萤石粉主要产地

湖南柿竹园，浙江武义。

1、湖南柿竹园：湖南柿竹园有色金属有限责任公司是是一家集采矿、选矿、冶炼、贸易为一体的国有大型矿山企业，是萤石粉的主要产地。

2、浙江武义：隶属浙江省金华市，位于浙江省中部，是萤石粉的主要产地。

缅甸中部。根据查询相关公开信息显示，缅甸萤石矿在缅甸中部的抹谷地区和东部的勐秀地区，主要产于热液矿脉中，无色透明的萤石晶体产于花岗伟晶岩或萤石脉的晶洞中。萤石（Fluorite）又称氟石，自然界中较常见的一种矿物，可以与其他多种矿物共生，世界多地均产，有5个有效变种，等轴晶系，主要成分是氟化钙，结晶为八面体和立方体，晶体呈玻璃光泽，颜色鲜艳多变，质脆，莫氏硬度为4，具有完全解理的性质。

一、矿床概况

1矿床名称

浙江省武义县杨家萤石矿床。

2地理位置

位于浙江省武义县上菱道乡，地理坐标：东经119°55′00″，北纬28°57′57″。

3矿床类型、资源储量、规模、品位、勘查程度和开发情况

武义县杨家萤石矿床属低温热液充填型萤石矿床。

该萤石矿区1942年曾进行开采，1962～1964年，浙江省重工业厅冶金地质勘探大队对该矿床进行了勘探，提交了一个大型萤石矿床，CaF2含量52%。

目前，该矿床萤石已采尽，已停采。

4所属Ⅲ，Ⅳ级成矿区带

武义县杨家萤石矿床位于Ⅲ级成矿区带Ⅲ-81 浙中-武夷山（隆起）W-Sn-Mo-Au-Ag Pb-Zn-Nb-Ta-U-叶蜡石-萤石成矿带。

5区域成矿地质条件

（1）大地构造位置

该矿床所处大地构造位置属武夷-云开-台湾造山系-浙闽粤沿海中生代构造火山带的北段。

图6-1 浙中地区区域构造图

（据王吉平，2010，有修改）

1—Ⅰ级构造单元界线；2—Ⅱ级构造单元界线；3—深大断裂；4—萤石矿床（1：武义县杨家萤石矿床；2：遂昌县湖山萤石矿床）；5—大断裂（①绍兴-江山基底断裂；②宁波-丽水大断裂；③邵武-河源大断裂；④苏州-景德镇大断裂）

杨家萤石矿床所在武义萤石矿田位于陈蔡-遂昌隆起带中段上叠式的武义断陷盆地，两侧江山-绍兴深大断裂和宁波-丽水大断裂的活动，控制了该盆地的形成、发展及演化（韩文彬等，1992）（图6-1）。

（2）区域地层

武义盆地的基底为前寒武系陈蔡群（龙泉地区为八都群），是一套泥岩、硬砂岩夹中-酸性火山岩组成的地槽型建造。经晋宁运动褶皱隆起，并受区域变质或混合岩化形成片麻岩类、片岩类、变粒岩类等岩石；下古生界龙泉群，为泥砂岩夹火山沉积岩的地槽型沉积建造，经加里东运动褶皱隆起，并经区域热动力变质形成片岩类、变粒岩类等岩石，呈断块状零星分布。

盆地的盖层为晚侏罗世—早白垩世的一套陆相火山岩地层，为中酸性-酸性火山碎屑岩和熔岩夹少量沉积岩。上部为紫红色沉积岩夹少量玄武岩，可划分为3个旋回，岩石的化学成分具有高硅、高钾、贫钠的特点，属于钙碱性火山岩岩石系列（韩文彬等，1992）。

图6-2 武义-永康地区萤石矿田控矿构造略图

（据徐旃章，1986，有修改）

1—第四系；2—下白垩统馆头组；3—下白垩统朝川组；4—下白垩统方岩组；5—上侏罗统至下白垩统磨石山群；6—流纹斑岩；7—花岗斑岩；8—安山玢岩；9—向斜；10—压性断裂；11—压扭性断裂；12—扭性断裂；13—推测断裂；14—特大型萤石矿床；15—大型萤石矿床；16—中型萤石矿床；17—小型萤石矿床

