中國螢石礦床鍶同位素、氫氧同位素地球化學(xué)特征①

朱敬賓 王吉平 商朋強(qiáng) 石秋圓

1 中化地質(zhì)礦山總局地質(zhì)研究院，河北 涿州 072754

2 中化地質(zhì)礦山總局，北京 100013

中國螢石礦床分布廣泛，主要分布于浙江、湖南、江西、福建、河南和內(nèi)蒙古等省區(qū)。大中型螢石礦床集中于我國東部沿海地區(qū)、華中地區(qū)和內(nèi)蒙古中東部。礦床成因類型為沉積改造型、熱液充填型和巖漿熱液型，礦體圍巖主要有灰?guī)r、花崗巖、火山巖及火山碎屑巖。一些學(xué)者對典型螢石礦礦床地質(zhì)特征、地球化學(xué)特征、成礦年齡等進(jìn)行了分析，對螢石礦床的成礦條件和成因做了許多研究工作，積累了豐富的資料。

硫、鉛、鍶、氫氧同位素和稀土元素分析是研究螢石礦床成礦物質(zhì)來源和成礦流體性質(zhì)的常用方法。許多研究者通過硫、鉛、鍶、氫氧同位素和稀土元素分析，對一些典型螢石礦床和區(qū)域螢石礦床的物質(zhì)來源和成礦流體性質(zhì)、來源進(jìn)行了研究，取得了許多研究成果。本文試圖通過對前人所做典型螢石礦床和區(qū)域螢石礦床鍶、氫氧同位素地球化學(xué)資料進(jìn)行綜合分析，從而揭示中國螢石礦床鍶、氫氧同位素地球化學(xué)的共性特征。

1 鍶同位素地球化學(xué)特征

鍶有4種天然穩(wěn)定同位素88Sr、87Sr、86Sr及84Sr，其豐度分別為82.53%、7.04%、9.87%、0.56%。88Sr、86Sr和84Sr三種同位素自元素合成至今，同位素絕對含量沒有發(fā)生變化。由于87Sr豐度的變化與87Rb的放射性衰變有關(guān)，其變化程度受年代學(xué)效應(yīng)的影響并且與銣和鍶的地球化學(xué)性質(zhì)和各種地質(zhì)地球化學(xué)作用有關(guān)，在含Rb礦物中，87Sr不斷隨時間推移而增長，在研究工作中，習(xí)慣用87Sr/86Sr比值來表示鍶同位素的變化。

在鍶同位素地球化學(xué)研究中，只利用巖石或礦物形成時的87Sr/86Sr初始比值，不包括巖石、礦物形成后87Rb計時啟動至今所積累的放射性成因鍶，鍶的同位素初始比值（87Sr/86Sr）0是示蹤成礦流體及成礦物質(zhì)來源的有效途徑之一。

螢石是一種相對富鍶而貧銣的礦物，在成礦過程中，這種礦物的鍶同位素組成不受87Rb衰變的影響，較好的保存了成礦流體本身的鍶同位素組成信息，其鍶同位素組成能較好的示蹤成礦流體的來源，因此，鍶同位素分析也是研究螢石礦F、Ca物質(zhì)來源的常用手段。

中國部分研究者對內(nèi)蒙古蘇莫查干敖包、敖包吐螢石礦、云南富源縣老廠螢石礦、貴州晴隆縣大廠螢石礦、浙江八面山螢石礦、浙江武義-東陽一帶螢石礦、中國東南部有關(guān)螢石礦床做了鍶同位素地球化學(xué)分析，從分析結(jié)果來看，其成礦物質(zhì)來源大致與其圍巖灰?guī)r、火山巖-火山碎屑巖、花崗巖有關(guān)[1]。

1.1 以灰?guī)r為主要圍巖的沉積改造型及部分熱液充填型螢石礦床鍶同位素地球化學(xué)

以灰?guī)r為主要圍巖的沉積改造型螢石礦床主要有內(nèi)蒙古四子王旗蘇莫查干敖包、敖包吐螢石礦、云南省富源縣老廠螢石礦、貴州省晴隆縣大廠螢石礦，浙江省八面山螢石礦屬熱液充填型，其圍巖以灰?guī)r為主。

