新疆阿尔泰阿巴宫富磷灰石磁铁矿床成矿机制:来自包裹体和稳定同位素证据*

柴凤梅 杨富全 李强 藏梅 耿新霞 孟庆鹏

1.新疆大学新疆中亚造山带大陆动力学与成矿预测实验室，乌鲁木齐 830046

2.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，北京 100037

Kiruna型铁矿床以磁铁矿-磷灰石组合、黄铁矿不发育为特征，以瑞典北部Kiruna地区的Kiirunavaara铁矿床为典型代表，近百年来，世界各地先后发现了许多该类型的铁矿床。前人对Kiruna型铁矿床已经做了大量的研究，然而对Kiruna型铁矿床的成因尚存在有岩浆成因和热液成因的争议，磁铁矿的形成或者被认为是岩浆不混溶作用的结果或者被认为是岩浆期后热液作用的产物。包裹体的研究可以为解决上述问题提供重要证据。

阿巴宫富磷灰石铁矿床位于阿尔泰市南东30km处，是阿尔泰造山带南缘克朗盆地内以磁铁矿为主共生磷灰石的小型铁矿床。矿床赋存于康布铁堡组海相酸性火山岩中，矿石具有磁铁矿-磷灰石的矿物组合并发育角砾状构造，区别于区内产于同一地层(康布铁堡组)的与泥盆纪火山作用和岩浆侵入活动有关的铁矿床(如蒙库大型铁矿、乌吐布拉克中型铁矿、托莫尔特中型铁(锰)矿和两棵树铁矿等)特征(刘锋等，2009;杨富全等，2011;张志欣等，2012;耿新霞等，2013)。它与Kiruna型铁矿床具有许多相似之处，属Kiruna型铁矿床(Chai et al.，2014)。目前，针对该矿床的研究尚较薄弱，仅对赋矿地层的火山岩年龄进行了厘定(Chai et al.，2009;单强等，2011)，对磷灰石的稀土元素成分进行过研究(刘锋等，2009;Chai et al.，2014);对其成因也有矿浆贯入型、矽卡岩型、火山喷流沉积型等多种不同的认识(王登红等，2002;张振福，2003)。与成矿有关的流体性质、来源和演化，以及成矿物质来源等特征尚不清楚，制约了成矿作用探讨和矿床成因类型的确定，限制了成矿模型的建立。

本文试图通过对阿巴宫铁矿床中磷灰石和石英中的包裹体研究，揭示成矿流体的性质、起源及演化，结合硫化物的稳定同位素组成，探讨流体产生、运移和铁的富集沉淀机制，以期为Kiruna型铁矿床成因提供重要依据，也为阿尔泰南缘与泥盆纪火山岩有关铁矿床的成因研究提供新的资料。

1 成矿地质背景

阿巴宫富磷灰石磁铁矿床位于阿尔泰造山带南缘的克朗火山沉积盆地，构造上位于西伯利亚板块和哈萨克斯坦-准噶尔板块接合部位的南阿尔泰晚古生代陆缘活动带。克朗盆地出露的地层有中-上志留统库鲁姆提群、上志留-下泥盆统康布铁堡组和中-上泥盆统阿勒泰镇组。其中库鲁姆提群主要为混合岩、片麻岩夹变质砂岩和片岩。康布铁堡组主要为海相变质中酸性火山熔岩、火山碎屑岩、陆源碎屑岩和碳酸盐岩。根据岩性和岩相特征，可分为上下两个亚组，其中上亚组包括三个岩性段，下亚组包括两个岩性段。康布铁堡组变质流纹岩的锆石U-Pb年龄为412～405Ma(Chai et al.，2009)。阿勒泰镇组由浅-中等变质浅海-滨海相碎屑岩、碳酸盐岩及基性火山岩组成。各地层间均呈断层接触。

盆地内构造活动强烈，褶皱及断裂发育，与NW-SE向展布的盆地构造线方向一致。褶皱以阿勒泰复式向斜为主，轴长50km，核部地层为阿勒泰镇组，两翼地层为康布铁堡组和库鲁姆提群，同时也发育多个走向与主构造线一致的次级褶皱。断裂主要有克因宫-铁木尔特断裂、红墩断裂(或阿克巴斯陶断裂)、阿巴宫-库尔提断裂和阿勒泰断裂，前两者为泥盆系与志留系的分界，后两者为康布铁堡组与阿勒泰镇组间分界。侵入岩不甚发育，主要为奥陶纪至二叠纪酸性侵入岩。

2 矿床地质特征

矿区出露地层主要为康布铁堡组。矿体主要产于康布铁堡组上亚组第二岩性段，岩石已发生绿片岩相-低角闪岩相变质作用，主要为变质流纹岩、变火山角砾岩、变流纹质凝灰岩、斜长角闪变粒岩、二云母斜长片岩等。矿区断裂构造发育，均系阿巴宫断裂活动的派生产物，其中NW-NWW向火山断裂控制着铁矿体的产出，NNW向压扭性断裂略晚于NW-NWW向断裂，NE向断裂又晚于上述两组断层，对岩层、矿体有破坏作用。也有辉绿岩脉和煌斑岩脉出露(图1)。

图1 新疆阿尔泰阿巴宫富磷灰石铁矿床地质简图(据新疆地质矿产勘查局，2010① 新疆维吾尔自治区第四地质勘查大队.2010.阿巴宫铁矿床地质调查报告资料修编)Fig.1 Geological map showing the relationship between wall rocks and ore bodies of the Abagong apatite-rich iron deposit

矿区已圈定Fe1、Fe2、Fe3、Fe4和Fe5共五个矿体，直接赋矿围岩为变质流纹岩、变火山角砾岩、变流纹质凝灰岩、斜长角闪变粒岩及二云母片岩，在浅粒岩中也见有星点状磁铁矿化。矿体呈透镜状、脉状或似层状，受火山断裂控制，略斜切地层，与围岩界线清楚。总体走向290°～300°左右，倾角80°左右。大多数单个铁矿体的形态、产状沿走向变化较大，且多有膨胀、收敛、尖灭再现现象。矿体呈北西-南东向展布，单个矿体水平厚度不等，最大为43m，延长约850～1800m，延深180～607m。

