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user: 5. 沉积构造演化及矿床成因 5.1. 岩相古地理背景 三叠纪特提斯海东段海域辽阔，处在冈瓦纳古陆和欧亚古陆之间，呈东西向分布的深海盆地，于川西、青南及藏东广大地区沉积了巨厚的以复理石为主的沉积物。盐源–丽江盆地古地理位置属特提斯海东段的南部，东濒康滇古陆，西临金沙江古陆南段之点苍山古陆，北濒临特提斯海东段的巴颜喀拉海盆(雅江海盆)与义敦浅海区相连通，形成南部被古陆环绕，北部面临广海的半闭塞的海湾环境。三叠纪盆地内经历了两次大规模的海侵，海侵方向主要来自北方。第一次海侵发生在早、中三叠世。第二次海侵发生于晚三叠世，持续到晚三叠世晚期。随着大规模的海退，周围古陆快速上升，进入海陆交互的环境(以三角洲环境为主)，并逐步结束了盆地的海相沉积史 [ 3 ]。海西–印支期沉积盆地经过了初裂、强裂、逆转和余裂，最后走向消亡的全过程。古特提斯构造域两次余裂发生在逆转之后的汇聚型盆地背景，第一次余裂即拉丁期发生的断陷拉张，余裂中心也就是锰矿的沉积中心，剑川–鹤庆一带分布有拉丁阶层位中的由含锰灰岩表生改造形成的锰矿点群，其矿胚层(T 2 b 2 )形成构造背景应与第一次余裂机制有关。第二次余裂的中心有向地台外侧迁移的趋势，锰沉积中心位于以剑川为交汇点的三叉盆地中。三叉盆地西支由剑川沿金沙江断裂伸向德钦，以维西使别地锰矿点为代表，为典型的火山岛弧盆系背景；南支沿澜沧江断裂插向临沧地块东侧的云县东部至景洪一带，以丙状锰矿为代表，盆地性质与西支相似，是由“火山期后高温热液”沉积所形成；东支(丽江盆地)由剑川沿呈NE走向的丽江断裂插入扬子地台内部，以诺利期的鹤庆式锰矿床为代表 [ 8 ]。 鹤庆含锰盆地规模不大，形成于盐源–丽江陆缘坳陷之丽江坳陷之内，在早、中三叠世第一次海侵丽江坳陷呈南北向展布，沉积物的厚度保持由南往北递增的特点。拉丁期相邻的宁江蒗–永胜隆起带强烈的上升，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。第二次海侵始于卡尼克期，海岸线向南迁移，而沉降中心向北偏移到玉龙雪山以北地区。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坳陷。诺利期丽江坳陷的南北向沉降中心往东迁到永胜，沉积厚度逾100 m，而在鹤庆地区近东西向叠加小坳陷发生剧烈的拉张下陷最终形成鹤庆含锰盆地 [ 23 ]。 5.2. 东西向的叠加盆地 区域上鹤庆位于盐源–丽江三叠纪盆地的西缘，诺利期盐源–丽江盆地沉积相为后滨–前滨滨岸砂(砾)脊–泥滩–岸后沼泽，但鹤庆含锰盆地从盆地构造和沉积相上与区域上有很大的不同 [ 4 ] [ 15 ]。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。矿床产出于晚三叠世卡尼克–诺利期剧烈下陷的一个台沟环境，它的生成与西缘台褶带卡尼克–诺利中期区域性南北向玉龙雪山西坡深大断裂的右行走滑拉张活动有直接的关系。晚三叠世诺利早–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鹤庆锰矿走滑拉张盆地 [ 4 ] [ 12 ] [ 23 ]。该台沟盆地两侧边界皆一致地受古同生正断层系统控制，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，北侧的断裂系统对盆地的生成起着主导作用 [ 16 ]。在近南北向区域坳陷背景上形成的近东西向的异向叠加次级洼地，有利于摆脱区域上诺利期后滨–前滨滨岸砂(砾)脊–泥滩–岸后沼泽环境，成为滨岸沼泽环境而聚集锰矿质 [ 4 ] [ 12 ] [ 14 ] [ 23 ]。