2019, Vol. 35
2. 广东省矿物物理与材料研究开发重点实验室, 广州 510640;
3. 中国科学院大学, 北京 100049;
4. 中南大学有色金属成矿预测与地质环境监测教育部重点实验室, 长沙 410083;
5. 中南大学地球科学与信息物理学院, 长沙 410083
2. Guangdong Provincial Key Laboratory of Mineral Physics and Materials, Guangzhou 510640, China;
3. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China;
4. MOE Key Laboratory of Metallogenic Prediction of Nonferrous Metals and Geological Environment Monitoring, Central South University, Changsha 410083, China;
5. School of Geosciences and Info-Physics, Central South University, Changsha 410083, China
蚀变矿物是研究热液矿床成因和实践找矿勘查的重点对象，对不同矿区内蚀变矿物的类型、组合、期次、空间分布及物理-化学标型特征等进行系统的梳理和研究，将有助于我们深入认识矿床成因和提高找矿勘查效率(Thompson et al., 1999; 胡受奚等, 2004; 张世涛, 2018)。然而，精细厘定矿区内不同蚀变矿物特征需要大量的岩相学观察，并需结合电子探针成分分析(EMPA)和X射线衍射光谱(XRD)分析结果，这极大增加了找矿勘探的时间成本和风险。
近年来，短波红外光谱(Short wave infrared, SWIR)技术正逐渐成为国际矿产勘查领域内的主要技术方法之一，并已成功运用于斑岩型矿床、浅成低温热液矿床、火山成因块状硫化物矿床(VMS)和部分铁氧化物-铜金矿床(IOCG)中(Herrmann et al., 2001; Jones et al., 2005; Yang et al., 2005; Chang et al., 2011; Laakso et al., 2016)。短波红外光是介于近红外光与中红外光之间的电磁波，波长范围在1300~2500nm之间(Chang and Yang, 2012)。在SWIR光谱波长范围内，H2O、Al-OH、Fe-OH、Mg-OH、CO2-3和NH+4等官能团可以产生不同的特征吸收峰，利用这些差异可以有效地识别出地质样品中含羟基、含氨基以及部分碳酸盐和硫酸盐矿物(Jones et al., 2005; 杨志明等, 2012)。与传统的肉眼和光学显微观察相比，SWIR光谱分析具有明显的优势：(1)仪器轻便易携带，可在野外或室内自由进行测试分析；(2)无需切片或粉末制样；(3)分析速度快，单个样品的测试和解译分析可在1分钟内完成；(4)测试成本较低；(5)可识别微小的粘土或其它含水蚀变矿物，如高岭石、伊利石、绿泥石和皂石等(章革等, 2005; 杨志明等, 2012; 张世涛, 2018; 孙四权等, 2019)。
目前，SWIR光谱在热液矿床蚀变填图方面已有较广泛的应用。如Thompson et al. (1999)对多种类型矿床进行了大量的SWIR光谱分析，确定了不同类型矿床各个蚀变带中主要存在的蚀变矿物种类及组合特征；在此基础上，详细地划分了围岩蚀变分带，并建立了矿床蚀变模型，为进一步找矿勘查提供了重要的地质信息。近年来，随着大矿区深部及外围进一步找矿勘查的需求，SWIR光谱三维蚀变填图也得到了较大的应用。如Harraden et al. (2013)对北美东部Pebble斑岩型Cu-Au-Mo矿床开展了大量详细的钻孔岩芯SWIR光谱分析，在矿区三维尺度上查明了不同蚀变矿物及组合分布特征，详细划分了围岩蚀变分带，并建立了Pebble矿床的三维地质和蚀变模型，从而达到了“三维可视化”效果。
在蚀变填图的基础上，利用典型矿物SWIR光谱特征参数变化来直接定位热液矿化中心，已成为SWIR光谱勘查的核心内容(Chang et al., 2011; 杨志明等, 2012; 张世涛等, 2017)。由于受化学成分和/或温度的控制，某些蚀变矿物对SWIR光谱特征吸收峰有显著的变化，如明矾石~1480nm H2O吸收峰位、绿泥石~2250nm Fe-OH吸收峰位和白云母族~2200nm Al-OH吸收峰位及IC值等，这些参数变化对指示热液矿化中心都具有重要的作用(Thompson et al., 1999; Herrmann et al., 2001; Jones et al., 2005; Yang et al., 2005, 2013; Chang et al., 2011; Laakso et al., 2016; Mauger et al., 2016; Huang et al., 2018)。如Chang et al. (2011)对菲律宾Lepanto高硫型浅成低温热液Cu-Au矿床进行研究，发现明矾石1480nm吸收峰位值(Pos1480)与侵入体的距离呈反比关系；杨志明等(2012)研究了西藏冈底斯斑岩铜矿带内的念村斑岩铜矿区，发现较高的伊利石结晶度(IC值>1.6)和较低的Al-OH特征吸收峰位值(< 2202nm)与热液/矿化蚀变中心密切相关。这些相关研究都表明，SWIR光谱技术在金属矿产勘查中具有良好的应用前景。近年来，国内地质学者利用相关的SWIR光谱特征参数，建立了较有效的蚀变矿物SWIR勘查标志。如新疆土屋、西藏驱龙和多龙、云南普朗和福建紫金山等斑岩(-浅成低温)铜多金属矿区(连长云等, 2005; 章革等, 2005; 杨志明等, 2012; 许超等, 2017; 郭娜等, 2018; Yang et al., 2005)。这些研究和应用为SWIR光谱在国内矿产勘查中的广泛应用奠定了良好的基础。然而，目前对于典型的矽卡岩多金属矿集区，SWIR光谱的应用和研究还相对较少。
