鮑振襄

（湖南省有色地質(zhì)勘查局二四五隊，湖南 吉首 416007）[1]

摘 要：湘西層控銻礦床主要分布于雪峰隆起帶的中段和東段。有兩類產(chǎn)狀：一類為沿控礦地層自然延伸的緩傾斜整合層狀、似層狀和透鏡狀礦床；另一類為沿控礦地層的斷裂構(gòu)造延展的陡傾斜交錯脈狀礦床。均共生金。礦床賦存于特定的控礦層位或巖性段，成礦物質(zhì)主要來自地殼深部，與火山噴溢作用有關(guān)，成礦與區(qū)域變質(zhì)作用緊密聯(lián)系在一起，并嚴(yán)格受構(gòu)造控制，屬復(fù)理石類復(fù)理石建造之火山沉積變質(zhì)熱液類型。鉛模式年齡和K-Ar同位素年齡主要相當(dāng)于加里東運動早期，與區(qū)域控礦構(gòu)造雪峰隆起形成時間一致。

關(guān)鍵詞：層控銻礦床；地質(zhì)特征；控礦因素；礦床成因；湖南西部

湖南西部銻礦床，最早發(fā)現(xiàn)和開采于1889年，歷史悠久，中外馳名。已知礦床（點）數(shù)十處，是我國層控銻礦床找礦勘探和科學(xué)研究的重要領(lǐng)域。

一、地質(zhì)概況

本區(qū)位于江南地軸西側(cè)，南東臨華南加里東-印支褶皺帶的湘中凹陷，南西側(cè)為軸緣凹陷沅麻盆地。礦床主要分布于雪峰隆起帶的中段和東段（圖1）。主要控礦層位是元古宇板溪群（表1），次為上震旦統(tǒng)燈影組。據(jù)報道[1]，該層位在江南地軸北緣的湖北徐家山也發(fā)現(xiàn)了同類型的層控銻礦床。本文著重討論產(chǎn)于元古宇的層控銻礦床。

（一）銻礦床產(chǎn)狀類型

湘西層控銻礦床主要有兩類產(chǎn)狀：①沿控礦地層自然延伸，形態(tài)較簡單，具多層性，產(chǎn)狀平緩且與地層一致，呈層狀、似層狀和透鏡狀礦床；②沿特定控礦層位的斷裂構(gòu)造延展，形態(tài)較復(fù)雜，膨脹狹縮，分支復(fù)合，尖滅再現(xiàn)（側(cè)現(xiàn)），產(chǎn)狀陡并與地層斜交或近于正交的交錯脈狀礦床。

（1）層狀、似層狀礦床，以沃溪鎢銻金礦床為代表。位于東西向仙鵝抱蛋復(fù)背斜北翼，板溪群呈反“S”形展布，礦床處在該反“S”形構(gòu)造的北西段，形成向北、北東傾斜的單斜構(gòu)造。礦床賦存于馬底驛組中段中上部紫紅色含鈣板巖中，受馬底驛組與五強(qiáng)溪組分界面附近的東西向區(qū)域性沃溪逆斷層下盤之多條平行的韌性剪切斷裂帶控制，傾角26°～35°，與圍巖一致。在120m厚的含礦巖系中包括4個含礦層，長1300～5300m，斷裂蝕變帶長650～3500m，單條礦脈長50～350m，厚0.40～2.26m，傾斜延深（180～2300m）為其走向延長的2～12倍，故大的礦體多呈板柱狀產(chǎn)出，其側(cè)伏方向由NE48°偏轉(zhuǎn)到NE55°。礦床平均品位Sb3.11%， WO30.43%，Au8.278×10-6。在水平方向上礦床由東向西呈鎢金—鎢銻金—銻金的變化關(guān)系，垂向上銻金礦化略有增強(qiáng)趨向。

