許凌霄，許 虹，徐 凈，王 達

(1.中國地質(zhì)大學(北京)地球科學與資源學院，北京 100083；2.地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點實驗室，北京 100083；3.中國地質(zhì)大學(武漢)資源學院，湖北 武漢 430074)

矽卡巖礦床研究現(xiàn)狀與進展

許凌霄1，2，許 虹1，2，徐 凈3，王 達1，2

(1.中國地質(zhì)大學(北京)地球科學與資源學院，北京 100083；2.地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點實驗室，北京 100083；3.中國地質(zhì)大學(武漢)資源學院，湖北 武漢 430074)

矽卡巖型礦床是內(nèi)生礦床的一種，具有重要的工業(yè)意義，包括銅、鉛、鋅、鐵、金、鉬、鎢、錫等多種成礦元素，大量的學者對其進行了廣泛的研究。本文簡要而系統(tǒng)的總結(jié)了矽卡巖礦床的蝕變和分帶特征，在此基礎上對近年來矽卡巖礦床地球化學特征方面的研究現(xiàn)狀做了較為詳細的分析歸納，包括矽卡巖礦物學特征在矽卡巖形成演化以及礦產(chǎn)勘查方面的指示、成礦流體與成礦物質(zhì)的來源、礦質(zhì)沉淀機制的探討、成礦巖漿巖與礦化種類的相關關系以及矽卡巖礦床與其他類型礦化的成因模式。

矽卡巖礦物；物質(zhì)來源；成礦巖漿；矽卡巖礦床；研究進展

矽卡巖(skarn)由瑞典Tornebohm在1875年第1次正式提出，是一種在貧長石的長英質(zhì)火山巖中的附屬層，并作為容礦巖石的特殊的黑色巖石。后廣泛指在鋁硅酸巖(侵入巖為主)與碳酸鹽巖類或其他鈣鎂質(zhì)巖石的接觸帶上或其附近形成的一類富鈣、鐵、鎂、錳的硅酸鹽礦物(如輝石、石榴子石、鎂橄欖石等)的巖石[1-2]?，F(xiàn)有研究表明，矽卡巖礦床的形成機制與成因類型，除了巖漿熱液接觸交代型以外，部分學者還提出了層控型矽卡巖[3]、巖漿/礦漿貫入型矽卡巖[4]以及噴流成因型層矽卡巖[5]等。

1 礦床地質(zhì)特征

傳統(tǒng)意義上的矽卡巖及其礦體多分布在中酸性侵入體與碳酸鹽類巖石的接觸帶上或其附近，呈囊狀、透鏡狀、似層狀等，主要的賦礦圍巖是各種碳酸鹽類巖石。但越來越多的勘探研究表明，薄層灰?guī)r或成分不純的碳酸鹽巖石和其物理化學性質(zhì)有明顯差異的火山巖或頁巖呈互層時，常常是富礦賦存的有利場所，其形成和斷裂或巖層層理密切相關，如中甸紅山矽卡巖Cu礦床，主要呈層狀、似層狀及少量脈狀產(chǎn)于大理巖與角巖接觸帶或局部在角巖中，未有與侵入巖直接接觸的礦體[6]；西藏知不拉矽卡巖Cu礦體主要呈層狀-似層狀產(chǎn)出，賦存于下侏羅統(tǒng)葉巴組凝灰?guī)r與大理巖層之間，嚴格受到層間斷裂帶控制[7]。

矽卡巖礦床往往具有蝕變與礦化的雙重分帶，對矽卡巖礦床的分帶的認識以及規(guī)律總結(jié)有助于找礦勘探[8]。經(jīng)典的分帶模式理論表明矽卡巖礦床具有近端石榴子石，遠端輝石的分帶模式，且廣泛分布的綠簾石、綠泥石的逃逸構(gòu)造往往可以作為縮小勘探范圍，約束成礦中心的有利標志。通常矽卡巖鐵-銅礦床的礦體主要賦存在石榴子石-輝石矽卡巖中，而鉛鋅礦化具有中低溫特征，與輝石-陽起石等矽卡巖具有緊密的關系。Meinert等.(2005)[8]基于Atkinson and Einaudi (1978)[9]對Carr Fork地區(qū)相關矽卡巖Cu礦床的研究而總結(jié)的矽卡巖銅礦的分帶模式表明(圖1)，靠近侵入體一側(cè)，產(chǎn)出的主要是塊狀石榴石矽卡巖，從接觸帶向外，輝石不斷增多，最后，在大理巖接觸帶的附近，產(chǎn)出符山石和/或硅灰石。此外，石榴石還具有顏色分帶的特征，在近端為暗紅棕色、棕紅色，遠端為黃綠色-綠色-黃色等之間的變化。金屬硫化物成分及礦物組合也相對于成礦侵入體發(fā)生系統(tǒng)的變化。通常情況下，靠近深成成礦巖體的硫化物主要為黃鐵礦和黃銅礦，而隨著與巖體的距離的增大，黃銅礦逐漸增多，斑銅礦則主要產(chǎn)在大理巖接觸帶附近的硅灰石帶中。

注：Carr Fork Cu 矽卡巖礦床[8]圖1 典型的矽卡巖Cu礦床的蝕變-礦化分帶模式圖

熱液接觸交代型矽卡巖礦床的行程演化過程存 在多種劃分方法，最常見的為前蘇聯(lián)學者提出的矽卡巖期-石英硫化物期和歐美以Einaudi為代表提出的進化-退化蝕變矽卡巖期等。后者近年來在國際上使用較多[10]，更能體現(xiàn)矽卡巖蝕變礦化形成過程中的不同期次的疊加性及物理化學條件的變化。國內(nèi)的研究中仍然更偏向于傳統(tǒng)的三期五階段，其優(yōu)勢在于各個階段下不同的礦物組合非常明確，其反應了不同的物理化學條件下的不同礦物組合的形成。對于多期成礦作用，在矽卡巖以及礦化的形成演化過程中則應該按照實際地質(zhì)情況劃分成礦期與成礦階段，如杜楊松等(2011)[11]在安徽安慶矽卡巖鐵銅礦床中為了突出典型的巖漿成礦作用，劃分巖漿貫入期與熱液成礦期兩期成礦作用。此外，由于矽卡巖形成時受到圍巖、流體等影響較大，因此在不同的空間往往形成不同的矽卡巖礦物組合，很難用單一的演化階段對其做統(tǒng)一的歸類，所以需要根據(jù)實際的地質(zhì)特征來具體討論，而不能單一的套用經(jīng)典模式，如Xu等(2016)[7]在知不拉礦床的研究中充分考慮不同空間位置上的不同的矽卡巖形成的作用來建立矽卡巖的形成演化。

