冈底斯成矿带陆相火山岩区浅成低温热液矿床蚀变分带模型——以西藏斯弄多矿床为例*

郭娜 郭文铂 刘栋 黄一入 郑龙 郭亚楠

成都理工大学,成都 610059

冈底斯带从南向北划分为四部分：南冈底斯带(主要由白垩纪-古近纪冈底斯岩基和古新世-始新世林子宗火山岩以及部分侏罗系-白垩系沉积地层构成)、冈底斯弧背断隆带(主要由石炭-二叠系变沉积岩和少量三叠系沉积岩组成)、中冈底斯带(主要由下白垩统则弄群和少量中晚侏罗统接奴群、下白垩统捷嘎组火山沉积地层构成，发育大量酸性火山岩、火山碎屑岩和相关侵入岩)和北冈底斯带(主要由侏罗系-白垩系火山沉积地层和相关侵入岩组成)(朱弟成等，2009)。冈底斯构造-岩浆带经历了强烈的陆-陆碰撞期，碰撞作用大概始于65Ma，并于55～45Ma达到高峰(莫宣学等，2003)，产出了大量花岗岩及巨厚(约5000m)的林子宗群火山岩系(孟祥金等，2007)。其中，冈底斯构造-岩浆-成矿带中规模最大的林子宗群火山岩，东西展布大于1200km，分布范围占冈底斯岩浆岩面积的一半以上(Moetal., 2008; 唐菊兴等，2016)。研究表明，浅成低温热液型矿床作为全球重要金、银、铜、铅、锌等有色金属的矿床类型之一，其产出与同期陆相火山-次火山活动有着密切的时空关系，火山作用对成矿的贡献巨大(Sidorovetal., 2015; Nadeauetal., 2016; Songetal., 2018)。因此，冈底斯带的陆相火山岩地区寻找浅成低温热液矿床的潜力巨大。

大多数浅成低温热液矿床都存在于浅地表环境中(<2km)，受物理、化学条件的突然改变而发生热液蚀变和金属元素的沉淀(White and Hedenquist，1990)。早期关于浅成低温热液矿床的研究主要是针对与裂隙相关的流体活动的讨论(Henley and Ellis，1983)，之后针对流体活动产生的各种蚀变、矿化模型逐渐完善(Sillitoe, 1993; Hedenquistetal., 1994; Thompsonetal., 1994; Scheretal., 2013; de Palomeraetal., 2015; Afzaletal., 2017; Linetal., 2019)，同时，流体沸腾及混合作用被当做是浅成低温热液金矿床沉淀的主要机制(Leach and Corbett, 2008; Songetal., 2016)。通常认为浅成低温热液矿床形成于150～300℃的温度环境下，并距地表1～2km的范围内。温度和形成位置这两个主要特征变量在地球化学元素组合方面表现出一定的差异性(Dillesetal., 2014; Dilletal., 2015; Lopezetal., 2015)，但蚀变矿物组合及分带特征的厘定被认为是识别此类热液系统矿床最行之有效的一种手段(White and Hedenquist, 1995)。

尽管识别热液蚀变矿物的方法很多，但短波红外勘查技术具有蚀变矿物快速识别、并可获得其组合的独特优势(Canetetal., 1995; Harradenetal., 2013; Guoetal., 2017)。尤其是浅成低温热液矿床发育的典型蚀变矿物明矾石、伊利石、叶腊石、地开石、高岭石、绢云母等，不易被肉眼直接辨认和识别，但在野外能够利用短波红外光谱快速识别。另外，通过分析典型蚀变矿物的光谱变化能够定量化获知岩石中所包含蚀变矿物的相对含量和组成(Guo, 2016)。绢云母光谱的变化更可反演不同温度(Yangetal., 2001)、压力(Comodi and Zanazzi, 1995)、pH值(Scott and Richard, 2015)、变质程度(Duke, 1994)等条件影响下的晶体结构的变化情况，从而进一步反演成矿环境的变化，构建矿床勘查模型(郭娜等，2018a, b)。

印度-亚洲大陆的碰撞成就了青藏高原的冈底斯成矿带，这也是西藏最具潜力的斑岩型-浅成低温热液型铜金矿床分布区域(唐菊兴等，2014, 2016；Wangetal., 2018)。本文研究对象斯弄多银铅锌矿床位于西藏南木林火山盆地中(唐菊兴等，2016)，区内分布火山岩主要为流纹斑岩、晶屑凝灰岩、火山碎屑岩等，矿化体及其围岩的蚀变矿物以伊利石和白(绢)云母为主(郭娜等，2017，2018a；黄一入等，2017)。目前研究区已经开展了地球物理(郎兴海等，2017)、矿床地质和矿床地球化学(丁帅，2017； 施硕等，2017)、流体包裹体(李海峰等，2017)、同位素(付燕刚等，2017)等相关研究，但是典型蚀变矿物的分带特征及蚀变带物质组分的变化目前尚不清楚，基于蚀变矿物分布特征的勘查模型还有待于进一步探索和完善。