长江中下游成矿带是中国东部重要的铜铁金钼多金属成矿带，自西向东依次分布有鄂东南、九瑞、安庆-贵池、铜陵、庐枞、宁芜和宁镇等七个中-大型矿集区。其中，鄂东南矿集区是中国东部重要的矽卡岩型铜铁金矿床的大型矿集区(图 1; 常印佛等, 1991; 舒全安等, 1992; 谢桂青等, 2009; 周涛发等, 2012, 2016, 2017; Zhou et al., 2015)。自20世纪50至80年代，地质工作者在鄂东南地区开展了多阶段的矿产勘查工作，陆续发现了多个中-大型铜铁多金属矿床。然而，20世纪90年代至21世纪初期，区内一直没有显著的找矿突破，而随着各大矿山逐年连续开采，区内保有的矿产资源量日益减少。为寻找有效的接替资源，自2006年起，大冶有色金属公司和湖北三鑫金铜股份有限公司分别与湖北省地质局第一地质大队(以下简称地质队)合作，在铜绿山、鸡冠嘴和桃花嘴等危机矿山实施了接替资源勘查项目。在此次勘查工作中，地质队的工作者们在老矿山深部发现了数个达中型规模的隐伏矽卡岩矿体，同时也了解到部分深部地质信息(魏克涛等, 2007; 胡清乐等, 2011)。尽管如此，区内新增金属资源量仍不足以维持矿山的生存和长期发展，因而需要进一步深入地进行矿产勘查。然而，由于多年的采矿活动导致区域内的土壤、河流受到较严重的污染，常规的化探方法较难区分污染导致的异常；另外，由于采选矿的废石堆积以及矿山多以地下开采为主，且勘探深度逐渐增加，电法和重磁等物探方法受到的干扰较大，且具有较大的不确定性，因而较难起到有效的勘查作用。因此，探索和研究新的勘查方法对鄂东南地区及邻区深部找矿显得尤为重要。
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图 1 鄂东南地区岩浆岩及多金属矿床分布简图(据舒全安等, 1992; 张世涛等, 2018修改) Fig. 1 Geological map of the Edong ore district in southeastern Hubei Province showing the main types of mineral deposits (modified after Shu et al., 1992; Zhang et al., 2018) |
在国土资源部(自然资源部)公益性行业科研专项项目(项目编号：201511035)《鄂东南矿物地球化学勘查标志体系建立与应用》的支持下，笔者自2015年起，以鄂东南地区最具代表性的铜绿山矽卡岩Cu-Fe-Au矿床、鸡冠嘴矽卡岩Cu-Au矿床以及铜山口矽卡岩-斑岩Cu-Mo-W矿床为主要研究对象，进行了详细的基础地质和蚀变矿物研究工作，重新厘定了三个矿区的蚀变矿化期次、蚀变矿物及其组合的空间分布特征、蚀变矿物的物理性质、结构和地球化学特征并探讨其变化规律，建立了蚀变矿物地质-地球化学综合勘查标识体系，并已应用到找矿勘查实践中，为金属矿产“深部勘查”提供新方法和新思路。限于篇幅和项目研究进展，在这里不能逐一详细介绍，本文将重点对三个矿区的蚀变矿物SIWR光谱特征及勘查应用进行介绍。
1 区域地质背景与矿床地质鄂东南地区位于长江中下游成矿带的最西段，隶属扬子板块北缘，北邻秦岭-大别造山带(常印佛等, 1991; 舒全安等, 1992)。在鄂东南地区，出露的地层较为齐全，从前震旦系到第四系均有发育，仅缺失中-下泥盆统和上石炭统(图 1)。寒武系-三叠系下统的浅海相碳酸盐岩及少量碎屑岩分布于区域中部的广大地区，三叠系中-上统、侏罗系和白垩系下统主要分布于黄石-大冶-灵乡以西、梁子湖以东地区，以陆相碎屑岩为主，局部为火山岩；白垩系上统-第三系主要分布于长江沿岸和梁子湖、大冶湖、阳新盆地及其附近地区，为陆相碎屑岩。其中，三叠系下统的大冶组碳酸盐岩分布广泛，是鄂东南地区铁铜金成矿的重要赋矿围岩(图 1; 舒全安等, 1992; 谢桂青等, 2009)。
