龙门山中段磷矿递进成矿规律及成矿序列探讨①

贺天全

四川省化工地质勘查院，四川 成都 611930

龙门山中段泥盆系沙窝子组的什邡式磷矿、寒武系筇竹寺组清平式磷矿、震旦系观音崖组陡梯子式磷矿主要分布于绵竹市、什邡市、安州区，三类磷矿处于同一大地构造位置，空间位置较接近，仅一条北川-映秀深断裂带之隔。什邡式磷矿、清平式磷矿分布广、规模巨大，陡梯子式磷矿仅于绵竹市陡梯子见一小型矿床呈透镜状产出。前人对什邡式磷矿、清平式磷矿矿床地质特征、成矿地质条件、成矿规律、矿床成因研究较多[1-5]，对陡梯子式磷矿研究程度低[6]，特别是龙门山中段磷矿地质特征异同的原因及其地区成矿序列研究较少。通过探讨三类矿床地质特征异同及其原因，研究龙门山中段磷矿成矿规律，建立成矿序列，对龙门山中段磷矿研究具有指导意义。

1 成矿地质背景

龙门山中段磷矿大地构造位置处于上扬子陆块（Ⅱ级）之下龙门山基底逆推带（Ⅲ级）龙门后山基底逆推带，磷矿床沿Ⅱ、Ⅲ级构造单元上的区域性断裂、褶皱构造呈带状或线状展布，其展布方向与区域构造线方向一致。

龙门后山基底逆推带基底大片暴露，盖层分布于东西两侧，以大水闸复式背斜为主的基底构造和“彭灌杂岩”古老基底型断裂(F1)[7]、北川-映秀深断裂带（F2）控制了龙门山不同地质历史时期的沉积建造、地层厚度和岩相变化及分布，形成了清平式磷矿分布于北川-映秀深断裂带（F1）东侧，什邡式磷矿、陡梯子式磷矿则分布于西侧的构造格局（图1）。区内除缺失志留系和奥陶系外，自新元古界至新生界均有出露。基底为前震旦系黄水河群（Pthn）杂岩。本区以区域性断裂F2为界，平行分布着两套含磷地层，西侧划为九顶山台穹，东侧划为漩口凹褶束[8]。F2 东侧震旦系、寒武系、泥盆系均有出露，西侧缺失寒武系。

图1 龙门山构造略图 Fig.1 Structural Sketch map of Mountain Longmen

龙门后山基底逆推带是印支至喜玛拉雅旋回使龙门山隆起后形成的山前凹陷，大水闸复式背斜几乎占据整个地段，总体构造线呈北东-南西向。组成复式背斜的次级褶皱多为较紧闭的倒转褶皱，F1 及F2为本区极为重要的断裂构造，分布于大水闸复式背斜核部“彭灌杂岩”两侧。F1 为古老基底型断裂，南东盘相对抬升，暴露了古老基底，而北西盘相对下降，接受古生代及其以后的沉积。F2 断裂两侧的地层层序、接触关系及沉积建造等有显著差异，对两侧沉积相有较大的控制作用。此外，多条次级断裂分开、敛合与主断裂构成断裂带。大水闸复式背斜和F1、F2 断裂构造构成龙门山中段区域构造的基本格架。

2 磷矿成矿地质特征

2.1 磷矿分布及总体地质特征

区域上，陡梯子式磷矿、什邡式磷矿分布于北川-映秀深断裂带（F2）西侧，清平式磷矿则分布于F2 东侧，其展布方向与区域构造线方向一致（图2）。

图2 龙门山中段磷矿区域地质图 Fig.2 Regional geological map of phosphorite area in the middle section of Mountain Longmen

陡梯子式磷矿赋存在震旦系观音崖组，目前仅于绵竹市陡梯子发现一小型矿床，位于大水闸背斜北东翼，含矿岩系自南向北长约4560m。

清平式磷矿赋存在下寒武统筇竹寺组，虽然矿石品位低，但储量大，主要在绵竹、安县境内，面积约1.6 万km2。以往工作表明，磷块岩矿查明资源储量规模以中型为主，已勘查工业矿床由北至南为：五郎庙、祁山庙、龙王庙天井沟、龙王庙烂泥沟、花石沟。筇竹寺组（Є1q）位于九顶山小区南部、太平推覆体内，在图上大致呈阿拉伯数字“7”的形状，含矿岩系长约28km。

