2018, Vol. 34
, TENG JiaXin, LI WenYuan, CHEN DengHui, SUI QingLin, JING DeLong, HE YongKang, BAI JianKe
锰矿是一种关系到国民经济的大宗紧缺金属矿产，主要作为脱氧剂、脱硫剂及制造锰系合金而广泛应用于冶金工业；此外，在电池工业、陶瓷工业、化工工业等领域也有着广泛的用途(严旺生和高海亮，2009；洪世琨，2011；付勇等，2014)。截止2015年底，我国已查明锰矿石资源储量13.8亿吨，其分布极不均匀；其中，82%的锰矿资源集中分布于西南和中南地区。矿床规模以中小型为主，大型矿床(>2000万吨)仅12处，且贫矿多、富矿少，查明富锰矿资源储量仅4200万吨。我国自1983年开始进口锰矿，主要为优质富锰矿，2005年以后对外依存度一直维持在45%左右(阴江宁和肖克炎，2014)。锰矿石作为一种战略性资源，特别是优质富锰矿资源，一直是我国地质勘查研究的热点(骆华宝，2002；陈仁义和柏琴，2004；薛友智和侯宗林，2006；肖庆华等，2007；陕亮等，2014)。
近年来，西昆仑玛尔坎苏地区取得优质锰矿重大找矿突破，新发现奥尔托喀讷什、穆呼、玛尔坎土等碳酸锰矿床，这些矿床层位稳定、厚度较大、Mn平均品位达35%以上(高永宝等，2017), 为中国最富的碳酸锰矿床。截止2017年底，探获300m以浅富锰矿资源量已达4500万吨以上。含锰岩系东西延伸达100km，向西延至塔吉克斯坦境内，外围及深部找矿潜力巨大，有望成为丝绸之路经济带最重要的亿吨级优质锰矿资源勘查开发基地，由此也引起了很多学者的广泛关注。但由于该区锰矿近期才发现，对已知矿床成矿地质特征、成矿环境以及成矿机制的研究程度很低。本文选择玛尔坎苏一带已发现的奥尔托喀讷什锰矿为研究对象，详细分析其岩相学、矿物学和地球化学特征，对沉积相、沉积环境以及锰质来源进行探讨，并初步总结富锰矿成矿机制，为促进该区锰矿成矿规律研究和下一步找矿勘查工作提供借鉴。
1 区域成矿地质背景玛尔坎苏锰矿带位于新疆克孜勒苏柯尔克孜自治州阿克陶县木吉乡，大地构造位置处于西昆仑造山带与塔里木陆块结合部位(图 1a)，含锰岩系沿西昆仑昆北构造带玛尔坎苏晚古生代弧后裂谷盆地分布，已发现奥尔托喀讷什大型锰矿、穆呼大型锰矿、玛尔坎土中型锰矿等碳酸锰矿床(图 1b)。
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图 1 西昆仑玛尔坎苏一带区域地质矿产简图 Fig. 1 Regional geological map of Maerkansu area, western Kunlun and the distribution of manganese deposits |
以乌赤别离山口-阿克彻依断裂为界，区域地层分为北侧塔里木地层区和南侧昆仑地层区西昆仑地层分区。塔里木盆地地层分区出露地层主要为古近系-第四系；其中，古近系和新近系为红色碎屑岩夹碳酸盐岩，第四系为松散堆积物。西昆仑地层分区出露地层主要为古元古界、志留系、泥盆系、石炭系、二叠系及第四系。古元古界为变质岩系；志留系为碎屑岩-碳酸盐岩组合；泥盆系为碎屑岩组合；下石炭统为一套基性火山岩和中-酸性火山岩组合，主要出露于矿带东部，赋存有阿克塔什、萨落依等块状硫化物矿床；上石炭统为碳酸盐岩-碎屑岩建造；下二叠统为碎屑岩-火山碎屑岩夹碳酸盐岩。其中，上石炭统灰岩段是该区锰矿主要赋矿层位(图 1)。下石炭统与上石炭统呈平行不整合或角度不整合接触，可见到石炭系被二叠系不整合覆盖。第四系以河流沉积为主，赋存少量冰碛物和湖泊-沼泽及泥火山堆积物。
区域断裂构造和褶皱发育。断裂构造主要呈近东西向展布，大断裂主要有乌赤别离山口-阿克彻依断裂、空贝利-木扎令断裂等。玛尔坎苏地区石炭纪-二叠纪地质体大体经历了两期构造变形：二叠纪晚期为裂谷盆地闭合阶段，发育了中浅层次顺层脆韧性变形，即右行走滑构造，从北西向南东变形带宽度逐渐加大，变形带中部变形较强，以发育糜棱岩化岩石、构造片岩及构造透镜体为特征，糜棱岩面理及构造片理发育，可见面理或片理构造的挠曲或褶皱，以及矿物的定向拉伸和碎斑旋转等现象，发育眼球构造和挤压透镜体；新近纪晚期为陆内造山阶段，发育浅层次脆性变形，即由南向北叠瓦式逆冲推覆构造，二叠系和上石炭统(含锰岩系)为推覆构造前锋带，多发育褶皱；上石炭统锰矿层为薄弱带，多破碎；可见第四系超覆在推覆构造体上，推测逆冲推覆构造发生在第四纪之前(高永宝等，2017)。沿玛尔坎苏河发育背斜构造，轴向近东西向，锰矿体主要赋存于该背斜构造的两翼，其中奥尔托喀讷什锰矿产出于背斜北翼，玛尔坎土锰矿产出于背斜南翼的倒转向斜中。
区域上岩浆岩主要分布于西昆仑造山带中，受构造控制，呈NW-SE向带状展布。泥盆纪为少量基性-超基性侵入岩和喷出岩，石炭纪-二叠纪以大规模的中酸性岩浆侵入及中基性岩浆喷出为特点，其中在石炭纪随着弧后盆地裂解作用，形成了巨厚的、主要由基性和中酸性火山岩组成的火山岩系(贠杰等，2015；慕生禄，2016)。北部以乌赤别离山口西昆仑北缘大断裂为界，西起玛尔坎苏东部，向东经明铁盖、古鲁滚涅克、阿克塔什，延伸到中-巴公路盖孜河附近，形成长200余千米、宽5~20km的北西-南东向火山岩带，其总体展布与区域构造方向一致。基性火山岩主要为枕状玄武岩、块状玄武岩、杏仁状玄武岩、安山玄武岩等，以及少量的火山碎屑岩、火山角砾岩和玄武质凝灰岩，以巨厚的浅变质枕状玄武岩和块状玄武岩为主，广泛发育的枕状熔岩为该层位标志性特征，所夹少量的火山碎屑岩和正常沉积岩为薄层状砂泥岩、中-薄层碳酸盐岩、硅质岩和碧玉岩。玄武岩枕状构造的广泛发育，表明其是在海底相对深水环境下喷发形成的。中酸性火山沉积建造主要由浅变质的浅海、滨海相正常沉积的细碎屑岩、碳酸盐岩和火山岩组成，沉积岩和火山岩的比例大致相等。火山岩岩性主要为中酸性火山熔岩和火山碎屑岩，少量的中基性火山岩，以火山碎屑岩为主，片理化发育，很少见到枕状构造，有时可见到杏仁状构造。在石炭纪双峰式火山岩系中经常伴生有同时期形成的浅成和超浅成侵入岩脉，主要由辉绿岩及石英斑岩和流纹斑岩等脉岩组成，亦显示出明显的双峰式成分特征。辉绿岩主要产在基性火山岩内，而石英斑岩和流纹斑岩等中酸性脉岩则侵入到基性火山岩和中酸性火山岩中。