鄂东南地区主要的构造运动发生在印支期和燕山期，在区域上形成了不同尺度的褶皱和断裂构造，大致可分为NW-NWW和NE-NNE向两组。印支运动奠定了区内盖层的构造格架，燕山运动的叠加形成了区内特殊的控岩控矿构造及大量的中酸性岩浆岩(舒全安等, 1992; 颜代蓉, 2013)。区内广泛发育的中酸性侵入岩，主要包括鄂城、铁山、金山店、灵乡、殷祖和阳新岩体等六大中-酸性杂岩体，以及铜绿山、铜山口、南山茶厂、龙角山和阮家湾等多个中酸性小岩株(图 1)。在这些大岩基或小岩株内，发育有多条后期的基性-中酸性岩脉，包括煌斑岩、辉长岩、辉绿岩、辉绿玢岩、闪长玢岩、钠长斑岩和花岗岩等(舒全安等, 1992; 颜代蓉, 2013; 柏成等, 2015; 张世涛等, 2018)。火山岩主要分布于鄂东南地区的西侧，位于保安和金牛、灵乡镇之间，为继承式火山岩盆地，自下而上可分为马架山组、灵乡组和大寺组，岩性包括英安岩、玄武岩、流纹岩、粗面岩等(李瑞玲等, 2012)。近年来，大量的高精度锆石U-Pb同位素年龄数据显示，区内的岩浆活动可分为两期：早期的辉长岩-闪长岩-花岗闪长岩-石英闪长岩-花岗闪长斑岩的时代集中于134~152Ma，晚期的花岗岩和火山岩的时代集中于127~134Ma(Li et al., 2008, 2009, 2014; Xie et al., 2011, 2015; 谢桂青等, 2006, 2009; 姚磊等, 2013; 丁丽雪等, 2017; 张世涛等, 2018)。
在这些中酸性侵入体的周围，发育有规模不等的矽卡岩(-斑岩)型铜铁多金属矿床(图 1)。在空间上，这些矿床多产于侵入体与围岩的接触带，且存在一个岩体周围发育多个不同矿化元素组合的矿床。如在铜绿山岩株体的周围，自西向东，发育有鸡冠嘴Cu-Au矿床、桃花嘴Cu-Fe-Au矿床、铜绿山Cu-Fe-Au矿床和石头嘴Cu-Fe矿床等(Xie et al., 2011; 张世涛等, 2018)。目前，已有的成矿年代学数据，如辉钼矿Re-Os、金云母和角闪石Ar-Ar、榍石和石榴子石原位U-Pb定年等，表明鄂东南地区矽卡岩(-斑岩)矿床的形成时代集中于135~143Ma，与区域内的早白垩世岩浆活动密切相关(Li et al., 2008, 2010, 2014; Xie et al., 2011; Deng et al., 2015; Hu et al., 2017; Zhang et al., 2019; 赵新福等, 2006; 谢桂青等, 2009)。
铜绿山铜铁金矿床位于鄂东南矿集区中部，阳新岩体西北端，大冶复式向斜南翼与NNE向下陆-姜桥断裂交汇处，距离大冶市区西南约3km，是目前国内发现的最大的矽卡岩型铜多金属矿床之一(图 2a; 魏克涛等, 2007; 谢桂青等, 2009)。矿区内出露的地层主要为下三叠统大冶组碳酸盐岩，自下而上可分为4个岩性段(T1dy1-T1dy4)，岩性主要为灰岩及白云岩，呈隐伏状沿NNE向构造不连续出现。矿区内出露岩浆岩主要为石英二长闪长岩和石英二长闪长玢岩，二者的形成时代一致(~141Ma)，且在岩相上呈渐变过渡关系，均与矽卡岩成矿密切相关，其中前者在铜绿山矿区广泛分布，后者仅出现在局部的深部内接触带(张世涛等, 2018)。在铜绿山矿区，目前已发现有13个矿体，并以Ⅰ、Ⅲ、Ⅳ和XIII号矿体为主。在空间上，矿体主要沿NNE断裂产于石英二长闪长(玢)岩与(白云质)大理岩的接触带，其展布与马叫-铜绿山横跨背斜轴(22°)的走向一致(图 2a)。其中，新发现的隐伏XIII号矿体是本文的主要研究对象，其分布在Ⅺ号矿体东侧的深部(01#~14#勘探线之间)。
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图 2 鄂东南地区典型矽卡岩-斑岩矿床地质简图 (a)铜绿山矽卡岩型铜铁金矿床(据张世涛等, 2018)；(b)鸡冠嘴矽卡岩型铜金矿床(据Tian et al., 2019)；(c)铜山口矽卡岩-斑岩型铜钼钨矿床(据Han et al., 2018) Fig. 2 Simplified geological map of the representative skarn-porphyry ore deposits in southeastern Hubei Province (a) the Tonglvshan Cu-Fe-Au skarn deposit (after Zhang et al., 2018); (b) the Jiguanzui Cu-Au skarn deposit (after Tian et al., 2019); (c) the Tongshankou Cu-Mo-W skarn-porphyry deposit (after Han et al., 2018) |
鸡冠嘴铜金矿床位于铜绿山矿田的西北端，金牛火山断陷盆地的东北缘(图 1)。矿区内出露的地层主要有中-下三叠统嘉陵江组(T1-2j)、中三叠统蒲圻组(T2p)、上侏罗统马架山组(J3m)、下白垩统灵乡组(K1l)及第四系(Q)(图 2b)。矿区位于大冶复式向斜南翼的次级褶皱，同时位于金牛火山断陷盆地的边缘，因此构造非常发育且较为复杂。矿区内主要的构造类型有隐伏褶皱和断裂构造，主要构造方向为NWW向和NNE向(图 2b; Tian et al., 2019)。矿区内的侵入岩主要是石英闪长岩和闪长玢岩，且均与矽卡岩成矿密切相关。此外，在地表零星出露闪长岩和晚期安山玢岩脉。矿区内的火山岩主要是上覆的上侏罗统马架山组的火山角砾岩，其次是下白垩统灵乡组的安山玄武岩和玄武岩(Tian et al., 2019; 孙四权等, 2019)。截止2018年，在鸡冠嘴矿区内共发现Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ、Ⅵ和Ⅶ号等六个主矿体群以及Ⅴ号矿体(图 2b)。