本文基于短波红外技术，结合岩石地球化学，对矿区蚀变分带、典型蚀变矿物以及不同蚀变带物质组分的变化进行了综合研究，开展了矿区钻孔岩矿心样品的精细蚀变矿物分带和蚀变矿物组合特征研究，探讨了不同蚀变带中物质组分的富集与亏损问题，并通过对典型蚀变矿物波长及吸收深度计算确定了蚀变矿物与成矿之间的关系，构建了斯弄多低硫化浅成低温热液矿床短波红外蚀变勘查模型。

1 地质概况

斯弄多矿区位于西藏日喀则地区谢通门县, 大地构造位置处于冈底斯弧背断隆带(图1), 属于冈底斯北缘Pb-Zn-Ag 成矿带中段(唐菊兴等，2016)。矿区出露上石炭统昂杰组(C2a)和下二叠统下拉组(P1x)，为一套泥晶灰岩和白云质灰岩夹绢云母板岩、变石英砂岩组合，古近系年波组(E2n)不整合其上，为一套中酸性火山碎屑岩、火山角砾岩及凝灰岩组合(图2；李光明等，2010；郭衍游等，2016[注]郭衍游, 高春武, 郝晓玲, 唐瑶泉, 孟祥梅, 张志超, 朱元博, 牛传军, 杜靓, 王鑫. 2016. 西藏自治区谢通门县斯弄多矿区铅锌矿2015年度工作总结报告. 北京: 中地宝联(北京)国土资源勘查技术有限公司)。受南北及东西向构造应力的挤压作用，矿区断裂构造特征极为显著。区内多次火山-岩浆活动为银铅锌等矿床的形成提供了丰富的物源，侵入岩主要为黑云母花岗斑岩，呈岩脉、岩枝分布在中部和南侧(丁帅等，2017)。

图1 研究区大地构造位置图(据朱弟成等，2009)Fig.1 Geotectonic location of the study area(after Zhu et al., 2009)

图2 斯弄多矿区地质图(据郭衍游等，2016)Fig.2 Geological map of the mine area

研究区围岩蚀变特征显著，地表可见强烈的玉髓化、绢云母化。根据野外钻孔编录成果，斯弄多矿床具有一套完整的蚀变分带系统。矿区平面上由中心向外依次形成：伊利石绢云母带(伊利石+绢云母+铁锰碳酸盐)-伊利石绢云母玉髓带(绢云母+条带状玉髓/碧玉+蛋白石+刃片状方解石±重晶石带)-绢云母带(绢云母+高岭土+玉髓带)-强泥化带；垂向上由矿体远端向近端依次形成：强烈泥化带-硅华-伊利石绢云母玉髓带-碳酸盐伊利石带(图3；孟展，2016)。

图3 研究区蚀变分带模型(据孟展，2016)Fig.3 The alteration zoning model in study area (after Meng, 2016)

根据钻孔的地质编录和化学分析圈定了三种类型矿体：产于流纹岩、英安岩中隐爆角砾岩型银铅锌矿体、火山机构旁侧火山角砾岩中的热液脉型铅锌银矿体以及独立银矿体(李海峰等，2017)，本文主要讨论隐爆角砾岩型银铅锌矿体(BZK0022)和热液脉型铅锌银矿体(主矿体)。主矿体矿石具有典型的热液矿床矿石构造，矿石矿物以方铅矿、闪锌矿和银矿物为主，脉石矿物主要为绢云母、石英、伊利石和玉髓。绢云母-伊利石-石英的组合与成矿关系密切(郭娜等，2017，2018a)。

2 样品测试与数据分析方法

测试分析样品全部来自于矿区钻孔，选用横贯(NE向延展)矿区的BZK2901、BZK2501、BZK1301、BZK1106、BZK0902、BZK0701、BZK0501、BZK0301、BZK0101、BQZK002、BZK0201、BZK0401、BZK0804、BZK1001、BZK1402等15个钻孔，以平均2m间距完成控制矿区的钻孔短波红外测量，并开展A-A’剖面的蚀变填图(图2)；另外选择具有明显隐爆角砾岩型矿体特征的钻孔BZK0022进行全岩主量和微量元素分析测试，同时开展X射线衍射分析对短波红外计算的伊利石结晶度变化进行验证(XRD)。

2.1 短波红外测量与数据分析方法

短波红外光谱(SWIR)通常指900～2500nm区间的电磁波(Thimsenetal., 2017)。目前，短波红外光谱技术被作为一种快速、无损的矿物探测方法被广泛应用于与热液蚀变有关的不同阶段矿物学以及矿物填图研究方面。其局限性主要在于：(1)植被覆盖区，该技术难以施展；(2)矽卡岩等高温矿物在短波红外区间没有反应；(3)金属矿物在短波红外区间没有反应；(4)石英无法体现出来。短波红外技术测量过程主要在野外完成，使用的是中国中地仪器有限公司生产的便携式近红外矿物分析仪BJKF-3(测量光谱范围为1300～2500nm，波长稳定性、重复性等为±1nm，信噪比63dB)。该仪器能够识别高硫化浅成低温热液矿床、低硫化浅成低温热液矿床、斑岩型铜矿床等矿床中的典型蚀变矿物，如高硫化浅成低温热液型矿床中的明矾石、高岭石、地开石等，低硫化型浅成低温热液型矿床中的绢云母、伊利石、蒙脱石等矿物。

