廣西大廠銅坑錫多金屬礦床方解石地球化學特征：成礦流體與地質意義探究一、引言1.1研究背景與目的廣西大廠錫多金屬礦田位于廣西南丹縣，是世界級大型錫礦田之一，其開采歷史悠久，可追溯至唐末。該礦田已經探明的錫儲量超過100萬噸，鋅儲量也較大，還伴生有銅、鉛、銻、銀、鎢等金屬礦產及銦、鎵、鎘、硒等稀散元素，具有極高的經濟價值。銅坑礦床作為大廠礦田的重要組成部分，在錫石化特征、成礦時代、礦體賦存、礦床類型等方面較為特殊，其礦床成因也一直存在爭議，這使得對該礦床的深入研究顯得尤為重要。方解石作為大廠銅坑錫多金屬礦床中廣泛分布的脈石礦物，其地球化學特征蘊含著豐富的成礦信息。通過對其地球化學特征的研究，包括稀土元素、C、O同位素等，可以為揭示成礦流體來源、成礦環(huán)境以及成礦機制等提供重要線索。例如，在蘭坪金頂鉛鋅礦的研究中，對方解石微量元素、流體包裹體和碳氧同位素的分析，深入揭示了礦床的成因和演化過程。在廣東河臺金礦的研究中，通過對方解石微量元素和Sr-Nd同位素分析，闡明了成礦熱液的來源及演化過程。本研究旨在通過對廣西大廠銅坑錫多金屬礦床中方解石的地球化學特征進行系統研究，包括詳細分析其稀土元素特征、C、O同位素特征等，進而探討成礦流體來源及成礦機制，為深入理解該礦床的形成過程提供理論依據，同時也為類似礦床的研究提供參考和借鑒。1.2國內外研究現狀在方解石地球化學特征研究方面，國內外學者已取得了一系列重要成果。在微量元素研究中，眾多學者發(fā)現方解石中的微量元素如Fe、Mn、Zn等的含量變化能反映其形成環(huán)境與物質來源。例如，在對蘭坪金頂鉛鋅礦的研究中，發(fā)現方解石富含多種微量元素，其豐度與地殼中元素分布相似，表明其成因可能與地殼活動密切相關。在稀土元素研究領域，學者們通過分析方解石的稀土元素配分模式，為探討成礦流體性質與演化提供了關鍵依據。如在廣東河臺金礦的研究中，通過對方解石稀土元素分析，推測成礦流體主要為燕山期重熔型花崗巖漿流體且混入淺表部大氣降水。在同位素研究方面，C、O同位素被廣泛用于示蹤成礦流體來源與成礦環(huán)境。例如，在對某熱液型礦床的研究中，通過對方解石C、O同位素分析，確定了成礦流體主要來源于巖漿水與大氣降水的混合。針對廣西大廠錫多金屬礦田的研究，前人也已做了大量工作。在礦床地質特征方面，對礦田的地層、構造、巖漿巖及礦產分布等進行了詳細研究，明確了銅坑礦床在礦田中的特殊位置與礦體賦存規(guī)律。在成礦作用研究中，探討了成礦時代、成礦階段及成礦作用類型，認為該礦床成礦作用具有多階段、多成因的特點。在成礦物質來源研究方面，通過同位素、元素地球化學等方法，認為成礦物質主要來源于巖漿和地殼物質。然而，當前研究仍存在一些不足之處。在方解石地球化學特征研究中，雖然對其微量元素、稀土元素和同位素等有了一定認識，但對于不同礦體中方解石地球化學特征的對比研究還不夠系統全面，尤其是在揭示成礦流體演化的連續(xù)性與階段性方面存在欠缺。在廣西大廠錫多金屬礦田的研究中，雖然對礦床整體地質特征與成礦作用有了一定了解，但對于銅坑礦床中方解石地球化學特征與成礦流體來源、成礦機制之間的內在聯系，尚未進行深入探究。此外，在綜合利用方解石地球化學特征，建立成礦模型與預測深部礦體方面，也有待進一步加強。未來的研究可著重從這些方面展開，以更深入地揭示廣西大廠銅坑錫多金屬礦床的成礦奧秘。1.3研究內容與方法1.3.1研究內容本研究將系統分析廣西大廠銅坑錫多金屬礦床中方解石的地球化學特征，包括稀土元素特征、C、O同位素特征等，并基于這些特征探討成礦流體來源及成礦機制。具體研究內容如下：方解石產狀及樣品采集：對銅坑錫多金屬礦床中方解石的產狀進行詳細野外觀察和記錄，包括方解石在礦體中的分布位置、與其他礦物的共生關系等。根據方解石的產狀和分布規(guī)律，在不同礦體、不同礦化階段采集具有代表性的方解石樣品，確保樣品能夠全面反映礦床中方解石的地球化學特征。方解石稀土元素特征分析：運用電感耦合等離子體質譜（ICP-MS）等先進測試技術，精確測定所采集方解石樣品中的稀土元素含量。通過對稀土元素含量數據的深入分析，計算相關參數，如稀土元素總量（ΣREE）、輕稀土元素與重稀土元素比值（ΣLREE/ΣHREE）、銪異常（δEu）等。同時，繪制稀土元素配分模式圖，直觀展示方解石中稀土元素的分布特征，從而探討成礦流體的性質、來源及演化過程。方解石C、O同位素特征分析：采用穩(wěn)定同位素分析技術，測定方解石樣品中的C、O同位素組成。通過分析C、O同位素數據，確定成礦流體中碳、氧的來源，判斷成礦過程中是否存在不同來源流體的混合作用。同時，結合礦床地質背景和其他地球化學信息，探討C、O同位素特征與成礦環(huán)境、成礦機制之間的內在聯系。成礦流體來源及成礦機制探討：綜合方解石的稀土元素特征和C、O同位素特征，結合礦床地質特征、區(qū)域構造背景等資料，運用地球化學示蹤方法，深入探討成礦流體的來源，判斷其主要來源于巖漿水、大氣降水還是地層水等。在此基礎上，分析成礦流體的演化過程，探討成礦物質的遷移、富集機制，為揭示銅坑錫多金屬礦床的成礦機制提供理論依據。1.3.2研究方法野外地質調查：對廣西大廠銅坑錫多金屬礦床進行詳細的野外地質調查，觀察礦床的地質構造、礦體形態(tài)、礦石類型及礦物共生組合等特征。記錄方解石在礦體中的產出位置、脈體形態(tài)、與其他礦物的穿插關系等信息，為后續(xù)的樣品采集和室內分析提供基礎資料。在野外調查過程中，繪制詳細的地質草圖，標注采樣點的位置，確保樣品的代表性和準確性。樣品采集：在野外地質調查的基礎上，選取具有代表性的方解石樣品進行采集。采集樣品時，盡量避免采集受到后期改造或污染的樣品，確保樣品能夠真實反映成礦時的地球化學特征。對于不同產狀、不同礦化階段的方解石，分別進行采樣，共采集方解石樣品[X]件。同時，采集相關的圍巖樣品和礦石樣品，用于對比分析。測試分析：稀土元素分析：將采集的方解石樣品粉碎至200目以下，采用酸溶法進行樣品前處理。利用電感耦合等離子體質譜（ICP-MS）儀測定樣品中的稀土元素含量，分析誤差控制在5%以內。C、O同位素分析：采用碳酸鹽制備裝置對方解石樣品進行預處理，提取其中的CO?氣體。使用穩(wěn)定同位素質譜儀測定CO?氣體中的C、O同位素組成，分析結果以δ值表示，單位為‰，分析精度優(yōu)于±0.2‰。數據分析與處理：運用Excel、Origin等數據處理軟件，對測試分析得到的數據進行整理、統計和繪圖。計算稀土元素的相關參數，繪制稀土元素配分模式圖、C、O同位素組成圖等。通過對數據的分析和圖表的解讀，總結方解石地球化學特征的規(guī)律，探討其與成礦流體來源、成礦機制之間的關系。同時，結合前人的研究成果和相關理論模型，對研究結果進行綜合分析和解釋。二、區(qū)域地質背景2.1區(qū)域地層廣西大廠地區(qū)地層發(fā)育較為齊全，從老到新主要出露有泥盆系、石炭系、二疊系等地層，其中泥盆系是主要的控礦層位。泥盆系下統下部以灰白色細粒砂巖為主，上部為深灰至黑色泥巖、頁巖夾砂巖，總厚度大于890m。泥盆系中統下段為納標組，主要為生物礁灰?guī)r，厚度約270m，賦存著100#、105#等礦體。該組地層CaO含量較高，反映了其碳酸鹽巖的特性，這種巖性在成礦過程中可能為成礦物質的沉淀提供了有利的化學環(huán)境。泥盆系中統上段為羅富組，以泥巖、矽卡巖與基性層狀火山巖為主，總厚度120-270m，賦存94#、95#、96#等層狀、似層狀礦體。該組地層巖性復雜，矽卡巖的存在表明其經歷了熱液交代作用，這與成礦活動密切相關。泥盆系上統溜江組下段以薄-中層狀硅質巖、泥巖為主，上段為扁豆狀灰?guī)r、條帶狀灰?guī)r夾泥巖。石炭系下統上部為灰?guī)r，下部為砂頁巖，底部為底礫巖。石炭系與泥盆系呈假整合接觸。石炭系地層在區(qū)域上分布相對較局限，其巖性組合特征與泥盆系有明顯差異，在成礦過程中可能起到了一定的屏蔽或控礦作用。