铜山口铜钼钨矿床位于鄂东南矿集区西南部，殷祖岩体和灵乡岩体之间，枫林-大冶-灵乡-嘉鱼断裂带旁侧(图 1; Li et al., 2008; 舒全安等, 1992)。矿区内出露的地层主要为中-下三叠统嘉陵江组(T1-2j)的白云岩和灰质白云岩。矿区内的岩浆岩主要有花岗闪长斑岩和石英闪长斑岩，均与矽卡岩-斑岩成矿密切相关(图 2c)。目前，在铜山口矿区已发现6个工业矿体，并以Ⅰ和Ⅳ号矿体为主，主要产于花岗闪长斑岩与围岩的外接触带中，部分在内接触带中，且近岩体处为斑岩型矿化，向外逐渐过渡到矽卡岩型矿化，其它矿体均为隐伏矽卡岩型矿体(图 2c; Li et al., 2008; Han et al., 2018)。
2 样品采集及分析方法本次的研究工作主要是基于详细的野外地质调查、钻孔岩芯编录和采样，并在室内进行详细的显微相学观察和大量的SWIR光谱分析。在铜绿山、鸡冠嘴和铜山口三个矿区，共编录钻孔55个，累计编录长度近30km，采集岩芯样品6200余件，采样规格大约每6~8米/样，光薄片显微观察1600余件。在野外岩芯编录过程中，我们采用五分段/六对比的编录方法，主要包括矿化分段、蚀变分段、岩性分段、颜色分段、矿物组合分段；岩性对比、蚀变分带对比、蚀变强度对比、蚀变矿物组合对比、矿化度对比和矿化长度对比；同时，遵从全孔控制、高密度覆盖、特征处加密和适量可持续的原则(Han et al., 2018; Tian et al., 2019; 张世涛等, 2017)。在钻孔岩芯编录和采样过程中，对蚀变变化显著的区域，如矽卡岩化、退化蚀变、钾化等区域，都进行了更加密集的采样(1~3米/样)；而对于蚀变较弱的远端岩体或大理岩，会适当的降低采样密度(10~20米/样)。
本次研究所用的光谱仪器为湖北省地质调查院购置的美国Analyticalspectral Devices, Inc. (ASD)公司生产的Terraspec。该仪器的光谱分辨率约为6~7nm，光谱取样间距2nm，测试窗口为直径2.5cm的圆型区域，测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6~10s。详细的仪器参数及注意事项，请参考杨志明等(2012)和张世涛等(2017)。
首先，需要对岩芯样品进行清洗并晾干，以避免矿物表面的水分或杂质带来的干扰。为了提高数据的可靠性，每块样品都测试3个点，并对每一个测点的位置进行标记。在测试之前，通常需要对仪器进行校准，仪器的光谱平均设置为200和基准白设置为400，进行优化和基准白操作。当仪器的光谱线很平直时即可开始测样。在测试过程中，为保证测试数据的质量，每隔~15分钟对仪器进行优化和基准白测量一次。关于Terraspec上述参数设置值的选取及其他注意事项，详细请参考杨志明等(2012)和张世涛等(2017)。
对所有的测试数据，先用“光谱地质师(Thespectral Geologist; TSG)V.3”软件进行自动解译；然后，通过人工进行逐条核对和检查，并最终确定矿物的种类。白云母族-蒙脱石(1900nm和2200nm)和绿泥石(2250nm和2335nm)的吸收峰位(Pos)和吸收峰位深度(Dep)等参数都可通过TSG V.3的标量(scalar)直接获取，白云母族-蒙脱石的结晶度(IC card)也可以通过TSG V.3的标量(scalar)功能直接求出。具体参数设置请参考杨志明等(2012)和张世涛等(2017)。一般情况下，每个样品都有3个分析结果，若识别出单种矿物有多个数据，取其光谱参数平均值进行统计。
3 蚀变矿物的时空分布特征 3.1 蚀变矿化期次根据脉体的穿插关系、蚀变矿物的共生组合及相互包裹关系、矿石的结构构造等特征，我们对铜绿山、鸡冠嘴和铜山口三个矽卡岩(-斑岩)矿床的蚀变矿化期次进行了详细的厘定(图 3)。
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图 3 鄂东南地区典型矽卡岩-斑岩矿床成矿期次表 (a)铜绿山(据张世涛, 2018修改)；(b)鸡冠嘴(据Tian et al., 2019修改)；(c)铜山口矽卡岩成矿系统(据Han et al., 2018修改)；(d)铜山口斑岩成矿系统(据Han et al., 2018修改) Fig. 3 Minerals paragenesis of the representative skarn-porphyry ore deposits in southeastern Hubei Province (a) Tonglvshan (modified after Zhang, 2018); (b) Jiguanzui (modified after Tian et al., 2019); (c) the skarn system at Tongshankou (modified after Han et al., 2018); (d) the porphyry system at Tongshankou (modified after Han et al., 2018) |