根据矿物组合，矿石类型划分为石英-磷灰石-磁铁矿矿石、石英-磁铁矿矿石和磷灰石-磁铁矿矿石。矿石构造以致密块状和浸染状为主，角砾状、条带状、气孔状和晶洞状构造次之。矿石结构以细粒粒状变晶结构、交代残余结构为主，其次为粗粒变晶结构和鳞片粒状变晶结构等。金属矿物以磁铁矿为主，假像赤铁矿次之，另外还有赤铁矿和褐铁矿，少量针铁矿、纤铁矿、黄铁矿。非金属矿物以石英和磷灰石为主，黑云母、白云母(绢云母)、阳起石、榍石次之，含少量钠长石。磷灰石是阿巴宫富磷灰石磁铁矿床中的特征矿物，以三种形式存在，第一种为早阶段形成的自形-半自形细粒晶体，浸染状分布于细粒磁铁矿中;第二种为自形-半自形脉状分布的晶体;第三种为晚阶段形成的自形伟晶状晶体，常与粗粒磁铁矿和石英共生(图2)。

图2 阿巴宫富磷灰石铁矿床矿石特征(a)-块状磷灰石-磁铁矿矿石，早阶段细粒磁铁矿石(I Mt)中浸染状分布的早阶段自形细粒磷灰石(I Ap)和中阶段脉状分布的中粒磷灰石(II Ap);(b)-块状石英-磷灰石-磁铁矿矿石，石英与晚阶段半自形伟晶状磷灰石分布于晚阶段中粗粒磁铁矿中(II Mt);(c)-石英-磁铁矿矿石，石英呈浸染状分布于晚阶段中粗粒磁铁矿中(II Mt);(d)-含角砾石英-磷灰石-磁铁矿石，角砾、石英和伟晶状磷灰石分布于磁铁矿中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

围岩蚀变不发育，以绢云母、硅化为主，也见有高岭土化、绿泥石化、绿帘石化、碳酸盐化、阳起石化、重晶石化、萤石化，局部富铁矿体与围岩间不具有热液蚀变现象。

根据矿体特征、穿插关系、矿物共生组合、生成顺序及矿石组构等特征，将矿床成矿过程划分为4个阶段:细粒磷灰石-磁铁矿阶段(I阶段)、脉状磷灰石-磁铁矿阶段(II阶段)、石英-伟晶状磷灰石-粗粒磁铁矿阶段(III阶段)和硫化物阶段(IV阶段)，其中I阶段的细粒磷灰石-磁铁矿阶段为主要成矿阶段。

3 样品及分析方法

包裹体样品采自阿巴宫富磷灰石磁铁矿床不同矿体的不同矿物组合和成矿阶段。将样品磨制成厚约0.06mm的双面抛光薄片，在矿相学和流体包裹体岩相学观察的基础上，选择有代表性的包裹体进行了显微测温分析和激光拉曼光谱分析。

流体包裹体显微测温研究在新疆大学包裹体实验室完成。包裹体观察所用显微镜为Axioskop 40A(德国ZEISS公司)和Nikon LV100(日本Nikon公司)。包裹体的冰点和均一温度采用Linkam THMSG 600型冷热台(英国Linkam公司生产，工作温度范围为－196～600℃)测定。使用冷热台测试时，首先对冷热台进行排气，即将冷热台空气排出，使冷冻的液氮不混入空气，然后用人工合成流体包裹体标准样品进行系统校正。低于30℃时测定的精度为±0.1℃，30～300℃时为±1℃，300～600℃时为±2℃。实验过程中为防止包裹体在加热过程中爆裂，先进行冷冻测温，即先利用液氮对包裹体降温，并观察包裹体变化，待其冷冻后(保持1min以确保完全被冻住)，缓慢升温，开始时升降速率为10～20℃/min，当接近相变点时控制升温速率为0.2～0.5℃/min。在升温过程中观察记录三相点、冰点、笼形化合物融化温度。

单个包裹体的激光拉曼探针成分分析在中国地质科学院矿产资源研究所流体包裹体室完成，所用的样品与流体包裹体测温样品一致。测试仪器为Reinishaw公司生产的Invia Reflex型显微共焦激光拉曼光谱仪，光源为Spectra-Physics氢离子激光器，激发波长λ=514.5nm，激光功率为20mW，空间分辨率为 1～2μm，积分时间为 30s，光谱范围为 100～4000cm－1。

石英和磷灰石氢和氧同位素样品采自不同矿体的不同矿物组合。在核工业北京地质研究院分析测试研究中心进行的分析。将样品碎至0.5～1mm粒级，在双目镜下挑选，使纯度大于99%。流体包裹体氢同位素用爆裂法取水，锌还原法制氢，氧同位素用五氟化溴法(BrF5法)测定。分析仪器是MAT-253。具体分析方法见Clayton and Mayeda(1963)和Coleman et al.(1982)。氢氧同位素以VSMOW为标准，氧同位素以中国国家氧同位素参考物质GBW04416(δ18OPDB值为 －11.59‰)和 GBW04417(δ18OPDB值为 －24.12‰)为标准。氢同位素的分析精度为±2‰，氧同位素的分析精度为±0.2‰。

硫同位素分析在中国地质科学院矿产资源研究所同位素实验室进行。首先要挑选出新鲜纯净(纯度达99%以上)的黄铁矿和磁黄铁矿单矿物样品，然后以Cu2O作为氧化剂制样，释放的SO2进行硫同位素测试。同位素所用质谱计型号为MAT253EM。硫以VCDT为标准，测试精度为±0.2‰。

图3 阿巴宫富磷灰石铁矿床石英中流体包裹体岩相学特征(a)-液相包裹体(Ⅰ);(b)-CO2两相包裹体(Ⅱa);(c)-含液相CO2三相包裹体(Ⅱb);(d)-CO2两相与含液相CO2三相包裹体共存;(e)-纯CO2包裹体(Ⅲ);(f)-含2个子矿物的H2O-NaCl型多相包裹体(Ⅳa)和液相包裹体(Ⅰ)共存;(g)-含子矿物H2O-NaCl型多相包裹体(Ⅳa);(h)-含子矿物H2O-CO2-NaCl多相包裹体(Ⅳb);(i)-含石盐和赤铁矿子矿物H2O-CO2-NaCl型多相包裹体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 包裹体研究

