云南鹤庆式锰矿成因研究.pdf

第3 3 卷第1 期 2 0 0 4 年1 月 中国矿业大学学报 J o u r n a lo fC h i n aU n i v e r s i t yo fM i n i n g ＆T e c h n o l o g y V 0 1 ．3 3N o ．1 J a n ．2 0 0 4 文童编号1 0 0 019 6 4 2 0 0 4 0 1 0 1 0 9 一0 6 云南鹤庆式锰矿成因研究 于苏俊 西南交通大学环境科学与工程学院，四川成都6 1 0 0 3 1 摘要从沉积学、构造学和锰质来源三个方面研究了鹤庆锰矿．结果表明鹤庆锰矿产出于晚三 叠世卡尼克一诺利期剧烈下陷的一个台沟环境．力学成因上，该台沟盆地属于走滑拉张型盆地．它 的生成与西缘台褶带卡尼克一诺利中期区域性南北向深大断裂带的右行走滑拉张活动有直接的 关系；成矿经由以玄武岩浆活动为代表的地热系统对盆地基底矿源层中锰质的萃取、生物吸收以 热水喷流形式进入盆地的矿质而成矿的过程；区域性深大断裂、玄武岩浆活动、矿源层三者的有 效时空组合是形成扬子地块西缘卡尼克一诺利期优质富锰矿的控制因素． 关键词；鹤庆式锰矿I 控矿因素；深大断裂；矿源层 中图分类号P6 1 1 ；P6 1 8 ．3 2 } P5 4 2文献标识码A G e n e s i so fH e q i nM a n g a n e s eD e p o s i t Y U S u j u n C o l l e g eo fE n v i r o n m e n t a lS c i e n c ea n dE n g i n e e r i n g ， S o u t h w e s tJ i a o t o n gU n i v e r s i t y ，C h e n g d u ．S i c h u a n6 1 0 0 3 1 ，C h i n a A b s t r a e t S e d i m e n t a r y ，t e c t o n i c sa n dm a n g a n e s es o u r c ew a ss t u d i e dt od e t e r m i n et h eg e n e s i so f H e q i n t y p eh i g hg r a d em a n g a n e s ed e p o s i t ．H e q i nm a n g a n e s ed e p o i tf o r m e di na nd i s a i m i l a t i v e t r o u g he n v i r o n m e n ts u p e r p o s e do ns u c c e s s i v e l yd e s c e n d i n gp l a t f o r md u r i n gC a m i a n N o r i a no fl a t e T r i a s s i c ，i sc l o s e l yr e l a t e dt ot h ep u l l a p a r tb a s i ni n d u c e db yd e x t r a ls t r i k es l i po fN St r e n d i n gd e e p f a u l tz o n e si nt h ew e s t e r nm a r g i no fY a n g t zp l a t f o r m ．