贵州省松桃县道坨锰矿地质特征及成因分析

吴自成，何志威

（贵州省铜仁市国土资源局，贵州 铜仁 550025）

贵州省松桃县道坨锰矿地质特征及成因分析

吴自成，何志威

（贵州省铜仁市国土资源局，贵州 铜仁 550025）

黔东新元古代“大塘坡式”锰矿由于储量规模大，品位高而受到专家学者的关注，道坨锰矿是锰矿整装勘查过程中新发现的超大型锰矿床，实现了贵州锰矿找矿40多年来最重大的突破。通过对道坨锰矿结构构造，矿体沉积特征的研究，发现道坨锰矿石物质组成复杂，具有热水沉积矿物组成特征，且发育热水与海水混合沉积的块状构造、条带构造、气泡构造，矿体的形态呈薄—厚—薄的“透镜体”，具有热水沉积集中供源的特征。

热水沉积；锰矿；结构构造；成矿模式

0 前 言

中元古代至新元古代，扬子陆块经历了武陵运动及晋宁运动强烈的地壳变形期，形成了统一的刚性基底，陆块进入相对稳定的沉积盖层阶段，主要以NNE向的陆内伸展—裂解为主，伴随同沉积断裂、断陷盆地及火山活动［1］。新元古代大塘坡期锰矿作为这一时期主要矿产而引起地质学家们的广泛关注［2-7］。大塘坡期锰矿成矿物质来源和形成机制研究成果颇丰：a成矿物质来源，大陆岩石的风化离析，即大陆岩石风化形成Mn质，随河流等进入海洋进行沉积［8］；成矿物质来源于海底火山、热泉等，主要为现代海洋扩张形成深大断裂、导致海底火山喷发（黑/白烟囱等）或热泉喷发，或下渗的海水进入深大断裂，到达深部后海水被加热，淋滤深部成矿物质（Mn），而后沿同沉积断裂上涌注入海底［9-12］；成矿物质来源于深部古天然气渗漏系统［2］；成矿物质多来源，但可能以深部火山作用提供成矿物质为主［13］。b锰矿床的形成机制点，沉积成因［14］；生物化学成因［15］；类似冰期“碳酸盐岩帽”成因［16］；冷泉成因［2］；火山喷发—沉积成因［13］；热水沉积成因［3，6，10-12］；生物—浊流沉

积［17］。

1 矿床地质特征

道坨超大型隐伏锰矿床受冷水断裂、木耳溪断裂及道坨向斜控制，两条断裂带之间的断陷盆地为锰矿体的沉积提供了良好的储集场所，表现出“构造控盆、盆控岩相、岩相控矿”的特点。锰矿体产于下南华统大塘坡组第一段（Nh1d1）下部炭质页岩中，矿体形态简单，呈层状、似层状缓倾斜产出，矿体与围岩产状一致，北西部矿体走向SE-NW，倾向SW，倾角3（o）～ 15（o），南东部矿体走向NE-SW向，倾向NW，倾角5（o）～ 19（o）。根据施工钻孔的见矿资料分析：矿体呈NE向展布，长大于5 500 m，宽约1 300 ～ 3 500 m，矿体厚度极值0.60 ～ 12.52 m，一般厚3.26 ～5.65 m。矿体从北东向南西的变化趋势为：ZK001孔（5.63 m）→ZK305孔（1.57 m）→ZK308孔（6.58 m）→ZK312孔（12.52 m）→ZK3105孔（4.51 m），呈由厚到薄又逐渐增厚的趋势；从北西向南东的变化趋势为：ZK505孔（1.52 m）→ZK304孔（5.39 m）→ZK204孔（2.61m）及ZK402孔（0.65m），呈由薄到厚又逐渐变薄甚至歼灭的趋势。矿体总体呈透镜体，规模为超大型（见图1）。