二疊系在區(qū)域內出露較少，主要為一套淺海相沉積的灰?guī)r、頁巖等。這些地層在區(qū)域上呈NW-SE向狹長分布，與丹池成礦帶的走向基本一致。地層的巖性、巖相變化復雜，反映了其沉積環(huán)境的多樣性和復雜性。泥盆系中豐富的生物礁灰?guī)r、泥灰?guī)r等碳酸鹽巖，以及泥巖、頁巖等細碎屑巖，為成礦元素的富集提供了物質基礎和有利的圍巖條件。例如，生物礁灰?guī)r具有孔隙度高、滲透性好的特點，有利于含礦熱液的運移和交代作用的發(fā)生，從而促進成礦物質的沉淀和富集。同時，地層中的一些特殊巖性，如矽卡巖、硅質巖等，也與成礦作用密切相關，矽卡巖往往是巖漿熱液與圍巖發(fā)生交代作用的產物，其中常富集有多種金屬元素。在大廠銅坑錫多金屬礦床中，礦體主要賦存于泥盆系地層中，尤其是泥盆系中統和上統。泥盆系中統納標組的生物礁灰?guī)r和羅富組的泥巖、矽卡巖等巖性，為礦體的形成提供了良好的容礦空間和物質來源。泥盆系上統的巖石組合，如硅質巖、灰?guī)r、泥巖等，在成礦過程中也起到了重要作用，它們的物理化學性質影響了成礦流體的運移和礦質的沉淀。2.2區(qū)域構造大廠地區(qū)位于華南褶皺系的右江再生地槽丹池褶斷帶中部，區(qū)域構造格局主要受北西向和北東向構造體系控制。北西向構造是區(qū)域的主要構造方向，其中丹池大斷裂是最為重要的斷裂構造。該斷裂形成于加里東期，呈NW向狹長帶狀展布，是丹池斷陷盆地的控盆斷裂。其走向為310°-330°，傾向南西，傾角50°-80°。在漫長的地質歷史時期中，丹池大斷裂經歷了多期構造活動，以壓性為主，形成了緊密褶皺、逆沖斷裂及橫張斷裂。它不僅控制了丹池斷陷盆地的沉積演化，使得盆地內沉積了泥盆系下統至三迭系上統的碎屑巖、碳酸鹽巖、硅質巖等地層，還對后期的巖漿活動和成礦作用起到了重要的控制作用。在燕山期，丹池大斷裂的活動為巖漿的上升和含礦熱液的運移提供了通道，使得深部的成礦物質得以在有利的構造部位富集形成礦床。大廠背斜是區(qū)域內重要的褶皺構造，軸向由340°變?yōu)?00°，在轉折位置產生平移斷層。長坡倒轉背斜位于大廠倒轉背斜西北端傾伏部位，軸面向北東25°方向傾斜，傾角在50°-60°范圍，背斜西南翼地層倒轉，傾角大于60°。這種復雜的褶皺構造使得地層發(fā)生強烈變形，產生了大量的節(jié)理、裂隙和虛脫空間，為成礦流體的運移和礦質沉淀提供了良好的容礦空間。例如，在長坡-銅坑礦床中，礦體主要賦存于背斜的軸部和翼部，尤其是在褶皺的虛脫部位和層間破碎帶，礦體厚度較大，品位較高。北東向構造對區(qū)域構造格局也有重要影響，雖然其規(guī)模相對較小，但與北西向構造相互交織，共同控制了區(qū)內的構造變形和巖漿活動。北東向斷裂多為平移斷裂或張扭性斷裂，它們與北西向斷裂的交匯部位往往是應力集中的區(qū)域，有利于巖漿的侵入和成礦元素的富集。在大廠礦田內，一些小型礦體就分布在北西向和北東向斷裂的交匯處。區(qū)域構造對成礦的控制作用十分顯著。構造運動導致地層的褶皺和斷裂，為成礦流體的運移提供了通道和儲集空間。在褶皺過程中，地層的彎曲和變形產生了層間剝離空間、虛脫空間和裂隙，這些空間為成礦流體的聚集和礦質沉淀創(chuàng)造了條件。斷裂構造則是成礦流體的主要運移通道，尤其是深大斷裂，能夠溝通深部的巖漿源和淺部的地層，使得巖漿熱液攜帶的成礦物質得以向上運移并在合適的部位沉淀成礦。丹池大斷裂的活動使得深部的巖漿熱液沿著斷裂上升，與地層中的物質發(fā)生交代作用，形成了大廠錫多金屬礦床。構造還控制了巖漿巖的分布，進而影響成礦作用。燕山晚期的巖漿活動與區(qū)域構造密切相關，巖漿沿著斷裂和褶皺構造上升侵入，形成了龍箱蓋等花崗巖體。這些花崗巖體富含成礦元素，如Sn、W、Pb、Zn等，為成礦提供了物質來源。同時，巖漿巖的侵入還帶來了大量的熱量和揮發(fā)分，促進了成礦元素的活化、遷移和富集。龍箱蓋花崗巖體與大廠錫多金屬礦床在空間上密切相關，礦體主要圍繞花崗巖體分布，表明花崗巖體在成礦過程中起到了重要的作用。2.3區(qū)域巖漿巖大廠地區(qū)巖漿巖主要為燕山晚期侵入的花崗巖類，其中龍箱蓋花崗巖體與成礦關系最為密切。前人將礦田內的巖漿巖劃分為5期，第1期為煌綠玢巖脈，分布于長坡、銅坑等地；第2期的黑云母花崗巖，是與錫礦有關的主要侵入體；第3期為石英斑巖、花崗斑巖，侵入黑云母花崗巖及錫礦體，在長坡、龍頭山、灰樂等地有分布；第4期的白崗巖，在拉么侵入矽卡巖礦體，又被白鎢礦—螢石脈穿入；第5期為閃長玢巖脈，在銅坑可見，其中有花崗斑巖及硫化物礦石的捕虜體。與錫礦床成礦有關的黑云母花崗巖出露于籠箱蓋，侵入泥盆系。該巖體地表出露面積約0.19km2，往下隱伏面積逐漸擴大，根據鉆孔及重磁物探資料推測，其在0米標高處的分布面積可達20km2，整體分布面積可能達900km2，侵入地層最新層位為上泥盆統。巖體的侵入接觸帶有不同程度的矽卡巖化、角巖化等蝕變。巖石以中粒結構為主，礦物成分主要有石英（35.1%）、鉀長石（42.5%）、斜長石（17%）、黑云母（0.7%-2%）、白云母（3.3%），副礦物約占1.3%。其K-Ar和Rb-Sr年齡值為（72-99）±6Ma，化學成分上，SiO?含量為69.97%-74.05%，Al?O?含量為13.49%-15.61%，TiO?含量為0.01%-0.11%，MgO含量為0.13%-0.21%，CaO含量為0.52%-1.27%，Na?O含量為1.57%-3.69%，K?O含量為4.43%-5.77%，P?O?含量為0.20%-0.43%，屬鋁過飽和系列，巖體成分與世界含錫花崗巖相似。龍箱蓋花崗巖體與大廠銅坑錫多金屬礦床在空間和成因上緊密相關。在空間上，礦床圍繞龍箱蓋花崗巖體分布。從成因角度來看，該巖體富含成礦元素，如Sn、W、Pb、Zn等，為成礦提供了重要的物質來源。巖體侵入時帶來的大量熱量，促使地層中的成礦元素活化、遷移。例如，巖體侵入泥盆系地層后，與圍巖發(fā)生復雜的熱接觸和交代作用，使得地層中的成礦元素在熱液的作用下發(fā)生遷移和富集。同時，巖漿熱液中富含的揮發(fā)分，如F、Cl、B等，對成礦元素的絡合、搬運起到了關鍵作用。這些揮發(fā)分與成礦元素形成穩(wěn)定的絡合物，使得成礦元素能夠在熱液中高效遷移，當熱液運移至合適的構造部位和物理化學條件下，絡合物分解，成礦元素沉淀富集形成礦體。區(qū)域內其他巖漿巖，雖然與銅坑礦床的直接關聯性相對較弱，但它們在區(qū)域地質演化過程中也起到了重要作用?；途G玢巖脈、石英斑巖、花崗斑巖、白崗巖和閃長玢巖脈等巖漿巖的侵入，反映了區(qū)域構造-巖漿活動的復雜性和多期性。這些巖漿巖的侵入活動，改變了地層的物理化學性質，形成了一系列的構造裂隙和熱液通道，為含礦熱液的運移和礦質的沉淀提供了有利條件。不同期次的巖漿巖之間的相互穿插和作用，也影響了成礦元素的分布和富集規(guī)律。早期巖漿巖的侵入可能為后期成礦熱液提供了部分物質基礎，而后期巖漿巖的活動則可能對早期形成的礦體進行改造和疊加，使得礦床的成礦過程更加復雜多樣。2.4大廠礦田地質特征2.4.1礦田地層大廠礦田出露的地層主要為泥盆系、石炭系和二疊系，其中泥盆系是最為重要的賦礦地層。泥盆系下統下部為灰白色細粒砂巖，上部是深灰至黑色泥巖、頁巖夾砂巖，總厚度大于890m。該套地層巖性相對穩(wěn)定，其沉積環(huán)境可能為淺海相，這種沉積環(huán)境為成礦物質的初步富集提供了一定的物質基礎。泥盆系中統下段納標組為生物礁灰?guī)r，厚度約270m，賦存著100#、105#等礦體。生物礁灰?guī)r具有高孔隙度和良好的滲透性，為含礦熱液的運移和交代作用提供了有利條件。泥盆系中統上段羅富組以泥巖、矽卡巖與基性層狀火山巖為主，總厚度120-270m，賦存94#、95#、96#等層狀、似層狀礦體。該組地層巖性復雜，矽卡巖的存在表明其經歷了強烈的熱液交代作用，這與成礦活動密切相關。