T h ea n a l y s i sb fr a r e e a r t he l e m e n t sa n d i s o t o p e so fCa n d0 r e v e a l e dt h a tt h em i n e r a l i z a t i o ne x p e r i e n c e ds u c hp r o c e s s e sa st h ee x t r a c t i o no f m a n g a n e s ef r o mt h es o u r c eb e di nt h eb a s e m e n tb ym e a n so fb a s a l t i cl a v aa c t i v i t y ，t h eb i o l o g i c a l a b s o r p t i o no fm a n g a n e s ea n dm i g r a t i o no ft h e r m a ls o l u t i o ni n t ot h eb a s i n ．A sr e s u l t ．t h ee f f e c t i v e s p a c e - t i m ec o m b i n a t i o no fa c t i v i t yo fb a s a l t i cm a g m a ，t h er e g i o n a ld e e pf a u l t sa n dt h es o u r c eb e d a r et h o u g h tt ob e as i g n i f i c a n tc o n t r o l l i n gf a c t o rf o rt h eh i g h g r a d em a n g a n e s ed e p o s i ti nw e s t e r n m a r g i no fY a n g t zp l a t f o r md u r i n gC a r i n N o r i a no fl a t eT r i a s s i c ． K e yw o r d s H e q i n gm a n g a n e s e ；o r e c o n t r o i l i n gf a c t o r ；d e e pf a u h ；s o u r c eb e d 滇西北鹤庆锰矿位于扬子地台西缘丽江台褶 带口1 图1 ．含锰层位为上三叠统松桂组．松桂组 为一套岩性、沉积构造、生物化石均较为特殊的组 合，与区域上同时代的浅海陆棚一滨海沼泽相的松 桂组迥然不同．它是晚三叠世诺利期在滇西北整体 海退造陆的大格局下发生的一种异化环境下的产 物．该套岩石组合属于深水暗色灰泥台沟相 图 2 ．矿区松桂组据其岩性及相特征划分为六段．锰 矿层划归松桂组第四段 T 3 s n ‘ 底部．矿体呈似层 状、扁豆状；顶板为薄层硅钙质岩．矿石为块状构 造、角砾状构造、条带状构造．矿石成分以菱锰矿为 主，见有少量钙菱锰矿石及蜡硅锰矿石，锰矿石平 均品位4 0 蹦，含磷小于0 ．1 ％，已探明储量 4 0 0 万t ． 收藕日期，2 0 0 3 0 3 0 1 作者简介于苏俊 1 9 5 5 一 ，男t 四川省成都市人，西南交通大学副教授，工学博士，从事矿山地质和环境地质方面的研究 万方数据 中国矿业大学学报 第3 3 卷 盒 鹤庆锰矿。 溪 仓枷＼警烙 y ，。Ⅵ泌天气；。。； a 地理位置 ”矿区地质 图1云南鹤庆锰矿地理位置及矿区地质略图 据实测 F i g ．1 S k e t c ho fl o c a t i o na n dg e o l o g yo fH e q i nm a n g a n e s em i n ei nY u n n a nP r o v l n c ie C a 1 ．省界} 2 ．主要水系I3 ．鹤庆锰矿；4 ．内陆湖泊；5 ．主要山脉，6 ．扬于地块边界 b 1 ，汝南哨逆掩断层I2 ．