郭 娜, 郭 科, 張婷婷, 劉廷晗, 胡 斌, 汪重午

1)數(shù)學地質(zhì)四川省重點實驗室, 四川成都 610059;2)成都理工大學, 四川成都 610059;

3)中國地質(zhì)科學院礦產(chǎn)資源研究所, 北京 100037

基于短波紅外勘查技術的西藏甲瑪銅多金屬礦熱液蝕變礦物分布模型研究

郭 娜1,2), 郭 科1,2), 張婷婷3), 劉廷晗2), 胡 斌2), 汪重午2)

1)數(shù)學地質(zhì)四川省重點實驗室, 四川成都 610059;2)成都理工大學, 四川成都 610059;

3)中國地質(zhì)科學院礦產(chǎn)資源研究所, 北京 100037

甲瑪銅多金屬礦是西藏岡底斯中段東部取得找礦突破的超大型礦床。通過短波紅外測量, 確定了礦體中熱液蝕變礦物主要有白云母、綠泥石、黑云母、硬石膏、高嶺石、地開石、黃玉和方解石。白云母與銅多金屬礦化的關系密切, 礦體厚度與貧鋁白云母的樣本數(shù)具有正相關關系, 代表鉀化帶的黑云母分布趨勢顯示甲瑪?shù)V體的熱源中心位于 ZK2416-ZK3216一線以北的位置, 富鎂綠泥石分布在貧鋁絹云母的外側(cè),與貧鋁絹云母具有相同的熱源中心指示意義。分布模型中缺少多硅白云母, 顯示礦區(qū)成礦的熱源中心較深,因此作為剝蝕程度比較淺的甲瑪斑巖系統(tǒng)而言, 外圍找礦潛力大。

短波紅外技術; 甲瑪銅多金屬礦; 熱液蝕變礦物分布模型

從 20世紀 80年代初, 人們就開始利用可見光到近紅外以及短波紅外的譜段進行蝕變礦物信息的識別, 該項技術對于新資源的發(fā)現(xiàn)具有極其重大的意義(Hauff et al., 1989; Herrmann et al., 2001; Van Ruitenbeek et al., 2005)。紅外輻射能夠引起熱液型礦物結(jié)構中的水或羥基的陰離子O-H鍵發(fā)生強烈振動(Farmer, 1974; Hunt et al., 1979; Clark et al., 1990)。利用便攜式紅外光譜儀能夠在野外進行熱液蝕變礦物填圖, 并可在短時間內(nèi)獲得蝕變礦物的空間分布變化特征(Yang et al., 2000)。在蝕變礦物信息的識別上, 紅外光譜技術發(fā)展迅速, 并在國外已經(jīng)有了比較廣泛的應用(Roache et al., 2011; Bierwirth et al.,2002; Pontual et al., 1985; Yang et al., 1998)。

高光譜技術在中國的應用仍然處于起步階段,2002年9月和2003年9—10月中國地質(zhì)調(diào)查局發(fā)展研究中心對新疆土屋銅礦和云南普朗銅礦進行了大量的光譜測試工作, 獲得了礦物識別的數(shù)據(jù)信息(連長云等, 2005a, b); 2009年, 紫金礦業(yè)利用短波紅外技術在紫金山礦區(qū)發(fā)現(xiàn)外圍泥化帶中可能存在的深部礦體(祁進平, 2011)。2011年, 中國黃金集團委托作者采用短波紅外技術開展甲瑪銅多金屬礦的外圍找礦實踐, 在建立礦區(qū)剖面尺度高光譜遙感勘查模型的基礎上, 對礦區(qū)外圍數(shù)百平方千米范圍開展大比例尺的深部預測工作, 取得了一定的成效。本文主要是基于短波紅外技術, 開展礦區(qū)剖面尺度的蝕變礦物分布特征的研究, 從而建立基于短波紅外技術的勘查模型, 為外圍找礦指明方向。

1 地質(zhì)概況

甲瑪?shù)V區(qū)出露地層主要為被動陸緣期的碎屑-碳酸鹽巖隙, 包括上侏羅統(tǒng)多底溝組(J3d), 下白堊統(tǒng)林布宗組(K1l)及少量第四系。矽卡巖型礦化產(chǎn)于巖體與上侏羅統(tǒng)多底溝組接觸帶的附近, 以及和巖漿熱液導通的多底溝組和林布宗組的層間構造帶, 角巖型礦化主要發(fā)生于下白堊統(tǒng)林布宗組角巖中, 斑巖型礦化產(chǎn)于二長花崗斑巖中(唐菊興等,2009)。

火山巖集中分布在墨竹工卡以南的甲瑪-班禪牧場-沃卡一帶中侏羅葉巴組地層中(鐘康惠等,2012), 為一個東西向狹長狀噴發(fā)中心, 該帶東西長約120 km, 出露寬約4～10 km。噴發(fā)中心在甲瑪一帶, 向東、西厚度和寬度減小并殲滅。

礦區(qū)蝕變發(fā)育, 可見矽卡巖化、角巖化、絹云母化、硅化、大理巖化、綠簾石化、綠泥石化及碳酸鹽化及泥化, 其中以矽卡巖化、角巖化、絹云母化、硅化、大理巖化為主, 碳酸鹽化和泥化為后期蝕變, 不同程度疊加于其他蝕變之上。侵入體中的蝕變以鉀硅化、黃鐵絹英巖化等(唐菊興等, 2011)。

