劉 軍，王曉彤,，何軍成，李鐵剛

（1 中國地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所自然資源部成礦作用與資源評價重點實驗室，北京 100037；2 中國地質(zhì)大學(xué)（北京）地球科學(xué)與資源學(xué)院，北京 100083）

黃金是世界各國長期關(guān)注的重點經(jīng)濟礦產(chǎn)資源，也是中國重要的戰(zhàn)略資源和稀缺礦種（汪在聰?shù)龋?021；翟明國等，2021）。2016 年，中國就將金礦列入24 種戰(zhàn)略性礦產(chǎn)目錄清單（陳甲斌等，2020）。目前，中國黃金產(chǎn)量連續(xù)8 年呈現(xiàn)下降態(tài)勢，對外依存度一度高達60%。矽卡巖型礦床是金礦資源的重要來源之一（Meinert et al., 2005；Chang et al., 2019；趙一鳴，2012；2023）。20 世紀70 年代以前，矽卡巖型礦床中生產(chǎn)的金主要是生產(chǎn)其他金屬（尤其是銅）的副產(chǎn)品（Meinert，1998a），隨著國際金價的急劇上漲，以生產(chǎn)金為主的矽卡巖型礦床快速增多。世界各地已發(fā)現(xiàn)大批獨立或共生的矽卡巖型金礦，大多以較高金品位的富礦為特征，備受關(guān)注，如美國Crown Jewel、加拿大Nickel Plate、厄瓜多爾Nambija 和俄羅斯Tardan 等眾多大-中型金礦，其經(jīng)濟價值和勘查、研究的必要性不言而喻（陳衍景等，2004；Meinert et al., 2005；Chen et al.,2007；趙一鳴等，2017；2023；Chang et al., 2019；Burisch et al., 2023）。因此，矽卡巖型金礦床已成為國際地學(xué)研究的前沿和熱點之一。

中國是世界上矽卡巖型礦床產(chǎn)出最多的國家之一。Chang 等（2019）統(tǒng)計了中國386 個矽卡巖型礦床，其中矽卡巖型金礦有84個，金金屬量共計1871 t，占全國黃金儲量的11%。據(jù)不完全統(tǒng)計，中國現(xiàn)已探明的矽卡巖型礦床達918 個，其中絕大多數(shù)大-中型礦床位于中國東部地區(qū)（周濤發(fā)等，2017；Chang et al., 2019；趙一鳴等，2012；2023），以長江中下游矽卡巖金成礦帶最為代表（金儲量超過600 t，涂偉，2014）。近年來，隨著中國西部大開發(fā)的實施，西部地區(qū)發(fā)現(xiàn)和探明了一批矽卡巖型金礦床，例如云南北衙超大型金礦（金金屬量303 t，Deng et al.,2015）、西藏甲瑪超大型金礦（金金屬量208 t，Zheng et al., 2016）等。另外，中國許多矽卡巖體被重新定義為含金矽卡巖體，例如河南銀家溝礦床一直作為硫鐵礦開采，通過重新分析以往巖芯樣品的金含量，新探明一座中型矽卡巖型金礦；一些瀕臨倒閉或閉坑的礦山，例如河北壽王墳銅礦、湖南水口山鉛鋅礦，由于發(fā)現(xiàn)其矽卡巖中金含量很高，礦山獲得新生；一些邊緣經(jīng)濟價值的鐵、銅、鉛鋅等礦床，例如安徽新橋銅鐵礦床，由于發(fā)現(xiàn)金而成為擁有重要經(jīng)濟價值的復(fù)合型礦床（陳衍景等，2004；Chen et al., 2007）?？梢?，矽卡巖型金礦在中國極具成礦和找礦潛力，對于資源經(jīng)濟的可持續(xù)發(fā)展具有重大意義，是中國未來金礦產(chǎn)勘查和科學(xué)研究的重點。

Meinert 等（1989；1998a；1998b；2005）和Ray 等（1990）對美國、加拿大、澳大利亞等國的十余個重要含金矽卡巖礦床的主要地質(zhì)特征做了總結(jié)，劃分出還原性矽卡巖型、氧化性矽卡巖型、鎂質(zhì)矽卡巖型和產(chǎn)于區(qū)域變質(zhì)地體中矽卡巖型金礦4 個類型。從其所列舉的礦床實例看，以氧化性和還原性矽卡巖型金礦最為重要。自從定義矽卡巖型金礦以來，矽卡巖型礦床中的金大多是作為銅多金屬礦床開采的副產(chǎn)品加以回收，這類金礦主要屬于氧化性矽卡巖型金礦。國內(nèi)外學(xué)者對氧化性矽卡巖型金礦開展了長期且深入的研究工作，取得了眾多優(yōu)秀的科研和找礦成果（Meinert et al., 2005；陳毓川等，2007；Chen et al., 2007；趙一鳴等，2012；2023；Deng et al., 2015；周濤發(fā)等，2017；Chang et al.,2019；毛景文等，2019；謝桂青等，2020）。值得關(guān)注的是，世界各地陸續(xù)發(fā)現(xiàn)了大量還原性矽卡巖型金礦（圖1 和圖2；表1 和表2），例如，美國華盛頓北部Crown Jewel（Gaspar et al., 2008）、俄羅斯遠東地區(qū)Lukoganskoe（Redin et al., 2020）、西班牙阿斯圖里亞斯地區(qū)Ortosa（Cepedal et al., 2006）、澳大利亞西部Nevoria（Mueller, 1997；Fan et al.,2000）、加拿大育空地區(qū)Scheelite Dome（Mair et al., 2006a）等大-中型金礦床。這些還原性矽卡巖型金礦均為高品位的富礦，社會和經(jīng)濟價值非常高，受到礦業(yè)界和學(xué)術(shù)界廣泛關(guān)注（Chen et al.,2007；Chang et al., 2019）。

表1 氧化性和還原性矽卡巖型金礦床地質(zhì)特征Table 1 Geological characteristics of oxidized and reduced skarn gold deposits

表2 代表性還原性矽卡巖型金礦床的主要地質(zhì)特征Table 2 Major geological characteristics of representative reduced skarn gold deposit

圖1 全球代表性氧化性和還原性矽卡巖型金礦分布圖Fig.1 Distribution map of global representative oxidized and reduced skarn gold deposits

圖2 中國還原性巖漿巖及代表性礦床分布圖（鎢錫礦資料引自Mao et al.,2019，碳酸鹽巖和氧化性矽卡巖型金礦資料引自Chang et al.,2019)Fig.2 Distribution map of reduced magmatic rocks and representative deposits in China(Data of W-Sn deposits from Mao et al.,2019,carbonate rocks and oxidized skarn Au deposits from Chang et al.,2019)

目前，中國探明的矽卡巖型金礦基本顯示氧化性特征，以銅礦、鉛鋅礦等礦床的伴生金礦形式存在，例如長江中下游成礦帶中24 個富金矽卡巖礦床均為氧化性（Chang et al., 2019；謝桂青等，2020）。Chang 等（2019）總結(jié)了中國矽卡巖型礦床的地質(zhì)特征及成礦規(guī)律，認為中國矽卡巖型金礦基本為氧化性矽卡巖型金礦，還原性矽卡巖型金礦少見（圖2）。李建威等（2019）和Shi 等（2020）認為西秦嶺德烏魯金礦和黑龍江老柞山金礦屬于還原性矽卡巖型金礦。事實上，中國碳酸鹽巖面積占全球碳酸鹽巖總面積的25%，發(fā)育世界上最多的矽卡巖型礦床，擁有形成高品位、還原性矽卡巖型金礦床的巨大潛力（趙一鳴等，2017; Chang et al., 2019;Yang et al., 2019）。那么，與國外相比，為什么中國報道和發(fā)現(xiàn)的還原性矽卡巖型金礦床較少？本文認為部分原因包括：①還原性矽卡巖型金礦床雖已有不少研究成果，但與其他類型金礦（如氧化性矽卡巖型、造山型、淺成低溫熱液型等）相比，研究程度仍比較低，尚未引起中國地質(zhì)工作者足夠重視；②部分金礦床成礦作用復(fù)雜，可能被定義為其他類型金礦床，例如造山型金礦；③一些金礦床長期被當作矽卡巖型銅礦或其他礦種開采、研究和報道，尚未開展針對性的矽卡巖金成礦作用研究。綜上所述，還原性矽卡巖型金礦床在中國是一種尚未受到足夠重視的金礦類型，這與其重要的經(jīng)濟價值和找礦潛力非常不符，急需開展相關(guān)科學(xué)研究工作。鑒于此，本文針對還原性矽卡巖型金礦的地質(zhì)特征、礦床成因及找礦潛力等方面開展綜合性研究，這項工作不但豐富了經(jīng)典矽卡巖成礦理論，而且為中國金礦勘探開發(fā)和增儲上產(chǎn)提供了新思路。

