吉首—凤凰锰矿带成矿模式探讨

2011-12-31付胜云郑正福彭志刚

中国锰业 2011年2期

付胜云，郑正福，彭志刚

(1.湖南省地质调查院，湖南长沙 410011；2.湖南省地质矿产勘查开发局四0五队，湖南吉首 416007)

1 区域地质概况

湘渝黔锰成矿区域是我国重要的锰矿基地。吉首—凤凰锰矿带分布于吉首市河溪—凤凰县城一带，矿带走向北东，长度约25 km，两端被白垩系红层掩盖，矿带附近出露地层如下：与锰矿关系较密切的有上元古界板溪群、震旦系地层；与锰矿关系不密切的有古生界寒武系、奥陶系，中—新生界白垩系地层。区内与锰矿关系较密切的褶皱为八斗山(山江)向斜(图1)。锰矿的建造类型甚多，包括碳质含锰建造—硅质、碳质含锰建造—硅质含锰建造，各类矿床既有相似性，又有特殊性，其形成条件也各具特色[1]。区内湘锰期成矿锰质主要来自海底火山，次为古陆风化及火山活动等，湘锰期有利的古地理、古构造、古气候环境组成三位一体，联合控制了锰矿床的形成和空间展布[2]。

2 矿床地质特征

以凤凰县长坪乡杜夜锰矿床为例。

2.1 含矿层特征

本区锰矿赋存于南华系下统大塘坡组(Nh1d)底部，含锰岩系为黑色含锰页岩，0～12.26 m，变化大，延长＞7 000 m。该段黑色页岩夹菱锰矿层即含锰岩系，岩性为黑色页岩、黑色炭质页岩、黑色含锰质页岩。含锰岩系厚度越大，锰矿体越厚，品位增高，变化趋稳定。

2.2 矿体特征

含矿1～2层，下层矿不稳定，上层矿厚0.38～1.00 m，平均 0.71 m，品位：M n一般 15.62%～19.68%，平均17.2%。锰矿体系由若干似层状、透镜状、层状矿体紧密交错迭置而成，矿体与围岩在总体上呈整合接触，矿体产状与顶底板围岩基本一致。锰矿体单个矿体变化较大，常有膨胀收缩，尖灭再现，相互重迭现象。矿体直接顶板为黄绿色粉砂质板岩；矿体直接底板：长石石英砂岩，含砾泥岩。矿体顶、底板具有明显的纹理构造，局部可见交错层理等浅水标志。

2.3 矿石自然类型[3]

锰矿可分为原生锰矿石和次生氧化锰矿石两大类。地表为氧化锰矿，原生矿为碳酸锰、含锰白云石、含锰黑色页岩。原生锰矿石主要为块状菱锰矿石和条带状菱锰矿石，次生氧化锰矿石主要为皮壳状氧化锰矿石。

2.4 矿石矿物成分

矿石矿物组成一般较复杂，但主要矿物成分为含锰碳酸盐系列矿物，其中原生锰矿石矿物成分主要为菱锰矿、氧化锰矿石矿物成分主要为软锰矿、次为硬锰矿等；脉石矿物成分比较复杂，但主要由白云石、方解石、石英、伊利石等组成。特别是锰矿石常见黄铁矿、次生石英等存在。

图1 吉首—凤凰锰矿带地质

2.5 矿石化学成分

主要有用组分为M n，其他元素无综合回收价值，组成锰矿石化学成分主要为 M n、CaO、M gO、CO2，其次为 SiO2、Al2O3、TiO2、FeO、Fe2O3、K2O、Na2O、H2O、P2O5、C、S等，此外，有机质占 1%～4%。

2.6 矿石主要结构和构造

原生锰矿矿石结构主要有：(不等粒砂状变形)内碎屑结构、显微球粒结构，隐晶质结构。矿石构造主要有：皮壳状、蜂窝状、土状和条带状构造。

3 矿床成因初步探讨

中国南方早震旦世大塘坡期锰矿的形成一直存在热水成因、生物成因或化学成因的争议。通过对贵州松桃早震旦世大塘坡期锰矿的碳、硫同位素和藻类化石的研究[4]，认为早震旦世大塘坡期锰矿是在700～695百万年全球性Sturtian冰期后形成，由于大气中含有很高的CO2与海洋中的Ca2+、Mn2+反应，造成大量 CaCO3和 MnCO3快速沉淀，形成“碳酸盐岩帽”(碳酸锰)所致。

湘黔川鄂边境同层位的锰矿称为民乐式锰矿。该类型锰矿床均处于扬子准地台的上扬子台褶带中，沉积盆地属于浅水环境，含锰岩系一般不含硅质层，锰矿床含磷高、含硫低，与湘潭及湘中一带锰矿具有不同的特点。在吉首—凤凰的锰矿床中发现了丰富的藻类化石和火山碎屑，并对成矿控制因素和矿床成因进行了研究探索，初步认为吉首—凤凰的锰矿是以陆源为主兼有其他来源的海湾潮坪一泻湖中化学及生物一化学沉积矿床。

