云南沾益小米戛磷矿渔户村组磷块岩地球化学特征及成因分析

杨万涛，杨润柏，王福华，周万蓬,3，陈庆松，徐 净，李德宗，蒋策鸿

(1.中国地质调查局昆明自然资源综合调查中心，云南昆明 650111；2.云南大学国际河流与生态安全研究院，云南昆明 650500；3.东华理工大学地质调查研究院，江西南昌 330013；4.福州大学紫金矿业学院，福建福州 350108)

0 引言

磷矿现已被我国自然资源部列入24种国家战略性矿产目录之一(薛珂和张润宇，2019)。我国具有经济意义的外生磷矿矿床主要形成于震旦纪陡山沱期和早寒武世梅树村期(田升平，2000)，对应的富磷层位有两个：一个是震旦系陡山沱组富磷层位；另一个是寒武系下统赋磷沉积层位(王聚杰等，2015)。扬子地台西缘的云南、贵州、四川作为重要聚磷区，对应的含磷层位有四个，由老到新为渔户村组中谊村段、筇竹寺组八道湾段、辛集组、昌平组，而渔户村组中谊村段最具有工业价值(唐红松等，2005)。在成因研究方面，晚元古代末早寒武世初这一成磷期被认为是洋流上升引起的富营养质的缺氧水体覆盖大陆架而形成的(Cook and Shergold,1984)。滇东北部地区产于寒武系下统渔户村组的磷矿属于活动地台型海相生物-化学沉积型磷块岩矿床(季春生和何智德，1982)。刘文恒等通过对东川雪岭磷矿的矿石结构、构造的研究认为该矿属于浅海相沉积层状磷块岩矿床(刘文恒等，2014)。

小米戛磷矿是曲靖沾益地区新发现的矿床，其赋矿层位为寒武系下统渔户村组，区内磷矿均产于该组中。按其沉积环境可分为海凹地区和浅海地区两种沉积类型。区内大多数磷矿均属于海凹地区沉积，主要形成硅酸盐型磷块岩，如德泽、驾车、银厂等磷矿；少数属于浅海地区沉积，主要形成碳酸盐型磷块岩，如金牛厂磷矿。崔文东等研究寻甸县没租哨渔户村组磷矿地质特征及成矿规律认为该矿属生物化学沉积成因(崔文东等，2012)。苏旭楠分析寻甸大湾下寒武统渔户村组磷矿富集规律及控制因素显示该区磷矿形成受生物作用、热水作用、沉积环境、成岩作用的影响(苏旭楠，2018)。杨万涛等研究会泽县金牛厂磷矿的矿床地质特征及古地理环境，认为该矿属海相沉积型磷矿(杨万涛等，2017)。总体来说，沾益地区磷矿的研究程度较低。本次工作采集沾益小米戛磷矿样品，运用镜下鉴定，明确磷块岩的结构及主要成分，运用主量、微量和稀土元素分析等手段，确定渔户村组磷块岩的成磷环境和成磷物质来源，进一步探讨滇东北地区渔户村组磷块岩成因。

1 地质背景及矿床地质特征

1.1 地质背景

小米戛磷矿位于沾益区西北70 km处德泽乡小米戛村，在早寒武世渔户村期，滇东北地区构造稳定，在全球海侵的背景下接受沉积，牛头山古陆范围扩大，上扬子海磷酸盐进一步沉积于陆表海盆地(李侃，2010)，岩相可划分为①潮坪相，为磷块岩、镁质碳酸盐岩、泥质岩组合；②开阔台地相，为磷块岩夹碳酸盐岩、镁质碳酸盐岩、镁质碳酸盐岩夹碳酸盐岩及泥岩组合；③台内滩相，为磷块岩、镁质碳酸盐岩组合。小米戛磷矿位于开阔台地相(图1)。而现在其大地构造位置属于扬子陆块南部被动边缘构造带(图2a)。