1 矽卡巖型金礦概念及分類

十九世紀末，加拿大Hedley 地區(qū)最早發(fā)現(xiàn)并開采了矽卡巖型金礦（Billingsley et al., 1941），但是相關(guān)文獻報道很少。Einaudi 等（1981）最早提出“矽卡巖型金礦（Au skarn）”這一概念，并指出該類金礦是單獨或主要開采金金屬礦產(chǎn)，以石榴子石和輝石等鈣硅酸鹽蝕變?yōu)樘卣?。Ettlinger 等（1991）認為一些富金矽卡巖型礦床雖然富含可觀的金礦資源，但是不能定義為矽卡巖型金礦，例如，①印度尼西亞的Big Gossan 礦床，該礦床含有較大規(guī)模金礦化（金金屬量＞28 t，金品位＞1 g/t），但是礦床以開采銅資源為主；②俄羅斯Veselyi 礦床，該礦床的高品位金礦體來自矽卡巖型Cu-Au系統(tǒng)，仍以開采銅資源為主，這些礦床屬于矽卡巖型銅礦。值得注意的是，一些富金矽卡巖型礦床雖然含有大量其他金屬礦產(chǎn)（例如，以磁鐵礦、赤鐵礦形式存在大量鐵礦），但是這些金屬資源尚未被開采，這類礦床仍被定義為矽卡巖型金礦，例如墨西哥Nukay-Morelos 金礦（de la Garza et al., 1996）。Meinert 等（1989；1998a；1998b；2005）通過對世界上數(shù)十個矽卡巖型礦床的綜合性研究，確定矽卡巖型金礦包括還原性矽卡巖型、氧化性矽卡巖型、鎂矽卡巖型和產(chǎn)于區(qū)域變質(zhì)地體中矽卡巖型四類，其中還原性和氧化性矽卡巖型金礦最為重要（表1）。氧化性矽卡巖型金礦發(fā)育廣泛，通常以伴生金礦形式存在，以共、伴生Cu、Te、Se 礦化為特征，成礦巖漿氧逸度較高（f（O2）＞FMQ+2）。矽卡巖以貧Fe 石榴子石和透輝石為主，具有較高的石榴子石/輝石含量比。主要金屬礦物有黃鐵礦和磁黃鐵礦，黃鐵礦含量高于磁黃鐵礦，另見少量黃銅礦、方鉛礦和閃鋅礦。還原性矽卡巖型金礦通常呈獨立金礦形式賦存于灰?guī)r等鈣質(zhì)沉積巖中，以金品位高（5～15 g/t）著稱，具有獨特的Au-Bi-Te-As±Co 金屬元素組合，缺乏Cu 等賤金屬元素。矽卡巖以細粒鈣鐵輝石為主，其次為石榴子石，具有較低的石榴子石/輝石含量比。成礦巖漿氧逸度較低（f（O2）＜FMQ）。成礦巖體通常為準鋁質(zhì)-弱過鋁質(zhì)、鈣堿性的輝長閃長巖、閃長巖和花崗閃長巖等。成礦巖石中發(fā)育鈦鐵礦，含微量或不含磁鐵礦，全巖w(Fe2O3)/FeO＜0.5，w(Fe2O3/(Fe2O3+FeO))＜＜0.75，主要屬于還原性、鈦鐵礦系列（圖3）。金屬礦物主要為磁黃鐵礦和毒砂，缺少原生赤鐵礦、磁鐵礦和硫酸鹽礦物（石膏）。金主要以自然金和銀金礦形式存在，與鉍-碲化物（自然鉍、赫碲鉍礦、硫鉍銅礦、黑鉍金礦）關(guān)系密切（Meinert, 2000；Hart,2007；Lawrence et al., 2017；Chang et al., 2019；趙一鳴等，2023）。

圖3 氧化性和還原性矽卡巖型金礦成礦巖體Fe2O3/FeO-SiO（2a）和log(Fe2O3/FeO)-TFeO圖解（b）（底圖據(jù)Kim et al.,2012）注釋：氧化性矽卡巖型金礦包括中國朝山（徐兆文等，2004）、雙朋西（路英川等，2017）、雞籠山（王建等，2014）、北衙（Deng et al.,2015；He et al.,2015）、銅綠山（趙海杰等，2010）、甲瑪（祁婧，2021）、俄羅斯Novogodnee-Monto（Soloviev et al.,2013）、Sinyukhinskoe（Soloviev et al.,2019a）、吉爾吉斯斯坦Kuru-Tegerek（Soloviev et al.,2017a）、加拿大Yukon（Hart,2004）、印度尼西亞Ertsberg（Meinert et al.,1997）、韓國Geodo Mine金礦（Kim et al.,2012）；還原性矽卡巖型金礦包括中國老柞山（作者未發(fā)表數(shù)據(jù)）、德烏魯（Sui et al.,2016）、俄羅斯Vostok-2（Soloviev et al.,2011;2017b）、Agylk（iSoloviev et al.,2020）、Lermontovskoe（Soloviev et al.,2017c）、Lugokanskoe（Redin et al.,2020）、吉爾吉斯斯坦Meliksu（Soloviev et al.,2019b）、美國Crown Jewel金礦（Gaspar,2008）、加拿大Hedley(Ray et al.,1992)、Mayo金礦（Hart,2004）Fig.3 Fe2O3/FeO-SiO2 diagram(a)and log(Fe2O3/FeO)-TFeO diagram(b)of ore-related intrusion from the oxidized and reduced skarn gold deposits(base map from Kim et al.,2012)Note:Oxidized skarn gold deposits include:Chaoshan(Xu et al.,2004),Shuangpengxi(Lu et al.,2017),Jilongshan(Wang et al.,2014),Beiya(Deng et al.,2015;He et al.,2015),Tonglvshan(Zhao et al.,2010),Jiama(Qi et al.,2021)in China,Novogodnee-Monto(Soloviev et al.,2013),Sinyukhins‐koe(Soloviev et al.,2019a)in Russia,Kuru-Tegerek(Soloviev et al.,2017a)in Kyrgyzstan,Yukon(Hart,2004)in Canada,Ertsberg(Meinert et al.,1997)in Indonesia,Geodo Mine(Kim et al.,2012)in Korea;Reduced skarn gold deposits include:Laozuoshan(unpublished data from author),Dewulu(Sui et al.,2016)in China,Vostok-2(Soloviev et al.,2011;2017b),Agylki(Soloviev et al.,2020),Lermontovskoe(Soloviev et al.,2017c),Lugokanskoe(Redin et al.,2020)in Russia,Meliksu(Soloviev et al.,2019b)in Kyrgyzstan,Crown Jewel(Gaspar,2008)in USA,Hedley(Ray et al.,1992),Mayo(Hart,2004)in Canada

