摘要
湘西地区大塘坡式锰矿床的形成与盆地底水氧化密切相关，明确其驱动机制有助于深入理解成矿过程，并为找矿工作提供理论指导。本文以民乐地区大塘坡组剖面为研究对象，开展全岩主、微量元素地球化学分析，利用Mo含量、V/（V+Ni）和V/Cr等氧化还原指标及古盐度参数（B/Ga），建立化学地层，探讨沉积氧化还原条件与古盐度的演化关系。结果显示，黑色页岩多沉积于缺氧的半咸水—海水环境，而优质锰矿则形成于氧化或贫氧的淡水—半咸水环境。沉积环境由缺氧向氧化转变时，B/Ga比值急剧下降，反之则升高，表明淡水输入通量对水体氧化还原状态起到关键性控制作用。近岸浅水盆地的底水氧化可能由陆地富氧淡水注入驱动，有别于深水区由冰盖融水下沉引发的氧化机制。因此，在近岸浅水区找矿工作中，应重视古河道和三角洲等淡水输入主控体系的识别。
关键词
Abstract
The formation of the Datangpo-type manganese deposit in western Hunan is closely related to the oxidation of bottom waters in the basin. Clarifying its driving mechanisms is essential for a deeper understanding of the metallogenic process and provides theoretical guidance for mineral exploration. This study focuses on the Datangpo Formation section in the Minle area, conducting whole-rock major and trace element geochemical analyses. Redox-sensitive indicators such as Mo content, V/(V+Ni), and V/Cr, as well as paleosalinity parameters (B/Ga), were used to establish a chemostratigraphy and to investigate the relationship between the evolution of redox conditions and paleosalinity. The results indicate that black shales were primarily deposited in anoxic, brackish to marine environments, in contrast to high-quality manganese ores, which formed under oxic to dysoxic conditions in freshwater to brackish settings. During transitions from anoxic to oxic depositional environments, B/Ga ratios decreased sharply, and conversely increased during shifts toward more reducing conditions, suggesting that freshwater influx played a key controlling role in regulating the redox state of the water column. In nearshore shallow-water basins, the oxidation of bottom waters may be driven