柴鳳梅 楊富全 李強 藏梅 耿新霞 孟慶鵬

1.新疆大學新疆中亞造山帶大陸動力學與成礦預測實驗室，烏魯木齊 830046

2.中國地質科學院礦產資源研究所國土資源部成礦作用與資源評價重點實驗室，北京 100037

Kiruna型鐵礦床以磁鐵礦-磷灰石組合、黃鐵礦不發(fā)育為特征，以瑞典北部Kiruna地區(qū)的Kiirunavaara鐵礦床為典型代表，近百年來，世界各地先后發(fā)現(xiàn)了許多該類型的鐵礦床。前人對Kiruna型鐵礦床已經做了大量的研究，然而對Kiruna型鐵礦床的成因尚存在有巖漿成因和熱液成因的爭議，磁鐵礦的形成或者被認為是巖漿不混溶作用的結果或者被認為是巖漿期后熱液作用的產物。包裹體的研究可以為解決上述問題提供重要證據(jù)。

阿巴宮富磷灰石鐵礦床位于阿爾泰市南東30km處，是阿爾泰造山帶南緣克朗盆地內以磁鐵礦為主共生磷灰石的小型鐵礦床。礦床賦存于康布鐵堡組海相酸性火山巖中，礦石具有磁鐵礦-磷灰石的礦物組合并發(fā)育角礫狀構造，區(qū)別于區(qū)內產于同一地層(康布鐵堡組)的與泥盆紀火山作用和巖漿侵入活動有關的鐵礦床(如蒙庫大型鐵礦、烏吐布拉克中型鐵礦、托莫爾特中型鐵(錳)礦和兩棵樹鐵礦等)特征(劉鋒等，2009;楊富全等，2011;張志欣等，2012;耿新霞等，2013)。它與Kiruna型鐵礦床具有許多相似之處，屬Kiruna型鐵礦床(Chai et al.，2014)。目前，針對該礦床的研究尚較薄弱，僅對賦礦地層的火山巖年齡進行了厘定(Chai et al.，2009;單強等，2011)，對磷灰石的稀土元素成分進行過研究(劉鋒等，2009;Chai et al.，2014);對其成因也有礦漿貫入型、矽卡巖型、火山噴流沉積型等多種不同的認識(王登紅等，2002;張振福，2003)。與成礦有關的流體性質、來源和演化，以及成礦物質來源等特征尚不清楚，制約了成礦作用探討和礦床成因類型的確定，限制了成礦模型的建立。

本文試圖通過對阿巴宮鐵礦床中磷灰石和石英中的包裹體研究，揭示成礦流體的性質、起源及演化，結合硫化物的穩(wěn)定同位素組成，探討流體產生、運移和鐵的富集沉淀機制，以期為Kiruna型鐵礦床成因提供重要依據(jù)，也為阿爾泰南緣與泥盆紀火山巖有關鐵礦床的成因研究提供新的資料。

1 成礦地質背景

阿巴宮富磷灰石磁鐵礦床位于阿爾泰造山帶南緣的克朗火山沉積盆地，構造上位于西伯利亞板塊和哈薩克斯坦-準噶爾板塊接合部位的南阿爾泰晚古生代陸緣活動帶?？死逝璧爻雎兜牡貙佑兄?上志留統(tǒng)庫魯姆提群、上志留-下泥盆統(tǒng)康布鐵堡組和中-上泥盆統(tǒng)阿勒泰鎮(zhèn)組。其中庫魯姆提群主要為混合巖、片麻巖夾變質砂巖和片巖。康布鐵堡組主要為海相變質中酸性火山熔巖、火山碎屑巖、陸源碎屑巖和碳酸鹽巖。根據(jù)巖性和巖相特征，可分為上下兩個亞組，其中上亞組包括三個巖性段，下亞組包括兩個巖性段。康布鐵堡組變質流紋巖的鋯石U-Pb年齡為412～405Ma(Chai et al.，2009)。阿勒泰鎮(zhèn)組由淺-中等變質淺海-濱海相碎屑巖、碳酸鹽巖及基性火山巖組成。各地層間均呈斷層接觸。

盆地內構造活動強烈，褶皺及斷裂發(fā)育，與NW-SE向展布的盆地構造線方向一致。褶皺以阿勒泰復式向斜為主，軸長50km，核部地層為阿勒泰鎮(zhèn)組，兩翼地層為康布鐵堡組和庫魯姆提群，同時也發(fā)育多個走向與主構造線一致的次級褶皺。斷裂主要有克因宮-鐵木爾特斷裂、紅墩斷裂(或阿克巴斯陶斷裂)、阿巴宮-庫爾提斷裂和阿勒泰斷裂，前兩者為泥盆系與志留系的分界，后兩者為康布鐵堡組與阿勒泰鎮(zhèn)組間分界。侵入巖不甚發(fā)育，主要為奧陶紀至二疊紀酸性侵入巖。

2 礦床地質特征

礦區(qū)出露地層主要為康布鐵堡組。礦體主要產于康布鐵堡組上亞組第二巖性段，巖石已發(fā)生綠片巖相-低角閃巖相變質作用，主要為變質流紋巖、變火山角礫巖、變流紋質凝灰?guī)r、斜長角閃變粒巖、二云母斜長片巖等。礦區(qū)斷裂構造發(fā)育，均系阿巴宮斷裂活動的派生產物，其中NW-NWW向火山斷裂控制著鐵礦體的產出，NNW向壓扭性斷裂略晚于NW-NWW向斷裂，NE向斷裂又晚于上述兩組斷層，對巖層、礦體有破壞作用。也有輝綠巖脈和煌斑巖脈出露(圖1)。

圖1 新疆阿爾泰阿巴宮富磷灰石鐵礦床地質簡圖(據(jù)新疆地質礦產勘查局，2010① 新疆維吾爾自治區(qū)第四地質勘查大隊.2010.阿巴宮鐵礦床地質調查報告資料修編)Fig.1 Geological map showing the relationship between wall rocks and ore bodies of the Abagong apatite-rich iron deposit

礦區(qū)已圈定Fe1、Fe2、Fe3、Fe4和Fe5共五個礦體，直接賦礦圍巖為變質流紋巖、變火山角礫巖、變流紋質凝灰?guī)r、斜長角閃變粒巖及二云母片巖，在淺粒巖中也見有星點狀磁鐵礦化。礦體呈透鏡狀、脈狀或似層狀，受火山斷裂控制，略斜切地層，與圍巖界線清楚?？傮w走向290°～300°左右，傾角80°左右。大多數(shù)單個鐵礦體的形態(tài)、產狀沿走向變化較大，且多有膨脹、收斂、尖滅再現(xiàn)現(xiàn)象。礦體呈北西-南東向展布，單個礦體水平厚度不等，最大為43m，延長約850～1800m，延深180～607m。