一些矽卡巖型金礦的地質(zhì)特征和構(gòu)造背景與其他類型金礦相似，導(dǎo)致金礦床類型及成因存在爭議。例如，在區(qū)域變質(zhì)作用背景下，矽卡巖型金礦與造山型金礦存在部分相似地質(zhì)特征（Goldfarb et al., 2005；2023）。造山型金礦通常存在于韌性剪切帶中，造山型金礦系統(tǒng)深部的溫度很高，深部鈣硅酸鹽礦物會發(fā)生變質(zhì)作用，形成矽卡巖（Hart,2007；Groves et al.,2018）。例如，納米比亞Navachab、加拿大Tillicum 等金礦內(nèi)韌性剪切帶或斷裂構(gòu)造穿切深部鈣質(zhì)或富鐵巖層，巖層中會形成矽卡巖，金礦化通常發(fā)育在矽卡巖外側(cè)（Mueller et al., 1991；Dziggel et al., 2010；Wulff et al., 2017）。構(gòu)造活動對這些金礦床的控制是次要或微弱的，無論這些礦床被稱為矽卡巖型還是造山型，均缺少成礦巖漿活動，均是形成于深部區(qū)域變質(zhì)環(huán)境中（Hart, 2007）。目前，矽卡巖型金礦與斑巖型、淺成低溫熱液型礦床的成因聯(lián)系已經(jīng)被證實（Sillitoe, 1993；Meinert,2000）。但是，矽卡巖型金礦與卡林型金礦的成因聯(lián)系仍存在爭議（Henry et al., 1998；Mercer, 2021；Pinet et al., 2022；Christopher et al., 2023；Henry et al.,2023）。例如，美國內(nèi)華達地區(qū)部分卡林型金礦與附近斑巖-矽卡巖型金礦具有相似的成礦年齡，均形成于始新世。但是，這些卡林型金礦的形成與巖漿活動可能沒有直接成因聯(lián)系，兩類礦床在形成過程中可能經(jīng)歷了同一地質(zhì)地球化學(xué)過程（Smith,2001；Cline, 2004；Cline et al., 2005；Hart, 2007；Mercer, 2021；Christopher et al., 2023；Henry et al.,2023）。

2 還原性矽卡巖型金礦時空分布特征

世界各地的古生代和中生代造山帶是還原性矽卡巖型金礦的主要聚集區(qū)（圖1、圖2），包括中亞造山帶、東澳大利亞New England-Lachlan造山帶、北美科迪勒拉造山帶、加拿大Appalachian 造山帶、歐洲Bo‐hemian地塊和Iberian半島等地區(qū)。代表性還原性矽卡巖型金礦床有西班牙Ortosa（Fuertes-Fuente et al.,2000）、加拿大Nickel Plate、French和Marn/Horn（Ray et al.,1992；Hart,2007）、吉爾吉斯斯坦Meliksu（Solo‐viev et al.,2019b）等大中型金礦（表2）。另外，中亞地區(qū)個別古生代金礦存在還原性矽卡巖型金礦和造山型金礦的爭議，例如，塔吉克斯坦Jilau 金礦（Cole et al., 1999；2000）。部分地質(zhì)學(xué)家提出世界上存在少量太古代還原性矽卡巖型金礦，例如澳大利亞Nevoria 金礦（Mueller, 1997；Kolb et al.,2015）、加拿大Lupin 金礦（Geusebroek et al., 2004；Hart, 2007），這些金礦賦存于太古代BIF 型鐵礦建造中，顯示出還原性矽卡巖型金礦的金屬礦物和蝕變礦物組合特征，與此同時，金成礦作用受到韌性剪切帶控制，具有部分造山型金礦的地質(zhì)地球化學(xué)特征，金礦床成因仍有爭議。

從全球分布來看，雖然一些金礦床是否屬于還原性矽卡巖型金礦仍需斟酌，但是顯生宙，特別是晚古生代—中生代是還原性矽卡巖型金礦的主要成礦期。目前，前寒武紀還原性矽卡巖型金礦形成和保存較困難，發(fā)現(xiàn)較少。

3 典型還原性矽卡巖型金礦床

3.1 Hedley金礦田

Hedley 金礦田位于加拿大不列顛哥倫比亞省，由Nickel Plate、French、Canty 和Good Hope 等大中型還原性矽卡巖型金礦床組成（圖4）。大地構(gòu)造位置屬于北美科迪勒拉造山帶。金金屬總量為62.7 t，金平均品位為7.4 g/t，金金屬量的97%來自Nickel Plate 金礦。礦田出露地層主要為上三疊統(tǒng)Nicola群，由上至下分別為Whistle、Stemwinder、Chuchuwa‐ya、Hedley、French Mine 和Oregon Chaims 組（Mil‐ford, 1984）。Nicola 群主要由鎂鐵質(zhì)火山巖、凝灰?guī)r、鈣質(zhì)粉砂巖及灰?guī)r組成，厚度達6000 m。礦田內(nèi)發(fā)育4 期侵入巖，第1 期為石英閃長巖和輝長巖（即Hedley巖體），呈巖株、巖脈狀產(chǎn)出，鋯石U-Pb年齡為219～194 Ma；第2期為花崗閃長巖和輝長巖，鋯石UPb 年齡為（193±1）Ma～（194.6±5）Ma（Parrish et al.,1992）；第3期為石英二長巖和花崗閃長巖，鋯石U-Pb年齡為（168.8±9）Ma；第4 期為石英斑巖和細晶巖，鋯石U-Pb 年齡為（154.5±8）Ma。礦田內(nèi)發(fā)育2 期構(gòu)造變形事件，第1 期發(fā)育在Nicola 群，形成西-北西向褶皺，與Hedley 巖體侵位有關(guān)，控制著Nickel Plate 矽卡巖型金礦化；第2 期是主要構(gòu)造事件，形成向東傾覆的不對稱褶皺，走向近南北，傾向西，形成大量背斜構(gòu)造。

圖4 加拿大Hedley地區(qū)地質(zhì)簡圖（改自Ray et al.,1994）Fig.4 Geological map of the Hedley area in Canada(modified from Ray et al.,1994)

矽卡巖型金礦化與Hedley 巖體有密切成因聯(lián)系，巖石w(Fe2O3)/w(Fe2O3+FeO)=0.19。金礦體主要位于Hedley 巖體與Hedley 組和French Mine 組淺海相鈣質(zhì)沉積巖的接觸帶。金礦體主要賦存于外矽卡巖帶，內(nèi)矽卡巖帶發(fā)育晚期含金石英-硫化物細脈。外矽卡巖帶出露面積達4 km2，厚度達300 m，顯示Au-As-Cu-Co-Bi-Te-Ag-Sb 元素異常。金屬礦物有磁黃鐵礦和毒砂，其次為黃銅礦、黃鐵礦、鈦鐵礦、赫碲鉍礦、輝碲鉍礦、自然鉍、黑鉍金礦、紅銻鎳礦、輝砷鎳礦、輝鈷礦、自然金和金銀礦等。脈石礦物有石榴子石（鈣鋁榴石-鈣鐵榴石，低Mn，w(MnO)＜0.5%）、輝石、鉀長石、石英、陽起石、黑云母、綠簾石、方解石、方柱石等（Ray et al.,1992）。

3.2 Ortosa金礦床

Ortosa 還原性矽卡巖型金礦床位于西班牙奧維耶多市西50 km。大地構(gòu)造位置屬于歐洲海西造山帶內(nèi)伊比利亞（Iberian）地塊。出露地層為志留紀Furada 組和泥盆紀Ra?eces 組。Furada 組為含鐵砂巖、鮞粒狀鐵礦石夾頁巖和砂質(zhì)灰?guī)r透鏡體，厚80～200 m。Ra?eces組為灰?guī)r，厚400～600 m。侵入巖主要有石英二長閃長巖（即Ortosa 巖體），出露面積約1 km2，呈巖基和巖脈產(chǎn)出（圖5）。

圖5 西班牙Ortosa地區(qū)地質(zhì)簡圖（改自Fuertes-Fuente et al.,2000）Fig.5 Geological map of the Ortosa area,Spain(modified from Fuertes-Fuente et al.,2000)

矽卡巖型金礦化發(fā)育于Ortosa 巖體與Furada 組頂部和Ra?eces 組底部的接觸帶內(nèi)，形成矽卡巖帶（Fuertes-Fuente et al.,2000）。內(nèi)矽卡巖帶發(fā)育輝石、黑云母、角閃石（陽起石、鐵陽起石、鐵角閃石）、石英和金屬硫化物。金屬硫化物主要為磁黃鐵礦和毒砂，少量黃銅礦和閃鋅礦。外矽卡巖帶發(fā)育輝石、鈣鋁-鈣鐵榴石、角閃石（鐵陽起石-鐵角閃石）、石英、氟磷灰石、鉀長石、鈉長石、綠簾石、符山石、方解石和綠泥石。另外，外矽卡巖帶存在大量角巖，角巖帶中見石英、綠泥石、磁黃鐵礦、黃銅礦細脈。金屬礦物主要有磁黃鐵礦和毒砂，少量砒毒砂、黃鐵礦、黃銅礦、閃鋅礦和鈦鐵礦。金主要以自然金和黑鉍金礦形式存在，其次為赫碲鉍礦、自然鉍、輝鉍礦（Fuertes-Fuente et al.,2000）。

