若简单的利用δD值数据对比，并将δ18O值于大气降水线右侧的平移（氧漂移）解释为水-岩同位素交换，则可能判断相山矿田成矿溶液的来源为大气降水，并进而得出成矿期大气降水成因的外生水循环参与成矿作用过程，这是以往利用氢、氧同位素组成判别成矿流体来源时通常的解释结果。
相山矿田钠交代型矿化成矿流体的δD值约为-80‰，其δ18O值介于-1.42‰～+1.24‰之间，平均值为+0.03‰，对这种δD＞-90‰、δ18O＞0的成矿流体推断其来源时要特别小心（张理刚等，1995）。可见，利用氢、氧同位素组成对相山矿田成矿流体来源的判断，必须与成矿地质特征相结合。
图4.2 相山矿田成矿期溶液在雨水（A）、海水（B）和岩浆水（C）三角图中的投影
相山矿田自矿前期到矿后期溶液的δ18OH2O呈现降低的趋势，这一现象一般解释为矿前期以岩浆水为主，成矿期则为岩浆水和大气降水的混合，矿后期以大气降水为主，但大气降水进入成矿溶液的途径这一问题并没有给予解释。将成矿期溶液的氢、氧同位素组成投影到雨水、海水和岩浆水三角图中（图4.2），可以看出，成矿溶液的氢、氧同位素组成在图4.2中位于岩浆水区域与雨水线之间，而且不同矿化类型成矿溶液的氢、氧同位素组成分别位于代表赋矿火成岩的岩浆水与不同雨水端员的连线上。早期成矿溶液的氢、氧同位素组成位于平均同位素组成为A的雨水端员和平均同位素组成为C的岩浆水的连线AC上，而晚期成矿溶液的氢、氧同位素组成位于同位素组成为A1的雨水端员和平均同位素组成为C的岩浆水的连线A1C上。显然，无论是早期成矿溶液还是晚期成矿溶液，均是岩浆水和雨水的混合。值得注意的是，早期成矿溶液雨水端员的同位素组成为雨水的平均同位素组成；而晚期成矿溶液雨水端员的同位素组成δD值约为-64‰、δ18O值约为-8.8‰，与中生代华南大陆地区大气降水的同位素组成相一致。可见，不同成矿时期进入成矿溶液的雨水具不同同位素组成，进而可以推测不同成矿时期雨水进入成矿溶液的途径可能不同。
相山火山盆地内碎斑熔岩及花岗斑岩岩石的δ18O全岩分别为10.57‰及10.18‰（周文斌，1995），属δ18O全岩＞10‰的高18O值岩浆岩，它是由泥砂质沉积岩石熔融而成，或者是同化了被大气降水改造过的岩石熔融的产物（李兆鼐等，2004）。显然，被同化岩石介质中的大气降水成分在熔融过程中可以进入岩浆，构成岩浆水的组成部分，并由此而导致相山火山盆地成矿期溶液的氢、氧同位素组成不局限于岩浆水的氢、氧同位素组成范围。
伴随着华南地区中生代强烈的火山岩浆活动，不仅发生了大规模的铀成矿作用，也发生了铜、锌、铅、金、银等金属的成矿作用。张理刚等（1995）对赣东北成矿作用与中生代火山岩浆活动有关的冷水坑银铅锌矿床、德兴铜厂铜矿床及银山铜铅锌金银矿床，实测了大量的岩石及矿物的氢、氧同位素组成，并计算了各矿床中生代主成矿阶段成矿溶液的氢、氧同位素组成（表4.3），相山矿田成矿溶液的氢、氧同位素组成在区域上可与其比对。对冷水坑、铜厂、银山矿床水-岩体系氢、氧同位素演化的系统研究，得出的结论是：火山岩浆无法提供矿床水-岩体系所需水量，矿床主要成矿阶段流体的来源为大气降水，其与岩石相互作用导致成矿流体演化。李学礼、孙占学等（2000）采用同样方法据相山矿田氢、氧同位素组成进行了类似的粗略估算，结果也表明相山火山盆地岩浆冷凝不可能提供形成相山矿田数万吨级铀矿所需的巨大水量，因而也得出了成矿溶液主要为大气降水成因的结论。
