Question

矿床形成条件

Answer 1

钡是地壳中分布很普遍的元素，其丰度为0.05。地壳内侵入岩的平均钡丰度为0.09，一般没有独立的含钡矿物，多以类质同象赋存在钾长石和黑云母内。沉积岩的钡平均丰度为538×10^-6，不同类型沉积岩含钡丰度依次是页岩＞砂岩＞碳酸盐岩，所以钡相对富集于细碎屑岩中。海洋地质揭示，现代深海粘土含钡量高达2330×10^-6，太平洋中脊是钡的高浓度区，各大洋发现的60余处热水沉积物中已鉴定出具重晶石矿物的产地8 处，海底正在喷溢的“烟囱”冒出的白烟就是SiO₂和BaSO₄的混合物（Rona 1978，1983，1984）。此外，陆内也有含重晶石华的热泉，如台湾北投公园就是一处重晶石热水泉，沉积了含铅重晶石（北投石）。这些都对判定重晶石矿床的形成条件提供了重要的依据，即在适当的地质构造条件下，富含钡离子的地下热水，若其涌流到海底与含有 [ SO₄]^2-的海水混合就形成重晶石的化学沉积。当热水不断补给时即可形成层状的重晶石热水沉积矿床。

一、地质构造背景

重晶石矿床多分布于大陆边缘活动带和陆内裂谷带以及褶皱造山带等地壳相对活动区域，如我国南方的大型、超大型重晶石矿床都位于扬子地台南、北两侧。在震旦纪-寒武纪时期，地台南侧边缘活动带构成北东-南西向带状延伸长达1100km的重晶石成矿带，湖南新晃、浙江绩溪、福建永安等大型、超大型重晶石矿床均属该带（图8-1）；地台北侧是边缘裂谷带，呈北西西-南东东向狭长带状展布，有长达900km的寒武纪重晶石成矿带，大小矿床10余处，如甘肃文县、湖北随州等大型重晶石矿。褶皱造山带对重晶石矿床控制，如祁连山加里东褶皱带内，有甘肃镜铁山火山-沉积型重晶石矿床。

上述南、北两侧的成矿带内，深大断裂直接限定矿床或矿田的空间分布，因此推测古断裂在中元古宙-古生代期间强烈活动，形成古生代重晶石矿床。断裂系统既限制着同生沉积的岩相古地理环境，又是含矿热水溶液的通道和矿化定位空间。

图8-1 扬子地台南缘重晶石成矿带矿床分布略图

（据李文炎等，1991）

1—超岩石圈断裂（缝合线）；2—深断裂；3—蛇绿岩带；4—超大型（＞100Mt）；5—大型（10～100Mt）；6—中型（1～10Mt）；7—小型（＜1Mt）

二、岩相、古地理条件

我国的大型、超大型重晶石矿床，主要与加里东旋回和华力西旋回有关，矿床大多出现于每个旋回的底部或下部。其中，早寒武世是中国沉积重晶石矿床，如湖南新晃重晶石矿，为一个最主要的成矿时代。这个时期沉积的重晶石储量占我国重晶石探明储量的56.81%（李文炎等，1990）。泥盆纪的重晶石矿床既有沉积的，也有层控的。

中国扬子地台南缘、北缘2个成矿带内分布着中国早寒武世的最为重要的沉积型重晶石矿床。含矿建造底部多为黑色硅质岩，顶部为黑色灰质页岩，重晶石矿层位于两者之间。此外，建造内还普遍夹磷块岩、磷结核、煤以及小壳类生物化石等，并富含Ni、Mo、V、Ag、Li和REE等元素。建造厚度十多米至几十米，属非补偿的海相沉积。因此，重晶石矿床的沉积环境应为地台边缘的非补偿海盆地。由重晶石矿层的岩层组合反映沉积相为深水陆棚相，沉积物中高有机质含量和岩层的规则水平层理，反映了一种较深水的半封闭滞流环境（李文炎等，1990）。中国南方晚泥盆世的重晶石矿床位于硅质岩向泥质或粉砂岩过渡的层位上，与上述早寒武世的沉积重晶石矿床类似，可能是由裂陷槽中的半封闭盆地所控制。

三、矿质来源

已知不同产状和成因类型重晶石矿床的重晶石矿物气液包体温度变化范围在73～273℃之间，多数为100～200℃之内。重晶石尽管在沉积岩中有同生沉积标志，但钡的运载和重晶石结晶应属低温-中低温热水溶液中进行。与重晶石密切共生的硅质层内，微量元素Zr/Cr的比值在现代热水沉积物的趋势线范围（涂光炽等，1987），显示了热水沉积的特征。由于硫酸钡的溶解度极低，而氯化钡的溶解度较高，矿液可能为含氯较高的热卤水，而不是以 [ SO₄]^2-为主的热水溶液，关于该问题还有待进一步研究。根据已知矿床研究推测，富钡热液的来源可能是多渠道的。