4 成礦構(gòu)造背景與巖體特征

目前已有資料顯示，與金成礦有關(guān)還原性巖體主要分布于中亞造山帶、古特提斯縫合帶、華北克拉通邊緣、澳大利亞東南部Tasman 造山帶、北美科迪勒拉造山帶和安第斯山等地區(qū)（Thompson et al.,1999；2000；Lang et al.,2000；Hart,2007；Smith et al.,2012；Soloviev et al., 2019；2020；李建威等，2019）。這些地區(qū)大多經(jīng)歷了復(fù)雜的構(gòu)造-巖漿演化過程，成礦構(gòu)造背景多樣，存在島/陸緣弧、弧后、前陸褶皺帶、碰撞/增生造山帶、微陸塊等觀點（Thompson et al.,1999；2000；Goldfarb et al.,2000；Hart,2007；李建威等，2019；Shi et al.,2020）。

北美科迪勒拉造山帶內(nèi)Yukon 和Alaska 地區(qū)發(fā)育眾多還原性巖體及相關(guān)矽卡巖型金礦，綜合研究程度高（Maloof et al., 2001；Mair et al., 2006b；Hart,2007；Betsi et al.,2016）。這些還原性矽卡巖型金礦賦存于古老克拉通邊緣的碎屑巖和碳酸鹽巖地層中。還原性成礦巖漿形成于晚中生代微陸塊俯沖-碰撞背景下古老陸緣的加厚過程（Maloof et al.,2001；Mair et al., 2006b；Hart, 2007；Betsi et al.,2016）。還原性成礦巖漿侵位時間短（～5 Ma），形成于前陸逆沖、地殼加厚過程中的伸展階段，是白堊紀科迪勒拉造山作用晚期巖漿活動的產(chǎn)物。該期巖漿活動形成了數(shù)百個巖株、巖脈和巖基，巖體侵位到碎屑巖和碳酸鹽巖地層中。與矽卡巖型Au 成礦有關(guān)還原性巖體通常為最年輕巖體，形成了Tombstone金成礦帶（Mortensen et al.,2000；Hart et al.,2004；Hart,2007）。這些還原性成礦巖體不屬于I 型（Newberry et al., 1995a; McCoy et al., 1997；Thompson et al.,1999）或S 型花崗巖（Anderson, 1988；Gordey et al.,1993；Betsi et al.,2016），而是兼具二者的地球化學(xué)特征。巖石主要為偏鋁質(zhì)，部分為過鋁質(zhì)，具有鈣堿性特點。巖體顯示出高放射成因初始Sr比值（＞0.71），εNd為-7～-15（Lang, 2001；Hart et al., 2005；Hart,2007）。北美Yukon-Alaska 地區(qū)還原性成礦巖體可能形成于加厚大陸邊緣的后碰撞伸展背景。

還原性成礦巖體主要為含角閃石-黑云母花崗閃長巖，其次為閃長巖、輝長閃長巖、石英閃長巖等。巖石發(fā)育鈦鐵礦，含微量或不含磁鐵礦，全巖w(Fe2O3)/w(Fe2O3+FeO)＜0.75，磁化率低（10-4～10-2S.I），顯示低氧逸度特征（Ishihara,1981;McCoy et al., 1997; Newberry, 1998; Duncan, 1999; Thompson et al., 2000; Betsi et al., 2016; 李建威等，2019; Solo‐viev et al.,2019）。成礦巖體通常具有鎂鐵質(zhì)到長英質(zhì)的多相特征，鎂鐵質(zhì)相發(fā)育在一些雜巖體中，或作為獨立巖體存在，可以解釋為一期巖漿的結(jié)晶分異作用或多期巖漿活動的混合產(chǎn)物（Duncan, 1999;Thompson et al., 2000; Mair et al., 2006b; Hart, 2007;Soloviev et al.,2019）。巖體內(nèi)長英質(zhì)相部分顯示出流體飽和的地質(zhì)現(xiàn)象，例如，偉晶巖、細晶巖、晶洞和UST 結(jié)構(gòu)（Bakke, 1995; Duncan, 1999）。代表性案例為北美Alaska-Yukon地區(qū)的Tombstone雜巖體，該雜巖體由眾多同期多相巖體組成，其中長英質(zhì)巖體顯示Au 礦化特征（McCoy et al., 1997; Newberry,1998; Maloof et al., 2001; Mair et al., 2006b; Hart,2007;Betsi et al.,2016）。

目前，還原性、鈦鐵礦系列巖漿的成因存在多種認識。多數(shù)學(xué)者認為氧化性、磁鐵礦系列花崗質(zhì)巖漿侵入上覆還原性泥質(zhì)沉積物地層或含碳質(zhì)沉積物地層中，經(jīng)過含碳變質(zhì)沉積巖的同化混染形成還原性巖漿（Ague, 1987；1988；Rowins, 2000；Soloviev et al.,2019；李延河等，2020；Santacruz et al.,2021）。還原性沉積巖地層的加入影響著巖漿氧逸度，這種影響可能是直接的（巖漿同化吸收還原性沉積巖）或間接的（還原性沉積巖加熱釋放還原性氣體，巖漿同化吸收這些還原性氣體）（McCoy et al., 1997；Rowins,2000；Hart, 2007；李延河等，2020）（圖6）。Takagi（2004）對日本島弧氧化性和還原性花崗巖進行對比研究，發(fā)現(xiàn)巖漿氧化還原狀態(tài)與俯沖速率呈負相關(guān)關(guān)系，俯沖沉積物的混入量控制著還原性巖漿的形成，當氧化性花崗質(zhì)巖漿中混入的俯沖沉積物大于15%時，巖漿演化為還原性巖漿。一些學(xué)者發(fā)現(xiàn)部分S 型花崗巖具有較高的CH4/SO2比值，當氧化性I 型花崗質(zhì)巖漿與這類S 型花崗巖質(zhì)巖漿發(fā)生混合作用時，巖漿中還原性組分含量明顯增加，形成還原性巖漿（芮宗瑤等，2003；徐文剛，2012）。近年來，一些地質(zhì)學(xué)家發(fā)現(xiàn)幔源鎂鐵質(zhì)巖漿和年輕下地殼長英質(zhì)巖漿的混合作用可以形成還原性巖漿（Redwood, 1997；Cao et al., 2016；吳楚，2017；馬瑞等，2020；張飛等，2023）。Mair 等（2011）發(fā)現(xiàn)富揮發(fā)分的富集巖石圈地幔來源的煌斑巖熔體在上升過程中與下地殼來源的長英質(zhì)熔體發(fā)生混合作用，可能形成還原性巖漿。Cao 等（2015；2016）發(fā)現(xiàn)在洋脊俯沖形成的板片窗環(huán)境中，深部軟流圈內(nèi)的還原性揮發(fā)組分通過撕裂的板片窗口直接上升，與原始較氧化的楔形地幔發(fā)生相互作用，導(dǎo)致氧逸度降低，形成還原性的玄武質(zhì)巖漿，最終上侵演化形成還原性花崗巖。俯沖大洋板片及上覆沉積物發(fā)生脫水作用，洋殼沉積物中C 物質(zhì)與H2O 反應(yīng)生成CH4和CO2，這些還原性物質(zhì)的加入會增強巖漿的還原性（Ballhaus, 1993；Takagi, 2004）。另外，在巖漿上升侵位過程中，隨著溫度和壓力的降低，巖漿中揮發(fā)分（C-S-O-H 族多價態(tài)氣/液相化合物）的溶解度會降低，導(dǎo)致巖漿發(fā)生脫氣作用。目前，巖漿脫氣作用對氧逸度的影響存在不同觀點。一些專家認為巖漿的脫氣量與殘余巖漿熔體的氧逸度有著正相關(guān)關(guān)系（Holloway,2004；Métrich et al.,2009；Bell et al., 2011），另有部分學(xué)者指出巖漿脫氣作用對殘余巖漿熔體氧逸度的影響十分有限（Kelley et al., 2012；Moussallam et al., 2014；Grocke et al.,2016；Brounce et al., 2017；馬瑞等，2020）。綜上所述，還原性、鈦鐵礦系列巖漿的源區(qū)和成因較復(fù)雜，母巖漿通常顯示氧化性，部分可能具有還原性，巖漿演化過程中還原性物質(zhì)的混入對于還原性巖漿的形成至關(guān)重要。

