矽卡岩型矿床是中国最重要矿床类型之一，是中国铁、铜、钨、锡、铋等矿种的主要矿床类 型，是铍、钼、铅锌、金、银及部分非金属矿产的重要来源，也一直是工业界勘查的主要目 标（赵一鸣，2002）。目前，对矽卡岩型矿床已逐渐建立起一些有效的找矿标志，如构造环 境、岩浆岩与地层围岩、矽卡岩化、地球物理与地球化学原生晕等（赵一鸣等，2012）。这 些在实践勘查和理论研究过程中积累的方法，对于寻找不同类型矽卡岩矿床具有重要的指导 作用。进入21世纪，随着近地表矿床的逐渐减少，深部隐伏矿床的勘查将逐渐成为未来的趋 势（许超等，2017）。由于隐伏矿床主要位于浅剥蚀地区，地表能观察到的蚀变以低温蚀 变（如绢云母化、绿泥石化、黏土化）为主，且蚀变分带不明显，运用传统的找矿方法效果 有时不显著。因此，探索新的找矿方法和手段，并建立起有效的找矿标志显得尤为重要。
        近年来，短波红外光谱（Short Wavelength Infrared, SWIR）技术在矿产勘查领域已逐渐 得到广泛的应用，特别是对隐伏的斑岩_浅成低温热液矿床和块状硫化物矿床（VMS）的找矿 勘查效果显著（Yang et al., 2005；Thompson et al., 2009；Chang et al., 2011；杨志 明等，2012；Laakso et al., 2016；许超等，2017）。该技术不仅可以快速鉴定常见的含 羟基、硫酸盐及碳酸盐等热液蚀变矿物，进行蚀变矿物填图；同时，还可以利用一些矿物反 射光谱特征（如伊利石结晶度和伊利石吸收峰位值）的系统变化，直接定位热液/矿化中心 （章革等，2005；杨志明等，2012）。如Chang等（2011）在研究菲律宾Lepanto高硫型浅成 低温热液矿床时，发现明矾石的1480 nm吸收峰位值（Pos 1480）与侵入体的距离呈反比关 系；杨志明等（2012）在研究西藏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（＜2202 nm）与热液/矿化蚀变中心密切相关；Laakso等 （2016）研究加拿大Izok Lake块状硫化物矿床（VMS），发现富Al的绢云母和富Mg的黑云母 /绿泥石能够有效指示矿化中心。这些研究都表明，短波红外光谱技术在矿产勘查中具有良 好的应用前景。
        鄂东南地区是长江中下游成矿带的重要组成部分，亦是中国重要的矽卡岩型铜铁多金属矿床 的大型矿集区（谢桂青等，2009）。区内产有程潮（大型）和张福山（大型）矽卡岩型铁矿 床、铜绿山（大型）矽卡岩型铜铁金矿床、铁山（大型）矽卡岩型铁铜矿床、鸡冠咀（大型 ）矽卡岩型金铜矿床、铜山口（大型）斑岩_矽卡岩型铜钼矿床、阮家湾（大型）矽卡岩型 钨铜钼矿床、龙角山（中型）矽卡岩型钨铜矿和付家山（中型）矽卡岩型钨铜钼矿床等，以 铜、铁为主要优势矿种，成矿类型齐全（常印佛等，1991；谢桂青等，2006；Zhao et al., 2012）。前人对这些矿床的成矿背景、成岩成矿年代学、岩石地球化学、成矿流体特征及 来源等方面进行了详细的研究，深入探讨了矿床的成因机制和成矿模式（谢桂青等，2006； 2009；Li et al., 2008；2009；2010；Xie et al., 2011；2015；Zhao et al., 2012）。 近年来，随着接替资源勘查项目的进行，在老矿山外围或深部，有一批新的矿床或矿体被相 继发现，如铜绿山ⅩⅢ号矿体、鸡冠咀Ⅶ号矿体等。因此，矿集区内矽卡岩型矿床的成矿规 律仍需进一步揭示。另外，矿集区内的SWIR找矿勘查研究仍处于空白。铜绿山铜铁金矿床作 为鄂东南地区典型的矽卡岩型铜铁多金属矿床，蚀变矿化特征明显，可作为研究的理想对象 。
        在前人研究的基础上，本文通过详细的野外地质调查、钻孔岩芯编录和室内岩相学研究，根 据热液/矿脉体的穿插关系、矿物的交代顺序、共生组合及空间分布特征，对铜绿山铜铁金 矿床的蚀变分带及矿化特征进行较为详细的研究，旨在进一步完善鄂东南矿集区矽卡岩型矿 床的成矿规律。同时，对铜绿山矿床典型地质剖面进行短波红外光谱的相关研究，初步建立 了SWIR找矿勘查的新标志，为该区域的勘查找矿工作提供了进一步的科学依据。此外，与斑 岩型矿床进行综合对比，初步探讨蚀变矿物绿泥石在不同类型矿床中的勘查应用潜力。因 此，本文的研究对深入认识鄂东南矿集区矽卡岩型矿床的成矿规律和找矿勘查具有较为重要 的意义。
