广西东平锰矿床地质地球化学特征及矿床成因

Geology, Geochemistry and Genesis of the Dongping Manganese Deposit, Guangxi Province, China

摘要

三叠纪是中国南方一个最重要的成锰时代，在华南板块和周围赋存许多大中型的锰矿床. 东平锰矿位于中国广西桂西南成矿带. 以东平锰矿为研究对象，通过显微薄片观察、电子探针分析及全岩地球化学分析等方法，探讨了锰矿的物质来源和矿床成因. 通过矿相学的研究工作，我们发现东平锰矿里广泛赋存有黄铁矿、黄铜矿、闪锌矿、方铅矿、辉砷钴矿、硫镍钴矿等一些硫或砷化物. 锰矿石样品中Al/（Al+Fe+Mn）、Y/Ho比值和Fe-Mn-（Ni+Cu+Co）×10、lgU-lgTh投图等表明锰矿的成矿物质来源与热水活动有关；正Ce异常及V/（V+Ni）等指示锰最初是在氧化环境中富集. 综合以上研究，我们认为东平锰矿的锰质来源主要与热液活动有关；热液来源的锰最初以氧化物或者氢氧化物的方式沉淀，在成岩过程中转变为锰碳酸盐.

关键词

东平锰矿床 / 地球化学 / 物质来源 / 成矿模式

Key words

Dongping manganese deposit / geochemistry / source of ore-forming material / metallogenesis model

0 引言

锰是一种非常重要的黑色金属，由于其用途广泛，通常被应用于现代工业的各个领域. 我国锰矿资源主要分布在西南地区，其中广西和贵州两省的锰矿石储量超过全国锰储量的百分之五十以上（付勇， 2014）. 尤其是广西的锰矿床不仅储量巨大，而且多发育高品位的表生风化壳型锰氧化物矿床（丛源等，2018）. 桂西南地区是广西最重要的锰矿集区，其锰矿床主要发育在上泥盆统榴江组和五指山组（下雷锰矿）和下三叠统石炮组（东平锰矿）（付勇，2014；尹青，2015）. 此外，这些时代的锰矿床都经历过新生代的风化作用，在风化壳发育有很好的表生氧化物矿床（Li et al.，2007；邓晓东，2012）.

先前对于桂西南地区锰矿的研究主要集中泥盆纪的下雷锰矿（Zeng and Liu，1999；秦元奎等，2010；Yan et al.，2020），对于三叠系的东平锰矿研究较少. 下三叠系石炮组的浅海台盆相碳酸盐建造是东平锰矿主要的富锰层位，其下部为原生锰硅酸盐-碳酸盐层，浅部发育有表生氧化矿床（尹青，2015）. 以往研究涉及成矿时代（赵立群等，2021），锰质来源以及成矿环境（黄祥林等，2017；伊帆和伊海生，2017）. 尤其是东平锰矿的锰质来源一直存在海底热液参与的热水沉积和正常浅海沉积成矿（祝寿泉，1998；卢斌，2016；李启来等，2017a，2017b；龙涛等，2020）的争议.

本文以广西东平锰矿床样品为研究对象，通过显微薄片观察、电子探针分析等详细对的岩相学和矿相学工作，结合主、微量和稀土元素等矿床地球化学分析，探讨广西东平锰矿的锰质来源和成矿环境，以期为桂西南地区下一步锰矿勘查工作提供帮助.

1 区域地质概况

东平锰矿床位于广西百色市、崇左市境内，行政区域上划属天等县东平乡管辖. 广西东平锰矿为桂西南锰成矿带锰矿资源较丰富的锰矿床之一，通过近几年往深部找矿，取得重大突破，初步探获低品位碳酸锰矿石资源量近1亿t.

东平锰矿床地处广西西南部，位于中国南方的大陆域与特提斯-喜马拉雅构造域复合的部位，属于崇左弧盆系. 上古生界以碳酸盐岩建造为主，并以形成盆弧相间古地理格局为特色；早-中三叠世则为复理石建造；华力西-印支期有海底基性-酸性火山喷发和基性岩浆侵入；印支运动使本区海水退出，地层强烈褶皱，地壳强烈上升. 此后表生地质作用强烈，岩溶发育. 总体上沉积建造和地质构造均较为复杂（谢华，2015）. 区域构造以褶皱构造为主，断裂构造为次.

