【《吉根锰矿成矿机制分析案例》5400字】

43737吉根锰矿成矿机制分析案例目录TOC\o"1-3"\h\u23015吉根锰矿成矿机制分析案例 1262111.1成矿作用 1304451.1.1成矿物质来源 1123551.1.2沉积环境 5237001.1.3成矿过程 812236（1）沉积成岩阶段 88407（2）变质改造阶段 88325（3）表生氧化阶段 91241.2矿床成因 9320641.3成矿模式 101.1成矿作用1.1.1成矿物质来源一般沉积物的形成可由正常海水化学沉积形成、生物沉积形成、深海沉积形成和有热液活动参与形成，通过地球化学特征可以反演推断含锰沉积物的物质来源以及成因。Mn/Fe比值反映了Mn、Fe的分异程度，比值越大，分异作用越强烈（GlasbyGP,IizasaK,etl，2000）。吉根锰矿Mn/Fe值从顶板含锰硅质岩（2.63～7.30），到锰矿层（14.01～48.24），再到底板硅质岩（1.26），数值变化巨大，反映了吉根锰矿在热液运输以及成矿作用中的Mn、Fe的分异作用十分剧烈。SiO2/Al2O3比值也是判别沉积矿床物源的重要依据。吉根锰矿顶底板围岩中SiO2/Al2O3比值为15.10～23.64，远大于陆源值3.6；而锰矿层中SiO2/Al2O3比值为8.27～44.72，也明显高于陆壳中SiO2/Al2O3比值3.6,这多是由于生物作用的参与以及热水物质的加入（TaylorSR,McLennanSM，1985）。同时根据Si-Al图解（图1.1）可知吉根锰矿床含矿岩系中，无论是锰矿石还是围岩样品，基本都落在图区热水沉积区中，反映了吉根锰矿成矿受热水活动影响明显，成矿物质主要来自于热水物质。Al/（Al+Fe+Mn）和Fe/Ti关系通常被作为判断沉积物是否具有热水沉积特征的标志，Jewell（1991）通过研究表明在典型的热水沉积物中Fe/Ti、(Fe+Mn)/Ti、Al/(Al+Fe+Mn)的比值分别为>20、>20±5、<0.35。吉根锰矿含矿岩系中的顶底板围岩的Fe/Ti、(Fe+Mn)/Ti、Al/(Al+Fe+Mn)比值分别为9.53～11.09（<20）、37.40～72.74（>20±5）、0.21～0.37（基本<0.35）,总体呈现热水沉积的特征，可能有陆源物质的加入;锰矿层的Fe/Ti、(Fe+Mn)/Ti、Al/(Al+Fe+Mn)比值分别为12.18～41.18，平均值为21.95(>20)、344.97～2970.02（>>20±5）、0.01～0.05（<<0.35），典型的热水沉积物特征。Fe/Ti-Al/（Al+Fe+Mn）图解以确定深海沉积物中热水源与陆源物质混合比例，图1.2表明锰矿层中热水比例明显大于顶底板围岩。图1.1吉根锰矿床含锰岩系Si-Al图解（据Keith，1992）图1.2吉根锰矿床含锰岩系Fe/Ti-Al/(Al+Fe+Mn)图解（据Jewell，1991）（注：RS-红海热水沉积物;EPR-东太平洋隆热水沉积物;PS深海粘土沉积物-;TS-陆源碎屑沉积物.)吉根锰矿含锰岩系Zr/Hf值介于31.27～52.80，平均为42.92，更接近于于原始地幔或球粒陨石的比值（31.2左右），略小于海相水成的铁锰壳的比值（50～90）；Y/Ho比值24.89～35.44，平均31.10，与大陆地壳或原始地幔的Y/Ho比值较为接近，显然高于海相水成的铁锰壳的Y/Ho比值17～25，而与洋底黑烟囱流体的Y/Ho比值25～28更为接近，这些特征综合反映出该锰矿并非完全的海相沉积作用成因，成矿时有较强的海底热流的作用参与。