龙门山造山带北段黄泥坪金矿床蚀变矿化特征与SWIR勘查应用研究

江宏君, 陈华勇, 王 朋, 高政伟, 纪冬平, 吴宝鹏, 程博兴, 冯雨周, 焦宏剑, 王义忠

龙门山造山带北段黄泥坪金矿床蚀变矿化特征与SWIR勘查应用研究

江宏君1, 2, 3, 4, 陈华勇3, 4, 5*, 王 朋1, 高政伟1, 纪冬平1, 吴宝鹏1, 程博兴1, 冯雨周3, 焦宏剑1, 王义忠1

(1. 中陕核工业集团 二一四大队有限公司, 陕西 西安 710100; 2. 陕西铁路工程职业技术学院, 陕西 渭南 714026; 3. 中国科学院 广州地球化学研究所 矿物学与成矿学重点实验室, 广东 广州 510640; 4. 中国 科学院大学, 北京 100049; 5. 广东省矿物物理与材料研究开发重点实验室, 广东 广州 510640)

黄泥坪金矿床位于扬子地块西北缘, 是龙门山造山带北段新发现的一个重要的中型金矿床, 研究程度较低, 蚀变矿化分布特征和矿床成因仍不清楚, 需要新的勘查方法和思路开展下一步找矿工作。基于详细的矿床地质和短波红外光谱(SWIR)研究, 发现黄泥坪金矿床的围岩蚀变主要有黄铁矿化、毒砂化、白云母化、硅化和碳酸盐化, 白云母通常呈细小鳞片状分布于毒砂和黄铁矿的周围, 金主要以不可见金的形式存在于毒砂和黄铁矿中。汉树沟、山关石、柳树坪和石罐子4个矿段应属同一成矿系统, 其中汉树沟和山关石矿段的蚀变矿化期次可分为早期变质成矿期和晚期热液脉成矿期, 变质成矿期包括石英多金属硫化物阶段和浸染状毒砂‒黄铁矿阶段, 热液脉成矿期包括石英‒方解石粗脉阶段和毒砂‒黄铁矿‒方解石细脉阶段。变质成矿期发生了第一次金矿化, 热液脉成矿期发生了第二次金矿化。SWIR勘查应用研究发现, 矿体上盘千枚岩和下盘变质砂岩中发育较多Al–OH吸收峰位值较大的变质成因多硅白云母, 而矿化部位则主要发育Al–OH吸收峰位值较小的热液白云母, Pos2200≤2202.5 nm可作为热液白云母族矿物与变质成岩白云母族矿物或者二者混合相(指变质成岩白云母族矿物占主导, 含有部分热液白云母族矿物)的大致界线。同时Pos2200≤2202.5 nm,且IC值为1.0～1.5可作为黄泥坪矿床新的勘查指标。本研究可以为认识龙门山北段浅变质沉积岩容矿的金矿床成矿规律和找矿勘查提供新的科学依据。

短波红外光谱; 浅变质沉积岩容矿金矿床; 黄泥坪金矿; 蚀变矿化期次; 龙门山造山带

0 引 言

短波红外光谱(SWIR)技术作为传统的物化遥综合找矿方法的有效补充, 近年来正逐步成为国际矿产勘查领域的主要技术方法之一(陈华勇等, 2019; 陈华勇, 2020)。其在热液矿床中的应用主要有两方面: ①SWIR三维蚀变矿物填图; ②利用典型矿物SWIR特征参数变化直接定位热液矿化中心。目前已在斑岩‒浅成低温热液矿床和火山成因块状硫化物矿床(VMS)中得到有效应用(Yang et al., 2005; Thompson et al., 2009; Chang et al., 2011; Laakso et al., 2016; 许超等, 2017), 并初步尝试应用于矽卡岩和造山型金矿床(Wang et al., 2017; Tian et al., 2019; Zhang et al., 2020)。这些成功的应用案例为SWIR光谱技术在国内矿产勘查中的广泛应用奠定了良好的基础。然而, 由于浅变质沉积岩容矿金矿床的蚀变范围相对较窄, 且存在变质成岩作用形成的绿泥石和白云母族等矿物的干扰, SWIR光谱技术目前在该类金矿床的应用研究还相对薄弱。

