贵州天柱大河边超大型重晶石矿床地质特征及成矿机制探讨

夏瑞，徐东波，陆莎桃，石庆鹏，刘灵

（1.贵州省地矿局101地质大队，贵州 凯里 556000；2.黔东南州自然资源局，贵州 凯里 556000；3.贵州炉碧经济开发区自然资源分局，贵州 凯里 556004）

0 引言

大河边重晶石矿床于1957年发现，1983—1985年由贵州省地矿局103队普查，提交重晶石矿石资源量1.08亿吨。2012—2014年由贵州省地矿局101队开展整装勘查，提交重晶石矿石资源量1.66亿吨，是贵州唯一超大型重晶石矿矿床（文星桥等，2014①）。

20世纪80年代至今很多学者对矿床地质特征（余洪云，1988；范峻慧和吴湘滨，2012）、矿床地球化学特征（方维萱等，2002；夏菲等，2004，2005；吴卫芳等，2009；孙泽航，2015）、成矿物质来源（侯东壮等，2015）、矿床成因（彭军等，1999；孙学通和姚慧，2005；夏菲等，2005；杨瑞东等，2007）进行了不同程度的研究，取得丰硕的成果。对于矿床成因各持已见，主要观点有：（1）生物成因；（2）热液成因；（3）成岩成因；（4）冷泉成因。矿床成因认识分歧导致对成矿机制及控矿因素研究、成矿规律总结和成矿理论的认识有较大影响。为此，在前人研究基础上，本文依托“贵州省天柱寨脚重晶石矿大精查”，从矿床地质特征、成矿盆地特征，讨论该重晶石矿床形成机制，以深化对重晶石成矿理论的认识。

1 区域地质特征

研究区大地构造位于扬子陆块（Ⅰ级）的上扬子地块（Ⅱ级）之江南加里东造山带（Ⅲ级）南西端（图1）。区域成矿带，按照全国成矿区带的划分，属滨太平洋成矿域的扬子成矿省（陈毓川等，2006）；按贵州成矿区带划分方案，属江南加里东造山带西段重晶石Au-Sb-Pb-Zn-Cu-W-Sn成矿带（陶平等，2018）；按照全国重晶石矿成矿区带划分，属江南隆起西段成矿带（田升平等，2014）。

图1 天柱县大河边重晶石矿床区域构造图（据李文炎和余洪云，1991，修改）

研究区位于贡溪复式向斜的南东翼，具有褶皱构造复杂，断裂构造发育的特点，主要断裂有北东、北北东向及东西向三组构造，这些断裂构造为重晶石成矿期后构造，对重晶石具有破坏作用。区域出露地层主要为新元古界下江群、南华系、震旦系、古生界寒武系，区内重晶石矿主赋存于震旦系—寒武系老堡组。

2 矿床地质特征

2.1 矿区地质

矿区出露地层为南华系、震旦系、寒武系等地层，重晶石主要赋存于震旦—寒武系老堡组中。赋矿地层岩性组合特征及含矿岩系特征如下：

陡山陀组（Pt33d）：顶部为灰黄、灰白色含锰硅质岩和含锰页岩，厚1.0～1.5 m；顶部为黑色含铁、锰炭质粘土岩或含黄铁矿泥晶白云岩、粘土岩。中部至下部为黑色炭质页岩。底部细晶白云岩，偶见铅锌矿呈团块状、浸染状产于白云岩中。并以其作为与下伏分界标志，与下伏地层不整合接触，厚10～217 m。主要分布于坪地向斜两翼。

老堡组（Pt33b-Є1l）：也称留茶坡组，为跨系岩石地层单位。岩性以深灰色薄层—中厚层硅质岩为主，其间夹黑色薄层炭质粉砂岩、炭质粘土岩、粉砂质炭质粘土岩，岩层褶皱发育，顶部硅质岩及炭质粘土岩中常磷质结核，结核大小不等，多为球状、椭球状，少数为不规则状，杂乱无序分布，岩石局部显示水平纹理、具水平层理。该组赋存重晶石矿层称为“含矿岩系”。含矿岩系厚度0.73～18.17 m。以大河边剖面为代表，自下而上可细分6层（图2）。其中，3～5层为重晶石的主矿体；2层和6层分别为直接底板和直接顶板，是围岩与重晶石矿层之间的沉积过渡带，BaSO4含量32%～98%。矿体形态多呈层状。在距上结核层顶界之上1～3 m内常见由方解石、重晶石、细粒黄铁矿及少量石英矿物组成的白色“斑点”，斑点内部具环带状构造，内圈由白色方解石、少量石英及重晶石矿物组成，外圈为细粒黄铁矿围绕，平面形态为不规则多边形，大小2～4 mm，沿层分布，较为稳定。

