成矿流体的来源、演化与萤石成矿机制
如上所述，苏茶矿床是苏茶地区萤石矿床的典型代表。本部分主要以苏茶矿床为代表，结合敖包图矿床和贵勒台矿化点，分析了其成矿流体的来源和演化，探讨了萤石矿化的机制和过程。
苏茶矿床萤石流体包裹体中富液ⅰ类包裹体的均一温度为120 ~ 380℃，分布在120 ~ 260℃和340 ~ 380℃两个温度带之间，且前者占优势。其盐度范围为0.18%至10.98% NaCl当量，主要在2% NaCl当量左右。因此，富液的ⅰ类包裹体可能代表低温低盐度的流体端元。包裹体的均一温度小于400℃，表明该温度条件下处于脆性状态的岩石的压力系统应为静水压力系统，对应的包裹体最小捕获压力为160×105 Pa，其形成深度为1600 m..含石盐晶体的ⅲ类多相包裹体在苏茶矿床中，子晶体的熔化温度低于均匀温度，气泡消失至完全均匀。包裹体的均一温度为396～436℃，盐度为29.47%～47.95% NaCl当量，主要为36%～40% Na-Cleq。因此含有石盐。包裹体压力估算表明该压力属于岩石静压系统，最小捕获压力为270× 105Pa，对应深度为1100 m，可见苏茶矿床成矿流体具有两个端元:高温高盐度的岩浆源流体和低温低盐度的大气降水源流体。
一般认为岩浆溶解流体的体积盐度一般在2%-10% NaCl eq之间(Hedequist等，1997)，岩浆流体成分的变化与流体从熔体中溶解和流体的不混溶有关。因此，高盐度流体的形成可能是由带有完整岩浆水的岩浆流体上升引起的。高盐度高温流体的发现表明苏茶萤石矿床是与岩浆活动有关的岩浆热液矿床，而不是热液矿床。
苏茶萤石矿床中各种包裹体的压力分析结果表明，流体在演化过程中经历了岩石静压力和流体静压力的转换。因此可以推断，以ⅰ类富液包裹体为代表的低温低盐度成矿流体可能是高盐度高温流体经压力系统改造后进入苏茶层间破碎系统，在静水压力系统下与大气降水混合并冷却形成的。
苏茶矿床中存在富CO2的ⅱ型包裹体，气相分数变化较大，具有不同的部分均一化方法，表明原始流体是不混溶分离的(陆等，2004)。流体相分离的机理可能是流体压力突然降低，或高温高压流体与大气降水(或其他低温流体)混合，或流体成分变化引起流体中某些组分的增加或减少，造成流体不混溶分离，大量气体逸出。矿物俘获了这种沸腾的流体(液相+气相)，形成了一系列充填程度变化很大的包裹体群。对于苏茶萤石矿床，CO2包裹体的捕获可能是岩浆流体与大石寨组第三岩性段底部大理岩透镜体反应的结果。流体的不混溶作用表明包裹体的均一温度为形成温度，包裹体中的压力等于该温度下的蒸汽压。由于测试次数少(只有两次)，该类包裹体的均一温度在280 ~ 312℃之间，对应的捕获压力在70×105Pa左右，捕获深度为700 m..
敖包图萤石矿床萤石流体包裹体单一，为富液气液包裹体。包裹体显微测温结果表明，均匀温度分布在148 ~ 355℃之间，主要在148 ~ 260℃之间，其峰值温度在160 ~ 180℃之间。根据冰点温度计算的包裹体盐度基本小于1% NaCl当量，可以认为敖包图矿床的成矿流体为低温低盐度流体。包裹体类型单一，未发现富气包裹体类型，表明成矿流体未发生相分离，所有包裹体测试数据点在T-w-ρ图中均呈温度下降方向排列(见图5-6)，表明温度变化是敖包图成矿流体演化的主要特征。包裹体均一温度小于400℃，表明流体演化过程中围岩处于脆性状态，包裹体的压力系统应为静水压力系统。基于上述认识，可以推测敖包图萤石矿床的成矿流体也可能是由岩石静压系统向静水压力系统转化后，沿大石寨组第二、三岩性段间的层间破碎带运移的高温、高盐度成矿流体与大气降水混合冷却形成的。
对贵斯台萤石中流体包裹体的研究结果表明，萤石中的包裹体均为气液两相包裹体，均一温度为152 ~ 217℃，盐度为0.18% ~ 2.24% NaCl当量，反映成矿流体和敖包图矿床为低温低盐度流体。在这个过程中，流体温度的降低是主要特征(见图5-8)。
二。萤石矿化
苏茶萤石矿床包裹体显微测温结果和气液相色谱群体分析表明，成矿流体属于NaCl-H2O -CO2体系，存在高温、高盐度、低温和低盐度两种端元流体。CO2包裹体的存在表明流体的不混溶作用，流体静压和静水压力的交替表明流体体系的相分离是CaF2 _ 2从流体中沉淀的重要机制。流体相分离的主要原因可能是成矿流体与大石寨组火山岩和大理岩发生水岩反应的结果。
包裹体的液相离子色谱分析结果表明，Na+是主要阳离子，Na+是阴离子。
内蒙古苏莫查干敖包超大型萤石矿集区的形成环境、地质特征及成矿机制
主要是内蒙古苏莫查干敖包大量超大型萤石矿集区的产出环境、地质特征及成矿机制。