陕甘川“金三角”地处秦岭造山带、扬子地块、松潘‒甘孜构造带的接合部位, 其内分布一系列的大型、超大型金矿床, 以及数量众多的中小型矿床及矿化点, 是我国重要的金矿集中区(郭俊华等, 2009), 其中以西秦岭金矿带最著名。根据西秦岭区域构造展布与金矿床的分布关系, 可将其分为北成矿亚带、中成矿亚带和南成矿亚带(刘家军等, 1997, 2019)。扬子地块西北缘后龙门山造山带紧邻西秦岭南成矿亚带的东南侧, 目前已发现了黄泥坪、南沙河、丁家林、太阳坪、董家院等多个中小型金矿床(薛旭平等, 2018)。其中黄泥坪金矿床是近年来新发现的一个中型金矿床, 赋存于寒武系蚀变长石砂岩以及奥陶系和志留系接触部位的蚀变千枚岩和碎裂石英脉中, 兼具微细浸染型(蚀变岩型)和石英脉型两种矿化形式。随着地表和浅部钻探工作的完成, 目前面临亟待解决的深部和外围找矿的问题。前人已对黄泥坪金矿床开展了初步的矿床特征、成矿流体以及成矿物质来源的相关研究(宗晓华, 2017; 薛旭平等, 2018),但该矿床的成矿规律和控矿特征研究仍较薄弱, 矿区内SWIR找矿勘查工作尚为空白, 制约了进一步的找矿勘查决策。因此在黄泥坪金矿床开展细致的蚀变矿化特征和SWIR找矿勘查研究, 不仅可以加强对龙门山造山带金矿床成矿类型与成矿机制的认识, 还可以拓宽SWIR勘查方法的应用范围, 为区内进一步的找矿勘查提供科学依据。

1 区域地质

龙门山陆内复合造山带位于扬子地块西北缘, 北侧为碧口地块, 北东侧以勉略带与西秦岭造山带相邻, 西缘为松潘‒甘孜造山带, 是中国主要的构造结之一(图1b; 张国伟等, 2019), 经历了自晚三叠世以来陆内俯冲、伸展滑脱、逆冲推覆和走滑剪切变形等多期次多类型的构造活动(李佐臣, 2009)。其自北向南被NE向近平行的青川‒阳平关断裂(F1)、北川‒映秀断裂(F2)、安县‒都江堰断裂(F3)分为后龙门山造山带和前龙门山褶皱冲断带(图1b)。后龙门山造山带构造变形强烈, 发育有轿子顶和刘家坪穹隆构造以及一系列顺层片理、褶皱、逆冲和伸展滑脱断裂。其物质组成有基底岩系和沉积盖层: 基底岩系由新元古界通木梁群和刘家坪群火山岩及侵入其中的花岗岩组成, 出露于轿子顶和刘家坪穹隆构造的核部; 盖层主要由南华纪‒志留纪浅变质海相沉积岩系组成, 主要围绕穹隆构造呈环带状分布, 这些岩石均遭受区域低温动力变质, 发生绢云母‒绿泥石等低绿片岩相变质作用。前龙门山褶皱冲断带构造变形强度较弱, 发育背冲断块或断层相关褶皱等构造, 其物质组成主要由寒武纪‒中三叠世台地型沉积岩组成(李佐臣, 2009; 李佐臣等, 2013)。区内除发育新元古代火山岩和侵入岩基底外, 未见其他侵入岩出露。

图1 秦岭造山带构造分区及金矿床分布简图(a; 据Wu et al., 2018修改)和龙门山造山带构造简图(b;据李佐臣, 2009修改)

2 矿床地质

2.1 矿区地质

黄泥坪金矿床位于后龙门山造山带内, 矿区出露地层有震旦系灯影组(Z2), 下寒武统(Є1)、下奥陶统陈家坝群(O1), 下‒中志留统(S1-2)及第四系(Q)(图2)。其中, 下寒武统、下奥陶统陈家坝群和下‒中志留统是矿区主要的含矿围岩。下寒武统主要岩性为白云岩、砂质板岩、蚀变长石砂岩、炭质千枚岩, 其与下伏灯影组为整合‒断层接触, 与上覆陈家坝群千枚岩为断层接触。下寒武统白云岩下盘发育的破碎蚀变带和蚀变长石砂岩是矿区重要的含矿层位。下奥陶统陈家坝群的主要岩性为炭质千枚岩、泥质板岩, 夹灰岩、砂岩, 与上覆下‒中志留统为断层接触。下‒中志留统的主要岩性为千枚岩、砂质板岩, 夹砂岩, 受区域断裂构造的影响, 层间挤压破碎、片理化、褶皱或揉皱较发育, 其与下奥陶统陈家坝群接触部位的蚀变千枚岩及碎裂石英脉与金矿化关系密切。矿区内未见有明显的岩浆岩出露。受北部青川‒阳平关深大断裂的影响, 矿区内断裂构造发育, 按展布方向可分为两大类: NE向断裂和近SN向断裂。NE向断裂以压扭性逆断层、逆冲断层为主, 近SN向断裂以压扭性平移断层为主, 多对前期NE向构造形成破坏。这些断裂构造对矿体有不同程度的控制作用。

