黔中瓮安早震旦世磷块岩的形成环境及成因机制*

杨海英 肖加飞 胡瑞忠 夏 勇 何洪茜

1 中国科学院地球化学研究所矿床地球化学国家重点实验室，贵州贵阳 550081 2 中国科学院大学，北京 100049

新元古代后期，地球环境发生了重要变革，出现了一系列影响深远的重大事件。随着Rodinia超大陆的裂解，成冰纪(南华纪)发生了全球性的冰川作用(Kerr，2000)，出现了至少2次冰封雪冻的“雪球地球”事件(Kirschivink，2000；Hoffmanetal.，2012)，在此恶劣的气候条件下，大气、海洋之间的交换受阻，海洋表层缺乏光合作用，生物的初始生产力几乎停止(Hoffmanetal.,1998)，海水总体呈现缺氧状态。随后，在震旦纪气候变暖、冰川消融、海平面上升。在此期间出现了海洋的大氧化事件(Fikeetal.,2006;Canfieldetal.,2007;Scottetal.,2008;Och and Shields-Zhou，2012)，并伴随着成磷事件(Cook，1992)和生物大辐射，首次出现了大规模的海相磷酸盐沉积和后生动物的兴起。

全球性的成磷事件导致了在亚洲、非洲、澳洲、南美洲及欧洲都有磷块岩的分布(Cook，1992)，陡山沱期形成的翁福(包括翁安和福泉)超大型磷矿是全球性成磷事件的结果。

黔中瓮福地区储量巨大的磷块岩及其中赋存的瓮安生物群，引起了不少学者的关注(单满生，1987；杨卫东和曾允孚，1990；周传明等，1998；吴祥和等，1999；袁训来，1999；密文天等，2012，2013；Xiaoetal.,1998；Xueetal.,1999)，提出了许多成矿作用观点，包括生物成矿作用(郭庆军等，2003；密文天等，2013)，海相热水成矿作用(郭庆军等，2003；施春华，2005)，机械成矿作用(叶连俊等，1989)，化学/生物化学成矿作用(殷科华等，2007)。磷块岩的物质来源和形成环境一直是研究热点问题之一，研究区磷的来源一直存在争议，至今未取得一致意见。不同学者认识不同，有地壳深部(杨卫东等，1997；郭庆军等，2003；殷科华等，2007)、陆源风化(殷科华等，2007；邓小林等，2009)和上升洋流(刘宝珺等，1987；密文天等，2010；东野脉兴，2001)来源之说。另外，还有宇宙源、幔源(施春华，2005)、早期冰川(殷科华等，2007)等也被认为是磷的成矿物质来源。通过对氧化还原敏感元素、Ce异常的研究认为，瓮安陡山沱组磷块岩沉积环境从下矿层的还原条件转变为上矿层的氧化条件(谢启来等，2003；吴凯等，2006；Muscenteetal.,2015)。另外，黔中地区磷块岩的δ34S 值和有机质丰度表明成矿环境是还原性的(储雪蕾等，1995；殷纯嘏等，1997)。以往对环境的研究主要侧重于氧化还原条件的确定(谢启来等，2003；吴凯等，2006；肖朝益等，2018)，而对其他环境因素则涉及较少(杨卫东等，1997)。

a—黔中磷矿大地构造位置(舒良树，2012)；b—瓮安磷矿区古地理位置(叶连俊等，1986)图 2 黔中地区瓮安磷矿陡山沱期大地构造及古地理位置Fig.2 Geotectonics and palaeogeographic location of Weng’an phosphorite，Central Guizhou

作者拟通过对黔中瓮安大塘矿区陡山沱组的沉积序列开展地球化学研究，确定其环境变化，阐明磷块岩形成的物质来源和环境，探讨陡山沱期磷块岩的成因机制。

图 1 鄂—湘—黔地区震旦纪陡山沱期岩相古地理及 磷矿带分布图(据东野脉兴，1996；有修改)Fig.1 Palaeogeography and phosphorite belt distributions of Hubei-Hunan-Guizhou Area(modified from Dongye，1996)

图 3 瓮安磷矿大塘矿区地质略图 (据贵州省地质局，1972)Fig.3 Geologic scheme of Datang ore block，Weng’an phosphorite deposit(after Guizhou Geology Bureau，1972)

