龍門山造山帶北段黃泥坪金礦床蝕變礦化特征與SWIR勘查應用研究

江宏君, 陳華勇, 王 朋, 高政偉, 紀冬平, 吳寶鵬, 程博興, 馮雨周, 焦宏劍, 王義忠

龍門山造山帶北段黃泥坪金礦床蝕變礦化特征與SWIR勘查應用研究

江宏君1, 2, 3, 4, 陳華勇3, 4, 5*, 王 朋1, 高政偉1, 紀冬平1, 吳寶鵬1, 程博興1, 馮雨周3, 焦宏劍1, 王義忠1

(1. 中陜核工業集團 二一四大隊有限公司, 陜西 西安 710100; 2. 陜西鐵路工程職業技術學院, 陜西 渭南 714026; 3. 中國科學院 廣州地球化學研究所 礦物學與成礦學重點實驗室, 廣東 廣州 510640; 4. 中國 科學院大學, 北京 100049; 5. 廣東省礦物物理與材料研究開發重點實驗室, 廣東 廣州 510640)

黃泥坪金礦床位于揚子地塊西北緣, 是龍門山造山帶北段新發現的一個重要的中型金礦床, 研究程度較低, 蝕變礦化分布特征和礦床成因仍不清楚, 需要新的勘查方法和思路開展下一步找礦工作?；谠敿毜牡V床地質和短波紅外光譜(SWIR)研究, 發現黃泥坪金礦床的圍巖蝕變主要有黃鐵礦化、毒砂化、白云母化、硅化和碳酸鹽化, 白云母通常呈細小鱗片狀分布于毒砂和黃鐵礦的周圍, 金主要以不可見金的形式存在于毒砂和黃鐵礦中。漢樹溝、山關石、柳樹坪和石罐子4個礦段應屬同一成礦系統, 其中漢樹溝和山關石礦段的蝕變礦化期次可分為早期變質成礦期和晚期熱液脈成礦期, 變質成礦期包括石英多金屬硫化物階段和浸染狀毒砂?黃鐵礦階段, 熱液脈成礦期包括石英?方解石粗脈階段和毒砂?黃鐵礦?方解石細脈階段。變質成礦期發生了第一次金礦化, 熱液脈成礦期發生了第二次金礦化。SWIR勘查應用研究發現, 礦體上盤千枚巖和下盤變質砂巖中發育較多Al–OH吸收峰位值較大的變質成因多硅白云母, 而礦化部位則主要發育Al–OH吸收峰位值較小的熱液白云母, Pos2200≤2202.5 nm可作為熱液白云母族礦物與變質成巖白云母族礦物或者二者混合相(指變質成巖白云母族礦物占主導, 含有部分熱液白云母族礦物)的大致界線。同時Pos2200≤2202.5 nm,且IC值為1.0～1.5可作為黃泥坪礦床新的勘查指標。本研究可以為認識龍門山北段淺變質沉積巖容礦的金礦床成礦規律和找礦勘查提供新的科學依據。

短波紅外光譜; 淺變質沉積巖容礦金礦床; 黃泥坪金礦; 蝕變礦化期次; 龍門山造山帶

0 引 言

短波紅外光譜(SWIR)技術作為傳統的物化遙綜合找礦方法的有效補充, 近年來正逐步成為國際礦產勘查領域的主要技術方法之一(陳華勇等, 2019; 陳華勇, 2020)。其在熱液礦床中的應用主要有兩方面: ①SWIR三維蝕變礦物填圖; ②利用典型礦物SWIR特征參數變化直接定位熱液礦化中心。目前已在斑巖?淺成低溫熱液礦床和火山成因塊狀硫化物礦床(VMS)中得到有效應用(Yang et al., 2005; Thompson et al., 2009; Chang et al., 2011; Laakso et al., 2016; 許超等, 2017), 并初步嘗試應用于矽卡巖和造山型金礦床(Wang et al., 2017; Tian et al., 2019; Zhang et al., 2020)。這些成功的應用案例為SWIR光譜技術在國內礦產勘查中的廣泛應用奠定了良好的基礎。然而, 由于淺變質沉積巖容礦金礦床的蝕變范圍相對較窄, 且存在變質成巖作用形成的綠泥石和白云母族等礦物的干擾, SWIR光譜技術目前在該類金礦床的應用研究還相對薄弱。

