矿石（浅剥蚀斑岩铜矿）中粘土矿物检测方案(光纤光谱仪)

矿床 地 质MINERAL DEPOSITS2012年8月August，2012第31卷第4期31(4)：699~717 2012年700 朵TE熊勾明中蟹景斑半晶鲜金60L 文章编号：0258-7106(2012)04-0699-19 短波红外光谱技术在浅剥蚀斑岩铜矿区勘查中的应用° ——以西藏念村矿区为例 杨志明1，侯增谦1**，杨竹森²，曲焕春1，李振清2，刘云飞1 (1中国地质科学院地质研究所，北京 100037；2中国地质科学院矿产资源研究所，北京100037) 摘 要 作为世界上最重要的一种矿床类型，斑岩铜矿一直是工业界勘查的首选。对此类矿床的勘查，在中-深剥蚀程度的矿区相对简单，而在浅剥蚀的矿区则变得较为困难，这是因为在浅剥蚀的矿区，矿床热液/矿化中心很难快速有效定位。近年来，在矿产勘查领域逐渐得到广泛应用的短波红外光谱技术，可通过特定蚀变矿物反射光谱特征参数系统变化的规律来厘定热液/矿化中心，在块状硫化物及浅成低温矿床中显示出良好的应用效果，这为浅剥蚀斑岩铜矿热液/矿化中心的快速、有效厘定提供了一种途径。为此，文章选择了位于冈底斯斑岩铜矿带东段、剥蚀较弱的念村(即夏玛日)矿区，拟通过矿区样品短波红外光谱的系统测量，寻找出蚀变矿物反射光谱特征参数系统变化的规律，进而约束矿床热液/矿化中心。本次研究在念村矿区共识别出7种蚀变矿物，按出现频率由多至少依次为伊利石、绿泥石、蛋白石、叶蜡石、高岭石、绿帘石及多硅白云母；而且，矿区外围以伊利石-绿泥石±绿帘石蚀变矿物组合为主，向内逐渐过渡为伊利石±蛋白石、伊利石-叶蜡石±高岭石组合。通过对伊利石反射光谱特征参数的计算发现，伊利石结晶度及 Al-OH 吸收峰位，这些通常被认为与伊利形形成温度有关的光谱学参数，在该矿区呈现出系统的变化规律：在矿区东北部，伊利石结晶度较大(>1.6)，Al-OH吸收峰位较小(<2203 nm)，而该区域的外围，伊利石结晶度变小，Al-OH吸收峰位变大。这表明矿区东北部伊利石的形成温度更高，暗示该区域可能为矿床热液/矿化中心。因此，建议在本次研究所圈定的热液/矿化中心范围内，在适当开展物探工作的基础上，尽快布置勘查工程进行验证，以实现矿床的尽快查找和突破。 关键词 地质学；斑岩铜矿；短波红外光谱；伊利石结晶度；Al-OH吸收峰位；念村；冈底斯；西藏 中图分类号： P618.41 文献标志码：A Application of short wavelength infrared (SWIR) technique in explorationof poorly eroded porphyry Cu district： A case study of Niancunore district， Tibet YANG ZhiMing， HOU ZengQianl， YANG ZhuSen， QU HuanChunl， LI ZhenQing’and LIU YunFeil(1 Institute of Geology， Chinese Academy of Geological Science， Beijing 100037， China； 2 Institute of Mineral Resources， Chinese Academy of Geological Science， Beijing 100037， China) Abstract As the most important type of ore deposit， porphyry Cu deposit has long been taken as the primary explo-ration target. The exploration of such type of ore deposits is relatively easy in strongly eroded areas， but is rela- 米本文得到国土资源部行业科研专项(编号：201011011)和国家基础研究规划“973”项目(编目：2011CB403104)的联合资助 第一作者简介 杨志明，男，博士，副研究员，主要从事斑岩铜矿研究。Email： zm. yang@hotmail. com **通讯作者 侯增谦，男，1961年生，博士，研究员，主要从事大陆和海底成矿作用研究。Email： houzengqian@126.com ( 收稿日期 2012-05-21；改回日期 2012-06- 0 2。许德焕编辑。 ) 矿 床 地 质 tively difficult in poorly eroded area where mineralization/hydrothermal (M/H) centers cannot be easily locatedby traditional alteration mineral mapping. Short Wavelength Infra-Red (SWIR)， a newly-developed techniquein the field of mineral exploration， was tentatively used in this study to locate M/H centers of poorly eroded por-phyry Cu deposits at Niancun， Tibet based on the fact that it has shown powerful function in locating M/H cen-ters for VMS-type and epithermal deposits. About 300 surficial samples and 30 drill hole samples were measuredby TerraSpec in this study. As a result， seven types of alteration minerals were recognized. They are illite， chlo-rite， opal， pyrophillite， kaolinite， epidote， and phengite according to frequency of occurrences from high tolow. Spatially， the alteration minerals show clear zoning comprising an outer zone of illite-chlorite ± epidote as-semblage to an inner zone of illite-pyrophillite ± kaolinite. Numerical values for reflectance spectral features ofillite were also extracted， and some of them (e.g.