2 短波紅外樣品測試與方法應用

本次工作使用的是美國 GER公司生產(chǎn)的便攜式地物光譜儀SVC HR1024。SVC HR-1024能夠在整個VIR-NIR-SWIR領域內(nèi)獲取最高的光譜分辨率(SVC1024操作手冊)。為了更好地研究礦區(qū)剖面尺度的蝕變礦物分布特征, 建立基于短波紅外技術的勘查模型, 針對一個十字剖面的主要鉆孔巖礦心進行短波紅外的光譜測量(圖 1), 該十字剖面包括 16號勘探線及與之垂直的各鉆孔構成的橫剖面。在高光譜樣品測量時采用仿太陽光光源在室內(nèi)進行樣品的測量, 這避免了大氣輻射及天氣變化的影響。測量時, 對每一段巖心進行清洗、曬干, 避免因其他物質(zhì)對短波紅外的光譜反射、吸收等對蝕變礦物的光譜反應造成干擾。并對高光譜測量的位置進行標注,對測量點所在位置的巖性特征進行描述, 以建立地質(zhì)信息與高光譜信息的對應分析。

圖1 鉆孔樣品分布十字剖面示意圖Fig. 1 Distribution of cross section composed of drilling samples

表1 鉆孔高光譜短波紅外測量采樣信息表Table 1 Sampling information of shortwave measurement

SVC1024便攜式地物波譜儀測量的數(shù)據(jù)格式為.sig, 這與 ENVI波譜庫中的光譜曲線格式一致,因此將所有地物波譜數(shù)據(jù)轉(zhuǎn)入ENVI中, 利用ENVI的高光譜分析模塊建立.hdr格式的光譜數(shù)據(jù)庫。然后通過澳大利亞的TSG軟件導入.hdr波譜庫, 完成對數(shù)據(jù)的成功轉(zhuǎn)換。蝕變礦物信息的解譯通過TSG完成, 主要利用光譜匹配分析的方法進行。由于礦物中一些元素含量的變化會造成該礦物中心吸收波長的移動, 一般情況下, 中心吸收波長會左右偏移20 nm左右, 例如絹云母族礦物, 在富鋁條件下中心吸收峰可偏移至2190 nm, 貧鋁時偏移至2225 nm。因此選取20 nm變化范圍內(nèi)的中心波長位置進行波譜曲線的匹配分析, 找尋特征吸收峰, 從而確定礦物種類及其分布。絹云母的解譯主要針對 2200 nm的特征波峰進行解譯, 但由于絹云母中鋁含量的變化, 可使其中心波長左右移動, 例如鈉云母(富鋁絹云母)的特征吸收峰位于2190 nm, 多硅白云母(貧鋁絹云母)的特征吸收峰位于2225 nm; 綠泥石的解譯考慮到含鎂綠泥石的吸收峰向短波方向移動至2240 nm, 含鐵綠泥石的吸收峰向長波方向移動至2265 nm, 因此, 在進行礦物識別時不能夠僅僅注意到標準礦物2250～2260 nm之間綠泥石的特征吸收峰; 黑云母的吸收譜段與綠泥石極為接近, 富鎂黑云母在2385 nm有一個次級吸收峰, 可作為與綠泥石區(qū)分的一個標志; 石膏的特征吸收峰位于1940 nm;高嶺石的特征吸收峰位于 2165 nm; 地開石的特征吸收峰位于 2185 nm; 黃玉的特征吸收峰位于2086 nm; 碳酸鹽的特征吸收峰位于2320～2340 nm。

3 結(jié)果與解釋

3.1 蝕變礦物種類與分布

(1)絹云母

絹云母族礦物按照鋁含量的貧富分為多硅白云母(貧鋁)、白云母(中等)和鈉云母(富鋁)。鉆孔中絹云母族礦物的吸收峰位于2196～2210 nm之間, 可確定該區(qū)間的波譜吸收主要是由于白云母對短波紅外的吸收造成Al-OH原子間的振動所引起的。受含鋁量的影響, 吸收峰會向長波或短波方向移動, 作者按照白云母吸收峰波長位置的變化, 在地質(zhì)剖面A-A’和 B-B’上(圖 2)劃分出了富鋁白云母(2196～2200 nm)和貧鋁白云母(2200～2210 nm)(圖3)。

發(fā)現(xiàn)A-A’剖面的貧鋁白云母主要集中在鉆孔深部和其北部的鉆孔中, B-B’中的貧鋁白云母主要集中在東部, 在垂向上沒有明顯的變化規(guī)律。A-A’與B-B’的交點 ZK1616中至少識別出 2期巖漿侵入活動(圖4), 斜長石基本受到絹云母化。在ZK1616中明顯看到巖漿的兩次侵入活動造成不同深度白云母中含鋁量(波長)的變化。熱液流動過程中溫度逐漸降低, 白云母中的含鋁量也逐漸增加。因此可以得知貧鋁絹云母位于斑巖系統(tǒng)絹英巖化帶的內(nèi)帶, 向淺部白云母的含鋁量逐漸增多。從A-A’、B-B’兩個剖面白云母普遍發(fā)育程度可知, 甲瑪鉆孔中的蝕變礦物主要為斑巖蝕變系統(tǒng)絹英巖化帶的白云母, 作為一個剝蝕程度比較淺的斑巖系統(tǒng)而言, 應當具有一套完整的蝕變礦物分布, 而位于絹英巖化帶內(nèi)帶的多硅白云母在鉆孔中缺失, 說明在甲瑪外圍仍然存在巨大的找礦潛力(郭娜等, 2010)。

