新疆西天山莫托萨拉热水沉积型铁锰矿床矿物学与地球化学特征

董志国 张帮禄 石方平 张连昌 高炳宇 张新 彭自栋 王长乐

1. 中国科学院地质与地球物理研究所，中国科学院矿产资源研究重点实验室，北京 1000292. 中国科学院地球科学研究院，北京 1000293. 中国科学院大学，北京 1000494. 中国地质调查局发展研究中心，北京 1000375. 中国地质大学，北京 1000836. 自然资源部矿产勘查技术指导中心，北京 1000831.

西天山分布有我国著名的阿吾拉勒铁锰多金属成矿带，该矿带由多个大-中型铁(锰)矿床组成，自西向东主要包括式可布台、松湖、尼新塔格、查岗诺尔、智博、备战、敦德等铁矿，以及昭苏锰矿和莫托萨拉铁锰矿。近年来不少学者对该矿带中段的火山岩型磁铁矿床进行了广泛研究(荆德龙等, 2014; 朱维娜等, 2015; Zhangetal., 2015; Jiangetal., 2018)，成因观点趋于一致，认为这些矿床主要受控于石炭纪海相火山岩的岩浆演化过程和热液交代作用(张作衡等, 2012; 汪帮耀等, 2017)。同时，近年来对矿带西段式可布台沉积型赤铁矿床的成因研究也不断取得新进展(陈杰等, 2014; Yangetal., 2019, 2021)。相对而言，目前对矿带东段莫托萨拉铁锰矿床的研究程度还比较薄弱，这在一定程度上限制了对西天山阿吾拉勒铁、锰等大宗矿产成矿规律的总结和区域找矿模式的建立，因此值得对其开展更加深入的研究工作。

莫托萨拉铁锰矿床位于新疆和静县西北约60km处，以铁锰矿体共生而闻名。自20世纪70～80年代到21世纪初，已有不少地勘单位针对莫托萨拉铁锰矿床开展了不同程度的勘查工作，获得了大量有益资料(华明弟, 1985; 邱广淼, 1990; 覃志安, 1999; 姚国龙等, 2000)，但目前还相对缺乏对矿床成因的精细研究。关于莫托萨拉铁锰矿的成因类型，目前尚存在一些不同的认识，多数学者认为其属于火山沉积型或热水沉积型(华明弟, 1985; 覃志安, 1999; 姚国龙等, 2000; 袁涛, 2003)，陈明应等(2012)认为属于受轻微热液改造的沉积型矿床，李凤鸣等(2011)则认为该矿区的铁矿层属于火山喷流沉积，锰矿层属于胶体化学沉积。本文在矿区地质调查的基础上，详细研究了该矿床最上层锰矿及其围岩的矿物学、岩石学与地球化学特征，并综合前人资料，对莫托萨拉铁锰矿床的成因做了进一步的探讨。

图1 西天山区域地质与铁(锰)矿床分布简图(据Gao et al., 2009; Xiao et al., 2013修改)Fig. Regional geological map of the West Tianshan and distributions of iron (manganese) deposits (modified after Gao et al., 2009; Xiao et al., 2013)

1 区域地质概况

西天山造山带位于中亚增生型造山带的西南缘，夹于准噶尔地块和塔里木克拉通之间，自北向南可划分为伊犁地块、中天山地块和塔里木北部陆缘，各地块之间分别被那拉提北缘断裂和中天山南缘断裂分割(图1; Gaoetal., 2009)。西天山造山带的主要构造活跃期为古生代，但由于受到印度板块和欧亚板块碰撞作用的影响，在新生代再次发生了强烈的陆内构造变形(Sobeletal., 2006; Xiaoetal., 2013)。

石炭纪火山-沉积岩系在中天山-伊犁地块的南、北缘广泛出露，是西天山铁、锰矿床的主要赋矿层位，一般将其分为大哈拉军山组(C1d)、阿克沙克组(C1a)、伊什基里克组(C2y)和东图津河组(C2d)四套岩石组合。大哈拉军山组为中酸性火山岩夹碳酸盐岩、碎屑岩，查岗诺尔、智博、备战、敦德、松湖等火山岩型磁铁矿床产于其中；阿克沙克组为碎屑岩、灰岩、硅质岩和少量火山岩，莫托萨拉铁锰矿床和昭苏沉积碳酸锰矿床产于其中；伊什基里克组仅见于西段，主要为中酸性火山岩-沉凝灰岩、硅质岩和少量碳酸盐岩，式可布台沉积型赤铁矿床产于其中；东图津河组为海陆交互相砂岩、细砂岩夹砂砾岩及泥灰岩。各套岩石组合之间为火山喷发不整合或整合接触关系，总体反映了石炭纪盆地的火山喷发-正常沉积的充填过程和海侵-海退的沉积环境变化(袁涛, 2003; 白建科等, 2015)。除了与石炭纪火山-沉积岩有关的大量铁锰矿床外，西天山还分布有一系列金、铜及铅锌矿床(王岩, 2016)。

2 矿床地质特征

莫托萨拉铁锰矿床(新疆地质局第一地质大队，1962(1)新疆地质局第一地质大队. 1962. 新疆和静县莫托萨拉铁(锰)矿勘探报告)位于西天山石炭纪火山-沉积盆地的最东端，矿区出露的地层主要为下石炭统和下三叠统。下石炭统阿克沙克组(C1a)为赋矿地层，自下而上具体可分为5个岩性段(图2)：第一岩性段(C1a1)主要为砾岩，底部可见少量安山质火山角砾岩、凝灰岩；第二岩性段(C1a2)主要为砂岩、粉砂岩；第三岩性段(C1a3)为铁矿层、铁碧玉及硅质岩；第四岩性段(C1a4)为铁质粉砂岩夹锰矿层；第五岩性段(C1a5)主要为细晶灰岩、砾状灰岩和钙质砾岩等。下三叠统尖山沟组(T1j)由紫红色砾岩、紫红色薄层砂岩及泥质砂岩组成，与下石炭统阿克沙克组呈角度不整合接触(图2b)。

图2 莫托萨拉铁锰矿床矿区地质图(a)及其14勘探线剖面图(b)(据新疆地质局第一地质大队，1962)1-下三叠统尖山沟组；2-下石炭统阿克沙克组第五岩性段；3-下石炭统阿克沙克组第四岩性段；4-下石炭统阿克沙克组第三岩性段；5-下石炭统阿克沙克组第二岩性段；6-下石炭统阿克沙克组第一岩性段；7-铁矿层；8-锰矿层；9-铁碧玉；10-硅质岩；11-结晶灰岩；12-粗砂岩；13-细砂岩；14-含砾砂岩；15-砾岩；16-断裂破碎带；17-向斜；18-背斜；19-钻孔；20-采样位置Fig.2 Geological map of Motuosala Fe-Mn deposit and profile map of 14 prospecting line1-Jianshangou Fm. of Lower Triassic; 2-the 5th member of Akeshake Fm. of Lower Carboniferous; 3-the 4th member of Akeshake Fm. of Lower Carboniferous; 4-the 3rd member of Akeshake Fm. of Lower Carboniferous; 5-the 2nd member of Akeshake Fm. of Lower Carboniferous; 6-the 1st member of Akeshake Fm. of Lower Carboniferous; 7-Fe ore beds; 8-Mn ore beds; 9-jasper; 10-chert; 11-limestone; 12-sandstone; 13-siltstone; 14-pebbly sandstone; 15-conglomerate; 16-fracture zone; 17-syncline; 18-anticline; 19-drill hole; 20-sampling location

矿区位于莫托萨拉复式褶皱中，矿区本身由2个次级背斜和1个次级向斜构成，铁、锰矿层主体产于中间次级背斜的两翼，其中南翼局部地段叠加有次级小褶皱导致矿体发生变形。区内断裂较发育，走向多为NWW和NEE，其中穿过矿区中部的近东西向正断层规模最大，该断层向南陡倾，截切中间次级背斜的北翼，使矿层抬高而遭受剥蚀(图2b)。

