岡底斯成礦帶陸相火山巖區淺成低溫熱液礦床蝕變分帶模型
——以西藏斯弄多礦床為例*

郭娜 郭文鉑 劉棟 黃一入 鄭龍 郭亞楠

成都理工大學,成都 610059

岡底斯帶從南向北劃分為四部分：南岡底斯帶(主要由白堊紀-古近紀岡底斯巖基和古新世-始新世林子宗火山巖以及部分侏羅系-白堊系沉積地層構成)、岡底斯弧背斷隆帶(主要由石炭-二疊系變沉積巖和少量三疊系沉積巖組成)、中岡底斯帶(主要由下白堊統則弄群和少量中晚侏羅統接奴群、下白堊統捷嘎組火山沉積地層構成，發育大量酸性火山巖、火山碎屑巖和相關侵入巖)和北岡底斯帶(主要由侏羅系-白堊系火山沉積地層和相關侵入巖組成)(朱弟成等，2009)。岡底斯構造-巖漿帶經歷了強烈的陸-陸碰撞期，碰撞作用大概始于65Ma，并于55～45Ma達到高峰(莫宣學等，2003)，產出了大量花崗巖及巨厚(約5000m)的林子宗群火山巖系(孟祥金等，2007)。其中，岡底斯構造-巖漿-成礦帶中規模最大的林子宗群火山巖，東西展布大于1200km，分布范圍占岡底斯巖漿巖面積的一半以上(Moetal., 2008; 唐菊興等，2016)。研究表明，淺成低溫熱液型礦床作為全球重要金、銀、銅、鉛、鋅等有色金屬的礦床類型之一，其產出與同期陸相火山-次火山活動有著密切的時空關系，火山作用對成礦的貢獻巨大(Sidorovetal., 2015; Nadeauetal., 2016; Songetal., 2018)。因此，岡底斯帶的陸相火山巖地區尋找淺成低溫熱液礦床的潛力巨大。

大多數淺成低溫熱液礦床都存在于淺地表環境中(<2km)，受物理、化學條件的突然改變而發生熱液蝕變和金屬元素的沉淀(White and Hedenquist，1990)。早期關于淺成低溫熱液礦床的研究主要是針對與裂隙相關的流體活動的討論(Henley and Ellis，1983)，之后針對流體活動產生的各種蝕變、礦化模型逐漸完善(Sillitoe, 1993; Hedenquistetal., 1994; Thompsonetal., 1994; Scheretal., 2013; de Palomeraetal., 2015; Afzaletal., 2017; Linetal., 2019)，同時，流體沸騰及混合作用被當做是淺成低溫熱液金礦床沉淀的主要機制(Leach and Corbett, 2008; Songetal., 2016)。通常認為淺成低溫熱液礦床形成于150～300℃的溫度環境下，并距地表1～2km的范圍內。溫度和形成位置這兩個主要特征變量在地球化學元素組合方面表現出一定的差異性(Dillesetal., 2014; Dilletal., 2015; Lopezetal., 2015)，但蝕變礦物組合及分帶特征的厘定被認為是識別此類熱液系統礦床最行之有效的一種手段(White and Hedenquist, 1995)。

盡管識別熱液蝕變礦物的方法很多，但短波紅外勘查技術具有蝕變礦物快速識別、并可獲得其組合的獨特優勢(Canetetal., 1995; Harradenetal., 2013; Guoetal., 2017)。尤其是淺成低溫熱液礦床發育的典型蝕變礦物明礬石、伊利石、葉臘石、地開石、高嶺石、絹云母等，不易被肉眼直接辨認和識別，但在野外能夠利用短波紅外光譜快速識別。另外，通過分析典型蝕變礦物的光譜變化能夠定量化獲知巖石中所包含蝕變礦物的相對含量和組成(Guo, 2016)。絹云母光譜的變化更可反演不同溫度(Yangetal., 2001)、壓力(Comodi and Zanazzi, 1995)、pH值(Scott and Richard, 2015)、變質程度(Duke, 1994)等條件影響下的晶體結構的變化情況，從而進一步反演成礦環境的變化，構建礦床勘查模型(郭娜等，2018a, b)。

