壳幔混染成矿机制的稀有气体同位素及硅同位素证据——以滇西富碱斑岩型多金属矿区为例

邓碧平，刘显凡，朱建军，卢秋霞，赵甫峰，楚亚婷，李春辉

1.新疆生产建设兵团十三师，新疆 哈密 839000

2.成都理工大学地球科学学院，成都 610059

0 引言

滇西富碱斑岩型多金属矿区紧邻青藏高原东南缘，地处扬子地台西缘，受到印度 — 欧亚大陆的俯冲碰撞影响，新生代岩浆活动十分强烈，特别是沿金沙江 —哀牢山断裂带及其两侧产出了大量的富碱斑岩和与之相关的各种类型的多金属矿。研究区最具代表性的金属矿床有鹤庆姚安铅－银－金矿、北衙铅－金矿、兰坪金顶铅－锌矿、祥云马厂箐铜－钼金矿以及镇沅老王寨金矿等（图1）［1］。

在滇西富碱斑岩型多金属矿的成因方面，前人已做了大量的研究工作，但至今为止对其成因机制的认识还没有达成一致，例如有裂谷构造成因模式［2］、岩石圈加厚模式［3］、断裂走滑拉伸模式［4－6］、板块俯冲模式［7－8］等。莫宣学等［9］和侯增谦等［1］通 过有关研究，证实了壳幔过渡带的存在，他们都认为滇西新生代钾玄岩类岩浆起源于壳幔过渡带，但是没有对过渡带的成因机制作出详细说明。

稀有气体同位素具有化学性质不活泼、在地质体中含量低的特点，在地质作用过程中其含量或同位素组成的变化比其他元素灵敏得多，因而是成矿流体来源、成岩成矿等地质作用的良好示踪剂［10－14］。而硅同位素分析方法在地质研究领域的应用，正逐渐引起人们的高度重视。应用硅同位素分析方法来解决某些铅锌矿的成因问题［15］，或利用硅同位素组成特征来示踪前寒武纪磁铁石英岩含矿建造的硅质来源［16］，或直接用于沉积相分析［17］，均收到显著效果。笔者主要通过研究区中的硅同位素组成特征与包裹体稀有气体同位素特征的研究来揭示成矿过程中的地幔流体交代作用和壳幔混染特征。

1 矿床地质特征

图1 研究区地质背景略图Fig.1 Geological sketch map of the study area

滇西地区与富碱斑岩有关的多金属成矿受构造的控制。在岩体内、岩体和围岩地层的接触带上，以及围岩地层中，矿体主要呈细脉浸染状或者脉状产出。而且从岩体到接触带再到围岩地层，依次有钼矿、铜－钼矿、铅－锌－铁矿和金－银矿，这反映了矿区由高温到低温的系列成矿效应［18］。研究区主要有褐铁矿化、绿泥石化、黄铁绢英岩化、硅化和绿帘石化等围岩蚀变类型，在北衙岩体与碳酸盐岩的接触部位发育矽卡岩化，并叠加十分强烈的硅化与赤铁矿化等；在富碱斑岩中主要的钾化蚀变为正长石化与绢云母化。在富钾的正长斑岩体中金属矿化主要以银与铅为主，而在富钾偏中酸性的花岗闪长斑岩－石英二长斑岩中，主要的金属矿化是金矿化及铜（钼）矿化。曾普胜等［19］已对金矿化和富碱斑岩之间的关系进行了专题讨论。此外，富碱斑岩多金属矿床明显受到构造的控制作用：金沙江--哀牢山断裂带是区内深部成矿流体与物质运移的通道，而岩体内部的裂隙构造、层间挠曲、破碎带、不整合接触带、次一级断裂与褶皱带的交切部位以及岩性的封闭条件等，是矿体的容矿构造。已有研究［1－2，5］显示，该区富碱斑岩的成岩及其相关多金属成矿作用，与深部（源）流体，尤其与以板块结合带和深大断裂活动及碰撞造山过程为动力背景的地幔流体作用有着密切联系。