蘇莫查干敖包螢石礦產(chǎn)于下二疊統(tǒng)大石寨組三巖段灰?guī)r、大理巖中，礦體底板為片理化流紋斑巖，頂板為碳質(zhì)板巖，礦體呈層狀和似層狀產(chǎn)出，嚴(yán)格受結(jié)晶灰?guī)r層位控制，螢石礦床外圍見有燕山期侵入巖-似斑狀花崗巖（衛(wèi)鏡花崗巖）。敖包吐螢石礦床與蘇莫查干敖包螢石礦為同一成礦區(qū)，位于衛(wèi)鏡花崗巖體的西側(cè)，螢石礦賦存于下二疊統(tǒng)大石寨組三巖段上部絹云綠泥板巖夾結(jié)晶灰?guī)r透鏡體中，圍巖為灰?guī)r、板巖、流紋斑巖和花崗巖[2,3]。

許東青對這兩個螢石礦床中螢石及圍巖做了鍶同位素分析（表1），螢石鍶同位素初始值(87Sr/86Sr)0為0.70738～0.71045，變質(zhì)巖-千枚巖的(87Sr/86Sr)0為0.71813～0.73846，早二疊世中酸性火山巖和火山碎屑巖的（87Sr/86Sr）0為0.70203～0.706511，流紋巖的（87Sr/86Sr）0為0.70818～0.71045，灰?guī)r的（87Sr/86Sr）0為0.70686～0.71043，衛(wèi)鏡花崗巖的（87Sr/86Sr）0為0.70448～0.71208[4,5]。

從分析結(jié)果看，蘇莫查干敖包一帶螢石的鍶同位素初始值與中酸性火山巖、火山碎屑巖及千枚巖的鍶同位素初始值差別較大，而與流紋巖、灰?guī)r和花崗巖鍶同位素初始值都比較接近，從鍶同位素角度看，螢石的F、Ca的來源與流紋巖、灰?guī)r和花崗巖有關(guān)。

云南省富源縣老廠、貴州省晴隆縣大廠螢石礦圍巖主要為下二疊統(tǒng)茅口組灰?guī)r和峨眉山玄武巖及凝灰質(zhì)砂礫巖。螢石的（87Sr/86Sr）0為0.70765～0.70931，茅口組灰?guī)r的（87Sr/86Sr）測試值為0.70679～0.70825，峨眉山玄武巖的（87Sr/86Sr）0為0.70441～0.70638[6,7]。海相化學(xué)沉積的碳酸鹽，大多數(shù)不含或含Rb甚微，放射性成因的87Sr的增長可以忽略不計，實驗室測得的碳酸鹽樣品的87Sr/86Sr同位素比值，一般可以代表碳酸鹽沉積時的87Sr/86Sr的初始值[1]。

老廠和大廠螢石礦螢石的（87Sr/86Sr）初始值與峨眉山玄武巖的（87Sr/86Sr）初始值差別較大，與茅口組灰?guī)r鍶同位素初始值比較接近。這些礦物中的Sr（同時也說明Ca）來源于沉積碳酸鹽，CaF2的形成與大廠層底部存在的沉積碳酸鹽-灰?guī)r有關(guān)[9,10]。

八面山螢石礦床主要分布在巖前花崗巖體周圍及旁側(cè)的寒武系華嚴(yán)寺組含碳泥質(zhì)灰?guī)r和灰?guī)r地層中，該礦床螢石的Rb含量相對較高，為1.5～231×10-6，螢石的（87Sr/86Sr）0為0.714554～0.719320，花崗巖的（87Sr/86Sr）0為0.756344（僅一件樣品），灰?guī)r的（87Sr/86Sr）0為0.70965～0.71211。

根據(jù)鍶同位素數(shù)據(jù)，八面山螢石礦床螢石的（87Sr/86Sr）0值與圍巖花崗巖的（87Sr/86Sr）0值相差較大，與圍巖寒武系華嚴(yán)寺組灰?guī)r相近。分析認(rèn)為，螢石中的F、Ca主要來自寒武系華嚴(yán)寺組灰?guī)r[8]。