鹤庆锰矿主矿层微相层序中的岩性组合、沉积构造标志、古生物面貌、矿床地球化学特征都反映出海相深水盆地的特征。说明晚三叠世松桂组形成时期，鹤庆锰矿区处于被动大陆边缘的拉张裂谷活动形成的深水海槽相区 [ 15 ]。区域古地理研究认为矿区诺利克期古地理模式为猴子坡至小天井一带为一近东西向的带状海湾，海湾西北侧发育有一个短源头三角洲前缘浊积扇，造成西北高、东南低的海底地势。矿区东南小天井一带为浊积扇下扇区向海湾泻湖的过渡地带。海湾东面开口，与陆缘浅海盆地(弧后盆地)相遇，其余三面为岛弧滨岸带所包 [ 13 ]。 5.3. 同生构造作用 成矿前锰盆地的形成阶段(印支运动第I幕晚期)的沉降活动，汝南哨断裂在北东向边界断裂作用表现为强烈拉张形成东西向断陷海槽，沿汝南哨断裂大规模的火山喷发作用引发岩崩和海底浊流，该区接受T 3 sg 1 海相基性火山(碎屑)岩、泥质岩、细碎屑岩夹基性火山碎屑岩及T 3 z、T 2 b 2 外来岩的“混积层”堆积以及T 3 sg 2 - 1 的泥岩、粉砂质泥岩；该期活动沿汝南哨断裂有次玄武岩侵入。沿汝南哨断裂大规模的火山喷发作用带入大量的铁锰质，并推动铁锰质向其它地方迁移，由于比重的原因，锰质迁移较远，铁质迁移较近，离汝南哨断裂较近的猴子坡–武君山矿段含铁相对较高，并局部形成铁矿体，小天井矿段远离汝南哨断裂从东至西铁含量也逐渐升高。锰沉积阶段(印支运动第I幕未期)，东西向汝南哨断裂维承前期张性活动，裂陷槽持续缓慢下降，同时区域上逐渐抬升的大地构造作用下，海槽逐渐闭合隔断了海盆与外海的联系，铁锰质浓度增大，在弱氧化弱还原碱性环境下，锰与其它元素分异，在生物作用下发生沉积作用沉积的锰软泥从边缘向盆地中心流动。鹤庆锰矿均分布在汝南哨断裂的南边 [ 17 ]。T 3 sg 2 - 2 中见北衙组灰岩镶入块体和夹层中薄层灰岩及所夹硅质条带的准同生揉皱变形，标志着当时海底地形坡度较陡 [ 13 ]。 5.4. 沉积相带 在诺利期西部板块沿该边界向扬子陆块的俯冲已进入中晚期，扬子陆块不断扩大，海水有逐渐退出的趋势，形成了矿区外围靠古陆一侧广泛出露的“松桂煤系”地层。但矿区靠近活动边界，次级断裂的活动仍十分频繁，汝南哨断裂直接对本区海湾的近东西向展布起控制作用，它的多阶段活动制约了沉积相的发育和分带 [ 13 ]。于苏俊2004依据岩性和相标志综合分析，矿区松桂组下段(T 3 sg 1 )为一套陡坡型三角洲建造，时间上属于台沟形成的早期，划为斜坡亚相。松桂组上段下亚段(T 3 sg 2 - 1 )为一套黑色碳质泥岩(含草莓状黄铁矿)，其与划归松桂组上段中亚段(T 3 sg 2 - 2 )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，划为沟底亚相。松桂组上段上亚段(T 3 sg 2 - 3 )由青灰色钙质泥岩，薄到中厚层泥岩与薄层灰岩互层组成，配合其它相标志，表明为深水沉积之后的海退系列，已基本上与区域上的滨岸沼泽相趋于一致，该段岩石组合划为台沟上部亚相。该盆地的发育史为：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。之后，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。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 [ 23 ]。 锰结核是早期成岩变化的重要特征之一，本区泥质岩中的锰结核(或饼状体)，外形呈球形、椭球状及不规则状，内部无层圈构造，成分为软锰矿掺有粉砂或泥质。直径由数毫米至20厘米不等。含锰结核的岩石多为灰绿、灰黑色粉砂质泥岩。