贵州东部及邻区南华纪锰矿中黄铁矿硫同位素高异常及地质意义

吴承泉, 程 远, 张正伟, 肖加飞, 符亚洲,邵树勋, 郑超飞, 姚俊华

(1. 中国科学院 地球化学研究所 矿床地球化学国家重点实验室, 贵州 贵阳 550002; 2. 中国科学院大学, 北京 100049; 3. 河南省有色金属地质矿产局 第五地质大队, 河南 郑州 450016)

0 引 言

新元古代地球环境发生了重大变化, 出现了Sturtian和Marinoan两期“雪球”事件[1], 并在全球范围内产出了重要的铁锰矿床[2–6]。中国扬子地区的古城冰期和南沱冰期分别对应 Sturtian和 Marinoan两期“雪球”事件[7–8]。分布于扬子地台东南部及其周缘的间冰期沉积(南华系大塘坡组 Nh1d, 也称民乐组或湘锰组)由于记录了丰富的古海洋和古环境信息而广受关注[9–18]。此外, 大塘坡组底部的黑色岩系中产出大量碳酸锰矿床, 这些锰矿床是我国重要的锰矿资源, 其矿床成因的研究既有利于矿产勘查工作, 也可为新元古代全球海洋环境和构造演化提供证据[9,10,12,15,18–23]。

我国南华纪锰矿床主要集中在贵州东部及其邻区, 又称“大塘坡式锰矿”, 是赋存在南华系大塘坡组(Nh1d)底部黑色岩系中的海相沉积型碳酸锰矿床。典型矿床包括贵州松桃杨立掌锰矿、大屋锰矿、大塘坡锰矿、道坨锰矿、西溪堡锰矿, 重庆秀山锰矿, 湖南民乐锰矿、湘潭锰矿、古丈锰矿, 湖北古城锰矿等。矿体呈层状、似层状和透镜状产出, 矿石以泥晶、微晶结构为主, 构造以块状、纹层状、条带状、气孔状和显微结核状为主, 矿石矿物主要为菱锰矿和钙菱锰矿。黄铁矿在锰矿层中普遍存在,前人对其进行了硫同位素研究, 发现了δ34S值异常高的特征[9,10,12–14,16–20,23–25]。黄铁矿δ34S 值普遍高于+40‰, 最高达+60‰, 超过了各地质时期海水硫酸盐δ34S的峰值范围[9]。对于这种现象, 不同研究者提出了以下不同的认识: 陆间海封闭沉积成因[9,10,17,20];硫酸盐最低带沉积成因[10,26]；“雪球”事件后的环境响应[12]；冰川沉积作用影响[14]；FeS与 MnO2歧化反应的结果[22]；热卤水淋滤萃取高δ34S值地壳硫的结果[19]。前人的研究仅关注宏观区域上锰矿层中黄铁矿异常高δ34S值的现象, 对其成因也存在不同的解释, 但对于黄铁矿硫同位素在矿层剖面和不同矿床间的差异性研究很少涉及。本研究拟对贵州松桃杨立掌锰矿、大屋锰矿、大塘坡锰矿, 重庆秀山锰矿, 湖南民乐锰矿、湘潭锰矿、古丈锰矿, 湖北古城锰矿中的黄铁矿的产出形态进行研究, 并进行系统的硫同位素测试, 在总结前人研究成果的基础上,讨论各矿床和代表性矿层剖面中黄铁矿硫同位素的特征和成因, 及其对锰矿床成因的指示意义。

1 区域地质背景

研究区位于扬子板块和江南造山带的交界处(图 1)。扬子板块和华夏板块在距今约 1.1～0.9 Ga因四堡运动拼合为华南板块[28–30]。华南板块在距今约820 Ma发生张裂[31–33], 形成南华裂谷。此时, 扬子板块东南缘处于被动大陆边缘, 在研究区形成大量裂谷盆地, 同生断裂和地壳沉降为新元古界地层的沉积提供了有利空间[32–34]。

图1 贵州东部及邻区南华纪锰矿床大地构造位置(据文献[27]修改)Fig.1 Geological map showing the distributions of manganese deposits of Nanhua Period in eastern Guizhou and adjacent areas, China(modified after reference [27])

