摘要
格学锰矿属碳酸盐型锰矿，形成于静水环境，位于黔北―滇东二叠纪锰矿成矿带，处于横跨黔北遵义延伸至滇东格学地区。本文以云南宣威市格学锰矿为研究对象，分析其成矿地质条件，讨论锰矿物质来源、沉积环境及锰沉淀方式。通过对矿区野外调查，对锰矿体、顶板及底板进行矿物组成、主量、微量及稀土元素分析测试。岩矿测试结果表明，矿区存在氧化锰和碳酸锰两种矿石类型，氧化锰矿石中见硬锰矿、软锰矿，碳酸锰矿石中主要为菱锰矿和少量的黄铁矿。Mn/Fe、Al2O3/TiO2、Co/Ni、Th/U、La/Ce、Y/Ho、Al/(Al+Fe+ Mn)比值，Fe-Mn-Al、Fe-Mn-(Cu+Ni+Co)×10、SiO2-Al2O3、logU-logTh 图解等，均集中显示研究区含锰岩系沉积过程中明显受到热水活动的影响，成矿物质很可能主要来自于热液体系的贡献。研究区含锰岩系的氧化还原敏感指标（Mn/Fe、Ceanom特征值、V/Cr、Ni/Co 和 V/(V+Ni)比值）特征及其图解显示，尽管各种氧化还原指标之间的某些细节解释存在差异性，但总体上研究区锰矿化过程水体可能经历氧化-还原循环转化的过程。对比邻区贵州及国内外二叠系锰矿最新研究成果，综合地质、地球化学特征，认为研究区锰矿形成过程中受到了热液活动的明显影响，成矿物质主要来自于热液体系的贡献，锰矿化过程水体可能经历次氧化-还原循环转化的过程，研究成果对区内下一步找矿工作具有一定的指导意义。
Abstract
The Gexue manganese deposit is a carbonate-type manganese deposit formed in a stagnant water environment, located within the Permian manganese metallogenic belt spanning from northern Guizhou to eastern Yunnan, which extends from Zunyi in northern Guizhou to the Gexue area in eastern Yunnan. This study focuses on the Gexue manganese deposit in Xuanwei City, Yunnan Province, analyzing its metallogenic geological conditions and discussing the sources of manganese minerals, sedimentary environment, and manganese precipitation mechanisms. Through field investigations of the mining area, mineral composition, major, trace, and rare earth element analyses were conducted on the manganese ore bodies, roof, and floor of the Xuanwei Gexue manganese deposit. Petrological and mineralogical tests reveal two types of ores in the mining area: oxidized manganese ore and carbonate manganese ore. The oxidized manganese ore contains psilomelane and pyrolusite, while the carbonate manganese ore primarily consists of rhodochrosite with minor pyrite. Ratios such as Mn/Fe, Al2O3/TiO2, Co/Ni, Th/U, La/Ce, Y/Ho, and Al/(Al+Fe+Mn), as well as Fe-Mn-Al, Fe-Mn-(Cu+Ni+Co)×10, SiO2-Al2O3, and logU-logTh diagrams, collectively indicate that the manganese-bearing series in the study area was significantly influenced by hydrothermal activity during sedimentation. The ore-forming materials were likely derived mainly from contributions of the hydrothermal system. Redox-sensitive indicators (e.g., Mn/Fe, Ce anomalies, V/Cr, Ni/Co, and V/(V+Ni) ratios) and their corresponding diagrams suggest that, although there are some interpretative differences in the details among various redox proxies, the water body during manganese mineralization in the study area likely underwent an oxidative-reductive cyclic transformation process. By comparing the latest research on Permian manganese deposits in neighboring Guizhou and other global counterparts, and integrating geological and geochemical characteristics, this study concludes that the formation of the manganese deposit in the study area was markedly influenced by hydrothermal activity, with ore-forming materials predominantly sourced from the hydrothermal system. The manganese mineralization process likely involved a suboxic-anoxic cyclic transformation of the water body, providing valuable guidance for further prospecting in the region.