2 矽卡巖的礦物學特征

作為矽卡巖型礦床中最重要的賦礦巖石，矽卡巖的礦物種屬特征、組合類型、分布范圍、成因標型等特征對于理解礦床的成因機理以及指導找礦勘探具有重要的意義[12]。Meinert等(2005)[8]總結(jié)了7種不同礦產(chǎn)類型的矽卡巖中石榴子石和輝石的特征(圖2)，除此之外，其他的矽卡巖礦物如綠簾石、榍石、符山石、鈣長石等的研究也具有一定的指示意義。

圖2 世界上7種礦化元素的矽卡巖礦床的石榴子石和輝石的端元組分特征[8]

矽卡巖礦床中的石榴子石由巖漿熱液接觸交代變質(zhì)作用形成，常為鈣鐵-鈣鋁榴石系列(圖2)[2，8，13-14]。梁祥濟(1994)[15]經(jīng)實驗模擬得出鈣鐵榴石形成于溫度為450～600 ℃、pH=4.0～11.0的氧化-弱氧化環(huán)境，而、弱氧鈣鋁榴石的形成在中-酸性化-弱還原、溫度在550～700 ℃條件。鈣鐵榴石與透輝石的共生組合，指示了相對低酸度、高氧逸度的環(huán)境[15]。趙斌等(1982)[16]總結(jié)出距離花崗巖巖體越近，環(huán)境的氧逸度就相對越高，易于鈣鐵榴石的形成；在遠離巖體方向，石榴石的成分從鈣鐵榴石向鈣鋁榴石演化，但需要注意的是內(nèi)矽卡巖中的石榴子石往往是以鈣鋁組分為特征[7，17]。

許多研究者均報道了矽卡巖石榴子石存在兩個甚至多個世代的特征，他們多表現(xiàn)為早期粒狀，晚期的脈狀[17-18]；或者早期細粒均質(zhì)，晚期粗粒非均質(zhì)，而Gaspar等(2008)[14]指出除了產(chǎn)狀、粒度以外，石榴子石光性異常，雙晶，環(huán)帶以及顯微構(gòu)造的差異均可以用來判別石榴子石的生成順序。石榴子石的消光性特征常常是其均非性的外在表現(xiàn)，而這往往與石榴子石的鈣鐵和鈣鋁的主分密切相關，鈣鐵榴石(And>90)在鏡下表現(xiàn)出強均質(zhì)性，全消光，在背散射(BSE)圖像下往往呈淺色；而鈣鐵鋁榴石(鈣鋁-鈣鐵榴石)，隨著鈣鋁組分的增加，往往表現(xiàn)出光性異常，非全消光，且易表現(xiàn)出震蕩環(huán)帶以及扇形雙晶，聚片雙晶的現(xiàn)象，在BSE圖像下，常常隨著鈣鋁組分增加，顏色逐漸變暗[13-14]。

矽卡巖礦床的熱液石榴子石幾乎都發(fā)育震蕩環(huán)帶，其記錄了熱液流體循環(huán)和停滯過程。因此，一些學者[13，19]還通過研究石榴子石的環(huán)帶成分變化特征來探討流體的性質(zhì)與矽卡巖形成時的物理化學條件。石榴子石內(nèi)核通常富Ca、Mn、Al、Ti，貧Fe；而其外緣相對貧Ca、Y、Al、Zr、Ti，富Fe[20]。矽卡巖系統(tǒng)中由巖漿熱液作用形成的石榴石常為鈣鐵-鈣鋁榴石，其REE總量相對較低，以及相對低的Fe2+，Mg2+或Li+離子，在Carlson等(2014)[21]總結(jié)的稀土微量替換模式中歸屬于YAG型，其稀土配分模式有兩種，即：鈣鐵榴石通常呈LREE富集、HREE虧損、高-極高正Eu異常的配分模式；而鈣鋁榴石通常為虧損LREE、富集HREE、負Eu異?；蛘邿oEu異常的配分模式[7，13-14，18]。但在南澳大利亞的Hillside IOCG-skarn礦床中的鈣鐵榴石(高Y)顯示與上述鈣鐵榴石完全相反的稀土配分模式，作者給出的解釋為該石榴子石屬于不同的REY替換機制，即“menzerite”型[21-22]。

不少學者探討了影響石榴子石中微量元素配分機理的影響因素，研究結(jié)果表明，流體與石榴子石之間微量元素的配分嚴格受晶體化學、晶體動力學(如礦物生長速率和表面吸附作用強度等)及晶體平衡時的環(huán)境(包括溫壓、成分以及流體中REE狀態(tài))等因素的控制。McIntire(1963)[23]總結(jié)了四種導致REE進入石榴子石晶格的方式，分別為表面吸附、包裹物、類質(zhì)同象替換、固溶體形式。表面吸附和包裹物兩種機制主要與礦物晶體動力學有關，而類質(zhì)同象替換和固溶體兩種主要受晶體化學性質(zhì)控制。在較低的水/巖比值的條件下，流體之間達到了分餾平衡，礦物晶體化學成為了控制REE在石榴子石與熱液之間的分配的主要因素[19]；然而，在高水/巖比值的環(huán)境下，晶體生長速度快、REE與熱液之間可能并沒有達到完全的分餾平衡，因此表面吸附作用以及流體的成分是控制REE進入石榴子石晶格中的主要因素，且吸附強度與離子半徑呈正相關，對于REE3+，從La3+離子到Lu3+離子，由于離子半徑的變化，吸附能力逐漸降低。此外，REE在石榴子石晶體與熔體或流體之間的總分配系數(shù)(DHREE> DLREE)亦是影響稀土配分的一個因素[14]。