圖6 矽卡巖型礦床的氧化還原狀態(tài)（據(jù)Newberry,1991修改）Fig.6 Oxidation state of skarn deposits(modified from Newberry,1991)

5 典型蝕變礦物及空間分布

還原性矽卡巖型金成礦系統(tǒng)的礦物組合及蝕變空間分帶受巖漿溫度、流體-圍巖相互作用等因素控制。還原性成礦巖體內(nèi)部發(fā)育席狀石英脈，石英脈邊緣出現(xiàn)粗粒鉀長石或云母。一些黑云母-金屬硫化物細脈沿巖體裂隙充填。巖體內(nèi)各類脈體中金屬硫化物含量通常較低（0.1%～2%），主要有黃鐵礦、磁黃鐵礦、毒砂，少量白鎢礦、輝鉬礦、輝鉍礦和錫石等（Franchini et al., 2002；Mair et al., 2006a；2006b；Hart,2007；李建威等，2019；Soloviev et al.,2019）。

矽卡巖型礦化通常位于侵入巖體邊部。矽卡巖期形成輝石、硅灰石、石榴子石及符山石等。退化蝕變階段發(fā)育透閃石、綠簾石、黑云母及陽起石等，該期礦物疊加到矽卡巖期礦物組合上，金屬礦物主要有磁黃鐵礦、毒砂、白鎢礦等（Maloof et al.,2001；Marsh et al., 2003；Mair et al., 2006a）?？傮w上，矽卡巖期石榴子石較少，這是還原性矽卡巖金礦的重要特點。石英-硫化物階段的席狀脈分布于巖體內(nèi)部及附近，礦物組合為鉀長石-石英-云母-白鎢礦-金屬硫化物，金屬礦物呈稀疏狀分布，主要為磁黃鐵礦、毒砂、黃鐵礦及Au-Bi-Te 金屬合金等。碳酸鹽階段的方解石-石英-方鉛礦-閃鋅礦脈遠離巖體分布，通常超過角巖化區(qū)域范圍（Meinert,1998a；Mair et al., 2006a；Hart, 2007；李建威等，2019；Soloviev et al., 2019）。成礦過程及各階段脈體形成的演化序列見圖7和圖8。

圖7 還原性矽卡巖型金礦主要礦物生成順序Fig.7 Mineral formation sequence of reduced skarn gold deposit

圖8 還原性侵入巖有關(guān)金成系統(tǒng)形成過程中各類脈體演化序列（引自Hart,2007）Q—石英；Ksp—鉀長石；Sh—白鎢礦；Py—黃鐵礦；Po—磁黃鐵礦；Apy—毒砂；Sti—輝銻礦Fig.8 Evolving paragenesis of various veins of the reduced intrusion related gold system(from Hart,2007)Q—Quartz;Ksp—K-feldspar;Sh—Scheelite;Py—Pyrite;Po—Pyrrho‐tite;Apy—Arsenopyrite;Sti—Stibnite

6 代表性金屬礦物和元素組合

還原性矽卡巖型金礦的金屬礦物含量較低（＜5%），主要為磁黃鐵礦、毒砂、黃鐵礦，不同程度富集Bi、As、W、Mo、Te 和Sb 元素。另外含有一定量的輝鉬礦和白鎢礦，可以形成獨立礦體。黝銅礦、脆硫銻鉛礦及硫銻鉛礦等富Sb 礦物通常分布于巖體內(nèi)部或附近，而輝銻礦遠離巖體分布。Bi 元素在巖體內(nèi)部及鄰區(qū)富集，在巖體遠端和頂部貧化（Metz,1991；Newberry et al., 1995b；McCoy et al., 1997；McCoy,2000；Hart,2007；Soloviev et al.,2019）。

還原性矽卡巖型金礦具有一套代表性低硫逸度的金屬礦物和/或元素組合，包括斜方砷鐵礦（FeAs2）、黑鉍金礦（Au2Bi）、自然Bi、Te-Bi 礦物（例如碲鉍礦、輝碲鉍礦、赫碲鉍礦、硫碲鉍礦、葉碲鉍礦等）等（Meinert,1989；Long et al., 1992；Mc‐Coy et al., 1997；Hart et al., 2000；McCoy, 2000；李建威等，2019）。As 元素普遍存在，與Au 關(guān)系密切，Au/As 關(guān)聯(lián)指數(shù)介于0.6～0.9（McCoy, 2000）。Au 和Bi 存在緊密成因聯(lián)系，二者具有強烈的相關(guān)性，關(guān)聯(lián)指數(shù)＞0.9（Meinert,1989；Newberry et al.,1997；McCoy,2000；Franchini et al.,2002；劉家軍等，2021）。Acosta-Góngora 等（2015）發(fā)現(xiàn)輝鉍礦+自然Au 與自然Au+自然Bi的礦物組合共生現(xiàn)象，由于輝鉍礦的熔點高（775℃，Lin et al.,1996），在Bi-Au-S熔體中不能形成，因此，輝鉍礦+自然Au 可能是自然Au+自然Bi轉(zhuǎn)變而來，例如溫度降低或硫逸度升高，自然Bi會形成輝鉍礦，導(dǎo)致Au或Au2Bi（黑鉍金礦）從Bi熔體中結(jié)晶出來（Cockerton et al.,2012），黑鉍金礦由于硫化反應(yīng)分解（McCoy, 2000；Ciobanu et al.,2010），形成輝鉍礦+自然Au的礦物組合。Te含量一般低于Au和Bi，通常呈Te-Bi-(S)礦物形式存在（Mc‐Coy,2000；劉家軍等，2021）。例如，加拿大Hedley還原性矽卡巖型金礦中自然Au與碲化物關(guān)系密切，二者呈包體形式存在于毒砂或磁黃鐵礦中（Ettlinger et al.,1992）。加拿大Dublin Gulch還原性矽卡巖型金礦內(nèi)40%的金與輝碲鉍礦、碲鉍礦、自然Bi形成復(fù)雜的共生結(jié)構(gòu)（Maloof et al.,2001；Marsh et al.,2003；Mair et al.,2006a；Hart,2007）。

7 成礦流體中還原性組分

傳統(tǒng)斑巖成礦模式強調(diào)高氧逸度、高鹽度巖漿熱液控制著金屬元素的運移和富集，而還原性巖漿有關(guān)金礦主要為富CO2和CH4、低鹽度的巖漿熱液，部分為較高鹽度流體（Burnham, 1979；Baker et al.,2001；Marsh et al., 2003；Mair et al., 2006a；陳衍景等，2007）。CH4、CO2是還原性成礦流體重要組成部分（Rowins, 2000；申萍等，2020）。Thompson 等（1999）對全球還原性巖漿有關(guān)金礦的成礦流體進行了研究，發(fā)現(xiàn)大多數(shù)礦床內(nèi)流體包裹體富含CO2。富CO2包裹體長期被認為是礦床變質(zhì)成因的證據(jù)，這是因為造山型金礦具有相似的流體特征（Goldfarb et al.,1997；2005；2023；陳衍景等，2007）。然而，富CO2流體可以來自巖漿流體（Roedder,1984；Webster et al., 1988；陳衍景等，2007；Soloviev et al., 2018）。Baker 等（1999）報道北美Yukon 地區(qū)還原性巖漿有關(guān)金礦中富CO2包裹體和高鹽度包裹體共存，認為是巖漿流體不混溶相分離作用的結(jié)果。可見，流體中CO2的存在及其含量不能簡單定義金礦成因類型。