4.1 包裹体岩相学

4.1.1 石英中的包裹体

石英中发育原生和次生包裹体。原生包裹体主要为不规则状和椭圆状，其次为长条状和负晶形等，大小在12～30μm，个别较大者可达50μm。主要有流体包裹体、熔体-流体包裹体，其中的熔流包裹体均已脱玻化呈网状结晶相。根据室温下化学组成，将流体包裹体进一步划分为H2O-NaCl型和H2O-CO2-NaCl型。H2O-NaCl型主要为液相包裹体和含子矿物多相包裹体，个别为气体包裹体。H2O-CO2-NaCl型可划分为含液体CO2三相包裹体、纯CO2和H2O-CO2-子矿物多相包裹体。

(1)液相包裹体(Ⅰ类)，主要由富LH2O和VH2O两相组成，为主要包裹体类型，约占包裹体总数的50%。大小较悬殊，最小约8μm，最大可达 30μm，主要介于 10～16μm 间。多呈负晶形、菱形、长条状、椭圆形和不规则状，室温下气液比介于10% ～40%之间(图3a)。

(2)含液体CO2三相包裹体(Ⅱ类)，占包裹体发育数量的35%以上。室温下呈两相(LH2O+LCO2)(Ⅱa)和三相(LH2O+LCO2+VCO2)(Ⅱb)，前者降温后呈现出三相，气液比介于20% ～85%之间，多为不规则状、椭圆状、少量的长条状和负晶形，大小在12～30μm，个别较大者可达50μm(图3bd)。

图4 阿巴宫富磷灰石铁矿床磷灰石中包裹体岩相学特征(a)-液相包裹体(Ⅰ);(b)-CO2两相包裹体(Ⅱa);(c)-含液相CO2三相包裹体(Ⅱb);(d)-含子矿物H2O-NaCl型多相包裹体(Ⅲ);(e)-浅色多相熔融包裹体和深色熔融包裹体共存，浅色包裹体中见结晶相;(f)-浅色熔融包裹体中见结晶相和金属相;(g)-含有深色和浅色两相熔融包裹体;(h)-萤石、铁氧化物单矿物包裹体和气液两相流体包裹体共存;(i)-锆石和密集平行排列的管状磷灰石多相包裹体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)纯CO2(Ⅲ类)包裹体，由CO2组成，常温下为一相，降温后呈现两相(LCO2+VCO2)，含量较少，通常成群分布，多为椭圆形，大小介于3～10μm间，同一群体内包裹体大小相同(图3e)。

(4)含子矿物多相包裹体(Ⅳ类)，占包裹体发育数量的10%左右。室温下为三相或多相，子矿物种类丰富，主要为透明的立方体石盐，也见浑圆状KCl子矿物和无固定外形透明未知子矿物，不透明子矿物主要为红色赤铁矿，且透明未知子矿物在升降温过程中均无变化。有时一个包裹体内含有2个子矿物，子矿物约占包裹体总体积的20% ～60%(图3f)。根据室温下的相态又可分为含子矿物H2O-NaCl型多相包裹体(Ⅳa)(图3g)和含子矿物H2O-CO2-NaCl型多相包裹体(Ⅳb)(图3h)，在室温下，前者呈现子矿物、气态水和液态水溶液三相(LH2O+VH2O+S);后者数量较少，且呈现子矿物、气态CO2、液态CO2和水溶液四相(LH2O+LCO2+VCO2+S)，子矿物为自形程度较好的立方体，约占包裹体总体积的40%，CO2相约占包裹体总体积的30% ～35%(图3h)，偶见含红色赤铁矿子矿物(图3i)。

4.1.2 磷灰石中包裹体

磷灰石中包裹体发育，有原生包裹体和次生包裹体，其中次生包裹体多沿裂隙呈线状分布，形态不规则。原生包裹体有流体包裹体、熔融包裹体和单矿物包裹体。

流体包裹体主要为液相包裹体、含子矿物H2O-NaCl型多相包裹体和含液体CO2三相包裹体。

(1)液相包裹体(Ⅰ类)，主要由LH2O和VH2O两相组成，为主要包裹体类型(约占包裹体总数的75%)，大小较悬殊，最小约1.5×2.5μm，最大可达12×6μm，主要介于3×3～4×5μm之间，多呈椭圆形、不规则状、长条状、负晶形和菱形，室温下气液比介于10% ～50%之间(图4a)。

(2)含液体CO2三相包裹体(Ⅱ类)，仅在伟晶状颗粒中发育，占包裹体总数15%左右。在室温下表现为两相(LH2O+LCO2)(Ⅱa)和三相(LH2O+LCO2+VCO2)(Ⅱb)，且以两相者居多，并且降温后呈现出三相。气液比介于25% ～40%之间，多为椭圆状、不规则状和负晶形，大小在5×10～4×5μm之间，个别较大者可达6×12μm(图4b，c)。

(3)含子矿物H2O-NaCl型多相包裹体(Ⅳ类)，占包裹体总数量的10%左右。室温下呈现子矿物、气态水和液态水溶液三相(LH2O+VH2O+S)，子矿物主要为透明的立方体石盐(图4d)。

总体来看，不同阶段磷灰石中的流体包裹体形态上未有明显差异，但包裹体类型上具有明显不同的特征，I成矿阶段磷灰石主要为液相包裹体和含子矿物H2O-NaCl型多相包裹体，Ⅱ成矿阶段磷灰石主要为液相包裹体，III成矿阶段伟晶状磷灰石包裹体除这两者外，还含有含液体CO2三相包裹体。