Keywords
0 引言
锰矿资源是中国国民经济建设的紧缺战略矿产资源之一（孙凯等，2022；朱真真等，2025）。云南宣威格学地区是云南优质锰矿资源的主要富集区，根据最新的锰矿成矿区带划分，云南宣威市格学锰矿属二叠纪遵义—宣威锰矿成矿带，水城—宣威锰矿成矿亚带（刘志臣等，2024）。
近年来，随着高精度同位素年代学（如 U-Pb、 Re-Os 定年）、微区分析技术（如 LA-ICP-MS、SEM-EDS）及数值模拟方法的广泛应用，黔北—滇东二叠纪锰矿的研究在成矿物质来源、沉积古环境及构造-热液耦合机制等方面取得了重要进展（刘志臣等，2019a；徐海，2021）。研究表明，该区锰矿主要赋存于二叠系茅口组（阳新组）中，成因类型以沉积型为主，部分受热液叠加改造影响（陈登等，2019）。在成矿时代上，精确的锆石 U-Pb 和 Re-Os 同位素定年显示锰矿主要形成于中—晚二叠世（270~260 Ma），与峨眉山地幔柱活动及古特提斯洋构造演化密切相关（刘志臣等，2019b）。在物质来源方面，地球化学及同位素证据（如Ce异常、Mo-U协变关系及 Fe-Mn-Cu-Zn元素组合）表明锰质可能主要来源于海底热液与海水混合沉积（程玛莉等，2024），但陆源输入（如风化剥蚀）和微生物介导的成矿作用亦不可忽视（曾凯等，2025）。沉积环境上，锰矿多形成于缺氧-次氧化的陆棚或盆地相带，且受全球海平面变化及区域构造（如水城—宣威次级裂谷）控制（刘志臣等，2024）。
近年来对遵义—宣威二叠系锰矿的研究主要集中在贵州地区，主要从锰矿床的矿石矿物特征、矿床成因、物质来源、成因机理方面开展研究，而针对云南格学锰矿成矿规律和锰矿成矿区带划分方面的研究较少，直接导致了在锰矿成矿预测方面不系统。
因此，研究宣威格学锰矿矿床地球化学及成因机理，对充分认识该成锰盆地古地理变迁、地质演化过程及锰沉积成矿事件具有重要意义。通过对宣威格学锰矿野外调查，针对矿床含锰地层开展地球化学元素分析，探讨锰矿物质来源、沉积环境特征和锰沉淀方式，有助于深化滇东区域二叠纪锰矿成矿规律认识，丰富区域锰矿成矿理论，为区域成矿预测和找矿勘查提供一定线索。
1 格学锰矿地质构造背景
矿区大地构造位置属扬子陆块区（Ⅳ）上扬子古陆块（Ⅳ-2）滇东被动陆缘（Pz）（VI-2-4）曲靖陆表海（Pz）（VI-2-4-3）北东部（图1a）。
区域内褶皱、断层构造较发育，主要褶皱有向阳村向斜、东山背斜、龙场向斜、格宜向斜、阿都背斜，褶皱轴向以北东为主，弧形、箱状褶皱均有，一般封闭良好。断裂构造比较复杂，断层主要发育有雪麻箐断裂、东山断裂、田边断裂和格学断裂，断层多以北东向为主，在牛首山古隆起的接触部位，构造线由北东转为北西向（图1b）。区域出露地层由下寒武统至第四系除奥陶系、白垩系缺失外，其他均有发育，以石炭系、二叠系和三叠系出露最广，发育最好。矿区岩浆岩以二叠系玄武岩广泛分布为特征，主要岩性为致密状、杏仁状玄武岩、斜斑玄武岩、玄武质凝灰岩、凝灰岩，形成一套含铁、锰的火山-沉积建造，区域内小规模出露辉绿岩，多以小岩株产出。
区域内矿产构成大型规模的有烟煤、石灰岩和黏土；构成中型规模的有锰矿、铅锌矿；小型规模和矿化点有铜矿、铝土矿、稀土元素、铁矿。其中锰矿主要有格学锰矿、阿都戛锰矿和红石岩锰矿。
图1滇东格学锰矿研究区大地构造位置图（a）和区域地质及锰矿分布图（b）
1—三叠系；2—上二叠统；3—峨眉山组玄武岩；4—中二叠统；5—石炭系；6—向斜轴部；7—背斜轴部；8—断层；9—地层界线；10—锰矿点； 11—研究区
2 格学锰矿矿床地质特征
2.1 矿区地层
研究区主要出露中二叠统阳新组、中—上二叠统峨眉山组、三叠系、第四系（图2）。从老到新分述如下：