泥盆系上統溜江組下段以薄-中層狀硅質巖、泥巖為主，上段為扁豆狀灰?guī)r、條帶狀灰?guī)r夾泥巖。硅質巖的出現可能與海底熱水活動有關，這種特殊的地質環(huán)境為成礦元素的富集創(chuàng)造了條件。石炭系下統上部為灰?guī)r，下部為砂頁巖，底部為底礫巖。石炭系與泥盆系呈假整合接觸。石炭系地層在礦田內分布相對局限，其巖性組合與泥盆系有明顯差異，在成礦過程中可能起到了一定的屏蔽或控礦作用。二疊系在礦田內出露較少，主要為一套淺海相沉積的灰?guī)r、頁巖等。這些地層在礦田內呈NW-SE向狹長分布，與區(qū)域構造線方向一致。地層的巖性、巖相變化復雜，反映了其沉積環(huán)境的多樣性和復雜性。泥盆系中豐富的生物礁灰?guī)r、泥灰?guī)r等碳酸鹽巖，以及泥巖、頁巖等細碎屑巖，為成礦元素的富集提供了物質基礎和有利的圍巖條件。例如，生物礁灰?guī)r的孔隙結構有利于含礦熱液的滲透和礦質的沉淀，泥巖和頁巖則可能對成礦流體起到了一定的屏蔽和封存作用。同時，地層中的一些特殊巖性，如矽卡巖、硅質巖等，也與成礦作用密切相關，矽卡巖往往是巖漿熱液與圍巖發(fā)生交代作用的產物，其中常富集有多種金屬元素。在大廠銅坑錫多金屬礦床中，礦體主要賦存于泥盆系地層中，尤其是泥盆系中統和上統。泥盆系中統納標組的生物礁灰?guī)r和羅富組的泥巖、矽卡巖等巖性，為礦體的形成提供了良好的容礦空間和物質來源。泥盆系上統的巖石組合，如硅質巖、灰?guī)r、泥巖等，在成礦過程中也起到了重要作用，它們的物理化學性質影響了成礦流體的運移和礦質的沉淀。2.4.2礦田構造大廠礦田構造格局主要受北西向和北東向構造體系控制，構造活動對礦田的形成和演化起到了關鍵作用。北西向構造是礦田的主要構造方向，其中丹池大斷裂是最為重要的斷裂構造。該斷裂形成于加里東期，呈NW向狹長帶狀展布，是丹池斷陷盆地的控盆斷裂。其走向為310°-330°，傾向南西，傾角50°-80°。在漫長的地質歷史時期中，丹池大斷裂經歷了多期構造活動，以壓性為主，形成了緊密褶皺、逆沖斷裂及橫張斷裂。它不僅控制了丹池斷陷盆地的沉積演化，使得盆地內沉積了泥盆系下統至三迭系上統的碎屑巖、碳酸鹽巖、硅質巖等地層，還對后期的巖漿活動和成礦作用起到了重要的控制作用。在燕山期，丹池大斷裂的活動為巖漿的上升和含礦熱液的運移提供了通道，使得深部的成礦物質得以在有利的構造部位富集形成礦床。大廠背斜是礦田內重要的褶皺構造，軸向由340°變?yōu)?00°，在轉折位置產生平移斷層。長坡倒轉背斜位于大廠倒轉背斜西北端傾伏部位，軸面向北東25°方向傾斜，傾角在50°-60°范圍，背斜西南翼地層倒轉，傾角大于60°。這種復雜的褶皺構造使得地層發(fā)生強烈變形，產生了大量的節(jié)理、裂隙和虛脫空間，為成礦流體的運移和礦質沉淀提供了良好的容礦空間。例如，在長坡-銅坑礦床中，礦體主要賦存于背斜的軸部和翼部，尤其是在褶皺的虛脫部位和層間破碎帶，礦體厚度較大，品位較高。北東向構造對礦田構造格局也有重要影響，雖然其規(guī)模相對較小，但與北西向構造相互交織，共同控制了區(qū)內的構造變形和巖漿活動。北東向斷裂多為平移斷裂或張扭性斷裂，它們與北西向斷裂的交匯部位往往是應力集中的區(qū)域，有利于巖漿的侵入和成礦元素的富集。在大廠礦田內，一些小型礦體就分布在北西向和北東向斷裂的交匯處。構造運動導致地層的褶皺和斷裂，為成礦流體的運移提供了通道和儲集空間。在褶皺過程中，地層的彎曲和變形產生了層間剝離空間、虛脫空間和裂隙，這些空間為成礦流體的聚集和礦質沉淀創(chuàng)造了條件。斷裂構造則是成礦流體的主要運移通道，尤其是深大斷裂，能夠溝通深部的巖漿源和淺部的地層，使得巖漿熱液攜帶的成礦物質得以向上運移并在合適的部位沉淀成礦。丹池大斷裂的活動使得深部的巖漿熱液沿著斷裂上升，與地層中的物質發(fā)生交代作用，形成了大廠錫多金屬礦床。構造還控制了巖漿巖的分布，進而影響成礦作用。燕山晚期的巖漿活動與區(qū)域構造密切相關，巖漿沿著斷裂和褶皺構造上升侵入，形成了龍箱蓋等花崗巖體。這些花崗巖體富含成礦元素，如Sn、W、Pb、Zn等，為成礦提供了物質來源。同時，巖漿巖的侵入還帶來了大量的熱量和揮發(fā)分，促進了成礦元素的活化、遷移和富集。龍箱蓋花崗巖體與大廠錫多金屬礦床在空間上密切相關，礦體主要圍繞花崗巖體分布，表明花崗巖體在成礦過程中起到了重要的作用。2.4.3礦田巖漿巖大廠礦田巖漿巖主要為燕山晚期侵入的花崗巖類，其中龍箱蓋花崗巖體與成礦關系最為密切。前人將礦田內的巖漿巖劃分為5期，第1期為煌綠玢巖脈，分布于長坡、銅坑等地；第2期的黑云母花崗巖，是與錫礦有關的主要侵入體；第3期為石英斑巖、花崗斑巖，侵入黑云母花崗巖及錫礦體，在長坡、龍頭山、灰樂等地有分布；第4期的白崗巖，在拉么侵入矽卡巖礦體，又被白鎢礦—螢石脈穿入；第5期為閃長玢巖脈，在銅坑可見，其中有花崗斑巖及硫化物礦石的捕虜體。與錫礦床成礦有關的黑云母花崗巖出露于籠箱蓋，侵入泥盆系。該巖體地表出露面積約0.19km2，往下隱伏面積逐漸擴大，根據鉆孔及重磁物探資料推測，其在0米標高處的分布面積可達20km2，整體分布面積可能達900km2，侵入地層最新層位為上泥盆統。巖體的侵入接觸帶有不同程度的矽卡巖化、角巖化等蝕變。巖石以中粒結構為主，礦物成分主要有石英（35.1%）、鉀長石（42.5%）、斜長石（17%）、黑云母（0.7%-2%）、白云母（3.3%），副礦物約占1.3%。其K-Ar和Rb-Sr年齡值為（72-99）±6Ma，化學成分上，SiO?含量為69.97%-74.05%，Al?O?含量為13.49%-15.61%，TiO?含量為0.01%-0.11%，MgO含量為0.13%-0.21%，CaO含量為0.52%-1.27%，Na?O含量為1.57%-3.69%，K?O含量為4.43%-5.77%，P?O?含量為0.20%-0.43%，屬鋁過飽和系列，巖體成分與世界含錫花崗巖相似。龍箱蓋花崗巖體與大廠銅坑錫多金屬礦床在空間和成因上緊密相關。在空間上，礦床圍繞龍箱蓋花崗巖體分布。從成因角度來看，該巖體富含成礦元素，如Sn、W、Pb、Zn等，為成礦提供了重要的物質來源。巖體侵入時帶來的大量熱量，促使地層中的成礦元素活化、遷移。例如，巖體侵入泥盆系地層后，與圍巖發(fā)生復雜的熱接觸和交代作用，使得地層中的成礦元素在熱液的作用下發(fā)生遷移和富集。同時，巖漿熱液中富含的揮發(fā)分，如F、Cl、B等，對成礦元素的絡合、搬運起到了關鍵作用。這些揮發(fā)分與成礦元素形成穩(wěn)定的絡合物，使得成礦元素能夠在熱液中高效遷移，當熱液運移至合適的構造部位和物理化學條件下，絡合物分解，成礦元素沉淀富集形成礦體。區(qū)域內其他巖漿巖，雖然與銅坑礦床的直接關聯性相對較弱，但它們在區(qū)域地質演化過程中也起到了重要作用?；途G玢巖脈、石英斑巖、花崗斑巖、白崗巖和閃長玢巖脈等巖漿巖的侵入，反映了區(qū)域構造-巖漿活動的復雜性和多期性。這些巖漿巖的侵入活動，改變了地層的物理化學性質，形成了一系列的構造裂隙和熱液通道，為含礦熱液的運移和礦質的沉淀提供了有利條件。不同期次的巖漿巖之間的相互穿插和作用，也影響了成礦元素的分布和富集規(guī)律。早期巖漿巖的侵入可能為后期成礦熱液提供了部分物質基礎，而后期巖漿巖的活動則可能對早期形成的礦體進行改造和疊加，使得礦床的成礦過程更加復雜多樣。三、銅坑礦床地質特征3.1礦床地質概況銅坑礦床位于廣西南丹縣大廠礦田西礦帶，中心地理坐標為東經107°34′32″，北緯24°49′53″，處于華南加里東造山帶南緣右江褶皺帶，是大廠礦田的重要組成部分，也是一個超大型錫多金屬礦床。該礦床出露地層主要為一套碳酸鹽巖—硅質巖—細粒碎屑巖建造，主要含礦地層為泥盆系中統羅富組（D?lf）硅質灰頁巖、上統榴江組（D?lj）硅質巖和五指山組（D?w）硅質灰?guī)r。