蚀变矿物信息提取的全过程在澳大利亚CSIRO研发的TSG分析软件中进行，其中矿物识别对比分析的数据库全部来源于TSA分析系统。数据增强处理采用二阶导数的方法，矿物信息提取采用Script编程完成。

2.2 地球化学测试与数据分析方法

本次岩石地球化学测量选用钻孔BZK0022中13件岩石样品(不同蚀变分带分别采集2～3块样品)进行10个主量元素SiO2、Al2O3、K2O、Fe2O3、MgO、CaO、Na2O、TiO2、MnO、P2O5和19个微量元素Rb、Sr、Ba、Sc、V、Cr、Co、Ni、Cu、Zn、As、Sb、Bi、Pb、Mo、W、Sn、Tl、Ag的测试分析，样品测试由西南冶金地质测试所完成。其中，主量元素采用无水四硼酸锂熔融，以硝酸铵为氧化剂，加氟化锂和少量溴化锂作助熔剂和脱模剂，制成玻璃样片，在荷兰帕纳科X射线分析仪器有限公司生产的Axios X射线荧光光谱仪上进行测定，分析误差为0.002%～0.5%；微量元素测试采用盐酸+硝酸+氢氟酸+高氯酸溶解，在美国热电公司生产的iCAP6300全谱直读等离子发射光谱仪上测定，分析误差为0.01×10-6～10×10-6。

图4 矿区平面(NE向)短波红外技术蚀变矿物精细填图Fig.4 Alteration minerals mapping is along the NE direction in ore district measured by shortwave infrared technique

蚀变带物质组分变化分析采用Gresens(1967)方程计算得到：

ΔX=a(fv(gb/ga)CA-CO)

其中：ΔX为组分X的质量变化；a=初始质量，单位为百分质量时为100g，单位为 μg/g时为1t；fv为蚀变岩与新鲜岩石的体积比例； gb/ga为蚀变岩与新鲜岩石的密度比例；CA为蚀变岩中X元素的浓度；CO为新鲜岩石X元素的浓度。

迁移的定量化分析采用Grant(1986)方程计算得到：

2.3 X射线衍射分析(XRD分析)与数据分析方法

由于粘土矿物在不同成矿环境下结晶程度不同，反映在X衍射曲线上的反射强度也不尽相同。本次针对斯弄多矿区钻孔BZK0022的XRD测试分析，采用德国BRUKER D8 ADVANCE 型X射线衍射仪(指标：Cu(单色)，工作电压40kV；工作电流30mA；扫描范围2θ=3°～85°；狭缝1mm；扫描速度：4°/min)，选取钻孔中16件样品(平均2～3m间隔采样)进行分析。

通过钻孔采样数据的XRD图谱分析，利用Kubler指数(Kübler，1964)计算伊利石结晶度，以此来查证短波红外技术提取出的伊利石结晶度的准确性。

3 结果

3.1 矿区精细蚀变填图

选择主体沿NE向展布的15个钻孔岩心进行短波红外测量(热液脉型矿体，矿区的主矿体延展方向)，完成了斯弄多矿区A-A’剖面的精细蚀变矿物填图。测量结果显示：矿区中蚀变矿物主要为绢云母、伊利石、蒙脱石和钠云母。根据混合蚀变矿物的比例和依存关系，共划分出四个蚀变组合分带：绢云母带、绢云母-伊利石带、绢云母-伊利石-蒙脱石带、绢云母-钠云母-伊利石-蒙脱石带(图4)。从蚀变矿物的分布来看，矿区蚀变矿物组合以钻孔BZK0301(3号勘探线)为界，形成NE向和SW向的明显差别，其中NE向的蚀变矿物组合中发现大量钠云母；而SW向区域内极少有钠云母，伊利石的分布较NE向区域更加广泛。总体而言，蚀变矿物在平面上(SW→NE向)形成了绢云母+伊利石→绢云母+伊利石+蒙脱石→绢云母+钠云母+伊利石+蒙脱石→绢云母的组合分带特征。从蚀变矿物与矿体之间的关系来看：热液脉型矿体中块状矿体与大量网脉状矿体主要赋存在绢云母-钠云母-伊利石-蒙脱石带，少量网脉状矿体赋存于绢云母-伊利石-蒙脱石带，而绢云母-伊利石带的矿体厚度及数量明显减少，主要表现为细脉浸染状。

图5 钻孔BZK0022蚀变矿物-地球化学-岩性对比分布图Fig.5 Minerals-geochemistry-lithology distribution in BZK0022 drill hole

