许超,陈华勇,Noel WHITE,祁进平,张乐骏,张爽,段甘.2017.福建紫金山矿田西南铜钼矿段蚀变矿化特征及SWIR勘查应用研究[J].矿床地质,36(5):1013~1038XU Chao,CHEN HuaYong,Noel WHITE,QI JinPing,ZHANG LeJun,ZHANG Shuang,DUAN Gan.2017.Alteration and mineralization of Xinan Cu-Mo ore deposit in Zijinshan orefield, Fujian Province, and application of short wavelength infra-red technology (SWIR) to exploration[J].Mineral Deposits36(5):1013~1038
DOi:10.16111/j.0258_7106.2017.05.001
福建紫金山矿田西南铜钼矿段蚀变矿化特征及SWIR勘查应用研究
（1 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 ； 2 中国科学院大学， 北京100049； 3 广东省矿物物理与材料研究开发重点实验室， 广东 广州510640； 4 中国科学院地球化学研究所 矿床地球化学国家重点实验室， 贵 州 贵阳550002； 5 Centre of Excellence in Ore Deposits (CODES), University of Tasmania, Private Bag 79, Hobart, Australia； 6 紫金矿业集团股份有限公司 ，福建 上杭364200）
第一作者简介许超， 男， 1989年生， 博士生， 矿物学、岩石学、矿床学专业。 Ema il： xuchao11989@sina.com
**通讯作者陈华勇， 男， 1976年生， 研究员， 矿床学及找矿勘探方向。 Email： hua yongchen@gig.ac.cn
收稿日期2016_04_22
本文得到中国科学院百人计划项目（编号： Y333081A07）、中国科学院创新交叉合作团 队项目（编号: Y433131A07）和矿床地球化学国家重点实验室开放课题（编号： 201508） 联合资助
摘要:西南铜钼矿段位于中国著名的福建上杭县紫金山矿田内，是该矿田最新发现的另一个典型的 斑岩型矿床。该矿床形成于白垩纪，矿化（浸染状和细脉浸染状）与成矿同期花岗闪 长斑岩密切相关。围岩蚀变由深到浅分别为青磐岩化带、绢英岩化带、高级泥化_泥化蚀 变带和氧化带。蚀变矿化期次可划分为：（早期）绢英岩化期、斑岩矿化期、浅成低温热液 叠加期、成矿后期脉和表生期。其中，斑岩矿化期又可分为钾硅酸盐化阶段、青磐岩化阶段 和（晚期）绢英岩化阶段；浅成低温热液叠加期主要为泥化_高级泥化蚀变。对比研究发 现，西南矿段具有与典型斑岩矿床相似的矿化蚀变特征，但缺失钾化带且矿化规模小，成矿 斑岩以岩枝状（非岩株状）水平侵位，产生非对称蚀变分带，据此推测西南矿段深部可能存 在真正的成矿斑岩岩株和大储量及高品位的矿化中心。通过短波红外光谱（SWIR）研究发现 ，从矿化中心到外围，伊利石结晶度值（IC）和伊利石2200 nm吸收峰位值（Pos2200）均有 明显的从高值到低值的变化趋势。此外，研究发现高IC值（>2.1）和高Pos2200值（>220 3 nm）可作为紫金山地区勘查该类矿床的找矿标志。本研究可以为紫金山地区斑岩矿床的成 矿规律认识和找矿勘查提供科学依据。
关键词:
关键词地质学；蚀变分带；蚀变矿化期次；短波红外光谱；伊利石结晶度； 西南铜钼矿段；紫金山矿田
文章编号： 0258_7106 (2017) 05_1013_26 中图分类号： P618.41；P618.65 文献标志码： A
Alteration and mineralization of Xinan Cu_Mo ore deposit in Zijinshan orefield,
Fujian Province, and application of short wavelength infra_red technology
(S WIR) to exploration
Fujian Province, and application of short wavelength infra_red technology
(S WIR) to exploration
（1 Key Laboratory of Mineralogy and Metallogeny, Guangzhou Institute of Geochem istry, Chinese Academy of Sciences, Guangzhou 510640, Guangdong, China; 2 Univer sity of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China; 3 Guangdong Provinci al Key Laboratory of Mineral Physics and Materials, Guangzhou 510640, Guangdong, China; 4 Institute of Geochemistry, Chinese Academy of Sciences, State Key Labo ratory of Ore Deposit Geochemistry, Guiyang 550002, Guizhou, China; 5 Centre of Excellence in Ore Deposits (CODES), University of Tasmania, Private Bag 79, Hoba rt, Australia; 6 Zijin Mining Group Co., Ltd., Shanghang 364200， Fujian , China）
Abstract:The Xinan Cu_Mo deposit is a newly_discovered Cretaceous porphyry deposit locate d in the Zijinshan orefield, Shanghang County, Fujian Province. The Cu_Mo minera lization mainly occur in dissemination and veinlet_dissemination forms, associat ed with the granodiorite porphyry. From bottom upward, the Xinan deposit general ly exhibits propylitic, phyllic, (advanced_) argillic alteration and supergene o xidation. Five stages of hypogene alteration_mineralization were recognized in t he Xinan deposit: the early phyllic alteration; porphyry mineralization alterati on, consisting of potassic, propylitic and (late) phyllic alteration; overlappin g epithermal alteration, which includes (advanced_) argillic alteration; late ve ined alteration; and supergene alteration. A comparison indicates that the Xinan deposit shows similar mineralization and alteration features to typical porphyr y deposits, but it lacks potassic alteration zone and the mineralization is at s mall scale in the deposit. The ore_bearing granodiorite porphyry intruded flatly as an apophysis (not a stock) into the deposit. It is thus inferred that the re al ore_bearing porphyry stock and potential porphyry mineralization (with large reserves and high grades) probably occur in the depth of the Xinan ore district. SWIR research on the Xinan deposit reveals that the illite crystallinity (IC) a nd the position of illite 2200 nm absorption peak (Pos2200) both show strong gra dients from high values to low values from the mineralized center to the distal barren area. Meanwhile, the SWIR anomalies (IC values >2.1 and Pos2200 value>22 03 n m) can be used as the indicators of the mineralized porphyry deposits in the Zij inshan orefield. The results obtained by the authors provide scientific basis fo r further understanding of the metallogenic patterns of porphyry deposits and fu ture exploration of mineral resources in the Zijinshan orefield.
Key words:
geology， alteration zone， alteration and mineralization se q uence， short wavelength infra_red (SWIR)， illite crystallinity (IC)， Xinan Cu _Mo deposit， Zijinshan orefield