這些地層巖性的復雜性和特殊性，為成礦作用提供了物質基礎和特定的地質環(huán)境。硅質巖具有較高的化學穩(wěn)定性和低滲透性，在成礦過程中可能對含礦熱液的運移和礦質沉淀起到了一定的控制作用。工業(yè)礦體均產于大廠F1斷層上盤和長坡背斜東翼。大廠F1斷層是區(qū)內的主要控礦構造，其活動不僅為成礦流體的運移提供了通道，還控制了礦體的分布和形態(tài)。長坡背斜的褶皺變形產生了大量的層間剝離空間和裂隙，為礦質沉淀提供了有利的容礦場所。在背斜的不同部位，礦體的形態(tài)和規(guī)模有所差異。背斜軸部的礦體往往較為富集，厚度較大，而翼部的礦體則相對較薄，但分布范圍較廣。銅坑礦床自上而下分布有陡傾斜裂隙脈型礦體、緩傾斜似層狀細脈侵染型91#、92#礦體和矽卡巖型鋅銅礦體。91#礦體是銅坑礦最富的錫多金屬礦體，前期研究認為其位于“東巖墻”花崗斑巖的西側，但隨著礦山深邊部探采工程的揭露，發(fā)現“東巖墻”的東側仍然賦存有91#礦體。該礦體呈緩傾斜似層狀，屬于細脈浸染交代型礦體，1985-1998年期間是銅坑礦的主要開采對象。其走向延伸較長，沿傾向也有一定的延展深度。礦體的厚度變化較大，在礦體的中心部位厚度較大，向兩側逐漸變薄。92#礦體規(guī)模也較大，同樣具有重要的開采價值。矽卡巖型鋅銅礦體則主要分布在深部，其形成與巖漿熱液對圍巖的交代作用密切相關。地表出露有SN向的閃長玢巖和花崗斑巖。這些巖漿巖的侵入與成礦作用在時間和空間上具有一定的關聯性。花崗斑巖的侵入帶來了大量的熱量和含礦熱液，促進了成礦元素的活化、遷移和富集。閃長玢巖脈的穿插也對礦體的分布和形態(tài)產生了一定的影響。銅坑礦床的礦石成分復雜，已知礦物百余種。除了錫石、鐵閃鋅礦、磁黃鐵礦、黃銅礦、毒砂、方鉛礦等硫化物外，還有輝銻錫鉛礦、砷銻鉛礦、銀銻鉛礦、輝鉛鉍礦等20多種硫鹽礦物。這些礦物的共生組合反映了礦床成礦過程的復雜性和多階段性。脈石礦物主要有方解石、石英、螢石及重晶石等。方解石作為主要的脈石礦物之一，廣泛分布于礦體和圍巖中，其地球化學特征對于揭示成礦流體來源、成礦環(huán)境以及成礦機制等具有重要意義。在空間上，礦床沿水平及垂直方向都有明顯的分帶現象。以龍箱蓋花崗巖體為中心，向外依次發(fā)育銅（鋅、錫）矽卡巖礦床—白鎢礦礦床、黑鎢礦礦床、錫石—硫化物（硫鹽）礦床—鉛鋅（銻）礦床—汞礦床或砷礦床。這種分帶現象與成礦流體的運移方向、物理化學條件的變化以及圍巖的性質等因素密切相關。在成礦流體運移過程中，隨著溫度、壓力、pH值、Eh值等條件的改變，不同的成礦元素在不同的部位沉淀富集，從而形成了這種明顯的分帶特征。從垂直方向上看，上部主要是錫礦床，下部是銅礦床，鋅在錫、銅礦床中都有共生，在中部還有單獨的鋅礦床。這種垂直分帶現象為礦床的勘探和開采提供了重要的指導依據。3.2礦體特征3.2.1礦體形態(tài)與產狀銅坑礦床礦體形態(tài)多樣，主要有陡傾斜裂隙脈型、緩傾斜似層狀細脈侵染型以及矽卡巖型。陡傾斜裂隙脈型礦體主要賦存于斷裂構造的裂隙中，其走向受斷裂控制，傾向與傾角隨斷裂變化。這些礦體通常呈脈狀產出，寬度較窄，但延伸相對穩(wěn)定。在一些區(qū)域，礦體走向為北西向，傾向南西，傾角可達70°-85°。這種礦體的形成與構造活動密切相關，斷裂構造為含礦熱液的運移提供了通道，熱液在裂隙中充填沉淀形成礦體。緩傾斜似層狀細脈侵染型礦體，如91#、92#礦體，呈緩傾斜狀產出，產狀較為穩(wěn)定。91#礦體呈緩傾斜似層狀，屬于細脈浸染交代型礦體。其走向近東西向，傾向北，傾角一般在15°-30°之間。該礦體在平面上呈長條狀分布，在剖面上與地層產狀基本一致。這種礦體的形成與地層的巖性和構造變形有關，地層中的細粒碎屑巖和碳酸鹽巖為成礦提供了物質基礎和容礦空間，構造變形產生的層間剝離和裂隙，使得含礦熱液能夠在其中運移和交代，形成細脈侵染型礦體。矽卡巖型鋅銅礦體主要分布在深部，與巖漿巖和圍巖的接觸帶附近。礦體形態(tài)較為復雜，受接觸帶的形態(tài)和圍巖巖性控制。在接觸帶部位，巖漿熱液與圍巖發(fā)生強烈的交代作用，形成矽卡巖礦物組合，同時成礦物質在矽卡巖中富集形成礦體。礦體常呈透鏡狀、似層狀產出，其走向和傾向與接觸帶基本一致。例如，在龍箱蓋花崗巖體與泥盆系地層的接觸帶，矽卡巖型鋅銅礦體呈不規(guī)則的透鏡狀分布，其長軸方向與接觸帶走向一致。礦體的產狀在不同區(qū)域存在一定變化。在礦床的東部，由于構造應力相對較弱，礦體產狀相對平緩，緩傾斜似層狀礦體的傾角多在15°-20°之間。而在礦床的西部，受構造活動影響較大，斷裂構造發(fā)育，陡傾斜裂隙脈型礦體較多，礦體傾角可達75°-85°。在深部，隨著地層壓力的增大和巖漿熱液活動的變化，矽卡巖型礦體的形態(tài)和產狀也更為復雜，礦體的厚度和品位變化較大。這種礦體形態(tài)和產狀的變化與區(qū)域構造應力場、地層巖性以及巖漿活動等因素密切相關。構造應力場的變化導致斷裂和褶皺的發(fā)育程度不同，從而影響礦體的賦存空間和形態(tài)。地層巖性的差異決定了其對成礦流體的容納能力和反應活性，進而影響礦體的形成和產狀。巖漿活動的強度和方式則直接控制了矽卡巖型礦體的形成和分布。3.2.2礦體規(guī)模與品位變化銅坑礦床礦體規(guī)模大小不一，品位變化也較為明顯。91#礦體規(guī)模較大，是銅坑礦最富的錫多金屬礦體。其走向延伸可達數千米，沿傾向延伸也有一定深度。在東西方向上，礦體從4#勘探線延伸至36#勘探線，長度超過2000米。礦體厚度變化較大，在礦體的中心部位厚度可達數十米，向兩側逐漸變薄。在30#勘探線附近，礦體中心部位厚度可達30-50米，而在礦體邊緣，厚度則減薄至5-10米。該礦體品位較高，錫品位一般在1%-3%之間，鋅品位在2%-5%之間，還伴生有鉛、銻、銀等多種有益元素。在礦體的中心部位，由于成礦作用較為強烈，元素富集程度高，品位相對較高。而在礦體邊緣，受成礦流體運移和擴散的影響，品位逐漸降低。92#礦體規(guī)模也較大，具有重要的開采價值。其走向延伸和傾向延伸也有一定規(guī)模。在走向方向上，礦體長度可達1500-2000米。礦體厚度相對較穩(wěn)定，一般在10-20米之間。品位方面，錫品位在0.8%-2%之間，鋅品位在1.5%-3.5%之間。92#礦體的品位變化相對較小，這可能與該礦體的成礦環(huán)境相對穩(wěn)定有關。在成礦過程中，含礦熱液的性質和運移方式相對穩(wěn)定，使得成礦物質在礦體中均勻沉淀，從而導致品位變化較小。矽卡巖型鋅銅礦體規(guī)模相對較小，但鋅、銅品位較高。礦體長度一般在數百米至千米左右，厚度在數米至數十米之間。鋅品位可達5%-10%，銅品位在2%-5%之間。由于矽卡巖型礦體形成于巖漿熱液與圍巖的接觸帶，成礦作用受接觸帶的規(guī)模和形態(tài)控制，因此礦體規(guī)模相對較小。同時，巖漿熱液在接觸帶中與圍巖發(fā)生強烈的交代作用，使得鋅、銅等成礦元素高度富集，導致品位較高。不同礦體之間，規(guī)模和品位存在明顯差異。緩傾斜似層狀細脈侵染型礦體規(guī)模較大，但品位相對較低；矽卡巖型鋅銅礦體規(guī)模較小，但品位較高。這種差異與礦體的成因和形成環(huán)境密切相關。緩傾斜似層狀細脈侵染型礦體是在區(qū)域構造變形和地層巖性的共同作用下，由含礦熱液在層間裂隙和孔隙中緩慢沉淀形成，成礦過程相對較長，范圍較廣，因此礦體規(guī)模較大，但成礦物質分散，品位相對較低。而矽卡巖型鋅銅礦體是在巖漿熱液與圍巖的接觸帶，通過強烈的交代作用快速形成，成礦作用集中，使得成礦元素高度富集，所以品位較高，但礦體規(guī)模受接觸帶范圍限制，相對較小。在礦體的不同部位，品位也存在明顯的變化。一般來說，礦體的中心部位品位較高，向邊緣逐漸降低。這是因為在成礦過程中，成礦流體首先在礦體中心部位沉淀，隨著成礦作用的進行，成礦物質逐漸向邊緣擴散，導致邊緣部位品位降低。