陕南屈家山锰矿热水沉积成因:元素地球化学和C-O同位素证据

黄建国, 李虎杰*, 任 涛

陕南屈家山锰矿热水沉积成因:元素地球化学和C-O同位素证据

黄建国1, 李虎杰1*, 任 涛2

(1.西南科技大学 环境与资源学院, 四川 绵阳 621010; 2.昆明理工大学 国土资源工程学院, 云南 昆明 650093)

陕南屈家山锰矿属于“巴山锰矿带”中段, 赋存于上震旦统陡山沱组第3岩性段(Z23)紫红色钙质页岩中。矿石具有粒状(纤维)变晶、微粒泥质、微晶质(含碎屑)、胶状及条带状、微细纹层理、顺层揉皱、脉状、网脉状等热水同生沉积组构。含矿岩系中矿石的Fe/Ti、(Fe+Mn)/Ti及Al/(Al+Fe+Mn)值依次为14.53~25.11(平均21.47)、230.79~412.68(平均332.44)和0.04~0.16(平均0.10), 反映成矿作用为典型的热水沉积成因。矿石的Sr/Ba值(0.04~0.56, 平均0.22)、U/Th值(0.27~0.80, 平均0.47)、Ni/Co值(0.24~2.84, 平均1.61)和V/(V+Ni)值(0.63~0.69, 平均0.66)及logU-logTh关系图解均反映其有热水沉积特征及氧化、次富氧(或贫氧)的沉积环境。矿石的稀土元素总量为98.38~125.66 μg/g, 平均110.31 μg/g, δEu为0.93~1.04(平均1.00), δCe为0.91~1.03(平均0.98)。菱锰矿的δ13CPDB值为–8.2‰~–20.7‰(平均–11.7‰), δ18OSMOW值为14.3‰~18.7‰(平均17.1‰), 指示屈家山锰矿具有深源(上地幔)碳的特征, 成矿时形成于拉张环境, 并非正常沉积的海相环境, 推测有深部热水的加入, 通过估算沉积成矿时古海水的温度为78.9~126 ℃, 平均97.6 ℃。

屈家山锰矿; 大巴山; 含锰岩系; C-O同位素; 热水沉积成因

0 引 言

我国锰矿资源丰富, 主要分布于广西、贵州、云南、湖南、重庆和陕西等省(自治区或直辖市), 同时我国也是锰矿资源的消费大国, 锰矿需求总量的60%左右从国外进口, 锰矿石已是继石油、天然气、铁矿石等矿产后, 又一涉及国家安全的战略性资源(付勇等, 2014)。目前, 锰矿成因观点多种多样, 其中与海相沉积关系密切的观点主要有: ① 古天然气渗漏成因(周琦等, 2016, 2017); ② 热水成因(杨瑞东等, 2009, 2010, 2018; 郭宇等, 2018; 赵志强等, 2019); ③ “内源外生”成矿说(刘仁福和杨子元, 1996; 薛友智等, 2019)。这些成因观点主要以扬子陆块东南缘的湘黔渝锰成矿带为研究区域, 而对于扬子陆块东北缘的“巴山锰矿带”中的矿床成因研究相对较少, 主要讨论了沉积环境方面(朱明忠等, 2018; 张自贤等, 2018)。

陕南屈家山锰矿位于陕西镇巴县和紫阳县的交界处, 属于“巴山锰矿带”中段, 该带处于大巴山深大断裂南侧, 扬子陆块北缘巨大坳陷带内, 矿带分布严格受扬子陆块基本轮廓的控制, 呈NW-SE向展布, 与区域构造线基本一致(图1a)。屈家山锰矿规模较大(中型)、品位高(Mn含量一般为10%~43.4%, 平均21.5%), 含磷低(P含量为0.01%~0.23%, 平均0.07%, P/Mn<0.005), 属于低磷优质碳酸盐锰矿床, 是陕南碳酸盐锰矿的典型代表, 传统的观点认为该矿床成因属于浅海相沉积型碳酸锰矿床(王润锁, 2001)。在近些年开展的“危机矿山深部及外围潜力资源找矿”工作中, 作者在矿山勘查工作的基础上, 精细地调查了含矿岩系并采集了典型钻孔及坑道的样品, 对含矿岩系的主量、微量、稀土元素及菱锰矿的C-O同位素组成进行综合研究, 系统分析了屈家山锰矿的成矿特征, 认为屈家山锰矿的矿床成因以热水沉积为主, 为该类型矿床的找矿勘查提供了理论支持和找矿方向。