（1）中二叠统阳新组第一段（P2y1）：灰色、深灰色生物屑灰岩，泥晶生物屑结构，块状构造。岩石主要由粒屑颗粒及填隙物组成，粒屑成分主要为生物屑，生物屑多为单晶结构的棘屑，晶粒结构的有瓣鳃类、有孔虫、藻类等。杂基支撑，基底式胶结。岩石具裂隙，裂隙中充填后期亮晶方解石，粒度较大。厚度较为稳定，一般厚 110 m 左右。与下伏马平组呈整合接触。
（2）中二叠统阳新组第二段（P2y2）：该段与第一段区别不甚明显，灰色、灰白色泥晶生物屑灰岩，夹少量分布不均的白云质条带和斑块。泥晶生物屑结构，块状构造。岩石主要由粒屑颗粒及填隙物组成。粒屑成分主要为生物屑，生物屑多为晶粒结构的䗴、有孔虫，单晶结构的棘屑及藻类等。一般厚 130～190 m，平均 160 m。与下伏阳新组第一段灰岩呈整合接触。
（3）中二叠统阳新组第三段（P2y3）：主要为灰白色、浅灰色亮晶生物屑灰岩、含锰灰岩。不等晶结构、泥晶结构、亮晶生物屑结构，块状构造。岩石主要由粒屑颗粒及填隙物组成，粒屑成分主要为生物屑，生物屑多为晶粒结构的䗴、藻类等。一般厚 30～50 m，与下伏阳新组第二段呈整合接触。
（4）中—上二叠统峨眉山组第一段（Pea）：灰黑色、灰绿色杏仁状玄武岩，斑状结构，基质间粒间隐结构，杏仁状构造。岩石中斑晶主要为斜长石、辉石，斜长石呈板状，大多见泥化，晶体混浊；辉石呈柱状，完全蚀变为绿泥石、皂石等，集合体呈辉石假象。层厚 50～300 m，与下伏地层阳新组第三段不整合接触。
（5）中—上二叠统峨眉山组第二段（Peb）：灰黑色杏仁状玄武岩，斑状结构、基质间粒间隐结构，杏仁状构造，风化强烈部位岩石较破碎，层厚350 m。
（6）上二叠统宣威组（P3x）：岩性为黄色、黄褐色，薄中厚层状细砂岩、粉砂岩、粉砂质泥岩、泥岩及煤层组成。含煤层煤线 32 到 40 层，为区域内主要煤系地层，层厚286 m。
（7）下三叠统飞仙关组（T1f）：下段为青灰、灰绿色粉砂岩、泥岩夹少量灰岩；上段为紫红、暗紫色粉砂质泥岩、泥岩夹砂岩。
（8）第四系残坡积层（Qedl）：主要成分为玄武岩风化土、角砾、碎石等，厚度0～90 m。
图2格学锰矿地质简图
1—第四系残坡积层；2—下三叠统永宁镇组；3—下三叠统飞仙关组；4—上二叠统宣威组；5—中—上二叠统峨眉山组第二段；6—中—上二叠统峨眉山组第一段；7—中二叠统阳新组第三段；8—中二叠统阳新组第二段；9—中二叠统阳新组第一段；10—锰矿化层；11—地质界线；12— 断层；13—见矿钻孔；14—研究区范围
2.2 含矿层特征
区内锰矿赋存在阳新组第三段顶部含锰灰岩中，主要为一套含锰岩系，局部变为黏土质建造或含锰铁建造。含锰岩系主要由浅灰色、暗灰色—灰黑色含黄铁矿的黏土岩、碳酸锰矿石及粉砂质泥岩组成。含矿岩系一般厚 5.04～9.93 m，锰矿层产于含矿岩系的中下部，与下伏阳新组第二段硅质灰岩接触，上覆地层为中—上二叠统峨眉山组玄武岩。
区内阳新组含锰岩系在地层走向方向10余千米范围均有出露，含锰灰岩工程揭露厚度3.35～9.93 m，平均厚度7.13 m。锰矿产出严格受层位控制，呈层状、似层状产出，走向350°～5°，倾向NW，倾角4°～12°，产出层位稳定。
矿体顶底板标志明显，矿层顶板岩性为阳新组第三段含锰灰岩，间接顶板峨眉山组玄武岩第一段褐色、褐红色、灰绿色晶屑凝灰岩。矿层底板岩性为阳新组第三段含锰灰岩，间接底板为阳新组第二段灰黑色、深灰色炭质灰岩与硅质灰岩互层。
2.3 矿体特征
锰矿赋存在阳新组第三段顶部含锰灰岩中，严格受层位控制，呈层状、似层状产出，产状与围岩基本一致。矿体走向长 2500 m，倾斜延伸 500～615 m。矿体埋深 0～340 m，赋存标高 1718～2084 m（图3）。顶板岩性为阳新组第三段含锰灰岩，灰岩之上为峨眉山组玄武岩第一段褐色、褐红色、灰绿色晶屑凝灰岩。底板岩性为阳新组第三段含锰灰岩，其下为阳新组第二段灰黑色、深灰色炭质灰岩与硅质灰岩互层。