印度-亞洲大陸的碰撞成就了青藏高原的岡底斯成礦帶，這也是西藏最具潛力的斑巖型-淺成低溫熱液型銅金礦床分布區域(唐菊興等，2014, 2016；Wangetal., 2018)。本文研究對象斯弄多銀鉛鋅礦床位于西藏南木林火山盆地中(唐菊興等，2016)，區內分布火山巖主要為流紋斑巖、晶屑凝灰巖、火山碎屑巖等，礦化體及其圍巖的蝕變礦物以伊利石和白(絹)云母為主(郭娜等，2017，2018a；黃一入等，2017)。目前研究區已經開展了地球物理(郎興海等，2017)、礦床地質和礦床地球化學(丁帥，2017； 施碩等，2017)、流體包裹體(李海峰等，2017)、同位素(付燕剛等，2017)等相關研究，但是典型蝕變礦物的分帶特征及蝕變帶物質組分的變化目前尚不清楚，基于蝕變礦物分布特征的勘查模型還有待于進一步探索和完善。

本文基于短波紅外技術，結合巖石地球化學，對礦區蝕變分帶、典型蝕變礦物以及不同蝕變帶物質組分的變化進行了綜合研究，開展了礦區鉆孔巖礦心樣品的精細蝕變礦物分帶和蝕變礦物組合特征研究，探討了不同蝕變帶中物質組分的富集與虧損問題，并通過對典型蝕變礦物波長及吸收深度計算確定了蝕變礦物與成礦之間的關系，構建了斯弄多低硫化淺成低溫熱液礦床短波紅外蝕變勘查模型。

1 地質概況

斯弄多礦區位于西藏日喀則地區謝通門縣, 大地構造位置處于岡底斯弧背斷隆帶(圖1), 屬于岡底斯北緣Pb-Zn-Ag 成礦帶中段(唐菊興等，2016)。礦區出露上石炭統昂杰組(C2a)和下二疊統下拉組(P1x)，為一套泥晶灰巖和白云質灰巖夾絹云母板巖、變石英砂巖組合，古近系年波組(E2n)不整合其上，為一套中酸性火山碎屑巖、火山角礫巖及凝灰巖組合(圖2；李光明等，2010；郭衍游等，2016[注]郭衍游, 高春武, 郝曉玲, 唐瑤泉, 孟祥梅, 張志超, 朱元博, 牛傳軍, 杜靚, 王鑫. 2016. 西藏自治區謝通門縣斯弄多礦區鉛鋅礦2015年度工作總結報告. 北京: 中地寶聯(北京)國土資源勘查技術有限公司)。受南北及東西向構造應力的擠壓作用，礦區斷裂構造特征極為顯著。區內多次火山-巖漿活動為銀鉛鋅等礦床的形成提供了豐富的物源，侵入巖主要為黑云母花崗斑巖，呈巖脈、巖枝分布在中部和南側(丁帥等，2017)。

圖1 研究區大地構造位置圖(據朱弟成等，2009)Fig.1 Geotectonic location of the study area(after Zhu et al., 2009)

圖2 斯弄多礦區地質圖(據郭衍游等，2016)Fig.2 Geological map of the mine area

研究區圍巖蝕變特征顯著，地表可見強烈的玉髓化、絹云母化。根據野外鉆孔編錄成果，斯弄多礦床具有一套完整的蝕變分帶系統。礦區平面上由中心向外依次形成：伊利石絹云母帶(伊利石+絹云母+鐵錳碳酸鹽)-伊利石絹云母玉髓帶(絹云母+條帶狀玉髓/碧玉+蛋白石+刃片狀方解石±重晶石帶)-絹云母帶(絹云母+高嶺土+玉髓帶)-強泥化帶；垂向上由礦體遠端向近端依次形成：強烈泥化帶-硅華-伊利石絹云母玉髓帶-碳酸鹽伊利石帶(圖3；孟展，2016)。

圖3 研究區蝕變分帶模型(據孟展，2016)Fig.3 The alteration zoning model in study area (after Meng, 2016)