新元古界地层在研究区广泛分布(表 1), 从贵州东部和湖南西部的盆地相沉积向北和西逐渐变为过渡相和台地相沉积[8]。发育有碳酸锰矿物层的大塘坡组(Nh1d)在盆地相和过渡相沉积中都有分布,下伏地层为铁丝坳组, 上覆地层为南沱组(图 2),均为整合接触。铁丝坳组和南沱组为冰期沉积地层[8],分别对应国际上成冰系(Cryogenion)的 Sturtian和Marinoan冰期[8,36–39]。研究区大塘坡组厚度为200～500 m, 上部为深灰色、黄灰色粉砂质页岩,下部为黑色碳质页岩(图 2)。锰矿层位于大塘坡组第一段的黑色页岩中, 在湘黔渝鄂桂均有分布, 以贵州东部及其邻区产出最多(图 1)。大塘坡组底部和顶部的凝灰岩夹层的锆石 U-Pb年龄分别为(662.9±4.3) Ma[8]和(654.5±3.8) Ma[7], 限定了大塘坡组的沉积年限。

表1 贵州东部及邻区南华系地层对比表(据文献[8])Table 1 Summary of lithostratigraphic units of Nanhua successions in eastern Guizhou and adjacent areas, China (after reference [8])

图2 贵州东部及邻区大塘坡组地层柱状图(据文献[35])Fig.2 Stratigraphic column of Datangpo Formation in eastern Guizhou and adjacent areas, China (after reference [35])

2 矿床地质特征

研究区典型矿床包括贵州松桃杨立掌锰矿、大屋锰矿、大塘坡锰矿、道坨锰矿、西溪堡锰矿, 重庆秀山锰矿, 湖南民乐锰矿、湘潭锰矿、古丈锰矿,湖北古城锰矿等。矿床受北东向同生断裂和沉积盆地的控制, 空间分布上呈现分散性、从集性和方向性的特点[19]。

含锰岩系为南华系大塘坡组第一段(Nh1d1)的黑色岩系(图2), 主要由菱锰矿层、黑色碳质页岩、含锰碳质页岩和凝灰岩夹层组成, 厚度不均, 多为14～30 m, 小于10 m的地段一般无矿体产出[40]。含锰岩系岩性具有分带性, 通常从沉积盆地中心到边缘为菱锰矿、碳质页岩-含锰白云岩带、碳质页岩-粉砂质碳质页岩带[40]。含锰岩系一般产出多层菱锰矿, 矿层以碳质页岩、碳质粘土岩和凝灰岩为间隔。矿体呈透镜状和似层状, 厚度变化大, 一般为 0～5 m,在矿床中心厚度大, 向两边逐渐减薄。矿层底板为黑色碳质页岩或杂砾岩, 顶板为黑色碳质页岩。根据贵州松桃杨立掌、大屋、大塘坡、重庆秀山溶溪

34和湖南花垣民乐矿床的研究, 矿石含锰 12%～30%,平均 21%; Mn/Fe值介于 3.5～8.9之间, 平均 7.5,P/Mn值介于0.006～0.016之间, 平均0.008, 属低锰高磷低铁型矿石。

矿石矿物主要为菱锰矿和钙菱锰矿(图 3e, 图3f), 脉石矿物以石英、长石、白云母、黄铁矿和黏土矿物、碳质为主。矿石结构主要为泥晶、微晶结构, 菱锰矿颗粒一般为 2～6 μm(图 3e, 图 3f)。矿石主要呈块状构造(图 3a)、纹层状构造(图 3b)、条带状构造(图3c)、气孔构造(图3d)和显微结核构造(图3e)。石英脉穿切锰矿层形成的条带状构造(图3c)属后期构造, 而由玉髓和沥青构成的气孔构造(图 3d)被认为是天然气渗漏形成的[25]。矿石结构构造特征表明锰矿石形成于低能安静的水体环境。

黄铁矿在锰矿层主要呈浸染状、条带状和结核状产出。细粒黄铁矿分散在含锰岩系中呈浸染状(图4a, 图4e, 图4f), 在局部富集呈稠密浸染状(图4d)或条带状(图 4g)。少量粗粒黄铁矿则呈条带状顺层产出(图 4b、4c)。在部分矿床可见结核状黄铁矿(图 4e)。黄铁矿以草莓状和自形-半自形结构为主。草莓状黄铁矿呈圆形或大致圆形, 大小不一, 多小于 1 μm, 最大可达 10～20 μm, 由多个小草莓状黄铁矿组成(图 4j、4k)。草莓状黄铁矿颗粒细小, 是黄铁矿主要产出形态,肉眼在手标本上难以识别。手标本上可见的一般为自形-半自形黄铁矿, 多呈立方体(图 4h、4i)或五角十二面体结构(图 4g)。还有一些黄铁矿围绕菱锰矿、石英形成环状结构(图 4l)。以上特征表明黄铁矿形成于同生沉积或成岩期, 与锰矿石具有相近的形成环境。

