鄧碧平，劉顯凡，朱建軍，盧秋霞，趙甫峰，楚亞婷，李春輝

1.新疆生產(chǎn)建設兵團十三師，新疆 哈密 839000

2.成都理工大學地球科學學院，成都 610059

0 引言

滇西富堿斑巖型多金屬礦區(qū)緊鄰青藏高原東南緣，地處揚子地臺西緣，受到印度 — 歐亞大陸的俯沖碰撞影響，新生代巖漿活動十分強烈，特別是沿金沙江 —哀牢山斷裂帶及其兩側(cè)產(chǎn)出了大量的富堿斑巖和與之相關的各種類型的多金屬礦。研究區(qū)最具代表性的金屬礦床有鶴慶姚安鉛－銀－金礦、北衙鉛－金礦、蘭坪金頂鉛－鋅礦、祥云馬廠箐銅－鉬金礦以及鎮(zhèn)沅老王寨金礦等（圖1）［1］。

在滇西富堿斑巖型多金屬礦的成因方面，前人已做了大量的研究工作，但至今為止對其成因機制的認識還沒有達成一致，例如有裂谷構(gòu)造成因模式［2］、巖石圈加厚模式［3］、斷裂走滑拉伸模式［4－6］、板塊俯沖模式［7－8］等。莫宣學等［9］和侯增謙等［1］通 過有關研究，證實了殼幔過渡帶的存在，他們都認為滇西新生代鉀玄巖類巖漿起源于殼幔過渡帶，但是沒有對過渡帶的成因機制作出詳細說明。

稀有氣體同位素具有化學性質(zhì)不活潑、在地質(zhì)體中含量低的特點，在地質(zhì)作用過程中其含量或同位素組成的變化比其他元素靈敏得多，因而是成礦流體來源、成巖成礦等地質(zhì)作用的良好示蹤劑［10－14］。而硅同位素分析方法在地質(zhì)研究領域的應用，正逐漸引起人們的高度重視。應用硅同位素分析方法來解決某些鉛鋅礦的成因問題［15］，或利用硅同位素組成特征來示蹤前寒武紀磁鐵石英巖含礦建造的硅質(zhì)來源［16］，或直接用于沉積相分析［17］，均收到顯著效果。筆者主要通過研究區(qū)中的硅同位素組成特征與包裹體稀有氣體同位素特征的研究來揭示成礦過程中的地幔流體交代作用和殼?；烊咎卣?。

1 礦床地質(zhì)特征

圖1 研究區(qū)地質(zhì)背景略圖Fig.1 Geological sketch map of the study area

滇西地區(qū)與富堿斑巖有關的多金屬成礦受構(gòu)造的控制。在巖體內(nèi)、巖體和圍巖地層的接觸帶上，以及圍巖地層中，礦體主要呈細脈浸染狀或者脈狀產(chǎn)出。而且從巖體到接觸帶再到圍巖地層，依次有鉬礦、銅－鉬礦、鉛－鋅－鐵礦和金－銀礦，這反映了礦區(qū)由高溫到低溫的系列成礦效應［18］。研究區(qū)主要有褐鐵礦化、綠泥石化、黃鐵絹英巖化、硅化和綠簾石化等圍巖蝕變類型，在北衙巖體與碳酸鹽巖的接觸部位發(fā)育矽卡巖化，并疊加十分強烈的硅化與赤鐵礦化等；在富堿斑巖中主要的鉀化蝕變?yōu)檎L石化與絹云母化。在富鉀的正長斑巖體中金屬礦化主要以銀與鉛為主，而在富鉀偏中酸性的花崗閃長斑巖－石英二長斑巖中，主要的金屬礦化是金礦化及銅（鉬）礦化。曾普勝等［19］已對金礦化和富堿斑巖之間的關系進行了專題討論。此外，富堿斑巖多金屬礦床明顯受到構(gòu)造的控制作用：金沙江--哀牢山斷裂帶是區(qū)內(nèi)深部成礦流體與物質(zhì)運移的通道，而巖體內(nèi)部的裂隙構(gòu)造、層間撓曲、破碎帶、不整合接觸帶、次一級斷裂與褶皺帶的交切部位以及巖性的封閉條件等，是礦體的容礦構(gòu)造。已有研究［1－2，5］顯示，該區(qū)富堿斑巖的成巖及其相關多金屬成礦作用，與深部（源）流體，尤其與以板塊結(jié)合帶和深大斷裂活動及碰撞造山過程為動力背景的地幔流體作用有著密切聯(lián)系。