根據鉆孔的地質編錄和化學分析圈定了三種類型礦體：產于流紋巖、英安巖中隱爆角礫巖型銀鉛鋅礦體、火山機構旁側火山角礫巖中的熱液脈型鉛鋅銀礦體以及獨立銀礦體(李海峰等，2017)，本文主要討論隱爆角礫巖型銀鉛鋅礦體(BZK0022)和熱液脈型鉛鋅銀礦體(主礦體)。主礦體礦石具有典型的熱液礦床礦石構造，礦石礦物以方鉛礦、閃鋅礦和銀礦物為主，脈石礦物主要為絹云母、石英、伊利石和玉髓。絹云母-伊利石-石英的組合與成礦關系密切(郭娜等，2017，2018a)。

2 樣品測試與數據分析方法

測試分析樣品全部來自于礦區鉆孔，選用橫貫(NE向延展)礦區的BZK2901、BZK2501、BZK1301、BZK1106、BZK0902、BZK0701、BZK0501、BZK0301、BZK0101、BQZK002、BZK0201、BZK0401、BZK0804、BZK1001、BZK1402等15個鉆孔，以平均2m間距完成控制礦區的鉆孔短波紅外測量，并開展A-A’剖面的蝕變填圖(圖2)；另外選擇具有明顯隱爆角礫巖型礦體特征的鉆孔BZK0022進行全巖主量和微量元素分析測試，同時開展X射線衍射分析對短波紅外計算的伊利石結晶度變化進行驗證(XRD)。

2.1 短波紅外測量與數據分析方法

短波紅外光譜(SWIR)通常指900～2500nm區間的電磁波(Thimsenetal., 2017)。目前，短波紅外光譜技術被作為一種快速、無損的礦物探測方法被廣泛應用于與熱液蝕變有關的不同階段礦物學以及礦物填圖研究方面。其局限性主要在于：(1)植被覆蓋區，該技術難以施展；(2)矽卡巖等高溫礦物在短波紅外區間沒有反應；(3)金屬礦物在短波紅外區間沒有反應；(4)石英無法體現出來。短波紅外技術測量過程主要在野外完成，使用的是中國中地儀器有限公司生產的便攜式近紅外礦物分析儀BJKF-3(測量光譜范圍為1300～2500nm，波長穩定性、重復性等為±1nm，信噪比63dB)。該儀器能夠識別高硫化淺成低溫熱液礦床、低硫化淺成低溫熱液礦床、斑巖型銅礦床等礦床中的典型蝕變礦物，如高硫化淺成低溫熱液型礦床中的明礬石、高嶺石、地開石等，低硫化型淺成低溫熱液型礦床中的絹云母、伊利石、蒙脫石等礦物。

蝕變礦物信息提取的全過程在澳大利亞CSIRO研發的TSG分析軟件中進行，其中礦物識別對比分析的數據庫全部來源于TSA分析系統。數據增強處理采用二階導數的方法，礦物信息提取采用Script編程完成。

2.2 地球化學測試與數據分析方法

本次巖石地球化學測量選用鉆孔BZK0022中13件巖石樣品(不同蝕變分帶分別采集2～3塊樣品)進行10個主量元素SiO2、Al2O3、K2O、Fe2O3、MgO、CaO、Na2O、TiO2、MnO、P2O5和19個微量元素Rb、Sr、Ba、Sc、V、Cr、Co、Ni、Cu、Zn、As、Sb、Bi、Pb、Mo、W、Sn、Tl、Ag的測試分析，樣品測試由西南冶金地質測試所完成。其中，主量元素采用無水四硼酸鋰熔融，以硝酸銨為氧化劑，加氟化鋰和少量溴化鋰作助熔劑和脫模劑，制成玻璃樣片，在荷蘭帕納科X射線分析儀器有限公司生產的Axios X射線熒光光譜儀上進行測定，分析誤差為0.002%～0.5%；微量元素測試采用鹽酸+硝酸+氫氟酸+高氯酸溶解，在美國熱電公司生產的iCAP6300全譜直讀等離子發射光譜儀上測定，分析誤差為0.01×10-6～10×10-6。