3 样品测试和结果

3.1 样品采集和分析方法

样品采自大塘坡组(Nh1d)底部的含锰岩系, 采样地点包括贵州松桃杨立掌锰矿、大屋锰矿、大塘坡锰矿, 重庆秀山溶溪锰矿, 湖南花垣民乐锰矿、古丈锰矿, 湖北长阳古城锰矿。样品岩性为菱锰矿石、碳质页岩和砾岩等(表2)。

选择肉眼可见黄铁矿样品, 捣碎至80～100目,淘洗后在双目镜下挑选纯净无杂质的黄铁矿颗粒。挑选后的黄铁矿经清洗、烘干后, 磨至 200目以下备用。草莓状黄铁矿颗粒太细小, 无法在镜下挑选纯净颗粒, 因此挑选出的都是自形-半自形的黄铁矿。硫同位素分析在中国科学院地球化学研究所环境地球化学国家重点实验室完成。分析仪器为连续流同位素质谱仪 CF-IRMS (EA-IsoPrime, EA：Euro3000, IRMS：GVinstruments)。测定数据采用相对国际硫同位素标准 V-CDT表示,δ34SVCDT=((34S/32S)样/(34S/32S)标－1)×1000。硫同位素标准物 GBW04414(Ag2S, δ34SCDT= (–0.07±0.13)‰)、GBW04415(Ag2S,δ34SCDT= (+22.15±0.14)‰), 测试误差小于±0.2‰(2σ)。硫同素测试结果见表2。

图3 贵州东部及邻区南华纪锰矿矿石结构构造Fig.3 Structures and textures of ores from manganese deposits in eastern Guizhou and adjacent areas, China

图4 贵州东部及邻区南华纪锰矿中黄铁矿的产出形态Fig.4 Occurrence forms of pyrite in the manganese deposits of Nanhua Period in eastern Guizhou and adjacent areas, China

3.2 测试结果

研究区南华纪锰矿中黄铁矿的δ34S值具有以下几点特征: (1)黄铁矿的δ34S值异常高, 菱锰矿石、碳质页岩夹层和顶底板岩石中黄铁矿的δ34S值没有明显区别, 本次测试的7个矿床中的29件样品的δ34S值介于+37.9‰～+62.6‰之间, 平均 52.7‰(表 2),这与前人研究成果相近(表3, 图5); (2)对205件样品的统计结果显示, 含锰岩系中黄铁矿的δ34S值呈塔式分布, 峰值在+46‰～+59‰之间(图 5b); (3)同一矿体剖面从下部到上部, 黄铁矿的δ34S值逐渐减小。如道坨锰矿同一钻孔的样品, 矿体下部到上部黄铁矿的δ34S值从 63.0‰逐渐减小到 56.2‰, 杨立掌锰矿从 52.3‰减小到 49.0‰, 两组大屋锰矿的数据从下到上变化分别为 49.3‰～36.9‰和 49.3‰～37.9‰(图 6); (4)不同矿床的黄铁矿δ34S值差异大,就平均值进行比较发现, 大塘坡(61.8‰)＞民乐(58.1‰)＞杨立掌(52.2‰)＞大屋(47.3‰)(表 3、图 7),与前人数据一致(大塘坡(54.0‰)＞民乐(52.7‰)＞杨立掌(48.8‰)＞大屋(44.5‰))(表 3), 大塘坡锰矿和大屋锰矿黄铁矿的δ34S平均值相差17.5‰; (5)部分矿床的黄铁矿δ34S值变化范围小, 如大塘坡锰矿 6件样品变化范围为61.3‰～62.6‰, 9件大屋锰矿样品的变化范围为 43.7‰～50.9‰, 10件道坨锰矿样品的变化范围为56.2‰～63.3‰(表3)。

表2 贵州东部及邻区南华纪锰矿中黄铁矿硫同位素测试结果Table 2 Sulfur isotope compositions of pyrite in manganese deposits of Nanhua Period in eastern Guizhou and adjacent areas, China

