湖南錫礦山式銻礦床，又稱碳酸鹽型沈積改造層控銻礦床(孫延綿，1999)，壹般產於陸源碎屑巖-淺海碳酸鹽巖建造中。大多數礦床主要賦存於石灰巖、白雲巖或燧石巖中，並以圍巖矽化為特征。矽化占原巖蝕變，沿層間破碎帶或斷裂帶呈平面或線狀分布形成矽化體，礦體產於矽化體中。礦體與地層呈整體接觸，僅局部地段有小角度斜交，呈多層狀；礦床明顯受地層、背斜和斷層因素控制。含礦地層巖性組合復雜，明顯控制銻礦產量。大部分存款都是大額的，有些還是超大額的。壹般為單壹輝銻礦類型，脈石礦物主要為應時或方解石。
這類礦床在我國集中分布在湘中，以被譽為“銻都”的湖南錫礦山銻礦為典型代表。目前，該地區已發現40多個此類礦床，分布在婁底、漣源、冷水江、邵陽等地。錫礦山銻礦以其超大型規模而聞名。根據中國礦產情況，截至1996年底，錫礦山銻礦累計探明儲量為85。92 ×104t，占全國銻礦儲量的25%，其他礦床儲量均在中等以下。此外，雲南廣南木裏大型銻礦床也是這類典型礦床的重要代表。
我國銻礦床類型多、規模大，壹直是礦床地質學家關註的焦點。近年來，我國銻礦床的分類方法大致有三種(孫燕棉，1999c)。
1)根據礦體形態、礦化方式、控礦條件和礦石構造進行分類。金屬礦床(1987)和姚主編，將銻礦床分為三種類型，即:①層狀、層狀銻礦床；②熱液脈狀銻礦床；③紅壤中殘留的銻礦床。
2)成礦作用為主，結合成礦物質來源和主要成礦地質條件。吳家達、張九齡(1996)將中國銻礦床劃分為六種類型，即:①沈積改造型；(2)噴射沈積改造型；③火山沈積改造型；④沈積變質和改造；⑤巖漿熱液充填型；⑥表生積累型。
3)吳家達等(1989)將中國銻礦床分為七種類型，即:①碳酸鹽型；②碎屑巖型；③淺變質巖型；④海相火山巖型；⑤陸相火山巖型；⑥巖漿期後類型；⑦外源積累型。其中碳酸鹽銻礦床儲量最大，最重要(表1)。
表1中國主要典型銻礦床(截至1996)
繼續的
二、地質特征
1.區域地質背景
我國此類礦床主要分布在揚子準地臺南緣和華南褶皺系北側，即兩個構造帶相鄰的過渡部位(圖1)，屬於晚加裏東地槽褶皺系，地槽型建造主要由震旦系-誌留系組成。誌留紀末的晚加裏東運動將華南地槽改造為地臺，並與揚子準地臺合並，沈積了與揚子準地臺相似的泥盆紀-中三疊世地臺蓋層。自晚三疊世以來，華南(包括揚子準地臺)進入大陸邊緣活動帶的發展階段，成為西太平洋大陸邊緣活動帶的重要組成部分。印支運動使泥盆紀-三疊紀沈積蓋層全面褶皺，燕山運動使褶皺進壹步加強和復雜化，其構造方向主要為北北東向，近南北向。
圖1中國華南銻礦帶銻礦分布示意圖(引自肖等，1992)。