        长江中下游地区位于扬子板块北缘，秦岭_大别山造山带和华北板块南侧，区域北侧以襄樊_ 广济大断裂及郯庐大断裂为界，南侧以阳兴_常州大断裂为界，是中国重要的Cu_Fe_Au_Mo金 属成矿带，从西向东依次有鄂东南、九瑞、安庆_贵池、铜陵、庐枞、宁芜、宁镇7个中_大 型矿集区（图1a；毛景文等，2009；谢桂青等，2009）。在区域内，局部有前震旦系变质基 底和震旦系碎屑岩、白云岩和硅质岩出露，广泛发育有寒武系—下三叠统碎屑岩和碳酸盐 岩，以及侏罗系—白垩系陆相火山岩夹碎屑岩（常印佛等，1991；毛景文等，2009）。此外 ，区域内广泛发育3类中生代的花岗质岩：① 与Cu_Fe_Au_Mo矿床有关的高钾钙碱性侵入 岩（I型/磁铁矿型）系列，由辉长岩、闪长岩、石英闪长岩和花岗闪长岩等组成；② 与玢 岩铁矿有关的富钠钙碱性闪长岩类，包括辉石闪长玢岩、闪长玢岩及其相应的喷出岩；③ 与金矿有关的A型花岗岩类，包括石英正长岩、正长岩、石英二长岩、碱性花岗岩及相应的 喷出岩（常印佛等，1991；Pei et al., 1995；唐永成等，1998；Zhou et al., 2007；周 涛发等，2008；毛景文等，2009）。
        鄂东南矿集区位于长江中下游成矿带的最西段，处于隆起至凹陷过渡的沉积环境，区内古生 代—中新生代地层均有发育，古生代地层主要发育于西南部，中生代地层分布较为广泛，其 中，三叠系大冶组大理岩、白云质大理岩和蒲圻组砂页岩为该区矽卡岩型铁铜矿最重要的赋 矿围岩（谢桂青等，2009）。矿集区内出露大量的中酸性侵入岩和火山岩，面积达1100 km ²，约占全区面积的23%。其中，火山岩主要出露于矿集区的西侧，位于保安和金牛、灵乡 镇之间，面积约200 km²，为继承式火山岩盆地，厚约2000 m，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（谢桂青等，2006；李瑞 玲等 ，2012）。区内广泛发育的中酸性侵入岩，包括6个大岩体（分别为阳新岩体、殷祖岩体、 灵乡岩体、金山店岩体、铁山岩体和鄂城岩体）以及铜绿山（石英闪长岩）、铜山口（花岗 闪长斑岩）、阮家湾（石英闪长岩）、龙角山（花岗闪长斑岩）等多个小岩株。近年来，大 量的高精度锆石U_Pb测年数据表明，区内的岩浆活动可分为2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134～152 Ma，晚期的花岗岩_石英二长岩 、基性岩脉和火山岩的时代集中于127～134 Ma（谢桂青等，2006；2009；Li et al., 2008 ；2009；2010）。
        在这些中酸性侵入岩体周围，都发育有规模不等的（斑岩_）矽卡岩型铜铁金钼矿床。截止 目前，矿集区内已发现的大、中、小型矿床（矿点）数量达345个。根据成矿元素组合，可 分为铁、铜、铁铜、铜铁、铜金、铜钼、钨铜钼7种类型。在空间上，这些矿床多产于侵入 体与围岩的接触带附近，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 山石英闪长岩岩株周围，发育有铜绿山铜铁金矿床、鸡冠咀金铜矿床、桃花咀铜铁（金）矿 床和石头咀铜铁矿床（赵海杰等，2012）。近年来，越来越多的高精度成矿年龄，如辉钼矿 Re_Os、金云母Ar_Ar、榍石U_Pb等，表明鄂东南地区斑岩_矽卡岩型矿床的形成时代集中于1 43～135 Ma，属早白垩世，与相邻的侵入岩体密切相关（赵新福等，2006；谢桂青等，2009 ；Li et al., 2009；2010；Deng et al., 2015）。
