湖南西部层控锑矿床

湖南西部层控锑矿床_追寻地质梦湖

鲍振襄

（湖南省有色地质勘查局二四五队，湖南 吉首 416007）[1]

摘 要：湘西层控锑矿床主要分布于雪峰隆起带的中段和东段。有两类产状：一类为沿控矿地层自然延伸的缓倾斜整合层状、似层状和透镜状矿床；另一类为沿控矿地层的断裂构造延展的陡倾斜交错脉状矿床。均共生金。矿床赋存于特定的控矿层位或岩性段，成矿物质主要来自地壳深部，与火山喷溢作用有关，成矿与区域变质作用紧密联系在一起，并严格受构造控制，属复理石类复理石建造之火山沉积变质热液类型。铅模式年龄和K-Ar同位素年龄主要相当于加里东运动早期，与区域控矿构造雪峰隆起形成时间一致。

关键词：层控锑矿床；地质特征；控矿因素；矿床成因；湖南西部

湖南西部锑矿床，最早发现和开采于1889年，历史悠久，中外驰名。已知矿床（点）数十处，是我国层控锑矿床找矿勘探和科学研究的重要领域。

一、地质概况

本区位于江南地轴西侧，南东临华南加里东-印支褶皱带的湘中凹陷，南西侧为轴缘凹陷沅麻盆地。矿床主要分布于雪峰隆起带的中段和东段（图1）。主要控矿层位是元古宇板溪群（表1），次为上震旦统灯影组。据报道[1]，该层位在江南地轴北缘的湖北徐家山也发现了同类型的层控锑矿床。本文着重讨论产于元古宇的层控锑矿床。

（一）锑矿床产状类型

湘西层控锑矿床主要有两类产状：①沿控矿地层自然延伸，形态较简单，具多层性，产状平缓且与地层一致，呈层状、似层状和透镜状矿床；②沿特定控矿层位的断裂构造延展，形态较复杂，膨胀狭缩，分支复合，尖灭再现（侧现），产状陡并与地层斜交或近于正交的交错脉状矿床。

（1）层状、似层状矿床，以沃溪钨锑金矿床为代表。位于东西向仙鹅抱蛋复背斜北翼，板溪群呈反“S”形展布，矿床处在该反“S”形构造的北西段，形成向北、北东倾斜的单斜构造。矿床赋存于马底驿组中段中上部紫红色含钙板岩中，受马底驿组与五强溪组分界面附近的东西向区域性沃溪逆断层下盘之多条平行的韧性剪切断裂带控制，倾角26°～35°，与围岩一致。在120m厚的含矿岩系中包括4个含矿层，长1300～5300m，断裂蚀变带长650～3500m，单条矿脉长50～350m，厚0.40～2.26m，倾斜延深（180～2300m）为其走向延长的2～12倍，故大的矿体多呈板柱状产出，其侧伏方向由NE48°偏转到NE55°。矿床平均品位Sb3.11%， WO30.43%，Au8.278×10-6。在水平方向上矿床由东向西呈钨金—钨锑金—锑金的变化关系，垂向上锑金矿化略有增强趋向。

图1 湘西层控锑矿床分布略图

Pt.元古界；Z—S.震旦系—志留系；

Z—J.震旦系—侏罗系；K—E.白垩系—古近纪；

γ.花岗岩；主要锑矿床：1.沃溪；2.渣滓溪；3.板溪；4.符竹溪；5.西冲；6.合心桥；

7.羊皮帽；8.江溪垅；9.龙王溪；10.同心

透镜状矿床，以产于上震旦统灯影组硅质岩层间破碎带的梓木冲矿床为代表。矿化蚀变带长约450m，往往只有一层主要矿体，产状与地层一致，倾角40°～50°。单个矿体长15～20m，其间为矿化或蚀变带所联系，厚0.58～1.30m，含Sb2.27%～23.38%。