對于Eu異常形成的原因，研究者進行了大量的實驗和探索。Bau (1991)[24]認為，在水/巖互相作用時，流體中的Eu異常主要取決于表面吸附作用或者化學絡合作用。結(jié)合其他研究可知Eu的價態(tài)反映了氧化還原環(huán)境，因此Eu異常的大小反映氧化還原程度的強弱，Eu正異常強度越高，氧化性越強，Eu負異常強度越低，其還原性越強。Bau (1991)[24]認為HREE富集，LREE虧損，Eu負或者無異常是形成于相對中性的條件，而Eu正異常在相對弱酸性條件。Eu3+與Eu2+的氧化還原反應在高溫熱液流體中主要依靠溫度和源區(qū)影響，而pH值與壓力的影響小[25]；而當溫度大于250°時，熱液中主要以Eu2+為主[25]，因此Eu可以從其他REE分餾[24]。Cl-是Eu2+很好的載體，富含Cl-，則Eu2+相對富集[14，18，26]。當晶體表面吸附作用成為制約REE進入石榴子石晶體中的因素時，Eu2+離子與其他REE3+離子相比，離子半徑更大，更容易被吸附在石榴子石晶體表面，這可能是鈣鐵榴石具有正Eu異常特征的主要原因之一。而Eu2+與Ca2+性質(zhì)相似，可以與Cl-形成穩(wěn)定的化合物，造成正異常的另一原因[14]。此外，Smith等(2004)[13]研究認為Eu的異常還可能與流體的鹽度有關，高鹽度的流體顯示高正Eu異常，而低鹽度流體具有負Eu異常特征。Xu等(2016a)[7]認為知不拉矽卡巖銅礦中的負Eu異常的石榴子石還可能與CO2組分的濃度較低相關。

越來越多的研究試圖探討矽卡巖礦物組分(主微量元素)與礦化類型的相關關系。Meinert等(2015)[8]總結(jié)了7種不同礦產(chǎn)類型矽卡巖的進矽卡巖礦物石榴子石和輝石的主要成分特征；Somarin (2004，2010)[27-28]對伊朗西北部的部分矽卡巖型Cu礦床的石榴子石進行了ICP-MS微量元素特征分析，指出鈣鐵榴石組成的矽卡巖中Cu的含量通常高于鈣鋁榴石矽卡巖，并提出石榴子石的成分變化可以作為矽卡巖Cu礦床的找礦標志。Xu等(2016)[7]首次發(fā)現(xiàn)石榴子石中含有較高的W，Sn，Mo等礦化微量元素，尤其是Mo元素，在約束知不拉-驅(qū)龍斑巖-矽卡巖Cu-Mo系統(tǒng)過程中發(fā)揮重要作用。但是在如何利用矽卡巖礦物的種屬來判斷矽卡巖礦產(chǎn)的種類以及指導勘探找礦上還需要進一步深入的研究。

輝石亦屬于矽卡巖中的主體造巖礦物，其Fe和Mn含量具有沿靠近大理巖方向逐漸增多的趨勢[29]。透輝石與鈣鐵榴石的礦物組合指示了相對氧化的形成環(huán)境，而鈣鐵輝石和鈣鋁榴石的共生組合則顯示了一個還原環(huán)境。Zn礦化相關的輝石具有高Mn-Fe特征(圖2)。輝石Mn/Fe比值可以用來指示矽卡巖礦床礦化類型[20]。趙一鳴等(1997)[30]統(tǒng)計了我國37個矽卡巖礦床中輝石的Mg/Fe和Mn/Fe比值，認為輝石Mn/Fe比值和Mg/Fe比值的大小對金屬礦化類型均有一定的指示意義。輝石是Co，Zn，Ti，Cr，Ni，V等不相容元素的重要的載體，通常富集在幾十到上千ppm，對于不同類型的輝石的微量元素的研究可以明確矽卡巖礦物組合間元素的富集和配分規(guī)律，以及約束流體的演化過程[22]。

簾石類礦物作為在矽卡巖礦區(qū)典型的含水礦物，我們應該注意其礦物類型，如綠簾石和黝簾石實則代表了不同的氧化還原條件(Fe3+與Fe2+)。綠簾石通常作為蝕變礦物交代早期無水礦物形成，但亦有很多成脈狀、細脈狀灌入形成，如在新墨西哥Groundhog Zn-Pb-Cu-Ag礦區(qū)中的粉紅色的綠簾石呈綠簾石-石英脈產(chǎn)出，該類型綠簾石富錳[31]。簾石類礦物中的微量副礦物往往作為研究中的重點，能夠解決某些矽卡巖礦床的蝕變礦化年齡的問題，如褐簾石[32]。同理，副礦物熱液磷灰石和熱液榍石常常在矽卡巖中被發(fā)現(xiàn)，除了能夠記錄礦化流體的演化過程[22]，其另一個重要的意義在于年代學的研究與應用[33]。

3 成礦流體特征與物質(zhì)來源

矽卡巖階段的礦物如石榴子石、輝石等往往代表了早期巖漿熱液的特點，具有高溫高鹽度的特征，但是其包裹體不易保存，不是每一個矽卡巖礦床均有條件得以觀察[34]。氫同位素的測試采用爆裂法直接獲得流體中的氫同位素組成，但是對于含水礦物，需測試礦物中的氫同位素后換算得到，如綠簾石。同理，氧同位素組成也需要換算成流體氧同位素組成如石英、石榴子石等[35]。值得提出的是，在現(xiàn)有發(fā)表的文獻中，絕大部分氫同位素均低于Taylor (1974)[36]提出的巖漿熱液氫同位素組成，其原因值得進一步研究，而大氣降水的參與并不是唯一因素[37]。