什邡式磷矿赋存在泥盆系沙窝子组底部，上下地层接触关系清楚。以往工作表明，绵竹、什邡、安州地区什邡式磷矿床共计有21 处，其中大型1 处（马家坪矿段），中型13 处（岳家山、马槽滩、河西、兰家坪、英雄崖、邓家火地、燕子岩、桃花坪、南天门、石笋西、黄土坑、三星岩、长河坝），小型7 处（丝瓜架、罗茨梁子、黑沟、芍药沟、红绸、杨家沟、石笋梁子）。沙窝子组广泛分布于龙门山地区，为一套浅灰色中层块状白云岩、白云质灰岩夹少量灰岩，但含磷段仅分布于龙门山地区的中段，该组地层近于对称地分布于九顶山小区南部、大水闸复背斜的北西翼和南东翼，呈一巨大的马蹄形。

2.2 成矿地质特征

2.2.1 陡梯子式磷矿地质特征

陡梯子式磷矿赋存在震旦系观音崖组，含磷层覆盖于上震旦统列古六组粉砂质页岩、炭质页岩、石英砂岩之上，伏于上震旦统灯影组花斑状白云岩之下。上段为黑色页岩，夹灰黑色泥质白云岩，底部为竹叶状白云岩；中段为灰色厚层块状含石英碎屑白云岩，假鲕状白云岩夹硅质条带状；下段为磷质硅质白云岩，下段上部为黑色炭质页岩（或石英粉砂岩）、黑色磷块岩（或硅质磷块岩或含磷硅质岩）、微晶白云岩夹大量硅质泥质条带，是磷矿产出部位，下部为微晶硅质白云岩夹粉砂质泥质白云岩。

磷矿呈透镜状产出，矿层中夹有0～15.55m厚石英粉砂岩，分上、下两层矿，上层矿分Ⅰ、Ⅱ两个矿体，Ⅰ矿体长900m，厚0～2.84m，平均厚2m，P2O5含量平均38.39%，以磷块岩为主；Ⅱ矿体长1025m，厚3.64～6.22m，平均4.93m，P2O5含量8.82%～28.77%，平均15.77%，主要为硅质磷块岩。下层矿长900m，厚2.2～4.29m，P2O5含量11.08%～19.8%，平均15.35%，主要为硅质磷块岩。

磷块岩中主要有用矿物为胶磷矿，其次为细晶磷灰石：胶磷矿呈假鲕状（个别具同心圆假鲕），直径0.05～0.1mm，为隐晶质胶磷矿所胶结；细晶磷灰石是胶磷矿之重结晶，呈显微隐晶质集合体。脉石矿物主要为玉髄、石英、有机质、白云石等，硅质磷块岩中玉髄呈微粒状集合体，其粒间嵌布隐晶质胶磷矿及显微粒状。矿石多具假鲕粒结构，内碎屑构造。矿石自然类型分为致密块状磷块岩和硅质磷块岩。

2.2.2 清平式磷矿地质特征

清平式磷矿赋存在下寒武统筇竹寺组，含磷层覆盖于上震旦统灯影组含燧石硅质岩、白云岩互层之上，伏于筇竹寺组二段（Є1q2）泥质、钙质粉砂岩之下，呈层状、似层状产出，其产状与地层产状一致。二段（Є1q2）下部为灰、灰绿色中-厚层钙质细粒含海绿石长石砂岩、钙质细粒长石、海绿石砂岩；中部以灰-深灰色薄-中厚层状泥质钙质粉砂岩为主，夹泥质灰岩、泥质粉砂岩、灰色砂质页岩和粉砂质粘土岩；上部为灰-黄灰色中-厚层状钙质粉砂岩、长石粉砂岩，夹白云质团块及透镜体。一段（即含磷段）（Є1q1）为磷矿体赋存层位，为磷质岩和碳质页岩夹白云质灰岩建造，岩性为灰-深灰色薄-中厚层砂粒状钙泥质磷块岩与砂粒状（含磷）灰岩、（含磷）泥灰岩互层，间夹（钙质、磷质）粘土岩及少量硅质岩，其顶部黑色碳质页岩、油页岩中产软舌螺化石。