， wavelength position of Al-OH absorption and illite crys-tallinity) show systematic changes. The wavelength position of the illite Al-OH absorption varies between ~2 192 nm and 2 220 nm with the mode at 1 904 nm to 1 914 nm， and it is obviously lower(<~2203 nm) inthe eastern portion of the district where illite and pyrophillite constitute dominant alteration minerals. Illite crys-tallinity (IC) at Niancun typically changes from 0.6 to 3.1， with the mode at 1.0 to 1.8. In contrast， it isrelatively higher (>1.6) in the eastern portion of the district. For illite， higher IC value and lower wavelengthposition of Al-OH absorption generally indicate that their formation occurred at higher temperature. So theeastern portion of the district with higher IC value， lower wavelength position of Al-OH absorption and alter-ation of illite-pyrophillite may be the M/H center of the Niancun deposit. Key words： geology， porphyry Cu deposits， short wavelength infra-red (SWIR)， illite crystallinity (IC)，position of Al-OH absorption peak， Niancun， Gangdesee，，T1ibet 作为世界上最重要的一种矿床类型，斑岩铜矿目前供应了全世界近75%的铜、50%的钼和20%的金(Sillitoe， 2010)，一直是工业界勘查的首选目标。在中-深剥蚀地区，得益于完善的矿善模型(Lowell etal.，1970)，此类矿床的勘查相对简单：依据地表所能观察到的蚀变及矿化分带特征，与经典矿床模型进行简单对比，便可推测出矿化中心可能的位置，进而通过有限区域内的物、化探工作及勘查工程予以验证。然而，在浅剥蚀的地区，对此类矿床的勘查则要困难得多。因为在浅剥蚀地区，地表所能观察到的蚀变以黏土化为主，蚀变分带不明显，且蚀变范围通常较大(可达10km²或以上)，很难直接应用斑岩铜矿模型(Lowell et al.， 1970)来指导物、化探工作及勘查工程的部署。在此情况下，如何快速有效地缩小勘查区域、确定蚀变矿化中心，就显得尤为重要。 近年来，在矿产勘查领域逐渐广泛应用的短波红外光谱(short wavelength infra-red， SWIR)技术(如 Hauff et al.， 1992； Yang et al.， 1998；2000；2001；2004； 2005；2011；Arne et al.，1999；Thompson et al.， 1999； 2009； Chang et al.， 2011)，以其独特的技术优势，为解决上述问题提供了可能。该技术不仅可以快速鉴定热液蚀变过程中常见的含 10)B 羟基矿物及硫酸盐、碳酸盐矿物，进行蚀变矿物填图，还可利用一些矿物反射光谱特征(如特定波长吸收峰位)的系统变化，直接定位热液/矿化中心。如Chang等(2011)在研究菲律宾 Mankayan 地区Lepanto高硫浅成低温热液矿床的蚀变岩帽时发现，蚀变矿物明矾石1480 nm吸收峰位相对于侵入体位置有系统的变化规律：靠近侵入体中心部位，明矾石1480 nm吸收峰位较高(可达1498 nm)，远离侵入体中心，明矾石1480 nm 吸收峰位较低(可低至1475 nm)。详细研究后发现，明矾石1480 nm 吸收峰位与明矾石中的Na/(Na+K)比值密切相关(正相关)，而Na/(Na+K)比值又受矿物形成时温度的控制，较高温度下形成的明矾石具有较高的Na/(Na+K)比值，表明明矾石1480 nm吸收峰位与矿物的形成温度密切相关，从而可以通过明矾石1480 nm吸收峰位的系统变化来定位侵入体中心及斑岩型矿化的位置(Chang et al.， 2011)。此外，其他常见热液蚀变矿物(如白云母组矿物)特定波长的吸收峰位相对于蚀变/矿化中心也显示出类似的变化规律(如Herrmann et al.， 2001； Jones et al.， 2005； Yang etal.，2005)，表明该技术在矿产勘查中具有较好的应用前景。 与国外相比， SWIR 技术在中国矿产勘查领域的应用则刚刚起步。2002~2004年间，章革、连长云等最早利用中国地质调查局发展研究中心购置的2台便携式短波红外矿物分析仪(portable infra-redmineral analyser， PIMA)对新疆土屋、云南普朗及西藏驱龙等斑岩铜矿尝试开展了 SWIR 测量，识别出许多肉眼难以鉴定的矿物，并通过系统矿物填图结果建立了矿床蚀变分带模式及 PIMA找矿模型(章革等，2004；2005；连长云等，2005a；2005b)。随后，一些学者又将 SWIR 技术引入到金矿床蚀变矿物研究中(如如利青等，2008；曹烨等，2008)。最近，徐庆生等(2011)又利用 SWIR 技术对西藏帕南铜-钼-钨矿区开展了蚀变矿物填图。值得注意的是，除少数研究(如赵利青等，2008)外，上述大多数工作主要是利用 SWIR 技术快速方便的特点进行矿物鉴定或矿物填图，而很少利用热液蚀变矿物反射光谱特征的变化规律来进行找矿预测(如Chang etal.，2011)。 位于冈底斯斑岩铜矿带东段的念村铜矿化点，紧临318国道，以“火烧皮”大范围发育(图1)而受到工业界及科学界的广泛关注。经初步踏勘发现，该矿区内热液蚀变也非常发育，且规模巨大(~30km²)，可与驱龙超大型斑岩铜矿床相媲美(杨志明0矿化中心提供了一种思路。 