研究, 其他地区工作较少,且研究工作集中在石墨矿石的工艺矿物学及结构参数上(崔先健等, 2018; 李焕同等, 2020)。寒婆坳石墨矿床近几年研究相对较多, 例如周旭林等(2017)对煤及石墨矿的地质特征进行了探讨, 初步总结了煤系石墨化的成矿模式; 何艳林等(2016)研究了天龙山岩体对寒婆坳矿区煤层的影响, 莫佳峰等(2016)对控煤构造分带特征进行了研究, 并提出了找矿方向。尽管前人系统总结了寒婆坳矿区的地质特征及成矿模式, 但对矿源层地球化学特征及控矿因素少有研究。本文以湖南省涟邵煤田北段寒婆坳石墨矿床为例, 分析研究区内石墨矿床的地质地球化学特征与控矿因素, 对于指导区内相同类型的石墨矿床找矿工作具有实际意义。

1 区域地质背景

寒婆坳石墨矿床位于涟邵煤田西部(图 1), 雪峰山地区白马山龙潭—小沙江超单元的天龙山岩体东侧(周旭林等, 2017; 严加永等, 2019)。涟邵煤田位于华南褶皱系、长邵断坳的中部和西部, 自北而南多以纺锤形较为连续的线形褶皱及断块形的含煤向斜组成, 为向西突出的弧形, 总体呈 NE—NNE向展布(莫佳峰等, 2016)。涟邵煤田广泛沉积了早石炭世的含煤岩系, 含煤地层以石炭系下统测水组为主, 二叠系龙潭组次之, 少量下侏罗统。测水组由石英砂岩、细砂岩、砂质泥岩、碳质砂岩、泥岩夹煤(或石墨)组成(何艳林等, 2016)。由于天龙山岩体的侵位, 煤层遭受不同程度热变质, 煤岩变质成为石墨矿体。龙潭组由变质细粒石英砂岩、含黄铁矿结核石英云母角岩、变质粉砂岩、角岩化粉砂质泥岩及石墨矿层组成。下侏罗统主要由砂砾岩、砂岩、泥岩和炭质泥岩夹煤线或薄煤层组成。寒婆坳石墨矿床赋存在石炭系下统测水组中。

图1 新化县寒婆坳石墨矿区域地质图(张义平等, 2015)Fig. 1 Regional geological map of Hanpoao graphite mine, Xinhua County (ZHANG et al., 2015)

区域岩浆岩主要为白马山花岗岩体, 位于湘西溆浦、隆回、新化县境内, 岩体呈近东西向巨大岩基展布, 出露面积1600 km2, 岩体主要由水车、龙潭—小沙江和龙藏湾三个超单元组成, 其中龙潭—小沙江超单元形成于印支期, 水车、龙藏湾超单元则分别形成于海西—加里东期、燕山期(李建华等,2014; 张义平等, 2015)。龙潭—小沙江超单元的天龙山岩体主要岩性为中粒黑云母二长花岗岩和黑云母花岗闪长岩, 锆石U-Pb年龄为196～210 Ma(周鲁民和黄铁心, 1987), 侵入的地层是泥盆系和石炭系, 岩体东部与围岩接触成不规则的锯齿状, 接触带岩体已蚀变, 多为绢云母化、白云母化、碳酸盐化, 且花岗斑岩脉极为发育, 往往顺层贯入到围岩层中。

区域构造以 NE向构造为主, 由一系列的 NE向背斜、向斜组成, 向斜较为开阔, 背斜较为紧闭,自西向东发育了恩口、斗笠山、桥头河、晏家铺、杨家山、青峰、冷水江、寒婆坳、李家湾等向斜。断裂构造较发育, 以 NE向压性断裂为主, 主要分布于向斜两翼, 有的形成了明显的推覆和滑脱构造。

2 矿区地质特征

寒婆坳矿区位于湖南省新化县城南 177°方位12 km处, 隶属冷水江市三尖镇、新化县石冲口镇、新邵县龙溪铺镇管辖。构造上位于寒婆坳向斜西翼,赋石墨地层为石炭系测水组, 位于天龙山花岗岩体东侧, 成矿地质条件优越。