3.2 钻孔精细蚀变矿物编录

钻孔BZK0022的岩心表现出典型的隐爆角砾岩型矿体特征，对该钻孔进行精细蚀变矿物编录，以对比不同成因下蚀变矿物分布的差异性。经短波红外测量后发现：蚀变矿物与热液脉型矿体中的类型完全相同，仍然为绢云母、钠云母、伊利石和蒙脱石(图5)，但蚀变矿物的组合分带性出现一定的差异性，主要表现为钻孔深部的绢云母-钠云母-蒙脱石带与绢云母-钠云母蚀变带界限清晰。从矿物的光谱识别信息中未发现独立的蒙脱石矿物，全部以伊-蒙混层的形式存在；钻孔顶部表现为绢云母和伊利石的混层；底部为绢云母、钠云母的混层，属于绢云母自身二八面体结构的变化。

BZK0022钻孔中岩石具有明显的凝灰质结构，主要由凝灰质火山角砾岩、凝灰质火山碎屑岩和凝灰岩组成。钻孔中166～199m和275.62～361.15m两个位置的角砾颗粒均比较大，达到1～3cm。以这两个位置为中心，碎屑颗粒粒径依次减小，因此仅从岩石碎屑(角砾)颗粒分布的大小和排列顺序来看：该隐爆角砾岩筒具有两个引爆中心，由中心向两侧角砾结构渐变为碎屑结构，至钻孔顶部为颗粒细腻的凝灰岩。

BZK0022钻孔中金属矿物Pb、Zn和Ag主要分布在166～199m凝灰质角砾岩(颗粒大小1cm)中心及上部位置。深部(275.62～361.15m)距离引爆中心更近的位置(颗粒大小1～3cm)并未成矿。矿体的形成与浅部的引爆作用具有直接关系，矿化发生在(1)浅部凝灰质火山角砾岩(颗粒1cm左右)附近；(2)钻孔顶部凝灰岩及火山碎屑岩中(图5)。

图6 BZK0022地球化学采样位置-蚀变带-岩石类型分布图Fig.6 The distribution figure of geochemical location, alteration zoning and lithology in drill hole BZK0022

表1钻孔BZK0022岩石样品主量元素(wt%)和微量元素(×10-6)测试结果

Table 1 The results of geochemical analysis of rock samples measured in drill hole BZK0022 (major elements: wt%; trace elements: ×10-6)

样品号12345678910111213采样位置(m)199214219243249251260266273301313331334蚀变分带绢云母带绢云母-伊利石带绢云母-伊利石带绢云母带绢云母带绢云母带绢云母-伊利石-蒙脱石带绢云母-伊利石-蒙脱石带绢云母-伊利石-蒙脱石带绢云母带绢云母-钠云母-蒙脱石带绢云母-钠云母-蒙脱石带绢云母-钠云母-蒙脱石带岩性凝灰质火山角砾岩凝灰质火山碎屑岩凝灰质火山碎屑岩凝灰质火山碎屑岩凝灰质火山碎屑岩凝灰质火山碎屑岩凝灰质火山碎屑岩凝灰质火山碎屑岩凝灰质火山碎屑岩凝灰质火山角砾岩凝灰质火山角砾岩凝灰质火山角砾岩凝灰质火山角砾岩SiO278.4177.8975.472.5174.4968.6273.4226.865.879.1280.4375.3677.33Al2O312.211.7911.8711.4111.0211.6510.8416.3310.489.7410.5911.0811.42Fe2O3T2.192.763.636.245.428.356.2230.239.914.462.475.544.23MgO0.230.190.190.20.20.310.190.510.410.290.270.160.27CaO0.20.130.150.190.180.240.150.50.360.180.170.130.23Na2O0.0680.0880.110.130.0670.080.490.120.0880.0720.110.0950.12K2O3.693.483.733.383.293.43.214.43.142.832.993.133.18TiO20.170.150.160.140.110.180.0910.240.120.110.120.0970.14MnO0.330.250.980.580.840.860.252.362.250.160.170.140.1P2O50.0280.0260.0290.0340.030.0360.0250.0330.0250.030.0340.0270.029LOI2.412.613.094.563.915.663.9417.876.882.731.993.612.29Ag0.591.118.050.520.360.251.50.5312.953.181.340.68As1.1916.819.710.313.54.2213.53032.211710053.731.6Ba131.2114.5157131.99894157.1160.396.19911482.789.6Bi0.230.50.220.240.160.061.130.050.040.490.630.770.49Co1.271.873.451.781.842.261.692.521.332.391.962.423.65Cr19.61201914.165.919.464.9612.7518.657.1215.917.899.61Cu146.455.5130.124.947.61171.38.4710.1199.8289.76436.7Mo3.465.436.423.044.315.177.996.311.316.48.849.2312.31Ni4.538.115.513.763.184.451.584.533.663.973.364.486.05Pb130.869.6633.6724.5144.9284.5282536.8394.728.4227.7151.675.9Rb225.5177.4227.4173.6189208.182.6276.6225.7189.3183.7196.9207.6Sb0.310.980.840.690.640.581.123.740.7917.149.84.873.33Sc4.75.094.213.863.254.833.085.693.453.413.232.553.33Sn16.54.429.134729.265.833.44345.473246.555.354.9Sr5.085.97.334.766.055.364.728.087.535.757.324.98.08Tl5.924.996.015.314.84.935.666.345.535.865.56.115.82V11.5110.0912.376.556.3610.224.8914.517.198.576.533.648.4W3.38.6410.649.076.495.894.424.60.916.87.334.394.24Zn5907971316134143771976121230734105655751480