锰结核在靠近矿体顶底板或近矿体的浅水地带尖灭端密集，如矿区西部的无名地、武君山、猴子箐、猴子坡等地。向深水地带小天井以东地带，锰结核常为条带锰矿饼状锰质体所代替 [ 13 ]。根据主要矿物赋存位置将小天井矿段矿体分为硬锰矿–软锰矿带、水锰矿–菱锰矿带、黑锰矿–菱锰矿带。矿物生成顺序为：第一阶段，17线以西为硬锰矿–软锰矿、10~15线为水锰矿–菱锰矿、7~8线为菱锰矿。第二阶段，10~15线为水锰矿、7~8线为黑锰矿。第三阶段，软锰矿、黑锰铁矿、17线以西则为恩苏塔矿 [ 14 ]。 5.5. 矿床成因探讨 前人对矿床成因的认识主要有：(1) 海相沉积型矿床 [ 5 ] [ 10 ] [ 18 ] [ 20 ] [ 21 ]；(2) 沉积–改造型矿床 [ 4 ] [ 24 ]。(3) 火山热液–沉积型矿床 [ 15 ] [ 25 ]；(4) 火山热水–沉积型矿床 [ 8 ] [ 13 ] [ 16 ] [ 23 ]。不同阶段的深入研究，反映了不同时期的认识和看法。 5.5.1. 成矿作用特征标志 1) 王宏伟等(2013)通过在野外剖面测量及大量全岩样品以及光薄片镜下分析，对矿区含锰岩系微量和稀土元素进行分析和研究，包括 Co/Ni、Sr/Ba、Th/U、δCe、δEu等值的计算和分析，认为锰矿层物源主要是陆源的，含锰岩系样品Co/Ni比值大多在0.11~0.71之间，是典型的沉积型特征 [ 5 ]。 2) 硅质岩是常见的热水沉积岩，多分布于喷流沉积系统的中、外带，与矿体紧密共生，作为纹层状矿体的直接围岩。与火山喷流沉积相关的蚀变常见绿泥石、绿帘石、莓球状黄铁矿。通常热水喷流沉积的碳酸盐岩富含Sr、Ba、B [ 26 ]。矿区含矿岩系伴生的硅质岩和锰矿层中层状燧石结核是热水溶液形成的特征产物 [ 8 ]；矿石中可见穿插有绿泥石细脉 [ 13 ]。王宏伟2013采集的灰岩样品显示有较高的Sr、Ba含量，其中2490H-01号含锰灰岩样品Sr：3520 × 10 − 6 、Ba：228 × 10 − 6 [ 5 ]；显示矿区含矿岩系具有热水沉积岩特征。运用氧同位素反演碳酸盐沉积的古海水温度，其中44件样品反演的古温度均值为56.1˚C [ 27 ]。 3) 于苏俊(2004)通过菱锰矿的碳、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，并且成矿过程经历了生物吸收这个环节。通过稀土元素地球化学特征研究矿区锰矿石与硅质岩的稀土配分分布型式基本相似，且都呈现Ce与Eu的负异常及Yb的正异常，表明锰矿与硅质岩为同源产物。矿区菱锰矿Sm/Nd = 0.2 (平均值)，同样作为矿体围岩的泥岩具明显Eu负异常及Sm/Nd = 0.20，均反映为一种热液沉积岩类型。结合矿区玄武岩与菱锰矿的La/Sm、Eu/∑REE 特征，认为菱锰矿石的锰不是由玄武岩浆活动直接提供，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形成热水沉积矿床。本区诺利期玄武岩稀土曲线为右倾型，∑REE平均值151.58，La/Yb值14.297，Sm/Nd平均值0.21，与大陆拉斑玄武岩接近，显示为同生期大陆拉斑玄武岩特征 [ 23 ]。 4) 矿区较纯的高级氧化锰矿石的氧化期应该有水下进行的较快速的前期氧化和离水以后进行的较慢的后期氧化两个阶段 [ 5 ]。含锰岩系和菱锰矿中均有鲡粒结构，说明氧化锰是在氧化条件下的胶体沉积；碳酸锰是在还原介质中的胶体沉积；当氧化锰与碳酸锰交替互层产出，则是氧化与还原条件下的胶休沉积 [ 20 ]。综合灰岩和矿石样品研究认为鹤庆锰矿形成于浅海局限环境，介质性质由酸性向碱性、由还原性向氧化性转变的过渡带是矿物就位的主要空间，同位素研究认为可能有生物成因的甲烷参与成矿 [ 14 ]。 