陜甘川“金三角”地處秦嶺造山帶、揚子地塊、松潘?甘孜構造帶的接合部位, 其內分布一系列的大型、超大型金礦床, 以及數量眾多的中小型礦床及礦化點, 是我國重要的金礦集中區(郭俊華等, 2009), 其中以西秦嶺金礦帶最著名。根據西秦嶺區域構造展布與金礦床的分布關系, 可將其分為北成礦亞帶、中成礦亞帶和南成礦亞帶(劉家軍等, 1997, 2019)。揚子地塊西北緣后龍門山造山帶緊鄰西秦嶺南成礦亞帶的東南側, 目前已發現了黃泥坪、南沙河、丁家林、太陽坪、董家院等多個中小型金礦床(薛旭平等, 2018)。其中黃泥坪金礦床是近年來新發現的一個中型金礦床, 賦存于寒武系蝕變長石砂巖以及奧陶系和志留系接觸部位的蝕變千枚巖和碎裂石英脈中, 兼具微細浸染型(蝕變巖型)和石英脈型兩種礦化形式。隨著地表和淺部鉆探工作的完成, 目前面臨亟待解決的深部和外圍找礦的問題。前人已對黃泥坪金礦床開展了初步的礦床特征、成礦流體以及成礦物質來源的相關研究(宗曉華, 2017; 薛旭平等, 2018),但該礦床的成礦規律和控礦特征研究仍較薄弱, 礦區內SWIR找礦勘查工作尚為空白, 制約了進一步的找礦勘查決策。因此在黃泥坪金礦床開展細致的蝕變礦化特征和SWIR找礦勘查研究, 不僅可以加強對龍門山造山帶金礦床成礦類型與成礦機制的認識, 還可以拓寬SWIR勘查方法的應用范圍, 為區內進一步的找礦勘查提供科學依據。

1 區域地質

龍門山陸內復合造山帶位于揚子地塊西北緣, 北側為碧口地塊, 北東側以勉略帶與西秦嶺造山帶相鄰, 西緣為松潘?甘孜造山帶, 是中國主要的構造結之一(圖1b; 張國偉等, 2019), 經歷了自晚三疊世以來陸內俯沖、伸展滑脫、逆沖推覆和走滑剪切變形等多期次多類型的構造活動(李佐臣, 2009)。其自北向南被NE向近平行的青川?陽平關斷裂(F1)、北川?映秀斷裂(F2)、安縣?都江堰斷裂(F3)分為后龍門山造山帶和前龍門山褶皺沖斷帶(圖1b)。后龍門山造山帶構造變形強烈, 發育有轎子頂和劉家坪穹隆構造以及一系列順層片理、褶皺、逆沖和伸展滑脫斷裂。其物質組成有基底巖系和沉積蓋層: 基底巖系由新元古界通木梁群和劉家坪群火山巖及侵入其中的花崗巖組成, 出露于轎子頂和劉家坪穹隆構造的核部; 蓋層主要由南華紀?志留紀淺變質海相沉積巖系組成, 主要圍繞穹隆構造呈環帶狀分布, 這些巖石均遭受區域低溫動力變質, 發生絹云母?綠泥石等低綠片巖相變質作用。前龍門山褶皺沖斷帶構造變形強度較弱, 發育背沖斷塊或斷層相關褶皺等構造, 其物質組成主要由寒武紀?中三疊世臺地型沉積巖組成(李佐臣, 2009; 李佐臣等, 2013)。區內除發育新元古代火山巖和侵入巖基底外, 未見其他侵入巖出露。

圖1 秦嶺造山帶構造分區及金礦床分布簡圖(a; 據Wu et al., 2018修改)和龍門山造山帶構造簡圖(b;據李佐臣, 2009修改)

2 礦床地質

2.1 礦區地質

黃泥坪金礦床位于后龍門山造山帶內, 礦區出露地層有震旦系燈影組(Z2), 下寒武統(?1)、下奧陶統陳家壩群(O1), 下?中志留統(S1-2)及第四系(Q)(圖2)。其中, 下寒武統、下奧陶統陳家壩群和下?中志留統是礦區主要的含礦圍巖。下寒武統主要巖性為白云巖、砂質板巖、蝕變長石砂巖、炭質千枚巖, 其與下伏燈影組為整合?斷層接觸, 與上覆陳家壩群千枚巖為斷層接觸。下寒武統白云巖下盤發育的破碎蝕變帶和蝕變長石砂巖是礦區重要的含礦層位。下奧陶統陳家壩群的主要巖性為炭質千枚巖、泥質板巖, 夾灰巖、砂巖, 與上覆下?中志留統為斷層接觸。下?中志留統的主要巖性為千枚巖、砂質板巖, 夾砂巖, 受區域斷裂構造的影響, 層間擠壓破碎、片理化、褶皺或揉皺較發育, 其與下奧陶統陳家壩群接觸部位的蝕變千枚巖及碎裂石英脈與金礦化關系密切。礦區內未見有明顯的巖漿巖出露。受北部青川?陽平關深大斷裂的影響, 礦區內斷裂構造發育, 按展布方向可分為兩大類: NE向斷裂和近SN向斷裂。NE向斷裂以壓扭性逆斷層、逆沖斷層為主, 近SN向斷裂以壓扭性平移斷層為主, 多對前期NE向構造形成破壞。這些斷裂構造對礦體有不同程度的控制作用。

