晚侏罗世火山岩盆地的形成条件
1.盆区火成岩类
普遍发育在闽西—赣南盆地带及其盆缘的火成岩类主要包括喷溢相的玄武岩-流纹 岩、侵入相的辉长岩-花岗岩以及岩浆混合包体。本次侧重研究了永定县湖雷和龙南县东 坑-临江两个盆地中的火成岩类。前者紧邻政和-大埔断裂，火成岩类属玄武岩-流纹岩 组合，主要出露于湖雷的藩坑组（J1-2f）中；后者火成岩也属玄武岩-流纹岩组合，主要分布于龙南县东坑-临江和寻乌县菖蒲-白面石等地的菖蒲组（J1-2ch）中。
图5-11 闽西—赣南中生代沉积盆地岩层中节理统计赤平投影
湖雷盆地的藩坑组可分下、中、下三段，总厚980m。上段和下段的岩性特征基本相 似，均为火山岩段，为玄武岩-基性火山碎屑岩、流纹岩-酸性火山碎屑岩组合，夹砂 岩、粉砂岩，局部见少量安山岩。基性火山岩多分布在火山岩段下部，酸性火山岩分布在 上部。流纹岩常直接覆于玄武岩之上，构成双峰式火山岩。中段为粉砂岩、泥岩夹石英砂 岩，含丰富的瓣鳃类和植物化石及孢粉等（许美辉，1992）。
龙南县东坑-临江盆地的菖蒲组原定晚侏罗世（江西地质矿产局，1984）。近年，根 据其中Rb-Sr测年数据（172±2）Ma（玄武岩）和（165±7）Ma（流纹岩），该岩组 被改定为早、中侏罗世（陈培荣等，1999；邢光福等，2002）。以玄武岩-基性火山碎屑 岩为主，流纹岩和流纹质凝灰岩为次，沉积夹层中含少量动植物化石（图5-12）。喷发 不整合覆盖于前寒武纪变质基底之上，厚约1300m。野外调查表明，菖蒲组具双峰式火山 岩组合。在全南县程龙，还存在双峰式侵入岩组合，存在辉长岩与花岗岩的岩浆混合现 象，二者接触界线模糊，接触带10～20cm处发育矿物不平衡组合：辉长岩包体中有钾长 石晶体，花岗岩中有辉石晶体。在龙南县寨背和陂头，菖蒲组火山岩分布区被A形（碱 性）花岗岩侵入。
图5-12 赣南东坑-临江盆地月子-里仁早、中侏罗世沉积岩-火山岩剖面
2.火山岩岩石学特征
玄武岩呈块层状，致密坚硬，深灰-灰绿色，斑状结构，基质为隐晶-细晶结构、间 粒结构，气孔构造。约含10％普通辉石、橄榄石、拉长石斑晶，拉长石呈长条状，晶 形完整，聚片双晶发育；气孔多被石英、绿泥石、葡萄石矿物充填，构成杏仁体，含量 5％～10％，最多可达25％（如龙南临江地段）。不少地段玄武岩已经发生强烈的绿泥石 化和碳酸盐化蚀变。
流纹岩呈浅褐红色，斑状结构，基质具球粒-石泡结构，具清晰的流纹构造。斑晶为 石英（8％～10％）和透长石（10％～15％），多熔蚀成港湾状，偶见更长石。基质多已 脱玻化和重结晶，由细小的长石、石英集合体组成。绢云母化或泥化蚀变明显。
在湖雷盆地和东坑-临江盆地，熔结凝灰岩也较发育，有时和流纹岩呈过渡关系。紫 红色，厚层状，由熔蚀状的长石和石英晶屑（10％～15％）、少量泥岩岩屑（3％～5％）、 变形玻屑-浆屑（＞50％）以及脱玻化的火山灰组成。少数玻屑保留弧面多角形，多数 已被强烈压扁，变为平滑线状或细脉状，并绕晶屑、岩屑变形弯曲，构成醒目的假流动 构造。
3.盆区火山岩的形成时代
根据火山岩在生物地层中的位置，闽西-赣南沉积盆地中基性和酸性火山岩的时代最 早被认为是晚侏罗世（福建省地质局713地质大队，1971；江西地质矿产局，1984）。20 世纪90年代以来，该区地层时代有些调整。根据新的化石证据和火山岩测年学数据，闽 西-赣南地区这些盆地的时代均从晚侏罗世修改为早-中侏罗世（陈培荣等，1999）。
