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1湖南锡矿山锑矿实习报告摘要锡矿山锑矿,是我国锑业的龙头，在世界锑业也占有举足轻重的地位。位于扬子地台南东陆缘区,加里东褶皱带的湘中地体。自早震旦世以来,长期处于北西西—南东东的拉张状态,致使产生了一系列成因和空间分布上密切相关的伸展构造。该矿床是一种产在沉积岩地区,矿石建造与沉积岩石类型和岩性有密切相关性的热液矿床,其形成深度位于地壳浅部,成矿温度较低，主要由辉锑矿、石英、方解石共生为特征，经历了三个成矿阶段，其成因有不同的观点。关键词锡矿山锑矿；构造；共生；成因；一．区域地质背景1.1大地构造位置湘中地区位于扬子地台向华南褶皱系过渡的部位,区域地质构造体系如图1所示。其基本构造格架为周缘4个隆起带(雪峰山弧形隆起带、沩山隆起带、白马—龙山隆起带和四明山—关帝庙串珠状隆起带)环绕两个晚古生代盆地(涟源盆地和邵阳盆地,统称湘中盆地)。桃江—城步断裂带、宁乡—新宁断裂带为两条北东向超壳断裂,斜贯全区,盆地内北东向、北西向等几组区域性断裂近等距离分布。盆地周缘隆起带上出露加里东期、印支期、燕山期花岗岩体或复式岩体。锡矿山式锑矿在晚古生代盆地靠近隆起带边缘的上古生界构造层中产出。21.2地层与构造该区的主要含矿岩系为上泥盆统佘田桥组,由一套从滨海相向浅海相过渡的岩系组成。矿床的围岩蚀变主要是硅化作用,还有少量方解石化、黄铁矿化等。硅化作用分布最广且最强烈,与锑矿化作用在时空上关系最密切。（何明跃等，2002）区域构造演化,燕山期构造运动强烈,岩浆活动广泛,深部活动表现为湘中地区周缘开始地幔隆升,麻阳、洞庭、衡阳红色断陷盆地开始发育形成。地幔隆升伴有热流的上升,形成构造—岩浆活动及成矿元素活化转移的有利条件,构造运动期的异常热流及区域性深大断裂的发育构成了构造—岩浆活化的基础。1.3岩浆岩锡矿山锑矿田区内没有岩浆岩体出露,只在涟源盆地的边缘有白马山和沩山两个规模较大的复式花岗岩体侵入。矿田内东部煌斑岩脉的存在是该区岩浆活动的产物,岩脉南起张家坪,北到冬至湾,呈北东30°方向延伸,全长约4500m,一般宽度为1～3m,岩脉两旁接触界线清晰,界线参差不齐,可见有沿灰岩节理、裂隙或层间贯入的不规则状枝脉,围岩蚀变不明显。（匡文龙等，2000）2.矿床地质特征2.1矿区内地层、构造矿区地层由一套石英粉砂岩、纹层状粉砂岩、钙质粉砂岩、泥质粉砂岩、生物灰岩及少量粉砂质泥岩等组成,以粉砂岩为主。平均厚38米,其中粉砂岩厚24米,占含矿层总厚度的63%。锑矿主要赋存于含矿层上部及中部的石英粉砂岩中,灰岩及泥岩中不含矿。粉砂岩含锑最低0.04%,最高0.45%,平均0.17%。如果把矿体品位加入计算,全区粉砂岩锑的平均含量可达0.418%,只要富集几倍即可达到工业品位。而含矿层上覆之泥灰岩与下伏页状灰岩层中,锑的含量显著降低,为30一20r/g)。其平均值接近区域背景值(23r/g)。石英粉砂岩锑的含量与其厚度无关。图2锡矿山锑矿佘田桥组含矿地层岩相图（引自湛锡霖）图3锡矿山矿田南北向含矿地层柱状对比图含矿层的厚度变化在本区范围内较为稳定。其岩相变化,在纵向上(向南)和横向上(向东)3均由砂岩相相变为单一的灰岩相(图2)。在砂岩相中,当粉砂岩夹有3一5米厚的生物灰岩时,则出现大的矿床。矿田内四个矿床均处于这种岩相变化部位(图3)。（湛锡霖等，1983）整个锡矿山锑矿田被巨大的锡矿山短轴背斜控制,背斜轴向北东30°,长约9000m,宽约3000m,是一个两端倾伏之箱状短轴背斜;背斜西翼为西部断层(F75)切割,东翼较为平缓亦有一东部断裂(为煌斑岩脉所充填)存在①。超大型锡矿山锑矿即产于两断裂之间。包括老矿山、童家院、飞水岩、物华等四个工业矿床,它们分别产于四个次级背斜之中,互为断裂或无矿地段所隔;而且各矿床大小及其分布范围受各自次级背斜的大小所控制,其中以飞水岩矿床规模最大,物华矿床规模最小。