圖1 湘西層控銻礦床分布略圖

Pt.元古界；Z—S.震旦系—志留系；

Z—J.震旦系—侏羅系；K—E.白堊系—古近紀(jì)；

γ.花崗巖；主要銻礦床：1.沃溪；2.渣滓溪；3.板溪；4.符竹溪；5.西沖；6.合心橋；

7.羊皮帽；8.江溪垅；9.龍王溪；10.同心

透鏡狀礦床，以產(chǎn)于上震旦統(tǒng)燈影組硅質(zhì)巖層間破碎帶的梓木沖礦床為代表。礦化蝕變帶長約450m，往往只有一層主要礦體，產(chǎn)狀與地層一致，傾角40°～50°。單個礦體長15～20m，其間為礦化或蝕變帶所聯(lián)系，厚0.58～1.30m，含Sb2.27%～23.38%。

（2）陡傾斜交錯脈狀礦床在湘西分布較廣，已往曾認(rèn)為這類礦床經(jīng)濟(jì)意義不大。但自從渣滓溪大型銻礦床勘查成功后，引起了人們的注意。這類礦床按其礦脈疏密程度可分密集型和單一型：密集型以渣滓溪礦床為代表，主要賦存于板溪群五強(qiáng)溪組上段第三層凝灰質(zhì)砂巖和凝灰質(zhì)粉砂巖夾凝灰質(zhì)板巖內(nèi)，產(chǎn)于平行展布的北東向岳溪和馬家溪斷層間的次級北西、北西西向張扭性斷裂帶內(nèi)，大小礦脈50余條，主要的有10余條，脈距10～20m不等，成群成組出現(xiàn)，成帶分布（圖2），傾角58°～77°，產(chǎn)狀及分布與斷裂帶一致。斷裂蝕變帶長160～804m，單條礦脈長70～174m，延深175～568m，厚0.51～1.03m，含Sb8.92%～17.64%。單一型以板溪礦床為代表，賦存于板溪群五強(qiáng)溪組下段雜色板巖內(nèi)，位于北東向和東西向斷裂斜接部位（圖3），傾角75°～80°。主要礦脈長460～620m，最大傾斜延深大于540m，脈幅變化為0.03～3.31m，平均厚0.33m，含Sb21.3%。礦脈兩端薄，中間厚，沿走向呈左行斜列分布，沿傾向上行交替且首尾重疊。

圖2 渣滓溪銻礦床地質(zhì)圖

Ptbnw2-3、Ptbnw2-4.分別為五強(qiáng)溪組3、4分層；

1.斷層；2.主要礦脈及編號；3.地層界線

圖3 板溪群銻礦床地質(zhì)圖

Ptbnw1-2.五強(qiáng)溪組上、下段；λπ.石英斑巖；

1.斷裂；2.蝕變帶及編號；3.礦體及編號；

4.地層界線；5.褶皺軸線

（二）礦石類型及結(jié)構(gòu)構(gòu)造

按照礦床有用元素共生組合劃分的礦石類型為：銻礦石、銻金礦石、鎢銻金礦石、銻砷金礦石和銻鋅礦石等，以前二者分布普遍。

區(qū)內(nèi)多數(shù)銻礦床金屬礦物以輝銻礦為主，與之共生的大多為自然金、黃鐵礦、毒砂、閃鋅礦、白鎢礦和微量方鉛礦、黃銅礦等。脈石礦物主要為石英，次為少量白云石、方解石、絹云母、綠泥石及微量磷灰石、長石等。礦石結(jié)構(gòu)主要為自形、他形粒狀結(jié)構(gòu)、花崗變晶結(jié)構(gòu)和揉皺結(jié)構(gòu)、壓碎結(jié)構(gòu)等。主要礦石構(gòu)造有塊狀、角礫狀和浸染狀。沃溪礦床較普遍見到條帶狀構(gòu)造及部分網(wǎng)脈狀構(gòu)造的礦石。