近年来，研究区火山岩的放射性测年工作取得一批新数据。前人先后对永定湖雷盆地 流纹岩作Rb-Sr全岩等时线测年，分别获179Ma（许美辉，1992）和（183±25）Ma（周金城等，2001）数值，其87Rb/86Rb初始比为0.706，系幔源成因。邢光福等（2001）对 永定SW侧梅州盆地中的霞岚辉长岩体作Rb-Sr矿物＋全岩等时线测年，获（179±4）Ma 数值，其87Rb/86Rb初始比0.7056，源自地幔，未受地壳物质污染。陈培荣等（1999）对 赣南寻乌-白面石盆地和东坑-临江盆地中的双峰式火山岩作Rb-Sr全岩等时线测年， 获东坑盆地玄武岩（178±7）Ma、白面石盆地玄武岩（173±6）Ma、流纹岩（165±2）Ma 的数值，相当于早侏罗世晚期—中侏罗世。
为了进一步了解该盆地带玄武岩的喷发时代以及南岭东段陆内裂谷的形成时代，笔者 在永定县藩坑村采集了一批双峰式火山岩样品，在薄片观察基础上，对新鲜无蚀变的玄武 岩样品进行人工重砂淘选，选出自形、透明并晶棱完好的岩浆锆石颗粒。为了与相邻盆地 中的火山岩形成时代进行对比，笔者还在该带北侧的赣南泰和盆地采集了一批橄榄玄武岩 样品并挑选岩浆锆石颗粒。然后，送宜昌地质矿产研究所同位素研究与测试中心作颗粒锆 石溶解U-Pb法测年。该方法是一种低污染提取锆石U、Pb成分的测年法，精度较高（Krogh，1973）。测年工作由朱家平完成，测试全过程严格按规定流程和要求进行。测试 结果列于表5-6中。赣南泰和盆地橄榄玄武岩的年龄值意义将在下节讨论。测年数据表 明，闽西湖雷盆地的玄武岩年龄值为（170±1）Ma，和上述许美辉、周金城、邢光福、 陈培荣用Rb-Sr法对该带不同盆地中流纹岩和玄武岩测年所得的数值基本一致，说明闽 西盆地玄武岩浆喷发事件发生在中侏罗世早期，证明闽西-赣南盆地带双峰式岩浆事件或 裂谷事件发生在早侏罗世晚期到晚侏罗世早期的结论是可靠的。
表5-6 闽西湖雷盆地藩坑玄武岩（B11）、赣南泰和盆地南溪玄武岩（J74、J74-1）中锆石溶解U-Pb法测年数据
注：测试电位为宜昌地质研究所同位素研究与测试中心。
（一）基本概况 庐枞中生代火山岩盆地呈椭圆形，长轴约56km，短轴约24km，总面积约1032km2，长轴方向为北东40°。庐枞火山盆地的大地构造位置如图9-11所示。
图9-11 长江中下游地区郯庐断裂中南段地质构造略图
（1）华北地台；（2）胶东地块；（3）鲁南苏北地块；（4）秦岭造山带；（5）淮阳地块；（6）长江中下游断陷带（扬子板块）；（7）江南古陆；（8）钱塘江-信江断陷带；（g）浙、闽、粤中生代火山岩带。（a）五莲-诸城断裂；（b）庐江-灌云断裂；（c）郯庐断裂；（d）商丹断裂。A.庐枞盆地；B.宁芜盆地；C.溧水盆地；D.溧阳盆地；E.繁昌盆地；F.广德盆地；G.怀宁盆地,H.宁乡盆地一深断裂带；-----推测深断裂；_._.隐伏深断裂
研究庐枞火山盆地的地质与构造演化及火山成矿，要从以下4个方面加以认识：一是秦岭造山带的演化；二是中生代古太平洋板块（或太平洋-库拉-澳大利亚板块）与欧亚大陆的相互作用；三是郯庐断裂的活动；四是长江中下游断陷带的作用性质（任启江等，1991）。
1.华北与扬子板块的对接及陆内挤压碰撞作用
华北与扬子两大板块在大别地体对接碰撞发生的时代为印支期，有Sm-Nd等时线年龄为244Ma（李曙光等，1989）。在印支期中晚阶段和燕山期东秦岭造山带发生强烈收缩作用，出现多层次的逆掩推覆构造，逆冲方向均指向南，出现A型俯冲及与其有关的东秦岭燕山期花岗岩。与此同时，在大别南缘绕过郯庐断裂带延至张八岭及连云港，在巨厚沉积盖层（Z-T2）与浅变质基底间（Pt2）有韧性滑脱构造，滑脱面向东，并伴有高压变质带（张树业等，1989）及糜棱岩带（王奎仁等，1995；刘德良、杨晓勇等，1996），说明扬子板块与华北板块在中生代发生了强烈的挤压、碰撞，甚至陆内俯冲作用，地处扬子板块北缘的庐枞火山岩盆地，受这一大的构造背景的制约。
2.中生代太平洋-库拉-澳大利亚板块与欧亚板块的相互作用