by the influx of oxygenated freshwater from terrestrial sources, differing from deepwater oxidation driven by the downward penetration of glacial meltwater. Therefore, in the exploration of nearshore areas for Datangpo-type manganese deposits, identifying freshwater-controlled depositional systems such as paleochannels and deltas should be a key focus.
0 引言
Sturtian 冰期是新元古代“雪球地球”事件中最极端的冰川事件之一，其末期伴随的大规模冰盖消融和海洋-大气循环体系重组，深刻改造了全球海洋环境与生态格局（Brocks et al.，2017）。快速的冰川退缩不仅导致海平面显著上升和陆源营养物质大量输入，也引发了海洋氧化还原状态的剧烈波动 （Wang et al.，2020；Fru et al.，2023）。与此同时，全球性的大陆裂解和增强的海底热液活动，共同营造了有利于锰在海洋中迁移并最终沉淀的地球化学背景，在多个古陆边缘和裂谷盆地中形成了广泛分布的海相沉积型锰矿床，构成了新元古代晚期最重要的成矿事件之一（Maynard，2010；Johnson et al.， 2016）。
广泛分布于华南地区的大塘坡式锰矿床被认为是对这一全球性成锰事件的重要区域响应（余文超等，2019；曾凯等，2025）。此类锰矿主要赋存于南华系大塘坡组黑色页岩中，具有矿体规模大、品位适中且保存良好等特点，是中国锰矿资源勘查与开发的重点目标（周琦等，2013；毛景文等，2019；赵军等，2023）。湘西地区发育有花垣民乐、古丈烂泥田和凤凰杜夜等多个典型矿床，是湖南省优质锰矿的重要产区（杨绍祥和劳可通，2006；付胜云等， 2011；陈明辉等，2016；石少华等，2016）。从古地理位置来看，该区靠近古陆隆起区，属海岸相沉积环境，矿体主要产于潟湖和海湾亚相中（邹光均等， 2020）。已有研究指出，该区锰矿石品位与沉积氧化还原条件密切相关：高品位矿石主要形成于氧化—贫氧环境，而低品位矿石多形成于缺氧环境，表明盆地底水氧化是控制锰富集成矿关键因素（王勇等，2025；付文念和李凤杰，2025）。然而，关于控制底水氧化演化的主要驱动机制仍缺乏系统认识，制约了区域成矿模式的构建与找矿预测的精度。
为此，本文以湘西民乐地区大塘坡组沉积剖面为研究对象，通过开展元素地球化学分析，选取 Mo 含量、V/（V+Ni）、V/Cr等沉积氧化还原地球化学指标 （Algeo and Maynard，2004；Algeo and Li，2020），并结合沉积古盐度指标（B/Ga）（Wei and Algeo，2020；程猛等，2023），系统建立剖面的化学地层，解析锰成矿过程中沉积氧化还原条件与盐度演变的耦合机制。本研究有助于深化对大塘坡式锰矿床沉积成矿环境的认识，厘清Sturtian冰后期近岸沉积体系中底水氧化过程的主控因素，并为湘西及周边地区的找矿预测提供理论支撑。
1 地质背景
新元古代晚期（~820 Ma），受 Rodinia 超大陆裂解作用的驱动，华南大陆沿扬子与华夏地块缝合带发生强烈的陆内伸展，形成近北东走向的南华裂谷盆地（Wang and Li，2003）。至南华纪早期（~720 Ma），裂解活动进一步加剧，南华盆地进一步演化为由雪峰山和武陵两个次级裂谷盆构成的复式裂谷系统，二者之间由NEE走向的天柱—怀化地垒隆起带所分隔（杜远生等，2015；周琦等，2016）。在武陵次级裂谷盆地内部，NE向正断层控制的地堑—地垒构造单元交替发育（图1a）。在湘黔渝交界区域，一系列大型、超大型锰矿床在地堑构造带中呈北东向断续产出（周琦等，2017）。