圖2 黃泥坪金礦礦區地質圖

2.2 礦化特征

黃泥坪金礦床包括漢樹溝、山關石、柳樹坪和石罐子4個礦段(圖2)。金礦體總體呈層狀、似層狀展布, 傾角較陡, 金資源量11.6 t, 平均品位為1.63 g/t。其中漢樹溝礦段礦體受NW向平移斷層帶控制, 主要賦存于下寒武統蝕變長石砂巖中, 以發育浸染狀蝕變巖型礦化為主(圖3a、b), 礦體的上盤為炭質膠結的角礫白云巖和千枚巖, 下盤為變質砂巖或砂質板巖。此外, 由于斷裂構造發育, 后期疊加成礦作用明顯, 還存在碳酸鹽?硫化物細脈型礦化(圖3c)。山關石礦段礦體也主要賦存于下寒武統蝕變長石砂巖中, 礦體的頂板為(角礫)白云巖, 底板為變質砂巖或砂質板巖, 與白云巖接觸部位發育強烈的褐鐵礦化作用(圖3d), 礦石以蝕變長石砂巖型金礦石為主(圖3e、f)。漢樹溝和山關石礦段蝕變礦化類型相同, 主要為毒砂化、黃鐵礦化、硅化和白云母化, 礦體延續性較好, 規模較大。柳樹坪和石罐子礦段礦體主要賦存于下奧陶統陳家壩群與下?中志留統接觸部位的碎裂石英脈和蝕變千枚巖中, 以發育較強的毒砂化和硅化為特征(圖3g～i), 地表樣品褐鐵礦化強烈。礦體規模較小, 分支復合, 延續性較差, 以石英脈型礦化為主, 脈側為蝕變千枚巖型礦化, 礦石以石英脈型金礦石為主。已有選冶實驗結果顯示, 漢樹溝和山關石礦段金主要以不可見金的形式賦存在于毒砂和黃鐵礦中, 并見有少量微細粒金, 而柳樹坪和石罐子礦段則以微細粒金為主(吳寶鵬等, 2014)。

礦物代號: Apy. 毒砂; Py. 黃鐵礦; Lm. 赤鐵礦; Qtz. 石英; Cal. 方解石; Ph. 千枚巖。

黃泥坪金礦床的圍巖蝕變范圍相對較窄, 主要有黃鐵礦化、毒砂化、白云母化、硅化和碳酸鹽化?；诒敬窝芯繉h樹溝和山關石礦段鉆孔巖心的精細編錄以及典型樣品的鏡下觀察, 根據脈體的穿插關系、蝕變礦物的共生組合以及礦石結構構造等特征, 將黃泥坪金礦床的成礦過程分為變質成礦期和熱液脈成礦期, 其中變質成礦期可細分為石英多金屬硫化物階段和浸染狀毒砂?黃鐵礦階段(圖4)。石英多金屬硫化物階段以發育自形粗粒黃鐵礦為特征, 其邊部發育壓力影構造的纖維狀石英以及少量的黃銅礦和閃鋅礦(圖5a、b), 指示該階段形成于早期的應力變形階段; 浸染狀毒砂?黃鐵礦階段巖石揉皺變形強烈, 以發育浸染狀和細脈狀的毒砂和黃鐵礦為特征(圖5c), 其周圍伴隨有細粒的石英和鱗片狀的白云母(圖5d), 局部還可見有少量獨居石。熱液脈成礦期可細分為石英?方解石粗脈階段和毒砂?黃鐵礦?方解石細脈階段。石英?方解石粗脈階段以發育石英粗脈為特征, 切穿變質成礦期的浸染狀礦化, 并被晚階段的方解石硫化物細脈切穿(圖5e); 毒砂?黃鐵礦?方解石細脈階段以發育細脈狀的方解石、毒砂和黃鐵礦為特征(圖5f、g)。礦化主要集中在變質成礦期的浸染狀毒砂?黃鐵礦階段和熱液脈成礦期的毒砂?黃鐵礦?方解石細脈階段。漢樹溝礦段兩期成礦作用更明顯, 而山觀石礦段則主要發育第一期成礦作用。柳樹坪和石罐子礦段主要為地表礦, 風化破碎嚴重, 無合適樣品, 期次難以劃分。

