刘 军，王晓彤,，何军成，李铁刚
（1 中国地质科学院矿产资源研究所自然资源部成矿作用与资源评价重点实验室，北京 100037；
2 中国地质大学（北京）地球科学与资源学院，北京 100083）
黄金是世界各国长期关注的重点经济矿产资源，也是中国重要的战略资源和稀缺矿种（汪在聪等，2021；
翟明国等，2021）。2016 年，中国就将金矿列入24 种战略性矿产目录清单（陈甲斌等，2020）。目前，中国黄金产量连续8 年呈现下降态势，对外依存度一度高达60%。矽卡岩型矿床是金矿资源的重要来源之一（Meinert et al., 2005；
Chang et al., 2019；
赵一鸣，2012；
2023）。20 世纪70 年代以前，矽卡岩型矿床中生产的金主要是生产其他金属（尤其是铜）的副产品（Meinert，1998a），随着国际金价的急剧上涨，以生产金为主的矽卡岩型矿床快速增多。世界各地已发现大批独立或共生的矽卡岩型金矿，大多以较高金品位的富矿为特征，备受关注，如美国Crown Jewel、加拿大Nickel Plate、厄瓜多尔Nambija 和俄罗斯Tardan 等众多大-中型金矿，其经济价值和勘查、研究的必要性不言而喻（陈衍景等，2004；
Meinert et al., 2005；
Chen et al.,2007；
赵一鸣等，2017；
2023；
Chang et al., 2019；
Burisch et al., 2023）。因此，矽卡岩型金矿床已成为国际地学研究的前沿和热点之一。
中国是世界上矽卡岩型矿床产出最多的国家之一。Chang 等（2019）统计了中国386 个矽卡岩型矿床，其中矽卡岩型金矿有84个，金金属量共计1871 t，占全国黄金储量的11%。据不完全统计，中国现已探明的矽卡岩型矿床达918 个，其中绝大多数大-中型矿床位于中国东部地区（周涛发等，2017；
Chang et al., 2019；
赵一鸣等，2012；
2023），以长江中下游矽卡岩金成矿带最为代表（金储量超过600 t，涂伟，2014）。近年来，随着中国西部大开发的实施，西部地区发现和探明了一批矽卡岩型金矿床，例如云南北衙超大型金矿（金金属量303 t，Deng et al.,2015）、西藏甲玛超大型金矿（金金属量208 t，Zheng et al., 2016）等。另外，中国许多矽卡岩体被重新定义为含金矽卡岩体，例如河南银家沟矿床一直作为硫铁矿开采，通过重新分析以往岩芯样品的金含量，新探明一座中型矽卡岩型金矿；
一些濒临倒闭或闭坑的矿山，例如河北寿王坟铜矿、湖南水口山铅锌矿，由于发现其矽卡岩中金含量很高，矿山获得新生；
一些边缘经济价值的铁、铜、铅锌等矿床，例如安徽新桥铜铁矿床，由于发现金而成为拥有重要经济价值的复合型矿床（陈衍景等，2004；
Chen et al., 2007）。可见，矽卡岩型金矿在中国极具成矿和找矿潜力，对于资源经济的可持续发展具有重大意义，是中国未来金矿产勘查和科学研究的重点。
Meinert 等（1989；
1998a；
1998b；
2005）和Ray 等（1990）对美国、加拿大、澳大利亚等国的十余个重要含金矽卡岩矿床的主要地质特征做了总结，划分出还原性矽卡岩型、氧化性矽卡岩型、镁质矽卡岩型和产于区域变质地体中矽卡岩型金矿4 个类型。从其所列举的矿床实例看，以氧化性和还原性矽卡岩型金矿最为重要。自从定义矽卡岩型金矿以来，矽卡岩型矿床中的金大多是作为铜多金属矿床开采的副产品加以回收，这类金矿主要属于氧化性矽卡岩型金矿。国内外学者对氧化性矽卡岩型金矿开展了长期且深入的研究工作，取得了众多优秀的科研和找矿成果（Meinert et al., 2005；
陈毓川等，2007；
Chen et al., 2007；
赵一鸣等，2012；
2023；
Deng et al., 2015；
周涛发等，2017；
Chang et al.,2019；
毛景文等，2019；
谢桂青等，2020）。值得关注的是，世界各地陆续发现了大量还原性矽卡岩型金矿（图1 和图2；
表1 和表2），例如，美国华盛顿北部Crown Jewel（Gaspar et al., 2008）、俄罗斯远东地区Lukoganskoe（Redin et al., 2020）、西班牙阿斯图里亚斯地区Ortosa（Cepedal et al., 2006）、澳大利亚西部Nevoria（Mueller, 1997；
Fan et al.,2000）、加拿大育空地区Scheelite Dome（Mair et al., 2006a）等大-中型金矿床。这些还原性矽卡岩型金矿均为高品位的富矿，社会和经济价值非常高，受到矿业界和学术界广泛关注（Chen et al.,2007；
Chang et al., 2019）。
表1 氧化性和还原性矽卡岩型金矿床地质特征Table 1 Geological characteristics of oxidized and reduced skarn gold deposits
表2 代表性还原性矽卡岩型金矿床的主要地质特征Table 2 Major geological characteristics of representative reduced skarn gold deposit
图1 全球代表性氧化性和还原性矽卡岩型金矿分布图Fig.1 Distribution map of global representative oxidized and reduced skarn gold deposits
图2 中国还原性岩浆岩及代表性矿床分布图（钨锡矿资料引自Mao et al.,2019，碳酸盐岩和氧化性矽卡岩型金矿资料引自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，中国探明的矽卡岩型金矿基本显示氧化性特征，以铜矿、铅锌矿等矿床的伴生金矿形式存在，例如长江中下游成矿带中24 个富金矽卡岩矿床均为氧化性（Chang et al., 2019；
谢桂青等，2020）。Chang 等（2019）总结了中国矽卡岩型矿床的地质特征及成矿规律，认为中国矽卡岩型金矿基本为氧化性矽卡岩型金矿，还原性矽卡岩型金矿少见（图2）。李建威等（2019）和Shi 等（2020）认为西秦岭德乌鲁金矿和黑龙江老柞山金矿属于还原性矽卡岩型金矿。事实上，中国碳酸盐岩面积占全球碳酸盐岩总面积的25%，发育世界上最多的矽卡岩型矿床，拥有形成高品位、还原性矽卡岩型金矿床的巨大潜力（赵一鸣等，2017; Chang et al., 2019;Yang et al., 2019）。那么，与国外相比，为什么中国报道和发现的还原性矽卡岩型金矿床较少？本文认为部分原因包括：①还原性矽卡岩型金矿床虽已有不少研究成果，但与其他类型金矿（如氧化性矽卡岩型、造山型、浅成低温热液型等）相比，研究程度仍比较低，尚未引起中国地质工作者足够重视；