等，2008)，预示有较好的找矿前景。然而，由于该矿区内的蚀变主要是斑岩铜系统末梢的黏土化、绿泥石化，缺少能指示热液/矿化中心的蚀变类型或脉体，致使矿业公司在布置矿区物探工作时没有明确的目标，也不知该在何处进行工程验证，延缓了该矿区资源潜力评价的进程。 笔者应念村铜矿区矿权所有人——西藏沃金矿业投资有限公司的邀请，对该矿区开展了相关研究，希望最终能提供勘查工程布置方案。为解决上述问题，笔者于2011年7~8月份，对该矿区进行了野外蚀变填图。根据矿床地质特征及蚀变特征，笔者意识到该矿区发育较厚的层火山盖层，其下部可能存在斑岩铜金系统(侯增谦等，2012)。由于厚覆盖和浅剥蚀，使用传统的蚀变矿物填图方法来揭示热液/矿化中心很难奏效。基于国外利用蚀变矿物反射光谱特征的系统变化规律来确定热液/矿化中心的良好效果(如Chang et al.， 2011)，笔者在野外蚀变填图的基础上，对念村矿区蚀变矿物短波红外光谱测量及部分矿物反射光谱特征的空间变化规律进行了系统研究，从而揭示了热液/矿化中心的位置，为矿区的下一步勘查工程部署提供了关键依据，同时，也为其他浅剥蚀斑岩矿床或一般热液矿床寻找热液/ 图1念村矿区东北部一山头(具体位置见图2)的野外照片岩石因风化已发生破碎，局部显示出清晰的“火烧皮"特征 Fig.1 Photograph of northeastern outcrop of the Niancun ore district (see Fig. 2 for detailed position)showing clear evidence of post-ore oxidation of Fe-sulfides 短波红外光谱及常用测试仪器简介 1.1 短波红外光谱 短波红外光是介于近红外光与中红外光之间的电磁波(波长1.1~2.5pm)。短波红外光谱是分子振动光谱的倍频和主频吸收光谱，主要是由分子振动的非谐振性使分子振动从基态向高能级跃迁时产生的。 由于不同的矿物含有不同的基团，不同的基团有不同的能级，不同的基团与同一基团在不同的物理化学环境中对短波红外光的吸收波长有明显的差别，因此，短波红外光谱可作为获取矿物信息的一种有效的载体。短波红外光照射时，频率相同的光线与基团会发生共振现象，光的能量通过分子偶极矩的变化传递给分子；而当短波红外光的频率与样品的振动频率不相同时，该频率的短波红外光就不会被吸收。因而，选用连续改变频率的短波红外光来照射某样品时，由于样品对不同频率近红外光的选择性吸收，通过样品后的短波红外光在某些波长范围内会变弱，透射出来的短波红外光就携带着样品组分和结构的信息。 通过检测器分析透射或反射光的光密度，就可0以确定样品的组分及该组分的含量。并非所有的矿物在短波红外光区内都有显示，常见的适合短波红外光谱测量的矿物主要是含氢基氢X-H(X=C、N、O)及含 CO-、SO2的矿物等，如各种含羟基矿物、含氨基矿物，以及部分碳酸盐矿物及硫酸盐矿物等。 1.2 常用测试仪器 用来测量短波红外光谱的便携式仪器主要有 3种类型，分别为：澳大利亚 Integrated SpectronicsPty. Ltd. 生产的 PIMA，美国 Analytical SpectralDevices， Inc. (ASD) 生产的 TerraSpec，以及中国南京地质矿产研究所与南京中地仪器有限公司合作开发的 PNIRS。 PIMA 及 PNIRS 两种仪器收集信号的波长范围相同，为1300~2500 nm，而 TerraSpec 所收集信号的波长范围相对较宽，为350~2500 nm，包括了整个可见光、近红外及短波红外光区域。 PIMA 于 1991年开始投入商业生产，其光谱分辨率为7~10 nm，光谱取样间距2nm，测试窗口为 直径1 cm 的圆，测试样品所用时间固定，完成一个测点需 50 s. 第一台 TerraSpec 生产于2006年，其光谱分辨率为6~7 nm，光谱取样间距2 nm，测试窗口为直径2.5 cm 的圆，样试样品所用时间可由用户自行设置，淡色岩石完成一个测点需4~6s，深色岩石完成一个测点需6~10 s. PNIRS商业化也较晚，2005年卖出第一台仪器，其分辨率优于8 nm，光谱取样间距2~4 nm，测试窗口为边长1.4 cm 的正方形，测试样品所用时间固定，完成一个测点需 60 s. 关于这3种仪器本身的参数及测试结果更详细的比较，请参考 Chang 等(2012)。 矿区地质简介： 念村矿区地质框架相对简单，出露的地质单元主要为林子宗火山岩。依据岩性的不同，该地区的林子宗火山岩被分为4段：一段厚约490 m，与下伏的林布宗组呈角度不整合接触，主要岩性为流纹英安质-英安质凝灰熔岩及安山岩；二段厚约530 m，主要岩性为安山岩、英安岩及流纹质角砾熔岩；三段厚约170 m，主要岩性为英安质角砾凝灰熔岩、英安质凝灰熔岩，全岩K-Ar 法给出该段岩石的形成年龄为47.8 Ma；四段厚约630 m，主要岩性为流纹质凝灰熔岩、流纹英安质-安山质凝灰岩、含火山弹流纹-英安质角砾岩。念村矿区内出露的主要为林子宗火山岩的二至四段(图2)。 该矿区的构造以断层为主，夏玛日逆断层横穿矿区(图2)，该断层为宽约2m的破碎带，走向106°，倾向西南，倾角64°。沿该破碎带，玉髓质细脉(宽<2mm)相对发育。 矿区内的蚀变以黏土化及绿泥石化为主，见少量的绿帘石化。黏土化在整个矿区范围内皆发育，绿泥石化主要分布于矿区西部及北部地区。在矿区范围的野外调查中，未见到原生的铜、钼矿化，在部分探槽中见有孔雀石。黄铁矿化在矿区内较为普遍，在林子宗火山岩中，常含有自形-半自形的细小(直径一般<2 mm)黄铁矿颗粒；在钻孔 ZK01中，见有大量细脉状黄铁矿。 斑岩铜矿系统中常见的各类石英脉等，目前在 ( ①西藏自治区地质矿产局.1994.1：20万区域地质调查报告(沃卡幅).内部资料. ) 图2念村矿区地质简图 E12EE4分别为林子宗火山岩二段、三段及四段，详细岩性请见正文 Fig. 2Geological skech map of the Niancun ore district E， E and E lt are the second， third and fourth member of Linzizong Formation， respectively 该矿区未能观察到。矿区内目前施工了4个钻孔，其中有3个钻孔施工不到100m时，因钻不下去而报废；ZK01钻孔的终孔深度为350m。 3 样品测试 3.1 样品采集 本次研究所测试的样品由2部分组成：①矿区蚀变填图时采集的控制点样品，共300余件，由9条野外路线构成，基本覆盖了整个矿区(图2)；②钻孔ZK01 中的样品，共30余件，基本上均匀分布于该钻孔中(图3)。 3.2 样品测试 本次短波红外光谱测试所用的仪器是中国地质科学院地质研究所2011年新购置的 TerraSpec(仪器编号：2208)。 