叶太平, 韩 雪, 陈 仁, 王 敏*

1)贵州省地质矿产中心实验室, 贵州贵阳 550018;2)贵州省地质调查院, 贵州贵阳 550081

锰矿是冶金工业的重要原料, 也是国民经济中十分重要的战略矿产。地球上的锰矿资源主要为陆地上的从前寒武纪到中—新生代不同地史时期形成的锰矿床以及海洋中的锰结核和铁锰结壳(符亚洲等, 2017)。近些年, 我国相关地质部门组织实施了一批全国性或区带性的锰矿勘查和科学研究, 重点围绕锰矿沉积构造环境、锰的来源及迁移机制、成矿机理、时空分布规律等基本问题, 取得了一系列科学研究成果, 并先后在滇东南、黔东北、桂西、新疆等地发现了一些新的锰矿类型和锰矿产地(李社宏等, 2015; 刘志臣等, 2016; 周琦等, 2016; 高永宝等, 2017)。

滇黔桂地区具有多个代表性锰矿床, 其中产于南华系的贵州松桃大塘坡锰矿是我国第二个超大型锰矿; 产于泥盆系的广西大新下雷锰矿是锰矿资源储量超过亿吨的整装型锰矿床; 产于二叠系的遵义铜锣井锰矿已探明储量三千多万吨, 是贵州重要的锰矿石生产基地; 产于三叠系的滇东南斗南大型锰矿是中国南方优质富锰矿的典型代表。对于这些锰矿的矿床地质特征、物质成分、成矿构造、沉积环境、控矿岩相古地理条件及矿床成因等方面前人已经取得了一系列有重要意义的认识(柏万灵等, 2010;刘志臣等, 2016; 赵立群等, 2016; 周琦等, 2016)。但在锰矿矿石矿相学研究方面尚且薄弱, 对比研究这些不同时空古代锰矿矿相学特征, 对于丰富锰矿成矿理论具有重要意义。本文着眼于大塘坡锰矿、下雷锰矿、铜锣井锰矿、斗南锰矿典型矿石矿相分析, 结合碳酸盐岩微相解析方法进行研究, 对其成矿过程合理解释, 对找矿提供新的思路。

1 实验部分

1.1 实验样品

实验样品来自于贵州松桃大塘坡锰矿、广西大新下雷锰矿、贵州遵义铜锣井锰矿和云南砚山斗南锰矿典型矿石, 采样位置见图 1。对样品进行岩石薄片制备及对应样品进行破碎、筛分、混匀、缩分,取部分试样研磨至 0.076 mm以下(–200目)粒级进行X射线衍射分析研究。

图1 研究区采样位置略图Fig.1 Sketch of sampling location in the study area

1.2 仪器及工作条件

X射线衍射分析仪: 仪器型号为日本理学Rigaku Ultima IV, 工作条件为: 铜靶(λ=1.5406 nm),管压40 kV, 管流40 mA, 扫描范围2θ角5°～60°, 步长0.020°/步, 扫描速度2°/Min。主要应用于物相定性分析。

扫描电镜: 仪器型号为 FEI SCIOS双束系统,能谱型号EDAX ELECT SUPER 70 mm2。主要规格与技术指标为: 加速电压 0.2～30 kV, 放大倍数104 ～ 100 000倍, 最高分辨, 1.0 nm。主要用于样品表层形貌观察、微区成分分析、矿物参数自动分析和微观结构观察。

偏光显微镜: 仪器型号莱卡 DM-4500P。放大倍数: 光学放大 50～500倍, 可作透射光及反射光单偏光、正交偏光观察及显微照相。本文应用于对不同类型锰矿矿石矿物及脉石矿物的偏光检测及显微照相。

2 典型矿石特征

2.1 贵州松桃大塘坡锰矿典型矿石特征

松桃锰矿区位于扬子陆块东南缘被动大陆边缘, 处于大陆陆壳与海洋地壳过度的斜坡地带, 锰矿产于南华系大塘坡组第一段(Nh1d1); 其下伏地层为南华系铁丝坳组(Nh1t)灰色岩屑砂岩、含砾黏土岩, 局部地段为角砾状白云岩; 上覆地层为大塘坡组第二段(Nh1d2)深灰色粉砂质页岩夹碳质页岩(许效松等, 1991)。本次采集样品来自于贵州松桃大塘坡锰矿(大塘坡组第一段), 典型矿石为块状锰质岩。

