矽卡岩矿床研究现状与进展

许凌霄，许 虹，徐 净，王 达

(1.中国地质大学(北京)地球科学与资源学院，北京 100083；2.地质过程与矿产资源国家重点实验室，北京 100083；3.中国地质大学(武汉)资源学院，湖北 武汉 430074)

矽卡岩矿床研究现状与进展

许凌霄1，2，许 虹1，2，徐 净3，王 达1，2

(1.中国地质大学(北京)地球科学与资源学院，北京 100083；2.地质过程与矿产资源国家重点实验室，北京 100083；3.中国地质大学(武汉)资源学院，湖北 武汉 430074)

矽卡岩型矿床是内生矿床的一种，具有重要的工业意义，包括铜、铅、锌、铁、金、钼、钨、锡等多种成矿元素，大量的学者对其进行了广泛的研究。本文简要而系统的总结了矽卡岩矿床的蚀变和分带特征，在此基础上对近年来矽卡岩矿床地球化学特征方面的研究现状做了较为详细的分析归纳，包括矽卡岩矿物学特征在矽卡岩形成演化以及矿产勘查方面的指示、成矿流体与成矿物质的来源、矿质沉淀机制的探讨、成矿岩浆岩与矿化种类的相关关系以及矽卡岩矿床与其他类型矿化的成因模式。

矽卡岩矿物；物质来源；成矿岩浆；矽卡岩矿床；研究进展

矽卡岩(skarn)由瑞典Tornebohm在1875年第1次正式提出，是一种在贫长石的长英质火山岩中的附属层，并作为容矿岩石的特殊的黑色岩石。后广泛指在铝硅酸岩(侵入岩为主)与碳酸盐岩类或其他钙镁质岩石的接触带上或其附近形成的一类富钙、铁、镁、锰的硅酸盐矿物(如辉石、石榴子石、镁橄榄石等)的岩石[1-2]。现有研究表明，矽卡岩矿床的形成机制与成因类型，除了岩浆热液接触交代型以外，部分学者还提出了层控型矽卡岩[3]、岩浆/矿浆贯入型矽卡岩[4]以及喷流成因型层矽卡岩[5]等。

1 矿床地质特征

传统意义上的矽卡岩及其矿体多分布在中酸性侵入体与碳酸盐类岩石的接触带上或其附近，呈囊状、透镜状、似层状等，主要的赋矿围岩是各种碳酸盐类岩石。但越来越多的勘探研究表明，薄层灰岩或成分不纯的碳酸盐岩石和其物理化学性质有明显差异的火山岩或页岩呈互层时，常常是富矿赋存的有利场所，其形成和断裂或岩层层理密切相关，如中甸红山矽卡岩Cu矿床，主要呈层状、似层状及少量脉状产于大理岩与角岩接触带或局部在角岩中，未有与侵入岩直接接触的矿体[6]；西藏知不拉矽卡岩Cu矿体主要呈层状-似层状产出，赋存于下侏罗统叶巴组凝灰岩与大理岩层之间，严格受到层间断裂带控制[7]。

矽卡岩矿床往往具有蚀变与矿化的双重分带，对矽卡岩矿床的分带的认识以及规律总结有助于找矿勘探[8]。经典的分带模式理论表明矽卡岩矿床具有近端石榴子石，远端辉石的分带模式，且广泛分布的绿帘石、绿泥石的逃逸构造往往可以作为缩小勘探范围，约束成矿中心的有利标志。通常矽卡岩铁-铜矿床的矿体主要赋存在石榴子石-辉石矽卡岩中，而铅锌矿化具有中低温特征，与辉石-阳起石等矽卡岩具有紧密的关系。Meinert等.(2005)[8]基于Atkinson and Einaudi (1978)[9]对Carr Fork地区相关矽卡岩Cu矿床的研究而总结的矽卡岩铜矿的分带模式表明(图1)，靠近侵入体一侧，产出的主要是块状石榴石矽卡岩，从接触带向外，辉石不断增多，最后，在大理岩接触带的附近，产出符山石和/或硅灰石。此外，石榴石还具有颜色分带的特征，在近端为暗红棕色、棕红色，远端为黄绿色-绿色-黄色等之间的变化。金属硫化物成分及矿物组合也相对于成矿侵入体发生系统的变化。通常情况下，靠近深成成矿岩体的硫化物主要为黄铁矿和黄铜矿，而随着与岩体的距离的增大，黄铜矿逐渐增多，斑铜矿则主要产在大理岩接触带附近的硅灰石带中。

