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0 引言
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素有“黑金子”美称的石墨对于军工、科技、化工、新能源、高端装备制造等领域的重要性毋庸置疑（颜玲亚等，2018），被公认为 21 世纪支撑高新技术发展的重要资源（李超等，2015；张艳飞等， 2022），中国和世界上许多国家均已把“石墨”作为关键性矿产，其矿产勘查和成矿理论研究的重要性不言自明。中国是石墨资源大国，晶质石墨已查明资源储量超过4.37亿 t（杨彪等，2021），四川石墨资源储量位居全国前列（段威等，2021a）。攀枝花作为四川省两大石墨基地之一，晶质石墨矿产资源丰富。石墨矿床主要可以分为区域变质型、接触变质型和与岩浆作用相关型 3 种（Luque et al.，2012）。同德石墨矿床地处四川省攀枝花市仁和区同德镇，产于扬子板块西缘的变质地层中，为区域变质型石墨矿床，通过地质勘察推断石墨资源储量达到 500 万 t。该矿床发现较早，但因开采技术条件、交通及地表矿化规模等原因并未引起足够重视，前人仅对其地质特征、物探等进行过简要描述（黎广和马源， 2019；冯锋等，2021），但对矿床的岩石地球化学和变质岩原岩恢复等方面的研究相对匮乏。近年来，随着对该矿床政府性投资地质勘查基金的投入，笔者在大量野外地质调查、成矿地质特征和成矿条件研究的基础上，以该矿床矿石和赋矿白云石英片岩为研究对象，对其全岩地球化学和变质岩原岩进行研究，旨在揭示该矿床的地球化学特征与成岩成矿环境，以期为川南一带该类型区域变质型石墨矿床成矿作用和成矿机制的研究提供思路。
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1 区域地质背景
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区域主要出露太古宇天宝寨组、古元古界—新太古界康定岩群冷竹关组、中元古界盐边群、新元古界震旦系、古生界寒武系、泥盆系、二叠系（图1）。其中，康定岩群冷竹关组云母片岩为主要赋矿地层。大地构造位置位于扬子克拉通（Ⅳ）上扬子陆块（Ⅳ-1）康定—攀枝花基底杂岩带（Pt）上叠攀西裂谷（P-T）（Ⅳ2-1）雅砻江基底杂岩带（Pt）（Ⅳ2-1-1） （罗改等，2021）。区域岩浆岩主要包括高家村镁铁质-超镁铁质岩及同德闪长岩体，二者是新元古代岩浆活动的产物（刘益，2018），临近区域还发育关刀山闪长岩体（Du et al.，2014）。
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根据四川省关于变质单元的划分准则，攀枝花同德地区位于扬子变质地区泸定—攀枝花变质地带，该区北起泸定、南至攀枝花，西界为金河—箐河断裂，东界大致在大渡河、安宁河断裂一线，经历了中元古代晚期—新元古代变质作用，区域变质作用和混合岩化作用相互伴生，组成了康定杂岩（结晶基底）（四川省地质矿勘查开发产局，1991）。变质作用类型主要为低压型区域动力热流变质作用和混合岩化作用，其中区域变质作用形成于康定岩群深变质岩系中，变质相以大面积分布的角闪岩相为主，局部出现高绿片岩相、麻粒岩相，具明显的递增变质分带，在盐边冷水箐至攀枝花同德一带，变质岩的岩石类型为麻粒岩类、片岩类、斜长角闪岩类。混合岩化作用呈面状分布，与康定群区域变质岩紧密共生，主要发生在角闪岩相内，形成角闪质混合岩、花岗质混合岩，以及角闪二辉质混合岩（胡金城等，1985①）。
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图1 同德石墨矿床大地构造位置图（a，据罗改等，2021修改）和地质简图（b，c，d）
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1 —第四系冲洪积；2—第四系—新近系昔格达组；3—中上泥盆统；4—中泥盆统；5—下寒武统；6—震旦系灯影组；7—上震旦统观音崖组二段； 8—上震旦统观音崖组一段；9—下震旦统列古六组；10—中元古界盐边群渔门组；11—下元古界康定岩群冷竹关组上段；12—太古界天宝寨组；13—基性—超基性岩；14—石英闪长岩；15—辉长闪长岩；16—辉长岩；17—花岗岩脉；18—断层；19—地质界线；20—平行不整合地质界线；21—石墨矿体；22—研究区范围；23—矿段范围；24—采样位置；25—一级构造单元线；26—二级构造单元线；27—三级构造单元线；28—四级构造单元线；29—研究区所在位置；b—同德石墨矿床地质简图；c—硝洞湾—芭蕉箐矿段；d—大麦地矿段；Ⅰ1—西倾山—南秦岭地块； Ⅰ1 1 —降扎被动陆缘；Ⅱ1—塔藏蛇绿混杂岩带；Ⅲ1—摩天岭地块，Ⅲ1 2 —碧口蛇绿混杂岩带；Ⅲ1 3 —平武被动陆缘；Ⅲ2 1 —岷江裂谷；Ⅲ2 2 —可可西里—松潘前陆盆地；Ⅲ2 2-1 —金川周缘前陆盆地；Ⅲ2 3 —后龙门山基底杂岩带；Ⅲ2 4 —炉霍—道孚蛇绿混杂岩带；Ⅲ2 5 —雅江残余盆地；Ⅲ2 5-1 — 江浪—长枪穹隆构造带；Ⅲ2 5-2 —石渠—九龙滑脱-逆冲带；Ⅲ3—歇武—甘孜—理塘—三江口结合带；Ⅲ3 1 —亚甘孜—理塘蛇绿混杂岩带；Ⅲ4— 义敦—沙鲁里弧盆系；Ⅲ4 1 —沙鲁里—冬错岛弧带；Ⅲ42 —茶布朗—水洛窿构造带；Ⅲ4 3 —勉戈弧后盆地；Ⅲ5—中咱—香格里拉地块；Ⅲ5 1 —中咱浅海碳酸盐台地；Ⅲ6—金沙江结合带；Ⅲ6 1 —金沙江蛇绿混杂岩带；Ⅳ1 1 —盐源—丽江被动陆缘（前陆逆冲推覆带）；Ⅳ1 2 —康定—攀枝花基底杂岩带；Ⅳ1 2-1 —雅袭江基底杂岩带；Ⅳ1 2-2 —康定—攀枝花基底杂岩带；Ⅳ1 2-3 —江舟—米市上叠坳陷盆地；Ⅳ1 3 —凉山—筠连被动陆缘；Ⅳ1 3-1 —美姑压陷盆地；Ⅳ1 3-2 —马边褶断逆冲带；Ⅳ1 3-3 —筠连穹褶构造带；Ⅳ1 4 —前龙门山被动陆缘（前陆逆冲推覆带）；Ⅳ1 5 —四川前陆盆地；Ⅳ1 5-1 —成都坳陷盆地；Ⅳ1 5-2 —雅安—龙泉山压陷盆地；Ⅳ1 5-3 —川北压陷盆地；Ⅳ1 5-4 —川中坳陷盆地；Ⅳ1 6 —米仓山—南大巴山被动陆缘（前陆覆带）；Ⅳ1 6-1 —米仓山基底逆推带；Ⅳ1 6-2 —南大巴山逆冲推覆带