研究區(qū)中與流體作用及富堿巖漿成巖作用密切相關的特征礦物有4個：分別是鈣鉻鋁榴石（矽卡巖化蝕變作用形成的產(chǎn)物）、異極礦（富硅成礦流體交代原生閃鋅礦形成的富含水的硅酸鹽礦物）、硅化石英（富硅成礦流體在富堿巖漿成巖過程中對原巖進行交代蝕變作用的產(chǎn)物）和原生長石斑晶（富堿巖漿成巖作用的產(chǎn)物）。

2 成礦機制的同位素地球化學示蹤

2.1 He同位素地球化學示蹤

樣品主要取自滇西馬廠箐礦床、金頂?shù)V床、老王寨礦床和六合巖體。稀有氣體同位素以成礦階段熱液礦物內(nèi)的包裹體作為分析對象，包裹體的寄主礦物包括石英脈、黃鐵礦等。分析礦物的選擇依據(jù)參見文獻［20］。稀有氣體同位素測試在中國科學院蘭州地質(zhì)研究所地球化學測試部完成，相關測試方法和實驗條件參見文獻［21］。滇西礦石礦物流體包裹體稀有氣體標準狀態(tài)下的質(zhì)量體積（v）及其同位素組成測定結(jié)果見表1和表2。

從表1可見：標準狀態(tài)下4He的質(zhì)量體積變化很大，為（2.65～2 800.00）×10－9cm3/g，平均為133.29×10－9cm3/g；R/Ra主 要 為 0.160 8～3.470 0，平均0.564 7，遠高于地殼特征值［24］，而整體略低于地幔特征值［25］。在v（4He）-R/Ra關系圖解（圖2）上，樣品絕大多數(shù)落在右側(cè)［27］，這暗示滇西礦物流體包裹體中含放射性成因的4He；而且，圖2中大多數(shù)樣品分布在地幔與地殼之間，這也表明地幔流體中的氦受到地殼流體一定程度的混染。

圖2 滇西流體包裹體v（4 He）-R/Ra圖解Fig.2 v（4 He）-R/Ra diagram of the fluid inclusions in western Yunnan

2.2 Ne同位素地球化學示蹤

表1顯示：標準狀態(tài)下樣品中20Ne的質(zhì)量體積較高，為（0.47～191.00）×10－9cm3/g，平均為19.95×10－9cm3/g；20Ne/22Ne值集中于9.600～17.820，平均為11.271，這不僅顯著高于地殼的20Ne/22Ne值（0.0～0.3）［28］，也高于飽和大氣的20Ne/22Ne值（9.8）［28］，而接近地幔流體端員的20Ne/22Ne值（9.8～13.2）［10］；21Ne/22Ne值為0.026 7～0.048 1，平均為0.032 2，明顯低于飽和大氣的21Ne/22Ne值 （0.290 0）［29］和 地 殼 的21Ne/22Ne 值（0.100 0～0.470 0）［25］，而與地幔的21Ne/22Ne值（0.058 0～0.068 0）［10］接近。

洋中脊（MORB）的20Ne/22Ne值和21Ne/22Ne值比大氣高，但僅為大氣的1.3倍和2.4倍，所以較容易被大氣混染［30－32］。在21Ne/22Ne－20Ne/22Ne關系圖（圖3）上，流體包裹體氖同位素主要落在大氣至洋中脊或洋島（OIB）線與大氣至地殼線之間，暗示地幔流體受到不同程度的地殼流體混染；在20Ne/22Ne-R/Ra關系圖解（圖4）上，顯示具有從地幔端員（r＝1.0）向地殼流體端員過渡的特征，進一步表明地幔流體作用過程中伴隨有地殼流體的混染。

圖3 滇西流體包裹體21 Ne/22 Ne-20 Ne/22 Ne圖解Fig.3 21 Ne/22 Ne-20 Ne/22 Ne diagram of the fluid inclusions in western Yunnan

2.3 Ar同位素地球化學示蹤

Ar同位素的測定結(jié)果見表1。由表1可知：標準狀態(tài)下樣品中40Ar的質(zhì)量體積為（1.001～16.560）×10－7cm3/g，平均為6.828×10－7cm3/g；40Ar/36Ar值為307.50～681.70，平均為395.51；38Ar/36Ar值為0.176 9～0.213 2，平均為0.197 6?，F(xiàn)今地球大氣中的40Ar/36Ar值為295.5，38Ar/36Ar值為0.188 0，而從MORB、OIB等樣品推定的地球內(nèi)部的40Ar/36Ar值要比大氣高很多，MORB的巖漿源為28 000［34－35］至40 000左右［36］，OIB巖漿源為6 000～8 000［37］。一般而言，相對于 He同位素，地幔流體的40Ar/36Ar顯示更容易受地下水混染的趨勢，僅有限顯示存在深（幔）源流體。