1 地质背景

黔中—湘西—鄂西一带发育的早震旦世陡山沱期(635—551iMa，据 Condonetal.,2005)磷块岩(图 1)为此时期全球成磷事件的结果，形成一系列大型—超大型的磷矿床(东野脉兴，2001)。黔中磷矿(主要包括开阳磷矿和瓮福磷矿)位于扬子板块东南缘(图 2-a)，瓮安陡山沱期磷矿是著名的超大型矿床(吴祥和等，1999)，位于黔中古陆的东北部(图 2-b)，属瓮安-福泉(翁福)矿带的北段(图 3)(叶德书等，2014)。其中的大塘矿区发育有完整的陡山沱组含磷岩系剖面(图 4)，含磷岩系与下伏南沱组冰碛岩或清水江组泥岩平行不整合接触，与上覆灯影组白云岩整合接触。

图 4 瓮安磷矿大塘矿段陡山沱组剖面及元素变化趋势Fig.4 Profile and element variations of the Doushantuo Formation from Datang ore block，Weng’an phosphorite deposit

扫描电镜下可将磷酸盐碎屑颗粒分为球粒(图 6-a,6-b)、 团块(图 6-c,6-d)、 砂屑(图 6-e)和生物碎屑(图 6-f,6-g,6-h,6-i),球粒主要有圆状—次圆状(图 6-a,6-d),颗粒粒径200～500iμm,球度较好,碎屑内含石英和白云石颗粒。 部分磷酸盐球粒外部发育等厚外壳,壳厚5～10iμm(图 6-b)。 团块状磷酸盐(图 6-c,6-d)无明显形状,被石英、 白云石充填碎屑内部,团块状磷酸盐发育收缩裂纹(图 6-c)。 砂屑磷酸盐粒径600～1000iμm,球度较好,内含石英和白云石颗粒(图 6-e)。 生物碎屑主要包括团簇状(图 6-f)、 不规则环带状(图 6-g)微生物单体和球粒状微生物集合体(图 6-h)。 微生物单体粒径约10iμm,微生物集合体粒径大小不等,可达500iμm,多为球粒状,颗粒外部发育等厚壳,壳约5iμm厚(图 6-h)。 在生物碎屑磷酸盐颗粒内部,也发育收缩裂纹(图 6-i),微生物内部发生破坏。

a—下白云岩段； b—下白云岩中白云石，单偏光； c—A矿层及上白云岩段； d—A矿层中球粒状磷灰石，单偏光； e—B矿层及灯影组； f—B矿层中磷酸盐生物碎屑和砂屑磷灰石，单偏光图 5 瓮安磷矿大塘矿段陡山沱组剖面露头及显微镜下结构特征Fig.5 Outcrop and texture characteristics under microscope of Datang ore block, Weng’an phosphorite deposit

图片均为扫描电镜下背散射图片，a-c来自A矿层，d-i来自B矿层。a—圆状磷酸盐碎屑；b—团块状磷酸盐碎屑；c—收缩裂纹；d—次圆状磷酸盐碎屑；e—圆状生物单体磷酸盐碎屑；f—团簇状生物集合体磷酸盐碎屑；g—环带状生物集合体磷酸盐碎屑； h—球状生物集合体磷酸盐碎屑；i—收缩裂纹 Ap表示磷灰石，Dol表示白云石，Qtz表示石英，Py表示黄铁矿图 6 瓮安磷矿大塘矿段陡山沱组磷酸盐碎屑结构特征Fig.6 Texture characteristics of phosphate minerals from Datang ore block，Weng’an phosphorite deposit

表 1 黔中地区瓮安磷矿大塘矿段磷块岩及围岩主量元素含量(%)Table1 Major element contents (%) of the phosphorite and country rocks from Datang ore block,Weng’an phosphorite deposit,Central Guizhou

表 2 黔中地区瓮安磷矿大塘矿段磷块岩及围岩微量元素含量(10-6)Table2 Trace element contents (10-6) of the phosphorite and country rocks from Datang ore block,Weng’an phosphorite deposit, Central Guizhou