2 矿床地质特征 2.1 矿区地质奥尔托喀讷什锰矿位于玛尔坎苏锰矿带的西段。矿区出露地层主要为早二叠世玛尔坎雀库塞山组(P1m)、晚石炭世喀拉阿特河组(C2k)及晚白垩世库克拜组(K2k)等(图 2)，未见早石炭世乌鲁阿特组(C1w)。主要含矿地层为晚石炭世喀拉阿特河组(图 2)。
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图 2 西昆仑奥尔托喀讷什锰矿床地质图 Fig. 2 Geological map of the Aoertuokanashi manganese deposit, western Kunlun |
早二叠世玛尔坎雀库塞山组上部岩性为灰绿色蚀变安山岩、安山质凝灰岩等，蚀变安山岩为斑状结构，杏仁状构造、块状构造，含斑晶，斑晶多为斜长石，半自形粒状；基质微晶结构，发育较强绿泥石化。下部岩性为紫红色长石砂岩、灰绿色砂岩、大理岩等。晚石炭世喀拉阿特河组自下而上可以划分为三个岩性段：灰黑色生物碎屑角砾灰岩段(C2k1)、灰绿色长石砂岩段(C2k2)和灰黑色含炭泥质灰岩夹薄层微细晶灰岩段(C2k3)，锰矿体顺层分布于含炭灰岩中，黄铁矿较为发育。晚白垩世库克拜组不整合于早二叠世玛尔坎雀库塞山组之上，主要为灰绿色岩屑砂岩、泥页岩、泥岩、紫红色岩屑长石砂岩，厚度大于300m。
矿区构造复杂，其中褶皱为区域玛尔坎土山复背斜的西延部分，在矿区表现为单一的背斜构造，背斜核部位于矿区南部，背斜轴向总体呈近东西向，在矿区中部微向北凸(图 2)。背斜的核部为石炭系，两翼均为二叠系。背斜北翼产状较陡，倾角为75°~88°，南翼稍缓，倾角为65°~70°，锰矿体赋存于该背斜北翼，与地层产状基本一致。断裂构造主要为近东西向区域断裂构造和北东向次级断裂。区域性大断裂主要为乌赤别里山口断裂(F1)的西延部分，总体呈近东西向展布，断层面产状倾向5°~20°，倾角65°~78°；次级断裂以北东向为主，并有错段矿体的现象。
矿区侵入岩未见出露。区内出露有少量晚二叠世灰绿色蚀变安山岩，主要位于矿区背斜北部，走向基本稳定，与矿体一致，是较好的间接找矿标志。
2.2 含锰岩系特征喀拉阿特河组(C2k)主体为浅海相碳酸盐岩夹碎屑岩建造，呈近东西向展布，由下到上分为3个岩性段(图 3)：第一岩性段为灰白色含生物碎屑角砾状灰岩夹薄层微晶灰岩，细晶粒屑结构，块状构造，生物碎屑以海百合茎为主，厚度约200m。第二岩性段为灰绿色中厚层状长石石英杂砂岩夹灰紫色厚层状含砾岩屑杂砂岩(图 4a)，厚度约250m。含砾岩屑杂砂岩分布于喀拉阿特河组第二岩性段下部，不等粒砂状结构，主要由岩屑(40%)、长石晶屑(25%)组成，其次为石英晶屑(10%)，碎屑多呈棱角状，粒径0.2~10mm，岩屑成分以安山岩、英安岩岩屑为主(图 4e)，孔隙式胶结，胶结物为钙质与绿泥石。长石石英杂砂岩分布于喀拉阿特河组第二岩性段上部，中-细砂结构，主要由石英(40%)及长石(35%)晶屑组成，少量安山岩、英安岩岩屑(< 5%)，碎屑物粒径一般0.1~0.5mm，颗粒支撑，孔隙式胶结，胶结物以泥质为主。第三岩性段为赋矿层位，下部为灰色、灰黑色中厚层状含炭砂屑灰岩夹薄层状角砾灰岩，多见黄铁矿，局部已氧化为褐铁矿，厚度约150m；中部为灰黑色含炭质生物碎屑灰岩(图 4b)夹含砂钙质泥岩、钙质砂岩，块状、碎裂状构造，此段即主要赋锰层位，锰矿体厚度3~7m，局部见粉色蔷薇辉石及乳白色锰方解石脉(图 4c)；上部为灰色、青灰色中厚层状结晶灰岩、灰色厚层状含炭粉屑灰岩夹薄层含炭泥质灰岩(图 4d)，多见黄铁矿，厚度约60m。
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图 3 奥尔托喀纳什矿床含锰岩系综合岩性柱状图 Fig. 3 Integrated lithologic histogram of manganese-bearing rock series from the Aoertuokanashi deposit |
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图 4 奥尔托喀纳什锰矿含锰岩系岩石及显微照片 (a)含锰岩系下部含砾岩屑杂砂岩；(b)赋矿层灰黑色含炭生物碎屑灰岩；(c)锰矿体中的蔷薇辉石及锰方解石脉；(d)含锰岩系顶部含炭微晶灰岩；(e)含砾岩屑杂砂岩；(f)砂屑灰岩中含少量岩屑及石英晶屑；(g)砂屑灰岩中的显微楔状层理；(h)生物碎屑灰岩；(i)锰矿石层理构造；(j)锰矿石中的生物碎屑；(k)含砂钙质泥岩中的黄铁矿纹层；(l)含藻屑粉屑灰岩.C-炭质；Q-石英；Py-黄铁矿；Cal-方解石；Mcal-锰方解石；R-岩屑；Alg-藻屑; Bio-生物化石；Rds-菱锰矿；Rdn-蔷薇辉石 Fig. 4 Photographs showing rock structures and minerals from manganese-bearing rock series in the Aoertuokanashi deposit (a) pebbled litharenite in the lower part of the manganese-bearing rock series; (b) carbonaceous bioclastic limestone with grey black color in ore-hosted strata; (c) rhodonite and manganese calcite vein in manganese ores; (d) carbonaceous micrite in the upper part of the manganese-bearing rock series; (e) pebbled litharenite; (f) small amount of rock fragments and quartz grains in calcarenite; (g) microscopic wedge bedding in calcarenite; (h) bioclastic limestone; (i) bedding structure of manganese ore; (j) bioclasts in the manganese ore; (k) pyrite lamina in sand-bearing calcareous mudstone; (l) algal-bearing calcisiltite. C-carbon; Q-quartz; Py-pyrite; Cal-calcite; Mcal-manganese calcite; R-rock fragments; Alg-Algae; Bio-bioclasts; Rds-rhodochrosite; Rdn-rhodonite |