研究区中与流体作用及富碱岩浆成岩作用密切相关的特征矿物有4个：分别是钙铬铝榴石（矽卡岩化蚀变作用形成的产物）、异极矿（富硅成矿流体交代原生闪锌矿形成的富含水的硅酸盐矿物）、硅化石英（富硅成矿流体在富碱岩浆成岩过程中对原岩进行交代蚀变作用的产物）和原生长石斑晶（富碱岩浆成岩作用的产物）。

2 成矿机制的同位素地球化学示踪

2.1 He同位素地球化学示踪

样品主要取自滇西马厂箐矿床、金顶矿床、老王寨矿床和六合岩体。稀有气体同位素以成矿阶段热液矿物内的包裹体作为分析对象，包裹体的寄主矿物包括石英脉、黄铁矿等。分析矿物的选择依据参见文献［20］。稀有气体同位素测试在中国科学院兰州地质研究所地球化学测试部完成，相关测试方法和实验条件参见文献［21］。滇西矿石矿物流体包裹体稀有气体标准状态下的质量体积（v）及其同位素组成测定结果见表1和表2。

从表1可见：标准状态下4He的质量体积变化很大，为（2.65～2 800.00）×10－9cm3/g，平均为133.29×10－9cm3/g；R/Ra主 要 为 0.160 8～3.470 0，平均0.564 7，远高于地壳特征值［24］，而整体略低于地幔特征值［25］。在v（4He）-R/Ra关系图解（图2）上，样品绝大多数落在右侧［27］，这暗示滇西矿物流体包裹体中含放射性成因的4He；而且，图2中大多数样品分布在地幔与地壳之间，这也表明地幔流体中的氦受到地壳流体一定程度的混染。

图2 滇西流体包裹体v（4 He）-R/Ra图解Fig.2 v（4 He）-R/Ra diagram of the fluid inclusions in western Yunnan

2.2 Ne同位素地球化学示踪

表1显示：标准状态下样品中20Ne的质量体积较高，为（0.47～191.00）×10－9cm3/g，平均为19.95×10－9cm3/g；20Ne/22Ne值集中于9.600～17.820，平均为11.271，这不仅显著高于地壳的20Ne/22Ne值（0.0～0.3）［28］，也高于饱和大气的20Ne/22Ne值（9.8）［28］，而接近地幔流体端员的20Ne/22Ne值（9.8～13.2）［10］；21Ne/22Ne值为0.026 7～0.048 1，平均为0.032 2，明显低于饱和大气的21Ne/22Ne值 （0.290 0）［29］和 地 壳 的21Ne/22Ne 值（0.100 0～0.470 0）［25］，而与地幔的21Ne/22Ne值（0.058 0～0.068 0）［10］接近。

洋中脊（MORB）的20Ne/22Ne值和21Ne/22Ne值比大气高，但仅为大气的1.3倍和2.4倍，所以较容易被大气混染［30－32］。在21Ne/22Ne－20Ne/22Ne关系图（图3）上，流体包裹体氖同位素主要落在大气至洋中脊或洋岛（OIB）线与大气至地壳线之间，暗示地幔流体受到不同程度的地壳流体混染；在20Ne/22Ne-R/Ra关系图解（图4）上，显示具有从地幔端员（r＝1.0）向地壳流体端员过渡的特征，进一步表明地幔流体作用过程中伴随有地壳流体的混染。

图3 滇西流体包裹体21 Ne/22 Ne-20 Ne/22 Ne图解Fig.3 21 Ne/22 Ne-20 Ne/22 Ne diagram of the fluid inclusions in western Yunnan

2.3 Ar同位素地球化学示踪

Ar同位素的测定结果见表1。由表1可知：标准状态下样品中40Ar的质量体积为（1.001～16.560）×10－7cm3/g，平均为6.828×10－7cm3/g；40Ar/36Ar值为307.50～681.70，平均为395.51；38Ar/36Ar值为0.176 9～0.213 2，平均为0.197 6。现今地球大气中的40Ar/36Ar值为295.5，38Ar/36Ar值为0.188 0，而从MORB、OIB等样品推定的地球内部的40Ar/36Ar值要比大气高很多，MORB的岩浆源为28 000［34－35］至40 000左右［36］，OIB岩浆源为6 000～8 000［37］。一般而言，相对于 He同位素，地幔流体的40Ar/36Ar显示更容易受地下水混染的趋势，仅有限显示存在深（幔）源流体。