综合对比钻孔BZK0022中的蚀变矿物、地球化学和岩性分布，可以看出：1) 钻孔BZK0022浅部(15～100m)主要为绢云母化带，其中混有少量伊利石(60～80m)；岩性表现为颗粒较为细腻的凝灰岩，混有少量流体携带的碎屑岩(24.7～37.5m)，发生了Pb-Zn-Ag等金属矿化；2) 钻孔中上部(100～200m)为绢云母-伊利石-蒙脱石带，大量伊利石的形成表明流体中有大气降水的混入，部分绢云母转变为伊利石。但110m附近、150～180m的范围内出现伊-蒙混层，可能是蒙脱石伊利石化的反应(周张健，1994)，或由流体交代晶屑凝灰岩形成(赵杏媛和张有瑜，1990)，该层发生Pb-Zn-Ag等金属矿化，并位于浅部火山角砾岩附近；3) 钻孔中部(200～250m)为绢云母、绢云母-伊利石带，受岩石裂隙或引爆作用影响两个蚀变带交错分布，岩性为颗粒较小的凝灰质火山碎屑岩；4) 钻孔中下部(250～290m)为绢云母-伊利石-蒙脱石带，深部(290～340m)为绢云母-钠云母-蒙脱石蚀变带；岩性由火山角砾岩过渡至碎屑岩，无矿化作用。当深度≥340m，蚀变组合转变为绢云母-钠云母带，蒙脱石消失。总体而言，BZK0022钻孔中的蚀变分带组合从浅地表向深部(垂向)表现为绢云母→绢云母+伊利石→绢云母+伊利石+蒙脱石→绢云母+钠云母+蒙脱石→绢云母+钠云母。

表2钻孔BZK0022元素迁移量计算结果

Table 2 The computation results about the geological elements’ migration in drill hole BZK0022

元素绢云母带绢云母-伊利石带绢云母-伊利石-蒙脱石带绢云母-钠云母-蒙脱石带SiO2-1.472.03-29.238.2Al2O3-0.82-0.01-0.560.02Fe2O3T-5.31-7.083.4-6.02MgO-0.2-0.24-0.16-0.19CaO-0.19-0.24-0.12-0.19Na2O-0.0200.130.02K2O-0.280.05-0.37-0.19MnO-1.78-1.71-1.3-2.12P2O50000TiO20000Ag-0.23.05-0.260.65As-7.01-16.04-16.3426.65Ba-0.5524.0319.74-5.21Bi0.170.280.40.56Co0.311.020.211.22Cr-8.95-1.39-12.19-4.87Cu63.9471.9618.96113.78Mo4.283.943.928.34Ni-0.232.37-1.430.75Rb-55.74-46.53-94.56-38.94Sb2.540.020.9917.63Sc0.010.67-0.25-0.55Sn-5.45-39.36-17.4767.89Sr-2.88-1.68-2.86-1.08Tl-0.91-0.67-1.160V0.252.74-0.12-1.3W4.537.622.384.16Pb-168.31-83.55649.74-250.18Zn-183.8201.042492.96-135.38

注：正值表示迁入，负值表示迁出

3.3 地球化学元素迁移量及分布

在钻孔BZK0022中199～334m采集岩石样品13件，样品分别位于绢云母带、绢云母-伊利石带、绢云母-伊利石-蒙脱石带、绢云母-钠云母-蒙脱石蚀变带(图6)。岩石样品的主量和微量元素测试结果见表1，选择TiO2作为不活泼组分，计算不同蚀变分带区间的元素迁移量(表2)。

从表2、图7中可以看出：绢云母化带中Cu、Mo、Sb、Sc、V、W等元素表现为迁入，其他元素均表现为迁出，其中Cu的迁入量最大；绢云母-伊利石带中SiO2、Ag、Ba、Bi、Co、Cu、Mo、Ni、Sb、Sc、V、W、Zn等元素表现为迁入，其他元素均为迁出，其中Pb的迁入量最大，Ag仅在该蚀变带中表现为大量迁入，因此绢云母-伊利石带也是斯弄多矿区隐爆角砾岩型矿体中银矿富集的主要区域；绢云母-伊利石-蒙脱石带中Fe2O3、Na2O、Ba、Bi、Co、Cu、Mo、W、Pb、Zn均表现为迁入，其中Pb、Zn表现为大量迁入，该蚀变带被认为是隐爆角砾岩型矿体中铅锌矿富集的主要区域；绢云母-钠云母-蒙脱石带中SiO2、Al2O3、Ag、As、Bi、Co、Cu、Mo、Ni、Sb、Sn、W表现为迁入，其他元素表现为迁出，其中Cu、As的迁入量最大，Pb、Zn表现为大量迁出，矿体尖灭。综上所述，斯弄多矿区中隐爆角砾岩型矿体中主成矿元素与不同蚀变带的蚀变矿物组合关系密切，大气降水混入形成的绢云母-伊利石-蒙脱石层是Pb-Zn矿体的主要赋存部位，而上部的绢云母-伊利石层是Ag矿体的赋存部位，底部含有少量闪锌矿；深部绢云母-钠云母-蒙脱石带中出现Cu矿化。