還原性成礦流體一般富含CH4等還原性物質(zhì)，CH4控制著成礦流體的氧化還原狀態(tài)。CH4存在多種來源，例如，①地幔流體分異（Abrajano et al.,1988；Sugisaki et al., 1994；Beeskow et al., 2006；Liu et al.,2006）。Saxena 等（1988）通過對碳質(zhì)球粒隕石組成的原始地幔的相平衡計算得出，原始地幔流體主要成分是CH4（約90%），其次為H2和H2O。這些CH4流體在地球演化過程中向外逸散，在增生地幔中被捕獲，影響著地殼中巖漿組成；②費托反應(yīng)（Konnerup-Madsen, 2001；Sherwood Lollar et al.,2002；Potter et al., 2004；Nivin et al., 2005；Fiebig et al.,2009；Cao et al.,2014b）。反應(yīng)原理為CO2或CO在催化劑表面形成活性碳物質(zhì)，該物質(zhì)與H2反應(yīng)形成烷烴和烯烴物質(zhì)，反應(yīng)方程式為CO2+4Η2→CΗ4+2Η2O、CO+3Η2→CΗ4+Η2O（Holloway, 1984；Berndt et al.,1996；李昌昊等，2017）；③石墨或碳質(zhì)巖石的變質(zhì)作用（Kenney et al., 2002；McCollom et al.,2007；李延河等，2020；Liu et al.,2022）。在高壓條件下（＞1.5 kbar），CH4可能來自與碳質(zhì)圍巖平衡的外來流體或水巖作用過程中巖漿流體內(nèi)碳質(zhì)組分的還原作用（Baker et al.,1999；李延河等，2020）。例如，澳大利亞Nevoria 還原性矽卡巖型金礦床的賦礦變質(zhì)沉積巖發(fā)育大量石墨，初始富CH4成礦流體來自于碳質(zhì)沉積巖（Cullen et al., 1990；Mueller et al., 1997；Fan et al., 2000）；④有機物熱解作用或微生物過程（Des Marais et al., 1988；Whiticar, 1999；Rowins,2000；Ueno et al.,2006）。一些微生物的代謝活動會產(chǎn)生CH4，其形成溫度低于120℃。有機質(zhì)熱分解會生成烷類氣體，還原性氣體CH4/C2H6比值＜100（Fiebig et a.,2009）；⑤俯沖板片及上覆沉積物的脫水作用（Ballhaus, 1993; Takagi, 2004; Qiu et al.,2023）。俯沖板片上含碳沉積物中C 和H2O 反應(yīng)生成CH4和CO2，通過去揮發(fā)分作用直接釋放CH4（Song et al., 2009）；⑥巖漿中碳質(zhì)流體在鎂鐵質(zhì)礦物蝕變（如橄欖石的蛇紋石化）過程中生成H2和CH4，相關(guān)反應(yīng)方程式為橄欖石+H2O+C（或CO2）→磁鐵礦+蛇紋石+水鎂石+H2+CH4（Charlou et al.,2002；Mccollom et al., 2010；Dias et al., 2010；吳楚，2017；申萍等，2020）。

8 金的高效富集機制

傳統(tǒng)觀點認為，與氧化性巖漿相比，還原性巖漿不利于金屬元素的遷移和富集（Zajacz et al., 2013；Sun et al.,2014；劉星成等，2021）。但是實驗地球化學(xué)研究發(fā)現(xiàn)，500℃時，Au 在強氧化流體中的溶解度與強還原環(huán)境相比僅差約1.1個對數(shù)單位，巖漿熱液系統(tǒng)氧逸度的高低對Au 遷移沒有明顯影響（Gam‐mons et al., 1997；Rowins, 2000；Pirajno, 2008；趙博等，2014; 劉星成等，2021）。與其他類型金礦床相比，還原性矽卡巖金礦床以金高品位（5～15 g/t）著稱。那么還原性巖漿-熱液系統(tǒng)中Au 如何高效運移富集并形成高品位金礦？

還原性矽卡巖型金礦具有獨特的Au-Bi-Te-As元素組合。As、Bi、Te、Sb、Pb、Se、Tl等元素統(tǒng)稱為低熔點親銅元素（LMCE），具有親銅性、低熔點的特點，可在低至300℃條件下以熔體形式存在，如Bi-Au 熔體的熔點可低至241℃，并優(yōu)先從流體中分離出來（圖9）（Okamoto et al., 1983；Ciobanu et al.,2006；Tooth et al., 2008；2011；劉家軍等，2021；Deady et al.,2022）。LMCE 熔體可以高效地捕獲金等貴金屬（Douglas et al., 2000；Tomkins et al., 2007；Tooth et al., 2008；2011；Biagioni et al., 2013；Mavro‐genes et al., 2013；Holwell et al., 2010；2019；劉家軍等，2021；Deady et al., 2022；Feng et al., 2023）。Au在低氧逸度條件下以氯絡(luò)合物形式遷移，在高氧逸度條件以硫絡(luò)合物形式運移（Zajacz et al., 2009）。Palomba 等（2016）發(fā)現(xiàn)Au 的氯絡(luò)合物高度溶解在LMCE 熔體中，并在后期降溫過程中發(fā)生分解，形成Au原子（Au0）和Cl-。研究表明，熱液中可以形成Au含量3%～5%的Bi-Te熔體和富Au的Te熔體，熱液冷卻后形成碲鉍礦物+自然Au、碲金礦物+自然Au 的礦物組合，Au-Bi-Te 熔體可以從熱液（即使是未飽和狀態(tài)）中高效地捕獲Au（Cockerton et al.,2012；劉家軍等，2021）。這種Bi 熔體可以高效地將Au 從熱液流體分離出來形成Au-Bi 熔體（Meinert,2000；Cabri,2002；Tooth et al., 2008；2011；Acosta-Góngora et al.,2015；Wei et al., 2021；Feng et al., 2023），Au-Bi 熔體的w(Au)甚至達到20%（Douglas et al.,2000；Cocker‐ton et al., 2012）。Tomkins 等（2002）發(fā)現(xiàn)澳大利亞Challenger金礦發(fā)育大量硫化物-金-鉍-黑鉍金礦“液滴”，超過95%的Au是通過這些LMCE熔體“液滴”在運移過程中不斷匯聚而來的。

圖9 Bi-Au元素二元相圖（引自Cockerton et al.,2012）Fig.9 Binary phase diagram in the Bi-Au system(after Cock‐erton et al.,2012)

流體溫度、氧逸度及組成成分等因素控制著LMCE 熔體對Au 等貴金屬的“捕獲”作用（Douglas et al.,2000；Tooth et al.,2008；2011；劉家軍等，2021；Wei et al., 2021；Feng et al., 2023）。溫度是影響LMCE 形成熔體的關(guān)鍵，當溫度＜300℃時，Bi、Pb、Sn、Tl 和Hg 形成熔體并富集貴金屬，其余元素保持著固態(tài)。在高溫條件下，Pb、Sn 和Tl 與H2O 發(fā)生反應(yīng)，Bi、Te、Sb、Hg、As 和Se 不溶于H2O，在流體中形成Bi、Te、Sb、Hg、As 和Se 熔體，而Pb、Sn 和Tl 以離子形式存在（曹錫章等，1994；劉家軍等，2021）。流體氧逸度和組成成分控制著LMCE 的分配系數(shù)（Li et al.,2013；2015；Zajacz et al.,2013）及熔體的形成，在高氧逸度時，Bi、Te 以離子形式存在，在低氧逸度時，形成Bi、Te 熔體（Tooth et al., 2008；2011；Grun‐dler et al., 2013）。當含有Bi3+的氧化性流體與還原劑（如石墨、磁黃鐵礦等）發(fā)生反應(yīng)時，Bi3+還原為Bi熔體（Tooth et al., 2011），方程式為：Bi(OH)3(aq)=Bi(melt)+1.5H2O(aq)+3/4O2(aq)、(Bi2S2)2+(aq)+還原劑(s) →Bi(melt)(＞271℃)?？梢娏黧w中Bi 熔體呈乳滴狀形成于石墨、磁黃鐵礦等還原劑的邊緣（Wang et al.,2019；劉家軍等，2021）。由于Au-Bi-Te礦物相對于毒砂-砒毒砂-磁黃鐵礦組合有著更低的熔點，Au-Bi-Te 礦物經(jīng)常存在于毒砂裂隙中（Fuertes-Fuente et al.,2000）。雖然輝鉍礦是主要的含Bi 礦物，但是輝鉍礦有著非常高的熔融溫度（775℃），導(dǎo)致輝鉍礦在大多數(shù)情況下是一種效率很低的Au捕獲體（Thomp‐son et al.,2000；Hart,2007）。