如将40Ar/36Ar-R/Ra投到同一图（图5）上，则显示40Ar/36Ar随地壳流体或地下水混染而减小，当40Ar/36Ar接近地下水时，R/Ra则通常也会急剧下降而接近地下水。在38Ar/36Ar-40Ar/36Ar投影图解（图6）上，样品投影点主要落在大气线上方，但其40Ar/36Ar值与洋中脊的40Ar/36Ar值还有明显差距，这也可能暗示地幔流体中的氩受到地壳流体或地下水一定程度的混染。

图4 滇西流体包裹体20 Ne/22 Ne-R/Ra图解Fig.4 20 Ne/22 Ne-R/Ra diagram of the fluid inclusions in western Yunnan

图5 流体包裹体40 Ar/36 Ar-R/Ra图解Fig.5 40 Ar/36 Ar-R/Rarelationship of fluid inclusions

底图据文献［32］。

2.4 Xe同位素地球化学示踪

表2显示滇西流体包裹体氙同位素组成范围变化较大，矿区多数样品的128Xe/130Xe、129Xe/130Xe、131Xe/130Xe、132Xe/130Xe、134Xe/130Xe、136Xe/130Xe值

均高于大气比值，表明该区的Xe同位素组成相对于大气表现出过剩的特征。值得注意的是，129Xe/130Xe值为6.460～6.840，平均为6.630，除2件样品（JYS-7-01和 MCQ-2-7）外，与大气比值（6.496）［23］相比129Xe均表现出过剩；一般认为过剩的129Xe是在地球吸积阶段由原始物质中的129I衰变所产生的，由于129I的半衰期大约为17Ma，因此，在地壳形成之前，129I早就完全衰变成129Xe，故过剩的129Xe只可能保存在深部地幔中［38－39］。所以，研究区过剩的129Xe揭示了矿区中的成矿流体肯定有源自地幔Xe的参与。同样，矿区136Xe/130Xe值为1.930～2.710，平 均 2.219，相 对 于 大 气136Xe/130Xe 值（2.176）［23］，136Xe也出现有过剩特征，过剩最高达24.5%，这也说明了滇西的成矿流体肯定有244Pu裂变所产生的滞留在深部地幔内的136Xe的加入［32］。

在129Xe/130Xe－136Xe/130Xe投影图解 （图7）上，从129Xe/130Xe变化来看，样品投影点大多位于大气比值上方及附近。从136Xe/130Xe变化来看，有3个投影点位于大气比值左侧，2个投影点位于大气比值右侧。在129Xe/130Xe－134Xe/130Xe关系图解 （图8）上，样品投影点主要落在大气与地幔演化线附近，部分落在壳幔混合源区，显示其中的Xe除来自大气饱和水和地幔外，部分还来自地壳流体。上述氙同位素组成特征表明地幔流体中的氙可能受到地壳及地下水的混染。

图7 流体包裹体129 Xe/130 Xe－136 Xe/130 Xe图解Fig.7 129 Xe/130 Xe－136 Xe/130 Xe relationship of fluid inclusions

图8 流体包裹体129 Xe/130 Xe－134 Xe/130 Xe图解Fig.8 129 Xe/130 Xe-134 Xe/130 Xe diagram of fluid inclusions