铜绿山铜铁金矿的成矿期次可划分为岩浆-热液期和表生期，岩浆-热液期从早到晚又可分为早矽卡岩阶段、晚矽卡岩阶段、石英-硫化物阶段和碳酸盐阶段，其中石英-硫化物阶段是重要的铜-金成矿阶段(图 3a)。主要的蚀变矿物包括石榴子石、透辉石、硅灰石、钾长石、黑云母、绿帘石、阳起石、金云母、蛇纹石、皂石、绿泥石、伊利石、蒙脱石、高岭石、迪开石、方解石和铁白云石等。矿石矿物主要有磁铁矿、赤铁矿、黄铜矿、黄铁矿、辉铜矿、镜铁矿、蓝辉铜矿和闪锌矿等(图 3a; 张世涛等, 2017; 张世涛, 2018)。此外，表生期主要以原地表形成大量的孔雀石和蓝铜矿为特征(舒全安等, 1992)。
鸡冠嘴铜金矿床的成矿作用可划为五个阶段，分别为早矽卡岩阶段、晚矽卡岩阶段、氧化物阶段、石英-硫化物阶段和方解石-硫化物阶段，其中石英-硫化物阶段是矿区最重要的铜-金成矿阶段(图 3b; Tian et al., 2019)。主要的蚀变矿物包括石榴子石、透辉石、钾长石、绿帘石、阳起石、绿泥石、伊利石、蒙脱石、高岭石、方解石和铁白云石等。矿石矿物主要有黄铁矿、黄铜矿、斑铜矿、方辉铜矿、辉铜矿、自然金、方铅矿、闪锌矿、磁铁矿和赤铁矿等(图 3b)。
在铜山口矿区，不仅发现有典型的矽卡岩化蚀变特征，同时也有斑岩矿化特征。因此，我们将铜山口铜钼钨矿床的成矿作用可分为两部分，分别为矽卡岩成矿系统和斑岩成矿系统(Han et al., 2018)。矽卡岩成矿系统从早到晚可划分为早矽卡岩阶段、晚矽卡岩阶段、氧化物阶段、石英-硫化物阶段和后期热液脉阶段，其中石英-硫化物是最主要的铜-钼成矿阶段(图 3c)。斑岩成矿系统从早到晚可划分为钾化阶段、绢英岩化阶段和后期热液脉阶段，其中绢英岩化是主要的铜金属成矿阶段(图 3d)。
3.2 蚀变矿物空间分布特征在铜绿山矿区，主要的围岩蚀变类型包括矽卡岩化(石榴子石、透辉石、硅灰石、阳起石、绿帘石、金云母、蛇纹石和透闪石等)、钾化(钾长石和黑云母)、绿泥石化、碳酸盐化和粘土化(伊利石、蒙脱石、高岭石、迪开石和皂石等)等蚀变。其中，钾化、伊利石化、高岭石和迪开石化主要出现的石英二长闪长(玢)岩体内，矽卡岩化和皂石化主要出现在热液矿化中心区域和外接触带，碳酸盐化和蒙脱石化在不同空间位置均有出现(图 4a; 张世涛, 2018)。
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图 4 鄂东南地区典型矽卡岩-斑岩矿床蚀变矿物分布及分带示意图 (a)铜绿山铜铁金矿床(据张世涛, 2018)；(b)铜山口铜钼钨矿床(据Han et al., 2018修改) Fig. 4 Sketch geological map showing the distribution of alteration minerals and zonation for the typical skarn-porphyry ore deposits in southeastern Hubei Province (a) the Tonglvshan Cu-Fe-Au deposit (after Zhang, 2018); (b) the Tongshankou Cu-Mo-W deposit (modified after Han et al., 2018) |
值得注意的是，在传统岩相学观察的基础上，我们用SWIR光谱进行蚀变填图，在铜绿山矿区识别出大量的黏土矿物，主要包括绿泥石(镁绿泥石、铁镁绿泥石和铁绿泥石)、白云母族(White mica)(伊利石、白云母和多硅白云母)、蒙皂石族(皂石和蒙脱石)和高岭石族(高岭石、迪开石和埃洛石)矿物(张世涛等, 2017)。黏土矿物在空间上的分布比矽卡岩化蚀变的分布更为广泛。因此，我们根据这些黏土矿物的空间分布特征，将铜绿山铜铁金矿床的黏土矿物进行分带，分别为：蒙脱石-伊利石-镁绿泥石带(蚀变带Ⅰ)，高岭石-迪开石-伊利石-镁/铁镁绿泥石带(蚀变带Ⅱ)，皂石-铁镁/铁绿泥石带(蚀变带Ⅲ)和铁镁/镁绿泥石-蒙脱石-(高岭石-迪开石)带(蚀变带Ⅳ)，其中，蚀变带Ⅲ为热液矿化中心区域(图 4a; 张世涛, 2018)。在靠近热液矿化中心的内外接触带附近，高岭石、迪开石、皂石和铁镁/铁绿泥石等显著增多，这对矿区深部热液矿化中心具有重要的指示性意义。
鸡冠嘴矿区的蚀变类型主要有矽卡岩化(石榴子石、绿帘石和阳起石)、高岭石化、蒙脱石化、伊利石化、绿泥石化、硅化、钾化、黄铁矿化、黄铁绢英岩化、碳酸盐化(方解石和铁白云石)等。矽卡岩化主要出现在大理岩和石英闪长岩岩体的接触带，局部出现在角岩中的碳酸盐岩夹层和大理岩中。伊利石化和蒙脱石化分布广泛，主要分布在凝灰岩、火山角砾岩和角岩中。绿泥石化广泛发育，主要分布在凝灰岩、火山角砾岩和角岩中，石英闪长岩中角闪石和黑云母常发育绿泥石化。黄铁绢英岩化主要分布在角岩带中，呈团块状。硅化在钻孔中分布较少。钾化(钾长石和黑云母)在钻孔中分布广泛，主要分布在角砾岩和角岩中，少部分分布在石英闪长岩岩体中。碳酸盐化在钻孔中分布最广泛，主要分布在角岩、大理岩和矿体中(Tian et al., 2019; 孙四权等, 2019)。鸡冠嘴矿区的围岩蚀变连续性较差，蚀变分带不明显。