民乐锰矿床位于湖南省湘西土家族苗族自治州花垣县民乐镇东南约3 km处，区内出露地层主要包括青白口系、南华系、震旦系和寒武系，地层总体走向呈北东向（图1b）。其中，南华系可划分为下统的富禄组和古城组、中统的大塘坡组和上统的南沱组。南华系与下伏青白口系呈角度不整合接触，与上覆震旦系呈整合接触。富禄组和古城组沉积于 Sturtian 冰期，南沱组沉积于 Marinoan 冰期，大塘坡组则代表了两个冰期之间的间冰期沉积（宋芳等， 2019）。富禄组主要由含砾长石石英砂岩、长石石英砂岩、石英砂岩和少量粉砂质板岩组成，为滨岸至潟湖相沉积产物。古城组主要由中厚层状砾岩和砂砾岩组成，夹含砾板岩，为一套冰碛岩，厚度极不稳定，呈现快速尖灭特征，常导致其下伏富禄组与上覆大塘坡组直接接触（邹光均等，2020）。大塘坡组主要由下部黑色页岩和上部灰绿色页岩组成，局部夹粉砂岩和粉砂质页岩，总厚度变化于 150~250 m，为海湾相沉积。碳酸锰矿多以层状、似层状或透镜状产出于大塘坡组底部黑色页岩中，单层厚度 0.3~6.5 m，平均厚度约为 2 m，矿石平均品位 （Mn）约为19%。南沱组以厚层状含砾砂岩为主，夹少量粉砂岩，厚度变化于 20~100 m，为一套典型的冰碛岩。
研究剖面位于民乐镇响水村南约 1 km 处，GPS 坐标为：28°21.8'N，109°20.6'E。该剖面沿新开挖公路出露，总厚度约 300 m，自下而上依次沉积富禄组、大塘坡组和南沱组（图1c～d）。在整个剖面中，大塘坡组出露最为完整，总厚约为250 m，可划分为两段。一段主要由黑色页岩组成，其底部为厚约 1 m 的灰黑色粉砂岩和泥质粉砂岩，渐变过渡为黑色页岩，厚约50 m；二段主要由灰绿色页岩组成，夹薄层粉砂岩，厚约200 m。在黑色页岩底部共识别出3 个锰矿层，自下而上依次命名为锰矿层 1、锰矿层 2 和锰矿层 3。其中，锰矿层 1厚约 0.2 m，锰矿层 2厚约0.5 m，锰矿层3厚约0.6 m（图1d）。
2 样品采集与测试方法
自剖面底部向上连续采集 15 件样品用于测试分析，其中硅质碎屑岩（泥质粉砂岩和页岩）样品10 件，锰矿样品5件，采样位置见图1d。所采集样品均为新鲜无蚀变的块样，在进行地球化学分析之前，将岩样在玛瑙钵中研磨至粒度小于 200 目，以确保数据的可靠性和均一性。
主量元素采用X射线荧光光谱仪（XRF）进行测定，仪器型号为 Axios mAX。测试流程由两部分组成：首先使用重量法测定样品烧失量；之后将粉末样品熔融制成玻璃片，用于上机测试。本次实验中，使用国家标准物质（GSR-4，GSR-5，GSR-6）和重复样评估数据质量，分析不确定性小于5%。
微量元素采用电感耦合等离子质谱仪（ICP-MS）进行测定，仪器型号为 Element XR。样品测试流程包括化学前处理和上机测试两部分。在化学前处理过程中，首先采用混合酸（HF+HNO3）对粉末样品进行消解，加入内标，制备待测溶液（刘晔等， 2007）。样品B含量单独测定，流程与其他微量元素大致相同，但需向混合酸中加入适量H3PO4，以避免 B 在样品消解过程中挥发（关雄俊等，1993）。本次实验中，采用空白样、国家标准物质（GSR-2 和 GSD-12）和重复样分析评估数据质量，分析精度优于10%。
5 件锰矿样品的矿物学原位观测利用搭载 X射线能谱仪的扫描电镜（SEM-EDS）完成。首先将岩石样品沿层理面切割成大小约 1 cm×1 cm 的小薄片，之后对切面进行喷金处理，置于扫描电镜载物台进行观测。扫描电镜型号为 TESCAN CLARA，搭载的X射线能谱仪型号为Xplore30。
3 结果
3.1 主量元素
