金牛火山岩盆地铜多金属成矿地质背景及找矿前景探讨

汪国虎，李雄伟，周 磊，吴 涛，胡金旺

(1.湖北省地质调查院，湖北武汉 430034;2.湖北省第四地质大队，湖北 咸宁 437100)

0 引言

长江中下游地区是中国一个重要的 Cu、Fe、Au成矿带，从西向东该区依次分布有鄂东、九瑞、安庆、庐枞、铜陵和宁芜—宁镇等大型矿集区[1]。前人对庐枞、繁昌、宁芜盆地的火山岩进行了系统的研究，而对鄂东南金牛盆地火山岩的系统研究相对较少。初步研究表明金牛盆地岩浆活动时间相对较长，岩石类型齐全，具有典型陆相火山岩盆地特征(图1)，是探讨长江中下游火山岩带的地球动力学演化的理想对象。

1 地质背景

1.1 岩石组合及分布特征

1.1.1 晚侏罗世马架山组(J3m)

火山活动规模较小，仅出露于灵乡马架山、陈重山及闵家大屋一带。为一套火山爆发相产物。下部为灰绿色、灰紫色流纹质角砾集块岩夹凝灰质角砾岩、含角砾凝灰岩;上部为浅灰紫色熔岩角砾岩、紫褐色、灰紫色霏细岩。与下伏灵乡岩体呈角度不整合接触。

1.1.2 早白垩世灵乡组(K1l)

分布于金牛火山岩盆地南侧及东侧，以灵乡陈重山—纪家凉亭一线及北部叶家垄一带出露较好。为黄绿色、灰黄色、紫红色长石石英砂岩、细砂岩、粉砂岩夹页岩、安山岩、玄武岩。与下伏灵乡岩体呈角度不整合接触。

1.1.3 早白垩世大寺组(K1d)

该期火山岩广泛分布于金牛火山岩盆地，呈向西弯曲的月牙形，出露面积约113.93 km2，活动强烈，规模大，火山机构之间的相互关系复杂，且与Cu、Au、Pb、Zn等矿产的成矿关系较为密切。大寺组火山岩物质组成主体为一套流纹质—英安质—安山质—玄武质喷发(爆发)、溢流或喷溢相物质成分，火山活动间歇期有陆源碎屑物质(沉积砾岩、粉砂岩等)沉积，火山早期活动剧烈，有爆发角砾岩或集块岩出现。与下伏灵乡组呈喷发不整合接触。

1.2 火山喷发旋回及韵律特征

金牛火山岩盆地火山活动集中于中生代晚侏罗世—早白垩世，属燕山中晚期火山活动(亚)旋回，火山喷发形成一套基性—中酸性火山岩石，不同期次火山岩浆活动所形成的各种产物表现出明显的差异性和不同的火山构造特征。综合盆地内中生代火山地质概况及岩石地球化学特征，将火山岩浆活动划分为三个火山喷发旋回(表1)。

通过火山旋回、韵律研究，说明金牛火山岩盆地火山喷发活动具有一定的趋势变化，火山活动总体表现为:马架山期火山初始爆发—灵乡期火山间歇—大寺期强烈喷发—火山活动萎缩消亡;火山喷发总体表现为:单个火山活动中多由强变弱;火山喷发韵律总体表现为:单个韵律多由强变弱。

1.3 火山岩相

火山岩相是火山作用产物最本质最重要的地质实体，盆地内火山岩相发育程度与不同期岩浆成分关系密切，基性岩浆多形成溢流相;酸性岩浆成分多形成溢流相，爆发空落相次之。另外与火山活动阶段有关，主喷发阶段爆发空落相、碎屑流相所占比例较大，随时间推移，溢流相所占比例较大。

图1 金牛火山岩盆地火山构造分区示意图Fig.1 Zoning schematic diagram of volcanic structure of Jinniu volcanic basin

表1 金牛火山岩盆地火山活动旋回、火山喷发韵律特征一览表Table 1 Schedule of prosodic features of volcanic cycle and volcanic eruption