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2 矿床地质
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出露地层主要包括：康定岩群冷竹关组（Pt1lz2） （四川省地质矿产勘查开发局，1991）、震旦系列古六组（Z1lg）、观音崖组（Z2g）、灯影组（Z∈d）（图1a）。其中，康定岩群冷竹关组云母片岩为同德石墨矿床的主要赋矿地层。冷竹关组上段为赋矿地层，为一套由斜长白云石英片岩、斜长黑云石英片岩等组成的中—深变质岩。
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区内构造主要为近南北及近东西向的断层构造。根据野外地质观察，构造对成矿无明显控制作用。岩浆岩主要为石英闪长岩，岩石呈灰白色，具细粒—中粒半自形粒状结构，似片麻状及块状构造，发育大量混合岩化。
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根据矿体分布范围，划分3个矿段，分别为管家箐—硝洞湾矿段、芭蕉箐矿段、大麦地矿段。共圈定 11 条工业石墨矿体，主要矿体为Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、Ⅷ矿体（图1b、c 和图2）。矿体主要呈层状、似层状赋存于冷竹关组，大致沿北西—南东向展布，沿走向扭曲，倾向 60°～130°，倾角平均 68°，最大控制长度 1740 m，最大倾深330 m，平均厚度11.49 m，固定碳平均品位 7.32%。同德石墨矿体均赋存于康定岩群冷竹关组上段，矿体顶板、底板都为冷竹关组上段变质岩，岩性为云母石英片岩，鳞片粒状变晶结构，片状构造，主要矿物成分为石英、云母、斜长石、石墨及少量硫化物。矿体夹石主要为未达到边界品位的含石墨云母石英片岩、云母斜长变粒岩及少量的岩浆岩岩脉。总体夹石不发育，夹石在矿体中呈透镜状、不连续少量分布，厚度2.65～8.11 m。
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石墨矿石新鲜面呈钢灰色，风化面呈灰黑色 （图3）。矿石类型主要为白云石英片岩型，其次二云斜长石英片岩型。鳞片粒状变晶结构为主、次为粒状镶嵌变晶结构、板状变晶结构。构造主要为片状、次为条带状构造。矿石中的石墨、黑云母、白云母多呈鳞片状，大部分定向排列，含量 30%～35%； 石英呈他形粒状，含量40%～45%，斜长石少量。粒状矿物石英与斜长石不均匀相间分布，构成片状构造。
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3 样品及分析测试方法
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样品采自矿区中部硝洞湾—芭蕉箐矿段Ⅰ号矿体，岩性为石墨矿石和白云石英片岩（图1a）。主量、微量及稀土元素分析测试在四川省地质矿产勘查开发局西昌地矿检测中心完成，岩石主量元素数据是通过X-射线荧光光谱法、电感耦合等离子体质谱法、电感耦合等离子发射光谱法、分光光度法、容量法和重量法测定的；微量元素和稀土元素采用等离子体质谱法（ICP-MS）测定，应用Geokit软件进行数据处理（路远发，2004）。
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图2 同德石墨矿床P0勘查线地质剖面图
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碳同位素样品分析测试由中国冶金地质总局山东局测试中心完成，测试方法及流程为：用玛瑙研钵将碳酸盐样品研磨至200目，烘箱105℃温度烘烤样品2 h，去除吸附水。样品管在70℃的Gasbench 在线制样设备中烘烤 30 m，之后将碳酸盐含量为 0.2 mg 左右样品放入样品管中并封盖。用高纯氦气将样品管中的空气排出。用酸泵酸针向样品管中加过量的 100% 磷酸，磷酸与碳酸盐样品反应 8 h 以上，反应产生CO2气体。用高纯氦气将生成的CO2 气体带入 MAT253 质谱仪测试 C 同位素组成。每 5 个样品加入一组标准 GBW04416、GBW04417，用参考气对其比对测试，测量结果以VPDB为标准，记为 δ13CV-PDB（精度优于0.1‰）。先用参考气对样品及参考物质进行初步定值，最后采用 GBW04416、 GBW04417 两个标准进行双标准校正，并给出样品的校正值。
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图3 同德石墨矿床野外及镜下照片
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a—石墨矿体与围岩；b、c—钻探岩心石墨矿石；d—石墨矿石；e、f—石墨矿石镜下照片
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4 分析结果
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4.1 主微量和稀土元素
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同德石墨矿石、白云石英片岩的主量、微量元素分析结果见表1，其中 TD-8、TD-9、TD-10、TD-11、TD-15、TD-17 的主量组分合计未达到 99%，可能是受矿化或其他因素影响导致。
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4.1.1 主量元素