根據(jù)礦物組合，礦石類型劃分為石英-磷灰石-磁鐵礦礦石、石英-磁鐵礦礦石和磷灰石-磁鐵礦礦石。礦石構造以致密塊狀和浸染狀為主，角礫狀、條帶狀、氣孔狀和晶洞狀構造次之。礦石結構以細粒粒狀變晶結構、交代殘余結構為主，其次為粗粒變晶結構和鱗片粒狀變晶結構等。金屬礦物以磁鐵礦為主，假像赤鐵礦次之，另外還有赤鐵礦和褐鐵礦，少量針鐵礦、纖鐵礦、黃鐵礦。非金屬礦物以石英和磷灰石為主，黑云母、白云母(絹云母)、陽起石、榍石次之，含少量鈉長石。磷灰石是阿巴宮富磷灰石磁鐵礦床中的特征礦物，以三種形式存在，第一種為早階段形成的自形-半自形細粒晶體，浸染狀分布于細粒磁鐵礦中;第二種為自形-半自形脈狀分布的晶體;第三種為晚階段形成的自形偉晶狀晶體，常與粗粒磁鐵礦和石英共生(圖2)。

圖2 阿巴宮富磷灰石鐵礦床礦石特征(a)-塊狀磷灰石-磁鐵礦礦石，早階段細粒磁鐵礦石(I Mt)中浸染狀分布的早階段自形細粒磷灰石(I Ap)和中階段脈狀分布的中粒磷灰石(II Ap);(b)-塊狀石英-磷灰石-磁鐵礦礦石，石英與晚階段半自形偉晶狀磷灰石分布于晚階段中粗粒磁鐵礦中(II Mt);(c)-石英-磁鐵礦礦石，石英呈浸染狀分布于晚階段中粗粒磁鐵礦中(II Mt);(d)-含角礫石英-磷灰石-磁鐵礦石，角礫、石英和偉晶狀磷灰石分布于磁鐵礦中Fig.2 The ore types and mineral assemblages of the Abagong apatite-rich iron deposit(a)-massive apatite-magnetite ore，the first-form euhedral finegrained apatite(I Ap)distributed randomly and the second-form euhedral-subhedral medium-grained apatite(II Ap)in vein in finegrain magnetite(I Mt);(b)-massive quartz-apatite-magnetite ore，quartz and the third-form euhedral-subhedral pegmatoidal apatite(ⅢAp)in medium-grain magnetite(II Mt);(c)-quartz-magnetite ore，disseminated quartz in medium-grain magnetite(II Mt);(d)-breccias-bearing quartz-apatite-magnetite ore，breccias，quartz and pegmatoidal apatite(ⅢAp)in magnetite

圍巖蝕變不發(fā)育，以絹云母、硅化為主，也見有高嶺土化、綠泥石化、綠簾石化、碳酸鹽化、陽起石化、重晶石化、螢石化，局部富鐵礦體與圍巖間不具有熱液蝕變現(xiàn)象。

根據(jù)礦體特征、穿插關系、礦物共生組合、生成順序及礦石組構等特征，將礦床成礦過程劃分為4個階段:細粒磷灰石-磁鐵礦階段(I階段)、脈狀磷灰石-磁鐵礦階段(II階段)、石英-偉晶狀磷灰石-粗粒磁鐵礦階段(III階段)和硫化物階段(IV階段)，其中I階段的細粒磷灰石-磁鐵礦階段為主要成礦階段。

3 樣品及分析方法

包裹體樣品采自阿巴宮富磷灰石磁鐵礦床不同礦體的不同礦物組合和成礦階段。將樣品磨制成厚約0.06mm的雙面拋光薄片，在礦相學和流體包裹體巖相學觀察的基礎上，選擇有代表性的包裹體進行了顯微測溫分析和激光拉曼光譜分析。

流體包裹體顯微測溫研究在新疆大學包裹體實驗室完成。包裹體觀察所用顯微鏡為Axioskop 40A(德國ZEISS公司)和Nikon LV100(日本Nikon公司)。包裹體的冰點和均一溫度采用Linkam THMSG 600型冷熱臺(英國Linkam公司生產，工作溫度范圍為－196～600℃)測定。使用冷熱臺測試時，首先對冷熱臺進行排氣，即將冷熱臺空氣排出，使冷凍的液氮不混入空氣，然后用人工合成流體包裹體標準樣品進行系統(tǒng)校正。低于30℃時測定的精度為±0.1℃，30～300℃時為±1℃，300～600℃時為±2℃。實驗過程中為防止包裹體在加熱過程中爆裂，先進行冷凍測溫，即先利用液氮對包裹體降溫，并觀察包裹體變化，待其冷凍后(保持1min以確保完全被凍住)，緩慢升溫，開始時升降速率為10～20℃/min，當接近相變點時控制升溫速率為0.2～0.5℃/min。在升溫過程中觀察記錄三相點、冰點、籠形化合物融化溫度。

單個包裹體的激光拉曼探針成分分析在中國地質科學院礦產資源研究所流體包裹體室完成，所用的樣品與流體包裹體測溫樣品一致。測試儀器為Reinishaw公司生產的Invia Reflex型顯微共焦激光拉曼光譜儀，光源為Spectra-Physics氫離子激光器，激發(fā)波長λ=514.5nm，激光功率為20mW，空間分辨率為 1～2μm，積分時間為 30s，光譜范圍為 100～4000cm－1。

石英和磷灰石氫和氧同位素樣品采自不同礦體的不同礦物組合。在核工業(yè)北京地質研究院分析測試研究中心進行的分析。將樣品碎至0.5～1mm粒級，在雙目鏡下挑選，使純度大于99%。流體包裹體氫同位素用爆裂法取水，鋅還原法制氫，氧同位素用五氟化溴法(BrF5法)測定。分析儀器是MAT-253。具體分析方法見Clayton and Mayeda(1963)和Coleman et al.(1982)。氫氧同位素以VSMOW為標準，氧同位素以中國國家氧同位素參考物質GBW04416(δ18OPDB值為 －11.59‰)和 GBW04417(δ18OPDB值為 －24.12‰)為標準。氫同位素的分析精度為±2‰，氧同位素的分析精度為±0.2‰。

硫同位素分析在中國地質科學院礦產資源研究所同位素實驗室進行。首先要挑選出新鮮純凈(純度達99%以上)的黃鐵礦和磁黃鐵礦單礦物樣品，然后以Cu2O作為氧化劑制樣，釋放的SO2進行硫同位素測試。同位素所用質譜計型號為MAT253EM。硫以VCDT為標準，測試精度為±0.2‰。