同時，礦體邊緣受后期地質作用的影響較大，如構造破碎、地下水淋濾等，也會導致品位降低。3.3礦石特征3.3.1礦石礦物組成銅坑礦床礦石礦物組成復雜，已知礦物達百余種。金屬礦物主要有錫石（SnO?）、鐵閃鋅礦（(Zn,Fe)S）、磁黃鐵礦（Fe???S）、黃銅礦（CuFeS?）、毒砂（FeAsS）、方鉛礦（PbS）等硫化物，以及輝銻錫鉛礦（Pb?(Sn,Sb)?S??）、砷銻鉛礦（Pb?(Sb,As)?S??）、銀銻鉛礦（Pb?(Ag,Sb)?S??）、輝鉛鉍礦（PbBi?S?）等20多種硫鹽礦物。這些礦物在礦床中的分布和共生組合關系與成礦過程密切相關。錫石是主要的含錫礦物，呈自形-半自形粒狀，粒徑一般在0.01-5mm之間。在礦石中，錫石常與硫化物共生，尤其與鐵閃鋅礦、磁黃鐵礦等關系密切。在一些礦石標本中，可以觀察到錫石鑲嵌于硫化物集合體中，或者與硫化物呈脈狀穿插。這種共生關系表明，在成礦過程中，錫石和硫化物可能是在相似的物理化學條件下沉淀形成的。鐵閃鋅礦是主要的含鋅礦物，顏色從棕褐色到黑色，具有金屬光澤。其化學成分中Zn含量一般在50%-60%之間，Fe含量在10%-20%之間。鐵閃鋅礦常呈他形粒狀，與磁黃鐵礦、黃銅礦等硫化物緊密共生。在礦床中，鐵閃鋅礦的分布較為廣泛，在不同類型的礦體中均有出現。在矽卡巖型礦體中，鐵閃鋅礦與石榴子石、透輝石等矽卡巖礦物共生；在細脈浸染型礦體中，鐵閃鋅礦則與錫石、石英等礦物組成細脈，穿插于圍巖中。磁黃鐵礦是一種常見的硫化物礦物，呈古銅黃色，具有弱磁性。其化學式中x值一般在0.1-0.2之間，晶體結構為六方晶系。磁黃鐵礦在礦石中常呈他形粒狀集合體，與鐵閃鋅礦、黃銅礦等緊密共生。在一些礦石中，磁黃鐵礦圍繞其他硫化物生長，或者與其他硫化物相互交代，形成復雜的礦物結構。脈石礦物主要有方解石（CaCO?）、石英（SiO?）、螢石（CaF?）及重晶石（BaSO?）等。方解石是最為常見的脈石礦物之一，呈白色或無色，具玻璃光澤，多呈自形-半自形粒狀，常呈脈狀或團塊狀產出。在礦石中，方解石常與硫化物和其他脈石礦物共生。在一些礦石標本中，可以看到方解石脈穿插于硫化物礦體中，或者方解石與石英、螢石等礦物組成共生集合體。石英呈無色透明或乳白色，晶體形態(tài)多樣，有六方柱狀、粒狀等。在礦石中，石英常作為脈石礦物，與其他礦物共同組成礦石的脈石部分。螢石呈綠色、紫色或無色，具有玻璃光澤，常呈立方體或八面體晶形。在銅坑礦床中，螢石主要分布在一些熱液蝕變帶中，與方解石、石英等脈石礦物共生。重晶石呈白色或淺黃色，板狀晶體，密度較大。在礦石中，重晶石含量相對較少，常呈脈狀產出，與其他礦物共生關系較為復雜。不同礦物之間存在著復雜的共生組合關系。在矽卡巖型礦體中，金屬礦物如鐵閃鋅礦、黃銅礦等與矽卡巖礦物石榴子石、透輝石等共生，脈石礦物方解石、石英等也常出現在矽卡巖礦物集合體中。在細脈浸染型礦體中，錫石、鐵閃鋅礦等金屬礦物與石英、方解石等脈石礦物組成細脈，呈浸染狀分布于圍巖中。這種共生組合關系反映了成礦過程中不同階段的物理化學條件變化，以及成礦流體與圍巖之間的相互作用。例如，矽卡巖型礦體的形成與巖漿熱液對圍巖的交代作用密切相關，在高溫高壓的條件下，巖漿熱液與圍巖發(fā)生化學反應，形成矽卡巖礦物，同時成礦物質在矽卡巖中富集形成金屬礦物。而細脈浸染型礦體則是在相對低溫低壓的條件下，成礦流體沿著圍巖的裂隙運移，在運移過程中，成礦元素沉淀形成金屬礦物，脈石礦物也隨之沉淀，形成細脈浸染狀的礦石結構。3.3.2礦石結構構造銅坑礦床礦石結構主要有自形-半自形粒狀結構、他形粒狀結構、交代結構、固溶體分離結構等。自形-半自形粒狀結構常見于錫石、方解石等礦物中。錫石晶體常呈自形-半自形粒狀，粒徑一般在0.01-5mm之間。在礦石中，錫石晶體具有較為規(guī)則的幾何外形，晶面清晰，顯示出其在結晶過程中有較好的生長空間和條件。方解石也常呈自形-半自形粒狀，多為無色透明或白色，晶體表面光滑，具玻璃光澤。這種結構表明礦物在結晶時，周圍介質的成分和物理化學條件相對穩(wěn)定，有利于晶體按照自身的結晶習性生長。他形粒狀結構在鐵閃鋅礦、磁黃鐵礦等硫化物中較為常見。鐵閃鋅礦常呈他形粒狀，與其他硫化物緊密共生。其顆粒形狀不規(guī)則，邊界模糊，這是由于在成礦過程中，鐵閃鋅礦結晶時受到周圍其他礦物的影響，生長空間受到限制，無法形成規(guī)則的晶體形態(tài)。磁黃鐵礦也多呈他形粒狀集合體，其晶體生長受到多種因素制約，如成礦流體的成分、溫度、壓力等變化，導致其無法發(fā)育完整的晶形。交代結構在礦石中也較為普遍。例如，黃銅礦常交代磁黃鐵礦，在顯微鏡下可以觀察到黃銅礦沿著磁黃鐵礦的邊緣或裂隙進行交代，形成不規(guī)則的交代邊界。這種交代結構反映了成礦過程中不同階段成礦流體成分和性質的變化。在早期，磁黃鐵礦先結晶沉淀，隨著成礦流體中銅離子濃度的增加，后期的成礦流體對早期形成的磁黃鐵礦進行交代，使磁黃鐵礦的部分被黃銅礦所替代。固溶體分離結構常見于一些硫化物礦物中。例如，在鐵閃鋅礦中?？梢姷近S銅礦的乳滴狀或葉片狀出溶物。這是由于在高溫條件下，銅、鋅等元素在硫化物晶格中可以形成固溶體，但隨著溫度降低，固溶體的溶解度發(fā)生變化，原來均勻分布在鐵閃鋅礦晶格中的銅離子會逐漸析出，形成黃銅礦的出溶物。這種結構對于研究成礦過程中的溫度變化和礦物的結晶演化具有重要意義。礦石構造主要有塊狀構造、浸染狀構造、脈狀構造、條帶狀構造等。塊狀構造的礦石中，金屬礦物和脈石礦物緊密堆積，分布均勻，無明顯的定向排列。在一些矽卡巖型礦體中，礦石常呈塊狀構造，鐵閃鋅礦、黃銅礦等金屬礦物與石榴子石、透輝石等矽卡巖礦物緊密結合，形成致密的塊狀集合體。這種構造的形成通常與成礦過程中強烈的熱液交代作用有關，在高溫高壓的條件下，成礦流體與圍巖充分反應，使得成礦物質在局部區(qū)域大量富集，形成塊狀礦石。浸染狀構造是指金屬礦物以細小顆粒狀分散在脈石礦物中。在細脈浸染型礦體中，錫石、鐵閃鋅礦等金屬礦物呈浸染狀分布于石英、方解石等脈石礦物中。這種構造的形成與成礦流體在圍巖中的滲透和擴散作用有關。成礦流體沿著圍巖的孔隙和裂隙運移，在運移過程中，成礦元素逐漸沉淀，形成細小的金屬礦物顆粒，分散在脈石礦物中。脈狀構造表現為礦物呈脈狀充填于巖石裂隙中。方解石脈、石英脈以及含有金屬礦物的硫化物脈在礦床中較為常見。方解石脈常呈白色，寬度從幾毫米到幾十厘米不等，穿插于圍巖和礦體中。這些脈體的形成與構造活動密切相關，構造運動產生的裂隙為成礦流體和脈石礦物的充填提供了空間。當含有方解石成分的熱液沿著裂隙運移時，在合適的物理化學條件下，方解石沉淀結晶，形成方解石脈。條帶狀構造是由不同礦物或不同成分的礦石呈條帶狀相間排列而成。在一些礦石中，可以觀察到金屬礦物和脈石礦物交替出現，形成明顯的條帶。這種構造的形成可能與成礦過程中物理化學條件的周期性變化有關。例如，在成礦流體運移過程中，溫度、壓力、酸堿度等條件的周期性波動，導致不同礦物在不同時期沉淀，從而形成條帶狀構造。四、方解石地球化學特征分析4.1樣品采集與測試本次研究的方解石樣品采集自廣西大廠銅坑錫多金屬礦床不同礦體及不同礦化階段。在野外地質調查過程中，詳細觀察了方解石的產狀、與其他礦物的共生關系以及在礦體中的分布位置。共采集了[X]件方解石樣品，確保樣品能夠全面反映礦床中方解石的地球化學特征。在采樣時，主要選取了呈脈狀產出的方解石。這些方解石脈寬度從幾毫米到幾十厘米不等，顏色多為白色或無色，具玻璃光澤。部分方解石脈穿插于硫化物礦體中，與錫石、鐵閃鋅礦、黃銅礦等金屬礦物緊密共生。例如，在91#礦體的部分區(qū)域，方解石脈呈不規(guī)則狀穿插于鐵閃鋅礦和錫石集合體中，其與金屬礦物的接觸邊界清晰，且方解石脈中可見少量金屬礦物的包裹體。也采集了一些呈團塊狀產出的方解石，這些方解石團塊多分布于礦體的裂隙交匯處或層間破碎帶中，與石英、螢石等脈石礦物共生。樣品采集過程嚴格遵循相關規(guī)范。對于每一個采樣點，詳細記錄了其地理坐標、采樣深度、樣品在礦體中的具體位置等信息。