注：Carr Fork Cu 矽卡岩矿床[8]图1 典型的矽卡岩Cu矿床的蚀变-矿化分带模式图

热液接触交代型矽卡岩矿床的行程演化过程存 在多种划分方法，最常见的为前苏联学者提出的矽卡岩期-石英硫化物期和欧美以Einaudi为代表提出的进化-退化蚀变矽卡岩期等。后者近年来在国际上使用较多[10]，更能体现矽卡岩蚀变矿化形成过程中的不同期次的叠加性及物理化学条件的变化。国内的研究中仍然更偏向于传统的三期五阶段，其优势在于各个阶段下不同的矿物组合非常明确，其反应了不同的物理化学条件下的不同矿物组合的形成。对于多期成矿作用，在矽卡岩以及矿化的形成演化过程中则应该按照实际地质情况划分成矿期与成矿阶段，如杜杨松等(2011)[11]在安徽安庆矽卡岩铁铜矿床中为了突出典型的岩浆成矿作用，划分岩浆贯入期与热液成矿期两期成矿作用。此外，由于矽卡岩形成时受到围岩、流体等影响较大，因此在不同的空间往往形成不同的矽卡岩矿物组合，很难用单一的演化阶段对其做统一的归类，所以需要根据实际的地质特征来具体讨论，而不能单一的套用经典模式，如Xu等(2016)[7]在知不拉矿床的研究中充分考虑不同空间位置上的不同的矽卡岩形成的作用来建立矽卡岩的形成演化。

2 矽卡岩的矿物学特征

作为矽卡岩型矿床中最重要的赋矿岩石，矽卡岩的矿物种属特征、组合类型、分布范围、成因标型等特征对于理解矿床的成因机理以及指导找矿勘探具有重要的意义[12]。Meinert等(2005)[8]总结了7种不同矿产类型的矽卡岩中石榴子石和辉石的特征(图2)，除此之外，其他的矽卡岩矿物如绿帘石、榍石、符山石、钙长石等的研究也具有一定的指示意义。

图2 世界上7种矿化元素的矽卡岩矿床的石榴子石和辉石的端元组分特征[8]

矽卡岩矿床中的石榴子石由岩浆热液接触交代变质作用形成，常为钙铁-钙铝榴石系列(图2)[2，8，13-14]。梁祥济(1994)[15]经实验模拟得出钙铁榴石形成于温度为450～600 ℃、pH=4.0～11.0的氧化-弱氧化环境，而、弱氧钙铝榴石的形成在中-酸性化-弱还原、温度在550～700 ℃条件。钙铁榴石与透辉石的共生组合，指示了相对低酸度、高氧逸度的环境[15]。赵斌等(1982)[16]总结出距离花岗岩岩体越近，环境的氧逸度就相对越高，易于钙铁榴石的形成；在远离岩体方向，石榴石的成分从钙铁榴石向钙铝榴石演化，但需要注意的是内矽卡岩中的石榴子石往往是以钙铝组分为特征[7，17]。

许多研究者均报道了矽卡岩石榴子石存在两个甚至多个世代的特征，他们多表现为早期粒状，晚期的脉状[17-18]；或者早期细粒均质，晚期粗粒非均质，而Gaspar等(2008)[14]指出除了产状、粒度以外，石榴子石光性异常，双晶，环带以及显微构造的差异均可以用来判别石榴子石的生成顺序。石榴子石的消光性特征常常是其均非性的外在表现，而这往往与石榴子石的钙铁和钙铝的主分密切相关，钙铁榴石(And>90)在镜下表现出强均质性，全消光，在背散射(BSE)图像下往往呈浅色；而钙铁铝榴石(钙铝-钙铁榴石)，随着钙铝组分的增加，往往表现出光性异常，非全消光，且易表现出震荡环带以及扇形双晶，聚片双晶的现象，在BSE图像下，常常随着钙铝组分增加，颜色逐渐变暗[13-14]。