奥尔托喀讷什锰矿含锰层位主要为喀拉阿特河组第三岩性段，从下向上其岩石组合特征如下：
砂屑灰岩：分布于第三岩性段下部，厚层状，碎屑状结构，主要由方解石粉屑、砂屑组成，含量约90%(图 4f, g)，其次为长石、石英晶屑(5%~10%)，见少量安山岩、英安岩岩屑(< 5%)，偶见辉石、角闪石晶屑，碎屑颗粒多为棱角状，粒径0.1~0.35mm。孔隙式胶结，胶结物以钙质为主，少量铁质。在该岩性层顶部炭质含量逐渐增加，总有机碳含量(TOC)为0.45%，偶见生物碎屑。
含炭质生物碎屑灰岩：分布于第三岩性段中上部，为主要的赋矿层位，厚层状，块状构造，生物碎屑结构，主要由生物碎屑(>50%)和灰岩砂屑组成，炭质含量较高，总有机碳含量(TOC)可达1.56%。生物碎屑种类多样，见有海百合、头足类、介形虫等，结构完整(图 4h)。见有少量的石英、长石晶屑，粒径0.15~0.3mm。
锰矿体：分布于第三岩性段中上部，厚层状，块状构造，碎屑状结构，主要由菱锰矿组成，含量>90%，棱角状、不规则状，少数次圆状，粒径一般0.03~0.25mm。碎屑物之间被锰的氧化物充填。部分锰矿石具原生纹层结构(4i)，见少量生物碎屑(4j)，结构完整。
含砂钙质泥岩：分布于第三岩性段上部，厚层状，块状构造，泥质结构，主要由泥质(>45%)、长英质晶屑(< 15%)和钙质(约25%)组成，此外含少量铁质和炭质，碎屑粒径一般小于0.15mm，略具定向分布。岩石中局部砂屑含量增加，伴有半自形-他形黄铁矿呈纹层状分布(图 4k)。
含藻屑粉屑灰岩：分布于第三岩性段顶部，厚层状，块状构造，粉屑结构，主要由方解石粉屑组成，含量>90%，此外见少量石英粉砂(5%)，方解石粉屑及石英细砂之间被细小的暗色藻屑充填(图 4l)。
2.3 矿体特征目前发现两条矿体(Ⅰ、Ⅱ号)，间距约20~50m，呈近东西向近平行展布，连续性好(图 2)。Ⅰ号矿体为主矿体，呈层状产出，矿体连续性好，未见分枝复合现象。长度约5500m，整体走向95°，倾向355°~10°，倾角75°~88°。矿体赋存于背斜北翼，整体北倾。单工程控制矿体真厚度为0.36~22.32m，平均4.14m，单工程矿体品位10.1%~46.9%，平均35.2%。Ⅱ号矿体位于Ⅰ号矿体北20~50m处(图 2)，呈层状断续产出，长度约2500m，倾向5°，倾角75°~85°，单工程控制矿体真厚度为0.57~8.41m，平均2.08m，单工程矿体品位11.3%~42.5%，平均29.1%。矿体受后期逆冲推覆构造影响，与顶、底板围岩的接触带多发生滑脱、碎裂。
2.4 矿石及矿物组合特征矿石类型主要以碳酸锰矿石为主，占95%以上，属低硫、低铁、中磷(优质富)碳酸锰矿石，通过电解可获得99.8%的电解锰。深部以原生碳酸锰矿石为主，地表局部可见少量氧化锰矿石。通过镜下、电子探针及扫描电镜分析，锰矿石为泥-微晶结构(图 5a)，块状构造及层纹-条纹状构造，主要矿石矿物以菱锰矿为主，平均含量80%，部分达到90%以上。主要分为三个成矿期次：第一期为沉积成岩成矿期，由菱锰矿、锰方解石、硼锰矿组成(图 5a-d)；第二期为热液改造期，主要由锰镁绿泥石、红锰矿、硫锰矿、锰方解石(脉)、重结晶菱锰矿及蔷薇辉石等，呈细粒-微粒状，多沿裂隙分布(图 5d-g)，在锰矿石表面(裂隙面)发育滑石、石膏等；第三期为表生氧化期，沿菱锰矿边部发育少量晚期形成的软锰矿、水锰矿、硬锰矿等(图 5h)。
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图 5 奥尔托喀讷什矿床锰矿石组构特征 (a)碳质泥质胶结菱锰矿(正交偏光)；(b)碳质泥质胶结菱锰矿(正交偏光)；(c)锰方解石交代菱锰矿(正交偏光)；(d)碳质泥质胶结菱锰矿、硼锰矿，边部次生锰镁绿泥石(正交偏光)；(e)菱锰矿中锰方解石脉，锰镁绿泥石沿裂隙穿切锰方解石脉(正交偏光)；(f)菱锰矿裂隙发育的红锰矿以及边部发育的锰镁绿泥石(正交偏光)；(g)菱锰矿裂隙发育的硫锰矿(反射光)；(h)菱锰矿边部发育的水锰矿、硬锰矿(反射光)；(i)菱锰矿与锰方解石共生，发育后期锰方解石脉、锰镁绿泥石与硫锰矿(背散射图像)；(j)菱锰矿与硼锰矿共生，边部发育红锰矿、水锰矿(背散射图像)；(k)粒状菱锰矿(二次电子图像)；(l)锰方解石交代早期菱锰矿，裂隙发育锰镁绿泥石与硫锰矿(背散射图像)；(m)钟乳状锰方解石，边部发育鳞片状锰镁绿泥石(二次电子图像)；(n)菱锰矿裂隙发育的红锰矿、锰镁绿泥石(背散射图像)；(o)鳞片状锰镁绿泥石(二次电子图像)；(p)菱锰矿边部发育的针状红锰矿、鳞片状锰镁绿泥石(二次电子图像)；(q)后期重结晶的菱锰矿与锰方解石脉共生，穿切含硫锰矿、锰镁绿泥石的锰方解石脉(背散射图像)；(r)致密块状蔷薇辉石(二次电子图像)；(s)菱锰矿裂隙发育滑石、锰镁绿泥石、硫锰矿(背散射图像)；(t)菱锰矿边部发育的后期软锰矿(二次电子图像).Sus-硼锰矿；Mgc-锰镁绿泥石；Frd-红锰矿；Alb-硫锰矿；Man-水锰矿；Psi-硬锰矿；Tlc-滑石；Pyr-软锰矿 Fig. 5 Photographs showing ore structure and minerals from the Aoertuokanashi deposit (a) rhodochrosite cemented by carbon and mud (+); (b) rhodochrosite cemented by carbon and mud (+); (c) rhodochrosite metasomaticed by manganese calcite (+); (d) rhodochrosite, sussexite cemented by carbon and mud, with secondary