综上，瓮安矿区的矿石类型主要为颗粒磷块岩，进一步分为球粒状磷块岩、砂屑磷块岩和生物碎屑磷块岩，以及它们之间的过渡类型。球粒状磷块岩主要分布在A矿层中，填隙物除磷酸盐外，尚有硅质和黏土矿物；砂屑磷块岩和生物碎屑磷块岩主要分布在B矿层中，填隙物主要为白云石。

2 地球化学特征

地球化学样品取自大塘矿段，其在剖面上的位置见图 4。共20件样品，其中，下白云岩段7件，A矿层2件，上白云岩段1件，B矿层8件，灯影组底部2件。进行了主量、微量和稀土元素及碳氧同位素分析。主量元素分析由澳实分析检测(广州)有限公司岩矿分析实验室完成，分析方法为X射线荧光光谱分析；微量和稀土元素分析在中国科学院地球化学研究所矿床地球化学国家重点实验室完成，分析方法为ICP-MS；碳氧同位素分析在中国科学院地球化学研究所矿床地球化学国家重点实验室，由MAT253稳定同位素质谱仪分析。样品的主量、微量、稀土元素及碳氧同位素的分析结果，分别列于表 1、表 2、表 3及表 4。

表 4 黔中地区瓮安磷矿大塘矿段碳酸盐 碳氧同位素组成(‰)Table4 The C and O isotope compositions (‰) of carbonates of Datang ore block in Weng’an deposit，Central Guizhou Province

主量元素分析了下白云岩段、A矿层、上白云岩段、B矿层及灯影组磷质白云岩的P2O5、Al2O3、SiO2、CaO、MgO等含量表明，A矿层的P2O5、SiO2、Fe2O3和F的含量明显高于B矿层，但A矿层的MgO含量则明显低于B矿层，表明A矿层为硅质白云岩，B矿层为白云质磷块岩，与矿物学特征一致。磷块岩的P2O5与CaO、F呈显著的正相关(图 7-a，7-b)，与SiO2、Al2O3呈不显著的正相关(图 7-c，7-d)。

微量元素分析表明A矿层的大部分微量元素含量高于B矿层(表 2)，例如：V、Co、Ni、Cu、Pb、As、Sr、Mo、Ba、Th、U等。相比于北美页岩(NASC)，A和B矿层不同程度地富集Sr、Ba、Pb、U，亏损V、Co、Ni、Cu、Zn、Zr、Th。下白云岩段和上白云岩段的微量元素特征表明，除了极个别样品的元素差异很大，例如DT-1的 V、Cr、DT-3的Ba元素明显偏高，其余样品的微量元素含量相差无几。与世界碳酸盐岩相比，下白云岩段的V、Co、Ba和Th高于碳酸盐岩，而Ni、Pb、Zn、Sr、U低于碳酸盐岩，Cu接近。上白云岩段的Co、Zn和Ba高于碳酸盐岩，而Ni、Pb、Sr、U低于碳酸盐岩，V、Cu、Th接近(表 2)。

碳氧同位素特征(表 4)表明碳同位素值在下白云岩段变化较大，从下向上δ13C值逐渐升高，从-3.00‰升至-0.13‰；而在A矿层，δ13C值为-2.00‰～-4.30‰，与下白云岩对比呈下降趋势；而到了B矿层，δ13C值虽有波动，但总体上呈向上增高的趋势(δ13C值变化于-1.16‰～1.49‰之间)；而灯影组白云岩的δ13C值则由2.24‰剧降至-9.30‰。氧同位素值在下白云岩段同位素组成较均一(δ18O值为-6.88‰～-7.05‰)，但在该段顶部却剧升至-3.80‰；而在A矿层，从下向上δ18O 值呈强烈下降，从-7.53‰降到-11.30‰；到了B矿层，δ18O值虽有波动，但仍呈上升趋势(δ18O值从-8.05‰变至-2.26‰)；在灯影组底部δ18O 值为-3.36‰～-5.30‰。