表1 以灰?guī)r為主要圍巖的沉積改造型和部分熱液充填型螢石礦床的鍶同位素組成簡表Table 1 Strontium isotopic composition of sedimentary reformation type and some hydrothermal filling type fluorite deposits with limestone as the main wall rock

1.2 以火山巖、火山碎屑巖為主要圍巖的熱液充填型螢石礦床鍶同位素地球化學(xué)

以火山巖、火山碎屑巖為主要圍巖的熱液充填型螢石礦床主要分布于浙江中部、河北北部和安徽東南部。部分學(xué)者對浙江武義地區(qū)螢石礦做了鍶同位素地球化學(xué)分析。武義地區(qū)螢石礦賦存于上侏羅統(tǒng)-下白堊統(tǒng)火山巖、火山碎屑巖地層的斷裂帶中。李長江等[11]、韓文彬等[12]對武義地區(qū)螢石礦床螢石及圍巖做了鍶同位素分析，浙江省地礦局第三地質(zhì)大隊[13]對后樹螢石礦鍶同位素做了測試，根據(jù)測試結(jié)果所計算的磨石山群火山巖在距今70Ma螢石成礦時的（87Sr/86Sr）0為0.70750～0.71047，武義盆地基底陳蔡群變質(zhì)巖距今70Ma螢石成礦時的（87Sr/86Sr）0為0.7456～0.9103。韓文彬及浙江第三地質(zhì)大隊測定的該區(qū)多個螢石礦床螢石（87Sr/86Sr）0為0.70931～0.71654，李長江等測定的該區(qū)多個螢石礦床螢石（87Sr/86Sr）0為0.7306～0.7710，兩者比較，不同研究者所測試的該區(qū)螢石的鍶同位素87Sr/86Sr比值相差較大（表2）。

表2 以火山巖、火山碎屑巖為主要圍巖的熱液充填型型螢石礦床的鍶同位素組成Table 2 Strontium isotopic composition of hydrothermal filling type fluorite deposits with volcanic rocks and pyroclastic rocks as main wall rocks

據(jù)韓文彬及浙江第三地質(zhì)大隊測定的螢石及圍巖的測試結(jié)果，武義地區(qū)螢石的（87Sr/86Sr）0與圍巖磨石山群火山巖在距今70Ma螢石成礦時的（87Sr/86Sr）0較接近，而與陳蔡群變質(zhì)巖距今70Ma螢石成礦時的（87Sr/86Sr）0相差較大，指示武義地區(qū)螢石礦中Sr的來源與磨石山群火山巖有親緣關(guān)系。

根據(jù)李長江等的測試結(jié)果，武義地區(qū)螢石的（87Sr/86Sr）0與陳蔡群變質(zhì)巖在距今70Ma螢石成礦時的（87Sr/86Sr）0接近，而與磨石山群火山巖在距今70Ma螢石成礦時的（87Sr/86Sr）0相差較大，指示該區(qū)螢石礦中Sr主要來自陳蔡群變質(zhì)巖。

1.3 以花崗巖為主要圍巖的熱液充填型螢石礦床鍶同位素地球化學(xué)

以花崗巖為主要圍巖的熱液充填型螢石礦床分布于全國各地，集中分布于河南南部、湖北北部和東南沿海地區(qū)。螢石礦賦存于花崗巖體的斷裂帶中和花崗巖體的外接觸帶的斷裂中。與花崗巖接觸的地層包括沉積巖、火山巖和變質(zhì)巖。

李長江等測定并引用了其他研究者的中國東南部部分螢石礦床及有關(guān)巖石的鍶同位素組成（表3）[14]。由螢石及圍巖的鍶同位素比值可以看出，螢石87Sr/86Sr為0.7094～0.7188，花崗巖87Sr/86Sr為0.7059～0.7216，火山巖、沉積巖的87Sr/86Sr為0.7071～0.7278。變質(zhì)巖的87Sr/86Sr為0.7454～0.9090。螢石的鍶同位素比值與圍巖花崗巖及火山巖、沉積巖較接近。從鍶同位素分析結(jié)果來看，螢石礦中的Sr主要來自圍巖花崗巖，其次來自于火山巖、沉積巖，而與變質(zhì)巖關(guān)系不大。

