长江中下游地区不仅是我国重要的铜铁多金属成矿带, 已探明200多个Cu、Fe、Au、Mo金属矿床(Pan and Dong, 1999), 而且是中国东部中生代侵入-火山岩浆岩带的重要组成部分(毛建仁等, 1990)。前人对该成矿带的岩浆岩和金属矿床开展了大量的研究, 在区域地质背景、岩浆序列、典型矿床成矿机理和区域成矿规律性研究等方面均取得了重要进展。该区中生代岩浆岩与成矿密切相关(常印佛等, 1991；翟裕生等, 1992), 岩浆岩的年代学、源区性质和成矿专属性一直受到地质学者的高度关注。区内主要存在两种明显不同类型的矿床, 分别为产于断陷盆地与中基性次火山岩有关的玢岩铁矿和产于隆起区与钙碱性花岗质岩有关的斑岩+矽卡岩+层控铜金钼铁矿, 两者形成于明显不同的构造环境(周涛发等, 2008; Mao et al., 2011)。鄂东南矿集区位于长江中下游成矿带的最西段, 位于隆起与坳陷过渡区, 发育该带两类成矿作用和岩浆事件(Zhai et al., 1996; Li et al., 2008, 2009; Mao et al., 2011; Xie et al., 2007, 2008, 2011a, b, 2012), 是研究两类岩浆事件成因联系的理想对象(谢桂青等, 2008), 但相对长江中下游成矿带其他矿集区来说, 鄂东南矿集区的研究程度较低。

长江中下游成矿带发育多个火山岩盆地, 自西向东依次分布有金牛、怀宁、庐枞、繁昌和宁芜火山岩盆地(图 1)(倪若水等, 1998)。最近一些学者对金牛、庐枞、繁昌和宁芜盆地火山岩进行系统测年, 结果表明, 这些盆地火山岩均形成于早白垩世, 火山活动时间基本同时, 形成于统一的动力学背景(Zhang et al., 2003; Zhou et al., 2008, 2011; Yan et al., 2009; 袁峰等, 2010; Xie et al., 2006, 2011c)。区域地质资料显示, 这些火山岩盆地以庐枞和宁芜盆地面积最大(图 1), 且发育较多的辉石闪长玢岩和闪长玢岩等次火山岩, 在次火山岩顶部和接触带探明一系列热液型铁矿和沉积改造型铁矿、硫铁矿、硬石膏和明矾石矿床(周涛发等, 2011)。对这些盆地次火山岩的测年工作主要集中于庐枞和宁芜火山岩盆地(范裕等, 2010; 侯可军等, 2010；周涛发等, 2010；薛怀民等, 2010)。金牛盆地位于鄂东南矿集区西侧, 笔者曾对金牛盆地不同旋回火山岩开展了系统的火山岩测年和地球化学特征研究(Xie et al., 2006, 2011c), 但盆地地表未见明显的次火山岩, 找矿一直未取得重要进展。近年地勘队伍在综合地物化资料后, 在盆地中心吴佰浩地区实施了两个深孔(800m和920m), 在深部可见较厚(300m) 的流纹斑岩和花岗斑岩, 并发现黄铁矿化(湖北省第四地质大队资料), 但对这些次火山岩的研究较少。金牛盆地次火山岩的形成时代及其与盆地火山岩的耦合关系, 盆地内的次火山岩与邻区庐枞和宁芜火山岩盆地有何差异性, 这些问题直接制约金牛盆地火山岩深部找矿方向。因此, 本文选择典型流纹斑岩和花岗斑岩, 开展锆石U-Pb测年和Hf同位素的研究, 厘定次火山岩的时代和成因, 对比研究其与邻区庐枞-宁芜火山岩盆地火山岩的异同性, 初步地探讨金牛盆地的找矿方向。

图 1

Fig. 1

图 1 长江中下游地区晚中生代侵入岩和火山岩的地质略图(据毛建仁等, 1990) NCB-华北地块；YC-扬子地块；SCB-华南褶皱地块；XGF-襄樊-广济断裂；TLF-郯庐断裂; YCF-阳新-常州断裂；1-金牛盆地；2-怀宁盆地；3-庐枞盆地；4-繁昌盆地；5-宁芜盆地；6-溧水-溧阳盆地 Fig. 1 Sketch map showing the distribution of Late Mesozoic intrusions, and fault-bound volcano-sedimentary basins along the Middle-Lower Yangtze River Belt (modified after Mao et al., 1990) NCB-North China Block; YC-Yangtze Block; SCB-South China Fold Block; XGF-Xiangfan-Guangji fault; TLF-Tancheng-Lujiang fault; YCF-Yangxing-Changzhou fault; 1-Jinniu basin; 2-Huaining basin; 3-Luzong basin; 4-Fanchang basin; 5-Ningwu basin; 6-Lishui-Liyang basin