1 矿床地质特征

屈家山锰矿在大地构造上位于扬子陆块东北缘龙门‒大巴山台缘隆褶带的司土‒鸡心岭褶断束北段南部, 松树坝‒紫黄倒转背斜的北东翼。矿区总的构造为一走向NNW(310°~340°)、倾向SW(220°~250°)、倾角60°~90°的单斜地层(图1b)。锰矿体总体上呈层状产出, 产状与围岩基本一致, 沿走向及倾向形成较紧闭的闭合褶皱, 并呈雁行状有规律的斜列分布, 部分矿体受断层的影响而局部重复或断失。锰矿体主要由条带状菱锰矿集合体组成, 呈疏密相间产出, 菱锰矿条带在矿体中部一般较密集, 往边部则逐渐变疏稀。少数地段菱锰矿单层厚度较大, 最厚可达10 cm。

矿区出露地层主要为震旦系, 锰矿赋存于下震旦统陡山沱组第3岩性段(Z13)紫红色钙质页岩中(图1b)。含锰岩系自上而下依次为: ①上覆, 上震旦统灯影组(Z2), 上部为灰白色白云质灰岩, 下部为灰色燧石灰岩夹泥灰岩、页岩, 厚度>150 m。②下震旦统陡山沱组(Z1), 划分为3个岩性段: 第3岩性段(Z13): 上部为灰绿色(少数紫红色)钙质页岩, 厚4~30 m; 中部为锰矿层, 由锰矿条带与酱紫色(猪肝色)含锰钙质页岩组成互层, 厚1~3 m, 最厚6.23 m; 下部为紫红色钙质页岩, 与锰矿层过渡, 厚6~7 m; 第2岩性段(Z12): 灰绿、暗灰色板状粉砂质页岩、粉砂岩, 厚10 m; 第1岩性段(Z11): 灰黑色页岩与浅灰色粉砂岩或粉砂质页岩相间组成条带, 底部夹少量硅质岩, 顶部常有数层海绿色石英砂岩, 厚50~100 m。③下伏, 上南华统南沱组(Nh2), 上部为凝灰质细砂岩与页岩互层, 下部为凝灰质砂岩, 厚>140 m。

图1 巴山锰矿带矿床分布及地质略图(a)和屈家山锰矿地质略图(b)(据谭其中和万平益, 2006及矿山资料)

矿石矿物主要由菱锰矿、钙菱锰矿、褐锰矿等组成, 其含量占40%~70%。菱锰矿呈浅蔷薇色、肉红色, 集合体为微粒状, 粒径为0.012~0.115 mm (侯宗林等, 1997)。次要含锰矿物有肾硅锰矿、锰黑云母、锰绿泥石等。脉石矿物主要有方解石、石英、长石及少量绿泥石等。矿石结构主要有粒状(纤维)变晶、微粒泥质、微晶质(含碎屑)及胶状等结构; 矿石构造主要有条带状构造(图2b、c、d、f)、微细纹层理构造(图2a、e)、顺层揉皱构造(图2e)及脉状、网脉状构造等。

2 样品采集和测试方法

在精细的野外地质调查的基础上, 本次研究选择矿区内较为典型且具有代表性的ZK12号钻孔对整个含矿岩系进行了系统的样品采集, 从顶到底按照不同特征(岩性、颜色、组构等)采集样品13件, 采样位置及样品编号见图3。同时为了更全面的反映矿石同位素特征, 选择不同矿段(钻孔ZK12, 平硐530、630、700)位置进行了系统性采样, 每个工程点采集样品2件, 对锰矿石中的菱锰矿进行C-O同位素分析。