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（1）石墨矿石：主量元素含量变化不大，SiO2为 55.65%～61.68%，平均 57.74% 低于地壳平均值 66%（Taylor and Mclennan，1985）；Al2O3为10.72%～13.33%，平均 11.93%，低于上地壳平均值 15.2%；SiO2/Al2O3比值为4.59～5.42，平均4.86，与杂砂岩、砂质黏土岩类似（Roser and Korsch，1999）；Fe2O3为 2.71%～3.97%，平均 3.48%，低于上地壳平均值 4.5%；FeO 为 1.80%～2.68%，平均 2.29%，低于上地壳平均值 4.5%；K2O 为 1.57%～2.29%，平均 1.95%，低于上地壳平均值 3.4%；Na2O 为 0.45%～1.28%，平均 0.69%，低于上地壳平均值 3.9%；K2O/ Na2O 比值为 1.73～4.24，平均值为 3.19，表现为富 K 贫 Na 的特点。 CaO 为 2.69%～6.98%，平均 4.62%；MgO 为 0.64%～2.54%，平均 1.64%；CaO/ MgO 比值为 1.06～6.92，平均 3.58；铝饱和指数 A/ CNK 值为 0.78～1.82，平均值为 1.29，表现为过铝质岩石。K2O大于Na2O，CaO大于MgO，推断原岩为沉积岩的可能性大，具有明显的沉积岩特征。
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注：Sr、Ba和Mn单位为%，Ir单位为ng/g，A/NK=Al2O3 /（Na2O+K2O）（mol）；A/CNK=Al2O3 /（CaO+Na2O+K2O）。
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（2）白云石英片岩：SiO2 为 56.10%～63.45%，平均 59.70%；Al2O3 为 14.17%～15.40%，平均 14.95%；SiO2/Al2O3比值为 3.67～4.48，平均 4. 01。 Fe2O3为 1.12%～2. 09%，平均 1.63%；FeO 为 3.94%～5.87%，平均 4.97%；Na2O 为 1.65%～2.39%，平均2. 07%；K2O为1.32%～1.87%，平均1.67%；K2O/ Na2O 比值为 0.77～0.87，平均值为 0.81，表现为富 Na 贫 K 的特点。 CaO 为 4. 04%～7.83%，平均 5.44%；MgO 为 2.98%～4.22%，平均 3.57%；CaO/ MgO 比值为 1. 05～2.63，平均 1.61；铝饱和指数 A/ CNK 值为 0.86～1.16，平均值为 1. 04，表现为过铝质岩石。K2O小于Na2O，CaO大于MgO，可以推断原岩为沉积岩的可能性大，具有明显的沉积岩特征。
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4.1.2 微量和稀土元素
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（1）石墨矿石：大离子亲石元素K亏损，Ba、Rb、 Sr 较富集，Sr/Ba 比值 0.12～0.27，平均值 0.19，其值较低也反映了原岩物质来源具有陆源碎屑沉积特征，即以陆源物质为主（史会娟，2015）。Rb/Sr比值 0.18～0.53，平均值为 0.28，高于陆壳平均值 0.24（Taylor and Sheppard，1984），表明循环沉积作用较弱。Rb/Sr 比值明显大于 Sr/Ba 比值，显示近海陆源碎屑物的特征（蔡文春等，2020）。Co 含量为 28.9×10-6～41.6×10-6，平均值为 32.72×10-6，Ni 含量为 182×10-6～536×10-6，平均值为 296×10-6，Ni/Co比值6.23～12.88，平均值为8.73，Ni/Co比值大于7 代表极贫氧—厌氧环境（柴广路和李双应，2016），本研究石墨矿石的 Ni/Co 平均比值为 8.73，说明石墨矿床原岩沉积环境为极度贫氧—厌氧环境。高场强元素除Ta外，Nb、Zr、Hf、Th、U等含量较高且较稳定，反映出高场强元素受重矿物控制。原始地幔标准化微量元素蜘蛛图（图4a）呈右倾趋势，亏损K、 P、Ti等元素，K元素明显亏损，表明矿石样品可能偏基性，而P的亏损，反映了沉积岩原岩的特征。球粒陨石标准化稀土元素配分曲线呈左高右低（图4b），并且呈现了几乎平行的特征，表明稀土含量的变化大致同步。从表1中可以看出，ΣREE为149×10-6～195×10-6，平均为 177×10-6，介于泥质岩石和碳酸盐岩之间，与砂岩稀土总量特征相近（杨守业和李从先，1999）；LREE范围为130×10-6～191×10-6，平均值为 154×10-6；HREE范围为 19.1×10-6～29.9×10-6，平均值为24.1×10-6；LREE/HREE比值为5.53～7.34，平均为 6.43；LaN/YbN 比值 6.34～10.30，平均值为 7.89. 表明轻重稀土分异分明显；δCe 为 0.72～0.86，平均为 0.81，变化范围不大，呈轻微负异常； δEu 为 0.68～0.79，平均为 0.72，Eu 呈负异常。Ce 弱负异常、Eu 负异常，代表了缺氧的海相的生物或化学沉积环境（刘英俊和曹励明，1987）。
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图4 同德石墨矿矿石、白云石英片岩、石英闪长岩微量元素原始地幔标准化蜘蛛图（a）和稀土元素球粒陨石标准化配分图 （b，原始地幔及球粒陨石数据据Sun and McDonough，1989）