（1）矿体沿走向对比：本文选择探矿工程顺矿体走向方向柱状图对比（图4），结果显示，探矿工程揭露的含矿层和含锰灰岩，厚度变化较大，矿体在沿走向方向上受岩相变化影响较大，指示着矿体在沿走向之间可能存在不同的沉积建造单元，亦有可能之间存在次级断裂，或之间存在地垒。
（2）矿体沿倾向对比：本文选择探矿工程顺矿体倾向方向柱状图对比（图5），结果显示，从浅入深，从东往西，含矿岩系整体呈现厚度变厚趋势。矿区中部从浅入深，矿（化）体厚度增大，矿体品位基本一致。
总体上从浅入深，从东往西，含矿岩系呈现厚度增厚的趋势，在近地表沿走向方向，矿体北段厚度明显好于南段，但矿体品位基本一致。
2.4 矿石特征
矿石中的锰矿物在地表或近地表主要为氧化锰，深部主要为碳酸锰矿。
（1）氧化锰矿
矿石矿物主要为硬锰矿、软锰矿，粒度＜1 mm，含量为 2%～50%，自形程度较好，脉石主要为方解石、赤铁矿、褐铁矿、黄铁矿、少量白云石及石英（图6a、c）。
图3矿区剖面图
1—中—上二叠统峨眉山组第二段；2—中—上二叠统峨眉山组第一段；3—中二叠统阳新组第三段；4—中二叠统阳新组第二段；5—中二叠统阳新组第一段；6—锰矿体；7—逆断层；8—玄武岩；9—含锰灰岩；10—灰岩
图4矿体顺走向柱状对比图
1—玄武岩；2—玄武质晶屑凝灰岩；3—含锰灰岩；4—炭质灰岩；5—硅质灰岩；6—生物碎屑灰岩；7—锰工业矿体；8—锰矿化体；9—矿体对比线；10—矿化体对比线；11—推测矿体对比线；12—推测矿化体对比线
图5矿体顺倾向柱状对比图
1—玄武岩；2—玄武质晶屑凝灰岩；3—含锰灰岩；4—炭质灰岩；5—硅质灰岩；6—生物碎屑灰岩；7—角砾；8—锰工业矿体；9—锰矿化体；10— 矿体对比线；11—矿化体对比线；12—推测矿体对比线；13—推测矿化体对比线
硬锰矿：呈自形—他形柱状、粒状，集合体条带状、团块状分布；
软锰矿：呈星散浸染状、柱状、纤维状、针状，集合体团块状、放射状、束状、枝状分布；
赤铁矿见自形柱状，褐铁矿呈他形粒状，部分集合体呈黄铁矿假象状；黄铁矿为自形粒状。
金属矿物多为独立颗粒或简单连生，部分硬锰矿、软锰矿连生，部分褐铁矿与硬锰矿连生，金属矿物稠密浸染状分布。
（2）碳酸锰矿
矿石矿物主要为菱锰矿，含量大于 90%，其次为硬锰矿、软锰矿、赤铁矿、褐铁矿、黄铁矿，粒度＜ 1 mm，自形程度较好。脉石主要为方解石、少量白云石及石英（图6b、d）。
菱锰矿：呈自形—他形柱状、粒状，集合体枝状、毡状、网状、团块状，稀疏浸染状分布。
赤铁矿见自形柱状，褐铁矿呈他形粒状，部分集合体呈黄铁矿假象状；黄铁矿为自形粒状。
泥晶方解石，经茜素红染色呈红色，部分重结晶为亮晶粒状方解石，粒度大小不一，紧密镶嵌分布。粒度＜1 mm的方解石、石英及金属矿物混杂分布，粒状石英、金属矿物与方解石不均匀混杂分布。
图6格学锰矿软锰矿与硬锰矿镜下照片
a—软锰矿呈束状、放射状分布；b—硬锰矿呈条带状、团块分布；c—软锰矿、硬锰矿稠密浸染状分布；d—硬锰矿集合体呈枝状、毡状分布
3 矿床地球化学特征
3.1 样品及分析处理方法
本文对格学锰矿施工的 3 个钻孔中的 11 件样品分别进行了地球化学分析，其中锰矿体样品5件，编号分别为：ZK001-H7、ZK001-H8、ZK001-H9、 ZK801-H3、ZK1601-H8；顶板含锰灰岩3件，编号分别为：ZK001-H6、ZK801-H1、ZK1601-H7；底板含锰灰岩 3 件，编号分别为：ZK001-H12、ZK801-H8、 ZK1601-H10。样品经粗碎、中碎后用 0.9 mm 筛孔过筛，以四分法按Q=Kd2 公式缩分（K值取0.2），缩分后重量约 200 g。细碎后过 160目筛孔，四分之三作副样由测试中心保存，四分之一作正样，再通过细碎，过200目筛孔后分析。