②部分金矿床成矿作用复杂，可能被定义为其他类型金矿床，例如造山型金矿；
③一些金矿床长期被当作矽卡岩型铜矿或其他矿种开采、研究和报道，尚未开展针对性的矽卡岩金成矿作用研究。综上所述，还原性矽卡岩型金矿床在中国是一种尚未受到足够重视的金矿类型，这与其重要的经济价值和找矿潜力非常不符，急需开展相关科学研究工作。鉴于此，本文针对还原性矽卡岩型金矿的地质特征、矿床成因及找矿潜力等方面开展综合性研究，这项工作不但丰富了经典矽卡岩成矿理论，而且为中国金矿勘探开发和增储上产提供了新思路。
十九世纪末，加拿大Hedley 地区最早发现并开采了矽卡岩型金矿（Billingsley et al., 1941），但是相关文献报道很少。Einaudi 等（1981）最早提出“矽卡岩型金矿（Au skarn）”这一概念，并指出该类金矿是单独或主要开采金金属矿产，以石榴子石和辉石等钙硅酸盐蚀变为特征。Ettlinger 等（1991）认为一些富金矽卡岩型矿床虽然富含可观的金矿资源，但是不能定义为矽卡岩型金矿，例如，①印度尼西亚的Big Gossan 矿床，该矿床含有较大规模金矿化（金金属量＞28 t，金品位＞1 g/t），但是矿床以开采铜资源为主；
②俄罗斯Veselyi 矿床，该矿床的高品位金矿体来自矽卡岩型Cu-Au系统，仍以开采铜资源为主，这些矿床属于矽卡岩型铜矿。值得注意的是，一些富金矽卡岩型矿床虽然含有大量其他金属矿产（例如，以磁铁矿、赤铁矿形式存在大量铁矿），但是这些金属资源尚未被开采，这类矿床仍被定义为矽卡岩型金矿，例如墨西哥Nukay-Morelos 金矿（de la Garza et al., 1996）。Meinert 等（1989；
1998a；
1998b；
2005）通过对世界上数十个矽卡岩型矿床的综合性研究，确定矽卡岩型金矿包括还原性矽卡岩型、氧化性矽卡岩型、镁矽卡岩型和产于区域变质地体中矽卡岩型四类，其中还原性和氧化性矽卡岩型金矿最为重要（表1）。氧化性矽卡岩型金矿发育广泛，通常以伴生金矿形式存在，以共、伴生Cu、Te、Se 矿化为特征，成矿岩浆氧逸度较高（f（O2）＞FMQ+2）。矽卡岩以贫Fe 石榴子石和透辉石为主，具有较高的石榴子石/辉石含量比。主要金属矿物有黄铁矿和磁黄铁矿，黄铁矿含量高于磁黄铁矿，另见少量黄铜矿、方铅矿和闪锌矿。还原性矽卡岩型金矿通常呈独立金矿形式赋存于灰岩等钙质沉积岩中，以金品位高（5～15 g/t）著称，具有独特的Au-Bi-Te-As±Co 金属元素组合，缺乏Cu 等贱金属元素。矽卡岩以细粒钙铁辉石为主，其次为石榴子石，具有较低的石榴子石/辉石含量比。成矿岩浆氧逸度较低（f（O2）＜FMQ）。成矿岩体通常为准铝质-弱过铝质、钙碱性的辉长闪长岩、闪长岩和花岗闪长岩等。成矿岩石中发育钛铁矿，含微量或不含磁铁矿，全岩w(Fe2O3)/FeO＜0.5，w(Fe2O3/(Fe2O3+FeO))＜＜0.75，主要属于还原性、钛铁矿系列（图3）。金属矿物主要为磁黄铁矿和毒砂，缺少原生赤铁矿、磁铁矿和硫酸盐矿物（石膏）。金主要以自然金和银金矿形式存在，与铋-碲化物（自然铋、赫碲铋矿、硫铋铜矿、黑铋金矿）关系密切（Meinert, 2000；
Hart,2007；
Lawrence et al., 2017；
Chang et al., 2019；
赵一鸣等，2023）。
图3 氧化性和还原性矽卡岩型金矿成矿岩体Fe2O3/FeO-SiO（2a）和log(Fe2O3/FeO)-TFeO图解（b）（底图据Kim et al.,2012）注释：氧化性矽卡岩型金矿包括中国朝山（徐兆文等，2004）、双朋西（路英川等，2017）、鸡笼山（王建等，2014）、北衙（Deng et al.,2015；
He et al.,2015）、铜绿山（赵海杰等，2010）、甲玛（祁婧，2021）、俄罗斯Novogodnee-Monto（Soloviev et al.,2013）、Sinyukhinskoe（Soloviev et al.,2019a）、吉尔吉斯斯坦Kuru-Tegerek（Soloviev et al.,2017a）、加拿大Yukon（Hart,2004）、印度尼西亚Ertsberg（Meinert et al.,1997）、韩国Geodo Mine金矿（Kim et al.,2012）；
还原性矽卡岩型金矿包括中国老柞山（作者未发表数据）、德乌鲁（Sui et al.,2016）、俄罗斯Vostok-2（Soloviev et al.,2011;2017b）、Agylk（iSoloviev et al.,2020）、Lermontovskoe（Soloviev et al.,2017c）、Lugokanskoe（Redin et al.,2020）、吉尔吉斯斯坦Meliksu（Soloviev et al.,2019b）、美国Crown Jewel金矿（Gaspar,2008）、加拿大Hedley(Ray et al.,1992)、Mayo金矿（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
一些矽卡岩型金矿的地质特征和构造背景与其他类型金矿相似，导致金矿床类型及成因存在争议。例如，在区域变质作用背景下，矽卡岩型金矿与造山型金矿存在部分相似地质特征（Goldfarb et al., 2005；
2023）。造山型金矿通常存在于韧性剪切带中，造山型金矿系统深部的温度很高，深部钙硅酸盐矿物会发生变质作用，形成矽卡岩（Hart,2007；
Groves et al.,2018）。例如，纳米比亚Navachab、加拿大Tillicum 等金矿内韧性剪切带或断裂构造穿切深部钙质或富铁岩层，岩层中会形成矽卡岩，金矿化通常发育在矽卡岩外侧（Mueller et al., 1991；
Dziggel et al., 2010；
Wulff et al., 2017）。构造活动对这些金矿床的控制是次要或微弱的，无论这些矿床被称为矽卡岩型还是造山型，均缺少成矿岩浆活动，均是形成于深部区域变质环境中（Hart, 2007）。目前，矽卡岩型金矿与斑岩型、浅成低温热液型矿床的成因联系已经被证实（Sillitoe, 1993；
Meinert,2000）。但是，矽卡岩型金矿与卡林型金矿的成因联系仍存在争议（Henry et al., 1998；
Mercer, 2021；
Pinet et al., 2022；
Christopher et al., 2023；
Henry et al.,2023）。例如，美国内华达地区部分卡林型金矿与附近斑岩-矽卡岩型金矿具有相似的成矿年龄，均形成于始新世。但是，这些卡林型金矿的形成与岩浆活动可能没有直接成因联系，两类矿床在形成过程中可能经历了同一地质地球化学过程（Smith,2001；