3 讨论

3.1 古环境条件分析

3.1.1 古气候条件

磷是对古气候变化较为灵敏的元素之一。在炎热气候下，水体蒸发引起盐度急剧增高，某些低等生物因不适应这种高盐度而死亡并参与成岩，从而使其层位的P元素相对富集，因此，P元素含量相对高的层位表明干旱炎热条件下的高盐度环境(熊小辉和肖加飞，2011)。P2O5含量在下白云岩段仅为0.03%～0.11%，上白云岩段升至0.88%，而上覆灯影组底部白云岩已升高到4.41%～20.40%。由此可见，由下至上干旱炎热的程度逐渐增高。

Mg/Ca值对古气候的变化也非常敏感，潮湿温热的环境中，由于Ca2+活性比Mg2+高，Mg2+优先沉淀析出，导致沉积物中Mg/Ca值较低；而在干旱条件下，Mg2+、Ca2+迅速成盐类析出，导致Mg/Ca值较高，因此，高值指示干旱气候，低值反映潮湿气候(宋明水，2005)，而当钾盐、钠盐层位出现时，Mg2+、Ca2+已消耗殆尽，Mg/Ca值较低。A矿层磷块岩的Mg/Ca值平均为0.02左右，而B矿层磷块岩的Mg/Ca值达0～0.35，表明B矿层磷块岩较A矿层磷块岩形成于较干旱的气候条件下。

P2O5含量、Mg/Ca值呈现出较好的一致性，均表明陡山沱组从A矿层至B矿层，气候干旱炎热程度升高。

3.1.2 环境的古盐度

碳酸盐C、O同位素值与成岩介质的盐度有很大关系，由于蒸发作用优先蒸发轻同位素，而雨水中具有较海水轻的同位素，因此，在温度大概恒定的情况下，盐度越高，海水δ18O 和δ13C的值越大(张秀莲，1985)。从同位素组成来看，δ18OVPDB在A矿层最低(-9.4‰)，其次是下白云岩段(-6.32‰)，B矿层的平均值较高(-4.30‰)，表明A矿层的盐度较低，下白云岩段盐度次之，B矿层的盐度较高。Keith和Weber(1964)对侏罗纪以来沉积的海相灰岩和淡水灰岩碳氧同位素进行测定，把δ18OVPDB和δ13CVPDB结合起来，提出判别沉积介质盐度(Z值)经验公式，Z=2.048×(δ13C+50)+0.498×(δ18O+50)。研究认为Z值小于120为淡水，Z值大于120为海相，Z值越高，海水盐度越高(Keith and Weber，1964)。从表4中的数据可以看出，下白云岩段由下至上Z值逐渐增高(从117增至125，平均值为122)，而A矿层的Z值又下降至115左右，B矿层Z值有波动，变化在123～129之间，平均为125.4。Z值的变化表明与同位素组成指示了相同的盐度变化。

3.1.3 环境的氧化还原状态

Ce异常作为氧化还原的指标，很早就被学者建立(Shimizu and Masuda，1977)和证实(Wangetal.,1986; Murrayetal.,1990)。Ce在水中的地球化学性质明显不同于其他镧系元素，在氧化海水中Ce3+转变为Ce4+，导致Ce 与其他稀土元素的分离，生成的CeO2以悬浮态的方式在水中很难沉淀，从而使沉积物产生负Ce异常；另外，在氧化、次氧化条件下，Ce4+不能以类质同象替换磷灰石晶格中的Ca2+，在氧化环境下的沉积物中表现为负异常(Micheal and Peter，1996;Wildeetal.，1996)，因此，Ce的异常可用于指示氧化还原条件。Wright 等(1987)曾定义铈异常(Ceanom)为Ce与相邻的La和Nb的相对变化，其公式为Ceanom=log[3CeN/(2LaN+NdN)]，以北美页岩为标准。当Ceanom<-0.1为Ce的亏损，指示氧化环境；当Ceanom>-0.1为Ce的富集，指示缺氧、还原的古环境(Haskinetal.,1968)。A矿层以及下白云岩段和上白云岩段的Ceanom>-0.1(表 3)，而B矿层以及上覆灯影组白云岩的Ceanom<-0.1(表 3)。这表明A矿层以及其上下的白云岩段形成于还原环境，而B矿层以及上覆灯影组白云岩形成于氧化环境。Y/Ho值也可以反映环境的氧化还原状态。在氧化的浅海环境，Ho比Y更倾向于被铁或锰的氢氧化物吸附并下沉到海底，所以在氧化水体环境中会出现较高的Y/Ho值；而在缺氧的水体环境中，由于铁锰氧化物的还原释放，会造成还原水体中Ho的增加量，导致Y/Ho值降低(Bauetal.,1997)。Y/Ho值在各层段的变化为：A矿层约为36、B矿层平均为43、下白云岩段平均为34、上白云岩段约为37、灯影组白云岩则升高为51。A矿层以及其上下的白云岩段Y/Ho值相对较低，反映了还原环境；而B矿层和灯影组白云岩Y/Ho值相对较高，反映了氧化环境。