21世纪以来，斑岩矿床的成矿模型日趋完善，斑岩矿床的勘查已经取得了重大成就（Sillit oe，2014；侯增谦等，2009），其中的多数矿床就位于浅部。随着近地表矿床的日渐减少， 对于深部隐伏斑岩矿床的矿产勘查将是未来趋势，然而，隐伏斑岩矿床的埋藏深度大且地表 蚀变作用强烈，用传统的找矿方法（化探、地球物理等）效果有时并不显著（McIntosh，20 10；Cooke et al.，2014），急需其他新方法和手段补充。近年来，短波红外光谱（Short Wavelength Infra_red，SWIR）技术在斑岩_浅成低温热液矿床的矿产勘查领域得到广 泛应用，尤其对隐伏矿床的找矿勘查效果显著（Yang et al.，2005；Thompson et al.，20 09；Chang et al.，2011；章革等，2004）。中国学者对新疆土屋、云南普朗及西藏驱龙等 斑岩铜矿的短波红外光谱研究，识别出许多肉眼难以鉴定的黏土矿物，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，2005；连长云等，2005a；2005b）。 同时，该技术还可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（杨志明等，2012）。这种技术能够快速地、有效地识别 出含氢氧根或含水的层状硅酸盐（黏土类）矿物，这些矿物大多发育在斑岩矿床或浅成低温 热液矿床的浅部热液蚀变带内，因此，可将黏土类矿物的光谱特征参数在矿区的系统性变化 规律作为找矿勘查新标志（章革等，2005）。
福建紫金山矿田位于华夏板块的东南缘（图1a），是中国最典型的斑岩_浅成低温热液成矿 系统（So et al.，1998；Zhong et al.，2014；黄文婷等，2013）。截止2013年底，矿区 内的金金属量为400吨（品位约0.3 g/t），铜金属量约400万吨（品位约0.4%），钼金属 量11万吨（品位约0.032%）（张锦章，2013）。代表性矿床主要有紫金山高硫型浅成低温热 液型铜金矿床、罗卜岭斑岩型铜钼矿床等（Chen et al.，2015；王少怀等，2009；邱小平 等，2010），前人已经对上述2种矿床的地质特征，岩浆岩的年代学、成矿年代学、矿床成 因、流体特征等方面进行了大量研究（Jiang et al.，2013；张德全等，2003；2005；毛建 仁等，2004；梁清玲等，2012），但区内斑岩型矿床的成矿规律还有待进一步研究。此外， 矿田内SWIR找矿勘查研究仍处于空白。西南铜钼矿段作为紫金山矿田内最新发现的矿床，钻 孔资料显示其具有斑岩型矿床的矿化蚀变特征，可作为矿田内斑岩矿床另一个理想的研 究对象。
本文在前人研究工作的基础上，基于详细的野外观察编录和系统的岩相学工作，根据矿物的 交代次序、脉体穿插关系、矿物共生组合及空间分布等特征，对紫金山西南铜钼矿段的蚀变 分带及矿化特征进行详细的研究，并与罗卜岭斑岩矿床和典型斑岩矿床进行综合对比研究， 目的是进一步完善紫金山矿田内斑岩矿床的成矿规律。此外，本文还对西南矿段探索性开展 了矿床短波红外光谱研究，建立了有效的SWIR找矿勘查新标志，为后续的找矿勘探工作提供 进一步的科学依据。
矿田内构造主要分为NE向宣和复式背斜及NE向与NW向断裂系统。其中，NE向宣和复式背斜总 长约150 km，宽10～12 km，两翼为震旦系楼子坝群浅变质岩系—下石炭统林地群碎屑沉积 岩 类，岩层倾角40°～60°（福建省地矿局，1985）。在紫金山矿田中，背斜已被中生代 花岗岩类岩体沿背斜轴部侵入（图1b）。矿田内构造为NE向、NW向断裂，它们将矿田分 割成若干菱形块体，NE向的压扭性断裂系统控制了区内岩体侵入（张德全等，2003），NW向 断裂则是矿田内重要的控矿导矿构造（张锦章，2013）。
紫金山矿田内中生代岩浆岩广泛发育（图1b），岩浆活动主要集中于2个阶段： 第一阶段中 晚侏罗世包括紫金山复式花岗岩（165～155 Ma；Jiang et al.，2013；李斌等，2015）和 二 长花岗岩（157～150 Ma；Xu et al.，2017），其中，紫金山复式花岗岩包含3种岩相：迳 美中粗粒花岗岩、五龙寺中细粒花岗岩和金龙桥细粒花岗岩，主要集中出露在矿田的中南部 地区（出露面积约25 km2，张德全等，2001），而二长花岗岩包括有才溪二长花岗岩（位 于 矿田的东北部，出露面积有2 km2，于波等，2013）和西南矿段二长花岗岩（图2，位于西 南 矿段深部约500～1300 m）；第二阶段早白垩世岩体包括四坊花岗闪长岩（112～108 Ma；出 露 于矿田的东北侧，出露面积约15 km2，Jiang et al.，2013；张德全等，2001），罗卜岭 花 岗闪长斑岩（105～103 Ma；NW向侵入到四坊岩体中，地表出露面积约0.06 km2，张德全 等， 2001；黄文婷等，2013），西南矿段花岗闪长斑岩（109 Ma；位于西南矿段深部约600～100 0 m侵入，Xu et al.，2017），紫金山深部的似斑状花岗闪长岩（103 Ma；于波等，2013） ，另外，还有位于矿田中部的早白垩世隐爆角砾岩和英安玢岩，两者与紫金山高硫型Au_Cu 矿床密切相关（钟军等，2011）。
紫金山矿田发育的矿床类型主要有斑岩型矿床、高硫型浅成低温热液矿床、中低硫型浅成低 温热液矿床和斑岩_高硫型叠加矿床。主要实例包括：① 斑岩型：罗卜岭铜钼矿床（铜 金属 量1.4 Mt @ 0.3%，钼金属量0.11 Mt @ 0.039%，张锦章，2013）和西南铜钼矿段（目 前铜 金属量0.02 Mt @ 0.2%，还有少量钼）；② 高硫型浅成低温热液矿床：紫金山金铜矿床 （ 金金属量300 t，铜金属量2 Mt，张锦章，2013）；③ 中低硫型浅成低温热液矿床： 悦洋 银 金铜多金属矿床（银金属量1300 t， 铜金属量0.039 Mt， 金8000 kg，张锦章，2013）； ④ 斑岩_高硫型叠加矿床有东南铜钼矿段、五子骑龙铜矿床、龙江亭铜矿床、二庙沟铜矿床等（陈静等， 2011；2015）。
矿区侵入岩包括紫金山复式花岗岩、二长花岗岩，（细粒）花岗闪长斑岩和中酸性脉岩。紫 金山复式花岗岩含3类岩相（迳美中粗粒花岗岩、五龙寺中细粒花岗岩和金龙桥细粒花岗岩 ），主要就位于矿区的浅部地区；二长花岗岩主要发育在矿区的深部；花岗闪长斑岩是西南 矿段的成矿岩体，沿着紫金山复式花岗岩与二长花岗岩的接触薄弱带呈小岩枝状水平侵位， 在花岗闪长斑岩的中心部位发育粒度较细的（小于2 mm）细粒花岗闪长斑岩（矿化弱）。此 外，英安玢岩、闪长玢岩、花岗细晶岩和花岗斑岩等后期脉岩，在矿区零星分布并穿切区内 中侏罗世岩体（图2）。矿区各类岩体的详细岩相学特征请参考Xu et al.,2017。
西南矿段的矿体主要发育在花岗闪长斑岩中，矿化主要以浸染状和细脉浸染状见于钻孔Zk11 27、Zk729、Zk327、Zk325，但未能连成一个矿体，且规模较小品位低。矿石矿物主要为黄 铁矿、黄铜矿、辉钼矿、磁铁矿，其次为斑铜矿、方铅矿、闪锌矿，少量锌砷黝铜矿等；脉 石矿物主要为白云母、蒙脱石、伊利石、石英、迪开石和高岭石，其次为绿泥石、绿帘石、 硬石膏、石膏、钾长石、黑云母及方解石，少量明矾石和叶蜡石。矿石结构为半自形_他形 、叶片状和板状结构，矿石构造为浸染状、细脉浸染状和脉状。
基于蚀变分带划分，根据矿石的结构构造、脉体间穿插关系及蚀变矿物的共生组合类型和相 互包裹关系等特征，笔者将西南矿段的成矿期次划分为5期，分别为（早期）绢英岩化期、 斑岩矿化期、浅成低温热液叠加期、成矿后期脉和表生期。其中，斑岩矿化期可分为钾硅酸 盐化阶段、青磐岩化阶段和（晚期）绢英岩化阶段；浅成低温热液叠加期主要为泥化_ 高级泥化蚀变（图4）。
（早期）绢英岩化期发育在中侏罗世紫金山复式花岗岩中，主要蚀变矿物为细粒绢云母组矿 物伊利石集合体，交代花岗岩中的斜长石，显微镜下可见（晚期）绢英岩化阶段中的白云母 包裹早期细粒伊利石集合体（图5a）。斑岩成矿期中钾硅酸盐化阶段蚀变在矿区发育较少， 仅在局部或显微镜下可见钾化残留（图5b、c），该阶段主要发育钾长石和热液黑云母以及 少量石英、磁铁矿等，显微镜下可见面状钾化蚀变的钾长石被后期青磐岩化阶段中的绿 帘石（含少量硬石膏）脉穿切（图5b），以及局部钾化蚀变的钾长石被（晚期）绢英岩化阶 段的白云母叠加（图5c）；此外，细粒不规则的热液黑云母与磁铁矿共生，沿着斜长石边部 对 其交代，少量黑云母已蚀变成绿泥石（图5d）。青磐岩化阶段蚀变主要发育在深部二长花岗 岩中，以绿泥石，绿帘石，方解石等矿物组合为特征，常被（晚期）绢英岩化阶段矿物叠加 （图5e～g）。（晚期）绢英岩化阶段蚀变与西南矿段矿化密切相关，主要发育在花岗闪长 斑 岩中，其次发育在与花岗闪长斑岩接触的紫金山复式花岗岩和二长花岗岩中（图5b）。（晚 期）绢英岩化阶段主要发育白云母、伊利石、石英、黄铁矿、黄铜矿和辉钼矿，同时，该阶 段还共生有少量斑铜矿、硬石膏和蒙脱石（图5h～j）。浅成低温热液叠加期蚀变主要发育 在 矿 区浅部的紫金山复式花岗岩中。其中，高级泥化蚀变发育较局限，星点状分布，特征矿物为 叶蜡石和明矾石，有少量伊利石共生（图5k），可见高级泥化蚀变的叶蜡石_伊利石组合呈 脉状穿切了（晚期）绢英岩化蚀变的紫金山复式花岗岩（图5l）；泥化蚀变广泛发育，特征 矿物以迪开石、高岭石、伊利石为主（图5m、n）。另外，还有少量黄铁矿、黄铜矿、闪锌 矿、方铅矿、锌砷黝铜矿、蒙脱石（图5o），可见该阶段的闪锌矿叠加在（晚期）绢英岩化 阶段的黄铜矿和白云母_伊利石_石英之上（图5p），虽然高级泥化蚀变有可能是在泥化之后 叠加，但目前观察到的证据不足以证明这一点，因此，将泥化蚀变与高级泥化蚀变 统一作为浅成低温热液叠加期。成矿后期脉阶段主要发育赤铁矿（少量磁铁矿）脉，少 量局部发 育在钻孔中，镜下呈针状穿切绢英岩化阶段中石英_黄铁矿±黄铜矿脉 （图5q）。
表生期主要发育在矿区的最浅部，主要为紫金山复式花岗岩中的黄铁矿氧化形成褐铁矿和赤 铁矿。
测试前, 先将样品清洗干净、晾干。为了数据可靠性，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。最后选取质量最好的数据（光谱曲线平滑、光谱信噪比低）或平 均数据来解译。将实验仪器都连接好之后，需要分2个步骤，第一步仪器校准，此时的仪器 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，接着进行基 准白（white reference）操作，此后仪器的光谱线很平直，几乎无噪音干扰即可进行样品 的测试工作。测试时，为保证测试数据的质量，每隔0.5 h对仪器进行优化和基准白测量 一次。测试的数据会自动保存，以备下一步分析处理。关于Terra Spec上述参数设置值的选 取及其他注意事项，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，然后通过人工进行逐条审查、核实并确定最终矿物种类。伊利石1900 nm和2200 nm的吸收峰位、吸收峰深度等参数都可以通过TSG V.3的标量（scalar）直接获取，其具体 参数设置请参考杨志明等（2012）。伊利石结晶度（IC，图6）同样也可通过TSG V.3的标量 功能求得。每个样品一般有3个分析结果，取其光谱参数平均值。原始数据因数量过大，无 法全部列出，故只列出绢云母族矿物光谱参数数据，详见表1。