（三）微量元素特征

湘西大多數(shù)層控銻礦床都共生金，輝銻礦單礦物里也含不等量的金。由表2可知，金在輝銻礦中的含量，以產(chǎn)于板溪群馬底驛組及冷家溪群的礦床較高，五強(qiáng)溪組較低，這與湘西鎢銻砷金礦床主要控礦層位大體一致。其次，輝銻礦中金含量的高低，與湘西鎢銻砷金礦床主要載金礦物黃鐵礦和毒砂中金含量的高低相同，隨著硫（砷）礦物顆粒變細(xì)而增高[3]，如西沖細(xì)粒輝銻礦含Au46.75×10-6，高于粗粒輝銻礦中金含量的5倍。其三，與硫（砷）化物共生的輝銻礦含金較高，如龍王江與黃鐵礦、毒砂共生的輝銻礦含Au26.0×10-6，而單一的輝銻礦含Au低（0.3×10-6），渣滓溪輝銻礦含Au僅0.044× 10-6。據(jù)鏡下觀察，銻金礦石中自然金細(xì)脈被輝銻礦交代或被輝銻礦細(xì)脈穿插，或輝銻礦沿自然金的周邊進(jìn)行交代等。其次顯微金呈細(xì)小的圓球狀被包裹于輝銻礦中。

表2 輝銻礦單礦物Au、Ag分析結(jié)果（×10-6）

注：括號中為樣品數(shù)。

數(shù)據(jù)統(tǒng)計資料表明，凡銻金均具有工業(yè)意義的礦床，輝銻礦含金高，在控礦地層、近礦圍巖蝕變和礦床中，銻、金二元素均呈正相關(guān)關(guān)系，相關(guān)系數(shù)γ為0.62～0.79，同時礦床中伴生有用元素在圍巖中亦有較大的富集系數(shù)。如沃溪礦床控礦地層馬底驛組W、Sb、Au富集系數(shù)分別為7.9、41.5和1.1[3]。以銻為主，共生金的礦床中，輝銻礦含金較低，銻與金相關(guān)性較差。如合心橋礦床Sb與Au相關(guān)系數(shù)為0.24。

此外，大量光譜分析資料表明，Sb、As、W、Hg、Pb、Zu、Cu等是該類層控銻礦床的典型微量元素組合，并起著地球化學(xué)指示劑的作用，尤其是Sb、As二元素在礦床中總是同消長。例如板溪銻礦中，絹云母板巖（圍巖）平均（3件）含Sb8×10-6、As19×10-6，Sb/As比值為0.42；弱礦化巖（5件）平均含Sb44.5×10-6、As33.3×10-6，Sb/As比值為1.34；蝕變巖（7件）平均含Sb231.9×10-6、As160× 10-6，Sb/As比值為1.45；強(qiáng)礦化巖（1件）含Sb928×10-6、As270×10-6，Sb/As比值為3.43。表明在礦脈成蝕變破碎帶中Sb、As二元素同步增長，并且由礦化中心向外遞減，Sb/As比值亦相應(yīng)降低。由于As的擴(kuò)散能力較Sb強(qiáng)，擴(kuò)散范圍也比Sb大，故常形成寬大而連續(xù)的暈帶，是礦床的前緣或側(cè)暈元素，為標(biāo)型指示元素。由礦床[4]和圍巖中微量元素與礦石中微量元素接近這一事實（表3），令人信服地表明，它們都是在相似的地質(zhì)環(huán)境中形成的產(chǎn)物，二者具有同一的物質(zhì)來源。

（四）成礦階段劃分

按照礦物共生組合、生成順序（表4）和形成時期的圍巖蝕變，從早期到晚期可綜合劃分為4個成礦階段，即石英-白鎢礦階段，石英 硫化物 自然金階段，石英 輝銻礦階段，石英 碳酸鹽階段。

表3 層控輝銻礦地層與礦（化）體微量元素含量（×10-6）對比

注：1.據(jù)俞惠隆等，1986；2.據(jù)湖南冶金地質(zhì)二三七隊，1979；3.據(jù)湖南地質(zhì)四一八隊，1987；4.地層資料據(jù)丁碧英，1981；巖石礦化資料據(jù)涂光熾等，1984。

表4 成礦階段及礦物生成順序

二、成礦控制因素

（一）地層、巖性對成礦的控制作用

湘西層控銻礦床一個顯著的共同地質(zhì)特征是，成礦具有一定層位和部位，并與巖石性質(zhì)及其組合有關(guān)，從地層和巖石中元素的分布說明了成礦物質(zhì)主要來源于含礦建造及其下伏地層，即礦源層。