磷块岩矿体主要呈层状（龙王庙）、似层状（五郎庙、岐山庙），厚度一般为20～36m。由于矿层中夹有白云岩和粘土岩，矿层总体可分为1～2 层，内部小分层较多，夹石单层厚几十厘米至十余米不等，夹石层连续性较差，矿层连续性较好。褶皱、断裂发育，矿体倾角较陡，空间形态变化较大，部份地段出现紧密的W 型复式褶皱。

磷块岩中主要有用矿物为氟磷灰石，呈灰黑色或灰色，在矿石中主要形成砂屑、粉砂屑、团粒、（假）鲕粒、生物碎屑等结构。脉石矿物主要为方解石、白云石、石英、玉髓、绿泥石、海绿石、粘土矿物、有机质、黄铁矿等。矿石主要为致密块状构造，部分为条带条纹状构造。矿石自然类型分为致密块状磷块岩和条带条纹状磷块岩。

以龙王庙天井沟为例，矿石中有用组分P2O5含量为9.48%～19.72%，平均13.59%。其它组分：SiO2含量18.76%～34.84%，平均27.04%；CaO含量26.55%～38.86%，平均33.21%；MgO 含量1.10%～9.79%，平均 3.67%；酸不溶物含量18.88%～35.42%；Al2O3含量0.55%～2.59%，平均1.17%；Fe2O3含量0.22%～2.28%，平均0.62%；CO2含量12.71%～16.41%，平均16.39%；微量组分Cl 含量7.1×10-6～26×10-6，Cd 含量0.08×10-6～0.14×10-6，As 含量0.99×10-6～1.97×10-6，I 含量＜0.01×10-6～0.13×10-6。矿层中夹石 P2O5含量1.75%～8.42%，一般2%～6%；上、下矿层间含磷粘土岩P2O5含量1.82%～6.97%，一般3～6%；矿石中F 含量0.54%～1.98%，平均1.32%，为伴生有益组分。

绵竹-安县地区全部5 个矿床平均品位为14%～15%。根据P2O5品位、CaO/P2O5比值确定：矿石品级均属Ⅲ级品，工业类型均属碳酸盐型磷块岩矿床。

2.2.3 什邡式磷矿地质特征

什邡式磷矿赋存在泥盆系沙窝子组，含磷层沙窝子组覆盖于震上旦统灯影组之上。沙窝子组上段（D3s2）为纹层状白云岩-泥质白云岩建造，底部为暗灰色白云岩夹石英砂岩小透镜体，沙窝子组下段（D3s1）为磷质岩-水云母粘土岩-硅质岩建造，化石罕见；由下至上岩性分别为黑色角砾状磷块岩、灰略带肉红色硫磷铝锶矿、灰色含磷粘土岩、黑色含磷碳质水云母粘土岩。岳家山一带碳质水云母粘土岩中含几丁虫碎片和孢粉化石；硫磷铝锶矿所夹生物碎屑磷块岩透镜体中有鱼类Bothriolepissp.（沟鳞鱼未定种）；岳家山砾屑磷块岩中有藻类Myxococcoides giganteussp. nov.，Eomycetopsis robusta，Palaeovolvoxsp.等；岳家山磷块岩砾屑中发现有早寒武世软舌螺化石。区域内沙窝子组下段厚度为0～78m，一般0～23m。

磷块岩矿体主要呈层状和似层状，少部分呈透镜状。矿体产于含磷段下部，其形态和厚度变化受底板凹凸不平的古岩溶侵蚀面控制，顶面则较平整，横向变化有“薄化尖灭、尖灭再现”的显著特征。在古岩溶洼地内矿体增厚，在凸起处矿体明显减薄，以至形成无矿“天窗”。矿体厚0～75.30m，一般厚4～15m，全区平均厚7.85m，矿体长120～3820m。