金牛火山岩盆地由多种不同火山岩相类型组成:如火山爆裂喷发，形成爆发空落相堆积的不同粒级的火山碎屑岩，如马架山组一段及大寺组四段;柱式火山爆发塌陷形成破火山口(陈方伯破火山口、太和破火山口、叶家垄破火山口)，形成火山碎屑流相堆积的熔结火山碎屑岩，不过这几个破火山口均被第四系掩盖而发育不全;火山喷溢作用，形成喷溢相堆积的熔岩，该类岩石在盆地内分布较广，如大寺组一—四段及马架山组二段，且早期熔岩与晚期熔岩不易区分，导致盆地北部呈现大面积流纹质—英安质出露，据火山岩理论分析，酸性熔岩因粘度大，一般流动距离不会超过2～3 km[2]，因此大片出露该类岩石若同属一个火山机构显然与理论不符，因此，虽然岩性相同，但其仍分属多个不同的火山机构;爆发与喷溢的过渡类型即爆溢式喷发，形成爆溢相凝灰熔岩等。

从火山岩流面总体展布趋势分析，火山喷发中心由东向西迁移，最终汇聚到太和及陈方伯大型破火山口，且强烈塌陷，最晚期火山机构被第四系掩盖。

1.4 火山构造

燕山运动晚期产生北东、北北东向压扭性断裂及北西、北西西向张扭性断裂。由于升降运动的差异性，在长江中下游产生一系列火山断陷盆地[3]，金牛火山岩盆地就是其中之一，盆地主要受北北东(麻城—团风断裂、咸宁—黄石断裂)、北西向(毛铺—两剑桥断裂)断裂控制❶李雄伟、吴兵、汪国虎等，1∶5万金牛、高桥幅区域地质调查报告，2009年。。金牛火山岩盆地常见的Ⅲ级火山机构有:破火山、穹状火山、锥状火山、火山颈相熔岩岩穹、层状火山、小型火山锥;Ⅱ级火山机构有:火山构造隆起、火山构造洼地[4]。

2 成矿地球化学背景

2.1 主要成矿元素丰度及其变化

金牛火山岩盆地地层以晚侏罗世—早白垩世火山岩为主，各地层及其岩类的主要成矿和相关元素含量平均值见表2，从表中可以看出地层中成矿元素的变化特点:

(1)与地壳克拉克值相比，明显偏高的元素有Ag、Pb、Zn、Sn，属相对富集元素;普遍偏低的元素有Au、Cu、Mo、Fe，属相对较分散元素。

(2)晚侏罗世—早白垩世侵入岩以富含Cu、Pb、Sn为特征，早白垩世铜鼓山岩体含量超出地壳克拉克值3～4倍。

(3)早白垩世大寺组火山岩地层总体以富含Pb、Zn、Ag为特征，Cu、Au、Mo 相对较低。含 Au、Ag 较高层位主要为大寺组三段，含量高出地壳克拉克值2～4倍，尤其是粗面岩、流纹岩、安玄岩、英安岩的熔岩类岩石含量更高，Cu含量在粗面岩中最高;Pb、Zn含量在大寺组中普遍高于地壳克拉克值;Sn含量普遍接近或超过地壳克拉克值。

(4)从纵向上看，随时代由老到新，Au丰度有从低逐渐增高的变化趋势;而Pb、Zn变化则不明显，各时代均出现有较高丰度，这表明一些产于火山岩的矿床，其成矿物质除来自基底地层外，火山岩本身也携带部分来自地壳深部的成矿物质;Cu丰度变化呈现低—高—低变化趋势，但从老到新略有增高。