（3）区域构造

区域上（武义-永康地区）构造发育，分为东西向构造带、北东向构造带和北西向构造带（徐旃章等，1986）（图6-2）。

东西向构造带：该带主要由走向东西或近东西向的隆起、拗陷、压性断裂、挤压带、背斜、向斜、岩浆岩带和相伴生的北东、北西向共轭扭性断裂所组成，可划分为6个次级构造带。据所卷入的地层、构造层特征的不同，对萤石矿控制意义的差异和构造体系同时、同源等基本特点，又有基底构造带和盖层构造带之分。

北东向构造带：该带是在基底东西向构造带伴生的北东向扭性断裂带的基础上，继承发展起来的一个历经印支运动和燕山运动强烈影响的压性-压扭性构造带。时间上，北东向构造带以反接复合关系叠加于东西向构造带之上，卷入地层为侏罗系—白垩系，形成时间为燕山期。

北西向构造带：该带是在基底东西向构造带伴生的北西向扭性断裂带压-压扭性构造带，与北北东向构造带具明显的共轭对应关系，分为5个次级构造带。

（4）区域岩浆活动

本区岩浆活动主要发生在燕山期。侏罗纪晚期本区发生了频繁而剧烈的火山活动，范围广泛，形成磨石山组巨厚的火山岩系，以酸性熔岩凝灰岩、凝灰岩、角砾凝灰岩为主，有少量流纹岩。白垩纪早期火山活动范围较小，强度也较轻微。本区侵入岩出露较少，只有小型脉状岩体。

二、矿床地质特征

（一）矿区成矿及控矿地质条件

1矿区地层

矿区出露的岩层几乎全为火山岩系，即上侏罗统至下白垩统磨石山群和下白垩统朝川组底部（浙江省地质矿产局，1996）（图6-3）。

图6-3 杨家萤石矿地质示意图

（据吴自强等，1989）

1—第四系；2—下白垩统朝川组；3—上侏罗统至下白垩统磨石山群；4—霏细岩；5—硅质岩（或硅化带）；6—萤石矿体；7—正断层；8—采坑

（1）上侏罗统至下白垩统磨石山群（JKM）

该群岩性自下而上为熔岩凝灰岩、粗凝灰岩、流纹岩和细凝灰岩。熔岩凝灰岩，出露面积大，以火山碎屑物、火山灰为主，熔岩物质次之；粗凝灰岩：分布在含矿带的下盘，成分有岩屑和晶屑；流纹岩：出露范围较小，具霏细或玻状基质的斑状结构，流纹构造。流纹岩与熔岩凝灰岩在岩性上是渐变的，没有明显界线。

（2）下白垩统朝川组（K1c）

岩性为凝灰质砾岩，分布在含矿构造带的上盘，为紫红色或紫灰色，砾石成分有流纹岩、熔岩凝灰岩、凝灰岩、霏细岩等。

2矿区构造

1）褶皱：矿区岩层呈一不明显的背斜构造，背斜轴方位为北东-南西向，与区域构造线方向一致。

2）断层：矿区内断裂构造较发育，而且大都是成矿前或成矿期间形成的，成矿后对矿体的空间形态具有破坏性影响的断裂基本没有。矿区内的断层往往被石英、萤石或方解石所充填。矿区内主要断层有8条。

F1断层是矿区最主要的断层。自北东端的朝山、火石岗、牛头山、马驰寨至南西端的文静山，贯穿整个矿区。该断层为正断层，伴有水平位移，走向北东，倾向南东，倾角60°～70°。该断层为一条强烈的构造破碎带，宽5～15m，其中充填了萤石、石英、玉髓及少量方解石等，形成了矿区的主矿脉。矿体两侧围岩经破碎后，又经硅质与萤石胶结，形成角砾状硅质带。在沿脉坑道中见有断层泥。矿体上下盘往往见有水平擦痕。该断层对强破碎带两侧的岩层亦发生影响，主要是萤石遭受破坏，裂隙发育，对断裂带下盘的沉积岩则硅化成硅质页岩、角页岩或碧玉岩，而且常使沉积岩较平缓的产状扭曲为陡倾斜或折断为直立的岩层。