莫托萨拉铁锰矿床的铁矿层在下，锰矿层在上，两者中间为厚2～62m的含铁、锰条带粉砂岩，矿层与围岩整合产出(图2b)，受褶皱影响，矿层产状、厚度时有变化。由于铁矿层受矿区中部断裂破坏，可分为主矿体和次要矿体两部分，主矿体分布于断裂以南，次要矿体分布于断裂以北。铁矿层主体呈一巨厚的单层近东西向展布，东西长约1.6km，南北宽300～500m，矿体中间厚(可达46m)，边部薄(小于1m)，整体形态为一巨大的透镜体。铁矿层的主要夹层为硅质岩，其次为铁质粉砂岩和铁碧玉。锰矿层主体隐伏于地下，地表仅在莫托萨拉沟两侧有少量出露。因受褶皱影响，产状多变，地表倾角20°～35°，地下倾角较缓，一般为5°～10°。锰矿层间夹层较多，多为含铁、锰条带粉砂岩和硅质岩。由于夹层相隔，可细分为下、中、上三层锰矿。下层矿较稳定，呈层状，东西长约1km，南北宽约400m，最厚约11m，平均厚度为4.7m；中层矿呈似层状，不稳定，分布范围小于下层矿，厚度变化大，最厚约18m，平均厚度为4.9m，中下两层矿相距1～12m；最上层矿极不稳定，断续呈透镜体产出，厚度很薄，多在0.2～2m之间，与中层矿相距约20m(袁涛, 2003)。

据前人研究资料(新疆地质局第一地质大队,1975(2)新疆地质局第一地质大队. 1975. 新疆和静莫托萨拉铁锰矿补充勘探地质报告)，莫托萨拉的铁矿石铁品位在45%～54%之间，平均为47.21%；矿石构造类型主要为致密块状和条带状，常见显微鳞片结构、鲕状结构和半自形粒状结构；主要矿石矿物为赤铁矿，次为磁铁矿、镜铁矿以及少量的黄铁矿、方铅矿、闪锌矿等；脉石矿物主要为碧玉，次为重晶石、石英以及少量的绿泥石、阳起石等。锰矿石锰品位在9.59%～29.07%之间，平均为18.77%；矿石构造类型主要为致密块状和条带状，常见显微球粒结构和自形-半自形粒状结构。据覃志安(1999)研究，锰矿石的矿物组合可分为两种类型：一种以菱锰矿为主，次为赤铁矿、石英、水铁矿、方解石、玉髓等；另一种以锰硅酸盐为主，次为重晶石、石英、蒙脱石、云母和黑锰矿等。

3 样品采集和分析方法

本次研究主要针对最上层锰矿及其围岩进行了系统的样品采集；样品采自矿区莫托萨拉沟西侧一工作断面上(图2a)，采样位置投影到14勘探线剖面上如图2b所示。尽管采样厚度不大，但含锰岩系具代表性，详细采样情况如图3a, b所示。该层锰矿厚0.25m左右，底部为灰色钙质石英长石粗砂岩、粉砂岩，靠近矿体为约0.5m厚的黄白色长石岩夹红褐色铁条带，铁条带的厚度为0.5～1.5cm(图3c)；锰矿层为黑褐色、致密块状构造(图3d)，其上为砖红色铁质粉砂岩(图3e)，局部夹黑褐色锰条带，锰条带的厚度为1～2cm(图3f)。图3g为野外采样剖面的柱状图。

图3 莫托萨拉矿区野外采样剖面及典型样品照片(a)野外采样位置；(b)野外采样剖面；(c)长石岩与铁条带互层；(d)锰矿石；(e)铁质粉砂岩，局部夹亮晶灰岩透镜体团块；(f)铁质粉砂岩与锰条带互层；(g)野外采样剖面的柱状图Fig.3 Field sampling profile and typical sample photos of Motuosala area(a) field sampling location; (b) field sampling profile; (c) interbeded feldspar rock and Fe band; (d) Mn ore; (e) ferruginous siltstone, locally intercalated with sparite limestone lens; (f) interbeded ferruginous siltstone and Mn band; (g) stratigraphic column of field sampling profile

本研究首先利用显微镜和扫描电镜对样品的矿物学、岩石学特征进行观察，并通过能谱仪(EDS)和电子探针确定矿物的元素组成；同时选取代表性样品，利用X射线粉晶衍射法(XRD)确定全岩的主要矿物相组成。在此基础上，选择新鲜无脉的样品在玛瑙研钵中研磨成200目以上的粉末，用于全岩主量、微量和稀土元素分析；对于条带状样品(图3c, f)，先用切割机将条带分离，再分别进行测试。所有实验均在中国科学院地质与地球物理研究所相关实验室完成。其中扫描电镜观察在LEO1450VP型扫描电子显微镜上完成，并利用英国OXFORD X射线能谱仪(型号：INCA ENERGY 300)对矿物进行元素分析。电子探针分析采用JEOL JXA-8100型电子探针仪完成，工作电压为15kV，电流为20nA，束斑直径为2～5μm，以天然样品和人工合成氧化物为标准样品，分析精确度优于2%。全岩矿物相分析在D/MAX-2400型X射线衍射光谱仪上完成，选用Cu靶测试，设定2θ测角范围为3°～70°。主量元素分析采用XRF熔片分析法，使用XRF-1500型X射线荧光光谱仪测试，分析误差优于5%。微量和稀土元素分析采用酸溶法制备样品，使用Finnigan Element型ICP-MS进行上机测试，以GSR1、GSR3为标样来进行质量监控，以In内标校正仪器漂移，测试结果的相对标准偏差(RSD)一般小于10%。

4 分析结果

4.1 矿物组成与岩石组构

本文将夹于围岩中的铁质或锰质薄层统称为铁条带或锰条带，其厚度一般不超过2cm。总体来讲，上述采样剖面中包括五种岩性：砂岩-粉砂岩、长石岩、铁条带、锰矿层和锰条带。其中砂岩-粉砂岩的主要组成矿物为石英和长石，胶结物为钙质或铁质(图4a, b)。本文重点对后面四种岩性进行了详细的岩石学和矿物学研究，相关的电子探针和能谱数据分别见表1和表2，常见矿物及其化学式见表3。

长石岩的XRD衍射图谱(图5a)显示，其主要组成矿物为钠长石、钾长石、霓石、锌铁黄长石及少量石英。在光学显微镜下，上述矿物呈现隐晶质结构。在扫描电镜图像中，长石岩为微晶-细晶结构(图4c-g)，矿物粒径一般为30～50μm，局部矿物粒径可达100μm(图4g)。钠长石和钾长石表现为交互共生关系，矿物边界不规则(图4c-j)。长石岩中还零星分布有少量的霓石和锌铁黄长石(含量<5%)，锌铁黄长石一般为长板条状集合体，霓石以不规则状与之共生(图4d-f)。局部可见重晶石(图4d, f)，形状不规则，可与钠长石、钾长石交互共生(图4f)。另外，长石岩中偶尔可见少量的硅锰钙钠石(图4c, g)、菱锰矿(图4e, f)、红钛锰矿(图4g)、赤铁矿(图4g)、榍石(图4d)、磷灰石(图4e, f)以及锆石(图4e)等矿物，这些矿物大小不一，形状各异，有些矿物具有一定的磨圆度，比如图4e中的磷灰石和图4g中的红钛锰矿和赤铁矿。