據(jù)統(tǒng)計，區(qū)內(nèi)90%以上的銻（金）礦床產(chǎn)于元古宇復(fù)理石、類復(fù)理石建造的沉積巖、火山 沉積巖內(nèi)，層控銻（金）礦床的空間分布受控于巖石的展布和延伸。首先和沉積建造本身具有較高的Sb（Au）初始豐度有關(guān)，其形成與優(yōu)地槽演化早期的火山 沉積作用關(guān)系密切，屬于含礦建造。由沃溪、西沖等礦床5條剖面282件樣品統(tǒng)針結(jié)果表明，平均豐度值為Sb13.31×10-6、Au4.987×10-6、W7.52×10-6、As37.43×10-6，分別高于地殼平均豐度值（維格拉多夫，1962）27倍、1.16倍、5.8倍和22倍。故該礦源層又是綜合性多元素含礦建造（表5），這類含礦建造的多元素綜合特征是包括湘西層控銻礦床在內(nèi)的鎢銻砷金礦床成礦的一個十分重要的地質(zhì)因素。

其次，本區(qū)含礦巖石或圍巖多為鋁硅酸鹽類礦物含量較高的巖石，如層紋狀絹云母板巖、含鈣板巖、粉砂質(zhì)板巖等。由于厚大的含礦建造各韻律層巖性不同，引起巖石物理性質(zhì)和化學(xué)性質(zhì)的差異。在構(gòu)造作用下不同巖性會作出不同的成礦反應(yīng)，礦化往往發(fā)生在巖層層紋發(fā)育、含鈣質(zhì)、粉砂質(zhì)尤其是含碳質(zhì)較高的巖性段內(nèi)。如沃溪礦床控礦地層馬底驛組紫紅色絹云母板巖含有機(jī)碳0.12%～0.478% （平均為0.284%），比上覆非控礦地層五強(qiáng)溪組有機(jī)碳含量（0.01%）約高3個數(shù)量級，而有利于對金屬離子的吸附、富集作用，故銻豐度值較高。

表5 湘西層控銻礦床控礦地層元素豐度統(tǒng)計表（×10-6）

注：*除沃溪礦床微量元素Au分析使用泡沫塑料富集，TMK比色測定外，其余為光譜分析；**梓木沖礦區(qū)為比色分析；***為元素平均含量/出譜樣數(shù)。

此外，屏蔽作用對銻礦床的成礦亦有著重要作用，并導(dǎo)致“自混合熱液”效應(yīng)而形成成礦地球化學(xué)障。這種作用實際上是構(gòu)造和巖性兩者共同起作用的構(gòu)造 巖性圈閉[2]。湘西層控銻礦床封閉礦液的方式主要是地層巖性圈閉，表現(xiàn)為礦床的控礦斷裂在不同巖層中通過時，礦化強(qiáng)度可以發(fā)生很大的改變。如符竹溪礦床，礦脈主要賦存于馬底驛組紫紅色絹云母板巖中，一旦延伸至石英砂巖后，礦化急劇減弱，甚至尖滅。

（二）構(gòu)造對成礦的控制作用

湘西層控銻礦床主要集中分布于江南地軸西側(cè)的雪峰隆起構(gòu)造帶，安化 溆浦 洪江深大斷裂北段。沿該構(gòu)造帶展布的近東西向、北東向褶皺及其同向的韌性剪切破碎帶，是其主要控礦構(gòu)造；而且，在相同的成礦條件（地層、巖性等）下，構(gòu)造因素是決定礦床規(guī)模的主導(dǎo)因素。