矽卡岩矿床的热液石榴子石几乎都发育震荡环带，其记录了热液流体循环和停滞过程。因此，一些学者[13，19]还通过研究石榴子石的环带成分变化特征来探讨流体的性质与矽卡岩形成时的物理化学条件。石榴子石内核通常富Ca、Mn、Al、Ti，贫Fe；而其外缘相对贫Ca、Y、Al、Zr、Ti，富Fe[20]。矽卡岩系统中由岩浆热液作用形成的石榴石常为钙铁-钙铝榴石，其REE总量相对较低，以及相对低的Fe2+，Mg2+或Li+离子，在Carlson等(2014)[21]总结的稀土微量替换模式中归属于YAG型，其稀土配分模式有两种，即：钙铁榴石通常呈LREE富集、HREE亏损、高-极高正Eu异常的配分模式；而钙铝榴石通常为亏损LREE、富集HREE、负Eu异常或者无Eu异常的配分模式[7，13-14，18]。但在南澳大利亚的Hillside IOCG-skarn矿床中的钙铁榴石(高Y)显示与上述钙铁榴石完全相反的稀土配分模式，作者给出的解释为该石榴子石属于不同的REY替换机制，即“menzerite”型[21-22]。

不少学者探讨了影响石榴子石中微量元素配分机理的影响因素，研究结果表明，流体与石榴子石之间微量元素的配分严格受晶体化学、晶体动力学(如矿物生长速率和表面吸附作用强度等)及晶体平衡时的环境(包括温压、成分以及流体中REE状态)等因素的控制。McIntire(1963)[23]总结了四种导致REE进入石榴子石晶格的方式，分别为表面吸附、包裹物、类质同象替换、固溶体形式。表面吸附和包裹物两种机制主要与矿物晶体动力学有关，而类质同象替换和固溶体两种主要受晶体化学性质控制。在较低的水/岩比值的条件下，流体之间达到了分馏平衡，矿物晶体化学成为了控制REE在石榴子石与热液之间的分配的主要因素[19]；然而，在高水/岩比值的环境下，晶体生长速度快、REE与热液之间可能并没有达到完全的分馏平衡，因此表面吸附作用以及流体的成分是控制REE进入石榴子石晶格中的主要因素，且吸附强度与离子半径呈正相关，对于REE3+，从La3+离子到Lu3+离子，由于离子半径的变化，吸附能力逐渐降低。此外，REE在石榴子石晶体与熔体或流体之间的总分配系数(DHREE> DLREE)亦是影响稀土配分的一个因素[14]。

对于Eu异常形成的原因，研究者进行了大量的实验和探索。Bau (1991)[24]认为，在水/岩互相作用时，流体中的Eu异常主要取决于表面吸附作用或者化学络合作用。结合其他研究可知Eu的价态反映了氧化还原环境，因此Eu异常的大小反映氧化还原程度的强弱，Eu正异常强度越高，氧化性越强，Eu负异常强度越低，其还原性越强。Bau (1991)[24]认为HREE富集，LREE亏损，Eu负或者无异常是形成于相对中性的条件，而Eu正异常在相对弱酸性条件。Eu3+与Eu2+的氧化还原反应在高温热液流体中主要依靠温度和源区影响，而pH值与压力的影响小[25]；而当温度大于250°时，热液中主要以Eu2+为主[25]，因此Eu可以从其他REE分馏[24]。Cl-是Eu2+很好的载体，富含Cl-，则Eu2+相对富集[14，18，26]。当晶体表面吸附作用成为制约REE进入石榴子石晶体中的因素时，Eu2+离子与其他REE3+离子相比，离子半径更大，更容易被吸附在石榴子石晶体表面，这可能是钙铁榴石具有正Eu异常特征的主要原因之一。而Eu2+与Ca2+性质相似，可以与Cl-形成稳定的化合物，造成正异常的另一原因[14]。此外，Smith等(2004)[13]研究认为Eu的异常还可能与流体的盐度有关，高盐度的流体显示高正Eu异常，而低盐度流体具有负Eu异常特征。Xu等(2016a)[7]认为知不拉矽卡岩铜矿中的负Eu异常的石榴子石还可能与CO2组分的浓度较低相关。