寒婆坳矿区出露地层由老至新依次有泥盆系中统棋子桥组、跳马涧组, 泥盆系上统佘田桥组、锡矿山组; 石炭系下统孟公坳组、石磴子组、测水组、梓门桥组, 石炭系中上统壶天群; 二叠系下统栖霞组、当冲组等(图2)。测水组为含石墨(煤)地层, 为一套滨海海陆交互相的含煤碎屑沉积, 含石墨 4层, 其中3号、5号石墨层可采(图3), 全组厚40～75 m, 一般厚60 m左右, 岩性由上而下分别为:

图2 寒婆坳石墨矿区地质简图(据湖南省煤炭地质勘查院, 2021)Fig. 2 Geological sketch of Hanpoao graphite mining area (from Hunan Coal Geological Exploration Institute, 2021)

图3 寒婆坳石墨矿区石巷里平硐测水组地层信手剖面图Fig. 3 Ceshui group geological section of Shixiangli in Hanpoao graphite mining area

①碳质砂岩、泥岩: 深灰色, 薄层状或团块状,细腻致密, 局部可见大理岩透镜体(图 4a), 厚2～15 m, 平均厚 8 m。②细砂岩: 浅灰-灰色, 薄-中厚层状, 缓波状层理(图 4b), 硅质或泥质胶结, 中部偶夹6、7石墨层或煤层, 下部常为石英砂岩。厚5～30 m, 平均厚12 m。③碳质砂岩: 灰-深灰色, 薄层状, 水平或缓波状层理, 夹菱铁矿层或菱铁矿质结核, 含植物化石。厚 0～10 m, 平均厚 5 m。④3号石墨层或 3煤: 灰黑色, 粒状或块状结构,矿层结构较简单。厚 0～2.6 m, 平均厚 0.96 m。⑤碳质砂岩或碳质泥岩: 灰-深灰色, 团块状, 局部夹煤层。厚1～12 m, 平均厚6 m。⑥细砂岩: 浅灰-灰色, 薄层状, 硅质胶结, 成分以石英为主, 致密坚硬, 局部常相变为石英砂岩(图 4c), 中下部常夹4煤层及菱铁矿层或菱铁矿质结核, 含植物化石。厚2～30 m, 平均厚12 m。⑦碳质砂岩: 灰-深灰色,团块状(图 4d), 含菱铁矿质结核, 局部相变为粉砂岩或泥岩。厚1～7 m, 平均厚5 m。⑧5号石墨层或5煤: 黑色-钢灰色, 金刚-金属光泽, 粒状或条带状结构, 贝壳状断口, 结构复杂, 常夹 2～3层砂质泥岩夹矸, 局部夹矸变厚而使矿层分叉成 3～4个分层。厚0～7.67 m, 平均厚1.54 m。⑨碳质砂岩: 灰-深灰色, 薄层状, 水平或缓波状层理, 含黏土质,致密细腻, 具滑感, 上部偶夹1、2煤层或碳质泥岩,产植物化石, 局部相变为粉砂岩。厚0～15 m, 平均厚10 m。

图4 寒婆坳矿区测水组地层及矿体照片Fig. 4 Photos of Ceshui Group strata and ore bodies of Hanpoao mining area

矿区西部出露有天龙山岩体, 主要岩性为黑云母二长花岗岩, 岩体与围岩发生强烈的接触变质,其变质相主要属于角闪石角岩相。根据围岩蚀变强度推测岩体周围热力变质圈宽 0.3～3 km, 东部宽0.4～1.5 km。矿区东部发育寒婆坳推覆断层, 分布少量小断层、小褶曲。寒婆坳向斜从北向南延伸贯穿全区。轴面倾向南西。两翼产状均较陡, 西翼浅部地层直立或倒转。寒婆坳推覆断层位于矿区的东侧,走向近南北, 倾向近东, 倾角约 20°～40°, 延伸超过 30 km, 是一条区域性断层。将相对较老的地层如石炭系孟公坳组、泥盆系锡矿山组推覆至较新的二叠系当冲组、石炭系壶天群之上。造成平面上寒婆坳向斜东翼被老地层掩盖而未出露。