总的来看，矿区内断裂构造以成矿前为主，而且往往有萤石-石英脉充填及破碎硅化现象，以张力作用成因为主，但在断层面上常见有水平擦痕，这又说明也具有剪力因素的张力与剪力复合断裂裂隙。本区断层按走向可分为北东、近东西向两组，北东向断层有5条，除1条为逆断层外，都为正断层，并且后4个断层是受F1主断层影响而形成的，矿区的主矿脉赋存于这组断裂裂隙中。

3）节理：矿区节理比较发育。节理中多有宽数厘米至数十厘米的石英脉、石英萤石脉充填。同时，也见两侧围岩有褪色、硅化等蚀变现象。

（二）矿床特征

1矿体特征

本区萤石矿脉赋存于北东方向的主断裂带（即F1）中，自南西而北东共划分出5个萤石矿体（图6-3）。

（1）矿体产状

矿体受主断裂带控制，矿体的产状与该断裂带一致，走向为北东40°～50°，一般倾向南东，倾角多在70°以上。矿体沿走向比较平直，而沿倾向则变化略大。矿体的倾斜往深部有变陡趋势，此外，矿体在深部局部有扭曲和反倾现象（图6-4）。

（2）矿体形状

矿体为比较规则的脉状，矿体与围岩的接触面一般都有明显的界线。矿体沿走向常不连续，往往由围岩或强蚀变带所间隔，间隔部分即所谓“狭缩段”。本区5个萤石矿体就是根据含矿带的狭缩情况而划分的。

由于矿体受断裂控制并充填在破碎带中，故在主矿脉两侧常伴生有细小的支脉，主脉与支脉的关系有两种情况。其一是支脉与主脉呈平行关系，支脉可以有1条，也可以有2，3条或更多。支脉与主脉大都不接触，但个别也有局部连通者。其二是在主脉的一侧呈枝叉状分出1条或2，3条的支脉，分出后的支脉一般不再与主脉合并，但个别也有见到支脉端点向主脉靠拢，主脉与支脉的夹角一般为20°～30°。

图6-4 杨家萤石矿勘探线剖面图

（据吴自强等，1989）

1—下白垩统朝川组；2—上侏罗统至下白垩统磨石山群；3—凝灰质砾岩；4—页岩；5—熔结凝灰岩；6—凝灰岩；7—霏细岩；8—萤石矿体；9—生产坑道；10—钻孔

矿体的尖灭形态主要有3种，第一种是矿体沿走向或倾向由宽变窄，逐渐趋于尖灭，而围岩则常遭受硅化。第二种是由整条矿脉分成数叉而趋于尖灭，在分叉间的围岩亦受强烈的硅化并含少量的细粒萤石。第三种是矿体的萤石含量逐渐减少，硅质成分逐渐增多，矿体终于逐渐被硅质岩或石英脉所代替，矿体与硅质岩之间无明显界线。

（3）矿体规模

本矿区含矿带（包括硅质岩在内）总长约2400m，其中具工业价值萤石矿脉总长1510m，矿体出露高度（标高）最高225m，最低120m。矿体垂直深度为200～420m。矿体主脉宽度大多在2～4m之间，局部膨凸处可达7～8m。

2矿石特征

（1）矿石类型

有萤石型和石英-萤石型两种。

（2）矿石自然类型

本矿区萤石矿石分为块状、条带状、角砾状萤石矿石。

块状矿石 主要是绿色或浅绿色，有时也有乳白色的萤石集合体。在萤石集合体的空隙中有形成时间稍晚的团块状和细脉状的石英或隐晶硅质物，此类矿石属品位较高的富矿石。

条带状矿石 是以各种颜色的萤石（以绿色为主）与硅质相间组成条带，条带宽一般不超过10cm。条带状矿石是含矿溶液冷却时，萤石先行晶出，然后在溶液中硅质饱和的情况下，相继凝结成石英、玉髓及蛋白石。这种矿石品位变化较大。

角砾状矿石 是早期形成的萤石或围岩受构造破碎，被后期的含矿溶液所胶结形成的矿石。角砾成分有不同程度硅化的火山岩及紫色萤石等。此类矿石均属贫矿。

（3）矿石的结构构造

矿石结构 分为自形至半自形粒状结构、他形粒状结构、隐晶结构、胶体结晶结构和胶体结构（溶蚀结构）。自形至半自形粒状结构是萤石普遍的存在状态，他形粒状结构的萤石数量较少。