测试前，先将样品清洗干净，晾干。为避免发生 异常情况，每块样品一般测试3个点，用不同颜色的彩笔把点位标记出来。测试时，暗电流(dark cur-rent)设置为25，并保持不变；光谱平均(spectrumAvg)和基准白(white reference)的设置视情况而定。校准时，光谱平均设置为200，基准白设置为400。测试时，浅色岩石光谱平均设置为120，深色岩石光谱平均设置为200，基准白分别设置成光谱平均的2倍。测试过程中，为保证测试数据的质量，每隔20分钟对仪器进行优化(optimization)及基准白(whitereference)测量一次。 关于 TerraSpec 上述参数设置值的选取及其他注意事项，请参考 Chang 等(2012)。 3.3 数据处理 对测试所得的光谱数据，先用“光谱地质师(thespectral geologist，TSG) v.7”进行自动解译，然后，通过人工进行逐条核对。 伊利石1 900 nmx2 200 nm 的吸收峰位及吸收峰 图3车钻孔ZK01 简化柱状图(A)；短波红外光谱蚀变填图(B)；伊利石A1-QH吸收峰位(C)；结晶度空间分布规律图(D)Fig. 3Geological skech map of the drill hole ZK01(A)； distribution of alteration minerals throughout the drillhole basedon SWIR mapping results (B)； variation of wavelength position of Al-OH absorption peak and illite crystallinity throughoutthe drillhole (C andD) 图4 TSG软件中伊利石1900 nm吸收峰位(A)、吸收深度(B)及2 200 nm 吸收峰位(C)、吸收深度(D)提取的设置方法 Fig.4Software (TSG) settings used for extraction of wavelength position (A， C) and absorption depth (B， D) of~1 900 nm and~2200 nm absorption feature of illite 深度的计算通过 TSG v.7的标量(scalar)功能求得，其设置如图4所示。伊利石结晶度也可通过 TSGv.7的标量功能直接求得(图5；有关伊利石上术几个光谱参数的详细信息请见本本4.2节)。一个样品若有多个分析结果，其光谱参数取平均值。 4 测试结果 4.1 蚀变矿物种类及分布规律 本次测试结果示于图6~图9；原始数据因数量过大，无法全部列出，只将部分数据列于表1~表3. 本次光谱测试，在念村地表样品中共识别出7种蚀变矿物，即伊利石、绿泥石、绿帘石、叶蜡石、高岭石、蛋白石及多硅白云母。其中，伊利石及绿泥石 图5 伊利石 HullQuot 光谱曲线(A)及在 TSG软件中计算伊利石结晶度的设置方法(B)IC(伊利石结晶度)=2200 nm吸收峰深度/1900 nm 吸收峰深度 图6 念村矿区蚀变矿物统计图 Fig.6：Statistical chart of alteration minerals recognizedin the study using SWIR instrument (Terra Spec) atNiancun ore district 最为发育，其次为蛋白石、叶蜡石、绿帘石，高岭石及多硅白云母仅在少量样品中见到(图6)。钻孔ZK01中识别出的蚀变矿物与地表的类似，为伊利石、叶蜡石、绿泥石、绿帘石及高岭石，但缺少蛋白石和多硅 白云母(图3)。 伊利石是该矿区内最发育的蚀变矿物，在地表分布最为广泛，遍布整个矿区。绿泥石常与伊利石伴生，主要分布于矿区北部，特别是西北部，在矿区的中-南部也有零星出现。其他蚀变矿物在矿区内的分布则相对局限：蛋白石主要分布在矿区东北局部地区，在矿区东南部亦有零星出现：叶蜡石主要分布于矿区东北部，介于蛋白石分布区之间；绿帘石零星分布于矿区外围，常与绿泥石、伊利石伴生；高岭石、多硅白云母仅在矿区零星出现(图7)。整体上，矿区外围以伊利石-绿泥石绿帘石蚀变矿物组合为主，向内逐渐过渡为伊利石±蛋白石、伊利石-叶蜡石±高岭石组合(图7)。 在钻孔ZK01中，伊利石也是分布最广泛的蚀变矿物，几乎贯穿该钻孔始末(图3B)。绿泥石主要分布于该钻孔的浅部(100m以上)，高岭石分布于该钻孔的中部(100~200m)，而叶蜡石则主要分布于该钻孔的下部，从而呈现出浅部为伊利石-绿泥石、中部为伊利石-高岭石、深部为伊利石-叶蜡石的蚀变矿物组合变化规律(图3B)。 表1 念村矿区地表样品蚀变矿物短豆红外光谱测量结果(部分数据) Table 1 Results of SWIR measurement of the surficial samples in the Niancun ore district TSG自动解译结果 人工解译结果 位置 地质路线 经度 纬度 识别矿物1 识别矿物2 Dep2200 Dep1900 Pos1900 Pos2200 IC 最终鉴定结果 IC Pos1900 Pos2200 phengite / 0.12 0.08 1909 2215 1.6 illite， chlorite / 1909 2215 92.324 29.773 Line 0 phengite / 0.12 0.09 1907 2216 1.3 illite， chlorite / 1907 2216 92.324 29.773 Line0 illitic phengite / 0.24 0.19 1910 2213 1.2 illite， chlorite / 1910 2213 92.316 29.784 Line 0 illitic phengite / 0.22 0.19 1911 2210 1.2 illite， chlorite / 1911 2210 92.316 29.784 Line 0 illitic phengite / 0.26 0.21 1910 2213 1.2 illite， chlorite / 1910 2213 92.316 29.784 Line 0 illitic phengite / 0.25 0.20Q 1908 2215 1.2 illite 1.2 1908 2215 92.316 29.785 Line 0 illitic muscovite / 0.27 0.23- 1908 2212 1.2 illite 1.2 1908 2212 92.316 29.785 Line 0 illitic phengite / 0.28 0.24 