矿石全岩X粉晶衍射如图2所示, 其矿物成分为菱锰矿、钙菱锰矿、锰白云石、锰方解石、石英、伊利石。

图2 贵州松桃大塘坡锰矿典型矿石全岩XRD图Fig.2 Whole rock XRD pattern of typical ore in Datangpo manganese deposit, Songtao, Guizhou

块状锰质岩矿石矿物主要为锰质碳酸盐矿物,锰质碳酸盐矿物粒度 0.01～0.3 mm, 含量高达85%～90%, 见多期次方解石—石英脉穿插切割矿石(图3A, B)。通过扫描电镜(图3C, D)确认菱锰矿、钙菱锰矿呈球粒状, 由于钙质含量分布不均, 具明显环带, 锰方解石呈亮晶状分布于菱锰矿、钙菱锰矿团粒之间, 起胶结作用。岩石中可见由后期充填的含沥青石英结核(图 3E, F, G), 锰白云石(图 3H)呈自形粒状, 多分布于后期充填石英边缘, 具重结晶特征, 其钙、锰含量分布较为均匀。

大塘坡矿床典型锰矿石矿相学特征显示:(1)矿石结构为泥晶藻团粒结构(微相SMF2)(SMF为标准微相类型)(图 3C, D), 沉积环境 FZ1(盆地相)(FZ为相带)(马永生主译, 2006), 成矿过程有蓝绿藻的参与; (2)矿石结构显示, 锰矿成矿发生于沉积作用早—中期, 即钙菱锰矿—菱锰矿质藻团粒赋矿; (3)钙菱锰矿—菱锰矿质藻团粒之间的填隙物为泥晶锰方解石, 表明沉积环境低能, 且指示成矿作用发生于沉积环境的伸展阶段; (4)成矿期后流体活动弱, 仅见弱硅化、方解石化。

图3 贵州松桃大塘坡锰矿典型矿石显微图Fig.3 Micrograph of typical ore in Datangpo manganese deposit, Songtao, Guizhou

2.2 广西大新下雷锰矿典型矿石特征

下雷锰矿区位于华南褶皱系右江褶皱带的南部,上映倒转向斜的西南端, 锰矿层产于上泥盆统五指山组(D3w), 产状与围岩一致(赵东军等, 2005)。本次采集样品来自于下雷锰矿(五指山组), 典型矿石包括条带状锰质岩、块状锰质岩、锰结核、锰结壳。

矿石全岩X粉晶衍射分析结果如图4所示, 其矿物成分为褐锰矿、锰钾矿、菱锰矿、钙菱锰矿、蔷薇辉石、透闪石、石英。

图4 广西大新下雷锰矿典型矿石全岩XRD图Fig.4 Whole rock XRD pattern of typical ore in Xialei manganese mine, Daxin, Guangxi

条带状锰质岩(图5A, B, C)包括褐锰矿及菱锰矿构成的暗色条带、锰钾矿构成的暗红色条带、蔷薇辉石及透闪石构成的粉色条带(具穿层现象(图5B), 为后期蚀变产物)。锰结核包括褐锰矿结核(图5F)和菱锰矿结核(图5D, J)。块状锰质岩(图5E, K, L)由方解石胶结菱锰矿团粒而成, 与贵州铜仁大塘坡锰矿具相同形态特征。后期热液蚀变产物包括透闪石、蔷薇辉石、重晶石等(图5A, B, G, H)。

下雷矿床典型锰矿石矿相学特征显示: (1)矿石结构为泥晶藻团粒结构(微相SMF2)(图5E, K, L)、泥晶豆粒结构(微相 SMF15-M)(图 5D, F, G), 沉积环境为 FZ7(台地相)(马永生, 2006), 矿石构造为条带状构造, 成矿过程有蓝绿藻的参与; (2)矿石结构显示, 锰矿成矿发生于沉积作用早—中期, 即钙菱锰矿—菱锰矿质藻团粒、豆粒赋矿; (3)钙菱锰矿—菱锰矿质藻团粒、豆粒之间的填隙物为泥晶锰方解石, 表明沉积环境较低能, 且指示成矿作用发生于沉积环境的伸展阶段; (4)成矿期后流体活动强烈,见蔷薇辉石化、透闪石化、重晶石化、硅化等。

图5 广西大新下雷锰矿典型矿石矿物显微图Fig.5 Micrograph of typical ore in Xialei manganese mine, Daxin, Guangxi