Cline, 2004；
Cline et al., 2005；
Hart, 2007；
Mercer, 2021；
Christopher et al., 2023；
Henry et al.,2023）。
世界各地的古生代和中生代造山带是还原性矽卡岩型金矿的主要聚集区（图1、图2），包括中亚造山带、东澳大利亚New England-Lachlan造山带、北美科迪勒拉造山带、加拿大Appalachian 造山带、欧洲Bo‐hemian地块和Iberian半岛等地区。代表性还原性矽卡岩型金矿床有西班牙Ortosa（Fuertes-Fuente et al.,2000）、加拿大Nickel Plate、French和Marn/Horn（Ray et al.,1992；
Hart,2007）、吉尔吉斯斯坦Meliksu（Solo‐viev et al.,2019b）等大中型金矿（表2）。另外，中亚地区个别古生代金矿存在还原性矽卡岩型金矿和造山型金矿的争议，例如，塔吉克斯坦Jilau 金矿（Cole et al., 1999；
2000）。部分地质学家提出世界上存在少量太古代还原性矽卡岩型金矿，例如澳大利亚Nevoria 金矿（Mueller, 1997；
Kolb et al.,2015）、加拿大Lupin 金矿（Geusebroek et al., 2004；
Hart, 2007），这些金矿赋存于太古代BIF 型铁矿建造中，显示出还原性矽卡岩型金矿的金属矿物和蚀变矿物组合特征，与此同时，金成矿作用受到韧性剪切带控制，具有部分造山型金矿的地质地球化学特征，金矿床成因仍有争议。
从全球分布来看，虽然一些金矿床是否属于还原性矽卡岩型金矿仍需斟酌，但是显生宙，特别是晚古生代—中生代是还原性矽卡岩型金矿的主要成矿期。目前，前寒武纪还原性矽卡岩型金矿形成和保存较困难，发现较少。
3.1 Hedley金矿田
Hedley 金矿田位于加拿大不列颠哥伦比亚省，由Nickel Plate、French、Canty 和Good Hope 等大中型还原性矽卡岩型金矿床组成（图4）。大地构造位置属于北美科迪勒拉造山带。金金属总量为62.7 t，金平均品位为7.4 g/t，金金属量的97%来自Nickel Plate 金矿。矿田出露地层主要为上三叠统Nicola群，由上至下分别为Whistle、Stemwinder、Chuchuwa‐ya、Hedley、French Mine 和Oregon Chaims 组（Mil‐ford, 1984）。Nicola 群主要由镁铁质火山岩、凝灰岩、钙质粉砂岩及灰岩组成，厚度达6000 m。矿田内发育4 期侵入岩，第1 期为石英闪长岩和辉长岩（即Hedley岩体），呈岩株、岩脉状产出，锆石U-Pb年龄为219～194 Ma；
第2期为花岗闪长岩和辉长岩，锆石UPb 年龄为（193±1）Ma～（194.6±5）Ma（Parrish et al.,1992）；
第3期为石英二长岩和花岗闪长岩，锆石U-Pb年龄为（168.8±9）Ma；
第4 期为石英斑岩和细晶岩，锆石U-Pb 年龄为（154.5±8）Ma。矿田内发育2 期构造变形事件，第1 期发育在Nicola 群，形成西-北西向褶皱，与Hedley 岩体侵位有关，控制着Nickel Plate 矽卡岩型金矿化；
第2 期是主要构造事件，形成向东倾覆的不对称褶皱，走向近南北，倾向西，形成大量背斜构造。
图4 加拿大Hedley地区地质简图（改自Ray et al.,1994）Fig.4 Geological map of the Hedley area in Canada(modified from Ray et al.,1994)
矽卡岩型金矿化与Hedley 岩体有密切成因联系，岩石w(Fe2O3)/w(Fe2O3+FeO)=0.19。金矿体主要位于Hedley 岩体与Hedley 组和French Mine 组浅海相钙质沉积岩的接触带。金矿体主要赋存于外矽卡岩带，内矽卡岩带发育晚期含金石英-硫化物细脉。外矽卡岩带出露面积达4 km2，厚度达300 m，显示Au-As-Cu-Co-Bi-Te-Ag-Sb 元素异常。金属矿物有磁黄铁矿和毒砂，其次为黄铜矿、黄铁矿、钛铁矿、赫碲铋矿、辉碲铋矿、自然铋、黑铋金矿、红锑镍矿、辉砷镍矿、辉钴矿、自然金和金银矿等。脉石矿物有石榴子石（钙铝榴石-钙铁榴石，低Mn，w(MnO)＜0.5%）、辉石、钾长石、石英、阳起石、黑云母、绿帘石、方解石、方柱石等（Ray et al.,1992）。
3.2 Ortosa金矿床
Ortosa 还原性矽卡岩型金矿床位于西班牙奥维耶多市西50 km。大地构造位置属于欧洲海西造山带内伊比利亚（Iberian）地块。出露地层为志留纪Furada 组和泥盆纪Rañeces 组。Furada 组为含铁砂岩、鲕粒状铁矿石夹页岩和砂质灰岩透镜体，厚80～200 m。Rañeces组为灰岩，厚400～600 m。侵入岩主要有石英二长闪长岩（即Ortosa 岩体），出露面积约1 km2，呈岩基和岩脉产出（图5）。
图5 西班牙Ortosa地区地质简图（改自Fuertes-Fuente et al.,2000）Fig.5 Geological map of the Ortosa area,Spain(modified from Fuertes-Fuente et al.,2000)
矽卡岩型金矿化发育于Ortosa 岩体与Furada 组顶部和Rañeces 组底部的接触带内，形成矽卡岩带（Fuertes-Fuente et al.,2000）。内矽卡岩带发育辉石、黑云母、角闪石（阳起石、铁阳起石、铁角闪石）、石英和金属硫化物。金属硫化物主要为磁黄铁矿和毒砂，少量黄铜矿和闪锌矿。外矽卡岩带发育辉石、钙铝-钙铁榴石、角闪石（铁阳起石-铁角闪石）、石英、氟磷灰石、钾长石、钠长石、绿帘石、符山石、方解石和绿泥石。另外，外矽卡岩带存在大量角岩，角岩带中见石英、绿泥石、磁黄铁矿、黄铜矿细脉。金属矿物主要有磁黄铁矿和毒砂，少量砒毒砂、黄铁矿、黄铜矿、闪锌矿和钛铁矿。金主要以自然金和黑铋金矿形式存在，其次为赫碲铋矿、自然铋、辉铋矿（Fuertes-Fuente et al.,2000）。
目前已有资料显示，与金成矿有关还原性岩体主要分布于中亚造山带、古特提斯缝合带、华北克拉通边缘、澳大利亚东南部Tasman 造山带、北美科迪勒拉造山带和安第斯山等地区（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）。这些地区大多经历了复杂的构造-岩浆演化过程，成矿构造背景多样，存在岛/陆缘弧、弧后、前陆褶皱带、碰撞/增生造山带、微陆块等观点（Thompson et al.,1999；