图2 黄泥坪金矿矿区地质图

2.2 矿化特征

黄泥坪金矿床包括汉树沟、山关石、柳树坪和石罐子4个矿段(图2)。金矿体总体呈层状、似层状展布, 倾角较陡, 金资源量11.6 t, 平均品位为1.63 g/t。其中汉树沟矿段矿体受NW向平移断层带控制, 主要赋存于下寒武统蚀变长石砂岩中, 以发育浸染状蚀变岩型矿化为主(图3a、b), 矿体的上盘为炭质胶结的角砾白云岩和千枚岩, 下盘为变质砂岩或砂质板岩。此外, 由于断裂构造发育, 后期叠加成矿作用明显, 还存在碳酸盐‒硫化物细脉型矿化(图3c)。山关石矿段矿体也主要赋存于下寒武统蚀变长石砂岩中, 矿体的顶板为(角砾)白云岩, 底板为变质砂岩或砂质板岩, 与白云岩接触部位发育强烈的褐铁矿化作用(图3d), 矿石以蚀变长石砂岩型金矿石为主(图3e、f)。汉树沟和山关石矿段蚀变矿化类型相同, 主要为毒砂化、黄铁矿化、硅化和白云母化, 矿体延续性较好, 规模较大。柳树坪和石罐子矿段矿体主要赋存于下奥陶统陈家坝群与下‒中志留统接触部位的碎裂石英脉和蚀变千枚岩中, 以发育较强的毒砂化和硅化为特征(图3g～i), 地表样品褐铁矿化强烈。矿体规模较小, 分支复合, 延续性较差, 以石英脉型矿化为主, 脉侧为蚀变千枚岩型矿化, 矿石以石英脉型金矿石为主。已有选冶实验结果显示, 汉树沟和山关石矿段金主要以不可见金的形式赋存在于毒砂和黄铁矿中, 并见有少量微细粒金, 而柳树坪和石罐子矿段则以微细粒金为主(吴宝鹏等, 2014)。

矿物代号: Apy. 毒砂; Py. 黄铁矿; Lm. 赤铁矿; Qtz. 石英; Cal. 方解石; Ph. 千枚岩。

黄泥坪金矿床的围岩蚀变范围相对较窄, 主要有黄铁矿化、毒砂化、白云母化、硅化和碳酸盐化。基于本次研究对汉树沟和山关石矿段钻孔岩心的精细编录以及典型样品的镜下观察, 根据脉体的穿插关系、蚀变矿物的共生组合以及矿石结构构造等特征, 将黄泥坪金矿床的成矿过程分为变质成矿期和热液脉成矿期, 其中变质成矿期可细分为石英多金属硫化物阶段和浸染状毒砂‒黄铁矿阶段(图4)。石英多金属硫化物阶段以发育自形粗粒黄铁矿为特征, 其边部发育压力影构造的纤维状石英以及少量的黄铜矿和闪锌矿(图5a、b), 指示该阶段形成于早期的应力变形阶段; 浸染状毒砂‒黄铁矿阶段岩石揉皱变形强烈, 以发育浸染状和细脉状的毒砂和黄铁矿为特征(图5c), 其周围伴随有细粒的石英和鳞片状的白云母(图5d), 局部还可见有少量独居石。热液脉成矿期可细分为石英‒方解石粗脉阶段和毒砂‒黄铁矿‒方解石细脉阶段。石英‒方解石粗脉阶段以发育石英粗脉为特征, 切穿变质成矿期的浸染状矿化, 并被晚阶段的方解石硫化物细脉切穿(图5e); 毒砂‒黄铁矿‒方解石细脉阶段以发育细脉状的方解石、毒砂和黄铁矿为特征(图5f、g)。矿化主要集中在变质成矿期的浸染状毒砂‒黄铁矿阶段和热液脉成矿期的毒砂‒黄铁矿‒方解石细脉阶段。汉树沟矿段两期成矿作用更明显, 而山观石矿段则主要发育第一期成矿作用。柳树坪和石罐子矿段主要为地表矿, 风化破碎严重, 无合适样品, 期次难以划分。

图4 黄泥坪金矿床蚀变矿化期次表

(a) 石英多金属硫化物阶段岩石发生初始变形, 发育定向排列的暗色条带; (b) 石英多金属硫化物阶段自形粗粒黄铁矿边部发育纤维状石英以及少量闪锌矿和黄铜矿; (c) 浸染状毒砂‒黄铁矿阶段岩石发生揉皱变形, 硅化较强; (d) 浸染状毒砂‒黄铁矿阶段毒砂、黄铁矿以及白云母紧密共生; (e) 石英‒方解石粗脉穿切浸染状矿石, 并被毒砂‒黄铁矿‒方解石细脉穿切; (f) 毒砂‒黄铁矿‒方解石细网脉穿切浸染状矿石; (g) 毒砂‒黄铁矿‒方解石阶段毒砂、黄铁矿、方解石呈脉状紧密共生。矿物代号: Apy. 毒砂; Py. 黄铁矿; Ccp. 黄铜矿; Sp. 闪锌矿; Qtz. 石英; Ms. 白云母; Cal. 方解石。