样品的分析测试在澳实分析检测(广州)有限公司进行, 主量元素分析测试采用偏硼酸锂熔融, X射线荧光光谱法(方法代码: ME-XRF-26d, 检测限为: 0.01%), 微量和稀土元素分析测试采用硼酸锂熔融, 等离子质谱法(方法代码: ME-MS81, 检测限详见网站http: //www.alsglobal.net.cn/), C、O同位素的测试方法为腔增强吸收光谱测δ13C(RSD<0.03%)和δ18O(RSD<0.05%)(方法代码为LS-ISTP01, 检出限为0.001‰)。

3 矿床地球化学特征

3.1 矿石化学成分

屈家山锰矿床含矿岩系的化学成分及微量、稀土元素含量见表1。含锰岩系SiO2含量为4.93%~ 56.17%, 平均36.26%, 含量变化较大; Al2O3为0.38%~11.88%, 平均7.16%; CaO为1.89%~50.20%, 平均12.66%。矿石中SiO2含量为23.41%~31.42%, 平均27.70%, Al2O3含量为3.50%~6.36%, 平均5.35%, CaO含量为1.89%~12.18%, 平均5.52%。总体上锰矿石的主要化学成分(SiO2、Al2O3、CaO和MgO等)含量介于泥页岩和灰岩之间, 与泥灰岩的化学成分相当。Bostrom (1983)提出Fe/Ti、(Fe+Mn)/Ti及Al/(Al+Fe+Mn)值是衡量沉积岩(物)是否属于热水沉积产物的重要标志, 当上述比值依次>20、20±5、<0.35时, 一般认为属于热水沉积物。屈家山锰矿石的Fe/Ti、(Fe+Mn)/Ti及Al/(Al+Fe+Mn)值分别为14.53~25.11(平均21.47)、230.79~412.68(平均332.44)和0.04~0.16(平均0.10), 反映锰成矿作用具有典型的热水沉积成因。

图2 屈家山锰矿矿石结构、构造野外照片

表1 屈家山锰矿含矿岩系主量(%)、微量和稀土元素含量(μg/g)及其特征值

注: 北美页岩标准化值据Haskin and Haskin, 1966, 据主量元素总量及区域数据资料判断, 含矿岩系中FeO的含量相对Fe2O3很低, 故用样品中Fe2O3的Fe含量代表全Fe含量。

从图3可以看出, 含矿岩系中SiO2与Al2O3含量具有明显的相关性, 相关系数为0.95(样品数=10, 取均值95%(α=5%)的置信区间, 临界相关值为0.632, 下同), 而SiO2、Al2O3含量与CaO具有明显的负相关性, 相关系数分别为–0.66和–0.64。含锰岩系顶/底板中SiO2与Al2O3的含量明显升高, 而不论是富矿体, 还是贫矿体SiO2与Al2O3的含量明显较低, 可能与菱锰矿含量的大幅增加成矿有关(在总量保持一致的情况下)。

3.2 微量元素

从表1可以看出, 矿石中含量较高的元素有W(28.0~80.0 μg/g, 平均52 μg/g)、Ba(738~2900 μg/g, 平均1628 μg/g)和V(67.0~144 μg/g, 平均107 μg/g)等, 这些元素在矿石中的含量一般高于非含矿岩石5~10倍。据侯宗林等(1997)研究, 屈家山锰矿矿石中的Co含量为13~25 μg/g, 平均18 μg/g, Ni含量为30~89 μg/g, 平均65.8 μg/g, Co/Ni值为0.15~0.57, 平均0.31(6件样品), 小于1(潘家永等, 2001), 反映出具有热水沉积作用的特征, 以下从Sr/Ba值、U、Th、Co、Ni、V、Zr和Cr等元素特征方面进行论述。