综上所述，Au含量在熔岩类岩石中较高，尤其是粗面岩类含量是地壳元素丰度的近5倍，玄武岩、安玄岩及英安岩约为3倍;Pb含量在各岩类中普遍高于地壳元素丰度，仅侵入岩中略低，尤其玄武岩、安玄岩及流纹岩约为5～6倍;粗面岩、玄武岩、安玄岩及英安岩中Zn略高于地壳元素丰度;Cu含量仅粗面岩高于地壳元素丰度;Mo、Sn、Fe等元素含量接近或低于地壳元素丰度。本区应加强在大寺组三段粗面岩、玄武岩、安玄岩、流纹岩及英安岩等岩类中寻找金、铅、锌、铜等矿产。

表2 金牛火山岩盆地各地层及岩体成矿元素平均含量一览表Table 2 Schedue of average content of ore-forming elements of rock mass

2.2 地球化学异常特征

土壤异常主要分布于早白垩世大寺组火山岩内及周边地区。主导元素为 Pb、Zn、Cu，局部为 Ag、Co、Ni等。异常主要受NE及近SN向断裂构造控制，沿断裂带及有利构造部位各类异常相对集中分布，形成SEE向吴伯浩—灵乡(以 Cu、Pb、Zn为主，局部 Au、Ag、Co)、EW 向太和—朱山头(以 Cu、Pb、Zn为主，局部Cr、Ni)及 SN 向叶家垄(以 Pb、Zn 为主，局部 Cu、Cr、Ag)等三个异常聚集带，并在大寺一带出现Cu、Ni及Ag、Cu、Zn 等单个异常。

水系沉积物异常主要分布于陈方伯一带，呈椭圆形，主要异常 Au元素含量一般6×10－9～10×10－9，最高38.8 ×10－9;次要元素有 Cu、Zn、Ba、Ti、Co，异常与遥感环形影像构造吻合，可能与陈方伯隐伏古火山机构有关。

自然重砂矿物的分布严格受地层、构造、岩浆岩和蚀变控制，其分布大致有下列规律:磁铁矿、赤褐铁矿、铬铁矿及菱铁矿组合，主要出现于灵乡组上部及大寺组安山岩、安玄岩及玄武岩分布区，以金牛、刘祖、杨桥、大茗山及朱山头一带最为集中，而灵乡一带的磁铁矿、赤褐铁矿、黄铁矿组合，则与灵乡铁矿区已知铁矿床有关。锆石、金红石矿物组合主要与英安岩、斜流岩、流纹岩及公安寨组砂砾岩有关，如金牛镇蔡铁铺、三角山、黄安湾等处的异常即属此种情况。含铅矿物、辰砂等的分布，与火山岩中的近东西向、北西向的蚀变构造破碎带有关，破碎带中重晶石化、硅化等蚀变发育，并有铜铅锌矿化，以吴伯浩—袁大重晶石化硅化破碎带和叶家垄次生石英岩带及两侧最为集中。黄金主要分布在涂镇大屋雷、金牛及大茗山一带，与灵乡组砂砾岩、大寺组火山碎屑岩及第四系阶地残坡积层关系密切。

这些异常与火山—次火山热液蚀变矿化有关，已知有排头柯铅矿点、吴伯浩铜铅锌多金属矿点、柯四房银铅锌矿化点、熊家大屋铜铅锌矿化点、上杨铅矿点、袁大铅矿点、毛屋咀铅锌矿化点、叶家垄锌矿化点等主要位于吴伯浩—灵乡异常聚集带及叶家垄异常聚集带(图2)。

3 矿化特征

3.1 矿化地质特征

金牛火山岩盆地发现金、铜多金属矿(化)点8处，分布在盆地南、北两侧，北侧主要为叶家垄铜铅锌矿化点，受叶家垄破火山构造控制。南侧由西向东依次为排头柯铅矿点，吴伯浩金、铜铅锌矿化点，柯四房银铅锌矿化点，熊家大屋铜铅锌矿化点，上杨铅矿化点，袁大铅矿化点，毛屋咀铅锌矿化点。其中，上杨铅矿化点和袁大铅矿化点伴生金矿化，主要受近东西向排头柯—吴伯浩—袁大硅化、重晶石化破碎带控制。