一般來說，層狀、似層狀礦床多位于開闊褶皺翼部，或區(qū)域主干斷裂旁側(cè)的層間褶皺，層間斷裂帶內(nèi)，礦體延伸方向、出現(xiàn)部位和成礦間隔等均與局部控礦構(gòu)造一致。如羅獻(xiàn)林等對沃溪礦床V1脈的趨勢分析[3]，五階趨勢等值線自西向東為東西向到南東東向彎曲，基本與以十六棚公—上沃溪為中心的主體背斜的巖層走向一致；而剩余等值線在一個礦床內(nèi)，分離出數(shù)個剩余背斜、向斜，如在十六棚公Ⅱ級背斜是由更次一級的褶皺組成，而這3個剩余背斜、向斜的位置與軸向正好與十六棚公東、中、西3個礦體吻合（圖4）；形成單向延伸、多條平行的礦體群。而交錯脈狀礦床，則多位于區(qū)域構(gòu)造強(qiáng)烈變形地段，產(chǎn)于區(qū)域斷裂旁側(cè)的次級斷裂或派生的羽狀斷裂內(nèi)，礦脈或者成群成組出現(xiàn)，平行或斜列展布；或者呈單一的脈帶產(chǎn)出，且多位于逆斷層的上沖盤（上盤）或正斷層的上升盤（下盤），其礦化強(qiáng)度和深度隨著遠(yuǎn)離主干斷裂而減弱。

圖4 V1脈頂板構(gòu)造面五次趨勢分析與礦體復(fù)合圖

（據(jù)羅獻(xiàn)林等，1989）

1.地表蝕變及編號；2.趨勢等值線；3.斷層；4.剩余背、向斜軸及編號；5.剩余等值線；6.實測或推測礦體

大量探采資料表明，無論是層狀、似層狀礦床，還是交錯脈狀礦床，大多數(shù)都具有產(chǎn)狀較穩(wěn)定，延深大于延長數(shù)倍至10余倍、并構(gòu)成板柱狀礦體的特征，尤其是大中型交錯脈狀礦床內(nèi)出現(xiàn)的柱狀、板柱狀礦化富集中心大致呈圓柱狀（圖5），而且這個礦化的富集中心，往往是礦床內(nèi)構(gòu)造（褶皺或斷裂）最密集的地段。

（三）圍巖蝕變對成礦的控制作用

區(qū)內(nèi)圍巖蝕變特征明顯，既是熱液成礦作用的象征，又是找礦勘探的有效標(biāo)志。在相同構(gòu)造 巖性條件下，蝕變帶的寬度和強(qiáng)度與礦脈厚度、礦化強(qiáng)度呈正比關(guān)系。實際資料表明，含礦石英脈或構(gòu)造破碎帶與圍巖接觸部位，其旁常有褪色蝕變帶存在。這類蝕變板巖，據(jù)沃溪礦床硅酸鹽分析資料，陽離子（%）帶進(jìn)Fe2+12～19，K+5～57，Ca2+3～13；帶出（%）Na2+2～19，F(xiàn)e3+6～21；S平均含量0.1237%～0.72%，礦物成分主要由絹云母（50%）、他形粒狀石英（30%）和方解石（3%）等組成。對于銻金一類共生礦床來說，圍巖無褪色蝕變帶存在的石英脈或破碎帶，一般不含礦或弱礦化。硅化（石英細(xì)脈、網(wǎng)脈帶）預(yù)示著銻（金）富集段的出現(xiàn)，硅化、黃鐵礦化（毒砂化）出現(xiàn)時，預(yù)示著金（銻）的富集。然而，一旦在含礦層出現(xiàn)碳酸鹽化，預(yù)示著礦化的明顯減弱；大量綠泥石化的出現(xiàn)，預(yù)示著礦化的消失。

圖5 湘西銻礦床富集中心示意圖（據(jù)李彤泰，1985）

1.金銻礦脈；2.銻礦脈；3.斷層

（四）藻類與成礦的關(guān)系

有關(guān)藻類與銻礦的成礦作用發(fā)現(xiàn)于爐頂寨礦床。銻礦賦存于上震旦統(tǒng)陡山沱組底部的假整合面上的硅質(zhì)、鐵錳質(zhì)膠結(jié)的角礫巖內(nèi)。下伏地層為下震旦統(tǒng)南沱冰磧巖組；其上為局部含銻礦化、方鉛礦化的屬局限海臺地潮坪沉積的粉晶白云巖，局部地段的硅化白云巖經(jīng)鏡下鑒定為含藍(lán)綠藻的葡萄狀白云巖，有時在硅化含藻屑白云巖中保留較好的藻屑輪廓，而在富藻的硅化白云巖中輝銻礦化較富集。表明在沉積成巖過程中，藻類對銻元素有一定吸附作用并使其初步富集。