2.3 贵州遵义铜锣井锰矿典型矿石特征

遵义锰矿床位于扬子准地台黔中古陆北缘, 黔中台沟的北东端, 锰矿层产于于中二叠统茅口组第二段(P2m2); 其上覆为二叠系龙潭组(P3l)深灰色含植物化石黏土岩; 其下伏地层为二叠系茅口二段(P2m2) 硅质灰岩(汪洋等, 2018)。本次样品采集于铜锣井锰矿床(茅口组第二段), 典型矿石包括砂屑锰质岩、块状锰质岩、蚀变锰质岩。

矿石全岩X粉晶衍射分析结果如图6所示, 其矿物成分包括菱锰矿、钙菱锰矿、锰方解石、锰白云石、硫锰矿、黄铁矿、闪锌矿、高岭石、伊利石、菱铁矿。

图6 贵州遵义铜锣井锰矿典型矿石全岩XRD图Fig.6 Whole rock XRD patterns of typical ore in Tongluojing manganese mine, Zunyi, Guizhou

图 7A、B、C显示锰质碳酸盐矿物作为胶结物分布于黏土质砂屑之间, 锰质碳酸盐矿物包括锰方解石、钙菱锰矿、菱锰矿, 其中锰方解石多分布于砂屑之间, 其胶结作用, 胶结物由晶粒状(图 7A 下部,图7B)向圈层状转变(图7A上部, 图7B), 代表水体能量的升高; 钙菱锰矿、菱锰矿多充填交代部分黏土质砂屑。图7D、G显示菱锰矿呈粒状集合体, 局部见黏土团块、黄铁矿分布。沉积晚期图 7E、F、H、I显示热液蚀变, 大量硫化物出现, 包括黄铁矿、闪锌矿、硫锰矿等, 其中硫锰矿替代岩石中菱锰矿部分, 保存原岩中锰白云石部分。

图7 贵州遵义铜锣井锰矿典型矿石显微图Fig.7 Micrograph of typical ore in Tongluojing manganese deposit, Zunyi, Guizhou

铜锣井矿床典型锰矿石矿相学特征显示: (1)矿石结构为亮晶砂屑结构(微相 SMF17)(图 7E, F, H,I)、亮晶鲕粒结构(微相SMF15-C)(图7A, B, C, D),沉积环境为 FZ7(台地相)(马永生主译, 2006), 矿石构造为块状构造; (2)矿石结构显示, 锰矿成矿发生于沉积作用中—晚期, 即黏土矿物质砂屑间钙菱锰矿质填隙物赋矿; (3)黏土矿物质砂屑之间的填隙物为亮晶钙菱锰矿, 表明沉积环境高能, 且指示成矿作用发生于沉积环境的收缩阶段; (4)成矿期后流体活动强烈, 见黄铁矿、闪锌矿化、硫锰矿化等。

2.4 云南砚山斗南锰矿典型矿石典型矿石特征

斗南锰矿区在构造上位于华南褶皱系滇东南褶皱带文山—富宁断褶束薄竹山拱褶北西端斗南弧形向斜中偏西部, 矿体产于中三叠统法郎组(T2f)(张钱荣等, 2017)。本次样品采集于斗南锰矿(法郎组), 典型矿石主要为核形石锰质岩。

矿石全岩X粉晶衍射结果如图8所示, 其矿物成分包括褐锰矿、水锰矿、钙菱锰矿、含锰方解石、方解石、石英。

图8 云南砚山斗南锰矿典型矿石全岩XRD图Fig.8 Whole rock XRD patterns of typical ores from Dounan manganese deposit, Yanshan, Yunnan

沉积早期, 褐锰矿以胶体化学沉积方式分布于方解石砂屑之间(图9A); 中期形成以单晶方解石、多晶方解石、方解石质生物碎屑为内核, 褐锰矿、水锰矿、锰方解石、钙菱锰矿为外圈层的核形石(图9B, C, D, E, F, G, H, I, J, K, L), 其填隙物主要为方解石、锰方解石、石英。成岩后期具压溶作用的明显改造(图9K, L)。

斗南矿床典型锰矿石矿相学特征显示: (1)矿石结构为泥晶砂屑结构(沉积微相SMF4)(图9A, B, C,D, E, F)、泥晶核形石结构(SMF13)(图9E, G, H, I, J,K, L), 沉积环境 FZ4(斜坡相)(马永生主译, 2006),矿石构造为条带状构造; (2)矿石结构显示, 锰矿成矿发生于整个沉积作用阶段, 即核形石及填隙物皆赋矿; (3)砂屑、核形石之间的填隙物为泥晶钙菱锰矿, 表明沉积环境在沉积早期高能、晚期低能, 且指示成矿作用发生于沉积环境的伸展阶段; (4)成矿期后流体活动弱, 仅见弱硅化。