所有样品的主量元素含量测试结果列于表1。 5件锰矿样品 MnO含量变化于 8.76%~25.18%，平均值为 16.06%。其中，锰矿层 1样品具有中等的 MnO 含量（12.13%），锰矿层 2样品具有最高的 MnO 含量 （25.01%~25.18%）；而锰矿层 3 样品则具有最低的 MnO 含量（8.76%~9.21%）（图2）。相对于锰矿层样品，10件硅质碎屑岩（粉砂质页岩和页岩）样品具有富 Si、Al、 Na、Ti，贫 Ca、Mg、Mn 等特征，但二者在 Fe 和P含量上未显示出显著差异（图2）。
图2样品中主量元素地球化学特征
3.2 微量元素
样品中氧化还原敏感微量金属元素（Mo、U、V 和 Ni）含量整体呈现出较大的变化范围。其中，10 件硅质碎屑岩样品 Mo 含量变化于 2.4×10-6~32.2× 10-6；U 含量变化于 2.1×10-6~3.0×10-6；V 含量变化于 59.1×10-6~145.0×10-6，Ni 含量变化于 8.9×10-6~123.0×10-6 （表1）。5件锰矿样品的 Mo、U、V和 Ni含量分别变化于 6.2×10-6~26.4×10-6，1.2×10-6~2.4× 10-6，76.1×10-6~132.0×10-6 和 24.2×10-6~41.8×10-6。总体而言，硅质碎屑岩样品与锰矿层样品在这些微量金属元素的含量上未显示出显著差异，但是，相较于锰矿层3，锰矿层1和2样品具有更低的金属元素含量（图3a～b）。
图3样品中微量元素地球化学特征
所有样品的 B 和 Ga 含量均表现出较大的变化范围，分别为 45.6×10-6~162.0×10-6 和 11.8×10-6~34.2×10-6 （表1）。其中，10 件硅质碎屑岩样品 B 含量变化于51.4×10-6~162.0×10-6，平均值为88.8×10-6； Ga 含量变化于 11.8×10-6~34.2×10-6，平均值为 20.7× 10-6。5 件锰矿样品 B 含量变化于 45.6×10-6~102.0×10-6，平均值为 80.1×10-6，Ga 含量变化于 18.1×10-6~33.2×10-6，平均值为 28.4×10-6。锰矿样品与硅质碎屑岩样品在B和Ga含量上未表现出显著差异，但锰矿层 2 和 3 比锰矿层 1 具有更高的 B 和 Ga 含量（图3c～d）。
3.3 锰矿样品矿物学特征
在样品切片视域内，锰矿层 1（ML-10）和锰矿层 2 样品（ML-14 和 ML-15）具有相似的矿物学特征，均由大量菱锰矿组成，仅含少量锰白云石、黄铁矿、石英和黏土矿物等矿物（图4a～e）。其中，菱锰矿大多呈粒状微晶（<5 μm）（图4a～c），部分呈空腔状，内部见有机质残留（图4d～e）；锰白云石通常呈粒状，粒径约为10 μm，略大于菱锰矿颗粒。黄铁矿通常呈半自形粒状或块状，嵌于菱锰矿之间，仅见少量草莓状黄铁矿（图4c～d）。棱角状石英和片状黏土矿物零星嵌于菱锰矿颗粒之间（图4d）。相反，锰矿层3样品（ML-18和ML-19）切片视域中可见的大量石英和黏土等碎屑矿物，菱锰矿通常呈板片状，粒径大于 20 μm，孤立嵌于碎屑矿物中，可见大量草莓状黄铁矿共生（图4f）。
图4锰矿样品矿物学特征（扫描电镜背散射图像）
a—少量锰白云石、黄铁矿；b—菱锰矿呈粒状微晶；c—草莓状黄铁矿；d—棱角状石英和片状黏土矿物零星嵌于菱锰矿颗粒之间；e—空腔状，内部见有机质残留；f—大量草莓状黄铁矿共生
表1研究剖面样品主量元素（%）与微量元素（10-6）组成
注：MoEF代表样品Mo富集因子，计算公式参考Algeo and Li，2020；锰矿样品无机碳同位素组成（δ13CPBD）数据据王勇等，2025。
4 讨论
4.1 沉积氧化还原状态演化特征