（一）火山气液

我国早古生代（下寒武统底部，奥陶系及泥盆系上部）的层状重晶石矿床，在含矿岩系内发育有火山岩和火山碎屑物质，表明成矿作用与火山活动关系密切。黑色页岩中的多金属矿化被认为与火山作用有关。但含矿岩系中，重晶石层与炭质页岩层之间稀土元素分配存在差异，重晶石层的ΣREE=9.52×10^-6，ΣLREE/ΣHREE=12.00，稀土总量低，明显的轻稀土富集，反映了与壳源岩浆有关的性质；而炭质板岩的ΣREE=310.42×10^-6，ΣLREE/ΣHREE=2.782，稀土总量高，轻稀土弱富集，可能显示出陆源物质为主，从而揭示两者物源的差异，为重晶石的主要成分钡的火山热液源提供了证据。

（二）热水沉积

陈先沛等（1994）提出热水沉积重晶石的成矿模式，认为在断陷盆地内，顺断裂下渗的海水混合其他来源水受热向上运移，在循环过程中淋滤围岩中的SiO₂、Ba²⁺、Pb⁺、Zn²⁺等而成为成矿溶液。高盐度的Na-K-C1-（SO₄）成矿溶液沿断裂带运移时，因温度降低，或氧化作用加强，形成脉状矿床或溶液溢入水盆地中，形成沉积的层状矿床（图8-2）。

图8-2 上泥盆统层状-脉状重晶石矿成矿盆地略图

（据陈先沛，1994）

1—台地灰岩；2—鲕状灰岩；3—盆地灰岩（条带状及瘤状灰岩）；4—硅岩；5—锰矿化层；6—层状重晶石；7—脉状重晶石与脉状多金属矿；8—同沉积断裂

（三）岩浆热液

与侵入岩有成因联系的重晶石矿床，常与多金属矿伴生，空间上呈规律的带状分布，中高温金属矿床近岩体，重晶石矿离岩体较远。我国湖南谭子山、桂西弄华等地的重晶石-黄铁矿床，载钡的成矿热液都可能是岩浆热液，与燕山期侵入岩有关。

硫的来源，大量重晶石矿床硫同位素分析结果δ³⁴S都是正值。与层状重晶石矿的硫酸盐的硫同位素相同或相近，其δ³⁴S_重晶石变化在+10.37‰～+56.99‰之间，大部分在30‰～40‰之间；δ³⁴S特别富集，可能与沉积区的闭塞海水有关。改造沉积型脉状重晶石矿硫同位素δ³⁴S= +10‰～+35.56‰，也都是正值，推测成矿的热卤水中硫都来源于海水。δ³⁴S较低，与之共生的金属硫化物中δ³⁴S呈负值，说明硫源于岩浆或混合型硫源，如山东安丘重晶石矿床位于白垩纪酸性侵入体外围，其δ³⁴S=-4.92‰～+19.44‰，与花岗岩δ³⁴S=-10‰～+25‰范围一致。总之，重晶石的成矿热液中硫的来源与矿床形成环境有关。

四、物理化学条件

我国已知重晶石矿床的成矿温度变化在70～300℃之间（李文炎等，1991）。其中热水沉积型为90～230℃，沉积改造型73～273℃，火山-沉积型为182～250℃，岩浆期后热液型为165～184℃，基本都是低温热液成矿，个别达中低温。由沉积海域的水深或沉积成岩阶段上覆岩层厚度推算，压力范围变化在（20～200）×10⁵Pa。而沉积改造型和热液型矿床，由少数气液包体中H₂O-CO₂平衡体系计算的压力条件为（100～120）×10⁵Pa。成矿介质的酸碱度是变化的，重晶石沉淀前火山喷气呈酸性，pH=3～3.5；而重晶石结晶沉淀阶段，无论矿床成因如何，均为弱酸性介质环境，pH=6～7。沉积型矿床中含矿岩系自下而上为硅质岩→重晶石层→碳酸盐层体现由酸性到弱碱性的介质环境变化趋势。在脉状矿床中围岩蚀变次序由硅化蚀变带→重晶石脉→碳酸盐矿物，也显示了相似的演化规律。

总之，成矿热液为高盐度热卤水，重晶石成矿前，钡质运移的热水溶液为Na-K-C1-（SO₄）型，溶液NaC1盐度较高；而重晶石结晶成矿阶段，热水性质转变为硫酸盐型。由矿石气液包体测定，

/Cl^-=5.95～10.4之间的水溶液为主，表明重晶石成矿时的溶液属硫酸盐型。