矿(化)点主要产于大寺组二段、三段及灵乡岩体中，赋矿岩性为安玄岩、安山岩、粗面岩及闪长玢岩。矿化体规模均较小，一般长数米至百余米，宽0.5～10 m，据袁大等地老窿采矿情况，向下延伸45～100 m。

3.2 矿石及矿化岩石类型

各矿化点化学分析表明，矿化大致分为两类:一类是铜铅锌矿化为主，伴生金矿化;另一类是铅锌矿化，伴生银矿化。铜铅锌一般生成共生矿化体，铅矿可形成独立矿体。根据主要矿物组合特点，矿石及矿化岩石类型主要有重晶石—方铅矿矿石、硅化重晶石化铅锌矿石、黄铜矿化构造角砾岩。各矿化点矿石、矿化岩石主要类型及特征见表3。

3.3 围岩蚀变

调查研究发现，排头柯—吴伯浩—上杨—袁大一线蚀变最发育，可分为同喷发期蚀变和喷发期后蚀变两种类型。同喷发期蚀变与火山主喷发阶段喷发的火山岩相关，由于火山岩在冷却期本身的热量释放和地下水的热扩散，形成蚀变，常见于火山岩的原生孔隙(气孔、岩浆冷缩裂隙等)，呈晶簇状或晶粒状充填，往往呈杏仁体、英安质条带或交代早期晶出的斑晶，蚀变种类主要有绢云母化、绿泥石化、碳酸盐化、硅化。喷发期后蚀变是指火山活动后期地下热水循环阶段蚀变，常沿控矿裂隙呈线状分布，蚀变种类主要有碳酸盐化、硅化、重晶石化、黄铁矿化，与铜、铅锌多金属成矿关系密切。

4 成矿物化环境

4.1 包裹体特征

据表4看出，次生石英岩及石英中包裹体小而少，重晶石、方解石包裹体相对较发育，类型较简单，以单相水溶液包裹体(LH2O)为主，次为气液两相包裹体(LH2O+VH2O)，气液比10% ～15%。流体包裹体形状呈不规则状—半粒状—浑圆状，粒径0.1～15 μm，呈小群体或自由分布。

图2 金牛火山岩盆地物化探异常与铜多金属矿产关系图Fig.2 Relation graph of geophysical＆geochemical anomaly and copper polymetallic mineral

表3 金牛火山岩盆地各矿(化)点矿石、矿化岩石类型特征一览表Table 3 Schedule of characteristics of ore＆rock type

表4 金牛火山岩盆地矿物流体包裹体特征一览表Table 4 Schedule of fluid inclusion characteristics of mineral

4.2 成矿温度

矿物包裹体的均一温度为95～195℃，校正后的温度范围为130～230℃(表4)。结合野外观察的地质事实，确定重晶石的形成有两期:早期铅矿化，晚期发生铜多金属矿化。袁大含方铅矿重晶石(W-4样)为早期形成，均一温度(平均值)为170℃;袁大重晶石化黄铁矿化方铅矿(JDK-4样)为晚期形成，均一温度(平均值)为165℃;袁大重晶石化、方铅矿(W-3样)具有两期特征，早期均一温度(平均值)为195℃，晚期均一温度(平均值)为160℃;毛屋咀闪锌矿化、碳酸盐化、碎裂闪长岩中晚期与方铅矿共生的方解石均一温度(平均值)为150℃，早期不与矿共生的重晶石均一温度(平均值)为170～230℃。总体来看，成矿温度属中—低温热液环境。

4.3 成矿流体盐度、密度和压力

表4表明，金牛火山岩盆地成矿流体盐度(Wt%)为2.0 ～17，大部分为6 左右;密度0.9 ～0.927 g/cm2。显示成矿流体为低盐度、低密度溶液。根据包裹体主要成份，属 NaCl-H2O 体系，压力为1.8×107～3.2×107Pa，成矿压力较低，按压力与静态岩石深度的关系(3.0×107Pa)推算，相应成矿深度为500～1 067 m，表明成矿作用发生在近地表环境[5]。

