古元古代早期, 全球发生了一次大规模的构造热事件, 表现为古元古界变质岩基底和沉积盖层之间的角度不整合。这次构造热事件使得太古代陆核为中心的地壳进一步固化、扩展和集结, 形成陆块相对集中的超级古大陆, 称为哥伦比亚超大陆(Rogers and Santosh, 2002; Zhao et al., 2002)。构成超大陆的陆块包括澳大利亚板块西部、印度板块中部、西伯利亚板块中部、波罗的海板块中部和东部、非洲板块和南美之间及北美板块(图 4-A)。华北的古元古代变质基底滹沱群和沉积岩盖层长城群之间的角度不整合(吕梁运动)导致华北东部陆块和西部陆块的拼合、碰撞造山, 形成统一的华北板块, 被认为组成了哥伦比亚超大陆的一部分(Zhao et al., 2002)。

图 4

Fig.4

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	图 4 哥伦比亚超大陆(据Zhao et al., 2002)和罗迪尼亚超大陆再造图(据Li et al., 2008)Fig.4 Reconstruction map of Columbia(after Zhao et al., 2002)and Rodinia supercontinent(after Li et al., 2008)

随着哥伦比亚超大陆的形成, 全球地壳演化进入一个崭新阶段, 海、陆相沉积分异、红层、赤铁矿和似盖层沉积开始出现, 这是地球演化历史中具划时代意义的重大地史事件。哥伦比亚超大陆形成之后, 进入漫长的超大陆裂解期, 构成哥伦比亚超大陆旋回。华北与古亚洲洋伴生的燕辽坳拉槽, 与秦岭洋伴生的豫西坳拉槽即为哥伦比亚超大陆裂解的表现。华北中元古代高于庄组“冀东式”锰矿形成于哥伦比亚超大陆裂解的背景下。

中元古代末期(约1000 Ma), 全球大规模的构造热事件格林威尔(Grenvillian)运动在全球很多地区发生, 形成了规模巨大的格兰威尔造山带。这次构造热事件导致全球主要板块聚合, 导致又一次超大陆聚合事件, 形成了罗迪尼亚超大陆(Hoffman, 1991; Li et al., 1995, 1999; Rogers, 1996)。Hoffman(1991)和Dalziel(1991)先后复原了罗迪尼亚超大陆, 当时因缺乏资料未能包含中国等小陆块在内。Li 等(1995)通过华南地质的详细研究总结和全球中新元古界的对比, 重建了罗迪尼亚超大陆, 将华南板块置于罗迪尼亚超大陆内部(图 4-B)。最新的华南新元古界—下古生界物源分析研究发现, 华南与超大陆边缘的澳大利亚和印度具有明显的亲缘性, 华南板块最终拼合时间更晚(820-720 Ma), 因此, 将华南置于罗迪尼亚超大陆北缘的澳大利亚和印度附近的北侧(Cawood et al., 2013, 2016, 2018)。罗迪尼亚超大陆形成之后, 地球又进入漫长的罗迪尼亚超大陆裂解期。罗迪尼亚超大陆的形成及裂解构成罗迪尼亚超大陆旋回。华南新元古代“大塘坡式”锰矿形成于罗迪尼亚超大陆的裂解背景下。

冈瓦纳大陆是新元古代罗迪尼亚超大陆裂解后留在南半球的一个大陆, 因此冈瓦纳大陆是伴随着罗迪尼亚超大陆裂解形成的(Zhao and Cawood, 2012; Zhao et al., 2018)。虽然冈瓦纳大陆并非一个全球的超级古大陆, 但在全球古大陆再造和地质演化中具有重要地位, 作者对其特别关注。罗迪尼亚超大陆时期, 西冈瓦纳(非洲、南美)并未拼合, 西冈瓦纳与东冈瓦纳(印度、澳大利亚、南极等)也未完全拼合。冈瓦纳大陆的拼合伴随着罗迪尼亚超大陆的裂解而成。新元古代时期, 劳伦(北美)大陆、波罗的大陆、西伯利亚大陆逐步分离北移, 形成北方陆块群。新元古代末期(600 Ma左右), 泛非造山运动(Pan-Africa Orogeny)促使西冈瓦纳拼合, 并与东冈瓦纳拼合形成冈瓦纳大陆(图 5)。

图 5

Fig.5

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	图 5 冈瓦纳(Gondwana)大陆再造图(据Cawood et al., 2021)Fig.5 Reconstruction map of Gondwana continent (after Cawood et al., 2021)

冈瓦纳大陆包括非洲、南美洲、澳大利亚、南极洲以及印度半岛和阿拉伯半岛, 以及中南欧、中国的藏南、华南等地区(Cawood et al., 2013; Xu et al., 2022)。冈瓦纳大陆原型形成以后, 又进入早古生代巩固期, 譬如华南的加里东运动促使扬子地块和华夏地块最终拼合。晚古生代时期, 冈瓦纳大陆逐渐分离, 形成北方大陆群与冈瓦纳大陆之间的古特提斯洋。中国晚古生代大规模的沉积型锰矿的巨量聚集形成于古特提斯及其内部小陆块离合的大地构造背景下。