如將40Ar/36Ar-R/Ra投到同一圖（圖5）上，則顯示40Ar/36Ar隨地殼流體或地下水混染而減小，當40Ar/36Ar接近地下水時，R/Ra則通常也會急劇下降而接近地下水。在38Ar/36Ar-40Ar/36Ar投影圖解（圖6）上，樣品投影點主要落在大氣線上方，但其40Ar/36Ar值與洋中脊的40Ar/36Ar值還有明顯差距，這也可能暗示地幔流體中的氬受到地殼流體或地下水一定程度的混染。

圖4 滇西流體包裹體20 Ne/22 Ne-R/Ra圖解Fig.4 20 Ne/22 Ne-R/Ra diagram of the fluid inclusions in western Yunnan

圖5 流體包裹體40 Ar/36 Ar-R/Ra圖解Fig.5 40 Ar/36 Ar-R/Rarelationship of fluid inclusions

底圖據(jù)文獻［32］。

2.4 Xe同位素地球化學示蹤

表2顯示滇西流體包裹體氙同位素組成范圍變化較大，礦區(qū)多數(shù)樣品的128Xe/130Xe、129Xe/130Xe、131Xe/130Xe、132Xe/130Xe、134Xe/130Xe、136Xe/130Xe值

均高于大氣比值，表明該區(qū)的Xe同位素組成相對于大氣表現(xiàn)出過剩的特征。值得注意的是，129Xe/130Xe值為6.460～6.840，平均為6.630，除2件樣品（JYS-7-01和 MCQ-2-7）外，與大氣比值（6.496）［23］相比129Xe均表現(xiàn)出過剩；一般認為過剩的129Xe是在地球吸積階段由原始物質(zhì)中的129I衰變所產(chǎn)生的，由于129I的半衰期大約為17Ma，因此，在地殼形成之前，129I早就完全衰變成129Xe，故過剩的129Xe只可能保存在深部地幔中［38－39］。所以，研究區(qū)過剩的129Xe揭示了礦區(qū)中的成礦流體肯定有源自地幔Xe的參與。同樣，礦區(qū)136Xe/130Xe值為1.930～2.710，平 均 2.219，相 對 于 大 氣136Xe/130Xe 值（2.176）［23］，136Xe也出現(xiàn)有過剩特征，過剩最高達24.5%，這也說明了滇西的成礦流體肯定有244Pu裂變所產(chǎn)生的滯留在深部地幔內(nèi)的136Xe的加入［32］。

在129Xe/130Xe－136Xe/130Xe投影圖解 （圖7）上，從129Xe/130Xe變化來看，樣品投影點大多位于大氣比值上方及附近。從136Xe/130Xe變化來看，有3個投影點位于大氣比值左側(cè)，2個投影點位于大氣比值右側(cè)。在129Xe/130Xe－134Xe/130Xe關系圖解 （圖8）上，樣品投影點主要落在大氣與地幔演化線附近，部分落在殼?；旌显磪^(qū)，顯示其中的Xe除來自大氣飽和水和地幔外，部分還來自地殼流體。上述氙同位素組成特征表明地幔流體中的氙可能受到地殼及地下水的混染。

圖7 流體包裹體129 Xe/130 Xe－136 Xe/130 Xe圖解Fig.7 129 Xe/130 Xe－136 Xe/130 Xe relationship of fluid inclusions

圖8 流體包裹體129 Xe/130 Xe－134 Xe/130 Xe圖解Fig.8 129 Xe/130 Xe-134 Xe/130 Xe diagram of fluid inclusions

2.5 硅同位素地球化學示蹤

硅同位素組成發(fā)生變化的原因主要是由溶液中SiO2沉淀過程的硅同位素動力學分餾所引起的［41］。已有的研究［41］表明，富硅流體的動力學分餾主要表現(xiàn)為：先沉淀硅的δ30Si較低，但隨著沉淀的硅的份額增高，δ30Si也逐漸增大，到最后可能為一個較大的正值。一般說來，SiO2沉淀速度越慢，其動力分餾越大，反之分餾越小；同時，環(huán)境溫度較高，SiO2結(jié)晶緩慢，其同位素動力分餾較大，反之分餾較小；此外，多次溶解－沉淀也可加速同位素分餾，進而導致沉淀硅的δ30Si值逐次增高；沉淀硅的δ30Si值相對于溶解硅的δ30Si值的最大變化量為1.0‰ ，兩種硅的δ30Si值變化可用瑞利方程來描述（圖9），表明沉淀硅所占份額隨其動力學分餾增強而增大，并且，已沉淀的SiO2不會再與溶液中的硅發(fā)生同位素交換。