（2）陡倾斜交错脉状矿床在湘西分布较广，已往曾认为这类矿床经济意义不大。但自从渣滓溪大型锑矿床勘查成功后，引起了人们的注意。这类矿床按其矿脉疏密程度可分密集型和单一型：密集型以渣滓溪矿床为代表，主要赋存于板溪群五强溪组上段第三层凝灰质砂岩和凝灰质粉砂岩夹凝灰质板岩内，产于平行展布的北东向岳溪和马家溪断层间的次级北西、北西西向张扭性断裂带内，大小矿脉50余条，主要的有10余条，脉距10～20m不等，成群成组出现，成带分布（图2），倾角58°～77°，产状及分布与断裂带一致。断裂蚀变带长160～804m，单条矿脉长70～174m，延深175～568m，厚0.51～1.03m，含Sb8.92%～17.64%。单一型以板溪矿床为代表，赋存于板溪群五强溪组下段杂色板岩内，位于北东向和东西向断裂斜接部位（图3），倾角75°～80°。主要矿脉长460～620m，最大倾斜延深大于540m，脉幅变化为0.03～3.31m，平均厚0.33m，含Sb21.3%。矿脉两端薄，中间厚，沿走向呈左行斜列分布，沿倾向上行交替且首尾重叠。

图2 渣滓溪锑矿床地质图

Ptbnw2-3、Ptbnw2-4.分别为五强溪组3、4分层；

1.断层；2.主要矿脉及编号；3.地层界线

图3 板溪群锑矿床地质图

Ptbnw1-2.五强溪组上、下段；λπ.石英斑岩；

1.断裂；2.蚀变带及编号；3.矿体及编号；

4.地层界线；5.褶皱轴线

（二）矿石类型及结构构造

按照矿床有用元素共生组合划分的矿石类型为：锑矿石、锑金矿石、钨锑金矿石、锑砷金矿石和锑锌矿石等，以前二者分布普遍。

区内多数锑矿床金属矿物以辉锑矿为主，与之共生的大多为自然金、黄铁矿、毒砂、闪锌矿、白钨矿和微量方铅矿、黄铜矿等。脉石矿物主要为石英，次为少量白云石、方解石、绢云母、绿泥石及微量磷灰石、长石等。矿石结构主要为自形、他形粒状结构、花岗变晶结构和揉皱结构、压碎结构等。主要矿石构造有块状、角砾状和浸染状。沃溪矿床较普遍见到条带状构造及部分网脉状构造的矿石。

（三）微量元素特征

湘西大多数层控锑矿床都共生金，辉锑矿单矿物里也含不等量的金。由表2可知，金在辉锑矿中的含量，以产于板溪群马底驿组及冷家溪群的矿床较高，五强溪组较低，这与湘西钨锑砷金矿床主要控矿层位大体一致。其次，辉锑矿中金含量的高低，与湘西钨锑砷金矿床主要载金矿物黄铁矿和毒砂中金含量的高低相同，随着硫（砷）矿物颗粒变细而增高[3]，如西冲细粒辉锑矿含Au46.75×10-6，高于粗粒辉锑矿中金含量的5倍。其三，与硫（砷）化物共生的辉锑矿含金较高，如龙王江与黄铁矿、毒砂共生的辉锑矿含Au26.0×10-6，而单一的辉锑矿含Au低（0.3×10-6），渣滓溪辉锑矿含Au仅0.044× 10-6。据镜下观察，锑金矿石中自然金细脉被辉锑矿交代或被辉锑矿细脉穿插，或辉锑矿沿自然金的周边进行交代等。其次显微金呈细小的圆球状被包裹于辉锑矿中。

表2 辉锑矿单矿物Au、Ag分析结果（×10-6）

注：括号中为样品数。

数据统计资料表明，凡锑金均具有工业意义的矿床，辉锑矿含金高，在控矿地层、近矿围岩蚀变和矿床中，锑、金二元素均呈正相关关系，相关系数γ为0.62～0.79，同时矿床中伴生有用元素在围岩中亦有较大的富集系数。如沃溪矿床控矿地层马底驿组W、Sb、Au富集系数分别为7.9、41.5和1.1[3]。以锑为主，共生金的矿床中，辉锑矿含金较低，锑与金相关性较差。如合心桥矿床Sb与Au相关系数为0.24。