图1 滇东北地区早寒武世渔户村中、晚期岩相古地理图(据王祖关等，1995修编)Fig.1 Paleogeographic map of the Yuhucun epoch,Early Cambrian in northeast Yunnan(modified from Wang et al.,1995)1-开阔台地相；2-潮坪相；3-台内滩相；4-隆起剥蚀区；5-小米戛磷矿位置1-open platform facies；2-tidal flat facies；3-inner-platform beach facies；4-uplift and denuded zone；5-location of Xiaomiga phosphate deposit

研究区出露地层由老到新依次为震旦系下统观音崖组含砾石英砂岩、震旦系上统灯影组白云岩、寒武系下统渔户村组含磷岩系、寒武系下统筇竹寺组-沧浪铺组碎屑岩组合、石炭系泥岩-白云岩组合、三叠系碎屑岩组合、第四系洪冲系碎屑岩组合。研究区褶皱及断裂发育，以北东向、北北东向的宽缓褶皱和断裂为主，其中渔户村组由下而上可分为白岩哨段(白云岩)、待补段(含磷硅质岩)、中谊村段(磷块岩)、大海段(白云岩和灰岩)，其中中谊村段是主要的赋矿层位(何廷贵，1989)。

1.2 矿床地质

图2 小米戛磷矿矿区地质简图(a图据注释①;b图据注释②)Fig.2 Geological sketch map of the Xiaomiga phosphorite deposit( a modified from Note ①;b modified from Note ②)V-2-3-康滇基底断隆带；V-2-7-扬子陆块南部被动边缘构造带；V-3-1-南盘江克拉通盆地；V-3-2-滇东南逆冲-推覆构造带;1-关岭组；2-嘉陵江组；3-飞仙关组；4-宣威组；5-峨眉山玄武岩；6-阳新组；7-石炭系；8-宰格组；9-筇竹寺组；10-渔户村组；11-灯影组；12-观音崖组；13-地质界线；14-断层；15-磷矿体 V-2-3-Kangdian basement fault-uplift zone；V-2-7-passive marginal tectonic zone in southern Yangtze block；V-3-1-Nanpanjiang craton basin；V-3-2-thrust-nappe structural zone in southeastern Yunnan；1-Guanlin Formation；2-Jialingjiang Formation；3-Feixianguan Formation；4-Xuanwei Formation；5-Emeishan basalt；6-Yangxin Formation；7-Carboniferous；8-Zaige Formation；9-Qiongzhusi Formation；10-Yuhucun Formation；11-Dengyingzu Formation；12-Guangyingya Formation；13-geological boundary；14-fault；15-phosphorus ore body

2 样品采集及分析方法

样品采自TC406见矿探槽，该探槽较好地揭露了渔户村组含磷岩系，常见的致密块状磷块岩、砂屑状磷块岩及条纹状磷块岩均有揭露。为此采集该探槽样品，取样自下而上分别采集含磷粉砂岩1件(X-1)，条带状磷块岩3件(X-2、X-3、X-4)，砂屑磷块岩3件(X-5、X-7、X-8)，块状磷块岩2件(X-6、X-9)，含磷硅质岩1件(X-11)(图3)。

将上述11件样品送云南省核工业二○九地质大队进行测试分析。在低于105℃的烘箱内进行干燥，干燥后进行样品加工。分析试样的制备分为三个阶段：即粗碎、中碎和细碎至200目。在21℃室温及湿度55%条件下对粉末样品测试，P2O5含量测试，测度议(V-1100D)，测试精度<1%，测试步骤为试样经硝酸分解，在硝酸介质中，加入钒钼酸铵显色剂，在分光光度计上，以试剂空白作参比，测定P2O5的含量。其他主量元素，测试方法为电感耦合等离子体发射光谱法，测试仪器为等离子体发射光谱仪(ICAP6300)，测试精度<5%，测试步骤为试样用硝酸、盐酸、氢氟酸、高氯酸分解，赶尽氢氟酸，用盐酸溶解定容澄清后进行测定；利用滴定法测定氧化亚铁，试样用氢氟酸、硫酸分解，溶液中剩余的氟加入硼酸络合，以二苯胺磺酸钠为指示剂，用标准重铬酸钾溶液滴定，根据测定的全铁和亚铁数据计算获得Fe3+含量；酸不溶物，测试方法为重量法，测试步骤为在有硼酸存在的条件下，经盐酸和硝酸(盐酸和硝酸用量比例为3∶1)溶解后，将不溶物残渣过滤，灼烧，称量，测得酸不溶物的含量。微量元素测试方法为电感耦合等离子体质谱法，测试仪器为等离子体质谱仪(PE300X)，测试步骤为试样经HF-HNO3高温高压密闭酸溶，赶尽氢氟酸后，用盐酸溶解定容澄清后进行测定，测试精度<5 %。稀土元素测试方法为电感耦合等离子体质谱法，测试仪器为等离子体质谱仪(PE300X)，测试步骤为试样用硝酸、盐酸、氢氟酸、高氯酸、硫酸分解，赶尽氢氟酸，用盐酸溶解定容澄清后，在电感耦合等离子体质谱仪上测定，测试精度<5 %。

