夜明珠是什么成份组成的?

夜明珠系相当稀有的宝物，古称“随珠”、“悬珠”、“垂棘”、“明月珠”等。夜明珠很多时候充当着镇国宝器的作用。通常情况下所说的夜明珠是指荧光石、夜光石。古书记载夜明珠用火烧时会发出美丽的光芒。它是大地里的一些发光物质经过了千百万年，由最初的岩浆喷发，到后来的地质运动，集聚于矿石中而成，含有这些发光稀有元素的石头，经过加工，就是人们所说的夜明珠，常有黄绿、浅蓝、橙红等颜色，把荧光石放到白色荧光灯下照一照，它就会发出美丽的荧光，这种发光性明显的表现为昼弱夜强。此外，部分工艺品也利用萤石的特征制作一些冠以“夜明珠”名称的饰品。

报刊上报道说，工程师霍永锵、肖铭林二位同志于1982年在广东某钨矿床，发现了夜间自行发光的萤石，这些萤石五菜缤纷：浅绿的、深紫的、浅蓝的、浅棕的以及各种叫不出色彩的斑谰萤石，其中唯独浅棕色萤石在黑暗的夜晚里发光，相距2、3米远仍清晰可见美丽的夜光，靠近时，可借助其光亮分辨出报纸上有字与无字部分。

尔后又发现，发光黄石在紫外线照射下，变成淡绿色萤光，未经照射的萤石则发出浅蓝、浅紫到深紫色夜光。霍永骼、肖铭林二位同志这次收集到的会发光的萤石颗粒较小，只有5至6毫米，颗粒尚不够理想，要获得可制成大颗粒圆珠的矿物还有待今后继续寻找。虽然这次发现的夜间自行发光的萤石还不是古代的传说的夜明珠，但却为今后寻找夜明殊这一极罕见的无价之宝提供了重要线索。

为什么夜明珠在夜间会发出强烈而又绮丽的亮光呢？对此众说纷坛。一些宝石学家认为，因为在夜明珠的萤石成分中混入了硫化砷，钻石中混入了碳氢化合物。白天，这两种物质能发生“激化”，到晚上再释放出能量，变成美丽的夜光，并且能在一定的时间内持续发光，甚至永久发光。以上只是一部分专家的看法，不一定全面、准确。夜明珠还有许多奥秘，至今还没有被专家们了解。据说，有一种叫做水晶夜明珠的，能发出“火焰”般的夜光，但其中的发光物质究竟是什么？至今还不太清楚。总之，夜明珠至今仍是尚未彻底揭开的一个千古奇谜。

何谓夜明珠

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“夜明珠”是在黑暗中，人眼能明视的，天然的、能自行发光的珠宝。在古代“夜明珠”又称“夜光璧”，“明月珠”等。著名“夜明珠”有“随珠”、“悬黎”、“重棘之璧”、“石磷之玉”等。

我国民间流传的“夜明珠”，都有着奇异的发光性能，能在无光的环境中发出各种色泽的晶莹光辉。“夜明珠”在中国5000年文明史中是最具神秘色彩，最为稀有，最为珍贵的珍宝，并为皇权私有。“夜明珠”有着很深厚的历史底蕴和文化内涵。

历朝历代典故中的夜明珠

据史籍记，早在史前炎帝神家时就已出现过夜明珠，如神农氏有石球之王号称“夜矿”。春秋战国时代，如“悬黎”和“垂棘之壁”，价值连城，可比和氏璧。当时只有大官家陶来公（范合）和价顿（战国时大商人）二人买得起。晋国曾以“垂棘之壁”为诱饵“假首与虞以代编”。楚、秦、魏等国的大夫曾借夜明珠寓意哲理，讨论国家大事。秦始皇殉葬夜明珠，在陵墓中“以代膏烛”。汉光武皇后的弟弟郭况“悬明珠与四垂，昼视之如星，夜望之如月”以炫耀其富有。武则天赐与玄宗玉龙于夜明珠，玄宗又回子（世宗）一清珠，光照一室。唐有车时，一颗名为“水珠”的夜明珠，售价亿万。宋元明时，皇室尤喜夜明珠，其中成吉思汗夜明珠，在台湾曾被偷盗，后被破案，物归原主。元明曾派官员到斯里兰卡买到红宝石夜明珠和石榴石夜明珠。明代内阁曾有数块祖母绿夜明珠，夜色有光明如烛。

有人视为珍宝，有人弃之如履。古代有人不识宝，曾将悬黎夜色明弃之湾泞。魏国一老农得到径尺大的明珠，见夜色光大怖，于是丢至远野。也有人把夜明珠当成“祸水”而“打之沙石间”。虽然有些只是传说，但夜明珠凭借其美丽、高贵及神秘在我国历史上已自成一种文化。

夜明珠为什么能发光

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夜明珠是什么物质，又何以能发光呢？夜明珠是一种萤石矿物，发光原因是与它含有稀土元素有关，是矿物内有关的电子移动所致。当矿物内的电子在外界能量的刺激下，由低能状态进入高能状态，当外界能量刺激停止时，电子又由高能状态转入低能状态，这个过程就会发光。稀土元素进入到萤石晶格，在日光灯照射后可发光几十小时，白天照上都在发光，白天看不见，晚上就看到了。萤石雕琢成珍珠者即叫夜明珠，雕成玉板者叫夜交璧。因此，能发光的夜明珠不是珠贝蚌所产的珍珠。

茫茫宇宙，无奇不有，夜明珠之谜，也是一桩千古疑案。自古至今，历代人们常以爱慕、惊异、迷惑不解的心情，对夜明珠津津乐道。古代一些文学作品和民间的一些传说，往往给夜明珠涂抹上一层又一层神秘色彩，编造出一个又一个扣人心弦的神话故事。例如，有个神话，传说夜明珠能把“龙官照得如同白昼……”

夜明珠在我国古代民间又名叫“夜光壁”、夜光石”、“放光石”，相传是世界上极为罕见的夜间能发出强烈光芒的奇宝。英国著名学者李约瑟在其巨著《中国科学技术史》中记载，古代中国人喜爱叙利亚产的夜明珠，它别名为“孔雀暖玉”。据说，印度一些人把夜明珠称为“蛇眼石”。据日本宝石学家玲木敏于1916年在他编纂的《宝石志》中记载，日本的夜明珠是一种特殊的红色水晶，被誉为“神圣的宝石”。

夜明珠本从矿石中采集而得，但它在地球上的分布是极为稀少的，开采也很困难，故此这显得格外珍贵。一些古描写它具有“侧而视之色碧；正面视之色白”的奇异闪光。据说，在古代希腊罗马，个别帝王把它镶嵌在宫殿上或者戴在皇冠上，有的皇后、公主把它装饰在首饰上或者放在卧室里，以它作为国宝加以宣扬和赞美。