圖4 黃泥坪金礦床蝕變礦化期次表

(a) 石英多金屬硫化物階段巖石發生初始變形, 發育定向排列的暗色條帶; (b) 石英多金屬硫化物階段自形粗粒黃鐵礦邊部發育纖維狀石英以及少量閃鋅礦和黃銅礦; (c) 浸染狀毒砂?黃鐵礦階段巖石發生揉皺變形, 硅化較強; (d) 浸染狀毒砂?黃鐵礦階段毒砂、黃鐵礦以及白云母緊密共生; (e) 石英?方解石粗脈穿切浸染狀礦石, 并被毒砂?黃鐵礦?方解石細脈穿切; (f) 毒砂?黃鐵礦?方解石細網脈穿切浸染狀礦石; (g) 毒砂?黃鐵礦?方解石階段毒砂、黃鐵礦、方解石呈脈狀緊密共生。礦物代號: Apy. 毒砂; Py. 黃鐵礦; Ccp. 黃銅礦; Sp. 閃鋅礦; Qtz. 石英; Ms. 白云母; Cal. 方解石。

3 分析測試方法及數據采集

3.1 短波紅外光譜分析

短波紅外光譜(SWIR)技術的波長范圍為1300～ 2500 nm, 其工作原理是礦物中特定基團的分子鍵在接收短波紅外光照射后被激發, 進而產生不同程度的彎曲和伸縮, 引起分子振動, 同時吸收特定頻率的能量(田豐等, 2019; 任歡等, 2020)。由于不同礦物含有不同的基團, 不同基團與同一基團在不同的物理化學環境中對短波紅外光的吸收波長有明顯的差別, 因此選用連續改變頻率的紅外光照射樣品時, 樣品會選擇性地吸收不同頻率的紅外光, 通過樣品后透射出來的短波紅外光就會攜帶著樣品的組分和結構信息, 并被儀器記錄下來, 通過檢測器分析透射光或反射光的光密度, 就可以確定樣品的組分及該組分的含量(楊志明等, 2012)。目前在該波段能產生特征吸收的鍵包括–OH、H2O、CO 32–、SO 42–、NH4+、Al–OH、Mg–OH、Fe–OH, 因此短波紅外光譜技術可以識別含羥基硅酸鹽礦物、硫酸鹽礦物、碳酸鹽礦物以及含氨基礦物(Han et al., 2018)。

本次用于測試短波紅外光譜的儀器為南京地質礦產研究所與南京中地儀器聯合生產的可見光近紅外地物波譜儀CSD350A, 測試在中國科學院廣州地球化學研究完成。CSD350A的探測譜段范圍為350～2500 nm, 光譜取樣間距為2～4 nm, 光譜分辨率為4～6 nm, 測試窗口為1.4 cm×1.4 cm, 測試樣品所用時間為30～120 s。詳細的儀器設置參數及測試注意事項請參考Chang and Yang (2012)和楊志明等(2012)。

3.2 數據采集

為了系統研究短波紅外光譜技術在淺變質沉積巖容礦的金礦床中的應用效果, 根據黃泥坪金礦鉆孔分布及見礦情況, 共選取地質資料齊全的32個鉆孔開展SWIR研究, 其中漢樹溝礦段21個, 山關石礦段11個(圖2), 累計鉆孔深度8591 m。采樣間距2～4 m/樣, 在蝕變礦化比較集中的部位加密采樣, 共采集鉆孔樣品2517件, 其中漢樹溝礦段2030件, 山關石礦段487件。測試前, 先將樣品清洗干凈并晾干, 以避免表面塵土和水分對測試結果的影響。測試過程中, 首先需要用Spectralon白色參比盤對儀器進行校準, 為了保證數據質量還需要每隔15分鐘對儀器校準一次。為了提高數據的可靠性, 減少數據的偶然性誤差, 每塊樣品都測3～5個點, 并對每一個測點進行標記, 共采集數據11240條。所測數據首先用“光譜地質師(TSG)”軟件進行自動解譯, 并使用該軟件的scalar模式, 對標準化反射率光譜(Hull Quot)開展蝕變礦物特征吸收峰波長和吸收深度等參數的提取, 由于不同礦物的短波紅外光譜在某一波段范圍內具有一定的相似性, 同時采集光譜過程中受噪音的影響, 導致自動解譯的結果可能不夠準確, 因此需要通過人工進行逐一核對和解譯, 并最終確定礦物的種類。每個樣品一般都有3個分析結果, 若識別出單種礦物有多個數據, 取其光譜參數的平均值。