(1) Sr/Ba值特征

由于Sr主要富集于海水和大洋水中, 因此传统上认为淡水沉积物中Sr/Ba值通常<1, 海相沉积物中Sr/Ba值>1。屈家山锰矿含矿岩系中Sr含量为72.4~718 μg/g(表1), 含量变化范围较大, 主要与含矿岩系中岩性特征差别较大有关。矿石中Sr含量为72.4~412 μg/g, 平均197 μg/g, 与一般页岩的含量(300 μg/g; 牟保磊, 1999)相对接近。含矿岩系中Ba含量为129~2900 μg/g, 含量变化范围很大, 高值主要集中于矿石中(图3), 平均934 μg/g, 与页岩平均值(500 μg/g; 牟保磊, 1999)相对较为接近。含矿岩系的Sr/Ba值为0.04~2.61, 平均0.70, 除矿层下部灰岩、泥灰岩中的Sr/Ba>1之外, 其余均小于1, 特别是富矿体远远小于1(图3), 可能与矿体中Ba含量异常高有关(最大可达5000 μg/g; 刘仁福和杨子元, 1996), 局部可形成脉石矿物重晶石。

(2) U、Th、Co、Ni和V元素特征

沉积岩中的U、Th值可判别其成因, 在logU-logTh关系图上, 热水沉积物与正常沉积物都有各自的集中区。屈家山锰矿石和围岩的Th含量为0.73~5.55 μg/g, 平均3.20 μg/g(表1), U含量为0.41~1.15 μg/g, 平均0.92 μg/g, U/Th值为0.21~1.58, 平均0.44, 在logU-logTh图中, 绝大部分样品落入古热液沉积区内(图4)。矿石的U/Th值为0.27~0.80, 平均0.47, Ni/Co值为0.24~2.84, 平均1.61, V/(V+Ni)值为0.63~0.69, 平均0.66(表2), 总体上反映出氧化、次富氧(或贫氧)的沉积环境。

图3 屈家山锰矿含矿岩系部分主量、微量和稀土元素含量变化曲线

(3) Zr和Cr特征

Marhcg et al. (1982)在研究了现代深海沉积物、成岩含金属沉积物和热液含金属沉积物Cr和Zr的含量后, 绘出了Cr与Zr的关系图(图5), 可以看出热液含金属沉积物不同于深海及成岩含金属沉积物, 其Zr的含量一般小于50 μg/g, 并不随Cr的升高而升高; 而深海及成岩含金属沉积物中Zr的含量通常大于100 μg/g。屈家山锰矿含矿岩系中Cr的含量为20~60 μg/g之间(表1), 平均37 μg/g, Zr的含量为15~169 μg/g之间(表1), 平均89.1 μg/g。在Cr和Zr的关系图上, 矿石样品基本上落在现代热液含金属沉积物趋势线附近(图5), Cr的含量并不随Zr的升高而升高, 说明锰矿床具有热水沉积成因的特性。

3.3 稀土元素

从表1及图6可以看出, 屈家山锰矿含矿岩系稀土元素总量(∑REE)为30.92~138.85 μg/g, 平均93.40 μg/g。其中灰岩和泥灰岩的稀土元素总量较低, 为30.92~73.47 μg/g, 平均51.00 μg/g, 与一般的碳酸盐岩相当; 页岩的稀土元素总量最高, 为105.28~138.85 μg/g, 平均117.01 μg/g, 低于一般的泥页岩 (200~300 μg/g, 王中刚等, 1989); 矿石稀土元素总量为98.38~125.66 μg/g, 平均110.31 μg/g。总体来看矿石的稀土总量远高于灰岩、泥灰岩, 而略低于泥页岩。含矿岩系轻重稀土元素比值(LREE/HREE)为5.96~10.33, 平均7.83, (La/Yb)N为0.90~1.90, 平均1.40, 反映轻重稀土元素分馏不明显。除样品ZK12-02的δEu值较高为1.81外, 其他样品的δEu值为0.81~1.33, 平均1.00, 其中矿石的δEu为0.93~1.04, 平均1.00, 表现为无Eu异常或具有Eu弱负异常。样品的δCe为0.74~1.03, 平均0.86, 其中矿石的δCe为0.91~1.03, 平均0.98, 表现为Ce弱负异常。在北美页岩标准化稀土元素配分模式上(图6),除样品ZK12-02外, 其余样品的稀土元素曲线总体平行、形态相似, 水平分布, 反映出锰矿石及围岩的稀土元素具有一致的来源, 也具有热水沉积碳酸锰矿床的特征(侯宗林等, 1997), 在La/Yb-∑REE(图7)中投点, 含矿岩系的数据主要落在沉积岩及其附近, 矿石样品靠近玄武岩区域, 也反映出一定的热水沉积特征。