表3 贵州东部及邻区缘南华纪锰矿中黄铁矿硫同位素值统计结果Table 3 Statistical results of sulfur isotope compositions of pyrite in manganese deposits of Nanhua Period, eastern Guizhou and adjacent areas, China

4 讨 论

4.1 黄铁矿硫同位素异常高的原因

海洋沉积物中硫化物的硫主要来源于海水硫酸盐的还原作用, 其硫同位素组成取决于海水硫酸盐的硫同位素组成和硫酸盐还原过程中的硫同位素分馏[43]。海水硫酸盐的同位素组成主要受到海洋中硫酸盐的输入量和输出量的控制[43]。海洋中硫酸盐的输入主要指地表硫酸盐或硫化物风化后进入海洋,输出则主要指硫酸盐矿物的沉淀和硫酸盐还原生成的硫化物沉淀[23]。无机和生物作用都会造成硫酸盐还原过程中的硫同位素分馏[44]。在无机反应过程中,32S—O 比34S—O 键更容易被打断, 使得无机还原产生的H2S比硫酸盐富集约22‰的32S[45]。而细菌作用对硫同位素分馏起到催化作用, 缺氧环境下还原细菌消耗硫酸盐中的氧进行新陈代谢, 并使硫酸盐还原成 H2S[46]。由于硫酸盐还原细菌对轻硫硫酸盐的代谢速度比重硫硫酸盐快得多, 因而生成的H2S富集轻硫同位素而残留硫酸盐更加富集重硫同位素[47–48]。硫酸盐还原细菌作用可使和H2S产生 15‰～60‰的硫同位素分馏[49]。实验表明, 当水体中浓度很低时(＜2 mmol/L), 硫酸盐还原细菌引起的和H2S之间的同位素分馏随着硫酸盐浓度的降低而减小[45,50], 在硫酸盐浓度极低的情况下这种分馏可接近于零[45,50]。因此, 要通过硫酸盐还原细菌作用形成异常高δ34S值的黄铁矿, 海水硫酸盐δ34S值必须更高, 且浓度很低。

图5 贵州东部及邻区南华纪锰矿中黄铁矿硫同位素直方图Fig.5 Histograms of sulfur isotope compositions of pyrite in manganese deposits of Nanhua Period in eastern Guizhou and adjacent areas, China

图6 贵州东部及邻区南华纪锰矿中黄铁矿硫同位素值随剖面变化图Fig.6 Variations of sulfur isotopic composition in pyrite of the Nanhua manganese deposits along the ore bed profiles

研究区南华纪锰矿中黄铁矿的δ34S值呈塔式分布(图 5b), 表明其硫的来源单一, 主要来源于同期海水硫酸盐。而对于其异常高δ34S值的成因, 不同研究者提出了以下认识: (1)扬子地块在新元古代属Rodinia超大陆的一部分, 随着超大陆裂解形成了与大洋分隔的陆间海。陆间海海水硫酸盐富集34S, 局限盆地内封闭的沉积-成岩环境则减小了硫同位素的分馏[9,10,17,20]; (2)末元古代生物地球化学循环的重组, 有机质缓慢下沉在海洋浅层形成一个硫酸盐最低带(SMZ)。SMZ内缺少生物扰动, 硫酸盐还原细菌消耗的硫酸盐得不到补充, 从而使残余硫酸盐异常富集δ34S[10,26]; (3)“雪球”事件造成的环境剧烈变化, 使得局部(陆间海或者硫酸盐最低带)的海水硫酸盐异常富集34S, 而冰期后适宜的温度和充足的营养供给, 则使细菌参与的硫酸盐还原速度加快, 从而减小海水硫酸盐和硫化物之间的同位素分馏[12];(4)冰川作用将低纬度富含铁质的红土带入海洋, 消耗了大量海洋中的轻硫硫酸盐, 从而导致海洋硫酸盐富集重硫且浓度极低[14]; (5)硫酸盐还原细菌还原浓度极低的海水硫酸盐形成 H2S, 并与铁反应生成FeS, 随后FeS与MnO2发生厌氧歧化反应生成了比硫酸盐更富集34S的H2S, 从而形成δ34S值异常高的黄铁矿[22]; (6)锰矿层中黄铁矿的硫来源于热卤水淋滤萃取高δ34S值的地壳岩石硫[19]。