manganchlorite at the edge (+); (e) manganese calcite vein in rhodochrosite, which is cut by manganchlorite along the fracture (+); (f) friedelite along the rhodochrosite fracture and secondary manganchlorite (+); (g) alabandite along the fracture of the rhodochrosite (reflection); (h) manganite, psilomelane on the edge of rhodochrosite (reflection); (i) rhodochrosite and manganese calcite, with secondary manganese calcite vein, manganchlorite and alabandite (BSE); (j) rhodochrosite and sussexite, with secondary friedelite and manganite on the edge (BSE); (k) granular rhodochrosite (SEI); (l) the early stage rhodochrosite metasomaticed by manganese calcite, with secondary manganchlorite and alabandite along the fracture (BSE); (m) stalactitic manganese calcite, with secondary scaly manganchlorite on the edge (SEI); (n) friedelite, manganchlorite along the fracture of the rhodochrosite (BSE); (o) scaly manganchlorite (SEI); (p) needle friedelite and scaly manganchlorite along the edge of the rhodochrosite (SEI); (q) secondary recrystallized rhodochrosite and manganese calcite vein, cut by later stage manganese calcite veins containing alabandite and manganchlorite (BSE); (r) massive rhodonite (SEI); (s) talc, manganchlorite, alabandite along the fracture of rhodochrosite (BSE); (t) the later stage pyrolusite along the edge of rhodochrosite (SEI). Sus-sussexite; Mgc-manganchlorite; Frd-friedelite; Alb-alabandite; Man-manganite; Psi-psilomelane; Tlc-talc; Pyr-pyrolusite |
沉积成岩成矿期的菱锰矿为褐黑色，玻璃光泽，碳质泥质胶结(图 5a, b)，与锰方解石(图 5c, i)、硼锰矿(图 5d, j)密切共生，主要呈细粒-微粒集合体(图 5k)，矿物颗粒粒径0.002~0.03mm，电子探针分析MnO为50.2%~57.4%，CaO为0.49%~5.60%，MgO为0.37%~1.67%，FeO为0.06%~0.33%，均属于狭义的菱锰矿(MnCO3含量大于75%)。锰方解石呈黄色，部分交代早期菱锰矿(图 5l)，主要呈钟乳状(图 5m)，电子探针分析MnO为8.40%~16.8%，CaO为40.3%~53.5%，MgO为0.03%~0.31%。硼锰矿呈团块状分布于菱锰矿之中，与菱锰矿存在互为包裹的关系(图 5d, j)，电子探针分析MnO为44.3%~60.0%，B2O3为11.3%~17.5%，MgO为1.20%~10.4%。
后期构造作用对矿石的矿物组成产生了较大的影响。受后期热液影响，形成了锰镁绿泥石、红锰矿、硫锰矿、锰方解石脉、重结晶菱锰矿、蔷薇辉石等大量的次生含锰矿物和少量的滑石、石膏等脉石矿物。锰镁绿泥石主要赋存于菱锰矿或锰方解石边部或裂隙中(图 5d, e)，与红锰矿密切共生(图 5n)，呈鳞片状(图 5m, o)，电子探针分析MnO为6.20%~11.4%，SiO2为28.8%~36.3%，MgO为23.1%~27.8%，Al2O3为11.5%~17.3%。红锰矿主要沿裂隙产出(图 5f, n)，呈板状或针状(图 5p)，电子探针分析MnO为46.9%~58.1%，SiO2为21.9%~33.7%，FeO为1.11%~3.41%。硫锰矿呈团块状或脉状产出于菱锰矿或锰方解石边部(图 5g, i)，电子探针分析Mn为58.7%~59.4%，S为35.5%~36.6%，Fe为1.42%~3.32%。同时，可见后期锰方解石脉与重结晶形成的菱锰矿(图 5q)。蔷薇辉石多产出于矿体顶部，呈脉状产出，局部可达10cm以上(图 3c)，呈致密块状，断口呈不平坦状(图 5r)。滑石呈短柱状产出于菱锰矿和锰方解石之中(图 5s)。矿石中局部还有少量石膏，呈脉状产出于矿石裂隙面，呈细粒状产出于菱锰矿裂隙之中。
受后期氧化和地表淋虑过程影响，矿石中形成了少量水锰矿、硬锰矿、水锰矿等。水锰矿、硬锰矿呈团块状或脉状产出于菱锰矿边部(图 5h, i)，软锰矿呈片状沿菱锰矿中裂隙产出(图 5t)。
3 地球化学特征 3.1 样品采集及测试方法本文研究的样品均采集于3760平硐，自锰矿层底板到顶板依次进行采集，底板围岩主要采集了5件砂屑灰岩及钙质砂岩，锰矿层采集了15件锰矿石，顶板围岩主要采集了3件砂屑灰岩及钙质砂岩，用于地球化学以及C-O同位素分析，并从锰矿石中分别挑选了菱锰矿用于C-O同位素分析。