1908 2212 1.2 illite 1.2 1908 2212 92.316 29.785 Line 0 illitic muscovite / 0.21 0.21 1909 2211 1.0 illite 1.1 1909 2211 92.315 29.785 Line 0 illitic phengite / 0.25 0.24 1909 2211 1.1 illite 1.1 1909 2211 92.315 29.785 Line 0 illitic phengite / 0.24 0.22 1912 2216 >1.1 illite 1.1 1912 2216 92.315 29.785 Line 0 illitic phengite / 0.21 0.20 1908 2213 1.0 illite 1.0 1908 2213 92.315 29.786 Line 0 illitic muscovite / 0.20 0.20 1908 2211 Lt illite 1.0 1908 2211 92.315 29.786 Line 0 illitic phengite / 0.20 0.20 1909 2211 1.0 illite 1.0 1909 2211 92.315 29.786 Line 0 illitic muscovite / 0.23 0.22 1907 2208 1.0 illite， chlorite / 1907 2208 92.315 29.786 Line 0 illitic muscovite / 0.22 0.22 1907 2208 1.0 illite， chlorite / 1907 2208 92.315 29.786 Line 0 illitic muscovite / 0.21 0.22 1908 2210 1.0 illite， chlorite / 1908 2210 92.315 29.786 Line 0 illitic muscovite 6N 6N N6 6NN NN 6N oa icaa caaa a 9 II6I 8 6 806I mN N N N 寸一9NN N 寸寸寸NNNN 寸NN 606I II6I 206I 2086I 606I 802066II 6 O 070 O 寸 607Z r oo ova ooa oa rNN a e3 e3 ininee 44 inee 33 ine 4 w e4 9：31 w16 9 9ww 3 X691 X3 3 x3 3 X3 N99 999999999999 N9 N9999.89 N99 99 99 9 N98 NN999999.8899O1118 99 N99999881811 N99. 9.99 99 9 9 Nwi N1 ww 3O NON 9 ：6 1.191 1149 1 1. 兰 l 1 兰 1. 1 1ne 7o o 8 991 8 9.99 N88 6 送9988.899991 9.91 N998860 9 9 43 99 99315 99 w e w 、w w w o w 33 9 ww39 95 3 3o 33 6 X331 33669 X81 3 3 9. 861 9 998.899 illite illite illite 表3念村矿区地表样品伊利石 Al-OH吸收峰位平均结果 Table 3 Wavelength position (average value for individual sample) of the illite Al-OH absorption of the surficial samples in the Niancun ore district 最后鉴定结果 Pos1900 Pos2200 地质路线 样品号 最后鉴定结果 Pos1900 Pos2200 地质路线 illite， chlorite 1908 2215 Line0 XMR-316 illite 1910 2206 Line 3-2 illite， chlorite 1910 2212 Line 0 xmr-301 illite 1909 2200 Line 3 illite 1908 2213 Line 0 xmr-307 illite， chlorite / 2210 Line 3 illite 1909 2211 Line 0 xmr-308 illite 1910 2209 Line 3 illite 1908 2212 Line 0 xmr-309 illite， chlorite 1912 2210 Line 3 illite， chlorite 1907 2208 Line 0 xmr-310 illite 1906 2212 Line 3 illite 1907 2208 Line 0 xmr-312 illite 1911 2201 Line 3 illite 1907 2209 Line 0 xmr-317 illite 1910 2202 Line 3 illite 1910 2207 Line 0 xmr-318 illite 1911 2201 Line 3 illite， chlorite 1908 2211 Line 0 xmr-319 illite 1910 2193 Line 3 illite 1910 2211 Line 0 xmr-321 illite 1909 2201 Line 3 illite， chlorite 1907 2210 Line 0 xmr-324 illite 1911 2206 Line 3 illite 1908 2210 Line 0 xmr-325 illite 1910 2192 Line 3 illite 1909 2213 Line 0 xmr-326 illite 1909 2193 Line 3 illite 1911 2209 Line 0 xmr-327 illite 1909 2210 Line 3 illite 1907 2215 Line 0 xmr-328 illite 1908 2215 Line 3 illite 1909 2213 Line 0 xmr-329 illite 1908 2212 Line 3 illite 1911 2208 Line 0 xmr-331 illite 1911 2213 Line 3 illite 1913 2200 Line 0 xmr-333 illite 1913 2214 Line 3 illite 1907 2212 Line 0 xmr-335 illite 1912 2214 Line 3 illite 1909 2205 Line 1 xmr-340 illite 1909 2194 Line 3 illite 1911 