图 7 瓮安磷块岩的P2O5与F，CaO，Al2O3，SiO2相关性分析Fig.7 Relationships between P2O5 and F，CaO，Al2O3 and SiO2 of Weng’an phosphorite

图 8 瓮安陡山沱组磷块岩(a)及围岩(b)稀土元素NASC标准化稀土元素配分图Fig.8 NASC-normalized REE distribution patterns of the Doushantuo phosphorites and country rocks of Weng’an deposit

V、Mo、U是氧化还原的敏感元素，其富集与亏损特征，通常被用来指示沉积环境的氧化还原条件(常华进等，2009)。在氧化—次氧化的海水环境中U、V和Mo不会富集，缺氧的条件下U和V富集，而在硫化(含溶解的硫化氢)的沉积环境中U、V和Mo在沉积物中都会强烈地富集(常华进等，2009)。A矿层的V、Mo、U的含量比B矿层高2～3倍，并且A矿层的V含量较现代海底磷块岩高，而B矿层的V含量低于现代海底磷块岩，这些都表明A矿层的形成环境的还原性强于B矿层。

综上，赋存于瓮安陡山沱组中的2层磷矿(A矿层和B矿层)的特征存在差异，它们所反映的环境条件也不一样。A矿层形成于弱干旱—温湿气候条件下，环境的盐度较低且呈还原状态；B矿层形成于较干旱炎热的气候条件下，沉积环境的盐度较高且呈氧化状态。

3.2 成矿物质来源

上升洋流也是不可忽略的成矿物质来源(Knoll and Walter，1992;Kaufman and Knoll，1995；密文天等，2010)，早期冰川融化带来的海侵作用必然使深海中的物质进入浅海区。研究表明，埃迪卡拉海洋中存在一个巨大的有机碳库(DOC)，这个DOC富12C(王新强，2010；Bowringetal.,2007)，随着冰川溶化使得海平面上升时，大量富12C的海水被带到相对浅水地区，导致碳酸盐的δ13CVPDB的负漂移(Jiangetal.,2007；密文天等，2010)。陡山沱早期沉积磷块岩中整体δ13CVPDB较负，其原因是上升洋流携带富12C海水进入浅水区，使得沉积岩中的δ13CVPDB负偏移。整体而言，δ13CVPDB呈现出脉冲式的阶段性负漂，表明海侵作用的阶段性。上升洋流携带物质来源还得到了岩相古地理和地层层序的支持，研究表明，高品位磷块岩基本对应海侵作用(刘宝珺等，1987；密文天等，2010)。在整个海侵期间，作为冷水的上升洋流，与海相热水混合，上升至沉积盆地附近，为磷块岩的沉积提供物质来源。因此，海相热水喷流带来的热卤水和上升洋流均有可能提供了成矿物质，冷热水流交汇一定程度上造成了磷块岩的形成。

通常，Si、Al、Ti在一定程度上代表陆源碎屑，较高的Si、Al、Ti含量代表接近浅海的陆源区域(朱祥坤等，2013)。在瓮安磷块岩中，Si，Al含量较高，A矿层SiO2、Al2O3含量分别为12.9%、2.17%，B矿层分别为2.11%、0.35%，表明成矿期间有陆源碎屑物质输入，另外Al2O3、SiO2与P2O5呈微弱的正相关关系(图 7-c，7-d)，表明P2O5可能与Al2O3、SiO2同源，陆源物质贡献了部分P2O5。