表4.3 赣东北地区冷水坑等矿床成矿溶液氢、氧同位素组成
作者认为，前人相关研究成果仅能证实成矿溶液中存在大气降水成分，并不能确证成矿期大气降水直接进入或者直接演化为成矿溶液。由此可见，前人对成矿所需最小水量的量化计算仅是推断成矿溶液来源的旁证，并且这种计算是以现代同位素分馏理论为基础，建立在水-岩交换作用前提下的据蚀变岩石氢、氧同位素组成及有效水岩比值（W/R）开展的相对“静态”的计算。蚀变作用及成矿作用不是“瞬间”地质事件，它有一定的时间跨度，因而成矿所需的水量是累积量。事实上，火山岩浆期后水热系统是不断演化的，它与原始岩浆发生带及高位岩浆房具密切联系。我们知道，岩浆的喷发量在一般情况下仅是岩浆房实际体积的一小部分，一般不超过10%（李兆鼐等，2004），相山火山盆地主体岩石——碎斑熔岩的体积估计大于300km3，可见，形成相山火山岩系的岩浆房体积十分巨大，即便是岩体按3000km3、岩浆中含水按0.5%计算，则岩浆中的含水量可达3.65×1011t；同时在岩浆上升侵位过程中，地壳岩石介质中所含的与大气降水有关的地下水动储量也是可观的，据巴斯科夫（1981）对岩石含水性的研究，前寒武纪岩石的平均开启孔隙度为2%～10%，就是按2%计算，1km3岩石熔融带入岩浆中的水可达2×107t。据此，与原始岩浆发生带及高位岩浆房具密切联系的火山岩浆及期后演化的水热系统中的水量是极为丰富的。
此外，微量元素也能用于成矿流体成因分析（谢树成和殷鸿福，1997）。对成矿而言，有两种流体特别普遍，即岩浆热液和渗滤流体，这两类流体具有很不相同的微量元素特点（表4.4）。尽管本次未开展金属矿物及铀矿物中微量元素及其比值的专项研究，但相山矿田岩、矿石的微量元素地球化学特征还是提供了其所包含的成矿流体成因信息：①火山岩系中U与相容性极弱和相容性强的微量元素（Rb、Hf和Sc、Co）的相关分析表明其回归方程均无显著性（见图3.2、3.3）；②矿田北部横涧、岗上英矿床矿石的U与Ga表现为极好的正相关（见图3.5）；③由表4.4可见，岩浆热液中贫Ga，而渗滤流体中则富Ga、Co。据此，相山矿田铀成矿流体非典型的岩浆热液，其微量元素含量特征表明了壳源渗滤流体的混入。
表4.4 两类主要成矿流体微量元素特点
综上所述，相山矿田成矿流体来源为岩浆水和大气降水成分的混合。早期成矿溶液中雨水成分来源于元古宙、古生代及中生代被熔融地层中所含的不同地质时代的大气降水，它们随岩石熔融一道进入岩浆，构成热液的组成部分，因而早期成矿溶液雨水端员同位素组成为雨水的平均同位素成分，对岩浆水和大气降水混合的早期成矿溶液，在一定程度上可以理解为是熔融了地层中所含“古”大气降水的岩浆水，而成矿期大气降水成分的进入量可能很少；而晚期成矿溶液雨水成分主要源自中生代成矿期大气降水，因为在雨水和岩浆水混合线中雨水端员的同位素组成与中生代降水的同位素组成一致，但这并不意味着中生代降水在重力势驱动下的外生水循环直接进入成矿溶液，有关外生地下水进入成矿溶液的运动方式将在后续章节中讨论。