主量元素、稀土元素和微量元素分析在中国地质调查局西安地质调查中心实验测试中心完成，其中主量元素采用X荧光光谱(XRF)进行分析，分析精度优于1%；稀土和微量元素利用SX-2型电感耦合等离子质谱仪(ICP-MS)进行测定，分析精度优于5%~10%。测试流程及方法见程秀花等(2016)。
C-O同位素测试是在中国地质科学院矿产资源研究所国土资源部成矿作用与资源评价重点实验室完成的。采用的是GasBench Ⅱ连续流法，质谱仪为MAT253。称量约100μg样品加入到12mL反应瓶中，每次最多测量样品数为88个，其中18个为标准样品(分别为GBW04416、GBW04417、GBW04405和GBW04406)。使用高纯氦气(99.999%，流速100mL/min)进行600s的排空处理。排空后加入5滴100%无水磷酸后置于72℃加热盘中反应并平衡。样品与磷酸反应且平衡后的CO2气体经过70℃的熔硅毛细管柱(规格为Poraplot Q，25m×0.32mm)而与其他杂质气体分离，进入到MAT253质谱仪进行测定。一般18个标样的测试结果的δ18O和δ13C测试精度均高于0.1‰。PDB与SMOW之间的转换采用以下公式：δ18O(V-PDB)=(δ18O(V-SMOW)-30.91)/1.0309(Gonfiantini et al., 1995)。
3.2 主量元素地球化学特征奥尔托喀讷什锰矿石以及顶、底板围岩的主量元素成分见表 1。
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表 1 奥尔托喀纳什锰矿床矿石、岩石地球化学分析结果(主量元素:wt%；稀土和微量元素:×10-6) Table 1 Geochemical results of ores and rocks from the Aoertuokanashi manganese deposit (major elements: wt%; trace elements: ×10-6) |
锰矿石主量元素测试结果显示SiO2含量为4.11%~18.0%，平均为8.6%；TiO2含量为0.01%~0.06%，平均为0.02%；Al2O3含量为0.38%~1.89%，平均为1.25%；MnO含量为51.2%~60.5%，平均为54.6%；CaO含量为1.18%~2.88%，平均为1.74%；Fe2O3T含量为0.47%~1.74%，平均为1.05%；P2O5含量为0.13%~0.49%，平均为0.29%；烧失量为18.4%~26.8%，平均为23.1%。
顶、底板围岩主量元素测试结果显示SiO2含量为24.4%~65.4%，平均为43.0%；TiO2含量为0.15%~0.91%，平均为0.37%；Al2O3含量为6.64%~13.8%，平均为10.1%；MnO含量为0.44%~14.8%，平均为3.90%；CaO含量为7.16%~34.7%，平均为16.6%；Fe2O3T含量为2.64%~8.66%，平均为4.62%；P2O5含量为0.03%~0.16%，平均为0.1%。
3.3 微量元素地球化学特征奥尔托喀讷什锰矿石以及顶、底板围岩微量元素测试结果见表 1。
锰矿石V含量为2.46×10-6~30.1×10-6，Cr含量为13.0×10-6~49.8×10-6，Ni含量为6.10×10-6~23.8×10-6，U含量为1.19×10-6~3.25×10-6，Co含量为2.84×10-6~10.4×10-6，Th含量为1.24×10-6~3.76×10-6，Zn含量为11.8×10-6~40.1×10-6，Cu含量为0.83×10-6~10.2×10-6。顶、底板围岩V含量为37.2×10-6~196×10-6，Cr含量为12.2×10-6~195×10-6，Ni含量为15.4×10-6~78.0×10-6，U含量为0.68×10-6~3.87×10-6，Co含量为6.74×10-6~29.7×10-6，Th含量为1.01×10-6~11.5×10-6, Zn含量为66.1×10-6~448×10-6，Cu含量为14.9×10-6~79.3×10-6。
稀土元素测试结果显示锰矿石稀土总量∑REE为87.0×10-6~255×10-6，平均为175×10-6，δCe值为2.72~3.70，显示明显的Ce正异常，δEu值为0.68~1.29，大部分显示弱的Eu负异常。而顶、底板围岩稀土总量明显小于锰矿石，∑REE为44.6×10-6~103×10-6，平均为68.1×10-6，δCe值为0.93~1.36，显示弱Ce正异常，δEu值为0.79~1.79，显示弱的Eu异常。PAAS(澳大利亚后太古代页岩)标准化配分模式图显示，锰矿石相对富集中稀土元素，亏损重稀土元素，具有强烈的Ce正异常，而顶、底板围岩特征相似，相对亏损轻稀土元素，富集中稀土和重稀土元素，显示出左倾的配分模式(图 6)。
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图 6 奥尔托喀讷什矿床矿石、岩石稀土元素配分模式图 Fig. 6 PAAS-normalized REE patterns of ores and rocks from the Aoertuokanashi deposit |
碳同位素受成岩作用影响小，较难发生同位素交换，基本保留原生碳酸盐岩的碳同位素组成。奥尔托喀讷什矿床碳同位素测试结果见表 2。锰矿石、菱锰矿以及顶、底板围岩δ13C值存在较大的差异：底板围岩的δ13C值为-3.9‰~-1.0‰；锰矿石的δ13C值明显变负，为-23.3‰~-13.2‰，其中菱锰矿为-19.2‰~-16.4‰；顶板围岩的δ13C值与底板围岩相似，为-3.8‰~-2.4‰。
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表 2 奥尔托喀纳什锰矿床矿石、岩石C-O同位素分析结果 Table 2 Carbon and oxygen isotopes of ores and rocks from the Aoertuokanashi manganese deposit |