熔融包裹体在不同阶段形成的磷灰石中均有分布，但分布不均，多呈孤立状随机分布，无定向性。多为圆形、椭圆形和不规则状，在室温下体积较小，大多集中于10～15μm，包裹体中多有龟裂纹。根据颜色可分为浅色熔融包裹体和深色熔融包裹体(图4e)。浅色熔融包裹体常由多相组成(结晶质相和金属相)(图4f)，各相间的界线清楚。有时可见深色相和浅色相共存，其界面呈弯月形(图4g)，与典型的熔融包裹体特征相似，并表明岩浆发生了不混溶作用(Frezzotti，2001;王坤等，2013)。

单矿物包裹体主要有磷灰石、萤石、铁氧化物、锆石，是早于磷灰石结晶的，在其生长过程中捕获的已结晶的晶体。其中萤石大小约10～25μm，多呈立方体和长方体(图4h)。锆石多呈斜方单锥。磷灰石多呈负晶形、细长管状和针状，成群密集定向排列，在这些单矿物中均可见有不透明金属矿物。铁氧化物呈八面体或立方体出现(图4i)。

4.2 显微测温结果

本研究对石英和各成矿阶段磷灰石中的流体包裹体进行了测温。对于H2O-NaCl体系包裹体，根据Bodnar(1993)的盐度与冰点关系表计算盐度。对于H2O-CO2-NaCl体系包裹体，盐度根据CO2笼合物熔化温度与盐度关系表获得(Collins，1979)。对于含子矿物多相包裹体，根据NaCl子矿物消失温度和盐度关系获得盐度(卢焕章等，2004)。石英和磷灰石中流体包裹体的显微测温结果及参数列于表1。

4.2.1 石英中包裹体温度和盐度

石英-伟晶状磷灰石-磁铁矿阶段石英中液相包裹体完全均一温度(Th，tot)变化较大，介于155～427℃，主要集中在240～300℃(图5a)。冰点温度变化于－21～－0.6℃，盐度变化范围较大(1.06% ～23.1%NaCleqv)，主要介于10.5%～19.6%NaCleqv之间(图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～ ～ ～ ～～盐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 温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（笼温1.54.84.7 i r o n 点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 温-57.5-69.5-57.4-56.9 ba g o ng 一均Th ）466370340297344315427362337293全度（℃ ～ ～ ～ ～～～～～～ ～A 完温170295179178323202155252270178 t he度）-21 a pa t i t e f r o m温熔（℃～初T -47 qua r t z a nd度）-6.9-5.2 0.6温℃13.1～-～-点（ ～ ～果f o r 冰Tm 19.5-2117.3-21结--定测 消550度 物度） ＞ ～344～296～389、盐i nc l us i o ns矿温℃t he ～（失度o f 子165323271187温及征c ha r a c t e r i s t i c s比）液%50～ ～3070～ ～3540～ ～3090～ ～9030～ ～60气（8105表特10102510251510体裹包（5）石a nd（7） （12）裹体（53）灰体体包 体磷 定 裹 裹） ））相裹和 测 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 多体 体da t a，体裹多裹a C床 类量l型l型 裹包 包 包-N l型矿 体数 ）a C ） ）a C 相）相相O2a C铁裹（31O-N（24（36O-N 三（55两三O-CO-N石e t r i c包 体H2体 体H2O2体O2O2H2H2灰o m 裹物 裹 裹物C 裹C C 物物磷包矿 包 包矿体包体体矿矿富相子 相 相子液相液液子子宫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矿 灰p 灰A p 磷A磷A 状a bl e英1主石磷粒 状（"寄晶（#（!T 细 脉 伟石

图5 阿巴宫富磷灰石铁矿床石英和磷灰石中包裹体的温度和盐度直方图Fig.5 Histograms of homogenization temperatures and salinities for inclusions in quartz and apatites from the Abagong apatite-rich iron deposit

含液体CO2三相包裹体和纯CO2包裹体的三相点温度(TmCO2)主要集中在－58.5～－56.5℃的范围(图5c)，个别为－67.5℃和－69.5℃，表明大多数包裹体中的CO2较为纯净。CO2笼形化合物的消失温度(Tmcla)变化于4.8～10.0℃之间;部分均一温度(ThCO2)介于19.6～30℃(图5d)，完全均一温度(Th)为228～361℃(图5a)，部分均一到气相，部分均一到液相，部分包裹体在均一前发生爆裂。盐度变化范围较大，为0.02% ～9.28%NaCleqv(图5b)。

含子矿物H2O-NaCl型多相包裹体，在加热升温过程中，大部分为气泡先消失(178～293℃)，子矿物后消失达到均一(192～389℃)，为过饱和盐水包裹体(图5a);个别为子矿物先消失(187～264℃)，气泡后消失(289～340℃)，为不饱和盐水包裹体。在测温过程中，偶见少数包裹体气液相已均一，加温至550℃以上子矿物仍不消失现象。过饱和盐水包裹体是盐类子晶和溶液同时捕获的，子晶的融化温度不能代表溶液的真正温度(Mao et al.，2003)，只有不饱和或饱和盐水包裹体子晶的融化温度在相应参数表上得出的盐度才能代表溶液的真正盐度。获得的盐度为33.5% ～37.4%NaCleqv(图5b)。

含子矿物H2O-CO2-NaCl型多相包裹体中，CO2三相点温度(TmCO2)主要变化于－56.9～－56.7℃(图5c)，表明包裹体中的CO2较纯净，LCO2+VCO2均一到液相的部分均一温度变化于19.6～30℃。所有子矿物先消失，气泡后消失，完全均一温度为271～292℃(图5a)。盐度主要介于35.9% ～37.4%NaCleqv之间(图5b)。

4.2.2 磷灰石中流体包裹体温度和盐度

细粒磷灰石-磁铁矿阶段形成的细粒磷灰石中液体包裹体完全均一温度变化范围较大，介于170～466℃，主要为＞300℃包裹体，仅见少量为220～260℃之间，在380℃和450℃附近出现峰值(图6a)。冰点温度变化于－19.5～－6.9℃;盐度大多数介于10.36% ～17.79%NaCleqv，仅有一个包裹体的盐度达22.03%NaCleqv(图6b)。含子矿物H2O-NaCl型多相包裹体在加热升温过程中，大多数为气泡先消失(295～340℃)，然后NaCl子晶消失达到均一(325～370℃)，个别为子晶先消失(165～256℃)气泡后消失达到均一(287～324℃)。另可见有少量包裹体加温至550℃以上子矿物仍不消失。