长江中下游地区位于扬子板块北缘, 秦岭-大别造山带和华北板块南侧(图 1), 西北界为襄樊-广济断裂, 断裂以北为大别造山带, 以南为长江中下游鄂东段；东北界为郯庐断裂, 断裂以北为大别造山带和华北克拉通, 以南为长江中下游中东段；南界为阳新-常州断裂, 断裂以北为长江中下游地段, 以南为扬子克拉通；内部发育沿江分布的断裂带(邻近现今长江) 和北西向断裂。已有研究表明, 该区构造演化大致经历了三个主要阶段, 分别为前震旦纪基底形成阶段、震旦纪-早三叠世沉积盖层阶段和中三叠世以来的碰撞造山-造山后板内变形阶段(翟裕生等, 1992)。前震旦纪基底主要由变质奥长花岗岩-英云闪长岩-花岗闪长岩组合、白云母石英片岩夹角闪岩组成, 与沉积盖层呈角度不整合关系；沉积盖层主要包括震旦纪碎屑岩、白云岩、硅质岩和寒武纪至三叠纪的海相碳酸盐岩等；第三阶段以中生代大规模岩浆活动和成矿作用为特征(常印佛等, 1991)。最近, 根据野外地质调查、已有的年代学资料和区域地质背景分析, 认为第三阶段存在两期岩浆岩和成矿事件, 分别为晚侏罗世-早白垩世(156~137Ma) 高钾钙碱性花岗质岩和伴生斑岩-矽卡岩-层控铜金钼铁矿床(148~135Ma)、白垩世中期(135~123Ma) 橄榄玄粗岩和伴生的磁铁矿-磷灰石型铁矿床, 两者形成于不同的构造环境(Mao et al., 2011)。

鄂东南矿集区位于长江中下游成矿带最西段, 是长江中下游成矿带的重要组成部分, 以发育大面积侵入-火山岩和多个大型斑岩-矽卡岩铜铁矿床为显著特征。最近对该区侵入岩和典型矿床开展了大量的测年填图工作(Li et al., 2008, 2009, 2010; Xie et al., 2007, 2011a, b, 2012)(图 2)。据统计, 该矿集区岩浆岩的面积约740km², 发育六大侵入岩体(面积约540km²), 主要位于该矿集区东侧, 分别为鄂城(花岗岩、二长岩和石英闪长岩)、铁山(辉长岩、石英闪长岩和二长岩)、金山店(石英二长岩和闪长岩)、阳新(花岗闪长岩)、灵乡(石英闪长岩) 和殷祖(花岗闪长岩) 岩体, 岩性以中性岩为主, 酸性岩位于鄂城岩体(舒全安等, 1992)。除此以外, 区域发育100余个花岗闪长斑岩和花岗斑岩等小岩体, 如铜山口等。在鄂城、铁山、金山店和灵乡岩体外接触带已探明多个“大冶式”富铁矽卡岩型铁矿床, 在阳新岩体外接触带已探明多个大型矽卡岩型铜铁矿床和矽卡岩型铜金矿床(舒全安等, 1992)。鄂东四大岩体铁矿、大冶-阳新铜金矿被批准为国家级整装勘查区。

图 2

Fig. 2

图 2 长江中下游地区鄂东南矿集区地质简图, 显示三种不同类型侵入岩和火山岩盆地(据舒全安等, 1992) 图中侵入岩的时代据(Li et al., 2008, 2009, 2010; Xie et al., 2011a, b, c, 2012) Fig. 2 Geological map of the Southeast Hubei, Middle-Lower Yangtze River Belt, showing the three discrete suites of intrusions and basin (modified after Shu et al., 1992) Data sources for timing of intrusions after Li et al.(2008, 2009, 2010), and Xie et al.(2011a, b, c, 2012)

鄂东南矿集区西侧发育金牛盆地, 位于保安和金牛、灵乡镇之间(部分文献称为金保盆地), 面积约200km², 近南北向展布, 为继承式火山岩盆地(倪若水等, 1998)。20世纪90年代进行了地层清理, 该盆地自下而上分布有马架山组、灵乡组和大寺组(图 3)。马架山组面积很小(约0.5km²), 发育大量的流纹质火山碎屑岩, 含少量流纹岩和珍珠岩, 不整合于侏罗纪武昌群、灵乡闪长岩体之上。灵乡组以砂岩和粉砂岩为主, 上部存在少量的玄武岩和玄武质安山岩(厚度约110m)。大寺组分布于整个盆地内, 面积最大, 约180km², 总厚度达6107m。1977年湖北省地质四队完成的1:5万金牛幅矿产普查报告中将大寺组分为9个亚旋回, 除第9亚旋回由英安岩和流纹岩组成外, 其他8个亚旋回上段以流纹岩、英安岩和粗面岩为主, 下段以玄武岩、玄武安山岩和粗玄岩为主(湖北省地质矿局地质四队, 1977^①)。2006-2008年湖北省地质调查院测绘了1:5万金牛幅地质图, 实测了5条剖面, 将大寺组分为4个段, 每段以玄武岩和玄武安山岩开始, 以流纹岩和英安岩结束(李雄伟等, 2009^②)。总体来说, 火山岩喷发中心由东向西迁移, 时代由东向西依次变年轻, 火山岩具有双峰式特征(常印佛等, 1991; Xie et al., 2006)。2008年在盆地中心吴佰浩地区铜铅锌矿点实施2个钻孔(图 4a), 编号为ZK201和ZK202, 孔深分别为800m和920m, 地表为大寺组第三段火山岩, 深部可见大寺组第一和第二段火山岩, 钻孔ZK201孔深653~800m见到约147m厚的流纹斑岩, 深部没有控制；钻孔ZK202孔深620m以下有流纹斑岩和花岗斑岩, 深部没有控制, 其中764~833m见到厚约69m的花岗斑岩, 花岗斑岩中发育少量细脉浸染状黄铁矿(小于1%), 在756~764m处发育含黄铁矿化流纹斑岩, 黄铁矿呈脉状或角砾状产出, 含量约5%~10%。

①湖北省地质矿局地质四队. 1977. 1:5万金牛镇幅矿产普查报告. 1-40

②李雄伟, 吴兵, 施彬, 陈爱明, 梁红侠. 2009. 1:5万金牛镇幅和高桥幅区域地质调查报告. 1-232

图 3

Fig. 3

图 3 长江中下游地区金牛盆地地质简图(据李雄伟等, 2009修改) 各组火山岩的时代据Xie et al.(2011c) Fig. 3 Geological distribution of volcanic rocks in the Jinniu basin, Southeast Hubei Province, Middle-Lower Yangtze River Belt, showing location of sample in this study Data sources for timing of volcanic rocks after Xie et al.(2011c)