硫磷铝锶矿位于含磷层中上部，一般赋存在磷块岩之上，时呈夹石出现在磷块岩或含磷粘土岩之中，层位较固定，呈似层状-透镜状产出。

磷块岩主要磷矿物为氟磷灰石，含量25%～95%，胶磷矿含量10%～90%，显微晶质碳氟磷灰石含量10%～85%，细晶氟磷灰石较少，一般5%～10%。胶磷矿常呈均质集合体，显微隐晶结构、粒状结构、团粒结构、角砾状结构，矿物颗粒极细，成岩晚期及成岩后，胶磷矿不断重结晶，部分为晶质氟磷灰石替代。晶质氟磷灰石呈柱状自形晶，微-细晶，常沿胶磷矿砾屑表面及边缘或裂隙呈星点状、环带状、放射状、似菊花状、梳状、细脉状产出。主要脉石矿物有高岭石、水云母、黄铁矿、白云石、有机质。硫磷铝锶矿矿石的主要磷矿物为硫磷铝锶矿，硫磷铝锶矿脉石矿物与磷块岩大体相似。

什邡式磷矿矿物组成具有铝磷酸盐、粘土矿物（水云母、高岭石）含量高，白云石、方解石极少的特征，这表明它的成矿过程较为独特。据统计，在含磷建造中，仅底部砾屑磷块岩中含少量白云石、方解石，向上粘土矿物逐渐增多，形成有含磷碳质水云母粘土岩和高岭石粘土岩。黄铁矿则是含磷建造中常见的一种自生矿物。

磷块岩的结构主要为角砾状结构、砂屑砾屑结构、显微晶质结构、磷块岩的后生结构。磷块岩层理不明显，主要为块状构造、角砾-团块状构造，偶见显微层状构造。矿石类型主要为角砾状磷块岩、致密状磷块岩。矿石工业类型为磷块岩矿类钙硅质磷矿亚类或混合型亚类。

磷块岩常与硫磷铝锶矿或含磷粘土岩渐变过渡而形成磷块岩的过渡类型。硫磷铝锶矿主要为致密状硫磷铝锶矿，其次为豆状、团絮状或砾屑状硫磷铝锶矿，常与含磷粘土岩过渡形成粘土质硫磷铝锶矿。

砾屑磷块岩化学成分以P2O5、CaO 为主，含Al2O3、Fe2O3较高，并含一定量SiO2，MgO、CO2含量低。经全区统计，矿石中P2O5含量10.32%～39.37%，平均28.66%，由地表到深部，矿石中P2O5含量无明显变化；酸不溶物含量0.59%～43.94%，平均12.53%；SiO2含量0.86%～19.78%，平均7%；Fe2O3含量0.44%～17.2%，平均3.62%；Al2O3含量0.1%～16.2%，平均5.20%；CaO 含量11.57%～53.02%，平均40.63%；MgO 含量0.01%～7.46%，平均0.67%；CO2含量0.17%～15.06%，平均1.51%；F 含量0.95%～3.55%，平均2.64%；有机碳含量0.12%～1.40%，平均 0.43%；伴生碘含量0.002%～0.03%，平均0.0117%，碘在马家坪、燕子崖矿段较富集达到回收利用要求；伴生稀土元素含量0%～0.436%，平均0.0615%。硫磷铝锶矿矿石中伴生有益组分主要有SrO、RE2O3，SrO 含量为4.10%～10.62%，RE2O3含量为0.13%～0.29%，以离子吸附形式赋存于粘土矿物中。致密状磷块岩P2O5含量一般较砾屑磷块岩高，硅质磷块岩中P2O5含量明显偏低。

磷块岩矿石普遍具有品位中高，低硅、镁，高铁、铝的特点。主要脉石矿物为粘土矿物，偶见碳酸盐矿物。经马槽滩等矿区磷块岩选矿试验研究，胶磷矿与粘土矿物分离较难，矿石属难选矿石，但多年化工生产证明中、高品位磷矿不经选矿直接加工复合肥经济效益较好。磷块岩矿石品级以Ⅱ级品为主，部分为Ⅰ、Ⅲ级品，工业类型多属硅酸盐型磷块岩矿，少量属硅质型磷块岩矿。