夜明珠究竟是一种什么样性质的奇宝？古今中外的说法颇不一致。据一些专家考证，夜明珠并不是象某些人所吹嘘的那样神秘，而是几种特殊的矿物或岩石，经过人们加工后才变成圆珠形。夜明珠发出的光，并不象神话中传说的那样能把“龙宫照得如同白昼”。发光强度较大的夜明珠，在黑暗中，人们在距离它半英尺的地方，能清清楚楚地观看印刷品。

夜明珠的本质

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世界上，自然界的矿物种类数以千计，其中有二十多种矿物，它们在外来能量的激发下，能发出可见光，这就是矿物的发光性。例如：萤石、金刚石、锂辉石、祖母绿等稀有矿物。这些发光的矿物，发光时间有长有短，有强有弱之别。最有代表性的是一种具有磷光现象的萤石。它含有各种稀有元素而呈紫红、粉绿、翠绿、墨绿和斑烂状的云雾白色。萤石矿物在结晶过程中，有一种特有的稀土元素进入晶格时形成自身光源的“发光中心”。它的摩氏硬度为4～45。其石貌绚丽多姿、五彩斑烂。经过工艺加工成小则珠形，大则球状。在浓浓的夜幕下，珠形如星光闪烁，球状似皓月吐银。而且有的优质萤石磷光珠，强光熠熠，恒光不衰，这就是世人传说的“夜明珠”。

最大的夜明珠

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陕西素有“天然历史博物馆”之称。国庆期间，西安展出一颗夜明珠。这颗夜明珠直径16米，重62吨，通体为绿色，圆滑而光润，仿佛大翡翠一般可爱。在白天还看不到它的光芒，但是到夜晚的时候，在黑暗中自然发出由绿到白的荧光，犹如一轮明月。这颗夜明珠已被评为上海大世界吉尼斯之最。据悉，这颗夜明珠是由一个矿工在云南发现的，当时是不规则的形状，体积有7吨多，后来经过打磨之后才变成圆形。

夜明珠的分类

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“夜明珠”按照基体材质的不同可分两大类。

1．动植物性“夜明珠”：动物界有夜光者如著名的萤火虫，人人皆知。唐代苏颚《杜阳杂编》记唐代宗宝历元年，南昌国献“夜明犀”。植物界有夜光者很多，如《本草纲目》记载灵芝中的“木威喜芝”、“参成芝”、“七明九光芝”都发荧光。

2．矿物宝石类夜明珠：从固体物理学角度矿物性“夜明珠”的基体材料都是无机盐类晶体中的激活晶态磷光体。

所谓激活晶态磷光体是指由于晶体晶格点阵畸变而获得“发光”本领的晶体，而这种畸变，又多半是由于基质内含某些重金属杂质（激活剂）所引起的。例如ZnS中含少量的Cu就能发出黄绿色磷光，此ZnS称为基质，Cu称为激活剂。

由于激活晶态磷光体中激活剂的不同可将激活晶态磷光体也就是“夜明珠”分两类：

①永久发光的夜明珠：不需要借助任何外界能量进行激发，而是靠自身含有激活剂，如14C． 3H． 147Pm． 226Ra．232Th．等放射性同位素，能自身激发而发光的。

②长余辉蓄光型夜明珠：磷光体中的激活剂没有放射性，必须靠外界的日光、紫外线等光源激发后才能发光的。

目前常用的磷光体不下百种，它们的化学成分除了碱金属卤化物外，都是二价金属（Ca、Sr、Ba、Cd、Mg、Zn）的化合物——硫化物，硒化物，碲化物，硅酸盐，铝酸盐，钨酸盐，磷酸盐和卤素磷酸盐类。夜明珠”——这一稀世珍宝，古往今来有很多神奇和美丽的传说，尤其反映在古典戏剧、**、小说及宫廷中，涉及夜明珠的体裁颇多。自古历代皇帝登基、太子还朝，夜明珠便作为“镇国之宝”陪伴皇帝及龙子龙孙入宫。因此，古时候，夜明珠成为一个国家至高、至上、至尊、至崇的权利和富贵的象征。披着浓浓神秘色彩的夜明珠在人们传统的意识中，既同帝王将相权威同位人格化；又同天地日月星辰般的圣洁而神灵化。

夜明的神奇传说

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东汉时期，许慎提出“玉，石之美，有五德。”春秋早期，管仲提出“玉有九德。”春秋晚期孔丘提出“玉有十一德”。诸家玉德之说，为我国几千年来爱玉、崇玉、礼玉、赏玉、玩玉、鉴玉、藏玉提供了强大的精神支柱。鉴于此情，夜明珠是宝玉石业大家族中宝中珍宝、宝中之王。历代帝王为了垄断和独霸这一特属权，一般平民百姓是不敢问津的，甚至连目睹一眼“夜明珠”的风采的权利都没有。许多文人墨客为了讨好和迎合帝王将相的宠爱，大量的收集有关夜明珠的素材，进行文饰和包装，使本已神圣而神秘的夜明珠，更加神乎其神，扑朔迷离。在洪门帮会中的文人智士论说：“宇宙上有36天罡，下有72地煞，合共108天地。啻之夜明珠采撷和孕育了天上日月星辰之皓光，太空中风晴雨露之润泽，大地上山川万木的颖华，人世间的精、神、魂、灵之瑞祥，融于一身。并且夜明珠在传说中又讲道：夜明珠稀有、珍奇、高贵、华丽、神秘是因为它具有36彩，72霞，108光。

说说离咱们最近的夜明珠，最著名的，估计就数慈禧口含“美龄饰鞋”的那颗了吧。据盗慈禧墓的人，也就是孙殿英讲：此珠分开是两块，合拢就是一个圆球，分开透明无光，合拢时透出一道绿色寒光，夜间百步之内可照见头发。另，有书记载：说它重四两二钱七分（合今1334375克）慈禧含在嘴中是为保尸身不化。不想，正是她安置在周身的宝贝让她的棺材早早的被打开。至于宋美龄把它放在鞋上，只是听说，所以到底是她为了漂亮，或是为了贬低这祸国殃民的末代西太后，就不得而知了。而且，这个现实及传言中都让人无比憎悔的女人，曾把凤冠上的四颗夜明珠取下，意图赠与外侵者，以试求和。幸运的是，她身边的宫女竟有心为国护宝，使这四颗珠子流落民间。1964年被发现，并无偿献给国家。

夜明珠的真伪识别

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天然夜明珠是极稀有和罕见的，我们鉴定它的真伪，除了用宝玉石方面的检测仪器科学进行鉴别外，还可以根据它具备的许多特性进行识别。