表3 以花崗巖為主要圍巖的熱液充填型螢石礦床的鍶同位素組成Table 3 Strontium isotopic composition of hydrothermal filling type fluorite deposits with granite as the main wall rock

2 螢石礦氫氧同位素地球化學(xué)

氫元素有兩種穩(wěn)定同位素1H和2H（D），它們的天然平均豐度分別為99.9844%和0.0156%，彼此間相對質(zhì)量相差最大，因而同位素分餾特別明顯。氧元素有3種穩(wěn)定同位素16O、17O、18O，它們的平均豐度分別為99.762%、0.038%、0.200%。16O和18O的豐度較高，彼此間的質(zhì)量差也較大，氧同位素在自然界的分餾效應(yīng)較明顯，分餾機(jī)理也較單一[1]。

氫氧同位素的分餾方式很多，主要有蒸發(fā)、凝結(jié)作用、各種物理和化學(xué)反應(yīng)過程中的動力學(xué)同位素分餾以及在水圈、巖石圈、大氣圈及生物圈中不同物質(zhì)之間的同位素交換。天然水在蒸發(fā)過程中，當(dāng)水分子從外界獲得能量時，部分含輕同位素的水分子會優(yōu)先脫離液相形成蒸汽，從而使蒸汽中相對富含輕同位素，而殘留的液相中就會相對富集重同位素。蒸發(fā)過程中氫氧同位素組成的變化主要與溫度、濕度和系統(tǒng)狀態(tài)有關(guān)[1]。

海洋水的氫氧同位素組成較穩(wěn)定，同位素組成隨深度和緯度有輕微變化，在整個顯生宙時期內(nèi)，沒有明顯的證據(jù)表明海水的氫氧同位素發(fā)生過明顯的變化，δD值約為-1‰～0‰，δ18O值在-1‰～0‰之間。大氣降水氫氧同位素組成最重要的特征是δD-δ18O之間呈線性變化，大多數(shù)地區(qū)大氣降水的δD和δ18O值為負(fù)值，δ值與所處地理位置有關(guān)，并隨與蒸汽源的距離增大而變得更負(fù)。巖漿水的同位素組成變化范圍較寬，一般為δD=-75‰～-30‰，δ18O=7‰～13‰[1]。

不同來源的水具有明顯不同的氫、氧同位素組成，研究成礦溶液中水的氫、氧同位素，可以有效的判斷它們的來源，為礦床成因研究提供十分重要的信息。中國螢石礦床成因研究中，氫、氧同位素分析主要用來研究螢石礦形成時成礦流體的性質(zhì)及來源。

中國部分研究者對內(nèi)蒙古蘇莫查干敖包、敖包吐螢石礦、浙江省八面山螢石礦、浙江省武義地區(qū)螢石礦、中國東南沿海地區(qū)螢石礦床及湖南柿竹園鎢錫鉬鉍伴生螢石礦等做了氫氧同位素地球化學(xué)分析（表4），測試對象主要為螢石礦床中螢石包裹體水的氫氧同位素，其他為與螢石同生的石英等的包裹體水的氫同位素、石英等的礦物氧同位素，由石英等的礦物氧同位素計算得出包裹體水的氧同位素。

表4 中國部分螢石礦床成礦流體氫氧同位素組成Table 4 Hydrogen and oxygen isotopic compositions of ore-forming fluids of some fluorite deposits in China