3 矿床成矿条件探讨

磷矿是特定地质环境下形成的产物，古构造、古地理对成矿有严格的控制作用。

3.1 古构造条件

龙门山中段磷矿位于扬子准地台龙门山-大巴台缘拗陷龙门山陷褶断束九顶山台穹北缘，大水闸复背斜南东翼边缘断陷带的南东段。区域地质发展史表明，龙门山经历了多期次、多层次构造运动，大约1700Ma 左右的中条运动形成了统一的扬子准地台结晶基底，在大约850Ma 的晋宁运动和澄江运动中扬子地台在原来结晶基底基础上又形成了褶皱基底[9]，本区形成巨大的黄水河群火山岩系的“彭灌杂岩”隆起岩块，构成大水闸复式背斜核部。以大水闸复式背斜为主的基底构造和“彭灌杂岩”古老基底型断裂(F1)、北川-映秀深断裂带（F2）控制了龙门山不同地质历史时期的沉积建造、地层厚度和岩相变化及分布，F2 断裂的差异升降控制了北西盘和南东盘的沉积环境，F2 断裂两侧的沉积建造有显著差异。

川中隆起、龙门山古拗陷受控于龙门山和华蓥山两断裂，其间次断层北川-映秀深断裂带（F2）、灌县断裂（F4）构成一系列次一级封闭的隆起和拗陷。这些古隆起古拗陷与断裂组成了龙门山中段古构造基本格架，控制着龙门山中段的古地理面貌及含磷建造[10]。

3.2 岩相古地理条件

3.2.1 陡梯子式磷矿岩相古地理

陡山沱期四川扬子陆块西部靠近古陆，由于海水多从西向东入侵，故能量较高，碎屑物质多。华蓥山断裂以西，推测为水下隆起，海水极浅，距古陆较远，故形成以碳酸盐岩沉积为主的潮坪环境[11]。

陡梯子式磷矿含磷层为磷块岩-硅质岩-白云岩-黑色页岩建造，磷矿石多具假鲕粒结构，内碎屑构造，矿石矿物以胶磷矿为特征，表明磷矿床属滨岸泻湖沉积，假鲕粒结构也说明磷块岩形成于高能搅动环境，在低能介质下沉积。由含磷系组合及指示矿物分析，在氧化还原过程中，弱还原环境、中性-偏碱性介质条件下有利于磷的沉积，陆源碎屑物的增加及岩相的显著变化表明海水频繁进退带来环境不安定，对磷沉积不利，这也是目前仅在陡梯子发现一小型透镜状陡梯子式磷矿的原因。

3.2.2 清平式磷矿岩相古地理

早寒武世初随着海侵，沿龙门山及西昌-会理断裂带，由于断块作用形成彭灌、宝兴、泸定古岛和摩天岭，德昌水下高地为台地西缘壁障，在水下或水上三面为相对隆起所围限的相对低洼的绵竹海湾，这种半封闭局限海湾有利于磷块岩的形成。

筇竹寺组下段以含磷硅质灰岩、白云岩和磷块岩组成含磷段，颜色较深，黄铁矿和有机质含量高，沉积物中有粉砂及粘土等细粒陆源物质混入。磷块岩中胶磷矿多呈砂、砾屑、鲕粒、球粒，结构成熟度普遍较高。在剖面上碳酸盐岩与磷质岩常组成规模不等的韵律结构，一般由2～3 个韵律组成，含磷段最多可达10 个以上[12]。岩层中潮汐层理较为发育，并有角度不大的板状或槽状交错层理出现，冲刷构造明显，总的反映该区水浅，近陆源，掺合作用较强，以波浪作用为主，是形成低品位磷块岩的潮下低能海湾环境。

3.2.3 什邡式磷矿岩相古地理

中泥盆世晚期，经历了长期喀斯特化的大水闸断裂拗陷下沉，海水侵入。当时川中古陆与康滇古陆连成一片，大宝山古岛与川中古陆相连接成半岛，其南西面为水下隆起带。这些古陆上的震旦-寒武系含磷地层遭受了强烈的风化剥蚀，成为什邡式磷矿矿源，由于断裂及古岩溶凹地的影响，致使湖盆与外海极不畅通，造成局限性的泻湖盆地，成为储集陆屑磷块岩的有利场所[12]。

什邡式磷矿含矿岩系纵向上形成自下而上的磷块岩、硫磷铝锶矿、含磷高岭石粘土岩、含磷碳质水云母粘土岩、含磷石英砂岩5 个独立的岩相及其组合。

磷块岩相：深灰-灰黑色，以角砾状、砂状、砾屑状结构为主，块状构造，见底砾岩。角砾及砾屑磨圆度差，大小混杂、无粒序、排列无方向，角砾相互重叠，互为镶嵌，互相包容，颗粒支撑，磷质胶结。反映了剥蚀区与堆积区相距不远，二者呈陡坎或呈台地海岸接触，以重力流堆积为主的特征。