(2)綠泥石

圖2 甲瑪銅多金屬礦床地質(zhì)圖與成礦元素分布圖(唐菊興等, 2010)Fig. 2 Geological map of the Jiama(Gyama) Cu polymetallic ore deposit, showing the distribution of metallogenic elements(after TANG Ju-xing, 2010)

綠泥石中含有 Fe、Mg數(shù)量的差異會導致不同的波譜吸收特征, 鉆孔中的綠泥石吸收特征主要位于波長2242～2264 nm之間。富鐵綠泥石的吸收谷一般在 2265 nm, 而富鎂綠泥石的吸收谷一般在2250 nm(Scott et al, 1998)。按照2250 nm和2260 nm的閾值對鉆孔巖礦心含有的綠泥石進行測量, 發(fā)現(xiàn)巖礦心中以富鎂綠泥石和鐵鎂綠泥石為主, 鉆孔深部以鎂綠泥石為主, 說明屬于斑巖系統(tǒng)青磐巖化帶中靠近熱源的內(nèi)帶產(chǎn)物, 越向外則含鎂量減少含鐵量增加。在縱橫剖面的分布中, ZK1616, ZK1609,ZK1620、ZK1614, ZK2416, ZK1519等均表現(xiàn)出不同鎂鐵含量綠泥石的交替變化(圖5), 這都是巖漿多期活動的表現(xiàn)。綠泥石主要分布在角巖型礦體中, 而在矽卡巖型礦體中分布很少。

(3)黑云母

黑云母是與斑巖銅礦化有關的鉀質(zhì)蝕變的代表性礦物。黑云母中包含物質(zhì)不同, 其波長也會發(fā)生偏移, 富鐵黑云母在2255 nm和2345 nm處具有兩個明顯的吸收峰, 隨著鎂含量的增加, 這兩個特征吸收峰的波長會迅速變短, 另外, 在 2385 nm處會有一個明顯的次級吸收峰。在黑云母信息的提取中,采用2385 nm的次級吸收特征提取信息, 可避免與其它蝕變礦物混淆。結(jié)果發(fā)現(xiàn), 鉆孔中分布的黑云母比較廣泛, 但是在鉆孔中的含量卻相對較低,A-A’剖面中黑云母的相對含量高值位于 ZK1616角巖與矽卡巖的接觸部位, ZK1618的鉆孔底部; B-B’剖面中黑云母相對含量高值位于ZK816-ZK1616一線中角巖與矽卡巖的接觸部位(圖6)。這表明鉀質(zhì)蝕變在研究區(qū)是比較重要的一次熱事件, 鑒于其含量不高, 說明廣布的黑云母并非鉀化帶的黑云母產(chǎn)物。

圖3 十字剖面鉆孔貧鋁、富鋁白云母分布圖Fig. 3 Cross section of Al-rich and Al-poor muscovite distribution

圖4 ZK1616絹云母分布圖Fig. 4 Distribution of sericite in ZK1616 drill hole

(4)泥化

在泥化蝕變礦物的處理中, 主要提取了高嶺石、地開石以及黃玉。黃玉在鉆孔中的分布極少, 按照蝕變礦物結(jié)晶時的溫度變化可知, 黃玉屬于高級泥化帶中靠近熱源的泥化物質(zhì), 它的出現(xiàn)對于斑巖礦體形成的熱源中心位置有一定的指示意義。A-A’中黃玉出現(xiàn)在 ZK1617中, B-B’中黃玉出現(xiàn)在ZK2416中, 位置處于ZK1616的北東方向。高級泥化帶分布在蝕變帶的上部, 位于高級泥化帶內(nèi)帶的黃玉出現(xiàn)在 ZK1616的北東方向, 這說明斑巖礦體的熱源中心位于ZK1616的北東方向(圖7)。這與斑巖體熱源中心處于厚大角巖出現(xiàn)的ZK3216-ZK3218一帶的位置推斷大致吻合(王登紅等, 2011; 應麗娟等, 2010; 王葳平等, 2011)。泥化蝕變特征比較明顯地集中在0線-32線之間, 這也是甲瑪?shù)V體比較厚大的位置, 說明甲瑪?shù)V體主要存在于泥化帶當中。

(5)硬石膏

圖5 十字剖面綠泥石分布圖Fig. 5 Cross section of chlorite distribution

圖6 十字剖面黑云母分布圖Fig. 6 Cross section of biotite distribution

圖7 十字剖面泥化蝕變分布圖Fig. 7 Cross section of argillization distribution

圖8 十字剖面硬石膏分布圖Fig. 8 Cross section of anhydrite distribution

巖漿硬石膏是指從硅酸鹽熔體中直接結(jié)晶的硬石膏, 在巖漿體系中與硅酸鹽熔體達到平衡, 具有典型的巖漿成因。巖漿硬石膏的發(fā)育, 標志著含礦巖漿具有富 S、富水、高氧化性的特性。剖面上硬石膏分布較多, 主要存在于花崗斑巖、接觸帶角巖、矽卡巖內(nèi)。硬石膏分布廣泛, 說明甲瑪銅多金屬礦的成礦母巖漿具有富 S、高氧逸度的特征。這一點與西藏驅(qū)龍斑巖銅礦具有非常相似的特點(肖波等,2009; 楊志明等, 2008)。ZK1616和ZK2410出現(xiàn)硬石膏的相對含量高值(圖8), 表明該處距離斑巖熱源的距離比較近。

