矽卡岩型矿床在我国占有重要位置，它们分布广、矿种多、矿石品位较高，具有重要的经济价值(赵斌，1989；赵一鸣等, 1986, 1990, 1992)。长江中下游是我国矽卡岩型Fe、Fe-Cu(Au)矿床密集分布地区，很多学者对该地区的地质背景、岩石、矿物和矿床地质-地球化学特征开展了全方位的研究，积累了大量而丰富的地质地球化学资料，研究工作取得了重要进展(石准立等，1981；赵斌，1989；赵一鸣，1990；常印佛等, 1991；翟裕生等，1992；唐永成等，1998)。在矽卡岩和矽卡岩型矿床成因问题上，存在两种观点：热液交代成因观点(Lindgren, 1902; Korzhinskii, 1936, 1945, 1953, 1957；Einaudi et al., 1981; Einaudi and Burt, 1982; Burt, 1982; Meinert, 1987; 赵一鸣等，1990)和矽卡岩多成因观点(涂光炽，1977^①，2003；Zhao, 1984; 赵斌，1989)。长期以来，交代成因说一直被奉为独一无二的经典学说，它在学术界统治了一个多世纪。矽卡岩交代成因理论对推动矽卡岩型矿床研究和提高其研究水平的巨大贡献是毋庸置疑的，但是它的支持者们把它视为解释矽卡岩成因唯一学说就不对了，不符合客观实际，束缚了矽卡岩成岩成矿理论的发展。在多成因矽卡岩中，岩浆成因矽卡岩是最重要的一种类型。沉沦了一个多世纪的矽卡岩岩浆成因的概念(Von Cotta, 1864)，在二十世纪末于我国复活后(林新多和许国建，1989)，引起了地学界同仁的关注和猜疑，相继提供了野外地质例子(林新多和许国建，1989; 吴言昌，1992；吴言昌等, 1996；吴言昌和常印佛，1998；张叔贞和凌其聪，1993；林新多，1999; 杜杨松等，2011；任广利等，2012)、岩浆矽卡岩的实验证据和包裹体证据(赵斌等, 1993, 1995a, b，2002; Zhao et al., 2003)。矽卡岩矿物中包裹体的均匀温度和包裹体的相组成资料是区分包裹体成因类型的两个硬指标。具有高的均匀温度和包括硅酸盐矿物在内的多相组成的包裹体是熔融包裹体和流体-熔融包裹体的重要特征，也是认定矽卡岩为岩浆成因的最重要根据。熔融包裹体的测温学研究为岩浆矽卡岩的确认奠定了坚实基础(赵斌等, 1995a, b, 2002; Zhao et al., 2003; 赵劲松和Newberry, 1996)，但还缺乏对矽卡岩熔融包裹体和流体-熔融包裹体相组成的系统研究。在国外，除意大利学者对维苏威火山喷出物中矽卡岩捕掳体做过熔融包裹体和盐熔包裹体研究外，其他西方国家和俄罗斯等都没有类似研究结果报道，本是内容新颖和创新的研究工作却没有得到足够重视。

① 涂光炽.1977.富铁矿会上讲话

在长江中下游地区含矿矽卡岩矿物中熔融包裹体和流体-熔融包裹体的发现和长期坚持研究，进一步发展了矽卡岩和矽卡岩型矿床的多成因理论(赵斌等, 1995a, b，2002；Zhao and Zhao, 1996; 凌其聪和程惠兰，1998；凌其聪等, 1998; 肖建新等，2002；Zhao et al., 2003; 赵劲松等, 2000, 2003, 2007；杜杨松等，2011；赵斌和赵劲松, 2010a, b)。如今，国内外学者都承认岩浆矽卡岩的存在(赵一鸣，2002；Fulignati et al., 2000, 2004; Gilg et al., 2001; Meinert et al., 2005)。

但是，很多人还认为，用岩浆矽卡岩的观点很难解释国内外绝大多数矽卡岩矿床产在中酸性岩体与碳酸盐地层接触带的事实。他们对含熔融包裹体的矿化矽卡岩产出的规模和分布范围、尤其是对岩浆矽卡岩的形成机制和它们与成矿作用的关系不了解和不理解。在这种背景下，对矿化矽卡岩熔融包裹体存在与否、它们出现的频率、空间分布状况和与成矿作用关系的研究是至关重要的。只有把岩浆矽卡岩存在和大规模、大面积分布的事实调查清楚，才有阐明岩浆矽卡岩和某些矽卡岩型矿床形成机制的基础和可能性，研究结果才具有真正的理论和实际意义。本文首次报道用激光拉曼仪器对我国长江中下游成矿带15个有代表性的Fe矿床、Cu-Fe(Au)矿床和Au-Cu)矿床中含矿矽卡岩矿物包裹体相组成的分析结果，为人们重新审视矽卡岩的成岩和成矿理论提供科学依据。

综合文献资料(常印佛等，1991；翟裕生，1992；唐永成等，1998)，研究地区的地质背景具有如下特点。

总体上看，长江中下游地区的壳慢结构格局是，在纵向上，壳慢具有明显的层状结构(其岩石圈可以分为六大层，其间有六个滑移(折离)面和三个均衡调节层)，横向上被10几条岩石圈断裂分为若干个断块，构成“层、块结构，立体网络”。在燕山期，本区形成了上地幔鼻状隆起带(其内部地热场相对升高和“热块”相对集中，壳慢物质熔融强烈)。

区内有一些规模较大的深切到下地壳(但未切到上地幔)的壳断裂或基底断裂：EW、NWW、NNE、NW和NE向几组。基底断裂主要发生于印支期，其次为燕山期，少数在晋宁期。当基底断裂与岩石圈断裂在深部连通时，常成为岩浆上升的通道和控制高位岩浆房或大岩基的主导构造，进而控制大型矿田的形成和分布。例如鄂东南的彭思-横石以西，鄂城-金牛以东，有NNE、NW、NE向几组基底断裂交错，并与金山店、阳新-瑞昌岩石圈断裂连通，控制了鄂城-铁山、灵乡-铜录山等深部岩浆房的形成和鄂城、铁山、金山店、灵乡等铁矿田及铜录山Cu-Fe-Au矿田的产出。在铜陵地区，近EW、NE、SN几组基底断裂与铜陵-南陵岩石圈断裂综合控制了铜陵矿田的形成。盖层断裂以切穿沉积盖层为特征，燕山期最为活跃。它们也控制着侵入体的位置和产状和矿田(矿床)的位置。