夹于长石岩中的铁条带整体表现为隐晶质、胶状结构(图4h, i)，主要矿物为赤铁矿或含水赤铁矿(即褐铁矿)，根据电子探针数据推测其中含有不等量的蛋白石、水钠锰矿和粘土矿物等。在铁条带中普遍可见一些碎屑矿物，包括硅锰钙钠石、钾长石等，它们呈半定向“漂浮”在铁质胶结物中。

表1 莫托萨拉矿区典型矿物的电子探针数据(wt%)

表3 莫托萨拉矿区常见矿物及其化学式

表4 莫托萨拉铁锰矿床矿石、岩石地球化学分析结果(主量元素：wt%；稀土和微量元素：×10-6)

续表1

图4 莫托萨拉矿区最上层锰矿体近矿围岩的显微特征(a) MT-1钙质胶结石英长石粗砂岩；(b) MT-8铁质胶结长石石英粉砂岩；(c) MT-3-1长石岩，主要由钠长石、钾长石和少量硅锰钙钠石组成；(d) MT-4-1长石岩，主要组成矿物为钠长石、钾长石、霓石、锌铁黄长石，可见少量重晶石、榍石；(e) MT-4-1长石岩，可见少量菱锰矿、锆石和磷灰石；(f) MT-4-1长石岩，可见少量重晶石、菱锰矿和磷灰石，注意钠长石、钾长石和重晶石三者之间具有交互共生关系；(g) MT-4-1长石岩，可见少量红钛锰矿、菱锰矿与赤铁矿；(h) MT-3-2铁条带，灰白色为褐铁矿、蛋白石、水钠锰矿和粘土矿物的胶状集合体，还可见少量钾长石和硅锰钙钠石；(i) MT-4-2铁条带，主要由赤铁矿、褐铁矿、蛋白石等组成.(a)、(b)为光学显微镜照片，其余均为背散射图像. 红色圆点为电子探针分析位置，红色三角形为能谱分析位置，详细数据见表1和表2. 矿物代号：Fsp-长石；Qtz-石英；Cal-方解石；Kfs-钾长石；Ab-钠长石；Mar-硅锰钙钠石；Brt-重晶石；Aeg-霓石；Jus-锌铁黄长石；Ttn-榍石；Rds-菱锰矿；Ap-磷灰石；Zrn-锆石；Pyo-红钛锰矿；Hem-赤铁矿；Lm-褐铁矿；Opl-蛋白石；Bir-水钠锰矿；Cly-粘土矿物，上述矿物的化学式参考表3Fig.4 Microscopical characteristics of wall rocks of the uppermost Mn ore bed in Motuosala area(a) MT-1, Calcareous quartz-feldspar coarse sandstone; (b) MT-8, Ferruginous feldspar-quartz siltstone; (c) MT-3-1, Feldspar rock is composed of albite, K-feldspar and minor marsturite; (d) MT-4-1, Feldspar rock is mainly composed of albite, K-feldspar, aegirine and justite, with minor barite and titanite occurring locally; (e) MT-4-1, Feldspar rock, with minor rhodochrosite, zircon and apatite occurring locally; (f) MT-4-1, Feldspar rock, with minor barite, rhodochrosite and apatite occurring locally, note the intergrown relationship between albite, K-feldspar and barite; (g) MT-4-1, Feldspar rock, with minor pyrophanite, rhodochrosite and hemtite occurring locally; (h) MT-3-2, iron band, grayish white area is colloidal aggregates of limonite, opal, birnessite and clay minerals, with minor K-Feldspar and marsturite occurring locally; (i) MT-4-2, iron band, mainly composed of hematite, limonite and opal etc. (a) and (b) are optical microscopical photos, the others are BSE images. The red dot is the position of EPMA analysis, and the red triangle is the position of EDS analysis. See Table 1 and Table 2 for detailed data, respectively. Mineral abbreviation: Fsp-feldspar; Qtz-quartz; Cal-calcite; Kfs-K-Feldspar; Ab-albite; Mar-marsturite; Brt-barite; Aeg-aegirine; Jus-justite; Ttn-titanite; Rds-rhodochrosite; Ap-apatite; Zrn-zircon; Pyo-pyrophanite; Hem-hemtite; Lm-limonite; Opl-opal; Bir-birnessite; Cly-clay minerals; See Table 3 for chemical formulae of above minerals

图5 莫托萨拉矿区长石岩(a)和锰矿层样品(b)的X射线衍射图谱Fig.5 X-ray diffraction patterns of feldspar rock (a) and manganese ore (b) in Motuosala area

锰矿层样品的XRD衍射图谱显示(图5b)其主要由锰的硅酸盐矿物组成，包括锰橄榄石、褐锰矿、蔷薇辉石，另外还含有重晶石、方铁锰矿、普通辉石。在扫描电镜的显微尺度上，锰矿石主要表现为内碎屑结构，即锰质集合体呈定向或半定向排布，其间被胶结物固结(图6a, c, e)。锰质集合体具有较好的磨圆度，形态一般为竹叶状或椭圆状，长0.5～1mm，宽0.2～0.4mm。锰质集合体内部为粒状镶嵌结构(图6b, f, g)，主要由锰橄榄石(60%～80%)、红硅锰矿(10%～15%)和磁锰铁矿(5%～10%)组成，局部星点状分布有少量重晶石(图6b)，偶见微量钙质砷铅矿(图6g)。胶结物为隐晶质、胶状结构，主要为含少量水的赤铁矿，局部可见胶结物的同生压实软变形层理(图6e)；胶结物中普遍分布有锰矿物碎屑(图6a, d, h)，主要为红硅锰矿角砾，大小不一，形状各异，粒径一般不大于0.05mm。除了内碎屑结构，锰矿层样品还可直接表现为微晶质粒状镶嵌结构(图6i)，主要由方铁锰矿、红硅锰矿组成，局部重晶石含量较高，以矿物集合体形式产出。锰条带与锰矿层的矿物组成相似，不同之处在于其含有较多的长石、石英等碎屑矿物。

图6 莫托萨拉矿区最上层锰矿体的矿石BSE图像(a) MT-5锰矿石，发育内碎屑结构，铁质胶结；(b) MT-5锰矿石，锰质内碎屑主要由锰橄榄石、红硅锰矿和磁锰铁矿组成；(c、d)MT-6锰矿石，发育内碎屑结构，铁质胶结；(e) MT-6锰矿石，发育内碎屑结构，局部可见铁质胶结物的压实变形；(f) MT-6锰矿石，锰质内碎屑主要由锰橄榄石、红硅锰矿和磁锰铁矿组成；(g) MT-6锰矿石，可见少量钙质砷铅矿；(h) MT-6锰矿石，铁质胶结物中“漂浮”有少量红硅锰矿碎屑；(i) MT-7锰矿石，主要由红硅锰矿、方铁锰矿和重晶石组成. 红色圆点为电子探针分析位置，红色三角形为能谱分析位置，详细数据见表1和表2. 矿物代号：Tep-锰橄榄石；Par-红硅锰矿；Hem-赤铁矿；Vre-磁锰铁矿；C-Mim-钙质砷铅矿；Bix-方铁锰矿；上述矿物的化学式参考表3Fig.6 BSE images of the uppermost Mn ore bed in Motuosala area(a) MT-5, manganese ore with intraclastic texture, iron cemented; (b) MT-5, manganese intraclasts are mainly composed of tephroite, parsettensite and vredenburgite; (c, d) MT-6，manganese ore with intraclastic texture, iron cemented; (e) MT-6，manganese ore with intraclastic texture, compaction deformation of iron cementation occurred locally; (f) MT-6, manganese intraclasts are mainly composed of tephroite, parsettensite and vredenburgite; (g) MT-6, manganese ores, with minor calcian-mimetite occurring locally; (h) MT-6，manganese ore with some parsettensite fragments “floating” in the iron cementation; (i) MT-7, manganese ore is mainly composed of parsettensite, bixbyite and barite. The red dot is the position of EPMA analysis, and the red triangle is the position of EDS analysis. See Table 1 and Table 2 for detailed data，respectively. Mineral abbreviation: Tep-tephroite; Par-parsettensite; Hem-hemtite; Vre-vredenburgite; C-Mim-calcian-mimetite; Bix-bixbyite; Brt-barite; See table 3 for chemical formulae of various minerals