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（2）白云石英片岩：白云石英片岩 Rb 含量为 53.4×10-6～71.7×10-6，平均值为 64.57×10-6；Sr/Ba 比值 0.50～1. 00，平均值 0.69，其值较低也反映了岩浆来源于陆壳重熔，显示以陆源物质为主。Rb/Sr 比值 0. 08～0.19，平均值为 0.15，低于陆壳平均值 0.24（Taylor and Sheppard，1984），表明循环沉积作用较强。Th 含量为 6.45×10-6～8.79×10-6，平均值为 7.41×10-6；U 含量为 1.25×10-6～1.72×10-6，平均值为 1.53×10-6。Cr 含量为 118×10-6～130×10-6，平均值为 124×10-6。Co含量为 22. 0×10-6～27.2×10-6，平均值为 24.5×10-6；Ni 含量为 33.3×10-6～57.9× 10-6，平均值为 48.9×10-6。Hf、Th、U 和 Ta 含量分别为 3.77×10-6～4.28×10-6 （平均值 4.10×10-6）、6.45× 10-6～8.79×10-6 （平均值 7.41×10-6）、1.25×10-6～1.72×10-6 （平均值 1.56×10-6）、0.56×10-6～0.78× 10-6 （平均值 0.68×10-6），由此可以看出高场强元素含量的变化范围较小，表明这些元素的地球化学性质相对比较稳定，受到变质作用影响较小（赵振华， 2016）（图4a）。白云斜长石英片岩的稀土配分曲线与石墨矿石近似，其 ΣREE 为 110×10-6～141×10-6，平均为 126×10-6；LREE 含量 91.9×10-6～121×10-6，平均值为 108×10-6；HREE 含量 17.8×10-6～19.5× 10-6，平均值为 18.4×10-6；LREE/HREE 比值为 5.15～6.21，平均值为 5.84 且 LaN/YbN 比值为 5. 08～6.70，平均值为6.11，表明REE的分异程度较高，轻稀土较重稀土富集（图4b）；δEu 变化范围为 0.85～1. 02，平均值为 0.92，表现为轻微的负 Eu 异常；δCe 变化范围为 0.79～0.90，平均值为 0.85，表现为 Ce 负异常，说明原岩可能形成于缺氧的海洋生物或化学沉积物中（陈有炘等，2014）。
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4.2 碳同位素
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碳同位素结果显示同德石墨矿中固定碳的 δ13CV-PDB=-25. 0‰~-23.5‰，平均值为-24.55‰，变化范围很小，与南江坪河、大石坝石墨矿床、黑龙江柳毛石墨矿床以及山东南墅石墨矿床等的 δ13CV-PDB 测试值接近（表2）。
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5 讨论
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5.1 物质来源
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碳同位素分析一直以来是研究石墨矿物质来源的重要手段，关于石墨矿碳质究竟是有机碳源还是无机碳源为主一直以来争议不断（章少华， 1995）。黑龙江鸡西柳毛石墨矿、四川中坝石墨矿等碳质均来源于有机物（龙涛，2016；李思远，2017； 王刚，2019；夏锦胜等，2019），另有学者认为碳酸盐岩变质形成大理岩时会析出大量的 CO2，以及岩浆活动带来的含碳组分，如 CO2、CH4等经氧化还原作用变质结晶同样可以形成石墨（龙涛，2016）。但目前较为主流的认识还是石墨矿床的碳源主要来自有机物（王时麒，1989；李超等，2015；万传辉等， 2020），来自沉积碳酸盐岩的无机成因碳多数情况下是起到次要作用甚至未参与成矿作用。同德石墨矿石中碳同位素δ13C与国内各地不同时代有机质 δ13C 的平均值接近，落入生物成因的有机碳范围内 （图5），显示石墨矿中的碳主要来自有机物。笔者推测新元古代岩浆-构造热事件诱发康定岩群冷竹关组的含碳质沉积地层发生了变形变质作用，碳质重结晶富集成矿。
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图5 同德石墨矿和其他地区的石墨矿石墨碳同位素特征对比（其他地区数据据朱建江等，2021及其中引用数据）
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5.2 原岩恢复
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恢复变质岩的原岩类型对于探讨变质石墨矿床的形成环境及规律具有重要意义。不同于沉积岩，中酸性岩浆岩破坏后由于长石分解会导致 Al2O3、K2O 和 Na2O 含量降低，利用此特征进行 （Na2O＋K2O）-（Al2O3）投图（王仁民等，1986），结果显示同德石墨矿石全部落入沉积岩区，白云石英片岩落在沉积岩区和岩浆岩区的交界过渡地带靠近沉积岩区一侧（图6），指示含矿岩石为副变质岩。
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利用高场强元素 Zr、Ti、Ni化学稳定性较强，不易受变质、蚀变等过程的影响的特点，进行Zr/TiO2-Ni投图（图7a），结果同德石墨矿石和白云石英片岩均落入沉积岩区。La/Yb-REE 图解常用于识别变质岩的原岩（陈有炘等，2014），投图结果显示，矿石原岩落入沉积成因的沉积岩区和玄武岩区的交汇处（图7b），但若母岩为玄武岩，沉积岩多无 Eu异常（刘英俊和曹励明，1987），而通过上述分析，样品具有一定的负异常，因此石墨矿石和白云石英片岩的母岩推断为沉积岩。西蒙南图解在恢复变质岩原岩类型上效果较好（周世泰，1984；王仁民等， 1986），样品投图结果主要落入泥质沉积岩区（图7c）。与此同时，变质岩 K-A 图解（图7d）显示石墨矿石的样品点落入沉积岩区，而白云石英片岩则落入火山岩区，推测落入火山岩区可能代表该样品原岩在沉积形成岩石之前含有未经彻底风化蚀变的火山碎屑组分。