天然夜明珠

（1） 须经光照15分钟，能在数十个小时内连续发光的浅灰色萤石。

（2） 具有磷光现象，既能产生夜明珠准效应者。

（3） 颜色美丽，半透明，无须任何光照，即永久主动发光，并且发光能量较大。

（4） 一定要把萤石的萤光和磷光区分开来，磷光现象是在外加光源作用，去掉后还能保持一定的发光时间。

（5） 观察它的发光长度、均匀度，及半衰期，余辉长短。

人造夜明珠

（1） 在自身不发光的萤石裂隙中填充萤光粉，仅局部或线条状发光。

（2） 发光部位通过光照后，时间短瞬即逝。

（3） 填充发光物，破绽楚楚，有明显的痕迹，肉眼观看，比较容易识破。

由于纯天然夜明珠价值较高，在鉴定真伪时，要持严肃、认真的态度，应有国家宝玉石权威检测机构出具鉴定证书作依据。

火成岩的物质成分是火成岩的最基本特征，它既是火成岩分类命名的基本依据，也是研究岩浆起源、生成和演化的重要手段。

一、火成岩的化学成分

研究表明，地壳中的所有元素在火成岩中都有出现，但含量差别很大。根据元素在火成岩中的含量和地球化学意义，将其划分为主要元素、微量元素和同位素。

(一)主要元素

组成火成岩的元素有很多种，但以O、Si、Al、Fe、Mn、Mg、Ca、Na、K、Ti、P、H等12种元素为主，并以O元素含量最高，达45%以上。这12种元素的总和占火成岩总质量的99%以上，称为主要造岩元素。在研究火成岩时，不是以元素的形式表示其化学成分，而是以氧化物的形式表示，即SiO2、TiO2、Al2O3、Fe2O3、FeO、MnO、MgO、CaO、Na2O、K2O、P2O5、H2O。这些氧化物在火成岩中的含量通常大于01%，称为主要造岩氧化物(表2－1)。根据研究需要，还可以给出CO2、Cr2O3等含量。

表2－1 中国火成岩的化学成分(wB/%)

(1)SiO2是火成岩中含量最多、变化范围最大，也是最重要的氧化物。根据SiO2含量将火成岩划分成酸性岩(SiO2＞63%)、中性岩(SiO252%～63%)、基性岩(SiO245%～52%)和超基性岩(SiO2＜45%)四种类型。通常以SiO2含量高低来称谓火成岩的酸性或基性程度，含量越高者，岩石酸性程度就越大，基性程度就越低。对火成岩化学成分研究表明，随SiO2含量的变化，其他主要造岩氧化物含量发生规律性变化(图2－1)。随SiO2含量增加，Na2O、K2O含量逐渐增加，FeO、MgO含量不断减少;而CaO、Al2O3含量由超基性岩到基性岩随SiO2含量增加而快速增加，之后由基性岩向中性岩、酸性岩变化时则逐渐减少。岩浆中的SiO2在组成长石、云母、角闪石、辉石等硅酸盐矿物之外，还有多余时，就以独立的石英矿物出现。

图2－1 火成岩中SiO2含量与其他氧化物之间的关系(邱家骧，1985)

(2)Na2O与K2O含量之和称为全碱含量，它在不同的岩性中有较大差别(表2－1)。Na2O和K2O是碱性长石的主要成分，全碱含量较高时，岩石中可以出现碱性暗色矿物和副长石。在火成岩研究中，常用里特曼指数(σ)划分岩石的碱性程度，σ=［w(Na2O+K2O)2］/［w(SiO2)－43%］，σ＜33的岩石为钙碱性岩，σ=33～9的岩石为碱性岩，σ＞9的岩石为过碱性岩。但对于SiO2含量很高的岩石(SiO2＞70%)，里特曼指数在确定碱性还是亚碱性时显得无效(邓晋福等，2004)，这是因为SiO2的稀释效应会导致碱含量相对偏低，计算出的σ值偏小，会被误定为钙碱性岩系。如某些SiO2＞80%的碱性流纹岩，应特别注意。

(3)Al2O3是仅次于SiO2的造岩氧化物，火成岩中Al2O3含量主要在10%～18%之间。Al2O3与SiO2及CaO、Na2O、K2O结合形成斜长石、碱性长石和似长石等矿物;与FeO、MgO、CaO和SiO2结合形成辉石、角闪石和黑云母等矿物。Al2O3同样在火成岩分类和成因研究中具有重要作用:①根据碱含量同CaO和Al2O3含量之间的相对比值，将火成岩划分为过碱质岩石(Al2O3＜Na2O+K2O，分子数，下同)、过铝质岩石(Al2O3＞CaO+Na2O+K2O)和偏铝质岩石(Na2O+K2O＜Al2O3＜CaO+Na2O+K2O);②在亚碱性系列玄武岩中，将Al2O3≥16%(质量分数)的岩石称为高铝玄武岩;③将铝指数A/CNK=Al2O3/(CaO+Na2O+K2O)(分子数比)＞11的花岗岩，称为S型花岗岩。

(4)MgO、FeO与SiO2结合形成铁镁硅酸盐矿物，如橄榄石、辉石等。因MgO、FeO与SiO2含量呈负相关(图2－1)，因而只有在SiO2含量低的情况下，才出现橄榄石、辉石。依据主要元素进行火成岩岩石系列划分、岩石分类和成因研究，是火成岩研究的主要方法之一，所涉及的内容较多。对于初学者来说，以下三个有关主量元素的应用应该掌握和了解。

1火成岩岩石系列的划分

火成岩可以分成三个岩石系列，即碱性、钙碱性和拉斑玄武岩系列，后两者合在一起称为亚碱性系列。首先根据硅碱图(图2－2)，区分碱性系列(A)和亚碱性系列(S)。对于亚碱性系列岩石，利用TFeO/MgO－SiO2图解及TFeO/MgO－TFeO图解(图2－3)或者AFM图解(图2－4)进一步区分是拉斑玄武岩系列，还是钙碱性系列。也可依据SiO2－K2O图解把亚碱性系列的火成岩区分为低钾、中钾、高钾和钾玄岩类型(图2－5)。

图2－2 硅碱图解(Irvine，1977)

图2－3 火山岩系列划分的TFeO/MgO－SiO2图解(a)、TFeO/MgO－TFeO图解(b)(Miyashiro，1974)

图2－4 火成岩系列划分的AFM图解(Rollison，1993;转引自杨学明等，2000)

图2－5 亚碱性火成岩系列划分的SiO2－K2O图解(LeMaitreetal，1989;Rickwood，1989)

有关火成岩系列划分还有许多其他图解，应用时要特别注意每个图解的使用条件，不能生搬硬套。例如:应用硅－碱图解划分岩石系列时，对于高硅的花岗岩和流纹岩(一般SiO2＞70%)需小心，因SiO2含量高导致碱含量低，与里特曼指数一样，在确定是碱性还是亚碱性系列时会无效(邓晋福等，2004)，使得碱性花岗岩和碱性流纹岩落入亚碱性系列区，这显然是错误的。原图解中两个系列分界线的上端点终止于SiO2含量为67%处，没有向上延伸也正是此原因。Irvine＆Baragar(1971)给出了该图解分界线的数学方程式为:S=－(33539×10－4)A6+(12030×10－2)A5－015188A4+086096A3－21111A2+39492A+39。式中S=w(SiO2)、A=w(Na2O+K2O)，当岩石中SiO2大于由公式算出的S时为亚碱区，反之为碱性区。邓晋福等(2004)建议对于SiO2＞70%的火成岩系列划分时采用Wright(1969)提出的碱度率［AR=w(Al2O3+CaO+Na2O+K2O)/w(Al2O3+CaO－Na2O－K2O)］，并用SiO2－AR图解加以区分(图2－6)。同时，岩石中出现碱性暗色矿物是最重要的岩相学标志，过碱指数(［(Na2O+K2O)/Al2O3］＞1，分子数)是鉴别碱性花岗岩(流纹岩)的最可靠地球化学参数。