庐枞地区的主导构造为北东向，属于太平洋构造体系，因此，欧亚板块与太平洋板块（太平洋-库拉-澳大利亚板块）在中生代的相互作用是控制庐枞火山岩盆地构造与演化的另一重要因素。从190～100Ma在库拉板块—太平洋板块—澳大利亚板块以NWW向向欧亚大陆移动过程中，首先是转换断层与大陆相接，接着是小段洋脊与大陆相撞，并消亡于大陆板块之下，前者产生以挤压为主的压力效应，引起大陆内部的活化和新断裂的产生，后者产生热效应。这一过程的结果，或在大陆边缘后侧引起地幔上隆和地壳引张，或在古隆起边缘古缝合线或古断裂活化地带形成火山-侵入岩浆活动带。就整体而言，决定中国东部中新生代火山-岩浆活动时空分布、岩浆成分和物质来源的因素，一是大陆内部断裂系统的活化；二是壳幔各个圈层的推覆、滑移过程；三是基底的性质；四是与俯冲带的距离、俯冲角度及俯冲速度，庐枞火山岩盆地的地质-构造演化显然是受上述因素的联合控制。
3.郯庐断裂带的活动
庐枞火山岩盆地的西部边界断层即是郯庐断裂。对于郯庐断裂的演化特点，曾受到国内外许多学者的关注（Xu,1993；王奎仁等，1995），它自印支期以来，发生了巨大的左行平移，它对庐枞地区的地质与构造的演化控制是和华北与扬子两大陆块的碰撞、拼合作用相联系的。特别是在晚三叠世—早白垩世两大板块最终拼合阶段，郯庐断裂的左行平移最为明显。郯庐断裂在研究地区内由4条主要断裂组成（图9-12），其东界断裂——罗昌河断裂最重要。地表观察，断裂面陡倾，结构面力学性质变化大，主要是向南东倾斜。在晚白垩世以前以挤压-平移性质为主，晚白垩世至老第三纪，为以引张为主的断裂带，堆积了白垩世—老第三纪碎屑岩及膏岩沉积地层，具有发育不全的裂谷带的特点。新第三纪以来郯庐断裂带性质又有变化，可见到新地层逆冲于老地层之上，局部受挤压，且发生了弱的右行平移。
4.长江中下游断裂坳陷带性质
根据HQ-13地壳地震资料（何友三等，1988；冯如进等，1988），下扬子地区莫霍面是由高低速层互层所组成的壳幔过渡带，一般厚2～4km，最厚达6km，并有明显的折断、升降，还有明显的波动痕迹，表明较为活化，按下扬子HQ-13线（灵璧-奉贤）地球物理-地质综合解释结果（华东石油局，1988）和麻城-九宫山大地电磁测深资料（地矿部第一综合物探大队，1989），长江中下游地区岩石圈可分为6大层，其间有6个滑移层和3个均衡调节层（董树文等，1993）（表9-2）。
图9-12 庐江附近郯庐断裂带地质图（据安徽省地矿局图修改）
;Dy1.J1-2;Dy2.J3—K1（火山岩）；Wh1.Z—S;Wh2.D～T。（1）、（2）、（3）、（4）为郯庐断裂带的主要断裂，其中（1）为西界主断裂；（4）为东界主断裂（罗昌河断裂）
长江中下游地区江北一带的变质基底下部以大别山群为代表的深变质岩系，上部为张八岭群、洪安群及变质的震旦系组成的浅变质岩系。加里东旋回为拉张断陷型沉积环境，并经受了3次明显的构造运动（震旦纪末、晚奥陶世—志留世、晚志留世—晚泥盆世）。海西旋回沉积环境总体无明显改变，并有多次微弱的火山活动出现，也经历了3次主要以上升为主的构造运动（早—中石炭世间、晚石炭—早二叠世间、二叠纪中期）。印支旋回是长江中下游地区构造演化的转折点，沉积岩系构成了完整的海侵和海退序列，这一时期主要为T2-3（铜头尖组）和T2（东马鞍山组）之间的金子运动与T3与J1之间的南象运动，后者尤为明显。在这一时期长江中下游地区出现了中—酸性的侵入岩体（九瑞的洋鸡山、大湖山、十六公里；安徽九华山、太平；江苏高资、苏州），同时盖层沉积岩系（Z—T）遭受了强烈的侧向挤压，受边界条件的限制，形成弧形构造带，造成郯庐断裂带东西两侧岩石圈表层总缩短量有明显的差异（翟裕生等，1992）。庐枞火山岩盆地就是在上述区域构造背景下开始了其190～100Ma的演化历程。
表9-2 长江中下游地区岩石圈层状结构特征
（二）庐枞火山岩盆地的地质构造演化
1.地层及沉积环境