潘基亚超大陆的拼合是全球古大陆再造持续时间最长、规模最大的一次拼合事件。它的拼合过程包括加里东、海西、印支3个构造阶段: (1)劳伦大陆与波罗的大陆之间的加里东运动(420 Ma左右)导致北美(劳伦)和欧洲(波罗的)大陆之间的古大西洋闭合和劳俄大陆的形成。 (2)劳俄大陆与冈瓦纳大陆之间的早海西运动(320 Ma左右)导致瑞亚克洋闭合, 形成潘基亚超大陆的雏形。 (3)西伯利亚板块、哈萨克斯坦板块、华北板块、塔里木板块与劳俄大陆之间的古亚洲洋于早海西运动(天山运动)(320 Ma左右)、晚海西运动(250 Ma左右)期间闭合, 导致北半球的劳亚大陆形成。劳亚大陆和冈瓦纳大陆共同构成了潘基亚超大陆原型。(4)伴随着冈瓦纳大陆的裂解、裂解地块北移、古特提斯洋的闭合, 华南、华北、羌塘、冈底斯、印支之间的古特提斯洋于早、晚印支运动(237 Ma、200 Ma左右)期间闭合, 导致劳亚大陆的增生, 潘基亚超大陆最终定型(图 6)。

图 6

Fig.6

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	图 6 潘基亚古大陆再造图(据李江海和姜洪福, 2013; 有修改)Fig.6 Reconstruction map of the Pangea supercontinent (modified from Li and Jiang, 2013)

潘基亚超大陆的形成导致地球表面陆地面积大量增加、浅海面积急剧减少、全球巨型季风气候形成、生物大灭绝, 是地球演化史上规模最巨大、影响最深刻的一次重大地质事件。潘基亚超大陆的裂解促使大西洋、印度洋等新生大洋的形成以及太平洋的消减萎缩, 从而构造潘基亚超大陆旋回。

哥伦比亚(Columbia)超大陆的聚合与裂解是古—中元古代全球规模的重大地质事件之一。它形成于1.85 Ga左右。古元古代长城期之后进入拉张伸展构造阶段(Zhai and Liu, 2003; Zhao et al., 2003, 2005; Santosh, 2010), 华北克拉通与哥伦比亚超大陆聚合相关的构造运动为古元古代变质基底滹沱系和沉积盖层长城系之间的不整合(吕梁运动)。古元古代长城纪以后进入超大陆裂解阶段, 华北北部形成燕辽裂谷、渣尔泰—白云鄂博—化德裂谷, 华北南部形成熊耳裂谷等(刘超辉和刘福来, 2015; Zhai et al., 2015)(图 7)。这些裂谷与北侧古亚洲洋、古秦岭洋相连, 可能是古洋盆发育期三叉裂谷系的盲枝, 为坳拉槽盆地。燕辽坳拉槽沉积了厚达上万米的碎屑岩—碳酸盐岩沉积, 并伴生有与裂解作用相关的钾质火山岩(1.62~1.68 Ga)(陆松年和李惠民, 1991; Lu et al., 2002; 胡俊良等, 2007; Wang et al., 2015; 张健等, 2015)和基性岩墙(1.21~1.23 Ga)(李怀坤等, 2009)。

图 7

Fig.7

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	图 7 华北克拉通古—中元古代裂谷盆地发育示意图(据Zhai and Santosh, 2011; 有修改)Fig.7 Sketch map showing the Paleo-Mesoproterozoic rift basins in North China Craton(modified from Zhai and Santosh, 2011)

燕辽坳拉槽是华北沉积型菱锰矿集中分布的地区。该区古元古代—新元古代地层发育较齐全, 厚度巨大, 且以浅水碳酸盐岩及碎屑岩为主。常州沟组以河流和滨海碎屑岩海滩沉积为主; 串岭沟组主要为滨海碎屑岩潮坪或障壁潟湖沉积; 团山子组以滨浅海碎屑岩—碳酸盐岩沉积为主; 大红峪组下部为滨海碎屑岩沉积, 内夹粗面岩、火山角砾岩和凝灰岩, 上部为滨浅海碳酸盐沉积; 高于庄组以滨浅海碳酸盐沉积为主, 下部局部地区夹含锰粉砂岩、含锰泥质白云岩, 为深水盆地相沉积; 杨庄组以滨浅海碎屑岩—碳酸盐沉积为主; 雾迷山组为滨浅海碳酸盐沉积; 洪水庄组以浅海泥质岩夹碳酸盐沉积为主, 铁岭组为滨浅海碳酸盐沉积; 下马岭组为滨浅海碎屑岩沉积, 龙山组为滨海碎屑岩海滩沉积; 景儿峪组为滨浅海碳酸盐沉积。常州沟组底部与太古宙—古元古代变质基底角度不整合接触; 铁岭组与下马岭组为平行不整合接触; 龙山组和下马岭组之间也为平行不整合接触(图 8)。该地层序列厚度巨大(约10000 m), 且以浅水沉积为主, 反映为一均衡补偿的裂陷型坳拉槽盆地沉积。包括坳拉槽初始裂陷期(常州沟组—大红峪组)、主裂陷期(高于庄组—铁岭组)、萎缩充填期(下马岭组)和消失期(龙山组—景儿峪组)几个演化阶段(图 8)。沉积型锰矿主要发育于主裂陷期的高于庄组和铁岭组, 包括河北冀东秦家峪锰矿、天津蓟县高于庄组的东水厂硼锰矿、河北涿鹿高于庄组的胥家窑锰矿、辽宁朝阳铁岭组的瓦房子锰矿及山西灵丘高于庄组的洞沟银锰矿等(表 1), 尤以冀东迁西、宽城—天津蓟县一带高于庄组的锰矿最为典型。

图 8

Fig.8

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	图 8 燕辽坳拉槽古元古代末期—新元古代地层柱状图(A)和冀东锰矿高于庄组地层柱状图(B) 年代学数据来源于: 陆松年和李惠民, 1991; 李怀坤等, 1995, 2009, 2010, 2014; 高林志等, 2007, 2008; 苏文博等, 2010; 田辉等, 2015Fig.8 Stratigraphic column from Paleoproterozoic to Neoproterozoic in Yanliao aulacogen(A) and the Gaoyuzhuang Formation in eastern Hebei Province(B)