許多研究表明矽卡巖中的含水礦物與不含水礦物均來自巖漿流體[34]。流體包裹體測溫結(jié)果能夠代表矽卡巖礦床不同階段的流體演化特征，總體上表現(xiàn)為高溫和高鹽度(富CO2、高鹽度含子晶)的巖漿熱液特點[39]，只是與礦化前的流體出溶時間以及經(jīng)歷的P-T演化過程不同[2，38]。母巖漿在地殼淺部形成巖漿房(6～8 km)，隨著體系溫度的降低和巖漿的結(jié)晶分異作用進行，巖漿房開始出溶中低鹽度(6～8 wt.% NaCleqv.)的超臨界流體[40]，這些流體在巖漿房附近聚集。巖漿房溫度很高，所以附近圍巖韌性較好，圍巖良好的韌性阻止了巖漿出溶流體與外界流體的相互作用[41]。大約上升到1.5 km(～400 bars，470 ℃)時，上述超臨界流體跨過臨界曲線，發(fā)生強烈的相分離作用，分異出～43 wt.% NaCleqv.的高鹽度液相和<1 wt.% NaCleqv.氣相兩個端元[2，42]。成礦流體的沸騰作用(矽卡巖)是金屬物質(zhì)從熱液中沉淀的最重要機制之一[39，43]。礦區(qū)斷裂的活動使成礦流體發(fā)生減壓沸騰作用，使流體在捕獲過程中發(fā)生氣液相分離，形成含子礦物的高鹽度流體、富含揮發(fā)份的中低鹽度流體(含子晶多相包裹體、富液相包裹體、富氣-純氣相包裹體)。沸騰作用破壞了原始成礦流體體系的物理化學平衡，導致CH4、H2S、CO2等揮發(fā)份從成礦流體中分離，大量含銅硫化物從流體中沉淀、分離，疊加在較早形成的矽卡巖粒間空隙，或者形成石英-硫化物脈，充填在構(gòu)造裂隙中[44]。同時研究表明，流體的不混溶作用也是礦質(zhì)沉淀的重要機制之一[43，45]。流體的不混溶作用的發(fā)生標志，Baker等(2003)[43]總結(jié)為以下3點：①含鹽類子晶多相的高鹽度包裹體與富氣-純氣相(均一到氣相)的包裹體在空間上(同一視域)密切共生；②含鹽類子晶的高鹽度包裹體在升溫過程中子晶先消失，以氣泡消失達到最終均一；③共生的兩類包裹體(包裹體群組)具有一致的均一溫度。此外，不少學者提出，在大規(guī)模礦化前形成矽卡巖的流體，通常為單一的巖漿熱液，而礦化作用過程中，則發(fā)生了巖漿熱液和圍巖地層中流體的共同混合[45-46]。

對于不同類型的矽卡巖礦床的成礦物質(zhì)來源存在爭議，部分學者認為矽卡巖礦床的成礦物質(zhì)源自巖漿[18，34，47]；而另一些學者認為是地層和巖漿混合來源[48-49]，更有少數(shù)學者認為成礦物質(zhì)僅僅來源于圍巖地層[50-51]。因此，在對待具體的矽卡巖礦床時不能一概而論，如我國長江中下游的層控矽卡巖礦床，就需要注意是否受到早期沉積礦源層的參與[3]。對于成礦物質(zhì)來源的研究，通常利用同位素如C-O、S-Pb以及現(xiàn)在的熱點研究，非傳統(tǒng)同位素如Cu，F(xiàn)e，Zn，Mg等。C-O同位素的測定常常用到方解石以及大理巖，但需要注意蝕變與新鮮的大理巖的區(qū)分，這樣有助于研究蝕變過程中的C同位素變化，進而指示流體性質(zhì)的變化。C的來源主要有地慢射氣和巖漿來源，其δ13Cv-PDB變化范圍分別為-5‰～-2‰和-9‰～-3‰[52]；沉積巖中具有重碳同位素的特征，其變化范圍為-2‰～-3‰，海相碳酸鹽大多穩(wěn)定在0‰。硫具有三種不同的δ34S‰儲庫：幔源硫(0±3‰)[53]、海水硫(+20‰)以及具有S的負值的強還原沉積硫。非傳統(tǒng)同位素的研究的重要意義在于區(qū)別于傳統(tǒng)同位素(H-C-O-S)對成礦物質(zhì)來源與集聚過程的研究具有間接性，其為直接約束礦質(zhì)來源提供了可能。Wang等(2011)[54]從時間和空間方面研究了新橋矽卡巖型Cu-S-Fe-Au礦床的鐵同位素特征，表明鐵的來源主要來自火成巖而非沉積地層，約束了礦床成因與早期的沉積作用無關。與高溫巖漿或者是高溫巖漿分異的巖漿熱液有關的礦床中的黃銅礦，其銅同位素組成較均一且變化范圍小，集中在整體地球的平均值附近。然而，在低溫熱液礦床中，即使是同一礦床的同種礦物，銅同位素組成的差異也比較大。因此，利用不同成因礦床中銅同位素組成的變化可以對成礦的溫度進行指示[55]。