以西南矿段北东向剖面为例（图2），绢云母族矿 物（伊利石、白云母和少量蒙脱石）主要 分布在矿区的浅部地区，发育在紫金山复式花岗岩和花岗闪长斑岩中，高岭石、迪开石、明 矾石和叶蜡石主要零星不连续分布在矿区浅部（小于400 m），绿泥石和绿帘石主要分布在 矿区的深部（大于650 m，主要发育在二长花岗岩中，少量发育在花岗闪长斑岩中）。总体 上呈现出，浅部为伊利石+白云母+蒙脱石为主的矿物组合，深部为绿泥石+绿帘石+伊利石为 主的矿物组合（图8）。
西南矿段北东向剖面的绢云母族矿物样品中，伊利石Pos1900值变化于1907.36～1925.85 n m （平均值为1912.56 nm），Dep1900值变化范围0.04～0.49（平均值为0.16）；Pos 2200值 变化于2193.30～2220.02 nm（平均值为2202.01 nm），Dep2200值变化范围0.09～0 .48（平 均值为0.30）；伊利石的结晶度（IC值）变化于0.41～7.30（平均值为2.32），详细数 据见 表1。在矿区空间上，IC和Pos2200值具有明显的变化规律，从矿化中心附近的绢英岩化带到 远离矿化中心的高级泥化_泥化带和青磐岩化带，IC和Pos2200值均有明显的从高值变为低值 的变化趋势（图9a、b）。但伊利石1900 nm吸收峰位值在空间上无特别明显的变化趋势。
在西南矿段北西向剖面中，伊利石Pos1900值变化于1907.36～1925.85 nm （平均值为191 2.5 1 nm），Dep1900值变化范围0.05～0.49（平均值为0.19）；Pos2200值变化于2193.7 3～22 15.13 nm（平均值为2201.89 nm），Dep2200值变化范围0.09～0.47（平均值为0.31 ）；伊 利石的结晶度（IC值）变化于0.6～8.1（平均值为2.16），详细数据见表1。同样，矿区 空间 上的IC和Pos2200值具有明显的变化规律，从矿化中心到远离矿化中心，IC和Pos2200值均有 明显的从高值变为低值的变化趋势（图10a、b），但是Pos2200值在北西向剖面上的变化规 律没有其在北东向剖面上的变化规律明显，会存在部分异常高值。
需要强调的是，西南矿段出现了比较少见的两期“绢英岩化"现象，早期绢英岩化主要位于 浅 部的紫金山复式岩体中，而晚期绢英岩化主要与后期侵入的成矿花岗闪长斑岩相关，且常包 裹早期绢英岩化之上（图5a）。显然，早期绢英岩化并非由成矿岩体导致，而是早于成矿岩 体但晚于紫金山复式岩体的其他岩体导致。从西南矿段地质情况推测其可能为深部的二长花 岗岩侵位导致了紫金山复式岩体中的早期绢英岩化，这与笔者得到的岩体年龄也是一致的（ Xu et al.，2017）。
从矿化特征来看，紫金山矿田内的罗卜岭斑岩型矿床（1.4 Mt @ 0.3%）的矿化主要以细 脉 浸染状和脉状赋存于成矿花岗闪长斑岩中，与钾硅酸盐化和绢英岩化密切相关（钟军，2014 ）。典型斑岩矿床的矿化主要以细脉浸染状和脉状赋存于围岩火山岩地层及成矿斑岩中（Co oke et al.，2005），多数斑岩矿床主要与钾硅酸盐化密切相关（如美国西部Bingham矿床 ，28.46 Mt @ 0.88%，Lanier et al.，1978；印度尼西亚Batu Hijau矿床，7.23 Mt @ 0. 44%，Garwin，2002；智利El Teniente矿床，94.35 Mt @ 0.63%，Cannell et al.，2005 ） ，也有部分矿床与绢英岩化密切相关（如巴布亚新几内亚Wafi_Golpu矿床，1Gt @ 0.9%，S illitoe，2010；智利中部Chuquicamata矿床，7.52 Gt @ 0.55%，Ossandón et al.，20 01 ；中国德兴矿床，8.4 Mt @ 0.45%，侯增谦等，2009）。西南矿段（0.02 Mt @ 0.2%） 的矿 化类型同样也是细脉浸染状和脉状，主要赋存于成矿的花岗闪长斑岩中，成矿斑岩的锆石Ce 4+/Ce3+比值较高（平均值1078，Xu et al.，2017），地球化学特征（Xu et al.，2017） 与罗卜岭斑岩矿床的成矿斑岩相似，2个矿床的成岩成矿年代也接近，但目前西南矿段控制 的矿化主要与绢英岩化密切相关，明显缺失钾化带，这也是与罗卜岭矿床的主要区别。西南 矿段和罗卜岭与世界上典型的斑岩型矿床相比也存在较大差异，可能为西南矿段和罗卜岭矿 区浅部缺失火山岩地层所造成的，矿化主要集中于成矿斑岩中相关。结合前文讨论的西南矿 段成矿斑岩体是从矿区东南方向的深部以小岩枝状近水平侵位，并造成不对称的蚀变分带， 以及其与罗卜岭矿床在成岩时代、地球化学特征及锆石Ce4+/Ce3+比值（氧逸 度）均相似等 特征（Xu et al.，2017），推测在西南矿段的西南方向深部可能存在真正的成矿斑岩岩株 、大储量及较高品位的矿化中心。
通过前文蚀变与矿化的讨论，笔者发现西南矿段与斑岩矿床的矿化蚀变特征有一定的相似性 ，但是矿化规模不大，成矿斑岩体呈岩枝状（非岩株状）低角度侵位，并造成不对称的蚀变 分带。此外，矿区还缺失钾化带，且深部存在斑岩矿化巨大潜力。在斑岩矿床深部勘查新方 法应用中，前人利用短波红外光谱技术（SWIR）对埋藏较深的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勘查新标志，为后续的找矿勘查工作提供了科学的依据 。如杨志明等（2012）在研究西藏念村矿床时提出，靠近矿化中心附近伊利石结晶度值（IC ）高，远离矿化中心IC值逐渐降低（杨志明等，2012）。Jin等（2001）在研究德兴斑岩矿 床时提出XRD_IC值（与本文研究的伊利石结晶度（IC）具有相反的规律，下同）在靠近矿体 时会变小，表明伊利石结晶度（IC值）呈现出靠近矿化中心变大，而远离矿化中心而变小。 对于伊利石2200 nm吸收峰位值（Pos2200）在不同矿床内的变化规律则不尽相同，第一种呈 现出靠近矿化中心Pos2200值变小，远离矿化中心其值变大，如杨志明等（2012）在研究西 藏念村矿床时发现，靠近矿化中心Pos2200值变小，远离矿化中心Pos2200值变大；同样，Ya ng等（2005）在研究新疆土屋斑岩矿床时发现，伊利石2200 nm吸收峰位值（Pos2200）在矿 化中心处会变小（<2206 nm）；第二种呈现出靠近矿化中心Pos2200值变大而远离矿化中心 其值变小，如Laakso等（2015）在研究加拿大Izok Lake矿床时得出靠近矿体的Pos2200值较 高（平均值2203 nm），而远离矿体的Pos2200值低（平均值2201 nm），同样，Sun等（2001 ）在研究澳大利亚Elura铅锌银矿床时也呈现出，靠近矿体Pos2200值变大，远离矿化中心Po s2200值变小；第三种是Pos2200值在矿区呈现出无明显规律，如日本的Hishikari矿床（Yan g et al.，2005）。由此可见，伊利石2200 nm吸收峰位值在不同的矿床内的规律性并不一 致。本次研究工作在西南矿段矿区内发现，北东向剖面总体上，IC和Pos2200值具有明显的 变化规律，由矿化中心附近的绢英岩化带到远离矿化中心的高级泥化_泥化带和青磐岩化带 ，IC值（图9a）和Pos2200值（图9b）均有明显的从高值变为低值的变化趋势，IC值的变化 规律与前人在其他斑岩矿床的研究成果很接近；而Pos2200值的变化规律主要与上述第二种 类型相似（Sun et al.，2001；Laakso et al.，2015）。另外，也可见部分IC高值（图9a 中红色圈和绿色圈）出现在了西南矿段北东向剖面的左侧Zk327的浅部（400 m附近），Zk72 9的靠近花岗闪长斑岩附近（400 m附近）及剖面右侧Zk325的浅部（220 m和400 m附近）（ 图9a）；而Pos2200高值（图9b中红色圈）主要出现在剖面右侧Zk325的浅部（50 m和200 m 附近）（图9b）。而在北西向剖面上，由矿化中心到外围，IC值从高值变为低值（图10a） ，这一规律性变化与北东向剖面上IC值变化规律一致。而Pos2200值总体上也具有由矿化中 心到外围从高值到低值的变化趋势（图10b），与其在北东向剖面上的规律一致。然而，也 有部分高Pos2200值出现在Zk1931的底部（951 m和986 m），还有在F1_4断裂的东南侧Zk121 6深部（629 m和825 m）与Zk2418深部（890 m附近），造成这些高值的原因可能是由于蚀变 差异和脉岩的侵入造成的。但伊利石1900 nm吸收峰位值（Pos1900）在空间上无特别明显的 变化，与杨志明等（2012）在西藏念村矿区的研究结果一致。
研究表明IC值可能与矿物形成温度有直接关系（杨志明等，2012）。伊利石在高温条件下具 有最接近理想的配比成分，随着温度的降低，其晶格中的Al、K逐渐地被Si和一些缺陷所替 代，导致层间位置容纳了更多的H2O，同时也使Al的流失。高的H2O含量会引起较强的19 00 n m吸收，致使伊利石1900 nm吸收深度值增大；而Al流失会使伊利石的2200 nm峰吸收强度降 低从而降低伊利石2200 nm吸收峰吸收深度减小，IC值降低，因此，温度高时，IC值较大， 温度降低，IC值会变小（杨志明等，2012）。这一原理可以很好地解释在西南矿段矿区内发 现的由矿化中心到外围IC值具有明显的从高值变为低值的变化趋势，同时，在Zk327的浅部4 00 m出现的IC高值，主要是由于其附近存在脉状矿化及后期闪长玢岩的侵位，从而造成局部 较高温度，形成含有较高IC值的绢云母族矿物；在Zk729的浅部400 m出现的IC高值，主要是 由于花岗闪长斑岩的侵位并伴随矿化的影响，同时，与Zk729的394 m发现含有较高IC值的白 云母矿物吻合（图3）；在Zk325的浅部（220 m和400 m附近）出现的IC高值，同样也是由于 其附近的后期英安玢岩的侵位造成的。伊利石2200 nm吸收峰位值与其八面体内的AlⅥ 含量 呈负相关关系，而与绢云母族矿物内的Fe、Mg含量比例呈正相关关系，蚀变越强、温度越高 及附近存在含Fe、Mg的矿物（如绿泥石和绿帘石），都会促使伊利石八面体内的AlⅥ 与Fe、Mg之间的类质同象作用的发生，从而降低伊利石八面体内的AlⅥ含量值，增加 Fe、Mg含量比例，导致Pos2200变大（Post et al.，1993；Duke，1994；Laakso et al.， 2015）。在西南矿段的矿化中心蚀变比较强，加上西南矿段的蚀变分带与典型斑岩矿床不同 ，从剖面上（ 图3）可以看出靠近矿化中心底部存在大面积的青磐岩化（含Fe、Mg的绿泥石和绿帘石矿物 多），会加大绢云母族矿物中的AlⅥ与Fe、Mg发生类质同象作用，造成矿物内Al Ⅵ含量降低及Fe、Mg含量比例的提高，从而导致Pos2200值高；在浅部蚀变强度变弱，另 外含Fe、Mg的绿泥石和绿帘石矿物极少，不利于绢云母族矿物中的AlⅥ与Fe、Mg之间 的类质同象，造成矿物内AlⅥ含量高及Fe、Mg含量比例的极低，从而导致Po s2 200值低；而在最深处的青磐岩化带内，尽管存在富含Fe、Mg的绿泥石和绿帘石矿物，但其 蚀变强度弱，同样也不利于绢云母族矿物中的AlⅥ与Fe、Mg之间的类质同象，也造成 Pos2200值低。同时，在Zk325（50 m和200 m附近）出现的Pos2200高值，可能是由 于其附近的后期英安玢岩的侵位造成的。基于该原理，同样可以很好地解释Pos2200值在北 西向剖面的变化规律（图10b），局部出现的异常高值，如Zk1931的底部（951 m和986 m） 与Zk2418深部（890 m附近）是由于样品在青磐岩化蚀变的基础上产生较强的绢英岩化叠加 ，促使伊利石八面体内的AlⅥ与Fe、Mg之间发生类质同象，造成矿物内Al Ⅵ含量降低及Fe、Mg含量比例的提高，从而导致Pos2200值高；而Zk1216深部（629 m和82 5 m）可能是由于似斑状花岗闪长斑岩与花岗细晶 岩脉的侵位造成的。
