湘西黔东寒武系超大型沉积重晶石矿带研究进展

杨瑞东,李鑫正,高军波,陈 军,倪莘然,罗朝坤,彭 柔

(1.贵州大学 资源与环境工程学院，贵州 贵阳 550025；2.贵州大学 喀斯特地质资源与环境教育部重点实验室，贵州 贵阳 550025)

天柱—贡溪重晶石矿是世界最大的沉积型重晶石矿，截至2015年，天柱贡溪向斜探明重晶石资源量(332+333+334) 2.4亿吨，其中(332)类997万吨,占总资源量的4.16%；(333)类15 149万吨，占总资源量的63.23%；(334)类7 813万吨,占总资源量的32.61%[1]。其中(333+334)资源量，大河边矿区资源量9 017.36万吨，达超大型矿床规模；云洞矿区资源量1 289.60万吨，达大型矿床规模；寨脚矿区资源量1 290.08万吨，达大型矿床规模[2]。玉屏老文溪发现资源量1 515.4万吨的大型矿床[3-4]。玉屏丙溪重晶石矿床距天柱大河边32 km，资源量为1 095.58万吨的大型矿床。

随着国际国内对重晶石资源需求量的日益增多，急需寻找新的重晶石矿资源。2022年，贵州省开展重要矿产科技攻关行动，重晶石矿被列入行动计划，预期建立天柱超大型重晶石矿成矿规律、成矿模式和找矿模型，圈定找矿靶区。

天柱重晶石矿早在1937年被发现，通过80多年的勘探和研究，开展了含矿岩系沉积层序[5]，矿物学研究[6]，流体包裹体研究[7-8]，元素地球化学研究[7,9]，有机地球化学研究[10]，同位素地球化学研究[11-14]，分析沉积盆地和成矿模式等[2]。天柱重晶石矿研究取得了一系列重要进展，学者普遍认为是热水喷流沉积成因[11,14-20]，最近也有学者认为天柱重晶石矿是冷泉渗流沉积成矿[5]。

尽管近年来学者取得大量的研究成果，基本认同天柱—贡溪一带寒武系重晶石矿属于热水喷流沉积成矿，并建立各种成矿模式。但是，对该区域成矿规律、热水(冷泉)喷流中心、区域矿体展布与古构造关系等未进行深入研究，这无疑影响成矿模式和找矿模型构建。因此，需要对前人研究进行系统梳理，为构建成矿模式和找矿模型提供基础资料，服务区域找矿。

1 矿床沉积特征

天柱—贡溪重晶石矿床位于扬子地块东南缘湘黔桂陆缘断陷盆地中。矿床产出在下寒武统留茶坡组下部，含矿岩系为黑色硅质岩、碳质页岩夹磷块岩、重晶石矿层，矿体厚度一般为3～5 m，最大可达16.37 m，平均厚度约3.49 m。矿床延伸方向为北东向，长约30 km。

大河边重晶石矿勘探钻孔显示，重晶石矿层厚度大，达到14.6 m。矿层为块状矿石、条带状矿石、纹层状矿石、花斑状矿石、溶孔状矿石，矿石构造包括塑性变形构造、爆破角砾构造、羽状构造、结核状等，常含有藻类、海绵骨针、管状生物等化石[16,20-22]。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。含矿岩系主要分布圭勺—大河边—高吊一带。其厚度从南西至北东由厚变薄，即在圭勺—大代白一带最厚为10.00～16.37 m；在大公塘—虾麻塘—大河边一带厚度为5～8 m；在高吊—山环一带厚度为2～5 m(图1)。

1—寒武系九门冲组；2—震旦系—寒武系老堡组；3—震旦系陡山沱组；4—碳质页岩；5—硅质岩；6—白云岩；7—重晶石结核；8—重晶石矿体。图1 贵州天柱重晶石矿厚度分布及沉积层序[22]Fig.1 Thickness distribution and sedimentary sequence of barite deposit in Tianzhu,Guizhou[22]