LMCE 熔體在流體中捕獲Au 的過程類似于液相萃取，是利用Au在LMCE 熔體和流體中的溶解度不同而實現(xiàn)的（Harwood et al., 1989；劉星成等，2021）。在300～450℃的條件下，Bi-Au 熔體中Au 含量比熱液中Au含量高幾個數(shù)量級，在任意溫度條件下，液相Bi熔體與Au的結(jié)合能力遠高于其他流體相（300℃時，w(Au)可達20%；Okamoto et al., 1983）。Au 在Bi 熔體和流體中的分配系數(shù)為DAuBi/fluid=2.3×108（450℃，Tooth et al., 2008）。因此，Bi-Te 熔體從熱液中提取Au的機制比流體飽和沉淀機制更高效。當氧逸度中等、硫含量低的流體溫度高于271℃（自然Bi 的熔點溫度）時，液態(tài)Bi 熔體從流體中分離出來，并持續(xù)捕獲流體中的Au（Tooth et al., 2011）（圖10）。與此同時，Bi 的Te 化物熔體也能高效地捕獲Au，當流體經(jīng)歷不混溶、沸騰、水巖反應(yīng)、氧化還原反應(yīng)等過程時，Bi-Te 熔體就會從流體中分離和沉淀，進而導(dǎo)致Au 快速、高效的沉淀，形成具有經(jīng)濟價值的金礦床（Ciobanu et al., 2006；Simmons et al.,2016；McLeish et al., 2021；范宏瑞等，2021；劉家軍等，2021；Wei et al.,2021；Feng et al.,2023）。在熔體-流體共存條件下，熱液本身具有極強的流動性，熔體不需要長距離遷移就可以從流體中高效“捕獲”金（Tooth et al.,2011；劉家軍等，2021）。另外，由于Au在LMCE 熔體與熱液間的分配系數(shù)差異巨大，少量Bi-Te 熔體就能完全捕獲熱液中金，最終形成高品位金礦床。

圖10 Bi-Bi2S3二元相圖（引自Cockerton et al.,2012）Fig.10 Binary phase diagram in the Bi-Bi2S3 system(after Cockerton et al.,2012)

9 成礦模式

目前，與還原性巖漿有關(guān)金礦床的成礦模式主要參考傳統(tǒng)斑巖成礦模式（Thompson et al., 2000；Hart,2007；Betsi et al.,2016）。北美Yukon、Alaska及Hedley 地區(qū)還原性巖漿有關(guān)金礦（包含還原性矽卡巖型金礦）的研究程度最高，初步總結(jié)出還原性巖漿有關(guān)金成礦系統(tǒng)的地質(zhì)特征和成礦模式（圖11）。研究表明，還原性巖漿有關(guān)金成礦系統(tǒng)的蝕變礦化范圍明顯超出侵入巖體的規(guī)模，但仍限于侵入巖體的熱反應(yīng)場內(nèi)。成礦系統(tǒng)受剝蝕深度的影響，成礦直徑通常為幾公里，礦化形成于巖體頂部和地表淺部。還原性成礦巖體規(guī)模小、孤立分布，發(fā)育晶洞和晶簇、UST 結(jié)構(gòu)石英（Thompson et al.,2000）。成礦巖漿具有富揮發(fā)分、高分異、流體出溶的特點。以成礦巖體為中心發(fā)育典型環(huán)帶狀金屬元素分帶（圖11），類似于傳統(tǒng)斑巖成礦系統(tǒng)（Jones,1992）。受流體熱力學(xué)梯度的影響，成礦巖體邊部的蝕變礦化分帶較窄，巖體頂部的元素分帶范圍較大。化學(xué)性質(zhì)活潑和/或物理性質(zhì)脆性的沉積巖地層控制著礦化多樣性，巖體內(nèi)部主要為席狀石英脈型礦化（Thompson et al., 2000；Franchini et al.,2002；Hart,2007；Betsi et al.,2016）。

圖11 北美Yukon、Alaska地區(qū)Tintina金礦省還原性侵入巖有關(guān)金成礦系統(tǒng)成礦模式平面示意圖（改自Hart,2007）Fig.11 General plan scketch of ore-forming model of reduced intrusion related gold system in Tintina gold province from Yukon-Alaska region of the North Ameria(modified from Hart,2007)

還原性高溫巖漿流體侵入到巖體頂部脆性斷裂中，形成云英巖型蝕變和浸染狀金礦化。巖體頂部形成偉晶巖和/或長石-石英脈，脈體類型類似于花崗巖有關(guān)的W-Sn 礦床。當還原性巖漿流體進入灰?guī)r等鈣質(zhì)沉積巖地層時，形成矽卡巖型金礦化。矽卡巖型金礦化通常位于巖體近端，但是受某些構(gòu)造控制，巖體遠端也會發(fā)育矽卡巖型金礦化（圖11）。當巖體發(fā)生矽卡巖化時，內(nèi)矽卡巖帶的K、Si 元素含量增加，K2O/Na2O 比值升高，Mg 和Fe 元素含量降低，F(xiàn)e2O3/FeO 比值降低。當巖體發(fā)生矽卡巖化時，巖體內(nèi)原生鎂鐵質(zhì)礦物發(fā)生分解作用，形成新生的鉀長石、黑云母、石英及單斜輝石（內(nèi)矽卡巖帶）。當鈣質(zhì)沉積巖發(fā)生矽卡巖化時，形成黑云母-鉀長石-鈣鐵輝石-鈣鋁/鈣鐵榴石礦物組合（外矽卡巖帶）。隨著矽卡巖化強度不斷增加，外矽卡巖帶的Fe、Mg 和Mn含量增加，K2O/Na2O 比值升高。巖體中鎂鐵質(zhì)礦物的分解促進外矽卡巖帶富集Fe。這些鎂鐵質(zhì)礦物可能是礦體中Fe 和Au 的物質(zhì)源區(qū)（Ray et al., 1992）。隨著巖漿流體溫度的降低，在中低溫條件下巖漿熱液中金、硫化物、碲化物、鉍化物、方柱石等礦物不斷沉淀（Ray et al.,1992）。大多數(shù)矽卡巖富含白鎢礦，疊加后期中低溫Au 礦化（Mair,2005）。當巖漿熱液運移至淺部近地表時，可能形成角礫巖型金礦化（Hart et al.,2000;Mair et al.,2006a;Hart,2007）。同時，近地表可能發(fā)育大規(guī)模細脈或浸染狀金礦化，含有較高含量賤金屬（Thompson et al.,2000；Franchini et al.,2002；Mair et al.,2006a；2006b；Hart,2007；Bet‐si et al.,2016）。

綜上所述，還原性矽卡巖型金成礦系統(tǒng)的成礦模式仍不完善，可能并不適用于一些金礦床，但是隨著科學(xué)研究工作的不斷深入，還原性巖漿成礦模式有望為金礦找礦勘查工作提供新線索。

10 找礦標識

在成礦區(qū)（帶）尺度上，還原性矽卡巖型金礦的成礦規(guī)律和找礦標識包括：①成礦區(qū)（帶）大多呈線狀或帶狀展布，形成于巖漿弧、弧后或碰撞造山帶等多種構(gòu)造背景。例如北美科迪勒拉造山帶內(nèi)Alaska、Yukon 和Hedley 還原性巖漿有關(guān)金礦分布區(qū)（帶）；②廣泛發(fā)育還原性I 或S 型花崗巖體，部分區(qū)域發(fā)育同期火山-次火山巖。還原性成礦巖體主要為含鈦鐵礦輝長閃長巖、花崗閃長巖和閃長巖等。巖體含有少量鈦鐵礦，顯示微弱的航磁信號；③廣泛發(fā)育W±Sn、Mo 和Bi 礦化，這些礦化的規(guī)?？赡茌^小，甚至沒有經(jīng)濟價值；④存在眾多金礦化巖體或者少量金礦床（點），例如北美Alaska、Yukon地區(qū)發(fā)育眾多白堊紀金礦化巖體；⑤發(fā)育大面積的鈣質(zhì)沉積巖（Thompson et al.2000；Hart, 2007；李建威等，2019）。