本区基底由下元古代中深区域变质岩和上元古代的浅变质岩组成，除太古界没有出露和缺失中、下泥盆统外，其它各时代地层发育基本完整，层序齐全。震旦系至第四系均有出露，总厚度超过10km。震旦系至下三叠统主要为海相碳酸盐岩，其次为碎屑岩；中三叠统以上地层以陆相碎屑岩为主局部为火山岩。

本区中生代的岩浆活动始于印支期，燕山期达到顶峰，因而在长江中下游地区广泛分布有这个时期的大量岩浆岩，尤其是花岗岩类。岩体的空间分布，总体上都受岩石圈断裂以及基底构造断裂控制。大多数岩体为复式岩体。多数岩体出露面积为几到几十平方千米，小者不足1km²，大者可超过100km²。岩体的产状多为岩株、少数为岩墙、岩床或岩钟。它们多为中浅成侵入岩，但亦有浅-超浅成或中深成侵入岩。岩体侵入的地层属多个时代，从志留系到白垩系，但以石炭系到侏罗系为主。围岩主要为灰岩、砂岩、页岩、火山岩以及白云岩、粉砂岩等。构成岩体的岩石种类很多，包括花岗(斑)岩、花岗闪长(斑)岩、石英正长闪长(玢)岩、石英闪长(玢)岩、闪长(玢)岩、辉石闪长(玢)岩、二长闪长岩、正长闪长岩、石英二长岩和石英二长闪长岩等，属弱碱质岩系-钙碱质岩系。总体上看，本区侵入岩的年龄约90~200Ma，乃本区中生代多期多阶段岩浆活动造成的结果。

分析工作在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室DXR激光显微共焦拉曼光谱仪上完成，仪器分析参数列入表 1。

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 样品分析用的激光显微共焦拉曼光谱仪(包括产地)和分析采用的参数 Table 1 DXR Raman Microscope used for sample analyses and parameters used in analyses

表 1 样品分析用的激光显微共焦拉曼光谱仪(包括产地)和分析采用的参数 Table 1 DXR Raman Microscope used for sample analyses and parameters used in analyses

本地区的地质概况和矿产分布如图 1所示。

图 1

Fig. 1

图 1 大冶-九江地区地质略图及矿床位置分布图(赵斌等, 2002) 1-花岗岩侵入体；2-火山岩盆地；3-中新生代沉积盆地；4-倒转背斜；5-向斜；6-超壳断裂；7-NWW与近EW向断裂(F1、F3、F4、F5、F14、F15、F16、F17、F18)；8-NE向断裂(F2、F11、F12、F13)；9-NNE向断裂(F7、F8、F9、F10)；10-翻转背斜；11-矿浆贯入Fe矿床；12-矿浆-热液Fe矿床、Fe-Cu矿床；13-接触交代Fe、Cu、Au矿床；14-斑岩-矽卡岩Cu-Mo矿床；15-矽卡岩中-低温热液Au-Cu矿床；16-中低温Pb-Zn(Sr)矿床.铁子山距刘家畈不到1km，李家湾距封山洞仅数百米 Fig. 1 Schematic geological map and distribution of deposit location (after Zhao et al., 2002)

本文涉及到的矿床有大冶Fe矿床、铜绿山Cu-Fe(Au)矿床、龙角山Cu矿床、铜山口Cu矿床、李家湾Cu(Au)矿床、封山洞Cu(Au)矿床、鸡笼山Au(Cu)矿床、武山Cu矿床和城门山Cu矿床。经前人研究，鄂东南地区夹持于桐柏-大别造山带和九岭-幕阜隆起带之间，其构造格局及应变形式是受南北两侧的陆陆碰撞造山带制约。总体上看，鄂东南地区被NNE向、NW向和近EW向深断裂所围限，唯一平面上呈三角形的块段褶皱隆起区。区内构造以NW向、NWW向、近EW向和NNE相为主。它们互相交织，在大三角形断块内部组成特殊的次级三角型网络，从而形成三角形套叠的特殊网络构造系统。NWW向的长江深断裂带主干断裂横贯中部，成为导岩导矿构造。以Fe矿床为主，Cu矿为辅。九瑞地区夹持于大别山突出体与江南隆起之间，被四条深断裂和基底断裂围限，平面形态呈长对角线为NW向的菱形断块。NW向和NE向组成菱形网格，其结点控制岩浆岩侵入和矿田分布。与鄂东南明显不同，封山洞、李家湾、鸡笼山、武山和城门山等矿床分布在NWW向构造-岩浆-成矿带上。它们属于金山店-阳新-瑞昌深断裂的一部分，隐伏在基底直到切穿地壳，控制了含矿岩浆岩带和Cu-Au-S矿带的生成和分布。

