宁芜盆地白象山铁矿床成矿作用过程数值模拟*

贾蔡 袁峰 张明明 李晓晖 周涛发 邵尉 郑通科 高道明

1. 合肥工业大学资源与环境工程学院，合肥 2300092. 华东冶金地质勘查局综合地质大队，马鞍山 243000

1 引言

图1 长江中下游地区略图(据侯通等，2010)Fig.1 Sketch map showing the distribution of volcanic basin in the Middle and Lower Reaches of Yangtze River (after Hou et al., 2010)

成矿作用是一种复杂的动力学过程，研究矿床成因归根结底就是研究成矿作用动力学作用。成矿动力学模拟则是以成矿过程为研究的主要对象，利用计算机数值模拟，研究矿床形成中的物理化学过程，揭示矿床形成的原因和机制(於崇文，2003)。

近年来，随着成矿动力学模拟的研究逐渐深入(Hobbsetal., 2000; Price and Stoker, 2002; Magrietal., 2005; McLellanetal., 2003; 赵崇斌等, 2008; Zhaoetal., 2011, 2013)，不少学者通过对于不同区域、不同类型的矿床深入探讨了成矿机理与流体流动和构造变形过程之间的联系，验证了汇流空间和扩容空间产出的一致性(Linetal., 2006; 刘亮明等, 2008; McLellanetal., 2004)，同时对于深边部隐伏矿体的预测和分析也展开了一定的研究(Zhaoetal., 2002; 赵义来和刘亮明, 2011)。

然而当前对于成矿动力学模拟的研究仍然还局限于对于矿床定性的分析，对于同一个矿床内不同区域的构造变形与流体流动的定量分析以及进一步验证成矿原理和机制还缺乏研究。

白象山铁矿床位于长江中下游宁芜火山岩盆地南段，前人已经从矿床地质特征、成矿年龄和矿床成因等方面对白象山铁矿床进行了大量的研究(宁芜研究项目编写小组，1978；中国科学院地球化学研究所，1987；刘晓明和卜保全，2002；鲁国强，2008；侯通等，2010)，目前研究认为，大规模的岩石圈减薄、软流圈上涌的构造背景下，极易为深部带来铁质提供沉淀和容矿空间(侯通等，2010；安徽省冶金地质勘探公司808队，1982*安徽省冶金地质勘探公司808队. 1982. 白象山铁矿床详细勘探地质报告)。

通过模拟白象山充填过程中的力-热-流耦合作用，深入研究白象山铁矿不同区域的流体流动和扩容空间的特性。对比矿床充填过程中不同区域的成矿动力的异同，对已有的成矿机制和演化过程进行验证，为深边部隐伏矿体的探寻提供有价值的参考和依据，也为其他类型的铁矿床的数值模拟研究提供思路。

2 矿床地质背景

2.1 区域地质

长江中下游地区是中国重要的铜铁多金属成矿带(常印佛，1991)(图1)，该区中生代燕山期岩浆活动和成矿作用强烈，其中宁芜和庐枞火山岩盆地最大、出露最好，矿化最强(周涛发等，2011)。这些火山岩盆地主要为北北东向，具有拉分盆地的性质，发育一套橄榄安粗岩质火山-侵入岩，产生了以著名的“玢岩铁矿”组合为特征的火山-次火山热液型和沉积改造型等铁矿床及硫铁矿、硬石膏和明矾石矿床(宁芜研究项目编写小组，1978)。

图2 宁芜地区地质略图(据宁芜研究项目编写小组, 1978修改)Fig.2 Sketch map of geology and mineral resources in the Ning-Wu Basin (modified after Ning-Wu Research Group, 1978)