矿石构造 区内萤石矿石分为致密块状构造、条带状构造、环状构造、角砾状构造及网格状构造。以致密块状构造为主，条带状构造、角砾状构造次之，环状构造和网格状构造较少。

（4）矿石矿物组成

本矿区萤石矿石主要由萤石、石英及玉髓、蛋白石组成，方解石（夹杂少量重晶石）则在局部以次要组分出现。矿石中尚含有极少量的黄铁矿、磷灰石及次生的高岭土、锰铁质氧化物。

（5）矿石化学组成

矿石化学组分主要为CaF2，其次为CaCO3，SiO2，S，P等。

3围岩蚀变

本区萤石矿围岩为上侏罗统磨石山组。围岩蚀变有硅化、高岭土化、碳酸盐化、叶蜡石化、绿泥石化和黄铁矿化。硅化是最为常见的一种围岩蚀变，除矿体两侧外，在矿体的狭缩段及沿走向或倾向都有强烈的硅化现象。高岭土化与萤石富集的关系较密切，在坑道中所见的富矿体两侧常伴有强烈的高岭土化，而深部所见贫矿则不明显。

上述各种围岩蚀变，以热液硅化为最主要，凡有萤石矿脉存在的部位，围岩都有强烈破碎硅化现象，岩石经硅化后，则变得致密坚硬，常凸起成正地形，可作为区域萤石矿的找矿标志。强烈的高岭土化和绿泥石化与萤石富集有关，能指示有较富的萤石脉存在。

三、矿床成因与成矿模式

（一）矿床成矿及控矿因素

1地层与萤石矿成矿关系不大

萤石矿床围岩为上侏罗统至下白垩统磨石山群，矿体与围岩界线清楚，地层与萤石矿成矿关系不大。

2断裂构造对萤石矿床的控制作用

该矿床萤石矿体分布均无例外的受北东、北西、东西和南北4个方向的断裂构造所控制。

东西向控矿断裂：属盖层东西向构造带的压性组成部分，通常断层面沿走向、倾向多呈舒缓波状，透镜状挤压构造破碎带现象普遍发育，该期构造提供了成矿有利的破碎空间，一定程度上影响着矿体的形态、产状和分布，属成矿前构造。

北东向控矿断裂：断层面沿走向、倾向均呈舒缓波状，挤压破坏现象和围岩挤压构造透镜体普遍发育，属成矿前构造。当该期构造充填有萤石矿体时，矿体间多为硅化带、细脉带或网脉带相接，属成矿期构造。力学性质为压扭性。

北西向控矿断裂：断层面沿走向、倾向均呈舒缓波状，矿体顶底板围岩挤压破碎现象明显，上冲擦痕印模发育，属成矿前构造，力学性质为压性。该期构造为萤石矿体充填后，矿体间多为硅化带、细脉带或构造破碎带呈斜鞍相接，属成矿期构造，力学性质为压扭。

南北向控矿断裂：多以规则的节理形式平行呈带出现，断面闭合平整，常与东西向扭性节理共轭出现，示扭性特征，有萤石细脉充填，属成矿期构造，成矿后活动不明显。

本区主要控矿断裂为北东、北西和东西向的复合叠加型控矿断裂，成矿前均属压性，破碎空间形态特征相似，先成控矿构造的几何边界，一定程度上影响并控制了矿体赋存空间的形式、产状和空间展布。在成矿期，由于力学性质、运动方式和位错距离的差异，不但促使先成构造破碎空间进一步扩大、迁移和新的破碎空间的出现，而且由于成矿期构造力学性质和位错距离的差异，常导致赋矿空间形态特征和空间展布规律的变化。

（二）矿床地球化学特征

1硫、碳同位素

韩文彬等（1992）分析了杨家萤石矿的S，C同位素，黄铁矿的δ34S值稳定在-5‰左右，δ13C值为-4‰，反映了源岩可能是火山岩本身。

2锶同位素

韩文彬等（1992）做了杨家萤石矿锶同位素分析，10个萤石样品的87Sr/86Sr变化范围在070931～071654之间。陈蔡群变质岩87Sr/86Sr实测值变化较大（070759～092241），但初始值为070460～070742之间。磨石山群87Sr/86Sr经重新计算，其初始值为070750～071047。从陈蔡群变质岩、中生代火山岩与萤石矿的87Sr/86Sr初始值对比可见，火山岩与陈蔡群变质岩十分相近，表明它们之间的亲缘关系。而萤石矿初始值与前两者也十分相近，表明萤石矿中Sr的来源与陈蔡群变质岩和磨石山群火山岩也有亲密关系。萤石的87Sr/86Sr初始值稍高，反映出在成矿流体较长距离的迁移和反复成矿过程中也受到了围岩的影响。