4.2 主量元素特征

表4列出了采样剖面各种岩性的主量元素(包括稀土和微量元素)数据，同时对前人的数据进行了汇总。

粉砂岩的主要组成元素为SiO2(59.90%～65.73%)、Al2O3(13.15%～15.85%)、K2O(5.01%～8.59%)、Na2O(0.89%～5.38%)和CaO(0.47%～3.68%)，主量元素总体特征与显微镜下观察到的矿物组成一致。采样剖面的主量元素变化图(图7)显示，与粉砂岩相比，锰矿层的SiO2、Al2O3、TiO2的含量明显降低，而Ba的含量显著升高，BaO含量为1.84%～5.06%，已达到主量元素的范围。锰矿层的Al/(Al+Fe+Mn)、Mn/Fe和Fe/Ti的值明显不同于粉砂岩，锰矿层Al/(Al+Fe+Mn)的值仅为0～0.02，远低于粉砂岩的0.63～0.75；Mn/Fe的值为5.3～10.5，明显高于粉砂岩的0.03～0.30；Fe/Ti的值为428.5～1353，远远高于粉砂岩的5.7～10.2。锰条带和铁条带主量元素的变化趋势与锰矿层整体相似，但SiO2、Al2O3、TiO2的含量相对偏高，导致变化幅度相对较小。

图7 莫托萨拉采样剖面的主量元素变化图Fig.7 variation diagram of major elements of sampling profile in Motuosala area

4.3 微量元素特征

铁、锰矿石样品(包括铁、锰矿层和铁、锰条带)的Co、Ni、Cu含量很低，Co+Ni+Cu的总量在80.05×10-6～117.3×10-6之间；相较而言，铁、锰矿石样品的Zn含量很高，均在1000×10-6以上，Co/Zn值仅在0.004～0.006之间。铁、锰矿石样品的高场强元素(HFSE)的含量一般较低，Zr含量为11.43×10-6～79.37×10-6，Hf含量为0.31×10-6～2.12×10-6，Th含量为1.09×10-6～9.83×10-6，U含量为4.83×10-6～10.14×10-6；相较而言，铁、锰矿石样品的Pb含量明显偏高，最低为141.74×10-6，一般在1000×10-6以上。UCC(大陆上地壳)标准化的微量元素蛛网图(图8)显示，采样剖面的所有样品均明显富集Zn、Ba和Pb，Co、Ni、Cu、Sr、U元素未见明显富集或亏损，而Zr、Hf、Th元素具有不同程度的亏损。

图8 莫托萨拉采样剖面的大陆上地壳标准化微量元素蛛网图(标准化值据Rudnick and Gao, 2003)Fig.8 Upper continental crust-normalized spider diagram of trace elements of sampling profile in Motuosala area (normalization values after Rudnick and Gao, 2003)

4.4 稀土元素特征

由于Y的离子半径和化学性质与Ho相似(Bau and Dulski, 1999)，故将Y插入到Dy和Ho之间一起讨论。本文利用PAAS(Post Archean Australian Shale)对稀土元素进行标准化计算，相关数据引自McLennan (1989)。

5 讨论

5.1 长石岩的成因

热水沉积岩也被称为喷流岩，是由不同组分的海底(或湖底)热水流体与海水(或湖水)混合后发生沉淀而形成的沉积岩，具有特殊的产状类型、结构构造和矿物组成(Boströmetal., 1979; 焦鑫等, 2013; 钟大康等, 2015; 郑荣才等, 2018)。热水沉积岩通常根据矿物的颜色特征和形成温度而被划分为“白烟型”和“黑烟型”，前者形成于较低温度(100～320℃)，主要包括长石岩、重晶石岩和碳酸盐岩等；后者形成于较高温度(320～400℃)，主要包括富硫化物沉积、铁质岩和锰质岩等(Rona and Scott, 1993; 焦鑫等, 2013; 钟大康等, 2015)。

近年来国内外学者发现并报道了许多富含长石矿物的喷流岩。比如，南秦岭古生代热水沉积岩中普遍存在钠长石岩(唐永忠等, 2007)，新疆三塘湖盆地二叠系芦草沟组喷流岩主要造岩矿物包括碱性长石、白云石和方沸石等(柳益群等, 2011)，日本冲绳海槽的白烟囱主要由长石、高岭石和蒙脱石组成，据观测海底热液喷口流体的温度小于50℃(Glasby and Notsu, 2003)。郑荣才等(2006, 2018)研究发现甘肃酒西盆地青西凹陷下白垩统下沟组喷流岩主要造岩矿物包括钠长石、重晶石和方沸石等，并认为其是一种典型的湖相“白烟型”喷流岩。

本文首次在莫托萨拉矿区发现了长石岩，该矿区的长石岩产于正常沉积岩系中，与地层呈整合接触，主要组成矿物为微晶-隐晶质的钠长石和钾长石及少量的重晶石。重晶石是热水沉积的标志性矿物(Canetetal., 2005; 肖荣阁等, 2001)，在莫托萨拉矿区的长石岩中，可见钠长石、钾长石与不规则状重晶石交互共生(图4f)，有力说明了该长石岩为热水沉积成因而非碎屑沉积成因。长石岩中出现的少量霓石、锌铁黄长石碱性矿物很可能与矿区底部的火山岩及铁矿层有关。据研究，莫托萨拉矿区范围内存在粗面安山岩(李凤鸣, 2013)，另外下伏铁矿层中的Pb、Zn含量也明显偏高(袁涛, 2003)。从微量元素蛛网图(图8)中可以看出，长石岩与铁、锰样品的蛛网图曲线一致，都明显富集Zn、Ba和Pb。我们推测，在莫托萨拉矿区可能存在两种机制可以形成这种富含Fe、Zn等金属的碱性热液流体：(1)海底热水循环淋滤粗面安山岩；(2)与粗面安山岩喷发有关的火山热液。不论受控于哪种形成机制，海底热液在上升途中可能又淋滤了已经沉积的铁矿层。长石岩中局部可出现少量的菱锰矿、红钛锰矿、锆石、磷灰石、榍石等，这些矿物或呈浑圆状，或呈棱角分明的不规则状，碎屑特征明显。我们推测，这些碎屑状矿物很可能是热水上升过程中流经基底及沉积地层时捕获的，其中锆石、磷灰石、榍石等或许源自下伏砂岩-粉砂岩中的重砂矿物。据研究，海底热水在喷流休眠期经过长时间的能量汇聚以后，可以瞬时喷发震碎上覆沉积并捕获少量岩石或矿物碎屑(刘淑文等, 2008)。另一方面，我们基本可以排除热液直接沉淀生长出这些矿物的可能性。以锆石为例，热液锆石一般比较自形且含有丰富的包裹体(毕诗健等, 2008)，但莫托萨拉长石岩中的锆石呈碎屑状且表面干净(图4e)，不太可能为热液直接沉淀成因。

图9 莫托萨拉矿区不同类型代表性样品的标准化稀土元素配分曲线图b中的粗面安山岩数据来自李凤鸣(2013)；图d中的现代铁锰沉积物数据来自Bau et al. (2014)；球粒陨石数据来自Sun and McDonough (1989)；PASS数据来自McLennan (1989)Fig.9 Normalized REE patterns of various typical samples from Motuosala areaTrachyte andesite data in Fig.9b from Li (2013); modern Fe-Mn sediments data in Fig.9d from Bau et al. (2014); chondrite data from Sun and McDonough (1989); PASS data from McLennan (1989)