3 矿床地质特征

矿区内已发现的主要矿体有5个, 为新化县稠木矿体、新化县胜利矿体、新化县稗冲矿体、冷水江市石巷里矿体及石船矿体。石墨矿体产于石炭系下统测水组, 含石墨2～3层, 可采2层, 矿体呈层状、透镜状产出, 编号为石墨3号矿、石墨5号矿。石墨3号矿层厚 0.10～5.0 m, 一般约 1.47 m; 石墨 5号矿层厚0.3～3.20 m, 一般约 0.83 m, 均不稳定, 但大部分可采。根据生产矿山开采情况: 向斜东翼受推覆构造影响, 矿层厚度变化大, 局部形成富矿包, 厚达10 m以上, 部分地段相变为炭质页岩, 石墨质量总体较西翼差; 向斜西翼煤与石墨矿层同时存在, 矿层呈陡倾斜产出, 厚度总体较为稳定, 从北往南、由浅至深有变薄趋势, 矿层厚度总体变化不大。矿层直接顶底板均为灰黑色碳质砂岩、砂质页岩、碳质页岩, 局部夹大理岩(图5a-h)。石墨5号矿结构较为简单, 矸石含量低; 石墨3号矿结构较复杂, 矸石含量较高。

从矿层顶底板碳质砂岩镜下特征看, 3号石墨顶板的碳质砂岩碳物质定向排列不明显(图5c), 5号石墨顶板的碳质砂岩碳物质有一定的定向排列(图 5f),而底板具有明显的定向排列特征, 并与石墨相间分布(图5g-h)。说明由上向下, 接触热变质及石墨化的程度逐渐变大。值得注意的是, 石墨化较好层位, 其裂隙常有石英脉填充(图5i), 说明岩浆期后的热液活动进一步促进石墨化的过程, 可作为近矿热液蚀变找矿的重要标志。

矿石矿物成份除石墨外, 还有少量石英、方解石、黄铁矿、绢云母、黑云母和黏土矿物。固定碳含量高, 有害组分少, 质量较好。矿石构造以块状为主, 局部呈片状、页片状或条带状(图 5i), 在受构造强烈挤压处呈角砾状。

图5 寒婆坳矿区矿石及围岩镜下显微照片Fig. 5 Micrograph of ore and surrounding rock in Hanpoao mining area

石墨矿为显微鳞片状-隐晶质结构, 经电子探针鉴定, 距花岗岩的远近不同, 其结构变化呈带状分布。距岩体0～700 m一带, 矿石结构呈显晶细鳞片状,片径 1～4 μm, 一般 3 μm, 少数呈自形-半自形的六方片状, 轮廓清晰。150～1326 m之间, 呈显晶细鳞片状和隐晶质结构, 片径 0.1～3 μm, 一般 1.5 μm, 它形-半自形晶, 呈镶嵌状, 后者晶形不定, 轮廓不清晰。356～1326 m以外为隐晶-非晶质结构, 石墨呈细鳞片状, 晶形不定, 趋它形-半自形, 片径小于0.1～2 μm, 石墨为非晶质结构。

寒婆坳矿区石墨3号矿石墨化度为34.9%～96%,平均 79.12%, 固定碳 63.67%～91.14%, 平均 82.8%,石墨5号矿石墨化度61.4%～94.4%, 平均为84.87%,固定碳78.86%～93.59%, 平均89.9%, 其工业分析结果如下表1所示。截至2018年12月底, 石巷里石墨矿体保有石墨矿资源储量(122b+333)67.2万吨, 稗冲石墨矿体石墨矿资源储量(122b+333)46.7万吨。

表1 寒婆坳矿区石墨矿工业分析结果统计表(湖南省煤炭地质勘查院, 2021)Table 1 Statistics of industrial analysis results of graphite ore in Hanpoao mining area(Hunan Coal Geological Exploration Institute, 2021)

4 样品特征及测试方法

在寒婆坳石墨矿区内采集含石墨碳质砂岩及大理岩样品进行主微量元素分析。样品采在平硐, 详细位置见图3, 所有的样品均较为新鲜。大理岩主要由方解石、白云石等组成, 方解石、白云石呈他形粒状,粒度为0.4～1 mm, 二者含量大于95%, 黑云母及其他矿物含量在 5%左右(图 5a); 含石墨碳质砂岩为细粒结构, 层理构造, 主要矿物为石英、黑云母、碳质物, 其次含有少量的石墨、绢云母及黄铁矿(图5b-f)。