圖3 阿巴宮富磷灰石鐵礦床石英中流體包裹體巖相學特征(a)-液相包裹體(Ⅰ);(b)-CO2兩相包裹體(Ⅱa);(c)-含液相CO2三相包裹體(Ⅱb);(d)-CO2兩相與含液相CO2三相包裹體共存;(e)-純CO2包裹體(Ⅲ);(f)-含2個子礦物的H2O-NaCl型多相包裹體(Ⅳa)和液相包裹體(Ⅰ)共存;(g)-含子礦物H2O-NaCl型多相包裹體(Ⅳa);(h)-含子礦物H2O-CO2-NaCl多相包裹體(Ⅳb);(i)-含石鹽和赤鐵礦子礦物H2O-CO2-NaCl型多相包裹體Fig.3 Photomicrographs of fluid inclusions hosted in quartz from the Abagong apatite-rich iron deposit(a)-liquid phase inclusions(Ⅰ-type);(b)-CO2two-phase inclusions(Ⅱa-type);(c)-liquid phase CO2-bearing three-phase inclusions(Ⅱbtype);(d)-CO2two-phase inclusions(Ⅱa-type)coexist with liquid phase CO2-bearing three-phase inclusions(Ⅱb-type);(e)-pure CO2 inclusions(Ⅲ-type);(f)-two daughter minerals-bearing H2O-NaCl type multiple phases inclusions(Ⅳa-type)coexist with liquid phase inclusions(Ⅰ-type);(g)-daughter mineral-bearing H2O-NaCl type multiple phases inclusions(Ⅳa);(h)-daughter mineral-bearing H2O-CO2-NaCl type multiple phases inclusions(Ⅳb);(i)-hematite and Nacl-daughter mineral-bearing H2O-CO2-NaCl type multiple phases inclusions

4 包裹體研究

4.1 包裹體巖相學

4.1.1 石英中的包裹體

石英中發(fā)育原生和次生包裹體。原生包裹體主要為不規(guī)則狀和橢圓狀，其次為長條狀和負晶形等，大小在12～30μm，個別較大者可達50μm。主要有流體包裹體、熔體-流體包裹體，其中的熔流包裹體均已脫?；示W狀結晶相。根據(jù)室溫下化學組成，將流體包裹體進一步劃分為H2O-NaCl型和H2O-CO2-NaCl型。H2O-NaCl型主要為液相包裹體和含子礦物多相包裹體，個別為氣體包裹體。H2O-CO2-NaCl型可劃分為含液體CO2三相包裹體、純CO2和H2O-CO2-子礦物多相包裹體。

(1)液相包裹體(Ⅰ類)，主要由富LH2O和VH2O兩相組成，為主要包裹體類型，約占包裹體總數(shù)的50%。大小較懸殊，最小約8μm，最大可達 30μm，主要介于 10～16μm 間。多呈負晶形、菱形、長條狀、橢圓形和不規(guī)則狀，室溫下氣液比介于10% ～40%之間(圖3a)。

(2)含液體CO2三相包裹體(Ⅱ類)，占包裹體發(fā)育數(shù)量的35%以上。室溫下呈兩相(LH2O+LCO2)(Ⅱa)和三相(LH2O+LCO2+VCO2)(Ⅱb)，前者降溫后呈現(xiàn)出三相，氣液比介于20% ～85%之間，多為不規(guī)則狀、橢圓狀、少量的長條狀和負晶形，大小在12～30μm，個別較大者可達50μm(圖3bd)。

圖4 阿巴宮富磷灰石鐵礦床磷灰石中包裹體巖相學特征(a)-液相包裹體(Ⅰ);(b)-CO2兩相包裹體(Ⅱa);(c)-含液相CO2三相包裹體(Ⅱb);(d)-含子礦物H2O-NaCl型多相包裹體(Ⅲ);(e)-淺色多相熔融包裹體和深色熔融包裹體共存，淺色包裹體中見結晶相;(f)-淺色熔融包裹體中見結晶相和金屬相;(g)-含有深色和淺色兩相熔融包裹體;(h)-螢石、鐵氧化物單礦物包裹體和氣液兩相流體包裹體共存;(i)-鋯石和密集平行排列的管狀磷灰石多相包裹體Fig.4 Photomicrographs of fluid inclusions hosted in apatite from the Abagong apatite-rich iron deposit(a)-liquid phase aqueous inclusions(Ⅰ-type);(b)-CO2two-phase inclusions(Ⅱa-type);(c)-liquid phase CO2-bearing three-phase inclusions(Ⅱb-type);(d)-daughter mineral-bearing H2O-NaCl type multiple phases inclusions;(e)-a light multiple phases melt inclusions coexisting with a dark melt inclusion;(f)-crystal and metal-bearing light multiple phases melt inclusions;(g)-a melt inclusion containing dark and light phase;(h)-fluorite and iron oxides coexisting with a fluid inclusion;(i)-zircon and tubulous apatite parallel arrangement multiple phases inclusions

(3)純CO2(Ⅲ類)包裹體，由CO2組成，常溫下為一相，降溫后呈現(xiàn)兩相(LCO2+VCO2)，含量較少，通常成群分布，多為橢圓形，大小介于3～10μm間，同一群體內包裹體大小相同(圖3e)。

(4)含子礦物多相包裹體(Ⅳ類)，占包裹體發(fā)育數(shù)量的10%左右。室溫下為三相或多相，子礦物種類豐富，主要為透明的立方體石鹽，也見渾圓狀KCl子礦物和無固定外形透明未知子礦物，不透明子礦物主要為紅色赤鐵礦，且透明未知子礦物在升降溫過程中均無變化。有時一個包裹體內含有2個子礦物，子礦物約占包裹體總體積的20% ～60%(圖3f)。根據(jù)室溫下的相態(tài)又可分為含子礦物H2O-NaCl型多相包裹體(Ⅳa)(圖3g)和含子礦物H2O-CO2-NaCl型多相包裹體(Ⅳb)(圖3h)，在室溫下，前者呈現(xiàn)子礦物、氣態(tài)水和液態(tài)水溶液三相(LH2O+VH2O+S);后者數(shù)量較少，且呈現(xiàn)子礦物、氣態(tài)CO2、液態(tài)CO2和水溶液四相(LH2O+LCO2+VCO2+S)，子礦物為自形程度較好的立方體，約占包裹體總體積的40%，CO2相約占包裹體總體積的30% ～35%(圖3h)，偶見含紅色赤鐵礦子礦物(圖3i)。

4.1.2 磷灰石中包裹體

磷灰石中包裹體發(fā)育，有原生包裹體和次生包裹體，其中次生包裹體多沿裂隙呈線狀分布，形態(tài)不規(guī)則。原生包裹體有流體包裹體、熔融包裹體和單礦物包裹體。

流體包裹體主要為液相包裹體、含子礦物H2O-NaCl型多相包裹體和含液體CO2三相包裹體。

(1)液相包裹體(Ⅰ類)，主要由LH2O和VH2O兩相組成，為主要包裹體類型(約占包裹體總數(shù)的75%)，大小較懸殊，最小約1.5×2.5μm，最大可達12×6μm，主要介于3×3～4×5μm之間，多呈橢圓形、不規(guī)則狀、長條狀、負晶形和菱形，室溫下氣液比介于10% ～50%之間(圖4a)。