此外，大量光谱分析资料表明，Sb、As、W、Hg、Pb、Zu、Cu等是该类层控锑矿床的典型微量元素组合，并起着地球化学指示剂的作用，尤其是Sb、As二元素在矿床中总是同消长。例如板溪锑矿中，绢云母板岩（围岩）平均（3件）含Sb8×10-6、As19×10-6，Sb/As比值为0.42；弱矿化岩（5件）平均含Sb44.5×10-6、As33.3×10-6，Sb/As比值为1.34；蚀变岩（7件）平均含Sb231.9×10-6、As160× 10-6，Sb/As比值为1.45；强矿化岩（1件）含Sb928×10-6、As270×10-6，Sb/As比值为3.43。表明在矿脉成蚀变破碎带中Sb、As二元素同步增长，并且由矿化中心向外递减，Sb/As比值亦相应降低。由于As的扩散能力较Sb强，扩散范围也比Sb大，故常形成宽大而连续的晕带，是矿床的前缘或侧晕元素，为标型指示元素。由矿床[4]和围岩中微量元素与矿石中微量元素接近这一事实（表3），令人信服地表明，它们都是在相似的地质环境中形成的产物，二者具有同一的物质来源。

（四）成矿阶段划分

按照矿物共生组合、生成顺序（表4）和形成时期的围岩蚀变，从早期到晚期可综合划分为4个成矿阶段，即石英-白钨矿阶段，石英 硫化物 自然金阶段，石英 辉锑矿阶段，石英 碳酸盐阶段。

表3 层控辉锑矿地层与矿（化）体微量元素含量（×10-6）对比

注：1.据俞惠隆等，1986；2.据湖南冶金地质二三七队，1979；3.据湖南地质四一八队，1987；4.地层资料据丁碧英，1981；岩石矿化资料据涂光炽等，1984。

表4 成矿阶段及矿物生成顺序

二、成矿控制因素

（一）地层、岩性对成矿的控制作用

湘西层控锑矿床一个显著的共同地质特征是，成矿具有一定层位和部位，并与岩石性质及其组合有关，从地层和岩石中元素的分布说明了成矿物质主要来源于含矿建造及其下伏地层，即矿源层。

据统计，区内90%以上的锑（金）矿床产于元古宇复理石、类复理石建造的沉积岩、火山 沉积岩内，层控锑（金）矿床的空间分布受控于岩石的展布和延伸。首先和沉积建造本身具有较高的Sb（Au）初始丰度有关，其形成与优地槽演化早期的火山 沉积作用关系密切，属于含矿建造。由沃溪、西冲等矿床5条剖面282件样品统针结果表明，平均丰度值为Sb13.31×10-6、Au4.987×10-6、W7.52×10-6、As37.43×10-6，分别高于地壳平均丰度值（维格拉多夫，1962）27倍、1.16倍、5.8倍和22倍。故该矿源层又是综合性多元素含矿建造（表5），这类含矿建造的多元素综合特征是包括湘西层控锑矿床在内的钨锑砷金矿床成矿的一个十分重要的地质因素。

其次，本区含矿岩石或围岩多为铝硅酸盐类矿物含量较高的岩石，如层纹状绢云母板岩、含钙板岩、粉砂质板岩等。由于厚大的含矿建造各韵律层岩性不同，引起岩石物理性质和化学性质的差异。在构造作用下不同岩性会作出不同的成矿反应，矿化往往发生在岩层层纹发育、含钙质、粉砂质尤其是含碳质较高的岩性段内。如沃溪矿床控矿地层马底驿组紫红色绢云母板岩含有机碳0.12%～0.478% （平均为0.284%），比上覆非控矿地层五强溪组有机碳含量（0.01%）约高3个数量级，而有利于对金属离子的吸附、富集作用，故锑丰度值较高。