5) 矿床经历了沉积和成岩两个主要阶段，沉积阶段锰的集中只是初步的，形成工业锰矿床的关健是海底成岩环境中锰的演化过程。锰结核在矿层中的出现就是这种成岩变化的重要标志。矿层顶板灰岩中硅质条带的具交代成因。在这种条带中发现有硅化了的创孔海百合茎化石，说明这种条带在沉积时应为钙质成分，后来被硅化，硅化作用发生在早期成岩阶段或准同生阶段 [ 13 ]。 6) 研究发现中国一些优质锰矿属复成矿床，它们都是地洼成矿作用的产物 [ 28 ]。蜡硅锰矿主要产于鹤庆锰矿小天井号矿体内，是沉积锰矿床中接触变质或区域变质的产物 [ 22 ]。通过对锰矿床物质成分、锰矿物系列及其演变的研究，表明鹤庆锰矿的成因是经历了沉积成岩作用、多元变质作用、表生氧化作用，多阶段富集而成的沉积变质锰矿床。变质作用使贫矿贫上加富，本矿床变质因素可能是构造动力作用，带来能量与热源、岩石破碎，为交代作用创造有利的空间与通道。从猴子坡到小天井各矿段的矿体断续分布，沿走向比较稳定，但其厚度、宽度膨缩现象明显。菱锰矿在变质过程中常常变成黑锰矿，而在表生氧化阶段多变成钙锰矿。变质作用阶段，菱锰矿、含锰方解石及其他含锰物质在变质过程中重新形成菱锰矿、黑锰矿、锰铁矿、方锰矿、粒硅锰矿等新的共生组合，并由于黑锰矿含量的增多，构成本区最富的矿石。黑锰矿是鹤庆原生富锰矿石的主要矿物成分，与其共生的矿物有锰铁矿、方锰矿、含锌锰矿、粒硅锰矿及大量的菱锰矿，是一套比较标准的变质锰矿床的矿物组合 [ 24 ]。矿区围岩蚀变主要类型有方解石化、白云石化、褐铁矿化、黄铁矿化等围岩蚀变 [ 29 ]。岩、矿石中可见后期方解石沿裂隙贯入(图4、图5)。表生作用阶段，伴随地壳抬升与区域上的海退，早期埋藏于深处的菱锰矿逐步上升至浅表环境，并在这里接受不同程度的氧化，部分矿物转变为较纯的黑锰矿和水锰矿，其品位进一步升高 [ 30 ]。 综上所述，矿床的为诺利期形成的火山热水–沉积型矿床锰矿床，在后期地质演化中经过构造动力变质作用(热液迭加改造)，外加一定程度的风化富集从而形成鹤庆式优质富锰矿床。主要成矿地质体为诺利期沉积盆地和边缘同生断裂。成矿结构面有岩性界面和同生构造面两种类型，岩性界面主要为硅质岩等热水喷流沉积岩与下伏碳酸盐岩或碎屑岩的界面(小天井)，猴子坡矿段还伴有沿F24同生断层断裂构造成矿界面，猴子坡I号矿体43线矿体产于断层破碎带中，倾角70˚~85˚，其产状依从破碎带产状。 图4. 岩石后期受到一组剪切力作用产生定向裂理，沿裂理见有微细晶方解石及硅质贯入 图5. 软锰矿呈叶片状定向分布，可见后期方解石沿裂隙贯入 5.5.2. 成矿机理 锰质来源于海西期玄武岩和中三统北衙组中的含锰灰岩或贫矿石，通过热水循环主要带来下伏地层北衙组中的锰 [ 13 ]。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–诺利期优质富锰矿的控制因素 [ 23 ]。在盐源–丽江坳陷背景下形成的异向叠加次级洼地内，汝南哨断裂直接对本区海湾的近东西向展布起控制作用，它的多阶段活动制约了沉积相的发育和分带。陆源来源和热水循环带来的深部物源的Mn 2+ ，随着富氧、碱性、动能大的海水，在强水动力条件下(风暴流、浊流、海流、潮汐等)形成颗粒流，进入比较宁静的、动能小的局限凹地，在氧化环境中Mn 2+ 、Ca 2+ 、Mg 2+ 和SiO 2 胶体化学沉积分异，分别形成锰矿体及硅质、钙质层。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–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 [ 4 ] [ 23 ]。