重晶石中心相：厚度大，达14.64 m，以块状、柱状、流纹状构造为主，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。矿体底板直接与陡山沱组“盖帽白云岩”接触，没有泥炭质岩作为过渡层；矿石品位最高达92%，一般为80%～90%。过渡相：厚度一般为1～3 m；矿石结构为粉晶-细晶结构，以纹层状、水平状构造为主，有时出现花斑状构造；矿体内部常见泥炭质和硅质夹层；矿层顶底板岩性为硅质岩夹炭质页岩，厚度为2.1～5.0 m；矿石品位最高达78%，一般为60%～70%。边缘相：矿体厚度小于0.5 m；矿石为泥晶结构，构造以结核状为主，少量纹层状构造，常与硅质岩和炭质岩互层，矿石品位为50%左右[22]。

总体上，重晶石含矿岩系的沉积层序包括：(1)下部的黑色页岩，其中夹磷质结核，结核状、透镜状重晶石结核(下结核层)；(2)中部的深灰色块状重晶石层(0～5.3 m)、灰色花斑状重晶石层(0～2.8 m)、灰—深灰色条带状重晶石层(0～3.31 m)；(3)上部的深灰色碳质页岩夹重晶石质、硅质、磷质结核(上结核层)[23]。寨脚一带下部为黑色硅质岩夹白云岩透镜体，中部为纹层状重晶石夹硅质岩及碳酸盐岩；矿层中明显出现碳酸盐岩层[20]，类似湖南新晃县贡溪镇上田村甲木冲发现大量的热水沉积灰岩。

在玉屏一带，重晶石矿层与天柱一带类似，矿层厚度为0.80～3.02 m，矿体平均厚度为1.68 m。老文溪重晶石矿床的沉积层序包括：(1)下部的深灰色薄层硅质岩夹炭质泥岩，具水平层理，局部含团块状、结核状重晶石(厚0.64 m)；(2)中部的深灰色粉砂质泥岩，局部夹层纹状重晶石，偶夹硅质岩(厚1.51 m)；(3)上部的浅灰色块状重晶石，具水平层理，局部夹泥质条带(厚1.46 m)；(4)顶板为灰色炭质泥岩，含黄铁矿[3]。往湖南的贡溪一带，重晶石矿含矿岩系类似天柱一带，只是矿层厚度变薄，为0.88～6.15 m[24]。

罗邦良等[20]分析不同类型重晶石矿的品位，条带状重晶石BaSO4含量最低为47.78%，最高为93.70%，一般70%～90%；块状重晶石矿BaSO4含量一般76.10%～88.18%；花斑状重晶石矿BaSO4含量一般33.70%～80.40%；结核状重晶石矿BaSO4含量一般32.80%～49.84%。

2 矿物学特征

2.1 矿物组成及结构

天柱重晶石矿层中往往含有闪锌矿、方铅矿、黄铜矿、黄铁矿、菱铁矿等热水(液)成因矿物[5,7]，此外，夏菲等[15]在重晶石矿层中发现有热水沉积的指示矿物——钡冰长石。钡冰长石具有环带结构，成矿可能是一种热水、断控、幕式、渐进的过程[6]。

周锡强等[25]提出生物重晶石、热液重晶石、成岩重晶石和冷泉重晶石4种类型，认为：热液重晶石呈现自形(如棱柱形、板片状等)晶型，粒度较大，为数十微米至毫米级。它们有时生长于开阔孔洞，构成放射针束状、扇状自形晶集合体，或者玫瑰花状结构。冷泉重晶石呈现螺旋状、棱柱状等晶型，可见交切板状双晶，有时形成玫瑰花状、树枝状和结核环带等生长模式。冷泉重晶石沉积常可共生碳酸盐岩及少量黄铁矿。冷泉重晶石沉积区也可能伴生相应的冷泉生物群，如微生物席，以及贝类、管状蠕虫、腹足等大型生物。一般认为，深海沉积重晶石颗粒比较细小(小于5 μm)；而冷泉重晶石颗粒较大(介于20～700 μm之间)，并且矿物结构呈晶体扇、管状结构。天柱重晶石矿中大量的大颗粒晶体，其明显不同于深海沉积重晶石，具有放射状晶体结构，也表明其结晶空间充裕，类似于冷泉重晶石[5]。