图4 屈家山锰矿含矿岩系U-Th关系图(底图据Bostrom, 1983)

4 菱锰矿C-O同位素特征

地质历史中各类沉积物的C同位素组成一方面与物质来源有关, 另一方面与沉积成岩条件有关。物质来源主要包括深源、海源与生物源, 深源碳以具有较小负值δ13CPDB为特征, 海源碳的δ13CPDB值为0±, 生物源碳以具有较大负值δ13CPDB为特征, 沉积成岩条件主要受Eh和pH影响。Frakes and Bolton (1992)认为, 具有强烈的负δ13CPDB值似乎是一些锰矿床的共同特点, δ13CPDB的低谷期则是Mn堆积的高潮期, 并且认为δ13CPDB发生变化的层位可能就是全球锰矿床沉积的远景区。

表2 屈家山锰矿矿石部分微量元素含量(μg/g)及其特征值

注: a. 侯宗林等, 1997; b. Jones and Manning, 1994; c. Hatch and Leventhal, 1992; Wignall, 1994; Yarincik et al., 2000; d. 张春明等, 2012。

图5 不同成因沉积物的Zr-Cr图(据Marchig et al., 1982)

图6 屈家山锰矿含矿岩系REE配分模式图(北美页岩标准化值据Haskin and Haskin, 1966)

图7 La/Yb-∑REE判别图解(底图据Allegre and Minster, 1978)

屈家山锰矿床单矿物菱锰矿的C-O同位素测试结果见表3。菱锰矿的δ13CPDB值为–20.7‰~–8.20‰, 平均–11.7‰, 与海相碳酸盐岩(δ13CPDB= –1‰~+2‰, Veizer et al., 1980; 温春齐和多吉, 2009)和淡水碳酸盐岩(δ13CPDB= –4.93‰; 温春齐和多吉, 2009)相比, 具有较大的负值, 表明C同位素分馏较为明显, 显示有深源碳或深源碳与海源碳(有机碳)混合物质来源的特征。在玄武岩的δ13CPDB值塔式图(图8)中, 菱锰矿的δ13CPDB值与弧后盆地玄武岩的相应值基本一致。菱锰矿的143Nd/144Nd值(0.5121; 张恭勤, 1996)非常接近乌干达的碳酸岩(0.51211; 温春齐和多吉, 2009), 也接近于陕西洛南早中生代火成碳酸岩(0.512239; 阎国翰等, 2007)。火成碳酸岩源于地幔已被学者所公认, 且主要形成于拉张环境, 因此, 认为屈家山锰矿成矿时碳具有深源(上地幔)及拉张环境的特征。

表3 屈家山锰矿优质锰矿石C、O同位素组成

注: δ18OSMOW(‰)为测试值, δ18OPDB(‰)=0.97002×δ18OSMOW(‰)–21.98 (据Coplen et al., 1983)

图8 屈家山锰矿碳同位素组成塔式图(玄武岩同位素组成据White, 2001)

屈家山锰矿菱锰矿的δ18OSMOW值为14.3‰~ 18.7‰, 平均17.1‰, 低于现代海相石灰岩(28‰~ 30‰; 温春齐和多吉, 2009), 略低于寒武系石灰岩(20‰; 温春齐和多吉, 2009)。在碳酸盐C-O同位素组成图解(图9)中投点, 大部分样品落入热水沉积碳酸盐岩或蚀变及再沉积碳酸盐岩域, 没有样品落入正常海相沉积碳酸盐岩区域, 说明屈家山菱锰矿形成于非正常沉积的海相环境, 推测有深部热水的加入。据Shackleton and Kennett (1975)的同位素外部计温法原理, 计算公式为:

1=14.8–5.41×δ18OPDB

2=1.62×104/(56.75+δ18OPDB)–273

3=16.9–4.38×δ18OPDB+0.1×(δ18OPDB)2

另外, 根据Mccrea的温度计算公式(唐世瑜, 1990):