3.2 蝕變礦物分布模型量化分析

(1)鉆孔巖礦心中普遍發(fā)育白云母, 從波長吸收峰的移動可看出其中富含鋁的變化。貧鋁白云母在斑巖成礦蝕變帶的分布中更靠近熱源。采用三次多項式模型擬合鉆孔中白云母的中心吸收波長, 從圖9(1)A-A’中可以看出白云母的波長由南向北逐漸增大, 至 ZK1614-ZK1615處波長達到最大值, 即含鋁量最少; 再向北白云母中的含鋁量又逐漸增加, 但是整個縱剖面中北部更靠近熱源(北部波長值較南部大); 從深度分布看, 白云母中鋁含量具有向深部逐漸減少的趨勢。從圖 9(1)B-B’中可以看出向東白云母的波長呈現(xiàn)出先減小后增大的趨勢, 在ZK1916含鋁量最大, ZK2416-ZK3216之間含鋁量最少。說明 ZK1916處于甲瑪?shù)V體斑巖熱液蝕變帶的外帶, 而 ZK2416-ZK3216的中間位置最接近熱源;從深度分布看, 總體呈現(xiàn)出向深部鋁含量減少的趨勢, 表明斑巖熱源位于深部。ZK1614、ZK1615、ZK2416、ZK3216鉆孔巖心中絹云母含鋁量低, 在地理位置上處于北西-南東向一條線上, 因此大致可以確定斑巖熱源位于這三個鉆孔的深部, 該處也是甲瑪?shù)V體斑巖絹英巖化帶接近鉀化帶位置。

(2)黑云母是斑巖成礦蝕變分帶中鉀化帶的蝕變礦物。將黑云母對短波紅外的吸收深度作為礦物相對含量的指標進行分析, 通過趨勢分析發(fā)現(xiàn)黑云母在A-A’和B-B’剖面中的含量變化趨勢明顯(圖9(2)):圖中黑云母的含量變化均比較小, A-A’剖面中北部ZK1622處達到一個小的峰值, B-B’剖面中東部ZK2416-ZK3216之間達到一個小的峰值。說明甲瑪?shù)V體的熱源在東西方向位于 ZK2416-ZK3216之間的位置, 南北方向位于ZK2416與ZK3216以北的位置。因此 24號勘探線與 32號勘探線以 ZK2416和 ZK3216為界, 其北部的鉆孔中蝕變礦物含量及其縱深分布的研究極為重要。從深度上的黑云母含量分布來看, A-A’和 B-B’剖面都呈現(xiàn)出向深部逐漸增多的趨勢, 這與白云母的研究結(jié)果是相符的。

(3)綠泥石中富含 Mg、Fe量的不同導致對短波紅外的不同吸收特征顯示, 根據(jù)蝕變礦物種類分析中發(fā)現(xiàn)鎂綠泥石與貧鋁絹云母都具有流體溫度的指示意義。因此, 對解譯出的綠泥石與白云母做相關性分析, 發(fā)現(xiàn)二者相關性極強(圖10A)。本文通過計算馬氏距離, 利用距離值做出一系列同心圓結(jié)構圖,發(fā)現(xiàn)綠泥石和白云母樣本主要位于內(nèi)部的同心圓當中, 說明二者相關性極強。這種極強的相關性通過線性特征擬合發(fā)現(xiàn)隨著白云母中鋁含量的減少, 綠泥石中的鎂含量減少, 鐵含量增加(圖10B)。說明白云母與綠泥石這兩種蝕變礦物能夠指示流體溫度的變化趨勢, 對蝕變帶的劃分具有重要的指示意義。從趨勢分析圖中(圖9(3))可以看出, A-A’剖面中綠泥石的含鎂量向北呈現(xiàn)出增加的趨勢, 在 ZK1617處達到最大含鎂量, 說明此處距離斑巖體熱源最近。在深度變化上呈現(xiàn)出含鎂量先增大后減少再增大的趨勢, 說明該剖面至少經(jīng)歷過兩次巖漿的侵入活動,這與白云母的分布也是完全一致的。B-B’剖面中綠泥石的鎂含量至 ZK1616處達到最大值, 深度上呈現(xiàn)出鎂含量先減少后增大的趨勢, 說明 B-B’橫切青磐巖化帶, 兩次巖漿侵入活動造成綠泥石鐵、鎂含量的波浪式變化。

(4)硬石膏在 A-A’剖面中向北呈現(xiàn)出含量逐漸增大的趨勢, 在橫剖面中沒有明顯的變化。硬石膏在鉆孔中的含量整體比較低, 在ZK1615-ZK1624中出現(xiàn)硬石膏的高含量樣本, 證明該處是比較接近熱源的位置(圖9(4))。