        铜绿山铜铁金矿床位于鄂东南矿集区中部，阳新岩体的西北端，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3 km处，是目前中国发现的最大的矽卡岩 型铜 多金属矿床之一（图1a；魏克涛等，2007；谢桂青等，2009）。截止目前，铜绿山矿床的Cu 金属储量达1.34 Mt（平均品位1.68%），铁矿石储量72 Mt（平均品位39.7%），Au金属 储量81 t（平均品位0.45 g/t），以及伴生钴、银、钼等多金属（刘继顺等，2005；Li et al., 2010; 湖北省地质局第一地质大队，2010）。
        矿区内主要出露为下三叠统大冶组碳酸盐岩，自下而上可分为7个岩性段，岩性为灰岩及白 云岩，呈隐伏状态沿NNE向构造不连续出现，与成矿密切相关的主要为第5、6岩性段的 大理岩和白云质大理岩。由于受印支期NWW向断裂_破碎带构造向褶皱_断裂构造作用和燕山期岩浆侵入作用，灰岩和白云岩均已变成大理岩或矽卡岩 ，且多形成捕掳体或残留体（ 图1b；刘继顺等，2005）。与成矿密切相关的岩体为阳新岩体西北端的铜绿山石英闪长岩岩 株，在空间上呈椭圆状，侵位于下三叠统大冶组碳酸盐岩中，出露面积约11 km²。石英闪 长 岩主要呈灰色，具不等粒结构，块状构造，主要由斜长石（50%～65%）、角闪石（10%～15% ） 、石英（10%～15%）、钾长石（5%～10%）和少量的黑云母（～5%）组成；副矿物有榍石、 磷灰 石、锆石、磁铁矿等。地球化学特征分析表明，铜绿山石英闪长岩与世界上其他典型矽卡岩 铜铁矿床相关岩体的特征一致，属I型钙碱性花岗岩系列，具准铝质特征（Meinert，2005； 赵海杰等，2010），且岩体的形成时代在136～140 Ma，侵位于早白垩世（Li et al., 2009 ；2010）。此外，在矿区局部还发现有后期的钠长斑岩脉和煌斑岩脉（Li et al., 2010； 柏成等，2015）。
        在铜绿山矿区，目前已发现有13个矿体，以Ⅰ、Ⅲ、Ⅳ、ⅩⅢ 四个矿体为主 ，Ⅱ、Ⅴ、Ⅶ、 Ⅺ、Ⅻ等矿体为辅。在空间上，矿体主要沿NNE向断裂产于石英闪长岩与大理岩的接触带 ，其 展布与马叫_铜绿山横跨背斜轴（22°）的走向一致（图1b）。该背斜核部为大冶组下部第3 、4岩性段的含矽卡岩条带的大理岩和白云质大理岩，两翼的地层为第5、6、7岩性段的白云 质大理岩/大理岩。通常，在接触带与构造破碎带交叉复合部位，往往形成厚大的富矿体（ 如Ⅲ号矿体）。矿体主要呈透镜状、似层状成群出现，且单个矿体具有边缘薄、中间厚的特 点。由于矿区内岩浆岩的广泛发育，致使岩体与围岩呈多种类型的接触构造，有楔状接触、 叠瓦状接触、岛链状接触、捕掳体、平缓接触等，并形成受控于接触构造的多种形态和产状 的矿体（图2；赵一鸣等，2012）。总体而言，矿体主要赋存在构造的“交叉"、“重合"、 “截接"、“转折"等有利部位（魏克涛等，2007）。其中，新发现的隐伏ⅩⅢ号矿体是本文主要 研究对象，其分布在Ⅺ号矿体东侧的深部（01～14#勘探线之间），由主矿体和5个分支矿 体 组成，该矿体受岩体与大理岩接触带及复合其上的断裂控制，形态、产状随接触带的变化而 改变（湖北省地质局第一地质大队，2010）。铜绿山矿床的矿石矿物主要有磁铁矿、赤铁矿 、黄铜矿，其次是辉铜矿、斑铜矿、辉钼矿、自然金、镜铁矿、闪锌矿等，脉石矿物主要有 蒙脱石、伊利石、绿泥石、钾长石、黑云母、石榴子石、透辉石、金云母、蛇纹石、绿帘石 、皂石、方解石、铁白云石，以及少量的透闪石、滑石、石膏。矿石结构主要有自形_他形 、晶粒状、固溶体分离、交代溶蚀、镶边、包含等结构，矿石构造有致密块状、浸染状、脉 状等。