图2 天柱大河边重晶石矿床含矿岩系剖面柱状图（余洪云和吴学贵，1986②）

九门冲组（Є2jm）：顶部为灰、深灰色薄至中层细晶灰岩，偶夹深灰色含炭质页岩；中上部为黄灰—灰色粘土质页岩，粉砂质炭质页岩；下部为黑色含炭质页岩、含炭粘土岩夹薄层状云母细砂岩，风化后呈灰白、灰褐色。厚50～200 m。

区内褶皱、断裂构造发育。褶皱以贡溪-坪地向斜为主，向斜轴线总体走向NE45°，延伸长50余km。跨度10 km，核部出露上寒武系—中寒武地层。两翼为震旦系、南华系及青白口系地层。南东翼地层倾角一般为30～40°，北西翼倾角为35°。核部地层倾角较平缓，多在15°以下。两翼还发育崩龙山背斜、坪能向斜、云洞背斜、高架背斜、卜登寨背斜、脚寨向斜，呈北东向雁列式展布。区内断裂构造主要为北东—北东东向。计有F1、F2、F3、F4、F5、F6、F7、F8等断层，其中规模较大断层，且对重晶石矿体控制及破坏的断层有F1、F2、F3和F8等断层，其余断层对重晶石矿体影响较小（图3）。

图3 天柱县大河边重晶石矿床地质图（a）及剖面图（b）（据文星桥等，2014①）

2.2 矿体特征

重晶石矿体产于震旦系—寒武系老堡组上部。矿体长向长1.1 km，倾向延伸宽400～1200 m，为大型规模。最大厚度14.64 m，最小厚度0.53 m，一般厚度3～5 m，平均厚度3.49 m。矿体呈层状，与围岩整合接触，同步褶皱。矿体走向北东45°，倾向北西，倾角25～45°，一般为35°。沿倾斜方向在深部矿体倾角变缓，平均12°。

按矿体沿走向变化特征规律，由西南至东北大致划分为南段、中段和北段，各矿段特征综述如下。

南段：位于坪地向斜南东翼的大代白至圭勺一带。矿体走向长3258.13 m，最大厚度为8.78 m，最小厚度为2.50 m，平均厚度为5.16 m，矿体厚度变化系数35.28%。

中段：位于坪地向斜南东翼的大河边至上公塘一带。矿体走向长3654.99 m，最大厚度14.64 m，最小厚度为0.92 m，平均厚度为3.49 m，矿体厚度变化系数为37.20%。北段：位于坪地向斜南东翼山环至高吊一带。矿体走向长4266.89 m，最大厚度3.54 m，最小厚度为0.53 m，平均厚度1.42 m，矿体厚度变化系数52.47%。区内重晶石矿体与含矿岩系厚度变化如（图4）所示，即ZK2602（1.36 m）→ZK2001（10.2 m）→ZK1602（10.07 m）→ZK1401（14.64 m）→ZK1203（8.27 m）→ZK1006（2.35 m）→ZK801（1.91 m）→ZK403（5.08 m）→ZK002（3.97 m）。

图4 天柱大河边重晶石矿床含矿岩系及矿体厚度变化对比图

2.3 矿石特征

2.3.1 矿石矿物组分

矿石矿物主要为重晶石，次要矿物为白云石、方解石、炭质有机质，少量自生石英、斜长石、粘土矿物、黄铁矿等，其含量因矿石类型不同各异（表1）。

表1 天柱大河边重晶石矿床矿物含量特征表

2.3.2 矿石化学组分

（1）有益组分：BaSO4是矿石中的主要有益组分，单工程品位为32.06%～98.06%，平均品位为85.58%；工程平均品位为48.53%～96.55%，平均品位85.56%；块段平均品位78.64%～87.17%，平均品位84.97%。