(2)含液體CO2三相包裹體(Ⅱ類)，僅在偉晶狀顆粒中發(fā)育，占包裹體總數(shù)15%左右。在室溫下表現(xiàn)為兩相(LH2O+LCO2)(Ⅱa)和三相(LH2O+LCO2+VCO2)(Ⅱb)，且以兩相者居多，并且降溫后呈現(xiàn)出三相。氣液比介于25% ～40%之間，多為橢圓狀、不規(guī)則狀和負晶形，大小在5×10～4×5μm之間，個別較大者可達6×12μm(圖4b，c)。

(3)含子礦物H2O-NaCl型多相包裹體(Ⅳ類)，占包裹體總數(shù)量的10%左右。室溫下呈現(xiàn)子礦物、氣態(tài)水和液態(tài)水溶液三相(LH2O+VH2O+S)，子礦物主要為透明的立方體石鹽(圖4d)。

總體來看，不同階段磷灰石中的流體包裹體形態(tài)上未有明顯差異，但包裹體類型上具有明顯不同的特征，I成礦階段磷灰石主要為液相包裹體和含子礦物H2O-NaCl型多相包裹體，Ⅱ成礦階段磷灰石主要為液相包裹體，III成礦階段偉晶狀磷灰石包裹體除這兩者外，還含有含液體CO2三相包裹體。

熔融包裹體在不同階段形成的磷灰石中均有分布，但分布不均，多呈孤立狀隨機分布，無定向性。多為圓形、橢圓形和不規(guī)則狀，在室溫下體積較小，大多集中于10～15μm，包裹體中多有龜裂紋。根據(jù)顏色可分為淺色熔融包裹體和深色熔融包裹體(圖4e)。淺色熔融包裹體常由多相組成(結晶質相和金屬相)(圖4f)，各相間的界線清楚。有時可見深色相和淺色相共存，其界面呈彎月形(圖4g)，與典型的熔融包裹體特征相似，并表明巖漿發(fā)生了不混溶作用(Frezzotti，2001;王坤等，2013)。

單礦物包裹體主要有磷灰石、螢石、鐵氧化物、鋯石，是早于磷灰石結晶的，在其生長過程中捕獲的已結晶的晶體。其中螢石大小約10～25μm，多呈立方體和長方體(圖4h)。鋯石多呈斜方單錐。磷灰石多呈負晶形、細長管狀和針狀，成群密集定向排列，在這些單礦物中均可見有不透明金屬礦物。鐵氧化物呈八面體或立方體出現(xiàn)(圖4i)。

4.2 顯微測溫結果

本研究對石英和各成礦階段磷灰石中的流體包裹體進行了測溫。對于H2O-NaCl體系包裹體，根據(jù)Bodnar(1993)的鹽度與冰點關系表計算鹽度。對于H2O-CO2-NaCl體系包裹體，鹽度根據(jù)CO2籠合物熔化溫度與鹽度關系表獲得(Collins，1979)。對于含子礦物多相包裹體，根據(jù)NaCl子礦物消失溫度和鹽度關系獲得鹽度(盧煥章等，2004)。石英和磷灰石中流體包裹體的顯微測溫結果及參數(shù)列于表1。

4.2.1 石英中包裹體溫度和鹽度

石英-偉晶狀磷灰石-磁鐵礦階段石英中液相包裹體完全均一溫度(Th，tot)變化較大，介于155～427℃，主要集中在240～300℃(圖5a)。冰點溫度變化于－21～－0.6℃，鹽度變化范圍較大(1.06% ～23.1%NaCleqv)，主要介于10.5%～19.6%NaCleqv之間(圖5b)。

t%（w l e qv）22.0～41.5～22.4 20.4～41.5 15.5～23.1～7.7 34.7 37.4～37.4度～ ～ ～ ～～鹽a C N 10.43017.0 8.1 39.8 5.7 1.06 0.02 2.03533.5一均O2分ThC ）29.6～3028.2部 ℃ ～ ～O2度（C 溫16.319.6 21.8失消c l a）物Tm℃～6.1～9.8～9.0 de po s i t 合度（籠溫1.54.84.7 i r o n 點O256.8 56.6 57.1 56.7相C ）----a pa t i t e-r i c h 三Tm℃～ ～～～O2度（C 溫-57.5-69.5-57.4-56.9 ba g o ng 一均Th ）466370340297344315427362337293全度（℃ ～ ～ ～ ～～～～～～ ～A 完溫170295179178323202155252270178 t he度）-21 a pa t i t e f r o m溫熔（℃～初T -47 qua r t z a nd度）-6.9-5.2 0.6溫℃13.1～-～-點（ ～ ～果f o r 冰Tm 19.5-2117.3-21結--定測 消550度 物度） ＞ ～344～296～389、鹽i nc l us i o ns礦溫℃t he ～（失度o f 子165323271187溫及征c ha r a c t e r i s t i c s比）液%50～ ～3070～ ～3540～ ～3090～ ～9030～ ～60氣（8105表特10102510251510體裹包（5）石a nd（7） （12）裹體（53）灰體體包 體磷 定 裹 裹） ））相裹和 測 包 包191418多包英s a l i ni t i e s和N） 相 相（ （（l型 相石 型（ 多 多體 體da t a，體裹多裹a C床 類量l型l型 裹包 包 包-N l型礦 體數(shù) ）a C ） ）a C 相）相相O2a C鐵裹（31O-N（24（36O-N 三（55兩三O-CO-N石e t r i c包 體H2體 體H2O2體O2O2H2H2灰o m 裹物 裹 裹物C 裹C C 物物磷包礦 包 包礦體包體體礦礦富相子 相 相子液相液液子子宮i c r o t he r m液含 液 液含含液含含含含巴M 石 石 灰）阿物 ））p 1礦 灰p 灰A p 磷A磷A 狀a bl e英1主石磷粒 狀（"寄晶（#（!T 細 脈 偉石

圖5 阿巴宮富磷灰石鐵礦床石英和磷灰石中包裹體的溫度和鹽度直方圖Fig.5 Histograms of homogenization temperatures and salinities for inclusions in quartz and apatites from the Abagong apatite-rich iron deposit

含液體CO2三相包裹體和純CO2包裹體的三相點溫度(TmCO2)主要集中在－58.5～－56.5℃的范圍(圖5c)，個別為－67.5℃和－69.5℃，表明大多數(shù)包裹體中的CO2較為純凈。CO2籠形化合物的消失溫度(Tmcla)變化于4.8～10.0℃之間;部分均一溫度(ThCO2)介于19.6～30℃(圖5d)，完全均一溫度(Th)為228～361℃(圖5a)，部分均一到氣相，部分均一到液相，部分包裹體在均一前發(fā)生爆裂。鹽度變化范圍較大，為0.02% ～9.28%NaCleqv(圖5b)。