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图6 石墨矿石（Na2O＋K2O）-Al2O3图解（据王仁民等， 1986修改）
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al—Al2O3分子数的百分数；fm—2FeO+FeO+MgO分子数的百分数；c—CaO分子数的百分数，alk—K2O+Na2O分子数的百分数；al+fm+c+alk—上述4个参数中元素的分子数之和；Si—SiO2的分子百分数；F—FeO+FeO/FeO+FeO+MgO
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另根据巴拉绍夫 La/Yb-REE 图解（王仁民等， 1986），样品主要落入碳酸盐岩区、砂质岩-杂砂岩区和页岩-黏土岩区的重叠区域（图8a），作砂岩类型判别图解（图8b），显示样品均落入岩屑砂岩和长石砂岩和杂砂岩区域。以上各地球化学图解均显示同德矿床的矿体原岩为沉积岩，结合岩相学分析，笔者认为同德石墨矿赋矿岩石的原岩可能为含碳质黏土质杂砂岩，沉积区水体处于低能环境。
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5.3 沉积环境
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通过对主微量和稀土元素石墨矿石及白云石英片岩的分析，δCe变化范围为0.79～0.90，平均值为 0.85，表现为 Ce负异常，表明原岩形成于海洋沉积环境，矿石的 Ni/Co 比值 6.23～12.88，平均值为 8.73，指示矿区石墨矿原岩沉积属缺氧还原环境 （林治家等，2008）。矿石 Sr/Ba 比值为 0.12～0.27 （平均 0.20），远小于 0.60，指示矿体可能沉积于微咸水相（王益友等，1979；白家全等，2021），在 Ba-Sr 图解中（图9），样品主要落在淡水和半咸水区范围，靠近太平洋远洋相沉积物区。因此，同德石墨矿形成于缺氧条件下的滨浅海环境。
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图8 同德石墨矿石La/Yb-∑REE 图解（a）和砂岩类型判别图解（b）（底图据王仁民等，1986修改）
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图9 同德石墨矿石Ba-Sr图解（底图据王仁民等，1986 修改）
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Ⅰ—现代三角洲半咸水黏土区；Ⅱ—太平洋远洋相沉积物区；Ⅲ— 俄罗斯台地不同年代海相碳酸盐岩区；Ⅳ—现代高咸水沉积物区
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5.4 成矿过程
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根据野外工作及室内综合整理研究，结合前人资料（白家全等，2021），本文提出攀枝花同德石墨矿床成矿过程，分为以下3个阶段。
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沉积成岩：古生代时期，区内地壳升降频繁，攀西地区的沉积为浅海、滨海沉积建造（朱维光， 2004），在此期间，同德一带沉积形成了石墨矿的赋矿地层——康定岩群冷竹关组，本研究中石墨矿石的 Ni/Co 平均比值为 8.73，说明石墨矿床原岩沉积环境为极度贫氧-厌氧环境，Ce 弱负异常、Eu 负异常，代表了缺氧的海相的生物或化学沉积环境。Ma et al.（2021）曾对与同德矿床紧邻的田坪石墨矿床进行过LA-ICP-MS测年，该矿床赋矿地层为盐边群云母石英片岩，石墨矿石样品中碎屑锆石的 U-Pb 年龄表明含碳物质的沉积时间晚于 833 Ma，与田坪石墨矿不同的是同德石墨矿床赋矿地层为康定岩群冷竹关组白云母石英片岩，但在在大地构造背景、矿床地质特征等方面同德石墨矿床与田坪石墨矿床具有一定的相似性。因此可以推断早—中元古界古生物在古活动大陆边缘相对稳定的浅海和泻湖中繁衍生息，这些生物和其它富炭物质沉积并形成有机质丰富的泥质（页岩）、粉砂质泥岩。
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区域变质：沉积地层中的碳质物质经过古元古代吕梁运动时期的区域变质作用和强烈的构造挤压作用转化为隐晶质石墨或细小鳞片石墨，矿物受应力定向排列，形成片理、片麻理等构造。晋宁运动初期，地层普遍遭受区域变质作用，有机碳开始发生热变质重结晶，形成石墨核晶，亦即同德石墨矿床的雏形，晋宁期区域变质作用与动力变质作用叠加，变质程度可达绿片岩相（白家全等，2021）、角闪岩相（Ma et al.，2021），富碳部分的地层经过此轮变质作用形成石墨矿化（体）。广泛的变质作用使得同德石墨矿床赋矿岩石主要为云石英片岩，矿石类型主要为白云母石英片岩型，其次二云斜长石英片岩型。鳞片粒状变晶结构为主、次为粒状镶嵌变晶结构、板状变晶结构。
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混合岩化：随着晋宁期区内石英闪长岩等岩体的相继侵入，冷竹关组地层经历多次扰动，含碳有机热液对石墨晶核进行交代，碳质进一步迁移、富集、重结晶形成如今的同德石墨矿床（张艳飞和梁帅，2018；张玉瑜等，2019）。具体到同德石墨矿床，至少有两个可能影响石墨形成的深成岩体，包括 （825±12）Ma 的同德闪长岩体（Munteanu et al.， 2010）和 806 Ma 的高家村深成岩体（Zhao et al.， 2008）。这些深成岩体的侵入过程带来大量热量，导致深成岩体边缘发生接触变质。经区域变质作用形成的石墨矿化层受紧邻的深成侵入体的影响再次结晶并形成粗大鳞片状石墨，接触变质使得石墨的鳞片尺寸变大，石墨矿体的品位升高，更有利于开发和利用。