道坨锰矿石中的矿物组成以菱锰矿、钙菱锰矿为主，次为锰白云石、含锰方解石、黄铁矿、黄铜矿、石英、长石、黏土矿物及碳质有机质，少量硫酸盐（石膏、重晶石等重矿物）等。菱锰矿与锰方解石常呈致密泥晶状分布于大颗粒石英或片状长石周围构成斑状结构，或呈小颗粒分布成碎屑状，或呈线性定向排列成条纹状；硫酸盐充填于矿石裂隙、孔穴中或镶嵌在石英方解石脉中，一般颗粒细小，极难发现；硫化物（黄铁矿）结晶粒度大小不一，以零星状、浸染状的形式分布于含锰碳质页岩或碳质黏土岩中，呈定向排列构成条纹状，或呈草莓状、致密状，在碳质薄层中相对集中分布；石英晶屑多呈自形—半自形粒状、尖锐棱角状、脉状、凹面棱角状、棍棒状、溶蚀状等多样形状，集合体呈网脉状、柱状相互穿插交代于菱锰矿石及泥质中，与他形微晶状石英组成了显微交织结构，且发生明显的层间滑动错断或呈小颗粒顺层产出；长石主要为钠长石，呈大颗粒或片状，与石英有时呈聚斑或两者单独呈斑晶产出，长石边缘明显有被溶蚀或交代现象，斑晶的周边参差不齐，呈港湾状或受挤压碎裂。

图1 贵州松桃道坨锰矿矿区地质

区内含锰岩系中含有浅灰—浅灰白色凝灰质砂岩或凝灰质粘土岩，即细微粒级的火山灰，一般呈两种状态：a呈大小不一的透镜体，大致顺层产出，产状与地层基本一致，厚度约0 ～ 1.50 m，变化极大，富含细粒黄铁矿、炭质及方解石细脉；b往往与锰质条纹互相混合堆积构成条带状，或成团块状混入粉细砂岩或粘土质页岩中，偶尔在菱锰矿层内也有分布。该矿区中心周围（离中心较近）地带含矿层含凝灰岩较多，对应矿区中部的气泡状菱锰矿，而矿体外围地段火山物质少，仅局部见有凝灰质粉细砂岩或凝灰质粘土页岩小透镜体。

松桃典型的“大塘坡式”锰矿层中存在大量多样的构造，从下往上表现为：角砾状构造、网脉构造、致密块状构造、条带状构造、纹层状构造、破裂构造、薄膜构造等。但根据野外实地调查，道坨锰矿的结构构造发育不全，主要发育有块状构造、条带（条纹）构造。同时，还具有一种典型的气泡状构造［2］。

1） 块状构造

矿石致密坚硬，菱锰矿与锰方解石常呈致密均匀分布，部分锰矿石含有机质较丰富。

2） 条带（纹）构造

矿层中沉积层理很发育，厚度及成分不尽相同。常见有3种：a由菱锰矿组成的粗条带，一般条带厚度为3 ～ 10 mm，较为稳定，条带间多为极薄的碎屑岩。显微结构下，菱锰矿与锰方解石呈定向排列成线状，宽窄不一，与微粒石英加玉髓等互层；b细纹层菱锰矿与碳质粘土岩互层，韵律非常好，碳质粘土中含丰富侵染黄铁矿或细黄铁矿脉；纹层宽度为0.1 ～ 3 mm，一般0.5 ～ 2 mm；c局部矿段显示菱锰矿与石英玉髓互层，主要表现为碳酸锰与石英玉髓互层或石英透镜体，多显示滑动卷曲特征。

3） 气泡状构造

黑色气泡状（类似鱼眼睛）菱锰矿，主要分布在道坨锰矿床SW部，厚度约2 m，该段气泡较发育，气泡由一圈白色物质包裹豆状大小暗色物质组成，白边多为石英及方解石、玉髓；包裹物成分多为锰质，磷质，碳质，钻孔（ZK310）为气泡锰矿石主要富集地，为矿层最厚的部位，初步推测为含矿气泡（类似包裹体）在沉积过程中压实沉积形成。

2 道坨锰矿沉积特征及沉积序列

道坨锰矿区含锰岩系赋存于南华系大塘坡组第一段，含锰岩系厚度12.51 ～ 53.61 m。按岩性组合由上至下由炭质页岩、菱锰矿、凝灰质粘土岩、菱锰矿及粉砂质炭质页岩等大致5层组成，在空间及平面上大多具可对比性。各层详述如下。

