湘中盆地—雪峰毗邻隆起区8万km2的地区内已发现锑矿床（点）、矿化点共171处，其中工业矿床约40处。本区是全球最大的锑成矿区。它的出现与壳幔演化过程中发生湘中富锑地幔柱这一深部地质异常事件是分不开的（张术根等，1996）。
湖南锑金矿床集中分布在湘西北成矿域内的雪峰弧形隆起带及其东南侧，即所谓的“雪峰（锑金）矿集区”。该矿集区内不但发育有锡矿山、沃溪等大型、超大型锑金矿床，而且分布有诸如廖家坪、符竹溪、龙山及漠滨等众多锑金矿床（点）。有关该矿集区锑金矿床的成因认识至今仍有争议。对雪峰矿集区内锑、金矿床的成因认识已提出了如下三种主要观点：
（1）最早的岩浆成因说，认为岩浆热液作用为成矿提供了主要的矿质来源和热动力力源（张振儒等，1978；杨舜全，1986）。
（2）20世纪80年代流行的沉积—变质成因说，认为成矿物质主要来自其赋矿围岩，成矿是赋矿围岩中金属元素在变质作用过程中发生活化、迁移和富集的结果（涂光炽等，1984；罗献林等，1996），这种元素迁移、富集成矿的过程又与地壳中大规模流体活动密切相关（马东升，1997）。
（3）海底热卤水喷流（或热泉）成矿说（张理刚，1985）。
岩浆成因论提出后，很快遭到怀疑和否定，主要是由于在很多矿床中没有发现岩浆岩，一时找不到岩浆岩与已知矿（床）体在空间上的直接联系。如沃溪、漠滨、龙山等矿床即是如此。然而，“岩浆否定论”（完全否定岩浆作用对锑金成矿的贡献）却与近年来新发现的许多地质事实不相符。而在“再造成矿”的学术思想（涂光炽等，1984，）指导下发展形成的沉积—变质成因认识虽已被普遍接受而流行，但通过地层中金属元素的迁移和再富集形成如锡矿山那样的巨量（大于200万吨）金属锑的堆积，不但其过程和机理目前无法验证，而且受到大量最新同位素定年资料的挑战。同样，观点（3）也难以与大量同位素成矿年龄测定结果相符合（凌水成，1999）。
成矿特征：区内锑、金成矿除发育于中元古界冷家溪群、新元古界板溪群马底驿组和五强溪组、及震旦江口组等前寒武系浅变质岩系（如西安、沃溪、漠滨、及龙山等一大批典型Sb—Au矿床等）之外，还广泛发育于显生界的不同层位中，如锡矿山超大型锑矿的主矿体即赋存于古生界泥盆系佘田桥组和棋梓桥组中，且矿区范围内出露的各时代的岩系地层，如下石炭统等都见有锑、金矿化（凌水成，1999）；又如安化滑板溪等一带的锑金矿床（点）则赋存于奥陶系宁国组的浅变质岩中（鲍振襄，1993）；辰溪长田湾锑矿则产于石炭系灰岩中；安化太平金矿床矿区范围内出露有自新元古界板溪群到古生界志留系等很多岩系地层，但主要锑金矿化却并不受前寒武系变质岩系控制，而是发育于古生界奥陶系粉砂质岩系中（张宁，1999）。此外，在雪峰隆起西北侧的白垩系红层中也发现了微细浸染型金矿化。可见，区域锑金成矿并非局限于某一层位，而是具有十分明显的区域穿层成矿特征。
岩性控矿而非 “层控” 对区内前寒武系浅变质岩中的部分典型锑金矿床成矿地质特征的总结表明：富含钙质、凝灰质的砂岩或砂质板岩、粉砂岩或粉砂质板岩等是锑金矿床的有利成矿/控矿围岩。而近年来在湘中发现的如太平、廖家坪、高家坳、白云铺、下马桥等许多锑金矿床，多赋存于下奥陶系和中泥盆统等不同层位中。其主要控矿围岩岩性为：泥质粉砂岩、石英杂砂岩、粉砂质泥岩等（陈强春，1998）。此外，广西的马雄锑矿的赋矿围岩为下泥盆统炭质、泥质粉砂岩；云南的木利锑矿即赋存于下泥盆统的灰岩、硅质岩、及页岩中（华仁民，1994）。而世界其他地区如西伯利亚的Olimpiada锑金（钨）矿床产于（中元古代）灰岩及变质板岩互层的碎屑沉积岩中（Afanasjeva et al.，1995）；南美的Ixtahuacan锑金（钨）矿床赋存于由炭质页岩、砂岩及灰岩互层组成的黑色页岩中；美国Bolivia地区的众多锑金矿床的赋矿围岩为泥盆系和志留系的粉砂岩、板岩夹互层状炭质板岩；中欧捷克和斯洛伐克等地的锑金矿床，则主要产于富含中酸性火山碎屑岩的石墨片岩、绿色千枚岩及变质砂屑岩等浅变质泥砂质岩系中（Dill，1998）。湖南锑金矿床与临近省区及世界其他地区的同类矿床相比，具有相似（同）岩性的赋/控矿围岩。而且，富含炭质、钙质及凝灰质的陆源碎屑混杂岩系可能是该类矿床的最有利成矿/控矿围岩。因此，区内锑金矿成矿不但并非局限于某个或某几个层位，而是穿越不同时代的地层、于具相同（似）岩性的有利围岩中富积成矿。即是岩性控矿而非“层控”。