4 成礦巖漿巖特征

矽卡巖的形成與巖漿巖密切相關，內(nèi)矽卡巖的形成以及分帶特征可作為約束成礦巖體的一個重要的地質(zhì)證據(jù)[8，34]。內(nèi)矽卡巖帶寬度一般小于外矽卡巖帶，且以石榴石與輝石的發(fā)育最為典型，其分帶多表現(xiàn)為新鮮的巖體向蝕變的巖體過度，且在接觸處最強烈。此外，不同的礦種可以出現(xiàn)不一樣的內(nèi)矽卡巖蝕變，如Fe礦與鈉化、方柱石化有關，常見于華北地區(qū)中基性巖體，以及長江中下游地區(qū)部分中性巖體(如程潮鐵礦)；W(-Sn)礦與鉀化、螢石(高F)有關(如湖南柿竹園)[56]；Au礦與透輝石(含Mg)和綠簾石等蝕變關系密切；Cu發(fā)育典型石榴子石與輝石以及綠簾石[31]；Zn(Cu)礦多為遠端礦化，一般不發(fā)育內(nèi)矽卡巖(也有發(fā)育石榴子石與輝石，Antamina Cu-Zn)[57]，研究表明是由于巖體高F，可見巖體中石英的明顯蠕蟲狀孔洞，且此時的內(nèi)矽卡巖多于外矽卡巖[58]。

近年來，越來越多的研究都探討了火成巖侵入體與矽卡巖礦化種類之間的成因聯(lián)系[59-60]。巖漿巖的類型對矽卡巖礦化類型具明顯的成礦專屬性，鐵礦床通常中基性巖漿巖相關(石英閃長巖、閃長巖等)；銅礦床、鉛鋅礦床大多和中酸性、中性巖漿巖關系密切(如花崗閃長(斑)巖、二長花崗(斑)等)，鎢、錫、鉬礦床主要和花崗巖類有關，其主要的一個原因還是與巖漿的源區(qū)以及構(gòu)造背景緊密相關：首先來自上地幔的深熔型或上地幔-下地殼同熔型花崗巖類，形成Cu、Au、Fe、Mo礦床；而另一類來自地殼中-上部，與改造型花崗巖有關的巖漿巖，多形成W、Sn、Pb、Zn、Be、Bi等礦床[8]。Meinert(1995)[60]總結(jié)了七大不同類型矽卡巖礦床的主量元素和微量元素數(shù)據(jù)，包括Fe、Au、Cu、Zn、W、Mo和Sn矽卡巖礦床。這些數(shù)據(jù)經(jīng)由一系列地球化學劃分圖表的闡明可說明幾種類型矽卡巖礦床的異同點。例如，相對于與Sn和Mo矽卡巖有關的巖體，與Fe和Au矽卡巖有關的深成巖體顯然含有更多MgO和較少的K2O或者Si2O。鐵元素主要富集在基性巖中，從超基性到酸性巖漿，其含量呈遞減趨勢，然而與巖漿作用有關的富鐵礦主要產(chǎn)在與中酸性巖有關的矽卡巖型礦床中[61]，因此其超常富集機理的研究尤為重要。梁祥濟(2000)[62]實驗研究表明侵入巖在不同溫度、壓力和不同pH值的介質(zhì)溶液中鐵的析出量有所不同，隨溫度的升高，活化的鐵量隨之增加，且Fe在高溫高壓下主要以Fe2+的形式存在和遷移外，更清楚地說明中酸性巖(如石英閃長巖)中活化出的鐵量十分可觀，足以構(gòu)成含礦溶液[63]。矽卡巖銅礦的成礦母巖為典型的I型花崗巖，巖性多為花崗閃長(斑)巖[64-65]，石英二長斑巖[66]，二長花崗巖[67]，其SiO2的含量具有特定的范圍，多在60～68 wt.%之間，這對矽卡巖銅礦化的巖漿判別具有一定的指示作用[8]。巖體Fe2O3/FeO比值大于0.4[68]，具有氧化性巖漿巖的特征。微量元素上富集Rb，Ba，Th，K等大離子親石元素，虧損Nb，Ta，P，Ti等高場強元素，具有弧巖漿巖的特征，這與大多數(shù)矽卡巖銅礦床產(chǎn)于島弧環(huán)境，與大洋板片的俯沖有關。因此，巖漿源區(qū)也常常受到與俯沖相關的地幔物質(zhì)的混染，具有殼幔混合的特點[8，64]。

5 礦化模式

矽卡巖Cu礦化往往與斑巖型礦化密切相關，構(gòu)成斑巖-矽卡巖成礦系統(tǒng)[69]。眾多學者在世界范圍內(nèi)進行了廣泛的研究，如Ertsberg地區(qū)的Multiple斑巖-矽卡巖Cu礦床[2]；吉爾吉斯斯坦的KensuW-Mo矽卡巖-Mo-W-Cu-Au斑巖礦床[42]；我國長江中下游地區(qū)的鄂東南Fe-Cu、九瑞Cu-Au、銅陵Cu的斑巖-矽卡巖型礦集區(qū)[65]；我國西藏岡底斯成礦帶的驅(qū)龍斑巖Cu-Mo-知不拉矽卡巖Cu礦床[7，34]以及甲瑪Cu-Au-Pb-Zn多金屬斑巖-矽卡巖礦床。在礦床尺度上，斑巖-矽卡巖有一定的分帶性，斑巖型礦化往往發(fā)育于斑巖體中，而矽卡巖礦化則發(fā)育與斑巖體與圍巖，多為碳酸鹽巖的接觸帶。對于鐵銅鉛鋅多金屬礦床，受礦質(zhì)沉淀溫度的影響，往往具有近端鐵銅礦化，遠端鉛鋅礦化的分帶模式[69]，構(gòu)成一套巖漿熱液成礦系統(tǒng)。

鉛鋅矽卡巖與斑巖型Cu-W-Mo礦化有關的礦床一起構(gòu)成斑巖-矽卡巖成礦系統(tǒng)的例子也屢見不鮮，如西藏幫浦Mo-(Cu)斑巖型-Pb-Zn矽卡巖型礦床[70]以及河南欒川大型-超大型W-Mo-Pb-Zn斑巖-矽卡巖型礦集區(qū)[37]。該系統(tǒng)在成礦流體的溫度方面一般都具有高溫Mo(W)到中低溫Pb-Zn的降低趨勢，且其成礦鹽度以及成分(CO2)上具有一致的特征，但是往往Pb-Zn礦床的鹽度都會降低，很多研究表明是由于大氣降水的混入造成的。此外，Mo(W)與Pb-Zn礦體不共生，具有一定的分帶性(尤其是熱液脈型的Pb-Zn礦體)，具有熱液中心向遠端隨溫度變化的普適性規(guī)律。