图2－6 火成岩划分法的SiO2－AR关系图解(Wright，1969;转引自邓晋福等，2004)

研究表明，不同系列的火成岩，其岩浆起源、演化和形成的构造背景存在许多差异，因此，准确的岩石系列划分有助于火成岩成因的厘定，相关内容将在后续的章节中介绍。

2Harker型岩石化学成分变异图解

这是最简单但又被经常使用的一种图解，该图常以SiO2或MgO含量为横坐标，其他主要氧化物含量为纵坐标构成的图解(图2－7)。根据研究需要，也可以选择相关参数，如碱度率(AR)、分异指数(DI=Q+Or+Ab+Ne+Lc+Kp，标准矿物)等作为变量加以研究。一般所使用的氧化物数据应该是将硅酸盐全分析中的H2O、烧失量等去除后重新换算出的氧化物含量。这种图解表示出随SiO2或MgO含量的变化，其他氧化物或参数的变化趋势(图2－7)。通常，在同一个地区、空间上密切共生、成分变化较大的火成岩，如果其化学成分在Harker图解上存在较强的线性相关性，表明这些岩石很可能是同源岩浆演化形成的一组岩石。若不具相关性，意味着它们可能是不同岩浆结晶的产物。

3CIPW标准矿物计算及应用

当火成岩在快速冷凝条件下形成时，其结晶矿物颗粒细小，或部分甚至是全部由玻璃质组成(如许多火山岩)，那么该岩石的实际矿物成分及含量就无法知晓，依靠实际矿物成分及含量的岩石分类定名就无效。为解决这一问题，人们提出了利用化学成分计算火成岩中的理想矿物组成及含量的方法，即标准矿物计算方法。目前，得以广泛应用的计算方法是由美国的Cross，Iddings，Pirsson，Washington(1902)共同提出的方法，简称CIPW标准矿物计算法。

这种方法是以无水岩浆中矿物结晶顺序的实验研究成果为依据，依次按理想分子式配成标准矿物。首先将岩石的氧化物质量百分数换算为氧化物分子数，然后按照一定的顺序，再将分子数依据一定的规律，组合成若干种理想成分的标准矿物分子，最后将标准矿物分子数换算为标准矿物质量百分数。详细的计算流程参见邱家骧(1985)主编的《岩浆岩岩石学》和林景仟(1995)主编的《火成岩岩类学与岩理学》。现在，已经编制出了相关软件，通过计算机得以快速完成。CIPW标准矿物能够概略地反映出岩石的矿物组成，但并不一定是岩石中实际出现的矿物。其计算结果被用于岩石分类(图2－8，图2－9)、岩浆形成或结晶温压条件的确定(图2－10)等诸多方面。

图2－7 美国俄勒冈州Mazama山火山岩Harker图解(Winter，2001)

图2－8 玄武岩的标准矿物分类图解(邱家骧，1988)

图2－9 花岗质岩石的标准矿物An－Ab－Or分类图(Rollison，1993;转引自杨学明等，2000)

图2－10 酸性岩浆来源深度的确定(Winter，2001)

(二)微量元素

微量元素是指那些在岩石中含量甚微的元素，其含量只能以百万分之几(10－6)表示，一般情况下，它们的总量＜1%。微量元素研究已成为现代岩石学的一个关键组成部分，比主要元素能更有效地区分岩石成因演化过程。经常提到的痕量元素有钒(V)、钴(Co)、镍(Ni)、铬(Cr)、铷(Rb)、锶(Sr)、钡(Ba)、铯(Cs)、钍(Th)、铀(U)、锆(Zr)、铪(Hf)、铌(Nb)、钽(Ta)和稀土元素(REE)等。微量元素通常不以独立的矿物出现，主要是以类质同象形式替代矿物中的主要元素，如Cr、Ni可替代橄榄石和辉石中的Mg、Fe位置，Sr可占据斜长石中Ca的位置等;其次是存在于快速冷凝的火山玻璃和气液包裹体中;第三是吸附在矿物表面。

火成岩的微量元素常常随主要造岩元素含量的变化而有规律的变化。例如，随岩石酸度的增高，亲铁元素(V、Cr、Co、Ni等)的含量降低，而碱金属微量元素(Li、Rb、Cs)随之增高。对微量元素特征的研究，可以获得有关岩石系列划分、成因和演化方面的重要信息。

稀土元素包括原子序数为57～71的镧系元素:镧(La)、铈(Ce)、镨(Pr)、钕(Nd)、钷(Pm)、钐(Sm)、铕(Eu)、钆(Gd)、铽(Tb)、镝(Dy)、钬(Ho)、饵(Er)、铥(Tm)、镱(Yb)、镥(Lu)，另外，通常也将原子序数为39的钇元素(Y)算作稀土元素。除Pm为人工放射性产物外，其余都是地球化学性质相近、难熔而共生、于次生作用中不易发生迁移的元素。稀土元素总量、曲线配分模式和铕(Eu)异常等，都蕴含着岩浆起源和演化、岩石形成机理等方面的重要信息。

在岩浆结晶作用过程中，有些微量元素优先进入结晶矿物相中，或当源区岩石发生部分熔融形成岩浆时，它们易于残留在源岩矿物中，这些元素称为相容元素;相反，在岩浆结晶作用过程中，不被早晶出的矿物捕获或容纳，而富集于残余熔体中，或当源区岩石发生部分熔融形成岩浆时，它们优先进入熔体相中，这些元素称为不相容元素，也叫湿亲岩浆元素。值得注意的是，元素相容性和不相容性的程度在不同岩浆或矿物中是有差别的。例如，P在地幔岩浆中是不相容元素，但在地壳花岗岩浆中，即便是以微量元素的形式出现，也是相容元素;再比如Cr、Ni、Co元素对橄榄石而言是相容元素，而对斜长石而言，则属于不相容元素。

不相容元素依据场强(电荷/半径比值，即离子势)大小，进一步划分高场强元素(HFSE)和低场强元素(LFSE)。离子势大于20的元素称为高场强元素，包括镧系元素、Sc、Th、U、Pb、Zr、Hf、Ti、Nb、Ta等;离子势小于20的元素称为低场强元素，也称大离子亲石元素(LILE)，包括Cs、Rb、K、Ba、Sr，二价的Eu、Pb等。