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6 结论
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（1）同德石墨矿石 SiO2 含量为 55.65%～61.68%，铝饱和指数 A/CNK 平均值为 1.29，表现为过铝质岩石。其赋矿围岩 SiO2 为 56.10%～63.45%，K2O/Na2O比值为 0.77～0.87，表现为富 Na 贫 K 的特点，铝饱和指数 A/CNK 平均值为 1. 04，表现为过铝质岩石。矿石 ΣREE 为 149×10-6～195× 10-6，轻稀土元素较富集。富 K 贫 Na，相对富集 Rb、 Ba、Sr 等大离子亲石元素元素，但 K、P、Ti 等相对亏损，δEu 与 δCe 均小于 1，显示为负异常，Nb、Ta、Zr、 Hf等高场强元素富集，反映出矿石的原岩主要来源于陆源碎屑物质，矿石的Ni/Co平均比值为8.73，说明石墨矿床原岩沉积环境为极度贫氧—厌氧、形成于微咸水—半咸水相环境。
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（2）同德石墨矿赋存于新太古代—古元古代康定岩群冷竹关组片岩中，碳同位素 δ13CV-PDB=-25. 0‰~-23.5‰，表明其成矿碳质主要来源于有机物，通过对石墨矿石和白云石英片岩的地球化学分析及原岩恢复，研究区赋矿岩石原岩主要为含碳质黏土质杂砂岩，形成于滨浅海还原环境。
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（3）同德石墨矿床的形成经历了沉积阶段、区域变质作用阶段和岩浆-接触变质作用阶段，沉积阶段完成含碳物质的聚集，区域变质阶段形成同德石墨矿床，岩浆-接触变质阶段完成对初始同德石墨矿床的改造，使其石墨矿层进一步富集结晶，形成如今的大鳞片石墨矿床。
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注释
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① 胡金城，张盛师，梁周礼 .1985.1∶200万四川省变质图及说明书[R]. 成都：四川省地质矿产局区域地质调查队.
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参考文献
-
Du L L， Guo J H， Allen P N， Derek W， Geng Y S， Yang C H， Liu F L， Ren L D， Zhou X W. 2014. Implications for Rodinia reconstruc⁃ tions for the initiation of Neoproterozoic subduction at ~860 Ma on the western margin of the Yangtze Block： Evidence from the Guandaoshan Pluton［J］. Lithos， 196/197： 67-82.
-
Luque F J， Crespo-Feo E， Barrenechea J F， Ortega L. 2012. Carbon isotopes of graphite： Implications on fluid history［J］. Geoscience Frontiers， 3（2）： 197-207.
-
Sun S S， McDonough W F. 1989. Chemical and isotopic systematics in ocean basalt： Implication for mantle composition and processes ［J］． Geological Society of London Special Publications， 42： 313-345．
-
Munteanu M， Wilson A， Yao Y， Harris C， Chunnett G， Luo Y N. 2010. The Tongde dioritic pluton （Sichuan， SW China） and its geotectonic setting： Regional implications of a local-scale study ［J］. Gondwana Research， 18（2/3）： 455-465.
-
Ma Y， Huang Y， Liu L. 2021. Genesis of the Tianping flake graphite deposit at the western margin of Yangtze Block， SW China［J］. Ore Geology Reviews， 139： 1-13.
-
Taylor S R， Mclennan S M. 1985. The Continental Crust： Its composi⁃ tion and Evolution［M］. Oxford： Blackwell Scientific Publication， 1-132.
-
Roser B P ， Korsch R J. 1999. Geochemical characterization， evolu⁃ tion and source of a Mesozoic accretionary wedge： The Torlesse ter⁃ rane， New Zealand［J］. Geological Magazine， 136： 493-512.