图9 云南砚山斗南锰矿核形石锰质岩典型锰矿石显微图Fig.9 Micrograph of typical manganese ore in the oncolite manganese rock of Dounan manganese deposit, Yanshan, Yunnan

2.5 小结

滇黔桂代表性锰矿床矿相特征分析对比表见表1。

表1 滇黔桂代表性锰矿床典型矿相对比表Table 1 Comparison of typical ore facies of representative manganese deposits in Yunnan, Guizhou, and Guangxi

3 讨论

锰矿的沉积过程方面, 自20世纪50年代开始研究。

(1)20世纪 50—60年代, 前苏联别捷赫金院士认为锰质主要来源于大陆风化, 从海岸到盆地深处,随着物理化学条件变化, 分别出现硬(软)锰矿(四价锰)、水锰矿(三价锰)和菱锰矿(二价锰)三个相带(袁见齐等, 1979)。

(2)Force and Cannon(1988)根据锰元素在氧化环境中会以氧化物或氢氧化物的形式沉淀, 在还原环境中则会以二价阳离子的形式在溶液中呈游离态,结合现代黑海中Mn元素在水体氧化还原界线上下明显的浓度差异, 提出了黑色页岩盆地中锰质沉积的形成原理。即在氧化还原界面上的区域大量沉淀锰氧化物或氢氧化物; 而在界面之下的区域形成锰碳酸盐。

(3)Calvert and Pedersen(1996)认为锰氧化物与氢氧化物与有机质反应的实质是在早期成岩作用阶段, 埋入沉积物中的锰氧化物及氢氧化物会重新溶解造成沉积物孔隙水中锰离子浓度升高, 之后与有机物分解产生的碳酸氢根反应生成碳酸锰沉积。

(4)Huckriede and Meischner(1996)通过对现代波罗地海中锰质沉积物的成因研究后认为, 富氧底流对盆地底部锰矿沉积存在控制作用。波罗地海存在明显的海水分层, 表层海水富氧但锰质较少, 底层海水缺氧却含有大量溶解锰。当密度较大, 富氧海水从北海进入波罗地海的海域后, 发生下沉并造成波罗地海的海底出现短暂的氧化环境。氧化锰颗粒在这种氧化环境中形成并进入沉积物, 造成孔隙水Mn2+离子饱和, 在与有机质反应后析出菱锰矿沉淀。

(5)侯宗林等(1997)在研究古锰矿床的成因时,发现越来越多火山作用、深成热水的参与。结合对现代海洋的研究, 结果表明洋底近热水喷溢口的锰品位显著高于其背景值。陆地锰矿石的包裹体测温也表明, 许多锰矿床形成于非常温环境。涂光炽(1989)提出热水沉积锰矿床的重要性不亚于陆源沉积锰矿床。

目标函数是使分派车辆完成任务的总费用最小，第一个约束条件保证每一辆车分派到一项任务；第二个约束条件保证每项任务都能有一辆车完成。此模型可用匈牙利算法。

(6)Roy(2006)认为海侵作用有利于盆地内锰矿沉淀。在海侵过程中往往伴随着高初级产生率, 因此沉积物中存在较高含量的有机质。此外, 海侵将导致海平面上升, 盆地边缘被海水覆盖, 为锰矿聚集提供场所。

(7)Maynard(2010)对盆地水体氧化还原的模式进行了细分, 提出在盆地水体中间会出现“最小氧化带”, 将上层海水氧化带及下层还原带区分开,在近岸区域会出现一个“贫氧楔”, 并可能发生海水上涌事件, 锰沉淀即形成于贫氧楔上部区域。