2000；
Goldfarb et al.,2000；
Hart,2007；
李建威等，2019；
Shi et al.,2020）。
北美科迪勒拉造山带内Yukon 和Alaska 地区发育众多还原性岩体及相关矽卡岩型金矿，综合研究程度高（Maloof et al., 2001；
Mair et al., 2006b；
Hart,2007；
Betsi et al.,2016）。这些还原性矽卡岩型金矿赋存于古老克拉通边缘的碎屑岩和碳酸盐岩地层中。还原性成矿岩浆形成于晚中生代微陆块俯冲-碰撞背景下古老陆缘的加厚过程（Maloof et al.,2001；
Mair et al., 2006b；
Hart, 2007；
Betsi et al.,2016）。还原性成矿岩浆侵位时间短（～5 Ma），形成于前陆逆冲、地壳加厚过程中的伸展阶段，是白垩纪科迪勒拉造山作用晚期岩浆活动的产物。该期岩浆活动形成了数百个岩株、岩脉和岩基，岩体侵位到碎屑岩和碳酸盐岩地层中。与矽卡岩型Au 成矿有关还原性岩体通常为最年轻岩体，形成了Tombstone金成矿带（Mortensen et al.,2000；
Hart et al.,2004；
Hart,2007）。这些还原性成矿岩体不属于I 型（Newberry et al., 1995a; McCoy et al., 1997；
Thompson et al.,1999）或S 型花岗岩（Anderson, 1988；
Gordey et al.,1993；
Betsi et al.,2016），而是兼具二者的地球化学特征。岩石主要为偏铝质，部分为过铝质，具有钙碱性特点。岩体显示出高放射成因初始Sr比值（＞0.71），εNd为-7～-15（Lang, 2001；
Hart et al., 2005；
Hart,2007）。北美Yukon-Alaska 地区还原性成矿岩体可能形成于加厚大陆边缘的后碰撞伸展背景。
还原性成矿岩体主要为含角闪石-黑云母花岗闪长岩，其次为闪长岩、辉长闪长岩、石英闪长岩等。岩石发育钛铁矿，含微量或不含磁铁矿，全岩w(Fe2O3)/w(Fe2O3+FeO)＜0.75，磁化率低（10-4～10-2S.I），显示低氧逸度特征（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）。成矿岩体通常具有镁铁质到长英质的多相特征，镁铁质相发育在一些杂岩体中，或作为独立岩体存在，可以解释为一期岩浆的结晶分异作用或多期岩浆活动的混合产物（Duncan, 1999;Thompson et al., 2000; Mair et al., 2006b; Hart, 2007;Soloviev et al.,2019）。岩体内长英质相部分显示出流体饱和的地质现象，例如，伟晶岩、细晶岩、晶洞和UST 结构（Bakke, 1995; Duncan, 1999）。代表性案例为北美Alaska-Yukon地区的Tombstone杂岩体，该杂岩体由众多同期多相岩体组成，其中长英质岩体显示Au 矿化特征（McCoy et al., 1997; Newberry,1998; Maloof et al., 2001; Mair et al., 2006b; Hart,2007;Betsi et al.,2016）。
目前，还原性、钛铁矿系列岩浆的成因存在多种认识。多数学者认为氧化性、磁铁矿系列花岗质岩浆侵入上覆还原性泥质沉积物地层或含碳质沉积物地层中，经过含碳变质沉积岩的同化混染形成还原性岩浆（Ague, 1987；
1988；
Rowins, 2000；
Soloviev et al.,2019；
李延河等，2020；
Santacruz et al.,2021）。还原性沉积岩地层的加入影响着岩浆氧逸度，这种影响可能是直接的（岩浆同化吸收还原性沉积岩）或间接的（还原性沉积岩加热释放还原性气体，岩浆同化吸收这些还原性气体）（McCoy et al., 1997；
Rowins,2000；
Hart, 2007；
李延河等，2020）（图6）。Takagi（2004）对日本岛弧氧化性和还原性花岗岩进行对比研究，发现岩浆氧化还原状态与俯冲速率呈负相关关系，俯冲沉积物的混入量控制着还原性岩浆的形成，当氧化性花岗质岩浆中混入的俯冲沉积物大于15%时，岩浆演化为还原性岩浆。一些学者发现部分S 型花岗岩具有较高的CH4/SO2比值，当氧化性I 型花岗质岩浆与这类S 型花岗岩质岩浆发生混合作用时，岩浆中还原性组分含量明显增加，形成还原性岩浆（芮宗瑶等，2003；
徐文刚，2012）。近年来，一些地质学家发现幔源镁铁质岩浆和年轻下地壳长英质岩浆的混合作用可以形成还原性岩浆（Redwood, 1997；
Cao et al., 2016；
吴楚，2017；
马瑞等，2020；
张飞等，2023）。Mair 等（2011）发现富挥发分的富集岩石圈地幔来源的煌斑岩熔体在上升过程中与下地壳来源的长英质熔体发生混合作用，可能形成还原性岩浆。Cao 等（2015；
2016）发现在洋脊俯冲形成的板片窗环境中，深部软流圈内的还原性挥发组分通过撕裂的板片窗口直接上升，与原始较氧化的楔形地幔发生相互作用，导致氧逸度降低，形成还原性的玄武质岩浆，最终上侵演化形成还原性花岗岩。俯冲大洋板片及上覆沉积物发生脱水作用，洋壳沉积物中C 物质与H2O 反应生成CH4和CO2，这些还原性物质的加入会增强岩浆的还原性（Ballhaus, 1993；
Takagi, 2004）。另外，在岩浆上升侵位过程中，随着温度和压力的降低，岩浆中挥发分（C-S-O-H 族多价态气/液相化合物）的溶解度会降低，导致岩浆发生脱气作用。目前，岩浆脱气作用对氧逸度的影响存在不同观点。一些专家认为岩浆的脱气量与残余岩浆熔体的氧逸度有着正相关关系（Holloway,2004；
Métrich et al.,2009；
Bell et al., 2011），另有部分学者指出岩浆脱气作用对残余岩浆熔体氧逸度的影响十分有限（Kelley et al., 2012；
Moussallam et al., 2014；
Grocke et al.,2016；
Brounce et al., 2017；
马瑞等，2020）。综上所述，还原性、钛铁矿系列岩浆的源区和成因较复杂，母岩浆通常显示氧化性，部分可能具有还原性，岩浆演化过程中还原性物质的混入对于还原性岩浆的形成至关重要。
图6 矽卡岩型矿床的氧化还原状态（据Newberry,1991修改）Fig.6 Oxidation state of skarn deposits(modified from Newberry,1991)