3 分析测试方法及数据采集

3.1 短波红外光谱分析

短波红外光谱(SWIR)技术的波长范围为1300～ 2500 nm, 其工作原理是矿物中特定基团的分子键在接收短波红外光照射后被激发, 进而产生不同程度的弯曲和伸缩, 引起分子振动, 同时吸收特定频率的能量(田丰等, 2019; 任欢等, 2020)。由于不同矿物含有不同的基团, 不同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, 因此选用连续改变频率的红外光照射样品时, 样品会选择性地吸收不同频率的红外光, 通过样品后透射出来的短波红外光就会携带着样品的组分和结构信息, 并被仪器记录下来, 通过检测器分析透射光或反射光的光密度, 就可以确定样品的组分及该组分的含量(杨志明等, 2012)。目前在该波段能产生特征吸收的键包括–OH、H2O、CO 32–、SO 42–、NH4+、Al–OH、Mg–OH、Fe–OH, 因此短波红外光谱技术可以识别含羟基硅酸盐矿物、硫酸盐矿物、碳酸盐矿物以及含氨基矿物(Han et al., 2018)。

本次用于测试短波红外光谱的仪器为南京地质矿产研究所与南京中地仪器联合生产的可见光近红外地物波谱仪CSD350A, 测试在中国科学院广州地球化学研究完成。CSD350A的探测谱段范围为350～2500 nm, 光谱取样间距为2～4 nm, 光谱分辨率为4～6 nm, 测试窗口为1.4 cm×1.4 cm, 测试样品所用时间为30～120 s。详细的仪器设置参数及测试注意事项请参考Chang and Yang (2012)和杨志明等(2012)。

3.2 数据采集

为了系统研究短波红外光谱技术在浅变质沉积岩容矿的金矿床中的应用效果, 根据黄泥坪金矿钻孔分布及见矿情况, 共选取地质资料齐全的32个钻孔开展SWIR研究, 其中汉树沟矿段21个, 山关石矿段11个(图2), 累计钻孔深度8591 m。采样间距2～4 m/样, 在蚀变矿化比较集中的部位加密采样, 共采集钻孔样品2517件, 其中汉树沟矿段2030件, 山关石矿段487件。测试前, 先将样品清洗干净并晾干, 以避免表面尘土和水分对测试结果的影响。测试过程中, 首先需要用Spectralon白色参比盘对仪器进行校准, 为了保证数据质量还需要每隔15分钟对仪器校准一次。为了提高数据的可靠性, 减少数据的偶然性误差, 每块样品都测3～5个点, 并对每一个测点进行标记, 共采集数据11240条。所测数据首先用“光谱地质师(TSG)”软件进行自动解译, 并使用该软件的scalar模式, 对标准化反射率光谱(Hull Quot)开展蚀变矿物特征吸收峰波长和吸收深度等参数的提取, 由于不同矿物的短波红外光谱在某一波段范围内具有一定的相似性, 同时采集光谱过程中受噪音的影响, 导致自动解译的结果可能不够准确, 因此需要通过人工进行逐一核对和解译, 并最终确定矿物的种类。每个样品一般都有3个分析结果, 若识别出单种矿物有多个数据, 取其光谱参数的平均值。

4 测试结果

本次测试的样品岩性主要为千枚岩、(角砾)白云岩、蚀变长石砂岩和变质砂岩。其中部分样品炭质含量较高, 岩石呈黑色, 对短波红外光具有较强的吸收能力, 导致其无可识别的光谱特征(Duke and Lewis, 2010), 经过筛选有6882条光谱数据可用, 其中汉树沟矿段5520条, 山关石矿段1362条。本次工作重点对山关石矿化较好的25号(ZK2501、ZK2503、ZK2103)、33号(ZK3301、ZK3302、ZK3303、2904)和41号(ZK3701、ZK4104、ZK4103)剖面(图2), 以及汉树沟矿化较好的213号(ZK21301、ZK21302、ZK21303、ZK21304)、209号(ZK20902、ZK20903)和202号(ZK0401、ZK0302、ZK20205、ZK20207)剖面(图2)进行研究。

4.1 矿物类型及空间分布

SWIR测试结果表明汉树沟和山关石矿段样品具有相同的层状硅酸盐、碳酸盐和黏土矿物组成, 主要为白云母、多硅白云母、绿泥石、白云石、方解石、铁白云石、蒙脱石、伊利石、埃洛石等, 以白云母、多硅白云母、白云石、铁白云石为主, 绿泥石次之, 其中白云石主要位于(角砾)白云岩中, 埃洛石、伊利石、蒙脱石则多分布于白云岩与蚀变长石砂岩的接触部位(图6、7)。白云母分布最广泛, 在不同岩性中均有分布, 而多硅白云母和绿泥石则主要分布于矿体上盘的千枚岩和矿体下盘的变质砂岩中, 这一现象在汉树沟矿段表现得更显著(图6)。然而碳酸盐矿物却表现出不同的分布特征: 山关石矿段主要局限于白云岩中; 汉树沟矿段除了分布于(角砾)白云岩中的白云石外, 在矿体上盘的千枚岩和下盘的变质砂岩中还分布有较多的铁白云石和少量的方解石(图7)。矿体主要分布于蚀变长石砂岩中白云母发育部位(图6), 此外汉树沟矿段矿体内还发育有白云石(图7)。