综上所述，通过西南矿段系统的SWIR光谱研究发现，从矿化中心向外，伊利石结晶度值（IC ）和伊利石2200 nm吸收峰位值均有明显的从高值向低值变化趋势，在矿化中心处，是高IC 值 与高Pos2200值的叠加区域。高IC值（>2.1）和高Pos2200值（>2203 nm）可作为紫金山地 区勘查该类矿床的找矿新标志。
（2） 西南铜钼矿段发育的早期绢英岩化蚀变可能为二长花岗岩侵入紫金山复式岩体导致， 而晚期绢英岩化蚀变则与成矿花岗闪长斑岩密切相关。
（3） 西南铜钼矿段不同于典型的斑岩型铜钼矿床蚀变特征，花岗闪长斑岩（成矿斑岩）呈 岩枝状低角度侵位，蚀变分带不对称，且明显缺失钾化带。因此，推测西南矿段的西南方向 深部可能存在真正的成矿斑岩岩株和大储量及较高品位的矿化中心。
（4） 西南矿段SWIR勘查应用研究发现，从矿化中心向外，伊利石结晶度值（IC）和伊利石 2 200 nm吸收峰位值（Pos2200）均有明显的从高值向低值的变化趋势。高IC值（>2.1）和高 Pos2200值（>2203 nm），可作为紫金山地区勘查该类矿床的找矿新标志。
志谢野外工作得到了紫金矿业集团股份有限公司的大力支持以及钟文标、王晴 、罗玉川 等工程师的帮助与指导，中国地质科学院地质研究所的杨志明博士在短波红外光谱测试方面 给予了实验仪 器支持，实验及成文过程中得到了韩金生博士、张宇博士、肖兵博士等的大力协助，感谢诸 位审稿专家对本文提出的许多建设性意见，在此一并表示感谢！
福建紫金山矿田位于华夏板块的东南缘（图1a），是中国最典型的斑岩_浅成低温热液成矿 系统（So et al.，1998；Zhong et al.，2014；黄文婷等，2013）。截止2013年底，矿区 内的金金属量为400吨（品位约0.3 g/t），铜金属量约400万吨（品位约0.4%），钼金属 量11万吨（品位约0.032%）（张锦章，2013）。代表性矿床主要有紫金山高硫型浅成低温热 液型铜金矿床、罗卜岭斑岩型铜钼矿床等（Chen et al.，2015；王少怀等，2009；邱小平 等，2010），前人已经对上述2种矿床的地质特征，岩浆岩的年代学、成矿年代学、矿床成 因、流体特征等方面进行了大量研究（Jiang et al.，2013；张德全等，2003；2005；毛建 仁等，2004；梁清玲等，2012），但区内斑岩型矿床的成矿规律还有待进一步研究。此外， 矿田内SWIR找矿勘查研究仍处于空白。西南铜钼矿段作为紫金山矿田内最新发现的矿床，钻 孔资料显示其具有斑岩型矿床的矿化蚀变特征，可作为矿田内斑岩矿床另一个理想的研 究对象。
本文在前人研究工作的基础上，基于详细的野外观察编录和系统的岩相学工作，根据矿物的 交代次序、脉体穿插关系、矿物共生组合及空间分布等特征，对紫金山西南铜钼矿段的蚀变 分带及矿化特征进行详细的研究，并与罗卜岭斑岩矿床和典型斑岩矿床进行综合对比研究， 目的是进一步完善紫金山矿田内斑岩矿床的成矿规律。此外，本文还对西南矿段探索性开展 了矿床短波红外光谱研究，建立了有效的SWIR找矿勘查新标志，为后续的找矿勘探工作提供 进一步的科学依据。
1区域地质背景
华南地处欧亚大陆东南部， 主要是指秦岭_大别造山带以南、青藏高原以东及太平洋板块以 西的中国大陆南部区域， 以江绍_钦防断裂带为界， 可将华南划分成扬子克拉通与华夏板 块 （图1a， Chen et al.， 2007；毛景文等， 2009；2011；舒良树等， 2012）。紫金山矿 田位 于华夏板块的东南缘（图1a）， NE向宣和复式背斜与北西向上杭_云霄深大断裂的交汇部 位（Li et al.， 2014；Zhong et al.， 2014）。矿田中主要有震旦系、泥盆系、石 炭系、白垩系、第四系。震旦系为楼子坝群， 灰绿色， 主要分在矿田的西北部， 另外有 少量 分布在南部（图1b）， 其岩性为浅海相变质细碎屑岩， 包括千枚岩、千枚状粉砂岩、变质 细 砂岩等（钟军等， 2011）。泥盆系为上泥盆统天瓦岽_桃子坑群， 主要分布在矿田的东南 部 （图1b）， 属于浅海_滨海相碎屑岩， 由粉砂岩、粉砂质泥岩、石英砂岩及砂砾岩等 组成（ 钟军等， 2011）。石炭系为下石炭统林地群， 分布在矿田的东南部， 属于滨海相碎屑岩 ， 岩 性为石英砂砾岩、石英砾岩夹石英细砂岩和粉砂岩等（钟军等， 2011）。白垩系为下白垩 统石帽山群， 大面积分布于矿田的西南部（图1b）， 另有少量分布于中部附近， 不整合 覆 盖于中_晚侏罗世紫金山复式花岗岩体之上， 岩性为英安岩、流纹岩、英安质晶屑凝灰熔 岩、 含角砾集块熔岩夹凝灰质砂岩、砂砾岩等（Jiang et al.，2013）。第四系沉积物主要分布 于矿田的南部。矿田内构造主要分为NE向宣和复式背斜及NE向与NW向断裂系统。其中，NE向宣和复式背斜总 长约150 km，宽10～12 km，两翼为震旦系楼子坝群浅变质岩系—下石炭统林地群碎屑沉积 岩 类，岩层倾角40°～60°（福建省地矿局，1985）。在紫金山矿田中，背斜已被中生代 花岗岩类岩体沿背斜轴部侵入（图1b）。矿田内构造为NE向、NW向断裂，它们将矿田分 割成若干菱形块体，NE向的压扭性断裂系统控制了区内岩体侵入（张德全等，2003），NW向 断裂则是矿田内重要的控矿导矿构造（张锦章，2013）。
紫金山矿田内中生代岩浆岩广泛发育（图1b），岩浆活动主要集中于2个阶段： 第一阶段中 晚侏罗世包括紫金山复式花岗岩（165～155 Ma；Jiang et al.，2013；李斌等，2015）和 二 长花岗岩（157～150 Ma；Xu et al.，2017），其中，紫金山复式花岗岩包含3种岩相：迳 美中粗粒花岗岩、五龙寺中细粒花岗岩和金龙桥细粒花岗岩，主要集中出露在矿田的中南部 地区（出露面积约25 km2，张德全等，2001），而二长花岗岩包括有才溪二长花岗岩（位 于 矿田的东北部，出露面积有2 km2，于波等，2013）和西南矿段二长花岗岩（图2，位于西 南 矿段深部约500～1300 m）；第二阶段早白垩世岩体包括四坊花岗闪长岩（112～108 Ma；出 露 于矿田的东北侧，出露面积约15 km2，Jiang et al.，2013；张德全等，2001），罗卜岭 花 岗闪长斑岩（105～103 Ma；NW向侵入到四坊岩体中，地表出露面积约0.06 km2，张德全 等， 2001；黄文婷等，2013），西南矿段花岗闪长斑岩（109 Ma；位于西南矿段深部约600～100 0 m侵入，Xu et al.，2017），紫金山深部的似斑状花岗闪长岩（103 Ma；于波等，2013） ，另外，还有位于矿田中部的早白垩世隐爆角砾岩和英安玢岩，两者与紫金山高硫型Au_Cu 矿床密切相关（钟军等，2011）。
紫金山矿田发育的矿床类型主要有斑岩型矿床、高硫型浅成低温热液矿床、中低硫型浅成低 温热液矿床和斑岩_高硫型叠加矿床。主要实例包括：① 斑岩型：罗卜岭铜钼矿床（铜 金属 量1.4 Mt @ 0.3%，钼金属量0.11 Mt @ 0.039%，张锦章，2013）和西南铜钼矿段（目 前铜 金属量0.02 Mt @ 0.2%，还有少量钼）；② 高硫型浅成低温热液矿床：紫金山金铜矿床 （ 金金属量300 t，铜金属量2 Mt，张锦章，2013）；③ 中低硫型浅成低温热液矿床： 悦洋 银 金铜多金属矿床（银金属量1300 t， 铜金属量0.039 Mt， 金8000 kg，张锦章，2013）； ④ 斑岩_高硫型叠加矿床有东南铜钼矿段、五子骑龙铜矿床、龙江亭铜矿床、二庙沟铜矿床等（陈静等， 2011；2015）。
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图 1紫金山矿田构造位置图(a，据舒良树等，2012修改）和紫金山矿田地质图(b，据Zhon g et al., 2014修改） 1—第四系沉积物； 2—下白垩统石帽山群火山岩； 3—早白垩世隐爆角砾岩； 4—早白 垩世英安玢 岩； 5—早白垩世罗卜岭花岗闪长斑岩； 6—早白垩世四坊花岗闪长岩； 7—晚侏罗世才溪 二长花 岗岩； 8—中侏罗世金龙桥花岗岩； 9—中侏罗世五龙寺花岗岩； 10—中侏罗世迳美花岗 岩； 11 —下石炭统林地群角砾沉积岩； 12—上泥盆统天瓦岽—桃子坑群碎屑岩； 13—震旦系楼子 坝群变质岩； 14—矿床（点）； 15—断 裂； 16—勘探线 Fig. 1Tectonic map showing the location of the study area (a，after Shu et al. , 2012) and geological map of the Zijinshan orefield (b，modified after Zhong et al., 2014) 1—Quaternary alluvium sediments； 2—Lower Cretaceous Shimaoshan Group volcanic ro cks； 3—Early Cretaceous cryptoexplosive breccia pipes； 4—Early Cretaceous daci te porphyry； 5—Early Cretaceous Luoboling granodiorite porphyry； 6—Early Cre tace ous Sifang granodiorite； 7—Late Jurassic Caixi monzogranite； 8—Middl e Jurassic J inlongqiao granite； 9—Middle Jurassic Wulongsi granite； 10—Middle Jurassic J ingm ei granite； 11—Lower Carboniferous Lindi Formation clastic sediments ； 12—Upper D evonian clastic sediments (Tianwadong_Taozikeng Formation)； 13—Neopro terozoic Lo uziba Group metamorphosed sediments； 14—Ore deposit； 15—Fault； 16—Explora tion line |