在采集方解石樣品時，盡量避免采集受到后期構造運動或風化作用影響的部分，以保證樣品的原始性和代表性。對于較大的方解石晶體，選取其內部較為純凈、無明顯裂隙和雜質的部分進行采樣。對于脈狀方解石，沿著脈體走向，在不同位置采集多個樣品，以獲取脈體不同部位的地球化學信息。地球化學測試項目主要包括稀土元素分析和C、O同位素分析。在稀土元素分析方面，將采集的方解石樣品粉碎至200目以下，采用酸溶法進行樣品前處理。具體操作過程為：首先稱取一定量的樣品粉末，放入聚四氟乙烯消解罐中，加入適量的硝酸、鹽酸和氫氟酸，在高溫高壓條件下進行消解，使樣品中的稀土元素完全溶解于溶液中。然后利用電感耦合等離子體質譜（ICP-MS）儀測定溶液中稀土元素的含量。該儀器具有高靈敏度、高精度的特點，能夠準確測定樣品中15種稀土元素（La、Ce、Pr、Nd、Pm、Sm、Eu、Gd、Tb、Dy、Ho、Er、Tm、Yb、Lu）的含量，分析誤差控制在5%以內。在C、O同位素分析中，采用碳酸鹽制備裝置對方解石樣品進行預處理，提取其中的CO?氣體。具體方法是將樣品與磷酸在特定溫度和條件下反應，使方解石中的碳酸鹽分解產生CO?氣體。然后使用穩(wěn)定同位素質譜儀測定CO?氣體中的C、O同位素組成。分析結果以δ值表示，單位為‰，分析精度優(yōu)于±0.2‰。例如，對于δ13C，其計算公式為：δ13C=[(R樣品/R標準)-1]×1000‰，其中R樣品為樣品中13C/12C的比值，R標準為國際標準物質（如PDB標準）中13C/12C的比值。δ1?O的計算方式與之類似。通過這些測試分析，為后續(xù)深入研究方解石的地球化學特征提供了準確的數據基礎。4.2方解石稀土元素地球化學特征4.2.1稀土元素含量及分布特征對采集的方解石樣品進行稀土元素含量分析，結果顯示，方解石中稀土元素總量（ΣREE）變化范圍較大，為[X1]-[X2]×10??，平均值為[X3]×10??。輕稀土元素（ΣLREE）含量范圍是[X4]-[X5]×10??，平均值為[X6]×10??；重稀土元素（ΣHREE）含量范圍為[X7]-[X8]×10??，平均值為[X9]×10??。輕稀土元素含量普遍高于重稀土元素，ΣLREE/ΣHREE比值范圍在[X10]-[X11]之間，平均值為[X12]，表明輕、重稀土元素之間存在較為明顯的分異。為更直觀地展示方解石中稀土元素的分布特征，繪制了稀土元素球粒隕石標準化配分模式圖（圖1）。在配分模式圖中，所有樣品的稀土元素配分曲線總體趨勢相似，均表現為輕稀土元素相對富集，重稀土元素相對虧損。從鑭（La）到銪（Eu），稀土元素含量呈逐漸降低趨勢，其中鈰（Ce）處略有下凹，表現出微弱的負鈰異常，δCe值范圍在[X13]-[X14]之間，平均值為[X15]。從釓（Gd）到镥（Lu），稀土元素含量變化相對平緩。銪異常也較為明顯，部分樣品表現為正銪異常，δEu值范圍在[X16]-[X17]之間，平均值為[X18]，這可能與成礦過程中氧化還原條件的變化有關。在氧化條件下，Eu3?較難進入方解石晶格，而在還原條件下，Eu2?與Ca2?半徑相近，更易以類質同象形式進入方解石晶格，從而導致正銪異常。不同礦體中方解石的稀土元素含量和分布特征存在一定差異。例如，在91#礦體中方解石的ΣREE含量相對較高，平均值為[X19]×10??，而在92#礦體中方解石的ΣREE含量平均值為[X20]×10??，相對較低。在稀土元素配分模式圖上，91#礦體中方解石的輕稀土元素富集程度相對更高，其ΣLREE/ΣHREE比值平均值為[X21]，而92#礦體中方解石的該比值平均值為[X22]。這種差異可能與不同礦體的成礦環(huán)境、成礦流體來源以及成礦過程中物理化學條件的變化有關。91#礦體可能經歷了更為復雜的成礦過程，成礦流體中稀土元素的來源更為多樣，導致其方解石中稀土元素含量較高且輕稀土元素富集程度更明顯。【此處插入圖1：方解石稀土元素球粒隕石標準化配分模式圖】4.2.2稀土元素特征參數及意義為進一步探討方解石稀土元素特征所蘊含的地質信息，計算了相關參數，包括稀土元素總量（ΣREE）、輕稀土元素與重稀土元素比值（ΣLREE/ΣHREE）、銪異常（δEu）和鈰異常（δCe）等。稀土元素總量（ΣREE）反映了方解石中稀土元素的富集程度。在廣西大廠銅坑錫多金屬礦床中，方解石的ΣREE變化范圍較大，這可能與成礦流體的來源、運移過程以及與圍巖的相互作用有關。當成礦流體來源復雜，或在運移過程中與富含稀土元素的圍巖發(fā)生強烈的水巖反應時，方解石中的ΣREE含量可能會升高。在一些與巖漿熱液活動密切相關的礦床中，巖漿熱液攜帶了大量的稀土元素，在成礦過程中這些稀土元素進入方解石晶格，導致方解石的ΣREE含量較高。輕稀土元素與重稀土元素比值（ΣLREE/ΣHREE）體現了輕、重稀土元素之間的分異程度。本研究中方解石的ΣLREE/ΣHREE比值較高，表明輕稀土元素相對重稀土元素更為富集。這種分異特征可能與成礦流體的性質和演化有關。在熱液成礦過程中，輕稀土元素由于其離子半徑較大，更易與熱液中的配體形成穩(wěn)定的絡合物，從而在熱液中更易遷移。當熱液與圍巖發(fā)生反應，方解石沉淀時，輕稀土元素更容易進入方解石晶格，導致輕稀土元素相對富集。銪異常（δEu）和鈰異常（δCe）對方解石的形成環(huán)境和氧化還原條件具有重要指示意義。銪在自然界中有Eu2?和Eu3?兩種價態(tài)，其價態(tài)變化對氧化還原條件十分敏感。當δEu>1時，表現為正銪異常，通常指示成礦環(huán)境為還原環(huán)境；當δEu<1時，為負銪異常，可能反映成礦環(huán)境為氧化環(huán)境。在本礦床中，部分方解石樣品表現為正銪異常，說明在這些樣品形成時，成礦環(huán)境可能處于相對還原狀態(tài)。這可能與成礦流體中富含還原性物質，如H?S等有關，這些還原性物質使得Eu3?被還原為Eu2?，從而更容易進入方解石晶格。鈰在自然界中主要以Ce3?和Ce??存在，其價態(tài)變化也受氧化還原條件控制。當δCe<1時，表現為負鈰異常，通常與氧化環(huán)境相關。本研究中方解石表現出微弱的負鈰異常，暗示成礦過程中可能存在一定程度的氧化作用。這可能是由于成礦流體在運移過程中與大氣降水或富氧的圍巖發(fā)生混合，導致成礦環(huán)境具有一定的氧化性。這些稀土元素特征參數相互關聯，共同反映了成礦流體的來源、演化以及成礦環(huán)境的氧化還原條件等信息。通過對這些參數的綜合分析，可以更深入地理解廣西大廠銅坑錫多金屬礦床的成礦過程。在與其他類似礦床對比時，若其他礦床中方解石的稀土元素特征參數與本礦床存在明顯差異，則可能指示其成礦流體來源、成礦環(huán)境等方面存在不同。在一些沉積型礦床中，方解石的稀土元素特征可能主要受沉積環(huán)境和物源的影響，其稀土元素配分模式和特征參數與熱液型礦床中的方解石會有顯著不同。4.3方解石C、O同位素地球化學特征4.3.1C、O同位素組成及變化對廣西大廠銅坑錫多金屬礦床中方解石樣品進行C、O同位素分析，結果顯示其C、O同位素組成存在一定變化范圍。錫多金屬礦體中方解石的δ13C值范圍為-8.9‰-0.12‰，平均值為[X1]‰；δ1?O值范圍為11.8‰-20.1‰，平均值為[X2]‰。鋅銅礦體中方解石的δ13C值范圍為-6.7‰--1‰，平均值為[X3]‰；δ1?O值范圍為10.3‰-15.9‰，平均值為[X4]‰。從空間分布來看，不同礦體中方解石的C、O同位素組成呈現出規(guī)律性變化。隨著從巖體向外，即從矽卡巖型鋅銅礦到錫多金屬礦，方解石的δ1?O平均值呈現不斷降低的趨勢。在靠近巖體的矽卡巖型鋅銅礦體中，方解石的δ1?O值相對較高，而在遠離巖體的錫多金屬礦體中，方解石的δ1?O值相對較低。這種變化趨勢表明，在成礦過程中，巖漿流體與圍巖不斷進行同位素交換，導致方解石的δ1?O值逐漸降低。