        基于详细的野外地质调查、钻孔岩芯编录（采用五分段/六对比的编录方法：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、矿化长度对比；采样时遵从全孔控制、小密度覆盖、特征 处加重、适量可持续的原则）、室内岩相学观察（编录钻孔11个，共计约7580 m，采集样品 约1320件，观察光薄片约240个）、SWIR分析解译结果及蚀变矿物共生组合等特征（图2）， 将铜绿山矿床的围岩蚀变由致矿岩体到接触_蚀变矿化中心划分为：绢云母_绿泥石_钾化带 、高岭石_绿泥石_弱矽卡岩化带、皂石_绿泥石_强矽卡岩化带。其中，绢云母_绿泥石_钾化 带以蒙脱石、伊利石、绿泥石、钾长石为主，含少量的白云母、黑云母、黄铁矿等；高岭石 _绿泥石_弱矽卡岩化带以高岭石、绿泥石为主，含少量的迪开石、伊利石、蒙脱石、石榴子 石、透辉石、绿帘石等；皂石_绿泥石_强矽卡岩化带以石榴子石、透辉石、金云母、蛇纹石 、绿帘石等矽卡岩矿物及皂石、绿泥石为主，含少量的透闪石、滑石、石膏等。
        基于以上蚀变分带的划分，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，将铜绿山矿床的成矿期次划分为岩浆_热液期和表生期。其中，岩浆_ 热液期从早到晚可分为矽卡岩阶段、退化蚀变阶段、氧化物阶段、硫化物阶段和碳酸盐阶 段（图3）。
        矽卡岩阶段在内外接触带形成大量的石榴子石/透辉石矽卡岩。其中，在内接触 带以透辉 石矽卡岩为主，而在外接触带以石榴子石矽卡岩为主，局部可见石榴子石包裹透辉石（图4a ）。该阶段的石榴子石可分为2期：① 深绿色_深褐色中细粒石榴子石（Gn1），呈自形_半 自形粒状集合体，粒径为1～2 mm，多为均质体，环带不发育，局部被微细粒绿帘石交代； ② 红褐色_浅绿色中粗粒石榴子石（Gn2），呈自形_半自形粒状，粒度变化较大，可见其沿Gn 1的边部生长，并发育特征性的韵律环带结构，局部可见Gn2被后期的磁铁矿或方解石交代（ 图4b、c）。此外，在岩体中发生较强的钾（硅）化蚀变，主要表现为弥散状、脉状或面状 的钾长石，或黑云母_磁铁矿_石英脉交代/切割石英闪长岩（图4d、e）。由 于岩体中的钾（硅）化形成温度较高，明显区别于晚矽卡岩阶段，因此将其划分到矽卡岩阶段。
        退化蚀变阶段根据不同的围岩岩性，可分为钙质矽卡岩和镁质矽卡岩矿物组合， 可见二者 分别交代矽卡岩阶段的石榴子石或透辉石（图4f、k, 图5a、e）。钙质矽卡岩以富含绿帘石 、 角闪石、阳起石和绿泥石为特征（图4f～h），镁质矽卡岩富含金云母、蛇纹石、透闪石及 少 量的滑石和石膏（图4k、l, 图5e）。在岩体中，局部可见阳起石_黑云母_石英_磁铁矿_ 榍石_磷灰石脉切穿钾化石英闪长岩（图4h～j）。此阶段也是磁铁矿形成的重要成矿阶 段，大 量的磁铁矿与钙/镁矽卡岩矿物共生（图4k、l）。此外，绿泥石在钻孔岩芯中的分布较 为广 泛。其中，在矽卡岩及矿体中，主要呈脉状、网脉状、不规则状交代矽卡岩阶段的石榴子石 或透辉石（图5a），或与磁铁矿、绿帘石等共生（图5b）；而在石英闪长岩中，多见原岩中 的角闪石或黑云母受到不同程度的绿泥石化（图5c、d）。由于不同产状的绿泥石之间，未 发现有直接的交代或切割关系，笔者暂将以上不同产状的绿泥石都划入退化蚀变阶段（图3 ）。
        氧化物阶段以局部出现的镜铁矿_石英_方解石脉、赤铁矿矿脉、块状赤铁矿矿石 等为特征（图5f～i），可见钾长石交代透闪石_绿泥石（图5e），或含交代残留石榴子 石的磁铁 矿_角闪石_绿泥石被赤铁矿矿脉交代（图5g）。
        硫化物阶段该阶段是铜绿山矿床最重要的成矿阶段，形成的矿石矿物主要是黄铜 矿、辉铜 矿、斑铜矿，其次是辉钼矿、黄铁矿、闪锌矿等，脉石矿物主要是石英及少量的方解石（图 3）。手标本可见黄铜矿呈块状、不规则状、浸染状交代石榴子石矽卡岩或磁铁矿矿石，黄 铁矿_方解石或辉铜矿呈浸染状、不规则状交代赤铁矿矿石（图5h、i），石英_黄铜矿_黄铁矿交代钾长石化石英闪长岩（图5j），石英_黄铜矿_斑铜矿_黄铁矿交代磁铁矿（图5k）， 或黄铜矿_闪锌矿呈浸染状、不规则状交代磁铁矿矿石（图5l）。此外，通过SWIR分析与解 译，在钻孔中深部，识别出大量的皂石、伊利石及少量迪开石。由于他们的产出位置深、且 形成温度较一般黏土矿物高，因此划分到硫化物阶段（图3）。