在云南省有色地质局测试中心进行岩石化学主量元素分析（12 项，SiO2、P2O5、CaO、MgO、Al2O3、 TiO2、Fe2O3、FeO、MnO、Na2O、K2O、S），在云南省有色地质局 308 队测试中心进行微量元素分析（27 项， Sc、V、Cr、Co、Ni、Cu、Zn、Ga、Ge、Rb、Sr、Zr、Nb、Mo、 Ag、Cd、In、Sn、Sb、Cs、Ba、Hf、Ta、W、Pb、Th、U）。
3.2 主量元素
本文采样主要集中在格学锰矿外围，样品涵盖矿体及矿体顶底板围岩。格学锰矿主量元素结果如表1所示。
矿石中 MnO、CaO 含量较高，MnO 含量为 9.79%~26.54%（平均 19.32%），矿石 CaO 含量为 19.31%~44.71%（平均 33.00%），其次为 SiO2 （含量 1.68%~7.61%，平均 3.47%）、TFe2O3 （含量 0.81%~3.51%，平均1.85%）、Al2O3（含量0.17%~5.37%，平均 1.61%）、SO3（含量 0.41%~2.37%、平均 1.41%）、MgO （含量 0.47%~0.88%，平均 0.66%）、TiO2（含量 0.13%~0.51%，平均 0.31%），而 Na2O（平均 0.06%）、 K2O（0.44%）和P2O5（平均0.40%）含量较低。
矿层顶底板围岩中CaO（平均39.72%）、SiO2（平均 10.74%）含量较高，其次为 TFe2O3（平均 2.92%）、 Al2O3（平均 3.10%）、SO3（平均 1.80%）及 TiO2（平均 0.58%）组成，围岩锰含量为 0.19%~5.87%，平均 2.47%。
锰矿石样品 Al203/Ti02比值为 0.81~10.53（平均 3.76），Mn/Fe 比值为 7.56~16.06（平均 11.69）。主量元素的相关性分析结果显示，含锰岩系 MnO 与 Al2O3、SiO2、TiO2、TFe2O3、MgO、K2O、SO3等具有明显的负相关，与 CaO、V、Th、Ag、U、Ni等具有明显的正相关（图7）。综合来看，格学锰矿具有高钙、高硅、高铁、高硫及低磷的特征。
表1格学锰矿岩矿石主量元素分析结果（%）
图7含锰岩系样品主微量稀土元素相关性图解
3.3 微量元素
格学锰矿样品微量元素结果如表2所示。相对于原始地幔（Pm；Sun and McDonough，1989），锰矿层下部的含锰灰岩以富集V、Th、Cs、Hf、Nb、Sn、Sr、Ta、 Zr、Pb、W、Ba及U为特征；锰矿体富集V、Th、Cs、Hf、 Nb、Sn、Sr、Ta、Zr、Ga、Pb、Rb、W、Zn、Ba、Cu及U为特征；锰矿层上部的含锰灰岩富集 V、Th、Cs、Hf、Nb、 Sn、Sr、Ta、Zr、Ga、Pb、Rb、W、Zn、Ba、Cu及U为特征。总体而言，矿层及其顶底板显著富集 Th、Cs、Sn、Sr、 Ga、Pb、Rb、W、U，且这些元素含量从矿层底板—矿层顶板具逐渐上升的趋势（图8）。顶板含锰灰岩、底板含锰灰岩样品配分模式与锰矿石样品配分模式相似，表明格学锰矿成矿地质背景类似。
表2格学锰矿岩矿石微量元素组成（10-6）
4 讨论
4.1 元素地球化学特征对锰矿物质来源的指示
由于热液成因锰矿床中Fe和Mn具有明显的分馏作用，因而会产生较高或较低的 Mn/Fe比值（0.1<Mn/Fe<10），而在水成沉积岩中 Mn/Fe比值接近于 1 （Nicholson et al.，1997；Hein et al.，1999）。格学锰矿石样品 Mn/Fe 比值为 0.30~27.19，平均 8.09，表明研究区具较大变化的 Mn/Fe 比值，且与热液沉积锰矿类似（Nicholson et al.，1997）。