宁芜盆地位于长江中下游成矿带东部，由北北东向长江断裂、方山-南陵断裂和北西向北西向为南京-湖熟断裂控制，属于继承式的中生代陆相盆地(宁芜研究项目编写小组，1978)。盆地内的断裂主要分为北北东向和北西向两组，构成宁芜盆地的构造骨架，其中，北北东向断裂控制了盆地内火山岩和次火山岩的分布，北西向断裂稍晚，切割火山岩系地层和北北东向断裂。宁芜盆地内前火山岩系地层主要分布有三叠系周冲村组(T2z)、黄马青组(T3h)和侏罗系象山群(J1-2xn)(图2)。盆地内的上覆火山岩系为中生代燕山期岩浆活动形成的大量橄榄安粗岩系火山岩组合，火山岩由老至新分为龙王山、大王山、姑山和娘娘山四个火山活动旋回(宁芜研究项目编写小组，1978)。宁芜盆地内的主要侵入岩为(辉石)闪长玢岩或闪长岩，岩体以超浅成相为主，明显受北北东和北西向两组深部隐伏断裂控制，呈带状分布。铁矿床在宁芜矿集区广泛发育，从北至南依次分布有三个矿田，分别为梅山矿田、凹山-陶村矿田和钟姑矿田。

钟姑铁矿田位于长江中下游宁芜火山岩盆地的南段(图2)，矿田内复式褶皱发育，钟姑复式背斜为主体，并贯通整个钟姑矿田，轴向NNE，沿姑山-钟山-陶公山一线分布，向北倾伏，向南开阔，长达11km以上，轴部局部有周冲村组灰岩出露，钟姑复式背斜两翼分布一系列的次级褶皱，两翼依次有黄马青组砂页岩和象山群砂岩。矿田内断裂构造同样发育，燕山早期，在褶皱构造地应力的作用下，产生了钟姑矿田内的断裂构造NNE和NNW向两组。如图1所示。NNE向与NWW向两条基底断裂带控制了区内火山-侵入作用以及矿化作用，为火山喷发和岩浆侵入提供了上升通道(宁芜研究项目编写小组，1978)。

矿田内的岩浆岩主要发育于钟姑矿田的西部、南部、中部，侵入岩主要发育于钟姑矿田的中部，火山岩分布于矿田的西部以及南部。矿田内的岩浆岩为一套中性富钠安山玄武质火山-侵入杂岩，除脉岩外均为燕山期产物，是同一构造变形时期同一岩浆源在不同阶段的陆相火山-次火山岩，与矿田内的内生矿产有直接的关系区域性与铁矿成矿密切相关的地层为三叠系的周冲村组及黄马青组(宁芜研究项目编写小组，1978；侯通等，2010)。

2.2 矿床地质

白象山铁矿床是钟姑矿田的典型铁矿床之一，是宁芜玢岩型铁矿中凤凰山式铁矿床的重要代表。它位于钟姑矿田东南部，矿区出露地层由老到新依次为三叠系上统黄马青组(T3h)地层、侏罗系中下统象山群(J1-2xn)、白垩系下统上火山岩组(K12)以及第四系冲坡积层(Q)，其中三叠系上统黄马青组(T3h)富含铁质(宁芜研究项目编写小组，1978；刘晓明和卜保全，2002)。

白象山铁矿床主矿体赋存于闪长岩和黄马青组砂页岩接触带部位的内带-正带，形态主要受到白象山背斜和NNE、NNW两组断裂的控制，主矿体基本上是一个缓倾斜的而厚薄变化较大的局部有分枝的似层状、连续透镜状矿体，其形态、产状和厚度变化严格受赋矿岩层产状、岩性以及构造所控制(图3)。

图3 白象山矿床地质图(a)-基岩地质图；(b)-地质剖面图(据安徽省冶金地质勘探公司808队，1982)Fig.3 Geological map of the Baixiangshan deposit(a)-Geological bedrock map；(b)-geological section map

图4 数值模拟流程Fig.4 Numerical simulation of the process

矿石矿物主要为磁铁矿和黄铁矿，其次为赤铁矿和少量镜铁矿、褐铁矿、黄铜矿和斑铜矿等。脉石矿物主要为石英、钠长石和金云母，其次为透长石、阳起石、绿泥石、滑石、绢云母和高岭石等(宁芜研究项目编写小组，1978；侯通等，2010)。