上覆大塘坡组第二段（Nh1d2）：灰、深灰色层纹状含炭粉砂质页岩。

1） 黑色粉砂质炭质页岩，具砂泥质结构，星点状黄铁矿发育。厚0 ～ 3.04 m。

2） 钢灰色、灰黑色块状、条带状、气泡状菱锰矿夹黑色薄-中层粉砂质炭质页岩，星点状、断线状黄铁矿发育，可见石英细脉。厚0 ～ 12.52 m。

3） 灰、深灰色薄—中层凝灰质粘土岩，见零星颗粒状黄铁矿。厚0 ～ 1.46 m。

4） 黑色薄层菱锰矿夹灰黑色粉砂质炭质页岩，菱锰矿数量一般为1～5层，具条带及块状构造，星点状黄铁矿发育。厚0 ～ 5.71 m。

5） 灰黑、深灰色粉砂质炭质页岩，多见星点状黄铁矿。厚12.51 ～ 30.88 m。

下伏铁丝坳组（Nh1t）：灰、灰黑色薄—中层含砾杂砂岩，星点状黄铁矿发育，上部偶夹黑色薄层粉砂质炭质页岩，局部为薄层条带状菱锰矿。

3 讨 论

关于“大塘坡式”锰矿的成因至今仍没有取得一致观点，目前对生物化学成因［15］、热水沉积成因［9］、冷泉成因［2］争议较大。本文将基于道坨锰矿床及湘黔渝成矿带新元古代“大塘坡式”锰矿床的地质特征，对道坨锰矿成矿机制进行探讨。

复杂的矿物组分及结构，与热水喷流沉积物及其与海水混合后正常沉积物的混合有关，也与他们沉积后的成岩、交代作用有关［3］，道坨锰矿石中发育的黄铁矿、黄铜矿、石英、长石及少量硫酸盐（石膏、重晶石）为典型的热水矿物［6］。

道坨锰矿石构造主要为块状构造、条带（纹层）构造、气泡构造。块状构造分布于矿层中下部，由深部成矿物质快速冷凝而成，成分均匀，代表热水强度的中等能量状态。条带（纹）构造一般分布在矿体中上部，代表热水强度的低能状态，条带状锰矿形成时的热水活动要稍高于条纹状锰矿。条带的韵律显示了热水喷溢沉积的周期性，深部上来的热水（液）物质中锰质丰富时，便沉积锰矿，间断期便主要沉积碎屑岩（含黄铁矿炭质粘土岩及硅质岩等），而硅质岩是现代海底热水喷溢沉积的典型产物。此外，这些条带（纹层）构造特征反映了锰矿形成时物理化学条件及物质组分的差异以及明显的热水沉积特征，它不仅表明条带层理形成过程中具备良好的热水矿物结晶条件，同时也间接证明了海底存在相对封闭、持续稳定、宁静和低洼的沉积环境。气泡构造主要分布在整个矿层中部，与凝灰岩对应，应为同时沉积，认为是热水喷流间歇期，有火山喷气作用，从深部带来大量气体及凝灰岩，这些气体可能包含液态物质，类似包裹体一样，沉积成岩时破裂，液态锰质被挤入成矿，所以形成外圈石英或燧石，里圈为锰质的结构。

贵州松桃道坨锰矿床矿体呈层状、似层状、透镜体状展布，矿石具有泥晶、破碎结构，角砾、状条带状、纹层状、块状、网脉状构造等特征，与广西热水成因重晶石矿（岩）结构、构造［18］，华南、广西丹池、广东古水热水硅质岩结构、构造［19］及贵州重晶石矿结构、构造［9］等热水沉积矿床的典型结构、构造相似，表现类似的热水成矿作用［20］。

何志威等［11］通过对松桃锰矿石结构、构造的研究，认为松桃锰矿床属存在两套不同的成矿方式（热水喷流管道内及喷流口为典型的单一热水喷流成矿方式，及热水与海水混合成矿方式），构成一个完整的热水喷流成矿序列。而一个完整的热水成矿序列一般具备矿体“二元”结构（下部角砾岩岩筒及细脉、网脉状矿石为深部热水（液）流体通道产物；上部的条带、纹层等层状矿体为热液与海水混合后的正常海相沉积产物）。据作者野外调查，贵州松桃道坨锰矿矿石缺少角砾构造，网脉构造等热水流体通道相产物，只具备块状构造、条带（条纹）构造等热水与海水混合相产物，说明道坨锰矿主要是以第二套成矿方式（热水与海水混合）沉积成矿的。