續(xù)表4

2.1 以火山巖、火山碎屑巖、花崗巖為主要圍巖的熱液充填型螢石礦床的氫、氧同位素組成特征

2.1.1 浙江省武義地區(qū)以火山巖、火山碎屑巖為主要圍巖的熱液充填型螢石礦氫氧同位素組成特征

武義地區(qū)螢石礦賦存于上侏羅統(tǒng)-下白堊統(tǒng)火山巖地層的斷裂帶中。韓文彬等測定了該地區(qū)火山巖中長石和云母的氫氧同位素組成，計算出巖漿水δ18O值大致為+4‰～+8‰，δD值為-50‰～-60‰；測定了陳蔡群變質(zhì)巖中石英、角閃石的氫氧同位素組成，計算出陳蔡群變質(zhì)水δ18O值大致為+13.23‰～+13.55‰，δD值為-59.5‰～-65.8‰；測定了區(qū)內(nèi)地表水的氫氧同位素組成，δD值為-35.8‰～-53.4‰，δ18O值為-5.6‰～-8.6‰[10]。

韓文彬等測定了武義礦田楊家、余山頭等螢石礦床的螢石、石英礦物和礦物包裹體的氫氧同位素組成（表4）。幾個礦床的石英δ18OH2O值為-3.21‰～-5.9‰，螢石包裹體水的δ18O值為-4.59‰～+1.3‰，石英、螢石包裹體水的δD值穩(wěn)定在-42‰～-48‰，這反映出成礦流體δ18O值明顯低于巖漿水和變質(zhì)水（圖1），結(jié)合螢石成礦年齡普遍比圍巖火山巖年齡低25Ma以上，可以肯定成礦流體是與巖漿水沒有關(guān)系的大氣降水[12]。

圖1 武義礦田螢石礦床成礦流體的δ18O-δD相關(guān)圖[10]Fig.1 δ18O-δD correlation diagram of fluorite deposit in Wuyi ore field

2.1.2 中國東南沿海及其他地區(qū)以花崗巖為主要圍巖的熱液充填型螢石礦氫氧同位素組成特征

曹俊臣測定了山東、湖北、浙江、江西、福建、廣東等省市以花崗巖為主要圍巖的熱液充填型螢石礦氫氧同位素組成（表4），這些螢石礦床均賦存于燕山期花崗巖體的斷裂帶中及巖體的外接觸帶中。螢石氣液包裹體水的氫氧同位素變化范圍：δD值-46‰～-76‰，δ18O值-3.0‰～-10.5‰[19]。

由表4可看出，螢石氣液包裹體水的氫同位素具有明顯的緯度效應(yīng)，如廣東河源到吉（23°01′42″）→廣東樂昌張牯嶺（25°07′33″）→江西瑞金謝坊（25°45′24″）→福建建陽回譚（27°24′07″）→浙江龍泉八都（28°45′01″）→山東蓬萊巨人溝（37°48′22″）→內(nèi)蒙四子王旗蘇莫查干敖包（43°07′40″），δD值依次為-46‰→-49‰→-51‰→-61‰→-65‰→-76‰→-128‰。在δD-δ18O坐標(biāo)圖上，依次由上而下分布。自然界巖石中含氫礦物很少，且δD值較低，低溫?zé)嵋号c圍巖相互作用后，δ18O值發(fā)生了一些改變，而對水的δD值幾乎不產(chǎn)生影響。大氣降水δD值與所處地理位置有關(guān)，并隨離蒸汽源的距離增大而變得更負(fù)。全球降水的δD平均值為-22‰，兩級地區(qū)的降水最貧重同位素，δD為-308‰，具有明顯的緯度效應(yīng)。螢石氣液包裹體氫同位素表現(xiàn)出的緯度效應(yīng)進(jìn)一步證明螢石礦床成礦溶液主要由大氣降水組成[17]。

將測得的螢石包裹體水氫氧同位素組成投在δD-δ18O坐標(biāo)圖上（圖2），所有點(diǎn)均落在大氣降水線右下方，靠近大氣降水線，而遠(yuǎn)離巖漿水和變質(zhì)水的δD和δ18O分布區(qū)。這些點(diǎn)幾乎都分布在與大氣降水線近似平行的一條斜線上，與張理剛所圈定的大氣降水成礦熱液范圍也相近，表明螢石礦成礦熱液主要由大氣降水組成[17,19]。

圖2 螢石包裹體δD-δ18O坐標(biāo)圖[19]Fig.2 δD-δ18O scatter diagram of inclusions in fluorite