4=16–5.17×δ18OPDB+0.092×(δ18OPDB)2

估算出屈家山锰矿菱锰矿形成时古海水的温度为78.9~126 ℃, 平均97.6 ℃(表4), 结合矿石中蔷薇辉石均一温度范围175~245 ℃, 菱锰矿为165~180 ℃,石英为180~240 ℃(张恭勤, 1996), 说明菱锰矿沉积形成时具有热水体系。

5 讨 论

屈家山锰矿含矿岩系中发育硅质岩层(位于下震旦统陡山沱组第1岩性段Z11底部夹层中), 矿体中Ba元素存在明显的高值异常(含量为738~2900 μg/g,平均1592 μg/g, 其他矿体中最高可达5000 μg/g; 刘仁福和杨子元, 1996), 局部地段可见脉状矿物重晶石, 含矿岩系中普遍存在粒状变晶、微粒泥质、微晶质、胶状及条带状、微细纹层理及顺层揉皱等组构, 均为热水同生沉积作用所形成(祝寿泉, 1996; 方维萱等, 2000, 2002; 姚凤良和孙丰月, 2006)。

含矿岩系中锰矿石的Fe/Ti、(Fe+Mn)/Ti及Al/(Al+Fe+Mn)值(均值)分别为21.47、332.44和0.10, 矿石中微量元素的Ni/Co、Sr/Ba和U/Th值(均值)分别为1.61、0.22和0.47, 均反映有热水沉积成因特征。在logU-logTh、Zr-Cr和La/Yb-∑REE关系图上, 多数样品投点也分布于热液(水)沉积区或附近。菱锰矿的δ13CPDB值(均值)为–11.7‰, δ18OSMOW值(均值)为17.1‰, 显示有深源碳或深源碳与海源碳(有机碳)混合物质来源的特征, C-O同位素组成表现出热水沉积成因的特征(图8、9)。总之, 屈家山锰矿含矿岩系的主量、微量和稀土元素, 以及C-O同位素组成具有深源和陆源的双重特征, 表明其物质来源是多源的, 既有来自深部下地壳的物质, 又有陆源物质的混入, 代表一种多源外生的成矿环境: 即在海相沉积条件下发生正常沉积的同时有深部热液的注入和补充。

根据菱锰矿的O同位素组成, 采用Shackleton and Kennett (1975)的同位素外部计温法原理计算得出的古温度为78.9~126 ℃, 属于低温热水范围。侯宗林等(1997)根据标准焓变和熵变推算出在热液或热水条件下Mn、P的活动性, 认为在温度(80~300 ℃)和压力(10×105~100×105Pa)较高的情况下, 以深部岩层作为Mn、P物质来源, Mn的活动性大于P的活动性, 有利于Mn、P元素的分离。因此, 热液和热水往往能促进低磷优质锰矿的形成。

图9 屈家山锰矿碳酸盐岩δ18OPDB-δ13CPDB(a, 据Scotchman, 1988)和δ13CPDB-δ18OSMOW(b, 据温春齐和多吉, 2009)

表4 屈家山锰矿菱锰矿氧同位素组成及估算温度表

注:1,2,3,4分别代表不同(同位素外部计温法)公式估算下的温度。

近些年, 国内外锰矿研究的新进展揭示出锰矿床的形成与热水沉积活动密不可分, 但Mn元素的最终富集成矿则更主要取决于沉积盆地的性质与演化特点, 也就是说在Mn元素沉积成矿之前有一个富集的过程, 在这个过程中逐步实现了锰矿源区分离与沉淀区的分离, 具有明显的“内源外生”的特点(刘仁福和杨子元, 1996; 薛友智等, 2019)。综上所述, 屈家山锰矿是在特定的构造环境, 特定的地质时期, 不对称拉张裂陷盆地发展的一定阶段地质热事件的产物, 矿床成因为滨–浅海相热水沉积成因的锰矿床。

6 结 论

通过以上分析, 初步得出以下几点结论:

(1) 含矿岩系中矿石的Fe/Ti、(Fe+Mn)/Ti及Al/(Al+Fe+Mn)值(平均)分别为21.47、332.44和0.10, 矿石的Sr/Ba、U/Th和Ni/Co值(平均)依次为0.22、0.47和1.61, 结合logU-logTh及Cr-Zr的关系图等综合判别, 认为含矿岩系中矿层的形成有热水沉积的特征。