-
Taylor H P， Sheppard S M F. 1984. Ingeous rocks： I. Processes of isotopic fractionation and isotopic systematic［C］//Valley J W， Taylor H P， O'Neil Taylor P N， Jones N W， Moorbath S （eds. ）. Isotopic Assessment of Relative Contributions from Crust and Mantle Sources to the Magma Genesis of Precambrian Granitoid Rocks， 1986. 310： 605-625.
-
Zhao J H， Zhou M F， Yan D P， Yang Y H， Sun M. 2008. Zircon Lu-Hf isotopic constraints on Neoproterozoic subduction-related crustal growth along the western margin of the Yangtze Block， South China ［J］. Precambrian Research， 163（3/4）： 189-209.
-
白家全， 郭道军， 凌亚军， 田小林， 蒋先忠. 2021. 攀枝花石墨矿成矿地质规律及成矿模型初探［J］. 四川地质学报， 41（3）： 398-405.
-
蔡文春， 曾忠诚， 宋曙光， 李景晨， 吴昊， 陈艳 . 2020. 陕西商南湘河晶质石墨矿床地质特征与成因探讨［J］. 西北地质， 53（3）： 220-232.
-
柴广路， 李双应 . 2016. 北淮阳东段佛子岭群变质岩地球化学特征及其地质意义［J］. 地学前缘， 23（4）： 29-45．
-
陈有炘， 裴先治， 李瑞保， 李佐臣， 裴磊， 刘成军， 杨杰. 2014. 东昆仑东段纳赤台岩群变沉积岩地球化学特征及构造意义［J］. 现代地质， 28（3）： 489-500．
-
段威， 唐文春， 黎龙昌， 冉强， 张飞， 李小松， 徐永胜 . 2021a. 四川旺苍大河坝浅变质岩型石墨矿床地球化学特征与成因分析［J］. 现代地质， 35（3）： 599-607.
-
段威， 唐文春， 熊观， 王焕国， 黄健， 张伟， 邹林 . 2021b. 川北旺苍— 南江石墨矿带地质特征与找矿潜力［J］. 矿产勘查， 12（2）： 240-246.
-
冯锋， 王光洪， 彭召强， 亢威， 程仕俊， 钟石 . 2021. 四川省攀枝花市仁和区新民石墨矿矿床成因及成矿规律探讨［J］. 四川地质学报， 41（2）： 226-230.
-
黎广， 马源 . 2019. 自然电位法在四川攀枝花晶质石墨找矿中的应用［J］. 中国非金属矿工业导刊， （S1）： 93-95.
-
李超， 王登红， 赵鸿， 裴浩翔， 李欣尉， 周利敏， 杜安道， 屈文俊 . 2015. 中国石墨矿成矿规律概要［J］. 矿床地质， 34（6）： 1223- 1236.
-
李光辉， 黄永卫， 吴润堂， 徐大杰 . 2008. 鸡西柳毛石墨矿碳质来源及铀、钒的富集机制［J］. 世界地质， 27（1）： 19-22.
-
李思远 . 2017. 黑龙江省天然晶质石墨资源分布及矿床成因研究 ［D］. 北京： 中国地质大学（北京）， 1-61.
-
林治家， 陈多福， 刘芊. 2008. 海相沉积氧化还原环境的地球化学识别指标［J］. 矿物岩石地球化学通报， 27（1）： 72-80.
-
刘益. 2018. 扬子地块西缘高家村杂岩体岩石成因与成矿潜力研究 ［D］. 北京： 中国地质大学（北京）， 1-109.
-
刘英俊， 曹励明 . 1987. 元素地球化学导论［M］. 北京： 地质出版社， 34-56．
-
龙涛. 2016. 黑龙江省鸡西市柳毛石墨矿床地球化学特征及其成因分析［D］. 北京： 中国地质大学（北京）， 1-62.
-
路远发 . 2004. GeoKit： 一个用 VBA 构建的地球化学工具软件包 ［J］. 地球化学， 33（5）： 459-464.
-
罗改， 王全伟， 秦宇龙， 曾宜君， 李云泉， 杨学俊， 李友波. 2021. 四川省大地构造单元划分及其基本特征［J］. 沉积与特提斯地质， 41 （4）： 633-647.
-
马志鑫， 罗茂金， 刘喜停， 孙志明 . 2018. 四川南江坪河石墨矿炭质来源及成矿机制［J］. 地质科技情报， 37（3）： 134-139.
-
四川省地质矿勘查开发产局 . 1991. 四川省区域地质志［M］. 成都： 四川地质出版社．
-
史会娟. 2015. 辽宁省北镇市石墨矿地质地球化学特征及原岩恢复 ［D］. 北京： 中国地质大学（北京）， 1-65.
-
万传辉， 张瑜， 王莎莎， 郭威， 黄德将. 2020. 黄陵基底穹隆北部石墨矿床成矿物质来源的地球化学约束［J］. 岩石矿物学杂志， 39 （5）： 569-582.
-
王刚 . 2019. 攀枝花市中坝特大型石墨矿成因研究和找矿预测 ［D］. 成都： 成都理工大学， 1-60.
-
王仁民， 贺高品， 陈珍珍， 郑松彦， 耿元生. 1986. 变质岩原岩图解判别法［M］. 北京： 地质出版社， 4-7， 163-165.