表3钻孔BZK0022伊利石结晶度IC计算表

Table 3 The value of illite crystallinity (IC) in drill hole BZK0022

序号钻孔深度(m)IC指数序号钻孔深度(m)IC指数139.10.749248.40.697357.80.8044640.7785670.936710.69772.30.856878.80.7439103.90.776101230.936111390.833121650.89913211.51.0314217.50.515152231.254162251.457172290.76718232.50.565192561.33120256.80.7821263.80.791222680.74232740.74824276.870.69125278.50.66526280.21.918272810.52528282.80.743292901.25530291.81.106313700.762

3.4 伊利石结晶度变化及分布

图7 钻孔BZK0022元素迁移量变化图Fig.7 The migration figure of the geochemical elements in drill hole BZK0022

图8 伊利石结晶度变化散点图(左：短波红外测量结果；右：XRD测量结果)Fig.8 Scatter figure of illite crystallity variations(left: measured by shortwave infrared technique; right: measured by XRD)

采用XRD全岩分析验证短波红外技术确定的伊利石结晶度变化的有效性(表4)。测试结果显示：样品中以SiO2和伊利石为主，测试中受其它矿物的影响极小，保证了样品测试的精度。采集样品主要分布在两个深度范围：61～87m和190～213m，通过计算伊利石Kuber结晶度指数(表5)，发现浅部(61～87m)结晶度≤25%时，Kuber指数值随着深度的增加逐渐增大；25%<结晶度≤27%时，Kuber指数值受深度变化的影响不大；结晶度>27%时，Kuber指数值随钻孔深度的增加而减小。深部(190～213m)Kuber指数值没有发生分段变化，总体随钻孔深度的增加而减小(图8右)。根据Kübler(1964)研究表明：Kuber指数值的大小与伊利石结晶度呈反比。因此可以看出：浅部(61～87m)伊利石结晶度经历了减小→不变→增大的变化；深部(190～213m)伊利石结晶度逐渐增大。这说明浅部流体的混合机制更为复杂，而深部的流体来源及混合相对比较单一。

对比短波红外和XRD技术分别提取的伊利石结晶度，可以看出：二者提取出的伊利石结晶度变化特征具有一致性，散点图中样点分布形态相似(图8)。因此，对于大范围数据的获取，短波红外技术提取伊利石结晶度的研究具有数据连续、野外快速获取的特点。

基于上述对短波红外技术伊利石结晶度特征提取有效性验证的结果，采用短波红外技术测量矿区内主体沿NE向分布的A-A’剖面上15个钻孔的岩心光谱特征，提取出伊利石IC值最大值为2.5，最小值为0.5，平均值为1.2，标准差0.37。采用Micromine软件对提取出的伊利石及其结晶度变化进行空间展布(图9)，可以看出：矿区内伊利石分布广泛，IC值偏大，说明矿区中伊利石的结晶度不高。总体表现为从顶部(地表)向底部(钻孔底板)结晶度逐渐降低的趋势。

图9 A-A’剖面伊利石结晶度变化(左)及空间分布(右)图Fig.9 The figures show the drill holes in the A-A’ section with the different value of IC (left) and the illite spatial distribution (right)

4 讨论

4.1 成矿元素分带与蚀变分带之间的关系

4.1.1 绢云母化带

绢云母是矿区分布最为广泛的蚀变矿物，在该蚀变带中Cu、Mo是迁入元素，说明热液温度相对较高(Xomичeb and Xomичeba，1990；王艺云等，2017)，围岩蚀变是在一种相对高温的环境下形成了绢云母，但主成矿元素的Ag、Pb、Zn在该蚀变带中均表现为迁出的特点，尤其是Pb、Zn两种元素在该带中迁出量较大，说明在这种相对高温条件下，并不利于Ag、Pb、Zn元素的富集。

表4钻孔BZK0022 XRD全岩分析矿物组成成分表

Table 4 The minerals composition analysis by XRD in drill hole BZK0022

序号深度(m)岩性石英伊利石黄铁矿闪锌矿方铅矿长石菱铁矿161火山碎屑岩(颗粒2mm)64.829.13.720.3263火山碎屑岩(颗粒2mm)64.429.14.120.5365火山碎屑岩(颗粒2mm)69.1262.12.50.4467火山碎屑岩(颗粒2mm)52.314.810.3211.5570火山碎屑岩(颗粒2mm)71.625.82.500672火山碎屑岩(颗粒2mm)62.137.9000779火山碎屑岩(颗粒5mm)61.236.42.400882火山碎屑岩(颗粒5mm)53.725.81.70018.7984火山碎屑岩(颗粒5mm)55.238.52.43.30.61087火山碎屑岩(颗粒5mm)67.729.62.70011190火山角砾岩(颗粒1cm)5429.32.400.31412193火山角砾岩(颗粒1cm)83.110.46.50013201火山碎屑岩(颗粒2～4mm)50.836.82.30010.214205火山碎屑岩(颗粒2～4mm)65.734.300015210火山碎屑岩(颗粒2～4mm)61.338.700016213火山碎屑岩(颗粒2～4mm)57.742.3000