3.1 大塘坡锰矿

刘巽锋等(1983, 1989)认为大塘坡锰矿主要分布在浅水低凹地区, 与潮坪沉积(藻坪)关系密切,属于藻类生物成矿。王砚耕等(1985)认为大塘坡锰矿形成于海相深水环境, 菱锰矿富集于成岩阶段,是继黄铁矿形成之后经还原而成, 且碳酸锰由氧化锰转变而成。周琦(1989)认为大塘坡锰质来源于海底火山。赵东旭(1990)提出大塘坡锰矿是浅水沉积环境中的锰质沉积物经破碎后沿着盆地斜坡流入深水地区与碳、黏土和粉砂沉积在一起形成内碎屑菱锰矿。陈多福和陈先沛(1992)认为大塘坡锰矿系热水沉积矿床。侯宗林等(1997)认为大塘坡锰矿于滨-浅海(为主)至次深海的半封闭、缺氧、还原环境中蕴集, 经同生阶段化学沉积及早期成岩阶段微生物的生物化学作用富集成矿。杨瑞东等(2002)认为大塘坡锰矿是在 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”(菱锰矿)所致。杨绍祥和劳可通(2006)也认为大塘坡锰矿属离火山喷发中心较远的海底火山喷发-沉积锰矿床。周琦等(2013)认为大塘坡锰矿石来自地幔锰质通过与幔源无机成因气等相互作用, 在地壳浅部形成含硫富锰富烃流体藏, 沿同沉积断层上升在次级裂谷、地堑盆地中心发生渗漏喷溢沉积成锰作用而形成的菱锰矿矿床。裴浩翔等(2020)认为大塘坡式锰矿形成于滨浅海相半封闭性的断陷盆地之中, 其中 Mn2+以氧化锰形式海水中沉淀, 在沉积成岩过程中氧化锰被沉积物中大量有机质全部还原为Mn2+, 有机质本身被氧化为, 二者结合形成菱锰矿。

大塘坡锰矿成矿物质单一, 主要为锰质碳酸盐矿物, 钙类质同象替换锰, 而形成多种含锰碳酸盐矿物。菱锰矿、钙菱锰矿呈球粒状, 具藻团块特征,与刘巽锋等(1983, 1989)认为大塘坡锰矿属于藻类生物成矿具有一致性, 为早期生物成因产物; 锰方解石作为填隙物分布于球粒状菱锰矿、钙菱锰矿之间; 锰白云石自形程度较高, 为后期重结晶而成。结合锰矿石结构特征、矿物组合特征, 表明大塘坡锰矿床属于深水环境早期原地沉积成因。

3.2 下雷锰矿

王跃文(1991)提出下雷锰矿沉积于海水较深的“台沟相”, 属还原环境, 其物质来源于海底断裂热液。周涛等(2007)通过下雷锰矿床硫同位素特征,提出其为热水沉积矿床。秦元奎等(2010)提出下雷锰矿形成的区域构造背景应是被动大陆边缘裂谷环境, 物源既有来自下地壳的物质, 又有陆源物质的混入和生物作用的产物的加入。王荣庚(2012)提出下雷锰矿浅海盆地深水台沟相这一沉积相观点, 认为下雷锰矿是受海底古地理环境控制和火山作用共同影响的, 具备陆源物质补充的多成因沉积矿床。夏柳静(2014)提出下雷锰矿床成因属于洋中脊火山喷流沉积, 成矿物质来源于地壳深部。朱建德等(2016)认为下雷式锰矿形成于被动大陆边缘, 热水作用参与了锰矿的形成。金玺和陈显锋(2018)认为下雷锰矿成为大型优质锰矿的重要原因是与海底火山喷发活动带来丰富的成矿物质参与密切相关, 矿床成因属于热水喷流沉积矿床。

大洋铁锰结壳是一种结壳状沉积物, 主要生长在海底硬质基岩上, 也可生长于洋底松散沉积物之上, 主要分布在500～3500 m水深的平顶海山、海台的顶部和斜坡上, 主要是在碳酸盐补偿深度(Carbonate Compensation Depth, CCD)以上、最低含氧层以下(Halbach and Puteanus, 1984)。铁锰结壳主要由铁锰氧化物构成, 水羟锰矿是结壳中最主要的结晶矿物(白志民等, 2004), 结壳的结构疏松, 厚度一般为几毫米至十几厘米。按形态可划分为板状、砾状和结核状三类。

广西大新下雷锰矿沉积既包括褐锰矿、锰钾矿为主的深水台沟相, 又包括菱锰矿结核为主的斜坡相, 还包括以菱锰矿球粒为主的潮坪相, 结合叶连俊等(1994)对广西下雷锰矿沉积坡面分析, 沉积相变化代表下雷锰矿沉积过程中多期次海进、海退的沉积产物。结合黄明富和杨妍(2014)通过对矿床Co、Ni比值计算, 判断其台沟下覆具有侵入岩热特征;金玺和陈显锋(2018)研究表明蔷薇辉石样品爆裂温度为 216～364℃, 显示为热液参与, 为后期锰矿层矽卡岩化, 出现蔷薇辉石、透闪石等新生蚀变矿物提供直接证据。