圖4 礦區平面(NE向)短波紅外技術蝕變礦物精細填圖Fig.4 Alteration minerals mapping is along the NE direction in ore district measured by shortwave infrared technique

蝕變帶物質組分變化分析采用Gresens(1967)方程計算得到：

ΔX=a(fv(gb/ga)CA-CO)

其中：ΔX為組分X的質量變化；a=初始質量，單位為百分質量時為100g，單位為 μg/g時為1t；fv為蝕變巖與新鮮巖石的體積比例； gb/ga為蝕變巖與新鮮巖石的密度比例；CA為蝕變巖中X元素的濃度；CO為新鮮巖石X元素的濃度。

遷移的定量化分析采用Grant(1986)方程計算得到：

2.3 X射線衍射分析(XRD分析)與數據分析方法

由于粘土礦物在不同成礦環境下結晶程度不同，反映在X衍射曲線上的反射強度也不盡相同。本次針對斯弄多礦區鉆孔BZK0022的XRD測試分析，采用德國BRUKER D8 ADVANCE 型X射線衍射儀(指標：Cu(單色)，工作電壓40kV；工作電流30mA；掃描范圍2θ=3°～85°；狹縫1mm；掃描速度：4°/min)，選取鉆孔中16件樣品(平均2～3m間隔采樣)進行分析。

通過鉆孔采樣數據的XRD圖譜分析，利用Kubler指數(Kübler，1964)計算伊利石結晶度，以此來查證短波紅外技術提取出的伊利石結晶度的準確性。

3 結果

3.1 礦區精細蝕變填圖

選擇主體沿NE向展布的15個鉆孔巖心進行短波紅外測量(熱液脈型礦體，礦區的主礦體延展方向)，完成了斯弄多礦區A-A’剖面的精細蝕變礦物填圖。測量結果顯示：礦區中蝕變礦物主要為絹云母、伊利石、蒙脫石和鈉云母。根據混合蝕變礦物的比例和依存關系，共劃分出四個蝕變組合分帶：絹云母帶、絹云母-伊利石帶、絹云母-伊利石-蒙脫石帶、絹云母-鈉云母-伊利石-蒙脫石帶(圖4)。從蝕變礦物的分布來看，礦區蝕變礦物組合以鉆孔BZK0301(3號勘探線)為界，形成NE向和SW向的明顯差別，其中NE向的蝕變礦物組合中發現大量鈉云母；而SW向區域內極少有鈉云母，伊利石的分布較NE向區域更加廣泛。總體而言，蝕變礦物在平面上(SW→NE向)形成了絹云母+伊利石→絹云母+伊利石+蒙脫石→絹云母+鈉云母+伊利石+蒙脫石→絹云母的組合分帶特征。從蝕變礦物與礦體之間的關系來看：熱液脈型礦體中塊狀礦體與大量網脈狀礦體主要賦存在絹云母-鈉云母-伊利石-蒙脫石帶，少量網脈狀礦體賦存于絹云母-伊利石-蒙脫石帶，而絹云母-伊利石帶的礦體厚度及數量明顯減少，主要表現為細脈浸染狀。

圖5 鉆孔BZK0022蝕變礦物-地球化學-巖性對比分布圖Fig.5 Minerals-geochemistry-lithology distribution in BZK0022 drill hole

3.2 鉆孔精細蝕變礦物編錄

鉆孔BZK0022的巖心表現出典型的隱爆角礫巖型礦體特征，對該鉆孔進行精細蝕變礦物編錄，以對比不同成因下蝕變礦物分布的差異性。經短波紅外測量后發現：蝕變礦物與熱液脈型礦體中的類型完全相同，仍然為絹云母、鈉云母、伊利石和蒙脫石(圖5)，但蝕變礦物的組合分帶性出現一定的差異性，主要表現為鉆孔深部的絹云母-鈉云母-蒙脫石帶與絹云母-鈉云母蝕變帶界限清晰。從礦物的光譜識別信息中未發現獨立的蒙脫石礦物，全部以伊-蒙混層的形式存在；鉆孔頂部表現為絹云母和伊利石的混層；底部為絹云母、鈉云母的混層，屬于絹云母自身二八面體結構的變化。