图3 渔户村组中谊村段含磷岩系柱状图Fig.3 Column diagram of phosphoric rocks in the Zhong-yicun member of Yuhucun Formation1-硅质条带白云岩；2-含磷硅质岩；3-致密块状凝块岩；4-砂屑磷块岩；5-条带状磷块岩；6-含磷粉砂岩；7-粉砂岩；8-硅质岩 1-siliceous striped dolomite；2-siliceous rock with phosphorus；3-compact massive phosphate rock；4-arenaceous phosphate rock；5-striped phosphate rock；6-siltstone with phosphorus；7-siltstone；8-siliceous rock

3 磷块岩镜下特征

根据矿石的颜色、结构、构造及有用组分，把研究区的矿石划分为条带状磷块岩、砂屑磷块岩、致密块状凝块岩。镜下特征如下：

(1)条带状磷块岩

该类矿石产于矿体下部，浅灰色条带和土黄色条带相间分布，条带宽约0.1 cm，砂状结构，条带状构造(图4a)。岩石主要由粉砂、磷质粉屑和填隙物组成。粉砂粒径0.004～0.06 mm，呈棱角状，成分主要为石英，次为白云母，含少量长石和玉髓，含量约62 %；磷质粉屑粒径小于0.06 mm，呈圆形、扁圆形，成分主要为胶磷矿，混有少量碳质和铁质，较为集中分布，含量约30 %；填隙物：主要为泥质、硅质及少量凝胶状胶磷矿，含量约8 %(图4b)。

图4 不同矿石类型磷块岩及镜下特征Fig.4 Phosphate rocks with different ore types and microscopic characteristicsa-条带状磷块岩；b-条带状磷块岩镜下特征(薄片，单偏光，10×20)；c-砂屑磷块岩；d-砂屑磷块岩镜下特征(薄片，单偏光，10×20)；e-致密块状磷块岩；f-致密块状磷块岩镜下特征(薄片，单偏光，10×20)；Ap-磷灰石；Clh-胶磷矿a-banded phosphorite；b-microscopic feature of banded phosphorite (thin sheet,single polarization,10×20)；c-arene phosphorite；d-microscopic feature of arene phosphorite (thin sheet,single polarization,10×20)；e-compact massive phosphorite；f-microscopic feature of compact massive phosphorite(thin sheet,single polarization,10×20)；Ap-apatite ；Clh-collophanite

(2)砂屑磷块岩

该类矿石产于矿体中部，灰褐色(图4c)，砂屑结构，岩石主要由粉砂、磷质砂屑、磷质粉屑、磷灰石和填隙物组成。粉砂粒径0.004～0.06 mm，棱角状，成分主要为石英，含少量白云母，含量约5%；磷质砂屑粒径0.06～0.30 mm，呈圆形、扁圆形、不规则状，成分主要为胶磷矿，集合体呈角砾状分布，含量约占54%；磷质粉屑：<0.06 mm，扁圆形，成分主要为胶磷矿，混有少量碳质和铁质，含量约15%；磷灰石粒径<0.3 mm，半自形，少量自形，分布于胶磷矿角砾间，含量约20%；填隙物：主要为凝胶状胶磷矿，含量约6%(图4d)。