图 4

Fig. 4

图 4 长江中下游地区金牛盆地吴伯浩地区剖面图(a) 和钻孔ZK202柱状图(b)(据李雄伟等, 2009修改) Fig. 4 Cross section (a) and column (b) of drill No. ZK202 from the Wubaihao area, Jinliu Basin, Middle-Lower Yangtze River Belt

本文用于锆石U-Pb测年和Hf同位素分析的样品取于较深的ZK202钻孔(图 4b), 流纹斑岩DSZ08采自距地表881m处, 花岗斑岩DSZ09采自距地表770m处。流纹斑岩DSZ08呈灰绿色, 为斑状结构, 弱流动构造(图 5), 斑晶约占30%, 主要由钾长石和石英组成, 含有少量的黑云母和角闪石, 石英具有熔蚀结构, 钾长石有少量碎屑和泥化现象；基质为隐晶质结构, 有较强的碳酸盐化。花岗斑岩DSZ09呈浅紫色, 为斑状结构(图 5), 斑晶约占15%, 主要由石英、钾长石和斜长石组成, 含有少量的角闪石, 石英具有熔蚀结构或呈自形晶, 钾长石存在泥化蚀变；与流纹斑岩相比, 基质主要为长英质显微显晶质, 主要由石英和长石组成。

图 5

Fig. 5

图 5 长江中下游地区金牛盆地流纹斑岩(DSZ08) 和花岗斑岩(DSZ09) 的正交偏光镜下照片 Kfs-钾长石；Pl-斜长石; Q-石英 Fig. 5 Photomicrograph of diagrams of rhyolite porphyry and granite porphyry in the Jinniu basin, Middle-Lower Yangtze River Belt

测试样品经人工破碎后, 用常规重力和磁选方法分选出锆石, 在双目镜下挑选。将待测样品的锆石颗粒、标准锆石M257和TEM置于环氧树脂制靶, 然后研磨至一半, 用于透射光、反射光、阴极发光(CL) 和U-Pb定年、Hf同位素分析。在透射光和反射光显微镜观察的基础上, 选择合适的样品进行阴极发光研究。锆石阴极发光照相在北京离子探针中心日立HITACHI S3000-N型扫描电子显微镜上完成。

样品的锆石定年分析在中国地质科学院矿产资源研究所国土资源部成矿作用与资源评价重点实验室完成, 所用仪器为Finnigan Neptune型MC-ICP-MS及与之配套的Newwave UP 213激光剥蚀系统。激光剥蚀所用束斑直径为25μm, 频率为10Hz, 能量密度约为2.5J/cm², 以He为载气。LA-MC-ICPMS激光剥蚀采样采用单点剥蚀的方式, 锆石U-Pb测年以锆石GJ1为外标, U、Th含量以锆石M127(U: 923×10^-6; Th: 439×10^-6; Th/U: 0.475. Nasdala et al., 2008) 为外标进行校正。测试过程中每测定5~7个样品前后重复测定两个标样锆石GJ1对样品进行校正, 并测量一个锆石标样Plesovice, 观察仪器的状态和测试的重现性, 锆石标准的重现性在1%(2σ) 左右。数据处理采用ICPMSDataCal程序, 测量过程中绝大多数分析点²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb>1000, 未进行普通铅校正, ²⁰⁴Pb由离子计数器检测, ²⁰⁴Pb含量异常高的分析点可能受包体等普通Pb的影响, 这些点在计算时剔除, 锆石年龄谐和图用Isoplot 3.0程序制作, 表达式中所列单个数据点的误差均为1σ, 加权平均年龄具95%的置信度。本次样品分析过程中, Plesovice标样作为未知样品的分析结果为337.1±2.9Ma (n=5, 2σ), 对应的年龄推荐值为337.13±0.37(2σ)(Sláma et al., 2008), 两者在误差范围内完全一致。

锆石Hf同位素测试在中国地质科学院矿产资源研究所国土资源部成矿作用与资源评价重点实验室Neptune多接收等离子质谱和Newwave UP213紫外激光剥蚀系统(LA-MCICPMS) 上进行, 实验过程中采用He作为剥蚀物质的载气, 根据锆石大小, 剥蚀直径采用55μm或40μm, 测定时使用锆石国际标样GJ1和Plesovice作为参考物质, 分析点与U-Pb定年分析点为同一位置。相关仪器运行条件及详细分析流程见侯可军等(2007)。分析过程中锆石标准GJ1的¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf测试加权平均值分别为0.282007±0.000007(2σ, n=36), 与文献报道值(侯可军等, 2007; Morel et al., 2008) 在误差范围内完全一致。

流纹斑岩DSZ08中锆石呈无色透明, 结晶较好, 为典型的长柱状晶形(图 6a), 一般长约80~200μm, 宽50~100μm, 长宽比为1.5~4, 在阴极发光图像上呈典型的韵律环带结构, Th和U含量分别为151×10^-6~1042×10^-6和272×10^-6~1379×10^-6(表 1), Th/U比值为0.6~1.1, 平均为0.8, 大于0.5。这些特征暗示锆石为岩浆成因。本次对流纹斑岩DSZ08进行了15个锆石测试, 锆石DSZ08-11为岩浆成因, 其²⁰⁶Pb/²³⁸U的年龄为142±2Ma, 年龄偏大, 与鄂东南矿集区阳新和铁山岩体的时代类似(Li et al., 2009; Xie et al., 2011b)。除了此点以外, 其余14个锆石²⁰⁶Pb/²³⁸U的加权平均年龄为128±1Ma (n=14, MSWD=2.5)(图 7a)。流纹斑岩的14个锆石Hf同位素结果表明其具有相对均一的Hf同位素初始值(图 8), (¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf)_i和ε_Hf(t) 分别为0.28247~0.28262和-2.5~-7.7(表 2)。