2矿床地质
2.1矿区和矿体地质特征
西南铜钼矿段位于福建紫金山矿田的中南部，距离紫金山Au_Cu矿床西南侧约2 km处（图1b ），是矿田中最新发现的铜钼矿点，当前初步勘查获得铜金属量约2万吨（品位约0.2%）， 并伴生有钼矿化。矿区出露的地层包括震旦系楼子坝群和下白垩统石帽山群（图2），其中 ，震旦系楼子坝群主要出露于矿区北部，下白垩统石帽山群主要零星分布于矿 区的南部地区。西南矿段主要位于宣和复式背斜的轴部，区内广泛发育NE向和NW向断裂系统，其中NW向断裂是西南矿段的主要控矿与导矿构造 。
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图 2西南Cu_Mo矿段北东向剖面（图1b中A_A′）地质图 1—细粒花岗岩； 2—中细粒花岗岩； 3—中粗粒花岗岩； 4—英安玢岩； 5—细粒花岗闪 长斑岩； 6—花岗闪长斑岩； 7—二长花岗岩； 8—闪长玢岩； 9—花岗细晶岩； 10— 花岗斑岩； 11—矿体； 12—钻孔及编号； 13—推测线； 14—样品位置 Fig. 2Geological section of NE_trending section (A_A′ in Fig. 1b) in the Xina n Cu_Mo deposit 1—Fine grained granite； 2—Medium_fine grained granite； 3—Medium_coarse gra ined granite； 4—Dacite porphyry； 5—Fine_grained granodiorite porphyry； 6—G ranodiorite porphyry； 7—Monzogranite； 8—Diorite porphyry； 9—Granite aplite ； 10—Granite porphyry； 11—Orebody； 12—Drill hole and its serial nu mber； 13—Inferred line； 14—Sampling position |
西南矿段的矿体主要发育在花岗闪长斑岩中，矿化主要以浸染状和细脉浸染状见于钻孔Zk11 27、Zk729、Zk327、Zk325，但未能连成一个矿体，且规模较小品位低。矿石矿物主要为黄 铁矿、黄铜矿、辉钼矿、磁铁矿，其次为斑铜矿、方铅矿、闪锌矿，少量锌砷黝铜矿等；脉 石矿物主要为白云母、蒙脱石、伊利石、石英、迪开石和高岭石，其次为绿泥石、绿帘石、 硬石膏、石膏、钾长石、黑云母及方解石，少量明矾石和叶蜡石。矿石结构为半自形_他形 、叶片状和板状结构，矿石构造为浸染状、细脉浸染状和脉状。
2.2围岩蚀变分布及蚀变矿化期次
基于详细的野外观察，“Anaconda"编录方法（按照每2 m一个单元依次往下编录，将地质（ 岩石类型、岩性、岩石结构、矿物颗粒大小、颜色、风化等）、氧化（氧化程度、氧化矿物 及含量等）、角砾（类型、成分、大小等）、蚀变（蚀变程度、蚀变结构、蚀变矿物种类及 其相对含量等）、矿化（矿石矿物种类、结构构造及其相对含量）、脉体特征（矿物组合类 型、脉体数量、穿切关系等）等信息以表格的形式记录下来，从而建立更科学系统的地质、 蚀变及矿化剖面图，图2和图3均为通过Anaconda编录方法而制成的（Blackwell，2010）。 此外，基于细致的室内岩相学观察（详细编录钻孔8个，共计约7300 m，采集样品约300件， 观察探针片约160个），再结合紫金山地区岩体的侵位时间及相互关系（Xu et al.，2017） 、矿床的地质特征、SWIR测试结果及蚀变矿物的共生组合等特征，将西南铜钼矿段围岩蚀变 由深到浅划分为青磐岩化带、绢英岩化带、高级泥化_泥化带和氧化带（图3）。其中，高 级泥化_泥化带主要发育在浅部的紫金山复式花岗岩中，包括绢云母化带、迪开石_高岭石 化带和少量叶蜡石_明矾石化带；青磐岩化带主要发育在深部的二长花岗岩中，其主要矿物 组合为绿泥石、绿帘石、方解石，以及少量伊利石、黄铁矿等；绢英岩化带主要发育在花岗 闪长斑岩及其附近区域，以石英、白云母、伊利石、黄铁矿为主，含少量绿泥石和硬石膏。 此外，高级泥化_泥化带中的绢云母化带以伊利石和黄铁矿为主，含少量白云母和硬石膏； 迪开石_高岭石化带以迪开石、高岭石为主，含少量伊利石和蒙脱石。基于蚀变分带划分，根据矿石的结构构造、脉体间穿插关系及蚀变矿物的共生组合类型和相 互包裹关系等特征，笔者将西南矿段的成矿期次划分为5期，分别为（早期）绢英岩化期、 斑岩矿化期、浅成低温热液叠加期、成矿后期脉和表生期。其中，斑岩矿化期可分为钾硅酸 盐化阶段、青磐岩化阶段和（晚期）绢英岩化阶段；浅成低温热液叠加期主要为泥化_ 高级泥化蚀变（图4）。
（早期）绢英岩化期发育在中侏罗世紫金山复式花岗岩中，主要蚀变矿物为细粒绢云母组矿 物伊利石集合体，交代花岗岩中的斜长石，显微镜下可见（晚期）绢英岩化阶段中的白云母 包裹早期细粒伊利石集合体（图5a）。斑岩成矿期中钾硅酸盐化阶段蚀变在矿区发育较少， 仅在局部或显微镜下可见钾化残留（图5b、c），该阶段主要发育钾长石和热液黑云母以及 少量石英、磁铁矿等，显微镜下可见面状钾化蚀变的钾长石被后期青磐岩化阶段中的绿 帘石（含少量硬石膏）脉穿切（图5b），以及局部钾化蚀变的钾长石被（晚期）绢英岩化阶 段的白云母叠加（图5c）；此外，细粒不规则的热液黑云母与磁铁矿共生，沿着斜长石边部 对 其交代，少量黑云母已蚀变成绿泥石（图5d）。青磐岩化阶段蚀变主要发育在深部二长花岗 岩中，以绿泥石，绿帘石，方解石等矿物组合为特征，常被（晚期）绢英岩化阶段矿物叠加 （图5e～g）。（晚期）绢英岩化阶段蚀变与西南矿段矿化密切相关，主要发育在花岗闪长 斑 岩中，其次发育在与花岗闪长斑岩接触的紫金山复式花岗岩和二长花岗岩中（图5b）。（晚 期）绢英岩化阶段主要发育白云母、伊利石、石英、黄铁矿、黄铜矿和辉钼矿，同时，该阶 段还共生有少量斑铜矿、硬石膏和蒙脱石（图5h～j）。浅成低温热液叠加期蚀变主要发育 在 矿 区浅部的紫金山复式花岗岩中。其中，高级泥化蚀变发育较局限，星点状分布，特征矿物为 叶蜡石和明矾石，有少量伊利石共生（图5k），可见高级泥化蚀变的叶蜡石_伊利石组合呈 脉状穿切了（晚期）绢英岩化蚀变的紫金山复式花岗岩（图5l）；泥化蚀变广泛发育，特征 矿物以迪开石、高岭石、伊利石为主（图5m、n）。另外，还有少量黄铁矿、黄铜矿、闪锌 矿、方铅矿、锌砷黝铜矿、蒙脱石（图5o），可见该阶段的闪锌矿叠加在（晚期）绢英岩化 阶段的黄铜矿和白云母_伊利石_石英之上（图5p），虽然高级泥化蚀变有可能是在泥化之后 叠加，但目前观察到的证据不足以证明这一点，因此，将泥化蚀变与高级泥化蚀变 统一作为浅成低温热液叠加期。成矿后期脉阶段主要发育赤铁矿（少量磁铁矿）脉，少 量局部发 育在钻孔中，镜下呈针状穿切绢英岩化阶段中石英_黄铁矿±黄铜矿脉 （图5q）。
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图 3西南Cu_Mo矿段北东向剖面（图1b中A_A′）蚀变分带图 1—紫金山复式花岗岩； 2—英安玢岩； 3—（细粒）花岗闪长斑岩； 4—二长花岗岩； 5 —闪长玢岩； 6—花岗细晶岩； 7—花岗斑岩； 8—氧化带； 9—迪开石_高岭石化带； 10—叶蜡石_明矾石化带； 11—绢云母化带； 12—绢英岩化带； 13—青磐岩化带； 14 —矿体； 15—钻孔及编号； 16—推测线 Fig. 3Alteration zone of NE_trending section (A_A′ in Fig. 1b) in the Xinan C u_Mo deposit 1—Zijinshan granite complex； 2—Dacite porphyry； 3—(Fine_grained) granodiori te po rphyry； 4—Monzogranite； 5—Diorite porphyry； 6—Granite aplite； 7—Granite porphyry ； 8—Oxidation zone； 9—Dickite_kaolinite alteration zone； 10—Pyrophyllite_ alunite alteration zone； 11—Sericite alteration zone； 12—Phyllic alterat ion zone； 13—Pr opylitic alteration zone； 14—Orebody； 15—Drill hole and its serial number； 16—Inferred line |
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图 4西南Cu_Mo矿段蚀变矿化期次表 Fig. 4Alteration and mineral paragenesis of the Xinan Cu_Mo deposit |
3短波红外光谱技术在紫金山西南矿段的应用
西南矿段广泛发育（高级）泥化蚀变（迪开石、高岭石）、黏土蚀变矿物（白云母、伊利石 等）和青磐岩化蚀变矿物（绿泥石和绿帘石）。为了进一步更好的识别、厘定它们在矿区的 空间分布及其短波红外光谱（SWIR）特征参数在矿区的空间分布规律，进而为建立区内SWIR 找矿勘查新标志提供理论依据。因此，在划分蚀变带的基础上，笔者在矿区进行系统的钻孔 采样，对样品进行短波红外光谱测试和解译，并计算SWIR特征波谱参数。
3.1短波红外光谱
短波红外光是波长为1300～2500 nm之间，介于近红外光与中红外光之间的电磁波。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（Chang et al.，2012；章革等，2005）。不同的矿物含有不同的 基团（或能级），它们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 获取矿物基团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，同时也会被吸收并被仪器记录。利用 这一原理，当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。该技 术能有效识别的矿物主要为含羟基矿物（硅酸盐和黏土矿物）、硫酸盐矿物和碳酸盐矿物（ 杨志明等，2012）。