在礦田尺度上，還原性矽卡巖型金礦的找礦標識有：①成礦巖體顯示流體出溶的地質(zhì)現(xiàn)象，例如晶洞、偉晶巖、細晶巖及UST結(jié)構(gòu)等。成礦巖體顯示金異常。小巖體通常比大巖體更有金成礦與找礦潛力；②成礦巖體富鐵、全巖Fe2O3/FeO 比值低、磁黃鐵礦/黃鐵礦比值高（Ray et al., 1992）；③一些矽卡巖發(fā)育W 礦化，這類矽卡巖的Au 含量變化較大，例如美國Fairbanks 地區(qū)一些含W 矽卡巖作為Au 礦開采（Newberry et al., 1997）；④成礦系統(tǒng)具有金屬元素分帶特征。Bi、Te、W 和Mo 元素在巖體內(nèi)和近端富集，Ag、Sb和/或賤金屬元素在巖體遠端富集。W±Mo元素存在于巖體內(nèi)部和頂部，Au-As-Bi元素位于巖體上部和淺部；⑤部分成礦后斷裂控制著礦體，例如后期垂直斷裂或斷裂側(cè)向偏移可能影響著蝕變礦化的位置和類型，甚至截斷礦體，進而干擾找礦方向；⑥Bi、Te、As、Sb、Hg、Se和Co元素是有效的勘探元素組合（Hale,1981；Phillips et al.,2015）。例如，土壤和河流中Bi、Te、As、Se 和Co 元素異常是矽卡巖型金礦的有效找礦線索（Theodore et al., 1991）。當某地發(fā)現(xiàn)砂金與Bi 礦物（Bi 氧化物或Bi 碲化物）共生，暗示該地區(qū)上游可能存在含Au 矽卡巖（Theo‐dore et al., 1991；Thompson et al., 2000；Hart, 2007；李建威等，2019；Deady et al.,2022）。

11 關(guān)鍵科學(xué)問題或薄弱環(huán)節(jié)

近年來，還原性矽卡巖型金礦作為一個獨立的金礦類型在全球范圍內(nèi)被大量發(fā)現(xiàn)，但是綜合研究程度仍較低，存在一些科學(xué)問題或薄弱環(huán)節(jié)（Ray et al., 1992；Thompson et al., 2000; Hart, 2007；李建威等，2019；Deady et al.,2022），例如：①一些金礦床的成因類型存在爭議，包括澳大利亞Nevoria、加拿大Lupin和塔吉克斯坦Jilau等金礦存在著“還原性矽卡巖型金礦”和“造山型金礦”等觀點（Mueller, 1997；Cole et al.,2000；Geusebroek et al.,2004）。部分還原性矽卡巖型金礦可能長期被認定為其他類型金礦，還原性矽卡巖型金礦與其他類型金礦的區(qū)分及成因聯(lián)系仍需深入研究；②還原性巖漿存在溫度、鹽度、壓力、氧逸度、硫逸度、含水量、還原性組分類型及含量等屬性，哪些屬性是形成還原性矽卡巖型金礦的關(guān)鍵因素？③Au在巖漿熱液中可能以氯絡(luò)合物、硫絡(luò)合物、Bi-Te 熔體、納米絮狀物等方式運移，哪種是還原性巖漿熱液中Au 的高效遷移方式？④還原性巖漿的氧化-還原狀態(tài)有爭議，部分學(xué)者認為母巖漿始終為還原性（Rowin, 2000；Smithson, 2004；Smith et al.,2012；Cao et al.,2014a；2014b），另有一些專家認為母巖漿最初為氧化性，后期混入多來源的還原性組分，最終形成還原性巖漿（Shen et al., 2013；2015；Xie et al., 2018；Zhu et al., 2018；Wei et al.,2019）；⑤還原性巖漿有關(guān)金礦系統(tǒng)深部存在WMo 礦化，淺部發(fā)育Au-Sb-Bi 礦化，存在明顯的金屬元素分帶現(xiàn)象，這種分帶規(guī)律受哪些因素控制？圍巖在金屬元素分帶形成過程中有哪些貢獻？⑥與氧化性中酸性巖漿相比，還原性中酸性巖漿更有利于LILE（如Rb 等）和HFSE 的富集（Dall’Agnol et al., 2007；Yuan et al., 2018；Cámera et al., 2020；Mao et al., 2021；張飛等，2023），但是還原性巖漿中Rb等稀有金屬的來源、運移及富集機理還不清楚。

12 成礦潛力及找礦前景

還原性矽卡巖型金礦形成的地質(zhì)要素為還原性巖體和碳酸鹽巖地層。碳酸鹽巖地層在中國分布廣泛，形成時間跨度大，從太古代至全新世（Chang et al.,2019，圖2）。在中國一些區(qū)域，雖然地表不出露碳酸鹽巖地層，但是推測深部存在碳酸鹽巖地層。例如，華北克拉通地表石炭紀碎屑沉積巖下部可能存在中元古代—奧陶紀碳酸鹽巖（BGMHB, 1989；Chang et al.,2019）。中國碳酸鹽巖地層不僅分布面積廣，而且厚度巨大，例如，華北克拉通（河北省境內(nèi)）中-新元古代地層主要為富Mg 碳酸鹽巖和硅質(zhì)碎屑巖，地層厚度變化大，介于43～9200 m；寒武紀—中奧陶世地層為碳酸鹽巖，厚度介于622～1529 m（BGMHB, 1989；Chang et al., 2019）。目前，還原性巖漿巖在國內(nèi)分布較集中，主要分布在華南地區(qū)（江南造山帶、長江中下游地區(qū)、南嶺地區(qū)），部分位于西天山、東昆侖-西秦嶺和佳木斯地塊（圖2、表3）。華南地區(qū)還原性巖漿巖主要形成鎢錫礦化，巖石類型有黑云母花崗巖、白云母花崗巖、二云母花崗巖、花崗斑巖等，屬于鈦鐵礦系列普通A 型、高分異A 型、高分異I 型或S 型花崗巖，形成時間集中在早白堊世，其次為晚三疊世；西天山及鄰區(qū)還原性巖漿巖形成銅礦床，巖石類型有花崗閃長巖、石英閃長巖和黑云母花崗巖，屬于鈦鐵礦系列I 型花崗巖，形成于晚石炭世；東昆侖-西秦嶺地區(qū)還原性巖漿巖形成銅金礦床，巖石類型有石英閃長巖，屬于鈦鐵礦系列I 型花崗巖，侵位時間為晚三疊世；黑龍江省佳木斯地塊內(nèi)發(fā)育早侏羅世和早白堊世兩期還原性巖漿巖，均形成金礦床，巖石類型為輝長閃長巖和閃長巖，屬于鈦鐵礦系列I型花崗巖。

表3 中國代表性還原性巖體地質(zhì)特征Table 3 Geological characteristics of representative reduced intrusive rocks in China

還原性矽卡巖型金礦分布區(qū)經(jīng)常與鎢錫成礦區(qū)（帶）重疊，中國境內(nèi)鎢錫礦床分布十分廣泛。中生代以來，受太平洋板塊俯沖作用的影響，在中國東部地區(qū)形成了眾多鎢錫成礦區(qū)（帶）（Mao et al.,2019；毛景文等，2020），區(qū)域上與大規(guī)模金成礦區(qū)（帶）重疊，表明中國東部具有尋找還原性矽卡巖型金礦床的廣闊前景。這些Au/W/Sn成礦區(qū)（帶）疊加區(qū)域發(fā)育大規(guī)模中生代鈣堿性花崗質(zhì)巖漿和碳酸鹽巖地層，是形成還原性矽卡巖型金礦床的有利地段，例如長江中下游、南嶺地區(qū)、江南造山帶及佳木斯地塊等地區(qū)。中國西天山、東昆侖-西秦嶺地區(qū)也發(fā)育較多還原性巖漿巖及相關(guān)矽卡巖，晚石炭世和晚三疊世還原性中酸性巖漿巖發(fā)育地區(qū)具有較好的金成礦潛力。