宏觀上，這類礦床明顯受沈積構造因素(如生物礁、相變、不整合、巖溶盆地邊緣、盆地隆起等)制約。).錫礦山礦田出露地層為寒武系、泥盆系和二疊系，其中含礦地層主要集中在泥盆系。泥盆系是中國銻礦最重要的含礦地層。勘探發現的大型礦床較多，已探明的銻儲量占全國總銻儲量的64%，如湖南錫礦山、廣西大廠、雲南木裏、廣東樂家灣、陜西公館等，均位於華南銻礦帶。該類礦床的礦體產於矽化巖中，區內褶皺、斷層十分發育，分布方向與主體構造線基本壹致。礦化受地層、背斜和斷層共同控制。
2.礦床的地質特征
(1)結構特征
該類銻礦床的基本控礦構造為“背斜加壹刀”即含礦泥盆系地層形成背斜構造，背斜軸部或兩翼被斷層切割。其主要斷裂是主要的導礦通道，背斜是重要的容礦構造。背斜處的巖石破碎，特別是與大斷層相交的背斜軸部，具有波狀側向次級褶皺的背斜軸部，背斜翼部的偏轉，背斜的傾斜端，層間斷裂，層間破碎和層間剝離相對發育。這些構造空間是極其重要的控礦構造，為後期礦物的賦存提供了最佳場所。同時，其上部被孔隙度小、防滲性能好的頁巖所覆蓋，形成壹個封閉的空間，有利於礦液的聚集，形成規模大、形狀穩定的完整礦體。
如錫礦山地區斷層比褶皺更發育，壹系列北北東(F75)、北東(F3)、北西向不同規模的斷層和斷裂帶構成了完整的斷層構造體系。錫礦背斜西翼呈北北東向兩端傾斜，短軸狀，被北北東向F75大斷層切割，東翼平緩開闊，東部也有斷層(被煌斑巖充填)。南北應力後期扭折後，東翼轉化為4個次級右傾短軸背斜，西翼常被次級縱向斷層切割，形成“背斜加壹刀”控礦構造(圖2)。
圖2湖南錫礦山銻礦剖面圖(引自楊等，1998)。
圖3木裏礦段銻礦體的形態清楚地表明了礦體與褶皺構造的相互依存關系。區內北西向分布的木裏背斜和2號、3號背斜被北西向的那外、小普弄次級斷層切割，東南被西洋江斷層切割，礦床位於這些斷層所夾的復合褶皺帶中。
圖3中國雲南木裏銻礦床地質示意圖(引自黃敦義等，1997)1-中三疊世；2-上泥盆統柳江組和五指山組；3-中泥盆統破坡組；4-下泥盆統坡腳組；5-故障；6—礦體露點
(2)含礦地層和巖性
這類礦床壹般產於上古生界泥盆系-三疊系碳酸鹽巖地層中，其中泥盆系為主要含礦地層，厚度大，露頭完整。產於淺海的陸源碎屑巖-碳酸鹽巖地層中，大部分礦床為灰巖、白雲巖和白雲質灰巖，或以燧石巖為主要容礦巖石。礦體的上盤圍巖通常為頁巖或泥質頁巖，起到有效的屏蔽層作用，礦物不易流動，而石灰巖或燧石巖是有利的容礦巖石，有利於礦物富集。同時，這種多巖性組合不僅是礦物聚集的有利巖性條件，而且在物性上脆塑性巖石的疊加往往能形成良好的運、儲、蓋封閉環境，對成礦最為有利。以錫礦山為例，上泥盆統蛇田橋組為主要含礦地層。蛇田橋組分為上、中、下三個巖性段，上、下巖性段分別為頁巖段和砂巖段。中段是主要含礦層位，由灰巖、白雲巖、頁巖和砂巖韻律夾層組成。石灰巖和白雲石是主要巖石(82。47%)，其次是砂巖(8。06%)和泥巖(9。47%).石灰巖的孔隙度較大，壹般在0。3%比2。2%，有利於礦物的滲透或富集，而上部頁巖孔隙度較小，僅為0。2%比0。4%，不利於滲透，起到很好的屏蔽作用，容易富集礦物質。