脉状磷灰石阶段磷灰石中液相包裹体的完全均一温度变化于179～340℃之间，主要分布于230～280℃，在250℃附近出现峰值(图6c);均为液相均一，个别包裹体在均一前发生爆裂;冰点温度变化于－21～－13.1℃;盐度相对较高，大多数高于 17% NaCleqv，主要介于 16.99% ～22.4%NaCleqv(图6d)。

图6 阿巴宫富磷灰石铁矿床磷灰石中包裹体温度和盐度直方图Fig.6 Histograms of temperatures and salinities of inclusions in apatite from the Abagong apatite-rich iron deposit

图7 阿巴宫富磷灰石铁矿床包裹体均一温度和盐度关系图Fig.7 Sketch diagram of homogenization temperatures and salinities for inclusions in quartz from the Abagong apatite-rich iron deposit

石英-伟晶状磷灰石磁铁矿阶段磷灰石中液相包裹体的完全均一温度(Th，tot)主要介于179～297℃，在235℃出现峰值(图 6e);均为液相均一;冰点温度变化于 －17.3～－5.2℃;盐度变化较大，主要介于8.14% ～20.22%NaCleqv(图6f)。含液体CO2三相包裹体的初熔温度介于－57.5～－56.8℃(图6g);CO2笼形物的消失温度变化于1.5～6.1℃;部分均一温度变化于16.3～29.6℃(图6h)，完全均一温度变化于202～315℃(图6e)，部分均一到气相，部分均一到液相，部分包裹体在均一前发生爆裂;盐度介于5.68%～15.53%NaCleqv(图6f)。含子矿物H2O-NaCl型多相包裹体均为气泡先消失，子矿物后消失达到均一(323～344℃)(图6e)。

在流体包裹体温度和盐度关系图解上(图7)，第一成矿阶段磷灰石中的包裹体具有较高的完全均一温度和中等盐度(图7a);第二成矿阶段磷灰石中的包裹体具有相对低的完全均一温度和相对高的盐度(图7b);第三成矿阶段磷灰石的包裹体中，除了含子矿物包裹体的完全均一温度较高外，大多数具有相对低的完全均一温度和中-低的盐度(图7c)。石英中包裹体的均一温度与盐度呈现明显的正相关，不同类型包裹体的完全均一温度和盐度变化较大(图7d)，与同一成矿阶段伟晶状磷灰石中包裹体的特征较为相似。第一成矿阶段磷灰石包裹体具有明显不同于第二成矿阶段、第三成矿阶段磷灰石和石英中包裹体的均一温度和盐度(图7e)。

4.3 激光拉曼分析

为确定包裹体的气液相成分，在包裹体测温基础上，对石英中不同类型包裹体(液相包裹体Ⅰ、含液体CO2三相包裹体Ⅱ、纯CO2气相包裹体(Ⅲ)、含子矿物H2O-NaCl型多相包裹体(Iva)和含子矿物CO2-NaCl-H2O多相包裹体(Ⅳb)进行了激光拉曼分析。液相包裹体显示非常清晰的H2O特征谱峰(3310～3610cm－1);含液体CO2三相包裹体在激光拉曼位移1387cm－1附近显示非常清晰的谱峰，显示其气相成分主要为CO2，个别包裹体在1162cm－1和1262cm－1处出现谱峰，说明可能还含有SO2、C3H6等气体(图8)。大量测试均未检测出CH4、N2等成分，这与测温过程观察的结论一致。

图8 阿巴宫富磷灰石铁矿床石英中流体包裹体激光拉曼探针谱峰图(a)-液相包裹体H2O相;(b)-含液体CO2两相包裹体气相CO2;(c)-纯CO2单一气相包裹体;(d)-纯CO2两相包裹体;(e)-含子矿物H2ONaCl型多相包裹体中H2O相;(f)-含子矿物CO2-NaCl-H2O型多相包裹体中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 稳定同位素组成

对磷灰石和石英进行了氢和氧同位素组成分析，对黄铁矿和磁黄铁矿进行了硫同位素分析，结果列于表2和表3。

11件磷灰石样品采自3个成矿阶段。磷灰石δ18Ov-SMOW值介于7.6‰～12‰，平均为8.7‰。使用磷灰石-流体分馏方程 1000lnα磷灰石-流体=3.81 × 106/T2－ 6.63 × 13000/T+2.08(Zheng，1996)和同一磷灰石样品中流体包裹体均一温度平均值，计算流体的δ18OH2O值在不同成矿阶段明显不同。I和II成矿阶段磷灰石的δ18O水相对较高，分别为7.0‰～8.3‰和5.6‰～7.9‰，位于岩浆水的范围(5.5‰～9.5‰)(Sheppard，1986);III成矿阶段磷灰石中相对低，为3.3‰～5.3‰，个别低于岩浆水的范围。3个成矿阶段δDV-SMOW变化于－138.9‰～－117.7‰，平均为－125.8‰，明显低于岩浆水范围(－80‰ ～ －40‰)(Sheppard，1986)，各阶段差别不大。

表2 阿巴宫富磷灰石铁矿床氢和氧同位素组成Table 2 Carbon，oxygen and hydrogen isotopic data of the Abagong apatite-rich iron deposit

石英δ18OSMOW值相对集中，介于9.0‰～13.2‰，平均为11.5‰，使用石英-水分馏方程 1000lnα =3.38 ×106T－2－3.40(Clayton et al.，1972)和对应石英样品中流体包裹体均一温度平均值，计算出流体的 δ18OH2O值介于 1.5‰ ～6.06‰，平均为 3.75‰，δ18O水明显低于岩浆水的范围(5.5‰ ～9.5‰)(Sheppard，1986)。δ18DV-SMOW值较低，介于－145‰～－104‰，平均为－126.1‰，明显低于岩浆水范围(－80‰ ～ －40‰)(Sheppard，1986)。