区域内除元古界没有出露和缺失下古生界志留系及中生界三叠系上统、侏罗系、白垩系外，其他各时代地层发育基本完整，层序齐全. 根据他们的发育特征及其历史演化，大体上可分为三大套，即前泥盆纪基底岩系，晚古生代至中生代中三叠世海相沉积为主的盖层岩系和新生代麓相河流相、湖相岩系. 东平锰矿处于右江盆地，靖西-田东窿褶束东的摩天岭复式褶皱构造带内，产于下三叠统石炮组（祝寿泉，1998）.

广西在晚古生代末期，右江裂陷盆地发生了明显的变化，桂西地区变为活动性非常强烈的断陷区，主要以深水、半深水的盆地环境和条带状浅海的碳酸盐台地环境为主，构成了台、盆相间的古地理构造格局. 进入中生代以后，该区的海域发生了很大的变化，具有许多跟陆表海不同的特征，海底地貌变得十分复杂，地形总的变化特征为由东向西倾斜，海水逐渐的变深，由大新碳酸盐台地过渡为田东陆棚，然后到右江槽盆相区. 东平锰矿床处于田东陆棚相区内. 浅海相陆棚区是深水槽盆之间的过渡地带，沉积环境为正常的海相沉积，水体的盐度正常，循环良好，海底位于正常浪基面以下，沉积物主要为薄层灰岩以及页岩，岩性变化不大，岩石组合以泥质灰岩为主，北部边缘泥质含量增高，为灰岩-泥岩组合. 东平锰矿床即在较深水的陆棚相带这种古构造背景之下形成.

本区锰矿资源尤其丰富，是国内著名的桂西南锰矿成矿带，锰矿广泛分布于天等东平-田东江城-德保足荣-德保扶晚一带，矿床（点）主要产于含锰岩系三叠系下统石炮组地层中，是广西区内重要的锰矿富集带，大、中、小型矿床（点）有18处，其中特大型锰矿床1处，中型锰矿床2处；典型锰矿床有天等县东平锰矿床、德保县扶晚锰矿床、田东县江城锰矿床等.

2 矿床地质特征

矿区内出露的地层有二叠系、三叠系及第四系. 矿区内地层由老到新依次为：（1）二叠系茅口组，主要为灰白色厚层灰岩；（2）二叠系合山组，岩性为灰绿色薄层状灰岩、页岩以及灰绿色砂岩；（3）三叠系马脚岭组，主要为灰色泥质灰岩、页岩，局部见少量硅质岩；（4）三叠系石炮组，岩性主要为硅质泥灰岩、硅质泥岩，见少量粉砂岩、泥岩；（5）三叠系百逢组，岩性为钙质泥岩、长石石英砂岩、粉砂岩、砂岩、页岩、泥岩、凝灰岩；（6）第四系，岩性为砂、卵石、碎石、土层.

矿区内地层呈紧密线状，构造以褶皱为主，断裂不发育. 矿区位于区域一级褶皱摩天岭复向斜的南翼，二级褶皱山月岭向斜的南东翼，三级褶皱洞蒙向斜南西翼，矿区控矿褶皱为麦陇背斜、内屯向斜（图1）.

东平锰矿含锰岩系均为三叠系下统石炮组，该组岩性从下到上可分为4个岩性段，含锰岩系柱状图见图2：

第一岩性段（T₁ s ¹）：岩性主要为硅质泥灰岩、泥岩，不含锰矿层.

第二岩性段（T₁ s ²）：为矿区的主要含锰岩性段，岩性为含锰硅质泥灰岩夹泥岩，从下往上由Ⅹ₁、Ⅹ₂、Ⅹ₃、Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ、Ⅴ等8个锰矿层及其间的夹层组成.

第三岩性段（T₁ s ³）：为矿区的次要含锰岩性段，岩性为含锰硅质泥灰岩夹泥岩，从下往上由Ⅵ、Ⅶ、Ⅷ、Ⅸ₂、Ⅸ₁等5个锰矿层及其间的夹层组成.

第四岩性段 （T₁ s ⁴）：岩性为硅质泥灰岩，出露Ⅺ矿层.

东平锰矿锰矿层呈层状产出，与顶底板围岩均呈整合接触. 其中Ⅱ、Ⅳ矿层为矿区的主矿层，走向、倾向均较好.