(3)巖相古地理
巖相古地理對此類銻礦床的成礦有重要影響。這些礦床大多位於古陸邊緣，處於隆起和凹陷的過渡地帶。例如，中國南方的銻礦床主要分布在江南古陸的南部和西南部邊緣，或貝約古陸的北部邊緣。多位於濱海-淺海環境的半封閉海灣或瀉湖沈積相帶，物質來源豐富，海水不深，易蒸發鹽化，非常有利於銻的富集。主要產於兩種沈積相:局限臺地(封閉盆地)相和臺地海溝(盆地)相。如錫礦山，位於江南古陸南緣湘中盆地內灣，半封閉條件，位於漣源恒山濱海盆地，潮下潮間帶能量低，水動力弱，海水淺。上泥盆統蛇田橋組含礦巖系，下段分別沈積泥質砂巖，中段沈積泥晶灰巖夾白雲質灰巖、砂巖和頁巖，上段沈積泥晶灰巖、白雲質泥晶灰巖和頁巖的海侵序列。但在成礦階段中期，為局部海退過程，弱還原環境有利於銻的富集。當時北部和西部有前震旦紀地層組成的古陸，南部有震旦紀和寒武紀地層組成的白馬山和毛子嶺古島。這些地層富含銻，為盆地沈積提供了豐富的物質條件。此外，沈積構造中可見泥裂縫、鳥眼、疊層石、紋層、微波水平層理和斜層理，並有大量的有孔蟲、菌落和單珊瑚、腕足動物，其次為苔蘚蟲、有孔蟲、介形蟲、棘皮動物和石灰質藻類。
圖4生物礁類型與礦化類型關系圖(木裏銻礦646坑口示意圖)(引自鄭等，1988)
值得壹提的是，雲南木裏銻礦含礦巖系下泥盆統坡腳組中段有木裏礁。生物礁沿木裏背斜核部斷續分布，長達8公裏以上，背斜核部最厚。生物礁的形態與銻礦分布基本壹致，生物礁的分布方向就是礦體的分布方向(圖4)。生物礁的寬度和厚度也與礦體的規模和品位成正比(鄭等，1988)。
如前所述，這類銻礦床與壹定的巖相古地理環境有關，但沒有壹定的巖相古地理就沒有相應的銻礦床，要結合其他成礦條件，如構造、礦源層等來研究確定。
(4)礦體特征
在蓋層穩定、封閉性好(背斜端部緩傾)的條件下，礦體形態以層狀、似層狀為主，部分呈囊狀、鞍狀。主要分布在背斜軸部或轉折端及其附近。銻主要沿裂隙和孔洞充填，孔洞密集的含礦區更為豐富。在封閉條件差的狹窄、褶皺緊密或破碎的地區，礦化不連續，礦體以透鏡狀或囊狀為主。
錫礦山銻礦區礦體主要呈層狀、似層狀和條帶狀。層狀和層狀礦體的特點是形狀簡單，延伸長，礦體穩定，品位高(裴等，1998)。礦體受層位控制，頂板為頁巖和泥質頁巖。礦體主要分布在背斜的軸部和傾向端。隨著地層傾角的增大，礦體變薄甚至尖滅。條帶狀礦體分布在F75和F3斷層下盤，延伸深度和傾角可達1000m以上，寬度約150 ~200m，不受層位控制，但巖性分層影響礦體的局部形態和規模。