Ti 含量可以在一定程度上反映陆源碎屑物质的混入程度，Ti含量越高往往指示陆源碎屑物质参与程度越高（Toucanne et al.，2015）。研究区二叠系锰矿矿石及其围岩中 TiO2 含量较低，为 0.01%~1.59%，其中锰矿（化）层中 TiO2值为 0.13%~0.51% （均值0.28%），含量总体较低，说明陆源物质输入可能对锰矿成矿的影响较小。
另外，沉积物中的Al2O3/TiO2，比值受风化、沉积运移或成岩作用的影响很小，但受火山物质参与的影响较为明显（Hayashi et al.，1997）。格学锰矿矿石样品比值为 0.81~10.53，平均 4.73，与基性火山岩接近（3～14）（Hayashi et al.，1997），明显区别于显生宙远洋沉积岩 Al2O3/TiO2比值（20～30）。佐证了格学锰矿成矿物源受陆源物质输入的影响较小，相比而言，火山热液活动对锰矿成矿影响更为显著。
Co/Ni值是判断热水沉积特征的指标之一（范德廉，1994）。Co 与 Ni均为亲地核元素从地壳向地核过渡其含量都会呈现不断升高的趋势，但Co相对低于Ni向地核聚集的程度（刘英俊等，1984）。通常认为火山热液成因矿床相对富 Cu、Ni 元素，贫 Co 元素，Co/Ni比值小于1，Co/Zn比值接近0.15，而典型水成锰矿床 Co/Zn 比值高于 2.5（Bau et al.，2014）。研究区锰矿石和赋矿含锰灰岩的 Co/Ni 比值为 0.03~2.21，平均0.58，所有样品中除个别样品大于1外，其余均小于 1，Co/Zn 比值为 0.54～0.77，平均 0.62，反应了锰矿化过程中火山-热液活动的重要影响，显示热水沉积特征。
a—含锰岩系；b—锰矿（化）体；c—顶板含锰灰岩；d—底板含锰灰岩
前人研究表明，在沉积速率缓慢的正常深海沉积过程中，Th 易被海水吸附而导致沉积岩中 Th 含量高于 U，而在高沉积速率的热水沉积环境中海水不能充分吸取Th，而导致沉积物中U含量相对偏高 （Marchig et al.，1982；Rona，1987），因此，Th/U 值常作为沉积环境的判断依据之一。U/Th 比值在热液沉积岩中大于 1，而 U/Th 比值在非热水沉积岩中则小于 1，还可利用 U/Th 指标来判断沉积物源与热液沉积的关系。矿石中U/Th比值为4.04～20.53，平均 13.98，远大于1，显示研究区具有热液沉积的特征。
前人研究指出，La/Ce 比值大于 1 时为海水沉积，热液铁锰沉积物的 La/Ce 比值约为 2.8，而正常水成铁锰矿的 La/Ce 比值明显较低（约为 0.25） （Shah and Moon，2007）。研究区样品稀土元素组成如表3所示，研究区锰矿 La/Ce 比值为 0.59~1.74，显著高于正常水成铁锰矿石而与热液成因铁锰矿石接近，说明研究区含锰岩系沉积过程中可能受到热水活动的影响。
正常海相沉积物 Y/Ho 值约为 55，而陆源碎屑物质、球粒陨石、火山岩的Y/Ho值约为28（Nozaki et al.，1997）。研究区锰矿石及围岩 Y/Ho 值为 35.63~63.32，平均 53.53，高于陆源碎屑物质、球粒陨石及火山岩而接近于正常海相沉积物的Y/Ho值。
A1/（Al+Fe+Mn）值可以作为判别热水沉积成因 （Boström and Pelerson，1969）。其中，典型热水沉积物的 AI/（AI+Fe+Mn）<0.35（Rona et al.，1983）。研究区锰矿层及围岩 A1/（AI+Fe+Mn）值为 0.01~0.52，平均 0.18，除个别样品外，其余样品 A1/（AI+Fe+Mn）明显低于0.35，显示出热水沉积的特征。