3铷同位素

韩文彬等（1992）对武义萤石矿田中的萤石（杨家萤石矿床样品5件）做了Sm，Nd同位素地球化学研究，把陈蔡群及临区前震旦纪变质岩中的云母片岩作为混合曲线上的地壳端员组成，取Sr，Nd浓度分别为264ppm，87Sr/86Sr和143Nd/144Nd分别为071070和0512018，而亏损地幔端员的Sr，Nd浓度和Sr，Nd同位素比值，引用Faure（1986）的资料，在εNd-εSr坐标图上，绘出曲线等于3的壳幔混合曲线，把萤石的143Nd/144Nd及87Sr/86Sr换的初始值，按公式转成参数εNd和εSr并将点投在εNd-εSr图上。从图中可以看出，所有萤石点几乎都落在地壳端员点附近，表明萤石中的Nd全部为壳源。从萤石分布区有平行于εSr轴向地壳端员右方延伸的趋势，说明萤石的成矿流体在演化过程中，还与陈蔡群上部的其他地层发生过相互作用。

4氢氧同位素

韩文彬等（1992）对武义萤石矿田中的杨家、蒋马洞、余山头、后树萤石矿床萤石、石英包裹体做了成矿流体氢氧同位素组成分析，几个矿区的石英δ18OH2O值从-31‰～-036‰，萤石包裹体水的δ18O值也在-459‰～+13‰之间，但石英、萤石包裹体水的δD值稳定在-42‰～-68‰之间。上述资料反映出成矿流体δ18O值明显低于岩浆水和变质水，结合萤石成矿年龄普遍比火山岩年龄低25Ma以上，因而可以肯定成矿流体是与岩浆水没有关系的大气降水成因。

李长江、蒋叙良（1989）对武义-东阳地区萤石矿床进行了氢氧同位素地球化学研究。在杨家萤石矿床采样6件，测定矿物为萤石和方解石。其包裹体氢氧同位素分析结果表明，成矿流体中大气降水的成分也是随着热液活动的进程而增加，例如，萤石包裹体水的δ18O值和δD值具有中生代地热水的氢氧同位素组成特征（图6-5），这是大气水与岩石进行同位素交换而提高了δ18O值的结果，方解石的δ18OH2O值均为较低的负值，说明在成矿晚期有大量雨水进入了热液系统。

5稀土元素

蒋叙良、李长江（1993）对包括杨家萤石矿床在内的浙江萤石矿床的稀土元素地球化学特征进行了研究。研究认为，①浙中隆起（江山-绍兴断裂带和宁波-丽水断裂带夹持的前寒武纪基底隆起区）火山岩和变质岩的稀土元素丰度和组成特征及分布模式曲线具有明显的相似性，指示该区中生代火山岩浆来源可能与基底岩石的重熔作用有关。②杨家、湖山、南山坑、余山头等萤石矿床属轻稀土富集型。该类型萤石的形成主要与晚白垩世地热水深循环淋滤汲取作用有关，氟主要来自赋矿岩石下伏的基底变质岩。③浙中隆起与深循环淋滤汲取作用有关的萤石，其REE含量随矿化由早阶段向晚阶段发展趋于减小。

（三）成矿期次和成矿时代

本区萤石矿床均赋存于断裂带中，主要控矿断裂为北东、北西和东西向的复合叠加型控矿断裂，卷入地层为侏罗系—白垩系，形成时间为燕山期。据此推断，萤石矿床形成于燕山期，成矿期次为一期成矿。

图6-5 杨家萤石矿床萤石包裹体的δ18O-δD相关图

（据李长江等，1989）

李长江、蒋叙良（1989），韩文彬、张文育等（1992）对武义地区的萤石矿床及赋矿围岩进行了同位素年龄测定，韩文彬等测定结果如表6-1所示。测定结果显示，杨家及其附近的萤石矿床形成时间为79～90Ma，与李长江等（1989）测定的庚村、杨家、南山坑萤石矿床的年龄72～83Ma很接近，据此，可以确定杨家及其武义盆地的萤石矿床形成时代为晚白垩世。