3 力-热-流过程数值模拟

依据白象山铁矿床的地质特征，研究白象山铁矿床在力-热-流体耦合作用下，不同区域充填和交代作用的作用(图4)。

(1)根据矿体和地层基本特征，将岩体和地层设置为摩尔-库伦模型，收集FLAC3D的相关模拟参数以及模拟所需要的边界条件。

(2)选择SURPAC软件构建典型剖面的三维模型，利用C#语言开发SURPAC到FALC3D的转换接口程序。同时设计FLAC3D中的模拟运算流程(图5)。

(3)根据给定的边界条件和初始条件，设置模型的初始平衡状态。通过对其最大不平衡力、节点速度和位移等参数进行调整和监测，进而检查模型的响应特征，最终获得模拟结果(林杭等，2008)。

4 模拟与讨论

4.1 典型剖面的选取

白象山铁矿床矿体与接触带的走向和形态有关系密切。为了更好的了解白象山铁矿床不同位置的力、热、流耦合特征，本文选取了白象山铁矿床的4线、5线、25线三个典型剖面进行模拟研究(图6)。

图5 FLAC3D具体工作流程Fig.5 Specific work process

图6 典型剖面与白象山矿体位置示意图Fig.6 The relationship of location between the typical sections and ore body

三个典型剖面具有不同地质特征(图7)：4线接触带形态复杂，闪长岩体呈不规则侵入上伏地层，且在剖面东北部出露地表；5线闪长岩体与上伏地层规则接触，岩体平缓侵入黄马青组上、下段地层；25线闪长岩体则分层侵入三叠系黄马青组地层，岩体内部留存有变质后的角岩化地层。其中4线、5线的主矿体沿着走向和倾向均出现多层分枝现象，被矿化角岩和楔状岩枝分隔。

4.2 模型及参数选择

本文根据前人研究(宋建波等，2002；林宗元等，1994)，将白象山矿区的地层与岩体定义为弹塑性材料，并基于此采用摩尔-库伦准则开展相应的模拟计算。采用摩尔-库仑强度准则，它不仅能够反映岩体的脆性破坏及其塑性破坏特征，而且能够确定岩体的内摩擦角和内聚力。依据《白象山铁矿床详细勘探地质报告》(安徽省冶金地质勘探公司808队，1982)、《白象山铁矿主副井勘察报告》(安徽省冶金地质勘探公司808队，1993*安徽省冶金地质勘探公司808队. 1993.白象山主副矿井勘察报告地质报告)中实际测得的岩块物理力学参数，白象山铁矿床岩体节理裂隙较为发育的特征，以及围岩局部受高岭土化、泥化等蚀变作用影响等实际情况，通过参考相关的文献手册(常士骠和张苏民，2007；林宗元等，1994；宋晓梅等，2003；刘汉东等，2006)，对白象山铁矿床的动力学模拟参数(密度、剪切模量、扩容角等参数)进行了初始设定(表1)。

图7 典型剖面二维模型(a)-4线勘探线；(b)-5线勘探线；(c)-25线勘探线Fig.7 The two dimensional model of typical sections(a)-The fourth section; (b)-the fifth section(c)-the twenty-fifth section

表1白象山铁矿动力学模拟参数表

Table 1 Baixiangshan dynamics simulation parameter table

岩石单元及主要岩性密度(kg/m3)体积模量(1010Pa)剪切模量(1010Pa)内聚力(106Pa)抗拉强度(106Pa)内摩擦角(°)扩容角(°)渗透系数(m2/pa·sec)孔隙率(%)热传导系数(W·m-1·K-1)侏罗系象山群J1⁃2xn(强富水砂岩)25401 891 362 560 8734 7041 60×10-90 101 80三叠系上统黄马青组上段T3h2(角岩化砂页岩)27002 161 492 20 9035 1010(20)4 30×10-110 011 60三叠系上统黄马青组中段T3h1(角岩化砂页岩)27002 361 692 91 0035 1010(25)4 30×10-110 021 80三叠系上统黄马青组上段T3h0(角岩化砂页岩)27002 561 963 21 3035 1010(30)4 30×10-110 051 80δ(闪长岩)27203 632 733 401 4235 104(6)7 40×10-120 052 80