圖9 流體中硅沉淀過程的硅同位素動力學分餾曲線Fig.9 Silicon isotope kinetic fractionation curve during silicon precipitation in fluids

另外，在巖漿作用過程中，從基性巖到酸性巖，δ30Si值隨之從低到高，其中基性巖δ30Si值與原始地球的平均值（δ30Si＝－0.5‰）接近，而酸性巖的δ30Si值為－0.2‰～0.0‰；而且，成巖演化的分異程度也將影響巖石的δ30Si值，即分異程度越高，其δ30Si值越大，反之越?。?1］。

研究中系統(tǒng)地測試了礦區(qū)的富堿斑巖、石英斑晶以及與成礦作用密切相關的巖礦石和特征礦物硅同位素組成，分析結(jié)果列于表3，并繪制了研究區(qū)硅同位素組成特征分布示意圖（圖10）。硅同位素樣品制備和測量方法見文獻［41，43］。由表3和圖10可以看出，滇西富堿斑巖型多金屬礦區(qū)硅同位素組成具有如下特征和規(guī)律。

1）不同類型、不同部位樣品和不同成礦蝕變的硅同位素組成存在較大差異。富硅成礦流體和原生成礦的硅化石英的δ30Si值為－2.4‰～－0.1‰，而礦化蝕變斑巖、花崗斑巖、煌斑巖和富堿斑巖的δ30Si值為0.0‰～0.4‰，硅同位素組成明顯不同，這可能暗示存在兩類不同源區(qū)和性質(zhì)的流體，即富硅成礦流體和富堿巖漿。據(jù)上述硅同位素動力學分餾原理和機制可推測：研究區(qū)的富堿巖漿可能源于交代富集地幔［44］，并經(jīng)歷了十分強烈的同位素動力學分餾，因而其δ30Si值（0.0‰～0.4‰）為較大的正值；而礦區(qū)的富硅成礦流體可能源于原始地幔，很少歷經(jīng)硅同位素動力學分餾，因而其δ30Si值（－2.4‰～－0.1‰）為較小的負值。這也與滇西相應樣品的稀土微量元素特征相吻合［42］。

圖10 滇西硅同位素組成特征分布示意圖Fig.10 Scattergram of the characteristics of silicon isotopic compositions in western Yunnan

表3 滇西地區(qū)巖石及相關特征礦物的硅同位素組成Table 3 Silicon isotopic composition of rocks and related symptomatic minerals in western Yunnan

2）煌斑巖和富堿斑巖與礦化蝕變砂巖和礦化蝕變斑巖的δ30Si值（分別為0.0‰～0.4‰ 和0.3‰～0.5‰）基本一致，但是后者更大。這一方面，表明富堿斑巖可能受到富硅成礦流體一定程度的交代作用，從而導致蝕變斑巖相對富堿斑巖的硅同位素組成表現(xiàn)出更加強烈的同位素動力學分餾特征；另一方面，也暗示在斑巖的自交代蝕變過程中，隨著富硅成礦流體從斑巖向圍巖運移，流體性質(zhì)相應由幔源向殼源過渡。

3）馬廠箐與北衙分別出現(xiàn)硅化石英（分別為－0.3‰和－0.1‰）和斑晶長石（0.4‰），與圍巖地層的δ30Si值（分別為－0.2‰和0.7‰）比較接近。由1）的分析可知，富硅成礦流體（以硅化石英代表）和富堿巖漿（以斑晶長石代表）的δ30Si值都有明確的變化范圍，富硅成礦流體的δ30Si值為－2.4‰～－0.1‰，而富堿巖漿的δ30Si值為0.0‰～0.4‰，它們的硅同位素組成不因圍巖的差異而不同，但是圍巖地層的硅同位素組成則可能因巖性與層位的變化而不同。所以，硅化石英或富堿斑巖與圍巖地層的δ30Si值接近，這不能說它們的硅質(zhì)來源是相同的。