3.1 成矿物质来源

认为主要来自陆源岩石的风化析离，兼有来自沉积火山碎屑岩的海解作用和地壳深部的热液。还可能有其他来源，如来自沉积风化壳(即底板渗出矿质)等[5]。

3.1.1 锰质导源于大陆岩石的风化析离

1)雪峰运动使湘西及邻区地壳上升，造成下震旦统与板溪群之间的长期沉积间断；下震旦统椿木组与板溪群为微角度不整合一假整合接触；区域还见及大塘坡组或南沱组直接超覆于板溪群之上；陆源物质有较充分的时间进行风化剥蚀和析离分异，而且当时气候潮湿炎热，化学风化强烈，速度又快，故使锰质聚集。锰矿就产于不整合面以上(约30 m)的海进层序的下部。

2)从锶同位素来看，吉首—凤凰锰矿带共采8件测定样品，其中 6件黑色页岩的 Sr87/Sr86介于0.742 65±0.000 16～0.758 08±0.000 25之间，2件碳酸锰矿石 Sr87/Sr88介于0.709 35±0.000 16～0.711 45±0.000 39之间，求得初始值为0.705 9±0.000 15。为了使初始比值更具有代表性，采用上述3个同层位的锰矿床的平均初始 Sr87/Sr86值(0.712 17)同大洋火山岩、大陆壳的平均初始值相比，则高于大洋火山岩平均初始Sr87/Sr86值(0.703 7)，且变化范围也比大洋火山岩(0.702～0.706)大，但接近于大陆壳的平均初始Sr87/Sr86值(0.719)。这是因为大陆地壳的岩石是富Rb的，Rb/Sr比值比上地幔岩石高得多，大约是上地幔的10倍。随着时间的推移，大陆壳岩石中锶的放射成因组分也比上地幔为高，故大陆壳岩石Sr87/Sr86比值比上地幔岩石要大，其变化范围也较上地幔岩石为宽。据此，反映成矿物质主要来源大陆壳。

3)据含Fe量和Fe/M n的比值分析，锰质来自海底火山活动的火山沉积锰矿含铁甚高，锰质来自大陆的沉积锰矿含铁则较低。而且随着海水的加深Fe/M n比值越来越小，这是因为陆源搬运来的铁锰物质流入海洋后，靠近陆地范围p H值较低，铁质优先沉淀，锰质则在p H值增大的海盆中心沉淀。而民乐锰矿床含 Fe低(3.59%～2.55%)，I矿层 Fe/M n比值为0.13，II矿层为0.22。并有矿层中心M n高Fe低，边缘M n含量变低而Fe含量有所增高的趋势。由此可以看出，民乐锰矿的物源主要来自于古大陆。

3.1.2 锰质导源于海底火山

1)含锰岩系底部存在有火山碎屑及其岩石。岩石为沉凝灰岩、凝灰质砂岩、凝灰质菱锰矿、含凝灰质菱锰矿，火山碎屑形态主要为晶屑(石英、斜长石)和火山灰(扫描电镜可见火山灰结构)，岩屑较少。

2)火山碎屑分布于菱锰矿中，晶屑周围为菱锰矿球粒所围绕，火山碎屑与菱锰矿微层构成迭复层理。

3)火山碎屑富集的地段，恰是Ⅰ矿层的分布地段和Ⅱ矿层之中心地带，又是锰、磷含量的高值区，火山碎屑与锰、磷似具正相关关系。

4)已发现的火山碎屑多为细微的凝灰质和火山灰尘。提供成矿物质的途径可能为火山灰的分解渗滤，即锰质被火山灰尘埃微粒表面吸附，并以此方式带出，在海水的作用下，从中渗滤出锰质，再经海流搬运至近岸海湾中聚集并沉积下来。

可见，海底火山活动可提供一小部分锰质。鉴于本区沉积火山碎屑岩分布零星，规模甚小，民乐组底部沉积火山岩厚度仅几厘米至十几厘米；而且一般火山—沉积矿床所具有的独特标志，诸如不具海侵层序，矿层与火山岩或沉积火山岩呈互层产出，沿水平方向矿层逐渐过渡为火山岩，矿石矿物常以氧化物、硫化物为主，围岩和矿石富含硅质或钠质等等，在矿区均未见及。故将海底火山活动只作为锰质来源之一，不作为主要来源。

3.1.3 锰质导源于地壳深部[6]

地壳深部物质，包括地幔物质的地史演化，直接或间接地影响着表生地质作用的成矿物质基础。如洋底扩张中心，转换断层俯冲带上深大断裂以及其他深大断裂带，都可以导出深部成矿物质。民乐盆地南东缘推测有一条同生古断裂，在区域上延伸颇远，规模巨大，控制着断裂两侧的岩性、岩相、沉积环境、沉积建造，要能为雪峰期形成的深大断裂，与民乐盆地具有成生联系。湘黔川边境的早震旦世锰矿多位于该断裂的旁侧，而且呈线状分布，故认为地壳深部的岩浆热液和变质水热液等高温、高矿化度和高化学能量的含矿溶液有可能沿上述断裂上升，就地进入水盆地提供一小部分成矿物质。