还原性矽卡岩型金成矿系统的矿物组合及蚀变空间分带受岩浆温度、流体-围岩相互作用等因素控制。还原性成矿岩体内部发育席状石英脉，石英脉边缘出现粗粒钾长石或云母。一些黑云母-金属硫化物细脉沿岩体裂隙充填。岩体内各类脉体中金属硫化物含量通常较低（0.1%～2%），主要有黄铁矿、磁黄铁矿、毒砂，少量白钨矿、辉钼矿、辉铋矿和锡石等（Franchini et al., 2002；
Mair et al., 2006a；
2006b；
Hart,2007；
李建威等，2019；
Soloviev et al.,2019）。
矽卡岩型矿化通常位于侵入岩体边部。矽卡岩期形成辉石、硅灰石、石榴子石及符山石等。退化蚀变阶段发育透闪石、绿帘石、黑云母及阳起石等，该期矿物叠加到矽卡岩期矿物组合上，金属矿物主要有磁黄铁矿、毒砂、白钨矿等（Maloof et al.,2001；
Marsh et al., 2003；
Mair et al., 2006a）。总体上，矽卡岩期石榴子石较少，这是还原性矽卡岩金矿的重要特点。石英-硫化物阶段的席状脉分布于岩体内部及附近，矿物组合为钾长石-石英-云母-白钨矿-金属硫化物，金属矿物呈稀疏状分布，主要为磁黄铁矿、毒砂、黄铁矿及Au-Bi-Te 金属合金等。碳酸盐阶段的方解石-石英-方铅矿-闪锌矿脉远离岩体分布，通常超过角岩化区域范围（Meinert,1998a；
Mair et al., 2006a；
Hart, 2007；
李建威等，2019；
Soloviev et al., 2019）。成矿过程及各阶段脉体形成的演化序列见图7和图8。
图7 还原性矽卡岩型金矿主要矿物生成顺序Fig.7 Mineral formation sequence of reduced skarn gold deposit
图8 还原性侵入岩有关金成系统形成过程中各类脉体演化序列（引自Hart,2007）Q—石英；
Ksp—钾长石；
Sh—白钨矿；
Py—黄铁矿；
Po—磁黄铁矿；
Apy—毒砂；
Sti—辉锑矿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
还原性矽卡岩型金矿的金属矿物含量较低（＜5%），主要为磁黄铁矿、毒砂、黄铁矿，不同程度富集Bi、As、W、Mo、Te 和Sb 元素。另外含有一定量的辉钼矿和白钨矿，可以形成独立矿体。黝铜矿、脆硫锑铅矿及硫锑铅矿等富Sb 矿物通常分布于岩体内部或附近，而辉锑矿远离岩体分布。Bi 元素在岩体内部及邻区富集，在岩体远端和顶部贫化（Metz,1991；
Newberry et al., 1995b；
McCoy et al., 1997；
McCoy,2000；
Hart,2007；
Soloviev et al.,2019）。
还原性矽卡岩型金矿具有一套代表性低硫逸度的金属矿物和/或元素组合，包括斜方砷铁矿（FeAs2）、黑铋金矿（Au2Bi）、自然Bi、Te-Bi 矿物（例如碲铋矿、辉碲铋矿、赫碲铋矿、硫碲铋矿、叶碲铋矿等）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，与Au 关系密切，Au/As 关联指数介于0.6～0.9（McCoy, 2000）。Au 和Bi 存在紧密成因联系，二者具有强烈的相关性，关联指数＞0.9（Meinert,1989；
Newberry et al.,1997；
McCoy,2000；
Franchini et al.,2002；
刘家军等，2021）。Acosta-Góngora 等（2015）发现辉铋矿+自然Au 与自然Au+自然Bi的矿物组合共生现象，由于辉铋矿的熔点高（775℃，Lin et al.,1996），在Bi-Au-S熔体中不能形成，因此，辉铋矿+自然Au 可能是自然Au+自然Bi转变而来，例如温度降低或硫逸度升高，自然Bi会形成辉铋矿，导致Au或Au2Bi（黑铋金矿）从Bi熔体中结晶出来（Cockerton et al.,2012），黑铋金矿由于硫化反应分解（McCoy, 2000；
Ciobanu et al.,2010），形成辉铋矿+自然Au的矿物组合。Te含量一般低于Au和Bi，通常呈Te-Bi-(S)矿物形式存在（Mc‐Coy,2000；
刘家军等，2021）。例如，加拿大Hedley还原性矽卡岩型金矿中自然Au与碲化物关系密切，二者呈包体形式存在于毒砂或磁黄铁矿中（Ettlinger et al.,1992）。加拿大Dublin Gulch还原性矽卡岩型金矿内40%的金与辉碲铋矿、碲铋矿、自然Bi形成复杂的共生结构（Maloof et al.,2001；
Marsh et al.,2003；
Mair et al.,2006a；
Hart,2007）。
传统斑岩成矿模式强调高氧逸度、高盐度岩浆热液控制着金属元素的运移和富集，而还原性岩浆有关金矿主要为富CO2和CH4、低盐度的岩浆热液，部分为较高盐度流体（Burnham, 1979；
Baker et al.,2001；
Marsh et al., 2003；
Mair et al., 2006a；
陈衍景等，2007）。CH4、CO2是还原性成矿流体重要组成部分（Rowins, 2000；
申萍等，2020）。Thompson 等（1999）对全球还原性岩浆有关金矿的成矿流体进行了研究，发现大多数矿床内流体包裹体富含CO2。富CO2包裹体长期被认为是矿床变质成因的证据，这是因为造山型金矿具有相似的流体特征（Goldfarb et al.,1997；
2005；
2023；
陈衍景等，2007）。然而，富CO2流体可以来自岩浆流体（Roedder,1984；
Webster et al., 1988；
陈衍景等，2007；
Soloviev et al., 2018）。Baker 等（1999）报道北美Yukon 地区还原性岩浆有关金矿中富CO2包裹体和高盐度包裹体共存，认为是岩浆流体不混溶相分离作用的结果。可见，流体中CO2的存在及其含量不能简单定义金矿成因类型。
还原性成矿流体一般富含CH4等还原性物质，CH4控制着成矿流体的氧化还原状态。CH4存在多种来源，例如，①地幔流体分异（Abrajano et al.,1988；
Sugisaki et al., 1994；
Beeskow et al., 2006；
Liu et al.,2006）。Saxena 等（1988）通过对碳质球粒陨石组成的原始地幔的相平衡计算得出，原始地幔流体主要成分是CH4（约90%），其次为H2和H2O。这些CH4流体在地球演化过程中向外逸散，在增生地幔中被捕获，影响着地壳中岩浆组成；
②费托反应（Konnerup-Madsen, 2001；
Sherwood Lollar et al.,2002；
Potter et al., 2004；