图 6

Fig. 6

图 6 长江中下游地区金牛盆地流纹斑岩(a) 和花岗斑岩(b) 的代表性锆石阴极发光照片 图上实线圆为锆石U-Pb测点, 虚线圆为锆石Hf测点 Fig. 6 Representative CL images of zircon for rhyolite porphyry (a) and granite porphyry (b) in the Jinniu basin, Middle-Lower Yangtze River Belt

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 长江中下游金牛盆地花岗斑岩和流纹斑岩的LA-MCICPMS锆石U-Pb分析数据 Table 1 LA-MCICPMS zircon U-Pb data of granite porphyry and rhyolite porphyry in the Jinniu basin, Middle-Lower Yangtze River Belt 测点号 Th U Th/U 207Pb/206Pb 1σ 207Pb/235U 1σ 206Pb/238U 1σ 207Pb/206Pb (Ma) 1σ 207Pb/235U (Ma) 1σ 206Pb/238U (Ma) 1σ (×10-6) DSZ08-1 482 621 0.8 0.0480 0.0028 0.1333 0.0090 0.0198 0.0002 98 133 127 8 126 1 DSZ08-3 357 508 0.7 0.0471 0.0030 0.1293 0.0095 0.0195 0.0002 54 144 124 8 124 1 DSZ08-5 460 666 0.7 0.0488 0.0020 0.1383 0.0061 0.0205 0.0003 139 94 132 5 131 2 DSZ08-6 791 953 0.8 0.0483 0.0018 0.1334 0.0053 0.0200 0.0002 122 82 127 5 127 1 DSZ08-7 1042 1379 0.8 0.0484 0.0016 0.1352 0.0057 0.0201 0.0002 117 76 129 5 128 2 DSZ08-8 980 1213 0.8 0.0497 0.0011 0.1385 0.0037 0.0202 0.0002 183 52 132 3 129 1 DSZ08-9 278 393 0.7 0.0478 0.0039 0.1374 0.0137 0.0195 0.0003 100 172 131 12 124 2 DSZ08-10 666 783 0.9 0.0483 0.0019 0.1384 0.0069 0.0204 0.0003 122 94 132 6 130 2 DSZ08-11 151 272 0.6 0.0465 0.0036 0.1515 0.0142 0.0223 0.0003 33 178 143 12 142 2 DSZ08-13 712 625 1.1 0.0475 0.0027 0.1359 0.0092 0.0202 0.0002 72 139 129 8 129 1 DSZ08-14 443 663 0.7 0.0475 0.0020 0.1357 0.0084 0.0203 0.0002 76 96 129 7 129 1 DSZ08-15 387 496 0.8 0.0498 0.0020 0.1399 0.0069 0.0201 0.0002 183 86 133 6 128 1 DSZ08-17 855 989 0.9 0.0484 0.0013 0.1339 0.0041 0.0202 0.0002 117 68 128 4 129 1 DSZ08-18 333 442 0.8 0.0461 0.0026 0.1310 0.0099 0.0201 0.0002 400 -268 125 9 128 1 DSZ08-19 354 469 0.8 0.0462 0.0019 0.1253 0.0063 0.0195 0.0002 6 100 120 6 124 1 DSZ09-3 449 466 1.0 0.0464 0.0024 0.1324 0.0082 0.0200 0.0002 20 122 126 7 128 1 DSZ09-4 764 600 1.3 0.0453 0.0030 0.1262 0.0094 0.0196 0.0002 - - 121 8 125 1 DSZ09-5 1916 1079 1.8 0.0469 0.0018 0.1297 0.0058 0.0199 0.0002 43 157 124 5 127 1 DSZ09-9 291 232 1.3 0.0501 0.0031 0.1424 0.0108 0.0201 0.0003 211 145 135 10 129 2 DSZ09-10 444 404 1.1 0.0465 0.0019 0.1347 0.0076 0.0206 0.0002 33 87 128 7 131 1 DSZ09-11 206 202 1.0 0.0458 0.0031 0.1372 0.0123 0.0207 0.0003 - - 131 11 132 2 DSZ09-12 1061 830 1.3 0.0480 0.0007 0.1332 0.0023 0.0201 0.0002 102 61 127 2 129 1 DSZ09-13 313 398 0.8 0.0517 0.0007 0.1427 0.0023 0.0201 0.0002 333 31 135 2 128 1 DSZ09-14 680 635 1.1 0.0461 0.0006 0.1291 0.0019 0.0203 0.0002 6 30 123 2 130 1 DSZ09-17 284 278 1.0 0.0481 0.0010 0.1348 0.0030 0.0204 0.0002 106 52 128 3 130 1 DSZ09-18 177 168 1.1 0.0504 0.0012 0.1408 0.0037 0.0203 0.0002 213 83 134 3 129 1 DSZ09-19 1770 1219 1.5 0.0487 0.0003 0.1353 0.0013 0.0202 0.0002 132 13 129 1 129 1 DSZ09-20 288 254 1.1 0.0496 0.0016 0.1408 0.0055 0.0205 0.0002 176 77 134 5 131 1