5 金牛火山岩盆地铜多金属成矿规律

5.1 成矿作用

燕山运动之前的长期稳定地质环境，使局部“岩浆库”有较充分的物质组份调整和空间位置上的重新分配。进入大陆边缘活动发展阶段，金牛火山岩盆地发生断陷，火山强烈喷发，在火山岩隆起带的两侧及相对坳陷地段接受了三期旋回的火山喷发物，形成的赋矿围岩和铜多金属含矿层在火山喷发过程中伴随的气液活动，从深部携带部分成矿物质并萃取已固结的火山岩或基底地层中的成矿物质，在有利构造部位及岩性中充填交代，形成火山热液型金、铜、铅锌多金属矿;火山喷发后期残余岩浆则沿火山岩隆起带侵入，形成岩浆热液型、接触交代型矿床。火山喷发晚期的次火山侵入阶段，从岩体内部到接触带及邻近围岩，常形成不同成因类型的矿产共生，在岩体内部常形成斑岩型矿床;当含矿的次火山热液沿岩体的顶部虚脱部位或接触带围岩的环状、放射状断裂充填交代，则形成次火山热液型脉状矿床，有时在斑岩体上部，由于次火山岩浆上侵，温度和压力急剧变化，在地下发生隐蔽爆炸形成隐爆角砾岩筒型矿床。

5.2 矿化分布规律

综合分析金牛火山岩盆地铜多金属矿点特征，发现与火山岩及次火山岩有关的金、铜多金属矿化分布规律明显受到火山活动旋回、火山岩岩性岩相、火山机构和区域构造的控制。

金牛火山岩盆地火山活动集中于中生代晚侏罗世—早白垩世，火山岩浆活动划分为马架山期、灵乡期、大寺期三个火山活动旋回，盆地内金、铜多金属矿成矿时期主要为早白垩世，为大寺期火山活动旋回的二—三亚旋回。

金、铜多金属矿矿化火山岩岩性为大寺组二段、三段的安山岩、安玄岩、粗面岩等，以火山喷溢相—溢流相为主。

金牛火山岩盆地中分布的火山机构代表火山岩浆活动的中心地带，是岩浆热液体系活跃的场所，受后期多类型、多期次构造的叠加改造，形成北东、北西西、北西向断裂交汇控制的裂隙—中心式火山口喷发火山机构，有利于地热体系的活动，成为金属矿床成矿的有利地段。物化探异常与这些火山机构套合较好，地表以火山机构为中心形成沿环状、放射状裂隙分布的有关火山热液型铜、金、铅锌矿化。矿化具有水平分带的特点，以吴伯浩为中心，内带为金、铜、铅锌矿化，外带为铅锌、银矿化，吴伯浩处可能为热液活动的中心，即成矿中心。

矿化与火山盆地后期构造关系密切，在排头柯—吴伯浩—袁大矿化带上，排头柯、吴伯浩、袁大等金、铜多金属矿(化)点受东西向展布的断裂构造带控制，矿体多充填在近东西向、北西向断裂构造中，各矿(化)点大致具有等距分布的特点，间距约4～5 km。

6 找矿前景分析

金牛火山岩盆地与次火山岩有关的铜、金、铅锌矿化主要分布于吴伯浩铜、金多金属成矿远景区，远景区位于金牛火山岩区中偏南部，呈东西向展布，范围约30 km2。

区内广泛出露大寺期第二、三、四亚旋回火山岩，以柯良姿、雷打山、马安山为中心，自内向外火山通道相的火山角砾岩、集块岩，喷溢相及溢流相的火山熔岩、火山碎屑岩呈环圈层状分布，围斜外倾的火山岩产状特征，反映了区内火山活动机构为多点式中心喷发(复式)类型。

印支—燕山早期，区内形成近东西向构造基本格局，燕山晚期叠加、改造前期构造，且造成同期剧烈火山活动构造。褶皱构造地表形迹不明显，断裂主要有排头柯—袁大断裂带，长约10余千米，走向变化较大，总体表现为向南突出的弧形扭曲。