4 測試結果

本次測試的樣品巖性主要為千枚巖、(角礫)白云巖、蝕變長石砂巖和變質砂巖。其中部分樣品炭質含量較高, 巖石呈黑色, 對短波紅外光具有較強的吸收能力, 導致其無可識別的光譜特征(Duke and Lewis, 2010), 經過篩選有6882條光譜數據可用, 其中漢樹溝礦段5520條, 山關石礦段1362條。本次工作重點對山關石礦化較好的25號(ZK2501、ZK2503、ZK2103)、33號(ZK3301、ZK3302、ZK3303、2904)和41號(ZK3701、ZK4104、ZK4103)剖面(圖2), 以及漢樹溝礦化較好的213號(ZK21301、ZK21302、ZK21303、ZK21304)、209號(ZK20902、ZK20903)和202號(ZK0401、ZK0302、ZK20205、ZK20207)剖面(圖2)進行研究。

4.1 礦物類型及空間分布

SWIR測試結果表明漢樹溝和山關石礦段樣品具有相同的層狀硅酸鹽、碳酸鹽和黏土礦物組成, 主要為白云母、多硅白云母、綠泥石、白云石、方解石、鐵白云石、蒙脫石、伊利石、埃洛石等, 以白云母、多硅白云母、白云石、鐵白云石為主, 綠泥石次之, 其中白云石主要位于(角礫)白云巖中, 埃洛石、伊利石、蒙脫石則多分布于白云巖與蝕變長石砂巖的接觸部位(圖6、7)。白云母分布最廣泛, 在不同巖性中均有分布, 而多硅白云母和綠泥石則主要分布于礦體上盤的千枚巖和礦體下盤的變質砂巖中, 這一現象在漢樹溝礦段表現得更顯著(圖6)。然而碳酸鹽礦物卻表現出不同的分布特征: 山關石礦段主要局限于白云巖中; 漢樹溝礦段除了分布于(角礫)白云巖中的白云石外, 在礦體上盤的千枚巖和下盤的變質砂巖中還分布有較多的鐵白云石和少量的方解石(圖7)。礦體主要分布于蝕變長石砂巖中白云母發育部位(圖6), 此外漢樹溝礦段礦體內還發育有白云石(圖7)。

圖6 黃泥坪金礦床層狀硅酸鹽礦物分布圖

圖7 黃泥坪金礦床碳酸鹽和黏土礦物分布圖

4.2 白云母族礦物光譜參數特征及變化規律

考慮到綠泥石和黏土礦物分布較窄, 碳酸鹽礦物主體在白云巖中發育, 因此本文重點對分布更廣泛的白云母族礦物進行研究。白云母族礦物主要包括白云母、多硅白云母、鈉云母和伊利石, 受其八面體分子振動的影響, 在2200 nm、2340 nm和2450 nm均有吸收峰, 而區別于其他礦物的特征吸收峰位為Al–OH峰(Pos2200), 相應的吸收深度被稱為Dep2200 (Hunt, 1977; Clark et al., 1990; Han et al., 2018)。其中鈉云母富Al含Na, Pos2200值在2190 nm附近, 白云母富Al和K, Pos2200值在2200 nm附近, 多硅白云母貧Al, 富Fe或Mg, Pos2200值通常＞2210 nm (Yang et al., 2011)。2340 nm吸收峰位(Pos2335)與綠泥石、碳酸鹽礦物的重疊, 其變化可以用來監測這兩種礦物的混入情況。此外, Dep2200與Dep1900的比值通常也用來反應白云母族礦物的光譜結晶程度, 簡稱為IC值。山關石和漢樹溝礦段的Pos2200值、IC值以及Pos2335值總體符合正態分布(圖8), 其Pos2200值變化范圍均較大, 從2200～2230 nm均有分布, 總體＜2205 nm(圖8a、d); IC值的分布范圍基本一致, 但是漢樹溝的IC值相對更集中, 且峰值稍大于山關石(圖8b、e); 與山關石相比漢樹溝具有較小的Pos2335值(圖8c、f)。

圖8 黃泥坪礦床白云母族礦物光譜特征參數直方圖

由于圍巖性質的差異, 其光譜特征參數的變化規律也不盡相同。相對蝕變長石砂巖、千枚巖以及變質砂巖, 山關石和漢樹溝礦段的礦化體和白云巖中白云母族礦物具有相對集中和較小的Pos2200值(中位數≤2202.5 nm)、IC值(中位數＜1.5)以及Pos2335值(中位數≤2335 nm)(圖9)。而山關石和漢樹溝礦段蝕變長石砂巖、千枚巖和變質砂巖的Pos2200值變化范圍較大, 并顯示出逐漸增大的趨勢, 其中蝕變長石砂巖的中位數值更接近礦化體, 但異常值也較多(圖9a、d); 其IC值的變化范圍也較大, 中位數值均＞1.25, 與礦化體有較多的重合(圖9b、e); 相對漢樹溝, 山關石礦段具有更大的Pos2335值(中位數＞2335 nm; 圖9c、f), 可能由于漢樹溝千枚巖和變質砂巖中含有較多的鐵白云石(～2332 nm)所導致。