沉积相是沉积物生成环境、生成条件和其特征的综合反映，从沉积物的岩性、结构、构造和古生物等特征可以判断沉积环境和沉积作用过程(白建科等，2011)。喀拉阿拉特河组(C2k)呈条带状分布于玛尔坎苏及东部，为一套浅海碳酸盐岩台地相沉积建造组合，岩性以灰黑色薄-厚层状砂屑灰岩、泥晶灰岩、泥质灰岩及生物碎屑灰岩为主，夹长石石英砂岩、钙质砂岩，含丰富的腹足类、腕足、有孔虫、介形虫、海百合茎等古生物化石碎片。根据岩石组合、沉积构造、古生物化石等特征，在喀拉阿拉特河组中识别出以下4个相类型(图 3)：台内浅滩相、潮坪相、开阔台地相、局限台地相。
(1) 台内浅滩相：发育于喀拉阿拉特河组第一岩性段，主要由灰黑色中-厚层状生屑灰岩、砾屑灰岩、砂屑灰岩组成，夹少量石英细砂岩。生屑包括介形虫、有孔虫、腹足类等，含量约10%；砾屑主要由内碎屑(约占85%)组成，其次可见到长石、石英等晶屑(10%)及安山岩、英安岩等岩屑(5%)，砂岩、灰岩以块状层理为主，其它层理构造少见。
(2) 潮坪相：发育于喀拉阿拉特河组第二岩性段，主要由灰绿色长石石英砂岩、岩屑砂岩组成，向上砂岩层厚变薄，碎屑粒度变细，表现出正粒序层理。中厚层砂岩与薄层状细砂岩互层，旋回性沉积，中厚层砂岩中发育交错层理，具滨岸沉积特征。显微镜下观察，岩屑砂岩中岩屑(40%)、长石晶屑(25%)、石英晶屑(10%)，粒径0.2~10mm，岩屑成分以安山岩、英安岩为主。这种碎屑成分以中酸性火山岩岩屑及长石等不稳定组分为主，石英等稳定组分较少的砂岩，表现出结构和成分成熟度均较低的特征，说明砂岩物源区较近，沉积物经风化剥蚀后快速堆积。
(3) 开阔台地相：主要发育于喀拉阿拉特河组第三岩性段下部，主要为灰黑色中厚层状砂屑灰岩和泥晶灰岩组成，以保存双壳类和腹足类等浅水型生物为特征。
(4) 局限台地相：主要发育于喀拉阿拉特河组第三岩性段上部，主要由灰黑色薄层状泥晶灰岩、泥质灰岩组成，局部黑色薄层状碳质泥岩，有机质含量高，水平层理发育。泥晶灰岩中灰泥成分含量高，颜色暗，颗粒细小，特别是黄铁矿纹层的出现，指示一种沉积作用缓慢的较深水还原沉积环境。该沉积相是锰矿最主要的含矿相系，控制着锰矿的产状与空间展布。
盆地充填序列演化史是盆地地球动力学过程的总体响应，盆地内强烈的火山活动、沉积作用等多旋回性或阶段性演化，是裂谷盆地沉积充填演化的显著特征(白建科等，2015)。西昆仑构造带石炭纪时处于伸展拉张构造背景。早石炭世开始，伸展裂陷作用强烈，发育大规模火山活动，形成以早石炭世乌鲁阿特组为代表的地层(贠杰等，2015)，岩石组合为基性火山岩与中酸性火山沉积建造。晚石炭世进入缓慢沉降阶段，形成了以喀拉阿拉特河组为代表的浅海碳酸盐岩台地沉积。从第一岩性段发展到第三岩性段，陆缘碎屑含量减少、内碎屑含量逐渐增加，碎屑物粒度逐渐变细，相对海平面逐渐上升。伴随缓慢的海侵过程及盆地差异性沉降作用，在碳酸盐岩台地上形成若干相对水体较深的局限台地(或台内盆地)(图 7)，为巨量锰质的初次富集提供了相对局限的成矿盆地。含锰岩系顶、底板岩石中见较多成熟度较差的中酸性火山岩岩屑，说明附近存在较强的火山作用，为锰矿的形成提供了锰质来源，这种间歇性火山喷发作用又为锰矿的沉淀提供了可能。随着沉降作用的加剧，海水深度进一步增大，形成了低能沉积环境下由泥晶灰岩、微晶灰岩、细晶灰岩、含碳质粉砂质灰岩等为主的岩石组合，有机质的含量不断增加，这种低能还原环境为锰质的保存和还原成矿提供了合适的物理化学条件。
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图 7 西昆仑玛尔坎苏地区晚石炭纪沉积环境示意图 Fig. 7 The schematic diagram of Late Carboniferous sedimentary environment of Maerkansu, western Kunlun |
奥尔托喀讷什矿床矿石Fe/Mn比值变化范围0.01~0.03，远小于顶、底板围岩Fe/Mn比值(0.52~8.57)，反映了热液运输和成矿作用期间Mn和Fe分离较为彻底，Fe3+/Fe2+的氧化还原电位比Mn4+/Mn2+低，对环境的氧化还原条件更敏感，Mn和Fe分离彻底指示，Mn沉积时，Fe已经沉淀较为完全，表明沉积环境为氧化环境(张飞飞等，2013)。
奥尔托喀讷什矿床锰矿石稀土总量高，明显高于顶、底板围岩和典型的海相沉积碳酸岩，略低于现代海底铁锰结核。现代海底锰结核(壳)主要成分为锰的氧化物，次为锰的氢氧化物，锰的氧化物或氢氧化物对稀土元素有强烈的吸附作用，使现代海底锰结核(壳)稀土总量很高(张飞飞等，2013)。其稀土配分模式也明显不同于顶、底板围岩和典型的海相沉积碳酸岩，也有别于现代海水和海底热液，与现代海底锰结核(壳)有相似之处，具有强烈的Ce正异常(图 6)。同时，Ce为变价元素，在氧化条件下，可溶性的Ce3+易被氧化成不可溶的Ce4+，易被海底可能存在微细粒的铁锰氢氧化物结核吸附，呈现出Ce正异常(Høgdahl et al., 1968)，如现代大洋洋底锰铁结核中多富Ce4+的沉淀物而呈现出Ce正异常(Elderfield et al., 1981; Pattan and Parthiban, 2011)。奥尔托喀讷什矿床锰矿石具有和大洋洋底锰铁结核相似的配分模式，表明Mn是在较氧化环境下，以氧化物或氢氧化物形式沉积富集。
V、Cr、Ni、U、Co等可变价微量元素在成岩过程中的富集和迁移受控于氧化还原环境，因此对氧化还原环境的变化较敏感。通常，这些元素在氧化环境下发生高价态离子的迁移，而在缺氧环境中被还原成低价态进而富集沉淀。因此，这些元素的含量和比值常被作为氧化还原环境判别的指标(Hatch and Leventhal, 1992；Jones and Manning, 1994；Tribovillard et al., 2006)。在缺氧的环境下，V元素相较于Cr、Ni元素更容易富集沉淀，V/(V+Ni)比值会显示相对高值。V/(V+Ni)比值在缺氧环境下为0.83~1，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。奥尔托喀讷什矿床锰矿石V/(V+Ni)比值为0.18~0.57，均显示氧化-次氧化环境特征；顶、底板围岩V/(V+Ni)比值变化范围为0.71~0.84，显示为相对还原环境(图 8)。