表6-1 武义地区萤石矿床和围岩的同位素年龄

（据韩文彬等，1992）

从表6-1可以看出，该区萤石矿床赋矿围岩-火山岩年龄在99～160Ma之间，与萤石矿形成年龄有明显时差，即萤石矿形成年龄比围岩的成岩年龄滞后20～75Ma，表明与火山岩浆无直接关系，为火山期后地热体系成矿（韩文彬等，1992）。

（四）成矿物质来源

1武义盆地不同类型地层F，Ca含量

武义盆地不同类型地层岩石建造F，Ca含量分析表明，基底元古宇陈蔡群变质岩系含F0094%，上侏罗统、下白垩统火山-沉积岩含 F 00702%～00866%，明显高于地壳克拉克值（00625%）。由此可见，基底陈蔡群变质岩系和中生界火山碎屑沉积岩盖层的高氟背景对萤石矿的成矿极为有利（章永加，1996）。

钙在武义盆地不同地层、岩石中的含量很不均匀，其中白垩系馆头组、方岩组的碎屑沉积岩中含钙较高（CaO平均值156%），并常夹有泥灰岩和钙质结核（CaO高达30%），朝川组火山碎屑砂砾岩、钙质粉砂岩含钙6%～7%。

2Sr，F，Ca来源

（1）Sr的来源

李长江、蒋叙良（1989）研究了武义-东阳地区锶同位素地球化学特征，认为该区萤石中的氟来源于基底陈蔡群，引用如下：

根据本区火山岩和变质岩Rb-Sr同位素测定值计算的磨石山群火山岩87Sr/86Sr为07085～07289，平均07151；陈蔡群变质岩为07456～09103，平均07940。

不同类型围岩中萤石的87Sr/86Sr值相当接近，为07306～07710，平均07513，高于火山岩和沉积岩的87Sr/86Sr平均值。大多数萤石的87Sr/86Sr值都落在变质岩的锶同位素比值变化范围内，但低于其87Sr/86Sr平均比值。

成矿流体中放射性成因锶的来源：萤石晶格中钙的位置可以有限的接收锶而不接收铷。所测定的两个萤石的Rb/Sr值小于00056，因此，在萤石晶出时圈闭在萤石中的锶同位素组成不会因添加放射成因的87Sr而明显改变，而且87Sr和86Sr在质量上的微小差异表明，在一种矿物从热液中沉淀期间，87Sr和86Sr不会发生明显的分离（Faure，1977）。这样，就可以把萤石的锶同位素组成看作是它们晶出时的成矿流体的锶同位素组成。晚侏罗世火山岩和早白垩世沉积岩的87Sr和86Sr比值近似，取其平均值07213作为区内盖层萤石的87Sr和86Sr比值，取上地幔87Sr和86Sr比值为07050，引用Faure（1977）研究大洋水87Sr和86Sr比值的方法，计算得出，区内大多数萤石样品中锶的40%～50%是由基底陈蔡群变质岩提供的，来自盖层岩石和上地幔锶不超过60%。

（2）Ca的来源

本区萤石成矿和晚侏罗世火山喷发碎屑物成岩作用之间巨大时间差（＞70Ma）似乎表明，成矿溶液中的溶质（F-，Ca2+，Sr2+）可能主要是通过溶滤汲取作用从岩石中获得的。

锶同位素比值可以较好地反映热液中溶质的来源，尤其是锶和钙在地球化学上的相似性，使得锶可以作为萤石中钙来源的示踪物，这样，上述计算得出的锶同位素组成混合比例也间接反映了萤石中钙不同来源的比例，即其中钙的40%～50%是由基底陈蔡群变质岩提供的，来自盖层岩石和上地幔的钙不超过60%