(5)從白云母、綠泥石、黑云母及硬石膏的分析中可以看出, 甲瑪?shù)V體的斑巖體中心熱源應該位于ZK2416-ZK3216一線的北部, 礦體中至少經(jīng)歷過 2次巖漿侵入。A-A’和B-B’兩個剖面能夠很好地展示蝕變帶的分布狀況, 由于礦物識別時發(fā)現(xiàn)礦體與泥化程度具有直接的相關關系, 因此選取斑巖體附近具有黃玉樣本的ZK1617和ZK2416進行泥化蝕變礦物的相關量化分析, 從而得出礦體與泥化蝕變強度的關系。從圖11中可以看出, 蝕變強度與礦體品位、厚度呈現(xiàn)正相關關系, 在鉆孔底部矽卡巖型礦體中解譯出的泥化蝕變礦物很少甚至沒有, 主要是由于矽卡巖屬于高溫氣液條件下的接觸變質(zhì)巖, 熱液蝕變礦物很難形成, 除非具有后期的疊加作用, 才可能存在蝕變礦物。因此, 熱液蝕變礦物的強度與矽卡巖型礦體的厚度無法做比對分析。在角巖型礦體中可明顯看到黃玉存在的位置其礦體品位較高, 高嶺石、地開石相對蝕變強度比較大時, 礦體品位較高。

圖9 蝕變礦物分布趨勢分析Fig. 9 Trend analysis of altered minerals

圖10 綠泥石與白云母關系分析圖Fig. 10 Relationship between chlorite and muscovite

圖11 泥化蝕變礦物與礦體對比分析圖(單位: 地開石、高嶺石、黃玉、Cu、Mo為%; Au、Ag 為g/t)Fig. 11 Comparative analytical map of argillization and ore body(the unit of Kaolinite, dickite, topaz Cu, Mo is % and Au, Ag is g/t)

圖12 熱液蝕變分帶模型(據(jù)Seedorff et al., 2005)Fig. 12 Zonation model of alteration(after Seedorff et al., 2005)

4 甲瑪熱液蝕變分帶模型

根據(jù)鉆孔中蝕變礦物的類別及其分布, 作者引用傳統(tǒng)斑巖銅礦蝕變分帶模型(Seedorff et al., 2005),將特征鉆孔按照其蝕變礦物分布特征及其位置展布在斑巖銅礦的傳統(tǒng)模型之上(圖 12), 說明甲瑪?shù)V體的斑巖蝕變分帶特征及其深部找礦方向。同時, 根據(jù)甲瑪目前 A-A’和 B-B’剖面的蝕變礦物分布規(guī)律,將兩個剖面的蝕變礦物按照其位置特征進行連接,得到在兩個剖面中的蝕變礦物分布模型(圖 13)。模型說明在甲瑪銅多金屬礦中, 剝蝕程度較淺, 蝕變礦物種類齊全, 蝕變分帶特征明顯, 各蝕變帶中礦物分布規(guī)律如下:

(1)鉀化帶: 礦物組合以黑云母、硬石膏為主,后期疊加貧鋁白云母、富鎂綠泥石、高嶺石、碳酸鹽等蝕變礦物。該帶代表了熱液系統(tǒng)主要的流體源區(qū)。黑云母發(fā)育于 ZK1616以北至 ZK1626海拔4500～4700 m、ZK1616以東至ZK4016海拔4400～4500 m; 硬石膏發(fā)育于 ZK1616-ZK1617附近海拔4700 m左右。彌散狀的黑云母往往形成于成礦的早期, 范圍主要局限于鉀硅化帶中, 之后, 鉀化帶被后期的絹英巖化作用疊加改造, 因此常見貧鋁白云母和富鎂綠泥石。

圖13 剖面蝕變分帶圖Fig. 13 Alteration zonation along the section

(2)絹英巖化帶: 蝕變礦物以白云母為主, 近巖體以貧鋁白云母為主, 向外逐漸過渡至白云母、富鋁白云母。其中白云母分布范圍最為廣泛, 是鉆孔中絹英巖化帶的主要蝕變礦物。該帶分布范圍較廣,位于鉀化帶的上部。

(3)泥化帶: 礦物組合以高嶺石、地開石和黃玉為主, 中間分布有鎂鐵綠泥石、白云母和碳酸鹽。黃玉處于最接近熱源的位置, 依次向外分布地開石、高嶺石等, 礦體主要產(chǎn)生于泥化帶當中。