3 矿物学特征

东平锰矿碳酸锰矿石可分为纹层状矿石和鲕粒状矿石：（1）纹层状锰矿石（图3a，3c，3e）：显微粒状结构，纹层状构造，纹层主要为灰黑色，偶见少数肉红色纹层，一般纹层为1 mm左右. 样品中成分比较均一，部分样品表面见有粒状颗粒. 样品中普遍发育有顺层及切层方解石脉，脉体之间相互穿插交错，偶见有石英细脉. （2）鲕粒状矿石（图3b，3f）：矿石整体为灰黑色，一些样品风化为灰白色；显微粒状结构，鲕粒状构造；鲕粒一般为灰白色，部分风化成黄褐色. 鲕粒一般为2 mm左右，分布比较均匀. 在镜下观察部分鲕粒与周围围岩分界比较明显，部分分界不明显，在鲕粒矿物中，有些矿物的重结晶比较明显，可以见到相对围岩比较粗的矿物颗粒，矿石中的鲕粒并没有比较明显的核心，偶见少量的生物碎屑（图3d）.

电子探针主成分分析确定碳酸锰矿石的主要含锰矿物为菱锰矿、钙菱锰矿和锰方解石（表1）. 在背散射图像中，钙菱锰矿和菱锰矿主要为不规则球粒状颗粒和少数对的菱面体颗粒（图4a），分布在以碳酸盐矿物和黏土矿物组成的基质中；此外，还有少量的钙菱锰矿为环状包裹菱面体白云石（图4a）.

电子探针主成分分析确定脉石矿物主要有碳酸盐矿物、硫化物、稀土矿物、粘土矿物以及其他的一些矿物. 碳酸盐矿物主要为方解石和白云石，矿物呈半自形-自行粒状产出，含有少量的锰、铁，一般不含其他的杂质. 碳酸盐矿物颗粒一般较小，在10 μm左右，经常和钙菱锰矿、锰方解石生长在一起. 硫化物除了常见的黄铁矿以外，还见有黄铜矿、闪锌矿、方铅矿、辉砷钴矿、硫镍钴矿等（表2、图4b~4e）. 这些矿物经常以多种矿物相伴生在一起，一般粒径50 μm左右，少数可达100 μm. 此外还见有中-低温地质事件（梁晓等，2022）中常见的矿物独居石（图4f）.

4 样品采集及测试方法

本次共采集样品42件，取样位置位于东平锰矿渌利矿段，样品全部采自石炮组第二岩性段，从Ⅰ矿层至Ⅳ矿层以0.5 m为间隔连续取样. 其中制作薄片11件、探针片26件，用于显微镜观察及电子探针测试. 24件样品进行了全岩主、微量元素、稀土元素地球化学分析.

电子探针成分分析在中国地质大学（武汉）地质过程与矿产资源国家重点实验室利用配备有4道波谱仪的JEOL JXA-8100电子探针完成. 样品在上机测试之前先按照Zhang and Yang （2016）提供的办法进行了镀碳，将样品镀上尽量均匀的厚度约20 nm的碳膜. 工作条件为：加速电压15 kV，加速电流20 nA，束斑直径5~10 μm. 所有测试数据均进行了ZAF校正处理. Na， Mg， Al， Si， K， Ca， Fe元素特征峰的测量时间为10s，Ti和Mn元素特征峰的测量时间为20 s，上下背景的测量时间分别是峰测量时间的一半. 所使用的标样如下：透长石（K），镁铝榴石（Fe， Al），透辉石（Ca， Mg），硬玉（Na），蔷薇辉石（Mn），硬玉（Si），金红石（Ti），重晶石（Ba）.

主量、微量、稀土测试均在澳实分析检测（广州）有限公司测试. 首先将需要测试的样品粉末加入到0.90 g LiBO₂溶剂当中，混合均匀以后再溶解到100 mL 4%的硝酸中，然后用质谱仪进行分析. 主量元素的分析方法为X-射线荧光熔片法. 微量元素和稀土元素分析将需要测试的粉末加入HF+HNO₃中进行密封溶解，然后加入Rh内标溶液以后转化为1%HNO₃介质，用ICP-MS进行测试. 测试所使用的仪器为PE-Elan6000型电感耦合等离子质谱计.