正是由于微量元素的上述岩石地球化学差异，导致了其在岩石圈纵向剖面上出现了强烈的分异现象。例如，通过岩浆作用形成的地壳，其不相容元素的丰度远高于地幔。流体对地幔的局部交代作用可以引起地幔不相容元素的富集，造成地幔成分的不均一性。来源于不同源区的岩浆，必然会保留源区微量元素的痕迹。因此，通过对火成岩微量元素特征的研究，可以揭示岩浆源区性质、岩浆演化等岩石成因信息。在火成岩成因研究中，经常应用微量元素比值及其图解，以及微量元素蛛网图(图2－11)、稀土元素配分模式图等进行示踪(图2－12)。图2－11是洋中脊玄武岩(亏损地幔源区)、碱性洋岛玄武岩(富集地幔源区)和岛弧钙碱玄武岩(流体交代地幔源区)的微量元素标准化蛛网图，三者区别明显。岛弧钙碱玄武岩亏损高场强不相容元素，尤其是亏损Nb、Ta;碱性洋岛玄武岩的Nb、Ta则强烈富集;洋中脊玄武岩则亏损大离子亲石元素Ba、Rb、K。说明这三种玄武岩浆源区物质组成的不同。图2－12是不同来源火成岩的稀土元素配分曲线图(徐夕生和邱检生，2010)，徐夕生和邱检生(2010)根据其他学者的研究成果，总结为:玻安岩是岛弧地区由被俯冲洋壳释放的流体交代后的亏损地幔直接熔融产生的岩浆结晶形成，未经历明显演化，稀土元素总量低，轻重稀土元素无明显分馏，重稀土元素略富集，具U形曲线特征;埃达克岩(即岛弧英安岩)是由俯冲洋壳(及其沉积物)直接熔融形成，轻重稀土元素分馏强烈，稀土元素曲线向右陡倾，重稀土元素强烈亏损;若这种洋壳熔融的熔体与地幔橄榄岩反应，可演化成高镁安山岩。图2－12中的“常见弧安山岩”是由玄武岩浆结晶分异形成的，具有明显的负Eu异常。有关微量元素的详细阐述内容请参阅《火成岩微量元素岩石学》教材(李昌年，1992)和《岩石地球化学》一书(Rollison著，1993;杨学明等译，2000)。

图2－11 不同构造环境中玄武岩的微量元素蛛网图(Blattetal，2006)

图2－12 不同成因类型火成岩的稀土元素配分模式图

(三)同位素

同位素在火成岩研究中已得到广泛应用，它不仅可以确定火成岩的形成时代，还可以示踪岩浆源区性质和火成岩形成演化的过程，探讨壳幔相互作用方式及大陆地壳生长等重要科学问题。同位素可以分为稳定同位素和放射性同位素两大类。

◎稳定同位素:火成岩中应用较多的是O、H和S同位素，对它们的研究可以得到火成岩成因、岩浆起源的信息，通常应用的数据有氧同位素的δ18O值、氢同位素的δD值和硫同位素的δ34S值。以氧为例，氧同位素由16O、17O、18O组成，在地质作用和岩浆作用过程中，16O和18O由于质量差别较大而发生分馏，造成岩石圈不同位置的16O和18O组成存在差异。通常以δ18O(‰)表示氧同位素的组成，δ18O=1000×［(18O/16O)样品－(18O/16O)标准］/(18O/16O)标准，(18O/16O)标准值通常采用海水平均值。虽然地幔的氧同位素组成存在较小的不均一性，但δ18O值基本为57‰±03‰左右。不同成因的火成岩其氧同位素不同，如由变质沉积岩熔融形成的花岗岩，其δ18O＞10‰;由幔源岩浆分异形成的花岗岩，其δ18O＜6‰。

◎放射性同位素:火成岩中放射性同位素有K－Ar、U－Pb、Rb－Sr、40Ar－39Ar、Sm－Nd、Re－Os、Lu－Hf等，主要用途是确定火成岩形成年龄、示踪岩石成因及地壳的形成与演化。同位素地质年代测定中最常用的年龄计算方法是等时线年龄、模式年龄、U－Pb一致线年龄和不一致线年龄，相关内容均有专著、教材介绍，可参阅陈岳龙等(2005)编著的《同位素地质年代学与地球化学》。

在同位素示踪火成岩成因方面，通常应用的数据有Sr同位素初始比值(87Sr/86Sr)i、87Sr/86Sr、143Nd/144Nd、εNd(t)、187Os/186Os、206Pb/204Pb、208Pb/206Pb、177Hf/176Hf、εHf(t)等。火成岩同位素比值之所以可以示踪源区特征，是因为常用的这些同位素对之间质量相差太小，致使这些同位素对不可能受控于晶体－液体平衡过程而发生分馏，它们在随后的分异作用过程中保持恒定。因此，部分熔融作用形成的岩浆就具有源区同位素成分的特点。这一事实引起了同位素地球化学两个方面的主要发展，一是特定的源区以其特征的同位素组成能够被识别。图2－13和图2－14给出了亏损地幔、原始地幔、富集地幔、上地壳、下地壳等不同源区的Pb、Sr、Nd同位素组成，其差别十分明显。如由幔源火成岩(如辉长岩)部分熔融形成的花岗岩，其(87Sr/86Sr)i＜0707;由壳源泥质变质岩(如云母片岩、富铝片麻岩)部分熔融形成的花岗岩，其(87Sr/86Sr)i＞0708。二是同位素组成各异的源区间的混合作用、混染作用能够被鉴别。例如，图2－15是苏格兰斯凯岛古近纪－新近纪火山岩的初始Pb同位素组成，该区的酸性花岗岩和基性火山岩在图解中均呈线性排列，且位于麻粒岩相下地壳和赫布里底群岛(洋岛)地幔Pb同位素组成之间，而偏离上地壳(图2－15a)。因此，该套火山熔岩被解释为来源于地幔的岩浆遭受了麻粒岩相下地壳的混染作用而形成。

图2－13 不同源区的Pb同位素组成(Rollison，1993;转引自杨学明等，2000)

图2－14 不同地幔源区Sr－Nd同位素组成(Winter，2001)

图2－15 苏格兰斯凯岛古近纪－新近纪火山岩的初始Pb同位素比值图解(Thompson，1982)

二、火成岩的矿物成分

(一)火成岩中矿物的分类

火成岩中的矿物成分既反映岩石的化学成分，又表征岩石形成的温度、压力和流体条件;既是岩石分类命名的主要根据，又是判断岩石生成条件的重要标志。在火成岩中发现的矿物种类较多，但常见的矿物只有20多种，其中最主要的、对岩石分类起重要作用的矿物有:橄榄石族、辉石族、角闪石族、云母族、碱性长石、斜长石、石英和似长石(霞石、白榴石)等，这些矿物称为主要造岩矿物。在火成岩研究过程中，人们根据矿物的化学成分、颜色、含量、成因及在分类命名中所起的作用等，对矿物进行分类。主要有以下几种分类方法:

1矿物的成分分类

根据组成矿物的化学成分，将火成岩中的矿物分为铁镁矿物和硅铝矿物。

◎铁镁矿物:矿物中MgO、FeO含量较高，主要有橄榄石(镁橄榄石、贵橄榄石和铁橄榄石)、斜方辉石(紫苏辉石、古铜辉石、顽火辉石)、单斜辉石(普通辉石、透辉石、易变辉石和富钛辉石)、角闪石(普通角闪石为主)、黑云母等。它们在岩石中呈现黑色、黑绿色、黑褐色等深色色调，故又称暗色矿物。富含Na2O的暗色矿物称为碱性暗色矿物，如霓石、霓辉石、钠闪石和钠铁闪石。

◎硅铝矿物:不含MgO、FeO，富含SiO2、Al2O3的矿物，主要是石英、斜长石、碱性长石和似长石。它们在岩石中呈现无色、灰白色等浅色色调，因此又称浅色矿物。

暗色矿物在火成岩中的体积百分含量称为色率，是火成岩分类和鉴定的重要标志之一。色率＞90的火成岩为超镁铁质岩，基性岩的色率为40～90，中性岩的色率为15～40，酸性岩的色率＜15。

2矿物的含量及作用分类

根据矿物在火成岩中的含量及其在岩石分类命名中作用，将火成岩中的矿物分为主要矿物、次要矿物和副矿物。

◎主要矿物:在岩石中含量高，且对岩石类型的划分起主要作用的矿物。例如，花岗岩中的石英、碱性长石、斜长石均是主要矿物;辉石和斜长石则是辉长岩的主要矿物。

◎次要矿物:在岩石中含量少于主要矿物，对岩石大类的划分不起主要作用，但对岩石种属的确定起决定作用的矿物。例如:辉长岩中可以出现少量石英，石英的出现与否并不影响辉长岩这一大类岩石的命名，但对其是否叫做石英辉长岩或含石英辉长岩起着控制作用，所以石英在辉长岩中是次要矿物。

◎副矿物:在岩石中含量通常＜1%，不影响岩石的分类命名。常见的有磁铁矿、钛铁矿、榍石、锆石、磷灰石、褐帘石、独居石等。

3矿物的成因分类

根据火成岩中矿物的成因，将其分为原生矿物、成岩矿物和次生矿物。

◎原生矿物:岩浆在冷凝结晶过程中形成的矿物，火成岩中大多数矿物均属此类。原生矿物按生成环境可进一步分为高温矿物和低温矿物。通常来说，火山岩岩浆因温度高，所形成的矿物属高温型，如高温斜长石、高温石英(β－石英)和高温碱性长石(透长石)等;深成侵入岩中出现低温矿物，如低温斜长石、低温石英(α－石英)和低温碱性长石(正长石)。

◎成岩矿物:在岩浆结晶结束后，由于温度、压力的不断降低，使原生矿物发生转变形成新的矿物，该矿物称为成岩矿物。例如，高温的β－石英转变为低温的α－石英;高温的透长石转变为低温的正长石;正长石发生分解形成新的条纹长石;其中，α－石英、正长石和条纹长石均属成岩矿物。

◎次生矿物:属岩浆期后矿物，是岩浆成岩以后，因受残余的挥发分和岩浆期后热液流体的交代及充填作用而形成的新矿物，次生矿物主要是流体交代原生矿物和成岩矿物形成的新矿物，或充填在粒间空隙及气孔中的新矿物。①交代原生矿物和成岩矿物所形成的新矿物也称蚀变矿物，其主要是以水化和碳酸盐化为主。例如，斜长石遭受交代作用形成钠长石、方解石和黝帘石;单斜辉石蚀变成阳起石、透闪石;黑云母转变成绿泥石。②充填于气孔或空隙中的次生矿物，如火山岩气孔中充填的沸石、石英晶簇等。次生矿物还包括岩浆期后的气成矿物萤石、电气石等。

一些蚀变作用和交代作用常伴随矿化现象，因此，研究蚀变交代过程，对岩浆期后矿床的普查找矿意义重大。

(二)火成岩化学成分与矿物共生组合的关系

不同类型的火成岩其矿物成分不同，不同造岩矿物之间构成有规律的共生组合。其组合一方面与岩石形成当时的温度、压力等有关，另一方面主要是取决于岩石的化学成分。化学成分中尤以SiO2、K2O+Na2O、Al2O3的含量影响最大。

1SiO2含量对矿物共生组合的影响

前已述及，SiO2是火成岩中含量最高的氧化物，与其他氧化物结合可形成各类硅酸盐矿物。当SiO2含量过剩(过饱和)时，其会从硅酸盐熔体中游离出来结晶成石英，故石英的出现是火成岩SiO2过饱和的标志。当SiO2含量不足(不饱和)时，岩石中出现SiO2不饱和的矿物，无石英生成，因为当这些矿物形成后，若岩浆中有多余的SiO2时，二者将发生反应生成其他矿物，例如:

岩石学

人们习惯于把火成岩中可以与石英共生的硅酸盐矿物称为SiO2饱和矿物(或硅酸饱和矿物)，如辉石、角闪石、斜长石、碱性长石、云母等;将不与石英共生的硅酸盐矿物称为SiO2不饱和矿物(或硅酸不饱和矿物)，如镁橄榄石、似长石(霞石、白榴石)、黄长石、黑榴石等;石英则称为硅酸过饱和矿物。

如前节所述，火成岩中各主要氧化物随SiO2含量变化而呈现规律性变化。反映在矿物成分上就是随着SiO2含量的增加，岩石中铁镁矿物由多到少，矿物种类从橄榄石、辉石变化到角闪石、黑云母;硅铝矿物则由无到有，或由少到多，矿物种类由富Ca向富Na、K、Si的方向演变(图2－16)。

图2－16 火成岩矿物组合变化图(Adams，1956)

2碱质含量对矿物共生组合的影响

不同碱质(K2O+Na2O)含量的火成岩中矿物组合也有很大的差别。如前所述，根据里特曼指数σ的大小，火成岩可划分成钙碱性岩、碱性岩和过碱性岩类型。不同类型岩石的矿物组合明显不同，σ＜33的钙碱性岩石中不出现似长石、黑榴石和碱性暗色矿物(霓石、钠闪石、星叶石等)，出现长石、石英和普通辉石、透辉石、斜方辉石和普通角闪石等。σ＞9的过碱性岩中，常出现似长石和碱性暗色矿物(霓石、霓辉石、钠闪石、星叶石、富铁云母等)，长石主要为碱性长石，黑榴石也较常见，不见斜方辉石和石英。σ=33～9的碱性岩石中，常见的是碱性长石和碱性暗色矿物，可以出现石英、似长石(二者不共生)和除钠长石以外的斜长石。

3Al2O3含量对矿物组合的影响

根据Al2O3与Na2O+K2O、CaO含量之间关系，火成岩可分为过碱质、过铝质和偏铝质三种类型，不同类型岩石有其特征的矿物组合。过碱质岩石中出现碱性长石、似长石和碱性暗色矿物;过铝质岩石中除长石、石英、黑云母外，还出现白云母、黄玉、电气石、锰铝－铁铝榴石、刚玉、红柱石、矽线石、堇青石等富铝的矿物;偏铝质岩石中则不出现上述岩石中的似长石、碱性暗色矿物以及大多数富铝矿物，而出现长石、石英、普通角闪石、普通辉石、透辉石和黑云母等。