(3)致密块状磷块岩

该类矿石产于矿体中上部，灰黑色，致密块状构造(图4e)，砂屑结构，块状构造。岩石主要由粉砂、磷质砂屑、磷质粉屑、磷灰石和填隙物组成。粉砂呈棱角状，成分主要为石英和玉髓，含少量白云母，含量约40%；磷质砂屑和粉屑，均呈圆形、扁圆形，成分主要为胶磷矿，有少量碳质和铁质，含量约45%；磷灰石：颗粒细小，半自形、少量自形，分布于胶磷矿团粒边缘，含量约3%；填隙物：主要为硅质，含少量碳质、微晶磷灰石和凝胶状胶磷矿，含量约12%(图4f)。

4 元素地球化学特征

4.1 主量元素

小米戛磷矿床中以致密块状磷块岩含磷最高(24.56%～25.42%)，砂屑磷块岩含磷次之(21.19%～23.48%)，条带状磷块岩含磷最少(15.48%～20.53%)。此外，不同类型的磷块岩均含有较高的CaO(20.21%～34.31%)和SiO2(28.50%～51.47%)，以及少量的Al2O3(1.56%～3.17%)，MnO2(0.004%～0.2%)、Na2O(0.1%～0.12%)、K2O(0.39%～0.71%)等。顶板及底板样品(X-1、X-10、X-11)其P2O5和CaO含量最低(表1)。

表1 小米戛磷矿渔户村组含磷岩系的主要化学成分(%)

4.2 微量元素

微量元素结果表明，三种类型的磷块岩的微量元素特征没有明显差异(表2)。小米戛磷矿的磷块岩的Ba丰度变化为1122×10-6～16920×10-6，平均值为4325×10-6，明显高于海水中Ba的平均值(仅为20×10-6)(密文天等，2013)。小米戛磷矿的磷块岩Cu、Zn、U等元素富集，Cu含量变化为13.6×10-6～50.1×10-6，平均值为25.6×10-6，明显高于现代洋底磷块岩平均值(仅为2.8×10-6)；Zn丰度变化为52.9×10-6～654×10-6，平均值为197.9×10-6，明显高于现代洋底磷块岩平均值(仅为55.5×10-6)；U含量变化为5.38×10-6～17.2×10-6，平均值为12.4×10-6，明显高于上地壳平均值(仅为1.4×10-6)(表2)，但未达到典型铀磷矿床中铀的含量(5×10-5～15×10-5)(刘小波等，2019)。

表2 小米戛磷矿渔户村组含磷岩系的微量元素分析结果(10-6)

小米戛磷矿磷块岩的Sr含量变化为1326×10-6～1959×10-6，平均值为1666×10-6，高于页岩、碳酸盐岩及地壳的平均值(分别为300×10-6、610×10-6、273×10-6)，但含磷岩系顶板白云岩(X-11)的Sr含量明显低于磷块岩，这是由于Sr能以类质同象的方式进入磷灰石晶格，导致顶板白云岩Sr元素含量低于下伏磷块岩的含量。小米戛磷矿磷块岩Co除X-7<1×10-6以外，其他变化为2.15×10-6～4.79×10-6，明显低于页岩平均值(19)；Ni丰度变化为5.42×10-6～23.3×10-6，明显低于页岩平均值(68)(表2)。可能原因是Co、Ni阳离子半径太大而不能以类质同象形式进入于磷灰石矿物晶格中，导致其在磷块岩中的含量低于在页岩中的含量。

4.3 稀土元素

5 讨论

5.1 小米戛磷矿磷块岩成岩-成矿作用

磷块岩中ω(SiO2)远远高出现代洋底(SiO2含量为3.1%)(郭庆军等，2003)，也高于震旦纪扬子成磷区(10.03%)(叶连俊，1989)。SiO2的沉积需要有低温、低压、中酸性和富含阳离子Si饱和溶液等条件(戴永定，1994)。贵州瓮安陡山沱组硅质磷块岩在形成于低温上涌洋流发育、SiO2过饱和的浅水滞流区(唐烽等，2011)。小米戛磷矿的磷块岩SiO2含量较高显示其来源可能与富含阳离子Si饱和溶液的低温上升洋流有关。