        碳酸盐阶段以形成大量的晚期方解石（_铁白云石）脉为特征，主要出现在磁铁 矿或硫化 物矿石中，局部产于矽卡岩或石英闪长岩中（图3）。手标本可见方解石（_铁白云石）呈脉 状、不规则状交代/切割石榴子石矽卡岩、石英_黄铜矿_黄铁矿矿石或黄铁矿_闪锌矿矿石 （图4c, 图5j、l）。
        表生期以在铜绿山矿区地表形成大量的孔雀石为特征（舒全安等，1992），而在 浅部钻孔中则出现大量的蒙脱石和少量的高岭石（图3）。
        （SWIR）在铜绿山矿床中的应用 铜绿山矿床广泛发育有矽卡岩化（绿帘石、绿泥石、阳起石、金云母、蛇纹石、透闪石、滑 石等）、绢云母化（伊利石、蒙脱石及白云母）和碳酸盐化等蚀变。为了进一步详细区分这 些不同类型的蚀变矿物，厘定它们在矿区的空间分布特征及短波红外光谱（SWIR）特征参数 变化规律，进而为建立矿集区内矽卡岩型矿床矿物地球化学勘查找矿的新标志体系提供理论 依据，在详细的地质调查的基础上，对铜绿山矿床ⅩⅢ号矿体进行了系统的钻孔编录及采样 ，并对部分采集的钻孔样品进行SWIR测试分析和人工矿物解译，并统计SWIR特征参数。
        短波红外光是介于近红外光与中红外光之间的电磁波，其波长范围在1300～2500 nm之间。 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（章革等，2005；杨志明等，2012）。在应用于地质研究时 ，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。当短波红外光照射样品时， 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，同时 也会被吸收并被仪器记录。利用这一物理化学原理，并选用连续变化频率的短波红外光来照 射某样品时，样品对不同波长红外光的选择性吸收并被仪器记录，透射出来的短波红外光就 携带着样品矿物成分和结构的信息（杨志明等，2012）。目前，该技术能够有效识别含氢基 团X_H (X=C、N、O)及CO^2-₃、SO^2-₄的矿物等，如含羟基矿物 （硅酸 盐和黏土矿物）、含氨基矿物，以及部分碳酸盐矿物及硫酸盐矿物等（杨志明等，2012）。
        本次研究所用仪器为湖北省地质调查院最新购置的美国Analytical Spectral Devices, Inc . (ASD)公司生产的Terra Spec。该仪器的光谱分辨率约为6～7 nm，光谱取样间距2 nm，测 试窗口为直径2.5 cm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4～6 s，深色岩石完成一个测点需6～10 s。详细的仪器参数及注意事项，请参考Chang 等（2012）和杨志明等（2012）。
        本次研究选取铜绿山矿床0#勘探线剖面（ZK004、ZK006、ZK007），采集钻孔样品共483件 ，采样规格大约每6～8 m/样，在蚀变矿化比较集中的区域采取适当加密采样（图2）。
        首先，将样品清洗干净并晾干，避免矿物表面的尘土或水分带来的干扰。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，需要对仪器 进行校准，仪器参数光谱平均设置为200和基准白设置为400，进行优化（optimization）操 作，然后进行基准白（white reference）操作。此时，仪器的光谱线很平直，几乎无噪音 干扰时即可进行样品的测试工作。测试时，为保证测试数据的质量，每隔15 min对仪器进行 优化和基准白测量一次。关于Terra Spec上述参数设置值的选取及其他注意事项，详细请参 考Chang等（2012）。