燕辽坳拉槽东北部迁西、宽城、蓟县一带高于庄组发育沉积型菱锰矿。该区高于庄组分4段, 第一段底部为滨海相的石英砂岩, 向上变为滨浅海相的碳酸盐岩; 第二段为含锰粉砂岩、泥质岩和含锰泥质白云岩; 第三段、第四段为滨浅海碳酸盐岩。高于庄组第二段含锰粉砂岩、含锰泥质白云岩与高于庄组第一段含燧石团块泥晶白云岩、叠层石白云岩, 第三段泥晶白云岩、叠层石白云岩形成明显差别。高于庄组和高于庄组第二段含锰岩系的等值线编图及古地理研究表明, 燕辽坳拉槽东北部存在若干深水裂陷槽, 如平泉裂陷槽、宽城裂陷槽、迁西裂陷槽(图 9)。裂陷槽周围为浅水碳酸盐岩或水下高地围限。裂陷槽内发育含锰粉砂岩和含锰泥质白云岩。碳酸盐岩高地主要为含微生物席的泥晶白云岩。这种古地理格局说明燕辽坳拉槽内部存在一系列次级同沉积断陷盆地, 控制了沉积型锰矿的分布。锰矿矿石Fe/Ti值为 18.2~31.5, (Fe+Mn)/Ti值为84.4~145.9, Al/(Al+Fe+Mn)值为0.1~0.2, 指示锰质来源于热液成因。Fe/Ti—Al/(Al+Fe+Mn)、SiO₂—Al₂O₃判别图也显示锰矿石的锰质来源于热液, 而不含锰的底板页岩为沉积成因(靳松等, 2020), 指示本区高于庄组锰矿的锰质主要为沿同沉积断裂带来的深部热液来源。

图 9

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	图 9 燕辽坳拉槽北部高于庄组古地理及含锰岩系厚度等值线图(据靳松等, 2020; 有修改)Fig.9 Palaeogeographic map and isoline map of the manganese-bearing strata thickness of the Gaoyuzhuang Formation in northern Yanliao aolacogen(modified from Jin et al., 2020)

中元古代燕辽坳拉槽的沉积型菱锰矿矿集区对中国沉积型锰矿具有一定的启示意义。沉积型菱锰矿主要形成于断陷盆地、较深水弱氧化-弱还原的构造背景。类似的盆地还有华北板块南缘豫西坳拉槽、华南地区滇中裂谷盆地、鄂西北神农架裂陷盆地, 这些盆地都存在含锰沉积, 是值得关注的沉积型菱锰矿的找矿远景区。

中元古代末期(1000 Ma左右)的格林威尔造山运动形成罗迪尼亚(Rodinia)超大陆(Dalziel, 1991; Hoffman, 1991; Moores, 1991), 新元古代后期(820 Ma之后)罗迪尼亚超大陆裂解导致全球性的裂谷作用(Li et al., 1999), 构成罗迪尼亚超大陆旋回。华南板块是罗迪尼亚超大陆的一部分(Li et al., 1999; Wang and Li, 2003; Cawood et al., 2013, 2016, 2018)。随着罗迪尼亚超大陆的裂解, 华南古大陆也发生一系列裂解作用, 包括南华纪(成冰纪)沿江南造山带的裂解形成的南华裂谷盆地(王剑, 2000; 王剑等, 2001)、扬子北部长阳县古城村、鹤峰县走马镇、神农架等地的裂陷盆地和震旦纪(伊迪卡拉纪)扬子北部大陆边缘裂谷盆地。这些裂陷盆地中均分布沉积型菱锰矿(图 10)。

图 10

Fig.10

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	图 10 华南地区新元古代—早古生代裂谷型盆地和锰矿分布Fig.10 Distribution of rift-type basin and manganese ore from the Neoproterozoic to Early Paleozoic in South China

4.2.1 南华裂谷盆地 华南板块由扬子地块、华夏地块和二者之间的江南造山带3个构造单元组成(图 10)。扬子地块位于江南造山带西北侧, 具有太古宙、古元古代的变质基底(黄陵杂岩)、中元古代的似盖层(神农架群)和新元古代之后的盖层组成的典型克拉通地壳结构。新元古代盖层底部莲沱组与黄陵花岗岩不整合接触, 岩性为1套陆相—滨浅海相碎屑岩, 之上为南华纪Sturtian冰期上冰期(古城冰期)古城组的冰碛岩、大塘坡组含锰泥质岩、南沱组冰碛岩。震旦纪—奥陶纪, 主要为浅水碳酸盐夹碎屑岩沉积, 志留系为浅水碎屑岩沉积。华夏地块的变质基底发育于武夷山、云开大山等地, 基底地层为中高级变质岩, 盖层为南华纪低绿片岩相的碎屑或火山碎屑岩, 震旦系—奥陶系主要为碎屑岩沉积, 也具有类似的克拉通地壳结构。

扬子地块和华夏地块之间存在一个主要以新元古界(>720 Ma)为主的江南造山带。江南造山带的东界一般认为从浙江的江绍构造带到广西的钦防构造带, 西界从江南构造带东段北界经湘西到贵州, 由于黔中到黔西南新元古界未出露, 一般认为通过贵州连云南弥勒断裂。该带新元古代冷家溪期(湖南冷家溪期、贵州梵净山群、广西四堡群, >820 Ma)、板溪期(湖南板溪期、贵州下江群、广西丹洲群, 820-720 Ma)沉积以碎屑岩、火山碎屑岩为主, 局部地区(贵州梵净山、广西四堡和龙胜)发育基性、超基性火山岩。南华纪—早古生代江南区发育一套从浅水到深水的沉积组合, 与扬子地块的浅水碳酸盐为主的沉积存在明显差异, 也与华夏地块浅海—半深海碎屑岩存在差异(图 11)。