海相沉积物中氧化还原敏感元素的含量及其富集度通常受控于沉积/水界面的氧化还原条件 （Algeo and Li，2020）。现代海洋观测数据显示，在开放盆地中，沉积物中 Mo 含量小于 25、25~100 和>100，分别指示非硫化、间歇性硫化和持续硫化环境 （Scott and Lyons，2012）。海相沉积物的 Mo 富集因子（MoEF）小于10和大于10，分别对应氧化—贫氧和缺氧环境（Algeo and Tribovillard，2009；Tribovillard et al.，2012）。此外，双金属元素比值，如V/（V+Ni）和 V/Cr，也常用于判别古沉积体系的氧化还原条件，高比值通常反映缺氧环境，而低比值则指示氧化环境 （Jones and Manning，1994；Jin et al.，2021）。鉴于单一指标可能受到盆地水文特征影响，采用多种指标的联合分析对于准确判别古海洋氧化还原状态尤为必要（Algeo and Li，2020）。
在本研究剖面中，大塘坡组底部泥质粉砂岩样品（高度 0~1.1 m）的 Mo 含量较低（1.7×10-6~5.8× 10-6），MoEF值（1.0~3.7）显著低于阈值10（图5），指示其沉积于氧化—贫氧化环境。该层段中V/（V+Ni）和 V/Cr 比值同样偏低（图5），进一步支持这一推断。相比之下，上覆黑色页岩样品（高度 1.2~5.0 m）的 Mo 含量、MoEF值显著升高，且 V/（V+Ni）和 V/Cr 比值也整体增大（图5），指示其沉积于缺氧环境。3个锰矿层的氧化还原指标表现出明显的层间差异。其中，锰矿层 1 和 2 样品的 Mo 含量、MoEF及 V/（V+Ni）、 V/Cr 比值均相对邻近黑色页岩有所下降（图5），反映它们沉积时水体氧化还原电位相对升高。先前对样品中黄铁矿形貌和粒径的统计分析表明，锰矿层 1 沉积于上部水体贫氧的环境；锰矿层 2 沉积于水柱完全氧化的环境（王勇等，2025）。与锰矿层 1 和 2 不同的是，锰矿层 3（样品 ML-18 和 ML-19）在氧化还原指标上与其上下黑色页岩基本一致，Mo含量、MoEF及 V/（V+Ni）、V/Cr 比值均处于较高水平，未显示明显的负偏移（图5），表明其沉积氧化还原条件与黑色页岩相似，为缺氧环境下的产物。锰矿层 3 中黄铁矿以草莓状黄铁矿为主（图4f），粒径变化范围较小，平均粒径小于5 μm（王勇等，2025），进一步印证其形成于稳定且强还原的缺氧水体中。总体而言，在大塘坡组沉积早期，民乐地区海洋环境经历了氧化与还原状态的频繁波动，锰矿层的沉积氧化还原条件表现出高度变异性。
图5研究剖面沉积氧化还原化学地层
4.2 沉积古海盐度演化特征
海水中的 B 和 Ga 主要通过黏土矿物的吸附作用进入沉积物，但两者的吸附行为存在显著差异：B 的吸附效率受水体盐度强烈控制，而Ga的吸附过程则基本不受盐度影响（Shiller，1998；Wei et al.， 2018）。现代海洋沉积体系观测显示，沉积物的 B/ Ga比值与水体盐度呈强烈线性正相关变化，B/Ga比值小于 3、3~6和>6分别代表了典型的淡水相、半咸水相和海相沉积（Wei and Algeo，2020）。因此，海相沉积物的 B/Ga比值被认为是示踪沉积/水界面盐度的关键性地球化学指标，并被广泛用于重建古海洋盆地的水文动力学过程（Remirez and Algeo，2020； Liu et al.，2024）。
在本研究中，所有样品的 B/Al比值变化于 4.2× 10-4~25.3×10-4，平均值为 14.5×10-4 （表1），远高于上地壳平均值（~1.9×10-4；Mclennan，2001），表明 B 主要来源于自生过程。相反，样品的 Ga/Al 比值变化于 1.0×10-4~9.5×10-4，平均值为 3.9×10-4 （表1），略高于上地壳平均值（~2.1×10-4；Mclennan，2001），指示 Ga主要为碎屑成因，伴有少量自生成分。这与现代海洋近岸浅水区沉积物中 B 和 Ga 分别以自生和碎屑成因为主的特征高度一致（Wei and Algeo，2020）。