成矿物质的来源与古构造和成矿时古地理环境吻合，南华纪时期由于板块拉张，形成华南裂谷盆地，在一系列的地堑—地垒裂谷盆地中，发育深大断裂，有相当强烈的火山活动，不仅有爆发作用，还有喷溢作用，震旦纪承袭早期的古构造格局，火山和断裂活动趋于平稳，活动不如前期剧烈。海水顺着断裂下渗，在断裂下部被加热形成热卤水，地下热卤水以热泉或者火山喷发的形式进入海水底部，湘西地区发现的凝灰岩证实了同期海底火山喷发(杨卫东等，1997)。元素分析表明A矿层微量元素，如Pb、Zn、As、Ba、U(表 2)和P2O5、Al2O3及SiO2(表1)远高于B矿层，表明在陡山沱早期，海相热水和陆源碎屑都有大量的输入，提供了成矿物质来源。这与全球海洋—陆地环境大陆风化作用是一致的，新元古代晚期由于气候变暖，冰川融化，导致海水上涌(叶连俊等，1989)，带来大量的深海物质，另外，由于大陆风化作用逐渐增强，陆源风化物质输入海洋。因此，作者认为，海相热水、陆源风化和上升洋流带来的深海物质为磷块岩的形成提供了物质来源。

3.3 成因机制

瓮安陡山沱组磷块岩形成于黔中古陆北缘浅海边缘沉积环境，同时伴随不稳定的气候条件和海平面的频繁波动。上述地球化学分析表明，陡山沱期海洋环境从弱干旱—温湿的气候条件和低盐度、还原的沉积环境过渡到干旱炎热的气候条件和高盐度、氧化的沉积环境，这使得早期磷块岩和晚期磷块岩成磷作用受控于不同的成矿机制。

矿物学特征表明，一部分磷酸盐呈现出团块状(图 6-c，6-d)，并且内部发育裂纹，指示了磷质沉积物沉淀后受到机械破碎。A矿层和B矿层下部胶磷矿多为球粒状、椭球状的非生物颗粒(图 6-a，6-b)，颗粒均为内碎屑，较少见陆源碎屑，其磨圆度较好，表明经历了海水动力的磨圆作用。矿物学特征表明磷酸盐碎屑颗粒形成于具一定海水机械动力的滨海带环境，磷质沉积物在弱固结或未固结的时候，受海水潮汐、波浪等作用被搬运至沉积盆地经分选再沉积(张亚冠等，2016)，因此磷块岩的形成是沉积—破碎—淘洗—搬运—再沉积—胶结形成的产物。B矿层中部和上部多为球状生物碎屑，部分被破碎呈不规则状，扫描电镜下生物碎屑磷灰石的形态多样(Yangetal.,2019)，其形态反映出微生物单体生长—聚集—死亡沉积—成岩胶结的生长规律：团簇状(图 6-f)、不规则环带状(图 6-g)生物碎屑表现出单体微生物生长形态；集合体状生物碎屑(图 6-h)内部包含多种微生物形态的磷灰石，和球粒状磷灰石相似。碎屑被破坏(图 6-h)表明海水机械动力作用，生物碎屑外部也有一层5～10iμm的等厚均质磷灰石壳(图 6-h)，为后期成岩作用形成。因此，认为A矿层成矿机制为海水机械动力，动力来源于冰川融化后海侵作用带来的海水动荡，B矿层成矿机制为微生物富集成矿为主，伴随海水机械动力成矿，由于陡山沱期海水氧化，微生物繁盛，生物生长吸收和代谢磷酸盐，为磷酸盐的形成提供了动力，由于海侵作用，动荡的海水持续提供机械动力。另外，A矿层稀土元素呈“左倾型”配分曲线，表明其记录了海相热水来源的稀土特征，未受到微生物、沉积环境及后期成岩作用的影响。B矿层“帽型”的配分模式除了混合来源导致，也可能受微生物优先吸附中稀土导致，与矿物学特征一致，也表明了微生物或者有机质参与成矿(Henderson，1984)。