5 地球化学特征

主量元素地球化学分析项目包括Al₂O₃、As₂O₃、BaO、CaO、CoO、Cr₂O₃、CuO、TFe₂O₃、K₂O、MgO、Mn₃O₄、Na₂O、NiO、P₂O₅、PbO、SiO₂、SnO₂、SO₃、SrO、TiO₂、V₂O₅、ZnO、ZrO₂以及烧失量共计24项，部分测试结果见附表1. 锰矿石和围岩中的SiO₂/ Al₂O₃值分别为3.76~7.39和3.88~6.95，Al₂O₃/TiO₂值在锰矿石和围岩中分别为24.09~29.94， 23.04~26.84， 平均值分别为27.11和25.15. 整体来说，矿石与围岩主要成分相比较，矿石样品富MnO、CaO、MgO，而贫Fe₂O₃、Al₂O₃、SiO₂、TiO₂、K₂O、Na₂O. 从主量测试含量来看东平锰矿石属于低锰高硅高磷锰矿石，矿石应为含锰硅质泥灰岩，矿石中主要有害伴生元素为磷. 矿石中Al₂O₃-TiO₂、Al₂O₃-SiO₂展示了正相关关系，Al₂O₃-Mn₃O₄展示了负相关关系. Al₂O₃、TiO₂、和SiO₂在沉积物中通常代表路源碎屑的组分（Xiao et al.， 2019），Al₂O₃-Mn₃O₄的负相关关系表明锰质可能主要来源于海水端元（图5）.

微量元素部分测试结果见附表2，通过测试结果可以发现，微量元素含量变化较大，最小值与最大值可以相差几个数量级，其中伴生元素以Sr、Ba的含量最高. 锰矿石V含量为22×10^-6~259×10^-6，Cr含量为21×10^-6~39×10^-6，Ni含量为27.6×10^-6~134.5×10^-6，U含量为0.7×10^-6~2.4×10^-6，Co含量为20×10^-6~259×10^-6，Th含量为4.2×10^-6~10.4×10^-6，Zn含量为57×10^-6~243×10^-6，Cu含量为2.5×10^-6~117×10^-6. 而围岩V含量为88×10^-6~170×10^-6，Cr含量为37×10^-6~77×10^-6，Ni含量为14×10^-6~106.5×10^-6，U含量为2.3×10^-6~4.1×10^-6，Co含量为8×10^-6~48.9×10^-6，Th含量为5.45×10^-6~13.35×10^-6，Zn含量为64×10^-6~173×10^-6，Cu含量为20.5×10^-6~68.3×10^-6. 锰矿石样品中Co、Ni含量相对于围岩样品含量高；锰矿石样品中Cu、Zn、V含量和围岩样品中含量相当；锰矿石样品中Cr、U、Th含量表现出低于围岩样品中含量.

稀土总量（∑REE）介于100.94×10^-6~246.93×10^-6之间，平均为142.93×10^-6，变化范围较小（附表3）. 矿石中Al₂O₃-∑REE相关性较差，指示稀土元素主要来源于海水，碎屑输入对稀土元素的影响不大. 从东平锰矿床北美页岩标准化配分模式图（图6）可以看出，纹层状矿石稀土元素为近平坦型，这表明了轻稀土与重稀土之间没有明显的分馏作用，鲕粒状矿石展现了轻微的轻稀土相对于重稀土富集的趋势. 结合标准化计算数值以及绘制的配分模式图可以发现，Ce/Ce^*为0.92~1.48，平均为1.19；Eu/Eu^*为0.76~1.48，平均为1.02.

6 讨论

6.1　成矿物质来源

Fe/Ti和Al/（Al+Fe+Mn）关系通常用来判断沉积物是否属于热水沉积物，并且这些参数可以大致判别沉积物中陆源物质与热水源物质的混合比例（路远发等， 1999）. 从东平锰矿床样品的Fe/Ti-Al/（Al+Fe+Mn）图解（图7）可以看到，样品几乎都落在了热水沉积区域. Jewell and Stallard（1991）研究表明典型的热水沉积物中Fe/Ti、（Fe+Mn）/Ti、Al/（Al+Fe+Mn）比值分别为>20、>20±5、<0.35. 东平锰矿床的24件样品Fe/Ti值为10.58~146.08，平均为37.25；样品的（Fe+Mn）/Ti值为13.28~207.06，平均为107.34，其中矿石样品的比值最小为88.20；Al/（Al+Fe+Mn）值为0.10~0.62，平均为0.22，其中矿石样品的比值均小于0.35. 通过这些参数判断，东平锰矿床的样品均表现出热水沉积的特征.