2202 Line 1 xmr-341 illite 1913 2201 Line 3 illite 1909 2196 Line 1 xmr-346 illite， chlorite 1909 2211 Line 3 illite 1915 2203 Line 1 xmr-347 illite 1910 2203 Line 3 illite 1910 2207 Line 1 xmr-348 illite 1909 2206 Line 3 illite 1908 2194 Line 1 xmr-351 illite 1912 2202 Line 3 illite 1911 2205 Line 1 xmr-352 illite 1912 2205 Line 3 illite 1909 2197 Line 1 m m m m II6L 6 2082020606666IL1I 6 8686I6L8866I 88 寸6 N x ex x T O寸 9 x 寸寸 X w 寸 u EOZZ L6IZ 8N LOZNNZ LNN6OINNNZ NN 96IZ o N L6IZ 6 ON o O 1TT!! TT! 表3念村矿区地表样品伊利石 Al-OH吸收峰位平均结果 Table 3 Wavelength position (average value for individual sample) of the illite Al-OH absorption of the surficial samples in the Niancun ore district 最后鉴定结果 Pos1900 Pos2200 地质路线 样品号 最后鉴定结果 Pos1900 Pos2200 地质路线 illite， chlorite 1908 2215 Line0 XMR-316 illite 1910 2206 Line 3-2 illite， chlorite 1910 2212 Line 0 xmr-301 illite 1909 2200 Line 3 illite 1908 2213 Line 0 xmr-307 illite， chlorite / 2210 Line 3 illite 1909 2211 Line 0 xmr-308 illite 1910 2209 Line 3 illite 1908 2212 Line 0 xmr-309 illite， chlorite 1912 2210 Line 3 illite， chlorite 1907 2208 Line 0 xmr-310 illite 1906 2212 Line 3 illite 1907 2208 Line 0 xmr-312 illite 1911 2201 Line 3 illite 1907 2209 Line 0 xmr-317 illite 1910 2202 Line 3 illite 1910 2207 Line 0 xmr-318 illite 1911 2201 Line 3 illite， chlorite 1908 2211 Line 0 xmr-319 illite 1910 2193 Line 3 illite 1910 2211 Line 0 xmr-321 illite 1909 2201 Line 3 illite， chlorite 1907 2210 Line 0 xmr-324 illite 1911 2206 Line 3 illite 1908 2210 Line 0 xmr-325 illite 1910 2192 Line 3 illite 1909 2213 Line 0 xmr-326 illite 1909 2193 Line 3 illite 1911 2209 Line 0 xmr-327 illite 1909 2210 Line 3 illite 1907 2215 Line 0 xmr-328 illite 1908 2215 Line 3 illite 1909 2213 Line 0 xmr-329 illite 1908 2212 Line 3 illite 1911 2208 Line 0 xmr-331 illite 1911 2213 Line 3 illite 1913 2200 Line 0 xmr-333 illite 1913 2214 Line 3 illite 1907 2212 Line 0 xmr-335 illite 1912 2214 Line 3 illite 1909 2205 Line 1 xmr-340 illite 1909 2194 Line 3 illite 1911 2202 Line 1 xmr-341 illite 1913 2201 Line 3 illite 1909 2196 Line 1 xmr-346 illite， chlorite 1909 2211 Line 3 illite 1915 2203 Line 1 xmr-347 illite 1910 2203 Line 3 illite 1910 2207 Line 1 xmr-348 illite 1909 2206 Line 3 illite 1908 2194 Line 1 xmr-351 illite 1912 2202 Line 3 illite 1911 2205 Line 1 xmr-352 illite 1912 2205 Line 3 illite 1909 2197 Line 1 m m m m II6L 6 2082020606666IL1I 6 8686I6L8866I 88 寸6 N x ex x T O寸 9 x 寸寸 X w 寸 u EOZZ L6IZ 8N LOZNNZ LNN6OINNNZ NN 96IZ o N L6IZ 6 ON o O 1TT!! TT! LONGITUDE：LATITUDE 图7念村矿区短波红外光谱填图结果 图中的4个黑点为矿区界限的4个角点，对应图2中的矿界点(图8、9同) Fig. 7 SWIR alteration mineral mapping results in the Niancun ore district Four black dots in the figure (and Fig. 8，9 represent ore district boundaries， which correspond to black dots in Fig. 2 4.2 伊利石光谱学特征及变化规律 伊利石是一种含水层状硅酸盐矿物，属于2：1型(即 TOT型，T为四面体片，为八面体片)结构单元层的二八面体型，分子式为(K，HO)(Al，Mg，Fe)(Si，Al)4O1o[(OH)，(HO)]，其结构中主要有2种含氢基团，分别为AL-OH 和HO.