越来越多的研究试图探讨矽卡岩矿物组分(主微量元素)与矿化类型的相关关系。Meinert等(2015)[8]总结了7种不同矿产类型矽卡岩的进矽卡岩矿物石榴子石和辉石的主要成分特征；Somarin (2004，2010)[27-28]对伊朗西北部的部分矽卡岩型Cu矿床的石榴子石进行了ICP-MS微量元素特征分析，指出钙铁榴石组成的矽卡岩中Cu的含量通常高于钙铝榴石矽卡岩，并提出石榴子石的成分变化可以作为矽卡岩Cu矿床的找矿标志。Xu等(2016)[7]首次发现石榴子石中含有较高的W，Sn，Mo等矿化微量元素，尤其是Mo元素，在约束知不拉-驱龙斑岩-矽卡岩Cu-Mo系统过程中发挥重要作用。但是在如何利用矽卡岩矿物的种属来判断矽卡岩矿产的种类以及指导勘探找矿上还需要进一步深入的研究。

辉石亦属于矽卡岩中的主体造岩矿物，其Fe和Mn含量具有沿靠近大理岩方向逐渐增多的趋势[29]。透辉石与钙铁榴石的矿物组合指示了相对氧化的形成环境，而钙铁辉石和钙铝榴石的共生组合则显示了一个还原环境。Zn矿化相关的辉石具有高Mn-Fe特征(图2)。辉石Mn/Fe比值可以用来指示矽卡岩矿床矿化类型[20]。赵一鸣等(1997)[30]统计了我国37个矽卡岩矿床中辉石的Mg/Fe和Mn/Fe比值，认为辉石Mn/Fe比值和Mg/Fe比值的大小对金属矿化类型均有一定的指示意义。辉石是Co，Zn，Ti，Cr，Ni，V等不相容元素的重要的载体，通常富集在几十到上千ppm，对于不同类型的辉石的微量元素的研究可以明确矽卡岩矿物组合间元素的富集和配分规律，以及约束流体的演化过程[22]。

帘石类矿物作为在矽卡岩矿区典型的含水矿物，我们应该注意其矿物类型，如绿帘石和黝帘石实则代表了不同的氧化还原条件(Fe3+与Fe2+)。绿帘石通常作为蚀变矿物交代早期无水矿物形成，但亦有很多成脉状、细脉状灌入形成，如在新墨西哥Groundhog Zn-Pb-Cu-Ag矿区中的粉红色的绿帘石呈绿帘石-石英脉产出，该类型绿帘石富锰[31]。帘石类矿物中的微量副矿物往往作为研究中的重点，能够解决某些矽卡岩矿床的蚀变矿化年龄的问题，如褐帘石[32]。同理，副矿物热液磷灰石和热液榍石常常在矽卡岩中被发现，除了能够记录矿化流体的演化过程[22]，其另一个重要的意义在于年代学的研究与应用[33]。

3 成矿流体特征与物质来源

矽卡岩阶段的矿物如石榴子石、辉石等往往代表了早期岩浆热液的特点，具有高温高盐度的特征，但是其包裹体不易保存，不是每一个矽卡岩矿床均有条件得以观察[34]。氢同位素的测试采用爆裂法直接获得流体中的氢同位素组成，但是对于含水矿物，需测试矿物中的氢同位素后换算得到，如绿帘石。同理，氧同位素组成也需要换算成流体氧同位素组成如石英、石榴子石等[35]。值得提出的是，在现有发表的文献中，绝大部分氢同位素均低于Taylor (1974)[36]提出的岩浆热液氢同位素组成，其原因值得进一步研究，而大气降水的参与并不是唯一因素[37]。