正常海水中Ba的含量一般在20×10-6以内，褐藻和各种浮游生物Ba的富集系数通常大于100(密文天等，2011)，小米戛渔户村组磷块岩Ba的含量较高，可能是磷块岩形成过程中含有浮游藻类遗体，因此推测小米戛磷块岩的形成有生物成矿作用。研究发现Zn、Cu、Ag、Mo、V及Sb等元素在磷块岩中的含量较高，可能与有机化合物和吸附作用有关(Gulbrandsen,1969)。海洋中的浮游生物容易吸收Sr元素，生物体死亡后释放出较多的Sr元素，同时沉积进入磷质沉积物中(密文天等，2013)。小米戛磷矿磷块岩中Cu、Pb、Zn、Sr元素富集，亦显示磷块岩形成过程中有生物作用参与。此外，研究显示海水中有机物质更容易吸附的V、Mo等元素(密文天等，2011)，摩洛哥陆屑磷块岩富含有机质和V(37×10-6)、Mo(1×10-6)元素(表2)，显示V、Mo等元素富集与有机物关系密切；美国弗斯弗里亚建造中的二叠系磷块岩中V、Mo含量较高，有机碳也很富集，且两者之间呈正相关关系(Baturin,1981)。小米戛磷矿磷块岩的V含量变化为26.2×10-6～176×10-6、平均值为93.7×10-6，Mo含量变化为0.95×10-6～2.77×10-6、平均值为1.5×10-6(表2)，这两种元素高度富集进一步证明其形成有生物成矿作用。

岩石成因可以利用元素Sr/Ba比值进行判别，研究表明一般热液成因的岩石其Sr/Ba通常小于1，沉积成因的岩石Sr/Ba通常大于1(施春华，2005)。小米戛磷矿磷块岩Sr/Ba=0.10～1.40(表2)，显示较大的变化范围，表明磷块岩的形成可能有热液活动的参与。热水沉积岩U/Th>1，而非热水沉积岩U/Th<1(Rona,1987)，小米戛磷矿磷块岩中U/Th =1.35～4.15(表2)，均大于1，进一步显示出的热水沉积的特点。此外，前人研究表明，海水碎屑沉积物稀土元素总量较高，Ce为正异常，轻稀土相对富集，其北美页岩组合样标准化曲线向右倾斜(王中刚等，1989；Baturin,2007)。而热水沉积物的稀土元素总量偏低，可见Ce的负异常，LREE/HREE比值较小，北美页岩组合样标准化曲线近于水平或左倾(王中刚等，1989；李胜荣和高振敏，1995；刘劲松等，2014)。小米戛磷矿磷块岩的北美页岩标准化模式形状近于水平，可见Ce的负异常(图5)，与典型的海相热水沉积物的稀土配分模式较为类似。但其稀土元素总量较高(148.84×10-6～232.16×10-6)(表3)，LREE/HREE比值较大，其LREE/HREE=2.96～5.37(表3)，平均为4.32，小于北美页岩的LREE/HREE比值，其比值为7.5(陈德潜和陈刚，1996)，也小于围岩硅质条带白云岩的LREE/HREE比值，其比值为8.5(表3)，具有轻稀土相对富集的特征，显示一定程度的轻重稀土元素分馏，表明小米戛磷矿可能是热水沉积成矿作用与生物成矿作用双重作用的结果。

现代洋底磷块岩平均值、摩洛哥陆屑磷块岩、智利陆架致密磷酸盐化粪石数据引自Baturin (1981)。

表3 小米戛磷矿渔户村组含磷岩系的稀土元素分析结果(10-6)

图5 小米戛磷块岩稀土元素北美页岩标准化模式Fig.5 REE NASC normalized pattern of phosphate rocks in Xiaomiga deposit