表 1 长江中下游金牛盆地花岗斑岩和流纹斑岩的LA-MCICPMS锆石U-Pb分析数据 Table 1 LA-MCICPMS zircon U-Pb data of granite porphyry and rhyolite porphyry in the Jinniu basin, Middle-Lower Yangtze River Belt

图 7

Fig. 7

图 7 长江中下游地区金牛盆地流纹斑岩(a) 和花岗斑岩(b) 的LA-ICPMS锆石U-Pb谐和图解 Fig. 7 LA-ICPMS zircon U-Pb concordia diagrams of rhyolite porphyry (a) and granite porphyry (b) in the Jinniu basin, Middle-Lower Yangtze River Belt

图 8

Fig. 8

图 8 长江中下游地区金牛盆地花岗斑岩和流纹斑岩的锆石Hf同位素直方图解 宁芜盆地辉石闪长岩和粗面安山岩据侯可军和袁顺达(2010), 金牛盆地玄武安山岩据Xie et al.(2011c) Fig. 8 Histogram of zircon εHf(t) for granite porphyry and rhyolite porphyry in the Jinniu basin, Middle-Lower Yangtze River Belt The 130~128Ma pyroxene diorite and trachyandesite in the Ningwu basin (Hou and Yuan, 2010), and 127~125Ma basaltic andesite in the Jinniu basin (Xie et al., 2011c)

表 2

Table 2

表 2(Table 2)

表 2 长江中下游金牛盆地花岗斑岩和流纹斑岩的锆石Hf同位素分析数据 Table 2 Lu-Hf isotopic data of zircons from granite porphyry and rhyolite porphyry in the Jinniu basin, Middle-Lower Yangtze River Belt 测点号 176Lu/177Hf 2σ 176Hf/177Hf 2σ εHf(t) (176Hf/177Hf)i DSZ08-1 0.001743 0.000013 0.282546 0.000023 -5.4 0.28254 DSZ08-3 0.001275 0.000012 0.282557 0.000018 -5.0 0.28255 DSZ08-5 0.001516 0.000009 0.282558 0.000018 -4.8 0.28255 DSZ08-6 0.001990 0.000013 0.282617 0.000017 -2.9 0.28261 DSZ08-7 0.002332 0.000003 0.282562 0.000019 -4.8 0.28256 DSZ08-8 0.001605 0.000011 0.282519 0.000022 -6.3 0.28251 DSZ08-9 0.001037 0.000002 0.282529 0.000026 -5.9 0.28253 DSZ08-10 0.001616 0.000021 0.282531 0.000023 -5.8 0.28253 DSZ08-13 0.001601 0.000016 0.282492 0.000028 -7.2 0.28249 DSZ08-14 0.001547 0.000032 0.282478 0.000025 -7.7 0.28247 DSZ08-15 0.001506 0.000006 0.282486 0.000026 -7.4 0.28248 DSZ08-17 0.001883 0.000011 0.282580 0.000021 -4.1 0.28258 DSZ08-18 0.001309 0.000017 0.282584 0.000024 -4.0 0.28258 DSZ08-19 0.002322 0.000085 0.282630 0.000025 -2.5 0.28262 DSZ09-3 0.002290 0.000027 0.282511 0.000034 -6.6 0.28251 DSZ09-4 0.002723 0.000009 0.282562 0.000025 -4.9 0.28256 DSZ09-5 0.002560 0.000036 0.282541 0.000024 -5.6 0.28254 DSZ09-9 0.001952 0.000025 0.282521 0.000028 -6.2 0.28252 DSZ09-10 0.002260 0.000016 0.282596 0.000028 -3.6 0.28259 DSZ09-11 0.001689 0.000003 0.282513 0.000029 -6.4 0.28251 DSZ09-12 0.002221 0.000028 0.282520 0.000027 -6.3 0.28251 DSZ09-13 0.002242 0.000041 0.282394 0.000030 -10.7 0.28239 DSZ09-14 0.001726 0.000007 0.282488 0.000029 -7.3 0.28248 DSZ09-17 0.002122 0.000034 0.282565 0.000029 -4.7 0.28256 DSZ09-18 0.001773 0.000014 0.282557 0.000033 -4.9 0.28255 DSZ09-19 0.002749 0.000017 0.282504 0.000026 -6.9 0.28250 DSZ09-20 0.001807 0.000019 0.282443 0.000025 -8.8 0.28244

表 2 长江中下游金牛盆地花岗斑岩和流纹斑岩的锆石Hf同位素分析数据 Table 2 Lu-Hf isotopic data of zircons from granite porphyry and rhyolite porphyry in the Jinniu basin, Middle-Lower Yangtze River Belt

花岗斑岩DSZ09中锆石呈无色透明, 结晶较好, 为典型的短柱状晶形(图 6b)。相对于流纹斑岩, 花岗斑岩锆石颗粒较小些, 一般长50~150μm, 宽40~100μm, 长宽比为1~2, 阴极发光图片呈典型的韵律环带结构, Th和U含量分别为177×10^-6~1916×10^-6和168×10^-6~1219×10^-6(表 1), Th/U比值为0.8~1.5, 平均为1.2。这些特征暗示锆石为岩浆成因。本次对花岗斑岩DSZ09进行了13个锆石测试, 获得了锆石的²⁰⁶Pb/²³⁸U加权平均年龄为129±1Ma (n=13, MSWD=2.0)(图 7b)。花岗斑岩锆石Hf同位素结果表明它具有相对均一的Hf同位素初始值(图 8), 其(¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf)_i和ε_Hf(t) 分别为0.28239~0.28259和-3.6~-10.7(表 2)。