图 11

Fig.11

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	图 11 新元古代南华纪—奥陶纪南华裂谷盆地结构图 A—南华裂谷地理位置; B—南华裂谷在湘黔桂交界地区的展布特征; C—南华裂谷成冰系盆地剖面Fig.11 Basin structure map of the Neoproterozoic Nanhua-Ordovician Nanhua Rift

南华裂谷是中国新元古代沉积型锰矿的最大矿集区, 包括2个成矿带:北部成矿带从黔东松桃、渝南秀山, 向东到湘西花垣民乐、古丈、安化到湘中湘潭、湘乡一线, 称为武陵次级裂谷和武陵成矿带; 南部成矿带从黔东南黎平、从江向东到湖南洞口, 向东南到广西三江、兴安一带, 称为雪峰次级裂谷和雪峰成矿带(图 11)。

武陵次级裂谷新元古代—早古生代地层自下而上为青白口系下江群(板溪群)、南华系两界河组、铁丝坳组、大塘坡组、南沱组, 震旦系—寒武系、奥陶系、志留系。下江群为浅变质的浅海相—半深海相碎屑岩及碎屑浊积岩; 南华系两界河组为河流—三角洲相碎屑岩; 铁丝坳组和南沱组为冰碛岩, 大塘坡组底部为含锰泥质岩, 向上变为黑色页岩、粉砂岩及细砂岩; 震旦系—寒武系为深水相泥质岩、硅质岩、暗色灰岩; 奥陶系为深水相灰岩—细碎屑岩; 志留系为浊积岩(图 12)。南华裂谷锰矿含矿岩系为新元古代大塘坡组, 其下伏地层为铁丝坳组冰碛岩, 上部为南沱组冰碛岩。锰矿层仅见于大塘坡组第一段黑色页岩底部, 与铁丝坳组冰碛岩直接接触。

图 12

Fig.12

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	图 12 扬子地块、华夏地块和江南造山带沉积建造Fig.12 Sedimentary formation of Yangtze block, Cathaysia block and Jiangnan orogenic belt

天柱—怀化隆起内仅发育薄的富禄组, 不发育大塘坡组, 故没有沉积型锰矿分布。

雪峰次级裂谷内, 自下而上为长安组和富禄组。长安组为1套冰碛岩, 相当于Sturian冰期下冰期(长安冰期)沉积。富禄组以滨浅海碎屑岩为主, 中上部夹黑色泥质岩和厚度较小的小锰矿层, 相当于武陵裂谷盆地的大塘坡组, 而相当于Sturian冰期上冰期(古城冰期)的铁丝坳组冰碛砾岩发育不好。

南华裂谷盆地“大塘坡式”锰矿是最新发现的世界级锰矿矿集区, 已发现锰矿资源量约7×10⁸t。主要集中于武陵次级裂谷的黔东松桃、渝南秀山、湘西花垣一带。尤其是黔东李家湾—高地—道沱和西溪堡2个矿区锰矿资源量各有3亿多吨。矿床分布呈北北东向(65° ~70° )分布。系统的盆地结构分析表明, 黔东地区新元古代存在一系列次级地垒、地堑(图 11)(杜远生等, 2015, 2018; 周琦等, 2016, 2019)。地垒上两界河组缺失或厚度极小(< 10 m), 大塘坡组厚度也小于10 m, 并发育盖帽白云岩(Yu et al., 2017)。

地堑中两界河组和大塘坡组厚度均大(100 m至数百米), 大塘坡组底部发育菱锰矿(杜远生等, 2015, 2018; 周琦等, 2016, 2019)。Sr-Nd同位素等指示锰质来源于地球深部热液(Yu et al., 2016)。矿体围绕着若干喷溢中心呈同心状, 北北东向成矿带上矿体呈“串珠状”分布(周琦等, 2017, 2019)。矿床成因既包括早期富锰热液的喷溢作用(周琦等, 2019), 也包括后期的微生物成矿作用(Yu et al., 2019)。

值得指出的是, 大塘坡组古地理编图和大塘坡组及锰矿层等厚度图显示, 武陵次级裂谷盆地沿北东东向(65 ° ~70 ° )延伸, 而不是传统认为的北东东向。现代地表显示的北北东向(30 ° 左右)断裂构造是早燕山期形成的。北东东向的裂谷盆地控制了南华裂谷“大塘坡式”锰矿的分布, 并有效地指导了黔东松桃道坨—高地—李家湾成矿带和西溪堡成矿带的锰矿找矿(杜远生等, 2015, 2018; 周琦等, 2016, 2019)。

除了大塘坡组之外, 南华裂谷盆地中也有少量的震旦系陡山沱组锰质富集, 但未形成具有工业价值和较大规模的沉积型锰矿, 可能是因为该期水深较大, 处于深水还原环境, 不利于沉积型菱锰矿的形成。该区部分地区(如湖南桃江)发育奥陶纪的沉积型菱锰矿, 可能与当时裂谷盆地被逐渐充填、局部水深变浅、达到弱氧化—弱还原的环境有关。