许多研究表明矽卡岩中的含水矿物与不含水矿物均来自岩浆流体[34]。流体包裹体测温结果能够代表矽卡岩矿床不同阶段的流体演化特征，总体上表现为高温和高盐度(富CO2、高盐度含子晶)的岩浆热液特点[39]，只是与矿化前的流体出溶时间以及经历的P-T演化过程不同[2，38]。母岩浆在地壳浅部形成岩浆房(6～8 km)，随着体系温度的降低和岩浆的结晶分异作用进行，岩浆房开始出溶中低盐度(6～8 wt.% NaCleqv.)的超临界流体[40]，这些流体在岩浆房附近聚集。岩浆房温度很高，所以附近围岩韧性较好，围岩良好的韧性阻止了岩浆出溶流体与外界流体的相互作用[41]。大约上升到1.5 km(～400 bars，470 ℃)时，上述超临界流体跨过临界曲线，发生强烈的相分离作用，分异出～43 wt.% NaCleqv.的高盐度液相和<1 wt.% NaCleqv.气相两个端元[2，42]。成矿流体的沸腾作用(矽卡岩)是金属物质从热液中沉淀的最重要机制之一[39，43]。矿区断裂的活动使成矿流体发生减压沸腾作用，使流体在捕获过程中发生气液相分离，形成含子矿物的高盐度流体、富含挥发份的中低盐度流体(含子晶多相包裹体、富液相包裹体、富气-纯气相包裹体)。沸腾作用破坏了原始成矿流体体系的物理化学平衡，导致CH4、H2S、CO2等挥发份从成矿流体中分离，大量含铜硫化物从流体中沉淀、分离，叠加在较早形成的矽卡岩粒间空隙，或者形成石英-硫化物脉，充填在构造裂隙中[44]。同时研究表明，流体的不混溶作用也是矿质沉淀的重要机制之一[43，45]。流体的不混溶作用的发生标志，Baker等(2003)[43]总结为以下3点：①含盐类子晶多相的高盐度包裹体与富气-纯气相(均一到气相)的包裹体在空间上(同一视域)密切共生；②含盐类子晶的高盐度包裹体在升温过程中子晶先消失，以气泡消失达到最终均一；③共生的两类包裹体(包裹体群组)具有一致的均一温度。此外，不少学者提出，在大规模矿化前形成矽卡岩的流体，通常为单一的岩浆热液，而矿化作用过程中，则发生了岩浆热液和围岩地层中流体的共同混合[45-46]。

对于不同类型的矽卡岩矿床的成矿物质来源存在争议，部分学者认为矽卡岩矿床的成矿物质源自岩浆[18，34，47]；而另一些学者认为是地层和岩浆混合来源[48-49]，更有少数学者认为成矿物质仅仅来源于围岩地层[50-51]。因此，在对待具体的矽卡岩矿床时不能一概而论，如我国长江中下游的层控矽卡岩矿床，就需要注意是否受到早期沉积矿源层的参与[3]。对于成矿物质来源的研究，通常利用同位素如C-O、S-Pb以及现在的热点研究，非传统同位素如Cu，Fe，Zn，Mg等。C-O同位素的测定常常用到方解石以及大理岩，但需要注意蚀变与新鲜的大理岩的区分，这样有助于研究蚀变过程中的C同位素变化，进而指示流体性质的变化。C的来源主要有地慢射气和岩浆来源，其δ13Cv-PDB变化范围分别为-5‰～-2‰和-9‰～-3‰[52]；沉积岩中具有重碳同位素的特征，其变化范围为-2‰～-3‰，海相碳酸盐大多稳定在0‰。硫具有三种不同的δ34S‰储库：幔源硫(0±3‰)[53]、海水硫(+20‰)以及具有S的负值的强还原沉积硫。非传统同位素的研究的重要意义在于区别于传统同位素(H-C-O-S)对成矿物质来源与集聚过程的研究具有间接性，其为直接约束矿质来源提供了可能。Wang等(2011)[54]从时间和空间方面研究了新桥矽卡岩型Cu-S-Fe-Au矿床的铁同位素特征，表明铁的来源主要来自火成岩而非沉积地层，约束了矿床成因与早期的沉积作用无关。与高温岩浆或者是高温岩浆分异的岩浆热液有关的矿床中的黄铜矿，其铜同位素组成较均一且变化范围小，集中在整体地球的平均值附近。然而，在低温热液矿床中，即使是同一矿床的同种矿物，铜同位素组成的差异也比较大。因此，利用不同成因矿床中铜同位素组成的变化可以对成矿的温度进行指示[55]。