2.2 流体包裹体

天柱重晶石矿床包裹体主要是含气液包裹体，均一温度为105～192 ℃[26]，属低温热水沉积成矿。彭军等[7]对贡溪重晶石矿包裹体的研究发现，包体以液相为主，均一温度在30～300 ℃变化，但以150～184 ℃最多。ZHOU等[8]测得云洞重晶石的均一温度为170～279 ℃，盐度为0.93～8.59。一般来说，重晶石包裹体均一法测得重晶石(热卤水)形成时的最高温度在200 ℃左右[19]。大河边重晶石矿床矿石中δ18Osmow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 ℃，表明有热液参与成矿[19]。

3 矿床地球化学特征

学者对天柱—贡溪重晶石矿床已开展大量的微量、稀土、有机地球化学及同位素研究，取得大量的研究成果。

3.1 微量元素

吴朝东等[27]对天柱重晶石微量元素进行研究，认为重晶石的Ni/V比值为1 133～23 101，为缺氧环境；Th/U比值很低，一般小于0.2，表明有深部物质的加入。微量元素V、Ni、Mo、Co、Cu、Sr、U富集，它们可能与偏碱性、超基性岩浆的喷气热液密切相关。孙泽航等[9]分析重晶石矿的V/Cr、U/Th比值，认为重晶石形成于缺氧的还原环境；同时Y/Ho比值与海水的比值相似，指示海水在成矿中起重要作用。

3.2 稀土元素

重晶石稀土配分具有Ce负异常，Eu正异常的特征，表明重晶石形成受到了较强的热水物质的影响以及部分幔源成分加入[7]。孙泽航等[9]对重晶石矿稀土元素的研究表明，重晶石以及含矿岩系稀土元素具有明显的Ce负异常，表明重晶石矿床形成时处于缺氧的还原环境；重晶石矿石表现出明显的Eu正异常，反映了成矿过程受到了较强的海底热液物质的影响，表明钡可能主要来自于海底热液喷流物质。

3.3 有机地球化学

天柱重晶石矿以含大量的有机质为特征，其中还发现菌藻类生物化石，表明重晶石矿成矿中有大量的菌藻类参与成矿作用[10]。韩善楚等[18]对天柱重晶石矿的有机地球化学进行研究，发现含矿岩系中有机质含量丰富，有机碳含量最高可达8.3%，反映成矿与有机质关系密切；同时，发现有机质母质主要是低等菌藻类，它们在成矿过程中发挥了重要作用，具有强烈的植烷优势，姥植比<0.4，四环萜烷与伽马蜡烷等出现，显示矿床形成于缺氧的还原海水环境，提出矿床经历了热水喷流与生物有机质共同作用的成矿模式。

3.4 同位素地球化学

3.4.1锶同位素

很多学者对天柱—贡溪重晶石开展Sr同位素研究[8,11,28-29]，认为重晶石属于热水喷流沉积成矿。天柱一带重晶石87Sr/86Sr比值为0.708 310～0.708 967，较同期的海相碳酸盐的87Sr/86Sr比值(约0.709 0)低，表明矿床的形成过程中有来源于海底火山或海底热液活动提供的具有低87Sr/86Sr比值的锶加入[8,11,28-29]。