全岩主微量元素的定量分析在北京大学教育部重点实验室完成。主量元素测试采用熔片法X-射线荧光光谱法(XRF)分析, 首先称取0.5 g样品放入坩埚, 然后加入适量硼酸高温熔融成玻璃片,最后在X射线荧光光谱仪(XRF-1500)上采用外标法测定氧化物含量, 主要氧化物的分析相对误差小于2%。微量元素采用等离子质谱法(ICPMS), 称取40 mg样品用酸溶法制成溶液, 然后在 ICP-MS Element II上进行测定, 分析相对误差低于5%～10%。

5 测试结果

含石墨碳质砂岩及大理岩样品主微量元素分析结果列于表2。

表2 寒婆坳石墨矿区碳质砂岩及大理岩主微量元素分析结果Table 2 Major and trace elements of carbonaceous sandstone and marble in Hanpoao graphite mining area

矿区碳质砂岩样品 SiO2含量变化较小, 为54.0%～61.2%, 平均值为58.4%; 大理岩样品中其中一件的 SiO2含量为 77.4%, 说明该样品含有较多的石英, 另一个含量为0.57%, 而含有较多的碳酸盐矿物。碳质砂岩TiO2含量相对较高, 为0.62%～0.80%,平均值为0.73%, 大理岩TiO2含量相对较低, 平均值为 0.01%; 碳质砂岩 Al2O3含量较高, 变化于7.32%～15.0%之间, 平均值为11.1%, 说明岩石含有较多的黏土类矿物; TFe2O3含量变化于 4.12%～8.68%之间, 平均值为 4.34%, 说明岩石含有一定的绿泥石、黑云母等矿物, 而大理岩Al2O3、TFe2O3含量较低, 平均值分别为 0.14%、0.22%; 碳质砂岩的Na2O含量变化于 0.20%～3.32%之间, 平均值为1.27%, K2O含量为1.98%～3.42%, 平均值为2.85%;大理岩样品的K、Na含量均较低。

矿区碳质砂岩稀土总量较高, 变化于199×10-6～222×10-6之 间 , 平 均 值 为 212×10-6,(La/Yb)N为 2.77～6.40, 平均为 4.58, 在球粒陨石标准化图解上(图 6a)可以看出, 碳质砂岩显示轻稀土分馏明显, 重稀土分馏不明显, 整体表现出轻稀土富集, 重稀土亏损的特点。研究区碳质砂岩具有明显的 Eu负异常(δEu=0.29～0.49), δEu平均值为 0.38;Ce异常不明显(δCe=0.73～0.93), δCe平均值为 0.82。

而大理岩的稀土元素总量较低, 变化于10.54×10-6～11.82×10-6之间, 平均值为 11.18×10-6;(La/Yb)N为 4.39～6.84, 平均为 5.62, 说明碳质砂岩与大理岩的轻、重稀土分馏程度基本一致。研究区大理岩有1件Eu负异常明显, 1件Eu无异常(图6a);而Ce均为负异常, δCe=0.75～0.80, 平均为0.78, 与碳质砂岩样品显示出一定的差异性。大理岩样品稀土元素配分曲线显示的不一致性可能是由于大理岩样品受花岗岩体的侵入, 发生了混合岩化作用(Bhatia, 1985)。

碳质砂岩微量元素含量整体要高于大理岩一到两个数量级。在原始地幔标准化蛛网图上(图6b), 碳质砂岩显示出U、Th、Ba的正异常, 其中U正异常比较明显, SXL-3J、SXL-5D两个样品U正异常程度较大, Pb、Sr元素显示出明显的负异常。大理岩微量元素配分曲线与碳质砂岩基本一致, 表现出 U的正异常及Pb、Cs的负异常, Sr异常不明显。U的正异常可能主要反映了沉积岩原岩的特征, 说明原岩的有机质堆积较多(Floyd and Leveridge, 1987); 而 Sr的负异常可能与斜长石发生了风化作用有关, 斜长石在风化过程中产生了Sr的丢失。研究区碳质砂岩的大离子亲石元素含量较高, Rb含量为 140×10-6～261×10-6; Sr的含量为 72×10-6～172×10-6, Rb/Sr在1.51～2.75之间, 平均值为2.07, 高于上地壳值0.32,反映出一个相对较强的循环沉积作用; 高场强元素Nb、Ta、Zr、Hf含量相对较高。Ba/Sr在 1.04～19.66之间, 平均为 11.61, 明显高于上地壳值(1.57), 这说明源区的物质来源可能为上地壳(Taylor and McLennan, 1985)。