飞来峰} 3 ．锰矿体I4 ．产状；5 ．下三叠青天堡组；6 ．中三叠统北衙组I7 ．上三叠统松桂组第一段 8 ．上三叠统松桂组第二段至第三段，9 ．上三叠统松桂组第四段至第五殷{ 1 仉上三叠统松桂组第六段 地层单位 厚度／m柱状圉岩性描述 招标志相环境 蛆矬 未见埴．黄色块状0 B 岩 块状屠， T 1 蛐6 5 6 低为硅质一椅砂岩 硅质岩 i 磊 苒一中犀居混岩置并 尊壳矗■， 潦水 T 1 蛐5 1 2 0 蚕 居灰岩互层，下井为 薄一中犀层 暗色 硅钙屠，■部捧城获 『稃瓣有孔虫、 格 岩 越射虫、硅质 Ls 一5 0 ～1 1 0垂 上部青藏色●瓶渑岩 捧坤■什，暗 亮琏哥鲁带赢岩．下 羹船鼹、 桂 麟 部身硅饵层和怔矿体， 懿簸菇 蕊掘白 黼掉块麓舟 掏相 T 1 蚰3 7 0 辇l 掰燃 骶掘女。 雌矿 组 辣哺色，暮中耳层 t 状晨理． 木下三 状泥岩．黼月} 掘岩． 黼黼， 舟洲乎 Ls n 21 4 2 兜瞒体收- 佩量状 弹 ‘积 棚一中期粒长石石英 ’E 魔、钙屣 夭●I 堤 社岩，音琳蟪 螬棱，攥垃 蝴 T 1s I l 衰日包中■层状翔- 期 席状岩■长石 三角洲 L f i l l I 1 2 0 糕 垃者■长石石英砂岩 石英砂岩．充蕾t 浊 与亲色蕾层状砂脯呢 填鞠造，正粒积席牡 如嚣譬嚣耋噩磊。 序层 础●相 中 1 k 2 1 1 3 萋 鬟■色中■屡耀石袭岩． 生暂化石丰青 阜闭塞 甯 块状麓軎 砷陵麓岩。中 蛆 _ 喔一块忱屡黼 L z1 k 1 7 8 囊 中l i t 屠忧掘嚏，E 岩，块 ■量一t ‘， 台埴柑 麓石肇桩 状j e 岩 图2 鹤庆锰矿岩相分析图 岩相依照关士聪1 9 8 0 分类方案 F i g ．2A n a l y s i so fl i t h o f a c i e so fH e q i nm a n g a n e s em i n e 1 成矿构造环境 1 ．1 叠加异向盆地 鹤庆含锰盆地规模不大，成生于扬子地块西缘 三叠纪盐源一丽江盆地中的丽江凹陷带之内．后者 受挟持于晋宁期及早古生代就已形成并经历了多 次力学性质转化的玉龙雪山西坡深大断裂、哀牢山 深大断裂和程海深大断裂之间，平面上呈一长轴南 北向的菱形．从早三叠世至晚三叠世晚期，该凹陷 带基本上保持了继承性的负向凹陷，沉积海相地层 累计厚度大于30 0 0m ．据1 2 0 万区测资料作出 三叠纪各阶段沉积等厚图口] ，可知丽江三叠纪凹陷 内经历了两次大规模的海侵．第一次发生在早、中 三叠世 图3 a ，b ，凹陷呈南北向展布，沉积物的厚 度保持由南往北递增的特点．拉丁期由于相邻的宁 蒗一永胜隆起带强烈的上升作用，使凹陷带范围明 显由哈巴雪山往南至丽江迁移 图3 e ．海岸线大 幅度的推进造成鹤庆以南地区大幅度的上升，停止 沉积，并遭受不同程度的剥蚀．随之而来的第二次 海侵始于卡尼克期．海岸线向南迁移，而沉降中- I i , a 奥伦期沉积等厚田嘞安尼期沉积辱耳田 托 拉丁期滞辱耳朗 d 卡尼克期沉税簪蓐嘲 e 诺利期况积等厚图 、 图3 丽江凹陷三叠纪奥伦一诺利阶沉积等厚图 据云南省区域地质志修改，1 9 9 0 F i g ．3S e d i m e n t a r yi s o p a e ho fT r i a s s i ci nL i j a n gs u n kl a n d 1 ．古陆及其边界} 2 苛c 积盆地边界；3 ．沉积等厚线 万方数据 第1 期于苏俊云南鹤庆式锰矿成因研究 向北偏移到玉龙雪山以北地区 图3 d ．在鹤庆至 洱源一带，沉积等厚线发生近东西向的圈闭，揭示 发生在南北向沉降带上局部的叠加异向小凹陷．诺 利期 图3 e 丽江凹陷的南北向沉降中心往东迁到 永胜，沉积厚度逾10 0 0m ，而在鹤庆地区，近东西 向叠加小凹陷发生剧烈的拉张下陷最终生成鹤庆 含锰盆地． 