圖9 黃泥坪礦床不同圍巖白云母族礦物光譜特征參數變化規律

5 討 論

5.1 黃泥坪金礦床礦化過程

盡管柳樹坪和石罐子礦段與漢樹溝和山關石礦段具有不同的礦石類型, 但是它們具有相似的蝕變礦物組合, 均為毒砂、黃鐵礦以及硅化, 此外含金石英樣品的流體包裹體和H-O同位素也顯示出相似的特征(薛旭平等, 2018)。因此, 推測幾個礦段可能形成于同一成礦系統, 由于不同的流體通道(不整合面和不同巖性界面)導致其礦化特征上的差異。漢樹溝、山關石礦段礦體上下界面分別為白云巖和變質砂巖, 變質砂巖孔隙較為發育, 可以為成礦提供良好的空間因此多形成浸染狀的礦化; 而柳樹坪、石罐子礦段礦體的上下界面分別為下?中志留統的千枚巖和奧陶系陳家壩群的千枚巖, 千枚巖原巖為泥巖等, 較為致密, 通常作為隔水層出現, 因此以發育脈狀的礦化為主要特征。

漢樹溝和山關石礦段不同類型礦石和圍巖樣品的品位與鏡下特征表明: 變質成礦期的早階段以發育具有壓力影結構的黃鐵礦和纖維狀的石英為特征, 該階段金發生了預富集, 使得圍巖地層中的金含量數倍于克拉克值(4×10?9; 圖5a)。隨著晚階段變質變形程度的增加以及變質熱液的形成, 發育以毒砂、黃鐵礦、石英和白云母為特征的蝕變礦物組合, 且隨著熱液蝕變強度的增加金品位逐漸增大, 但形成的礦石總體品位較低, 通常＜2 g/t(圖5c)。然而發育較多碳酸鹽硫化物細脈的礦石的金品位較高, 通常＞2 g/t (圖5f)。據此推測漢樹溝和山關石礦段發育了兩次金礦化事件, 變質(熱液)成礦期發生了第一次金礦化, 形成低品位礦石, 熱液脈(亦可能為變質熱液, 詳見下文討論)成礦期發生了第二次金礦化, 形成較富的礦石。這一結論與熱液脈成礦期黃鐵礦的Au平均含量(167×10?6)數十倍于變質成礦期黃鐵礦(Au平均含量為15.9×10?6)(團隊未發表數據)的結果相一致。

5.2 白云母族礦物的光譜特征及其成因

白云母族礦物是變質巖中分布最廣泛的礦物之一, 可出現于各類泥質、長英質和基性變質巖中(魏春景和朱文萍, 2007), 其在熱液礦床中也常作為熱液蝕變礦物產出。黃泥坪金礦床的SWIR測試和鏡下觀察表明, 其圍巖中廣泛發育白云母族礦物。由于龍門山北段遭受了區域低溫動力變質, 發生過絹云母?綠泥石等低綠片巖相的變質作用(李佐臣, 2009), 而黃泥坪礦區的圍巖主要為千枚巖和變質砂巖等, 因此這些淺變質巖中白云母族礦物應該包括兩類, 分別為早期成巖過程的變質云母和熱液蝕變過程形成的熱液云母。SWIR的識別結果也表明黃泥坪礦床圍巖中的白云母族礦物可分為白云母和多硅白云母兩種(圖6), 多硅白云母常作為高壓低溫變質礦物得到廣泛的研究(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礦熱液系統中形成的白云母族礦物, 波長范圍很廣, 從鈉云母至多硅白云母均有分布, 而且距離礦化中心通常具有系統性的變化, 如澳大利亞的Sunrise Dam金礦床、西藏念村和新疆土屋斑巖銅礦床靠近礦化中心Pos2200值變小, 遠離礦化中心Pos2200值變大(Yang et al., 2005; 楊志明等, 2012; Wang et al., 2017), 澳大利亞的Kanowna Belle金礦床、Elura鉛鋅銀礦床和Hellyer火山塊狀硫化物礦床靠近礦化中心Pos2200值變大, 遠離礦化中心Pos2200值變小(Sun et al., 2001; Yang et al., 2011; Wang et al., 2017)。據此我們挑選漢樹溝和山關石礦段礦化較好的鉆孔分別對Pos2200值與距主礦體的距離(剖面垂直距離)進行線性回歸分析, 結果顯示不同巖性的Pos2200值與距礦體中心的距離無明顯線性關系(圖10), 進一步說明黃泥坪礦床的白云母族礦物不單是熱液成因, 可能還存在早期變質成巖形成的白云母族礦物。