14件黄铁矿δ34S值介于0.4‰～5.2‰，平均为2.84‰;1件磁黄铁矿δ34S值为1.7‰。

6 讨论

6.1 成矿流体性质

阿巴宫富磷灰石磁铁矿床不同成矿阶段磷灰石和石英中的包裹体特征有一定差异，I成矿阶段磷灰石中主要为液相包裹体，其次是含子矿物H2O-NaCl型多相包裹体，并含有熔融包裹体。II成矿阶段磷灰石中包裹体类型单一，均为液相包裹体和少量熔融包裹体。III成矿阶段包裹体类型十分复杂，也最丰富，主要有液相包裹体、富CO2包裹体(两相和三相)、纯CO2包裹体、含子矿物H2O-CO2-NaCl型多相包裹体、含子矿物H2O-NaCl型多相包裹体和个别气体包裹体。包裹体类型的差别反映出成矿流体性质的不同。

第一成矿阶段成矿流体具有高温(主要为290～460℃)和中盐度(10.36% ～17.79%NaCleqv)的岩浆流体特征(Duuring et al.，2007);第二成矿阶段成矿流体具有中温(主要为230～290℃)和中盐度(16.99% ～22.4%NaCleqv)的特征，与第一阶段相比，温度下降，盐度升高。这两个阶段的磷灰石中包裹体的初熔温度(第一阶段介于 －36～－21.3℃，第二阶段介于－48～－21℃)低于盐水体系标准低共熔点(－20.8℃)，说明流体中除 Na+外还含有 Mg2+、Ca2+、K+等其他阳离子成分(卢焕章等，2004)。这2个阶段均缺乏CO2包裹体，但在第一阶段磷灰石的包裹体中发育有加热至550℃仍不消失的透明子矿物，因此推测子矿物可能为碳酸盐，流体中富含Ca2+，并且溶解了大量的CO2。这可能是随着温度的降低，Ca2+和CO32－结合形成碳酸盐，使包裹体的气相成分缺乏CO2所致(毕献武等，2008)。因此，这两个阶段的包裹体表明成矿流体属于含Ca2+的H2O-NaCl体系。

第三成矿阶段成矿流体为中-低温度，变化于160～320℃，在190℃、230℃、250℃和 290℃出现峰值，中低盐度(1.06% ～23.1%NaCleqv，主要为12% ～14%NaCleqv和16%～20%NaCleqv)，少量高盐度变化于33.5% ～42%NaCleqv。磷灰石中包裹体的初熔温度(－24.3～－21.3℃)低于盐水体系标准低共熔点(－20.8℃)，说明流体中除Na+外还含其他阳离子成分(卢焕章等，2004)。第三成矿阶段磷灰石和石英中出现了大量CO2包裹体，CO2的初熔温度和单个包裹体激光拉曼分析表明包裹体中的CO2较纯净，少量包裹体中含有SO2、C3H6。这一阶段成矿流体总体上属于H2OCO2-NaCl体系。该阶段含子矿物多相包裹体发育，绝大多数包裹体为气泡先消失，子矿物后消失，表明成矿流体属于盐过饱和溶液(Calagari，2004)，捕获温度应相当于共生的水溶液包裹体的均一温度(顾雪祥等，2010)。含子矿物多相包裹体中出现赤铁矿，说明流体的氧逸度较高。

在均一温度和盐度关系图上，不同成矿阶段磷灰石和石英具有明显不同的分布聚集区，表明不同成矿阶段成矿流体组成和演化特征不同。综上所述，包裹体类型、温度和盐度反映出第一、二成矿阶段成矿流体为与残余熔体相平衡的高温中盐度含Ca2+的H2O-NaCl体系，第三成矿阶段为中低温和中低盐度的H2O-CO2-NaCl体系。

6.2 成矿流体来源及演化

阿巴宫富磷灰石磁铁矿床中磷灰石和石英形成于不同成矿阶段，其同位素组成记录了不同演化阶段的流体特征。流体的δ18OH2O有从第一成矿阶段磷灰石(7.0‰～8.3‰)到第二成矿阶段磷灰石的高值(5.6‰～7.9‰)向第三成矿阶段磷灰石(3.3‰～5.3‰)和石英低值(1.5‰～6.0‰)方向偏移的趋势(图9)，由岩浆水正下方向岩浆水左下方偏移，即显示由岩浆热液向大气降水漂移的趋势。三个成矿阶段磷灰石的δD值较为相似(－139‰～－118‰)，但石英变化范围较大(－145‰～－104‰)。氢和氧同位素特征表明早期成矿流体主要为岩浆水，晚期成矿流体可能有岩浆去气作用发生。

第一成矿阶段细粒磷灰石中含子矿物H2O-NaCl型包裹体在加热升温过程中，均为气泡先消失，然后NaCl子晶消失，即子矿物的溶化温度高于气液相均一温度。此类包裹体被认为可能是直接从岩浆出溶的高温中等盐度超临界流体(李荫清等，1981;Bodnar and Cline，1991;Cline and Bodnar，1994)，也可能是不均一捕获的结果(Roedder，1984)，还可能是超临界流体分相后产生的高盐度流体进一步沸腾的产物(谢玉玲等，2006)。在该阶段磷灰石中发育有硅酸盐相和富铁相熔融包裹体，深色相和浅色相熔融包裹体共存并呈弯月形接触面，表明熔体在被捕获成为包裹体之前发生了不混溶作用(Frezzotti，2001)。此外，在室温下，可见流体包裹体、熔融包裹体和单矿物包裹体共存，熔融包裹体周围发育有原生水溶液包裹体群，并见与液相包裹体和含子矿物包裹体共存的加热至790℃未有相态变化的包裹体，表明流体包裹体与熔融包裹体是同时捕获的，同时也说明原始岩浆中富含挥发分，前人研究成果也表明了岩浆熔体中有与之长期共存的流体相(Davidson and Kamenetsky，2007;Cesare et al.，2007;Audétat et al.，2008;Gál et al.，2013)。因此，笔者认为细粒磷灰石中包裹体应该是不均一捕获的结果，流体与熔体在被捕获之前一直是不均匀熔浆体系中的共存相。第二成矿阶段磷灰石中发育包含铁氧化物的熔融包裹体，并且流体包裹体具有较第一成矿阶段磷灰石相对低的温度，表明其为岩浆演化晚期的产物。