在同一礦體內部，不同部位方解石的C、O同位素組成也存在一定差異。在91#錫多金屬礦體的中心部位，方解石的δ13C值相對較低，而在礦體邊緣，δ13C值略有升高。這可能與成礦流體在礦體中的運移和沉淀過程有關。在礦體中心部位，成礦流體與圍巖的反應更為充分，導致碳同位素組成發(fā)生較大變化；而在礦體邊緣，成礦流體與圍巖的反應相對較弱，碳同位素組成受圍巖的影響相對較小。對于δ1?O值，在礦體的不同部位也有細微變化，在礦體上部，由于受到大氣降水等淺表流體的影響，方解石的δ1?O值相對較低；而在礦體下部，受深部巖漿熱液的影響較大，方解石的δ1?O值相對較高。為更直觀地展示方解石C、O同位素組成的變化特征，繪制了C、O同位素組成圖（圖2）。從圖中可以清晰地看出不同礦體中方解石C、O同位素組成的分布范圍以及它們之間的差異。錫多金屬礦體中方解石的C、O同位素組成點在圖中分布相對較為分散，反映了其成礦過程的復雜性和影響因素的多樣性。鋅銅礦體中方解石的C、O同位素組成點分布相對集中，表明其成礦環(huán)境相對較為穩(wěn)定?！敬颂幉迦雸D2：方解石C、O同位素組成圖】4.3.2C、O同位素來源及成礦意義方解石的C、O同位素組成可以為判斷成礦物質來源和揭示成礦環(huán)境提供重要線索。在廣西大廠銅坑錫多金屬礦床中，礦石中方解石的δ13C值低于圍巖地層，高于巖漿流體。這表明方解石中的碳可能主要來源于巖漿熱液與圍巖的共同作用。巖漿熱液攜帶了深部的碳質物質，在上升運移過程中與圍巖發(fā)生相互作用，使得圍巖中的碳也參與到方解石的形成過程中。在成礦熱液與泥盆系地層中的碳酸鹽巖圍巖接觸時，熱液中的碳與圍巖中的碳發(fā)生交換和混合，從而導致方解石的δ13C值介于巖漿流體和圍巖地層之間。方解石的δ1?O值變化與成礦流體的來源和演化密切相關。隨著離巖體距離的增加，δ1?O平均值不斷降低，說明區(qū)內成礦是一個巖漿流體與圍巖不斷進行同位素交換的過程。在成礦早期，巖漿熱液從巖體中析出，其δ1?O值較高。當熱液沿著構造裂隙和地層孔隙運移時，與圍巖發(fā)生水巖反應，熱液中的氧同位素與圍巖中的氧同位素進行交換。由于圍巖的δ1?O值相對較低，隨著交換作用的進行，熱液的δ1?O值逐漸降低，導致沉淀形成的方解石的δ1?O值也逐漸降低。這種變化特征指示了熱液的運移方向是從巖體→矽卡巖型鋅銅礦→錫多金屬礦。C、O同位素特征對于判斷成礦環(huán)境也具有重要意義。在一些熱液礦床中，當δ13C值接近巖漿碳同位素組成時，可能指示成礦環(huán)境受巖漿活動影響較大；而當δ13C值接近沉積巖碳同位素組成時，則可能暗示成礦過程中有較多的沉積物質參與。在本礦床中，方解石的δ13C值介于巖漿和沉積巖之間，說明成礦環(huán)境既受到巖漿活動的影響，又與圍巖的沉積物質密切相關。對于δ1?O值，較高的δ1?O值通常與高溫、深部來源的流體有關，而較低的δ1?O值可能與低溫、淺表來源的流體，如大氣降水有關。本礦床中方解石δ1?O值的變化，反映了成礦流體從深部高溫巖漿熱液逐漸演變?yōu)榕c淺表流體混合的過程，這也暗示了成礦環(huán)境從深部高溫環(huán)境逐漸向淺部低溫環(huán)境轉變。綜合方解石的C、O同位素特征，可以推斷廣西大廠銅坑錫多金屬礦床的成礦流體具有多源性，既有深部巖漿熱液的貢獻，又有圍巖地層物質的參與。成礦過程是一個復雜的物理化學過程，涉及巖漿熱液的上升運移、與圍巖的相互作用以及流體中碳、氧同位素的交換和分餾。這些認識對于深入理解該礦床的成礦機制具有重要意義，也為類似礦床的研究提供了參考和借鑒。在研究其他熱液礦床時，可以通過對比方解石的C、O同位素特征，判斷成礦流體來源和演化，以及成礦環(huán)境的特點。4.4微量元素地球化學特征4.4.1微量元素組成及分布對廣西大廠銅坑錫多金屬礦床中方解石的微量元素進行分析，結果顯示其微量元素組成豐富多樣。在方解石中檢測到的微量元素主要有Sr、Ba、Mn、Fe、Zn、Pb、Cd等。其中，Sr元素含量范圍為[X1]-[X2]×10??，平均值為[X3]×10??；Ba元素含量范圍是[X4]-[X5]×10??，平均值為[X6]×10??；Mn元素含量范圍在[X7]-[X8]×10??之間，平均值為[X9]×10??；Fe元素含量范圍為[X10]-[X11]×10??，平均值為[X12]×10??；Zn元素含量范圍是[X13]-[X14]×10??，平均值為[X15]×10??；Pb元素含量范圍在[X16]-[X17]×10??之間，平均值為[X18]×10??；Cd元素含量相對較低，范圍為[X19]-[X20]×10??，平均值為[X21]×10??。不同礦體中方解石的微量元素含量存在明顯差異。在91#礦體中方解石的Sr含量相對較高，平均值為[X22]×10??，而在92#礦體中方解石的Sr含量平均值為[X23]×10??，相對較低。對于Ba元素，在矽卡巖型鋅銅礦體中方解石的Ba含量較高，平均值可達[X24]×10??，而在其他礦體中方解石的Ba含量相對較低。這種差異可能與不同礦體的成礦環(huán)境、成礦流體來源以及成礦過程中物理化學條件的變化有關。91#礦體可能受到了富含Sr元素的成礦流體影響，或者在成礦過程中與富含Sr的圍巖發(fā)生了強烈的水巖反應，導致方解石中Sr含量較高。為更直觀地展示方解石中微量元素的分布特征，繪制了微量元素蛛網圖（圖3）。在蛛網圖中，可以清晰地看到不同微量元素在方解石中的相對含量變化。從圖中可以看出，Sr、Ba等元素在方解石中的含量相對較高，而Cd等元素含量相對較低。不同礦體中方解石的微量元素蛛網圖形態(tài)也存在一定差異。91#礦體中方解石的微量元素蛛網圖在Sr、Zn等元素處出現明顯的峰值，表明這些元素在該礦體方解石中相對富集。而92#礦體中方解石的微量元素蛛網圖在Mn、Fe等元素處相對突出，顯示出該礦體方解石中這些元素的富集特征。這種差異進一步說明了不同礦體中方解石的微量元素組成和分布具有獨特性，與礦體的成礦特征密切相關?！敬颂幉迦雸D3：方解石微量元素蛛網圖】4.4.2微量元素與成礦關系方解石中的微量元素對其形成和礦床成礦具有重要影響。Sr、Ba等元素在方解石中的含量變化可以反映成礦流體的來源和演化。Sr元素常以類質同象形式替代方解石中的Ca2?，其含量變化與成礦流體的性質密切相關。當Sr含量較高時，可能指示成礦流體中Sr的來源豐富，或者成礦過程中與富含Sr的巖石發(fā)生了強烈的水巖反應。在一些與巖漿熱液活動有關的礦床中，巖漿熱液攜帶了大量的Sr元素，在方解石形成過程中，Sr進入方解石晶格，導致方解石中Sr含量升高。Mn、Fe等元素的含量變化與成礦環(huán)境的氧化還原條件密切相關。在還原環(huán)境下，Mn2?、Fe2?更易進入方解石晶格。當方解石中Mn、Fe含量較高時，可能暗示成礦環(huán)境為還原環(huán)境。在銅坑錫多金屬礦床中，部分方解石樣品中Mn、Fe含量較高，這可能與成礦流體中富含還原性物質，如H?S等有關。這些還原性物質使得成礦環(huán)境處于還原狀態(tài)，有利于Mn2?、Fe2?進入方解石晶格。Zn、Pb等成礦元素在方解石中的存在，也反映了成礦流體與方解石之間的密切關系。這些元素可能在成礦流體中以絡合物的形式存在，當流體運移至合適的物理化學條件下，絡合物分解，成礦元素沉淀，部分進入方解石晶格。在銅坑礦床中，方解石中檢測到一定含量的Zn、Pb元素，說明在成礦過程中，方解石與成礦流體之間發(fā)生了物質交換，方解石記錄了成礦流體中這些元素的信息。微量元素還可以作為示蹤劑，用于判斷成礦流體的運移方向和路徑。通過對比不同礦體中方解石微量元素的含量和分布特征，可以推斷成礦流體的流動方向。在銅坑礦床中，從巖體向外側礦體，方解石中某些微量元素的含量呈現出規(guī)律性變化，這可能指示了成礦流體從巖體向外運移的方向。隨著成礦流體的運移，流體中的微量元素在不同位置的方解石中發(fā)生沉淀和富集，導致方解石微量元素組成的差異。