木裏銻礦區礦體嚴格受木裏背斜轉折端控制，產於轉折端下泥盆統坡腳組中部的燧石地層中。由於背斜為閉合褶皺，含礦段巖石厚度在轉折端增加，向兩翼變薄，最大厚度為10。5米，平均成績6分。45%.陡翼伸出長度小，緩翼伸出長度大，有捏縮或分支現象(黃敦義等，1997)。礦體在剖面上呈典型的馬鞍形，在縱向上沿背斜軸部連續產出。緩翼尖滅再現的礦體呈層狀，長度僅100多米。值得註意的是，在西南翼坡腳組上段的燧石地層中也局部出現小礦體，這是木裏背斜緩翼的延伸方向(圖5)。
(5)圍巖蝕變和礦石礦物
圍巖蝕變主要是矽化，其次是碳酸鹽化、黃鐵礦化、絹雲母化、重晶石化和氟化。矽化作用是最重要和最廣泛的圍巖蝕變，它控制著銻礦化的範圍。矽化規模大，層狀發育，多層產出，其分布受背斜和斷層控制。矽化與銻礦化關系密切，前人總結為“有礦化必有矽化，反之亦然”。碳化作用壹般以矽化外帶圍巖蝕變的形式存在。
礦石礦物組成單壹，主要金屬礦物為輝銻礦，其次為黃鐵礦，脈石礦物為應時、重晶石和方解石，氧化礦物為脆硫銻鉛礦和脆硫銻鉛礦。礦物組合包括輝銻礦-應時組合、輝銻礦-方解石組合和輝銻礦-應時-方解石組合。塊狀、晶簇狀和角礫巖是最常見的礦石構造，其次是浸染狀、脈狀和條帶狀構造。
圖5中國雲南木裏銻礦18線剖面圖(引自王臨江等，1994)。
礦石類型主要為應時-輝銻礦，其次為方解石-應時-輝銻礦，局部和個別部位為重晶石或螢石-應時-輝銻礦。縱向上，背斜拱形部分礦石類型較多，形成復雜的礦化帶，向背斜兩端逐漸過渡為前兩種主要銻礦類型，為雙型雙礦化帶，再從兩端向背斜傾沒端過渡為應時-輝銻礦單壹型礦化帶。從單壹形態礦石到復雜礦石，礦體形態從簡單穩定到復雜多變，銻礦規模從小到大，品位從貧到富。上述礦石類型的分布規律可用於指導成礦預測和找礦。
(6)地球化學特征
這類礦床的含礦物碳酸鹽巖中銻的豐度壹般較高，比地殼中銻的豐度高幾十到上百倍。如錫礦含礦巖石中銻的平均豐度為21.98× 10-6，而廣南木裏含礦燧石巖石中銻的平均豐度為(165 ~ 180)。
表2我國錫礦山和木裏銻礦含礦碳酸鹽巖中銻含量。
此外，該類礦床中的銻、汞、砷三種元素共生關系密切，其含量有隨新老形成而增加的趨勢。根據王林江等人(1994)的研究，上述元素組合在木裏礦床明顯富集，其克拉克值均大於10× 10-6。而在錫礦山地區，矽化後Sb、Hg、As含量急劇增加(表3)，反映了成礦過程中成礦元素和伴生元素的富集，這些元素的富集與矽化密切相關。
表3湖南錫礦山銻礦床中泥盆統蛇田橋組主要成礦元素含量及矽化富集程度。
來源:吳家達等，1989，略有修改。
該類礦床中輝銻礦的平均爆炸溫度為212 ~ 220℃(匡，2000；捷潤，1991)，且自上而下有明顯的上漲趨勢。硫同位素組成的特點是富含重硫。硫化物礦石的δ34S值變化很大，從-2。3到+11。6.