5.2 小米戛磷块岩成磷地质环境

研究显示大陆边缘次氧化环境下沉积物中其U元素含量较高(Morford and Emerson,1999)。在沾益小米戛一带古地理特征为台地相，其磷块岩中U元素高度富集(富集系数平均值8.84)(表2)，指示小米戛磷矿磷块岩形成于次氧化环境。V/Cr比值常可以识别沉积环境氧化还原条件，V/Cr<2.0指示富氧沉积环境，2.0≤V/Cr≤4.25指示次氧化沉积环境，V/Cr>4.25指示缺氧沉积环境(侯东壮等，2019)。小米戛磷矿磷块岩的V/Cr比值变化范围为1.08～3.01、平均值为2.12(表2)，表明其形成于次氧化沉积环境。

一般认为，南沱冰期以后，扬子地台西缘气温升高，藻类和各种浮游生物有较好的生长环境，大量吸收海水中的含磷物质(邓克勇等，2015)，海水中的磷经过生物吸收、固定，伴随着海洋的沉积速率提高，生物体死亡后有机质被降解，经过氧化分解，其中的有机磷转化为无机磷,进入磷质沉积物，使得磷元素进一步富集。同时，活体生物或残骸同样会摄取、吸收稀土元素，导致磷质沉积物中含有大量稀土元素(毕晨时，2016)。小米戛磷矿不同类型磷块岩含有较高含量的胶磷矿，并且稀土元素总量较高，可能原因是胶磷矿形成过程中由于胶体吸附作用带入了大量稀土元素。

当稀土元素被搬运到海相环境时，Ce3+在氧化条件下易氧化形成具有Ce4+离子的CeO2沉淀，使海水中贫乏Ce元素，Ce显示明显的负异常。因此，沉积磷灰石中Ce的负异常可显示海水氧化环境(McArthur and Walsh,1984)。Ce异常可作为判别古海水氧化还原条件的标志(Bertram et al.,1992；涂光炽，1998；Shields and Stille,2001)。考虑到后期成岩过程中，Ce异常会受到影响(McArthur and Walsh,1984；Shields and Stille,2001)，只有LaN/SmN>0.35，且LaN/SmN与Ce异常不具相关性时，磷酸盐矿物的Ce异常才能代表其形成时的古海水条件(Morad and Felitsyn,2001)。小米戛磷矿磷块岩样品的LaN/SmN为0.72～1.89，大于0.35；另外，LaN/SmN与δCe的皮尔逊相关系数-0.338，p值为0.309，不具相关性。因此，研究区磷块岩的Ce异常可作为古海水氧化还原条件的指示标志，Wright et al.(1987)定义了铈异常(Ceanom)，计算公式为:

Ceanom=lg[3CeN/(2LaN+NdN)]

多元化发展也使得国企积累了一些问题，尤其是一些央企发现进入的领域并不赚钱，同时也出现了“国进民退”的争论。2012年开始，国企积累的问题集中爆发。部分央企产能过剩，负债率高，亏损严重。

式中，N表示样品中的元素含量经北美页岩标准化的值。Ceanom<-0.5表示氧化条件，Ceanom>-0.1表示缺氧还原条件，位于这两者之间为次氧化环境(Wright et al.,1987)，小米戛磷矿磷块岩的Ceanom的值除样品X-4以外，其余Ceanom=-0.50～-0.35，进一步表明磷块岩形成于次氧化沉积环境。

5.3 小米戛磷矿成矿模式初探

晚震旦世，海侵遍及上扬子西缘，形成川滇黔碳酸盐台地。震旦纪末普遍海退，在碳酸盐台地西部残存着近南北向展布的泻湖潮坪(贺瑾瑞，2010)。早寒武世渔户村期海侵又一次发育，在扬子地台西缘基底的基础上又沉积了一套硅质岩-磷酸盐-碳酸盐为主的海湾泻湖潮坪相沉积(曾允孚等，1989)，在该时期滇东北地区构造活动较为稳定，主要以断块差异运动为主，牛头山古陆范围有所增大(李侃，2010)，扬子海磷酸盐主要沉积在古岛间的陆表海盆地，由于岛链的屏蔽作用，使区内流速减慢，水深变浅，在合适的生物化学条件下，磷质沉积物在潮坪-泻湖环境，胶结沉积形成初始磷矿层。后期裂陷槽区发生火山活动，提供大量热量(刘建清等，2020)，成磷环境逐渐由贫氧向次氧化演化(张亚冠等，2020)，U元素高度富集、V/Cr比值和Ce的负异常进一步指示海水中氧含量升高，生物进一步繁盛，生物死亡后下沉降解，在300 m、400～1000 m等的水深形成生物遗体分解带(戴永定，1994)，生物遗体中所含的磷被大量地分解。强烈的火山活动加剧洋流上返作用，致使不同深度的大量含磷物质伴随上升洋流重新回到表层进一步改造初始磷矿层，最终成矿。