表5 湘西层控锑矿床控矿地层元素丰度统计表（×10-6）

注：*除沃溪矿床微量元素Au分析使用泡沫塑料富集，TMK比色测定外，其余为光谱分析；**梓木冲矿区为比色分析；***为元素平均含量/出谱样数。

此外，屏蔽作用对锑矿床的成矿亦有着重要作用，并导致“自混合热液”效应而形成成矿地球化学障。这种作用实际上是构造和岩性两者共同起作用的构造 岩性圈闭[2]。湘西层控锑矿床封闭矿液的方式主要是地层岩性圈闭，表现为矿床的控矿断裂在不同岩层中通过时，矿化强度可以发生很大的改变。如符竹溪矿床，矿脉主要赋存于马底驿组紫红色绢云母板岩中，一旦延伸至石英砂岩后，矿化急剧减弱，甚至尖灭。

（二）构造对成矿的控制作用

湘西层控锑矿床主要集中分布于江南地轴西侧的雪峰隆起构造带，安化 溆浦 洪江深大断裂北段。沿该构造带展布的近东西向、北东向褶皱及其同向的韧性剪切破碎带，是其主要控矿构造；而且，在相同的成矿条件（地层、岩性等）下，构造因素是决定矿床规模的主导因素。

一般来说，层状、似层状矿床多位于开阔褶皱翼部，或区域主干断裂旁侧的层间褶皱，层间断裂带内，矿体延伸方向、出现部位和成矿间隔等均与局部控矿构造一致。如罗献林等对沃溪矿床V1脉的趋势分析[3]，五阶趋势等值线自西向东为东西向到南东东向弯曲，基本与以十六棚公—上沃溪为中心的主体背斜的岩层走向一致；而剩余等值线在一个矿床内，分离出数个剩余背斜、向斜，如在十六棚公Ⅱ级背斜是由更次一级的褶皱组成，而这3个剩余背斜、向斜的位置与轴向正好与十六棚公东、中、西3个矿体吻合（图4）；形成单向延伸、多条平行的矿体群。而交错脉状矿床，则多位于区域构造强烈变形地段，产于区域断裂旁侧的次级断裂或派生的羽状断裂内，矿脉或者成群成组出现，平行或斜列展布；或者呈单一的脉带产出，且多位于逆断层的上冲盘（上盘）或正断层的上升盘（下盘），其矿化强度和深度随着远离主干断裂而减弱。

图4 V1脉顶板构造面五次趋势分析与矿体复合图

（据罗献林等，1989）

1.地表蚀变及编号；2.趋势等值线；3.断层；4.剩余背、向斜轴及编号；5.剩余等值线；6.实测或推测矿体

大量探采资料表明，无论是层状、似层状矿床，还是交错脉状矿床，大多数都具有产状较稳定，延深大于延长数倍至10余倍、并构成板柱状矿体的特征，尤其是大中型交错脉状矿床内出现的柱状、板柱状矿化富集中心大致呈圆柱状（图5），而且这个矿化的富集中心，往往是矿床内构造（褶皱或断裂）最密集的地段。

（三）围岩蚀变对成矿的控制作用

区内围岩蚀变特征明显，既是热液成矿作用的象征，又是找矿勘探的有效标志。在相同构造 岩性条件下，蚀变带的宽度和强度与矿脉厚度、矿化强度呈正比关系。实际资料表明，含矿石英脉或构造破碎带与围岩接触部位，其旁常有褪色蚀变带存在。这类蚀变板岩，据沃溪矿床硅酸盐分析资料，阳离子（%）带进Fe2+12～19，K+5～57，Ca2+3～13；带出（%）Na2+2～19，Fe3+6～21；S平均含量0.1237%～0.72%，矿物成分主要由绢云母（50%）、他形粒状石英（30%）和方解石（3%）等组成。对于锑金一类共生矿床来说，围岩无褪色蚀变带存在的石英脉或破碎带，一般不含矿或弱矿化。硅化（石英细脉、网脉带）预示着锑（金）富集段的出现，硅化、黄铁矿化（毒砂化）出现时，预示着金（锑）的富集。然而，一旦在含矿层出现碳酸盐化，预示着矿化的明显减弱；大量绿泥石化的出现，预示着矿化的消失。