        对测试所得的光谱数据，先用“光谱地质师（The Spectral Geologist; TSG）V.3"软件进 行 自动解译，然后，需通过人工进行逐条核对、审查、再解译并最终确定矿物的种类。伊利石 （1900 nm和2200 nm）和绿泥石（2250 nm和2335 nm）的吸收峰位（Position）、吸收峰位 深度（Deep）等参数都可以通过TSG V.3的标量（scalar）直接获取，伊利石结晶度（IC ca rd）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Chang等（20 12）和杨志明等（2012）。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 ，取其光谱参数平均值。由于原始数据量较大，无法全部列出，故只列出含绿泥石的光谱参 数数据，详见表1。
        本次短波红外光谱（SWIR）测试，在铜绿山矿床的钻孔样品中，共识别出17种含水矿物，分 别为高岭石、迪开石、伊利石、白云母、蒙脱石、皂石、绿泥石（镁绿泥石、铁镁绿泥石和 铁绿泥石）、绿帘石、阳起石、金云母、蛇纹石、透闪石、滑石、石膏、方解石、白云石和 铁白云石。其中，蒙脱石、伊利石、绿泥石、皂石、高岭石尤为发育（图6）。
        高岭石和迪开石主要出现在靠近矽卡岩_矿体的岩体内，或出现在矽卡岩_矿体内部，局部零 星分布于浅部的石英闪长岩中；绢云母族矿物（伊利石、蒙脱石及少量的白云母）主要分布 在石英闪长岩中；皂石主要发育于矽卡岩中，特别是透辉石/石榴子石矽卡岩；金云母、蛇 纹石、透闪石、滑石和石膏，主要出现在较浅部位的接触矿化带（白云质大理岩层 位）；绿 帘石和阳起石主要分布于较深部位的接触矿化带（大理岩层位）；绿泥石在钻孔岩芯中广泛 分布（图7）。
        绿泥石是一种含水层状硅酸盐矿物，分子式为 (R²⁺,R³⁺)₆［(Si, Al)₄O₁₀］(OH)₈，式中R²⁺=Mg, Fe²⁺, Mn²⁺, Ni；R ³⁺=Al, Fe³⁺, Cr, Mn³⁺，其结构中主要含有2个特征的基团 （Fe_O H和Mg_OH）。当短波红外光照射时，Fe_OH在2250 nm附近出现特征峰吸收，该位置称为“绿 泥石2250 nm吸收峰位（Pos2250）"，相应的吸收峰的深度称为“绿泥石2250 nm吸 收峰位深 度（Dep2250）"；Mg_OH在2335 nm附近出现特征峰吸收，该位置称为“绿泥石2335 nm吸收峰 位（Pos2335）"，相应的吸收峰的深度称为“绿泥石2335 nm吸收峰位深度（Dep2335）"（ 图8）。
        对铜绿山矿区0#勘探线3个钻孔（ZK004、ZK006和ZK007）的绿泥石Fe_OH和Mg_OH的特征吸 收 峰位值（Pos）及吸收峰位深度值（Dep）进行了系统的统计和分析。所测含绿泥石的样品中 ，绿泥石的Pos2250值变化在2240.1～2264.5 nm之间（平均值为2249.2），Dep2250值变 化在0.02～0.25之间（平均值为0.06），Pos2335值变化在2302.2～2355.3 nm之间（ 平均值为2332.1 nm），Dep2335值变化在0.02～0.31之间（平均值为0.08）。
在空间上，绿泥石2250 nm 吸收峰位值（Pos2250）呈现出明显的变化规律。总体上，从矿 化蚀变中心到外围，Pos2250值有明显的从高值变为低值的变化趋势（图9；表1）。在ZK007 的浅部，约 -160～-300 m中段，有4件样品的7个分析点显示出较高Pos2250异常值。通过复查样品 发现，主要是石英闪长岩中的绿泥石脉。同样，在-430～-480 m中段和-889 .0 m 处，也检测到有5件含绿泥石脉石英闪长岩样品，有6个分析点具有高Pos2250值（表1）。 绿 泥石2250 nm吸收峰位深度值（Dep2250）、2335 nm吸收峰位值（Pos2335）和吸收峰位深度 值（Dep2335）值在空间上的变化规律不明显（表1）。