4.2.2 扬子地块北部大陆边缘盆地 新元古代时期, 扬子地块北缘也发育南华纪—震旦纪的沉积型菱锰矿, 其中南华纪菱锰矿分布于鄂西长阳一带(古城锰矿)、鹤峰走马镇附近(走马锰矿点)及神农架一带, 其含矿地层均为古城组(相当于黔东的铁丝坳组)冰碛岩之上的大塘坡组, 与南华裂谷盆地含锰岩系具有相似的地层序列。鄂西地区南华系大塘坡组出露不全, 研究程度较低。已有的调查显示, 黄陵隆起周缘部分地区(如秭归九龙湾一带)不发育古城组和大塘坡组; 或发育古城组和不含锰的大塘坡组(青林口一带)。该带以南的长阳、鹤峰等地零星发育古城组和含锰的大塘坡组, 该带以北的神农架一带发育古城组和含锰的大塘坡组。已有的材料似乎指示鄂西的大塘坡组锰矿分布在北部的神农架裂陷带、南部的长阳裂陷带、鹤峰的走马裂陷带(图 10)。长阳古城锰矿是该区最大的锰矿床, 储量约3000×10⁴ t。该锰矿类似于黔东锰矿, 平面上具有围绕成矿中心的同心状、剖面上具透镜状特征, 矿石类型也为块状或纹层状为主, 锰矿层中夹有冰川成因的冰碛砾岩, 其成因也与黔东地区大塘坡组锰矿相似。

扬子北缘震旦纪(伊迪卡拉纪)沉积型锰矿主要发育于陡山沱组, 个别发育于寒武系底部。沉积型锰矿沿扬子地块和秦岭造山带分界(巴山弧—青峰—襄阳—广济断裂)及北侧的南秦岭分布, 包括南秦岭甘肃文县沟岭子锰矿(陡山沱组)、陕西紫阳的屈家山锰矿(陡山沱组)、陕西宁强的黎家营锰矿(陡山沱组)以及陕西汉中的天台山磷锰矿(寒武系), 扬子北缘的重庆城口高燕锰矿(陡山沱组)、湖北黄陂的团山沟锰矿(陡山沱组)等(表 1)。震旦纪—寒武纪时期, 扬子北缘(包括南秦岭)是秦岭地块和扬子地块之间的大陆边缘裂谷盆地。因此扬子北缘的沉积型锰矿也形成于罗迪尼亚超大陆裂解背景下的裂谷盆地背景。

晚古生代时期, 冈瓦纳大陆裂解, 冈瓦纳大陆北缘的一些小地块向北漂移, 形成古特提斯洋。古特提斯洋包括华北板块—柴达木地块—塔里木板块与华南板块—北羌塘地块之间的昆仑—南秦岭(勉略)洋、南羌塘地块和昌都地块之间的金沙江洋、南羌塘地块和北羌塘—昌都地块之间的双湖—昌宁—孟连洋(图 3), 其中北羌塘、南羌塘、昌都地块和华南板块均是晚古生代从冈瓦纳大陆分裂出来的。

晚古生代到三叠纪中国沉积型锰矿主要分布于扬子碳酸盐岩台地西部(遵义—水城)陆内裂陷槽、扬子碳酸盐岩台地西北部(川西北—滇西)的大陆边缘盆地、扬子碳酸盐岩台地南部的大陆边缘裂谷(右江盆地)、扬子碳酸盐岩台地东部的湘桂坳拉槽以及新疆西昆仑大陆边缘盆地(图 3; 图 13)。深水的主洋盆(南秦岭—昆仑洋、金沙江洋、双湖—昌宁—孟连洋)未形成具工业价值的沉积型菱锰矿。

图 13

Fig.13

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	图 13 华南及邻区晚古生代—三叠纪沉积型锰矿的构造背景Fig.13 Tectonic background of manganese ore deposit from the Late Paleozoic to Triassic of South China and its adjacent region

4.3.1 扬子碳酸盐岩台地南、东缘右江盆地和湘桂盆地晚古生代—三叠纪沉积型菱锰矿右江盆地位于广西西部及其与滇东南、黔南的交接部位, 湘桂盆地位于桂东南到湘中地区, 是一个在早古生代褶皱基底上晚古生代再裂陷形成、具有特殊性的裂谷型盆地, 也是世界上罕见的浅水台地—深水台间海槽间列的“棋盘式”盆地。右江盆地和湘桂盆地自早泥盆世晚埃姆斯期开始强烈裂陷, 形成了台地—台间深水裂陷槽间列的盆地格局, 这种格局是由北西西向和北东向的主导性同沉积断裂控制的。右江盆地的裂陷槽既有北西向的裂陷槽(自北向南分别为南丹、百色、那坡裂陷槽), 也有北东向的下雷裂陷槽。湘桂盆地主要为北东向裂陷槽, 分为贺州裂陷槽和柳州裂陷槽(图 14), 这2个裂陷槽晚泥盆世分别到达湖南武冈、桂阳一带(杜远生等, 2009, 2013)。北西西向裂陷槽和北东向裂陷槽是在同一个地球动力学背景下形成的, 类似于金沙江—哀牢山洋三叉裂谷系形成的动力学背景, 北东向为坳拉槽性质的夭折裂谷盆地, 右江地区位于大陆边缘裂谷盆地。

图 14

Fig.14

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	图 14 右江盆地泥盆纪的古地理格局Fig.14 Devonian Palaeogeographic pattern of the Youjiang Basin

右江盆地和湘桂盆地是中国晚古生代—三叠纪的沉积型菱锰矿的重要矿集区(图 13; 图 14)。右江盆地沉积型菱锰矿主要分布于桂西南泥盆系、下三叠统及滇东南三叠系; 湘桂盆地沉积型菱锰矿广泛分布于广西钦州、来宾、桂林、平乐、桂平、荔浦, 湖南永州、郴州、邵阳、邵东及广东连县、江西乐平等地的泥盆系、石炭系、二叠系(表 1)。系统研究表明, 右江盆地和湘桂盆地均为与金沙江—哀牢山洋成因相关的裂谷型盆地, 右江盆地为金沙江—哀牢山洋与华南板块之间的大陆边缘裂谷盆地, 而湘桂盆地为一与金沙江—哀牢山洋相伴的坳拉槽(杜远生等, 2009, 2013)。