铜山口矿区的蚀变类型主要有矽卡岩化(石榴子石、透辉石、蛇纹石、金云母、绿帘石和阳起石)、钾化(钾长石和黑云母)、硅化、蒙脱石化、伊利石化、绿泥石化、高岭石化、绢英岩化和碳酸盐化(方解石和铁白云石)等(Han et al., 2018)。其中，钾化蚀变多发生于花岗闪长斑岩中，发生钾化的花岗闪长斑岩呈肉红色，主要呈面状和脉状分布；伊利石化和蒙脱石化多发生于花岗闪长斑岩中，使岩体呈灰绿色，呈面状分布于整个岩体中，主要为斑岩中的长石斑晶蚀变而成；绿泥石化多发于大理岩中，主要以细脉或网脉的形式产出，脉体中可见少量黄铜矿、黄铁矿矿化；蛇纹石化在花岗闪长斑岩岩体与矽卡岩的交界部位，以蛇纹岩的形式产出，而在距离花岗闪长斑岩与大理岩的接触部位较远的大理岩中，主要以细脉或网脉的形式产出(Han et al., 2018; 孙四权等, 2019)。根据蚀变矿物的空间部分及组合特征，我们将铜山口矿区的蚀变划分为五个蚀变带：钾化花岗闪长斑岩带(蚀变带Ⅰ)、绢英岩化-钾化花岗闪长斑岩带(蚀变带Ⅱ)、石榴子石-透辉石化大理岩带(蚀变带Ⅲ)、透辉石-绿泥石化大理岩带(蚀变带Ⅳ)和绿泥石-绿帘石化大理岩带(蚀变带Ⅴ)(图 4b; Han et al., 2018; 孙四权等, 2019)。
4 蚀变矿物SWIR勘查标识体系的建立 4.1 铜绿山铜铁金矿床蚀变矿物SWIR勘查标志通过详细的SWIR蚀变填图，我们发现铜绿山矿区的绿泥石(镁绿泥石、铁镁绿泥石和铁绿泥石)、白云母族(伊利石、白云母和多硅白云母)、高岭石族(高岭石、迪开石和埃洛石)和蒙皂石族矿物(皂石和蒙脱石)在空间上分布非常广泛(图 4a)。为进一步探索不同粘土矿物类SWIR光谱特征参数在空间上的变化规律，我们对绿泥石、高岭石族和白云母族-蒙脱石分别进行光谱参数统计和分析。
对绿泥石SWIR光谱特征参数进行统计，我们发现绿泥石Fe-OH特征吸收峰位值(Pos2250)，在空间上具有较明显的变化规律，即靠近矽卡岩/热液矿化中心(蚀变带Ⅲ)，Pos2250值呈明显增大的趋势(图 5a)。在SWIR光谱方面，高岭石族矿物的次Al-OH吸收峰位(Pos2170)及吸收深度(Dep2170)、Al-OH半高宽等参数，是反映该族矿物的结晶度变化的重要指标(张世涛, 2018)。在铜绿山矿区，由于存在较多的高岭石和蒙脱石(或伊利石)混合矿物，严重影响了高岭石族Al-OH峰特征，因而Al-OH半高宽参数可能不具有明显的指示意义。因此，我们仅采用次Al-OH 2170nm吸收峰位(Pos2170)和吸收深度(Dep2170)来反应高岭石族的结晶度变化。在A-A′剖面上，高岭石族矿物的Pos2170值在靠近深部矽卡岩/热液矿化中心带呈明显增大的趋势(图 5b)，相应的Dep2170值亦有相似的变化规律，指示相应的高岭石族矿物结晶度和形成温度较高。对绿泥石Pos2250和高岭石族Pos2170参数进行三维属性建模，发现Pos2250高值区域与深部矽卡岩矿体的吻合度较高，而Pos2170的高值区域与矿区中深部产于外接触带的赤铁矿矿体基本吻合(图 5c, d)。此外，白云母族-蒙脱石的Al-OH特征吸收峰值(Pos2200)在空间上也呈现出一定的变化规律；在岩体中，Pos2200值主要集中在2202~2212nm之间，特别是2206~2212nm之间分布较多，而在深部矽卡岩/热液矿化中心出现较多的高值(2212~2230nm)；同时，在靠近接触带附近，亦有较多的低Pos2200值(2198~2202nm)出现(张世涛, 2018; 孙四权等, 2019)。
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图 5 铜绿山铜铁金矿床代表性蚀变矿物SWIR光谱参数二维-三维空间变化示意图 (a)绿泥石Fe-OH特征吸收峰位值(Pos2250;据张世涛, 2018)；(b)高岭石族次Al-OH特征吸收峰位值(Pos2170;据张世涛, 2018)；(c)绿泥石Pos2250三维属性模型；(d)高岭石族Pos2170三维属性模型 Fig. 5 Sketch geological map showing the representative SWIR spectrum parameter in 2D and 3D from the Tonglvshan Cu-Fe-Au deposit (a) chlorite Fe-OH wavelength absorption position (Pos2250; after Zhang, 2018); (b) kandite (kaolinite group) secondary Al-OH wavelength absorption position (Pos2170; after Zhang, 2018); (c) three-dimensional attribute model (3D) of chlorite Pos2250; (d) three-dimensional (3D) attribute model of Kandite (kaolinite group) Pos2170 |
结合蚀变填图和SWIR光谱参数分析的结果，我们认为，富Fe绿泥石(Pos2250>2253nm)、高结晶度高岭石族(Pos2170>2170nm, Dep2170>0.18)、白云母族-蒙脱石异常Pos2200值(Pos2200>2212nm或 < 2202nm)、高岭石、迪开石及皂石的大量出现，可以作为铜绿山铜铁金矿床有效的蚀变矿物勘查标志。