庐枞盆地出露的地层主要有志留系、三叠系、侏罗系、白垩系、第三系和第四系。庐枞火山岩盆地大多由上侏罗—下白垩统陆相火山岩构成，其直接基底为中—下侏罗统的陆相碎屑沉积建造。全区的地层及岩性和相互关系见表9-3的柱状图（据安徽省地矿局区调队，1987）。
表9-3 庐枞盆地地层特征表
2.火山岩系以前的中生界沉积
（1）三叠系 仅在庐枞盆地周边零星出露，可分为下统殷坑组、龙山组和南陵湖组；中统东马鞍山组、月山组和铜头尖组；上统拉犁尖组。下三叠统（殷坑组、龙山组和南陵湖组）灰岩和钙质页岩分布区域较广，中统东马鞍山组为下部白云岩和上部盐溶角砾岩及硬石膏，见于盆地边缘；中三叠统沉积范围明显缩小，出现蒸发台地相沉积。中三叠世中晚期—晚三叠世沉积范围更小。整个三叠纪时期，在下扬子地区表现为一完整的海退过程，坳陷中心位于沿江一带，庐枞地区位于该坳陷的边缘。
（2）侏罗系下、中统 下统磨山组下部以石英砂岩为主夹少量炭质页岩和粉砂岩，底部为含砾砂岩或砾岩，不整合或假整合于三叠系之上。上部为灰绿色石英砂岩、粉砂岩、炭质页岩夹不稳定的煤系；中统罗岭组总厚度大于1800m。下段底部为粗粒含砾砂岩或砾岩，主要岩性为薄层粉砂岩、钙质粉砂岩、粉砂质页岩、长石砂岩及长石石英砂岩。沉积地层等厚图见图9-13。
图9-13 庐枞邻区南陵湖组、东马鞍山组、磨山组＋罗岭组地层等厚线图（任启江等，1992）
3.中生代火山岩系
中生代火山岩系与中侏罗统罗岭组陆相碎屑岩沉积呈不整合接触。这一套火山岩系可划分为4个旋回，它们分别是：上侏罗统龙门院旋回（J3l）和砖桥旋回（J3z），下白垩统双庙旋回（K1s）和浮山旋回（K1f）。庐枞火山岩盆地的构造与火山岩岩相见图9-14所示。有关庐枞火山岩盆地的火山岩系的时代问题争议颇大：按古生物证据，砖桥组双壳类和腹足类化石组合属于晚侏罗世，植物孢粉多为早白垩世特征。当然还有其他类的化石组合。收集到的火山岩和侵入岩的同位素年龄值分别见表9-4、9-5所示。由上述两个表中的同位素数据进行综合分析，可以得出以下结论（任启江等，1991）：龙门院旋回年龄在167～155Ma（按沙溪打银山U-Pb模式年龄计算）；砖桥旋回为155～135Ma；双庙旋回为135～115Ma；浮山旋回为115～100Ma。比较庐枞火山岩盆地的主要火山活动开始的时间早于中国东南部中生代其他地区约30Ma左右（宁芜地区136～25Ma；大王山组125～115Ma；姑山组115～109Ma；娘娘山组105.5～91Ma）。（宁芜项目组，1978）。据任启江等（1991）研究结果认为：庐枞盆地火山活动时代开始较早的主要原因，一是与郯庐断裂的活动有关，二是受到华北与扬子板块的碰撞、挤压、推覆作用的影响。
图9-14 安徽庐枞火山岩盆地地质构造与火山岩岩相图
1.角砾凝灰岩；2.角砾熔岩；3.熔结凝灰岩；4.沉积凝灰岩；5.正常沉积碎屑岩；6.凝灰岩；7.二长岩类；8.正长岩类；9.花岗岩类；10.推断主干基底断裂；11.推断基底断裂；12.（1）～（24）为断裂编号；地层代号见图9-13
表9-4 庐枞地区火山岩同位素年龄
资料主要来自全国同位素年龄汇编：任启江等，1991。
表9-5 庐枞地区侵入岩同位素年龄
资料主要来自全国同位素年龄汇编：安徽327地质队，1982；任启江等，1991。
（三）岩石地球化学特征
40件有代表性的岩石微量元素、稀土元素的化学分析数据列于表9-6、9-7中。
表9-6 岩石微量元素化学分析结果（wB/10-6）
表9-7 岩石稀土元素化学分析结果（wB/10-6）
1.常量元素地球化学特征
（1）岩石化学特征根据Irvine（1971）的Si2O-（K2O+Na2O）变异图解，全区的火成岩大部分都落在碱性岩区域，少量属亚碱性区域（图9-15），表明全区的岩石以高碱性为特征；从Peacock（1931）钙－碱性指数图解上可以看出（图9-16）；全区的岩石成分投点落在碱性—钙碱性投影区，也反映了庐枞地区火成岩大部分都有较高的碱性。