右江盆地和湘桂盆地晚古生代到中三叠世地层发育齐全, 自早泥盆世埃姆斯期开始, 随着裂陷作用加剧地层出现深水相和浅水相的明显分异(表 2)。早泥盆世莲花山组、大瑶山组以砂砾岩、砂岩、粉砂岩及泥质岩为主; 那高岭组以粉砂岩、泥质岩为主; 郁江组多为泥质岩和泥质灰岩, 郁江组上部开始, 右江盆地开始出现裂陷, 地层出现分异。台地相区早泥盆世晚期到晚泥盆世一直是台地碳酸盐沉积, 台地边缘相区局部出现生物礁、丘, 台地斜坡相区出现以民塘组为代表的礁前角砾岩沉积。而台地之间的裂陷槽区则出现细碎屑岩(坡脚组)、泥质岩(塘丁组、罗富组)、硅质岩和硅质泥岩(榴江组)、扁豆状灰岩(五指山组)。石炭纪—早二叠世继承了晚泥盆世的沉积格局。台地相区仍以台地型碳酸盐沉积为主, 但盆地相区鹿寨组多泥质岩、硅质岩、深水灰岩, 巴平组多为灰岩和砾屑灰岩, 南丹组多为泥晶灰岩、砾屑灰岩夹硅质岩。中晚二叠世沉积分异进一步加剧, 台地相区栖霞组、茅口组仍以台地碳酸盐岩为主, 合山组为碳酸盐岩夹泥质岩和煤层。盆地相区四大寨组为碎屑灰岩、硅质条带灰岩夹硅质岩, 领薅组多为灰岩、泥质岩及硅质岩。早中三叠世台地相区仍以碳酸盐岩为主, 底部夹泥质岩, 盆地相区下三叠统罗楼组为泥质岩和灰岩交互, 石炮组、北泗组以细碎屑岩、泥质岩为主。中三叠统板纳组为细碎屑岩, 百逢组为砂岩、粉砂岩、泥质岩, 发育鲍马序列等浊流沉积标志。兰木组普遍为浊流沉积, 以砂泥岩互层为特色。沉积型菱锰矿主要发育于右江、湘桂地区的裂陷槽盆地中, 主要层位为上泥盆统(榴江组、五指山组)、下石炭统(巴平组)、中二叠统(孤峰组/当冲组)、中三叠统(法郎组)。

表 2

Table 2

表 2(Table 2)

表 2 广西右江盆地和湘桂盆地晚古生代—三叠纪地层对比和盆地背景(黄色为含锰岩系) Table 2 Stratigraphic correlation and basin's setting from the Late Paleozoic to Triassic of Youjiang and Xianggui Basins(yellow is manganese-bearing rock series)

表 2 广西右江盆地和湘桂盆地晚古生代—三叠纪地层对比和盆地背景(黄色为含锰岩系) Table 2 Stratigraphic correlation and basin's setting from the Late Paleozoic to Triassic of Youjiang and Xianggui Basins(yellow is manganese-bearing rock series)

晚古生代—三叠纪右江盆地的沉积特征、盆地格局和盆地演化研究表明, 该盆地自早泥盆世埃姆斯晚期开始裂陷, 到早石炭世形成以麻栗坡八布N-MORB型蛇绿岩和深水沉积相组合为代表的初始洋盆。受盆地扩张作用的影响, 从晚泥盆世到早中二叠世, 盆地内硅质岩的Ce/Ce^*值逐渐降低, 而Y/Ho值逐渐升高直到表现出成熟洋盆硅质岩的地球化学特征(杜远生等, 2013)。二叠纪—早三叠世早期, 在越北地块北部发育洋壳俯冲形成的弧火山—侵入岩, 表明此时越北地块北部进入活动大陆边缘阶段。随着古特斯洋的消减俯冲, 到早三叠世晚期, 盆地接收来自华南大陆和火山岛弧物质的碎屑供应, 形成中三叠世前陆盆地巨厚的复理石沉积(图 15)。综上所述, 右江盆地经历了裂谷盆地(早泥盆世晚期—晚泥盆世)、被动大陆边缘(早石炭世—早三叠世)、前陆盆地(中三叠世)的构造演化阶段(杜远生等, 2013)。

图 15

Fig.15

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	图 15 右江盆地晚古生代—中三叠世构造演化图(据杜远生等, 2013)Fig.15 Tectonic evolution from the Late Paleozoic to Triassic of Youjiang Basin(after Du et al., 2013)

右江大陆边缘裂谷盆地的泥盆纪—石炭纪沉积型菱锰矿主要分布于相对水深较浅的南丹裂陷槽东延的宜州一带及下雷裂陷槽, 深水的南丹裂陷槽、百色裂陷槽、那坡裂陷槽虽有含锰泥质岩、硅质岩, 但并未形成具有工业价值的锰矿床。在裂谷消失阶段, 盆地海水变浅, 广西右江盆地下三叠统北泗组和滇东南地区的中二叠统关岭组也发育沉积型菱锰矿。湘桂坳拉槽水体较浅, 泥盆纪—二叠纪沉积型菱锰矿均有分布, 但规模较小。

4.3.2 扬子碳酸盐岩台地西部、西北部裂陷槽的沉积型菱锰矿 扬子碳酸盐岩台地西部和北西部发育2个沉积型菱锰矿分布区, 一是贵州遵义—水城裂陷槽, 二是松潘—甘孜裂陷槽, 其中遵义地区二叠系茅口组的沉积型菱锰矿是中国3个过亿吨的矿集区(贵州松桃、广西下雷、贵州遵义)之一。遵义—水城裂陷槽是扬子碳酸盐岩台地内部的一个裂陷槽。古生代时期, 松潘甘孜地区与扬子地区之间并无分隔, 因此松潘甘孜地区为扬子碳酸盐岩台地的一部分。松潘甘孜地区的锰矿可能形成于扬子西北缘的裂陷槽背景。现重点对遵义—水城裂陷槽的沉积型菱锰矿予以简述。