6 结论

(1)小米戛磷矿磷块岩富SiO2(28.50%～51.47%)、CaO(20.21%～34.31%)、P2O5(15.48%～25.42%)，SiO2含量较高显示其来源可能与富含阳离子Si饱和溶液的低温上升洋流有关。

(2)小米戛磷矿磷块岩中Ba、Sr、Cu、Pb、Zn、V、Mo等元素富集，显示生物聚磷作用。磷块岩的Sr/Ba=0.10～1.40，U/Th比值大于1(1.35～4.15)，表明磷块岩的形成可能有热液活动的参与。小米戛磷矿磷块岩稀土元素总量较高(148.84×10-6～232.16×10-6)，经北美页岩标准化的稀土配分模式曲线近水平，但LREE/HREE=2.96～5.37，显示一定程度的轻稀土元素富集，进一步暗示磷矿的形成受热水沉积成矿作用与生物成矿作用共同控制。

(3)小米戛磷矿磷块岩中U元素高度富集(富集系数平均值8.84)，V/Cr=1.08～3.01(平均值为2.12)，Ceanom=-0.50～-0.35，介于-0.5与-0.1之间，表明磷块岩形成于次氧化环境。

(4)初步认为，在早寒武统渔户村期的潮坪-泻湖环境，磷质沉积物发生胶结作用形成初始磷矿层,后期生物繁盛，生物遗体中所含的磷被大量地分解，不同深度的大量含磷物质伴随上升洋流进一步改造初始磷矿层，最终成矿。

致谢：本文写作过程中得到中国地质大学(武汉)刘德民副教授的热情指导，并提出了宝贵的修改建议。此外，云南省核工业二○九地质大队作了主量、微量及稀土元素测试。对以上单位和个人的热情帮助表示衷心感谢!

[注 释]

①云南省地质局.2011.云南省铜、铅锌、金、钨、锑、稀土矿资源潜力评价成果报告[R].

②中国人民武装警察部队黄金第十支队.2018.云南待补、务德、李子沟、得德卡(G48E011006、G48E011007、G48E012006、G48E012007)幅1∶5万区域矿产调查报告[R].

[附中文参考文献]

毕晨时.2016.贵州南沱冰期海洋磷的地球化学[D].贵阳:贵州大学:1-69.

陈德潜,陈刚.1996.实用稀土元素地球化学[M].北京:冶金工业出版社:1-241.

崔文东,曾祥谦,杨泽刚,杜发勇,吴章清,王磊,王嘉.2012.云南省寻甸县没租哨磷矿地质特征及成矿规律[J].四川地质学报,32(S2):169-173.

戴永定.1994.生物矿物学[M].北京:石油工业出版社：1-572.

邓克勇,吴波,罗明学,罗春,龙建喜.2015.贵州开阳双山坪陡山沱组磷块岩地球化学特征及成因意义[J].地质与勘探,51(1):123-132.

郭庆军,杨卫东,刘丛强,Harald Strauss,王兴理,赵元龙.2003.贵州瓮安生物群和磷矿形成的沉积地球化学研究[J].矿物岩石地球化学通报,23(3):202-207.

贺瑾瑞.2010.滇池地区磷矿层时空展布及控矿规律研究[D].昆明:昆明理工大学:1-99.

何廷贵.1989.滇东渔户村组含磷岩系的划分与对比[J].矿物岩石,9(2):1-11.

侯东壮,吴湘滨,邓鑫.2019.贵州铜仁地区九门冲组黑色页岩地球化学特征及成岩环境研究[J].地质与勘探,55(3):779-788.