（2）有害组分：矿石中含SiO2：0.46%～11.22%，Al2O3：0.15%～3.18%，Fe2O3：0.41%～3.69%，CaO：0.39%～2.94%，MgO：0.20%～2.20%，水溶盐：0.46%～0.75%。其中SiO2、Al2O3、Fe2O3近地表含量分别为1.49%、0.89%、0.76%，往深部含量分别为1.01%、0.38%、0.35%，地表比深部高；CaO、MgO地表含量分别为0.05%、0.09%，深部含量分别为0.88%、0.47%，地表比深部低。

（3）伴生组分：矿石伴生元素有Sr（1.0×10-6）、B（0.0185×10-6）、Y（0.03×10-6）、Yb（0.001×10-6），Mn（0.002×10-6）、Cu（0.002×10-6）、Pb（0.001×10-6）。

2.3.3 矿石类型

矿石自然类型按矿石结构构造划分，分为块状矿石、条带状矿石、花斑状矿石、溶孔状矿石、结核状矿石等（图5）。工业类型按有用矿物含量及伴生杂质成分划分为优质型、钙质型、硅质型和泥炭质型。矿石成因类型为海相沉积型矿石。

图5 主要矿石类型照片

区内矿石结构构造在垂向上的分布呈现一定规律：条纹构造主要出现于矿层下部和上部，一般为粉—细晶结构；块状、花斑状构造位于矿层中部，一般为碎裂状、溶蚀结构、砂屑结构；结核状构造分布于矿层顶板或底板，一般为他形—半自形粒状结构和条柱状结构等。

2.3.4 矿石结构与构造

（1）矿石构造

矿石构造主要为条纹状、块状、花斑状和结核状等构造（图6）。

图6 矿石典型构造照片

（2）矿石结构

矿石结构主要为他形—半自形粒状结构和粉—细晶结构，其次为交代熔蚀结构、泥晶藻砂屑结构、碎裂结构（图7）。

图7 矿石典型结构照片

2.3.5 后期蚀变

重晶石矿层产于老堡组中上部硅质岩层系内，形成层纹状、块状及“花斑状”构造。其中的“花斑状”构造为矿层（岩石）中包含一定的方解石团块及条件等而致。因此，矿化蚀变特征，主要发生于重晶石矿层。硅质岩及炭质泥岩等围岩未见明显的方解石化蚀变。

含矿岩系硅质岩及炭质泥岩等普见的黄铁矿细粒及团块，系赋矿地层沉积建造时所还原环境伴生沉积作用形成。重晶石矿层中的少量黄铁矿，部分应为伴随重晶石矿形成过程的矿化蚀变。

此外，在震旦系陡山沱组白云岩中偶见闪锌矿化、方铅矿化、白云石化及硅化。

3 成矿盆地特征

3.1 含矿岩系分布变化规律

含矿岩系主要分布圭勺—大河边—高吊一带。其厚度由南西至北东由厚变薄，即在圭勺—大代白一带最厚10～16.37 m；在相公塘—虾麻塘—大河边一带厚度为5～8 m；在高吊—山环一带厚度2～5m。

3.2 矿体厚度、品位变化规律

区内重晶石矿体厚度变化与含矿岩系厚度变化规律一致，即南西往北东方向由厚变薄变厚的变化规律；在盆地中心如圭勺—大代白—圭绿山—大河边—虾麻塘一带不仅矿体厚度，矿石质量也好，品位较高，如ZK1604矿体厚度14.64 m，平均品位85.56%，矿石类型主要为块状矿石，而往盆地边部，矿体厚度变薄、品位降低。在盆在中心矿体厚度大、品位富。因此区内矿体厚度与含矿岩系厚度变化规律，正好反映成矿盆地的中心部位置。

3.3 成矿盆地沉积相特征

新晃贡溪—天柱大河边沉积成矿盆地位于雪峰基底隆起带上，通过对大河边重晶石矿床研究，认为该大河边成矿盆地属地垫式盆地，盆地总体呈北东向展布，大河边重晶石矿床位于沉积成矿盆地南西段，沉积成矿盆地具中心相、过渡相和边缘相分带特点（图8），各相带特征如下。