2.2 以灰?guī)r、花崗巖為主要圍巖的沉積改造型螢石礦床及浙江八面山熱液充填型螢石礦床的氫氧同位素組成特征

2.2.1 內(nèi)蒙古四子王旗蘇莫查干敖包、敖包吐等沉積改造型螢石礦的氫氧同位素組成特征

許東青[4]分析了蘇莫查干敖包和敖包吐等螢石礦床中螢石包裹體水的氫氧同位素組成（表4），表中所列蘇莫查干敖包7件螢石樣品的δD值變化范圍不大，在-102‰～-119‰之間。

在δD-δ18O圖解中（圖3），細(xì)?；◢弾r中的螢石（可看成是花崗巖結(jié)晶時巖漿熱液成因的螢石）δ18O值為-4.7‰，δD為-104‰，反映其成礦流體中巖漿水比例較高。螢石礦體中螢石大致分成兩類：①蘇莫查干敖包螢石礦中的紋層狀、致密塊狀和細(xì)粒狀螢石位于大氣降水線右側(cè)，呈水平方向排列，反映出δ18O同位素交換特征，指示成礦早期成礦流體應(yīng)該是殘余巖漿水和大氣降水的混合體；②產(chǎn)于斷裂中的偉晶狀螢石位于大氣降水線線上或左側(cè)，表現(xiàn)出晚期成礦流體主要由大氣降水組成。蘇莫查干敖包和敖包吐等螢石礦床氫氧同位素組成特征反映出其形成具有2個階段：成礦流體為殘余巖漿水和大氣降水的混合體的早期階段和成礦流體為大氣降水的晚期階段[4]。

圖3 蘇莫查干敖包、敖包吐螢石礦床螢石包裹體的δD-δ18O坐標(biāo)圖[4]Fig.3 δD-δ18O scatter diagram of inclusions in the fluorite in Sumochagan Obo and Obotu fluorite deposits

氫氧同位素分析結(jié)果反映出該區(qū)螢石礦床兩個形成階段的認(rèn)識與李世勤認(rèn)為該區(qū)螢石礦存在沉積和改造兩個階段及聶鳳軍等通過釹、鍶、鉛同位素分析得出的該區(qū)螢石礦成礦作用分別發(fā)生在華力西晚期和燕山中期兩個階段的認(rèn)識相吻合[21,22]。

2.2.2 浙江八面山螢石礦床的氫氧同位素組成特征

八面山螢石礦床主要分布在巖前花崗巖體周圍及旁側(cè)的寒武系含碳泥質(zhì)灰?guī)r和灰?guī)r地層中，按礦體賦存狀態(tài)可分為三大類：①產(chǎn)于巖體接觸帶中的似層狀礦體；②產(chǎn)于圍巖層間破碎帶中的似層狀、透鏡狀礦體；③產(chǎn)于構(gòu)造帶中的陡傾斜脈狀礦體[23,24]。

2009年，夏學(xué)惠等對八面山螢石礦床中螢石和石英的原生包裹體水做了δ18O和δD測試分析（表4）。在δD-δ18O圖解中（圖4），螢石的成礦流體性質(zhì)大致可分成兩類：2、3、5號為細(xì)粒塊狀、粗粒塊狀螢石，落在巖漿水區(qū)外側(cè)附近，其成礦流體以巖漿水為主；1、6、7號為細(xì)粒塊狀、粗粒塊狀螢石和巨晶螢石，落在大氣降水附近，其成礦流體以大氣降水為主[16]。

圖4 浙江常山八面山螢石礦床不同類型礦石成礦流體的δD-δ18O坐標(biāo)圖[16]Fig. 4 δD-δ18O scatter diagram of different types of ore-forming fluids in Bamianshan fluorite deposit, Changshan, Zhejiang