陡山沱晚期，微生物繁殖并产生大量胞外聚合物(EPS)来完成，这种胞外聚合物是一种高分子蛋白质，在成矿过程中扮演着极其重要的角色，EPS具有粘结吸附性(Liuetal.,2004)，可吸附海水中成矿物质和碎屑物质，提供磷酸盐晶体的成核位置(Sheetal.,2013)。生物碎屑磷酸盐的规律性衬度变化，原因可能是由于EPS对成矿物质的吸附导致局部地区磷含量降低，而后周围海水的迅速补给使得含量升高，如此重复循环导致周期性海水P含量的变化。另外，部分生物碎屑残体或破碎表明在微生物死后沉淀过程中被海水机械破坏。生物磷酸盐碎屑结构可以很好地反映藻类微生物成磷作用过程，生物碎屑磷灰石形成主要经历4个阶段。(1)微生物繁盛和EPS产生阶段。冰期过后，气候回暖，海水环境适宜，藻类微生物爆发，这些微生物吸附磷等物质满足自身的生长需要，形成花瓣状、球状的微生物。与此同时，微生物产生大量的EPS，这些EPS以微生物为中心，不断地吸附钙、磷、氟等成矿物质，提供了磷酸盐晶体的成核位置并促使聚合颗粒增长(梁天佑等，1984；Sheetal.,2013)。(2)颗粒生长阶段(可分为相对富磷生长阶段和相对贫磷生长阶段)。在海水相对富磷阶段，EPS吸附较丰富的钙、磷、氟以及其他成矿物质，形成富P环带；由于局部地区磷的消耗，海水磷含量暂时降低，形成贫P环带，而后得到周围海水的补给后磷含量恢复平均含量，导致海水中磷含量阶段性变化。(3)缓慢沉积阶段/机械作用阶段。在间歇性的贫微生物和EPS阶段，微生物死亡沉积进入缓慢沉积阶段，在该阶段微生物内部吸附的成矿物质发生磷酸盐化，形成磷酸盐。沉积过程中，由于受到海水机械动力扰动，部分微生物残体被破坏，沉积后形成微生物残体。(4)成岩阶段。等厚磷灰石壳的生成过程与球粒状磷灰石壳的形成过程一致，早期成岩阶段，孔隙水富含丰富的成矿物质，形成磷灰石，充填于生物碎屑磷灰石间，并在其外部形成等厚均质的磷灰石壳。

4 结论

1)赋存在陡山沱组中的磷块岩地球化学特征存在差异，A矿层的P2O5、SiO2、Fe2O3和F含量明显高于B矿层，但MgO的含量则相反；A矿层的V、Co、Ni、Cu、Pb、As、Sr、Mo、Ba、Th、U等含量高于B矿层；A矿层的∑REE明显高于B矿层，A矿层的稀土配分曲线总体上向左倾，而B矿层的稀土配分曲线呈中稀土富集的“帽型”特点；A矿层的碳同位素组成具有向上呈强烈下降趋势，而B矿层总体上呈向上增高的趋势。

2)A矿层和B矿层的特征不同，它们所反映的环境条件也不一样。A矿层形成于弱干旱—温湿气候条件下，环境的盐度较低，沉积环境呈还原状态；B矿层形成于较干旱炎热的气候条件下，沉积环境的盐度较高，沉积环境呈氧化状态。

3)磷块岩成矿物质可能有多个来源，包括海相热水输入、陆源风化物质和上升洋流带来的深海海水。这与全球海洋—陆地环境大陆风化作用是一致的，新元古代晚期由于气候变暖，大陆风化作用逐渐增强，陆源风化物质输入海洋。C同位素的阶段性变化表明阶段性的海侵带来深海海水。因此，海相热水、陆源风化和上升洋流带来的深海物质为磷块岩的形成提供了物质来源。

4)陡山沱组磷块岩矿物学特征表明：A矿层和B矿层成矿机制不同，A矿层成矿作用机制主要为海水机械动力，B矿层成矿机制主要为微生物生长成矿作用为主，伴随海水机械动力作用。A矿层成矿过程分为富磷沉积物沉淀阶段、磷酸盐化阶段、机械破碎和磨圆阶段、成岩阶段；B矿层成矿过程分为微生物繁盛和EPS产生阶段、颗粒生长阶段、缓慢沉积阶段/机械作用阶段、成岩阶段。

致谢在野外工作中得到了瓮福磷矿公司的邓代友工程师、周玉华高级工程师的热情帮助，在此深表感谢。