(4)青磐巖化帶: 礦物組合以綠泥石、碳酸鹽為主。其中綠泥石以鐵鎂綠泥石為主, 并向鐵綠泥石逐漸過渡。碳酸鹽分布極為廣泛。

5 結(jié)論

(1)本次工作利用短波紅外技術識別了甲瑪銅多金屬礦鉆孔中的絹云母、綠泥石、黑云母、硬石膏、高嶺石、地開石、黃玉及方解石等蝕變礦物。確定出甲瑪?shù)V床絹英巖化帶以白云母為主, 其中貧鋁白云母主要分布在鉆孔深部及礦區(qū)的北東方向, 說明甲瑪斑巖體的位置處于礦區(qū)的北東方向, 貧鋁白云母屬于絹英巖化帶的內(nèi)帶產(chǎn)物; 富鎂綠泥石分布在貧鋁白云母的外圍, 與富鋁白云母共存, 屬于青磐巖化帶中靠近熱源的蝕變礦物; 鉆孔中廣布黑云母,并且主要存在于角巖當中, 說明巖漿活動伴隨著熱流體活動, 首先形成黑云母化或角巖。從黑云母的相對含量來看, ZK1616附近鉆孔底部的黑云母含量高、顆粒大, 屬于鉀化帶的產(chǎn)物; 硬石膏在鉆孔中分布廣泛, 說明黑云母化沿裂隙對原巖的暗色礦物和長石進行選擇性交代, 形成了局部還原性環(huán)境, 這為硫化物的沉淀提供了有利的物理化學環(huán)境; 泥化帶以高嶺石、黃玉和地開石為主, 在礦體比較厚大的部位泥化程度比較強, ZK1617和ZK2416中的黃玉樣本屬于高級泥化帶中靠近斑巖體熱源的泥化蝕變產(chǎn)物。

(2)甲瑪?shù)V床蝕變模型具有一套完整的蝕變礦物分布組合, 其中鉀化帶主要位于ZK1616附近, 蝕變礦物以高含量的黑云母及硬石膏為主; 絹英巖化帶位于鉀化帶的頂部, 蝕變礦物從貧鋁白云母、富鎂綠泥石為主逐漸過渡到富鋁白云母及富鐵綠泥石;泥化帶以高嶺石、地開石和黃玉等蝕變礦物為主,ZK1617和ZK2416是泥化帶中比較靠近斑巖體的鉆孔; 青磐巖化帶位于甲瑪斑巖系統(tǒng)的外圍, 主要蝕變礦物由富鎂綠泥石逐漸過渡到鎂鐵綠泥石、鐵綠泥石。

(3)本次研究比較系統(tǒng)地分析了熱液蝕變礦物的分布及其特征, 對甲瑪?shù)V物蝕變帶分布進行了細致的劃分, 建立了熱液蝕變分帶模型。這對深部隱伏礦體的尋找具有重要的借鑒意義。證明了短波紅外技術在礦產(chǎn)資源勘查中具有重大的作用, 是巖心編錄中能夠準確進行蝕變帶劃分的一項重要技術。

郭娜, 陳建平, 唐菊興, 郭科. 2010. 基于RS技術的西藏甲瑪銅多金屬礦外圍成礦預測研究[J]. 地學前緣, 17(4): 280-289.

連長云, 章革, 元春華, 楊凱. 2005b. 短波紅外光譜礦物測量技術在熱液蝕變礦物填圖中的應用——以土屋斑巖銅礦床為例[J]. 中國地質(zhì), 32(3): 483-493.

連長云, 章革, 元春華. 2005a. 短波紅外光譜礦物測量技術在普朗斑巖銅礦區(qū)熱液蝕變礦物填圖中的應用[J]. 礦床地質(zhì),24(6): 621-636.

祁進平. 2011. 近紅外光譜在紫金山礦田勘查工作中的應用[R].第七屆遙感及三維光譜蝕變礦物填圖培訓班.

唐菊興, 鄧世林, 鄭文寶, 應立娟, 汪雄武, 鐘康惠, 秦志鵬, 丁楓, 黎楓佶, 唐曉倩, 鐘裕峰, 彭慧娟. 2011. 西藏墨竹工卡縣甲瑪銅多金屬礦床勘查模型[J]. 礦床地質(zhì), 30(2):179-193.

唐菊興, 王登紅, 汪雄武, 鐘康惠, 應立娟, 鄭文寶, 黎楓佶, 郭娜, 秦志鵬, 姚曉峰, 李磊, 王友, 唐曉倩. 2010. 西藏甲瑪銅多金屬礦礦床地質(zhì)特征及其礦床模型[J]. 地球?qū)W報,31(4): 495-505.

唐菊興, 王登紅, 鐘康惠. 2009. 西藏自治區(qū)墨竹工卡縣甲瑪銅多金屬礦外圍銅多金屬礦詳查報告[R]. 北京: 中國地質(zhì)科學院.

王登紅, 唐菊興, 應麗娟, 林彬, 丁帥. 2011. 西藏甲瑪?shù)V區(qū)角巖特征及其對深部找礦的意義[J]. 巖石學報, 27(7):2103-2108.

王葳平, 唐菊興. 2011. 西藏甲瑪銅多金屬礦床角巖巖石類型、成因意義及隱伏斑巖巖體定位預測[J]. 礦床地質(zhì), 30(6):1017-1036.

肖波, 秦克章, 李光明, 李金祥, 夏代祥, 陳雷, 趙俊興. 2009.西藏驅(qū)龍巨型斑巖 Cu-Mo礦床的富 S、高氧化性含礦巖漿——來自巖漿成因硬石膏的證據(jù)[J]. 地質(zhì)學報, 83(12):1860-1867.

楊志明, 侯增謙, 宋玉財, 李振清, 夏代詳, 潘鳳雛. 2008. 西藏驅(qū)龍超大型斑巖銅礦床: 地質(zhì)、蝕變與成礦[J]. 礦床地質(zhì),27(3): 279-314.