4.2 鸡冠嘴铜金矿床蚀变矿物SWIR勘查标志对鸡冠嘴矿区所有采集样品进行SWIR光谱测试和分析，识别出的矿物主要有蒙脱石、方解石、铁白云石、白云石、高岭石、伊利石、白云母和绿泥石等。通过对不同钻孔样品的SWIR光谱参数进行系统的分析，主要获得如下SWIR特征值规律：(1)白云母族-蒙脱石Pos2200多在矽卡岩或矽卡岩型矿化附近明显增大(图 6a, b)，对应的Pos2200三维属性模型也显示相似的规律；(2)白云母族-蒙脱石Dep2200多在矽卡岩或矽卡岩型矿化附近明显增大，IC值(Dep2200/Dep 1900)多在矽卡岩或者与岩体的接触带附近明显增大；(3)地层中方解石的Dep2350明显大于热液方解石的Dep2350；(4)高岭石的SWIR特征值无明显规律，可能是SWIR识别的高岭石中包含次生高岭石；(5)绿泥石在矽卡岩中分布较多，其SWIR特征值变化明显，在角岩中的绿泥石Dep2350随着深度有逐渐增大的趋势。
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图 6 鸡冠嘴铜金矿床白云母族-蒙脱石Al-OH特征吸收峰位值(Pos2200)二维-三维空间变化示意图 (a) 26#勘探线剖面(据Tian et al., 2019)；(b) 28#勘探线剖面(据Tian et al., 2019)；(c) Pos2200三维属性模型 Fig. 6 Sketch geological map showing white mica-montmorillonite Al-OH wavelength absorption position values (Pos2200) in 2D and 3D from the Jiguanzui Cu-Au deposit (a) the geological section line of No.26# (after Tian et al., 2019); (b) the geological section line of No.28# (after Tian et al., 2019); (c) three-dimensional (3D) attribute model of Pos2200 |
综合上述分析，我们发现鸡冠嘴铜金矿床白云母族-蒙脱石Pos2200特征值的高值区域对矿体位置具有较好的指示性(图 6)。这与澳大利亚Hellyer VHMS矿床(Yang et al., 2011)和阿根廷Arroyo Rojo VMS矿床(Biel et al., 2012)具有相似的特征。那么指示矿体位置的白云母族Pos2200高值范围是多少？26线、28线和30线与矿体位置耦合较好的、明显的浓集中心Pos2200最低值均为2209。所以白云母特征值Pos2200>2209nm的石英闪长岩接触带区域或者破碎带区域可能为找矿潜力较好的区域(Tian et al., 2019)。
4.3 铜山口铜钼钨矿床蚀变矿物SWIR勘查标志在铜山口矿区，我们选取南线剖面(B21SZK2, B22SZK1, B23SZK2和B24SZK1)，对分布比较广泛的绿泥石和白云母族-蒙脱石SWIR光谱参数进行了统计和分析。如图 7a所示，南线地质剖面岩性简单，分带也较明显，主要包括花岗闪长斑岩及大理岩，其中大理岩与底部花岗闪长斑岩接触部位发生明显的矽卡岩化，而南线厚大矿体分布在大理岩与底部花岗闪长斑岩的接触部位。如图 7a, b所示，绿泥石Pos2250和Pos2335的高值区域与矿体的分布呈现良好的相关性，对应的绿泥石吸收深度值在靠近热液矿化中心区域明显降低(Han et al., 2018; 孙四权等, 2019)。三维属性模型也显示，绿泥石Pos2250和Pos2335的高值区域与深部矿体的具有一定的耦合度(图 7c, d)。综合绿泥石二-三维SWIR属性模型特征，我们认为绿泥石的高Fe-OH吸收峰位值(Pos2250>2249nm)和高Mg-OH吸收峰位值(Pos2335>2333nm)的出现和增多，可以作为铜山口铜钼钨矿床的有效蚀变矿物勘查标志。
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图 7 铜山口铜钼钨矿床绿泥石SWIR光谱特征参数二维-三维空间变化示意图 (a)南线剖面绿泥石Fe-OH特征吸收峰位值(Pos2250;据Han et al., 2018)；(b)南线剖面绿泥石Mg-OH特征吸收峰位值(Pos2335;据Han et al., 2018)；(c)绿泥石Pos2250三维属性模型；(d)绿泥石Pos2335属性三维模型 Fig. 7 Sketch geological map showing chlorite SWIR spectrum parameter in 2D and 3D from the Tongshankou Cu-Mo-W deposit (a) and (b) chlorite Fe-OH wavelength absorption position (a; Pos2250) and Mg-OH wavelength absorption position (b; Pos2335) from the geological section of the south line (after Han et al., 2018); (c) and (d) three-dimensional (3D) attribute model of chlorite Pos2250 and Pos2335 |