从图 2可知，与气液包裹体比较，熔融包裹体和流体-熔融包裹体大多不规则状，尤其是它们中的气泡收缩性差，绝大多数呈不规则的喇叭形。无论怎样转动载物台，包裹体中的气泡则不动。熔融包裹体和流体-熔融包裹体一般5μm×10~20μm大小，个别可在10μm×70μm以上。在显微镜下可以区分包裹体的成因类型，但不能准确鉴定其固相名称，除了碳酸盐矿物容易确认外，其他的固相需根据激光拉曼分析、电子探针或电子显微镜分析结果鉴定。在我们发表过的文章中曾标出包裹体的结晶质相、非晶质相、气体+铁质相和液体相以及它们之间的比例，通过对包裹体的大量分析才得知过去的做法欠妥。因为没有测到过非晶质相和铁质相，绝大多数包裹体的气体含量很少而测不出来，所以过去把包裹体中的暗色部分均认为是气体+铁质是不对的。再有，过去把在正交变光镜下全消光的固相归属于非晶质相，其实都是结晶的石榴子石。需要说明的是，不是所有熔融包裹体都含气泡，有的熔融包裹体的气体分布在包裹体周边或固相之间，在升温过程中才能观察到气泡出现，与固体包裹体有本质区别。我们只想通过图 2让读者了解熔融包裹体和流体-熔融包裹体的相态特征与气液包裹体和固体包裹体的不同。方解石是根据它在显微镜下的高级白干涉色确定的，包裹体中的石榴子石和辉石是根据它们与其寄主矿物的光性相同鉴定。不透明矿物可能是金属氧化物或金属硫化物，在包裹体中发黑，有的具有一定形状，多为立方体；还有一种很细粒的不透明矿物与气相混在一起。包裹体中的气体(V)和液体(H₂O)与固体相的比值(V+H₂O/S)是目估推测的(下同)。对于石榴子石和辉石里的熔融包裹体，V/S值介于0.18和0.25之间，流体-熔融包裹体的V+H₂O/S值比较大，约为0.43，熔融-流体包裹体的V+H₂O/S值约为0.67。根据图 2中包裹体特点看，只有熔融包裹体和流体-熔融包裹体两种类型最多，其他类型包裹体极少。除了龙角山Cu矿床的包裹体不含不透明矿物外，其他矿床的包裹体都含不透明矿物，说明矽卡岩浆本身含成矿物质，为岩浆矽卡岩型矿床成矿物质来源提供了直接证据。随着矽卡岩浆演化，V/S值被V+H₂O/S值取代，后者不断增大，但小于1.0.矽卡岩浆的演化过程是挥发分和成矿物质逐步富集的过程，也是岩浆物理性质(如岩浆粘度等)和化学成分(流体/熔体比值增高)发生明显变化的过程。

图 2

Fig. 2

图 2 大冶-九瑞地区岩浆矽卡岩矿物中熔融包裹体和流体-熔融包裹体的显微照片 Z98-6p:大冶Fe矿床石榴子石中的流体-熔融包裹体, V+H2O/S(固相, 下同)约为3/7；80-205:铜录山Cu-Fe(Au)矿床透辉石中的熔融包裹体, V/S约为1/4；Z98-44i:龙角山Cu矿床石榴子石中的熔融包裹体, V/S约为1/4；Z98-82c:封山洞Fe-Cu(Au)矿床辉石中流体-熔融包裹体, V+H2O/S约为2/3；Z98-151:鸡笼山Au(Cu)矿床石榴子石中熔融包裹体, V/S约为2/3；Z98-168-3:武山Cu-Fe(Au)矿床石榴子石中熔融包裹体, V/S约为15/85. Cal-方解石；Crist-结晶体；Comp ext-全消光；Ga-石榴子石；Opq-不透明矿物(铁的氧化物或金属硫化物)(下同) Fig. 2 Microphotos of melt inclusions and fluid-melt inclusions in minerals from skarns of magmatic genesis from Daye to Jiujiang-Ruichang region

熔融包裹体和流体-熔融包裹体的激光拉曼分析结果分别表示在表 2与图 3-图 9中。为了准确确定包裹体各测点所测相的激光拉曼谱峰位置和彼此进行对比，尤其是与寄主矿物的对比，我们基本上是一张图上只有一条拉曼谱线。

表 2

Table 2

表 2(Table 2)

表 2 鄂东南-九瑞地区Fe、Cu-Fe(Au)和Au-Cu矽卡岩矿床熔融包裹体和流体-熔融包裹体激光拉曼分析结果统计 Table 2 Statistics of Laser Raman analytical results for melt inclusions and fluid-melt inclusions from Fe, Cu-Fe(Au) and Au-Cu skarn deposits of southeast area of Hebei Province to Jiujiang-Ruichang area of Jiangxi Province

表 2 鄂东南-九瑞地区Fe、Cu-Fe(Au)和Au-Cu矽卡岩矿床熔融包裹体和流体-熔融包裹体激光拉曼分析结果统计 Table 2 Statistics of Laser Raman analytical results for melt inclusions and fluid-melt inclusions from Fe, Cu-Fe(Au) and Au-Cu skarn deposits of southeast area of Hebei Province to Jiujiang-Ruichang area of Jiangxi Province

图 3

Fig. 3

图 3 大冶铁矿床石榴子石中Z98-6-01号流体-熔融包裹体的激光拉曼谱线 Fig. 3 Laser Raman lines of fluid-melt inclusions of Z98-6-01 in garnet from Daye iron ore deposit of Hubei Province

图 4

Fig. 4

图 4 湖北省大冶铁矿床Z96-02号熔融包裹体激光拉曼谱线 Fig. 4 Laser Raman lines of melt inclusions of Z98-6-02 in garnet from Daye iron ore deposit Hubei Province

图 5

Fig. 5

图 5 湖北省铜绿山Cu-Fe(Au)矿床石榴子石中Z98-34-01号流体-熔融包裹体的激光拉曼谱线 Fig. 5 Laser Raman lines of melt inclusions of Z98-34-01 in garnet from Tonglushan Cu-Fe(Au) deposit of Hubei Province

图 6

Fig. 6

图 6 湖北省封山洞Cu-Fe(Au)矿床辉石中Z98-82-03号流体-熔融包裹体的激光拉曼谱线 Fig. 6 Laser Raman lines of melt inclusions of Z98-82-03 in pyroxene from Fengshandong Cu-Fe(Au) deposit of Hubei Province

图 7

Fig. 7

图 7 湖北省鸡笼山Au-(Cu)矿床石榴子石中流体熔融包裹体的激光拉曼谱线 Fig. 7 Laser Raman lines of fluid-melt inclusions of Z98-151-01 in pyroxene from Jilongshan Au(Cu) deposit of Hubei Province

图 8

Fig. 8

图 8 江西省武山Cu(Fe，Au)矿床石榴子石中Z98-168-01号流体-熔融包裹体的激光拉曼谱线 Fig. 8 Laser Raman lines of fluid-melt inclusions of Z98-168-01 in garnet from Wushan Cu(Fe, Au) deposit of Jiangxii Province

图 9

Fig. 9

图 9 美国Big Basen XX矽卡岩矿床石榴子石中84-3-02流体-熔融包裹体的激光拉曼谱线 Fig. 9 Laser Raman lines of fluid-melt inclusions of 84-3-02 in garnet from X X skarn deposit of Big Basen, Nevada, U.S.A