高精度磁测成果反映远景区属正磁异常区，平面形态为一近似等轴状半封闭正异常。异常由多个局部高圈闭异常组成，长轴走向北东，中心位于吴伯浩附近。异常由岩体、火山岩综合引起，区内地表出露为白垩纪火山岩，东南部及南部见灵乡、瓦雪地、铜鼓山等岩体出露，中部为吴伯浩隐伏岩体，自不同高度延拓平面图可以推断，区内岩体在深部连为一体，其中心位于吴伯浩附近。在吴伯浩—柯良姿一带发现三个叠加的视电阻率髙阻异常的中等强度激电异常，推断为隐伏的多金属矿化引起。

1∶5万及1∶1万土壤测量在远景区内圈定了排头柯—吴伯浩—袁大异常带，近东西向带状展布，走向长约9.5 km，由四个局部异常组成，主要异常元素组合为 Pb-Zn-Cu-(Au、Ag)，伴有 Cu、Ba、As、Mo、Hg、Co 组合，异常中心以 Cu、Au为主，东西两侧以 Pb、Zn、Ag为主，该异常为金牛火山岩盆地中主要异常，具含量高、规模大、浓度分带明显、叠合好的特点。

遥感影像显示，位于测区中部金牛镇东吴伯浩、柯四房一带可见明显的环形构造，直径约6 km，环形构造内外影像有明显的色调差异，推测深部有岩浆活动，大环中包容了四个小环形，这可能是岩浆多次侵入所形成的。据物探资料解释，吴伯浩处埋深约2 km的隐伏大岩基。线性构造表现为东西向断裂，分布在陈方伯北及吴伯浩一带，规模小，以断裂破碎带出现，据物探推测有次火山岩沿此断裂带侵入。

远景区已知有铜、金、铅锌矿化(点)7处，矿(化)类型主要为中—低温热液金铜多金属脉状充填矿床，均分布在近东西向展布的排头柯—吴伯浩—袁大硅化重晶石化破碎带上，除毛屋咀铅锌矿化点产出于灵乡斑状闪长岩体中外，其他矿(化)点均产在大寺组第二、三亚旋回中。蚀变有硅化、绢云母化、重晶石化、绿泥石化、碳酸盐化、黄铁矿化、孔雀石化，与矿化关系密切的主要是硅化、重晶石化和绢云母化。

综上所述，远景区内广泛分布大寺期火山岩，断裂构造发育，围岩蚀变较强，地球化学异常、地球物理异常及矿(化)点沿排头柯—吴伯浩铜—袁大硅化重晶石化破碎带呈带状分布，套合极好，与多点式中心喷发的火山机构及深部的隐伏岩体、岩墙分布情况基本一致。多期次的岩浆热液活动，提供了丰富的成矿物质及热源，火山机构和后期的构造活动则形成了有利的储矿空间，具有良好的成矿地质条件。地表充填的脉状铜、铅锌矿化虽构不成工业意义的矿床，但根据火山热液矿床垂直分带理论和可能从下部携带上来的含铜角砾特征，表明次火山岩侵入体的接触带部位有富铜矿体存在的信息，有可能在深部找到浸染状斑岩型铜矿，具良好的找矿前景。

[1] 谢桂青，毛景文，等.长江中下游鄂东南地区大寺组火山岩SHRIMP 定年及其意义[J].科学通报，2006，51(19):2 283.

[2] 从柏林.岩浆活动与火成岩组合[M].北京:地质出版社，1979.

[3] 戚学祥，杜树三.长江中下游燕山期火山岩地质特征及其与成矿的关系[J].火山地质与矿产，2000，21(1):47.

[4] 区域地质矿产地质司.火山岩地区区域地质调查方法指南[M].北京:地质出版社，1987.

[5] 卢焕章.包裹体地球化学[M].北京:地质出版社，1990.