长石岩的稀土元素配分特征对其成因的判断具有重要的指示意义。在PAAS标准化配分模式图中，长石岩具有明显的Eu负异常(图9a)。Eu在海底热液流体中是唯一具有强烈活动性的稀土元素，Eu的活动性主要受控于流体温度和氧化还原条件，热动力学模拟计算表明Eu3+/Eu2+的氧化还原电位(Eh)随温度的升高而急剧增加，当海底热液流体温度大于250℃时Eu主要以Eu2+的形式存在，从而与相邻的稀土元素发生分离而显示Eu正异常；而在低温流体由于破坏矿物晶格的作用微弱，Eu主要以Eu3+存在，不出现Eu正异常(Glasbyetal., 1997; Sverjensky, 1984)。长石岩的Eu负异常可能表明其形成于相对低温条件(<250℃)，导致热液流体对斜长石的淋滤作用不足。另一方面，在球粒陨石标准化图中(图9b)，长石岩和粗面安山岩的稀土配分特征非常相似，说明长石岩在稀土元素物质组分的供给关系上与区域火山岩存在很强的亲缘性。

综合以上矿物学、岩相学和地球化学证据初步认为，莫托萨拉矿区的长石岩为一种物质组分较复杂、贫金属硫化物的“白烟型”热水沉积岩，形成温度相对较低，可能低于250℃。富含Fe、Zn等金属的海底热液流体与区域上偏碱性火山岩以及铁矿层关系密切，但它们之间具体的成因联系还有待深入研究。

5.2 上层锰矿的成因

海底热液循环是洋壳与海水进行物质和能量交换的重要途径，Hajash and Chandler (1982)在不同温度(200～500℃)下模拟海水与玄武岩、安山岩及流纹岩之间的反应过程(水/岩比为5～50，压力为1kbar)，结果显示可以产生富锰的成矿热液流体。对现代海底热液系统的观测发现，各种岩石与海水相互反应均能形成酸性还原且异常富集金属元素和硅质的热液流体，其相对于海水富集程度在两个数量级以上的成分包括Si、Ba、Fe、Mn、Cu、Zn、H2S等(陈先沛等, 1992)。比如，巴布亚新几内亚Matupi Harbor区域的海底热液流体与海水相比，Mn富集了约60000倍，Fe富集了约30000倍，Pb富集了约3000倍，Zn富集了约500倍(Bonatti, 1975)。另一项调查发现，东太平洋洋隆海底热液流体中的锰浓度大约是深海海水中锰浓度的500万倍(Edmondetal., 1982)。

图10 莫托萨拉铁锰矿床的主、微量元素二元相关性图解Fig.10 Major and trace elements binary diagrams for Motuosala Fe-Mn deposit

图11 莫托萨拉铁锰矿床的主量元素判别图(a，据Boström, 1973; b，据Wonder et al., 1988)Fig.11 Major elements discrimination diagrams for Motuosala Fe-Mn deposit (a, after Boström, 1973; b, after Wonder et al., 1988)

热液成因的锰矿床在地质历史中非常普遍，低温热液可形成软锰矿、锰钡矿、钡镁锰矿等，而高温热液可形成方铁锰矿、黑锰矿以及多种锰的硅酸盐(如蔷薇辉石、锰橄榄石等)，常见的脉石矿物有重晶石、萤石、方解石等(Roy, 1997)。张宝贵等(1982)在研究湖南棠甘山锰矿时认为存在高温热液改造作用，因为矿区存在锰的硅酸盐矿物和红钛锰矿，并同时提到与热液活动密切相关的日本野田多摩川锰矿和法国的上比利牛斯锰矿含有磁锰铁矿、锰橄榄石、锰榍石、蔷薇辉石等多种矿物。瑞典的Langban喷流沉积铁锰矿床的主要矿石矿物为黑锰矿、褐锰矿和赤铁矿(Boströmetal., 1979)，南非Kalahari锰矿的热液改造型矿石中普遍出现锰橄榄石和红硅锰矿(Gutzmer and Beukes, 1996)，希腊Vani海相热水沉积锰矿床中广泛存在锰钡矿、锰铅矿、重晶石等矿物(Papavassiliouetal., 2017)。以上矿床实例表明，热液成因锰矿床的矿物组合复杂多样，受控于热液的来源、温度及演化过程。

本次研究所采集的上层锰矿样品主要由锰橄榄石、红硅锰矿、褐锰矿、磁锰铁矿、重晶石等组成，具有典型的热水沉积矿物组合。锰矿层样品具有独特的内碎屑结构，锰质内碎屑本身的粒状镶嵌结构(图6b, f, g)表明其属于热水溶液中的快速结晶堆积产物(肖荣阁等, 1994)，局部赤铁矿胶结物的压实软变形层理(图6e)则可以说明锰矿层为同生沉积成因(郑荣才等, 2006)。热水内碎屑结构是判别莫托萨拉锰矿层为喷流岩的关键证据之一，一般与热水喷流系统的超温-超压隐爆作用将喷流口先期的未固结沉积物震碎有关，这种结构可用于示踪喷流口的位置(张复新, 1988; 徐兴旺等, 2003; 郑荣才等, 2018)。另外，As元素的相对富集一般与海底火山喷气作用密切相关(Seyfried and Bischoff, 1977)，因此上层锰矿中出现的少量钙质砷铅矿(图6g)可能是成矿阶段存在强烈海底火山活动的重要佐证。综上所述，莫托萨拉上层锰矿的矿物组合和结构构造说明其属于海相热水沉积岩。

在沉积岩系中，Al主要源自粘土矿物碎屑颗粒(Creraretal., 1982)，而Ti及不相容元素(如Th、Zr、Hf、Sc等)在海底热液流体中的活动性很弱，被认为是评估碎屑输入相对贡献的可靠指标(Sugisaki, 1984)。莫托萨拉矿区上层锰矿及其围岩的Al2O3和TiO2、Zr和TiO2、Zr和Th之间都具有很好的相关性(R2>0.9，图10a-c)，表明这些元素在莫托萨拉含锰岩系中确实主要受控于碎屑输入。但值得注意的是，上层锰矿本身的Al、Ti、Zr、Th的含量非常低(Al2O3=0～1.98%，TiO2=0.01%～0.02%，Zr=11.43×10-6～16.38×10-6，Th=1.09×10-6～1.38×10-6)且互相之间的相关性不明显(图10a-c)，说明上层锰矿在沉积时基本没有受到富Al碎屑或火山物质的混染，可视为纯净的化学沉积岩(Bolharetal., 2004; Manikyamba and Naqvi, 1995)。另外在主、微量二元相关性图解中(图10)可以发现，铁条带和锰条带明显受到了碎屑物质的混染，因此在本文中不再对它们做细致讨论。当海相沉积物的Fe/Ti>20、Al/(Al+Fe+Mn)<0.35时，可认为其属于热水沉积物(Boström, 1973)。莫托萨拉最上层锰矿的Fe/Ti值(429～1353)远高于20，Al/(Al+Fe+Mn)的值(0～0.11)远小于0.35，表明该层锰矿为海相热水沉积成因。在Boström (1973)提出的Fe/Ti-Al/(Al+Fe+Mn)二元混合判别图中(图11a)，莫托萨拉的锰矿层和铁矿层样品全部落在热液端元附近，这不仅再次论证了碎屑物质对锰矿层的混染基本可以忽略，且根据模拟线可以推测海底热液流体对铁锰成矿物质的供给可能在90%以上。正常海相沉积物的Si/Al值在3左右，比如莫托萨拉矿区钙质粉砂岩的Si/Al值为3.33；如果沉积物的Si/Al值远高于3，说明存在海底热液来源或生物来源Si的加入(Toth, 1980)。莫托萨拉上层锰矿的Si/Al值为7.94～10.91，鉴于目前并未在矿石中发现硅质生物化石，我们推测锰矿层中Si的富集很可能源于海底热液流体的贡献。现代观测显示，火山岩中的Si可以和其他金属一起被海底热液流体滤出，因为热液中Si的溶解度要比海水高出几个数量级(Bonatti, 1975; Campbelletal., 1988)。在Wonderetal. (1988)提出的SiO2-Al2O3判别图中(图11b)，莫托萨拉的锰矿层和铁矿层样品全部落入海底热液沉积区，这进一步说明海底热液流体在莫托萨拉铁锰矿床形成过程中具有重要贡献。Ba在热液多金属沉积物中会发生高度富集，比如红海Afar裂谷的富锰层中Ba含量高达5.8%(Bonatti, 1975)。Ba在海底热液多金属沉积物中主要以重晶石的形式出现，并且主要与锰矿物而不是铁矿物发生共沉淀(Bonatti, 1975)，另外含Ba的锰矿物也是导致Ba富集的另一个重要原因，比如希腊Vani高温热水沉积型锰矿床中普遍存在锰钡矿(hollandite)(Papavassiliouetal., 2017)。本次研究的采样剖面中各种岩性都明显富集Ba(图8)，在锰矿层中富集程度最高(BaO=1.84%～5.06%)，可与红海Afar裂谷的海底热液富锰沉积类比。莫托萨拉锰矿层中Ba的富集主要与重晶石有关(图6)，是判断莫托萨拉铁锰矿为海相热水沉积矿床的重要证据之一。