区域地质资料表明, 金牛盆地地表仅出露少量的流纹斑岩和安山玢岩次火山岩脉, 规模较小, 风化严重, 前人对此仅开展了岩相学的调查, 关于岩体时代和源区性质的研究基本空白(湖北省地质矿局地质四队, 1977; 李雄伟等, 2009)。钻孔ZK202资料显示, 在流纹斑岩与大寺组第一段底部的粉砂岩接触处可见7m左右的角岩化带, 暗示流纹斑岩的时代不早于大寺组第一段。本次获得钻孔ZK202深部流纹斑岩和花岗斑岩的²⁰⁶Pb/²³⁸U锆石年龄分别为128±1Ma和129±1Ma, 与最近获得的大寺组第一段流纹岩锆石SHRIMP年龄(127±2Ma)(Xie et al., 2011c) 在误差范围内基本一致, 暗示本次测年结果可靠性高, 该LA-ICPMS锆石U-Pb年龄(129~128Ma) 能够代表流纹斑岩和花岗斑岩的形成时代。因此, 金牛盆地次火山岩主要形成于早白垩世。最近, 高精度的SHRIMP锆石U-Pb年龄表明, 金牛盆地马架山组、灵乡组和大寺组均形成于早白垩世(其年龄分别为130±2Ma、128±1Ma、127±2Ma~125±2 Ma)(Xie et al., 2011c)。这些结果表明金牛盆地火山岩-次火山岩形成时代很短, 均形成于早白垩世(130~125Ma)。

常印佛等(1991)指出金牛盆地火山岩具有双峰式特征。最近对32个样品的地球化学分析研究结果表明, 该盆地火山岩SiO₂含量的确存在双峰式的特征, 基性和酸性端元分别为46.00%~59.42%和63.40%~77.86%(Xie et al., 2011c)。由前文所知, 流纹斑岩和花岗斑岩具有相对较均一的Hf同位素初始值, 其ε_Hf(t) 分别为-2.5~-7.7和-3.6~-10.7, 与长江下游成矿带早白垩世玄武岩和辉石闪长岩的Hf同位素(ε_Hf(t)=-10.6~-1.3) 类似, 后者主要为富集地幔和不同程度下地壳混染的产物(侯可军和袁顺达, 2010; Yan et al., 2008, 2009; Xie et al., 2011b, c)。因此, 这些结果暗示金牛盆地的流纹斑岩和花岗斑岩来源较深, 是壳幔混合的产物。此结论可以从花岗斑岩具有较高的Sr-Nd同位素(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i和ε_Nd(t) 值(分别为0.7079和-7.7)(谢桂青未发表资料) 得到佐证。当然, 由于目前金牛盆地次火山岩揭露很少, 此结论需要更多资料来进一步证实。

已有资料显示, 长江中下游火山岩盆地地表出露的侵入岩(包括次火山岩和A型花岗岩) 主要集中于宁芜和庐枞盆地, 周涛发等(2008)根据近年来获得的高精度成岩成矿时代的资料, 认为长江中下游地区火山岩盆地存在2期岩浆-成矿事件, 早白垩世(135~127Ma) 富钠钙碱性、橄榄玄粗岩系列火山岩和伴生的玢岩铁矿, 早白垩世(126~123Ma) A型花岗岩和伴生的铀金矿。最近, 对宁芜和庐枞盆地侵入岩进行了系统的锆石LA-ICPMS和SHRIMP测年, 结果表明, 庐枞盆地内侵入岩主要形成于134~123Ma, 属于早白垩世, 分为2期, 早期为受火山机构控制的二长岩和闪长岩类, 形成时代为134~130Ma；晚期为正长岩, 受火山机构控制；A型花岗岩位于盆地边缘, 与火山机构无关, 正长(斑) 岩和A型花岗岩形成时代为131~123Ma (范裕等, 2008; 周涛发等, 2010; 曾键年等, 2010; 薛怀民等, 2010)。宁芜盆地中闪长玢岩、辉长闪长岩、辉石闪长玢岩和花岗(斑) 岩的锆石LA-ICPMS和SHRIMP测年结果表明, 与玢岩铁矿密切相关的闪长质次火山岩形成时代为130~127Ma (范裕等, 2010; 侯可军和袁顺达, 2010; 薛怀民等, 2010), 花岗(斑) 岩形成时代为128~127Ma (侯可军和袁顺达, 2010)。本文获得金牛盆地深部流纹斑岩和花岗斑岩的形成时代为129~128Ma, 与宁芜和庐枞盆地与玢岩铁矿密切相关的闪长质岩年龄在误差范围内基本一致, 也与这两个盆地的正长岩、花岗(斑) 岩和A型花岗岩时代一致。正如前文所讨论, 金牛盆地的流纹斑岩和花岗斑岩是壳幔混合的产物, 与宁芜盆地中花岗岩类的成因类似, 后者源于交代地幔源区, 其性质接近于EMⅠ型富集地幔(袁峰等, 2011)。根据近年获得的高精度锆石LA-ICPMS和SHRIMP定年数据, 长江中下游金牛、庐枞、繁昌和宁芜盆地火山岩分别形成于130~125Ma、135~127Ma、134~128Ma和135~127Ma (表 3)(侯可军和袁顺达, 2010; Yan et al., 2009; 袁峰等, 2010; Zhang et al., 2003; Zhou et al., 2008, 2011; Xie et al., 2011c), 暗示这些盆地火山岩形成的时代很短, 基本上在同一时代喷发形成。综上所述, 这些火山岩盆地火山岩和次火山岩均形成于同一时代, 相当于早白垩世。

表 3

Table 3

表 3(Table 3)