        运用短波红外光谱（SWIR）技术进行勘查找矿，是近年来国际矿产勘查领域内的热点之一。 目前，对斑岩型矿床的SWIR勘查研究最为成熟，特别是对埋藏较深的斑岩矿化中心进行找矿 勘查效果显著，并建立了一系列科学、有效的找矿新标志，为其他类型矿床的找矿勘查工作 提供了科学的依据。如Yang等（2005）在研究新疆土屋斑岩型铜矿床时发现，越靠近矿化中 心，伊利石2200 nm吸收峰位值（Pos2200）会变小（< 2206 nm）；杨志明等（2012）在研 究西藏念村浅剥蚀铜矿区时提出，靠近矿化中心附近，伊利石结晶度值（IC＞1.6）增大和 伊利石2200 nm吸收峰位值（Pos2200＜2203 nm）变小，而远离矿化中心时SWIR_IC值逐渐降 低而Pos2200值变大；许超等（2017）在研究福建紫金山矿田东南矿段时发现，靠近矿化中 心附近，伊利石结晶度值（IC＞2.1）明显变大。目前，研究认为伊利石的IC值和Pos2200 值 变化主要与矿物形成的温度有关，即温度越高，IC值越高而Pos2200值越低（杨志明等，201 2）。在铜绿山矽卡岩型矿床中，识别出大量的绢云母族（伊利石、蒙脱石及少量的白云母 ）矿物，但伊利石的SWIR_IC值和Pos2200值在空间上的变化规律不明显，因而不具有较好的 指示矿化中心的作用。由于相关数据量过大，故未全部列出。
        本次研究发现，在铜绿山矿区除了蒙脱石、伊利石等绢云母族矿物广泛分布之外，绿泥石的 分布亦非常广泛。总体上，绿泥石的Fe_OH特征吸收峰位值，从接触_蚀变矿化中心到外围（ 致矿岩体），Pos2250 显示出从高值变化为低值的趋势。在ZK004、ZK006和ZK007三个钻孔 中，岩体内绿泥石的Pos2250值普遍小于2253.0 nm，而靠近接触_蚀变矿化部位的绿泥石Pos 2250值大于2253.0 nm的样品明显增多，局部矿体附近超过2257.0 nm（图9；表1）。在ZK0 07浅部-160～300 m中段、-430～-480 m中段和-889.0 m处，出现几处高Pos2250异常值值 的样 品，这可能与钻孔两侧的大理岩捕掳体或深部热液蚀变矿化有关（图9）。由于大理岩与岩 体发生接触交代作用，产生了（含矿）热液流体，并以铁绿泥石/铁镁绿泥石脉的形式产于 石英闪长岩中，暗示周围可能存在接触交代型矿体。此外，以0#勘探线剖面图为基础 ，将所 有含绿泥石的样品点位置，换算成距主矿体的距离（m），将绿泥石Pos2250值与距矿体的距 离（m）进行相关统计投图，发现二者具有一定的相关性（图10）。与斑岩型矿床相比，矽 卡岩型矿床的蚀变与矿化分带特征相对较差，这可能是导致统计图的相关系数较低 的原因。 尽管如此，在铜绿山矿区，热液矿化中心与远离矿化中心区域，绿泥石Pos2250值的 仍显示出较大的差值。
        已有研究表明，绿泥石中Fe的含量与Fe_OH和Mg_OH特征吸收峰位值呈正比关系，而在实际运 用SWIR进行矿物填图过程中，Mg_OH峰易受到样品中含镁矿物（金云母、皂石、阳起石、富 镁碳酸盐）的干扰，因此常用Fe_OH特征吸收峰位值来判断绿泥石Fe含量的高低（Jones et al., 2005）。 因此，笔者 初步判断在铜绿山矿床热液矿化中心的绿泥石明显富Fe，而远离 矿化中心区域的绿泥石相对富Mg。在矽卡岩型矿床形成过程中，经历了多阶段的流体_热液 蚀变矿化，总体上存在着从早阶段高温到晚阶段低温的流体演化规律（赵一鸣等，2012）。
        由于受接触构造带的控制，在空间上很难形成类似于斑岩型铜矿的面型热液蚀变分带。但是 ，不同的蚀变矿化阶段，热液流体的成分会受到接触交 代作用的强度、流体运移的距离、温度的降低等因素发生相应的变化。在晚矽卡岩阶段，伴 随着大量富Fe流体（磁铁矿）的沉淀 ，在磁铁矿周围同期形成的绿泥石也相对富Fe（铁绿泥石/铁镁绿泥石），而在远离蚀变矿 化中心的致矿岩体中，随着交代作用强度的降低、热液流体的远距离搬运、温度的降低等因 素导致富Fe流体的消耗殆尽，热液流体交代岩体中富Mg的角闪石和黑云母（赵海杰等，2010 ）而形成镁绿泥石。因此，初步认为绿泥石成分在三维空间上的变化，可以作为铜绿山矽卡 岩型矿床新的勘查标志体系。