同时值得注意的是，含锰岩系中部分微量元素在顶底板围岩与锰矿层分布存在有明显的差异，如顶底板围岩中的Ba相对于锰矿层明显富集，顶底板围岩中Ba平均含量为807.33×10-6，而锰矿层中的Ba平均含量仅有134.22×10-6。同时，区内含锰岩系顶底板围岩Nb/Ta比值在3.99～4.78之间，平均4.35，明显小于原始地幔或球粒陨石的比值（17.4左右）和大陆地壳的值（11～12或12～13）；而锰矿层Nb/Ta比值介于11.46～30.28，平均值21.31；更接近于原始地幔或球粒陨石的比值，明显大于大陆地壳的值。热水活动对Mn、Fe、Ni、Co、Cu、Zn等元素的迁移和富集具有非常重要的作用。一般来说，热水沉积物中Mn、Fe、Zn相对富集，而Co、Ni、Cu相对亏损，主要是由于在热水环境中，由于沉积物的沉积速率高，Co、Ni、Cu没有与海水发生作用而被迁移走。一般来说，水成型的锰结核具有比较慢的沉淀速度（1~5mm/ka），富集Co、Ni、Cu、Zn等元素；而热液喷口附近的锰结核一般具有较快的沉淀速度（>1000mm/ka），只有较少的微量元素的聚集（Glasby,2006；Bauetal.,2014）。Crerar（1982）、Peter（1988）、Hein（1994）根据不同沉积物中Fe、Mn的含量以及Ni、Cu、Co的含量，设计出了Fe-Mn-(Ni+Cu+Co)×10图解（图1.3），用来判别热水沉积与非热水沉积。吉根锰矿床的样品都落入热水沉积型与成岩型交互区域，表明锰矿的形成可能与热水活动、海水沉积两者相关。图1.3吉根锰矿床含锰岩系Fe-Mn-(Ni+Cu+Co)×10图解（据Marching,1982）Bostrom（1983）基于不同沉积物中U、Th的表现设计出了logU-logTh图解。分别计算出区内含锰岩系的log10U和log10Th的值进行投图，得到了lgU-lgTh图解（图1.4）。图1.4吉根地区锰矿床含锰岩系lgU-lgTh图解（据Bostrom，1983）(注：RH-红海热卤水沉积区;FH-石化的热卤水铁锰沉积区;OS-普通远洋沉积区EH-东太平洋热水沉积区;MN-锰结核沉积区)测试数据投入到图中可以发现基本上所有的样品都落在石化的热水铁锰沉积区或海热卤水沉积区的范围内，进一步验证了区内含锰岩系成岩物质来源与热水（热液）活动的相关性。吉根锰矿锰矿层（JG11-5、JG11-6、JG11-7、JG11-9、JG11-11）中δEu值为0.91～1.58，平均为1.14,表现为弱的正异常。在有海底热液活动的洋脊盆地内，3价的Eu可以被还原成Eu2+，而Eu2+可以被热液喷发出Fe-Mn颗粒所吸附，从而会导致在沉积物中Eu发生明显的富集，形成的沉积物也通常会出现Eu的正异常，因此Eu出现了明显的正异常很可能是与海底热液活动有关（黄华等，2011；赵广涛等，2011）。而吉根锰矿锰矿层的为Eu的正异常不强，表明有海水混入原始热液流体，导致流体的Eu强正异常特征退化，以致异常不明显（丁振举等，2003）。而顶底板围岩（JG11-2、JG11-3、JG11-13）中δEu值为0.96～0.99，平均为0.98，显示弱的负异常。1.1.2沉积环境吉根地区构造演化上大致经历了元古宙板块拼合、早古生代沟弧系、晚古生代被动陆、中生代-新生代陆内发展及改造等演化阶段（赵仁夫等,2007）。