图8 天柱大河边重晶石成矿盆地模式图

（1）中心相特征：①钻孔揭露矿体最厚度为14.64 m，一般厚度5～10 m；②矿石为细—中晶结构，矿石以块状、柱状、流纹状构造为主；③矿体内部很少有夹石，矿层底板主要为炭质页岩及重晶石结核，厚度0.1～0.72 m；④矿体底板直接与陡山沱组“盖冒白云岩”接触，没有泥炭质岩作为过渡层；⑤矿石品位最高达92%，一般 80%～90%。

（2）过渡相特征：①钻孔揭露矿体最大厚度为4.5 m，一般1～3 m；②矿石结构为粉—细晶，以纹层状、水平状构造为主，有时出现花斑状构造；③矿体内部常见泥炭质硅质夹层；④矿层顶底板岩性为硅质岩夹炭质页岩，厚度2.1～5.0 m；⑤矿石品位最高达78%，一般 60%～70%。

（3）边缘相特征：①矿体厚度＜0.5 m；②矿石为泥晶结构，构造以结核状为主，少量纹层状构造；③矿体内部成分含大量陆源碎屑组分，常与硅质岩和炭质岩互层；④矿层顶底板岩性浙变过渡，界线不清；⑤矿石品位为50%左右。

4 成矿机制探讨

4.1 成矿背景

大河边重晶石矿床位于扬子陆块与华夏陆块之过渡带，即江南造山带西南段。雪峰运动之后扬子陆块发生裂解形成雪峰裂谷盆地，在埃迪卡拉纪至寒武纪沉积了一套黑色含磷、炭页岩及硅质岩组合。在该盆地北西侧发育一条东西向古断裂构造，总体呈北东东—南西西展布，长达1100 km，属扬子陆块边缘深大断裂，该断裂从雪峰期—加里东期—燕山期仍在活动，产于岩浆活动、地震作用频繁，为区内重晶石成矿提供热源。处于扬子陆被动大陆斜坡带常发生同生断裂，在玉屏—新晃—天柱一带形成一系列次级断陷盆地，沉积成矿盆地控制玉屏丙溪、天柱大河边、新晃贡溪等重晶石矿床形成。

4.2 成矿物质来源

（1）钡来源

关于钡来源观点众多，第一种观点是陆源补给；第二种观点认为是岩浆气-液作用（吴朝东等，1999）；第三种观点认为与钾镁煌斑岩有关（方维萱等，2002）；第四种观点认为是热水喷流沉积作用形成，具壳源和幔源的混合来源（夏菲等，2005，侯东壮等，2015）。

通过区内重晶石矿床含矿岩系剖面特征观察，含矿层中均见到重晶石结核、磷结核、硅质结核和钙质结核，其结核体紧随重晶石共生，通过结核状重晶切片观察，具放射状结构和环带构造，34S同位素在30‰～40‰，与块状重晶石接近，均高于同期海水值，认为结核状重晶石属原生重晶石产物。从区内矿石和围岩微量稀土元素特征显示，表明重晶石和围岩的成矿物质来源相同，均为热水沉积产物（侯东壮等，2015）。

（2）硫来源

根据侯东壮等（2015）对大河边矿床研究，重晶石矿床中硫同位素δ34SV-CDT变化范围为3.64%～4.14%，平均值为3.89%，具有明显的富34S特征；热液体系硫同位素分馏和还原细菌分馏是造成重晶石矿床具有较高34S特征值的原因，硫的物质来源为海水硫酸盐和热液中硫酸盐，且海洋生物参与成矿。

（3）氧来源

根据侯东壮等（2015）对大河边矿床研究，重晶石矿床矿石中δ18OSMOW变化范围为1.70%～2.18%，使用硫酸盐-氧同位素地热温标法测得热液和海水混合后的沉积温度为61.8～97.6 ℃，温度集中在75～83 ℃，表明热液参与成矿。氧同位素和硫同位素呈正比关系，表明氧元素和硫元素具有同源性，推测以SO42-的形式参与成矿。