贵州省中二叠世古地理研究表明, 除黔南罗甸—望谟一带存在右江盆地裂陷槽之外, 黔西北遵义—六盘水、毕节一带还存在2个裂陷槽。其中遵义—水城裂陷槽呈北东东向展布。该区中二叠统茅口组分异为碳酸盐岩台地和裂陷槽2个相区。台地相区自下而上为马平组、栖霞组、茅口组、龙潭组、长兴组。马平组、栖霞组为台地碳酸盐岩, 二者呈平行不整合接触。茅口组分为3段, 台地相区的茅口组3段均为台地碳酸盐岩。龙潭组主要为黑色泥页岩、薄煤层及台地相灰岩, 长兴组为台地碳酸盐岩。裂陷槽相区从茅口组第二段开始出现分异(表 3; 图 16)。茅口组第一段为台地碳酸盐岩, 第二段为深灰色薄层含碳质的硅质灰岩、含硅质灰岩, 局部夹硅质岩条带和含燧石结核透镜体, 顶部硅质和锰的含量逐渐增多。第三段地堑区为含锰岩系, 主要由灰黑色薄层含锰泥质岩、粉砂质泥岩和菱锰矿组成, 地垒区为硅化灰岩(刘志臣等, 2013, 2019)。

表 3

Table 3

表 3(Table 3)

表 3 贵州遵义地区中二叠统茅口组地层特征 Table 3 Stratigraphic feature of the Middle Permian Maokou Formation 组 段 台地相区 裂陷槽相区 地垒区 地堑区 茅口组 第三段 浅灰色夹灰色厚层块状生物碎屑灰岩 灰白色厚层硅化灰岩 灰褐色—灰黑色薄层含锰泥质岩、粉砂质泥岩、菱锰矿层 第二段 灰黑色、深灰色中厚层燧石灰岩, 夹深灰色泥晶灰岩和含生物碎屑灰岩 深灰色薄层含碳质的硅质灰岩, 夹含硅质灰岩, 局部为含硅质灰岩夹硅质岩条带和含燧石结核透镜体, 顶部硅质和锰的含量逐渐增多 第一段 灰色、浅灰色厚层至块状生物碎屑灰岩, 夹泥质条带灰岩, 偶夹白云质灰岩及燧石条带、团块

表 3 贵州遵义地区中二叠统茅口组地层特征 Table 3 Stratigraphic feature of the Middle Permian Maokou Formation

图 16

Fig.16

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	图 16 贵州省中二叠世古地理和裂陷槽分布图(据邓旭升等, 2020; 有修改)Fig.16 Palaeogeography and distribution of rift trough of the Middle Permian in Guizhou Province(modified from Deng et al., 2020)

遵义地区中二叠世锰矿主要由浅灰色斑杂状、角砾状及灰黑色块状菱锰矿组成, 矿体围绕成矿中心向四周变薄, 剖面呈透镜体状, 矿石宏观特征及元素地球化学分析表明锰质为深部热液来源(Liu et al., 2021)。

根据遵义地区中二叠世裂陷槽茅口组系统的盆地分析, 裂陷槽存在2个地垒和3个地堑, 自北向南分别为深溪—八里地堑、喇叭地垒、龙坪—兴隆地堑、冷水坪—西坪地垒和团溪—尚稽地堑(图 17)。在地堑盆地区, 茅口组第三段为菱锰矿、铁锰矿及含锰黏土岩等, 是遵义地区的中二叠世锰矿的分布区, 地垒区则无锰矿分布(图 17; 图 18)。其中, 深溪—八里地堑是遵义裂陷槽的裂陷中心, 是遵义锰矿的主要分布区和成矿带的主体, 现已发现了3个大型锰矿床、4个中型锰矿床和多个小型锰矿床。

图 17

Fig.17

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	图 17 贵州遵义地区中二叠世裂陷槽盆地结构图(据刘志臣等, 2019; 有修改) 1—控制Ⅲ 级断陷(地堑)盆地和隆起(地垒)的同沉积断裂; 2—控制Ⅳ 级断陷盆地的同沉积断裂; 3—Ⅳ 级断陷盆地及控制的矿床; 4—Ⅲ 级断陷(地堑)盆地范围; 5—Ⅲ 级隆起(地垒)范围; 6—同沉积断层编号Fig.17 Basin's architecton of the Middle Permian in Zunyi area, Guizhou Province(modified from Liu et al., 2019)

图 18

Fig.18

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	图 18 贵州遵义地区中二叠世盆地演化图(据Liu et al., 2021; 有修改) A—茅口组三段沉积时期; B—茅口组二段沉积时期; C—茅口组一段沉积时期Fig.18 Basin's evolution of the Middle Permian in Zunyi area, Guizhou Province(modified from Liu et al., 2021)

除了上述中国中东部沉积型菱锰矿以外, 中国西北部新疆西昆仑、东天山也发育一些沉积型菱锰矿。其中西昆仑北段玛尔坎苏探明的大型菱锰矿(储量约300×10⁴ t)是中国近年最重要的找矿成果之一。张连昌等(2020)认为该锰矿带构造上属北昆仑晚古生代弧后裂谷盆地, 其构造动力学背景为古特提斯洋向北俯冲于塔里木地块之下形成的弧盆体系, 其矿床成因可能与晚古生代半局限盆地沉积和海底热液活动有关。海底热液活动可能为成矿提供了丰富的物质来源。含锰岩系元素和同位素地球化学特征表明, 玛尔坎苏锰矿沉淀时的水体环境为常氧条件, 而矿层下盘(部分)岩系的岩性及地球化学特征反映其沉积时的水体环境为低氧—贫氧条件。