        综上所述，通过对铜绿山矿床的SWIR研究发现，从接触_蚀变矿化中心向外，绿泥石的Fe_OH 吸收峰位值（Pos2250）有明显的从高值变为低值的变化趋势。结合SWIR蚀变矿物填图结果 （图7b），笔者认为绿泥石高Pos2250值（>2253 nm）以及金云母、蛇纹石、绿帘石、皂 石和高岭石的大量出现，对指示铜绿山矽卡岩型矿床的热液矿化中心具有一定的指示作用。 然而，要将SWIR技术成功运用于矽卡岩矿床的勘查，仍需要进行大量的研究工作，包括全 面的SWIR测试分析，总结不同条件下蚀变矿物的特征参数变化规律，并在此基础上深入细致的 开展相关矿物的微区成分分析，揭示其内在的成因机理，以便直接应用于实际的矿产勘查中 。本次的研究工作是一次初步的尝试，而与直接利用这些SWIR参数规律进行直接的找矿勘查 预测还有一定差距。
        短波红外光谱（SWIR）技术和激光剥蚀等离子质谱（LA_ICP_MS）技术是目前国际上新兴的 矿物地球化学勘查研究的2大重要技术手段。在斑岩型矿床中，除使用SWIR进行勘查找矿外 ，运用LA_ICP_MS进行蚀变矿物微量元素在空间上的变化规律，已经能够较为精确地指向矿 体的方位和距离。如Cooke等（2014）在研究菲律宾Baguio矿区的斑岩型和矽卡岩型矿床发 现，靠近矿化中心附近，绿帘石微量元素Cu、Mo、Au、Sn等相对富集，而在外围的青磐岩化 带中，绿帘石则相对富集As、Sb、Pb、Zn等元素；Wilkinson等（2015）在研究印度尼西亚B atu Hijau斑岩型Cu_Au矿床发现，在距离侵入体2 km范围内，绿泥石微量元素Ti/Sr比值与 矿化中心的距离呈反比关系，并求得线性回归方程，用于预测矿体的方位和深度，而在5 km 范围内，绿泥石Mg/Ca比值亦具有相似的结果，大大增加了矿体预测的空间范围。
在运用矿物地球化学勘查方法进行斑岩型矿床找矿勘探过程中，主要是由于斑岩系统具有典 型的面型蚀变分带特征，且从矿化中心到外围，存在着温 度梯度递减的蚀变矿物分带，因而针对与温度变化 有关的蚀变矿物特征参数（如伊利石SWIR_IC和Pos2200值、绿帘石和绿泥石 微量元素及比值）在空间上的变化规律，能够有效的指导斑岩型矿床的勘查工作。
        而与斑岩型矿床不同，矽卡岩型矿床主要是以线性接触_蚀变矿化为特征，在三维空间上很 难形成与斑岩型矿床类似的面型蚀变分带（温度梯度），这可能是矽卡岩型矿床中伊利石SW IR_IC和Pos2200 值变化规律不明显的主要原因。因此，初步认为适用于斑岩型矿床SWIR勘查 的伊利石特征参数，目前可能不适用于矽卡岩型矿床。对于矽卡岩型矿床的勘查，今后应注 意不同蚀变矿化阶段流体成分的变化及其对不同热液蚀变矿物本身成分的影响，并运用分布 广泛的、具有代表性的蚀变矿物（如绿泥石），来进行有效的矿物地球化学勘查找矿工作。
        （1） 铜绿山矿床具有典型矽卡岩型矿床蚀变矿化特征，围岩蚀变在空间上具有较明显的分 带性，从致矿岩体到接触_蚀变矿化中心，依次为：绢云母_绿泥石_钾化带、高岭石_绿泥石 _弱矽卡岩化带和皂石_绿泥石_强矽卡岩化带；蚀变矿化期次可分为岩浆_热液期和表生期， 其中，岩浆_热液期可分为矽卡岩阶段、退化蚀变阶段、氧化物阶段、硫化物阶段和碳酸盐 阶段。
        （2） SWIR勘查应用研究发现，铜绿山矿床从接触_矿化中心向外（岩体），绿泥石的Fe_OH 特征吸收峰位值（Pos2250）呈现出明显的从高值变为低值的趋势。绿泥石高Fe_OH特征吸收 峰位值（Pos2250＞2253 nm）及金云母、蛇纹石、绿帘石、皂石和高岭石的大量出现，对铜 绿山矽卡岩型矿床的找矿勘查具有一定的指示意义。
    
        志谢野外工作得到湖北省地质局第一地质大队和大冶有色公司铜绿山矿领导的 大力支持；中国地 质大学（武汉）杨辉和宋帅全两位同学在野外采样过程中给予了帮助；湖北省地质调查院在 短波红外光谱（SWIR）测试方面给予了实验仪器支持；短波红外光谱（SWIR）数据处理与解 译得到中国科学院广州地球化学研究所黄健瀚博士和香港大学刘嘉成博士的帮助，在此一并 表示衷心的感谢！