图2 贵州松桃道坨锰矿含锰岩系沉积模式

基于以上研究，我们初步探讨道坨锰矿海底喷流的成矿模式（见图2）。携带大量金属元素（如Mn）及CO2水合物的热水（盐水）流体随着深大断裂上涌，上涌过程中不断萃取深部岩石中的Mn等金属元素，同时由于断裂裂隙发育，冷的海水也可能下渗循环，把深部Mn带入海底。在喷流口内或者喷流口附近，流体中Mn的含量及CO2水合物的含量都非常高，因此，碳酸锰便可以大量富集成矿，此种类型沉积的锰矿具有典型的热水喷流沉积特征及完整的喷流沉积序列，即在垂直剖面上由下往上为角砾状—网脉状—块状—条带状—纹层状—纹层变形构造变化规律，存在着明显的矿石构造的垂直分带特征：下部角砾岩岩筒及细脉、网脉状矿石为深部热水（液）流体通道产物；中部的条带、纹层等层状矿体为热液与海水混合后的正常海相沉积产物，这两种特征差异甚大的沉积构造构建为典型的“二元”结构；上部的纹层变形构造及薄膜构造为典型的成岩期同生变形构造。这一完整的垂直分带反映了海底热水喷流的强度由强变弱完整的演化过程，代表着一个完整热水沉积旋回的完成。在水平剖面上，层状、似层状及透镜状锰矿体的边部矿体普遍发生滑（错）动变形，并且条带的宽度较窄、泥质炭质等杂质成分和夹层数量增多，常呈揉皱、滑动破碎及薄膜状；往矿体的中心，条纹构造的宽度逐渐增大成条带状，到岩体的中心部则变为不显层理的块状，反映了热水沉积速率快，正常沉积的杂质物质相对比例较低的特点，总体具有揉皱及质薄膜构造纹层—条带—块状—条带—具有揉皱及薄膜构造纹层对称发育的特征，且构成薄—厚—薄的“透镜体”矿体。这一构造特征在现代热水沉积岩及矿床中普遍存在，是热水沉积岩（矿）的典型特征，体现了热水流体集中喷溢的特性。

随着锰质的逐步减少及热水活动的脉动频率变化，部分锰质仍溶解在海水中不断循环，直至运移到地势较高的、较为氧化的大陆斜坡环境。此时，Mn2+被氧化为Mn4+，以锰氧化物或氢氧化物形式初步富集。因为在富氧的条件下，MnO2类型的矿物才能稳定存在［21-22］，此外，研究表明在水体的氧化—还原界面附近，锰的溶解度有一个突变点，还原水体溶解锰的量比含氧水的溶解量要大1 000倍。在水体出现分层的地方，在界面的氧化一侧，有锰的氧化物沉淀，而当下沉到界面的还原一侧时则又被还原以Mn2+存在，这部分Mn2+在贫氧的底层水和空隙中逐渐富集起来并达到一定的浓度。

间冰期温暖时期海侵作用广泛发育，水体不断加深，海洋中各种浮游生物进一步大量繁殖，消耗掉海洋富氧层中大部分氧气，使富氧层变薄，海水中CO2含量增加，氧化还原界面也随之上升，而生物死亡后的海解作用及热水作用的不断活动，带入大量的CO2水合物（CO2、CH4、H2S等），进一步促使海水缺氧，当氧化还原界面超过氧化物和氢氧化物沉积界面时，锰氧化物和氢氧化物则被还原释放出Mn2+，便和CO32-在还原环境中结合沉淀形成锰的碳酸氢盐［Mn（HCO3）2］，随着有机质的海解、热水活动及SO42-+CH4=CO32-+H2O+H2S的还原反应不断进行，海底的Mn及CO32-、H2S的含量不断升高，锰碳酸氢盐［Mn（HCO3）2］就转化为锰碳酸盐（MnCO3）。Calvert等［23］认为，在海相沉积物中锰碳酸盐沉积是由孔隙水中溶解的Mn2+的浓度控制的，孔隙水中溶解有足够的碳酸氢盐时，则形成锰碳酸盐沉淀。此外，张飞飞等［7］研究湖北古城锰矿时简单表示了Mn2+和CO32-在深部沉淀物表面结合沉淀形成菱锰矿的过程，其转化方程为2MnO2+CH2O+HCO3-=2MnCO3+ H2O+HO-。此种类型氧化—还原界面附近沉淀形成的锰矿，不具备热水喷流沉积的完整沉积序列，缺少喷流口附近的喷流角砾构造，而发育纹层状构造，具有热水与海水混合沉积的地质特征。由于热水活动的脉动周期，锰质供给源源不断，因此，此类锰矿更容易形成大型，超大型锰矿床。