1 ．2 走滑拉张盆地 从以上分析可知丽江凹陷内第二次海侵比第 一次规模更大，且盆地内部的分化也比第一次海侵 时期更明显．丽江凹陷的两次海侵皆受玉龙雪山西 坡深大断裂和程海深大断裂扩张作用的控制，而后 者叉受西侧松潘一甘孜地槽区活动的制约．与第二 次海侵规模增大一致，两深大断裂带东侧罗家大山 组 卡尼克一诺利早期 下段出现一套以安山玄武凝 灰岩为主，兼有火山角砾凝灰岩和火山碎屑岩岩石 组合，玉龙雪山西坡大断裂的分支断裂汝南哨古同 生断裂 鹤庆盆地北缘边界 也产出有大量诺利期 玄武岩． 卡尼克期，滇西北地区构造型式以差异性的块 断运动为主．玉龙雪山西坡深大断裂和程海深大断 裂作为西缘断裂带的一部分，在西侧松潘一甘孜槽 区强烈拗陷的影响下，力学性质表现为张性，扩张 方向与槽区方向一致，为北西西一南东东，故从总 体上控制了北北东一南南西走向的丽江凹陷的形 成．同时由于扩张方向与两条近于南北向的深大断 裂不垂直，又使该两条深大断裂产生右行平移走 滑．与鹤庆盆地生成有关的是玉龙雪山西坡深大断 裂的右行走滑拉张运动．受玉龙雪山西坡深大断裂 带石鼓一剑川一洱源一段向西凸出的弧形弯曲边 界条件控制，该类右行走滑剪切力派生引张分量可 致生成鹤庆锰矿走滑拉张毓地 图4 ．晚三叠世诺 利早一中期，西侧槽区拗陷达到最剧烈阶段，西缘断 裂带走滑分量也达到最大值．由此导致鹤庆盆地发 生剧烈拉张下陷而最终形成，按照应力椭圆规则， 盆地的走向应为北东东一南西西向，与已恢复了的 鹤庆盆地岩相带延伸方向北西西一南东东有一个 锐角偏差，这可用走滑拉张盆地古水流常与盆地边 缘斜交的规律来解释．不过，也应看到，诺利期区域 应力场主体处于引张作用，鹤庆锰矿走滑盆地的特 征还不够十分鲜明．在整个西缘台褶带，于卡尼克一 诺利中期阶段按此种力学方式形成的盆地远不止 一个．在程海断裂东侧生成的祥云盆地和受渡口一 永仁基底隐伏断裂控制生成的渡口一永仁盆地为 一些典型的例子．大致在诺利中期以后，松潘一甘孜 槽区开始褶返，这不但从根本上改变了它自身的构 造面貌，也影响了与之相邻地块的古构造格局．扬 子地块西部边缘全部上升为陆，形成广泛的地层假 整合关系，说明区域应力场也由引张转为挤压，这 也导致了鹤庆盆地在经历了卡尼克末期诺利中 期的短暂阶段，未及发育成大洋拉斑玄武岩所代表 的拗拉谷 鹤庆盆地只有大陆拉斑玄武岩 而中道 夭折． 囤1 团2 团3 张性人字 型构造区 沉降 区域性基 底断裂及 平移方向 图4 鹤庆一渡口地区晚三叠世安尼诺利中期 沉积盆地及构造控制因素示意图 F i g ．4S k e t c ho fs t r i k e s l i pm o s i na n dt e c t o n i cc o n t r o l [ a c t o r so fL a t eT r i a s s i ci nH e q i na n dd u k o ra r e a s 1 ．走滑拉张盆地；2 ．基底隐伏探断裂，3 剪切运动方向； ①．玉龙雪t l l N 坡探大断裂} ②．衰牢山探大断裂，③．程海断裂； ④．渡口永仁基底隐伏断裂；⑤．小金河探断裂 1 ．3 成矿构造控制 叠加异向走滑拉张盆地给成矿带来两条有利 的控制1 在区域凹陷背景上形成的异向叠加洼 地，有利于摆脱区域上滨海或潮坪高能环境而聚集 矿质；2 异向叠加意味着应力场的叠加，利于使盆 地负向下陷基底 此处为易于发生裂隙的T 。b ，T 。z 灰岩 产生交叉贯通的纵张裂隙，形成良好的通道 条件，利于热源的进入，并带动海水垂直渗滤循环， 萃取盆地基底的矿质，对热水沉积矿床的形成极为 有利． 然而，深大断裂起着最主导的成矿控制作用； 叠加走滑拉张盆地的发生、规模以及热源条件的产 生无不与深大断裂的运动方式及强度有关． 