中国沉积型菱锰矿具有一些共性特征。从盆地性质和空间分布上, 沉积型菱锰矿均发育于裂陷背景下的沉积盆地中, 主要集中于陆间或陆内裂谷(如南华纪的南华裂谷、二叠纪的水城—遵义裂陷槽等)、大陆边缘裂谷(如晚古生代—三叠纪的右江盆地、扬子西缘裂陷槽盆地)和坳拉槽(如燕辽坳拉槽、湘桂坳拉槽等)背景。

从盆地水深和古环境上, 沉积型菱锰矿均分布于水体较浅的海洋环境, 造山带中的大洋盆地、深水裂谷盆地虽局部有锰质富集, 但很难形成具有工业价值的沉积型菱锰矿, 反而在水体较浅的裂谷型盆地能够形成锰的大规模富集成矿, 这可能受控于沉积型菱锰矿形成于弱氧化—弱还原的海相(高碱度)条件。从锰的矿物学稳定性来看(图 1), 菱锰矿在弱氧化—弱还原(Eh=-0.6~+0.6)的条件中较为稳定, 而其pH值的稳定条件位于8~12范围内, 其他含锰碳酸盐的矿物稳定条件在此基础上存在一定程度的波动(Maynard, 2003)。传统的沉积型锰矿成矿理论认为, 盆地水体的氧化还原界面附近是锰矿的聚集区(Roy, 2006), 针对沉积型锰矿系的氧化还原指标恢复研究也表明, 相关指标往往指示弱氧化—弱还原条件间的波动(余文超等, 2020)。盆地水体中的总碱度往往与碳酸氢根、碳酸根含量存在较强联系, 当前已有研究表明, 在高碱度及高溶解锰离子的水体中, 碳酸锰矿物可能直接发生沉淀(Wittkop et al., 2020)。对于更加普适的传统二阶段(锰氧化物—锰碳酸盐)成矿模式而言, 高碱度的水体条件有利于锰碳酸盐的进一步保存。

从锰质来源上讲, 中国沉积型菱锰矿的锰质来源主要来自于盆地内部的热液, 陆表风化来源的锰质贡献微弱。在富锰矿石、贫锰矿石及围岩样品中指示热液活动证据的地球化学判别指标可见, 富锰矿石主要处于热液活动判别区或端元处, 围岩样品处于水成成因判别区或端元处, 而贫锰矿石恰位于两者之间, 因此构成了热液活动到正常海水沉积物的演化序列(Yu et al., 2016)。

从时间分布上, 沉积型菱锰矿具有短时性和突发性特征。锰矿通常集中发育于很薄的层段, 主要有以下原因: (1)从形成时间上而言, 锰矿层形成于相对较短的时间内, 因此不会累积较大的厚度, 典型的如华南湘黔渝桂地区的成冰纪的“大塘坡式”锰矿, 仅分布于Sturtian(Ⅱ)冰期铁丝坳组冰碛岩之上、大塘坡组第一段底部地层中。大塘坡组凝灰岩的U-Pb锆石年龄为660-654 Ma(Zhou et al., 2019), 时间间隔约为6 Ma。大塘坡组最大厚度695.21 m(西溪堡Zk614孔), 其中第一段黑色页岩约100 m, 锰矿含矿岩系位于大塘坡组底部2~10 m(周琦和杜远生, 2019)。若按平均计算, 大塘坡组锰矿形成时间0.0172~0.0863 Ma, 明显具有短时快速沉积特征。此外, 匈牙利侏罗纪的U’ rkú t锰矿也被认为是在较短的时间(万年级)内形成(Polgá ri et al., 2012)。(2)从陆源碎屑输入量而言, 锰矿层发育的区域往往是盆地水深较深的区域, 成矿时限局限在高位体系域或最大海泛时期, 菱锰矿石中仅含有少量泥级—黏土级陆源碎屑, 反映出较低的碎屑物源输入, 因此也导致锰矿层集中于较薄的层段。

从矿体特征上看, 中国沉积型菱锰矿多具有围绕一个或数个成矿中心, 中心矿体厚度大, 向边部逐渐变薄的特征。这主要是由成锰盆地结构、锰质来源与锰矿沉积成矿机制共同所决定的。裂谷盆地或具有拉张背景的盆地会具有一个或多个沉积中心, 盆地内部水深存在显著的梯度性, 成矿中心即为原始成锰盆地内锰质聚集区与成矿有利环境的叠加区域。成矿中心向外, 随着水体内含锰量减少及水体环境改变, 锰成矿作用沉积模型可概括如下(Yu et al., 2016, 2019): (1)锰质累积阶段。盆地边缘底部的断层活动会伴随着大量热液进入盆地底部水体, 由此在深部缺氧水体中累积大量溶解态二价锰离子。(2)锰质固定阶段: 在盆地水体氧化还原条件发生改变时(如盆地水体氧化还原界面附近或含氧底流输入), 二价溶解锰离子在微生物协同作用下被氧化为高价态锰氧化物发生沉淀进入沉积物。(3)菱锰矿形成阶段。在早期成岩作用过程中, 锰氧化物在微生物活动伴随下与沉积物中的有机质或铁硫化物反应, 重新还原为溶解态二价锰离子, 随后与碳酸根结合形成锰碳酸盐矿物。典型的如黔东地区大塘坡式沉积型菱锰矿(周琦和杜远生, 2019), 这些特征也间接反映锰质来源于沿盆地基地断裂或不同方向断裂交叉部分的热液喷溢中心。