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图 5西南Cu_Mo矿段主要蚀变类型及其矿物组合特征 a. 细粒的（早期）绢英岩化阶段中伊利石集合体被斑岩成矿期中（晚期）绢英岩化阶段的 白云母包裹（正交偏光）； b. 钾硅酸盐化阶段的钾 长石被青磐岩化阶段中的绿帘石（含少 量硬石膏）脉穿切（正交偏光）； c. 钾硅酸盐化阶段的钾长石被（晚期）绢英岩化阶段的 白云母沿边部叠加（正交偏光）； d. 钾硅酸盐化阶段的细粒不规则的热液黑云母与磁铁矿 共生，并沿着斜长石边部对其交代，少量黑云母已蚀变成绿泥石（正交偏光）； e. 青磐岩 化阶段绿泥石、绿帘石组合，绿泥石浸染状分布，绿帘石呈细脉状（手标本）； f. 青磐岩 化阶段绿帘石、方解石，绿帘石和方解石呈脉状和局部团块状产出（正交偏光）； g. 青磐 岩化阶段绿泥石和绿帘石被（晚期）绢英岩化阶段的白云母和伊利石交代呈残留状（正交偏 光）； h. （晚期）绢英岩化阶段白云母、石英和黄铁矿组合（正交偏光）； i. （晚期） 绢 英岩化阶段白云母_伊利石_石英_黄铁矿蚀变内发育浸染状的黄铜矿_斑铜矿（两者边界较平 直，显示共生关系）（正交偏光）； j. 硬石膏、辉钼矿和黄铜矿相互之间边界平直，显示 共生关系，它们三者浸染状分布于（晚期）绢英岩化阶段白云母_伊利石_石英_黄铁矿蚀变 带内，另外可见黄铜矿沿边部交代早期形成的大颗粒自形黄铁矿，以及辉钼矿穿切早期形成 的大颗粒自形黄铁矿（正交偏光）； k. 浅成低温热液叠加期中发育明矾石与迪开石组合（ 手标本+SWIR波谱）； l. 浅成低温热液叠加期中发育叶蜡石与伊利石组合（手标本+SWIR波 谱）； m. 浅成低温热液叠加期中发育迪开石、高岭石、伊利石的泥化蚀变组合（手标本） ； n. 浅成低温热液叠加期中发育迪开石、高岭石、伊利石的泥化蚀变组合（正交偏光）； o. 泥化蚀变中发育的黄铜矿，闪锌矿，方铅矿，锌砷黝铜矿呈共生关系接触； p. 浅成低 温 热液叠加期中泥化蚀变内浸染状闪锌矿沿边部交代叠加（晚期）绢英岩化阶段的黄铜矿（正 交偏光）； q. 后期 脉岩阶段赤铁矿_磁铁矿脉穿切（晚期）绢英岩化阶段的石英_ 黄铁矿脉（正交偏光） Kfs—钾长石； Bi—黑云母； Anh—硬石膏； Mus—白云母； Ser—绢云母； Ill—伊利石 ； Chl—绿泥 石； Ep—绿帘石； Q—石英； Pl—斜长石； Alu—明矾石； Dic—迪开石； Pyr—叶蜡石 ； Kao—高岭石 ； Cal—方解石； Mt—磁铁矿； Py—黄铁矿； Ccp—黄铜矿； Bn—斑铜矿； Mo—辉钼 矿； Sp—闪锌矿； Gn—方铅矿； Td—锌砷黝铜矿； Hem—赤铁矿 Fig. 5Alteration and mineral assemblages in the Xinan Cu_Mo ore deposit a. Aggregates of illite at Early phyllic stage wrapped by muscovite of Late phyl lic stage (porphyry mineralization)； b. Potassic alteration cut by epidote_anhy d rite vein (propylitic alteration)； c. Potassic alteration overprinted by Late p h yllic alteration； d. Hydrothermal biotite at potassic stage intergrowing with m agnetite, replacing plagioclase. Biotite partly replaced by chlorite； e. Chlori t e_epidote assemblages at propylitic stage； f. Epidote_calcite assemblages at pr o pylitic stage； g. Chlorite_epidote assemblages of propylitic stage replaced by L ate phyllic alteration； h. Muscovite, quartz and pyrite assemblages of Late phy l lic stage； i. Disseminated chalcopyrite_bornite occurring at the late phyllic s t age； j. Disseminated anhydrite, molybdenite and chalcopyrite, intergrowing to g ether at the late phyllic stage； k. Epithermal overprinting stage containing al u nite and dickite assemblages； l. Epithermal overprinting stage containing pyrop h yllite and illite assemblages； m. Epithermal overprinting stage containing dick i te, kaolinite and illite assemblages； n. Epithermal overprinting stage containi n g dickite, kaolinite and illite assemblages (crossed nicols)； o. Argillic alter a tion at epithermal overprinting stage containing chalcopyrite, sphalerite, galen a and tennantite assemblages； p. Chalcopyrite at late phyllic stage replaced by the disseminated sphalerite of argillic alteration； q. Quartz_pyrite ve in a t late phyllic stage cut by the hematite_magnetite vein at the late veins stage Kfs—K_feldspar； Bi—Biotite； Anh—Anhydrite； Mus—Muscovite； Ser—Sericite ； Ill—Illite； Chl—Chlorite； Ep—Epidote； Q—Quartz； Pl—Plagioclase； Alu—Alunite； Dic—Dickit e； Pyr—Pyrophyllite； Kao—Kaolinite； Cal—Calcite； Mt—Magnetite； Py—Pyri te； Ccp—C halcopyrite； Bn—Bornite； Mo—Molybdenite； Sp—Sphalerite； Gn—Gale na； Td—Tennantite； Hem—Hematite |
3.2常用仪器
目前，世界上测试短波红外光谱的仪器主要有3种，分别为美国Analytical Spectral Devic es, Inc. (ASD)生产的TerraSpec，澳大利亚Integrated Spectronics Pty. Ltd.生产的PIM A（已停产）和由南京地质矿产研究所与南京中地仪器有限公司联合开发生产的PNIRS。美国 TerraSpec生产于2006年，其光谱分辨率约为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。澳大利亚PIMA于20世纪90年代开始投入商业生产，目前 已 经停产，其光谱分辨率约为7～10 nm，光谱取样间距2 nm，测试窗口为直径1 cm的圆型区域 ，测试样品所用时间固定，完成一个测点需50 s。国产PNIRS商业化较晚，2005年卖出第一 台仪器，仪器为便携式，野外需要一个6 V电源供电，可维持数几个小时，重量约3 kg，其 分辨率优于8 nm，光谱取样间距为2～4 nm，测试窗口为边长114 cm的正方形，测试样品所 用 时间范围为30～120 s。关于三类仪器详细的参数、测试方法及注意事项，请参考Chang等（ 2 012）。本次研究所用仪器为中国地质科学院地质研究所2011年购置的TerraSpec（仪器编号 ：2208）。
3.3样品采集及测试方法
本次研究工作选取西南矿段北东向剖面（由Zk327、Zk729、Zk1127、Zk325组成）和北西向 剖面（Zk1931、Zk1127、Zk1216、Zk2418、Zk3203），采集钻孔样品共345件，采样规格大 约每15 m/样，在蚀变矿化比较集中及浅部白云母_伊利石蚀变矿物特别发育的区域采取加密 采样（每5 m/样）。测试前, 先将样品清洗干净、晾干。为了数据可靠性，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。最后选取质量最好的数据（光谱曲线平滑、光谱信噪比低）或平 均数据来解译。将实验仪器都连接好之后，需要分2个步骤，第一步仪器校准，此时的仪器 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，接着进行基 准白（white reference）操作，此后仪器的光谱线很平直，几乎无噪音干扰即可进行样品 的测试工作。测试时，为保证测试数据的质量，每隔0.5 h对仪器进行优化和基准白测量 一次。测试的数据会自动保存，以备下一步分析处理。关于Terra Spec上述参数设置值的选 取及其他注意事项，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，然后通过人工进行逐条审查、核实并确定最终矿物种类。伊利石1900 nm和2200 nm的吸收峰位、吸收峰深度等参数都可以通过TSG V.3的标量（scalar）直接获取，其具体 参数设置请参考杨志明等（2012）。伊利石结晶度（IC，图6）同样也可通过TSG V.3的标量 功能求得。每个样品一般有3个分析结果，取其光谱参数平均值。原始数据因数量过大，无 法全部列出，故只列出绢云母族矿物光谱参数数据，详见表1。
4SWIR测试结果综合分析
4.1蚀变矿物及其空间分布
本次SWIR波谱测试，在西南矿段钻孔样品中共识别出11种蚀变矿物，分别为伊利石、白云母 、蒙脱石、高岭石、迪开石、明矾石、叶蜡石、绿泥石、绿帘石、方解石、石膏。其中，伊 利石，白云母、绿泥石尤为发育（图7）。以西南矿段北东向剖面为例（图2），绢云母族矿 物（伊利石、白云母和少量蒙脱石）主要 分布在矿区的浅部地区，发育在紫金山复式花岗岩和花岗闪长斑岩中，高岭石、迪开石、明 矾石和叶蜡石主要零星不连续分布在矿区浅部（小于400 m），绿泥石和绿帘石主要分布在 矿区的深部（大于650 m，主要发育在二长花岗岩中，少量发育在花岗闪长斑岩中）。总体 上呈现出，浅部为伊利石+白云母+蒙脱石为主的矿物组合，深部为绿泥石+绿帘石+伊利石为 主的矿物组合（图8）。
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图 6伊利石标准光谱曲线特征 Fig. 6Hull quotient spectra of illite and the calculation of illite crystallin ity |