(2) 通过含矿岩系中岩矿石组合及矿物分析, 结合矿石的∑REE(平均110.31 μg/g)、(La/Yb)N(平均1.40)、δEu(平均1.00)、V/(V+Ni)(平均0.66)和V/Cr(平均3.57)等特征及La/Yb-∑REE图解分析, 反映出含矿岩系中矿层的沉积总体上呈氧化、次富氧(或贫氧)的环境, 同时也具有热水沉积碳酸锰矿床的特征。

(3) 菱锰矿的C-O同位素组成显示屈家山锰矿成矿时C具有深源(上地幔)及拉张环境的特征, 矿床形成于非正常沉积的海相环境, 推测有深部热水的加入, 并估算了沉积成矿时古海水的温度为78.9~ 126 ℃, 平均97.6 ℃。

致谢:笔者在野外工作中得到屈家山锰矿谭明桂主任的热心帮助, 研究过程中得到昆明理工大学韩润生教授的悉心指导, 同时感谢匿名审稿人提出的宝贵修改意见！

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Hydrothermal Sedimentary Origin of the Qujiashan Manganese Deposit in the South of Shaanxi Province: Evidence of Elemental Geochemistry and C-O Isotope

HUANG Jianguo1, LI Hujie1*and REN Tao2

(1.,,621010,,; 2.,,650093,,)

The Qujiashan manganese deposit, which occurs in the middle section of “Bashan Manganese Ore Belt”, is located at the junction of Ziyang and Zhenba counties of the southern Shaanxi province. The manganese ore bodies of the deposit lie in the purple-red calcareous shale of the third Member of the Doushantuo Group of the Upper Sinian System (Z23). The ores exhibit hydrothermal syngenetic sedimentary fabric, such asgranular fibroblastic, fine grain politic, (clastics) microlitic, colloidal texture and banded, micro-grain, bedding wrinkle, veined, net veined structure etc. The Fe/Ti, (Fe+Mn)/Ti and Al/(Al+Fe+Mn) ratios of the ores wary in ranges of 14.53 – 25.11 (average 21.47), 230.79 – 412.68 (average 332.44) and 0.04 – 0.16 (average 0.10), respectively, suggestive of a typical hydrothermal sedimentary origin. The overall Sr/Ba (0.04 – 0.56, average 0.22), U/Th (0.27 – 0.80, average 0.47), Ni/Co (0.24 – 2.82, average 1.61) and V/(V+Ni) (0.63 – 0.69, average 0.66) ratios and U-Th relationship demonstrate that the ores were hydrothermally deposited under varied oxidation-reduction condition. ∑REE contents of the ores vary from 98.38 to 125.66 μg/g, with an average of 110.31 μg/g, δEu varies from 0.93 to 1.04 (1.00 on average); δCe varies from 0.91 to 1.03 (0.98 on average); δ13CPDB(‰) and δ18OSMOW(‰) of rhodochrosite range form –8.2 to –20.7 (–11.7 on average ) and 14.3 to 18.7 (17.1 on average), respectively. C-O isotope characteristics of the ores show that carbon in the ores of the Qujiashan manganese deposit may have a deep source (upper mantle), and therefore, the deposit was likely formed under extensional environment with the involvement of deep hot water. The temperature of the paleoseawater during the sedimentary mineralization is estimated to be 78.9 – 126 ℃ (average 97.6 ℃).

Qujiashan manganese deposit; Dabashan; manganese-bearing rock series; C-O isotope; hydrothermal sedimentary origin

2019-08-20;

2019-11-20

中国地质调查局项目(资[2013]01-036-078)及西南科技大学博士基金(14zx7126)联合资助。

黄建国(1980–), 男, 助理研究员, 博士, 从事沉积岩及沉积矿床的研究工作。Email: hjg0816@126.com

李虎杰(1962–), 男, 教授, 从事成矿规律与成矿预测的研究工作。Email: lihujie@swust.edu.cn

P611; P597

A

1001-1552(2021)02-0345-011

10.16539/j.ddgzyckx.2021.02.006