6 展 望

1)由于缺乏合適的定年礦物，矽卡巖鉛鋅礦的定年一直是一個難題，如何約束鉛鋅礦的成礦年齡對于理解鉛鋅礦的成因有著至關重要的作用?，F(xiàn)有學者已經(jīng)在嘗試石榴子石(高U含量)U-Pb定年，對于解決矽卡巖型鉛鋅礦的年代學問題意義重大。

2)巖漿巖的成礦專屬性的深入研究，雖然Meinert(1995)[60]以及Meinert等(2005)[8]對巖漿巖的主微量元素與礦種做過統(tǒng)計，但是還需要更好的能說明問題的標識特征；研究巖體與成礦的機理：什么樣的巖體成礦？巖體經(jīng)歷什么樣的形成過程會成礦以及成什么礦？巖體中的流體性質(zhì)，揮發(fā)組分，含水性，氧化還原條件等對成礦，以及成什么樣的礦的影響。

3)嘗試量化矽卡巖模型中礦物、成分、地化變量在空間上的變化。這樣才有可能半定量預測不同矽卡巖分帶之間的距離。在該方面可以利用某些單礦物(綠泥石、綠簾石等)來做與成礦距離之間的估算，建立模擬模型，其類似于斑巖礦床上的定量預測。

[1] 黃華盛． 矽卡巖礦床的研究現(xiàn)狀[J].地學前緣，1994，1(3-4)：105-111．

[2] Meinert L D.Application of skarn deposit zonation models to mineralexploration[J].Exploration and Mining Geolology，1997，6：185-208.

[3] 常印佛，劉學圭．關于層控式矽卡巖型礦床——以安徽省內(nèi)下?lián)P子坳陷中一些礦床為例[J]．礦床地質(zhì)，1983，2(1)：11-20．

[4] 吳言昌．論巖漿矽卡巖-一種新類型矽卡巖[J].安徽地質(zhì)，1992，2(1)：12-26．

[5] 杜光樹，姚鵬，潘鳳雛，等.噴流成因矽卡巖與成礦-以西藏甲馬銅多金屬礦床為例[M].成都：四川科學技術出版社，1998：40-136.

[6] 王守旭，張興春，冷成彪．中甸紅山矽卡巖銅礦穩(wěn)定同位素特征及其對成礦過程的指示[J].巖石學報，2008，24(3)：480-488．

[7] Xu J，Ciobanu C L，Cook N J，et al.Skarn formation and trace elements in garnet and associated minerals from zhibula copper deposit，gangdese belt，southern Tibet[J].Lithos，2016，262：213-231.

[8] Meinert L D，Dipple G M，Nicolescu S.World skarn deposits[C].Economic Geology 100 th anniversary volume，2005：299-336.

[9] Atkinson W W，Einaudi M T.Skarn Formation and Mineralization in the Contact Aureole at Carr Fork，Bingham，Utah[J].Economic Geology，1978，73(7)：1326-1365.

[10] Chowdhury S，Lentz D R.Mineralogical and geochemical characteristics of scheelite-bearing skarns，and genetic relations between skarn mineralization and petrogenesis of the associated granitoid pluton at sargipali，sundergarh district，eastern India[J].Journal of Geochemical Exploration，2011，108(1)：39-61.

[11] 杜楊松，曹毅，張智宇，等.安徽沿江地區(qū)中生代原地和異地矽卡巖巖漿-熱液成礦作用[J]．地質(zhì)學報，2011，85(5)：699-711．

[12] Einaudi M T，Burt D M.Introduction，Terminology，Classification，and Composition of Skarn Deposits[J].Economic Geology，1982，77(4)：745-754.

[13] Smith M P，Henderson P，Jeffries T E R，et al. The Rare Earth Elements and Uranium in Garnets from the Beinn an Dubhaich Aureole，Skye，Scotland，UK：Constraints on Processes in a Dynamic Hydrothermal System[J].Journal of Petrology，2004，45(3)：457-484.

[14] Gaspar M，Knaack C，Meinert L D，et al.REE in Skarn Systems：A LA-ICP-MS Study of Garnets from the Crown Jewel Gold Deposit[J].Geochimica et Cosmochimica Acta，2008，72(1)：185-205.

[15] 梁祥濟.鈣鋁-鈣鐵系列石榴子石的特征及其交代機理[J]．巖石礦物學雜志，1994，13(4)：342-351．

[16] 趙斌，李統(tǒng)錦，李昭平．我國一些礦區(qū)矽卡巖中石榴石的研究[J]．礦物學報，1982(4)：296-304．

[17] 朱喬喬，謝桂青，李偉，等.湖北金山店大型矽卡巖型鐵礦石榴子石原位微區(qū)分析及其地質(zhì)意義[J].中國地質(zhì)，2014，41(6)：1944-1963.

[18] Zhai D G.，Liu J J，Zhang H Y，et al.Origin of oscillatory zoned garnets from the xieertala fe-zn skarn deposit，northern China：in situ，LA-ICP-MS evidence[J].Lithos，2014，190-191(2)：279-291.

[19] Jamtveit B，Wogelius R A，F(xiàn)raser D G..Zonation patterns of skarn garnets，records of hydrothermal system evolution[J].Geology，1993，21：113-116.

[20] Nakano T，Takahara H，Norimasa N.Intracrystalline distribution of major elements in zoned garnet from skarn in the Chichibu mine，central Japan：Illustration by color-coded maps[J].Canadian Mineralogist，1989，27：499-507.

[21] Carlson W D，Gale J D，Wright K.Incorporation of Y and REEs in aluminosilicate garnet：Energetics from atomistic simulation[J].American Mineralogist，2014，99：1022-1034.