2 成矿沉积作用 2 ．1 亚相划分 亚相的划分旨在对该台沟沉积各阶段时空特 征进一步了解，以便恢复该台沟生成历史及边界条 件．依据岩性和相标志综合分析，矿区松桂组第一 段和第二段 T 3 s n l 和T 。s n 2 为一套陡坡型三角洲 鹤庄锰矿盆地 1 、 毽∥卜 万方数据 中国矿业大学学报第3 3 卷 建造，时间上属于台沟形成的早期，空间上指示台 沟南南西边界，据此将该两段岩石组合 T 。s n ’2 划分为斜坡亚相．松桂组第三段 B s n 3 为一套黑 色碳质泥岩 含莓状黄铁矿 ，其与划归松桂组第四 段 T 3 1 2 4 底部的锰矿层及其直接顶板薄层硅质岩 和硅钙质岩一‘道，代表处于波基面以下较深水、较 封闭、较安静的环境，可划分为沟底亚相． 松桂组第四段和第五段 T 。s n 4 “ 由青灰色钙 质泥岩，薄到中厚层泥岩与薄层灰岩、钙质岩互层 组成，配合其它相标志，表明为深水沉积之后的海 退系列，至松桂组第六段 T 椰6 ，已基本上与区域 上的滨岸沼泽相趋于一致，故将该三段岩石组台合 并划分为台沟上部亚相． 2 ．2 古同生断裂的厘定 由该台沟盆地南缘早期发生的陡坡型三角洲 沉积组合反映南缘边界在盆地开始发生时即具有 较陡坡面，这种地貌可能揭示南缘边界在盆地生成 初期已有古同生正断层存在；盆地南部的上部亚相 主要集中在T 。s n ”5 中分布了大且近岸崩离岩 块，表明南缘边界继陡坡面之后进而发展成断层崖 壁类型．崩离岩块中大部分为北衙组灰岩，可以推 测南侧边界的同生正断层系统地层断距至少有 2 0 0m 相当于北衙组之上中窝组的地层厚度 ．盆 地北缘的岩相已被喜山期南北向应力场所致的汝 南哨逆掩断层所掩盖．沿该逆掩断裂带，呈线状分 布的大量玄武质火山碎屑岩，其与下伏松桂组地层 及上覆下三叠统青天堡组及中三叠统北衙组通过 断层泥及断层糜棱岩呈断层接触关系．该玄武质火 山碎屑岩同位素铷一锶等时年龄为 2 3 8 - [ - 3 M a ，大 致相当于晚三叠世诺利期，这与扬子地台西缘范围 内已知的芦山坪溪、茂汶渭门及邻近祥云地区诺利 早期的玄武岩喷发是等时事件． 由此推测箍地北缘诺利期曾有一古同生正断 层系统，沿该断裂有基性岩浆侵入和喷发，并于盆 地北部形成玄武质火山碎屑岩沉积．现地表出露的 汝南哨逆掩断层已使原古同生正断层面发生了反 转，并通过由北向南的位移而掩盖了原同生断裂的 相带，同时也掩盖了盆地北部的大面积区城． 该台沟盆地两侧边界皆一致地受古同生正断 层系统控制．两侧古同生正断层系统的差异是从 深度上，北侧的切割地壳较深，直至玄武岩浆喷溢； 南侧的切割较浅，只切穿盆地基底的上部，显然北 侧的断裂系统对盆地的生成超着主导作用．从时间 上，由南缘代表古断层崖壁生成的崩离岩块自 T a S l X 3 上部始，表明其形成较晚．伴随北缘古同生正 断裂系统较早大幅度活动，可合理推测于北缘形成 了最初的凹陷中心，并沉积一套玄武火山碎屑岩及 稍后的黑色泥岩，伴有大量崩离岩块进入．其与南 缘由T 。s n l 一T 。S 1 1 2 构成的浅水沉积组合是等时的． 2 ．3 盆地沉降中心的迁移 在盆地南部，由T 。s n 3 黑色泥岩和T 。s n 4 底部 锰矿体及其顶板硅钙质岩所构成的沟底亚相代表 新的沉降中心，时间上相当于盆地发展的中期阶 段．从各岩性段接触关系分析，南部沟底亚相带黑 色泥岩段厚度往北巨厚．往南迅速尖灭，并超覆于 浅水沉积组合的斜坡亚相带之上，而矿体及硅钙质 岩对下伏浅水沉积组合的上超点比黑色泥岩段更 向南推进 图5 ．因此，由沟底亚相带代表的新凹 陷中心自身也有一个由北向南迁移的过程．该盆地 的发育史是稍早活动的北缘古同生正断层系统导 致盆地北部洼陷，堆积了巨厚的玄武质火山碎屑岩 及黑色泥岩．