-
王时麒. 1989. 内蒙兴和石墨矿含矿建造特征与矿床成因［J］. 矿床地质， 8（1）： 85-97．
-
王益友， 郭文莹， 张国栋. 1979. 几种地球化学标志在金湖凹陷阜宁群沉积环境中的应用［J］. 同济大学学报（自然科学版）， （2）： 54-63.
-
夏锦胜， 孙莉， 肖克炎， 汪君珠， 陈贤， 崔宁 . 2019. 四川省中坝晶质石墨矿床地球化学特征及成因分析［J］. 现代地质， 33（6）： 1286-1294．
-
颜玲亚， 高树学， 陈正国， 焦丽香， 孙莉， 刘艳飞， 周雯. 2018. 中国石墨矿成矿特征及成矿区带划分［J］. 中国地质， 45（3）： 421-440.
-
杨彪， 侯万荣， 刘智杰， 徐大兴， 柳长峰. 2021. 内蒙古中西部晶质石墨矿床地质特征及找矿远景［J］. 矿产勘查， 12（6）： 1355- 1365.
-
杨守业， 李从先 . 1999. REE示踪沉积物物源研究进展［J］. 地球科学进展， （2）： 63-66.
-
于方， 魏绮英. 1997. 中国典型矿床［M］. 北京： 北京大学出版社.
-
章少华 . 1995. 豫西南石墨矿床成因新认识［J］. 建材地质， 16（1）： 2-29．
-
张艳飞， 安政臻， 梁帅， 翟富荣， 张森， 鞠楠， 姜平， 金秀英， 肖荣阁 . 2022. 石墨矿床分布特征、成因类型及勘查进展［J］. 中国地质， 49（1）： 135-150.
-
张艳飞， 梁帅 . 2018. 内蒙古大乌淀石墨矿地质特征与成因探讨 ［J］. 地质找矿论丛， 33（2）： 205-213.
-
张玉瑜， 朱海军， 苏力. 2019. 宁夏西华山地区海原岩群晶质石墨成矿条件［J］. 矿产勘查， 10（10）： 2619-2623.
-
赵振华 . 2016. 微量元素地球化学原理［M］. 北京： 科学出版社， 102-105．
-
朱建江， 刘福来， 刘福兴， 石闯， 王舫， 徐文涛 . 2021. 胶—辽—吉造山带辽河群石墨矿碳同位素特征及成因分析［J］. 岩石学报， 37 （2）： 599-618.
-
朱维光 . 2004. 扬子地块西缘新元古代镁铁质-超镁铁质岩的地球化学特征及其地质背景——以盐边高家村杂岩体和冷水箐101 号杂岩体为例［D］. 广州： 中国科学院地球化学研究所， 1-135.
-
周世泰 . 1984. 对 17 种恢复变质岩原岩的岩石化学方法的检验结果［J］. 地质论评， 30（1）： 81-84．
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摘要
四川同德石墨矿床发现较早，矿床规模已达大型，但对其岩石地球化学和变质岩原岩恢复等方面的研究相对匮乏。本文通过对该矿床的全岩地球化学和碳同位素分析，探讨其地球化学特征和成岩成矿环境。分析结果表明，矿石 SiO2为 55. 65%～61. 68%，SiO2/Al2O3比值为 4. 59～5. 42，Ni/Co 平均比值 8. 73，富集 Ba、Rb、Sr等大离子亲石元素，Nb、Zr、Hf、Th、U等高场强含量高。矿石 ΣREE为 149×10-6 ～195×10-6 ，轻稀土较为富集，具有弱的Ce负异常和Eu负异常，代表了极度贫氧—厌氧的海相沉积环境，矿石的原岩主要来源于陆源碎屑物质。稳定同位素结果显示石墨矿中碳同位素δ13CV-PDB值为-25. 0‰~-23. 5‰，表明其成矿碳质来源于有机物。综合野外地质调查认识和全岩地球化学原岩恢复结果，推测同德石墨矿床含矿片岩的原岩为一套含碳质黏土质杂砂岩沉积建造。
Abstract
The Tongde graphite deposit in Sichuan Province was discovered earlier and has reached a large scale. However， the studies on its rock geochemistry and proto-rock restoration of metamorphic rocks are relatively scarce. In this paper， the geochemical characteristics and diagenetic and metallogenic environment of the deposit are discussed through the analysis of whole rock geochemistry and carbon isotope. The analysis results show that SiO2 ranges from 55. 65% to 61. 68%， the ratio of SiO2/Al2O3 ranges from 4. 59 to 5. 42， and the average ratio of Ni/ Co is 8. 73. The ore is enriched with large ionic lithophile elements such as Ba， Rb and Sr， and has high field strength contents such as Nb， Zr， Hf， Th and U. The ΣREE of the ore is 149×10-6 ~ 195×10-6 ， and the light rare earth is relatively enriched with weak Ce and Eu negative anomalies， which represents an extremely oxygen-poor and anaerobic Marine sedimentary environment. The primary rock of the ore is mainly derived from terrigenous detritus. The stable isotope results show that the δ13CV-PDB values of the graphite ore are -25. 0‰~-23. 5‰， which indicates that the ore-forming carbon comes from organic matter. Based on the results of field geological investiga- tion and whole rock geochemical protolith restoration， it is inferred that the protolith of the Tongde graphite deposit is composed of a set of carbonaceous clay sandstones.
Keywords
graphite ； geochemical characteristics ； protolith restoration ； Tongde ； Sichuan Province