硫磷铝锶矿相：灰色、紫红色，以豆状、团絮状、粉屑砂屑状、砾屑状结构为主，颗粒排列具一定方向性，基底式胶结，块状-微层状构造。砂屑以硫磷铝锶矿和胶磷矿为主，其次为粘土矿物，陆源碎屑少，磨圆度好，为泻湖至潮坪相的产物。

含磷高岭石粘土岩相：灰色，粉砂-泥状结构，层状构造。含少量硫磷铝锶矿和胶磷矿砂屑、砾屑及陆源碎屑。砾石磨圆度好，大小较均匀，排列有方向，显示了浅海潮上带的岩相特征。

含磷炭质水云母粘土岩相：黑色，鳞片状结构，页状构造。含微量陆源碎屑，偶夹含磷高岭石粘土岩小透镜体或硫磷铝锶矿、磷块岩砾屑。为海水进一步变浅的泻湖-沼泽相产物。

含磷石英砂岩相：深灰色，粉砂-细粒砂状结构，透镜状构造。以石英碎屑为主，胶结物为泥质及均质碳氟磷灰石，孔隙式胶结。它是海滩相的产物，虽然本区不发育，但在剖面上表现为海退层序，代表了整个含磷建造到此宣告结束。

大水闸断陷湖盆属半封闭至全封闭的淡化泻湖沼泽盆地，由碱性变为酸性，由还原变为氧化的环境[13]。磷块岩就是在由碱性变为弱碱性的还原环境下，经过化学分异形成的。此外，断陷湖盆与广海处于隔绝或半隔绝状态，致使水动力不强，构成了比较安静的沉积环境，保护了沉积物免被水动力破坏。

4 成因分析

叶连俊在1959 年提出了铝、铁、锰、磷的“陆源汲取说”[14]，他认为海侵之前，陆源区已夷平为准平原或接近准平原状态。地面上分布着风化壳和沉积层。海水侵漫陆地后，从中得到各种元素和化合物的补给，因而使泻湖、沼泽区海水富含成矿物质。当这些有用物质沉淀，便形成工业矿床。

4.1 陡梯子式磷矿成因

南沱冰期之后早期广泛海侵，本区处于滨岸泻湖环境，接受了上震旦统碎屑岩、碳酸盐沉积，形成了震旦系列古六组、观音崖组。由于冰川活动，当气候寒冷时，冰川活动将大量陆源物质搬运到海盆中，并造成大量生物死亡，各种物质在海盆中分解、析离，使大部分磷酸盐集中于深水中；当气候转暖时，海水发生对流，引起洋流循环，将海盆深处的磷酸盐带到洋流上升的陆棚区或盆地斜坡，并以化学或生物化学方式沉积下来，如果磷质来源丰富即可成矿[15]。在潮流作用下可以冲开滨岸泻湖堤坝，形成潮汐通道，涨潮流带入泻湖的生物及磷质，在通道口内侧局部地段沉积形成劣质陡梯子式磷矿，其成因属化学或生物化学沉积后机械搬运簸选再积成矿。

4.2 清平式磷矿成因

自晚震旦世接受浅海碳酸盐沉积后，龙门山曾一度上升为陆地遭到剥蚀，在早寒武世早期地壳下降，海进形成绵竹潮坪海湾，海湾三面临陆，仅东南面为海，在大宝山古岛上，广大的高含磷的灯影组、观音崖组沉积的含磷地层为物源区，由于长期的物理、化学风化作用致使包括磷在内的各种元素不断被溶解淋滤出来，为沉积区提供了丰富的物质来源，在适当的pH 值、Eh 值、气候、生物等条件下沉积形成清平式磷矿。生物的直接作用是显而易见的，生物是海洋磷质循环的重要因素，大量载磷生物如小壳动物、藻类及浮游生物、细菌的存在，对磷质的聚集起了重要作用。生物的壳体可以直接堆积成矿，生物的软体部分死亡后，产生大量有机质，是成磷中的常见标志，尤其在封闭海湾、局限洼地中更为明显[15]，矿石中的少数胶磷矿碎屑具骨屑外貌即可证明。上述条件下形成的磷块岩为微粒磷块岩，不显内部结构，质地致密细腻，并在合适的场所沉积。清平式磷矿成矿模式分为：早期成矿-风化淋滤-搬运堆积-潮下低能带粒化沉积成矿。