此时，南部水尚浅，发育一套陡坡型三 角洲浅水沉积组合．尔后，盆地南缘同生断裂活动 加剧，沉降中心迁向南部，原浅水沉积组合没于深 水之下，被黑色泥岩、矿体和硅质岩深水沉积组合 超覆而缺失过渡相．锰矿形成于沟底亚相与上部亚 相带之间，反映其为在台沟盆地发育基本定型后， 海进与海退之交替阶段所形成． 诺利早期 卡尼克晚摊 凹陷中心迁咎 谨垦㈣蕈} ； 离昌i 禺嚣 图5 鹤庆盆地沉积学特征示意图 F i g ．5S k e t c ho fs e d i m e n t o l o g i c a lf e a t u r e s i nH e q i n m a n g a n e s eb a r n 1 ．盆地顶剥蚀界面} 2 ．平行不整合{ 3 ．诺利期玄武岩{ 4 ．玄武质火 山碎屑岩l5 黑色泥岩；6 ．古锰灰岩f7 ．灰岩I8 ．崩离岩块；9 ．粉 砂岩；1 0 ．岩屑长石石英砂岩{ 儿．泥岩；1 2 ．钙质泥岩} 1 3 硅钙质 岩；1 4 ．泥灰岩l1 5 ．锰矿体} 1 6 ．古同生断层，1 7 ．古陆剥蚀界面} 1 8 ．推测的岩石组合界线 I ．斜坡亚相II I ．沟底亚相} I I I ．上部亚相I T ，s n l ．橙桂组第一段} T 3 s Ⅱ2 ．松桂组第二段} T 3 S n 3 ．橙桂组第三 段；T 娜5 ．松桂组第四段至第五段；T a 礼8 ．松桂组第六段{ T 3 s n l - 2 ．松桂组第一段至第二段IT 3 f l n 3 5 松桂组第三段至第五 段} T t q ．下三叠统青天堡组；T 2 b ．中三叠统北衙组。T 3 z 上三叠统 中寓组 沉降中心的迁移对成矿有积极的控制作用．在 盆地南缘形成的次级新凹陷较远离火山口，环境处 于由还原 黑色泥岩 向氧化过渡．锰质一旦进入南 缘新凹陷便不易分散，从而形成受凹陷盆地形态控 万方数据 第1 期于苏俊；云南鹤庆式锰矿成因研究 制的“扁担状”、“透镜状”富矿体．沉降中心的迁移 也破坏了盆地整体的贯通性，不利于形成面积宽阔 的板状矿体． B l u c kB J 19 8 0 E ”在研究英国老红砂岩沉积 盆地的形成机理后认为，不对称分布形态、不正常 的I 超关系以及间断面发育是区域性大断裂水平 运动引起的引张作用所形成的走滑盆地所特征的． 鹤庆盆地沉积特征可与之相符． 3 成矿物质来源 3 ．1 碳、氧同位素地球化学特征 据所作的菱锰矿8 ”c ，护O 值作出解释如下 菱锰矿石6 “c 值变化于0 ．9 9 4 ‰～一1 3 ．6 1 1 ‰ 相对于P D B ，变化范围较宽．可分为变化范围较 窄的两组以区分碳物质的不同来源1 0 ．9 9 4 ‰ ～一4 ．5 6 2 ‰ 相对于P D B ，平均值一1 ．6 6 3 ‰； 2 一7 ．0 6 ‰～一1 3 ．6 11 ‰，平均值一9 ．0 0 6 ‰． 前者与海相碳酸盐”C 平均值大致相符，可以认为 碳来源于盆地基底的围岩 下伏基底北衙组中含锰 灰岩 ，后者为同位素弱分馏类型，显系由高温岩浆 作用所致．这部分碳是由玄武岩浆活动从深部带 来．菱锰矿石的8 1 8 0 值变化于一0 ．8 7 6 ‰～ 一1 1 ．4 3 7 ‰，平均一5 ．5 ‰，毫不例外地落人 J o c h e n [ 4 1 图表的沉积岩区，显系外生来源．菱锰矿 石比标准海水极大地富集8 ”O ，这种氧同位素分馏 是由生物地球化学过程引起的．生物 藻类 在代谢 过程中吸收了海水中几乎全部的”o ，这与菱锰矿 石中已观察到的藻体生物结构是吻合的．同样的情 况也适合于作为矿体顶板及夹层的硅质岩．碳、氧 同位素的特征揭示了菱锰矿层物源的多来源及成 矿的多阶段，菱锰矿分子有深源的碳参加，成矿过 程至少经历了生物吸收这个环节． 3 ．2 稀土元素地球化学特征 3 ．2 ．