图9-15 庐枞火山岩盆地火成岩岩石化学成分SiO2-（K2O+Na2O）变异图解
（2）火成岩大地构造环境判别根据AFC图解，可以看出岩石的数据投影点偏向于F一方，按照中田章（1979）的资料认为，岩石成因主要属S型花岗岩，少部分落在I型花岗岩投影区（图9-17），这与任启江等（1991）铅同位素的研究结论相吻合；如果用Batheior等（1985）的多项阳离子判别图解可以看出岩石数据点主要落在4区（图9-18），即造山后期花岗岩类，与全区的大地构造背景是一致的（常印佛等，1991；任启江等，1992）。
2.微量元素和稀土元素地球化学特征
（1）微量元素地球化学特征从微量元素的蛛网图上可以看出（图9-19），庐枞火山岩盆地非铜矿化的火成岩与上下地壳中性岩的平均成分相比大离子亲石元素像Li、K、Rb、Cs等表现为强烈的富化，高场强元素与相容元素相比，显示出较大的亏损，而不相容元素除Cu以外多表现为较强烈的亏损；对于含铜岩石，相容元素除具有上述岩石的一些特征外，其中Cu表现为强烈的富集（图9-20、21、22、23），但是其中的相容元素分布特征与非铜矿化岩石相比有不同的变化规律：除个别样品具有Ce的负异常外，岩石中已不表现为Ce的负异常，与地壳安山岩平均成分相比，不相容元素不像非铜矿化岩石那样表现为强烈的富集。我们认为：庐枞火山岩盆地火成岩在Cu的热液成矿阶段岩石又经历了一次较大改造作用和结晶分异作用。
图9-16 庐枞火山岩盆地火成岩岩石化学成分Peacock碱性-钙碱性变异图解
图9-17 庐枞火山岩盆地火成岩AFC图解
A.Al2O3;C.CaO+MgO;F.TFe+MnO;S.S型；I.I型
图9-18 庐枞火山岩盆地火成岩多项阳离子变异图解
图9-19 庐枞火山岩盆地安山岩蛛网图（据Thorpe,1982）
NOJ17-04.安山岩（枞阳黄梅尖）；NOJ17-05.安山质火山角砾岩（枞阳黄梅尖）；NOJ-08.粗面安山岩（枞阳巴家滩）；U-1.上地壳安山岩的平均成分；D-1.下地壳安山岩的平均成分
图9-20 庐枞火山岩盆地安山岩及铜矿化岩石蛛网图（枞阳白湖黑凹里）（据Thorpe,1982）
BLK 07-01.富铜矿化粗面质安山岩；BLK 07-02.铜矿化粗面安山岩；BLK 05.铜矿化粗面安山岩；U-1.上地壳安山岩平均成分；D-1.下地壳安山岩平均成分
（2）稀土元素地球化学特征从全区岩石稀土元素的配分图上可以看出（图9-23、24、25、26），庐枞火山岩盆地火成岩的稀土配分曲线都具有右倾形式，即轻稀土富集重稀土亏损的特点，除部分非铜矿化岩石（图9-23，流纹安山岩，LZ24）具有最强烈的Eu的负异常外，矿化岩石大都不表现为Eu的负异常；其中正长岩具有最高的稀土总量（见表9-6）。从上述图解可以看出，非铜矿化的火成岩与上地壳中性岩的平均稀土成分配分曲线相似，铜矿化的火成岩与下地壳中性岩的平均稀土成分配分曲线相似，由此可以反映出岩石在形成与矿化过程中的影响。
（四）庐枞火山岩盆地火山作用与铜矿床
（1）主要的成矿类型
在庐枞盆地开展火山岩型铜矿调查与研究过程中，我们发现盆地中与火山岩有关的铜矿点星罗棋布，但一般具有规模小、品位高、延伸不长、埋深不大等特点。从已知的几个铜矿床（点）来看，主要集中在盆地的东北部井边矿区和西南部拔茅山矿区，二者呈对角线分布。两个矿区所在部位均少有火山岩分布，多有顶盖中侏罗统罗岭组地层大面积分布，据此，我们选择位于盆地西北部有盖层分布的枞阳白湖乡地区开展了野外调查，确定走向140°和160。的两组高角度（有时近乎垂直）断裂为容矿裂隙，并详细考察了铜岭古人洞、井洼矿带、柳峰山矿带、龙井矿化带、莲屏山矿化带等地区。从野外考察的结果，我们得出不论矿带分布规模及经济价值如何，均有明显的矿脉展布方向和等间距特点（图9-27）。