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图 8 奥尔托喀讷什矿床锰矿石以及顶、底板岩石沉积环境判别图 Fig. 8 Discrimination diagrams of sedimentary environment for ores and rocks from the Aoertuokanashi deposit |
综上，认为奥尔托喀讷什锰质是在氧化-次氧化环境沉积富集的，经历了锰氧化物或氢氧化物形成阶段，碳酸锰可能是通过锰氧化物或氢氧化物转化而成。
4.3 成矿物质来源奥尔托喀讷什锰矿床顶、底板围岩与锰矿石的MnO、SiO2、TiO2、Al2O3、CaO、Fe2O3T及P2O5含量存在明显差异，锰矿石的MnO和P2O5的含量比顶、底板明显偏高，而SiO2、TiO2、Al2O3、CaO及Fe2O3T含量比顶、底板偏低。由于沉积岩中TiO2和Al2O3含量主要由陆源物质输入量决定，因此其含量可作为大陆边缘沉积环境的判别指标，奥尔托喀讷什矿床锰矿石中TiO2和Al2O3的含量均较低，说明含锰岩系陆源物质输入较少。通常来说，海洋沉积物中的Fe、Mn富集主要与热水参与有关，而Al的富集与陆源物质参与有关，因此Al/(Al+Fe+Mn)比值可以作为判断热水组份参与沉积作用的指标，典型热水沉积物的Al/(Al+Fe+Mn) < 0.35(Boström, 1983)，而奥尔托喀讷什矿床顶、底板围岩的Al/(Al+Fe+Mn)为0.29~0.74，反映了非热水源的特征，而锰矿石Al/(Al+Fe+Mn)为0.01~0.05，具典型热水沉积的特征。此外，顶、底板围岩的SiO2/Al2O3比值约为2.37~5.69，接近于陆源值(3.6)，而矿石的SiO2/Al2O3比值为3.11~32.1，远高于陆源值，表明奥尔托喀讷什锰矿与生物或热水作用关系比较密切，其物源可能来自洋壳深部(Taylor and McLennan, 1985)。
热水活动对Fe、Mn、Zn、Ni、Co、Cu元素的迁移和富集有重要的作用。在沉积速率高的热水环境中，由于Cu、Co、Ni元素没有充分与海水发生作用而导致其大量迁移，所以在热水沉积物中，Fe、Mn、Zn元素相对较富集，而Ni、Co、Cu较亏损。而由于Zn相对富集而Co较亏损，因此热水沉积物中Co/Zn比值较小，Cu+Ni+Co含量低。经过计算，将区内岩矿石样品投影到Fe-Mn-(Cu+Ni+Co)与Co/Zn-(Cu+Ni+Co)图上(图 9)，可以看出，奥尔托喀讷什锰矿形成的过程中与热水沉积作用密切相关(彭张翔等，1991；欧莉华，2013)。
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图 9 奥尔托喀讷什矿床Fe-Mn-(Cu+Ni+Co)图解和Co/Zn-(Cu+Ni+Co)图解 Fig. 9 Fe-Mn-(Cu+Ni+Co) diagram and Co/Zn vs. (Cu+Ni+Co) diagram of the Aoertuokanashi deposit |
通常认为火山或热水成因的矿床相对富Cu、Ni元素，贫Co元素，Co/Ni比值小于1(谢建成等，2006；杨瑞东等，2010)。彭张翔(1991)根据中国锰矿床特点，进一步指出Co/Ni可作为锰矿矿质物源区距离远近的判别标准。Co/Ni>1指示矿质的远程来源；Co/Ni为0.55~l指示矿质的中程来源；Co/Ni < 0.55指示矿质的近程来源。奥尔托喀讷什矿床锰矿石的Co/Ni比值为0.32~1.10，平均为0.48，因而推测锰矿的矿质应为近程的火山或热水来源。
海底热流体的Y/Ho比值小于25，而海相水成的铁锰壳的Y/Ho比值大于25(Bau，1996)，奥尔托喀讷什矿床锰矿石的Y/Ho比值为19.7~22.4(表 1、图 8)，与海底热流体类似，而与海相水成铁锰壳明显不同，暗示其锰矿形成与海底热水(液)有关。
同时，含锰岩系下伏早石炭世玄武岩中锰含量一般在1000×10-6~1500×10-6之间，平均含量1250×10-6，背景值较高，其中热水沉积成因的碧玉岩中Mn平均含量高达3550×10-6，是基性火山岩的3倍，富集特征明显，进一步表明热水活动可能为锰成矿提供了充足的成矿物质来源。
4.4 成矿机制探讨目前，一般认为锰的富集和沉淀主要受控于氧化还原条件(Nakagawa et al., 2009)。在还原条件下，可溶的Mn2+与CO32-结合形成锰碳酸盐矿物而沉淀(张飞飞等，2013)。在氧化-还原分层的水体中，Mn2+离子在表层氧化性水体中以氧化物或氢氧化物的形式沉淀，沉淀后被埋在富含有机物质的沉积物中，在成岩过程中锰的氧化物或氢氧化物可与有机物质相互作用，锰的氧化物或氢氧化物被还原而释放的Mn2+离子与有机物质被氧化而释放的CO32-相结合，形成了锰碳酸盐(Calvert and Pedersen, 1993，1996；Roy，2006；朱祥坤等，2013)。
奥尔托喀讷什矿床底板围岩δ13C值变化范围与海相碳酸岩范围一致，属正常海相沉积；锰矿石与菱锰矿的δ13C出现明显负漂移，与生物或有机质的δ13C值范围一致；顶板围岩δ13C值与海相碳酸岩范围一致(图 10)。表明在成岩成锰期，当含锰氧化物(或氢氧化物)沉积物处于水-沉积物界面之下时(海侵阶段)，有机质被氧化(CH2O+O2→CO2+H2O)和硫酸盐细菌还原(SO42-+2CH2O→H2S+2HCO3-)，形成富含12C的HCO3-，孔隙水中的锰氧化物(或氢氧化物)被还原，并与CO32－结合形成MnCO3(菱锰矿)，从而造成奥尔托喀讷什锰矿石以及菱锰矿δ13C值出现极大的负漂移现象，这与中国其他地区不同时代沉积型锰矿的C同位素特征一致(图 11)，这也表明有机质还原是沉积型锰矿成矿的关键因素。而奥尔托喀纳什(大型)以及桃江(大型)富锰矿石(平均品位>35%)的δ13C值明显比遵义(大型)、下雷(超大型)、斗南(中型)、轿顶山(小型)、天台山(中型)、高燕(中型)、大塘坡(中型)、瓦房子(大型)、道坨(超大型)等锰矿床(平均品位 < 25%)负漂移更为明显，进一步说明奥尔托喀纳什富锰矿形成过程中有机质的还原作用更为强烈，是该矿床的重要成因机制。
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图 10 奥尔托喀讷什锰矿床δ13C分布图 Fig. 10 Distribution of carbon isotopes from the Aoertuokanashi deposit |