图6 黄泥坪金矿床层状硅酸盐矿物分布图

图7 黄泥坪金矿床碳酸盐和黏土矿物分布图

4.2 白云母族矿物光谱参数特征及变化规律

考虑到绿泥石和黏土矿物分布较窄, 碳酸盐矿物主体在白云岩中发育, 因此本文重点对分布更广泛的白云母族矿物进行研究。白云母族矿物主要包括白云母、多硅白云母、钠云母和伊利石, 受其八面体分子振动的影响, 在2200 nm、2340 nm和2450 nm均有吸收峰, 而区别于其他矿物的特征吸收峰位为Al–OH峰(Pos2200), 相应的吸收深度被称为Dep2200 (Hunt, 1977; Clark et al., 1990; Han et al., 2018)。其中钠云母富Al含Na, Pos2200值在2190 nm附近, 白云母富Al和K, Pos2200值在2200 nm附近, 多硅白云母贫Al, 富Fe或Mg, Pos2200值通常＞2210 nm (Yang et al., 2011)。2340 nm吸收峰位(Pos2335)与绿泥石、碳酸盐矿物的重叠, 其变化可以用来监测这两种矿物的混入情况。此外, Dep2200与Dep1900的比值通常也用来反应白云母族矿物的光谱结晶程度, 简称为IC值。山关石和汉树沟矿段的Pos2200值、IC值以及Pos2335值总体符合正态分布(图8), 其Pos2200值变化范围均较大, 从2200～2230 nm均有分布, 总体＜2205 nm(图8a、d); IC值的分布范围基本一致, 但是汉树沟的IC值相对更集中, 且峰值稍大于山关石(图8b、e); 与山关石相比汉树沟具有较小的Pos2335值(图8c、f)。

图8 黄泥坪矿床白云母族矿物光谱特征参数直方图

由于围岩性质的差异, 其光谱特征参数的变化规律也不尽相同。相对蚀变长石砂岩、千枚岩以及变质砂岩, 山关石和汉树沟矿段的矿化体和白云岩中白云母族矿物具有相对集中和较小的Pos2200值(中位数≤2202.5 nm)、IC值(中位数＜1.5)以及Pos2335值(中位数≤2335 nm)(图9)。而山关石和汉树沟矿段蚀变长石砂岩、千枚岩和变质砂岩的Pos2200值变化范围较大, 并显示出逐渐增大的趋势, 其中蚀变长石砂岩的中位数值更接近矿化体, 但异常值也较多(图9a、d); 其IC值的变化范围也较大, 中位数值均＞1.25, 与矿化体有较多的重合(图9b、e); 相对汉树沟, 山关石矿段具有更大的Pos2335值(中位数＞2335 nm; 图9c、f), 可能由于汉树沟千枚岩和变质砂岩中含有较多的铁白云石(～2332 nm)所导致。

图9 黄泥坪矿床不同围岩白云母族矿物光谱特征参数变化规律

5 讨 论

5.1 黄泥坪金矿床矿化过程

尽管柳树坪和石罐子矿段与汉树沟和山关石矿段具有不同的矿石类型, 但是它们具有相似的蚀变矿物组合, 均为毒砂、黄铁矿以及硅化, 此外含金石英样品的流体包裹体和H-O同位素也显示出相似的特征(薛旭平等, 2018)。因此, 推测几个矿段可能形成于同一成矿系统, 由于不同的流体通道(不整合面和不同岩性界面)导致其矿化特征上的差异。汉树沟、山关石矿段矿体上下界面分别为白云岩和变质砂岩, 变质砂岩孔隙较为发育, 可以为成矿提供良好的空间因此多形成浸染状的矿化; 而柳树坪、石罐子矿段矿体的上下界面分别为下‒中志留统的千枚岩和奥陶系陈家坝群的千枚岩, 千枚岩原岩为泥岩等, 较为致密, 通常作为隔水层出现, 因此以发育脉状的矿化为主要特征。