图9-21 庐枞火山岩盆地安山岩及铜矿化岩石蛛网图（枞阳白湖古人采坑）（据Thorpe,1982）
BLK11-01.富铜矿化粗面质安山岩；BLK11-02.铜矿化粗面质安山岩；BLK09.铜矿化粗面安山岩；U-1.上地壳安山岩平均成分；D-1.下地壳安山岩平均成分
图9-22 庐枞火山岩盆地安山岩及铜矿化岩石蛛网图（枞阳白湖龙井脉状矿体）
BLK14.富铜矿石（过渡带中）；BLK16.原生铜矿化硫化物，主要是黄铜矿化；BLK08.褐铁矿化粗面安山岩（枞阳雨山黑凹里）；U-1、D-1意义同图9-21、23
图9-23 庐枞火山岩盆地火成岩中稀土元素配分图解（据Thorpe,1982）
LZ-24.流纹质安山岩；LZ-19.正长岩；AQ-13.安庆月山闪长岩；U-1.上地壳安山岩平均成分；D-1.下地壳安山岩平均成分
图9-24 庐枞火山岩盆地火成岩中稀土元素配分图解（枞阳白湖黑凹里）（据Thorpe,1982）
BLK07-01.富铜矿化粗面质安山岩；BLK07-02.铜矿化粗面安山岩；BLK05.铜矿化粗面安山岩；U-1.上地壳安山岩平均成分；D-1.下地壳安山岩平均成分
图9-25 庐枞火山岩盆地火成岩中稀土元素配分图解（枞阳白湖龙井脉状矿体）
BLK14.富铜矿石（过渡带中）；BLK16.原生铜矿化硫化物，主要是黄铜矿化（原生硫化物矿体中样品）；BLK08.褐铁矿化粗面安山岩（枞阳雨山黑凹里）；U-1、D-1意义同前
图9-26 庐枞火山岩盆地火成岩中稀土元素配分图解（枞阳白湖龙井脉状矿体）（据Thorpe,1982）
BLK11-01.富铜矿化粗面质安山岩；BLK11-02.铜矿化粗面质安山岩；BLK09.铜矿化粗面安山岩；U-1.上地壳安山岩平均成分；D-1.下地壳安山岩平均成分
图9-27 皖中庐枞火山岩盆地白湖乡一带地质、火山岩分布及火山热液型铜、金矿床成矿图（据安徽省1∶5万矾山镇幅地质图改编）
1.地质界线；2.断层与中基性侵入岩脉（墙）；3.预测的隐伏矿体；4.铜、金、银多金属矿脉；5.岩相界线。Q4al.第四系全新统洪积物；Q3al.第四系上更新统洪积物；Q2al.第四系中更新统洪积物；K1s2.白垩系下统双庙组第二段；K1s3.白垩系下统双庙组第三段；K1s2-3.白垩系下统双庙组第二至三段；K1y.白垩系下统杨湾组；K1f1.白垩系下统浮山组第一段；K1βμ.早白垩世火山岩； 燕山晚期正长岩； 燕山晚期第二次石英正长岩；J3z3.侏罗系上统砖桥组第三段
2.典型矿床（点）矿化特征
该区的铜矿化类型多见黄铜矿方解石脉型或黄铜矿石英脉型，黄铜矿常见半自形或它形，有时呈浸染状分布。见到铜矿物的多期交代现象：斑铜矿交代黄铜矿而后又被蓝辉铜矿交代。这类铜矿脉的氧化带非常发育，经常见到铜矿氧化带中呈针状、胶状产出的褐铁矿。部分矿石的化学分析结果表明（表9-7）铜矿化呈高度的不均匀性，局部矿脉的矿石铜品位可达20%左右，其中银品位近80g/t，已达到银的综合利用品位。
部分元素的相关图解见图9-28、9-29所示。从图中可以看出，该区的铜矿化与贵金属金、银有着非常一致的正相关关系，表明该区的铜矿成矿过程中往往伴生着贵金属Au、Ag的系列矿化；同时Cu与Au、Ag贵金属与矿化剂元素S、As、Se呈显著的正相关关系，显然可以推断，这与Cu和Au、Ag的存在形式主要是上述成矿元素的化合物或配合物，这与上述元素的地球化学性质是相一致的，因为Cu是过渡族元素，也是亲S元素，容易和S、As等非金属元素形成共价键化合物；Au、Ag也具有亲硫性，在自然界中常常与硫形成硫化物，如金银矿［（Ag3,Au）4S2］、硒金银矿Ag3AuSe2等。已有的研究表明（王奎仁等，1994）：在微细粒金矿中Au与As的关系密切，从本区的地质情况出发，我们认为这里的金、银贵金属也是呈微细粒状态与铜的硫化物共生在一起的，这与前面的光片观察结果也是对应的。成岩的岩石中Cu与Pb、Zn、Co、Ni等元素的对应关系亦呈较显著的正相关关系