新元古代(1000～541 Ma)全球海洋硫酸盐的δ34S 值介于+17.5‰～+30‰之间[51–52], 因此在正常海洋环境中细菌还原生成的硫化物的δ34S值应低于

34+30‰, 而不可能形成δ34S值为+37.9‰～+62.6‰的黄铁矿。但在安徽省绩溪县下寒武统黑色岩系中发现了δ34S值为+61.6‰～+71.8‰的重晶石(BaSO4)[53],其硫来源于当时海水硫酸盐, 而当时全球海洋硫酸盐的δ34S值仅为+30‰[51–52]。这种重硫重晶石的形成被解释为封闭沉积盆地内细菌对硫酸盐的还原使得残余硫酸盐富集34S[53]。由此可见, 新元古代研究区沉积盆地中也可能出现较当时全球海洋富集34S硫酸盐的水体, 为异常高δ34S值的黄铁矿提供硫。

华南板块在距今约 820 Ma发生张裂[31–33], 形成南华裂谷。此时, 扬子板块东南缘处于被动大陆边缘。拉张形成的同生断裂和地壳沉降在贵州东部及邻区形成大量裂谷盆地[32,34]。根据岩相古地理的研究, 这些沉积盆地属于封闭-半封闭的脊内坡上局限盆地[19]。盆地外缘隆起的构造脊隔绝了与大洋的连通。Sturtian冰期期间, 冰川覆盖使得局限盆地中的硫酸盐得不到陆源风化硫酸盐的补充。于是局限盆地内硫酸盐被不断消耗, 轻硫优先从海水中输出,残余硫酸盐越来越富集34S。从图8可看出, 大塘坡组下部铁丝坳组地层中黄铁矿的δ34S值由下往上逐步增大, 到锰矿层下部的粉砂岩已出现了δ34S值为+41.8‰、+58.4‰的黄铁矿[9–10]。本次研究也在古城锰矿发现底板砾岩中δ34S值为+56.4‰的黄铁矿(表2)。这表明, 在锰矿层形成之前, 海水硫酸盐已经富集重硫同位素。冰期之后, 海洋表面生物产率增加,生成大量有机质。有机质下沉在海洋中形成了硫酸盐最低带(SMZ)[10,26], 阻断了上部硫酸盐的供给并为硫酸盐还原细菌提供了大量养分, 加速了硫酸盐的还原速率, 进一步减小硫酸盐和硫化物之间的硫同位素分馏。因此含大量碳质的锰矿层中黄铁矿的δ34S达到了最大值(图8)。随着裂谷的继续拉伸和外部硫酸盐的持续加入, 局限盆地逐渐变开放, 黄铁矿的δ34S值开始减小, 并在陡山沱时期重新变为负值, 成为正常海洋环境。

图8 贵州东部及邻区南华系和震旦系地层中黄铁矿的δ34S值变化曲线(据文献[10])Fig.8 Evolution of sulfur isotopic compositions of pyrite in strata of Nanhua and Sinian Periods in eastern Guizhou and adjacent areas,China (after reference [10])

此外, 锰矿层中黄铁矿的硫同位素组成在不同矿床或同一矿层剖面的不同部位都有变化。黄铁矿的δ34S最高值出现在冰期之后形成的硫酸盐最低带内, 之后随着盆地逐渐变开放, 黄铁矿的δ34S值随之减小。在矿层中表现为同一矿体下部到上部, 黄铁矿的δ34S值逐渐变小。如道坨锰矿同一钻孔的样品, 矿体下部到上部从 63.0‰变为 56.2‰, 杨立掌锰矿从 52.3‰变为 49.0‰, 两组大屋锰矿的数据从下到上变化分别为, 49.3‰到 36.9‰和 49.3‰到37.9‰。沉积盆地的封闭性使得硫同位素分馏较小,使得同一矿床的黄铁矿δ34S值变化范围很小, 如大塘坡锰矿6件样品变化范围为61.3‰～62.6‰, 极差为1.3‰, 9件大屋锰矿样品的变化范围为43.7‰～50.9‰, 极差为7.3‰, 10件道坨锰矿样品的变化范围为 56.2‰～63.3‰, 极差为 7.1‰。不同沉积盆地封闭性的差异则使不同矿床的黄铁矿δ34S值存在差异, 对黄铁矿δ34S平均值的比较发现, 大塘坡(61.8‰)＞民乐(58.1‰)＞杨立掌(52.2‰)＞大屋(47.3‰)(表 3), 大塘坡锰矿和大屋锰矿黄铁矿的δ34S平均值相差17.5‰。