4 成矿岩浆岩特征

矽卡岩的形成与岩浆岩密切相关，内矽卡岩的形成以及分带特征可作为约束成矿岩体的一个重要的地质证据[8，34]。内矽卡岩带宽度一般小于外矽卡岩带，且以石榴石与辉石的发育最为典型，其分带多表现为新鲜的岩体向蚀变的岩体过度，且在接触处最强烈。此外，不同的矿种可以出现不一样的内矽卡岩蚀变，如Fe矿与钠化、方柱石化有关，常见于华北地区中基性岩体，以及长江中下游地区部分中性岩体(如程潮铁矿)；W(-Sn)矿与钾化、萤石(高F)有关(如湖南柿竹园)[56]；Au矿与透辉石(含Mg)和绿帘石等蚀变关系密切；Cu发育典型石榴子石与辉石以及绿帘石[31]；Zn(Cu)矿多为远端矿化，一般不发育内矽卡岩(也有发育石榴子石与辉石，Antamina Cu-Zn)[57]，研究表明是由于岩体高F，可见岩体中石英的明显蠕虫状孔洞，且此时的内矽卡岩多于外矽卡岩[58]。

近年来，越来越多的研究都探讨了火成岩侵入体与矽卡岩矿化种类之间的成因联系[59-60]。岩浆岩的类型对矽卡岩矿化类型具明显的成矿专属性，铁矿床通常中基性岩浆岩相关(石英闪长岩、闪长岩等)；铜矿床、铅锌矿床大多和中酸性、中性岩浆岩关系密切(如花岗闪长(斑)岩、二长花岗(斑)等)，钨、锡、钼矿床主要和花岗岩类有关，其主要的一个原因还是与岩浆的源区以及构造背景紧密相关：首先来自上地幔的深熔型或上地幔-下地壳同熔型花岗岩类，形成Cu、Au、Fe、Mo矿床；而另一类来自地壳中-上部，与改造型花岗岩有关的岩浆岩，多形成W、Sn、Pb、Zn、Be、Bi等矿床[8]。Meinert(1995)[60]总结了七大不同类型矽卡岩矿床的主量元素和微量元素数据，包括Fe、Au、Cu、Zn、W、Mo和Sn矽卡岩矿床。这些数据经由一系列地球化学划分图表的阐明可说明几种类型矽卡岩矿床的异同点。例如，相对于与Sn和Mo矽卡岩有关的岩体，与Fe和Au矽卡岩有关的深成岩体显然含有更多MgO和较少的K2O或者Si2O。铁元素主要富集在基性岩中，从超基性到酸性岩浆，其含量呈递减趋势，然而与岩浆作用有关的富铁矿主要产在与中酸性岩有关的矽卡岩型矿床中[61]，因此其超常富集机理的研究尤为重要。梁祥济(2000)[62]实验研究表明侵入岩在不同温度、压力和不同pH值的介质溶液中铁的析出量有所不同，随温度的升高，活化的铁量随之增加，且Fe在高温高压下主要以Fe2+的形式存在和迁移外，更清楚地说明中酸性岩(如石英闪长岩)中活化出的铁量十分可观，足以构成含矿溶液[63]。矽卡岩铜矿的成矿母岩为典型的I型花岗岩，岩性多为花岗闪长(斑)岩[64-65]，石英二长斑岩[66]，二长花岗岩[67]，其SiO2的含量具有特定的范围，多在60～68 wt.%之间，这对矽卡岩铜矿化的岩浆判别具有一定的指示作用[8]。岩体Fe2O3/FeO比值大于0.4[68]，具有氧化性岩浆岩的特征。微量元素上富集Rb，Ba，Th，K等大离子亲石元素，亏损Nb，Ta，P，Ti等高场强元素，具有弧岩浆岩的特征，这与大多数矽卡岩铜矿床产于岛弧环境，与大洋板片的俯冲有关。因此，岩浆源区也常常受到与俯冲相关的地幔物质的混染，具有壳幔混合的特点[8，64]。