Ti和V具有不同的地球化学行为，V主要在陆源沉积中富集，而在火山沉积中含量较低，而Ti刚好跟V相反. 因此Ti/V的值可以作为成矿物质来源的一个重要标志. 前苏联学者H.A. Plak-senko等在研究前寒武系陆源沉积的铁硅建造时指出：在铁硅岩页岩建造中的Ti/V的值平均变化范围为1.33~10.9. 而在火山建造中中Ti/V则为25~85. 东平锰矿床测得的锰矿石样品Ti/V的值为5.79~49.09，平均为24.31，表明研究区锰矿的锰质来源为火山或热水来源，同时可能有少量陆源风化的锰加入.

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（1~5 mm/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（>1 000 mm/ka），会有更少的微量元素的聚集（Glasby， 2006；Bau et al.， 2014）. Crerar（1982）、Hein（1994）等测定了不同成因沉积物中Fe、Mn和微量元素Ni、Cu、Co的含量，设计出Fe-Mn-（Ni+Cu+Co）×10图解（图8a），用以区分热水沉积与非热水沉积. 东平锰矿床的样品都落入热水沉积区域，表明锰矿的形成与热水活动有关.

雷卞军等（2002）和施春华等（2006）通过研究表明，在正常海洋沉积物中这些沉积物的沉淀速率非常的缓慢，而在这些沉积物缓慢沉积的过程中，沉积物可以吸附海水中大量的Th元素，而热水沉积物相比较而言沉积速度相对较快，从海水中吸附的Th元素相对较少，这使得在热水沉积物中相对贫乏Th元素，而U元素在热水沉积物中却相对富集. 根据lgU-lgTh图解（图8b），把我们的测试数据投入到图中可以发现我们的样品几乎都落在石化的热水铁锰沉积区，仅仅只有几个样品落在附近.

Y/Ho比值通常被用来区分沉积物的成因类型. 由于Y和Ho元素在自然界中通常以三价态形式存在，而且离子半径非常的接近，在各种地质过程中它们通常会表现出非常相似的地球化学行为（Nozaki et al.，1997）. 由于Y/Ho的比值不会受到环境的氧化-还原条件控制，因此Y/Ho比值通常作为独立于Ce、Eu异常之外的另一个重要判别标志（丁振举，2000）. 在现代深海热水流体中的Y/Ho比值范围通常在25~50之间，而海水比值则在44~75附近（Douville et al.，1999；靳松等，2022）. 东平锰矿床样品的Y/Ho比值介于19.52~29.90之间，平均为25.46，与深海热水流体相一致，表现出热水沉积的特征. 此外，正Eu异常通常被用来指示热液流体和热液沉积（Bau et al.，2014）. 锰矿石展示轻微的正Eu异常，指示东平锰矿可能来源于热液活动.

6.2　成矿环境

Ce元素有Ce³⁺和Ce⁴⁺两种价态，在氧化条件下Ce可呈Ce⁴⁺导致与其他的REE³⁺发生分离. 在海水的Eh、PH范围内，Ce³⁺很容易转变为Ce⁴⁺，Ce⁴⁺与氧气结合生成难容的CeO₂，被铁锰质氢氧化物胶体所吸附，导致海水中Ce存在明显的负异常. 一般来说，Ce的正异常通常出现在海底火山活动区铁锰结核中，在其他海相沉积物中很少发现（伊海生等，2008；Pattan and Parthiban，2011）. 铁锰结核的Fe-Mn氧化物、氢氧化物能够不断吸附CeO₂，形成Ce的富集，产生Ce正异常. 东平锰矿Ce/Ce^*为0.92~1.48，平均为1.19，样品具有Ce正异常，表明锰是在较氧化环境下，以氧化物或者氢氧化物形式沉积富集.