图6 寒婆坳石墨矿区碳质砂岩及大理岩稀土元素配分曲线及微量元素蛛网图(Sun and McDonough, 1989)Fig. 6 Chondrite-normalized REE distribution patterns and continental primitive mantle-normalized multi-element distribution patterns (after Sun and McDonough, 1989)

6 讨论

6.1 控矿因素—矿源层

6.1.1 沉积环境及原岩物质来源分析

一般认为Fe与Mn的富集与热液关系密切, 而Al的富集与陆源碎屑沉积物关系密切(Klinkhammer et al., 1985)。因此, 用 Al与(Al+Fe+Mn)比值是一个比较重要沉积环境判别的标志。在沉积时, Al/(Al+Fe+Mn)会随着热水沉积的减少而不断变大, 一般会在 0.01到 0.6之间变化,反映的沉积环境从热水环境到海洋生物成因变化(Murray, 1994)。矿区碳质砂岩的Al/(Al+Fe+Mn)比值变化从0.56到0.61, 平均值为0.58, 沉积环境反映了海洋沉积环境, 而非热水沉积环境。

运用MnO与TiO2的比值可以进行古沉积环境的判别(何俊国等, 2009)。由于岩石中的Mn2+易溶,Mn2+会随着可溶化合物而转入溶液中, 而Ti则是相对稳定的元素, 一般情况下不能进入溶液中, 因此原岩在沉积过程中, Mn元素可通过海流作用在海水中富集, 而Ti元素可以稳定的保留在原地, 导致溶液中Mn的含量较高, Ti的含量相对较低, 因而在沉积作用过程中, MnO与 TiO2的比值会逐渐变大(谢建成等, 2006)。MnO 一般判定为深海物质来源的标志, 而 TiO2代表了陆源沉积物, 如果 MnO与TiO2的比值较低, 小于0.5, 则可以认为沉积环境为大陆边缘的海洋沉积环境; 如果MnO与TiO2的比值在 0.5～3.5之间, 则认为沉积环境为远离大陆的海洋沉积环境(Yamamoto et al., 1987)。本区碳质砂岩样品的 MnO/TiO2均小于 0.5, 变化于 0.06～0.14之间, 说明本区的沉积环境为近陆的边缘海洋沉积环境, 同时混入了陆源碎屑物。

Ce除了呈三价外, 在氧化条件下或在碱性环境中Ce可变成四价(刘钦甫等, 1998)。在氧化环境中, Ce4+在海水中停留时间最短, 与其他 REE明显不同, 因此Ce在海水中强烈亏损。如果在沉积物中,则呈现出 Ce的正异常或无明显负异常; 因为当在缺氧还原环境下, Ce以+3价出现在水体中, 致使Ce在海水中为正异常, 而在同期的沉积物中则出现 Ce的负异常(杨兴莲等, 2008)。因此, 如果在沉积物中的 δCe＜1, 说明沉积环境为缺氧还原环境,而δCe＞1则说明海水的环境为氧化环境。本区碳质砂岩和大理岩 δCe均小于 1, 可知原岩主要形成于缺氧还原的海洋沉积环境。

测水组是湖南省下石炭统重要的含煤(石墨)地层, 前人利用成因地层分析方法对其物质组成及沉积环境做了大量的研究, 认为测水组为一套海陆交互相碳酸盐及含煤碎屑沉积, 沉积环境为滨浅海-障壁岛-泻湖沉积体系(刘钦甫和张鹏飞, 1991; 刘国荣等, 1998; 朱林英等, 2015), 成煤环境为泥炭沼泽(何红生, 2004)。本次研究从元素地球化学特征看,碳质砂岩的 MgO/CaO比值较高, 显示封闭半封闭咸化滞留泻湖环境。碳质砂岩轻重稀土比值与稀土总量负相关, δEu值与轻重稀土比值负相关, 具有负铈异常, 这些特征显示原岩沉积环境属于陆源海相沉积环境, 物质来源于大陆碎屑物, 位于滨浅海潮汐带沉积(刘敬党等, 2017; 汤贺军等, 2021)。