一般来说，热水喷流沉积重晶石87Sr/86Sr比值比较低，为0.704～0.707[30]，但由于陆源碎屑加入，往往引起87Sr/86Sr比值升高，可以达到0.720[31]。HAN等[14]报道天柱重晶石矿87Sr/86Sr比值为0.708 2～0.712 0，其值比夏菲等[11]报道的87Sr/86Sr值高。重晶石沉积中心可能87Sr/86Sr比值低，远离沉积中心的重晶石中混入陆源物质，其87Sr/86Sr比值偏大。因此，我们可以利用87Sr/86Sr比值确定热水喷流沉积成矿中心，作为重晶石矿找矿指标。但是，MAYNARD等[32]认为扩张洋脊形成的热水沉积重晶石，具有低的87Sr/86Sr比值，克拉通内部的裂谷盆地形成的热水沉积重晶石，具有高的87Sr/86Sr 比值，且富含Pb、Zn矿物。

但ZHOU等[5]认为天柱重晶石矿是冷泉成矿，其87Sr/86Sr比值为0.708 4～0.727 9，其中I、III层重晶石为0.708 4～0.708 5，与早寒武世海水约0.708 4接近；II层重晶石87Sr/86Sr比值为0.708 5～0.709 1，顶部IV层重晶石87Sr/86Sr比值为0.711 2～0.727 9；从锶同位素组成分析，认为重晶石非热水沉积，而是冷泉成因。

3.4.2硫同位素

范祖全等[33]首先测试了贡溪重晶石的δ34S，其值为33.1‰～44.4‰，认为是气液沉积成矿。胡清洁[26]测试了贡溪重晶石矿床δ34S，其值为33.04‰～44.37‰，重晶石的δ34S值自下而上逐渐增高，其中，寒武纪留茶坡组矿层由33.04‰增高至41.02‰，重晶石的硫同位素组成属“特高重硫型”。吴卫芳等[34]根据天柱大河边重晶石矿床中硫同位素组成为33.04‰～41.02‰，认为硫主要来源于海底热水和火山喷发残留于海水中的硫。孙泽航等[9]根据重晶石的δ34S值主要分布在40‰～45‰之间，表现出重硫富集的特征，而同期的黄铁矿δ34S值低于同期海水硫同位素组成，表明生物细菌对海水硫酸盐的还原起到了很大作用，认为重晶石成矿时期为海底缺氧、热液活动频繁、封闭-半封闭的台地潟湖环境。HAN等[35]对天柱重晶石矿进行硫同位素测试，δ34S值范围为32.2‰～61.1‰，大部分数据为41.0‰～45.0‰，个别样品高达61.1‰，所有的重晶石样品硫同位素高于同期海洋沉积硫同位素30‰[36]。ZHOU等[8]测得云洞重晶石的δ34S值为29.5‰～55.1‰。上述学者从硫同位素组成分析，认为天柱—贡溪重晶石矿为热水喷流沉积成矿。但也有学者认为天柱—贡溪重晶石矿是冷泉成矿，因为重晶石矿的δ34S值为32.3‰～48.6‰，平均值为43.6‰，与当时海水硫同位素相似[5]。

王富良等[13]比较了云洞和大河边重晶石矿床硫同位素组成，其中，云洞重晶石矿δ34S值介于35.32‰～57.32‰,平均值为47.06‰(n=5)；大河边重晶石δ34S值介于39.20‰～41.87‰,平均值为40.31‰(n=6)，云洞重晶石矿床硫同位素组成较大河边重晶石矿显著偏重。

3.4.3碳、氧同位素

重晶石矿的碳、氧同位素研究较少。ZHOU等[5]测定了天柱重晶石矿层的下部重晶石层的δ18Obrt(SMOW)为19.3‰～19.7‰，上部重晶石层δ18Obrt(SMOW)为20.4‰～20.7‰；下部重晶石层δ13Ccarb为-11.3‰～-18.3‰,上部重晶石δ13Ccarb为-15.9‰～-7.2‰；碳同位素显著偏负，显示生物参与成矿的特征。