表 3 长江中下游主要盆地火山岩和次火山岩的精确测年结果 Table 3 Compilation of precise zircon U-Pb ages for volcanic and sub-volcanic rocks from important basins in the Middle-Lower Yangtze River Belt 盆地名称 各旋回和地点 岩石类型 年龄(Ma) 测试方法 参考文献 宁芜盆地 娘娘山组 黝方石响岩 126.6±1.1 LA-ICPMS Zhou et al., 2011 娘娘山组 含角砾响岩质熔结凝灰岩 130.6±1.1 LA-ICPMS Yan et al., 2009 姑山组 粗面安山岩 128.4±1.6(2) SHRIMP 侯可军和袁顺达, 2010 姑山组 角闪辉石安山岩 129.5±0.8 LA-ICPMS Zhou et al., 2011 大王山组 粗安岩 127±3 SHRIMP Zhang et al., 2003 大王山组 角闪安山岩 132.1±1.6 LA-ICPMS Zhou et al., 2011 大王山组 粗面安山岩 130.3±0.9 SHRIMP 侯可军和袁顺达, 2010 龙王山组 粗安岩 131±4 SHRIMP Zhang et al., 2003 龙王山组 角闪安山岩 134.8±1.3 LA-ICPMS Zhou et al., 2011 朱门岩体 花岗斑岩 127.1±1.2 LA-ICPMS 侯可军和袁顺达, 2010 石山岩体 花岗岩 128.3±0.6 LA-ICPMS 侯可军和袁顺达, 2010 吉山铁矿区 辉长闪长岩 128.2±1.0 LA-ICPMS 侯可军和袁顺达, 2010 凹山岩体 闪长玢岩 130.2±2.0 LA-ICPMS 范裕等, 2010 陶村岩体 闪长玢岩 130.7±1.8 LA-ICPMS 范裕等, 2010 和尚桥岩体 闪长玢岩 131.1±1.5 LA-ICPMS 范裕等, 2010 东山岩体 闪长玢岩 131.1±3.1 LA-ICPMS 范裕等, 2010 白象山岩体 闪长玢岩 130.0±1.4 LA-ICPMS 范裕等, 2010 和睦山岩体 闪长玢岩 131.1±1.9 LA-ICPMS 范裕等, 2010 姑山岩体 闪长玢岩 129.2±1.7 LA-ICPMS 范裕等, 2010 阴山岩体 辉石闪长玢岩 127.8±1.8 SHRIMP 薛怀民等, 2010 庐枞盆地 浮山组 粗面岩 127.1±1.2 LA-ICPMS Zhou et al., 2008 双庙组 粗面玄武岩 130.5±0.8(2) LA-ICPMS Zhou et al., 2008 砖桥组 含辉石粗面安山岩 134.1±1.6 LA-ICPMS Zhou et al., 2008 龙门院组 含角闪石粗面安山岩 134.8±1.8 LA-ICPMS Zhou et al., 2008 罗河铁矿区 辉石粗安玢岩 133.3±0.9(2) LA-ICPMS 曾键年等, 2010 泥河铁矿区 辉石粗安玢岩 132.8±2.6 LA-ICPMS 曾键年等, 2010 卧龙铜金矿区 霓辉石正长岩 129.6±0.8 LA-ICPMS 曾键年等, 2010 拔茅山铜金矿区 正长斑岩 129.7±1.4 LA-ICPMS 曾键年等, 2010 沙溪铜金矿区 石英闪长斑岩 134.0±1.5 LA-ICPMS 曾键年等, 2010 巴家滩岩体 正长斑岩 131.0±1.1 LA-ICPMS 薛怀民等, 2010 巴家滩岩体 辉石二长岩 133.6±0.5 LA-ICPMS 周涛发等, 2010 焦冲岩体 正长斑岩 131.5±1.6 LA-ICPMS 薛怀民等, 2010 黄屯岩体 闪长玢岩 134.4±2.2 LA-ICPMS 周涛发等, 2010 岳山岩体 二长斑岩 132.7±1.5 LA-ICPMS 周涛发等, 2010 拔茅山岩体 二长岩 132.7±1.9 LA-ICPMS 周涛发等, 2010 尖山岩体 黑云母二长岩 132.0±1.3 LA-ICPMS 周涛发等, 2010 谢瓦泥岩体 辉石二长岩 131.6±1.1 LA-ICPMS 周涛发等, 2010 龙桥岩体 二长岩 131.1±1.5 LA-ICPMS 周涛发等, 2010 焦冲岩体 二长岩 129.6±1.3 LA-ICPMS 周涛发等, 2010 土地山岩体 石英正长斑岩 127.4±2.8 LA-ICPMS 周涛发等, 2010 凤凰山岩体 石英正长斑岩 128.4±0.9 LA-ICPMS 周涛发等, 2010 罗岭岩体 石英正长岩 126.3±2.0 LA-ICPMS 周涛发等, 2010 龙王尖岩体 石英正长岩 126.5±1.5 LA-ICPMS 周涛发等, 2010 庐枞盆地 小岭岩体 正长岩 126.2±1.8 LA-ICPMS 周涛发等, 2010 大缸窑岩体 正长岩 125.9±1.3 LA-ICPMS 周涛发等, 2010 巴坛岩体 石英正长岩 125.1±1.1 LA-ICPMS 周涛发等, 2010 毛王庙岩体 石英正长岩 123.9±1.9 LA-ICPMS 周涛发等, 2010 枞阳岩体 钾长花岗岩 124.0±2.0 LA-ICPMS 范裕等, 2008 黄梅尖岩体 石英正长岩 125.4±1.7 LA-ICPMS 范裕等, 2008 花山岩体 石英正长岩 126.2±0.8 LA-ICPMS 范裕等, 2008 城山岩体 石英正长岩 126.5±2.1 LA-ICPMS 范裕等, 2008 繁昌盆地 三梁山组 黑云母粗面岩 128.1±3.1 LA-ICPMS 袁峰等, 2010 蝌蚪山组 流纹岩 130.8±2.2 LA-ICPMS 袁峰等, 2010 蝌蚪山组 流纹岩 130.7±1.1 LA-ICPMS Yan et al., 2009 赤沙组 黑云母粗面斑岩 131.3±1.8 LA-ICPMS 袁峰等, 2010 中分村组 粗面安山岩 134.4±2.9 LA-ICPMS 袁峰等, 2010 金牛盆地 大寺组第四段 玄武安山岩 125±2 SHRIMP Xie et al., 2011c 大寺组第三段 流纹岩 127±2 SHRIMP Xie et al., 2011c 大寺组第二段 粗面安山岩 127±1 LA-ICPMS Xie et al., 2011c 大寺组第二段 流纹岩 127±1 SHRIMP Xie et al., 2011c 大寺组第一段 流纹岩 127±2 SHRIMP Xie et al., 2011c 灵乡组 玄武岩 128±1 SHRIMP Xie et al., 2011c 马架山组 流纹岩 130±2 SHRIMP Xie et al., 2011c 吴伯浩地区 花岗斑岩 129±1 LA-ICPMS 本文 吴伯浩地区 流纹斑岩 128±1 LA-ICPMS 本文