4）硅同位素組成的特征表明，來自交代富集地幔的富堿巖漿的δ30Si值（平均為0.24‰）［5，45］與月巖（平均為－0.45‰）和隕石（平均為－0.5‰）［41］相差較大。而月巖和隕石的物質(zhì)組成被認為相似于原始地幔，表明由地幔交代作用形成的富集地幔與原始地幔存在顯著差異；更有意義的是，據(jù)表3和圖10顯示，由硅化石英（脈）和異極礦及硅化金礦石所代表的原生富硅成礦流體的δ30Si值與月巖和隕石的δ30Si值相近，表明富硅成礦流體與富堿巖漿來自不同的地幔源區(qū)，再由前述“多次溶解－沉淀也可加速同位素分餾，進而導致沉淀硅的δ30Si值逐次增高”的原理，可以認定，引發(fā)滇西多金屬成礦的主要流體——原生富硅成礦流體來自原始地幔。

5）從含礦富堿斑巖到不含礦富堿斑巖再到硅化石英，最后到異極礦，滇西相應樣品的微量元素（Sr、Ta和Ti）組成表現(xiàn)出由弱負異常到強負異常的特征，這表明地幔部分熔融程度發(fā)生了從強到弱的變化［46］。地幔部分熔融程度的增高正反映了富堿斑巖是來自于地幔流體交代作用形成的富集地幔，而代表富硅成礦流體的硅化石英與異極礦則具有地球原始源區(qū)硅同位素組成的性質(zhì)［10］。

6）已有研究認為，在含水地幔楔熔融過程中，難熔的富Ti礦物可導致從鍶到鉭（鈮）負異常和鈦的虧損［47］。研究區(qū)富堿斑巖來自交代富集地幔，在富堿斑巖中產(chǎn)出有呈聚晶狀的金紅石以及富Ti的石榴子石等超鎂鐵質(zhì)包體巖石，這反映了包體巖石的低程度部分熔融特征；并且相應樣品的稀土元素配分模式為平坦型［45］，具有弱到不明顯的Ce、Eu負異常以及富集輕稀土的特征。這首先表明礦區(qū)樣品（如異極礦）具有典型的正常原始地幔巖的稀土配分模式［46］；其次說明研究區(qū)同時存在來自原始地幔的富硅的成礦流體、超鎂鐵質(zhì)包體與來自交代富集地幔的富堿巖漿；再次顯示在富堿巖漿的成巖過程中，富硅成礦流體交代圍巖與巖體，導致蝕變成礦，其實質(zhì)是地幔流體的交代作用在地殼內(nèi)成礦作用中的一種延續(xù)。

3 討論

3.1 成礦流體來源

礦區(qū)的20Ne/22Ne和21Ne/22Ne接近地幔流體端員的Ne同位素組成；與大氣相比，多數(shù)樣品的128Xe/130Xe、129Xe/130Xe、131Xe/130Xe、132Xe/130Xe、134Xe/130Xe、136Xe/130Xe值均表現(xiàn)出過剩的特征，尤其是129Xe/130Xe和136Xe/130Xe的過剩，表明滇西的成礦流體中可能含有地幔源區(qū)的流體的加入或參與。

然而，地幔是不均一的，存在多種地幔單元組分（如：原始未分異地幔單元BSE、富集地幔端員EM等）。研究區(qū)原生成礦的硅化石英的Si值（δ30Si＝－2.4‰～－0.1‰）與月巖和隕石接近，而富堿斑巖的δ30Si值（δ30Si＝0.0‰～0.4‰）與月巖和隕石相差較大，這暗示了礦區(qū)存在兩類不同源區(qū)和性質(zhì)的流體，分別是富硅成礦流體和富堿巖漿。據(jù)硅同位素動力學分餾原理可知：富硅成礦流體幾乎沒有歷經(jīng)硅同位素動力學分餾，具有原始地幔流體性質(zhì)（δ30Si值為較小的負值）；而富堿巖漿經(jīng)歷了十分強烈的同位素動力學分餾，具有交代富集地幔流體性質(zhì)（δ30Si值為較大的正值）。

雖然在滇西地區(qū)出現(xiàn)硅化石英和斑晶長石與圍巖地層的δ30Si值比較接近，但是這不能說明它們的硅質(zhì)來源是相同的。因為礦區(qū)富硅成礦流體和富堿巖漿的δ30Si值都有自己明確的變化范圍，它們的硅同位素組成不因圍巖的差異而不同，但圍巖地層的硅同位素組成則可能因巖性與層位的變化而不同。所以，圍巖不是提供成礦物質(zhì)和流體的主要源區(qū)。