3.2 锰质搬运方式

由于锰质是以陆源为主多来源的，成矿物质的搬运方式也是多样的。来自陆源的锰质主要是河流搬运，其搬运形式又与古大气圈、水圈的性质有关。来自海底火山作用的锰质，其搬运方式先是海洋底流，后是波浪和潮流，在海底火山活动时，喷出大量的细凝灰质和火山灰尘，这已被矿床本身存在这种火山物质所证实。来自地下深处的锰质，主要是一种高矿化度的高能量的热水溶液，沿深断裂的通道上升进入盆地。根据地壳深处和上地幔的研究，上升热液中的锰质主要呈重碳酸锰的形式，因为地下深处压力很大，又是一个完全封闭的条件，所以重碳酸盐可以一直从深处上升到地表而进入海盆。

3.3 锰质沉积作用

成矿期为潮湿的亚热带气侯，当时大气圈，水圈是一个富CO2，贫O2的还原环境；菱锰矿形成的pH值一般为＞7～8，最高为8.5，Eh值以负值为主；成矿盆地为近岸的海湾潮坪—泻湖；潮坪—泻湖又处于半局限状态，盆地内发育着大量的蓝藻生物。当河流、海流(深部)热流携带的锰质，以重碳酸锰形式进入潮坪—泻湖后，增加了盆地矿物质总浓度，重碳酸锰越聚越多，就要发生沉积作用。由于矿石中菱锰矿呈微细泥晶结构和蓝藻化石细胞已经矿化的特点，按照碳酸盐沉积理论，其沉积方式为二：一部分菱锰矿由于化学作用直接从水体中沉积，一部分是藻类死亡后堆积。

3.4 锰质成岩富集作用

当含锰的沉积物沉积到沉积界面以下后，物理化学条件发生了变化。由于大量的泥质，菌(藻)类有机体的存在，水的含量很高，成为早期成岩作用中元素迁移和富集的介质和物质交换的媒介。生物遗体腐烂分解后，形成 H2S、H2、NH3、CO2、H2O，并放出热能，产生一个较复杂的物理化学与生物有机化学环境，使沉积的锰藻本身的有机化合物大部分被分解，仅以稳定的卟啉化合物和叶绿素继续存在至今，而其中的 M n与 CO2组合形成碳酸锰矿物，以蓝藻化石形态保存下来，形成碳酸锰矿层。

直接从水体沉淀的碳酸锰，因具有不溶于铵盐的性质，使其不被溶解流失，与锰藻经过成岩变化后形成的碳酸锰一起，其同组成锰矿层。而与MgCO3同时沉淀的CaCO3、MgCO3等却易溶解流失，致使矿层中难以见到灰岩、云岩。Fe2+在成岩期因有大量的 H2S，则与 H2S分解出S2-结合，形成草莓状黄铁矿。所以矿石中Fe和S关系很密切，相关系数为0.837。由于p H值较高，形成草莓状黄铁矿。所以矿石中Fe和S关系很密发，相关系数为0.837。由于pH值较高，固相的 SiO2被溶解后，一部分沿成岩裂隙充填，形成细网状脉保留在矿石中，另一部分则沿着先形成的固体沥青质球粒边缘沉淀。随着漫长的地质作用的进行，上覆沉积层越来越厚，压力越来越大，含锰沉积层不断脱水、压实、团结，锰质在固结过程中还可以发生局部的再分配，使之形成透镜状及其所组成的透镜体群。据B·N·斯米尔诺夫(1976)的资料，在成岩作用中，锰的含量可增加1.4～6.7倍。由于含锰岩系越厚，储存在其中的锰质总量越多，围岩中所含锰质在成岩期已大部分迁移至矿层，故有含锰岩系厚度与锰矿层厚度呈正相关的关系。

4 矿床成因类型和成矿模式的探讨

对成锰物质的来源、搬运方式、沉积作用和成岩富集作用的综合研究，认为吉首—凤凰锰矿床的物源是以陆源为主兼有火山灰分解渗滤的锰质和深部含锰热液，其搬运方式，在前寒武纪CO2高O2低的前景条件下，主要是呈重碳酸盐形式的河流搬运，也有海水底流和深大断裂导出深部热液的重碳酸盐；沉积作用有从海水中直接化学沉淀和生物直接堆积，成岩作用可以使锰质重新再分配，从而提高了矿床的富集程度。

通过成矿地质条件分析，认识到：锰矿床严格受地层层位、海侵沉积旋回、构造的拗陷幅度、古地理环境和湿热气候早震旦世富CO2贫O2的大气圈、水圈性质等多种因素所制约。

因此认为吉首—凤凰的锰矿床既非单一陆源的浅海化学沉积成因，又不是来源于火山的火山—沉积矿床，而是主要来自陆源兼有其他来源的海湾潮坪—泻湖化学及生物—化学沉积矿床。

经过以上分析和讨论，初步建立了吉首—凤凰的锰矿的成矿模式(见图2)。