图8 典型剖面体应变结果与矿体位置叠加(a)-4线勘探线；(b)-5线勘探线；(c)-25线勘探线Fig.8 The results of the deformation and the location of ore body(a)-the fourth section; (b)-the fifth section; (c)-the twenty-fifth section

设定模型中所有岩石为多孔摩尔-库伦材料，其力学行为服从摩尔-库伦模型，岩体和围岩可认为为均质与各向同性。对于模型中各单元的力、热、流参数，则根据单元岩石类型、成分、并结合相关岩石物理性质手册(Schön，1998)和FLAC使用手册(Itasca Consulting Group，2005)提供的相关测试数据范围而确定。当这些参数的变化范围较大时，可根据岩石的成分和结构构造特征以及相应测试数据随岩石成分和结构构造变化的规律进行参数的选择。

构造作用是可引起岩石体积的变化，并进一步改变岩石的渗透率和孔隙压力梯度等物理性质参数，同时还可为流体运动创造输运空间、动力、以及输运的形式。同时流体可以通过水解弱化、降低矿物颗粒间摩擦系数等物理变化对岩石的变形过程进行控制、影响。

构造作用和流体流动同时还受到热力学因素的影响，岩体的初始温度、不同的埋深都很大程度上影响着岩石物理化学性质以及流体的运动动力。而不同岩性的岩体和地层由于自身热传导系数、热膨胀率等物理性质不同，在同样的热力学因素作用下区别也比较明显。

根据以往研究成果和矿区的实际地质特征，本文们将变形、流体流动的初始条件和边界条件定义为：地表的初始温度设置为25℃，并保持恒定，岩体的初始温度设置为600℃，地层的温度按照10℃/km的地温梯度增温。同时根据流体运移方式和方向，给整个模型赋予流体通量。

在初始状态时，岩石中的所有孔隙的初始状态都是水饱和，即饱和度为1。根据有关浅成岩体成矿流体压力的理论模式(Fournier，1999)，对于地层中的初始孔隙压力设为静水压力，岩体的初始孔隙压力设为静岩压力(2倍超压)，并固定模型顶面的孔隙压力，对其模型的顶面与底面的岩体范围施加流体通量。同时对模型设置力学边界条件，结合白象山矿床形成于拉张环境下的特征，研究对整个模型两个边界施加对称的初始引张速度，代表着区域张应力场。

4.3 结果与讨论

4.3.1 体应变模拟结果

基于上述前提和参数，选取的三条典型剖面的模拟应变结果如图8所示。

图9 流体通量汇集与体应变叠加(a)-4线勘探线；(b)-5线勘探线；(c)-25线勘探线Fig.9 The results of the fluid vector and the deformation(a)-the fourth section; (b)-the fifth section; (c)-the twenty-fifth section

图8中三条典型剖面在闪长岩与三叠系黄马青组接触带基本呈现较大的体应变。整体上扩容空间与矿体形态特征大致上类似，但局部呈现许多不同点。其中4线中心部位由于接触带形态比较复杂，有一部分接触带体应变没有达到最大，而是在两端出现最大的体应变，右侧闪长岩与其他地层接触带体应变较小。5线整个接触带几乎全部呈现出体应变最大值，中心部位以及左侧尤其明显，三叠系黄马青组地层上段某些部位也呈现较大的体应变，岩体的体应变则不明显。25线体应变最大值基本出现在中心与右侧部位，整体的体应变较小，岩体的中心部位较其他部位体应变更加明显。