2.5 硅同位素地球化学示踪

硅同位素组成发生变化的原因主要是由溶液中SiO2沉淀过程的硅同位素动力学分馏所引起的［41］。已有的研究［41］表明，富硅流体的动力学分馏主要表现为：先沉淀硅的δ30Si较低，但随着沉淀的硅的份额增高，δ30Si也逐渐增大，到最后可能为一个较大的正值。一般说来，SiO2沉淀速度越慢，其动力分馏越大，反之分馏越小；同时，环境温度较高，SiO2结晶缓慢，其同位素动力分馏较大，反之分馏较小；此外，多次溶解－沉淀也可加速同位素分馏，进而导致沉淀硅的δ30Si值逐次增高；沉淀硅的δ30Si值相对于溶解硅的δ30Si值的最大变化量为1.0‰ ，两种硅的δ30Si值变化可用瑞利方程来描述（图9），表明沉淀硅所占份额随其动力学分馏增强而增大，并且，已沉淀的SiO2不会再与溶液中的硅发生同位素交换。

图9 流体中硅沉淀过程的硅同位素动力学分馏曲线Fig.9 Silicon isotope kinetic fractionation curve during silicon precipitation in fluids

另外，在岩浆作用过程中，从基性岩到酸性岩，δ30Si值随之从低到高，其中基性岩δ30Si值与原始地球的平均值（δ30Si＝－0.5‰）接近，而酸性岩的δ30Si值为－0.2‰～0.0‰；而且，成岩演化的分异程度也将影响岩石的δ30Si值，即分异程度越高，其δ30Si值越大，反之越小［41］。

研究中系统地测试了矿区的富碱斑岩、石英斑晶以及与成矿作用密切相关的岩矿石和特征矿物硅同位素组成，分析结果列于表3，并绘制了研究区硅同位素组成特征分布示意图（图10）。硅同位素样品制备和测量方法见文献［41，43］。由表3和图10可以看出，滇西富碱斑岩型多金属矿区硅同位素组成具有如下特征和规律。

1）不同类型、不同部位样品和不同成矿蚀变的硅同位素组成存在较大差异。富硅成矿流体和原生成矿的硅化石英的δ30Si值为－2.4‰～－0.1‰，而矿化蚀变斑岩、花岗斑岩、煌斑岩和富碱斑岩的δ30Si值为0.0‰～0.4‰，硅同位素组成明显不同，这可能暗示存在两类不同源区和性质的流体，即富硅成矿流体和富碱岩浆。据上述硅同位素动力学分馏原理和机制可推测：研究区的富碱岩浆可能源于交代富集地幔［44］，并经历了十分强烈的同位素动力学分馏，因而其δ30Si值（0.0‰～0.4‰）为较大的正值；而矿区的富硅成矿流体可能源于原始地幔，很少历经硅同位素动力学分馏，因而其δ30Si值（－2.4‰～－0.1‰）为较小的负值。这也与滇西相应样品的稀土微量元素特征相吻合［42］。

图10 滇西硅同位素组成特征分布示意图Fig.10 Scattergram of the characteristics of silicon isotopic compositions in western Yunnan

表3 滇西地区岩石及相关特征矿物的硅同位素组成Table 3 Silicon isotopic composition of rocks and related symptomatic minerals in western Yunnan

2）煌斑岩和富碱斑岩与矿化蚀变砂岩和矿化蚀变斑岩的δ30Si值（分别为0.0‰～0.4‰ 和0.3‰～0.5‰）基本一致，但是后者更大。这一方面，表明富碱斑岩可能受到富硅成矿流体一定程度的交代作用，从而导致蚀变斑岩相对富碱斑岩的硅同位素组成表现出更加强烈的同位素动力学分馏特征；另一方面，也暗示在斑岩的自交代蚀变过程中，随着富硅成矿流体从斑岩向围岩运移，流体性质相应由幔源向壳源过渡。

3）马厂箐与北衙分别出现硅化石英（分别为－0.3‰和－0.1‰）和斑晶长石（0.4‰），与围岩地层的δ30Si值（分别为－0.2‰和0.7‰）比较接近。由1）的分析可知，富硅成矿流体（以硅化石英代表）和富碱岩浆（以斑晶长石代表）的δ30Si值都有明确的变化范围，富硅成矿流体的δ30Si值为－2.4‰～－0.1‰，而富碱岩浆的δ30Si值为0.0‰～0.4‰，它们的硅同位素组成不因围岩的差异而不同，但是围岩地层的硅同位素组成则可能因岩性与层位的变化而不同。所以，硅化石英或富碱斑岩与围岩地层的δ30Si值接近，这不能说它们的硅质来源是相同的。