根据图 3-图 9拉曼分析结果得到了表 2。从表 2可一目了然地看出各个矿床矿物包裹体的相态和相组成特征及包裹体中不同相的主要拉曼特征峰的波数(cm^-1)(下同)。与用x光鉴定的方法类似，矿物中包裹体的相组成是用所测对象的主要拉曼特征峰波数与拉曼鉴定手册上矿物和气、液相标准拉曼曲线对比进行鉴定的。例如，当包裹体的寄主矿物为石榴子石时，大冶Fe矿床、铜录山Cu-Fe(Au)矿床、龙角山Cu矿床和武山Cu(Fe, Au)矿床包裹体中的所测对象主要特征拉曼峰波数在869和880、513和543、365和374之间变化，与鉴定手册上的石榴子石相似，也与它们的寄主矿物的主要拉曼特征峰(在875~882、519和541、368和372之间变化)相似，因此把所测对象定名为石榴子石。铜山口Cu矿床和鸡笼山Au(Cu)矿床包裹体中的测定对象主要拉曼特征峰在866和872、510和522、361和365之间变化，它们的寄主矿物的主要拉曼特征峰为865、512和365，所以测定对象仍是石榴子石，但与上述大冶等矿床包裹体的石榴子石有明显不同，后者含钙铁榴石摩尔分数更高，可能是因为石榴子石为固溶体，其成分受形成温度、压力、介质和氧化还原等条件控制，对其晶体结构有一定影响所致。封山洞Cu-(Fe，Au)矿床包裹体的寄主矿物为辉石，其主要拉曼特征峰波数为1009和665，而所测对象的主要拉曼特征峰介于1009和1014、649和667之间，与其寄主矿物主要拉曼特征峰相似，故所测对象应为辉石。包裹体中其他固相、气体和液体的定名均按此法进行。在大冶Fe矿床的Z98-6-01号包裹体里测到了磁铁矿(Mt)，主要特征拉曼峰波数为653，与鉴定手册上的磁铁矿拉曼谱线波数类似。在大冶Fe矿床、铜山口Cu矿床和封山洞Cu-(Fe，Au)矿床的包裹体里测到了方解石(主要拉曼特征峰波数在1078和1086之间变化)与鉴定手册方解石主要特征峰波数相近。除了龙角山和铜山口外，其他矿床的包裹体都测到了H₂O，其主要特征拉曼峰在3416和3458之间变化，属于盐水溶液。在封山洞Cu(Fe，Au)矿床中测到了CO₂(主要拉曼特征峰波数为1367)；在鸡笼山Au(Cu)矿床和铜录山Cu-Fe(Au)矿床分别测得C₃H₆ (1293) 和C₃H₈ (1963？)。城门山矿床Z98-178-01号包裹体是一个含Ga+Qz+V组合的熔融包裹体，其中石榴子石和石英的主要拉曼特征峰分别为873、520、366和465。归纳起来，大冶-九瑞地区矽卡岩矿物中的包裹体具有如下相组合，按出现频率依次为：Ga (或Pyx)+H₂O+V (CO₂, C₃H₆, C₃H₈或含量低而测不出的气相)-Ga(或Pyx) +Cal+H₂O+V-Ga(或Pyx)+ V-Cal+V-Ga+Qz+V等组合。此外，还有个别复杂的相组合：例如大冶Fe矿床98-6-01号包裹体和铜录山Cu-Fe(Au)矿床分别为Mt+Ga+Cal+H₂O+V和Ga+H₂O+Pyx+Zr+C₃H₈组合。

无论是在石榴子石，还是在辉石中包裹体的固相基本上与其寄主矿物属同一族矿物，其次是富Ca和富集Fe的矿物：方解石与磁铁矿。我们在封山洞Cu-(Fe，Au)矿床石榴子石矽卡岩的方解石里检测到了其固相为方解石，也是熔融包裹体。无论是在矽卡岩中方解石包裹体里，还是在石榴子石和辉石中的熔融包裹体中都有方解石存在。在石榴子石或辉石中的熔融包裹体中，方解石与石榴子石或辉石共生。这表明包裹体中的熔体在高温时呈不混溶的几个相：石榴子石熔体、磁铁矿熔体或辉石熔体与碳酸盐熔体。激光拉曼分析结果证明，在鄂东南至九瑞地区分布的矽卡岩矿床，其主要矽卡岩矿物普遍含流体-熔融包裹体和熔融包裹体，这是岩浆矽卡岩的直接证据。大冶Fe矿床石榴子石流体-熔融包裹体含大量磁铁矿，说明矽卡岩浆含成矿物质，与根据图 2得出的认识一致。在挥发分参与下铁和金属硫化物富集成矿。石准立等(1982)曾根据铁矿石的气孔构造认为大冶铁矿床系矿浆成因和热液成因。我们的包裹体拉曼分析结果不仅证实大冶矿浆成因铁矿的存在，而且可以合理解释大冶铁矿床磁铁矿、矽卡岩矿物和壳源碳酸岩矿物共生的地质事实，以及碳酸盐岩在铁矿浆形成过程中去硅和降低铁氧化物熔化温度的重要贡献。

为了对比，我们对赵斌1984年从美国内华达州Big Basin xx矽卡岩矿床采集的石榴子石中包裹体进行了激光拉曼分析，结果显示，所测的包裹体为熔融包裹体(图 9和表 2)。这说明，岩浆矽卡岩不是中国独特的地质现象，在国外也同样存在，可能是一个普遍的规律。

安庆到九华山地区的构造、岩浆岩和矿产分布概况(见图 10)。

图 10

Fig. 10

图 10 安庆-九华山构造、岩浆岩及矽卡岩型矿床分布图(赵斌和赵劲松, 1997) 1-震旦系-侏罗系；2-前震旦系；3-喜马拉雅期玄武岩；4-燕山晚期中性及中偏碱性火山岩及次火山岩；5-燕山晚期中酸性-酸性火山岩；6-燕山期中酸性侵入岩；7-印支-燕山早期花岗岩；8-岩石圈断裂；9-晋宁期板块对接带；10-印支期板块对接带；11-壳断裂；12-盖层大断裂；13-推覆构造；14-长江中下游成矿带范围.① 九华山；② 桃冲；③ 狮子山；④ 铜官山；⑤ 铜山；⑥ 安庆 Fig. 10 The distribution of structures, magmatites and skarn-type deposits along the Middle-Lower Reaches of the Yangtze River (after Zhao and Zhao, 1997)