第一次沉积成矿：第一个阶段，西部古陆带来的灯影组、观音崖组含磷地层被溶解淋滤出来的磷质，与合适条件下形成的微粒磷块岩在绵竹潮坪海湾一同沉积，形成微粒磷块岩和岩屑堆积；第二个阶段，第一次沉积形成的磷块岩在海流、波浪或潮汐作用下，破碎、搬运、再沉积的过程，称为物理粒化作用，该过程一是形成内碎屑磷块岩（主要为砂屑），二是将岩屑颗粒再次破碎分选，并对磷矿有再次富集作用。第二次胶结成矿：经物理粒化作用形成的砂屑（包括岩屑）搬运沉积后，磷酸盐、SiO2、CaCO3、白云岩的沉积过程仍在继续进行，其形成物在砂屑颗粒空隙胶结，后经成岩作用而形成磷块岩矿床，矿石为砂屑磷块岩，主要层理为水平层理、板状斜层理等，磷矿层顶板常见有冲刷现象。磷矿沉积汇聚过程中掺和作用较强，早期掺和物以碳酸盐为主，晚期以陆屑为主，掺和量大小直接影响磷矿品位。

4.3 什邡式磷矿成因

什邡式磷块岩成矿过程较为复杂，成矿过程经历了早期成矿阶段、大陆成矿作用和海进沉积再造成矿三个阶段，具有多期成矿、叠加成矿特征。其成矿模式也较复杂，但总的可概括为：早期成矿-风化剥蚀、淋滤-搬运堆积-海进沉积再造成矿。

早期成矿阶段：早期形成的陡梯子式磷矿、清平式磷矿为什邡式磷矿的形成提供了丰富的矿物源。在什邡式磷矿石中曾发现有个体极小的软舌螺化石，因此推测什邡式磷矿的形成与清平式磷矿有关。

大陆成矿作用阶段（风化剥蚀、淋滤-搬运堆积阶段）：早寒武世，由于古构造的控制以及加里东和海西运动的影响，引起F2 断裂两侧差异上升，断裂以东上升不大，连续沉积筇竹寺组清平式磷矿，断裂以西上升隆起使大宝山半岛及其大水闸一带经历了中寒武世-中泥盆世的长期风化剥蚀，使早期形成的磷块岩遭受机械和化学作用的破坏，经过长期破碎、风化淋滤、胶结，达到一定的富集程度并就近搬运堆积于已岩溶化台地的岩溶洼地、溶洞、溶沟、溶隙中，形成绕半岛环形分布的什邡式磷矿底部陆相砾屑磷块岩层。在岩溶洼地中由于磷酸盐溶液迁移、交代和富集，形成泥晶（胶）磷块岩赋存于砾屑磷块岩层中，为再造成矿提供了丰富的矿源。

海进沉积再造成矿阶段：晚泥盆世早期海水由西向东入侵，大宝山半岛转入泻湖盆地环境，岩溶化合物淹没于水下，为磷块岩的再造提供了有利的古地理环境和场所。早期经过风化淋滤、剥蚀的磷质以碎屑形式，一部分被海解，一部分继续堆积，形成粘土质磷块岩、微层状磷块岩和含磷灰石角砾的硫磷锶矿。经过多次的破碎、风化淋滤、筛选，加上含矿地下水溶液的迭加，使非磷酸盐基质淋失，残存的磷块岩富集形成高品位的矿石堆积于水下台地的岩溶洼地、溶洞、溶沟、溶隙中，形成复杂的襄状、透镜状矿体。由于海西运动，在海水东侵的同时，台缘断裂F1、F2 再次活动，大水闸断陷盆地下沉，海水侵入，磷块岩转入沉积再造阶段。一方面大宝古岩溶化台地上堆积的磷块岩、粘土质及陆源碎屑在重力作用下沿着水下斜坡或陡坎以滚动、滑动等重力方式向大水闸断陷盆地快速搬运堆积成矿，同时也带来磷酸盐、Fe、Al、氢氧化物、Sr、SiO2的胶体和溶液。另一方面断陷盆地内本身已经形成的矿体继续接受以重力方式搬运来的矿源，同时又不断地从海水中摄取成矿元素，并在淡化泻湖弱碱性还原条件下，产生以化学沉积为主的沉积作用，并对大陆成矿阶段形成的角砾状磷块岩进一步成岩分异和改造。由此产生两种效应，叠加磷质为主则发生矿体富化的正效应，进一步提高磷块岩矿石质量；叠加二氧化硅溶液的交代作用，则发生磷块岩矿石贫化的负效应，形成硅化磷块岩矿石或含磷硅质岩。含磷段沉积后，受海侵沉积盖层白云岩，使磷矿层得以保存，最后成为磷块岩矿床。