侯东壮等[19]测定重晶石δ18Obrt(SMOW)为17.0‰～21.8‰，集中在18.0‰～20.0‰，平均值为19.3‰。根据硫酸盐-氧同位素地热温标法：1 000lnα=2.88×106/T2-4.1计算，获得重晶石成矿温度为61.8～97.6 ℃，温度集中在75～83 ℃。重晶石中δ18O比同期海水要高20‰，因此，认为重晶石成矿可能是富Ba和S的流体喷流(渗流)沉积[39]。

3.4.4铅、锌、铜、镉同位素

夏菲等[12]根据天柱重晶石矿的铅同位素206Pb/204Pb,207Pb/204Pb，208Pb/204Pb 分别为17.149 4～18.759 9,15.485 5～15.706 5,37.369 0～38.190 3的特征，根据Zartman铅构造模式图和Δγ-Δβ铅来源分类图上的分布，认为天柱重晶石矿的铅同位素主要具有地壳铅、壳幔混合的俯冲带铅和热水沉积作用铅的混合来源，并认为重晶石矿具有热水(地幔物质加入)成因的铅同位素特征。ZHOU等[8]测得天柱重晶石矿铅同位素206Pb/204Pb,207Pb/204Pb，208Pb/204Pb分别为17.970 7～18.816 5,15.674 3～15.721 2,38.025 5～38.618 7，也认为成矿流体具有深部来源特征。摩洛哥寒武系重晶石矿硫同位素为37.93‰，206Pb/204Pb为17.875～17.885,207Pb/204Pb为15.566,208Pb/204Pb为37.615～37.640，认为重晶石属于大陆边缘环境裂谷作用，深部热流体沿断裂提供了成矿物源[40]。

LEHMANN等[41]对贵州寒武系底部同期多金属层铜、锌和镉同位素进行分析，其δ65Cu为0.03±0.26‰，δ66Zn为1.11±0.18‰，δ114Cd为0.31±0.10‰，认为它们属于热水喷流沉积。

4 矿床成因及成矿模式

有关天柱—贡溪重晶石矿床的成因有生物成因、化学成因、热水喷流沉积、冷泉成矿等各种观点。

褚有龙[42]最早认为我国重晶石矿属于化学沉积成因。胡清洁[26]认为，重晶石矿成矿物质可能来源于基底板溪群，基底Ba丰度值平均含量达8 848×10-6，湖南铜盆盖、碧林矿段，矿层底板沉凝灰岩，钡含量平均高达17 267×10-6，基底中Ba被淋滤萃取，形成富含Ba的热卤水，再沿同生断裂上升，在海盆内与海水混合形成BaSO4沉积成矿，表明重晶石矿床是典型的化学沉积矿床。

高怀忠[43]认为重晶石成矿与生物作用密切相关。之后，吴朝东等[10]、韩善楚等[18]在重晶石矿中发现大量的有机质及生物标志化合物，认为重晶石矿成矿与生物作用密切相关。生物富集模式支持者认为，早寒武世扬子地区陆架边缘上升流发育，富营养水体促进生物繁盛，高生产力背景下生成大量海洋生物重晶石[44]。生物成因重晶石一般具有高的有机质，而且Sr、S同位素具有当时海水同位素特征，具有富集硫、氧同位素特征[45]。然而，重晶石的Sr、S 同位素特征均不同程度偏离同时期海水值，这显著不同于水柱直接生成的生物成因重晶石。同时，单一的生物作用模式难以解释扬子地区下寒武统重晶石富集的形态、规模和品位，且缺乏古今实例。

现代海底热泉溶液化学组分中Ba的浓度为17.2～42.6 mmol/L，而海水中Ba浓度为0.145 mmol/L，Ba富集系数近百倍，因此，大部分学者认为热水喷流沉积是重晶石主要成因之一[13]。而且，沉积结构构造、矿物学、地球化学等证据也说明重晶石矿床属于热水喷流沉积成因[7,9,13,16,19,26-27,33-35,46]。