含子礦物H2O-NaCl型多相包裹體，在加熱升溫過程中，大部分為氣泡先消失(178～293℃)，子礦物后消失達到均一(192～389℃)，為過飽和鹽水包裹體(圖5a);個別為子礦物先消失(187～264℃)，氣泡后消失(289～340℃)，為不飽和鹽水包裹體。在測溫過程中，偶見少數(shù)包裹體氣液相已均一，加溫至550℃以上子礦物仍不消失現(xiàn)象。過飽和鹽水包裹體是鹽類子晶和溶液同時捕獲的，子晶的融化溫度不能代表溶液的真正溫度(Mao et al.，2003)，只有不飽和或飽和鹽水包裹體子晶的融化溫度在相應參數(shù)表上得出的鹽度才能代表溶液的真正鹽度。獲得的鹽度為33.5% ～37.4%NaCleqv(圖5b)。

含子礦物H2O-CO2-NaCl型多相包裹體中，CO2三相點溫度(TmCO2)主要變化于－56.9～－56.7℃(圖5c)，表明包裹體中的CO2較純凈，LCO2+VCO2均一到液相的部分均一溫度變化于19.6～30℃。所有子礦物先消失，氣泡后消失，完全均一溫度為271～292℃(圖5a)。鹽度主要介于35.9% ～37.4%NaCleqv之間(圖5b)。

4.2.2 磷灰石中流體包裹體溫度和鹽度

細粒磷灰石-磁鐵礦階段形成的細粒磷灰石中液體包裹體完全均一溫度變化范圍較大，介于170～466℃，主要為＞300℃包裹體，僅見少量為220～260℃之間，在380℃和450℃附近出現(xiàn)峰值(圖6a)。冰點溫度變化于－19.5～－6.9℃;鹽度大多數(shù)介于10.36% ～17.79%NaCleqv，僅有一個包裹體的鹽度達22.03%NaCleqv(圖6b)。含子礦物H2O-NaCl型多相包裹體在加熱升溫過程中，大多數(shù)為氣泡先消失(295～340℃)，然后NaCl子晶消失達到均一(325～370℃)，個別為子晶先消失(165～256℃)氣泡后消失達到均一(287～324℃)。另可見有少量包裹體加溫至550℃以上子礦物仍不消失。

脈狀磷灰石階段磷灰石中液相包裹體的完全均一溫度變化于179～340℃之間，主要分布于230～280℃，在250℃附近出現(xiàn)峰值(圖6c);均為液相均一，個別包裹體在均一前發(fā)生爆裂;冰點溫度變化于－21～－13.1℃;鹽度相對較高，大多數(shù)高于 17% NaCleqv，主要介于 16.99% ～22.4%NaCleqv(圖6d)。

圖6 阿巴宮富磷灰石鐵礦床磷灰石中包裹體溫度和鹽度直方圖Fig.6 Histograms of temperatures and salinities of inclusions in apatite from the Abagong apatite-rich iron deposit

圖7 阿巴宮富磷灰石鐵礦床包裹體均一溫度和鹽度關系圖Fig.7 Sketch diagram of homogenization temperatures and salinities for inclusions in quartz from the Abagong apatite-rich iron deposit

石英-偉晶狀磷灰石磁鐵礦階段磷灰石中液相包裹體的完全均一溫度(Th，tot)主要介于179～297℃，在235℃出現(xiàn)峰值(圖 6e);均為液相均一;冰點溫度變化于 －17.3～－5.2℃;鹽度變化較大，主要介于8.14% ～20.22%NaCleqv(圖6f)。含液體CO2三相包裹體的初熔溫度介于－57.5～－56.8℃(圖6g);CO2籠形物的消失溫度變化于1.5～6.1℃;部分均一溫度變化于16.3～29.6℃(圖6h)，完全均一溫度變化于202～315℃(圖6e)，部分均一到氣相，部分均一到液相，部分包裹體在均一前發(fā)生爆裂;鹽度介于5.68%～15.53%NaCleqv(圖6f)。含子礦物H2O-NaCl型多相包裹體均為氣泡先消失，子礦物后消失達到均一(323～344℃)(圖6e)。

在流體包裹體溫度和鹽度關系圖解上(圖7)，第一成礦階段磷灰石中的包裹體具有較高的完全均一溫度和中等鹽度(圖7a);第二成礦階段磷灰石中的包裹體具有相對低的完全均一溫度和相對高的鹽度(圖7b);第三成礦階段磷灰石的包裹體中，除了含子礦物包裹體的完全均一溫度較高外，大多數(shù)具有相對低的完全均一溫度和中-低的鹽度(圖7c)。石英中包裹體的均一溫度與鹽度呈現(xiàn)明顯的正相關，不同類型包裹體的完全均一溫度和鹽度變化較大(圖7d)，與同一成礦階段偉晶狀磷灰石中包裹體的特征較為相似。第一成礦階段磷灰石包裹體具有明顯不同于第二成礦階段、第三成礦階段磷灰石和石英中包裹體的均一溫度和鹽度(圖7e)。

4.3 激光拉曼分析

為確定包裹體的氣液相成分，在包裹體測溫基礎上，對石英中不同類型包裹體(液相包裹體Ⅰ、含液體CO2三相包裹體Ⅱ、純CO2氣相包裹體(Ⅲ)、含子礦物H2O-NaCl型多相包裹體(Iva)和含子礦物CO2-NaCl-H2O多相包裹體(Ⅳb)進行了激光拉曼分析。液相包裹體顯示非常清晰的H2O特征譜峰(3310～3610cm－1);含液體CO2三相包裹體在激光拉曼位移1387cm－1附近顯示非常清晰的譜峰，顯示其氣相成分主要為CO2，個別包裹體在1162cm－1和1262cm－1處出現(xiàn)譜峰，說明可能還含有SO2、C3H6等氣體(圖8)。大量測試均未檢測出CH4、N2等成分，這與測溫過程觀察的結論一致。

圖8 阿巴宮富磷灰石鐵礦床石英中流體包裹體激光拉曼探針譜峰圖(a)-液相包裹體H2O相;(b)-含液體CO2兩相包裹體氣相CO2;(c)-純CO2單一氣相包裹體;(d)-純CO2兩相包裹體;(e)-含子礦物H2ONaCl型多相包裹體中H2O相;(f)-含子礦物CO2-NaCl-H2O型多相包裹體中CO2相Fig.8 Laser Raman spectra of fluid inclusions from the Abagong apatite-rich iron deposit(a)-H2O phase in aqueous inclusions;(b)-CO2phase in CO2two-phase inclusions;(c)-pure CO2vapor phase inclusions;(d)-pure CO2two-phase inclusions;(e)-H2O phase in daughter mineral-bearing H2O-NaCl type multiple phases inclusions;(f)-CO2phase in daughter mineral-bearing CO2-NaCl-H2O type multiple phases inclusions