在剖面中，不同岩性样品的B和Ga含量自下而上呈现连续过渡变化（图6），表明岩性对二者浓度的影响有限。相应的，B/Ga比值在剖面中也表现连续变化，富碳酸盐组分的锰矿层样品未出现孤立异常值或峰值（图6），进一步表明 B/Ga 比值也不受岩性变化的显著控制。此外，样品的 B/Ga 比值范围（2.4~7.2）与现代河口地区沉积物的变化范围（0~9）相符 （Wei and Algeo，2020），也与同期南华盆地沉积岩的记录基本一致（Cheng et al.，2021；Cai et al.，2022； Wei et al.，2024）。因此，在本研究中样品的 B/Ga比值可以有效反映局部的沉积体系水体盐度演化。
图6研究剖面沉积古盐度化学地层
在整个剖面中，B/Ga比值在不同氧化还原相沉积之间表现出明显差异。氧化/贫氧相沉积区间普遍具有低 B/Ga 比值，指示淡水—半咸水环境；而缺氧相沉积区间则具有高B/Ga比值，对应半咸水—海水环境（图6）。在氧化还原相变界面处，B/Ga 比值表现出陡变特征：当沉积环境由氧化/贫氧向缺氧过渡时，B/Ga 比值急剧升高；反之则迅速下降。这种一致的变化趋势表明，富氧淡水与缺氧海水的相对输入通量在调控盆地底水氧化还原状态的演化过程中起到了主导作用。值得注意的是，在 3 个锰矿层的沉积时期，剖面中B/Ga比值均显示出不同程度的负偏移，但其幅度存在显著差异。其中，锰矿层1 和 2 的负偏移幅度远高于锰矿层 3（图6）。鉴于 B/ Ga 比值与盐度存在稳定的线性正相关关系（Wei and Algeo，2020），这一现象可合理解释为：锰矿层 1 和 2 沉积时受到高通量淡水注入影响，从而沉积于氧化/贫氧环境；而锰矿层 3沉积期间淡水输入通量较低，底水更趋缺氧状态。
4.3 锰沉淀机制与控制因素
锰（Mn）是一种多价态金属元素，在缺氧水体中通常以可溶性的低价态 Mn2+ 存在，但在氧化条件下会迅速被氧化为不溶的高价态的锰氧化物（Tribovil‐ lard et al.，2006）。海相沉积型锰矿的形成一般包括 2 种机制：一是初始沉淀的锰氧化物在成岩过程中与有机质反应生成菱锰矿，称为“成岩转换模式” （Roy，2006；Maynard，2010）；二是在高碱度的缺氧环境中，Mn2+ 直接与 CO3 2- 结合沉淀形成富锰碳酸盐矿物，称为“直接沉淀模式”（Herndon et al.，2018； Wittkop et al.，2020）。如前文所述，锰矿层 1 和 2 形成于氧化/贫氧环境，表明其主要通过成岩转换模式形成；而锰矿层3形成于缺氧环境，暗示其通过直接沉淀模式形成。这2种锰沉淀机制在华南其他地区的大塘坡式锰矿床中亦常并存（Yu et al.，2022；Ai et al.，2023；Wei et al.，2024）。
在 Sturtian 冰后期，南华盆地整体呈现表层富氧、底层缺氧的分层水体结构（Li et al.，2012）。在 “成岩转换模式”中，底水氧化锰氧化物沉淀的必要条件。针对黔东北地区锰矿床的研究表明，盆地底水氧化主要由冰盖消融产生的富氧淡水下沉驱动 （Cai et al.，2022；Yu et al.，2022）。然而，湘西地区更靠近古陆，底水氧化过程可能主要受陆源淡水输入的控制。支持该推测的证据包括：（1）锰矿层 1和 2 沉积期间，Ga/Al比值显著升高，且与盐度呈反向相关（图6），这符合河流输入引起 Ga富集的典型特征 （程猛等，2023）；（2）海洋中的 Mo 主要来源于河流输入（Miller et al.，2011），民乐和秀山等浅水环境中 Mo浓度相对较高，而高地和西溪堡等深水环境则表现出强烈的 Mo 亏损（Cheng et al.，2021），进一步指示浅水区受到陆地淡水输入影响。