（五）巖漿巖與成礦的關(guān)系

區(qū)內(nèi)銻礦床大多遠(yuǎn)離巖漿巖體，二者似無明顯的成因關(guān)系。但在20多處礦床中，發(fā)現(xiàn)在數(shù)百平方千米范圍內(nèi)7處有巖脈產(chǎn)出，有的巖脈（如符竹溪花崗斑巖）甚至直接成為礦脈賦存的圍巖，這類巖脈自冷家溪群至上震旦統(tǒng)都有發(fā)育，常成群成帶出現(xiàn)，長數(shù)米至數(shù)百米，寬數(shù)十厘米至數(shù)十米，主要呈脈狀、透鏡狀和巖墻產(chǎn)出。巖脈與圍巖界線清晰，兩旁圍巖蝕變微弱，屬鈣堿性系列巖石，與各自的同類巖石相比，大多表現(xiàn)出堿度偏低，相對富鉀、堿鈣比變化大和氧化系數(shù)一般偏高的特點。從其分布和與礦脈的穿插關(guān)系以及產(chǎn)出特征來看，似與成礦有一定的時空關(guān)系。

三、礦床成因

區(qū)內(nèi)銻礦床成因，曾一度被認(rèn)為是與遠(yuǎn)源深成巖漿活動有關(guān)的中—低溫?zé)嵋撼涮罱淮V床。后來，隨著層控礦床理論的發(fā)展，沉積 再造成因觀點相繼提出。但近年來又有人重新提出與燕山晚期巖漿活動有成因聯(lián)系[4]。筆者根據(jù)多年工作成果，并參考有關(guān)資料初步探討如下。

（一）成礦物質(zhì)來源

湘西層控銻礦床適于江南古島弧西段，即雪峰古島弧。該島弧為元古宇揚(yáng)子板塊的巖漿弧，存在著元古宇活動型火山 陸源碎屑沉積建造——冷家溪群和板溪群，這是區(qū)內(nèi)最古老的層位，也是形成區(qū)內(nèi)礦化集中區(qū)的主要層位。從其富含火山碎屑、凝灰質(zhì)、碳質(zhì)、硅質(zhì)碎屑物質(zhì)表明，成礦物質(zhì)的初始來源可能是通過海底火山噴溢作用或海底熱泉（噴氣）作用進(jìn)入海洋沉積物中，而與晚元古代海底火山（熱泉）噴溢 沉積作用有關(guān)。由于地殼演化早期不均一地幔的分異，導(dǎo)致優(yōu)地槽早期的火山噴溢作用向地表表層提供最原始的富銻（金）層位，而這種原始富銻（金）地層在成分上表現(xiàn)出富含火山物質(zhì)的特點。

至于產(chǎn)在地臺蓋層內(nèi)的震旦系及其他層位的銻礦床，不排除部分成礦物質(zhì)來自古陸或基底地層蝕源區(qū)的可能性，尤其是江南地軸北緣湖北徐家山銻礦床，其成礦物質(zhì)可能主要來自古隆起。