(三)火成岩形成条件与矿物共生组合的关系

火成岩形成的物理化学环境对矿物组合也有重要影响。岩浆在地壳较深部位冷却时，处于温度缓慢下降、压力相对高的环境中，结晶时间充足。开始晶出的矿物，有些可能是高温型(如透长石、β－石英)，但随着温度缓慢下降，早形成的高温矿物不再稳定，逐渐转变为适应低温环境的稳定矿物。如透长石转变为正长石、β－石英转变为α－石英。因此，深成岩以出现低温矿物组合为代表。岩浆喷出地表时，环境由地下的高温高压急速变成常温常压，岩浆快速冷却来不及结晶而形成大量玻璃质，或生成颗粒细小的高温矿物组合岩石。同时，岩浆喷出地表带出的先前在地下结晶的高温矿物，也来不及转变成较低温矿物，仍保留着高温矿物的结构。因此，火山岩的矿物组合以高温矿物、细粒矿物和玻璃质为特征。此外，地下深部高温、高压环境，因大量挥发分参与结晶会形成含挥发分的原生矿物。喷出地表的岩浆，因挥发分大量散失，很难结晶出含水矿物，即便是岩浆在地下深处结晶出的诸如角闪石、黑云母等含水矿物，也因其被岩浆携带至地表发生氧化、脱水而分解或部分分解，转变成磁铁矿、赤铁矿等其他矿物，使原有矿物全部或在边部呈现黑色、褐色，这一情况称为暗化现象。

流体是热液矿床形成的必要条件，是成矿物质的主要载体，而流体包裹体作为被保留下来的成矿 流体，是矿床学研究的重要对象。利用流体包裹体的研究可以揭示有关成矿流体的温度、压力、组成 以及来源等有关流体活动的重要信息，从而了解成矿过程中的物质、物理化学条件的变化，这对研究 矿床的成因、成矿物质来源及成矿规律演化都具有重要意义。本次研究工作主要通过对萤石包裹体研 究和萤石的稳定同位素研究，揭示成矿流体对萤石成矿作用的贡献，构建苏莫查干超大型萤石矿床形 成过程中成矿流体的产生、运移、成矿物质卸载并富集成矿的机制，以期揭开超大型萤石矿床的形成 奥秘。这不仅对萤石矿床的形成机制研究具有重要的科学意义，而且对在该区及邻区开展萤石矿产勘 查同样具有很重要的指导意义。

一、样品的采集、制备和测试技术方法

鉴于前人从未对苏-查地区的萤石矿床（点）开展过流体包裹体的研究，本次研究在详细的野外 地质工作基础上，分别对苏-查矿床、敖包吐矿床和贵勒斯泰萤石矿化点的代表性萤石矿石开展流体 包裹体研究。由于苏-查萤石矿床在该区占据着储量龙头的地位，本次工作侧重于该矿床的研究，同 时兼顾敖包吐矿床和贵勒斯泰萤石矿化点的研究。

萤石包裹体样品均采自各个矿床（点）的地表露头和井下采矿工程中。苏-查矿床包裹体样品包 括了成矿早期的纹层状、细晶块状萤石和成矿晚期的伟晶状和混合伟晶状萤石；敖包吐矿床包裹体样 品主要为纹层状萤石、混合伟晶状和伟晶状萤石；贵勒斯泰矿化点包裹体样品为条带状伟晶萤石。敖 包吐矿床萤石包裹体研究样品全部取自井下采场中，基本上位于1050 m标高以上。供研究的萤石样 品主要是伟晶状和混合伟晶状萤石；贵勒斯泰萤石样品采自于矿化点的地表露头中，全部是条带状萤 石。共采集包裹体样品65件，磨制双面抛光的包裹体片45片。经过细致的显微镜下观察，萤石中的 包裹体很不发育，可供显微测温的较少，其中苏-查矿床包裹体片7片，敖包吐矿床3片，贵勒斯泰 矿床3片，共计13片。

包裹体片的制备在河北廊坊市科大岩石矿物分选技术服务有限公司完成的。包裹体片的观察、照 相和显微测温工作在中国地质科学院矿产资源研究所流体包裹体实验室完成，实验由陈伟十工程师 完成。

测试主要流程如下：

首先利用光学显微镜观察流体包裹体岩相学特征，划分包裹体类型和共生组合，并圈定包裹体较 大且集中区域开展显微测温工作，使用仪器为英国Linkam公司生产的THMSG600型冷热台，可测温 度范围在-198℃～＋600℃，均一温度误差±1℃，冰点温度误差±01℃。在测温之前利用标准样 品对冷热台进行了温度校准，包裹体测温时，设置的升温/降温速率一般为10℃/分钟，在相变点温 度附近，升温/降温速率降到＜1℃/分钟。

二、包裹体的岩相学研究

（一）苏-查矿床

详细的镜下观察表明，萤石中的流体包裹体很不发育，分布也极不均匀，一部分分布于萤石晶体 的生长愈合裂隙之中，一部分呈孤立状分布。根据包裹体的产状和相态特征可以将包裹体分为如下3 种类型（图5-1）：气-液二相包裹体（Ⅰ类）、富CO2包裹体（Ⅱ类）和含子矿物多相包裹体（Ⅲ 类）。

图5-1 苏-查矿床主要的萤石包裹体类型（a）Ⅰ类气-液二相包裹体；（b）Ⅱ类富CO2包裹体；（c）Ⅲ类含子矿物的多相包裹体；

Ⅰ类包裹体加温后均一到液相，在所有测试包裹体样品中最为发育和常见，包裹体的最大直径可 达85μm，一般多为20μm左右，最小5μm，气相分数多在5％～15％之间，个别样品可以达到 30％，包裹体的形态多呈负晶形、长条形和不规则形等。少量包裹体在加温的过程中气相不断扩大，直至包裹体爆裂也不均一。

Ⅱ类包裹体为含CO2包裹体，数量较少，包裹体最大直径可达46μm，最小为7μm，在加温过程 中一部分样品部分均一到气相，另一部分样品部分均一到液相。在加温的过程中多数包裹体未达到完 全均一就发生爆裂，只有2个样品完全均一为气相。包裹体的CO2气相分数在55％～95％之间。Ⅱ 类包裹体和Ⅰ类、Ⅲ类包裹体共生。

Ⅲ类包裹体由气相、液相和固相组成，偶见含非盐类子矿物多相包裹体（金属矿物？），子矿物 一个或多个。包裹体最大直径32μm，最小也达9μm，多呈不规则状、圆粒状和菱形等。包裹体中 的气相分数多为15％～20％，而固相占总体的比例变化很大，多为5％～35％。固相中的盐类矿物多 呈浑圆状、浅绿色，而圆点状黑色固相物质（金属矿物？）在加温过程中不发生变化。Ⅲ类包裹体与 Ⅰ类包裹体共生。