研究区构造上位于中亚南天山华力西造山带中东部、土尔克斯坦—阿赖古生代活动陆缘带的东阿赖志留-泥盆系弧间盆地；板块上位于卡拉库姆—塔里木板块的东阿赖－哈尔克古生代沟弧系（杨富全等，2005）。志留纪至早泥盆纪，南天山洋壳开始出现，岩系为夹有蛇绿杂岩的深水与半深水浊积岩岩系（赵仁夫等，2007）,岩性主要为（含碳）变质粉砂岩夹千枚岩、石英砂岩、硅质岩，与吉根锰矿含矿岩系岩性-岩相组合特征基本一致，应属同一成因类型，其沉积作用与同期的洋壳构造活动有密切联系。进入中泥盆世，区内形成了具被动大陆边缘裂陷槽环境的细碎屑岩-碳酸盐岩沉积建造，这与含锰岩系稀土元素地球化学反映的特征是一致的。同时，研究区内岩浆活动微弱，仅在上志留统塔里特库里组中见有石英菱镁岩和变质橄榄岩，具洋壳性质，属洋岛喷发火山岩（李康等，2018）。早泥盆世—早石炭世为“晚古南天山初始洋盆”阶段,塔里木板块被动陆缘发生拉张作用（叶庆同等,1999）,研究区处于一个拉张的环境中，与之对应伴生有一定规模的岩浆热液活动，并于萨瓦亚尔顿一带形成萨瓦亚尔顿金矿以及萨瓦亚尔顿铅锌多金属矿，向西南至吉根乡一带，火山岩规模逐渐变小。结合岩相学、矿物学以及地球化学的研究可知，吉根锰矿含矿岩系沉积环境属于大陆边缘的浅海盆地的一部分。但同时，内部存在着水体的深度不一，水动力条件强度不一，矿石层与围岩沉积是的物理化学条件不一等特点（图1.5）。还原与氧化的条件交替出现，为锰矿的沉积成矿提供了有力的条件。图1.5西南天山吉根锰矿区及外围早泥盆世中晚期岩相古地理图1.1.3成矿过程吉根锰矿在成岩成矿的过程中，明显受到了热水活动的影响，并且吉根锰矿含有大量锰的变质矿物，包括锰的含水硅酸盐矿物及不含水的蔷薇辉石，这是浅变质锰矿石的典型特征。同时在吉根锰矿中还发现了表生氧化的黑锰矿等锰氧化物。综合前人研究资料，吉根地区锰矿的成矿过程经历了沉积成岩、变质改造、表生氧化等3个阶段。（1）沉积成岩阶段成矿之前，由于海底火山或海底热水的活动，Mn、Fe、Co、Ni等金属物质随着底部的热水流体向上运移到海水之中，随着时间的推移，这些金属元素在海水中溶解、迁移、萃取，然后在合适的物化条件下，与海水中的阴离子结合，富集沉淀下来。其中，在海水中富含硅质的条件下，Mn2+可与海水中的硅酸根结合，形成Mn-Si质的胶体(类似络合物的形式)，然后随着沉积成岩过程，这些Mn-Si质的胶体(络合物)在一定的物化条件下逐步转化为含锰的矿物，少量保留形成基质。根据岩相学观察结果，肾硅锰矿可能是这些Mn-Si胶体最早转变的产物，这也是吉根锰矿的主要的矿石矿物之一。这个过程主要受到锰的沉积成岩—成矿作用的控制，一般的观点认为：陆源风化所带来的Mn2+或者由海底热液带来的Mn2+，在还原环境的水体中以离子状态溶解在海水中，由于洋流、盆地构造运动等动力学因素，Mn2+运移到分层海水的氧化还原界面附近，在氧化环境下被氧化成锰的氧化物或者氢氧化物的形式(类似于现代大洋的铁锰结核)沉淀下来；随后由于气候变化或盆地构造作用的影响，海平面上升，海水中氧化还原界面随之上升，前期沉淀的锰的氧化物或者氢氧化物又被还原海水所覆盖，在还原环境下，锰的氧化物和氢氧化物与有机质反应，有机质的厌氧氧化作用产生碳酸氢根离子，锰的氧化物或氢氧化则被还原成Mn2+，两者再结合形成锰的碳酸盐矿物。反应方程式如下：2MnO2+CH2O+HCO3-→2MnCO3+H2O+OH-即是说，在富含有机质（碳源）的情况下，海水中的Mn2+倾向与碳酸（氢）根离子结合，形成锰的碳酸盐矿物。