[22] Ismail R，Ciobanu C L，Cook N J，et al.Rare Earths and other trace elements in minerals from skarn assemblages，Hillside iron oxide-copper-gold deposit，Yorke Peninsula，South Australia[J].Lithos，2014，184-187(1)：456-477.

[23] Mcintire W L.Trace element partition coefficients—a review of theory and applications to geology[J].Geochimica Et Cosmochimica Acta，1963，27(12)：1209-1264.

[24] Bau M.Rare-earth element mobility during hydrothermal and metamorphic fluid-rock interaction and the significance of the oxidation state of europium[J].Chemical Geology，1991，93：219-230.

[25] Sverjenskym D M.Europium redox equilibria in aqueous solution[J].Earth and Planetary Science Letters，1984，67：70-78.

[26] Mayanovic R A，Jayanetti S，Anderson A J，et al.The structure of Yb3+ aquo ion and chloro complexes in aqueous solutions at up to 500 C and 270 MPa[J].Journal of Physical Chemistry A，2002，106：6591-6599.

[27] Somarin K A.Garnet Composition as an Indicator of Cu Mineralization：Evidence from Skarn Deposits of NW Iran[J].Journal of Geochemical exploration，2004，81(1)：47-57.

[28] Somarin K.Garnetization as a ground preparation process for copper mineralization：evidence from the mazraeh skarn deposit，Iran[J].International Journal of Earth Sciences，2010，99(2)：343-356.

[29] Harris N B，Einaudi M T.Skarn deposits in the Yerington District，Nevada；metasomatic skarn evolution near Ludwig[J].Economic Geology，1982，77(4)：877-898.

[30] 趙一鳴，張軼男，林文蔚.我國矽卡巖礦床中的輝石和似輝石特征及其與金屬礦化的關系[J]．礦床地質(zhì)，1997，16(4)：318-329．

[31] Meinert L D.Skarn zonation and fluid evolution in the groundhog mine，central mining district，New Mexico[J].Economic Geology，1987，82(3)：523-545.

[32] Deng X D，Li J W，Wen G.Dating iron skarn mineralization using hydrothermal allanite-(la) U-Th-Pb isotopes by laser ablation ICP-MS[J].Chemical Geology，2014，382：95-110.

[33] Krneta S，Ciobanu C L，Cook N J，et al.Apatite at olympic dam，south australia：a petrogenetic tool[J].Lithos，2016，262：470-485.

[34] Xu J，Zheng Y Y，Sun X，et al.Alteration and mineralization at the Zhibula Cu skarn deposit，Gangdese belt，Tibet[J].Ore Geology Reviews，2016b，75：304-326.

[35] Taylor B E.Origin and significance of C-O-H fluids in the fomation of Ca-Fe-Si skam，Osgood Mountains，Humboldt County，Nevada[D].Unpublished PhD thesis，Stanford University，1976：306.

[36] Taylor Jr H P.The application of oxygen and hydrogen isotope studies to problems of hydrothermal alteration and ore deposition[J].Economic.Geology，1974，69 (6)：843-883.

[37] 向君峰，裴榮富，葉會壽，等.南泥湖—三道莊鉬(鎢)礦床成礦流體的碳氫氧同位素研究及其啟示[J]．中國地質(zhì)，2013，39(6)：1778-1789．

[38] Meinert L D，Hedenquist J W，Satoh H，et al.Formation of anhydrous and hydrous skarn in Cu-Au ore deposits by magmatic fluids[J].Economic Geology，2003，98(1)：147-156.

[39] Chen Y J，Chen HY，Zaw K，et al.Geodynamic settings and tectonic model of skarn gold deposits in China：An overview[J].Ore Geology Reviews，2007，31：139-169.

[40] Bodnar R J.Fluid-inclusion evidence for a magmatic source for metals in porphyry copper deposits[J].Mineralogical Association of Canada Short Course Series，1995，23：139-152.

[41] Fournier R O.The influences of depth of burial and the brittle-ductile transition on the evolution of magmatic fluids[J].Geological Survey of Japan Report，1992，277：57-59.

[42] Soloviev S G.Geology，mineralization，and fluid Inclusion characteristics of the Kensu W-Mo skarn and Mo-W-Cu-Au alkalic porphyry deposit，Tien Shan，Kyrgyzstan[J].Economic Geology，2011，106(2)：193-222.

[43] Baker T，Lang J R.Reconciling fluid inclusion types，fluid processes，and fluid sources in skarns：an example from the Bismark Deposit，Mexico[J].Mineralium Deposita，2003，38(4)：474-495.

[44] 劉軍，武廣，鐘偉，等.黑龍江省三礦溝矽卡巖型鐵銅礦床流體包裹體研究[J]．巖石學報，2009，25(10)：2631-2641．

[45] Fan H R，Xie Y H，Wang K Y，et al.Methane-rich fluid inclusions in skarn near the giant REE-Nb-Fe deposit at Bayan Obo，Northern China[J].Ore Geology Reviews，2004，25(3)：301-309.

[46] Soloviev S G，Kryazhev S G，Dvurechenskaya S S.Geology，mineralization，stable isotope geochemistry，and fluid inclusion characteristics of the Novogodnee-Monto oxidized Au-(Cu) skarn and porphyry deposit，Polar Ural，Russia[J].Mineralium Deposita，2013，48 (5)：603-627.

[47] Shimazaki H and Yamamoto M.Sulfur isotope ratios of some Japanese skarn deposits[J].Geochemical Journal，1979，13：261-268.

[48] Ishihara S，Jin M S，Sasaki A.Source diversity of ore sulfur from Mesozoic-Cenozoic Miner.Deposits in the Korean Peninsula region[J].Resource Geology，2000，50：203-212.

[49] Zhao Y M，Dong Y，Li D，et al.Geology，mineralogy，geochemistry，and zonation of the Bajiazi dolostone-hosted Zn-Pb-Ag skarn deposit，Liaoning Province，China[J].Ore Geology Reviews，2003，23(3)：153-182.