FENG等[54]对墨西哥现代冷泉重晶石研究表明，其具有强烈的δ13C负异常，δ13CPDB值为-46.4‰，其δ34SCDT为18‰～80.4‰，δ18OSMOW为7.5‰～26.7‰，比现代海水δ34S(20.3‰)、δ18O(9.7‰)高很多。δ34S-δ18O关系图投点呈正相关关系(图2)[39,46,54]。重晶石具有多孔隙结构，具有大量球状、椭球状颗粒，片状结构，空洞结构有利于晶体生长。重晶石的87Sr/86Sr比值为0.707 82～0.710 05，高的Sr同位素可能是低水位时期三角洲碎屑岩水体贡献。天柱—贡溪重晶石矿与墨西哥现代冷泉重晶石特征还是有较大差异。

图2 墨西哥现代冷泉重晶石δ34S-δ18O关系图[54]Fig.2 Diagram of δ34S-δ18O relationships of modern cold seeps barites from Mexico[54]

冷泉成因主要依据：(1)重晶石具有成岩和海底生长特征，表明随着孔隙水流体向上运移强弱的变化，重晶石前锋带深度不断波动；(2)围岩里的化石疑似冷泉生物群；(3)牛蹄塘组早成岩重晶石-黄铁矿结核显示沉积物里发育冷泉流体；(4)重晶石未见伴生的大规模的贱金属硫化物沉积；(5)富重晶石沉积带状分布，表明受控于断层相关的冷泉流体通道；(6)现今大陆边缘可见冷泉重晶石显著富集的实例。

热液成因观点认为，前寒武纪—寒武纪转折时期扬子地区广泛发育海底热液活动，并促进了下寒武统硅质岩和Ni-Mo多金属的沉积。在此背景下，下寒武统重晶石富集也可能源于热液活动，主要依据：(1)重晶石具有网脉结构及热水喷流沉积结构；(2)硅质岩、黑色页岩等重晶石围岩的地球化学特征显示有热液流体的影响；(3)重晶石Sr同位素值偏离同时期海水值，反映了热液流体的贡献；(4)伴生少量黄铜矿、环带钡冰长石等热液矿物；(5)流体包裹体数据揭示中等温度条件；(6)围岩里的化石疑似海底热液生物群；(7)重晶石成矿带呈线性排列，表明似乎受控于断层相关的热液流体通道。

有些学者认为寒武纪早期出现全球性重晶石成矿与古海洋环境有关。HAN等[14]认为在寒武纪早期大量沉积重晶石矿形成是由于海洋由还原向氧化转化期形成的产物，并从寒武系重晶石锶和硫同位素组成分析，认为硫酸盐有限的局限海水环境促进了大量重晶石的沉积。但是，并非所有寒武纪早期大陆边缘均有重晶石矿沉积，仅在扬子地台东北缘沉积大量的重晶石矿。WEI等[55]认为寒武系底部全球大量的重晶石矿床沉积是全球硫化缺氧环境的结果。

5 成矿规律及成矿预测

天柱—贡溪重晶石矿带发育在大陆斜坡上的断陷型热水沉积成矿盆地，由于同生断层作用将盆地切割成一系列次级盆地，天柱—新晃—玉屏一级沉积盆地中央部位曾发育基底隆起，将一级沉积盆地分割成西部玉屏二级沉积盆地及东部天柱—贡溪二级沉积盆地。天柱—贡溪二级沉积盆地由北东向同生断层发育，将其分割为天柱县大河边—新晃碧林及新晃龙背—铜盆盖三级盆地，它们是超大型重晶石矿床的构造定位空间，北西向同生断层以发育硅质岩及铁白云岩-菱铁矿岩为特征，重晶石矿的展布受北东向同生断层控制[47]。

ZHOU等[8]对云洞重晶石矿进行研究，认为重晶石矿和铅锌矿是属于同一热水喷流成矿系统，陡山沱组—灯影组白云岩中铅锌矿属于喷流沉积的喷流管道成矿，形成网脉状、似层状铅锌矿，而重晶石矿是该成矿系统的海底喷流沉积产物。