（3）F的来源

本区岩石中，锶的主要载体是一些含钙或钾的矿物（如斜长石、钾长石等），氟的携带矿物主要是一些含OH-较高的层状硅酸盐矿物（如变质岩中的黑云母等）。在有些矿物中，锶和氟的含量都较高，如角闪石、磷灰石等，研究表明，这些含锶、氟矿物的溶滤稳定性依次为角闪石＜黑云母＜斜长石＜磷灰石＜钾长石，因此，如果成矿溶液中的锶主要是通过溶滤汲取作用从岩石中获得的，那么在这个过程中，岩石中的氟也必然会被带入溶液中。因此，根据盖层、基底、上地幔的F/Sr值和锶同位素组成的混合百分比，仍然可以估算萤石成矿过程中各种F来源的相对比例，估算结果为，0～43%来源于盖层，0～24%来源于基底，57%～76%来源于上地幔，这个结果表明，本区萤石中氟主要来源于基底的陈蔡群变质岩。

3地热水来源

根据前述，武义萤石矿田中氢氧同位素组成分析结果说明，其成矿流体主要为大气降水。

（五）成矿温度

张惠堂等（1984）测定了武义地区萤石包裹体均一温度，4个样品成矿温度为139～170℃。

（六）成矿作用及成矿模式

1对该矿床成因的两种观点

武义县杨家萤石矿没有单独进行过矿床成因方面的研究，但对于包括杨家萤石矿在内的武义地区萤石矿区已有不少研究成果。对该区萤石矿床的成因有两种认识，一种认为，这些萤石矿床在成因上与火山热液有关，属火山或次火山热液矿床；另一种观点认为，这些萤石矿床的形成主要与古地热水环流汲取作用有关。

火山或次火山热液矿床成因论者认为：武义地区从侏罗纪后期火山猛烈爆发喷溢，形成以酸性成分为主体的巨厚火山碎屑岩堆积和少量熔岩，到白垩世逐渐转化为以喷溢中基性岩流及大量次火山岩体侵入和强烈的火山期后汽液活动为特征。地壳深部的氟，以各种状态，通过不断拉张下切的断裂向地壳上部运移，在前部有利部位积聚成矿。主要依据是：矿体呈脉状充填于火山-构造盆地、火山穹窿的构造裂隙中，矿体走向与白垩系火山-构造盆地走向一致，磨石山群火山碎屑岩是主要赋矿围岩；萤石包裹体中氢同位素、石英中氧同位素、黄铁矿中硫同位素及方解石中碳、氧同位素分析结果表明，氢、氧来源与酸性火山岩、沉积岩和雨水有关，碳来源与淡水碳酸盐有关，而硫来源于沉积岩。综上所述，成矿物质来源于酸性火山岩、沉积岩及雨水。萤石矿床的形成主要与火山或次火山热液有关（张惠堂等，1984）。

古地热水环流汲取作用成因论者认为，杨家及其武义盆地的萤石矿床形成时代为晚白垩世，赋矿围岩成岩时代为晚侏罗世至早白垩世，萤石比赋矿围岩成岩年龄滞后20～75Ma，表明与火山岩浆无直接关系，萤石成矿物质主要来源于基底的陈蔡群变质岩，萤石矿床的形成主要与古地热水环流汲取作用有关。

笔者认为，本区萤石矿床均充填于断裂破碎带中，赋矿围岩是上侏罗统和下白垩统火山碎屑岩，萤石矿成矿年龄比赋矿围岩成岩年龄滞后20～75Ma，其形成与次火山热液无直接关系。成矿物质主要来源于基底变质岩系，次为盖层火山碎屑岩，矿体受断裂破碎带控制，成矿流体是大气降水。本区萤石矿床为燕山期低温热液矿床，其成矿作用与地热水环流汲取作用有关。

2萤石成矿作用

本区萤石矿床的形成可以认为主要是一种古地热水环流汲取成矿作用的结果。当大气降水沿断裂构造渗流到深部（变质岩基底），随着地热增温和区域构造活动的热效应而被加热，同时，在渗流途中不断溶滤汲取出岩石中的F-，Ca2+等成矿组分并与岩石进行同位素交换，还可能与来自深部的岩浆气液混合，成为富氟热水热液向上运移。而浅部岩石中的大气补给水因温度低而不断向下流动，从而形成一个对流体系。经过深部循环加热上升的富氟（和钙）热水与在浅部富钙红层和火山岩中渗流形成的相对富钙等“冷水”不断混合，使溶液中F-，Ca2+浓度积增大，当温度、压力降低，pH值升高时，在这种环流活动的混合区内有利空间导致了萤石沉淀（蒋叙良等，1993）。