图5 湘西锑矿床富集中心示意图（据李彤泰，1985）

1.金锑矿脉；2.锑矿脉；3.断层

（四）藻类与成矿的关系

有关藻类与锑矿的成矿作用发现于炉顶寨矿床。锑矿赋存于上震旦统陡山沱组底部的假整合面上的硅质、铁锰质胶结的角砾岩内。下伏地层为下震旦统南沱冰碛岩组；其上为局部含锑矿化、方铅矿化的属局限海台地潮坪沉积的粉晶白云岩，局部地段的硅化白云岩经镜下鉴定为含蓝绿藻的葡萄状白云岩，有时在硅化含藻屑白云岩中保留较好的藻屑轮廓，而在富藻的硅化白云岩中辉锑矿化较富集。表明在沉积成岩过程中，藻类对锑元素有一定吸附作用并使其初步富集。

（五）岩浆岩与成矿的关系

区内锑矿床大多远离岩浆岩体，二者似无明显的成因关系。但在20多处矿床中，发现在数百平方千米范围内7处有岩脉产出，有的岩脉（如符竹溪花岗斑岩）甚至直接成为矿脉赋存的围岩，这类岩脉自冷家溪群至上震旦统都有发育，常成群成带出现，长数米至数百米，宽数十厘米至数十米，主要呈脉状、透镜状和岩墙产出。岩脉与围岩界线清晰，两旁围岩蚀变微弱，属钙碱性系列岩石，与各自的同类岩石相比，大多表现出碱度偏低，相对富钾、碱钙比变化大和氧化系数一般偏高的特点。从其分布和与矿脉的穿插关系以及产出特征来看，似与成矿有一定的时空关系。

三、矿床成因

区内锑矿床成因，曾一度被认为是与远源深成岩浆活动有关的中—低温热液充填交代矿床。后来，随着层控矿床理论的发展，沉积 再造成因观点相继提出。但近年来又有人重新提出与燕山晚期岩浆活动有成因联系[4]。笔者根据多年工作成果，并参考有关资料初步探讨如下。

（一）成矿物质来源

湘西层控锑矿床适于江南古岛弧西段，即雪峰古岛弧。该岛弧为元古宇扬子板块的岩浆弧，存在着元古宇活动型火山 陆源碎屑沉积建造——冷家溪群和板溪群，这是区内最古老的层位，也是形成区内矿化集中区的主要层位。从其富含火山碎屑、凝灰质、碳质、硅质碎屑物质表明，成矿物质的初始来源可能是通过海底火山喷溢作用或海底热泉（喷气）作用进入海洋沉积物中，而与晚元古代海底火山（热泉）喷溢 沉积作用有关。由于地壳演化早期不均一地幔的分异，导致优地槽早期的火山喷溢作用向地表表层提供最原始的富锑（金）层位，而这种原始富锑（金）地层在成分上表现出富含火山物质的特点。

至于产在地台盖层内的震旦系及其他层位的锑矿床，不排除部分成矿物质来自古陆或基底地层蚀源区的可能性，尤其是江南地轴北缘湖北徐家山锑矿床，其成矿物质可能主要来自古隆起。