研究对象涉及安徽和江苏两个省的Cu-Au-Fe矽卡岩型矿床(主要是安徽境内)矽卡岩矿物里的熔融包裹体和流体-熔融包裹体。该地区是我国长江中下游成矿带的主要地段，也是我国Cu-Au-Fe多金属矿床的重要成矿区域，位于扬子地块东部北缘，其大地构造分区与下扬子拗陷吻合。晚元古代，江北型基底与江南型基底的形成及两者的拼合，构成了下扬子拗陷的基底，这个拼合部位是一个构造软弱带，成为后来断裂带发展的基础。因此，长江深断裂带孕育于晚元古代，历经古生代，最后形成于中生代燕山期(常印佛等，1991)。

本区深断裂切割深度大，一般可达下地壳，甚至切穿地壳进入上地幔，成为来自深源的岩浆活动通道，形成巨大的构造岩浆活动带。本区的构造格局是以长江深断裂带为主干的垂向多层次网格系统。在横向上，宿松-南京地区处于强烈剪切扭动部位。近东西向和北东向(或北北东向)组成的断裂网格，将这一地区切割成大小不等、性质和特征不同的菱形块体。

类似于鄂东南-九瑞地区，我们也选出一些含气相的熔融包裹体和流体-熔融包裹体供读者审阅(图 11)。该地区的包裹体特征与鄂东南-九瑞地区的非常相像，不宜重述。

图 11

Fig. 11

图 11 安庆至九华山地区Cu-Fe(Au)矿床矽卡岩矿物中熔融包裹体和流体-熔融包裹体的显微照片 Z94-5：九华山Cu-Fe(Au)矿床具环带石榴子石核部的熔融包裹体, 包裹体中有不透明矿物, V/S值大约为0.1；Z94-5-12：与Z94-5同一环带石榴子石的熔融包裹体, 靠外环带分布, V/S值约为1.5；92-F-17：九华山CuFe(Au)矿床矽卡岩中方解石里的流体-熔融包裹体, V+H2O/S值约为0.8；Z94-70：在雨山闪长岩中的Au矿化石榴子石矽卡岩, 流体-熔融包裹体分布在石榴子石的外环带, V+H2O/S值约为2.3；Z94-70-6：与Z94-70为同一颗粒石榴子石, 流体-熔融包裹体分布在环带核部, V+H2O/S值约为0.1；Sz-19：冬瓜山Cu-Fe(Au)矿床石榴子石里的熔融包裹体, V/S值大致为0.1；Z94-39-1：西狮子山Cu-Fe(Au)矿床石榴子石里的熔融包裹体, V/S值约为0.25；Sz-43-1：东狮子山Cu-Fe(Au)矿床矽卡岩中方解石里的流体-熔融包裹体, V+H2O/S值约为0.43；Sz-65：东狮子山Cu-Fe(Au)矿床石榴子石里的流体-熔融包裹体, V/S值约为0.67；Z94-138：桃冲Fe矿床石榴子石内环带里的熔融包裹体, V/S值约为0.67；Z94-180-32：安庆Cu-Fe(Au)矿床石榴子石中的熔融包裹体, 气体分布在包裹体内颗粒间, V/S值约为0.25；Z94-180-35：安庆Cu-Fe(Au)矿床矽卡岩方解石里的流体-熔融包裹体, V+H2O/S值约为0.25.照片中的符号与图 2的相同 Fig. 11 Microphotos of melt inclusions and fluid-melt inclusions in skarn minerals of Cu-Fe(Au)deposits from Anqing to Jiuhuashan area

从图 11看出，熔融包裹体、流体-熔融包裹体及熔融-流体包裹体普遍含不透明矿物，说明在矽卡岩浆演化的不同阶段捕获的包裹体都含有成矿物质，证明矽卡岩浆是提供成矿物质的重要来源。石榴子石环带核部有不透明矿物存在，表明矽卡岩浆中的成矿物质在矽卡岩矿物结晶早阶段就捕获到成矿物质，是初始矽卡岩岩浆含成矿物质的直接证据。随着矽卡岩岩浆演化，V/S逐步被V+H₂O/S替换，它们的比值越来越大。V/S值介于0.1和0.67之间，V+H₂O/S值介于0.25和2.3之间，但多数小于1.0。此外，成矿物质多在包裹体气泡附近分布，表明气相对成矿物质的搬运有重要作用。这意味着随着温度和压力降低，矽卡岩浆挥发分不断富集，岩浆粘度变小，矽卡岩浆的不混溶作用更容易发生并在岩浆顶部及围岩中富集成矿。矽卡岩中有的方解石含熔融包裹体或流体-熔融包裹体，表明碳酸盐岩曾融化成碳酸盐岩浆，这是岩浆矽卡岩中碳酸盐的特点。除了晚阶段碳酸盐脉含较多流体包裹体为低温产物外, 矽卡岩中的其他产出的碳酸盐矿物可能也是岩浆成因。

研究地区属于长江下游，包括铜陵和南京地区的九华山Cu-Fe矿床，安庆Cu-Fe(Au)矿床、小铜官山Cu-Fe(Au)矿床、东狮子山Cu-Fe(Au)矿床、西狮子山Cu-Fe(Au)矿床、冬瓜山Cu-Fe(Au)和桃冲Fe矿床包裹体的激光拉曼分析结果分别表示在表 3和图 12-图 17中(赵斌等, 1999a, b)。

表 3

Table 3

表 3(Table 3)

表 3 安庆至九华山地区Cu及Cu-Fe矿床矽卡岩矿物中熔融包裹体和流体-熔融包裹体激光拉曼分析结果统计 Table 3 Statistics of Laser Raman analytical results for melt inclusions and fluid-melt inclusions from Cu and Cu-Fe iron deposits in the area from Anqin to Jiuhua

表 3 安庆至九华山地区Cu及Cu-Fe矿床矽卡岩矿物中熔融包裹体和流体-熔融包裹体激光拉曼分析结果统计 Table 3 Statistics of Laser Raman analytical results for melt inclusions and fluid-melt inclusions from Cu and Cu-Fe iron deposits in the area from Anqin to Jiuhua