三。礦床成因及找礦標誌
1.礦床成因
關於該類礦床的成因，長期以來壹直存在爭論，主要可歸納為三種成因觀點:①巖漿熱液成礦說；②熱水成礦理論；(3)層狀礦床或沈積-改造(改造)成礦理論。時至今日，不同學者之間仍存在很大分歧。
(1)中低溫熱液成因
中低溫熱液成因理論強調成礦物質來源是多源的，成礦作用是多期的，控礦構造是多類型的。林兆峰等(1987)在研究湘中銻礦床後，提出了錫礦山銻礦床的構造-成礦模式(圖6)和銻礦床成礦的概念模式(圖7)。認為銻礦床的成礦物質主要來自深部混合巖漿，深源或基底礦物和熱液(介質)隨地層中的成礦成分沿深大斷裂運移上升，經過燕山期新華夏期構造活動，在與壹定的遮擋、隆升和伸展作用伴生的構造環境中聚集形成礦物。這種構造環境的特點是封閉和開放、低壓、弱酸性和還原環境。新華夏構造是本區的主要控礦構造，既有擠壓又有伸展，多次擠壓和伸展交替進行。由於擠壓作用，含礦溶液沿深大斷裂向上運移，從壓力高的擠壓區向鄰近的隆起拉張區運移；但在隆起和伸展區，空間相應變大，壓力減小。當有壹定的屏蔽創造較好的封閉條件時，銻會隨著溫度的降低和pH值的變化而沈澱聚集。
(2)熱鹽水作用的原因
早期成礦階段屬於晚泥盆世。該類礦床位於揚子地臺臺南東緣，加裏東褶皺帶的斷陷盆地在NWW-SEE方向的長期伸展狀態下，產生了壹系列成因和空間分布密切相關的伸展構造。同時，同生斷層發育，在開闊的盆地水下出現地塹和地壘地形。接受剝蝕和地塹內古陸長期風化形成的金屬元素，為成礦準備了充足的物源。
同時，在伸展構造的崩塌過程中，沈積的古陸地風化剝蝕和金屬元素被海底成巖作用壓實。在壓實過程中，巖層中的孔隙水被壓縮釋放，形成以鹵化物為主的熱鹵水，再加上地下滲流，受到地熱和深部巖漿的熱作用，形成弱酸性、富含有機質、高鹽度的熱鹵水，為成礦提供了來源。同生斷層也是溝通深部熱水循環的主要通道。通過加熱，圍巖中的有用成分在循環過程中被活化轉移(地層中的銻元素被提取出來)，並沿斷層上升至地表淺部。在不透水地層的遮擋和屏蔽下，地層中發生沈澱交代作用，形成初始矽化巖，銻礦化微弱。
圖6中國錫礦山銻礦床構造-成礦模式(引自林兆峰等，1987)。
中期成礦階段屬於燕山晚期，也是主要成礦階段。受印支-燕山運動影響，斷裂繼續活動，使早期形成的矽化層破裂，銻、矽沈澱，並與來自地層的礦液和少量大氣降水混合形成含礦熱液，沿斷裂、裂隙繼續上升，充填在有利位置沈澱成礦。
成礦後期，進壹步受地下水影響，矽質物質溶解再沈澱，輝銻礦氧化形成氧化銻(匡，2000)。
(3)沈積改造成因
根據沈積-改造成因理論，銻礦床受壹定層位、巖相和古地理控制，礦床的形成與巖漿活動無明顯聯系。成礦物質來自沈積源，然後被非巖漿熱液改造成層控礦床。
晚泥盆世早期，湘中盆地及周邊地區古陸處於相對穩定階段，容易形成古風化殼。巖石和原生礦床中的銻富集在古風化殼中，使銻在進入盆地前提前富集。隨後，古陸相對隆起，侵蝕加劇。地表徑流將大量的風化物質和富集在古風化殼中的銻輸送到盆地沈積，使銻在壹定的時空內高度富集在沈積物(後期含礦巖系)中。銻以氧化物形式(不排除其他運移形式)懸浮運移，並伴有沈積在三角洲前緣相帶的泥砂碎屑，表明水動力條件和地球化學環境控制了銻的沈積和富集。上覆新沈積物不斷堆積並與底水隔離後，進入成巖階段，因細菌分解產生大量H2S，產生還原環境，使沈積物中的氧化銻還原為硫化物，進而聚集成層狀、層狀輝銻礦礦床。