4）硅同位素组成的特征表明，来自交代富集地幔的富碱岩浆的δ30Si值（平均为0.24‰）［5，45］与月岩（平均为－0.45‰）和陨石（平均为－0.5‰）［41］相差较大。而月岩和陨石的物质组成被认为相似于原始地幔，表明由地幔交代作用形成的富集地幔与原始地幔存在显著差异；更有意义的是，据表3和图10显示，由硅化石英（脉）和异极矿及硅化金矿石所代表的原生富硅成矿流体的δ30Si值与月岩和陨石的δ30Si值相近，表明富硅成矿流体与富碱岩浆来自不同的地幔源区，再由前述“多次溶解－沉淀也可加速同位素分馏，进而导致沉淀硅的δ30Si值逐次增高”的原理，可以认定，引发滇西多金属成矿的主要流体——原生富硅成矿流体来自原始地幔。

5）从含矿富碱斑岩到不含矿富碱斑岩再到硅化石英，最后到异极矿，滇西相应样品的微量元素（Sr、Ta和Ti）组成表现出由弱负异常到强负异常的特征，这表明地幔部分熔融程度发生了从强到弱的变化［46］。地幔部分熔融程度的增高正反映了富碱斑岩是来自于地幔流体交代作用形成的富集地幔，而代表富硅成矿流体的硅化石英与异极矿则具有地球原始源区硅同位素组成的性质［10］。

6）已有研究认为，在含水地幔楔熔融过程中，难熔的富Ti矿物可导致从锶到钽（铌）负异常和钛的亏损［47］。研究区富碱斑岩来自交代富集地幔，在富碱斑岩中产出有呈聚晶状的金红石以及富Ti的石榴子石等超镁铁质包体岩石，这反映了包体岩石的低程度部分熔融特征；并且相应样品的稀土元素配分模式为平坦型［45］，具有弱到不明显的Ce、Eu负异常以及富集轻稀土的特征。这首先表明矿区样品（如异极矿）具有典型的正常原始地幔岩的稀土配分模式［46］；其次说明研究区同时存在来自原始地幔的富硅的成矿流体、超镁铁质包体与来自交代富集地幔的富碱岩浆；再次显示在富碱岩浆的成岩过程中，富硅成矿流体交代围岩与岩体，导致蚀变成矿，其实质是地幔流体的交代作用在地壳内成矿作用中的一种延续。

3 讨论

3.1 成矿流体来源

矿区的20Ne/22Ne和21Ne/22Ne接近地幔流体端员的Ne同位素组成；与大气相比，多数样品的128Xe/130Xe、129Xe/130Xe、131Xe/130Xe、132Xe/130Xe、134Xe/130Xe、136Xe/130Xe值均表现出过剩的特征，尤其是129Xe/130Xe和136Xe/130Xe的过剩，表明滇西的成矿流体中可能含有地幔源区的流体的加入或参与。

然而，地幔是不均一的，存在多种地幔单元组分（如：原始未分异地幔单元BSE、富集地幔端员EM等）。研究区原生成矿的硅化石英的Si值（δ30Si＝－2.4‰～－0.1‰）与月岩和陨石接近，而富碱斑岩的δ30Si值（δ30Si＝0.0‰～0.4‰）与月岩和陨石相差较大，这暗示了矿区存在两类不同源区和性质的流体，分别是富硅成矿流体和富碱岩浆。据硅同位素动力学分馏原理可知：富硅成矿流体几乎没有历经硅同位素动力学分馏，具有原始地幔流体性质（δ30Si值为较小的负值）；而富碱岩浆经历了十分强烈的同位素动力学分馏，具有交代富集地幔流体性质（δ30Si值为较大的正值）。

虽然在滇西地区出现硅化石英和斑晶长石与围岩地层的δ30Si值比较接近，但是这不能说明它们的硅质来源是相同的。因为矿区富硅成矿流体和富碱岩浆的δ30Si值都有自己明确的变化范围，它们的硅同位素组成不因围岩的差异而不同，但围岩地层的硅同位素组成则可能因岩性与层位的变化而不同。所以，围岩不是提供成矿物质和流体的主要源区。