综上，从区内钡、硫和氧等成矿物质的来源分析来看，大河边超大型重晶石矿床为热水喷流沉积矿床，是深部来源的钡和海水中硫酸根混合沉积形成（侯东壮等，2015）。

4.3 钡矿物形成途径

研究表明，区内重晶石结构与构造具有明显热水喷流特征如脉状构造、冲刷构造、饼状构造、柱状构造、块状构造、斑状构造、纹层状构造和结壳状构造（杨瑞东等，2007）。夏菲（2012）对华南下寒武统重晶石矿床成矿机制研究表明，该区重晶石成矿具有热水沉积与生物演化作用成矿的特征。

通过本区沉积成矿盆地沉积相及含矿岩系特征分析，成矿盆地的沉积物分带明显，具有中心相、过渡相和边缘相特征，处于中心相带重晶石矿体厚度大，品位富，矿石结构构造复杂，垂向分带明显；过渡相矿体厚度一般不大，垂向分带不明显；边缘相矿体厚度薄，无分带性。含岩系岩性变化具有分布性，即中心相硅质岩含量少，以炭质有机质为主，过渡相至边缘相硅质岩逐渐增多，常出现硅质岩与炭质页岩互层。表明重晶石沉积受当时沉积环境的古地形影响较大。

4.4 成矿因素的相互制约

根据涂光炽（1987）对大河边重晶石及围岩的形成时代研究，其成矿年龄大约在566～475 Ma。与埃迪卡拉纪顶界时限（541 Ma）相当，与全球成矿时间基本一致。研究表明，华南晚震旦世—早寒武世热水沉积成矿建造主要包括硅质岩建造、硫化物建造、重晶石建造等。热水沉积成矿建造广泛发育在震旦系顶部，如贵州瓮安磷矿等（郭庆军等，2003）；热水沉积重晶石建造则广泛分布在扬子地块南缘湘、黔、皖、赣、浙下寒武统，如贵州天柱大河边—新晃贡溪重晶石矿床、玉屏丙溪重晶石矿床、安徽绩溪重晶石矿床等。众多学者研究认为，天柱大河边重晶石矿床属海底热水喷流沉积成矿，属低温热液矿床，矿床受古地理、地层、岩相及成矿盆地等因素控制。

4.5 成矿机制分析

天柱大河边及其周边的湖南新晃、玉屏丙溪的重晶石矿是雪峰运动之后扬子大陆发生裂解作用形成埃迪卡拉至寒武纪的次级裂谷盆地，该裂谷盆地形成于武陵裂谷盆之后。据南华裂谷盆地成锰理论研究（周琦等，2016，2017），将华南裂谷盆地划分为武陵期和雪峰期两个成矿盆地。在武陵运动时期，扬子陆块发生裂解形成武陵期谷裂盆地，形成黔东铜仁松桃大塘坡式锰矿。雪峰运动之后，扬子陆块再次发生裂解形成雪峰期裂谷盆地，在裂谷盆地边缘常发生同生断裂，形成一系列近东西向次级断陷盆地如天柱大河边—新晃断陷盆地和玉屏断陷盆地等，分别控制着天柱大河边重晶石矿床、湖南新晃重晶石矿床和玉屏丙溪重晶石矿床的形成。

5 结论

通过对天柱大河边重晶石矿床的地质特征、矿石特征、矿物组分、矿物的形成途径、成矿古地理和成矿盆地沉积特征的研究分析，本文认为区内重晶石矿床形成于雪峰运动后，扬子陆块发生裂解形成雪峰期裂谷盆地，在裂谷盆地边缘常发生同生断裂，形成东西向次级断陷盆地，成矿盆地类型属地垫式盆地，成矿盆地可能形成于埃迪卡拉纪—寒武纪时期。区内重晶石矿床的分布、规模、形态及矿床特征严格受成矿盆地的制约，根据成矿盆地的矿体厚度、品位、结构构造特征划分为中心相、过渡相和边缘相。预测天柱贡溪向斜深部仍有较大找矿潜力，下步找矿应围绕古沉积盆地开展。

注 释

①文星桥,刘灵,石庆鹏,舒永宽,黄应均,熊廷沙,王文杰,周太明.2014.贵州省天柱县贡溪向斜重晶石矿整装勘查报告[R].贵州省地质矿产勘查开发局一0一地质大队.

② 余洪云,吴学贵.1986.贵州省天柱县大河边重晶石矿区详细普查地质报告[R].贵州省地质矿产勘查开发局一0三地质大队.