图 12

Fig. 12

图 12 安庆Cu-Fe(Au)矿床辉石中Z94-180-01号熔融包裹体的激光拉曼谱线 Fig. 12 Laser Raman lines of Z94-180-01 melt inclusion in pyroxene from Anqing Cu-Fe(Au) deposit, Anhui province

图 13

Fig. 13

图 13 安徽省桃冲Fe矿床石榴子石中Z94-180-01号熔融包裹体的激光拉曼谱线 Fig. 13 Laser Raman lines of Z94-180-01 melt inclusion in garnet from Taochong Fe deposit, Anhui Province

图 14

Fig. 14

图 14 安徽省东狮子山Cu-Fe(Au)矿床ES-51-01号熔融包裹体的激光拉曼谱线 Fig. 14 Laser Raman lines of ES-51-01 melt inclusion in garnet from Dongshizishan Cu-Fe(Au) deposit, Anhui Province

图 15

Fig. 15

图 15 安徽省小铜官山Cu-Fe(Au)矿床石榴子石中91g流体-熔融包裹体的激光拉曼谱线 Fig. 15 Laser Raman lines of 91T-26-01g fluid-melt inclusion in garnet from Xiaotongguanshan Cu-Fe(Au) deposit, Anhui Province

图 16

Fig. 16

图 16 安徽冬瓜山Cu-Fe(Au)矿床石榴子石中Sz-19-01号熔融包裹体的激光拉曼谱线 Fig. 16 Laser Raman lines of Sz-19-01 melt inclusion in garnet from Dongguashan Cu-Fe(Au) deposit, Anhui Province

图 17

Fig. 17

图 17 江苏省九华山Cu-Fe(Au)矿床石榴子石中Z94-12-(2) -01熔融包裹体的激光拉曼谱线 Fig. 17 Laser Raman lines of Z94-12-(2) -01 melt inclusion in garnet from Jiuhuashan Cu-Fe(Au) deposit, Jiangsu Province

从图 12-图 17和表 3得知，矿物包裹体的主要组成与大冶-九瑞地区分布的矽卡岩型矿床情况类似，包裹体里的固相组成基本上与其寄主矿物属同一族，次要的固相为碳酸盐矿物。例如安庆Cu-Fe(Au)矿床辉石中测试对象的主要特征拉曼峰波数为1014、668、388，与其寄主矿物的主要拉曼特征峰波数(1014、688、382) 十分相似，故辉石中的测定对象为辉石。本次主要分析了石榴子石中的包裹体，它们的寄主矿物主要拉曼特征峰波数介于865和877之间，包裹体中的测试对象主要拉曼特征峰波数在866和883之间变化，绝大多数为868~878。所以测试对象的主要拉曼特征峰波数与其寄主矿物相似，定名为石榴子石。在较多的包裹体中都检测到气体，但成分有差异，例如安庆Cu-Fe(Au)矿床流体-熔融包裹体含C₂H₆，东狮子山Cu_Fe(Au)矿床和冬瓜山Cu_Fe(Au)矿床的熔融包裹体含CH₄与C₆H₆, 小铜官山Cu-Fe(Au)矿床的流体-熔融包裹体只含C₆H₆，九华山Cu-Fe(Au)矿床熔融包裹体则含C₃H₈和O₂。此外，在安庆和小铜官山Cu-F(Au)矿床包裹体里检测到方解石和H₂O, 还有一些未知相和不确定的相。

在安庆至九华山一带沿江地区分布的矽卡岩型Cu-Fe(Au)矿床中，主要矽卡岩矿物石榴子石和辉石都含有熔融包裹体，只检测到一个流体-熔融包裹体。熔包裹体的固相主要具有石榴子石的结构，与其寄主矿物属于同族矿物，其次为具有碳酸盐结构的矿物，但含量很少。辉石里的包裹体主要由辉石和少量方解石与流体组成。安庆，东狮子山，冬瓜山、九华山等矿床中的石榴子石和辉石普遍含有上述气相。

综上所述，大冶-九瑞地区和铜陵-南京九华山地区矽卡岩型矿床中的石榴子石、辉石和方解石都含熔融包裹体和流体-熔融包裹体，其共同点是它们共存，它们的固相与其寄主矿物相似，是岩浆矽卡岩的直接证据。两个地区的矽卡岩多数矿物包裹体中有不透明矿物存在，为矽卡岩浆是岩浆矽卡岩型矿床成矿物质来源提供了有力证据。两地区岩浆矽卡岩矿物包裹体的唯一差别是，大冶-九瑞地区以含微量H₂O的流体-熔融包裹体为主，铜陵-南京九华山地区的矽卡岩以含气相的熔融包裹体为主，包裹体中的H₂O的拉曼峰很小，表明其含量很低。

由激光拉曼分析包裹体的固相组成与用电子探针对鄂东南矽卡岩矿床石榴子石中熔融包裹体分析结果(赵劲松等，2003)相符，也与海南岛石碌铁矿床二透岩中石榴子石里熔融包裹体的固相激光拉曼分析结果一致(赵劲松等，2008)，说明用激光拉曼光谱仪鉴定包裹体的相组成有效。基于这种认识，我们作如下讨论。

在沿长江中下游分布的Fe、Fe-Cu(Au)、和Au-(Cu)矽卡岩型矿床中，主要矽卡岩矿物普遍含有熔融包裹体和流体-熔融包裹体，其固相组成基本上与包裹体的寄主矿物相似或结构相似，属同一族矿物；包裹体中的气相计有CH₄、C₂H₆、C₆H₆、C₃H₆、C₃H₈、CO₂和O₂，液相主要为H₂O或盐水溶液.基于对矿物中捕获的包裹体是迄今保留下来的最完整的最直接的原始流体(或熔体)样品的认识，本研究所涉及含这些熔融包裹体与流体-熔融包裹体的矽卡岩无疑是岩浆成因的。因此可以认为，激光拉曼分析为岩浆矽卡岩的岩浆成分提供了科学依据。

根据本文研究矽卡岩型矿床已有包裹体测温学资料(赵斌等, 1995a, b, 2002; Zhao et al., 2003)，在所获得的63个均匀温度数据中，熔融包裹体占49个(其中石榴子石占41个、辉石6个、方解石2个)、流体-熔融包裹体占9个(其中有4个石榴子石、2个辉石、1个方解石、1个阳起石和1个石英)和流体包裹体5个(其中石榴子石4个，辉石1个)。石榴子石和辉石中的熔融包裹体具有895~1115℃均匀温度，流体-熔融包裹体具有745~750℃均匀温度，流体包裹体的均匀温度介于580~675℃之间。包裹体的相组成及均匀温度证明，所研究的若干矽卡岩型矿床的矽卡岩应为岩浆成因。