5 矿化模式

矽卡岩Cu矿化往往与斑岩型矿化密切相关，构成斑岩-矽卡岩成矿系统[69]。众多学者在世界范围内进行了广泛的研究，如Ertsberg地区的Multiple斑岩-矽卡岩Cu矿床[2]；吉尔吉斯斯坦的KensuW-Mo矽卡岩-Mo-W-Cu-Au斑岩矿床[42]；我国长江中下游地区的鄂东南Fe-Cu、九瑞Cu-Au、铜陵Cu的斑岩-矽卡岩型矿集区[65]；我国西藏冈底斯成矿带的驱龙斑岩Cu-Mo-知不拉矽卡岩Cu矿床[7，34]以及甲玛Cu-Au-Pb-Zn多金属斑岩-矽卡岩矿床。在矿床尺度上，斑岩-矽卡岩有一定的分带性，斑岩型矿化往往发育于斑岩体中，而矽卡岩矿化则发育与斑岩体与围岩，多为碳酸盐岩的接触带。对于铁铜铅锌多金属矿床，受矿质沉淀温度的影响，往往具有近端铁铜矿化，远端铅锌矿化的分带模式[69]，构成一套岩浆热液成矿系统。

铅锌矽卡岩与斑岩型Cu-W-Mo矿化有关的矿床一起构成斑岩-矽卡岩成矿系统的例子也屡见不鲜，如西藏帮浦Mo-(Cu)斑岩型-Pb-Zn矽卡岩型矿床[70]以及河南栾川大型-超大型W-Mo-Pb-Zn斑岩-矽卡岩型矿集区[37]。该系统在成矿流体的温度方面一般都具有高温Mo(W)到中低温Pb-Zn的降低趋势，且其成矿盐度以及成分(CO2)上具有一致的特征，但是往往Pb-Zn矿床的盐度都会降低，很多研究表明是由于大气降水的混入造成的。此外，Mo(W)与Pb-Zn矿体不共生，具有一定的分带性(尤其是热液脉型的Pb-Zn矿体)，具有热液中心向远端随温度变化的普适性规律。

6 展 望

1)由于缺乏合适的定年矿物，矽卡岩铅锌矿的定年一直是一个难题，如何约束铅锌矿的成矿年龄对于理解铅锌矿的成因有着至关重要的作用。现有学者已经在尝试石榴子石(高U含量)U-Pb定年，对于解决矽卡岩型铅锌矿的年代学问题意义重大。

2)岩浆岩的成矿专属性的深入研究，虽然Meinert(1995)[60]以及Meinert等(2005)[8]对岩浆岩的主微量元素与矿种做过统计，但是还需要更好的能说明问题的标识特征；研究岩体与成矿的机理：什么样的岩体成矿？岩体经历什么样的形成过程会成矿以及成什么矿？岩体中的流体性质，挥发组分，含水性，氧化还原条件等对成矿，以及成什么样的矿的影响。

3)尝试量化矽卡岩模型中矿物、成分、地化变量在空间上的变化。这样才有可能半定量预测不同矽卡岩分带之间的距离。在该方面可以利用某些单矿物(绿泥石、绿帘石等)来做与成矿距离之间的估算，建立模拟模型，其类似于斑岩矿床上的定量预测。

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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

许凌霄(1993-)，女，汉族，山东德州人，硕士研究生，主要从事矿物学、岩石学、矿床学方面的研究工作，E-mail：369412721@qq.com。

徐净(1988-)，男，汉族，四川遂宁人，博士研究生，主要从事矽卡岩矿床方面的研究工作，E-mail: xujing3800@126.com。

P588.31+2

A

1004-4051(2017)05-0154-08