6.1.2 接触热变质温度分析

测水组地层中砂质泥岩中局部可见大理岩透镜体, 一般认为大理岩由碳酸盐岩经区域变质作用或接触变质作用形成。本次工作对大理岩进行了岩石地球化学分析, 从表 2中可以看出, 寒婆坳石墨矿区大理岩CaO(30%)、MgO(21.1%)、烧失量(46.5%)总和为97.6%, 其它成分很少(1.5%)。由此可知, 本区大理岩主要由Ca和Mg的碳酸盐和氢氧化物组成,从镜下看, 大理岩的主要矿物白云石和方解石, 该碳酸盐岩中的Si、Al组分极少。寒婆坳矿区大理岩与北朝鲜沃尔萨大理岩化学组成较一致, 金润成等(2018)根据大理岩中白云石、方解石等矿物含量及差热分析结果计算得到的该化学组成的大理岩形成的温度为426～550 ℃, 代表了本区接触热变质的温度。

6.2 控矿因素—岩浆岩

寒婆坳矿区位于天龙山花岗岩体东侧, 天龙山岩体是煤系地层变质为石墨的主要热源, 岩体侵入的地层是泥盆系中统至石炭系下统, 属印支晚期侵入体。区域研究表明, 白马山岩体印支晚期存在多期次花岗质岩浆活动(李建华等, 2014), 而龙潭—小沙江超单元的天龙山岩体为最晚期侵入。岩浆岩侵入地层, 产生高温, 为煤系地层的热接触变质作用提供了热量, 高温为C原子重排、重结晶、结构转化提供了活化能, 对煤系地层的石墨化过程起着主导作用(汤贺军等, 2015)。多期次的岩浆活动使矿源层中有机质不断富集成矿, 岩浆岩与石墨成矿具体表现为:

①在空间上, 石墨矿床均产于岩浆岩侵入体接触变质带中, 矿床围绕岩体接触带分布, 石墨变质程度与岩体距离总体上呈正相关关系, 离岩体越近,石墨变质程度越高, 大体上呈现出石墨→半石墨或石墨化无烟煤→无烟煤的分带性。

②侵入岩的产状、形态、规模及与围岩接触关系对石墨成矿具有显著影响, 岩体侵入方向与煤系地层倾向一致时, 易形成“温度-压力”封闭作用圈,同时也可较好的保存石墨层, 若岩体环抱式侵入,石墨层则易遭到侵蚀, 难以形成具一定规模的矿床。

③从岩体规模来看, 中深侵入相的大岩体, 侵入面积较大, 热能充足, 对石墨成矿有利。而较小岩体或岩脉则很少有石墨矿产出, 浅成侵入的热源散失较快, 且作用时间短, 影响石墨化的范围较小。

天龙山花岗岩体在平面上分布于含矿层西侧,南北向延伸, 侵蚀面向东倾斜, 岩体侵入造成具大的挤压力, 使得含矿层往北产生流动, 同时产生较强的褶曲, 区内总体形态为向东突出的弧形, 最大突出位置在石船矿体中部, 南部岩浆岩使石船石墨矿体厚度变小, 而石巷里石墨矿体的厚度增大。同时, 因岩浆热液的活动, 紧靠岩体的地段, 部分热液侵入到矿体顶底板岩石裂隙中, 矿石中还见有细石英脉或方解石脉等热液物质充填, 形成较好石墨矿化层位, 说明岩浆期后的热液活动进一步促进石墨化的过程(图5i)。

6.3 控矿因素—构造

石墨的形成和赋存并不仅受岩浆岩接触热作用的影响, 构造为石墨的形成提供有利的成矿条件。前人研究得出, 构造复杂、构造变形较强、形成的封闭式环境有利于煤系石墨的形成; 若构造相对简单, 形成以开放式环境为主, 则仅仅在靠近岩体附近形成煤系-石墨的过渡产物(湖南省煤炭地质勘查院, 2021)。