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图 7西南Cu_Mo矿段主要蚀变类型及其矿物组合特征 Fig. 7Alteration types and mineral assemblages of the Xinan Cu_Mo ore deposit |
4.2绢云母族矿物光谱参数在矿区变化规律
绢云母族矿物（伊利石、白云母，少量蒙脱石）在西南矿段广泛分布，属于含水硅酸盐矿物 ，分子式为(K,H3O)(Al,Mg,Fe)2(Si,Al)4O10［(OH)2,(H2O )］，其 结构中主要含有3个特征的基团_OH、Al_OH和H2O（图6）。当短波红外照射时，_OH基团对 应的1400 nm的波峰，该位置称为“伊利石1400 nm吸收峰位（Pos1400）"；Al_OH在2200 nm 附近出现特征峰吸收，该位置称为“伊利石2200 nm吸收峰位（Pos2200）" ，相应的吸收峰 的深度称为“伊利石2200 nm吸收峰深度（Dep2200）"；H2O在1900 nm附近出现特征峰吸 收 ，该位置称为“伊利石1900 nm吸收峰位（Pos1900）"，相应的吸收峰的深度称为“伊利石1 900 nm吸收峰深度（Dep1900）"（图6）；伊利石的结晶度（IC），即为伊利石2200 nm吸收 深度与伊利石1900 nm吸收深度的 比值，公式为： IC=Dep2200/Dep1900。伊利石结晶度与温度呈正相关关系（杨志明等，201 2）。西南矿段北东向剖面的绢云母族矿物样品中，伊利石Pos1900值变化于1907.36～1925.85 n m （平均值为1912.56 nm），Dep1900值变化范围0.04～0.49（平均值为0.16）；Pos 2200值 变化于2193.30～2220.02 nm（平均值为2202.01 nm），Dep2200值变化范围0.09～0 .48（平 均值为0.30）；伊利石的结晶度（IC值）变化于0.41～7.30（平均值为2.32），详细数 据见 表1。在矿区空间上，IC和Pos2200值具有明显的变化规律，从矿化中心附近的绢英岩化带到 远离矿化中心的高级泥化_泥化带和青磐岩化带，IC和Pos2200值均有明显的从高值变为低值 的变化趋势（图9a、b）。但伊利石1900 nm吸收峰位值在空间上无特别明显的变化趋势。
在西南矿段北西向剖面中，伊利石Pos1900值变化于1907.36～1925.85 nm （平均值为191 2.5 1 nm），Dep1900值变化范围0.05～0.49（平均值为0.19）；Pos2200值变化于2193.7 3～22 15.13 nm（平均值为2201.89 nm），Dep2200值变化范围0.09～0.47（平均值为0.31 ）；伊 利石的结晶度（IC值）变化于0.6～8.1（平均值为2.16），详细数据见表1。同样，矿区 空间 上的IC和Pos2200值具有明显的变化规律，从矿化中心到远离矿化中心，IC和Pos2200值均有 明显的从高值变为低值的变化趋势（图10a、b），但是Pos2200值在北西向剖面上的变化规 律没有其在北东向剖面上的变化规律明显，会存在部分异常高值。
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图 8西南Cu_Mo矿段北东向剖面（图1b中A_A′）短波红外光谱测试结果矿物分布图 1—紫金山复式花岗岩； 2—英安玢岩； 3—（细粒）花岗闪长斑岩； 4—二长花岗岩； 5 —闪长玢岩； 6—花岗细晶岩； 7—花岗斑岩； 8—钻孔及编号； 9—推测线； 10—矿 物组合分界线； 11—样品位置 Fig. 8The distribution of SWIR alteration minerals in the NE_trending section (A_A′ in Fig. 1b), the Xinan Cu_Mo ore deposit 1—Zijinshan granite complex； 2—Dacite porphyry； 3—(Fine_grained) granodior ite porphyry； 4—Monzogranite； 5—Diorite porphyry； 6—Granite aplite； 7—Gr anite porphyry； 8—Drill hole and its serial number； 9—Inferred line； 10—Bo undary of mineral assemblage； 11—Sampling position |
5讨论
5.1蚀变与矿化
前人对于紫金山矿田内斑岩型矿床的蚀变分带与矿化特征工作主要集中于罗卜岭斑岩型铜钼 矿床，并且观点较为统一：认为罗卜岭矿床的蚀变分带具有典型斑岩型矿床蚀变分带特征，从矿化中心向外，依次发育钾硅酸盐化带（K_Q）、绢 英岩化叠加的钾硅酸盐化带（K _Phy）和黄铁绢英岩化带（Phy），另外，在浅部局部地区发育明矾石_迪开石化带，但缺失 斑 岩型矿床比较常见的青磐岩化带，铜钼矿化主要发育在岩株状侵入的罗卜岭花岗闪长斑岩中 ，与钾硅酸盐化蚀变及黄铁绢英岩化蚀变密切相关（Zhong et al.，2014；张锦章，2013） 。典型斑岩型矿床的蚀变分带由矿化中心向外依次为：钾硅酸盐化带→绢英岩化带→青磐岩 化带。其中，青磐岩化带主要发育矿区的浅部，矿化主要与岩株状的斑岩体 关系密切（Sillitoe，2010）。本次研究的西南铜钼矿段，作为紫金山矿田内最新发现的矿 床，其蚀变分带 由深部到浅部依次分为：青磐岩化带→绢英岩化带→高级泥化_泥化带→氧化带。现有的钻 孔资料显示，西南矿段的铜钼矿化主要以浸染状、脉状分布于花岗闪长斑岩中，可能为西南 矿段的成矿斑岩。结合西南矿段北东向剖面（图2）与北西向剖面（图10a），可以认为成矿 斑岩体是沿着紫金山复式花岗岩与二长花岗岩的接触部位，从西南方向的深部以岩 枝状近水平侵位。西南矿段显然与罗卜岭斑岩矿床和典型斑岩矿床在蚀变分带特征方面存在 明显不同，西南矿段缺失钾化带，并且青磐岩化蚀变主要发育在深部的二长花岗岩中，未在 浅部发育，而通常典型斑岩矿床和罗卜岭矿床会发育位于矿化中心附近的钾化带，典型斑岩 矿床的青磐岩化都发育在成矿斑岩体的外围浅部（Sillitoe，2010；Cooke et al.，2005） ，罗卜岭斑岩矿床则缺失典型斑岩矿床外围浅部发育的青磐岩化蚀变。笔者认为造成这种蚀 变分带特征差异的原因，主要是成矿斑岩体的形态及侵入方式不同造成的，罗卜岭斑岩矿床 和典型斑岩矿床的成矿斑岩体主要是从深部近直立状以岩株侵位，形成常见的斑岩矿床的蚀 变分带，而罗卜岭浅部未能形成青磐岩化蚀变可能是其浅部为花岗质侵入岩（容易遭受绢英 岩化蚀变）和缺失火山岩地层造成的。西南矿段成矿岩体以小岩枝状低角度从矿区西南方向 深部侵位（图2），暗示在深部沿花岗闪长斑岩侵入方向可能会存在较大的斑岩岩株。西南 矿段目前控制的成矿岩体较小，未见钾化带形成，仅有部分残留的钾化蚀变在镜下可见（ 图5b、c），该岩枝近水平侵入后，上部的紫金山复式花岗岩由于已遭受强烈的早期绢英岩 化蚀变，很难再形成青磐岩化蚀变，因此，主要叠加晚期绢英岩化和泥化_高级泥化蚀变； 而深部的二长花岗岩在成矿斑岩侵位时遭受蚀变弱，则形成了青磐岩化蚀变。总体上，浅部 的紫金山复式花岗岩与深部二长花岗岩都属于成矿斑岩的外围。另外，成矿斑岩体及其周围 区域则发育强烈的绢英岩化蚀变。浅部广泛发育的泥化蚀变和少量高级泥化蚀变可能与成矿 花岗闪长斑岩有成因联系，但也可能与紫金山矿田内大面积的浅成低温蚀变叠加相关。需要强调的是，西南矿段出现了比较少见的两期“绢英岩化"现象，早期绢英岩化主要位于 浅 部的紫金山复式岩体中，而晚期绢英岩化主要与后期侵入的成矿花岗闪长斑岩相关，且常包 裹早期绢英岩化之上（图5a）。显然，早期绢英岩化并非由成矿岩体导致，而是早于成矿岩 体但晚于紫金山复式岩体的其他岩体导致。从西南矿段地质情况推测其可能为深部的二长花 岗岩侵位导致了紫金山复式岩体中的早期绢英岩化，这与笔者得到的岩体年龄也是一致的（ Xu et al.，2017）。
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图 9西南Cu_Mo矿段北东向剖面（图1b中A_A′）SWIR光谱参数变化规律 a. 伊利石结晶度（IC）值在西南矿段北东向剖面（地质_蚀变图）上的变化规律图； b. 伊利石2200 nm吸收峰位置值（Pos2200） 在西南矿段北东向剖面（地质_蚀变图）上的变 化规律图 1—紫金山复式花岗岩； 2—英安玢岩； 3—（细粒）花岗闪长斑岩； 4—二长花岗岩； 5 —闪长玢岩； 6—花岗细晶岩； 7—花岗斑岩； 8—氧化带； 9—迪开石_高岭石化带； 10 —叶蜡石_明矾石化带； 11—绢云母化带； 12—绢英岩化带； 13—青磐岩化带； 14—矿 体； 15—钻孔及编号； 16—推测线； 17—样品位置 Fig. 9The distribution features of SWIR spectrum parameters in the NE_trending section (A_A′ in Fig. 1b), the Xinan Cu_Mo deposit a. The variation of illite crystallinity (IC) along the NE_trending geology_alte ration section； b. The variation of illite 2200 nm absorption peak position ( Pos2200) along the NE_trending geology_alteration section 1—Zijinshan granite complex； 2—Dacite porphyry； 3—(Fine_grained) granodiori te porphyry； 4—Monzogranite； 5—Diorite porphyry； 6—Granite aplite ； 7—Gra nite porphyry； 8—Oxidation zone； 9—Dickite_kaolinite alteration zone； 10—P yrophyllite_alunite alteration zone； 11—Sericite alteration zone； 12 —Phyllic alteration zone； 13—Propylitic alteration zone； 14—Orebody； 15—Drill hole and its serial number； 16—Inferred line； 17—Sampling position |