3.3 铜锣井锰矿

关于遵义二叠纪锰矿成因及其成矿模式研究,不同学者之间存在较大争议, 刘巽锋等(1989)、魏泽权和熊敏(2011)认为遵义二叠纪锰矿为风化沉积型锰矿; 陶平等(2004)、韩忠华和潘家州(2007)、刘平等(2008)认为遵义二叠纪锰矿为海底火山热水沉积型锰矿; 杨瑞东等(2009, 2018)、程玛莉等(2011)、刘志臣等(2013, 2015)认为遵义二叠纪锰矿为海底热液喷流沉积型锰矿。汪洋等(2018)认为贵州遵义二叠纪锰矿矿床类型属于“古天然气渗漏沉积型锰矿床”, 遵义锰矿床是形成于由若干个气液渗漏喷溢沉积成矿子系统构成的沉积成矿系统。前人大量研究成果主要集中于铜锣井锰矿矿床成矿模式, 对其成矿古环境研究较少。

贵州遵义铜锣井锰矿成矿环境具有渐变关系,矿层下部锰质碳酸盐矿物亮晶胶结泥质、菱铁矿质砂屑; 矿层上部锰质碳酸盐矿物主要为菱锰矿、钙菱锰矿, 其结晶形态具纤片状特征; 成岩期热液蚀变, 出现硫化物, 包括黄铁矿、闪锌矿、硫锰矿等。通过矿层矿物组合特征及结构特征对比, 显示出由早到晚成锰过程显示沉积环境具收缩、水体变浅特征。

3.4 斗南锰矿

斗南锰矿是一个大型海相沉积型锰矿床(苏俊华, 1983; 钟建廷, 1986; 郑荣才和张锦泉, 1991),它是滇东南锰矿带的一个典型矿床类型。对于其锰质来源包括陆源含锰风化剥蚀、与岩相古地理环境以及海底古地貌有关、由深部热液提供、法郎组地层是重力流成因、与生物有关等观点(苏俊华, 1983;钟建廷, 1986; 钟薇和王筱仙, 1987; 刘仁福等,1988; 郑荣才和张锦泉, 1991; 马雪等, 2009; 杜秋定和伊海生, 2009; 杜定秋等, 2010; 段建兵, 2019)。夏国清等(2010)、唐云凤和伊海生(2011)通过对滇东南层序地层格架下的聚锰特征研究, 提出锰矿的沉积受海平面变化的控制。

云南砚山斗南锰矿矿物组成以褐锰矿、水锰矿为主, 其次是锰碳酸盐矿物; 水锰矿作为硬锰矿、软锰矿与锰的碳酸盐矿物过渡矿物, 分布于氧化还原界线附近, 沉积作用早阶段由单晶方解石、多晶方解石、生物碎屑等作为核形石内核, 褐锰矿、水锰矿、钙菱锰矿、方解石构成核形石外圈层, 填系物主要为晶粒方解石, 确认其形成环境为大陆斜坡;沉积期后锰矿受到明显热液作用改造。

4 结论

(1)通过对滇黔桂地区代表性锰矿床典型微相解析, 显示其均具沉积矿床特征;

(2)大塘坡锰矿床典型微相为 SMF2、沉积相FZ1(盆地相), 属于广阔的深水环境早期原地沉积成因, 形成于大陆边缘裂谷盆地伸展阶段;

(3)下雷锰矿床典型微相为SMF2和SMF15-M、沉积相 FZ7(台地相), 其沉积过程中经历多期次海进、海退的沉积产物。后期矽卡岩化, 出现蔷薇辉石、透闪石等新生蚀变矿物; 形成于陆内裂谷伸展阶段;

(4)铜锣井锰矿床典型微相为 SMF15-C和SMF17、沉积相FZ7(台地相), 其成矿过程由早至晚沉积环境具收缩、水体变浅特征, 形成于陆内裂陷收缩阶段;

(5)斗南锰矿床典型微相为SMF4和SMF13、沉积相 FZ4(斜坡相), 其形成环境为大陆斜坡, 沉积后期锰矿受到明显热液作用改造, 形成于陆间裂谷伸展阶段。

致谢: 感谢审稿专家提出的宝贵意见。

Acknowledgements:

This study was supported by China Geological Survey (No.DD20190370-34), Open Research Fund Project of the State Key Laboratory of Ore Deposit Geochemistry of Institute of Geochemistry, Chinese Academy of Sciences (No.201909), and Bureau of Geology and Mineral Exploration and Development of Guizhou Province (No.QDKKH〔2018〕29).

第四十二卷卷终 The end of Vol.42