4.1.2 绢云母-钠云母-蒙脱石带

绢云母-钠云母-蒙脱石蚀变带位于绢云母化带之上，是流体温度降低后形成的蚀变矿物组合。蚀变带中部分绢云母分子结构发生了Tschermak替代，Siiv[Mg，Fe2+]vi=AlivAlvi，四面体和八面体之间的离子进行了配对交换(Yangetal., 2011)。分子结构中的Fe2+、Mg2+离子被Na+、Al3+离子所替代，部分绢云母转变为钠云母(郭娜等，2018a)。同时，部分凝灰岩在热液作用下形成少量蒙脱石。带内Ag表现为少量迁入，说明温度降低后有利于Ag元素的富集；但Pb、Zn仍表现为迁出，说明在这种温度条件下仍不利于Pb、Zn的富集。该蚀变带中As元素表现为大量的迁入，由于As在氧化环境中溶解，在还原环境中沉淀(Scott, 2009[注]Scott H. 2009. Mineral mapping: Archean gold model. 1-38)，因此大量As的沉淀说明形成该蚀变带的流体已经从一种相对氧化的环境转变为相对还原环境。在这种相对还原的条件下，Cu、Mo表现为大量迁入，但尚不足以形成独立矿体。

表5钻孔BZK0022 Kuber指数计算结果表

Table 5 The computation result of Kuber index in drill hole BZK0022

序号 深度(m)Kuber指数序号 深度(m)Kuber指数1610.2582630.3223650.2624670.1925700.3096720.2167790.2348820.269840.29210870.242111900.261121930.305132010.258142050.288152100.221162130.253

4.1.3 绢云母-伊利石-蒙脱石带

由于大气降水与岩浆热液的混合，绢云母发生KAl2[Al,Si]Si3O10(OH)2(绢云母)+nH2O=KAl2[Al,Si]Si3O10(OH)2·nH2O(伊利石)反应，形成大量伊利石，而部分伊利石原地交代绢云母、长石等矿物形成伊-蒙混层(金章东等，1999)。绢云母-伊利石-蒙脱石等主要蚀变矿物在空间上形成一定组合规律。该带中Pb、Zn表现为大量迁入(图7)，说明该蚀变带是铅锌矿体的主要赋存空间。

4.1.4 绢云母-伊利石带

该蚀变带位于钻孔岩心的上部，由于硅化相对减弱，大气降水混入，在高渗透和高水/岩比环境下，流体携带溶质进行迁移，部分伊利石在异地直接从流体中结晶出来(金章东等，1999)，形成绢云母-伊利石蚀变带。该蚀变带中Ag表现为大量迁入的特点，而Pb表现为迁出，Zn少量迁入，因此断定该蚀变带是银矿赋存的主要空间。

综上所述，从钻孔上部到下部，成矿元素富集与蚀变矿物相互依存的关系主要表现为：Ag(Pb、Zn)矿体+绢云母-伊利石带→Ag、Zn(Pb)矿体+绢云母-伊利石带→Pb、Zn(Ag)矿体+绢云母-伊利石-蒙脱石带(图10)。

图10 蚀变分带与成矿元素关系图金属元素分带Fig.10 The relationship between alteration zone and metallogenic elements

4.2 矿体与伊利石分布、结晶度之间的关系

由于伊利石为含水绢云母，其光谱吸收特征与绢云母极其类似，其区别在于伊利石在1900nm 的吸收深度更大，因此利用岩心样品的短波红外测量特征光谱在1900nm和2200nm附近的光谱吸收深度求取伊利石结晶度IC值。IC值大小与伊利石结晶度变化呈现负相关关系，即IC值越大，伊利石结晶度越小。

从图11可以看出：伊利石结晶度指数IC值的变化与矿体的关系非常密切，可作为深部找矿的依据进行矿体的预测：1)当IC<0.6时，无任何成矿元素富集；当IC≥0.6时，具有不同品位的Ag、Pb、Zn等元素出现；2)矿体与IC值位于[0.6,1.2]区间的伊利石共生，IC值过大(>1.2)或过小(<0.6)均影响成矿元素的富集；3)在0.6≤IC≤1.2的区间内，Ag的品位随着IC值的增大而增大，但当IC≥0.9后，Ag的品位虽继续增大，但样品数量却明显减少；Pb、Zn的品位则随着IC值的增大而减小。

以BZK0301为界，SW与NE向分布的伊利石及其结晶度变化在空间分布上具有明显差异性。大气降水自顶部混入， NE向伊利石显示具岩浆热液形成的绢云母被混合流体交代的特征, 因此该区域内矿体连续性和品质较好的原因可能与混合流体持续发生充填交代作用有关；SW向伊利石则是岩浆热液直接交代绢云母所致，部分伊利石在热液演化过程中结晶形成，成矿性较差。