圖10 黃泥坪礦床白云母族礦物Pos2200值與距礦體中心距離相關圖解

此外, 通過顯微鏡下觀察發現在礦體上部的千枚巖中有兩種類型的云母: 一種呈細粒集合體定向排列, 具有較高的Pos2200值(圖11a), 對應的礦物為多硅白云母; 另一種呈粗粒鱗片狀, 具有明亮鮮艷的干涉色, 分布于穿切千枚巖的石英脈的邊部, 具有較低的Pos2200值(圖11b), 對應的礦物為白云母。同時在蝕變長石砂巖中黃鐵礦和毒砂發育部位也可見較多自形粗粒、具有鮮艷干涉色的片狀云母, 對應于較低的Pos2200值(圖11c), 對應的礦物為白云母。礦體下盤的變質砂巖中則主要發育細粒白云母, 主要分布于長石和石英的粒間, 具有較高的Pos2200值, 對應的礦物為多硅白云母(圖11d)。因此具有較高Pos2200值的多硅白云母可能形成于變質成巖過程中, 而具有較低Pos2200值的白云母可能為熱液成因, 而Pos2200值介于兩者之間的可能為熱液白云母和變質多硅白云母的混合。這一特征與千枚巖和變質砂巖以及部分蝕變長石砂巖的Pos2200值變化范圍廣、總體偏高, 礦化體和白云巖的Pos2200值較為集中且明顯偏低(圖9a、d)的事實相吻合。然而關于變質多硅白云母和熱液白云母Pos2200值的界限難以準確限定, 結合漢樹溝和山關石礦化體以及緊鄰白云巖中白云母的Pos2200值的分布情況, 并最大限度地排除變質白云母族礦物的影響, 可以初步取礦化體的中位數(2202.5 nm)作為熱液白云母的上界。

礦物代號: Apy. 毒砂; Py. 黃鐵礦; Qtz. 石英; Chl. 綠泥石; Phg. 多硅白云母; Ms. 白云母。

5.3 SWIR的勘查指示意義

短波紅外光譜技術已經在斑巖、VMS、矽卡巖礦床中建立了一些短波紅外找礦勘查標志, 應用最為廣泛的是白云母族礦物的Pos2200值(Al–OH吸收峰位)和結晶度IC值, 以及綠泥石族礦物Poss2250值(Fe–OH吸收峰位), 在礦化部位這些值會發生明顯的變化, 如西藏念村斑巖銅礦靠近礦化中心伊利石結晶度IC值增大(＞1.6), Pos2200值變小(＜2203 nm; 楊志明等, 2012); 紫金山西南銅鉬礦段靠近礦化中心伊利石Pos2200值增大(＞2203 nm), 結晶度IC值增大(＞2.1; 許超等, 2017); 加拿大Izok Lake VMS礦床靠近礦體白云母Pos2200值增大(Laakso et al., 2016); 西奧Kanowna Belle金礦床靠近礦體Pos2200值增大(＞2205 nm), 而Sunrise Dam金礦床靠近礦體Pos2200值減小(＜2205 nm; Wang et al., 2017)。研究表明不同類型的礦床或者相同類型的不同礦床,其SWIR示礦指標也不盡相同, 因此有必要建立黃泥坪金礦床的SWIR勘查指標, 以期對西秦嶺造山帶賦存于淺變質沉積巖中的金礦勘查進行有效的指導。