此外在相对缺氧的环境下，V元素相较于Ni元素更容易富集沉淀，因此V/（V+Ni）比值通常用来反映氧化还原环境状况，V/（V+Ni）比值在缺氧环境下为 0.83~1.00，贫氧环境下为0.57~0.83，弱氧化环境下为0.46~0.57，而氧化环境则小于0.46（Hatch and Leventhal，1992； Jones and Manning，1994；Tribovillard et al.，2006）. 东平锰矿矿石样品中V/（V+Ni）比值为0.23~0.75整体反映出形成于氧化-弱氧化环境.

因此，我们认为东平锰矿是在氧化环境下经历了锰氧化物或者氢氧化物的富集形成阶段，而碳酸锰矿是通过在成岩过程中锰氧化物或氢氧化物转化而来.

6.3　矿床成因分析及成矿模式

碳酸锰矿物一般形成于缺氧的环境，早期研究认为碳酸锰矿物的形成沉淀只是一个简单的化学反应. 然而，最近的研究表明在锰碳酸盐的形成伴随有锰氧化物或者氢氧化物的还原以及有机质的氧化（Morgan， 2005；Márta et al.， 2016）. 海水中Mn²⁺被带到氧化环境中被氧化成不溶于水的锰氧化物或者氢氧化物，进而进入沉积物中；随着沉积埋藏，先前形成的锰氧化物或者氢氧化物与有机质反应被还原为Mn²⁺，随后与孔隙水中HCO₃ ^-结合形成菱锰矿. 反应式如下：

2MnO₂+CH₂O+HCO₃ ^-→2MnCO₃+H₂O+OH^-

根据李启来等（2017b）对东平锰矿床中锰碳酸盐所做的C同位素可以发现：矿石样品的δ¹³C_PDB值为-6.40‰~-2.20‰，平均为-4.10‰，而围岩的δ¹³C_PDB值为-2.90‰~-2.20‰，平均为-2.60‰. 一般来说，海相碳酸盐中的溶解无机碳（DIC）有3种来源：海水、碳酸盐矿物的溶解和有机质的降解（Okita et al.， 1988），前两种来源的δ¹³C_PDB值为0±2‰，而有机碳分解产生的DIC的δ¹³C_PDB值-5‰到-25‰（Okita and Shanks，1992），混合来源的δ¹³C_PDB值介于海水和有机碳分解之间（Coleman et al.， 1982）. 根据东平锰矿样品δ¹³C_PDB值表明矿石和围岩均表现出混合碳源的特点，但是整体上矿石的δ¹³C_PDB值相对于围岩更加偏负，说明矿石的有机碳源所占的比例更大，同时也反映了在碳酸锰矿形成的过程中有有机质的参与.

晚三叠世华南板块由于裂陷拉张作用，海底地形从陆棚向深海槽发展，海底的基性喷发活动强烈，海底热液带来许多Mn、Fe、Co、Ni等金属物质，同时，大陆风化也会通过河流搬运带来Mn、Al、Si等元素，Mn²⁺在氧化还原界面以上的氧化环境中被氧化成MnO₂、Mn（OH）₂，然后跟氧化界面中的有机质（OM）反应形成锰的碳酸盐，在氧化还原界面以下的还原环境中沉淀（图9）.

7 结论

（1）东平锰矿床矿石矿物主要以钙菱锰矿、锰方解石为主，其次为菱锰矿，矿石整体表现为高硅低锰的特征；脉石矿物主要有方解石、白云石、石英、长石、黄铁矿、黄铜矿、闪锌矿、方铅矿、辉砷钴矿、硫镍钴矿、绿泥石、独居石、锐钛矿、磷灰石等. 矿石的结构主要为显微粒状结构，其次为生物碎屑结构；矿石构造主要为纹层状构造以及鲕粒状构造.

（2）东平锰矿样品中Ce正异常以及根据V/（V+Ni）比值，表明Mn是在较氧化环境下，以氧化物或者氢氧化物形式沉积富集.

（3）东平锰矿成矿物质来源主要与热液活动有关. 晚三叠世华南板块由于裂陷拉张作用，海底从陆棚向深海槽发展，海底的基性喷发活动强烈，海底热液带来Mn、Fe、Co、Ni等金属物质， Mn²⁺随着上涌作用被带到氧化环境中被氧化成MnO₂，随着成岩埋藏，氧化环境逐步转变为缺氧环境，孔隙水中锰氧化物或者氢氧化物与有机质反应形成锰碳酸盐矿物.

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基金资助

国家自然科学基金项目(41972091)