5 穩(wěn)定同位素組成

對磷灰石和石英進行了氫和氧同位素組成分析，對黃鐵礦和磁黃鐵礦進行了硫同位素分析，結果列于表2和表3。

11件磷灰石樣品采自3個成礦階段。磷灰石δ18Ov-SMOW值介于7.6‰～12‰，平均為8.7‰。使用磷灰石-流體分餾方程 1000lnα磷灰石-流體=3.81 × 106/T2－ 6.63 × 13000/T+2.08(Zheng，1996)和同一磷灰石樣品中流體包裹體均一溫度平均值，計算流體的δ18OH2O值在不同成礦階段明顯不同。I和II成礦階段磷灰石的δ18O水相對較高，分別為7.0‰～8.3‰和5.6‰～7.9‰，位于巖漿水的范圍(5.5‰～9.5‰)(Sheppard，1986);III成礦階段磷灰石中相對低，為3.3‰～5.3‰，個別低于巖漿水的范圍。3個成礦階段δDV-SMOW變化于－138.9‰～－117.7‰，平均為－125.8‰，明顯低于巖漿水范圍(－80‰ ～ －40‰)(Sheppard，1986)，各階段差別不大。

表2 阿巴宮富磷灰石鐵礦床氫和氧同位素組成Table 2 Carbon，oxygen and hydrogen isotopic data of the Abagong apatite-rich iron deposit

石英δ18OSMOW值相對集中，介于9.0‰～13.2‰，平均為11.5‰，使用石英-水分餾方程 1000lnα =3.38 ×106T－2－3.40(Clayton et al.，1972)和對應石英樣品中流體包裹體均一溫度平均值，計算出流體的 δ18OH2O值介于 1.5‰ ～6.06‰，平均為 3.75‰，δ18O水明顯低于巖漿水的范圍(5.5‰ ～9.5‰)(Sheppard，1986)。δ18DV-SMOW值較低，介于－145‰～－104‰，平均為－126.1‰，明顯低于巖漿水范圍(－80‰ ～ －40‰)(Sheppard，1986)。

14件黃鐵礦δ34S值介于0.4‰～5.2‰，平均為2.84‰;1件磁黃鐵礦δ34S值為1.7‰。

6 討論

6.1 成礦流體性質

阿巴宮富磷灰石磁鐵礦床不同成礦階段磷灰石和石英中的包裹體特征有一定差異，I成礦階段磷灰石中主要為液相包裹體，其次是含子礦物H2O-NaCl型多相包裹體，并含有熔融包裹體。II成礦階段磷灰石中包裹體類型單一，均為液相包裹體和少量熔融包裹體。III成礦階段包裹體類型十分復雜，也最豐富，主要有液相包裹體、富CO2包裹體(兩相和三相)、純CO2包裹體、含子礦物H2O-CO2-NaCl型多相包裹體、含子礦物H2O-NaCl型多相包裹體和個別氣體包裹體。包裹體類型的差別反映出成礦流體性質的不同。

第一成礦階段成礦流體具有高溫(主要為290～460℃)和中鹽度(10.36% ～17.79%NaCleqv)的巖漿流體特征(Duuring et al.，2007);第二成礦階段成礦流體具有中溫(主要為230～290℃)和中鹽度(16.99% ～22.4%NaCleqv)的特征，與第一階段相比，溫度下降，鹽度升高。這兩個階段的磷灰石中包裹體的初熔溫度(第一階段介于 －36～－21.3℃，第二階段介于－48～－21℃)低于鹽水體系標準低共熔點(－20.8℃)，說明流體中除 Na+外還含有 Mg2+、Ca2+、K+等其他陽離子成分(盧煥章等，2004)。這2個階段均缺乏CO2包裹體，但在第一階段磷灰石的包裹體中發(fā)育有加熱至550℃仍不消失的透明子礦物，因此推測子礦物可能為碳酸鹽，流體中富含Ca2+，并且溶解了大量的CO2。這可能是隨著溫度的降低，Ca2+和CO32－結合形成碳酸鹽，使包裹體的氣相成分缺乏CO2所致(畢獻武等，2008)。因此，這兩個階段的包裹體表明成礦流體屬于含Ca2+的H2O-NaCl體系。

第三成礦階段成礦流體為中-低溫度，變化于160～320℃，在190℃、230℃、250℃和 290℃出現(xiàn)峰值，中低鹽度(1.06% ～23.1%NaCleqv，主要為12% ～14%NaCleqv和16%～20%NaCleqv)，少量高鹽度變化于33.5% ～42%NaCleqv。磷灰石中包裹體的初熔溫度(－24.3～－21.3℃)低于鹽水體系標準低共熔點(－20.8℃)，說明流體中除Na+外還含其他陽離子成分(盧煥章等，2004)。第三成礦階段磷灰石和石英中出現(xiàn)了大量CO2包裹體，CO2的初熔溫度和單個包裹體激光拉曼分析表明包裹體中的CO2較純凈，少量包裹體中含有SO2、C3H6。這一階段成礦流體總體上屬于H2OCO2-NaCl體系。該階段含子礦物多相包裹體發(fā)育，絕大多數(shù)包裹體為氣泡先消失，子礦物后消失，表明成礦流體屬于鹽過飽和溶液(Calagari，2004)，捕獲溫度應相當于共生的水溶液包裹體的均一溫度(顧雪祥等，2010)。含子礦物多相包裹體中出現(xiàn)赤鐵礦，說明流體的氧逸度較高。

在均一溫度和鹽度關系圖上，不同成礦階段磷灰石和石英具有明顯不同的分布聚集區(qū)，表明不同成礦階段成礦流體組成和演化特征不同。綜上所述，包裹體類型、溫度和鹽度反映出第一、二成礦階段成礦流體為與殘余熔體相平衡的高溫中鹽度含Ca2+的H2O-NaCl體系，第三成礦階段為中低溫和中低鹽度的H2O-CO2-NaCl體系。

6.2 成礦流體來源及演化

阿巴宮富磷灰石磁鐵礦床中磷灰石和石英形成于不同成礦階段，其同位素組成記錄了不同演化階段的流體特征。流體的δ18OH2O有從第一成礦階段磷灰石(7.0‰～8.3‰)到第二成礦階段磷灰石的高值(5.6‰～7.9‰)向第三成礦階段磷灰石(3.3‰～5.3‰)和石英低值(1.5‰～6.0‰)方向偏移的趨勢(圖9)，由巖漿水正下方向巖漿水左下方偏移，即顯示由巖漿熱液向大氣降水漂移的趨勢。三個成礦階段磷灰石的δD值較為相似(－139‰～－118‰)，但石英變化范圍較大(－145‰～－104‰)。氫和氧同位素特征表明早期成礦流體主要為巖漿水，晚期成礦流體可能有巖漿去氣作用發(fā)生。