由前文討論可知, 漢樹溝和山關石礦段礦化部位白云母族礦物的Pos2200值明顯較小(中位數≤2202.5 nm, 圖9a、d), 然而由于存在早期變質成巖白云母族礦物的干擾, 導致Pos2200值與距礦化中心距離之間沒有系統的變化規律(圖10)。因此, 為了減小早期變質成巖白云母族礦物影響, 進一步限定黃泥坪金礦床的SWIR勘查指標, 首先以Pos2200≤2202.5 nm為界對所有數據進行了篩選, 然后對篩選后的IC值進行了kriging插值分析。結果表明礦體及礦化體主要位于IC低值與高值變化的界面, 其中山關石礦段介于1.0～1.25之間, 部分為1.25～1.45 (33號剖面), 漢樹溝則主要介于1.2～1.5之間(圖12)。光譜結晶度IC值與礦物形成溫度直接相關, 溫度升高IC值變大, 溫度降低IC值減小(Chang et al., 2011; 楊志明等, 2012; 許超等, 2017; Wang et al., 2021), 表明降溫過程對成礦具有重要的作用。而漢樹溝礦段相對山關石礦段具有較高的IC值, 可能與漢樹溝礦段熱液脈成礦期的疊加成礦作用更發育相關?？紤]到IC低值區的巖性主要為(角礫)白云巖, 較致密, 通常位于礦體的上盤, 是良好的流體圈閉層, 對成礦具有重要作用, 因此對深部白云巖的識別可以間接指示礦體的存在, 為此我們分別對每個鉆孔的IC值進行了統計(篩選條件Pos2200≤2202.5 nm), 并將其均值投影到地表進行kriging插值, 發現漢樹溝礦段北西方向和北東方向、山關石礦段北東方向的IC值減小(圖13), 表明其深部存在白云巖, 并可能存在深部隱伏礦體, 這與已有的鉆探結果和地質認識相一致。因此白云母族礦物Pos2200≤2202.5 nm, 且IC值為1.0～1.5, 可以作為黃泥坪金礦新的找礦勘查指標。

圖12 黃泥坪礦床不同勘探線剖面白云母族礦物IC值的空間分布

圖13 黃泥坪礦床漢樹溝和山關石礦段白云母族礦物IC值的空間分布

綜上分析, 白云母族礦物的SWIR光譜參數Pos2200值和IC值對黃泥坪礦床具有較好的指示作用, 表明SWIR找礦勘查技術方法在淺變質巖容礦的金礦中具有良好應用前景。同時也可以看到變質作用產生的白云母族礦物與礦化過程產生的該類礦物的SWIR光譜特征參數是有差別的, 在肉眼難以分辨時可以借助Pos2200值的范圍初步區分,如本文中限定Pos2200≤2202.5 nm為熱液白云母族礦物, Pos2200＞2202.5 nm為變質白云母族礦物或者二者的混合, 但前提是需要對大量樣品進行系統的SWIR測試, 同時還需要結合區域地質背景并輔助鏡下觀察等其他證據。因此, 在使用蝕變礦物光譜進行淺變質巖容礦礦床的找礦勘查應用時, 首先需要結合區域地質背景以及樣品的空間位置和巖性特征進行綜合分析, 識別變質成巖作用和熱液蝕變作用產生的白云母族礦物, 進而才能獲得準確的找礦勘查標識。

6 結 論

(1) 黃泥坪礦床漢樹溝、山關石、柳樹坪和石罐子4個礦段應為同一成礦系統。漢樹溝和山關石礦段的礦化過程可以分為兩期四階段, 包括變質成礦期的石英多金屬硫化物階段和浸染狀毒砂?黃鐵礦階段, 以及熱液脈成礦期的石英?方解石粗脈階段和毒砂?黃鐵礦?方解石細脈階段。變質成礦期發生了第一次金礦化, 熱液脈成礦期發生了第二次金礦化。

(2) 在運用SWIR對淺變質巖容礦的金礦床進行勘查應用時, 首先需要對變質成巖礦物與熱液成因礦物進行區分才能獲取準確的找礦勘查標識。黃泥坪金礦床SWIR勘查應用研究發現Pos2200≤2202.5 nm可做為熱液白云母族礦物與變質白云母族礦物或者二者混合的界線。白云母族礦物Pos2200≤2202.5 nm, 且結晶度IC值介于1.0～1.5可作為黃泥坪地區該類金礦床勘查的新指標。

致謝:野外工作得到中陜核工業集團二一四大隊有限公司領導的大力支持; 采樣工作得到黃泥坪金礦項目組同事的大力幫助; 短波紅外光譜數據處理與解譯得到了中國科學院廣州地球化學研究所張世濤博士、初高彬博士的幫助; 兩位匿名審稿專家給本文提出了詳實和中肯的評審意見。在此一并表示衷心的感謝！

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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

中陜核工業集團有限公司院士工作站研究課題(YS190101)、陜西鐵路工程職業技術學院科研基金項目(2023KYYC-09)和陜西省 自然科學基礎研究計劃項目(2023-JC-QN-0286)聯合資助。

江宏君(1990–), 男, 博士研究生, 礦物學、巖石學、礦床學專業。E-mail: 1941061236@qq.com

陳華勇(1976–), 男, 研究員, 主要從事造山帶金屬礦產成礦模式研究及找礦勘探應用。E-mail: huayongchen@gig.ac.cn

P614; P631

A

1001-1552(2023)06-1291-016

10.16539/j.ddgzyckx.2023.06.006