在“直接沉淀模式”中，水体碱度升高是菱锰矿沉淀的关键（Maynard，2010）。在黔东北地区，缺氧水体碱度的上升被认为与海底气-热液活动或海侵事件有关（周琦等，2013；Cheng et al.，2021; Wei et al.，2024）。然而，在本研究中，尽管锰矿层3形成于缺氧环境，其B/Ga比值相较于相邻黑色页岩并无明显升高（图5），排除了海侵导致碱度上升的可能性。同时，样品中缺乏明显的正 Eu 异常（Eu* ≈0.9）及典型热液成因矿物（王勇等，2025），进一步排除了近源热液活动的影响。结合锰矿层3沉积期B/Ga比值出现的轻微负偏移（图5），一种合理解释是：低通量、富氧淡水的注入加速了水体中有机质矿化作用，在一定程度上提高了水体碱度，进而促进菱锰矿的直接沉淀。支持该推论的另一独立证据是，锰矿层 3 的 δ13C 值（-5.9‰~-5.8‰）显著高于锰矿 1 和 2 （-10.4‰~-9.5‰），表明其继承了有机质在水柱中矿化后与海水混合的碳同位素组成（王勇等，2025）。
4.4 区域成矿过程与找矿启示
湘黔渝交界地区是华南大塘坡式锰矿床的重要集中分布区（图1a）。沉积古地理格局显示，黔东北地区位于海湾相与陆棚相过渡带，而湘西与渝东南地区则处于近岸海湾相—潟湖相沉积环境中，水深相对较浅（周琦等，2017；邹光均等，2020）。尽管不同水深区的锰矿床普遍以菱锰矿为主要矿物类型，且成矿过程均涉及成岩转换与直接沉淀两种模式，但其成矿驱动机制、矿石品位及与沉积环境的耦合关系表现出明显差异。在西溪堡、大塘坡和高地等深水区，强烈的海底气-热液活动释放大量 Mn2+ 及还原性气体，驱动菱锰矿以直接沉淀方式形成，沉积背景多表现为高盐度特征（图7）。该成矿机制在黔东北地区占主导地位，所形成矿石品位普遍较高，且与成岩转换形成的矿石在品位上差异不大（Cheng et al.，2021；Yu et al.，2022；Ai et al.，2023； Wei et al.，2024）。受控于热液活动强度与冰盖融水下沉过程的相互作用，两种成矿机制往往叠加发育，形成厚度大、品位高、规模较大的锰矿床（Wei et al.，2018）。相较之下，民乐、古丈和长行坡等浅水区锰矿床的形成主要由成岩转换模式所主导（付文念和李凤杰，2025；王勇等，2025）。高品位矿石多形成于氧化/贫氧环境，缺乏缺氧条件下直接沉淀形成的富矿层。这些近岸浅水区的高品位锰矿通常具有低盐度的沉积特征（图7），表明成岩转换模式所必须的盆地底水氧化过程由冰后期陆源富氧淡水注入所驱动。然而，由于浅水盆地空间有限、水体交换能力弱及沉积体系不稳定，锰的沉淀与富集受控于局部水文条件，矿层呈现分布不连续、厚度薄、延伸有限等特征，限制了矿床的总体规模。
上述认识对区域找矿工作具有重要的指示意义。在深水盆地，应重点关注构造控制的热液喷流通道、断裂带及沉积中心。这些区域更可能发育以直接沉淀为主的锰矿富集带，适宜采用地球物理方法识别潜在的构造控矿体系，并结合热液沉积地球化学异常进行找矿靶区圈定。而在浅水区，找矿工作应侧重于识别沉积—水文体系发生显著扰动的台地边缘带或洼地—台地过渡带。这些区域在冰消期更容易受到大量陆源淡水注入的影响，从而诱发盆地底水氧化，为高品位锰矿的形成提供有利条件。建议在此类区域优先识别古河道、三角洲等淡水输入主控沉积体系，注重氧化还原交替层位及其地球化学特征的精细解译，以提升找矿效率和靶区预测的科学性与准确性。
5 结论
（1）湘西民乐地区大塘坡组沉积经历了氧化与缺氧环境的频繁转换，高品位锰矿形成于氧化条件，而缺氧条件下形成的锰矿品位较低。
（2）沉积氧化还原条件与古盐度演化呈现显著协变，缺氧相多沉积于高盐度的半咸水—海水环境，而氧化/贫氧相则沉积于低盐度的淡水—半咸水环境，淡水输入通量对沉积氧化还原条件起到主要控制作用。
（3）深水盆地和浅水盆地在锰沉淀驱动机制上存在显著差异，深水区的锰沉淀受冰盖融水与海底气-热液活动共同作用，而浅水区则主要受陆地淡水输入通量控制。这一认识为理解 Sturtian 冰后期南华盆地锰循环过程及类似构造背景地区的锰矿勘查提供了重要参考。