图9 阿巴宫富磷灰石铁矿床δD-δ18OH2O图解(原始岩浆水范围据Sheppard，1986)Fig.9 δD versus δ18OH2Odiagram of the Abagong apatiterich iron deposit(data of primary magmatic water after Sheppard，1986)

第三成矿阶段伟晶状磷灰石和石英中发育大量CO2包裹体，这有别于第一成矿阶段和第二成矿阶段磷灰石中的包裹体特征，并且石英中发育含子矿物CO2-NaCl-H2O多相包裹体和多个子矿物的H2O-NaCl型多相包裹体，具有岩浆热液流体的典型特征(Kerrich et al.，2000;范宏瑞等，2000;陈衍景等，2007)。H2O-CO2-NaCl型包裹体中CO2的体积百分数呈现出连续变化，从CO2为20% ～40%的富H2O三相包裹体，到CO2的体积百分数高达50% ～90%的富CO2三相包裹体，再到纯CO2包裹体，并且往往是磷灰石或石英包体片中同一视域的原生包裹体(图3)。这类包裹体相比差异明显，均一方式不尽相同，部分均一到气相，部分均一到液相。H2O-NaCl型包裹体的气液比也呈现连续变化，从液体包裹体(10% ～40%)，到少量气体包裹体(50% ～80%)。含液相CO2三相包裹体、两相CO2包裹体、纯CO2包裹体、液体包裹体、气体包裹体、含子矿物H2O-NaCl型多相包裹体和含子矿物CO2-NaCl-H2O多相包裹体共存，均一方式不同，但具有相近的均一温度，说明包裹体被捕获时体系内流体达到过饱和，存在着单独的流体相，并且发生过大规模的不混溶或沸腾作用(张文淮和陈紫英，1993)。有研究结果表明，在流体从岩浆出溶过程中，Cl易于进入流体使得熔体中的Cl大大减少(Aletti et al.，2009;Gál et al.，2013)。阿巴宫富铁磷灰石矿床中伟晶状磷灰石的Cl含量明显低于Ⅰ和Ⅱ阶段磷灰石的Cl含量(Chai et al.，2014)，说明伟晶状磷灰石结晶时岩浆体系有流体出溶。因此，笔者认为伟晶状磷灰石是岩浆-热液过渡阶段自熔体结晶的产物，因为伟晶岩的出现是岩浆体系进入到岩浆-热液过渡阶段的岩石学证据(Bakker and Elburg，2006)。伟晶状磷灰石中的包裹体记录的是该阶段熔体与出溶的流体共同作用的结果。

综上所述，阿巴宫铁矿床的形成与岩浆作用有关，不同阶段包裹体特征反映了岩浆各演化阶段流体的变化规律，由早阶段贫CO2流体向晚阶段富CO2流体演化，从早阶段岩浆不混溶形成的H2O-NaCl体系向晚阶段岩浆-热液过渡时期形成的H2O-CO2-NaCl体系演化;流体的均一温度从早阶段峰值290～460℃经中阶段峰值230～290℃到晚阶段峰值190～290℃逐渐降低;流体的氧逸度也逐渐升高;流体盐度呈现先增加后降低的趋势。

图10 阿巴宫富磷灰石铁矿床硫同位素直方图Fig.10 Histogram of sulfur isotope composition of sulfides from the Abagong apatite-rich iron deposit

6.3 成矿物质来源

阿巴宫富磷灰石铁矿床中仅发育少量黄铁矿和磁黄铁矿，是成矿流体演化到最晚阶段(硫化物阶段)的产物。获得的14件黄铁矿和1件磁黄铁矿的δ34S值均为正值(0.4‰～5.2‰，平均值为2.76‰)，与岩浆硫接近，且变化范围较小。在硫同位素直方图(图10)中，绝大多数样品的δ34S值集中于0‰～4.0‰，峰值为3.5‰，表明硫分馏程度比较低，来自同一硫的储库。Ohmoto and Rye(1979)认为简单的硫化物矿物组合中，矿物的δ34S平均值可以代表成矿流体的总硫值。因此，阿巴宫铁矿床中硫化物阶段成矿流体的总硫值为2.8‰，落在幔源硫的变化范围内(0±3‰，Hoefs，1997)，表明成矿流体中的硫来自地幔。

6.4 成矿作用

阿巴宫铁矿床的包裹体特征表明了成矿与岩浆作用有直接的成因联系，在成矿过程中发生了两次不混溶，早阶段成矿与岩浆演化过程的不混溶有关，晚阶段成矿与岩浆-热液过渡阶段出溶流体及其不混溶作用(即沸腾作用)有关。与磷灰石和磁铁矿的地球化学特征研究成果一致(Chai et al.，2014)，同时也体现了成矿过程的复杂性。