2.3 巖漿熱液型螢石礦床的氫氧同位素組成特征

方貴聰?shù)确治隽撕鲜林駡@鎢錫鉬鉍伴生螢石礦、湖南黃沙坪鐵伴生螢石礦床成礦流體的氫氧同位素組成（表4），在δD-δ18O圖解中，黃沙坪成礦流體的氫氧同位素組成落在巖漿水區(qū)域內(nèi)（圖5），表明成礦流體以巖漿水為主，螢石是伴隨巖漿熱液演化而結(jié)晶形成的。柿竹園成礦流體一部分落在巖漿水區(qū)域及附近，一部分落在大氣降水線附近，指示大氣降水發(fā)揮主導(dǎo)作用，可能是大氣降水對巖漿熱液成因的螢石改造的產(chǎn)物[20]。

圖5 湖南柿竹園鎢錫鉬鉍伴生螢石礦、黃沙坪鐵伴生螢石礦成礦流體的δD-δ18O坐標(biāo)圖[20]Fig.5 δD-δ18O scatter diagram of the ore-forming fluids of fluorite occurred in Shizhuyuan Wu-Sn-Mo-Bi deposit or Huangshaping iron deposit,Hunan

3 結(jié)論

根據(jù)現(xiàn)有螢石礦床鍶同位素、氫氧同位素資料分析，得出以下大致認(rèn)識：

（1）中國螢石礦床螢石鍶同位素比值（87Sr/86Sr）0在0.70738～0.7710之間，以灰?guī)r為主要圍巖的沉積改造型及部分熱液充填型螢石礦床螢石鍶同位素（87Sr/86Sr）0在0.70738～0.71932之間，以火山巖、火山碎屑巖為主要圍巖的熱液充填型石礦床螢石鍶同位素（87Sr/86Sr）0在0.70931～0.7710之間，以花崗巖為主要圍巖的熱液充填型石礦床螢石鍶同位素（87Sr/86Sr）0在0.7094～0.7188之間。以灰?guī)r為主要圍巖的沉積改造型及部分熱液充填型螢石礦床鍶同位素分析結(jié)果顯示，成礦物質(zhì)主要來源于其圍巖灰?guī)r。以火山巖、火山碎屑巖為主要圍巖的熱液充填型螢石礦床，鍶同位素分析結(jié)果顯示，其成礦物質(zhì)主要來自于圍巖火山巖、火山碎屑巖，一部分可能來自于下伏陳蔡群變質(zhì)巖。以花崗巖為主要圍巖的熱液充填型螢石礦，鍶同位素分析結(jié)果表明其成礦物質(zhì)來源于圍巖花崗巖。

（2）中國螢石礦床成礦流體的氫氧同位素變化范圍為：δD為-128‰～-40.6‰，δ18O為-20‰～+9.4‰。螢石氣液包裹體的氫同位素組成具有明顯的緯度效應(yīng)。根據(jù)螢石礦氫氧同位素分布特征所推斷的成礦流體的來源可將中國螢石礦床大致分為3類：①主要以火山巖、火山碎屑巖、花崗巖為主要圍巖的熱液充填型螢石礦床，其成礦流體的氫氧同位素組成落在大氣降水線的左右及附近，其成礦流體以大氣降水為主；②以灰?guī)r、花崗巖為主要圍巖的沉積改造型螢石礦床，其成礦流體的氫氧同位素組成落在大氣降水線的左右和大氣降水線的右側(cè)，其成礦流體既有巖漿水和大氣降水的混合液，也有大氣降水；③巖漿熱液型螢石礦床的成礦流體的氫氧同位素組成落在兩個區(qū)域，其中一個落在大氣降水線附近，另一個落在巖漿水附近。所有螢石礦床中的巨晶螢石的氫氧同位素組成都落在大氣降水線附近，其成礦流體以大氣降水為主，包括以火山巖、火山碎屑巖、花崗巖為主要圍巖的熱液充填型螢石礦床和以灰?guī)r、花崗巖為圍巖的沉積改造型螢石礦床及熱液充填型螢石礦床中產(chǎn)于斷裂帶中的巨晶螢石，如浙江楊家、廣東到吉等礦床的脈狀巨晶螢石、內(nèi)蒙蘇莫查干敖包和浙江八面山螢石礦產(chǎn)于斷裂帶中的巨晶螢石。