笔者利用新发现的蚀变矿物勘查标志，并结合湖北省地质局第一地质大队(以下简称地质队)对铜绿山铜铁金矿床多年的勘查经验、勘查成果及矿区控矿构造特征，合作提出在铜绿山矿区NNE向主背斜西翼的深部，可能存在与东翼XIII号矿体类似的深部矽卡岩型矿体(图 2a)。这一预测得到了2016~2017年新钻孔勘探的验证，间接为铜绿山新增铜金属量7万吨，铁矿石量近1000万吨(孙四权等, 2019)。
以铜绿山27#勘探线为例，在已发现Ⅳ东翼号矿体(2006年以前)的基础上，结合新的蚀变矿物勘查标志和矿区控矿构造特征，地质队设计并实施了ZK2706钻探工程，但并未发现明显的矿化特征(图 8a)。我们对该钻孔进行高密度的SWIR光谱测试和分析(光谱点/1米)，发现在深部-700m标高左右出现绿泥石高Pos2250异常值，并推测其东侧可能存在隐伏矽卡岩矿体。之后，在东侧布置的ZK2705深部确实发现了较厚大的矽卡岩矿体(图 8b)，这也证明了我们提出的蚀变矿物勘查标志的有效性。
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图 8 铜绿山铜铁金矿床27#勘探线剖面绿泥石Fe-OH特征吸收峰位值(Pos2250)变化示意图 (a)不含矿的钻孔ZK2706; (b)含矿的钻孔ZK2705 Fig. 8 Sketch geological map showing chlorite Fe-OH wavelength absorption position (Pos2250) in the section line of No.27# from the Tonglvshan Cu-Fe-Au deposit (a) drill of ZK2706 with barren ores; (b) drill of ZK2705 with Cu-Fe-Au skarn ores |
此外，结合本次研究工作，我们提出在鸡冠嘴在矿区北侧深部(KZK23北侧)标高1055.8m(KZK23控制标高)以下的岩体接触带，还有进一步找矿的潜力；同时，在鸡冠嘴矿区的火山角砾岩中发现块状磁铁矿角砾，推测其靠近金牛盆地的深部可能有高品位块状磁铁矿体的成矿潜力。在铜山口矿区，我们发现9#勘探线东侧下接触带深部，在标高-735m以下，可能存在进一步找矿的潜力。以上这些预测，仍需进一步实际钻探工程的验证。
这些主要是基于SWIR光谱的原理和识别矿物的局限性。SWIR光谱的优点主要在于：(1)它可以识别出很多肉眼和光学显微镜不易识别的细小矿物；(2)通过SWIR光谱参数的空间变化特征来有效示踪热液矿化中心。在本次研究过程中，在SWIR光谱的基础上，我们也进行了大量的(1500多个光薄片)显微岩相学的观察，目的主要是(1)识别不含水的蚀变矿物，如石榴子石、透辉石等；(2)确定SWIR光谱识别矿物的准确性；(3)对SWIR光谱的一些异常特征峰进行检查和验证；(4)确定不同蚀变的生成顺序(蚀变矿化期次)。因此，SWIR光谱和传统岩相学观察可以形成有效的互补，取长补短，从而更加精细的厘定矿物的蚀变特征，为进一步研究矿床成因和深部找矿勘查提供有效的指导和帮助。
6 主要结论(1) 铜绿山矿床成矿期次可划分为岩浆-热液期和表生期，岩浆-热液期从早到晚又可分为早矽卡岩阶段、晚矽卡岩阶段、石英-硫化物阶段和碳酸盐阶段，其中石英-硫化物阶段是重要的铜-金成矿阶段；鸡冠嘴铜金矿床的成矿作用可划为五个阶段，分别为早矽卡岩阶段、晚矽卡岩阶段、氧化物阶段、石英-硫化物阶段和方解石-硫化物阶段，其中石英-硫化物阶段是矿区最重要的铜-金成矿阶段；铜山口铜钼钨矿床矽卡岩成矿系统从早到晚可划分为早矽卡岩阶段、晚矽卡岩阶段、氧化物阶段、石英-硫化物阶段和后期热液脉阶段，其中石英-硫化物是最主要的铜-钼成矿阶段；斑岩成矿系统从早到晚可划分为钾化阶段、绢英岩化阶段和后期热液脉阶段，其中绢英岩化是主要的铜金属成矿阶段。
(2) 铜绿山铜铁金矿床的蚀变分带(按粘土矿物)从外部到矿体中心为：蒙脱石-伊利石-镁绿泥石带，铁镁/镁绿泥石-蒙脱石-(高岭石-迪开石)带、高岭石-迪开石-伊利石-镁/铁镁绿泥石带、皂石-铁镁/铁绿泥石带；铜山口矿区从矿体中心向外可分为：钾化花岗闪长斑岩带、绢英岩化-钾化花岗闪长斑岩带、石榴子石-透辉石化大理岩带、透辉石-绿泥石化大理岩带和绿泥石-绿帘石化大理岩带；鸡冠嘴矿区的围岩蚀变连续性较差，蚀变分带不明显。
(3) 富Fe绿泥石(Pos2250>2253nm)、高结晶度高岭石族(Pos2170>2170nm, Dep2170>0.18)、白云母族-蒙脱石异常Pos2200值(Pos2200>2212nm或 < 2202nm)、高岭石、迪开石及皂石的大量出现，可以作为铜绿山铜铁金矿床有效蚀变矿物勘查标志；白云母特征值Pos2200>2209nm的石英闪长岩接触带区域或者破碎带区域可能为鸡冠嘴找矿潜力较好的区域；绿泥石的高Fe-OH吸收峰位值(Pos2250>2249nm)和高Mg-OH吸收峰位值(Pos2335>2333nm)的出现和增多，则可以作为铜山口铜钼钨矿床的有效蚀变矿物勘查标志。
致谢 野外地质工作得到湖北省地质调查院、湖北省地质局第一地质大队和大冶有色金属公司的大力支持，在此表示衷心的感谢！
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