本文的研究结果主要是在中酸性岩体与三叠纪至石炭纪地层接触带及其附近产出的矽卡岩矿床里的包裹体。从大冶到九华山的直线距离大约300多千米，在这样大范围里分布的15个主要矽卡岩矿床都含熔融包裹体和流体-熔融包裹体，说明矿化岩浆矽卡岩的规模大和分布范围广泛。我们以前也曾提出这一认识(赵斌等，2002)，但因缺乏包裹体的相成分资料而显得证据不够充分。现在我们可以肯定地说，在中国分布的大多数矽卡岩是岩浆矽卡岩，不是交代成因矽卡岩，特别是所谓的干矽卡岩。需要说明的是，显微镜下观察到矽卡岩矿物含熔融包裹体和流体-熔融包裹体的数量更多，不可能对所观察到的包裹体都进行测温、电子探针和激光拉曼分析。如果考虑中国北方矽卡岩矿床的矽卡岩矿物里熔融包裹体与流体-熔融包裹体的激光拉曼分析结果(赵劲松等，2015)，我们的这一看法更是勿容怀疑。在这些矿床随意采集一块标本，制成包裹体薄片后，在偏光显微镜下都能观察到熔融包裹体和流体-熔融包裹体，说明它们分布普遍。岩浆成因矽卡岩及矽卡岩型矿床不仅在中国广泛分布和规模巨大，推测国外的情况也会如此。

根据掌握的资料，早期矽卡岩(主要矽卡岩矿物为石榴子石和辉石)都含流体-熔融包裹体和熔融包裹体，基本上或主要属岩浆成因，因为我们在石榴子石或辉石中的多相包裹体里没有检测到氯化物盐类矿物。过去一直把碳酸盐矿物视为低温产物，因此，通常把含方解石的包裹体当作低温热液产物处理。实际上，在熔融包裹体和流体-熔融包裹体中检测到的方解石是与石榴子石或辉石呈平衡的高温熔融体结晶产物。

根据激光拉曼分析结果，与在安庆-九华山一带分布的以矽卡岩型Cu矿床为主的情况相比，在大冶-九瑞地区分布的以矽卡岩型Fe矿床为主的早期矽卡岩矿物多以含流体-熔融包裹体为特征，表明所谓的干矽卡岩并不完全在无H₂O条件下形成，此与前人的认识有别。根据早期矽卡岩不含羟基矿物，前人把它们当作在缺H₂O条件下形成的推测带有局限性和片面性。

矽卡岩浆的来源应该有深部和浅部之分。根据我们的Nd-Sr同位素资料(赵斌和赵劲松, 2010a), 相当多的岩浆矽卡岩不是由在地表所观察到的中酸性岩体与碳酸盐地层相互作用形成。这个事实说明，相当一部分矽卡岩岩浆是在地壳深部(下地壳)基性到中酸性岩浆吞噬了部分碳酸盐地层。本地区基底厚大变质碳酸盐岩和大冶-九瑞地区浅变质岩在研究区上地幔隆起过程中带来的热和地温梯度造成的高温双重影响下发生了部分熔融，形成深源矽卡岩岩浆。这种形成机制得到了高温高压实验结果的证明(赵斌等，1993)。浅源矽卡岩岩浆是在地表及其附近产出的中酸性岩浆岩的岩浆高温导致接触带的碳酸盐地层部分熔融，使比较均匀的中酸性岩浆与在接触带部分熔融产生的碳酸盐熔浆混合而局部形成矽卡岩岩浆。这种形成机制也得到了高温高压实验资料的证实(赵斌等，2007)。我们这种分法与文献中原地岩浆矽卡岩和异地岩浆矽卡岩的分法有些相似(杜杨松等，2011)。深源矽卡岩岩浆与中酸性岩浆不混溶，它们相伴或分别沿着前面提到的深大断裂上升，在地表附近就位、冷却、结晶形成中酸性岩浆岩和岩浆矽卡岩。它们不仅在时空分布上有密切联系，而且还有成因联系。由于中酸性岩浆比矽卡岩岩浆粘度和比重的差异，前者应率先上升到地表附近(赵斌等，2007)，随后便是矽卡岩浆沿着同一断裂带上升，在中酸性岩体附近就位、冷却、不混溶和结晶。按照这种比较理想的岩浆矽卡岩形成模式，应在野外观察到岩浆矽卡岩切割中酸性岩浆岩的地质证据。如果它们又多次侵入，还可见到彼此穿插的现象。采用多种同位素方法可以判别岩浆矽卡岩与中酸性岩浆岩的成因联系。实际上，相当多的矽卡岩浆和与之共生的中酸性岩浆并不沿同一断裂带上升或者是不在同一构造带里就位，所以不少岩浆矽卡岩与其空间伴生的中酸性岩体和碳酸盐地层缺乏成因联系的证据。浅源矽卡岩浆无需长距离地迁移，基本上留在接触带。鉴于矽卡岩浆与中酸性岩浆不混溶作用不彻底，在两种成分不同的岩体中可以观察到你中有我和我中有你的现象。