赋矿围岩Sb、 Au含量特征 马东升等（1998）系统地研究了区内前寒武系变质岩中Sb、Au等矿化元素的含量特征，测得赋矿围岩中Sb含量在1.6×10-6～2.6×10-6之间，富集度在8～13之间；Au含量为2.4×10-9～3.6×10-9，富集度在1.3～2之间。但目前对显生界其他赋矿岩系的矿化元素含量等的系统分析和研究还不多见。刘继顺（1996）的分析结果显示：显生宇Au含量在1.7×10-9～4.4×10-9之间，Sb含量在7.5×10-6～17.5×10-6之间。而区域泥盆系的Sb含量在0.68×10-6～2.26×10-6之间。不同的研究者所得的分析结果不同，但对比后发现，显生宇与前寒武系岩系具相似的含金性特征：含金量低，接近地壳丰度值（1.8×10-9）。同时，与前寒武系岩系相比，尽管显生宇的Sb含量有可能偏高，但泥盆系地层与前寒武系岩系的Sb含量还是近于一致，接近其地壳丰度值（0.2×10-6）。虽然区域上Sb、Au矿床具有明显的穿层成矿特征，但Sb、Au成矿的规模、强度等在不同的层位有明显的差别。
统计分析表明，湖南省内53%的金矿床（点）分布于前寒武系岩系中，前寒武系变质岩系蕴含了省内55%以上的黄金储量。而显生界泥盆系中产有目前世界上最大的锑矿床——锡矿山锑矿床。不同层位中这种Sb，Au成矿规模和强度的显著差异，与赋矿地层的Sb，Au含量特征形成了强烈的对比。看来，赋矿地层某部位或地段的Sb，Au含量特征并不是决定其Sb，Au成矿作用发育强度和程度的关键因素。此外，大量分析结果表明赋矿围岩中Sb，Au含量分布极不均匀。Sb，Au成矿即是地层中一种特殊的Sb，Au不均匀分布。故在很大程度上，探讨Sb，Au成矿机理就是探讨Sb，Au不均匀分布的机理。
Sb—Au 成矿与印支—燕山期岩浆活动的时空耦合 ①印支—燕山期岩浆活动是席卷全区的重大地质事件。尽管在如沃溪、龙山、漠滨等一些矿床内，至今尚未发现有岩浆岩，但沿桃江—白马山—城步区域性大断裂及其两侧分布的城步、瓦屋塘、白马山、芙蓉、关帝庙、沩山等岩体或复式岩体都为印支—燕山期侵入或有印支—燕山期的岩体，这些岩体或岩脉在空间上形成了一条规模壮观的岩浆岩带；②芙蓉复式花岗岩体在区域上形成一系列岩脉群，沩山花岗岩的内外接触带已发现中酸性岩脉就达160条之多，瓦屋塘—崇阳坪—中华山花岗岩体的西侧也见有众多煌斑岩等基性岩脉群，而紫云山、奎溪坪—洞底坪等地的煌斑岩脉群更是特别发育；③在该区域性断裂西北侧、雪峰隆起（及其以南）的太平、符竹溪、廖家坪、沈家垭、沃溪、莫家坪、锡矿山等大量锑金矿床内和/或其外围都发育有含Sb、Au的各类岩脉；④在该区域性大断裂东南侧，岩浆活动更为强烈，如水口山、关帝庙（印支期）等大量花岗岩体及其外围的大量煌斑岩脉群（其中仅清水塘、马头山等地就分布有100多条煌斑岩脉）。
近年来在锡矿山、廖家坪、符竹溪、板溪、田庄、太平等一大批Sb—Au矿床内发现了大量印支—燕山期的基性、超基性，及中酸性的长英质岩脉（体）。同时，在白马山、中华山、黄茅园、大乘山、芙蓉等花岗岩岩体内部和/或周边找到了Sb Au矿床/点（权正钰等，1998）。特别是一些岩脉金、锑含量之高使其本身即成为工业矿体的事实，较好地表明了岩浆活动对区内金成矿的贡献。如安化廖家坪金矿床内发育的花岗斑岩脉含金可高达6.1×10-6，多在0.5×10-6以上（罗纲元，1994）；安化江南镇则发现了煌斑岩型金矿化（黄业明，1996）。而一些印支—燕山期的中酸性岩体的Sb、Au含量分析结果（表7-1），则更进一步地说明，岩浆活动与区内锑金矿床成矿的可能联系。