图9-28 枞阳县白湖地区铜矿石及矿化岩石中铜与金、银、砷、硫等元素相关关系图解
图9-29 枞阳县白湖地区铜矿石及矿化岩石中铜与铅、锌、钴、镍等元素相关关系图解
图9-30 安徽省枞阳县白湖乡井洼激电剖面
Ms.极化率；ρs.视电阻率（横坐标为剖面测点号）。
（五）地球物理探矿方法在该区找矿应用
1.实验方法
在枞阳县北龙井地区，我们和中国科学院地球物理所合作应用了激发极化方法进行了配合验证工作。这是根据对已知矿脉（井洼）进行实验对比得出的，该矿体是一个出露地表的铜的硫化物矿脉。根据正在开采的井下观察和取样分析得知：该矿脉于地表以下4m见氧化带，延伸至地下26m，为原生硫化物铜矿，矿脉宽3～5m，延长较稳定。取样分析结果表明，氧化带矿石：w（Cu）=4.34%,Pb=35×10-6,Zn=118×10-6,Au=0.06×10-6,Ag=74.7×10-6；块状硫化物矿石：w（Cu）=20.9%,Pb=24.5×10-6,Zn=70×10-6,Au=0.06×10-6,Ag=8.0×10-6。由此可知它是一条经济价值较大的铜矿脉。据现场观察研究，我们认为邻近南侧大面积的第四系覆盖层下有存在矿脉的可能（见图9-27）。据此，首先对上述矿脉进行激发极化法和磁法测量，得出标准激电剖面（图9-30）和磁测剖面（图9-31），根据这两条标准剖面，我们对预测矿脉进行了激电剖面的测量工作：先后共测定5条激电剖面（图9-32），从图中可以看出，预测矿体的激电剖面曲线和已知矿脉的激电剖面曲线对应良好，不同位置的5条剖面的曲线重现性非常一致，预测矿体对应位置的极化率值为18‰～23‰，比已知矿脉的极化率值高出5‰～8‰。分别对预测矿脉3线35号测点和4线39号测点所进行的两个四极电测深表明：高极化率体距地表100m左右（图9-33）。预测矿体的控制范围为带宽20～40m，延长约近200m，走向约为160°的高极化硫化物矿化异常带。
图9-31 安徽省枞阳县白湖乡井洼磁测剖面图（横坐标为剖面测试点号）
图9-32 安徽省枞阳县白湖乡龙井地区火山热液型铜矿预测区激电剖面图（横坐标为剖面测点号）
图9-33 安徽省枞阳县龙井地区火山热液型铜矿预测区激电测深曲线剖面图
上图为3线35号点：下图为4线39号点：Ms.极化率：ρs.视电阻率
2.讨论
为了对测量结果的可靠性进行验证，我们又选取了邻近一条已知的较小的硫化物铜矿脉（枞阳白湖古人洞）进行测量对比验证。该矿脉为地表出露的线状硫化物矿化脉体，宽度小，仅为ncm～n×10cm级，铜品位较高，两个样品的化学分析结果见表9-8（样号BLK9,BLK11-1）。这里也曾是古采掘的位置。但矿脉向深部延伸不稳定，故经济价值较小，现已为废弃的采坑。4条激电剖面的测量结果见图9-34所示。比较图9-31、图9-32的测量结果可以看出：虽然古人洞4条剖面都有较高的极化率值（15‰左右），与已知的井洼矿体接近，略低于龙井预测矿体，但是从其曲线的形状上分析可以看出，曲线为尖棱状（No2、No3）或非常宽缓的弧形，向两侧延长较远（No1、No4），都不具有典型的高斯正态分布的特点，代表一个矿化规模较小的矿脉。与之相反的是不论是井洼已知矿体还是龙井预测矿体的激电剖面，所对应的高极化率值的矿体（高极化率体），其曲线形状不仅宽缓圆滑，而且具有特征的高斯正态分布，代表着规模较大的硫化物矿化。上述情况和已知事实相吻合。综合考查龙井预测矿体的规模和赋存形式，与已知矿体井洼和古人洞相比：考虑到后二者出露在地表，而龙井隐伏预测矿体分布在低洼的且有较厚松散沉积物的地区，且具有更高的极化率值。因此该异常体应具有更大规模。由此可以推测龙井预测矿体是一条具有潜在规模的铜的硫化物矿体。