Fe-Mn-Al 及 Fe-Mn-（Cu+Ni+Co）×10 三元图解对于分析锰矿成因也有参考价值（Adachi et al.， 1986；Yamamoto，1987；Wonder et al.，1988）。在 Al-Fe-Mn、Fe-Mn-（Cu+Ni+Co）×10和 SiO2-Al2O3图解中 （图9a~c），样品总体落在热水沉积区及其附近，表明其形成与热液活动有关，其硅源很可能来自于热液体系。
Bostrom（1983）对沉积型锰矿床进行研究表明，沉积物中的lgU与lgTh在不同的沉积区域特征差异比较明显，通过将样品投点于 lgU-lgTh 图解显示 （图9d），锰矿石均靠近 RH（红海热卤卤水沉积区） 和FH（古热液沉积区），这些特征也支持研究区的热水沉积成矿。
表3格学锰矿岩（矿）石稀土元素分析结果（10-6）
图9含锰岩系成因判别图解
a—Fe-Mn-Al成因判别图解（底图据Adachi et al.，1986）；b—Fe-Mn-（Cu+Ni+Co）×10图解（底图据Rona et al.，1983）；c—SiO2-Al2O3成因判别图解（底图据 Wonder et a1.，1988）；d—lgU-lgTh 关系图（底图据 Rona et al.，1983）；EH—东太平洋隆起热水沉积区；RH—红海热卤水沉积区； FH—古热液沉积区；OS—正常远洋沉积区；MN—锰结核沉积区
4.2 元素地球化学特征对锰矿沉积环境的指示
Mn/Fe比值大小可作为锰矿床成因类型的重要判别标志，热水喷流沉积型锰矿床的 Mn/Fe 比值较高，通常 Mn/Fe=0.1~10 或更高，锰矿层常呈层状及透镜状产出（Nicholson et al.，1997；Hein et al.， 1999）。贵池（安徽，Mn/Fe=6~8）、下雷（广西，Mn/Fe =3.55）等典型的热水沉积Fe-Mn矿床（海山结壳）具有较高的 Mn/Fe 比值（谢建成等，2006；秦元奎等， 2010）。与上述典型热水沉积矿床相比较，宣威格学锰矿床含锰岩系 Mn/Fe 比值较高，其中锰矿（矿化）体 Mn/Fe 比值为 7.56~16.06，平均值为 12.02；顶板含锰灰岩Mn/Fe比值为0.29~0.58，平均值为0.43； 底板含锰灰岩 Mn/Fe 比值为 0.70~2.74，平均值为 1.84，以上数据说明格学锰矿为热水沉积型锰矿床 （图10a）。同时，在剖面上从底板到顶板 Mn/Fe 比值，0# 剖面为 2.74、13.06、0.29，8# 剖面为 2.08、 13.34、0.41，16#剖面为 0.70、7.56、0.58，3个剖面 Mn/ Fe比值均呈规律性增减，反映研究区含锰岩系为热水多期脉动式活动的结果。
Ceanom（Ceanom=lg[3CeN/（2LaN+NdN）]）值可作为沉积环境的氧化还原条件判断标志，Ceanom>-0.1 指示 Ce 正异常，沉积水体为缺氧环境，而 Ceanom<-0.1 指示 Ce 负异常，沉积水体为氧化环境（Wright et al.， 1987；Xie et al.，2013）。宣威格学锰矿含锰岩系样品Ceanom值均小于-0.1，反映沉积作用发生于含氧水体环境。
前人研究表明，V/Cr<2、Ni/Co<5时，指示富氧环境；V/Cr>4.25、Ni/Co>7时，指示缺氧环境；研究区矿石及其围岩样品的Ni/Co值为2.42~18.37，指示锰矿沉积期水体经历了氧化-还原交换的特征（图10b）。研究区矿石及其围岩样品的 V/Cr 值为 2.04~11.99，平均5.62，显示锰矿沉积期水体发生弱氧化-还原波动的特征（图10c）。
前人研究表明，当 V/（V+Ni）值<0.46 时，表明沉积环境为氧化环境；当 V/（V+Ni）值为 0.46~0.57时指示弱氧化环境；当 V/（V+Ni）值为 0.57~0.83时指示缺氧环境；当 V/（V+Ni）值为 0.83~1 时指示静海中的还原环境。研究区矿石及其围岩样品的V/（V+Ni）值为 0.23~0.88，从V/（V+Ni）图解看，锰矿沉积期水体发生氧化-还原交换（图10d）。