Nivin et al., 2005；
Fiebig et al.,2009；
Cao et al.,2014b）。反应原理为CO2或CO在催化剂表面形成活性碳物质，该物质与H2反应形成烷烃和烯烃物质，反应方程式为CO2+4Η2→CΗ4+2Η2O、CO+3Η2→CΗ4+Η2O（Holloway, 1984；
Berndt et al.,1996；
李昌昊等，2017）；
③石墨或碳质岩石的变质作用（Kenney et al., 2002；
McCollom et al.,2007；
李延河等，2020；
Liu et al.,2022）。在高压条件下（＞1.5 kbar），CH4可能来自与碳质围岩平衡的外来流体或水岩作用过程中岩浆流体内碳质组分的还原作用（Baker et al.,1999；
李延河等，2020）。例如，澳大利亚Nevoria 还原性矽卡岩型金矿床的赋矿变质沉积岩发育大量石墨，初始富CH4成矿流体来自于碳质沉积岩（Cullen et al., 1990；
Mueller et al., 1997；
Fan et al., 2000）；
④有机物热解作用或微生物过程（Des Marais et al., 1988；
Whiticar, 1999；
Rowins,2000；
Ueno et al.,2006）。一些微生物的代谢活动会产生CH4，其形成温度低于120℃。有机质热分解会生成烷类气体，还原性气体CH4/C2H6比值＜100（Fiebig et a.,2009）；
⑤俯冲板片及上覆沉积物的脱水作用（Ballhaus, 1993; Takagi, 2004; Qiu et al.,2023）。俯冲板片上含碳沉积物中C 和H2O 反应生成CH4和CO2，通过去挥发分作用直接释放CH4（Song et al., 2009）；
⑥岩浆中碳质流体在镁铁质矿物蚀变（如橄榄石的蛇纹石化）过程中生成H2和CH4，相关反应方程式为橄榄石+H2O+C（或CO2）→磁铁矿+蛇纹石+水镁石+H2+CH4（Charlou et al.,2002；
Mccollom et al., 2010；
Dias et al., 2010；
吴楚，2017；
申萍等，2020）。
传统观点认为，与氧化性岩浆相比，还原性岩浆不利于金属元素的迁移和富集（Zajacz et al., 2013；
Sun et al.,2014；
刘星成等，2021）。但是实验地球化学研究发现，500℃时，Au 在强氧化流体中的溶解度与强还原环境相比仅差约1.1个对数单位，岩浆热液系统氧逸度的高低对Au 迁移没有明显影响（Gam‐mons et al., 1997；
Rowins, 2000；
Pirajno, 2008；
赵博等，2014; 刘星成等，2021）。与其他类型金矿床相比，还原性矽卡岩金矿床以金高品位（5～15 g/t）著称。那么还原性岩浆-热液系统中Au 如何高效运移富集并形成高品位金矿？
还原性矽卡岩型金矿具有独特的Au-Bi-Te-As元素组合。As、Bi、Te、Sb、Pb、Se、Tl等元素统称为低熔点亲铜元素（LMCE），具有亲铜性、低熔点的特点，可在低至300℃条件下以熔体形式存在，如Bi-Au 熔体的熔点可低至241℃，并优先从流体中分离出来（图9）（Okamoto et al., 1983；
Ciobanu et al.,2006；
Tooth et al., 2008；
2011；
刘家军等，2021；
Deady et al.,2022）。LMCE 熔体可以高效地捕获金等贵金属（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；
刘家军等，2021；
Deady et al., 2022；
Feng et al., 2023）。Au在低氧逸度条件下以氯络合物形式迁移，在高氧逸度条件以硫络合物形式运移（Zajacz et al., 2009）。Palomba 等（2016）发现Au 的氯络合物高度溶解在LMCE 熔体中，并在后期降温过程中发生分解，形成Au原子（Au0）和Cl-。研究表明，热液中可以形成Au含量3%～5%的Bi-Te熔体和富Au的Te熔体，热液冷却后形成碲铋矿物+自然Au、碲金矿物+自然Au 的矿物组合，Au-Bi-Te 熔体可以从热液（即使是未饱和状态）中高效地捕获Au（Cockerton et al.,2012；
刘家军等，2021）。这种Bi 熔体可以高效地将Au 从热液流体分离出来形成Au-Bi 熔体（Meinert,2000；
Cabri,2002；
Tooth et al., 2008；
2011；
Acosta-Góngora et al.,2015；
Wei et al., 2021；
Feng et al., 2023），Au-Bi 熔体的w(Au)甚至达到20%（Douglas et al.,2000；
Cocker‐ton et al., 2012）。Tomkins 等（2002）发现澳大利亚Challenger金矿发育大量硫化物-金-铋-黑铋金矿“液滴”，超过95%的Au是通过这些LMCE熔体“液滴”在运移过程中不断汇聚而来的。
图9 Bi-Au元素二元相图（引自Cockerton et al.,2012）Fig.9 Binary phase diagram in the Bi-Au system(after Cock‐erton et al.,2012)
流体温度、氧逸度及组成成分等因素控制着LMCE 熔体对Au 等贵金属的“捕获”作用（Douglas et al.,2000；
Tooth et al.,2008；
2011；
刘家军等，2021；
Wei et al., 2021；
Feng et al., 2023）。温度是影响LMCE 形成熔体的关键，当温度＜300℃时，Bi、Pb、Sn、Tl 和Hg 形成熔体并富集贵金属，其余元素保持着固态。在高温条件下，Pb、Sn 和Tl 与H2O 发生反应，Bi、Te、Sb、Hg、As 和Se 不溶于H2O，在流体中形成Bi、Te、Sb、Hg、As 和Se 熔体，而Pb、Sn 和Tl 以离子形式存在（曹锡章等，1994；
刘家军等，2021）。流体氧逸度和组成成分控制着LMCE 的分配系数（Li et al.,2013；
2015；
Zajacz et al.,2013）及熔体的形成，在高氧逸度时，Bi、Te 以离子形式存在，在低氧逸度时，形成Bi、Te 熔体（Tooth et al., 2008；
2011；