1 稀土配分组合图式 图6 悼 匿 捌 酱 畦 世 L a C eP t N dS m E u G d T d D y H o E r T m Y b L u 图6 鹤庆锰矿矿石与近矿围岩稀土元素配合模式及比较 F i g ，6R E Ed i s t r i b u t i o np a t t e r n so fm a n g a n e s eo r e a n ds u r r o u n d i n gr o c ki nH e q i nm a n g a n e s em i n e 1 本区所有样品I ，a ／Y b 1 为轻稀土富集 型“】；2 锰矿石与硅质岩的分布型式基本相似，且 都呈现c e 与E u 的负异常及Y b 的正异常，表明锰 矿与硅质岩为同源产物；3 泥岩的稀土分布型式 与锰矿的完全不同，表明它们无亲缘关系． 3 ．2 ．2 稀土元素的比值 1 S m ／N d 值是反映物源的重要参数，球粒陨 石为0 ．3 3 ，大洋玄武岩为0 ．2 4 4 ～0 ．4 2 5 ，而源于地 壳的花岗岩及各类沉积岩一般远小于0 ．2 5 ．据一 些例子看，典型的冷水沉积岩S m ／N d 分布于0 ．0 4 ～0 ．1 9 之间．矿区菱锰矿S m ／N d 一0 ．2 2 平均 值 ，反映了其不属于正常的沉积岩，同样作为矿体 围岩的泥岩具明显的E u 负异常及S m ／N d 一0 ．2 0 ， 表明为一种热液沉积岩类型． 2 L a ／S m 值和E u ／E R E E 值是指示物源深度 的参数．矿区玄武岩的L a ／S m 值3 ．7 6 平均值 比 菱锰矿的L a ／S m 值4 ．7 0 平均值 低；E u ／E R E E 值1 ．6 2 1 0 1 平均值 比菱锰矿的E u ／E R E E 值 0 ．8 9 1 0 。 平均值 高，反映玄武岩为一种深部来 源，而菱锰矿的来源则相对较浅．可见，菱锰矿石的 锰不是由玄武岩浆活动直接提供的．极有可能在拉 丁期，锰质己初步富集于盆地基底的北衙组中，至 诺利期，在玄武岩浆热源作用下，成矿物质由热卤 水萃取而以热水喷流的形式进人盆地，旋即被生物 吸收而形成热水沉积矿床．由于菱锰矿体占据了矿 体总体的7 0 ％，此作用当为主导的成矿作用．这与 北衙组含锰富集率达5 0 ～1 0 0 倍 ，远远高于含锰 富集率仅为3 倍 的玄武岩是一致的． 3 菱锰矿中显著的c e 负异常表明矿体形成 过程中氧逸度较高，致使c e ”变价成c e ”，形成 C e O 。沉淀，不易进入矿物晶格．这与菱锰矿形成过 程中大量的藻类活动所需要的好氧环境相符合，揭 示了至少有一个火山喷发活动后的氧化环境时期， 为生物成矿作用的佐证． 4 本区诺利期玄武岩稀土曲线为右倾型． ∑R E E 值1 5 1 ．5 8 平均值 ，La ／Y b 值1 4 ．2 9 7 ，S i n ／ N d 值0 ．2 1 平均值 ，与大陆拉斑玄武岩接近，而 与大洋拉斑玄武岩相去甚远，三件玄武岩样品在 L a ／Y b 一∑R E E 图上 图7 全部落人大陆拉斑玄武 岩区，而菱锰矿体则落入同水平高度的沉积岩区． 不能期望鹤庆盆地具有由洋拉斑玄武岩所代表的 拗拉谷性质和规模，同时也说明菱锰矿与玄武岩浆 活动关系密切． 万方数据 中国矿业大学学报 第3 3 卷 图7地球岩石的L a ／Y b 一三R E E 地球化学图解 据J o c h e n 方案．1 9 8 6 F i g ，7D i a g r a mo fL a ／Y b E R E Eo fe a r t hr o c k s 3 ．3 矿胚层控制 在西缘台褶带，于卡尼克诺利期发育的较大 型走滑拉张盆地有祥云盆地、渡口永仁盆地及鹤 庆盆地．其中只有鹤庆盆地含锰，这预示了除深大 断裂之外，还有某种独立的因素在起作用．