萤石的存在表明成矿过程中流体处于高氧化状态(高氧逸度)，这与苏茶矿床萤石稀土元素分形公式中ce的普遍负异常一致(见第四章)。包裹体气相色谱分析结果表明，流体中气体成分主要为H2O (> 96%)，并含有部分CO2(约65438±0%)和少量O2。萤石包裹体的氢氧同位素研究表明(见图5-7)，成矿早期萤石的δ18O呈现水平交换趋势，反映了流体的混合及成矿流体与围岩的水岩反应是主要的成矿机制(Hedenquist等，1994)。相比之下，成矿后期的萤石样品主要分布在沉淀线附近，反映成矿流体主要是以沉淀为主要来源的混合流体。所有包裹体样品在均匀温度和盐度的协变图上均沿冷却方向分布(见图5-4)，表明流体中的温度下降对后期萤石成矿起主导作用。
苏茶矿床萤石矿脉上下壁围岩经历了广泛的围岩蚀变，主要蚀变类型为大石寨组流纹斑岩和碳质板岩的高岭土化和大理岩的氟化(见第3章)。脉状围岩蚀变带的矿物组合和蚀变程度是由围岩的矿物组成和流经围岩的成矿流体的性质、组成和数量决定的，代表了热液流体的活动路径，是不同矿床类型找矿勘探的标志，也是深入研究成矿流体的性质、组成和沿控矿构造运移的标志和载体。 并且是理解成矿物质从成矿流体中沉淀、富集和聚集的机制和过程的有力钥匙(Meyer等，65433。 罗斯等人，1979；里德，1997；罗柏，2005年).高岭土蚀变表明成矿流体是酸性和氧化的。流体与大石寨组中酸性火山岩发生了高度的水岩反应，是流纹斑岩中钾长石水解的结果，这一过程是等化学反应。其机理如下:
(1)岩浆流体的溶解遵循伯纳姆模型(1967，1979)。通常，在岩浆结晶的早期或晚期，在花岗岩侵入岩的穹丘中形成H2O饱和的壳层。被岩浆溶解的流体沿岩浆房上部的角砾岩筒和应时细脉上升到周围地层，然后沿地层中的构造弱面或大断层继续上升。在这个过程中，水被水解，即水分子中的一个或全部O -H键断裂，H2O以H+的形式存在，从而引起对硅酸盐的蚀变；同时，大量Si以可溶性硅酸的形式进入流体，流体呈酸性(Robb，2007)，其化学反应为:
内蒙古苏莫查干敖包超大型萤石矿集区的形成环境、地质特征及成矿机制
(2)酸性流体蚀变大石寨组流纹斑岩和流纹凝灰岩，破坏流纹凝灰岩中的钾长石形成白云母，随着蚀变的继续，白云母变成高岭土；大石寨组的大理岩在酸性流体的作用下也分解沉淀出Ca2+，同时释放出CO2。Ca2+与流体中的F-反应生成CaF2，流体中的CaF2进一步饱和。随着H+的不断消耗，流体逐渐由酸性变为中性，钾长石的破坏性蚀变速率逐渐降低直至停止。它的化学反应如下:
内蒙古苏莫查干敖包超大型萤石矿集区的形成环境、地质特征及成矿机制
Reed(1982，1997)和Robb(2005)指出，热液流体沿构造通道的运移过程伴随着流体化学梯度的演化，因此围岩蚀变在动态意义上可视为改变水/岩比的函数。流纹斑岩中钾长石的水解表明流体的水岩比高，流体的pH值低，呈酸性状态，并且随着水岩反应的进行，流体中的H+不断被消耗，pH值逐渐升高。在这种氧化环境下，硫只能以S6+的价态存在，这与包裹体的液相离子色谱分析结果一致。液体中的主要阴离子是。
Richardson等人(1979a，b)指出，萤石的沉淀可由成矿流体与围岩反应形成，流体pH值的变化会导致萤石的沉淀。氟化钙在酸性溶液中有很高的溶解度。当流体的pH值从酸性变为中性时，萤石的溶解度将下降约100 mg caf _ 2/kg H2O。实验表明(Richardson et al .，1979a)萤石在200℃和pH 5时在离子浓度为2.0M的NaCl-H2O溶液中的溶解度为63mg·caf 2/kg·H2O，而在pH 3时为104mg·caf 2/kg·H2O。很明显，萤石在流体中的溶解度是由于水。
对于成矿晚期流体，氢氧同位素和包裹体测温表明成矿流体是以大气降水为主要来源的低盐度(约2%)流体体系。实验结果表明(Richardson et al .，1979a)对于2M CaF2饱和NaCl-H2O溶液，在从266℃冷却到100℃的过程中，CaF2在溶液中的溶解度将下降近20 mg/kg H2O。在这种饱和流体中溶解度的降低随着盐度的增加而增加。当钻井液矿化度达到4M时，在相同的降温幅度下，钻井液中析出的氟化钙可达60mg/kg H2O。流体混合实验表明，对于caf 2-饱和NaCl-H2O体系，流体稀释过程(可以模拟高盐度流体与低盐度大气降水的混合过程)(Richardson et al .，1979a)基本上是萤石溶解而非沉淀的机制，饱和流体由于稀释而变得不饱和。对于含CaCl _ 2或CaCl _ 2+MgCl _ 2的卤水溶液，加入少量纯水可使混合溶液成为萤石的过饱和溶液，可析出0.1 ~ 1.2 mg/kg萤石H2O，远小于饱和流体因温度降低而析出的萤石量。当更多的水与盐水混合时，混合溶液变成CaF2 _ 2不饱和。可以看出，流体的混合基本上是萤石溶解而不是沉淀的机制，苏茶矿床晚期萤石结晶沉淀的主要因素是低盐度流体(约2%)温度下降的结果。
对于敖包图萤石矿床和贵勒斯台萤石矿床的成矿点，流体包裹体研究结果表明成矿流体主要为低温低盐度流体，主要来源为大气降水。结合上述讨论结果，认为这两个矿床(矿化点)的成矿流体中温度的降低是流体中CaF2 _ 2沉淀富集的主要机制。