應麗娟, 王登紅, 唐菊興, 暢哲生, 屈文俊, 鄭文寶, 王煥. 2010.西藏甲瑪銅多金屬礦輝鉬礦 Re-Os定年及其成礦意義[J].地質(zhì)學報, 84(8): 1165-1173.

鐘康惠, 姚丹, 多吉, 鄭凡石, 徐長昊, 黃小雨, 陸彪, 雷波, 藺吉慶, 鮑春輝, 閆國強. 2012. 西藏甲瑪-驅(qū)龍地區(qū)葉巴巖組構造學特征[J]. 地球?qū)W報, 待刊.

BIERWIRTH P, HUSTON D, BLEWETT R. 2002. Hyperspectral mapping of mineral assemblages associated with gold mineralization in the central Pilbara, Western Australia[J]. Economic Geology, 97(4): 819-826.

CLARK R N, KING, T V V, KLEJWA M, SWAYZE G A. 1990.High spectral resolution reflectance spectroscopy of minerals[J]. Journal of Geophysical Research, 95(B8): 12653-12680.

FARMER V C. 1974. The layer silicates[M]// Farmer V C. The Infrared Spectra of Minerals. London: Mineralogical Society:331-358.

GUO Na, CHEN Jian-ping, TANG Ju-xing, GUO Ke. 2010. A study of the metallogenic prognosis for the periphery of Jiama copper-polymetallic ore, Tibet based on the RS method[J]. Earth Science Frontiers, 17(4): 280-289(in Chinese with English abstract).

HAUFF P L, KRUSE F A, MADRID R J. 1989. Gold exploration using illite polytypes defined by X-ray diffraction and reflectance spectroscopy[C]//Gold Forum on Technology and Practices—‘World Gold 89’ Proceedings. Littleton, Colorado:76-82.

HERRMANN W, BLAKE M, DOYLE M, HUSTON D,KAMPRAD J, MERRY N, PONTUAL S. 2001. Short Wavelength Infrared (SWIR) Spectral Analysis of Hydrothermal Alteration Zones Associated with Base Metal Sulfide Deposits at Rosebery and Western Tharsis, Tasmania and Highway-Reward, Queensland[J]. Economic Geology, 96(5):939-955.

HUNT G R, ASHLEY R P. 1979. Spectra of altered rocks in the visible and near infrared[J]. Economic Geology, 74(7):1613-1629.

LIAN Yun-chang, ZHANG Ge, YUAN Chun-hua, YANG Kai.2005b. Application of SWIR reflectance spectroscopy in mapping of hydrothermal alteration minerals: a case study of the Tuwu porphyry copper prospect, Xinjiang[J]. Geology in China, 32(3): 483-493(in Chinese with English abstract).

LIAN Yun-chang, ZHANG Ge, YUAN Chun-hua. 2005a. Application of SWIR reflectance spectroscopy to Pulang porphyry copper ore district, Yunnan Province[J]. Mineral Deposits,24(6): 621-636(in Chinese with English abstract).

PONTUAL S, MERRY N, COCKS T. 1985. Field-based alteration mapping using the PIMA[R]//Proceedings of the Pacific Rim Congress 95. Melbourne: Australasian Institute of Mining and Metallurgy: 479-484.

QI Jin-ping. 2011. Application of NIR in the prospecting of the ore field at Zijin mountain[R]. The seventh training course about RS and 3D mineral alteration mapping using spectrum(in Chinese).

ROACHE T J, WALSHE J L, HUNTINGTON J F, QUIGLEY M A,YANG K, BIL B W, BLAKE K L, HYV?RINEN T. 2011. Episote-clinozoisite as a hyspectral tool in exploration for Archean gold[J]. Australian Journal of Earth Sciences, 58(7):813-822.

SCOTT K M., YANG K, HUNTINGTON J F. 1998. The application of spectral reflectance studies to chlorites in exploration[R].Australia: CSIRO Exploration & Mining Report 545R.

SEEDORFF E, DILLES J H, PROFFETT J M, EINAUDI M T,ZURCHER L, STAVAST W J A, JOHNSON D A, BARTON M D. 2005. Porphyry deposits: Characteristics and origin of hy-pogene features[J]. Economic Geology, 100: 251-298.

TANG Ju-xing, DENG Shi-lin, ZHENG Wen-bao, YING Li-juan,WANG Xiong-wu, ZHONG Kang-hui, QIN Zhi-peng, DING Feng, LI Feng-ji, TANG Xiao-qian, ZHONG Yu-feng, PENG Hui-juan. 2011. An Exploration model for Jiama copper polymetallic deposit in Maizhokunggar county, Tibet[J]. Mineral Deposits, 30(2): 179-194(in Chinese with English abstract).

TANG Ju-xing, WANG Deng-hong, WANG Xiong-wu, ZHONG Kang-hui, YING Li-juan, ZHENG Wen-bao, LI Feng-ji, GUO Na, QIN Zhi-peng, YAO Xiao-feng, LI Lei, WANG You,TANG Xiao-qian. 2010. Geological Features and Metallogenic Model of the Jiama Copper Polymetallic Deposit in Tibet[J].Acta Geoscientica Sinica, 31(4): 495-505(in Chinese with English abstract).