渡口一 永仁盆地受基底隐伏断裂右行走滑控制生成，盆地 发育一套厚约2k m 的陆相沉积，地层为卡尼克期 的丙南组和大养地组．祥云盆地受程海断裂拉张控 制生成，盆地宽不过2 0 ～3 0k m ，厚度则有4 ～ 5k m ，为一套安山玄武质疑灰岩和火山角砾凝灰 岩，以及由砂页岩韵律互层指示的浊流沉积．地层 为卡尼克期的罗家大山组和云南驿组．渡口一永仁 盆地为非海相沉积，且不具备热源条件，其不含锰 容易得到说明，而祥云盆地具有热源条件又为海相 也不成锰，说明玄武岩浆热源只是成锰的必要条 件．据目前资料，作为鹤庆盆地基底的中三叠统北 衙组上段有一含锰很高的层位，局部含锰量可达 5 ％～1 0 ％．祥云盆地及渡口一永仁盆地为发育于 康滇古陆上的新长生盆地，缺失盆地基底矿胚层， 即使有玄武岩浆热源条件也不会成锰．而鹤庆盆地 发育于连续凹陷的丽江凹陷之中，盆地基底中有锰 胚层的存在，再配合玄武岩浆热源及其它构造控制 条件而致生成锰矿． 4 结论 1 首先，叠加连续凹陷需要发生在矿源层 T 。“ 基底一卜；其次，盆地同生期必须具备以大陆 拉斑玄武岩为特征的热源条件；最后，盆地演进过 程中需经历一个从还原环境到氧化环境过渡的相 对稳定阶段，以完成成矿作用． 2 鹤庆式优质富锰矿经历了多阶段的成矿过 程，早在拉丁期，锰质已通过正常的沉积作用相对 富集于广海相的碳酸盐岩层 T 2 b 中，形成了锰矿 矿胚层，然后于卡尼克一诺利期，在后续的热源条件 下被萃取，再经过生物富集作用最终成矿． 3 区域构造的样式起着至为关键的作用，在 两个异质大地构造单元的交界处，槽区扩张和褶返 活动向台区传输应力，通过交界部位深大断裂的走 滑活动在靠台地一侧形成小型的走滑拉张盆地以 及引起大陆拉斑玄武岩的喷发 即异化环境 ，形成 锰矿成矿的储矿构造和热源条件． 4 异化盆地基地的岩石力学性质和化学性质 也有十分重要的控制作用，基底岩石属于灰岩这类 较脆性岩石时，易于在下凹过程中形成纵张裂隙和 x 型剪裂隙，并且容易在热水作用下发生溶蚀以扩 大渗流通道，利于矿质的萃取和溶出． 5 由于鹤庆式优质富锰矿成矿控制组合条件 过于苛刻，它的形成机理包含着必然性，但诸多控 制因素在时空上的组合则具有偶然性，不能期望这 种类型的锰矿在滇西北地区普遍存在． 参考文献 [ 1 ] 陈智梁．扬子地块西缘地质构造演化[ M ] ．重庆重 庆出版社，1 9 8 2 ．3 22 0 7 ． [ 2 ] 云南省地质矿产局．云南省区域地质志[ M 3 ．北京 地质出版社，1 9 9 0 ．3 47 9 ． [ 3 ] B l u c kBT ．E v o l u t i o no fas t r i k e s l i pf a u l tc o n t r o l l e d b a s i n ，u p p e ro l dr e ds a n d s t o n e [ A ] ．I n E g l i n t o nG ． S e d i m e n tA s s [ C ] ．L o n d o n RS O c ，1 9 8 0 ．6 3 7 8 ． [ 4 3J o c h e nHF ．I s o t o p e sa n dm i n e r a lg e n e s i s [ A ] ．I n ⋯I B a r n e s ．G e o c h e m i s t r yo fh y d r o t h e r m a lo r ed e p o s i t s [ c ] ．N e wY o r k J o h n ＆S o n s ，1 9 8 6 ．1 7 6 5 0 0 ． [ 5 ] 王中阿4 稀土元素地球化学[ M ] ．北京科学出版社． 1 9 8 9 ．5 4 6 7 ． 责任编辑李成俊 万方数据