第一成礦階段細粒磷灰石中含子礦物H2O-NaCl型包裹體在加熱升溫過程中，均為氣泡先消失，然后NaCl子晶消失，即子礦物的溶化溫度高于氣液相均一溫度。此類包裹體被認為可能是直接從巖漿出溶的高溫中等鹽度超臨界流體(李蔭清等，1981;Bodnar and Cline，1991;Cline and Bodnar，1994)，也可能是不均一捕獲的結果(Roedder，1984)，還可能是超臨界流體分相后產生的高鹽度流體進一步沸騰的產物(謝玉玲等，2006)。在該階段磷灰石中發(fā)育有硅酸鹽相和富鐵相熔融包裹體，深色相和淺色相熔融包裹體共存并呈彎月形接觸面，表明熔體在被捕獲成為包裹體之前發(fā)生了不混溶作用(Frezzotti，2001)。此外，在室溫下，可見流體包裹體、熔融包裹體和單礦物包裹體共存，熔融包裹體周圍發(fā)育有原生水溶液包裹體群，并見與液相包裹體和含子礦物包裹體共存的加熱至790℃未有相態(tài)變化的包裹體，表明流體包裹體與熔融包裹體是同時捕獲的，同時也說明原始巖漿中富含揮發(fā)分，前人研究成果也表明了巖漿熔體中有與之長期共存的流體相(Davidson and Kamenetsky，2007;Cesare et al.，2007;Audétat et al.，2008;Gál et al.，2013)。因此，筆者認為細粒磷灰石中包裹體應該是不均一捕獲的結果，流體與熔體在被捕獲之前一直是不均勻熔漿體系中的共存相。第二成礦階段磷灰石中發(fā)育包含鐵氧化物的熔融包裹體，并且流體包裹體具有較第一成礦階段磷灰石相對低的溫度，表明其為巖漿演化晚期的產物。

圖9 阿巴宮富磷灰石鐵礦床δD-δ18OH2O圖解(原始巖漿水范圍據(jù)Sheppard，1986)Fig.9 δD versus δ18OH2Odiagram of the Abagong apatiterich iron deposit(data of primary magmatic water after Sheppard，1986)

第三成礦階段偉晶狀磷灰石和石英中發(fā)育大量CO2包裹體，這有別于第一成礦階段和第二成礦階段磷灰石中的包裹體特征，并且石英中發(fā)育含子礦物CO2-NaCl-H2O多相包裹體和多個子礦物的H2O-NaCl型多相包裹體，具有巖漿熱液流體的典型特征(Kerrich et al.，2000;范宏瑞等，2000;陳衍景等，2007)。H2O-CO2-NaCl型包裹體中CO2的體積百分數(shù)呈現(xiàn)出連續(xù)變化，從CO2為20% ～40%的富H2O三相包裹體，到CO2的體積百分數(shù)高達50% ～90%的富CO2三相包裹體，再到純CO2包裹體，并且往往是磷灰石或石英包體片中同一視域的原生包裹體(圖3)。這類包裹體相比差異明顯，均一方式不盡相同，部分均一到氣相，部分均一到液相。H2O-NaCl型包裹體的氣液比也呈現(xiàn)連續(xù)變化，從液體包裹體(10% ～40%)，到少量氣體包裹體(50% ～80%)。含液相CO2三相包裹體、兩相CO2包裹體、純CO2包裹體、液體包裹體、氣體包裹體、含子礦物H2O-NaCl型多相包裹體和含子礦物CO2-NaCl-H2O多相包裹體共存，均一方式不同，但具有相近的均一溫度，說明包裹體被捕獲時體系內流體達到過飽和，存在著單獨的流體相，并且發(fā)生過大規(guī)模的不混溶或沸騰作用(張文淮和陳紫英，1993)。有研究結果表明，在流體從巖漿出溶過程中，Cl易于進入流體使得熔體中的Cl大大減少(Aletti et al.，2009;Gál et al.，2013)。阿巴宮富鐵磷灰石礦床中偉晶狀磷灰石的Cl含量明顯低于Ⅰ和Ⅱ階段磷灰石的Cl含量(Chai et al.，2014)，說明偉晶狀磷灰石結晶時巖漿體系有流體出溶。因此，筆者認為偉晶狀磷灰石是巖漿-熱液過渡階段自熔體結晶的產物，因為偉晶巖的出現(xiàn)是巖漿體系進入到巖漿-熱液過渡階段的巖石學證據(jù)(Bakker and Elburg，2006)。偉晶狀磷灰石中的包裹體記錄的是該階段熔體與出溶的流體共同作用的結果。

綜上所述，阿巴宮鐵礦床的形成與巖漿作用有關，不同階段包裹體特征反映了巖漿各演化階段流體的變化規(guī)律，由早階段貧CO2流體向晚階段富CO2流體演化，從早階段巖漿不混溶形成的H2O-NaCl體系向晚階段巖漿-熱液過渡時期形成的H2O-CO2-NaCl體系演化;流體的均一溫度從早階段峰值290～460℃經中階段峰值230～290℃到晚階段峰值190～290℃逐漸降低;流體的氧逸度也逐漸升高;流體鹽度呈現(xiàn)先增加后降低的趨勢。

圖10 阿巴宮富磷灰石鐵礦床硫同位素直方圖Fig.10 Histogram of sulfur isotope composition of sulfides from the Abagong apatite-rich iron deposit

6.3 成礦物質來源

阿巴宮富磷灰石鐵礦床中僅發(fā)育少量黃鐵礦和磁黃鐵礦，是成礦流體演化到最晚階段(硫化物階段)的產物。獲得的14件黃鐵礦和1件磁黃鐵礦的δ34S值均為正值(0.4‰～5.2‰，平均值為2.76‰)，與巖漿硫接近，且變化范圍較小。在硫同位素直方圖(圖10)中，絕大多數(shù)樣品的δ34S值集中于0‰～4.0‰，峰值為3.5‰，表明硫分餾程度比較低，來自同一硫的儲庫。Ohmoto and Rye(1979)認為簡單的硫化物礦物組合中，礦物的δ34S平均值可以代表成礦流體的總硫值。因此，阿巴宮鐵礦床中硫化物階段成礦流體的總硫值為2.8‰，落在幔源硫的變化范圍內(0±3‰，Hoefs，1997)，表明成礦流體中的硫來自地幔。

6.4 成礦作用

阿巴宮鐵礦床的包裹體特征表明了成礦與巖漿作用有直接的成因聯(lián)系，在成礦過程中發(fā)生了兩次不混溶，早階段成礦與巖漿演化過程的不混溶有關，晚階段成礦與巖漿-熱液過渡階段出溶流體及其不混溶作用(即沸騰作用)有關。與磷灰石和磁鐵礦的地球化學特征研究成果一致(Chai et al.，2014)，同時也體現(xiàn)了成礦過程的復雜性。