3.2 成礦作用

礦區(qū)煌斑巖和富堿斑巖與礦化蝕變砂巖和礦化蝕變斑巖的δ30Si值基本一致，但是礦化蝕變巖的δ30Si值更大，這是由于富堿斑巖受到了富硅成礦流體一定程度的交代作用，從而導致蝕變斑巖相對富堿斑巖的硅同位素組成表現(xiàn)出更加強烈的動力學分餾特征。而且，來自交代富集地幔的富堿巖漿的δ30Si值與月巖和隕石相差較大，這也正是地幔流體的交代作用造成地幔具有明顯不同的硅同位素組成特征，尤其是在大陸板塊內(nèi)堿性巖漿強烈活動的區(qū)域（如滇西）。

稀有氣體和硅同位素地球化學示蹤表明，滇西礦區(qū)含礦流體既具有幔源流體的特征，又表現(xiàn)出地殼流體的混染特征，這種殼－?；烊咎卣魇窃诟粔A巖漿和與之伴隨的富硅成礦流體攜帶成礦物質(zhì)沿斷裂上升運移中，富硅成礦流體在富堿巖漿的成巖過程中對富堿斑巖與地層巖石的交代蝕變造成的，也正是這種含礦地幔流體的交代作用引發(fā)殼幔物質(zhì)的疊加混染［48］，從而構(gòu)成了滇西新生代富堿斑巖多金屬成礦的內(nèi)在統(tǒng)一制約因素，也是礦區(qū)內(nèi)大型--超大型多金屬礦床形成的重要地質(zhì)地球化學背景。由此進一步表明，滇西新生代成巖成礦過程統(tǒng)一受控于印度--歐亞大陸板塊俯沖匯聚過程中的碰撞構(gòu)造體制、拆沉構(gòu)造體制和大型走滑構(gòu)造體制等，為該區(qū)富堿巖漿和地幔流體運移至地殼參與成巖成礦作用提供了強有力的地球動力學環(huán)境條件。

4 結(jié)論

1）He同位素組成變化較大，R/Ra主要為0.160 8～3.470 0，平均值為0.564 7，介于地殼特征值與地幔特征值之間，具有殼幔過渡或混染特征。

2）Ne同位素組成變化也較大，20Ne/22Ne值范圍主要為9.600～17.820，平均為11.271，高于地殼Ne同位素組成和飽和大氣Ne同位素組成，接近地幔流體端員同位素組成；21Ne/22Ne值為0.026 7～0.048 1，平均為0.032 2，明顯低于飽和大氣同位素組成和地殼同位素組成，而與地幔同位素組成接近。這表明在流體包裹體形成過程中受到了一定程度的地殼流體混染。

3）40Ar/36Ar值為307.50～681.70，平均為395.51，38Ar/36Ar值為0.176 9～0.213 2，平均為0.197 6，均高于大氣比值，而顯著低于 MORB比值，表明地幔流體中的Ar更容易受地下水混染，僅有限顯示存在幔源流體。

4）滇西流體包裹體氙同位素組成范圍變化較大，礦 區(qū) 多 數(shù) 樣 品 的128Xe/130Xe、129Xe/130Xe、131Xe/130Xe、132Xe/130Xe、134Xe/130Xe、136Xe/130Xe均高于大氣比值，表明該區(qū)的Xe同位素組成相對于大氣表現(xiàn)出過剩的特征，尤其是129Xe和136Xe的過剩均反映滇西成礦流體中有來自地幔Xe的加入或參與。

5）富硅成礦流體的δ30Si值變化范圍為－2.4‰～－0.1‰，其硅同位素組成表現(xiàn)為很少歷經(jīng)同位素動力學分餾的負值特征，而具有原始地幔流體的性質(zhì)；富堿巖漿的δ30Si值變化范圍為0.0‰～0.4‰，與月巖和隕石相差甚遠，其硅同位素組成表現(xiàn)出歷經(jīng)強烈動力學分餾的正值特征，而具有交代富集地幔源區(qū)性質(zhì)。這種特征反映了礦區(qū)同時存在來自原始地幔的富硅的成礦流體與來自交代富集地幔的富堿巖漿，并在富堿巖漿的成巖過程中，富硅的成礦流體交代圍巖與巖體，導致蝕變成礦，其實質(zhì)是地幔流體的交代作用在地殼內(nèi)成礦作用中的一種延續(xù)。

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