（二）硫同位素组成表明，可能主要为深源硫

区内产于元古界的锑矿床硫同位素组成多数以轻硫为特征，硫（砷）化物δ34S值平均（145件）为+0.12‰，变化范围为-14.3‰～+12.3‰，极差26.0‰，离差4.4‰（表6）。进一步统计分析表明，δ34S值在±5‰之间者占61.38%，具塔式分布特点。其中辉锑矿（107件）δ34S值平均为+0.75‰，变化范围-14.3‰～+11.76‰，极差26.06‰；毒砂（19件）δ34S值平均为-1.16‰，变化范围-10.8～+12.3‰，极差22.6‰；黄铁矿（19件）δ34S值平均为-2.1‰，变化范围-13.6‰～+4.6‰，极差18.2‰，即δ34S辉锑矿＞δ34S毒砂＞δ34S黄铁矿。总的特点是：矿床内不同硫（砷）化物δ34S值较集中，变化中等（离差＜10‰），尤其是同一矿物离差更小，反映硫源可能主要来自硫同位素均一化程度较高的地壳深部。它和区内采自板溪群马底驿组变质热液成因的含铜浅色层中的黄铁矿、黄铜矿（各1件）δ34S均值（-5.9‰）相近，而和采自板溪群地层中（7件）黄铁矿δ34S值（平均为+15.93‰）、冷家溪群地层中（4件）黄铁矿δ34S值（平均为+18.5‰）不同，即地层中的硫以较高的重硫为特征，与地壳硫相当。

表6 湘西层控锑矿床硫同位素组成特征

注：据综合二四五队，1983；罗献林，1983；杨舜全，1986；林肇风，1987资料。

由表6可以看出，区内产于元古宇的锑矿床硫同位素组成有两个明显特点：一是冷家溪群西冲矿床δ34S值最低（平均为-12.9‰），板溪群五强溪组的渣滓溪矿床最高（平均为+8.29‰），说明随着成矿层位的升高，硫同位素组成由富集轻硫趋向于富集重硫变化；或者说因为控矿地层变质较深的矿床，由于埋藏变质或断裂变质引起的还原作用（细菌作用？）而使其富集轻硫，产于同层位的矿床也有类似的硫同位素变化特征。二是层状、似层状矿床富集轻硫，交错脉状矿床较富集重硫。产生这种差异的原因，可能是由于受构造作用产生的热效应（即热不均匀性）的影响，与含矿溶液在上升过程中受到不同地层硫的污染所致。

至于区内产于震旦系—奥陶系的锑矿床，据25件硫同位素测定结果，δ34S值平均为3.1‰，和本区元古宇锑矿床硫同位素组成相似，但和位于江南古陆北缘同层位的徐家山矿床硫同位素组成不同，35件辉锑矿δ34S平均值为+13.53‰，4件黄铁矿δ34S平均值为+29.7‰，重晶石δ34S值为+26.1‰，主要是沉积硫。

（三）成矿流体可能属于以变质水为主的混合热液

据沃溪、王家村等矿床30件石英的氢氧同位素资料，δ18O变化于+5.3‰～+21.72‰之间，δD值（7件）在-51‰～-118‰之间。另外，沃溪矿床浅色板岩δ18O值（2件）为+17.1‰，紫色板岩（1件）为+15.4‰；白（黑）钨矿δ18O值均在+3.3%左右，总的特点是，石英具有高δ18O，而白（黑）钨矿δ18O低[5]。

张理刚（1985）在详细研究了沃溪矿床氢氧同位素地质学后指出：由计算得出均一温度为210℃的δ18OH2O位值最大（+12‰以上），结合石英包裹体水的δD值为-64‰～-118‰，可以断定它们不是与钨锡系列花岗岩有关的再平衡岩浆水热液成因，也不可能是中生代大气降水改造热液矿化作用的产物。如果将上述矿床δD、δ18OH2O值投在其关系图上（图6），成矿流体落在变质水、岩浆水与同生层间水的重叠部分，或靠近变质水部分，表明成矿流体是以变质水为主、并可能有部分大气循环水加入的混合热液。此外，碳同位素资料也具有类似的特征。

图6 成矿流体δD与δ18O关系图

（据罗献林资料，1989）

（四）成矿溶液具中低温度、偏低盐度和近中性的弱酸性特点

区内锑矿床石英包裹体多小于1μm，少数1～4μm，可分为气液包裹体和纯液相包裹体。均一法测得不同成矿阶段石英包裹体温度从早到晚逐渐降低。整个成矿过程温度集中在150～270℃之间，其中石英白钨矿成矿阶段为250～300℃，石英硫化物成矿阶段为150～210℃，石英碳酸盐成矿阶段为130～160℃，各成矿阶段的盐度集中分布在2.9%～6.6%（Na Cl）之间，故成矿温度具中低温度、偏低盐度的特点。