5 递进成矿规律及成矿序列

按照“递进成矿论”[16]，任何一种构造单元，它一方面既有自己的专属矿产组合，另一方面又可继承历代前身矿产的残留部分，形成矿床叠加，而发展顺序越晚的构造单元，其继承矿产越多，逐次累加起来的矿床越丰富。

龙门山中段磷矿最初磷质来源于海水，磷质的初始聚集可以出现于较多的相环境，但它的富集受古构造及沉积环境的控制：经过生物-化学作用沉积，在低能不利的环境中磷质分散于岩石中，灯影组含藻白云岩中P2O5含量较高，但处于蒸发坪环境，不利于成矿；在高能有利的环境中经过机械搬运簸选形成磷块岩。一般磷块岩厚度薄，观音崖组处于滨岸泻湖相不稳定水环境，形成了小型透镜状陡梯子式磷矿，但两组地层经过风化剥蚀、表生淋滤，为清平式磷矿的形成提供了矿源，连同碳酸盐泥及硅泥粉砂向海湾集中，所以清平式磷矿既有磷酸盐初始沉积，又有带入的磷质、硅质、泥质，以及来自临近古岛风化剥蚀的陆缘碎屑，清平式磷矿在潮下带低能不利的环境中，机械搬运簸选能量小，陆源掺和强，富集程度低，虽然矿物源丰富，形成了大规模磷矿，但品位低。先前形成的灯影组含磷地层、陡梯子式磷矿、清平式磷矿又为什邡式磷矿的形成提供了更加丰富的矿源，再次经过长期风化剥蚀、表生淋滤、海进活化、迁移、机械搬运簸选、沉积再造等成矿作用，在灯影组古喀斯特地貌上形成了更大、更富的什邡式磷矿矿床。

由此可见，龙门山中段三种类型磷矿，早期形成的矿层或含磷岩层经过风化淋滤为后期成矿提供了丰富的矿源，后期成矿是通过多种成矿作用的叠加、改造（或再造）相互交织形成，往往不止一种成因特征（表1）。

表1 磷矿成矿地质特征 Table 1 Geological characteristics of phosphate mineralization

虽然三个类型磷矿都经历了同期生物化学沉积-机械搬运再沉积的成矿作用，但沉积环境、矿源层、陆源物质掺和度、机械搬运簸选程度等的差异以及后期磷矿的强风化淋滤、搬运堆积作用和多期成矿、叠加成矿是三类矿床地质特征差异的根本原因。早期形成的矿层或含磷岩层为后期成矿提供矿源，后期成矿是通过多种成矿作用的叠加、改造（或再造）形成，后期成矿更大、更富，具递进成矿富集规律。

龙门山中段磷矿成矿序列可归纳为：海水磷质生物、化学沉积-机械搬运簸选早期成矿-风化剥蚀、表生淋滤-再次机械搬运-海进沉积再造。

6 结论

龙门山中段磷矿的形成与分布均受古地理、古构造的控制，早期形成的矿层或含磷岩层经过风化淋滤为后期成矿提供了丰富的矿源，后期成矿是通过多种成矿作用的叠加、改造（或再造）相互交织形成，既有多种成矿作用形成的原生同沉积特征，又有前期矿产的特征，后期形成矿床规模更大、品位更高，具有递进成矿富集规律。成矿序列可归纳为：海水磷质生物、化学沉积-机械搬运簸选早期成矿-风化剥蚀、表生淋滤-再次机械搬运-海进沉积再造。