表 3 长江中下游主要盆地火山岩和次火山岩的精确测年结果 Table 3 Compilation of precise zircon U-Pb ages for volcanic and sub-volcanic rocks from important basins in the Middle-Lower Yangtze River Belt

资源潜力评价表明长江中下游成矿带深部具有巨大的找矿潜力, 与成矿带中的断隆区相比, 火山岩盆地内的成岩成矿作用研究仍显滞后。已有资料显示宁芜和庐枞盆地产出以著名的“玢岩铁矿”矿床组合为特征的一系列不同类型的火山-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, 繁昌盆地探明了中型规模的白马山和桃冲铁矿(周涛发等, 2011)。但到目前为止, 金牛和怀宁火山岩盆地找矿效果一直不太好, 金牛和和怀宁盆地曾发现受断裂控制的铜铅锌矿化点, 但寻找玢岩型铁矿一直未取得重要进展。最近, 根据宁芜和庐枞盆地的资料, 提出了与陆相火山-侵入岩浆活动有关的铁多金属矿床模型(毛景文等, 2012) 和火山岩盆地矿床成矿模式(周涛发等, 2011), 这些模型为火山岩盆地找矿提供了重要理论支撑。

由表 3可知, 金牛盆地与宁芜和庐枞盆地火山岩和次火山岩在形成时代上基本一致, 但岩性明显不同, 宁芜和庐枞盆地与玢岩铁矿的含矿岩体为闪长质岩石, 为中基性岩(Zhai et al., 1996)；而金牛盆地已知次火山岩为花岗质岩体, 为中酸性岩。虽然最新的成矿模式提到正长岩+花岗岩内外接触带可见马口式铁矿、铜井式铜金矿床和龙桥式矽卡岩铁矿床(周涛发等, 2011; 毛景文等, 2012), 但这些矿床与正长岩密切相关, 并非花岗斑岩和流纹斑岩。20世纪90年代初在贵池成矿区发现了抛刀岭和铺庄金矿, 为长江中下游成矿带为数较少的独立斑岩型金矿, 且具有较大的找矿前景, 其含矿岩体分别为晚中生代花岗斑岩+闪长斑岩和流纹斑岩(张文钊等, 2009), 与金牛盆地深部的次火山岩岩性一致, 暗示金牛盆地深部具有寻找类似的斑岩型金矿的潜力。区域资料显示, 金牛盆地北部发育叶家垄铜金矿点, 该矿点地表出现流纹斑岩, 金品位可以高达0.38g/t (李雄伟等, 2009)。吴伯浩地区自20世纪80年代以来, 开展了一系列地物化等资料的调查, 具有中间为铜外围为铅锌银的分带较好的土壤化探异常, 另外还有水系、自然重砂和高度磁测等异常, 推测深部(约700m) 有寻找浸染状斑岩型铜矿的潜力(李雄伟等, 2009)。另外, 区域调查时在吴伯浩一带的断层带中测得金含量高达0.2g/t (李雄伟, 2010, 个人交流)。综上所述, 本文提出金牛盆地除应关注玢岩铁矿外, 更应该关注与次火山岩有关的热液金矿, 该类型金矿在地勘评价时应引起注意。

(1) 结合地质关系和锆石的U-Pb测年数据, 确定金牛盆地中流纹斑岩和花岗斑岩的形成时代为129~128Ma, 与金牛盆地火山岩(130~125Ma) 时代相当, 暗示金牛盆地火山岩和次火山岩均形成于早白垩世。锆石Hf同位素暗示流纹斑岩和花岗斑岩是壳幔混合的产物。

(2) 通过与宁芜、庐枞盆地火山岩和侵入岩的对比研究表明, 金牛盆地与宁芜、庐枞盆地不仅火山岩形成时代相当, 次火山岩的形成时代也与宁芜、庐枞盆地玢岩铁矿成矿岩体的时代相当。

(3) 根据本文资料, 结合最新提出的火山岩盆地成矿模型和找矿资料, 认为金牛盆地除应关注玢岩铁矿外, 更应该关注与次火山岩有关的热液金矿。