汉树沟和山关石矿段不同类型矿石和围岩样品的品位与镜下特征表明: 变质成矿期的早阶段以发育具有压力影结构的黄铁矿和纤维状的石英为特征, 该阶段金发生了预富集, 使得围岩地层中的金含量数倍于克拉克值(4×10−9; 图5a)。随着晚阶段变质变形程度的增加以及变质热液的形成, 发育以毒砂、黄铁矿、石英和白云母为特征的蚀变矿物组合, 且随着热液蚀变强度的增加金品位逐渐增大, 但形成的矿石总体品位较低, 通常＜2 g/t(图5c)。然而发育较多碳酸盐硫化物细脉的矿石的金品位较高, 通常＞2 g/t (图5f)。据此推测汉树沟和山关石矿段发育了两次金矿化事件, 变质(热液)成矿期发生了第一次金矿化, 形成低品位矿石, 热液脉(亦可能为变质热液, 详见下文讨论)成矿期发生了第二次金矿化, 形成较富的矿石。这一结论与热液脉成矿期黄铁矿的Au平均含量(167×10−6)数十倍于变质成矿期黄铁矿(Au平均含量为15.9×10−6)(团队未发表数据)的结果相一致。

5.2 白云母族矿物的光谱特征及其成因

白云母族矿物是变质岩中分布最广泛的矿物之一, 可出现于各类泥质、长英质和基性变质岩中(魏春景和朱文萍, 2007), 其在热液矿床中也常作为热液蚀变矿物产出。黄泥坪金矿床的SWIR测试和镜下观察表明, 其围岩中广泛发育白云母族矿物。由于龙门山北段遭受了区域低温动力变质, 发生过绢云母‒绿泥石等低绿片岩相的变质作用(李佐臣, 2009), 而黄泥坪矿区的围岩主要为千枚岩和变质砂岩等, 因此这些浅变质岩中白云母族矿物应该包括两类, 分别为早期成岩过程的变质云母和热液蚀变过程形成的热液云母。SWIR的识别结果也表明黄泥坪矿床围岩中的白云母族矿物可分为白云母和多硅白云母两种(图6), 多硅白云母常作为高压低温变质矿物得到广泛的研究(魏春景和朱文萍, 2007; Doublieret al., 2010; Duke and Lewis, 2010; Bradley et al., 2021)。然而已有研究表明成矿热液系统中形成的白云母族矿物, 波长范围很广, 从钠云母至多硅白云母均有分布, 而且距离矿化中心通常具有系统性的变化, 如澳大利亚的Sunrise Dam金矿床、西藏念村和新疆土屋斑岩铜矿床靠近矿化中心Pos2200值变小, 远离矿化中心Pos2200值变大(Yang et al., 2005; 杨志明等, 2012; Wang et al., 2017), 澳大利亚的Kanowna Belle金矿床、Elura铅锌银矿床和Hellyer火山块状硫化物矿床靠近矿化中心Pos2200值变大, 远离矿化中心Pos2200值变小(Sun et al., 2001; Yang et al., 2011; Wang et al., 2017)。据此我们挑选汉树沟和山关石矿段矿化较好的钻孔分别对Pos2200值与距主矿体的距离(剖面垂直距离)进行线性回归分析, 结果显示不同岩性的Pos2200值与距矿体中心的距离无明显线性关系(图10), 进一步说明黄泥坪矿床的白云母族矿物不单是热液成因, 可能还存在早期变质成岩形成的白云母族矿物。

图10 黄泥坪矿床白云母族矿物Pos2200值与距矿体中心距离相关图解

此外, 通过显微镜下观察发现在矿体上部的千枚岩中有两种类型的云母: 一种呈细粒集合体定向排列, 具有较高的Pos2200值(图11a), 对应的矿物为多硅白云母; 另一种呈粗粒鳞片状, 具有明亮鲜艳的干涉色, 分布于穿切千枚岩的石英脉的边部, 具有较低的Pos2200值(图11b), 对应的矿物为白云母。同时在蚀变长石砂岩中黄铁矿和毒砂发育部位也可见较多自形粗粒、具有鲜艳干涉色的片状云母, 对应于较低的Pos2200值(图11c), 对应的矿物为白云母。矿体下盘的变质砂岩中则主要发育细粒白云母, 主要分布于长石和石英的粒间, 具有较高的Pos2200值, 对应的矿物为多硅白云母(图11d)。因此具有较高Pos2200值的多硅白云母可能形成于变质成岩过程中, 而具有较低Pos2200值的白云母可能为热液成因, 而Pos2200值介于两者之间的可能为热液白云母和变质多硅白云母的混合。这一特征与千枚岩和变质砂岩以及部分蚀变长石砂岩的Pos2200值变化范围广、总体偏高, 矿化体和白云岩的Pos2200值较为集中且明显偏低(图9a、d)的事实相吻合。然而关于变质多硅白云母和热液白云母Pos2200值的界限难以准确限定, 结合汉树沟和山关石矿化体以及紧邻白云岩中白云母的Pos2200值的分布情况, 并最大限度地排除变质白云母族矿物的影响, 可以初步取矿化体的中位数(2202.5 nm)作为热液白云母的上界。