微量元素(如Co、Ni、Cu、Zn等)在海相铁锰沉积物中的富集或亏损程度主要受控于流体温度、组分和沉淀速率，是判别不同成因铁锰沉积物的重要工具。不同学者通过实际观测和数据积累，已相继提出很多实用有效的微量元素地球化学指标和判别图(Bonatti, 1975; Toth, 1980; Jossoetal., 2017)。莫托萨拉上层锰矿样品的Co、Ni、Cu、Zn的含量与TiO2、Th之间均缺乏相关性(图10d, e)，说明这些元素主要受控于海洋化学沉积过程，碎屑混染的影响可以忽略，因此可以用于判别锰矿层的成因。本文汇总整理了太平洋、大西洋、印度洋不同成因典型铁锰沉积物以及希腊Vani高温热水沉积型锰矿床的微量元素数据，以期为探讨莫托萨拉铁锰矿床的成矿机制提供参考。

图12 莫托萨拉铁锰矿床的微量元素判别图(底图分别据Bonatti, 1975; Toth, 1980; Choi and Hariya, 1992; Josso et al., 2017)Fig.12 Trace elements discrimination diagrams for Motuosala Fe-Mn deposit (base map after Bonatti, 1975; Toth, 1980; Choi and Hariya, 1992; Josso et al., 2017; respectively)

海相铁锰沉积物根据形成机制一般可分为水成、成岩和热液三类，通常利用Fe、Mn、Co、Ni、Cu的含量来进行成因判别。Co、Ni、Cu在海底热液铁锰沉积物中的含量远小于水成铁锰沉积物，一般来说其含量至少要比水成铁锰结核结壳低一个数量级，这主要是由于海底热液沉积物相对较高的沉淀速率限制了铁、锰(氢)氧化物吸附微量金属元素的能力，抑制了微量金属元素在热液铁锰沉积物中的积累(Bonatti, 1975; Nathetal., 1992; Gonzálezetal., 2012)。莫托萨拉上层锰矿的Co、Ni、Cu含量和平均上地壳含量相近，并未出现明显富集(图8)，在Bonatti (1975)提出的10×(Co+Ni+Cu)-Fe-Mn三角图解中(图12a)，莫托萨拉矿区的铁、锰样品全部落入热液沉积区。由于Zn在拉斑玄武岩中的含量相对较高且在硫化物中的分配系数相对较低，导致和其他微量金属元素相比，Zn可以在海底热液流体中相对富集；研究表明，除了Fe和Mn，Zn可以成为海底热液流体中第三富集的微量金属元素(Seyfried and Bischoff, 1977)。另一方面，Co由于具有特殊的晶体场，在水成铁锰氧化物中会被优先吸附富集(Burns, 1976)。因此，Co/Zn是指示热液矿化的有效指标，海底热液铁锰沉积物的Co/Zn值平均为0.15，而水成铁锰沉积物的Co/Zn值可达2.5(Toth, 1980; Graybeal and Heath, 1984)。本次研究所采集的样品的Zn含量和平均上地壳相比均具有明显的富集(图8)，莫托萨拉所有铁、锰样品的Co/Zn值均小于0.01，说明海底热液活动对铁锰成矿具有重要贡献。在Toth (1980)提出的Co/Zn-(Cu+Ni+Co)判别图解(图12b)和Choi and Hariya (1992)提出的Zn-Ni-Co三角图解(图12c)中，莫托萨拉矿区所有的铁、锰样品也均落入了热液沉积区。

近年来有学者指出，由于海底热液铁锰结核结壳的形成环境、流体温度以及和海水的混合程度均存在很大变化，因此其微量金属元素的含量变化范围也很大，导致一些传统的判别图解难以详细区分混合成因的铁锰沉积物，尤其是一些比较特殊的富集金属元素的海底热液铁锰沉积物(Heinetal., 2008; Jossoetal., 2017; Vereshchaginetal., 2019)。比如，Jossoetal. (2017)对西南太平洋几处富集微量金属元素的低温热液锰沉积物进行了详细研究，发现它们在10×(Co+Ni+Cu)-Fe-Mn三角图解中全部落入了水成区域(图12a)，导致成因判别出现严重偏差，因此需要新的判别图来处理这类特殊样品。由于水成铁锰矿物的比表面积巨大，沉淀速率缓慢，和海水相比水成铁锰沉积物可将一些高场强元素(HFSE)和稀土元素(REY)富集多个数量级(Bauetal., 1996; Heinetal., 2013)。而和水成铁锰沉积物相比，海底热液铁锰沉积物的HFSE和REY可亏损一个数量级以上，这一方面是由于HFSE在热液流体中与氯化物的络合能力非常弱，导致海底热液源区本身就亏损HFSE(Douvilleetal., 2002)，另一方面则是由于海底热液铁锰沉积物的快速沉淀限制了海水中HFSE和REY被铁锰矿物的充分吸附、富集(Schmidtetal., 2014)。因此Jossoetal. (2017)提出了新的100×(Zr+Ce+Y)-15×(Cu+Ni)-(Fe+Mn)/4三角图解，并成功判别了西南太平洋富集微量金属元素的低温热液锰沉积物的成因类型。在该图解中(图12d)，莫托萨拉的铁、锰样品全部落入了热液区域，进一步说明莫托萨拉铁锰矿床应为海相热水沉积成因。