4.3.2 流体叠加体应变模拟结果

图9展示的是三条剖面的流体通量最终汇集结果，可以看到流体通量最终都集中在接触带附近位置，呈现出汇集的趋势，其中4线在两侧区域出现汇集中心， 整个接触带的流体通量数目普遍高于其他部位。5线中整个接触带流体通量都比较多，主要集中在左侧和中心部位，中心部位的三叠系黄马青组上段也有较多的流体通量。25线流体通量主要集中在右侧部分，地层和岩体其余部分流体通量较少。

4.3.3 讨论

(1)模拟结果分析

体应变模拟结果可见，三条典型剖面中与岩体接触的地层(T3h0，T3h1，T3h2)均为体应变增量相对较大的区域，而且越靠近接触带，体应变增量越大，代表扩容应变越强；而远离岩体的三叠系黄马青组体应变不是很明显，这与靠近接触带三叠系黄马青组地层具有较大的扩容角有着密切的关系(图8)。

非接触带附近的闪长岩岩体以及相应的侏罗系地层则表现出较小的体应变甚至是负的体应变(图8)，这与这些岩体以及侏罗系地层力学特征基本吻合。

由于三条典型剖面接触带接触形式不同，虽然接触带的力学性质差异不大，但是呈现出明显不同体应变趋势。4线剖面显示中心部位岩体侵入复杂，体应变呈现两端高、中心低的特点；虽然4线中心区域体应变较小，但仍是矿体产出位置，该部位的成矿应与化学作用相关(图8a)。5线、25线中呈现较大体应变的区域不仅包含矿体所在范围，向周边仍有一定程度的扩展(图8b, c)，这些区域同样也是铁质含量较高的区域，应有进一步的找矿潜力。

流体通量汇集模拟结果可见，流体在运动到接触带部位时，整体上呈现出在接触带汇集的趋势，黄马青组砂页岩中的扩容应变带是不同来源流体的主要汇聚带，汇流部位与岩石发生明显的扩容区域相一致(图9)。流体汇集部位与即按边界品位所圈定的矿体并非完全对应，但是与整个矿化的范围是一致的。

(2)找矿指示意义

以上分析可知，在拉张的构造应力环境下，白象山铁矿床的成矿流体在运移的过程中，易于在三叠系黄马青组地层的接触带附近富集，同时进一步发生接触交代反应为矿质沉淀提供了条件，接触带形态控制着相关矿体产出位置及形态。这与地质特征显示的白象山式铁矿床矿体主要产出于闪长质岩体与三叠系黄马青组地层接触带附近是相一致的。

因此，对于白象山矿床本身的进一步找矿，黄马青组的地层将是一个重要的参考，可结合矿床深边部物化探资料圈定闪长质岩体与其接触带作为成矿靶区，而流体叠加体应变所圈定的汇集范围也明显大于矿体范围，均可作为进一步扩大找矿的区域。

同时，对于白象山式铁矿或其它类型的铁矿床，本文的模拟研究也具有一定的借鉴价值，即通过获取相关成矿地质特征(构造应力环境、岩石力学参数等)，研究矿体赋存部位的岩体性质、地层形变特征以及成矿流体的运移规律，可以较为清晰的展现成矿的物理过程，完善已有的成矿模式，为进一步找矿提供理论依据。

5 结论

(1)白象山铁矿床成矿过程模拟显示，白象山铁矿床存在容矿汇流空间，其形成受力-热-流体的耦合作用制约；扩容空间的形成可为矿质的沉淀以及交代作用提供有利的成矿空间，并为流体的汇聚提供有利场所，也表明白象山铁矿床的成矿过程与力学作用密切相关。

(2)通过模拟成矿流体的运移、汇集以及岩体、地层的体应变特征及其相互关系，充分揭示了白象山铁矿床成矿过程中的物理过程，岩石不同的力学性质以及接触带的形态是控矿的重要因素，为进一步的找矿工作提供了依据。

Chang SB and Zhang SM. 2007. Geology Manual of Engineering. Beijing: China Architecture & Building Press, 1-105 (in Chinese)