矿物代号: Apy. 毒砂; Py. 黄铁矿; Qtz. 石英; Chl. 绿泥石; Phg. 多硅白云母; Ms. 白云母。

5.3 SWIR的勘查指示意义

短波红外光谱技术已经在斑岩、VMS、矽卡岩矿床中建立了一些短波红外找矿勘查标志, 应用最为广泛的是白云母族矿物的Pos2200值(Al–OH吸收峰位)和结晶度IC值, 以及绿泥石族矿物Poss2250值(Fe–OH吸收峰位), 在矿化部位这些值会发生明显的变化, 如西藏念村斑岩铜矿靠近矿化中心伊利石结晶度IC值增大(＞1.6), Pos2200值变小(＜2203 nm; 杨志明等, 2012); 紫金山西南铜钼矿段靠近矿化中心伊利石Pos2200值增大(＞2203 nm), 结晶度IC值增大(＞2.1; 许超等, 2017); 加拿大Izok Lake VMS矿床靠近矿体白云母Pos2200值增大(Laakso et al., 2016); 西奥Kanowna Belle金矿床靠近矿体Pos2200值增大(＞2205 nm), 而Sunrise Dam金矿床靠近矿体Pos2200值减小(＜2205 nm; Wang et al., 2017)。研究表明不同类型的矿床或者相同类型的不同矿床,其SWIR示矿指标也不尽相同, 因此有必要建立黄泥坪金矿床的SWIR勘查指标, 以期对西秦岭造山带赋存于浅变质沉积岩中的金矿勘查进行有效的指导。

由前文讨论可知, 汉树沟和山关石矿段矿化部位白云母族矿物的Pos2200值明显较小(中位数≤2202.5 nm, 图9a、d), 然而由于存在早期变质成岩白云母族矿物的干扰, 导致Pos2200值与距矿化中心距离之间没有系统的变化规律(图10)。因此, 为了减小早期变质成岩白云母族矿物影响, 进一步限定黄泥坪金矿床的SWIR勘查指标, 首先以Pos2200≤2202.5 nm为界对所有数据进行了筛选, 然后对筛选后的IC值进行了kriging插值分析。结果表明矿体及矿化体主要位于IC低值与高值变化的界面, 其中山关石矿段介于1.0～1.25之间, 部分为1.25～1.45 (33号剖面), 汉树沟则主要介于1.2～1.5之间(图12)。光谱结晶度IC值与矿物形成温度直接相关, 温度升高IC值变大, 温度降低IC值减小(Chang et al., 2011; 杨志明等, 2012; 许超等, 2017; Wang et al., 2021), 表明降温过程对成矿具有重要的作用。而汉树沟矿段相对山关石矿段具有较高的IC值, 可能与汉树沟矿段热液脉成矿期的叠加成矿作用更发育相关。考虑到IC低值区的岩性主要为(角砾)白云岩, 较致密, 通常位于矿体的上盘, 是良好的流体圈闭层, 对成矿具有重要作用, 因此对深部白云岩的识别可以间接指示矿体的存在, 为此我们分别对每个钻孔的IC值进行了统计(筛选条件Pos2200≤2202.5 nm), 并将其均值投影到地表进行kriging插值, 发现汉树沟矿段北西方向和北东方向、山关石矿段北东方向的IC值减小(图13), 表明其深部存在白云岩, 并可能存在深部隐伏矿体, 这与已有的钻探结果和地质认识相一致。因此白云母族矿物Pos2200≤2202.5 nm, 且IC值为1.0～1.5, 可以作为黄泥坪金矿新的找矿勘查指标。

图12 黄泥坪矿床不同勘探线剖面白云母族矿物IC值的空间分布

图13 黄泥坪矿床汉树沟和山关石矿段白云母族矿物IC值的空间分布

综上分析, 白云母族矿物的SWIR光谱参数Pos2200值和IC值对黄泥坪矿床具有较好的指示作用, 表明SWIR找矿勘查技术方法在浅变质岩容矿的金矿中具有良好应用前景。同时也可以看到变质作用产生的白云母族矿物与矿化过程产生的该类矿物的SWIR光谱特征参数是有差别的, 在肉眼难以分辨时可以借助Pos2200值的范围初步区分,如本文中限定Pos2200≤2202.5 nm为热液白云母族矿物, Pos2200＞2202.5 nm为变质白云母族矿物或者二者的混合, 但前提是需要对大量样品进行系统的SWIR测试, 同时还需要结合区域地质背景并辅助镜下观察等其他证据。因此, 在使用蚀变矿物光谱进行浅变质岩容矿矿床的找矿勘查应用时, 首先需要结合区域地质背景以及样品的空间位置和岩性特征进行综合分析, 识别变质成岩作用和热液蚀变作用产生的白云母族矿物, 进而才能获得准确的找矿勘查标识。