这个问题比较复杂，这里只就本次包裹体激光拉曼分析结果做初步讨论。从包裹体激光拉曼分析资料看，碳酸盐熔体与矽卡岩浆和铁氧化物之间不仅发生过不混溶作用，而且前者有过剩。这种过剩的碳酸盐岩浆可聚集形成壳源碳酸岩岩体、岩墙或岩脉(赵斌等，2004)。虽然流体-熔融包裹体可在宽广的温度范围形成(Zhao et al., 2003)，但含H₂O较多的流体-熔融包裹体是在岩浆作用晚期形成，是岩浆-热液过渡的标志性特征。大冶铁山Fe矿床因铁矿石具有气孔构造而被认为既有矿浆也有热液成因的特征，称为岩浆-热液过渡型矿床(石准立等，1981；翟裕生等，1992；林新多，1999)。研究地区基底的变质碳酸盐岩和磁铁石英岩和同化碳酸盐地层的铝硅酸盐岩浆为岩浆矽卡岩矿床提供了物质基础。湖北大冶铁山Fe矿床中的Fe矿体、岩浆矽卡岩(赵劲松等，2000；赵斌等，2002；Zhao et al., 2003)和壳源碳酸岩(赵斌等，2004)时空分布关系密切。在大冶Fe矿床Z98-6号标本石榴子石中的流体-熔融包裹体含有磁铁矿、石榴子石、方解石和H₂O，可能是大冶铁山Fe矿床、岩浆矽卡岩和壳源碳酸岩时空分布、成因联系的缩影，表明铁山分布的Fe矿床、岩浆矽卡岩和壳源碳酸岩可能是岩浆-热液过渡的典型实例，它们由同一熔融体经过不混溶和结晶分异等作用形成。我们还可以推测，这里Fe矿的形成很可能与碳酸盐的部分熔融有密切关系，犹如炼铁、炼钢工业中常采用碳酸盐做助溶剂的道理一样。Fe-C体系的实验资料也支持Fe矿浆的观点(Weidner, 1982)。还有一个值得商榷的问题，就是幔源碳酸岩常与碱性硅酸盐岩浆岩共生，并与许多金属(REE、Nb-Ta、U-Th、Cu、Au等)、非金属(磷灰石、萤石、蛭石、金刚石等)矿产的成矿作用密切相关(宋文磊等，2012)，可否把壳源碳酸岩在空间上与岩浆矽卡岩共生及与之有关的矿产主要是Fe、Cu、W、Sn、Mo和Au等矿床作为一种规律性的认识，还有待今后进一步证实。

矽卡岩矿床是指成矿作用与矽卡岩的形成密切相关，一般是矿化略晚于又交代矽卡岩的矿床，因此，后者的部分围岩是矽卡岩(涂光炽，2003)。许多矽卡岩型矿床都是产在湿矽卡岩中。湿矽卡岩是由干矽卡岩退化蚀变作用而成，与干矽卡岩的唯一区别是含有羟基矿物或主要由含羟基矿物组成，其形成压力和温度比较宽广，一般而言，它们在比干矽卡岩更低的温压条件下形成。然而实验资料表明，石榴子石、辉石和角闪石也可以在相同温度和压力条件下同时生成(Zhao et al., 1985)。湿矽卡岩中的成矿作用反映了成矿过程必有挥发分参加的道理。正如涂光炽所言，“金属矿床不能脱离成矿元素而单独存在，成矿元素经过高度富集才能成矿，这是最简单的常识；但如果没有挥发分的参与(如H₂O，CO₂，F，Cl等)，金属元素亦不可能发生活化、溶解、迁移，当然也就谈不上富集成矿……”(涂光炽，1990)。透闪石-阳起石固溶体系列的角闪石、符山石和绿帘石等含羟基的矿物是在P_H2O和温度比较高的条件下才可能形成。已有资料证明，矿化湿矽卡岩符山石里的熔融包裹体均匀温度高达1050℃，符山石是岩浆成因的(赵劲松, 2007)。也有实验证明阳起石的岩浆成因(Lledo and Jenkins, 2008)。在灰岩(或白云质灰岩)-闪长岩(或石英闪长岩、花岗岩、麻粒岩)-NaCl (或Na₂CO₃)-H₂O体系中，透闪石-阳起石固溶体系列的角闪石多在500~700℃和100MPa下形成(Zhao et al., 1985)，这一温度间隔恰好落入了流体-熔融包裹体均匀温度的范围。湿矽卡岩既可以是岩浆矽卡岩的自变质产物，也可以由中酸性岩浆岩的热液交代而成。同样，岩浆矽卡岩矿床的成矿元素也可能是多来源的：矽卡岩浆本身、而矽卡岩浆中的成矿元素应主要来自被碳碳酸盐地层同化了的中酸性岩浆和地层，也不排除部分成矿物质来源于与岩浆矽卡岩无成因联系的中酸性岩体和上地幔的可能性。不难看出，含矿热液在交代早期形成干矽卡岩的同时，成矿元素也从热液中沉淀成矿，这可能是矽卡岩型矿床主要与湿矽卡岩相伴的重要原因之一。

岩浆矽卡岩和岩浆矽卡岩矿床理论不仅具有重大学术意义，对指导深部矽卡岩型矿床的找矿工作也具有重要的实际意义。根据热液交代作用形成矽卡岩型矿床的理论，找矿工作基本上在近地表附近，而岩浆矽卡岩型矿床的找矿工作既可以在地表以下不很深的地方，也可以在地壳比较深的部位。我国湖北大冶铁矿和安徽冬瓜山铜矿在地表以下1000m左右找到厚而富的矿体就是实例(魏世昆等，2013)。

对长江中下游15个产在中酸性岩体与碳酸盐围岩接触带的Fe、Fe-Cu(Au)和Au-Cu矽卡岩型矿床里30个矿物包裹体(主要为石榴子石，其次为辉石和方解石)的组成进行了激光拉曼分析，获得包裹体中51个测点数据和19个寄主矿物分析数据。分析结果证明，所研究的矿物包裹体均为熔融包裹体和流体-熔融包裹体。它们的固相与其寄主矿物属同一族矿物，液相为H₂O或盐水溶液，气相计有C₆H₆、C₃H₈、C₂H₆、C₃H₆、CH₄、CO₂和O₂，是矽卡岩浆成分的直接证据。根据激光拉曼的分析结果可以认定，岩浆矽卡岩在长江中下游地区分布广泛和规模巨大。此与前人的看法不同，前人认为岩浆矽卡岩主要呈脉体和在碳酸盐岩中产出，我们认为岩浆矽卡岩不仅呈脉体产出，更多和更重要的岩浆矽卡岩是产在中酸性岩体与碳酸盐围岩接触带及其附近，绝大多数岩浆矽卡岩是矽卡岩型矿床的主体，应称为岩浆矽卡岩型矿床或岩浆-热液过渡型矿床。许多熔融包裹体和流体熔融包裹体都含不透明矿物，在具环带石榴石的核部也观察到不透明矿物，为矽卡岩岩浆是提供岩浆矽卡岩型矿床成矿物质来源的直接证据。