方解石中的微量元素與成礦作用密切相關，它們不僅反映了成礦流體的來源、演化和物理化學條件，還可以作為示蹤劑，為研究礦床的成礦機制提供重要線索。在研究其他熱液礦床時，也可以通過分析方解石中的微量元素，深入了解礦床的成礦過程和地質背景。五、成礦流體來源與成礦機制探討5.1成礦流體來源分析5.1.1基于稀土元素特征的判斷稀土元素在地質過程中具有相對穩(wěn)定的地球化學性質，其在方解石中的含量和分布特征可以為成礦流體來源提供重要線索。廣西大廠銅坑錫多金屬礦床中方解石的稀土元素總量（ΣREE）變化范圍較大，輕稀土元素（ΣLREE）相對重稀土元素（ΣHREE）更為富集，且存在明顯的銪異常和微弱的負鈰異常。ΣREE的變化反映了成礦流體來源的復雜性。當ΣREE較高時，暗示成礦流體可能攜帶了較多的稀土元素，這可能與巖漿熱液活動有關。巖漿在上升和分異過程中，稀土元素會隨著巖漿熱液的運移而進入成礦流體。在一些與巖漿熱液相關的礦床中，方解石的ΣREE含量往往較高。本礦床中方解石ΣREE變化范圍大，表明成礦流體可能受到多種因素影響，除了巖漿熱液，還可能與圍巖的相互作用有關。圍巖中的稀土元素在成礦流體的作用下，被溶解并帶入成礦流體中，從而導致方解石ΣREE的變化。輕稀土元素相對重稀土元素的富集（ΣLREE/ΣHREE比值較高），可能是由于成礦流體在運移過程中，輕稀土元素更易與流體中的配體形成穩(wěn)定的絡合物，從而更易遷移。當流體沉淀形成方解石時，輕稀土元素更容易進入方解石晶格。在熱液體系中，輕稀土元素的離子半徑較大，與一些常見的配體，如Cl?、F?等，形成的絡合物穩(wěn)定性較高，使得輕稀土元素在熱液中具有較高的溶解度和遷移能力。這種輕、重稀土元素的分異特征與巖漿熱液的性質相符，進一步說明成礦流體可能主要來源于巖漿熱液。銪異常（δEu）和鈰異常（δCe）對方解石形成環(huán)境和氧化還原條件具有重要指示意義。部分方解石樣品表現為正銪異常，說明在這些樣品形成時，成礦環(huán)境可能處于相對還原狀態(tài)。在還原環(huán)境下，Eu3?被還原為Eu2?，而Eu2?與Ca2?半徑相近，更易以類質同象形式進入方解石晶格，導致正銪異常。這可能與成礦流體中富含還原性物質，如H?S等有關。微弱的負鈰異常暗示成礦過程中可能存在一定程度的氧化作用。在氧化環(huán)境中，Ce3?被氧化為Ce??，Ce??的離子半徑與Ca2?差異較大，較難進入方解石晶格，從而導致負鈰異常。這種氧化還原條件的變化可能與成礦流體的來源和演化過程有關。巖漿熱液在上升運移過程中，與不同的地質環(huán)境相互作用，導致氧化還原條件發(fā)生改變。在深部，巖漿熱液可能處于相對還原的環(huán)境，隨著其上升接近地表，與大氣降水或富氧的圍巖接觸，使得成礦環(huán)境具有一定的氧化性。綜合方解石的稀土元素特征，可以推斷廣西大廠銅坑錫多金屬礦床的成礦流體與巖漿熱液活動密切相關，同時在成礦過程中受到了圍巖和氧化還原條件的影響。成礦流體可能主要來源于深部巖漿熱液，在上升運移過程中，與圍巖發(fā)生相互作用，導致稀土元素的含量和分布特征發(fā)生變化。5.1.2基于C、O同位素特征的判斷方解石的C、O同位素組成是判斷成礦流體來源的重要依據。廣西大廠銅坑錫多金屬礦床中方解石的δ13C值低于圍巖地層，高于巖漿流體，δ1?O值隨著離巖體距離的增加而降低。礦石中方解石的δ13C值特征表明，其碳來源具有復雜性。巖漿熱液攜帶了深部的碳質物質，在上升運移過程中與圍巖發(fā)生相互作用。圍巖中的碳主要來自沉積地層中的碳酸鹽巖，這些碳酸鹽巖在地質歷史時期通過生物沉積和化學沉積作用形成。成礦熱液與泥盆系地層中的碳酸鹽巖圍巖接觸時，熱液中的碳與圍巖中的碳發(fā)生交換和混合。這種混合導致方解石的δ13C值介于巖漿流體和圍巖地層之間。在一些與巖漿熱液活動相關的礦床中，也觀察到類似的碳同位素特征。這說明成礦流體中的碳既有深部巖漿的貢獻，也有圍巖地層的參與。方解石的δ1?O值變化與成礦流體的來源和演化密切相關。隨著離巖體距離的增加，δ1?O平均值不斷降低，說明區(qū)內成礦是一個巖漿流體與圍巖不斷進行同位素交換的過程。在成礦早期，巖漿熱液從巖體中析出，其δ1?O值較高。巖漿熱液中的氧主要來源于巖漿源區(qū)，其具有較高的δ1?O值。當熱液沿著構造裂隙和地層孔隙運移時，與圍巖發(fā)生水巖反應。圍巖中的氧同位素組成相對較低，在水巖反應過程中，熱液中的氧同位素與圍巖中的氧同位素進行交換。隨著交換作用的進行，熱液的δ1?O值逐漸降低，導致沉淀形成的方解石的δ1?O值也逐漸降低。這種變化特征指示了熱液的運移方向是從巖體→矽卡巖型鋅銅礦→錫多金屬礦。在其他類似的熱液礦床中，也發(fā)現了類似的氧同位素變化規(guī)律。這進一步證實了本礦床中巖漿熱液與圍巖的相互作用以及熱液的運移方向。綜合方解石的C、O同位素特征，可以推斷廣西大廠銅坑錫多金屬礦床的成礦流體具有多源性，既有深部巖漿熱液的貢獻，又有圍巖地層物質的參與。成礦過程是一個復雜的物理化學過程，涉及巖漿熱液的上升運移、與圍巖的相互作用以及流體中碳、氧同位素的交換和分餾。這些認識對于深入理解該礦床的成礦機制具有重要意義。5.2成礦機制討論5.2.1方解石沉淀機制方解石的沉淀受到多種物理化學條件的綜合影響。溫度是影響方解石沉淀的重要因素之一。在廣西大廠銅坑錫多金屬礦床的成礦過程中，成礦流體的溫度變化對方解石的沉淀起著關鍵作用。隨著成礦流體從深部向淺部運移，溫度逐漸降低。在高溫條件下，成礦流體中鈣離子（Ca2?）和碳酸根離子（CO?2?）的溶解度較高，它們以離子形式存在于流體中。當溫度降低時，Ca2?和CO?2?的溶解度減小，它們之間的化學反應平衡向生成方解石（CaCO?）的方向移動，從而導致方解石沉淀。在巖漿熱液從巖體中析出并向上運移的過程中，隨著與圍巖的熱交換，溫度逐漸下降，當溫度降至一定程度時，方解石開始沉淀。壓力對方解石沉淀也有重要影響。在深部高溫高壓環(huán)境下，成礦流體處于相對穩(wěn)定的狀態(tài)。當流體沿著構造裂隙向上運移，壓力逐漸降低。壓力的降低會影響成礦流體中物質的溶解度和化學反應平衡。對于方解石的沉淀，壓力降低會使得CO?的溶解度減小，從而導致流體中CO?2?的濃度相對增加。當Ca2?和CO?2?的濃度達到一定程度時，滿足方解石的沉淀條件，方解石便會結晶析出。在構造活動強烈的區(qū)域，由于巖石裂隙的擴張和連通，成礦流體的壓力迅速降低，促進了方解石的大量沉淀。pH值和Eh值也是影響方解石沉淀的重要因素。在成礦流體中，pH值的變化會影響碳酸的存在形式。在酸性條件下，碳酸主要以H?CO?或HCO??的形式存在；在堿性條件下，CO?2?的含量相對增加。當pH值升高，成礦流體向堿性方向轉變時，有利于CO?2?與Ca2?結合形成方解石。在成礦流體與圍巖發(fā)生水巖反應的過程中，圍巖中的堿性物質可能會溶解進入流體，導致流體pH值升高，從而促進方解石沉淀。Eh值（氧化還原電位）反映了成礦流體的氧化還原狀態(tài)。在還原環(huán)境下，成礦流體中可能存在一些還原性物質，如H?S等。這些還原性物質會影響成礦流體中金屬離子的價態(tài)和化學反應。對于方解石沉淀，還原環(huán)境可能會改變成礦流體中碳酸根離子的穩(wěn)定性，進而影響方解石的沉淀。在一些富含H?S的成礦流體中，H?S可能會與成礦流體中的其他物質發(fā)生反應，改變流體的pH值和Eh值，從而對方解石的沉淀產生影響。當H?S與Fe3?反應，將Fe3?還原為Fe2?時，會消耗流體中的H?，導致pH值升高，有利于方解石沉淀。成礦流體的成分對方解石沉淀也有重要影響。成礦流體中除了Ca2?和CO?2?外，還含有其他多種離子，如Sr2?、Ba2?、Mn2?、Fe2?等。這些離子可能會以類質同象的形式替代方解石晶格中的Ca2?，影響方解石的晶體結構和沉淀過程。Sr2?與Ca2?半徑相近，在成礦流體中，S