Grun‐dler et al., 2013）。当含有Bi3+的氧化性流体与还原剂（如石墨、磁黄铁矿等）发生反应时，Bi3+还原为Bi熔体（Tooth et al., 2011），方程式为：Bi(OH)3(aq)=Bi(melt)+1.5H2O(aq)+3/4O2(aq)、(Bi2S2)2+(aq)+还原剂(s) →Bi(melt)(＞271℃)。可见流体中Bi 熔体呈乳滴状形成于石墨、磁黄铁矿等还原剂的边缘（Wang et al.,2019；
刘家军等，2021）。由于Au-Bi-Te矿物相对于毒砂-砒毒砂-磁黄铁矿组合有着更低的熔点，Au-Bi-Te 矿物经常存在于毒砂裂隙中（Fuertes-Fuente et al.,2000）。虽然辉铋矿是主要的含Bi 矿物，但是辉铋矿有着非常高的熔融温度（775℃），导致辉铋矿在大多数情况下是一种效率很低的Au捕获体（Thomp‐son et al.,2000；
Hart,2007）。
LMCE 熔体在流体中捕获Au 的过程类似于液相萃取，是利用Au在LMCE 熔体和流体中的溶解度不同而实现的（Harwood et al., 1989；
刘星成等，2021）。在300～450℃的条件下，Bi-Au 熔体中Au 含量比热液中Au含量高几个数量级，在任意温度条件下，液相Bi熔体与Au的结合能力远高于其他流体相（300℃时，w(Au)可达20%；
Okamoto et al., 1983）。Au 在Bi 熔体和流体中的分配系数为DAuBi/fluid=2.3×108（450℃，Tooth et al., 2008）。因此，Bi-Te 熔体从热液中提取Au的机制比流体饱和沉淀机制更高效。当氧逸度中等、硫含量低的流体温度高于271℃（自然Bi 的熔点温度）时，液态Bi 熔体从流体中分离出来，并持续捕获流体中的Au（Tooth et al., 2011）（图10）。与此同时，Bi 的Te 化物熔体也能高效地捕获Au，当流体经历不混溶、沸腾、水岩反应、氧化还原反应等过程时，Bi-Te 熔体就会从流体中分离和沉淀，进而导致Au 快速、高效的沉淀，形成具有经济价值的金矿床（Ciobanu et al., 2006；
Simmons et al.,2016；
McLeish et al., 2021；
范宏瑞等，2021；
刘家军等，2021；
Wei et al.,2021；
Feng et al.,2023）。在熔体-流体共存条件下，热液本身具有极强的流动性，熔体不需要长距离迁移就可以从流体中高效“捕获”金（Tooth et al.,2011；
刘家军等，2021）。另外，由于Au在LMCE 熔体与热液间的分配系数差异巨大，少量Bi-Te 熔体就能完全捕获热液中金，最终形成高品位金矿床。
图10 Bi-Bi2S3二元相图（引自Cockerton et al.,2012）Fig.10 Binary phase diagram in the Bi-Bi2S3 system(after Cockerton et al.,2012)
目前，与还原性岩浆有关金矿床的成矿模式主要参考传统斑岩成矿模式（Thompson et al., 2000；
Hart,2007；
Betsi et al.,2016）。北美Yukon、Alaska及Hedley 地区还原性岩浆有关金矿（包含还原性矽卡岩型金矿）的研究程度最高，初步总结出还原性岩浆有关金成矿系统的地质特征和成矿模式（图11）。研究表明，还原性岩浆有关金成矿系统的蚀变矿化范围明显超出侵入岩体的规模，但仍限于侵入岩体的热反应场内。成矿系统受剥蚀深度的影响，成矿直径通常为几公里，矿化形成于岩体顶部和地表浅部。还原性成矿岩体规模小、孤立分布，发育晶洞和晶簇、UST 结构石英（Thompson et al.,2000）。成矿岩浆具有富挥发分、高分异、流体出溶的特点。以成矿岩体为中心发育典型环带状金属元素分带（图11），类似于传统斑岩成矿系统（Jones,1992）。受流体热力学梯度的影响，成矿岩体边部的蚀变矿化分带较窄，岩体顶部的元素分带范围较大。化学性质活泼和/或物理性质脆性的沉积岩地层控制着矿化多样性，岩体内部主要为席状石英脉型矿化（Thompson et al., 2000；
Franchini et al.,2002；
Hart,2007；
Betsi et al.,2016）。
图11 北美Yukon、Alaska地区Tintina金矿省还原性侵入岩有关金成矿系统成矿模式平面示意图（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)
还原性高温岩浆流体侵入到岩体顶部脆性断裂中，形成云英岩型蚀变和浸染状金矿化。岩体顶部形成伟晶岩和/或长石-石英脉，脉体类型类似于花岗岩有关的W-Sn 矿床。当还原性岩浆流体进入灰岩等钙质沉积岩地层时，形成矽卡岩型金矿化。矽卡岩型金矿化通常位于岩体近端，但是受某些构造控制，岩体远端也会发育矽卡岩型金矿化（图11）。当岩体发生矽卡岩化时，内矽卡岩带的K、Si 元素含量增加，K2O/Na2O 比值升高，Mg 和Fe 元素含量降低，Fe2O3/FeO 比值降低。当岩体发生矽卡岩化时，岩体内原生镁铁质矿物发生分解作用，形成新生的钾长石、黑云母、石英及单斜辉石（内矽卡岩带）。当钙质沉积岩发生矽卡岩化时，形成黑云母-钾长石-钙铁辉石-钙铝/钙铁榴石矿物组合（外矽卡岩带）。随着矽卡岩化强度不断增加，外矽卡岩带的Fe、Mg 和Mn含量增加，K2O/Na2O 比值升高。岩体中镁铁质矿物的分解促进外矽卡岩带富集Fe。这些镁铁质矿物可能是矿体中Fe 和Au 的物质源区（Ray et al., 1992）。随着岩浆流体温度的降低，在中低温条件下岩浆热液中金、硫化物、碲化物、铋化物、方柱石等矿物不断沉淀（Ray et al.,1992）。大多数矽卡岩富含白钨矿，叠加后期中低温Au 矿化（Mair,2005）。当岩浆热液运移至浅部近地表时，可能形成角砾岩型金矿化（Hart et al.,2000;Mair et al.,2006a;Hart,2007）。同时，近地表可能发育大规模细脉或浸染状金矿化，含有较高含量贱金属（Thompson et al.,2000；
Franchini et al.,2002；
Mair et al.,2006a；
2006b；
Hart,2007；
Bet‐si et al.,2016）。
综上所述，还原性矽卡岩型金成矿系统的成矿模式仍不完善，可能并不适用于一些金矿床，但是随着科学研究工作的不断深入，还原性岩浆成矿模式有望为金矿找矿勘查工作提供新线索。
在成矿区（带）尺度上，还原性矽卡岩型金矿的成矿规律和找矿标识包括：①成矿区（带）大多呈线状或带状展布，形成于岩浆弧、弧后或碰撞造山带等多种构造背景。例如北美科迪勒拉造山带内Alaska、Yukon 和Hedley 还原性岩浆有关金矿分布区（带）；
②广泛发育还原性I 或S 型花岗岩体，部分区域发育同期火山-次火山岩。还原性成矿岩体主要为含钛铁矿辉长闪长岩、花岗闪长岩和闪长岩等。岩体含有少量钛铁矿，显示微弱的航磁信号；