稀土元素对热水沉积作用具有重要的示踪意义，莫托萨拉上层锰矿的稀土总量(REE+Y)及各种参数(如Ce/Ce*、Y/Ho值)与TiO2、Th之间均缺乏相关性(图10f-i)，由上文讨论可知，莫托萨拉上层锰矿的稀土元素也主要受控于海洋化学沉积作用。石炭纪的海洋已被广泛氧化，与现代海洋环境相似(Dahletal., 2010)，因此可以类比现代海底铁锰沉积物的稀土特征来探讨石炭纪沉积型铁锰矿床的成因。莫托萨拉铁、锰矿层的PAAS稀土配分曲线具有明显的Ce负异常、Eu正异常和Y正异常(图9c)，与现代海底热液成因铁锰沉积物的特征一致(图9d)，但相对而言轻稀土并不亏损((La/Yb)PAAS平均为1.30)且中稀土略显富集((Sm/Yb)PAAS平均为1.16)，该特征与现代水成铁锰结壳相似(图9d)。Ce的负异常是海底热液铁锰沉积物的典型特征(Elderfield and Greaves, 1981; Nathetal., 1992)，Eu的正异常一般与喷口附近的高温热液流体有关(Michard, 1989; Craddocketal., 2010)，而典型的水成铁锰沉积物则具有明显的Ce正异常且轻、中稀土不亏损甚至略有富集(Nathetal., 1992; Bauetal., 2014)。莫托萨拉铁、锰矿层的稀土元素PAAS配分曲线说明成矿流体同时继承了海底高温热液和海水的稀土特征。莫托萨拉上层锰矿的Y/Ho值平均为36.51，大于球粒陨石、海底热液和碎屑沉积岩的值(26～28; Bauetal., 1996; Planavskyetal., 2010)，明显小于现代海水的值(>44; Nozakietal., 1997)，也说明锰矿层是由海水与热液混合沉淀而成。考虑到海底热液的稀土总量远远大于海水，我们可以大致推测，海水中仅需非常少量热液的混合就可以获得莫托萨拉铁、锰矿层这种稀土元素特征(王长乐等, 2014)。但如前文所述，海底热液所提供的的铁锰成矿物质是非常可观的。

综合以上矿物学、岩相学及地球化学证据初步认为，本文所研究的锰矿层属于海相高温热水沉积岩，形成温度可能大于320℃。推测其具体形成过程为：循环对流的热水通过对火山-沉积岩系进行充分的淋滤，形成了富含Mn、Si、Al等元素的高温热液流体，并喷发出海底形成锰质热水沉积物。富锰热液喷流沉积之后进入了休眠期，在热水系统持续增温增压后，封闭的喷流口被铁质热液流体突破并发生强烈的沸腾与爆炸作用，将早期尚未固结的锰质热水沉积物震碎，同时海底热液脉动作用与爆炸作用导致海底水动力条件加强，锰质热水角砾被湍急的底流搬运并磨圆形成竹叶状锰质内碎屑，最终在喷流口外侧不远处的洼地中被铁质热液流体胶结，形成具有热水内碎屑结构的锰矿层。

5.3 莫托萨拉铁锰矿床的成因探讨

据前人研究，莫托萨拉的铁矿层为典型的碧玉铁建造，其中的硅质岩夹层中普遍存在重晶石，并且两者都伴生有Pb、Zn、Cu、Ag等多种金属元素，有些可达工业品位(陈明应等, 2012)，多数学者研究认为其应属于海相热水沉积型铁矿床(华明弟, 1985; 姚国龙等, 2000)。本文对铁矿石和硅质岩的已发表数据进行了汇总分析。在主量元素(图11)和微量元素(图12)判别图中，铁矿层样品均落入了热水沉积区域。同时，铁矿层的稀土配分曲线(图9c)与最上层锰矿非常一致，说明两者均为海相热水沉积成因。莫托萨拉硅质岩的稀土配分曲线(图9a)具有明显的Eu正异常，表现出典型的热水沉积特征，姚国龙等(2000)通过对硅质岩的氧同位素研究也认为其属于海底喷流沉积。另外，前人曾报道在莫托萨拉矿区还发育有菱锰矿矿层(华明弟, 1985; 李凤鸣, 2013)，我们推测其可能主要产出于中、下两层锰矿中。热液成因的菱锰矿多为显晶质淡粉红色，而沉积成因的菱锰矿多为隐晶质灰黑色(姚培慧, 1995)。华明弟(1985)描述莫托萨拉矿区的菱锰矿为浅肉红色，据此我们推测其很可能也属于海底热液沉积成因。实际上热水沉积型菱锰矿矿层并不乏现代实例，比如日本冲绳海槽就存在海底热液成因的碳酸锰烟囱，据研究该喷口处热液流体的温度超过200℃，热液流体中的CO2主要来自有机质的分解和岩浆脱气作用(Glasby and Notsu, 2003)。

图13 莫托萨拉铁锰矿床矿区古地理图(a，据华明弟，1985修改)及区域古地理图(b，据邱广淼，1990修改)(a) 1-隆起基底；2-北部盆缘海坡：砂岩、粉砂岩等；3-莫托萨拉洼地及过渡带：细砂岩、粉砂岩及铁锰矿层；4-洼地冲刷坡：含矿组已被剥蚀；5-岛链：基本没有含矿沉积；6-北部岩浆岩带；7-火山岩区：火山角砾岩、安山岩、玄武岩和流纹岩；8-断层；9-铁锰矿层；(b) 1-陆地；2-无障壁海岸；3-砂堤；4-浅水海湾；5-深水海湾；6-开阔台地；7-碳酸盐台地前缘斜坡；8-碳酸盐台地边缘浅滩；9-海底火山活动区Fig.13 Mining area (a, modified after Hua, 1985) and regional (b, modified after Qiu, 1990) paleogeographic maps of Motuosala Fe-Mn deposit(a) 1-uplift basement; 2-northern basin margin slope: sandstone, siltstone; 3-Motuosala depression and transition zone: fine sandstone, siltstone and Fe-Mn ore beds; 4-scour slope of depression: the ore-bearing formation has been eroded; 5-island chain: basically no mineralization; 6-northern magmatic zone; 7-volcanic zone: volcanic breccia, andesite, basalt and rhyolite; 8-fault; 9-Fe and Mn ore beds. (b) 1-land; 2-barrier free coast; 3-sand bars; 4-shallow bay; 5-deep bay; 6-open platform; 7-front slope of carbonate platform; 8-carbonate platform marginal shoal; 9-submarine volcanic area

在同一热水成矿体系中，不同喷流口的热水温度、物质组成、喷出形式(排气、喷水或隐爆)都可能有所不同，因此不同类型的喷流岩往往以不同的地质产状同时出现，甚至在一个矿区范围内都可能同时形成产状复杂、种类多样的海底喷流岩(张复新, 1988; 陈先沛等, 1992; 肖荣阁等, 1994; Varnavas and Papavasiliou, 2020)。比如，甘肃酒西盆地青西凹陷下沟组喷流岩就具有脉状充填型(喷流口内)、隐爆型(喷流口附近)、盆地沉积型(喷流口外围洼地)和区域扩散型四种产状类型(郑荣才等, 2018)。本文在莫托萨拉矿区内，也识别出几种不同类型的喷流岩：硅质岩和长石岩应为形成于喷流口外围洼地的盆地沉积型热水沉积岩，且海底热液流体的温度相对较低；而本文所研究的上层锰矿体应为形成于喷流口附近的隐爆型热水沉积岩，且海底热液流体的温度相对较高。从宏观上来看，莫托萨拉矿区的沉积岩系由铁质岩、锰质岩、硅质岩、长石岩等不同组分的喷流岩与正常沉积的粉砂岩呈不等厚互层状产出，表明在莫托萨拉铁锰矿床的形成过程中，海底热液流体的组分和温度都存在强烈而频繁的交替变化，海底热液活动的强弱也存在间歇性的波动。

石炭纪时本区构造运动强烈，火山-侵入作用广泛分布，在查岗诺尔-备战地区存在一系列的火山活动中心(袁涛, 2003)，近年来的研究认为这些火山岩形成于活动大陆边缘伸展构造背景(汪帮耀等, 2017)。华明弟(1985)在莫托萨拉矿区北缘查明了由玄武岩、安山岩、流纹岩及火山砾岩、角砾岩组成的火山杂岩区，具有明显的火山喷发旋回，而铁、锰矿床沉积于长条形洼地中，附近断裂非常发育(图13a)。邱广淼(1990)根据42条实测剖面和丰富的相标志分析了西天山昭苏-莫托萨拉一带阿克沙克组的沉积环境，认为早石炭世阿克沙克组沉积时，在昭苏-莫托萨拉一带为海槽，海槽中部火山活动强烈。海槽南部岸线曲折，有时海水深入内地形成海湾，其中莫托萨拉一带为浅水海湾，滨岸海底起伏，铁、锰矿层沉积于海底下拗的洼地中(图13b)。