（二）硫同位素組成表明，可能主要為深源硫

區(qū)內(nèi)產(chǎn)于元古界的銻礦床硫同位素組成多數(shù)以輕硫為特征，硫（砷）化物δ34S值平均（145件）為+0.12‰，變化范圍為-14.3‰～+12.3‰，極差26.0‰，離差4.4‰（表6）。進(jìn)一步統(tǒng)計分析表明，δ34S值在±5‰之間者占61.38%，具塔式分布特點。其中輝銻礦（107件）δ34S值平均為+0.75‰，變化范圍-14.3‰～+11.76‰，極差26.06‰；毒砂（19件）δ34S值平均為-1.16‰，變化范圍-10.8～+12.3‰，極差22.6‰；黃鐵礦（19件）δ34S值平均為-2.1‰，變化范圍-13.6‰～+4.6‰，極差18.2‰，即δ34S輝銻礦＞δ34S毒砂＞δ34S黃鐵礦?？偟奶攸c是：礦床內(nèi)不同硫（砷）化物δ34S值較集中，變化中等（離差＜10‰），尤其是同一礦物離差更小，反映硫源可能主要來自硫同位素均一化程度較高的地殼深部。它和區(qū)內(nèi)采自板溪群馬底驛組變質(zhì)熱液成因的含銅淺色層中的黃鐵礦、黃銅礦（各1件）δ34S均值（-5.9‰）相近，而和采自板溪群地層中（7件）黃鐵礦δ34S值（平均為+15.93‰）、冷家溪群地層中（4件）黃鐵礦δ34S值（平均為+18.5‰）不同，即地層中的硫以較高的重硫為特征，與地殼硫相當(dāng)。

表6 湘西層控銻礦床硫同位素組成特征

注：據(jù)綜合二四五隊，1983；羅獻(xiàn)林，1983；楊舜全，1986；林肇風(fēng)，1987資料。

由表6可以看出，區(qū)內(nèi)產(chǎn)于元古宇的銻礦床硫同位素組成有兩個明顯特點：一是冷家溪群西沖礦床δ34S值最低（平均為-12.9‰），板溪群五強(qiáng)溪組的渣滓溪礦床最高（平均為+8.29‰），說明隨著成礦層位的升高，硫同位素組成由富集輕硫趨向于富集重硫變化；或者說因為控礦地層變質(zhì)較深的礦床，由于埋藏變質(zhì)或斷裂變質(zhì)引起的還原作用（細(xì)菌作用？）而使其富集輕硫，產(chǎn)于同層位的礦床也有類似的硫同位素變化特征。二是層狀、似層狀礦床富集輕硫，交錯脈狀礦床較富集重硫。產(chǎn)生這種差異的原因，可能是由于受構(gòu)造作用產(chǎn)生的熱效應(yīng)（即熱不均勻性）的影響，與含礦溶液在上升過程中受到不同地層硫的污染所致。

至于區(qū)內(nèi)產(chǎn)于震旦系—奧陶系的銻礦床，據(jù)25件硫同位素測定結(jié)果，δ34S值平均為3.1‰，和本區(qū)元古宇銻礦床硫同位素組成相似，但和位于江南古陸北緣同層位的徐家山礦床硫同位素組成不同，35件輝銻礦δ34S平均值為+13.53‰，4件黃鐵礦δ34S平均值為+29.7‰，重晶石δ34S值為+26.1‰，主要是沉積硫。

（三）成礦流體可能屬于以變質(zhì)水為主的混合熱液

據(jù)沃溪、王家村等礦床30件石英的氫氧同位素資料，δ18O變化于+5.3‰～+21.72‰之間，δD值（7件）在-51‰～-118‰之間。另外，沃溪礦床淺色板巖δ18O值（2件）為+17.1‰，紫色板巖（1件）為+15.4‰；白（黑）鎢礦δ18O值均在+3.3%左右，總的特點是，石英具有高δ18O，而白（黑）鎢礦δ18O低[5]。

張理剛（1985）在詳細(xì)研究了沃溪礦床氫氧同位素地質(zhì)學(xué)后指出：由計算得出均一溫度為210℃的δ18OH2O位值最大（+12‰以上），結(jié)合石英包裹體水的δD值為-64‰～-118‰，可以斷定它們不是與鎢錫系列花崗巖有關(guān)的再平衡巖漿水熱液成因，也不可能是中生代大氣降水改造熱液礦化作用的產(chǎn)物。如果將上述礦床δD、δ18OH2O值投在其關(guān)系圖上（圖6），成礦流體落在變質(zhì)水、巖漿水與同生層間水的重疊部分，或靠近變質(zhì)水部分，表明成礦流體是以變質(zhì)水為主、并可能有部分大氣循環(huán)水加入的混合熱液。此外，碳同位素資料也具有類似的特征。