锡矿山短轴背斜中,次级褶皱十分发育,同时老矿山矿床主要赋存于F75断裂的下盘,而飞水岩、童家院、物华矿床分别赋存于F17、F3等较大规模断裂的下盘,并且愈远离断裂,各种矿床(体)都变薄,品位愈贫。矿体受构造控制的特点还表现在:次级褶皱中的岩层小褶皱,层间虚脱处,是矿化富集的主要部位;背斜枢纽的变化处及两倾伏端往往富矿;几组断裂交汇处断层产状变化处更是锑矿富集的主要地段。（匡文龙等，2000）2.2岩浆岩距矿区25公里以外出露有较大的岩浆侵入体。矿田内F1西侧仅见有云斜煌斑岩脉宽0.2一3.0米,断续出露长约8公里。其同位素年龄为119百万年(K一Ar法),岩石中锑的丰度较高,在F7。东侧的个别钻孔中亦见到云斜煌斑岩分布。（刘焕品等，1985）2.3矿区内矿体锑矿体的产状有二:其一为沿佘田桥组七里江灰岩段上部层间的交代充填层状、似层状矿体,它们常以泥岩、泥灰岩或粉砂岩为顶板,具多层矿休,规模巨大,是锡矿山矿田最主要的产状类型。图4童家院矿床72线地质剖面图另一为沿F75、F3下盘的穿层裂隙充填脉状矿体,规模较小（图4）,下延可至龙口冲砂岩段和棋梓桥组上部。部分地段能够见到顺层矿脉逐渐过渡为穿层矿脉。锑矿石矿物成分简单,矿石矿物为辉锑矿及其氧化物,脉石矿物主要有石英(早期呈显微粒状、粒状,晚期呈梳4状、锥状)、方解石(早期乳白色,晚期白一半透明),其次有重晶石及石膏,萤石罕见。辉锑矿含微量汞、金、银等伴生元素。（刘焕品等，1985）2.3矿石特征实习中主要见到的矿石矿物为辉锑矿，局部可见少量雌黄。脉石矿物主要为石英、方解石。硅化作用较为强烈。①硅化粉砂岩（XKS-Y-1):灰色，粉砂质结构，块状构造。主要为细粒石英。石英呈粒状，石英颗粒被后期硅质热液所胶结在一起，同时可见一些硅质条带分布于粉砂岩中。（图5-1）图5-1硅化粉砂岩图5-2硅质灰岩②硅质灰岩（XKS-Y-2):灰黑色，泥晶变晶结构，块状构造，灰岩为后期硅质溶液所交代，玻璃光泽，硬度较大，密度较大。灰岩的裂隙中可见细硅质条带。局部可见灰岩风化后形成的白色风化产物。（图5-2）③构造角砾岩（XKS-Y-3)：灰白色略带有一点棕色，角砾状构造，主要为角砾状的灰岩为后期的岩浆热液所胶结，灰岩呈角砾状。主要矿物为石英、方解石、辉锑矿。石英、方解石、辉锑矿共生在一起，胶结灰岩角砾。同时可见一些富含铁质风化表面。（图5-3）图5-3构造角砾岩图5-4钙质页岩④钙质页岩（XKS-Y-4):灰黑色，块状构造，页岩，硬度较大，玻璃光泽。可见页理，在页岩层间，可见后期矿液充填形成的一些矿物，如方解石、白云母。（图5-4）⑤脉状矿石（XKS-K-1):黑色，脉状构造，方解石呈脉状穿插与灰岩中，同时可见方5解石与辉锑矿共生在一起。方解石，纯白色，硬度较大，玻璃光泽，呈脉状分布。辉锑矿，灰褐色，呈一种放射状、针状，在石英中含量约为5%。（图5-5）图5-5脉状矿石图5-6块状矿石⑥块状矿石（XKS-K-2)：灰黑色，块状构造，主要矿物为石英、辉锑矿、方解石。辉锑矿，灰黑色，呈放射状，金属光泽，硬度较低，与石英、方解石共生分布于灰岩中，含量约为30%。方解石，纯白色，硬度较大，玻璃光泽，含量约为10%。（图5-6）⑦团块状矿石（XSK-K-3):深灰色，块状构造，主要矿物为石英、方解石、辉锑矿。辉锑矿，金属光泽，低硬度，放射状，含量约为35%；方解石，发育两组解理，低硬度，玻璃光泽，含量约为50%；石英，无色透明，油脂光泽，硬度较高，含量约为15%。三者呈一种共生关系。（图5-7）图5-7团块状矿石图5-8晶洞状矿石⑧晶洞状矿石（XKS-K-4):灰黑色，块状构造，主要矿物为石英、辉锑矿、方解石。辉锑矿，金属光泽，低硬度，针状；石英在灰岩中呈晶簇状，结晶程度较好，自形。同时在灰岩中，可见微细石英脉穿插，在脉中有辉锑矿与石英共生。（图5-8）6⑨角砾状矿石（XKS-K-5):灰色，块状构造，主要矿物为石英、方解石、辉锑矿。局部可见辉锑矿周围有雌黄分布，存在有一定的孔隙。辉锑矿呈针状、放射状产于角砾中，约占含量30%,石英与辉锑矿、方解石共生。