因此，不论从区域还是矿区范围来看，莫托萨拉铁锰矿床的形成阶段都存在强烈的海底火山活动。莫托萨拉铁锰矿床的成矿期可能对应于区域火山喷发的晚期或间歇期，火山喷气和热液活动非常强烈，同时拉张构造环境为热液运移提供了良好的通道。海水在下部岩浆房或高位侵入体的加热下，沿断裂系统发生对流循环，促进大规模水岩反应并有效沉淀成矿。海底火山-热液活动同时也改变了水体温度和动力学条件，使本应平静的海底成为局部水体动荡的热卤水池，这一特殊的沉积环境必然会产生特殊的沉积作用，包括特殊的物源和沉积过程。因此，本文认为莫托萨拉铁锰矿床整体应该属于海相热水沉积型矿床，海底热液流体的温度高低、活动强弱及物质组分与同期的海底火山间歇性活动密切相关，成矿过程具有脉动性。尽管在莫托萨拉矿区普遍发育有绿泥石、阳起石等热液蚀变矿物，因此有学者将其归为沉积-热液改造成因(陈明应等, 2012)。但值得注意的是，矿区周围没有任何侵入岩体存在，且各种热液影响具有分散、微弱、低量、面广的特点，如此低量而分散的热液影响最可能是同期火山气液交代作用在热水沉积岩及其下盘围岩中的表现，而不是后期岩浆热液改造的产物(华明弟, 1985; 姚国龙等, 2000)。

5.4 莫托萨拉矿区的铁锰分离机制

Mn和Fe的地球化学性质相似且Fe在地壳中的丰度远高于Mn，因此铁锰分离是锰独立沉积成矿的必经过程(Maynard, 2014)，研究表明地质历史中沉积型锰矿的铁锰分离程度差异很大(董志国等, 2020)。传统观点认为，表生环境中存在两种有效的铁锰分离机制(Krauskopf, 1957)：(1)溶解度差异，即还原硫化条件下铁易形成硫化物沉淀，而锰硫化物的稳定域很小，趋向于以离子形式迁移；(2)被氧化的难易程度，相对氧化的条件下Fe2+更易沉淀，而Mn2+会继续溶解迁移。近年来很多学者开始强调，微生物(如铁细菌、锰细菌等)可以选择性沉淀铁、锰矿物，在铁、锰海洋循环和铁锰分离过程中扮演着重要角色(Polgárietal., 2012; Rajabzadehetal., 2017; Gartman and Findlay, 2020)。早前寒武纪的沉积型锰矿一般会与条带状铁建造共生，对铁同位素的研究表明前期铁的大量沉淀促进了铁锰分离和锰矿层的形成(Tsikosetal., 2010)，但是新元古代和显生宙的沉积型锰矿大都单独产出，一般认为他们是海底热液系统经过长距离迁移后的远端沉积(Maynard, 2010)。比如，研究认为西昆仑玛尔坎苏沉积型锰矿可能与昆盖山一带的块状硫化物矿床为同一成矿系统，海底热液喷出的大量铁质以硫化物形式富集在昆盖山一带，而锰质继续向西迁移至适宜环境独立沉积成矿(高永宝等, 2018; Zhangetal., 2020)。也有学者提出西天山昭苏沉积型锰矿的物质来源为式可布台一带，喷出的热液流体在逐步氧化的环境中先沉淀形成式可布台赤铁矿型铁矿床，而锰质则继续向西迁移至昭苏一带独立沉积成矿(袁涛, 2003)。

莫托萨拉矿区的铁锰分离程度较高，铁矿层的Mn/Fe值低至0.01以下，而锰矿层的Mn/Fe值集中在5.25～10.5之间，最高可达100以上。但是，莫托萨拉矿区的铁锰空间分异程度很低，铁、锰虽独立成矿却产于同一矿区，具有“下铁上锰”的分布特征，这在显生宙的沉积型锰矿中并不多见。莫托萨拉矿区的铁质主要以赤铁矿的形式富集，因此我们认为该矿区的铁锰分离可能主要受控于沉积盆地氧化还原条件的变化。而锰质热液流体之所以没有继续迁移至远处沉淀成矿，可能主要与沉积盆地的古地理条件有关。莫托萨拉铁锰矿床形成于弧后拉张构造环境，热液活动主要集中在裂谷盆地的次级洼地中，因此热液不易扩散而形成高温热卤水层并就地沉积成矿，类似于现代红海Alfar裂谷中铁-锰-钡沉积物的形成过程(Bonattietal., 1972; Cocherieetal., 1994; Butuzovaetal., 2009)。

最新研究认为式可布台铁矿的铁质虽来自于海底火山-岩浆热液流体，但铁质的沉淀主要通过化学和生物化学沉积作用(Yangetal., 2019)，具有“内源外生”的特点。莫托萨拉铁锰矿床虽然主体为海底热水喷流沉积，但华明弟(1984, 1985)根据氧同位素计算发现赤铁矿的形成温度从常温海水到低-中温热液共存，且部分赤铁矿发育鲕粒结构，鲕粒中可见生物残留体(覃志安, 1999)。王文远(1984)则在莫托萨拉铁矿石中发现了大量菌藻类微生物化石，并认为莫托萨拉铁矿为微生物成因。上述资料表明，在莫托萨拉铁锰矿的成矿过程中可能存在显著的生物化学沉积作用。据此我们推测，微生物活动可能在莫托萨拉矿区的铁锰分离过程中发挥着重要作用，这有助于解释该矿区铁锰共存但独立成矿的独特现象，值得开展深入研究。

6 结论

(1)本文首次在莫托萨拉矿区发现了热液长石岩，其主要由钠长石、钾长石以及少量重晶石、霓石、锌铁黄长石等矿物组成，发育隐晶-微晶结构，与“白烟型”海相热水沉积岩特征相似。

(2)莫托萨拉最上层锰矿主要由锰橄榄石、褐锰矿、红硅锰矿、磁锰铁矿以及少量重晶石、方铁锰矿等矿物组成，具有典型的高温热水沉积矿物组合，锰矿层的主量元素、微量元素和稀土元素均具有海底热液成因铁锰沉积物的特征，典型的热水内碎屑结构指示锰矿层沉积于海底热液喷流口附近。

(3)莫托萨拉铁锰矿床整体应为海相热水沉积成因。莫托萨拉矿区的沉积岩系由铁质岩、锰质岩、硅质岩、长石岩等不同组分的喷流岩与正常沉积的粉砂岩呈不等厚互层状产出，表明在莫托萨拉铁锰矿床的形成过程中，海底热液流体的化学组分、温度高低和活动强弱都具有明显的脉动性，推测成矿与拉张背景下海底火山的间歇性活动密切相关。

(4)铁锰共存但独立成矿是莫托萨拉铁锰矿床的一大特色。鉴于前人曾报道莫托萨拉铁矿石中存在菌藻类微生物化石，我们推测其铁锰分离过程不仅与古地理环境和氧化还原条件变化有关，还可能受控于微生物的选择性氧化沉淀。加强莫托萨拉铁锰矿床中的微生物作用研究，将有助于全面理解其铁锰分离机制、控矿因素及成矿过程。

致谢西安地质调查中心计文化研究员、陈博博士以及新疆地矿局冯京总工程师、徐仕琪高级工程师在野外工作与研究思路方面给予了耐心指导；贾立辉、薛丁帅、闫欣等协助完成了相关实验；在文章写作过程中与黄柯、白阳博士进行了多次探讨；两位评审专家提出了许多宝贵的意见和建议；在此一并表示感谢！