圖6 成礦流體δD與δ18O關(guān)系圖

（據(jù)羅獻(xiàn)林資料，1989）

（四）成礦溶液具中低溫度、偏低鹽度和近中性的弱酸性特點

區(qū)內(nèi)銻礦床石英包裹體多小于1μm，少數(shù)1～4μm，可分為氣液包裹體和純液相包裹體。均一法測得不同成礦階段石英包裹體溫度從早到晚逐漸降低。整個成礦過程溫度集中在150～270℃之間，其中石英白鎢礦成礦階段為250～300℃，石英硫化物成礦階段為150～210℃，石英碳酸鹽成礦階段為130～160℃，各成礦階段的鹽度集中分布在2.9%～6.6%（Na Cl）之間，故成礦溫度具中低溫度、偏低鹽度的特點。

包裹體成分絕大多數(shù)是水，氣相成分主要是CO2，屬CO2-N2-H2型；液相成分主要屬Na-Ca-Cl型。包裹體溶液的主要陽離子含量關(guān)系是Na+＞K+＞Ca2+＞Mg2+，陰離子主要為Cl-＞F-。唯王家村礦床不同：Ca2+＞K+＞Na+，組分類型為K（Na）-Ca-Cl型和Na-Cl型。計算得出的成礦溶液壓力為11.65～21.38MPa（沃溪）、68.9MPa（西安）。p H值變化范圍6.03～9.09（沃溪）、5.8～6.5 （西安）、6.23～6.8（王家村），表明成礦溶液為近中性的弱酸性溶液。再由沃溪礦床Eh值測定結(jié)果來看，早期石英 碳酸鹽階段為304.6m V，石英 白鎢礦階段為379.5m V，石英 硫化物 自然金階段為330.7～104.5m V，晚期石英 碳酸鹽階段為344.0m V，也表明了輝銻礦沉淀時處于相對還原的環(huán)境[8]。

綜上所述，可知湘西產(chǎn)于元古宇層控銻礦床的成礦物質(zhì)（包括硫），可能主要是沿深大斷裂形成的海底火山噴溢或海底熱泉作用排放出物質(zhì)進(jìn)入海洋沉積物中，與沉積物質(zhì)一起形成富銻（金）的礦源層，在成巖成礦作用的基礎(chǔ)上，經(jīng)變質(zhì)作用形成的流體作用下，Sb、Au以氯和硫的絡(luò)合物形式被活化遷移，當(dāng)物理化學(xué)條件發(fā)生改變時，于有利控礦構(gòu)造部位使其富集成礦，屬復(fù)理石 類復(fù)理石建造之火山沉積 變質(zhì)熱液礦床。其形成時期，據(jù)沃溪、西沖等成因類型的前寒武系鎢銻砷金礦床37件樣品（其中方鉛礦21件、黃鐵礦6件）鉛同位素測定資料，其模式年齡變化在145～1015Ma，長跨雪峰期、加里東期和印支期—燕山期3個以上的構(gòu)造期[7]，7件全巖樣品K-Ar同位素年齡476.4～281.3Ma。表明區(qū)內(nèi)前寒武系銻礦床具多期多階段成礦特征，但主要為前寒武系，相當(dāng)于加里東運動早期，與區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造論據(jù)一致。

成文過程中，參考了湖南冶金地質(zhì)二三七隊，湖南省地質(zhì)礦產(chǎn)局四一八隊和本隊有關(guān)資料，在此深表謝意。

參考文獻(xiàn)

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[7]羅獻(xiàn)林.論湖南前寒武系金礦床的形成時代[J].桂林冶金地質(zhì)學(xué)院學(xué)報，1989，9（1）：25-34.

[1]文章來源：《礦床地質(zhì)》，1989年第4期。作者簡介：鮑振襄（1933—），男，湖北襄陽人，高級工程師，從事金屬礦床找礦勘探、綜合研究。

[2] 林肇風(fēng)，等.湘中地區(qū)銻礦地質(zhì)，《湖南地質(zhì)》專輯，1987.

[3] 羅獻(xiàn)林，等.論湘西沃溪金銻鎢礦床成因，《地質(zhì)與勘探》，1984（7）.

[4] 楊舜全.湖南省銻礦成因及找礦方向的探討，1986.