前述研究表明，阿巴宫铁矿床早阶段细粒磷灰石包裹体是岩浆演化过程中不混溶的结果。岩浆演化过程的不混溶作用可以发生在基性与酸性岩浆之间，硅酸盐熔体与硫化物之间，硅酸盐熔体与含有不同盐度的热液之间，岩浆作用晚期硅酸盐熔体与 H2O、CO2、H2S等挥发分之间(Roedder，1992;张招崇等，2014)，富 Si熔体与富 Fe-P熔体之间(Jakobsen et al.，2005，2011;Vanongeren and Mathez，2012;Wang and Zhou，2013;王坤等，2013;She et al.，2014)，不混溶作用也是导致元素富集成矿的重要机制(Reed and Spycher，1985;Naldrett，1989;朱永峰，1999;金明霞，1999;Campos et al.，2002;Reyf，2004;Calagari，2004;张招崇等，2014;Zhang et al.，2014)。对于岩浆不混溶作用的发生可以通过加入富 P成分地层 (Visser and Koster，1979;Suk，1998;Thompson et al.，2007;Sillitoe and Burrows，2002;Hou et al.，2011)、碳酸盐岩围岩(Holloway，1976;Zhou et al.，2005)和岩浆混合(Matthews et al.，1995;Lledó，2005;Clark and Kontak，2004;Chen et al.，2010)实现。阿巴宫铁矿床中磷灰石的成分(Chai et al.，2014)和黄铁矿的S同位素组成表明有幔源物质参与，矿区出露的流纹岩地球化学特征表明，其母岩浆为来源于受底侵作用影响的下地壳熔融形成的富挥发分岩浆，并且在上升过程中有围岩的混染(柴凤梅等，2009)。阿尔泰地区从未有富P地层的报道，高P成份加入应该不是导致岩浆不混溶的主控因素，石英和伟晶状磷灰石中发育大量富CO2包裹体和含碳酸盐子矿物包裹体，碳酸盐岩的加入更可能是岩浆不混溶的直接控制因素，幔源岩浆混合也可能对岩浆不混溶有一定的贡献。晚阶段成矿流体的不混溶，可能是由于压力的突然降低所致，因为角砾状矿石的存在说明在矿化过程中曾发生破裂变形。

综上所述，根据包裹体和同位素特征研究结果，阿巴宫铁矿床的形成机制可概括如下(图11):下地壳受幔源基性岩浆底侵作用发生熔融，并在此与幔源岩浆混合，该混合岩浆上升过程中混入了碳酸盐围岩，形成不混溶的富挥发分(H2O、F、CO2)的Fe-P 熔体和富Si熔体(Zhou et al.，2013)，因为实验研究结果表明，在岩浆发生不混溶过程中，P强烈分配进入富Fe熔体(Jakobsen et al.，2011)。富Fe-P熔体因有较低的粘度和较大的比重向下部沉淀，较轻的富Si熔体则向上运移。前者即为阿巴宫铁矿床的成矿熔体，后者喷出地表形成康布铁堡组酸性火山岩。随着温度降低，磁铁矿自富Fe-P熔体中结晶形成块状矿石，由于磷灰石的液相线温度较低，仅结晶出少量的磷灰石散布于细粒磁铁矿中(She et al.，2014;Wang and Zhou，2013)，此时磷灰石中仅发育少量高温液相包裹体、含子矿物流体包裹体、单矿物包裹体和熔融包裹体;随着磁铁矿等的结晶和温度的持续降低，熔体中的CaO和P2O5达到饱和，磷灰石开始大量结晶进而形成堆晶，并呈脉状分布于早期细粒磁铁矿中，此时磷灰石中主要发育中温中盐度液相包裹体、单矿物包裹体和熔融包裹体。在富Fe-P熔体演化晚期，挥发分大量聚集，并伴有pH值升高，形成石英、伟晶状磷灰石和粗粒磁铁矿。同时，由于磁铁矿和磷灰石的大量晶出使得挥发分达到过饱和而出溶形成独立流体相，伴随构造应力作用造成的突然减压发生沸腾，此时石英和磷灰石中主要发育各种类型包裹体。同时由于挥发分的大量聚集而产生隐爆，形成富含火山岩角砾的伟晶磷灰石-磁铁矿矿石、石英-磁铁矿矿石和石英-磷灰石-磁铁矿矿石。

图11 阿巴宫富磷灰石铁矿床成矿模式图Fig.11 The mineralization model of the Abagong apatite-rich iron deposit

7 结论

(1)阿巴宫富磷灰石磁铁矿床发育块状矿石、角砾状矿石和浸染状矿石，磷灰石为其特征矿物。矿床形成经历了细粒磷灰石-磁铁矿阶段(I阶段)、脉状磷灰石阶段(II阶段)、石英-伟晶状磷灰石-磁铁矿阶段(III阶段)和硫化物阶段(IV阶段)，其中细粒磷灰石-磁铁矿阶段为主要成矿阶段。

(2)不同成矿阶段的磷灰石具有不同的包裹体特征。第一成矿阶段和第二成矿阶段磷灰石中发育共存的熔融包裹体、流体包裹体和单矿物包裹体。第三成矿阶段的磷灰石和石英中发育有熔体-流体包裹体和流体包裹体，其中流体包裹体主要有液相包裹体、含液体CO2三相包裹体、含子矿物H2O-NaCl型多相包裹体和含子矿物H2O-CO2-NaCl型多相包裹体。

(3)第一成矿阶段和第二成矿阶段流体分别是高温(主要为290～460℃)中盐度(10.36% ～17.79%NaCleqv)和中温(主要为230～290℃)中盐度(16.99% ～22.4%NaCleqv)的富Ca2+的H2O-NaCl体系，是富挥发分的Fe-P熔体在结晶过程中捕获的熔体和流体的结果。第三成矿阶段的伟晶状磷灰石和石英的成矿流体温度变化于160～320℃，中低盐度(1.06%～23.1%NaCleqv)，少量高盐度变化于33.5% ～42%NaCleqv，属H2O-CO2-NaCl体系，是岩浆-热液阶段出溶的流体发生沸腾作用的结果。

(3)磷灰石和石英的δD较为接近，分别为－139‰～－118‰和－145‰～－104‰。成矿流体的δ18OH2O值有从成矿早阶段(4.9‰～9.1‰)向晚阶段(1.5‰～6.0‰)降低的趋势。硫化物的δ34S集中于0.4‰～5.2‰，峰值为3.5%，表明硫来自深部岩浆。

(4)成矿作用与岩浆作用有关，早阶段成矿与碳酸盐围岩混染导致的富Si熔体和富挥发分Fe-P熔体不混溶作用有关，晚阶段成矿与富Fe-P熔体演化后期岩浆-热液阶段流体出溶并发生大规模的不混溶(沸腾)作用有关。

致谢 野外期间得到新疆维吾尔自治区有色地质勘查局706队、新疆地质矿产勘探开发局第四地质大队的支持;样品的激光拉曼光谱测定得到了中国地质科学院矿产资源研究所徐文艺老师的帮助;在此一并表示感谢。

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