由我们提出并预测的这个较大规模的隐伏铜矿体已受到地方政府和经济开发部门的重视。
3.结论
这一成果的意义在于：高品位、埋深浅的脉型铜矿的理论研究工作应当加强，应当重视矿脉成群成带出现的规律，不应忽视全区的铜矿的累积储量的潜在规模。由于该地区除存在与火山期后热液有关的铜矿体之外，尚发现有较丰富的硫化物矿化斑岩岩体的出露（枞阳雨山）。因此，探讨全区的斑岩型铜矿化的分布、成矿与规模的问题是以后应注意的重点之一，同时我们认为：查明庐枞火山岩盆地火山热液成矿与斑岩成矿之间的联系是一个有待深入研究的问题。
表9-8 庐枞火山岩盆地部分铜矿矿石的化学分析结果（wB/10-6）
注：分析在华东冶金地质局中心实验室完成，分析方法为原子吸收法。标*者单位为10-9，标**者单位为%。
图9-34 安徽省枞阳县白湖乡古人洞激电剖面图
Ms.极化率；ρs.视电阻率（横坐标为剖面测点号）
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晚侏罗世火山岩盆地明显受控于两个因素：一是深部背景，即软流圈物质上涌的背景；二是受控于中上部地壳走滑断裂引起的应力场。因此，成盆的构造因素十分复杂，有引张裂陷，有挤压坳陷，有走滑作用为主的剪切拉张盆地，也有热沉降。
1.晚侏罗世火山活动的深部地质背景
大兴安岭晚侏罗世火山喷发活动强烈，表明存在区域性地幔隆起及相伴随的热事件。由盆地充填物镜质体反射率（Ro）反馈确定的古热流值，大多在75～95mW/m2范围内。从古亚洲洋闭合到晚侏罗世前近200Ma的时间内，本区存在长时间的岩浆活动，表明该区的壳幔过渡带和中地壳一直保持过热状态，并未经历长时期冷却。如第二章所述，大兴安岭岩石圈厚度只有70～90km，在上地壳8km和下地壳30km各存在一个低阻层，软流圈上凸和岩石圈地幔部分具细颈化趋势，表明岩石圈在软流圈上涌背景下地幔物质侧向流动引起的水平伸展作用。通过前述可知大兴安岭地区自早中生代以来有幔源的镁铁质—超镁铁质岩体侵入二叠系中，有标志着底侵作用的堆晶岩和麻粒岩的形成，有自晚三叠世到早中侏罗世发育的辉绿岩墙群，因此晚中生代大规模的火山活动可以看作为是该区岩石圈处于持续的伸展状态，而且岩浆活动的热界面随着时间不断抬升，规模也不断扩大。联系到本研究区新生代发育的大陆拉斑玄武岩，可以认为上述的地球物理研究反映的岩石圈结构特征在一定程度上反映了晚侏罗世深部地质背景。
2.盆地形成的边界条件
物探资料表明大兴安岭东西两侧均为深断裂，在重力异常图上表现为北东向梯度带。东侧嫩江断裂呈北东向展布，山区内有一系列北东向区域性大断裂，如达里诺尔-洪浩尔断裂、黄岗梁-巴彦温都断裂、天山-牤牛海断裂等，同时还有一系列东西向断裂和北西向断裂。这些不同方向的断裂构成了格子状构架，控制了晚侏罗世火山喷发带和火山基底隆起带的发育和展布。
大兴安岭西侧的盆地群与松辽盆地不同，它们还受到前中生代基底年轻、固结程度低、古板块缝合带深断裂发育的影响，盆地结构以线性地堑、地垒相间排列为特征，地堑长而窄，小而深，如呼伦断陷长250km，宽仅7～18km，深达4000m。这种断陷盆地在西部地区是有代表性的（王同和，1984）。
晚中生代由于岩石圈减薄，软流层上涌，在上地壳区域左旋剪切走滑作用背景下，发生北西—南东向的拉张作用，因而在中侏罗世断陷盆地的基础上，进一步沟通和发展，形成晚侏罗世北东向展布的大规模火山裂堑带。早白垩世大兴安岭两侧裂谷性质的盆地就是在这一高热流值背景下发育的。盆地形成发育过程伴有酸性-中基性-基性的火山岩喷发，表示随着盆地发展断裂不断加深，幔源岩浆逐渐占据主要地位，这些是本区断陷盆地区别于克拉通基底或一般山间盆地的最主要特征。
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