Chang YF. 1991. The Cu, Fe Metallogenic Belt in the Middle-lower Reaches of Yangtze River. Beijing: Geological Publish House, 1-379 (in Chinese)

Fournier RO. 1999. Hydrothermal processes related to movement of fluid from plastic into brittle rock in the magmatic-epithermal environment. Economic Geology, 94(8): 1193-1211

Institute of Geochemistry Chinese Academy of Sciences. 1987. Ore-forming Mechanism of Ninwu Type Iron Deposits. Beijing: Science Press, 1-218 (in Chinese)

Itasca Consulting Group. 2005. FLAC (Version 5. 00) User's Guide

Hobbs BE, Zhang YH, Ord A and Zhao CB. 2000. Application of coupled deformation, fluid flow, thermal and chemical modelling to predictive mineral exploration. Journal of Geochemical Exploration, 69-70: 505-509

Hou T, Zhang ZC and Du YS. 2010. Deep ore magma-hydrothermal system of Zhonggu ore field in southern part of Ningwu Basin. Earth Science Frontiers, 17(1): 186-194 (in Chinese with English abstract)

Lin H, Cao P and Li JT. 2008. Automatic generation of FLAC3D model based on SURPAC. Journal of China University of Mining & Technology, 37(3): 339-342 (in Chinese with English abstract)

Lin G, Zhou Y, Wei XR and Zhao CB. 2006. Structural controls on fluid flow and related mineralization in the Xiangshan uranium deposit, southern China. Journal of Geochemical Exploration, 89(1-3): 231-234

Lin ZY. 1994. Geotechnical Engineering Test Monitoring Handbook. Shenyang: Liaoning Science and Technology Press, 1-56 (in Chinese)

Liu HD. 2006. Rock Mechanics Parameter Optimization Theory and Application. Zhengzhou: Yellow River Conservancy Press, 1-67 (in Chinese)

Liu LM, Shu ZM, Zhao CBetal. 2008. The controlling mechanism of ore formation due to flow-focusing dilation spaces in skarn ore deposits and its significance for deep-ore exploration: Examples from the Tongling-Anqing district. Acta Petrologica Sinica, 24(8): 1848-1856 (in Chinese with English abstract)

Liu XM and Pu BQ. 2002. Discussion of genesis of the Baixiangshan-type iron deposit of Zhonggu mining area. Express Information of Mining Industry, (17): 12-14 (in Chinese with English abstract)

Lu GQ. 2008. Characteristics of sub-volcanic rocks and mineralization in Zhonggu ore field deposit of Shandong. Express Information of Mining Industry, 24(11): 73-75 (in Chinese)

Magri F, Bayera U, Clausnitzer V, Jahnke C, Diersch HJ, Fuhrmann J, Möller P, Pekdeger A, Tesmer M and Voigt H. 2005. Deep reaching fluid flow close to convective instability in the NE German basin: Results from water chemistry and numerical modelling. Tectonophysics, 397(1-2): 5-20

McLellan JG, Oliver NHS, Ord A, Zhang Y and Schaubs PM. 2003. A numerical modeling approach to fluid-flow in extensional environments: Implications for genesis of large microplaty hematite ores. Journal of Geochemical Exploration, 78-79: 675-679

McLellan JG, Oliver NHS and Schaubs PM. 2004. Fluid flow in extensional environments: Numerical modelling with an application to Hamersley iron ores. Journal of Structural Geology, 26(6-7): 1157-1171

Ningwu Research Group. 1978. Ninwu Porphyrite Iron Deposit. Beijing: Geological Publishing House, 1-196 (in Chinese)

Price GP and Stoker P. 2002. Australian Geodynamics Cooperative Research Center's integrated research program delivers a new minerals exploration strategy for industry. Australian Journal of Earth Sciences, 49(4): 595-600

Schön JH. 1998. Physical Properties of Rocks: Fundamentals and Principles of Petrophysics. Oxford: Elsevier, 1-360

Song JB, Zhang ZY and Huang RQ. 2002. Experience of Rock Strength Criterion and Its Application in Geological Engineering. Beijing: Geological Publishing House, 1-45 (in Chinese)