成巖階段後的構造運動使礦區應力梯度由外圍向內緣逐漸降低，破壞了沈積-成巖階段含礦層地球化學環境的平衡，同時為地下水活動提供了通道和熱能，從而為銻的活化、遷移和再富集創造了動力、化學和空間上的有利條件。當大氣降水徑流被石灰巖覆蓋時，穿過含礦層，與其中的硫化物發生反應，然後由弱堿性變為酸性，從而沈澱出大量的SiO2 _ 2和銻。在上述因素的共同制約下，地下水沿大斷層自上而下運移，從而在大斷層下盤形成矽化體和條帶狀礦體，在其上部也形成大規模的熔融礦體(即層狀、層狀礦體與交錯的條帶狀礦體連成壹體)。同時，石英粉砂巖也發生溶解和重結晶作用(陳錫林等，1983)。
圖7銻礦化概念模型(根據林兆峰等1987修改)
2.找礦標誌
(1)地層巖性標誌
礦床壹般產於上古生界泥盆系-三疊紀地層中，其中泥盆系是最有利的找礦地層。此外，礦床通常位於巖相變化的過渡帶，特別是透水性弱的頁巖、板巖、粘土巖與灰巖(白雲巖)的組合對該類銻礦化最為有利，容易形成大中型礦床。
(2)沈積環境標誌
大部分礦床位於古陸邊緣，處於隆起與坳陷的過渡帶，大部分位於濱海-淺海環境的半封閉海灣或瀉湖沈積相帶。它們物質資源豐富，海水不深，易蒸發鹽化，非常有利於銻的富集。大量化石的出現，如層蟲、群體和個別珊瑚、腕足動物等，是上述海岸-淺海沈積環境的標誌之壹。
(3)構造地質標誌
這類礦床控礦構造的基本形式是“背斜加壹刀”，多組斷層和褶皺的組合是這類礦床的特征。地表褶皺是重要的控礦構造，其背斜核部是最有利的成礦空間。派生的開闊平緩的大短軸背斜成為大礦，狹窄陡峭的小背斜成為小礦；次級構造中的小褶皺和層間塌陷是礦化富集的主要部位；富礦往往形成在背斜樞紐的轉折處和兩個傾沒端；幾組斷層的交匯或斷層產狀的變化是銻礦富集的主要區域。
(4)圍巖蝕變跡象
圍巖蝕變矽化與礦化關系密切，可作為直接找礦標誌之壹。沒有矽化就沒有銻礦化，有矽化就不壹定有銻礦體。壹般來說，礦體的大小與矽化體的大小成正比，礦體產於矽化體的中部或下部。
另外，灰-灰黑色、層間構造發育、蝕變中等的矽化灰巖含礦量最好，淺灰-灰白色強交代石英巖含礦量極差。如錫礦山銻礦體主要產於灰黑色復合矽化角礫巖中。當矽化灰巖的晶洞或裂隙中有大量透明至半透明、灰白色菱形或六角柱狀方解石時，表明附近有銻礦體。
黃鐵礦化和絹雲母化分布在30m以內的矽化巖和上覆巖中，可作為尋找礦體和盲矽化巖的標誌。30m以上蝕變微弱，100m以上蝕變完全消失。
碳酸化分布廣泛，也有壹定的指示意義。而碳酸鹽化是銻礦化後期的蝕變，常發生在礦體邊緣和深部。因此，當碳酸化大量出現時，表明礦化作用減弱或趨於消失。
(5)地球化學找礦標準
在礦床附近容易形成明顯的熱暈、氣暈和元素彌散暈。由於Hg、Sb、As具有低溫成礦的特點，在熱事件的影響下具有很大的遷移能力，容易遷移到壓力降低的地方，在地表附近、溫度較低的有利構造和含礦層中成礦。這些為普查勘探，特別是尋找隱伏礦體提供了地球化學找礦線索。
此外，元素在礦田中有規律的分布。銻礦床中銻、砷、汞含量高，比地殼克拉克值高2 ~ 3個數量級。因此，銻、砷、汞是銻礦床最有效的指示元素，其中砷是銻礦床的主導暈元素。地層年齡越大，元素含量越高，矽化地層中Sb、As、Hg含量也越高，反映了成礦過程中成礦元素和伴生元素的富集，這些元素的富集與矽化變化密切相關。矽化巖石中鋇和鍶的含量明顯降低。根據這五種元素的暈形成，可以大致反映出矽化體的分布，進而定性預測銻礦的規模和遠景。
(金清華)