4 结 论

1） 道坨锰矿赋存于南华系大塘坡组第一段底部黑色页岩中，矿层呈层状，似层状展布，受断层控制，表现出“构造控盆、盆控岩相、岩相控矿”的特点。矿体走向倾向上都呈中间厚，两端薄的特征，具有“透镜状”构造，可能是热水沉积局部供源的反映。

2） 道坨锰矿的矿物成分以钙菱锰矿为主，次为锰白云石、含锰方解石，黄铁矿、石英、粘土矿物及炭质有机质，少量硫酸盐（石膏、重晶石、磷灰石等矿物）及凝灰岩等，复杂的矿物组合特征反映道坨锰矿形成与海底火山喷流或海底热水活动有关。

3） 道坨锰矿矿石主要呈现泥晶结构、碎裂结构及块状构造、条带（纹层）构造、气泡构造。为典型的热水喷流沉积序列典型的“二元”结构上部热水与海水混合作用所形成。此外，还发育独特气泡构造，气泡构造与凝灰岩对应，为有火山喷气作用形成，从深部带来大量气体及凝灰岩，这些气体可能包含液态物质，类似包裹体一样，沉积成岩时破裂，液态锰质被挤入成矿，所以形成外圈石英或燧石，里圈为锰质的结构。

4） 道坨锰矿形成经历了以下两个阶段：a氧化锰富集阶段：深部热水（盐水）及CO2水合物（CO2、CH4、H2S等）萃取深部岩石Mn质，上涌到海底后，经过先期阶段的成矿作用（盆地喷流口内及喷流口附近的成矿作用）后，仍剩余大量锰质溶解在还原的海水中，不断循环，直到被运移到地势较高的氧化条件下初步富集。而底部缺氧海水中Mn仍然处于饱和状态，不断向氧化条件下Mn运移富集。b氧化锰向锰碳锰的转化阶段：相对海侵时期，水体进一步加深，海洋中各种浮游生物进一步大量繁殖，有机质大量流入贫氧层。而有机质的海解、热水活动及SO2-4+CH4=CO32-+H2O+H2S的还原反应不断进行，海水的缺氧度及盐度继续增加，氧化还原界面也随之上升高，当此界面超过锰氧化物或氢氧化物富集带时，锰被还原释放出Mn2+，与CO32-结合沉淀形成菱锰矿。

［1］ 戴传固. 黔东及邻区地质构造特征及其演化［D］. 北京： 中国地质大学，2010： 1-136.

［2］ 周琦. 黔东新元古代南华纪早期冷泉碳酸盐岩地质地球化学特征及其对锰矿的控矿意义［D］. 武汉： 中国地质大学， 2008： 1-104.

［3］ 谭满堂， 鲁志雄， 张嫣. 鄂西地区南华西大塘坡期锰矿成因浅析-以长阳古城锰矿为例［J］. 资源环境与工程， 2009， 23（2）： 108-113.

［4］ 余沛然. 湖南花垣民乐锰矿床主要地质特征及其找矿前景［J］. 中国锰业. 2008， 26（4）： 10-13.

［5］ 付胜云， 郑正福， 彭志刚. 吉首—凤凰锰矿带成矿模式探讨［J］. 中国锰业， 2011， 29（2）： 25-29.

［6］ 杨瑞东， 高军波， 程玛莉， 等. 贵州从江高增新元古代大塘坡组锰矿沉积地球化学特征［J］. 地质学报， 2010， 84 （12）： 1781-1790.

［7］ 张飞飞， 闫斌， 郭跃玲， 等. 湖北古城锰矿的沉淀形式及其古环境意义［J］. 地质学报， 2013， 87（2）： 245-258.

［8］ 唐世瑜. 湖南花垣民乐震旦系锰矿床同位素地质研究［J］， 沉积学报，1990， 8（4）： 77-84.