TANG Ju-xing, WANG Deng-hong, ZHONG Kang-hui. 2009. Detailed survey report of the periphery of Jiama copper polymetallic deposit Mozhugongka county, Tibet Autonomous Region[R]. Beijing: Chinese Academy of Geological Sciences(in Chinese).

VAN RUITENBEEK F J A, CUDAHY T, HALE M, VAN DER MEER F D. 2005. Tracing fluid pathways in fossil hydrothermal systemswith near infrared spectroscopy[J]. Geology, 33(7):597-600.

WANG Deng-hong, TANG Ju-xing, YING Li-juan, LIN Bin, DING Shuai. 2011. Hornfels feature in the Jiama ore deposit, Tibet and its significance on deep prospecting[J]. Acta Petrologica Sinica, 27(7): 2103-2108(in Chinese with English abstract).

WANG Wei-ping, TANG Ju-xing. 2011. Rock types and genetic significance of hornfels and location prediction of conceales porphyry bodies in Jiama copper polymetallic deposit, Tibet[J].Mineral Deposits, 30(6): 1017-1036(in Chinese with English abstract).

XIAO Bo, QIN Ke-zhang, LI Guang-ming, LI Jin-xiang, XIA Dai-xiang, CHEN Lei, ZHAO Jun-xing. 2009. S-rich, highly-oxidized ore-bearing magma in the Qulong giant porphyry-Type Cu-Mo deposit in southern Tibet-Evidence from magmatogenic anhydrite[J]. Acta Geologica Sinica, 83(12):1860-1867(in Chinese with English abstract).

YANG K, HTNTINGTON J F, SCOTT K M. 1998. Spectral characterisation of the hydrothermal alteration at Hishikari, Japan[R]// AREHART G B, HULSTON J R. Water-Rock Interaction. Balkema, Rotterdam: 587-590.

YANG K, HUNTINGTON J F, BROWNE P R L, MA C. 2000. An infrared spectral reflectance study of hydrothermal alteration minerals from the Te Mihi sector of the Wairakei geothermal system, New Zealand[J]. Geothermics, 29(3): 377-392.

YANG Zhi-ming, HOU Zeng-qian, SONG Yu-cai, LI Zhen-qing,XIA Dai-xiang, PAN Feng-chu. 2008. Qulong superlarge porphyry Cu deposit in Tibet: Geology, alteration and mineralization[J]. Mineral Deposits, 27(3): 279-315(in Chinese with English abstract).

YING Li-juan, WANG Deng-hong, TANG Ju-xing, CHANG Zhe-sheng, QU Wen-jun, ZHENG Wen-bao, WANG Huan.2010. Re-Os Dating of Molybdenite from the Jiama Copper Polymetallic Deposit in Tibet and Its Metallogenic Significance[J]. Acta Geologica Sinica, 84(8): 1165-1173(in Chinese with English abstract).

ZHONG Kang-hui, YAO Dan, Dorji, ZHENG Fan-shi, XU Chang-hao, HUANG Xiao-yu, LU Biao, LEI Bo, LIN Ji-qing,BAO Chun-hui, YAN Guo-qiang. 2012. Structural Features of Yeba Tectonite Group in Jiama(Gyama)-Qulong Area of Tibet[J]. Acta Geoscientica Sinica, 33(4): in press(in Chinese with English abstract).

Hydrothermal Alteration Distribution Model of the Jiama(Gyama) Copper-Polymetallic Deposit Based on Shortwave Technique

GUO Na1,2), GUO Ke1,2), ZHANG Ting-ting3), LIU Ting-han2), HU Bin2), WANG Chong-wu2)
1)Key Lab of Geomathmatics of Sichuan Province, Chengdu, Sichuan610059;2)Chengdu Technology University, Chengdu, Sichuan610059;3)Institute of Mineral Resources, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing100037

The Jiama(Gyama) copper-polymetallic ore deposit is a superlarge ore deposit in the eastern part of central Gangdise. The hydrothermal alteration minerals of the ore body mainly include muscovite, chlorite, biotite,anhydrite, kaolinite, dickite, topaz and calcite, as identified by short wave infrared measurement. The muscovite has close relations with copper polymetallic mineralization, and the thickness of the ore body has the positive correlation with the sample number of aluminum-poor muscovite. The distribution trend of biotite represents potassic alteration, which suggests that the heat center of Jiama(Gyama) ore body lies in the north of exploration line ZK2416-ZK3216. Magnesium-rich chlorite is distributed outside of the aluminum- poor muscovite. In addition, magnesium- rich chlorite and aluminum-poor chlorite have the same significance of heat center. The distribution model, short of phengite, shows that the heat center is quite deep in the mining area. Therefore, the Jiama(Gyama) porphyry system with low denudation extent must have high ore potential in its periphery.

shortwave technique; periphery of Jiama(Gyama) copper polymetallic deposit distribution; model of hydrothermal alteration

P618.4; P614

A

10.3975/cagsb.2012.04.24

本文由國家973項目(編號: 2011CB403103)、青藏專項(編號: 1212010012005)和中央公益性行業(yè)科研專項(編號: 200911007-02)聯(lián)合資助。

2012-05-31; 改回日期: 2012-06-20。責任編輯: 張改俠。

郭娜, 女, 1979年生。講師, 博士研究生。主要從事地球探測信息技術及3S找礦預測研究。E-mail: guona06@cdut.cn。