4.3 成矿流体运移特征探讨

Al-OH在短波红外区间的特征波长位置变化能够反映成矿环境的变化(Guoetal., 2017；Wangetal., 2017)，同时波峰吸收深度与成矿之间也存在一定关系(Yangetal., 2011)。绢云母(典型的Al-OH矿物)作为斯弄多矿区分布最为广泛的矿物，可作为流体运移的特征指示。

图11 矿体品位-伊利石IC指数变化关系图Fig.11 The relationship map is about ore grade and IC index of illite

图12 A-A’剖面Al-OH波长变化分布图Fig.12 The figure shows the Al-OH wavelength on A-A’ section

图13 热液流体围岩蚀变过程模式图Fig.13 It shows the alteration progress formed by the fluid activity

提取研究区A-A’剖面15个钻孔的Al-OH特征吸收波长值(2200nm附近)，利用反距离权重插值法IDW插值后(图12)，得到以下特征：(1)NE-SW向剖面上(A-A’)，Al-OH波长值变化在钻孔BZK0301的NE和SW向具有明显的差异性。SW向，Al-OH波长从钻孔下部向上部逐渐减小，表现为成矿热液具有由下向上运移的特征(Tappertetal., 2013；Laaksoetal., 2016;郭娜，2016)；NE向，Al-OH波长变化相对复杂，具有不同流体的混合作用因素，来源于顶部的火山岩浆与深部热液流体混合，导致该区内Al-OH波长变化在顶部和深部出现相向变化趋势。顶部岩浆混合大气降水向下渗入的过程中，Al-OH波长向短波方向移动；深部热液向上运移的过程中，与围岩发生作用产生的绢云母在温压逐渐降低的情况下，其波长也向短波方向移动。因此，BZK0301的NE向表现出更加明显的不同来源流体的混合。(2)NE向区域内Al-OH波长变化比较复杂，原因在于：深部岩浆热液向上运移过程中形成了交代长石等硅酸盐矿物形成绢云母，而后，混合流体又交代围岩形成了部分绢云母。岩浆热液和大气降水的混合，使得成矿物理化学条件发生变化，绢云母蚀变为钠云母(图13)；而BZK0301的SW向，热液则主要为岩浆热液，大气降水混入的量不多，导致成矿性不好，Al-OH波长形成垂向上的有序排列。(3)从主矿体主要富集于BZK0301的NE向分析，成矿作用是不同来源热液流体的混合作用致使了成矿物理化学条件的聚变，同时导致成矿物质快速沉淀，形成富银铅锌矿体。

4.4 成矿作用及成矿环境探讨

由于陆相火山岩的演化是一个长期的过程，不断有火山岩和次火山岩活动及岩浆热液的补充，形成绢云母等蚀变矿物。而岩浆热液在浅部与潜水面附近大气降水混合，导致流体温度、压力等剧降，流体也呈现出中性-偏碱性(pH值在6～8之间)，并发生沸腾作用，产生气液分离，使得压力陡增，进而发生隐爆角砾岩化，致使成矿物质快速沉淀，形成各种不同的蚀变组合。如此反复，可能成矿作用具有多次的流体混合作用，并形成多阶段的成矿作用。

另外，长石等矿物蚀变形成绢云母、伊利石等，多余的SiO2可能形成玉髓、蛋白石等，斜长石中的Ca以及暗色矿物中的Fe、Mn等元素又可能形成菱铁锰矿、菱锰矿、菱铁矿、方解石等，在本篇论文中由于受短波红外波谱区间识别能力的限制在本论文中不做过多探讨。

5 结论

短波红外技术与地球化学方法相结合能够有效确定流体活动特征，探讨元素迁移与蚀变分带间的关系。

(1)斯弄多银铅锌矿床的形成得益于流体的混合作用。从Al-OH的波长变化可以看出：与矿体关系密切的围岩蚀变是岩浆热液与大气降水的混合作用所致，流体运移至浅部，形成低硫化型浅成低温热液特有的硅华和强硅化带的屏蔽层，流体与围岩之间进行了充分的物质和能量交换，物理化学条件的突变，成矿热液发生多次沸腾，形成典型的低硫化浅成低温热液矿石。

(2)蚀变矿物组合、成矿元素具有明显的分带性。从深部到浅部蚀变带表现为：绢云母化带→绢云母-钠云母-蒙脱石带→绢云母-伊利石-蒙脱石带→绢云母-伊利石带，流体运移环境的变化形成了不同的蚀变矿物组合及成矿元素分带，Ag主要赋存在绢云母-伊利石带，Pb-Zn则主要赋存在绢云母-伊利石-蒙脱石带。

(3)矿体的空间分布与伊利石IC值关系密切。伊利石的结晶度指数IC值决定了矿体与伊利石的依存关系，IC过大或过小都不利于矿化富集，矿体与IC值位于[0.6,1.2]结晶度的伊利石共存。

致谢感谢中国科学院遥感与应用研究所童庆禧院士对本文的指导和提出的建设性修改意见；感谢中国地质科学院矿产资源研究所唐菊兴研究员、中国地质大学(北京)王瑞教授所提出的宝贵意见和中肯建议；感谢中瑞矿业对研究团队在野外工作期间提供食宿方便和工作便利。