［9］ 杨瑞东， 魏怀瑞， 鲍淼， 等. 贵州天柱上公塘-大河边寒武纪重晶石矿床海底热水喷流沉积结构、构造特征［J］. 地质论评， 2007， 53（5）： 675-682.

［10］ 何志威， 杨瑞东， 高军波， 等. 贵州省松桃杨家湾锰矿含锰岩系地质地球化学特征［J］. 现代地质， 2013， 27（3）： 593-601.

［11］ 何志威， 杨瑞东， 高军波， 等. 贵州松桃新元古代大塘坡期锰矿热水沉积构造特征［J］. 中国锰业， 2013， 31（3）： 5-8.

［12］ 何志威， 杨瑞东， 高军波， 等. 贵州松桃西溪堡锰矿沉积地球化学特征［J］. 地球化学， 2013， 42（6）： 576-588.

［13］ 杨绍祥， 劳可通. 湘西北锰矿床成矿模式研究—以湖南花垣民乐锰矿床为例［J］. 沉积与特提斯地质， 2006， 26（2）： 72-80.

［14］ 王砚耕. 贵州主要地质事件与区域地质特征［J］. 贵州地质， 1996， 13 （2）：23-30.

［15］ 欧阳黎明， 戴塔根， 宫江华. 湘西古丈烂泥田锰矿床地质特征及成因探讨［J］. 南方金属， 2011，（178）： 16-19.

［16］ 杨瑞东， 欧阳自远， 朱立军， 等. 早震旦世大塘坡期锰矿成因新认识［J］.矿物学报， 2002， 22（4）： 329-334.

［17］ 刘金山. 湖南早震旦世沉积建造浊流沉积及锰矿成因［J］. 大地构造与成矿学， 1990，（18）： 174-182.

［18］ 王明艳， 息朝庄， 李毅. 广西热水沉积矿床中重晶石岩地质地球化学特征［J］. 矿产与地质， 2008， 22（4）： 335-341.

［19］ 周永章， 何俊国， 杨志军， 等. 华南热水沉积硅质岩建造及其成矿效应［J］. 地学前缘， 2004， 11（2）： 373-377.

［20］ 方维萱， 刘方杰， 胡瑞忠， 等. 凤太泥盆纪拉分盆地中硅质铁白云岩—硅质岩特征及成岩成矿方式［J］. 岩石学报， 2000， 16（4）： 700-710.

［21］ Berner R A. A new geochem ical c lassification of sedimentary environments［J］. J.Sediment.Petrol， 1981（51）： 359-365.

［22］ Roy S. Sedimentary manganese metallogenesis in response to the evolution of the earth system［J］. Earth-Science Review， 2006，（77）： 273-305.

［23］ Calvert S E， Pedersen T F. Sedimentary geochem istry of manganese：implications for environmentof formation of manganiferous black shales［J］. Economic Geology， 1996， 91（4）： 91-105.

The M anganese Ore Geological Characteristics and Factor Analysis of Daotuo M anganese Deposit， Songtao Country of Guizhou Province

WU Zhicheng，HE Zhiwei
（Bureau of Land and Resources of Tongren in Guizhou，Tongren，Guizhou 550025，China）

The large reserves of high grade of neoproterozoic “Datangpo type” manganese deposit in East guizhou that attract of experts. Daotuo manganese deposit is The super large mega manganese deposit found in the process of exploration. It is the most signif cant breakthrough of the manganese ore prospecting in guizhou more than 40 years. This article through to research the structure and sedimentary characteristics of the daotuo manganese ore. Found the manganese ore composition complex. has the characteristics of hot water sedimentary m ineral composition. The block structure， banded structure， bubble structure has the hydrothermal and seawater m ixed Characteristics. The morphology of the ore body whit thin-thick-thin “lens form”， it has the characteristics of hydrothermal deposition for source concentrate.The authors analyzed Daotuo manganese deposit genetic model， Hope for the future of manganese deposit deep prospecting provide more basis.

Hyderthermal sedimentation； Manganese deposit；Structures and Textures；Metallogenic model

P618.32

A

10.14101/j.cnki.issn.1002-4336.2016.03.002

2016-06-28

吴自成（1984-），男（侗族），贵州玉屏人，地质工程师，研究方向：沉积矿床，手机：13885666733，E-mail：970751288@qq.com.