季春生,何智德.1982.滇东北部磷矿区域地质特征及成矿地质条件[J].云南地质,1(2):147-156.

刘建清,何利,江永富,何佳伟,何平.2020.四川雷波地区下寒武统麦地坪含磷地层特征及磷矿资源潜力分析[J/OL].中国地质:1-16[2020-12-17].http://kns.cnki.net/kcms/detail/11.1167.P.20200722.1432.004.html.

刘劲松,邹先武,段其发,胡俊良,崔森,夏杰,龚银杰.2014.北大巴山镇坪地区早寒武世硅质岩的地球化学特征及成因[J].地质与勘探,50(4):725-734.

刘文恒,刘继顺,罗江华,马慧英,许亚男.2014.云南东川雪岭磷矿地质特征与成因探讨[J].地质找矿论丛,29(2):254-261.

刘小波,李光来,刘晓东,李成祥,王果,鲁克改.2019 北天山冰草沟铀磷矿床元素地球化学特征及其指示意义[J].地质与勘探,55(6):1379-1393.

刘英俊,曹励明.1987.元素地球化学导论[M].北京:地质出版社:1-273.

李侃.2010.滇东北铅锌矿层控多样性与岩性-岩相控矿的关系[D].昆明:昆明理工大学:1-90.

李胜荣,高振敏.1995.湘黔地区牛蹄塘组黑色岩系稀土特征-兼论海相特水沉积岩稀土模式[J].矿物学报,15(2):225-229.

密文天,李德亮,范昱.2011.湖北宜昌白果园陡山沱组磷块岩地球化学特征研究[J].地质与勘探,47(6):982-993.

密文天,李德亮,冯志强,武新春,牛显.2013.贵州瓮安陡山沱组磷块岩的地球化学特征[J].地质找矿论丛,28(1):101-105.

施春华.2005.磷矿的形成与Rodinia 超大陆裂解、生物爆发的关系-以贵州瓮安、开阳、织金磷矿为例[D].贵阳:中科院地球化学研究所:1-85.

苏旭楠.2018.云南寻甸大湾下寒武统渔户村组磷矿富集规律及控制因素[D].徐州:中国矿业大学:1-82.

唐烽,高林志,尹崇玉,王约.2011.贵州瓮安陡山沱组球状化石元素地球化学浅析[J].地质论评,57(2):175-181.

唐红松,徐文杰,谢世业,王寿成.2005.我国下寒武统黑色岩系的矿产类型[J].矿产与地质,19(4):341-344.

田升平.2000.中国磷矿基本特征及分布规律[J].化工矿产地质,22(1):11-16.

涂光炽.1998.低温地球化学[M].北京:科学出版社:1-267.

王祖关,江能人,谭雪香,袁品权.1995.云南省岩相古地理图集[M].昆明:云南科技出版社:1-95.

王聚杰,曾普胜,麻菁,代艳娟,苟瑞涛.2015.黑色岩系及相关矿产-以扬子地台为例[J].地质与勘探,51(4):677-689.

王中刚,于学元,赵振华,李友梅.1989.稀土元素地球化学[M].北京:科学出版社:1-378.

薛珂,张润宇.2019.中国磷矿资源分布及其成矿特征研究进展[J].矿物学报,39(1):7-14.

杨卫东,漆亮,鲁晓莺.1995.滇东早寒武世含磷岩系稀土元素地球化学特征及成因[J].矿物岩石地球化学通报,14(4):224-227.

杨万涛,李德宗,张春波.2017.云南会泽县金牛厂磷矿地质特征及找矿方向[J].云南地质,36(4):534-539.

叶连俊.1989.中国磷块岩[M].北京:科学出版社:58-316.

曾允孚,沈丽娟,何廷贵.1989.滇东磷块岩的沉积环境和成矿机理[J].矿物岩石,9(2):45-59.

张亚冠,杜远生,刘建中,王泽鹏,邓超.2020.贵州震旦系陡山沱组磷块岩成磷作用及与新元古代末期氧化事件(NOE)的耦合[J].古地理学报,22(5):893-912.