在苏-查矿床显微测温的7件流体包裹体片中，共测试Ⅰ类包裹体数69个，占测试包裹体总数的 767％；Ⅱ类包裹体测试9个，占测温包裹体总数的10％；Ⅲ类包裹体测试12个，占测温包裹体总 数的133％。由此可见，苏-查矿床中萤石的流体包裹体主要是富液相的包裹体类型，成矿流体中 H2O占主要成分，而CO2占次要成分。

（二）敖包吐矿床

敖包吐萤石的流体包裹体研究样品全部采自井下采场中，基本上位于1050 m标高以上。供研究 的萤石样品主要是细晶纹层状萤石和伟晶状、混合伟晶状萤石。通过详细的包裹体岩相学研究，发现 敖包吐萤石的流体包裹体极不发育，在伟晶状、混合伟晶状萤石中没有发现可供观测的包裹体，只是 在纹层状、细晶粒状萤石中，看到气-液二相包裹体，基本上包裹体都呈孤立状产出，为不完全负晶 形、米粒状和不规则状。样品ABT01中的包裹体大小在10～30μm之间，气相分数在5％～10％之 间，个别气相分数可达25％；样品ABT04-2中包裹体较小，在5～10μm之间，包裹体也多呈孤立 状在萤石晶体颗粒中间产出，形态多不规则，气相分数在10％～30％之间，略比ABT01样品中包裹 体的气相分数高；样品ABT05-2中在萤石的紫色环带上看见孤立分布的包裹体，大小在10～ 30μm，多呈不规则状。

（三）贵勒斯泰矿点

贵勒斯泰萤石流体包裹体研究样品均采自贵勒斯泰萤石矿化点的地表露头上，矿石样品为条带状 萤石，类型单一。通过详细的包裹体显微观察，发现贵勒斯泰萤石的包裹体全部为气液二相包裹体（图5-2），包裹体较为发育，其大小在5～10μm之间，气相分数在10％～20％之间，部分包裹体比 较大可达50μm左右，包裹体形状呈粒状、长条状和负晶状和不规则状等，包裹体分布多呈孤立状、 带状等，具有原生包裹体的特征（图5-2）。

图5-2 贵勒斯泰萤石包裹体的显微特征

三、流体包裹体的均一温度和盐度

（一）苏-查矿床

萤石的流体包裹体显微测温结果（表5-1）表明苏-查矿床中萤石Ⅰ类包裹体的均一温度在 887～395℃之间，平均为1943℃，在均一温度直方图（图5-3）上主要集中在120～260℃和340～ 380℃两个温度区间，以前者峰值明显（图5-3）。Ⅱ类富CO2包裹体，在加温的过程中初熔温度在 566～574℃之间，指示气相组分应该为CO2。一部分样品部分均一到气相，部分均一温度为298～ 311℃；另一部分样品部分均一到液相，部分均一温度102～259℃；除2个包裹体完全均一到气 相外，多数未达到完全均一就发生爆裂，完全均一温度为280～312℃。与其共生的Ⅰ类包裹体的最 高均一温度可达346℃。Ⅲ类含子矿物多相包裹体完全均一到气相，均一温度在396～436℃之间；其 子矿物的熔化温度在145～405℃之间，主要分布在280～320℃之间。

Ⅲ类包裹体的子晶熔化温度均小于完全均一温度，个别包裹体在子矿物消失后未能达到完全均一 就发生了爆裂。与Ⅲ类包裹体共生的个别Ⅰ类包裹体在加温到503℃时气泡尚未完全消失，接近均一 状态，因此，Ⅰ类包裹体中的高温端元可能代表了临界流体的性质。

包裹体的盐度和密度的计算结果表明（表5-1），Ⅰ类包裹体的盐度分布在018％～1098％ NaCleq之间，集中在20％NaCleq左右（图5-3）；密度为065～105 g/cm3；Ⅱ类包裹体的盐度 分布在28％～1129％NaCleq之间，其密度依据部分均一方式的不同分别计算，部分均一为气相 的包裹体的密度为0328～0404g/cm3，而部分均一到液相的包裹体的密度为0689～0850g/ cm3。Ⅲ类包裹体的盐度为2947％～4795％NaCleq，集中在36％～40％NaCleq之间（图5-2），密度在085～105g/cm3。包裹体盐度和密度的计算办法参照卢焕章等（2004）和刘斌等（1998） 文献。

表5-1 苏-查萤石包裹体显微测温结果

图5-3 苏-查萤石包裹体的均一温度和盐度直方图 Fig5-3 Histograms of homogeneous temperature and salinity of fluorite inclusions

（二）敖包吐矿床

敖包吐萤石流体包裹体的显微测温结果表明（表5-2），3件样品中流体包裹体的冰点温度变化范 围在01～04℃之间，经加温后多数包裹体达到完全均一，但样品ABT04-2，ABT05-2中个别包 裹体在加温过程中包裹体体积不断加大，分别在加温到111℃和124℃时候包裹体发生爆裂。所有达 到完全均一的包裹体均一温度变化范围在148～355℃之间，根据冰点温度计算的包裹体的盐度在 018％～071％NaCleq之间（图5-4）。所有样品在均一温度直方图上主要分布在120～260℃之间，在盐度的直方图上主要分布在02％NaCleq附近（图5-5）。

表5-2 敖包吐萤石的包裹体显微测温结果

图5-4 苏-查萤石包裹体的均一温度-盐度图解（底图据Shepherd et al，1985）

图5-5 敖包吐萤石包裹体的均一温度和盐度直方图 Fig5-5 Histograms of homogeneous temperature and salinity of fluorite inclusions

根据3件样品包裹体在Bodnar（1983）NaCl-H2O体系的T-w-ρ相图投影求得流体体系的密度 分布在095～060/cm3之间（图5-4），所有样品在T-W-ρ图解（图5-6）中沿温度降低的方向 排列。

（三）贵勒斯泰萤石矿点

贵勒斯泰萤石流体包裹体的显微测温结果（表5-3）表明部分样品的包裹体测温过程中出现亚稳 态的情况（卢焕章等，2004），不能准确地给出合理的冰点温度和盐度，其余2件样品的测温结果表 明包裹体的冰点温度在01～13℃之间，均一温度在152～217℃之间，计算的盐度在018％～ 224％之间，其温度和盐度分布直方图见图5-7。

图5-6 敖包吐萤石包裹体的T-W-ρ图解（底图据Bodnar，1983）

表5-3 贵勒斯泰萤石包裹体显微测温结果 Table 5-3 Summary of micorothermometric data on the Guilesty fluorite inclusions

图5-7 贵勒斯泰萤石包裹体的均一温度和盐度直方图

根据3件贵勒斯泰萤石样品包裹体在Bodnar（1983）NaCl-H2O体系的T-w -ρ相图投影（图 5-8）求得富液相包裹体的流体密度在075～090g/cm3之间，所有样品在T-w-ρ图解中沿温度降 低的方向排列。

图5-8 贵勒斯泰萤石包裹体的T-W-ρ图解