包裹体成分绝大多数是水，气相成分主要是CO2，属CO2-N2-H2型；液相成分主要属Na-Ca-Cl型。包裹体溶液的主要阳离子含量关系是Na+＞K+＞Ca2+＞Mg2+，阴离子主要为Cl-＞F-。唯王家村矿床不同：Ca2+＞K+＞Na+，组分类型为K（Na）-Ca-Cl型和Na-Cl型。计算得出的成矿溶液压力为11.65～21.38MPa（沃溪）、68.9MPa（西安）。p H值变化范围6.03～9.09（沃溪）、5.8～6.5 （西安）、6.23～6.8（王家村），表明成矿溶液为近中性的弱酸性溶液。再由沃溪矿床Eh值测定结果来看，早期石英 碳酸盐阶段为304.6m V，石英 白钨矿阶段为379.5m V，石英 硫化物 自然金阶段为330.7～104.5m V，晚期石英 碳酸盐阶段为344.0m V，也表明了辉锑矿沉淀时处于相对还原的环境[8]。

综上所述，可知湘西产于元古宇层控锑矿床的成矿物质（包括硫），可能主要是沿深大断裂形成的海底火山喷溢或海底热泉作用排放出物质进入海洋沉积物中，与沉积物质一起形成富锑（金）的矿源层，在成岩成矿作用的基础上，经变质作用形成的流体作用下，Sb、Au以氯和硫的络合物形式被活化迁移，当物理化学条件发生改变时，于有利控矿构造部位使其富集成矿，属复理石 类复理石建造之火山沉积 变质热液矿床。其形成时期，据沃溪、西冲等成因类型的前寒武系钨锑砷金矿床37件样品（其中方铅矿21件、黄铁矿6件）铅同位素测定资料，其模式年龄变化在145～1015Ma，长跨雪峰期、加里东期和印支期—燕山期3个以上的构造期[7]，7件全岩样品K-Ar同位素年龄476.4～281.3Ma。表明区内前寒武系锑矿床具多期多阶段成矿特征，但主要为前寒武系，相当于加里东运动早期，与区域地质构造论据一致。

成文过程中，参考了湖南冶金地质二三七队，湖南省地质矿产局四一八队和本队有关资料，在此深表谢意。

参考文献

[1]俞惠隆，曹微.湖北徐家山锑矿床特征、稳定同位素组成及其成矿机理的初步探讨[J].地质论评，1986，32（3）：264-275.

[2]鲍振襄.湘西钨锑砷金矿床毒砂含金性的研究[J].地质与勘探，1986（1）：31-34.

[3]刘英俊，等.湘西桂东一带金矿地球化学研究[J].地球化学，1983（3）：229-240.

[4]涂光炽，等.中国层控矿床地球化学（第1卷）[M].北京：科学出版社，1984.

[5]张理刚.华南钨矿床黑钨矿的氧同位素研究[J].地球化学，1987（3）：233-242.

[6]鲍振襄.湘西层控白钨矿床地质特征及其成矿作用[J].矿床地质，1987，6（4）：33-42.

[7]罗献林.论湖南前寒武系金矿床的形成时代[J].桂林冶金地质学院学报，1989，9（1）：25-34.

[1]文章来源：《矿床地质》，1989年第4期。作者简介：鲍振襄（1933—），男，湖北襄阳人，高级工程师，从事金属矿床找矿勘探、综合研究。

[2] 林肇风，等.湘中地区锑矿地质，《湖南地质》专辑，1987.

[3] 罗献林，等.论湘西沃溪金锑钨矿床成因，《地质与勘探》，1984（7）.

[4] 杨舜全.湖南省锑矿成因及找矿方向的探讨，1986.