短波红外光照射时，Al-OH 在2 200 nm 附近出现特征的吸收，该位置被称为“伊利石2200 nm 吸收峰位”，相应吸收峰的深度度为“伊利石2200 nm 吸收峰深度”；而HO则在1 900 nm附近出现特征的吸收，该位置被称为“伊利石1900 nm 吸收峰位”，相应吸收峰的深度称尔“伊利石1900 nm 吸收峰深度”(图5a)。另外，伊利石2200 nm 吸收峰深度与1900 nm 吸收峰深度的比值，可用来作为“伊利石结晶度指数”被称作“伊利石结晶度(illite crystallinity， SWIR-IC)”不过，通过上述计算所得的伊利石结晶度(SWIR-IC)与通过X射线粉晶衍射测试所得的伊利石结晶度(XRD-IC)不是同一个概念，后者是指伊利石10A 衍射峰的半高宽。Chang 等依据相同样品的测试结果显示出SWIR-IC 与 XRD-IC 具有非常好的负相关关系，认为两者均可用作指示伊利石的结晶度(Chang et al.， 2011)。伊利石2200nm吸收峰位和吸收峰深度、1900nm吸收峰位和吸收峰深度及伊利石结晶度(IC)成成了伊利石最为重要的几个光谱特征参数(图5a)。 该矿区地表样品中的伊利石，其2200 nm 吸收峰位变化于2192~2220 nm 之间，主要集中于2203~2 213 nm；1 900 nm 吸收峰位变化于1906~1 922 nm 之间，主要集中于1904~1914nm；伊利石结晶度变化于0.6~3.1之间，主要集中在1.0~1.8。在空间上，伊利石2 200 nm吸收峰位及结晶度具有明显的变化规律：在靠近矿区东部的伊利石-叶蜡石蚀变区域，伊利石结晶度的值明显较高(>1.6，图8)，而伊利石2 200 nm 吸收峰位则明显较低(<2203nm，图9)。伊利石1900 nm 吸收峰位在空间上尚未发现规律的变化。 图8 兔念村矿区伊利石结晶度 显示出明显的变化规律，靠近矿区东部伊利石结晶度明显较高，绿虚线框范围内的伊利石显示出较高结晶度(>1.6)Fig. 8Spatial variation of illite crystallinity of the surficial samples in the Niancun ore district The IC value is obviously higher(>1.6) in the eastern portion of the district (the area depicted by green dash line) 钻孔ZK01 中的伊利石，其2200 nm吸收峰位变化于2194~2216 nm之间，平均为2207 nm；1900 nm吸收峰位变化于19071923 nm 之间，平均为1911 nm；伊利石结晶度变化于1.1~1.9，平均为1.6。在空间上，伊利石2200 nm吸收峰位及结晶度的变化规律较为明显：浅部样品，2 200 nm 吸收峰位较大(>2210nm)、结晶度较低(~1.1)，随样品深度的增加，2200 nm 吸收峰位逐渐降低(图3C)、结晶度逐渐增加(图3D)。不过，伊利石1900nm 吸收峰位随样品深度变化无明显的变化规律。 5讨 论 5.1 矿区剥蚀程度及成矿潜力 对于一个矿床，特别是斑岩矿床来说，准确判断 其剥蚀程度对于下一步的勘查决策至关重要。本次研究的野外观察及短波红外光谱测量结果越来越清楚地显示出，相对于冈底斯带内其他中新世斑岩铜矿床，念村矿区的剥蚀程度要浅得多，这是因为：①该矿区内，新生代火山岩(林子宗组)仍大量存在，表明该矿区的剥蚀程度相比其南部的驱龙-甲玛矿集区浅得多，在驱龙-甲玛矿集区，由于剥蚀已见不到林子宗火山岩；②该矿区地表蚀变以伊利石、叶蜡石、绿泥石、蛋白石为主(图7)，显示出高硫型浅成低温热液矿床热液蚀变的特征。 Sillitoe(2010)最近更新的斑岩铜系统蚀变矿化分带模型，为定性评价念村矿区的剥蚀程度提供了一个较好的范本。依据念村矿区地表蚀变组合(图7)，通过与该模型对比，基本上确定了念村矿区是一个保留有部分高硫浅成低温热液系统的斑岩矿床(图10)。 LONGITUDE ： LATITUDE 图99念村矿区伊利石2200 nm吸收峰位空间分布规律图 矿区东部伊利石2200nm吸收峰位明显较小(粉色的椭圆范围)：另外，图中将念村矿床伊利石2200 mm吸收峰位较小区域(粉色的椭圆范围)、伊利石结晶度值较大的区域(>1.6，绿色虚线范围)及叶蜡石主要分布区域(蓝色虚线范围)叠加在一起，三者的交集部位可能为矿床的热液/矿化的中心(图中黑色椭圆所示范围) Fig. 9 SSpatial variation of the wavelength position of the illite Al-OH absorptionof the surficial samples in the Niancun ore district It is relatively lower (<2 203 nm) in the eastern portion of the ore district (the area depicted by pink dash line). Additionally， the area of illite-pyrophillite alteration (limited by blue dash line and area with higher IC value (delineated by green ellipse) are also plotted in the figure， and theintersection area of them (shown by black ellipse) are thought to be hydrothermal center of the deposit 对于斑岩铜矿系统来说，要形成一个大型甚至超大型矿床，需要含矿岩浆出溶足够富含金属、硫的流体，同时，要求成矿物质得以有效卸载。纵观念村矿区，以下证据显示其具有较大的成矿潜力：①矿区热液蚀变规模巨大(约30km²)，表明该矿区曾有大规模的流体经过；②在低pH值(约为 2， Evans etal.，1988)条件下才能形成的叶蜡石在该矿区局部发育，表明引起蚀变的流体中有岩浆热液组分：③钻孔ZK01 中出现大量的黄铁矿，在所分析的73件探槽样品中，有32件样品的w(Au)大于0.2g/t，表明引起蚀变的流体具有较高的S及金属含量，且 得到了有效卸载；④该矿床的剥蚀程度浅，大部分矿体可得以保留。 5.2 可能的热液/矿化中心 对于剥蚀程度浅、尚处于普查阶段的斑岩矿床(如念村)来说，如能快速确定热液/矿化中心，无疑将会大幅度节省勘查工程的成本，并推进勘查的进程。在念村矿区目前所识别出的7种热液蚀变矿物中，伊利石所属的白云母组矿物的 Al-OH 吸收峰位与热液/矿化中心常显示出系统的变化规律。