3.2 成矿作用

矿区煌斑岩和富碱斑岩与矿化蚀变砂岩和矿化蚀变斑岩的δ30Si值基本一致，但是矿化蚀变岩的δ30Si值更大，这是由于富碱斑岩受到了富硅成矿流体一定程度的交代作用，从而导致蚀变斑岩相对富碱斑岩的硅同位素组成表现出更加强烈的动力学分馏特征。而且，来自交代富集地幔的富碱岩浆的δ30Si值与月岩和陨石相差较大，这也正是地幔流体的交代作用造成地幔具有明显不同的硅同位素组成特征，尤其是在大陆板块内碱性岩浆强烈活动的区域（如滇西）。

稀有气体和硅同位素地球化学示踪表明，滇西矿区含矿流体既具有幔源流体的特征，又表现出地壳流体的混染特征，这种壳－幔混染特征是在富碱岩浆和与之伴随的富硅成矿流体携带成矿物质沿断裂上升运移中，富硅成矿流体在富碱岩浆的成岩过程中对富碱斑岩与地层岩石的交代蚀变造成的，也正是这种含矿地幔流体的交代作用引发壳幔物质的叠加混染［48］，从而构成了滇西新生代富碱斑岩多金属成矿的内在统一制约因素，也是矿区内大型--超大型多金属矿床形成的重要地质地球化学背景。由此进一步表明，滇西新生代成岩成矿过程统一受控于印度--欧亚大陆板块俯冲汇聚过程中的碰撞构造体制、拆沉构造体制和大型走滑构造体制等，为该区富碱岩浆和地幔流体运移至地壳参与成岩成矿作用提供了强有力的地球动力学环境条件。

4 结论

1）He同位素组成变化较大，R/Ra主要为0.160 8～3.470 0，平均值为0.564 7，介于地壳特征值与地幔特征值之间，具有壳幔过渡或混染特征。

2）Ne同位素组成变化也较大，20Ne/22Ne值范围主要为9.600～17.820，平均为11.271，高于地壳Ne同位素组成和饱和大气Ne同位素组成，接近地幔流体端员同位素组成；21Ne/22Ne值为0.026 7～0.048 1，平均为0.032 2，明显低于饱和大气同位素组成和地壳同位素组成，而与地幔同位素组成接近。这表明在流体包裹体形成过程中受到了一定程度的地壳流体混染。

3）40Ar/36Ar值为307.50～681.70，平均为395.51，38Ar/36Ar值为0.176 9～0.213 2，平均为0.197 6，均高于大气比值，而显著低于 MORB比值，表明地幔流体中的Ar更容易受地下水混染，仅有限显示存在幔源流体。

4）滇西流体包裹体氙同位素组成范围变化较大，矿 区 多 数 样 品 的128Xe/130Xe、129Xe/130Xe、131Xe/130Xe、132Xe/130Xe、134Xe/130Xe、136Xe/130Xe均高于大气比值，表明该区的Xe同位素组成相对于大气表现出过剩的特征，尤其是129Xe和136Xe的过剩均反映滇西成矿流体中有来自地幔Xe的加入或参与。

5）富硅成矿流体的δ30Si值变化范围为－2.4‰～－0.1‰，其硅同位素组成表现为很少历经同位素动力学分馏的负值特征，而具有原始地幔流体的性质；富碱岩浆的δ30Si值变化范围为0.0‰～0.4‰，与月岩和陨石相差甚远，其硅同位素组成表现出历经强烈动力学分馏的正值特征，而具有交代富集地幔源区性质。这种特征反映了矿区同时存在来自原始地幔的富硅的成矿流体与来自交代富集地幔的富碱岩浆，并在富碱岩浆的成岩过程中，富硅的成矿流体交代围岩与岩体，导致蚀变成矿，其实质是地幔流体的交代作用在地壳内成矿作用中的一种延续。

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