图10含锰岩系沉积环境判别图解
a—Mn-Fe图解（底图据Tribovillard et al.，2006）；b—Ni-Co图解（底图据Jones and Maning，1994）；c—V-Cr图解（底图据Jones and Maning， 1994）；d—V-（V+Ni）关系图（底图据Jones and Maning，1994）
4.3 锰沉淀方式
形成于氧化环境的现代海底铁锰沉积物因含大量的非晶态铁锰氧化物及氢氧化物而具有强吸附性，且因较低的生长速度利于铁锰沉积物缓慢的从海水中大量吸附稀土元素，导致现代海底铁锰沉积物具有显著高的稀土总量，其稀土总量普遍大于 500×10-6 （崔迎春，2008）。形成于缺氧环境的Kalahari 菱锰矿床，由Mn2+ 与CO3 2- 直接结合沉淀形成，锰矿石稀土元素总量低（平均值为 18.87×10-6）（Chetty and Gutzmer，2012）。宣威格学锰矿矿体、含锰灰岩中稀土总量为 24.51×10-6～286.75×10-6 （平均 98.67×10-6），明显低于现代海底铁锰沉积物的稀土总量而高于 Kalahari菱锰矿床的稀土元素总量。根据岩相古地理特征及地球化学指示性参数显示，宣威格学锰矿含锰岩系沉积时期陆源物质输入较少，稀土元素特征主要继承自海水及海底喷流热水，其形成于弱氧化-弱还原环境。上述研究表明，宣威格学锰矿在沉积时期处于一种介于弱氧化与弱还原之间的环境，其铁锰沉积物主要以氧化物和氢氧化物的形式存在。这些铁锰氧化物和氢氧化物能够从海水和热水中吸附大量的稀土离子，因此，初始沉积的铁锰沉积物中的稀土含量远高于在还原环境下形成的菱锰矿沉积物。在成岩成矿的过程中，初始沉积的铁锰沉积物经历了还原作用，有机质大量形成的 CO3 2- 或 HCO3-，同时高价铁锰氧化物被还原为 Fe2+ 和Mn2+。这些二价铁锰离子随后与CO3 2- 或HCO3- 结合，最终形成了菱锰矿。
5 结论
（1）通过对格学锰矿矿床的研究，总结区内找矿标志，①地层标志：锰矿赋矿层位为中二叠统阳新组第三段含锰灰岩中。地表锰矿露头呈树枝状、花斑状、浸染状、条带状分布于含锰灰岩中。风化后常形成烟灰土，被掩盖地段可见氧化锰矿转石； ②岩性组合标志：原生锰矿直接顶板一般为含锰灰岩及角砾状灰岩，间接顶板为褐黄色、绿灰色、咖啡色晶屑岩屑凝灰岩；底板有深灰—灰黑色炭质生物屑泥晶灰岩、含炭质泥晶生物屑灰岩、硅质灰岩，常伴有燧石条带、硅质岩出现。
（2）研究区含锰岩系的 Mn/Fe、Al2O3/TiO2、Co/ Ni、Th/U、La/Ce、Y/Ho、Al/（Al+Fe+Mn）比值，Fe-Mn-Al、Fe-Mn-（Cu+Ni+Co）×10、SiO2-Al2O3、logU-logTh 图解等，均集中显示含锰岩系形成过程中有明显的热水物质贡献。研究区锰矿形成过程中受到了热液活动的明显影响，成矿物质很可能主要来自于热液体系的贡献。
（3）研究区含锰岩系的氧化还原敏感指标（Mn/ Fe、Ceanom特征值、V/Cr、Ni/Co 和 V/（V+Ni）比值）特征及其图解显示，尽管各种氧化还原指标之间的某些细节的解释存在差异性，但总体上研究区锰矿化过程水体可能经历次氧化-还原循环转化的过程。
（4）根据研究区主量、微量、稀土元素测试结果分析，宣威格学锰矿在成岩成矿的过程中，初始沉积的铁锰沉积物经历了还原作用，有机质大量形成的 CO3 2- 或 HCO3-，同时高价铁锰氧化物被还原为 Fe2+ 和Mn2+，这些二价铁锰离子随后与CO3 2- 或HCO3- 结合，最终形成了菱锰矿。