就金而言，除仙鹅抱蛋岩体的金含量接近其地壳丰度值外，其余已知岩体的金含量都明显高出其地壳丰度值，而且具较高的富集度。且不同时代的岩石中，基性、超基性岩的金含量随时代变老而趋于增高；酸性岩则随其时代变新金含量趋于增高，以燕山期I型花岗岩含金量最高（杨舜全，1986；王甫仁，1993；李恒新，1995）。对锑而言，燕山期花岗岩（岩体或岩脉）中Sb的富集也很明显。如水口山花岗闪长岩中辉锑矿Sb含量30×10-9；新邵梨树坳花岗闪长斑岩群的辉锑矿Sb含量达210×10-9～350×10-9；而一些产于燕山期的岩体中的矿床之闪锌矿也含有较高的Sb，如鸭公塘矿区的闪锌矿含Sb高达1000×10-6以上（王甫仁，1993）。
所有这些表明：印支—燕山期的岩浆岩与区内锑金矿床之间有明显的时空关系，印支—燕山期的岩浆活动与区内锑金成矿作用在成矿物源和成矿流体等方面具成因联系。
此外，最新的成矿年龄同位素测定结果（表7-2）显示：区内锑金成矿主要发生在印支—燕山期。其次，如吴良士等（2000）测得锡矿山的成矿年龄为156.29±4.63Ma（Sm—Nd法）；金坑冲矿石铅同位素模式年龄为145～244Ma（罗献林等，1996）；沃溪和龙山的石英流体包裹体Rb—Sr等时线年龄分别为144.8±11.7Ma和175±27Ma（马东升，1999）。这些已被广泛引用的最新的成矿年龄数据，初步揭示了区内锑金成矿与印支—燕山期大规模的岩浆作用在时间上的明显耦合关系。虽然一些研究者认为区内岩脉规模小，不具备提供大量矿质（金、锑）的能力（彭建堂等，1999）。但我们不能因为岩脉的规模小而否定区域大规模岩浆作用的存在。相反，众多规模小的印支—燕山期岩脉的广泛出露，更加证明了印支—燕山期大规模岩浆作用的客观存在。矿床作为一种特殊的岩石，也是地球层圈作用过程的产物。锑金成矿与印支—燕山期大规模的岩浆活动在时间、空间上的明显耦合关系，预示了区域锑金成矿与印支—燕山期岩浆作用之间的可能成因联系。
表7-1 部分印支—燕山期岩体（脉）的Sb、Au含量
表7-2 部分岩体（脉）的同位素年龄测定结果
机制探讨 Sb 的地球化学研究表明，巨量金属Sb 的富集或堆积是一个长期而持续的过程，且地球层圈作用过程中，Sb的迁移主要通过非岩浆过程的含水流体，使来自深部地幔和地壳沉积物中的Sb迁移进入聚敛板块边缘的岩浆源区（Milleretal，1994；Peucker⁃Ehrenbrinketal，1994；JochumandHofmann，1997），进而积聚形成含矿流体库。由于Sb元素的不相容性，俯冲带环境极有利于Sb通过俯冲迁移而于地壳中发生超常富集或巨量堆积（Jochum and Hofmann，1997）。Au与Sb的构造地球化学性质有所区别，既可通过非岩浆过程的含水流体迁移，又可通过上侵的岩浆直接向上迁移进入地壳浅部。因而二者既可同时富集成矿，又可相互不发生联系而分别成矿。
中元古代末华南板块与扬子陆块开始对接、碰撞，形成大陆碰撞造山带（邓家瑞等，1998）。雪峰Sb—Au矿集区即在这种构造背景下演化、发育。到中生代印支—燕山期，华南大地构造格局的根本性转变（EW向挤压转为NE NNE向的伸展拉张）奠定了Sb—Au成矿大爆发的地质背景。在华南板块与扬子板块拼接、碰撞过程中，华南板块板块向扬子板块俯冲，Sb—Au通过含水流体的非岩浆作用过程向板块聚敛带迁移。此过程可能自元古宙末开始，持续到加里东期。同时，在板块俯冲过程中，由于上地幔热上隆，发生板片拆离，引发陆壳部分熔融作用，形成板缘岩浆源或岩浆库。非岩浆过程迁移的Sb—Au含矿流体进入板缘岩浆源区，形成Sb—Au含矿流体库。从而导致板缘岩浆源或岩浆库中物质和能量的极度积聚。受中国东部岩石圈减薄等深部地质过程影响，中生代印支—燕山期中国东部发生了大规模的、突变性的构造动力转折。构造格局的根本性转变诱发断裂作用，增强了地壳渗透性。这种构造应力性质的突变和渗透性构造的急速扩容作用，为板缘岩浆源区或岩浆库超常积聚的物质和能量的急剧释放提供了力源并创造了空间条件，从而引发Sb—Au含矿流体库的大爆炸，导致Sb—Au成矿大爆发，引起岩浆大侵位等。区内广泛发育的Sb—Au矿床和各种岩浆岩及脉岩即可能是这种成矿大爆发的不同表现形式。