6 结 论

(1) 黄泥坪矿床汉树沟、山关石、柳树坪和石罐子4个矿段应为同一成矿系统。汉树沟和山关石矿段的矿化过程可以分为两期四阶段, 包括变质成矿期的石英多金属硫化物阶段和浸染状毒砂‒黄铁矿阶段, 以及热液脉成矿期的石英‒方解石粗脉阶段和毒砂‒黄铁矿‒方解石细脉阶段。变质成矿期发生了第一次金矿化, 热液脉成矿期发生了第二次金矿化。

(2) 在运用SWIR对浅变质岩容矿的金矿床进行勘查应用时, 首先需要对变质成岩矿物与热液成因矿物进行区分才能获取准确的找矿勘查标识。黄泥坪金矿床SWIR勘查应用研究发现Pos2200≤2202.5 nm可做为热液白云母族矿物与变质白云母族矿物或者二者混合的界线。白云母族矿物Pos2200≤2202.5 nm, 且结晶度IC值介于1.0～1.5可作为黄泥坪地区该类金矿床勘查的新指标。

致谢:野外工作得到中陕核工业集团二一四大队有限公司领导的大力支持; 采样工作得到黄泥坪金矿项目组同事的大力帮助; 短波红外光谱数据处理与解译得到了中国科学院广州地球化学研究所张世涛博士、初高彬博士的帮助; 两位匿名审稿专家给本文提出了详实和中肯的评审意见。在此一并表示衷心的感谢！

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Alteration, Mineralization and Applications of Short Wavelength Infra-Red (SWIR) Technique in the Huangniping Au Deposit in Northern Longmenshan Orogenic Belt

JIANG Hongjun1, 2, 3, 4, CHEN Huayong3, 4, 5*, WANG Peng1, GAO Zhengwei1, JI Dongping1, WU Baopeng1, CHENG Boxing1, FENG Yuzhou3, JIAO Hongjian1, WANG Yizhong1

(1. Geological Party No.214, Sino Shaanxi Nuclear Industry Group, Xi’an 710100, Shaanxi, China; 2. Shaanxi Railway Institute, Weinan 714026,Shaanxi, China; 3. CAS Key Laboratory of Mineralogy and Metallogeny, Guangzhou Institute of Geochemistry, Chinese Academy of Sciences, Guangzhou 510640, Guangdong, China; 4. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China; 5. Guangdong Provincial Key Laboratory of Mineral Physics and Materials, Guangzhou 510640, Guangdong, China)

The Huangniping Au deposit, located in the northwestern margin of the Yangtze block, is an important medium-sized deposit in the northern Longmenshan orogenic belt. The alteration and mineralization features as well as the metallogenesis of the Huangniping Au deposit are still unclear, and new exploration methods and approaches are required for the future exploration. Hydrothermal alteration around the orebodies includes pyrite, arsenopyrite, sericite, silicification, and carbonatization, with the former two being Au-bearing. Four ore sections, including the Hanshugou, Sanguanshi, Liushuping, and Shiguanzi, belong to the same metallogenic system. Alteration and mineralization sequence of the Hanshugou and Sanguanzhi includes the early metamorphic and late hydrothermal veins epochs, with the former being divided into quartz-polymetallic sulfide and disseminated arsenopyrite-pyrite stages, the latter being the quartz-calcite coarse vein and arsenopyrite-pyrite-calcite veinlet stages. Gold has deposited in both of these two mineralization epochs. SWIR research reveals that metamorphic phengite is mainly distributed in the upper wall phyllite and footwall metasandstone, while hydrothermal muscovite is mainly developed in the mineralized zone, with Pos2200 ≤2202.5 nm as their boundary. The SWIR anomalies of Pos2200 ≤2202.5 nm and IC = 1.0 – 1.5 can be the new indicators in the Huangniping Au deposit. The results obtained in this study can provide scientific basis for further understanding of ore-forming process of low-grade metamorphic sedimentary rock-hosted gold deposits and future exploration in the northern Longmenshan orogenic belt.

short wavelength infra-red (SWIR); low-grade metamorphic sedimentary rock-hosted gold deposit; Huangniping Au deposit; alteration and mineralization sequence; Longmenshan orogenic belt

2021-12-08;

2022-03-17

中陕核工业集团有限公司院士工作站研究课题(YS190101)、陕西铁路工程职业技术学院科研基金项目(2023KYYC-09)和陕西省 自然科学基础研究计划项目(2023-JC-QN-0286)联合资助。

江宏君(1990–), 男, 博士研究生, 矿物学、岩石学、矿床学专业。E-mail: 1941061236@qq.com

陈华勇(1976–), 男, 研究员, 主要从事造山带金属矿产成矿模式研究及找矿勘探应用。E-mail: huayongchen@gig.ac.cn

P614; P631

A

1001-1552(2023)06-1291-016

10.16539/j.ddgzyckx.2023.06.006