矿区东部发育寒婆坳推覆断层, 分布少量小断层、小褶曲。本区西侧为印支期天龙山花岗岩体, 由于岩体的侵入和隆起, 产生的侧向挤压形成局部构造应力场, 造成局部地区中小规模的逆冲断裂, 使西翼煤系层位直立甚至倒转(图 7), 岩体侵入形成的挤压围绕岩体周缘均有分布, 使得围岩发生强烈的变质和烘烤现象, 呈紫红色。后期寒婆坳推覆断层将相对较老的地层如石炭系孟公坳组、泥盆系锡矿山组推覆至较新的二叠系当冲组、石炭系壶天群之上。造成平面上寒婆坳向斜东翼被老地层掩盖而未出露。从北向南岩体距煤系越近, 地层的构造变形也随之逐渐增强, 强烈的构造运动破坏了煤系地层的物理结构, 最终在本区形成石墨矿, 其矿石的宏观变形特征强烈者呈鳞片状、碎粒状, 同时热源的存在使煤发生石墨化。

图7 寒婆坳石墨矿区27线(a)及0线(b)剖面图(湖南省煤炭地质勘查院, 2021; 位置见图2)Fig. 7 Line 27 (a) and 0 (b) profile in Hanpoao graphite mining area(Hunan Coal Geological Exploration Institute, 2021; see Fig. 2 for location)

从矿层顶底板碳质砂岩及石墨矿石镜下特征看, 由上向下, 接触热变质及石墨化的程度逐渐变大, 石墨化较好层位, 其裂隙常有石英脉填充,说明花岗质岩体侵入叠加岩浆期后的热液活动沿裂隙运移, 能进一步促进石墨化的过程, 可做为近矿热液蚀变找矿的重要标志。另外, 寒婆坳向斜东翼, 由于推覆构造作用, 地表仅在北部红寨煤矿一带出露推覆构造上覆煤系层位, 其煤层结构复杂, 煤质较差。寒婆坳推覆断层下部靠近岩体层位仍有待于深入研究, 很有可能具有寻找大型石墨矿的潜力。

7 结论

(1)寒婆坳石墨矿床是煤系地层接触热变质而形成的, 矿层顶底板为碳质砂岩、砂质页岩、碳质页岩,局部夹大理岩, 矿石固定碳含量高(＞80%), 矿石构造以块状为主, 距花岗岩由近到远, 石墨粒度逐渐变小。由上向下, 接触热变质及石墨化的程度逐渐变大, 岩浆期后的热液活动能进一步促进石墨化的过程。

(2)寒婆坳石墨矿床碳质砂岩Al2O3(7.32%～15.0%)、TFeO (4.12%～8.68%)、 Na2O (0.20%～3.32%)、K2O (1.98%～3.42%)、TiO2(0.62%～0.80)含量相对较高, 而围岩大理岩 MgO (8.36%～21.12%)、CaO (11.73%～29.98%)含量相对较高; 二者均表现出轻稀土富集, 重稀土亏损的特点。碳质砂岩稀土元素总量较高, 平均值为212×10-6, 大理岩稀土元素总量较低, 平均值为 11.18×10-6; 碳质砂岩具有明显的Eu、Pb、Sr负异常, U、Th、Ba正异常, Ce异常不明显。大理岩Cs、Pb为负异常, U为正异常, Sr异常不明显。

(3)寒婆坳矿区碳质砂岩主要形成于缺氧还原的环境, 原岩沉积环境属于陆源海相沉积, 物质来源于大陆碎屑物, 位于滨浅海潮汐带沉积。

(4)天龙山岩体是煤系地层变质为石墨的主要热源, 为煤系地层的热接触变质作用提供了热量, 同时产生的侧向挤压形成局部构造应力场, 造成局部地区中小规模的逆冲断层, 寒婆坳推覆断层下部靠近岩体层位很有可能具有寻找大型石墨矿的潜力。

致谢: 感谢冷水江市石巷里石墨矿相关人员的热情帮助！感谢两位审稿专家和编辑部老师的细心审阅及提出的建设性意见！

Acknowledgements:

This study was supported by the Study on Metallogenic Regularity and Target Selection of Key Non-metallic Minerals in Hunan Province (Nos.HX2021-10 and HNGSTP-202103), and China Geological Survey (Nos. DD20221643-1 and DD20221643-6).