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图 11 中国不同时代锰矿床δ13C分布图 数据来源：遵义据江冉等，2016；下雷据秦元奎等，2010；斗南、轿顶山、桃江、天台山、高燕、大塘坡、瓦房子、蓟县据范德廉等，2004；道坨(超大型)据安正泽等，2014 Fig. 11 Distribution of carbon isotope δ13C values from the manganese deposits in China Data sources: Zunyi after Jiang et al., 2016; Xialei after Qin et al., 2010; Dounan, Jiaodingshan, Taojiang, Tiantaishan, Gaoyan, Tatangpo, Wafangzi, Jixian after Fan et al., 2004; Daotuo after An et al., 2014 |
综上，奥尔托喀纳什富锰矿属海相沉积型锰矿，经历了锰氧化物或氢氧化物被还原转化而形成菱锰矿的过程，成岩过程中有机质强烈的还原作用是富锰矿形成的重要机制。具体形成过程如下：
从石炭纪开始，西昆仑处于拉张构造背景，形成一系列类似于红海型小洋盆的深水盆地，出现库尔良裂陷盆地、昆盖山裂陷盆地(贠杰等，2015)，在玛尔坎苏一带形成弧后盆地。早石炭世开始，弧后盆地发生裂解作用，在弧后拉张的伸展环境形成了巨厚的基性火山岩(乌鲁阿特组)。晚石炭世，盆地进入稳定沉降阶段，形成浅海碳酸盐岩台地，伴随缓慢的海侵过程及盆地差异性沉降作用，在碳酸盐岩台地上形成若干相对水体较深的局限台地(或台内盆地)。盆地内存在氧化还原分层的海水系统，间歇性火山喷发作用导致大量海底热水活动，并携带大量Mn2+进入盆地(图 12a)。
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图 12 西昆仑奥尔托喀讷什海相沉积型锰矿成矿模式 (a)热水活动阶段；(b)氧化锰形成阶段；(c)碳酸锰形成阶段 Fig. 12 Ore genetic model of the Aoertuokanashi marine sedimentary manganese deposit, west Kunlun (a) hot water activity stage; (b) the formation of manganese oxide or hydroxide; (c) the formation of manganese carbonate |
盆地稳定沉降过程中，海平面缓慢上升，台内盆地低能、静水环境中沉积物粒度较细，且有机质不断沉淀，盆地中Mn2+也持续不断地富集。在盆地沉降过程中，局限台地(或台内盆地)内水体循环增强，致使处于溶解状态的锰质进入到富氧层，Mn2+转化Mn4+，并开始以较稳定的高价态氧化锰矿物(如MnO2)的形式大量沉积下来，形成氧化锰或氢氧化锰矿物(图 12b)。
构造活动引起盆地沉降作用进一步加剧，海侵范围逐渐扩大，海平面上升，水体变深，氧化还原界面随之上升，盆地内水体循环受限，海底处于贫氧或缺氧环境，沉积了低能环境下有机质含量较高、水平层理发育的含黄铁矿碳质泥岩、泥质灰岩等。同时，锰氧化物开始大量下沉被掩埋在缺氧带(还原环境)之下，在成岩过程中和有机物质相互作用，锰氧化物和氢氧化物被还原释放出Mn2+，而有机物质被氧化释放大量CO32-，Mn2+和CO32-在深部沉淀物表面结合沉淀形成菱锰矿并被保存下来(图 12c)。
受后期青藏高原向北俯冲-碰撞影响，西昆仑遭受严重挤压，玛尔坎苏地区整体发生推覆，使得晚石炭世含锰岩系发生大规模褶皱，形成背斜以及倒转向斜为主的构造。矿体受后期构造影响，与其顶、底板含炭灰岩的接触带多发生滑脱、碎裂，并在菱锰矿裂隙形成锰镁绿泥石、红锰矿、硫锰矿、锰方解石(脉)、蔷薇辉石等，后晚期经历氧化淋滤作用形成软锰矿、水锰矿等。
5 结论(1) 含锰岩系晚石炭世喀拉阿拉特河组为一套浅海碳酸盐岩台地相沉积建造组合，可划分为台内浅滩、潮坪、开阔台地、局限台地等4个相类型。
(2) 成矿分为三个期次，第一期为沉积成岩成矿期，矿石矿物由菱锰矿、锰方解石、硼锰矿组成；第二期为热液改造期，形成锰镁绿泥石、红锰矿、硫锰矿、锰方解石(脉)、重结晶菱锰矿、蔷薇辉石及滑石、石膏等；第三期为表生氧化期，形成少量软锰矿、水锰矿、硬锰矿等。
(3) 锰矿石具有较低的Fe/Mn比值、V/(V+Ni)比值和强烈的Ce正异常，表明Mn是在较氧化环境下，以氧化物或氢氧化物形式沉积富集。
(4) 含锰岩系顶、底板岩石中含较多成熟度较差的中酸性火山岩岩屑，以及锰矿石本身具有较低的Al/(Al+Fe+Mn)、Y/Ho、Co/Ni比值等特征，说明成矿物质来源于海底热水活动。
(5) 奥尔托喀纳什锰矿属海相沉积型锰矿，具有“内源外生”特点。锰矿石及菱锰矿负的δ13C值(-23.3‰~-13.2‰)表明锰矿经历了先成锰氧化物或氢氧化物、再被还原转化成菱锰矿的过程，强烈的有机质还原作用是富锰矿形成的重要机制。后期构造叠加致使矿体发生变形，受矿体形态受褶皱控制，矿石受到强烈改造，形成锰镁绿泥石、红锰矿、蔷薇辉石等；晚期经历了氧化淋滤作用，形成了软锰矿、水锰矿等。
致谢 笔者在野外工作期间，得到新疆佰源丰矿业有限公司、中国冶金地质总局西北地质勘查院、中国冶金地质总局中南地质勘查院、新疆地矿局第二地质大队野外一线工作人员的大力协助；中国地质调查局西安地质调查中心程秀花高级工程师、魏晓燕工程师、周宁超助理研究员，中国地质科学院矿产资源研究所国土资源部成矿作用与资源评价重点实验室侯可军副研究员、范昌福副研究员在测试和数据处理过程中给予了有益的帮助；研究过程中得到中国地质调查局西安地质调查中心校培喜教授级高工、王永和研究员、叶芳研究员，贵州大学付勇副教授，中国冶金地质总局中南地质勘查院曹景良教授级高工的有益指导；在审稿过程中得到审稿人的支持与帮助，并给予了有益指导；在此向他们深表感谢。
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