灰岩呈一种角砾状，被方解石、石英、辉锑矿所胶结。（图5-9）图5-9角砾状矿石2.4成矿期和成矿阶段该矿床可分为三个成矿期：泥盆纪晚期（早期）→燕山晚期（中期）→晚期成矿阶段。在拉张构造的陷陆期间,沉积的古陆风化剥蚀物及金属元素经海底成岩压实,在压实过程中岩层中的孔隙水受压而被释放出来,形成以卤化物为主的热卤水,并与地下渗水一道经受地温和深部岩浆的热力作用,形成弱酸性、富有机质、高盐度的热卤水使成矿作用具备了水源。同生断裂又是沟通深部热水循环的主要通道。通过加温,在循环过程中使围岩中有用成分活化转移(萃取地层中的锑元素)并沿断裂上升到地表浅部,在不透水岩层D33s和D13x遮挡、屏蔽下,于D23s地层中发生沉淀交代作用,形成初始硅化岩石,并且弱锑矿化;此为早期成矿阶段,属泥盆纪晚期。此后,经受印支—燕山运动影响,断裂继续活动,使早期形成的硅化层破碎,析出锑质和硅,与来自地层中的矿液和少量天然水混合成含矿热液,继续沿断裂和裂隙上升,并充填于有利部位,沉淀成矿。此为中期成矿阶段,亦是主要成矿阶段,属燕山晚期。后来,进一步受地下水作用,硅质发生溶解和再沉淀,辉锑矿氧化消失,形成锑的氧化物,此为晚期成矿阶段。（匡文龙等，2000）3.成矿初步分析1)该矿床与构造作用密切相关，剪应力是矿液运移、矿化富集的最主要动力条件,对整个成矿起主导控制作用。（李智明等，1993）成岩期后的构造运动,造成了矿区由外围向内缘压力逐渐递减的应力梯度,并破坏了沉积一成岩作用阶段含矿层地球化学环境的平衡,同时又为地下水活动提供了通道和热能（湛锡霖等，1983）,因此给锑元素运移、富集创造了动力、化学及空间上的有利条件。2)锡矿山锑矿床成因长期以来备受争议，争论的焦点在于成矿溶液的性质及其矿质来源，不同的学者有不同的认识和理解：（1）锡矿山锑矿属中低温岩浆热液或混合岩浆热液矿床（刘焕品等，1985；湛锡霖等，1983）；（2）层控矿床、沉积一改造再造矿床或沉积一强改造层控矿床（张宝贵等，1989，）；（3）深循环热水成矿（刘文均等，1992）；笔者更偏向于锡矿山锑矿床属混合岩浆源的中一低温热液矿床。矿物包裹体研究及稳定同位素的数据,锡矿山锑矿的主要成矿阶段是成矿早期阶段,主要的矿质来源于混合岩浆水,成矿温来自深部（匡文龙等，72000），说明来源于地下深处的酸性含矿热液经过碳酸盐岩层时,热液与围岩之间将发生化学反应,大量围岩溶解,并伴生大量围岩蚀变(硅化等)和矿化作用。另外大气降水径流上覆灰岩,通过含矿层并与其中硫化物作用后,由弱碱性变为酸性，有利于硅化作用和锑的硫化物沉淀成矿。8参考文献[1]谌锡霖,蒋云杭,李世永,廖洪震.湖南锡矿山锑矿成因探讨[J].地质论评,1983,05:486-492+498.[2]谢桂青,彭建堂,胡瑞忠,贾大成.湖南锡矿山锑矿矿区煌斑岩的地球化学特征[J].岩石学报,2001,04:629-636.[3]胡雄伟.湖南锡矿山超大型锑矿床成矿地质背景及矿床成因[D].中国地质科学院,1995.[4]何明跃,楼亚儿,王濮.湖南锡矿山锑矿床硅化作用与锑矿化关系[J].矿床地质,2002,S1:384-387.[5]何明跃,王濮.湖南锡矿山锑矿床的石英标型特征[J].现代地质,2002,02:180-185.[6]何明跃,楼亚儿.湖南锡矿山辉锑矿的矿物标型特征研究[J].地质与勘探,2002,04:73-77.[7]刘焕品,张永龄,胡文清.湖南省锡矿山锑矿床的成因探讨[J].湖南地质,1985,01:28-39+83.[8]吉让寿.湖南锡矿山锑矿田成矿期构造特征及控矿机制[J].地球科学,1986,05:525-532.[9]李智明.锡矿山锑矿成矿机理的探讨[J].矿产与地质,1993,02:88-93.[10]靳西祥.超大型矿床锡矿山锑矿成矿地质条件研究[J].湖南地质,1993,04:252-256+280.[11]陈建明,宋艳秋.锡矿山锑矿成矿流体特征分析[J].安徽地质,2004,02:9