Song XM, Tian CX, Yin ZZetal. 2003. Correction of Physico-mechanical parameters of surrounding rock body in No. 810 productive area of Luling mine. Mining Safety & Environmental Protection, (2): 3-5 (in Chinese with English abstract)

Yu CW. 2003. The Complexity of Geological System. Beijing: Geological Publishing House, 1-22 (in Chinese)

Zhao CB, Hobbs BE, Mühlhaus HB, Ord A and Lin G. 2002. Computer simulations of coupled problems in geological and geochemical systems. Computer Methods in Applied Mechanics and Engineering, 191(29-30): 3137-3152

Zhao CB, Peng SL, Liu LM, Hobbs BE and Ord A. 2011. Computational simulation of convective flow in the Earth crust under consideration of dynamic crust-mantle interactions. Journal of Central South University of Technology, 18(6): 2080-2084

Zhao CB, Peng SL, Liu LM, Hobbs BE and Ord A. 2013. Computational modeling of free-surface slurry flow problems using particle simulation method. Journal of Central South University, 20(6): 1653-1660

Zhao YL and Liu LM. 2011. 3D-numerical modeling of coupled geodynamic processes and mineralization at the contact zones of complex plutons: Example from the Anqing deposit, Anhui Province, China. Geotectonica et Metallogenia, 35(1): 128-136 (in Chinese with English abstract)

Zhou TF, Fan Y, Yuan Fetal. 2011. Geochronology and significance of volcanic rocks in the Ning-Wu Basin of China. Science China (Earth Science), 54(2): 185-196

附中文参考文献

常士骠, 张苏民. 2007. 工程地质手册. 北京: 中国建筑工业出版社, 1-105

常印佛. 1991. 长江中下游铜铁成矿带. 北京: 地质出版社, 1-379

侯通, 张招崇, 杜杨松. 2010. 宁芜南段钟姑矿田的深部矿浆-热液系统. 地学前缘, 2010(1): 186-194

林杭, 曹平, 李江腾. 2008. 基于SURPAC的FLAC3D三维模型自动构建. 中国矿业大学学报, 37(3): 339-342

林宗元. 1994. 岩土工程试验监测手册. 沈阳: 辽宁科学技术出版社, 1-56

刘汉东. 2006. 岩体力学参数优选理论及应用. 郑州: 黄河水利出版社, 1-67

刘亮明, 疏志明, 赵崇斌等. 2008. 矽卡岩矿床的汇流扩容空间控矿机制及其对深部找矿的意义: 以铜陵-安庆地区为例. 岩石学报, 24(8): 1848-1856

刘晓明, 卜保全. 2002. 钟姑矿田白象山式铁矿床成因探讨. 矿业快报, (17): 12-14

鲁国强. 2008. 钟姑矿田次火山岩特征及成矿作用研究. 矿业快报, 24(11): 73-75

宁芜研究项目编写小组.1978.宁芜玢岩铁矿. 北京: 地质出版社, 1-196

宋建波, 张倬元, 黄润秋. 2002. 岩体经验强度准则及其在地质工程中的应用. 北京: 地质出版社, 1-45

宋晓梅, 田彩霞, 尹正柱等. 2003. 芦岭矿810采区围岩岩体物理力学参数的修正. 矿业安全与环保, (2): 3-5

於崇文. 2003. 地质系统的复杂性. 北京: 地质出版社, 1-22

赵义来, 刘亮明. 2011. 复杂形态岩体接触带成矿耦合动力学三维数值模拟: 以安庆铜矿为例. 大地构造与成矿学, 35(1): 128-136

中国科学院地球化学研究所. 1987. 宁芜型铁矿床形成机理. 北京: 科学出版社, 1-218

周涛发, 范裕, 袁峰等. 2011. 宁芜(南京-芜湖)盆地火山岩的年代学及其意义. 中国科学(地球科学), 41(7): 960-971