SHIELDS等[45]对非洲西北Taoudéni盆地甲烷渗流重晶石的研究表明，重晶石矿形成于隆起区而不是凹陷深水区(图3)。陈建书等[17]对天柱震旦纪—早寒武世古地理的研究表明，桂林溪—冲金宝—八阳一带为一相对的补偿性深水同沉积凹陷带。圭勺—虾麻塘—大河边—盖马坡—冲磨—蒙冲界一线为隆起带，重晶石矿分布在隆起带(图4)，很类似墨西哥现代冷泉重晶石分布。

1—泥岩夹凝灰岩沉积；2—冰期海侵；3—帐篷白云岩；4—海退期喀斯特化白云岩；5—重晶石；6—火山灰沉降；7—海底钙质沉积；8—泥质、火山灰沉积。图3 非洲西北Taoudéni盆地甲烷渗流重晶石成矿[45]Fig.3 Methane seepage barite mineralization in Taoudéni Basin,Northwest Africa[45]

1—白云岩；2—黏土质粉砂岩；3—白云质黏土岩；4—碳质黏土岩；5—粉砂质碳质黏土岩；6—硅质岩；7—含锰砂质白云岩；8—变余含砾长石石英岩屑砂岩；9—重晶石矿；10—变余含砾长石石英砂岩；11—寒武系牛蹄塘组；12—震旦系陡山沱组；13—震旦系—寒武系老堡组；14—南华系黎家坡组。图4 天柱重晶石矿成矿环境[17]Fig.4 Metallogenic environment of Tianzhu barite deposit[17]

在早寒武世大气相对贫氧、海洋硫酸盐浓度偏低的大背景下，板块碰撞带往往形成大型重晶石(毒重石)矿床[27,51]。扬子板块与华夏板块间的构造活动较为强烈，形成了系列裂陷槽，并发生了大规模的海底热液活动。这些热液作用为扬子地台北缘及扬子地台东南缘的重晶石成矿带来了巨量的Ba源。因此，我们认为天柱—贡溪重晶石成矿带成矿物质主要来源于深部流体，而且可能是富Ba、S基底地层，并通过断裂喷流(渗流)海底形成重晶石矿。

云洞和大河边重晶石矿比较[13]，云洞地区沉积水体环境要比大河边地区缺氧，云洞重晶石矿以细条带状、饼状、结核状、斑状为主，硫同位素显示云洞距喷(溢)口近。因此，在云洞和大河边之间区域，应该具有较好的成矿环境，如高架—墨溪—高车一线可能存在北北东向同生断裂[2]，其具有较好的找矿前景。另外，贡溪、云洞以西有条逆冲推覆断层，现在的大河边、云洞一带重晶石是属于断层上盘还是下盘，初始成矿中心位置何在，这对重晶石找矿预测至关重要。

6 展望

天柱—贡溪重晶石成矿带是世界级成矿带，尽管已经开展了大量的研究工作，取得了大量的研究成果，但这个超大型矿床的成因、成矿规律和控矿机理还没有完全得到解决，需要开展更深入的研究工作。

1)前人已做了大量的重晶石硫同位素研究，但还未进行原位硫同位素测试，这对解释重晶石矿硫来源以及成矿环境具有重要意义，也是解决硫同位素解译重晶石矿成因分歧的关键。

2)从寒武系重晶石矿古地理分布分析，该期重晶石矿基本分布在古岛(隆起)周围，其内在控制因素是什么？是否与造山带有关？

3)地球化学参数与区域重晶石矿层展布关系对成矿规律和找矿预测具有重要意义。含矿岩系层序、重晶石类型及品位与同位素、地化指标之间关系，尚未精细刻画，如若精细分析，可以解决成因、物源等问题。

4)重晶石中生物作用明显，但还未深入了解生物群特征，需要大量的野外、镜下观察，确定生物群的面貌，解释重晶石成矿中的生物作用。