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图 10西南Cu_Mo矿段北西向剖面（图1b中B_B′）SWIR光谱参数变化规律 a. 伊利石结晶度（IC）值在西南矿段北西向剖面上的变化规律图； b. 伊利石2200 nm吸收 峰位置值（Pos2200）在西南矿段北西向剖面上的变化规律图 1—隐爆角砾岩； 2—英安玢岩； 3—花岗细晶岩； 4—闪长玢岩； 5—似斑状花岗闪长岩 ； 6—（细粒）花岗闪长斑岩； 7—二长花岗岩； 8—紫金山复式花岗岩； 9—矿体； 1 0—钻孔及编号； 11—断裂； 12—推测线； 13—样品位置 Fig. 10The distribution features of SWIR spectrum parameters in the NW_trendin g section (B_B′ in Fig. 1b), the Xinan Cu_Mo deposit a. The variation of illite crystallinity (IC) along the NW_trending geological s ection； b. The variation of illite 2200 nm absorption peak position (Pos2200) along the NW_trending geological section 1—Cryptoexplosive breccia； 2—Dacite porphyry； 3—Granite aplite； 4—Diorite porphyry； 5—Porphyritic granodiorite； 6—(Fine_grained) granodi_ ori te porphy ry； 7—Monzogranite； 8—Zijinshan granite complex； 9—Orebody； 10—Drill hol e and its serial number； 11—Fault； 12—Inferred line； 13—Sampling p osition |
通过前文蚀变与矿化的讨论，笔者发现西南矿段与斑岩矿床的矿化蚀变特征有一定的相似性 ，但是矿化规模不大，成矿斑岩体呈岩枝状（非岩株状）低角度侵位，并造成不对称的蚀变 分带。此外，矿区还缺失钾化带，且深部存在斑岩矿化巨大潜力。在斑岩矿床深部勘查新方 法应用中，前人利用短波红外光谱技术（SWIR）对埋藏较深的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勘查新标志，为后续的找矿勘查工作提供了科学的依据 。如杨志明等（2012）在研究西藏念村矿床时提出，靠近矿化中心附近伊利石结晶度值（IC ）高，远离矿化中心IC值逐渐降低（杨志明等，2012）。Jin等（2001）在研究德兴斑岩矿 床时提出XRD_IC值（与本文研究的伊利石结晶度（IC）具有相反的规律，下同）在靠近矿体 时会变小，表明伊利石结晶度（IC值）呈现出靠近矿化中心变大，而远离矿化中心而变小。 对于伊利石2200 nm吸收峰位值（Pos2200）在不同矿床内的变化规律则不尽相同，第一种呈 现出靠近矿化中心Pos2200值变小，远离矿化中心其值变大，如杨志明等（2012）在研究西 藏念村矿床时发现，靠近矿化中心Pos2200值变小，远离矿化中心Pos2200值变大；同样，Ya ng等（2005）在研究新疆土屋斑岩矿床时发现，伊利石2200 nm吸收峰位值（Pos2200）在矿 化中心处会变小（<2206 nm）；第二种呈现出靠近矿化中心Pos2200值变大而远离矿化中心 其值变小，如Laakso等（2015）在研究加拿大Izok Lake矿床时得出靠近矿体的Pos2200值较 高（平均值2203 nm），而远离矿体的Pos2200值低（平均值2201 nm），同样，Sun等（2001 ）在研究澳大利亚Elura铅锌银矿床时也呈现出，靠近矿体Pos2200值变大，远离矿化中心Po s2200值变小；第三种是Pos2200值在矿区呈现出无明显规律，如日本的Hishikari矿床（Yan g et al.，2005）。由此可见，伊利石2200 nm吸收峰位值在不同的矿床内的规律性并不一 致。本次研究工作在西南矿段矿区内发现，北东向剖面总体上，IC和Pos2200值具有明显的 变化规律，由矿化中心附近的绢英岩化带到远离矿化中心的高级泥化_泥化带和青磐岩化带 ，IC值（图9a）和Pos2200值（图9b）均有明显的从高值变为低值的变化趋势，IC值的变化 规律与前人在其他斑岩矿床的研究成果很接近；而Pos2200值的变化规律主要与上述第二种 类型相似（Sun et al.，2001；Laakso et al.，2015）。另外，也可见部分IC高值（图9a 中红色圈和绿色圈）出现在了西南矿段北东向剖面的左侧Zk327的浅部（400 m附近），Zk72 9的靠近花岗闪长斑岩附近（400 m附近）及剖面右侧Zk325的浅部（220 m和400 m附近）（ 图9a）；而Pos2200高值（图9b中红色圈）主要出现在剖面右侧Zk325的浅部（50 m和200 m 附近）（图9b）。而在北西向剖面上，由矿化中心到外围，IC值从高值变为低值（图10a） ，这一规律性变化与北东向剖面上IC值变化规律一致。而Pos2200值总体上也具有由矿化中 心到外围从高值到低值的变化趋势（图10b），与其在北东向剖面上的规律一致。然而，也 有部分高Pos2200值出现在Zk1931的底部（951 m和986 m），还有在F1_4断裂的东南侧Zk121 6深部（629 m和825 m）与Zk2418深部（890 m附近），造成这些高值的原因可能是由于蚀变 差异和脉岩的侵入造成的。但伊利石1900 nm吸收峰位值（Pos1900）在空间上无特别明显的 变化，与杨志明等（2012）在西藏念村矿区的研究结果一致。
研究表明IC值可能与矿物形成温度有直接关系（杨志明等，2012）。伊利石在高温条件下具 有最接近理想的配比成分，随着温度的降低，其晶格中的Al、K逐渐地被Si和一些缺陷所替 代，导致层间位置容纳了更多的H2O，同时也使Al的流失。高的H2O含量会引起较强的19 00 n m吸收，致使伊利石1900 nm吸收深度值增大；而Al流失会使伊利石的2200 nm峰吸收强度降 低从而降低伊利石2200 nm吸收峰吸收深度减小，IC值降低，因此，温度高时，IC值较大， 温度降低，IC值会变小（杨志明等，2012）。这一原理可以很好地解释在西南矿段矿区内发 现的由矿化中心到外围IC值具有明显的从高值变为低值的变化趋势，同时，在Zk327的浅部4 00 m出现的IC高值，主要是由于其附近存在脉状矿化及后期闪长玢岩的侵位，从而造成局部 较高温度，形成含有较高IC值的绢云母族矿物；在Zk729的浅部400 m出现的IC高值，主要是 由于花岗闪长斑岩的侵位并伴随矿化的影响，同时，与Zk729的394 m发现含有较高IC值的白 云母矿物吻合（图3）；在Zk325的浅部（220 m和400 m附近）出现的IC高值，同样也是由于 其附近的后期英安玢岩的侵位造成的。伊利石2200 nm吸收峰位值与其八面体内的AlⅥ 含量 呈负相关关系，而与绢云母族矿物内的Fe、Mg含量比例呈正相关关系，蚀变越强、温度越高 及附近存在含Fe、Mg的矿物（如绿泥石和绿帘石），都会促使伊利石八面体内的AlⅥ 与Fe、Mg之间的类质同象作用的发生，从而降低伊利石八面体内的AlⅥ含量值，增加 Fe、Mg含量比例，导致Pos2200变大（Post et al.，1993；Duke，1994；Laakso et al.， 2015）。在西南矿段的矿化中心蚀变比较强，加上西南矿段的蚀变分带与典型斑岩矿床不同 ，从剖面上（ 图3）可以看出靠近矿化中心底部存在大面积的青磐岩化（含Fe、Mg的绿泥石和绿帘石矿物 多），会加大绢云母族矿物中的AlⅥ与Fe、Mg发生类质同象作用，造成矿物内Al Ⅵ含量降低及Fe、Mg含量比例的提高，从而导致Pos2200值高；在浅部蚀变强度变弱，另 外含Fe、Mg的绿泥石和绿帘石矿物极少，不利于绢云母族矿物中的AlⅥ与Fe、Mg之间 的类质同象，造成矿物内AlⅥ含量高及Fe、Mg含量比例的极低，从而导致Po s2 200值低；而在最深处的青磐岩化带内，尽管存在富含Fe、Mg的绿泥石和绿帘石矿物，但其 蚀变强度弱，同样也不利于绢云母族矿物中的AlⅥ与Fe、Mg之间的类质同象，也造成 Pos2200值低。同时，在Zk325（50 m和200 m附近）出现的Pos2200高值，可能是由 于其附近的后期英安玢岩的侵位造成的。基于该原理，同样可以很好地解释Pos2200值在北 西向剖面的变化规律（图10b），局部出现的异常高值，如Zk1931的底部（951 m和986 m） 与Zk2418深部（890 m附近）是由于样品在青磐岩化蚀变的基础上产生较强的绢英岩化叠加 ，促使伊利石八面体内的AlⅥ与Fe、Mg之间发生类质同象，造成矿物内Al Ⅵ含量降低及Fe、Mg含量比例的提高，从而导致Pos2200值高；而Zk1216深部（629 m和82 5 m）可能是由于似斑状花岗闪长斑岩与花岗细晶 岩脉的侵位造成的。
综上所述，通过西南矿段系统的SWIR光谱研究发现，从矿化中心向外，伊利石结晶度值（IC ）和伊利石2200 nm吸收峰位值均有明显的从高值向低值变化趋势，在矿化中心处，是高IC 值 与高Pos2200值的叠加区域。高IC值（>2.1）和高Pos2200值（>2203 nm）可作为紫金山地 区勘查该类矿床的找矿新标志。
6结论
（1） 西南铜钼矿段发育斑岩型矿床的蚀变矿化特征。围岩蚀变在空间上具有明显的分带性 ，从深部到浅部依次为：青磐岩化带、绢英岩化带、高级泥化_泥化带和氧化带。蚀变矿化 期次划分为：（早期）绢英岩化期、斑岩矿化期、浅成低温热液叠加期、成矿后期和表生期 。其中，斑岩矿化期可分为钾硅酸盐化阶段、青磐岩化阶段和（晚期）绢英岩化阶段，浅成 低温热液叠加期为泥化_高级泥化蚀变。（2） 西南铜钼矿段发育的早期绢英岩化蚀变可能为二长花岗岩侵入紫金山复式岩体导致， 而晚期绢英岩化蚀变则与成矿花岗闪长斑岩密切相关。
（3） 西南铜钼矿段不同于典型的斑岩型铜钼矿床蚀变特征，花岗闪长斑岩（成矿斑岩）呈 岩枝状低角度侵位，蚀变分带不对称，且明显缺失钾化带。因此，推测西南矿段的西南方向 深部可能存在真正的成矿斑岩岩株和大储量及较高品位的矿化中心。
（4） 西南矿段SWIR勘查应用研究发现，从矿化中心向外，伊利石结晶度值（IC）和伊利石 2 200 nm吸收峰位值（Pos2200）均有明显的从高值向低值的变化趋势。高IC值（>2.1）和高 Pos2200值（>2203 nm），可作为紫金山地区勘查该类矿床的找矿新标志。
志谢野外工作得到了紫金矿业集团股份有限公司的大力支持以及钟文标、王晴 、罗玉川 等工程师的帮助与指导，中国地质科学院地质研究所的杨志明博士在短波红外光谱测试方面 给予了实验仪 器支持，实验及成文过程中得到了韩金生博士、张宇博士、肖兵博士等的大力协助，感谢诸 位审稿专家对本文提出的许多建设性意见，在此一并表示感谢！
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