如Herrmann 等(2001)在研究澳大利亚的一些块状硫化物矿床时发现，在靠近矿体或强蚀变岩石之处， ( ① 西藏自治区地地矿产勘查开发局第六地质大队.20 06. 西藏自治区墨竹工工县夏玛日铜多金属矿区20 06年 度普查工作总结，内部资料. ) 图10)斑岩铜矿床蚀变矿化分带模型(据 Sillitoe， 2010修改)显示念村矿床的剥蚀程度 ig.10Generalized alteration-mineralization zoning pattern for porphyry Cu deposits(modified after Sillitoe， 2010)， showing erosion degree of the Niancun deposit 白云母组矿物的2200 nm吸收峰位较小，当远离时，则较大； Jones等(2005)在研究加拿大 Myra Falls 块状硫化物矿床时，也发现了类似的规律。 Yang 等(2005)在研究新疆土屋斑岩 Cu-Au 矿床时发现，铜矿化岩石中中云母的 Al-OH吸收峰位多小于2206nm，而安山质围岩中绢云母的这一参数则具有较大的变化范围(2196~2218 nm)，整体也显示出靠近矿体绢云母的 Al-OH 吸收峰位较小的规律。当然，也有一些矿床的蚀变矿物 Al-OH吸收峰位无系统变化规律，如日本的 Hishikari 浅成低温热液矿床(Yang et al.， 2005)。伊利石结晶度(IC)与热液/矿化中心也显示出系统的变化规律。如 Duba 等(1983)在研究加拿大魁北克东部地区的一些铜矿床时发现，靠近热液中心， XRD-IC较小(SWIR-IC会显示出相反的规律，下同)，而远离热液中心，XRD-IC 逐渐增大；Jin 等(2001)在研究德兴斑岩铜 矿的伊利石结晶度时也发现，伊利石的 XRD-IC与铜品位呈明显的负相关，蚀变、矿化越强，XRD-IC越低。 伊利石 Al-OH吸收峰位及结晶度之所以与热液/矿化中心有系统的变化规律，可能是因为这些参数与矿物的形成温度密切相关。在高温条件下，伊利石最接近理想的配比成分：随着温度的降低，其四面体位置的Al+K逐渐地被 Si 一一些缺陷所替代(赵利青等，2008)，从而导致层间位置容纳了更多的HO.高的HO含量会引起较强的1900 nm吸收，致使伊利石1900 nm吸收深度值增大， SWIR-IC值降低。而Al-OH吸收峰位则与伊利石分子结构内八面体中的w(Al)明显的负相关(Scott et al.， 1997)。在高温条件下，伊利石八面体中的w(Al)较高，对应于较低的 A1-OH吸收峰位；随着温度降低，w(Al)降低，Al-OH吸收峰位则逐渐增高。 如果接受多数热液矿床内白云母组矿物的Al-OH 吸收峰位、结晶度(SWIR-IC)与热液/矿化中心所呈现的变化规律，那么，有理由相信：念村矿区东部伊利石 Al-OH吸收峰位较小和 SWIR-IC 值较大的区域，可能是该矿床的热液/矿化中心(图9)。这与该矿床蚀变分带所反映出来的热液/矿化中心相吻合：依据 Sillitoe(2010)的蚀变矿化模型，叶蜡石化应更靠近热液中心，而本次研究通过伊利石结晶度及2200 nm吸收峰位所圈定的热液中心，与伊利石-叶蜡石蚀变组合具有非常好的套合关系(图9)。根据侯增谦等(2012)的斑岩-热液系统模型，以叶蜡石化为流体活动中心的热液蚀变，在平面上可以大规模侧向扩展，形成面积性的蚀变晕带(达30km²)；在空间上则处于斑岩铜矿系统的顶部，构成大规模的蚀变岩盖(alteration blanket)。 5.3 对矿区下一步勘查的建议 通过本次研究，圈定了念村矿床热液/矿化中心的位置，并提出了对工程部署的建议。 由于念村矿区的整体工作程度很低，故建议在本次圈定的热液/矿化中心的范围内，适当开展物探工作(如电法)后，再布置钻探工程，要明确钻孔应布置的深度，以确定矿体的位置，并最终实现矿床的快速查找和突破。 6结 论 野外地质调查及蚀变矿物短波红外光谱测量结果显示，位于冈底斯斑岩铜矿带东段的念村矿矿，其地表出现的蚀变矿物主要有伊利石、绿泥石、叶蜡石、蛋白石等。对照斑岩铜系统的蚀变分带模式，可确定该矿区应为保留有部分浅成低温热液系统的斑岩铜系统，其蚀变规模大、剥蚀程度浅，具有较大的找矿潜力。 伊利石结晶度及 Al-OH吸收峰位，这些通常被认为与伊利石形成温度有关的光谱学参数，在念村矿区呈现出系统的变化规律：在该矿区东北部，伊利石结晶度较大(>1.6)，Al-OH 吸收峰位较小(<2203nm)；而在该区域外外围，伊利石结晶度变小，Al-OH吸收峰位变大。这表明该区域的伊利石具有更高的形成温度，可能是矿床热液/矿化中心的位置。 据上，笔者建议，在本次研究所圈定的热液/矿化中心范围内，在适当开展物探工作的基础上，尽快 布置勘查工程进行验证，以实现矿床的尽快查找和突破。 志谢 在蚀变矿物短波红外光谱研究过程中，始终得到澳大利亚 James Cook 大学常兆山老师的指导和帮助，在此深表感谢。感谢澳大利亚AusSpec International 公司 Paul Gamson 博士为笔者提供了 TSG v. 7试用版。中铁资源地勘公司的徐庆生研究员及武警黄金地质研究所的葛良胜研究员审阅了本论文，并提出了建设性意见，在此表示感谢。另外，刘英超、张松、李秋耘、赵晓燕、黄克贤、孙清钟、许博、王瑞等参与了野外工作，在此一并谢忱。 ( 参考文献 References ) ( 曹 烨，李胜荣，申俊峰，要梅娟，李庆康，毛付龙.2008.便携式短波红外光谱矿物测量仪(PIMA)在河南前河金矿热液蚀变研究中的应用[J].地质与勘探，44：82-86. ) ( 侯增谦，郑远川，杨志明.2012.大陆碰撞成矿丫用： Ⅰ .西藏新生代斑岩成矿系统[J].矿床地质，31(4)：647-670. ) ( 连长云，章 革，元春华.2005a.短波红外光谱矿物测量技术在普朗斑岩铜矿区热液蚀变矿物填图中的应用[J].矿床地质，24： 621-637. ) ( 连长云，章 革，元春华，杨 凯.2005b.短波红外光谱矿物测量技术在热液蚀变矿物填图中的应用——以土屋斑岩铜矿床为例 [J] . 中国地质，32：483-495. ) ( 徐庆生，郭 健，刘 阳，黄树峰， 李 秋平，陈玉水.2011.近红外光谱矿物分析技术在帕南铜-钼-钨矿区蚀变矿物填图中的应用[J].地质与勘探，47：10 7 -112. ) ( 杨志明，侯增谦，宋玉财，李振清，夏代详，潘凤雏.2008.西藏驱龙超大型斑岩铜矿床：地质、蚀变与矿化[J].矿床地质，27：279- 318. ) ( 章 革，连长云，元春华.2004. 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