③广泛发育W±Sn、Mo 和Bi 矿化，这些矿化的规模可能较小，甚至没有经济价值；
④存在众多金矿化岩体或者少量金矿床（点），例如北美Alaska、Yukon地区发育众多白垩纪金矿化岩体；
⑤发育大面积的钙质沉积岩（Thompson et al.2000；
Hart, 2007；
李建威等，2019）。
在矿田尺度上，还原性矽卡岩型金矿的找矿标识有：①成矿岩体显示流体出溶的地质现象，例如晶洞、伟晶岩、细晶岩及UST结构等。成矿岩体显示金异常。小岩体通常比大岩体更有金成矿与找矿潜力；
②成矿岩体富铁、全岩Fe2O3/FeO 比值低、磁黄铁矿/黄铁矿比值高（Ray et al., 1992）；
③一些矽卡岩发育W 矿化，这类矽卡岩的Au 含量变化较大，例如美国Fairbanks 地区一些含W 矽卡岩作为Au 矿开采（Newberry et al., 1997）；
④成矿系统具有金属元素分带特征。Bi、Te、W 和Mo 元素在岩体内和近端富集，Ag、Sb和/或贱金属元素在岩体远端富集。W±Mo元素存在于岩体内部和顶部，Au-As-Bi元素位于岩体上部和浅部；
⑤部分成矿后断裂控制着矿体，例如后期垂直断裂或断裂侧向偏移可能影响着蚀变矿化的位置和类型，甚至截断矿体，进而干扰找矿方向；
⑥Bi、Te、As、Sb、Hg、Se和Co元素是有效的勘探元素组合（Hale,1981；
Phillips et al.,2015）。例如，土壤和河流中Bi、Te、As、Se 和Co 元素异常是矽卡岩型金矿的有效找矿线索（Theodore et al., 1991）。当某地发现砂金与Bi 矿物（Bi 氧化物或Bi 碲化物）共生，暗示该地区上游可能存在含Au 矽卡岩（Theo‐dore et al., 1991；
Thompson et al., 2000；
Hart, 2007；
李建威等，2019；
Deady et al.,2022）。
近年来，还原性矽卡岩型金矿作为一个独立的金矿类型在全球范围内被大量发现，但是综合研究程度仍较低，存在一些科学问题或薄弱环节（Ray et al., 1992；
Thompson et al., 2000; Hart, 2007；
李建威等，2019；
Deady et al.,2022），例如：①一些金矿床的成因类型存在争议，包括澳大利亚Nevoria、加拿大Lupin和塔吉克斯坦Jilau等金矿存在着“还原性矽卡岩型金矿”和“造山型金矿”等观点（Mueller, 1997；
Cole et al.,2000；
Geusebroek et al.,2004）。部分还原性矽卡岩型金矿可能长期被认定为其他类型金矿，还原性矽卡岩型金矿与其他类型金矿的区分及成因联系仍需深入研究；
②还原性岩浆存在温度、盐度、压力、氧逸度、硫逸度、含水量、还原性组分类型及含量等属性，哪些属性是形成还原性矽卡岩型金矿的关键因素？③Au在岩浆热液中可能以氯络合物、硫络合物、Bi-Te 熔体、纳米絮状物等方式运移，哪种是还原性岩浆热液中Au 的高效迁移方式？④还原性岩浆的氧化-还原状态有争议，部分学者认为母岩浆始终为还原性（Rowin, 2000；
Smithson, 2004；
Smith et al.,2012；
Cao et al.,2014a；
2014b），另有一些专家认为母岩浆最初为氧化性，后期混入多来源的还原性组分，最终形成还原性岩浆（Shen et al., 2013；
2015；
Xie et al., 2018；
Zhu et al., 2018；
Wei et al.,2019）；
⑤还原性岩浆有关金矿系统深部存在WMo 矿化，浅部发育Au-Sb-Bi 矿化，存在明显的金属元素分带现象，这种分带规律受哪些因素控制？围岩在金属元素分带形成过程中有哪些贡献？⑥与氧化性中酸性岩浆相比，还原性中酸性岩浆更有利于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；
张飞等，2023），但是还原性岩浆中Rb等稀有金属的来源、运移及富集机理还不清楚。
还原性矽卡岩型金矿形成的地质要素为还原性岩体和碳酸盐岩地层。碳酸盐岩地层在中国分布广泛，形成时间跨度大，从太古代至全新世（Chang et al.,2019，图2）。在中国一些区域，虽然地表不出露碳酸盐岩地层，但是推测深部存在碳酸盐岩地层。例如，华北克拉通地表石炭纪碎屑沉积岩下部可能存在中元古代—奥陶纪碳酸盐岩（BGMHB, 1989；
Chang et al.,2019）。中国碳酸盐岩地层不仅分布面积广，而且厚度巨大，例如，华北克拉通（河北省境内）中-新元古代地层主要为富Mg 碳酸盐岩和硅质碎屑岩，地层厚度变化大，介于43～9200 m；
寒武纪—中奥陶世地层为碳酸盐岩，厚度介于622～1529 m（BGMHB, 1989；
Chang et al., 2019）。目前，还原性岩浆岩在国内分布较集中，主要分布在华南地区（江南造山带、长江中下游地区、南岭地区），部分位于西天山、东昆仑-西秦岭和佳木斯地块（图2、表3）。华南地区还原性岩浆岩主要形成钨锡矿化，岩石类型有黑云母花岗岩、白云母花岗岩、二云母花岗岩、花岗斑岩等，属于钛铁矿系列普通A 型、高分异A 型、高分异I 型或S 型花岗岩，形成时间集中在早白垩世，其次为晚三叠世；
西天山及邻区还原性岩浆岩形成铜矿床，岩石类型有花岗闪长岩、石英闪长岩和黑云母花岗岩，属于钛铁矿系列I 型花岗岩，形成于晚石炭世；
东昆仑-西秦岭地区还原性岩浆岩形成铜金矿床，岩石类型有石英闪长岩，属于钛铁矿系列I 型花岗岩，侵位时间为晚三叠世；
黑龙江省佳木斯地块内发育早侏罗世和早白垩世两期还原性岩浆岩，均形成金矿床，岩石类型为辉长闪长岩和闪长岩，属于钛铁矿系列I型花岗岩。
表3 中国代表性还原性岩体地质特征Table 3 Geological characteristics of representative reduced intrusive rocks in China
还原性矽卡岩型金矿分布区经常与钨锡成矿区（带）重叠，中国境内钨锡矿床分布十分广泛。中生代以来，受太平洋板块俯冲作用的影响，在中国东部地区形成了众多钨锡成矿区（带）（Mao et al.,2019；
毛景文等，2020），区域上与大规模金成矿区（带）重叠，表明中国东部具有寻找还原性矽卡岩型金矿床的广阔前景。这些Au/W/Sn成矿区（带）叠加区域发育大规模中生代钙碱性花岗质岩浆和碳酸盐岩地层，是形成还原性矽卡岩型金矿床的有利地段，例如长江中下游、南岭地区、江南造山带及佳木斯地块等地区。中国西天山、东昆仑-西秦岭地区也发育较多还原性岩浆岩及相关矽卡岩，晚石炭世和晚三叠世还原性中酸性岩浆岩发育地区具有较好的金成矿潜力。