综上所述, 沉积盆地的封闭性和冰川事件使海水硫酸盐浓度降低并富集重硫同位素, 随后形成的硫酸盐最低带进一步降低海水硫酸盐的浓度, 使海水硫酸盐和硫化物之间的硫同位素分馏很小, 形成了异常高δ34S值的黄铁矿, 并使同一矿床的黄铁矿δ34S值变化范围很小。随着沉积盆地逐渐变开放, 外部相对亏损34S的硫酸盐加入沉积盆地, 使得新生成的黄铁矿的δ34S值逐渐降低, 因而矿层剖面由下而上黄铁矿的δ34S值逐渐减小。而不同矿床中黄铁矿δ34S值差异则是因为沉积盆地封闭性的不同, 封闭性较好的沉积盆地中形成的黄铁矿δ34S值相对较高, 反之则较低。

4.2 对锰质来源的指示意义

锰矿层中的黄铁矿呈浸染状、条带状和结核状产出, 属同生沉积或成岩作用的产物, 与菱锰矿具有相近的形成环境。而黄铁矿形成于封闭的沉积环境中, 据此认为, 封闭的局限盆地是锰矿形成的重要地质背景条件。而矿石结构构造特征也表明矿层沉积在低能安静的水体环境, 这与局限盆地的沉积环境相符。

研究区矿床的锰质来源一直存在争议, 主要包括: 陆源物质风化来源, 大陆含锰物质风化后进入海洋沉积[24]；海底热水来源, 海水沿着深大断裂下渗, 在深部被加热并淋滤萃取出锰质, 随后沿着断裂上涌至海洋沉积[54–57]; 岩浆来源, 海底火山喷发或岩浆活动后期热液提供锰质[41]; 多来源, 以海底火山活动来源为主[58–59]。

菱锰矿形成于封闭的局限盆地内, 进入沉积盆地的陆源风化的锰质将受到限制。因此, 陆源物质风化产生的锰质不是研究区矿床的主要锰质来源,而渗流热卤水或火山锰源可能是矿床的主要锰质来源。这也得到以下地质地球化学证据的支持: (1)含锰岩系中普遍发育凝灰岩层[23,41,58,59], 在湖南古丈锰矿区还发现锰矿品位与火山碎屑含量呈正相关关系, 且火山碎屑被菱锰矿颗粒围绕, 形成火山碎屑菱锰矿石[58–59]; (2)在湖南民乐锰矿区的含矿岩系出

34现Mn、Ni、Cr、V、Ti、Cu、Ga、B等深部元素含量的峰值, 显示幔源物质对成矿的贡献[58–59]; (3)矿床形成于被动大陆边缘的拉张背景下, 矿床和沉积盆地受古断裂的控制(图7), 断裂构造为锰质来源提供了通道[41]; (4)根据矿石沥青反射率推测其形成温度为 170～195 ℃[54–55], 而矿石氧同位素推算的成矿温度平均为 58.5 ℃[56], 均高于正常海水环境; (5)矿石元素地球化学特征的研究也表明锰质主要来源于热水活动[54,56,57,60]。

5 结 论

贵州东部及邻区南华纪锰矿中黄铁矿主要呈浸染状、条带状和结核状产出, 并以草莓状和自形-半自形粒状结构为主。黄铁矿的δ34S值具有以下特征:异常高值, 介于+37.9‰～+62.6‰之间(平均 52.7‰);呈塔式分布, 峰值为+46‰～+59‰; 同一矿体从下部到上部逐渐变小; 不同矿床间差异大。

沉积盆地的封闭性和冰川事件使海水硫酸盐浓度降低并富集重硫同位素, 随后形成的硫酸盐最低带进一步减小了硫同位素的分馏, 使黄铁矿的δ34S达到异常高值。随着沉积盆地逐渐变开放, 矿层由下而上黄铁矿的δ34S值逐渐减小, 而不同矿床黄铁矿δ34S值差异则是因为沉积盆地封闭性的差异。因此, 局限沉积盆地是锰矿形成的重要地质背景条件,而渗流热卤水或火山锰源可能是矿床的主要锰质来源。

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