但在吉根锰矿富含硅质的条件下，海水中的Mn2+可与其中的硅质直接结合，形成Mn-Si质的胶体（络合物），而这些Mn-Si质胶体在与围岩一起在沉积作用的作用下，压实、脱水形成锰的硅酸盐矿物，这个阶段主要是硅锰矿、肾硅锰矿等矿物，局部可见与其共生的菱锰矿，可能是与局部含有有机质的缘故。大多数研究者都认为肾硅锰矿是一个低变质相的矿物，类似于绿片岩相的变质温压条件。Brusnitsynetal.(2016)认为肾硅锰矿是由类似于来自于热液的Mn-Si胶体在沉淀后，在成岩过程中随着温度、压力的升高而压实脱水结晶及早期硅锰矿转化的产物。总体而言，原生矿物生成阶段，锰的硅酸盐矿物占据了主导地位。（2）变质改造阶段变质作用阶段，因为自泥盆纪到石炭纪，研究区内构造活动较发育，吉根地区锰矿也遭受到了一定程度的区域变质作用。受变质作用影响，锰矿床所处的温度、压力条件发生变化，矿物发生转变，在这个阶段除了有肾硅锰矿继续生成外，蔷薇辉石、锰橄榄石、锰铝榴石以及各类锰硅酸盐矿物(蜡硅锰矿、粒硅锰矿)也是在这个阶段形成的，而这些矿物的前身很有可能就是早期生成的硅锰矿、肾硅锰矿以及基质中的Mn-Si质物质。值得注意的是，在变质作用后期有热液活动的参与，热液成分主要是一些硅酸盐以及碳酸盐，各种含锰硅酸盐的石英、菱锰矿脉体是此次热液活动的产物。碳酸盐的热液要晚于硅酸盐的热液，而这些热液很可能来自于矿床内部自变质脱水作用。这个过程主要受到变质成矿作用和热液改造成矿作用的影响。在矿床沉积成矿后的初期，矿物以肾硅锰矿为主，残余一定未转化的硅锰矿以及Mn-Si质胶体（矿石中矿物之间富锰富硅的隐晶质“基质”）。早泥盆世—早石炭，受到南天山洋壳活动的影响，研究区区域构造活动程度较强。同时，赋矿的围岩以硅质岩为主，层理发育，性脆、易变形甚至破碎。区内褶皱与断裂构造发育，大型的褶皱与断裂控制了锰矿的分布，而层间破碎、滑脱和裂隙系统，可为后期热液改造、锰的富集提供空间。锰矿体受变质作用以及热液改造作用影响明显，矿体亦遭到构造作用影响，矿石破碎，且遭受剥蚀程度较深，矿体表面可见较多石英脉体，显微镜下，可观察到较多的石英脉、方解石脉以及菱锰矿脉穿插截断了早期的锰硅酸盐矿物。（3）表生氧化阶段在变质作用阶段，吉根锰矿主要的矿石矿物以及脉石矿物都基本形成了，随后由于构造活动的作用，矿床被抬升到近地表的位置，遭受风化氧化，在矿石表面及沿裂隙生长的黑锰矿就是矿床暴露在表生环境下的产物。此阶段锰矿的变质成矿作用以及热液改造作用趋于结束，浅部地表含锰矿物接受表生风化、氧化作用，在氧气、水分、温度等的作用下，锰的硅酸盐矿物被氧化，形成黑锰矿、褐锰矿等锰氧化物。1.2矿床成因吉根锰矿属近年来的新发现，由于自然条件与勘查程度的限制，研究区总体研究程度不高，相关资料也较为缺乏。李康等（2018）认为吉根锰矿属典型的海相沉积型锰矿床，研究区及其附近岩浆及热液活动微弱，锰质很可能来源于海底火山或洋岛喷发。许明（2019）认为吉根锰矿属海相沉积加热液改造型锰矿，锰矿形成可划分为原生含锰层沉积与热液改造两个阶段。锰质来源于区内前寒武系的含锰古地层内，在晚志留世—早泥盆世发生洋岛火山喷发事件为热液改造提供了条件。吉根锰矿矿石矿物以锰硅酸盐矿物为主，明显地显现出热水沉积的地球化学特征，故锰质来源于海底热液（火山）活动的可能性较大。原生矿石矿物以肾硅锰矿、蔷薇辉石、锰橄榄石、褐锰矿等为主，偶见菱锰矿产出，矿床表生氧