前述研究表明，阿巴宮鐵礦床早階段細粒磷灰石包裹體是巖漿演化過程中不混溶的結果。巖漿演化過程的不混溶作用可以發(fā)生在基性與酸性巖漿之間，硅酸鹽熔體與硫化物之間，硅酸鹽熔體與含有不同鹽度的熱液之間，巖漿作用晚期硅酸鹽熔體與 H2O、CO2、H2S等揮發(fā)分之間(Roedder，1992;張招崇等，2014)，富 Si熔體與富 Fe-P熔體之間(Jakobsen et al.，2005，2011;Vanongeren and Mathez，2012;Wang and Zhou，2013;王坤等，2013;She et al.，2014)，不混溶作用也是導致元素富集成礦的重要機制(Reed and Spycher，1985;Naldrett，1989;朱永峰，1999;金明霞，1999;Campos et al.，2002;Reyf，2004;Calagari，2004;張招崇等，2014;Zhang et al.，2014)。對于巖漿不混溶作用的發(fā)生可以通過加入富 P成分地層 (Visser and Koster，1979;Suk，1998;Thompson et al.，2007;Sillitoe and Burrows，2002;Hou et al.，2011)、碳酸鹽巖圍巖(Holloway，1976;Zhou et al.，2005)和巖漿混合(Matthews et al.，1995;Lledó，2005;Clark and Kontak，2004;Chen et al.，2010)實現(xiàn)。阿巴宮鐵礦床中磷灰石的成分(Chai et al.，2014)和黃鐵礦的S同位素組成表明有幔源物質參與，礦區(qū)出露的流紋巖地球化學特征表明，其母巖漿為來源于受底侵作用影響的下地殼熔融形成的富揮發(fā)分巖漿，并且在上升過程中有圍巖的混染(柴鳳梅等，2009)。阿爾泰地區(qū)從未有富P地層的報道，高P成份加入應該不是導致巖漿不混溶的主控因素，石英和偉晶狀磷灰石中發(fā)育大量富CO2包裹體和含碳酸鹽子礦物包裹體，碳酸鹽巖的加入更可能是巖漿不混溶的直接控制因素，幔源巖漿混合也可能對巖漿不混溶有一定的貢獻。晚階段成礦流體的不混溶，可能是由于壓力的突然降低所致，因為角礫狀礦石的存在說明在礦化過程中曾發(fā)生破裂變形。

綜上所述，根據(jù)包裹體和同位素特征研究結果，阿巴宮鐵礦床的形成機制可概括如下(圖11):下地殼受幔源基性巖漿底侵作用發(fā)生熔融，并在此與幔源巖漿混合，該混合巖漿上升過程中混入了碳酸鹽圍巖，形成不混溶的富揮發(fā)分(H2O、F、CO2)的Fe-P 熔體和富Si熔體(Zhou et al.，2013)，因為實驗研究結果表明，在巖漿發(fā)生不混溶過程中，P強烈分配進入富Fe熔體(Jakobsen et al.，2011)。富Fe-P熔體因有較低的粘度和較大的比重向下部沉淀，較輕的富Si熔體則向上運移。前者即為阿巴宮鐵礦床的成礦熔體，后者噴出地表形成康布鐵堡組酸性火山巖。隨著溫度降低，磁鐵礦自富Fe-P熔體中結晶形成塊狀礦石，由于磷灰石的液相線溫度較低，僅結晶出少量的磷灰石散布于細粒磁鐵礦中(She et al.，2014;Wang and Zhou，2013)，此時磷灰石中僅發(fā)育少量高溫液相包裹體、含子礦物流體包裹體、單礦物包裹體和熔融包裹體;隨著磁鐵礦等的結晶和溫度的持續(xù)降低，熔體中的CaO和P2O5達到飽和，磷灰石開始大量結晶進而形成堆晶，并呈脈狀分布于早期細粒磁鐵礦中，此時磷灰石中主要發(fā)育中溫中鹽度液相包裹體、單礦物包裹體和熔融包裹體。在富Fe-P熔體演化晚期，揮發(fā)分大量聚集，并伴有pH值升高，形成石英、偉晶狀磷灰石和粗粒磁鐵礦。同時，由于磁鐵礦和磷灰石的大量晶出使得揮發(fā)分達到過飽和而出溶形成獨立流體相，伴隨構造應力作用造成的突然減壓發(fā)生沸騰，此時石英和磷灰石中主要發(fā)育各種類型包裹體。同時由于揮發(fā)分的大量聚集而產生隱爆，形成富含火山巖角礫的偉晶磷灰石-磁鐵礦礦石、石英-磁鐵礦礦石和石英-磷灰石-磁鐵礦礦石。

圖11 阿巴宮富磷灰石鐵礦床成礦模式圖Fig.11 The mineralization model of the Abagong apatite-rich iron deposit

7 結論

(1)阿巴宮富磷灰石磁鐵礦床發(fā)育塊狀礦石、角礫狀礦石和浸染狀礦石，磷灰石為其特征礦物。礦床形成經歷了細粒磷灰石-磁鐵礦階段(I階段)、脈狀磷灰石階段(II階段)、石英-偉晶狀磷灰石-磁鐵礦階段(III階段)和硫化物階段(IV階段)，其中細粒磷灰石-磁鐵礦階段為主要成礦階段。

(2)不同成礦階段的磷灰石具有不同的包裹體特征。第一成礦階段和第二成礦階段磷灰石中發(fā)育共存的熔融包裹體、流體包裹體和單礦物包裹體。第三成礦階段的磷灰石和石英中發(fā)育有熔體-流體包裹體和流體包裹體，其中流體包裹體主要有液相包裹體、含液體CO2三相包裹體、含子礦物H2O-NaCl型多相包裹體和含子礦物H2O-CO2-NaCl型多相包裹體。

(3)第一成礦階段和第二成礦階段流體分別是高溫(主要為290～460℃)中鹽度(10.36% ～17.79%NaCleqv)和中溫(主要為230～290℃)中鹽度(16.99% ～22.4%NaCleqv)的富Ca2+的H2O-NaCl體系，是富揮發(fā)分的Fe-P熔體在結晶過程中捕獲的熔體和流體的結果。第三成礦階段的偉晶狀磷灰石和石英的成礦流體溫度變化于160～320℃，中低鹽度(1.06%～23.1%NaCleqv)，少量高鹽度變化于33.5% ～42%NaCleqv，屬H2O-CO2-NaCl體系，是巖漿-熱液階段出溶的流體發(fā)生沸騰作用的結果。

(3)磷灰石和石英的δD較為接近，分別為－139‰～－118‰和－145‰～－104‰。成礦流體的δ18OH2O值有從成礦早階段(4.9‰～9.1‰)向晚階段(1.5‰～6.0‰)降低的趨勢。硫化物的δ34S集中于0.4‰～5.2‰，峰值為3.5%，表明硫來自深部巖漿。

(4)成礦作用與巖漿作用有關，早階段成礦與碳酸鹽圍巖混染導致的富Si熔體和富揮發(fā)分Fe-P熔體不混溶作用有關，晚階段成礦與富Fe-P熔體演化后期巖漿-熱液階段流體出溶并發(fā)生大規(guī)模的不混溶(沸騰)作用有關。

致謝 野外期間得到新疆維吾爾自治區(qū)有色地質勘查局706隊、新疆地質礦產勘探開發(fā)局第四地質大隊的支持;樣品的激光拉曼光譜測定得到了中國地質科學院礦產資源研究所徐文藝老師的幫助;在此一并表示感謝。

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