[50] Gemmell J B，Zantop H，Meinert L D.Genesis of the Aguilar zinc-lead-silver deposit，Argentina；contact metasomatic vs.sedimentary exhalative[J].Economic Geology，1992，87(8)：2085-2112.

[51] Rose A W，Herrick D C，Deines P.An oxygen and sulfur isotope study of skarn-type magnetite deposits of the Cornwall type，Southeastern Pennsylvania[J].Economic Geology，1985，80：418-443.

[52] Taylor J B.Relaxation and magnetic reconnection in plasmas[J].Review of Modern Physics，1986，58(3)：741-763.

[53] Hoefs J.Stable isotope geochemistry[C].6th ed.：Berlin Heidelberg，Springer-Verlag，2009：285.

[54] Wang Y，Zhu X K，Mao J W，et al.Iron isotope fractionation during skarn-type metallogeny：a case study of Xinqiao Cu-S-Fe-Au deposit in the Middle-Lower Yangtze valley[J].Ore Geology Review，2011，43：194-202.

[55] 王躍，朱祥坤．銅同位素在礦床學中的應用：認識與進展[J]．吉林大學學報：地球科學版，2010，40(4)：739-751．

[56] 祝新友，王京彬，王艷麗，等.漿液過渡態(tài)流體在矽卡巖型鎢礦成礦過程中的作用——以湖南柿竹園鎢錫多金屬礦為例[J].巖石學報，2015，31(3)：891-905.

[57] Chang Z S，Meinert L D.The Magmatic-Hydrothermal Transition-Evidence from Quartz Phenocryst Textures and Endoskarn Abundance in Cu-Zn Skarns at the Empire Mine，Idaho，USA[J].Chemical geology，2004，210(1-4)：149-171.

[58] Chang Z，Meinert L D.The empire cu-zn mine，idaho：exploration implications of unusual skarn features related to high fluorine activity[J].Economic Geology，2008，103(5)：909-938.

[59] Meinert L D.Igneous petrogenesis and skarn deposits[C].Geological Association of Canada Special Paper，1993，40：569-583.

[60] Meinert L D.Compositional variation of igneous rocks associated with skarn deposits-chemical evidence for a genetic connection between petrogenesis and mineralization[C].Mineralogical Association of Canada Short Course Series，1995，23：401-418.

[61] 李厚民.中國鐵礦成因類型、預測類型和典型礦床式[J]．礦床地質(zhì)，2010(S1)：81-82．

[62] 梁祥濟.中國矽卡巖和矽卡巖礦床形成機理的實驗研究[M].北京：學苑出版社.2000.

[63] 陳艷，張招崇.矽卡巖型鐵礦的鐵質(zhì)來源與遷移富集機理探討[J]．巖礦測試，2012，31(5)：889-897．

[64] Hezarkhani A.Petrology of the Intrusive Rocks within the Sungun Porphyry Copper Deposit，Azerbaijan，Iran[J].Journal of Asian Earth Sciences，2006，27(3)：326-340.

[65] Zhang Z Y，Du Y S，Teng C Y，et al.Petrogenesis，geochronology，and tectonic significance of granitoids in the Tongshan intrusion，Anhui Province，Middle-Lower Yangtze River Valley，eastern China[J].Journal of Asian Earth Sciences，2014，79：792-809.

[66] Kloppenburg A，Grocott J，Hutchinson D.Structural Setting and Synplutonic Fault Kinematics of a Cordilleran Cu-Au-Mo Porphyry Mineralization System，Bingham Mining District，Utah[J].Economic Geology，2012，105(4)：743-761.

[67] Maher K C.Skarn Alteration and Mineralization at Coroccohuayco，Tintaya District，Peru[J].Economic Geology，2010，105(2)：263-283.

[68] Kim E J，Park M E，White N C.Skarn gold mineralization at the Geodo mine，South Korea[J].Economic Geology，2012，107：537-551.

[69] Sillitoe R H.Porphyry copper systems[J].Economic Geology，2010，105：3-41.

[70] Zhao X Y，Yang Z S，Zheng Y C，et al.Geology and genesis of the post-collisional porphyry-skarn deposit at Bangpu，Tibet[J].Ore Geology Reviews.2014，70：486-509.

Research tatus and progress of skarn deposits

XU Lingxiao1，2，XU Hong1，2，XU Jing3，WANG Da1，2

(1.School of Earth Sciences and Mineral Resources，China University of Geosciences(Beijing)，Beijing 100083，China；2.State Key Laboratory of Geological Processes and Mineral Resources，Beijing 100083，China；3.Faculty of Earth Resources，China University of Geosciences(Wuhan)，Wuhan 430074，China)

The skarn deposit is a kind of the endogenic deposit and has important industrial significance，including many ore-forming elements，such as Fe，Cu，Pb，Zn，Au，Mo，W and Sn.Many scholars have widely studied on the skarn deposits.This paper briefly and systematically summarized the alteration and zoning characteristics of skarn deposits.Based on this，we did detailed analysis and conclusion on the geology and geochemistry of skarn deposits，including the indicative function of skarn mineralogical characteristics on formation and evolution of skarn deposit and mineral exploration，ore-forming fluids and metal source，the discussion of mineral precipitation mechanism，the correlativity of ore-forming magmatic rocks and mineralization type，and the genetic model of skarn deposits and other mineralization types.

skarn mineralogy；material source；ore-forming magma；skarn deposit；research progress

2017-01-16

許凌霄(1993-)，女，漢族，山東德州人，碩士研究生，主要從事礦物學、巖石學、礦床學方面的研究工作，E-mail：369412721@qq.com。

徐凈(1988-)，男，漢族，四川遂寧人，博士研究生，主要從事矽卡巖礦床方面的研究工作，E-mail: xujing3800@126.com。

P588.31+2

A

1004-4051(2017)05-0154-08