BZK0022鉆孔中巖石具有明顯的凝灰質結構，主要由凝灰質火山角礫巖、凝灰質火山碎屑巖和凝灰巖組成。鉆孔中166～199m和275.62～361.15m兩個位置的角礫顆粒均比較大，達到1～3cm。以這兩個位置為中心，碎屑顆粒粒徑依次減小，因此僅從巖石碎屑(角礫)顆粒分布的大小和排列順序來看：該隱爆角礫巖筒具有兩個引爆中心，由中心向兩側角礫結構漸變為碎屑結構，至鉆孔頂部為顆粒細膩的凝灰巖。

BZK0022鉆孔中金屬礦物Pb、Zn和Ag主要分布在166～199m凝灰質角礫巖(顆粒大小1cm)中心及上部位置。深部(275.62～361.15m)距離引爆中心更近的位置(顆粒大小1～3cm)并未成礦。礦體的形成與淺部的引爆作用具有直接關系，礦化發生在(1)淺部凝灰質火山角礫巖(顆粒1cm左右)附近；(2)鉆孔頂部凝灰巖及火山碎屑巖中(圖5)。

圖6 BZK0022地球化學采樣位置-蝕變帶-巖石類型分布圖Fig.6 The distribution figure of geochemical location, alteration zoning and lithology in drill hole BZK0022

表1鉆孔BZK0022巖石樣品主量元素(wt%)和微量元素(×10-6)測試結果

Table 1 The results of geochemical analysis of rock samples measured in drill hole BZK0022 (major elements: wt%; trace elements: ×10-6)

樣品號12345678910111213采樣位置(m)199214219243249251260266273301313331334蝕變分帶絹云母帶絹云母-伊利石帶絹云母-伊利石帶絹云母帶絹云母帶絹云母帶絹云母-伊利石-蒙脫石帶絹云母-伊利石-蒙脫石帶絹云母-伊利石-蒙脫石帶絹云母帶絹云母-鈉云母-蒙脫石帶絹云母-鈉云母-蒙脫石帶絹云母-鈉云母-蒙脫石帶巖性凝灰質火山角礫巖凝灰質火山碎屑巖凝灰質火山碎屑巖凝灰質火山碎屑巖凝灰質火山碎屑巖凝灰質火山碎屑巖凝灰質火山碎屑巖凝灰質火山碎屑巖凝灰質火山碎屑巖凝灰質火山角礫巖凝灰質火山角礫巖凝灰質火山角礫巖凝灰質火山角礫巖SiO278.4177.8975.472.5174.4968.6273.4226.865.879.1280.4375.3677.33Al2O312.211.7911.8711.4111.0211.6510.8416.3310.489.7410.5911.0811.42Fe2O3T2.192.763.636.245.428.356.2230.239.914.462.475.544.23MgO0.230.190.190.20.20.310.190.510.410.290.270.160.27CaO0.20.130.150.190.180.240.150.50.360.180.170.130.23Na2O0.0680.0880.110.130.0670.080.490.120.0880.0720.110.0950.12K2O3.693.483.733.383.293.43.214.43.142.832.993.133.18TiO20.170.150.160.140.110.180.0910.240.120.110.120.0970.14MnO0.330.250.980.580.840.860.252.362.250.160.170.140.1P2O50.0280.0260.0290.0340.030.0360.0250.0330.0250.030.0340.0270.029LOI2.412.613.094.563.915.663.9417.876.882.731.993.612.29Ag0.591.118.050.520.360.251.50.5312.953.181.340.68As1.1916.819.710.313.54.2213.53032.211710053.731.6Ba131.2114.5157131.99894157.1160.396.19911482.789.6Bi0.230.50.220.240.160.061.130.050.040.490.630.770.49Co1.271.873.451.781.842.261.692.521.332.391.962.423.65Cr19.61201914.165.919.464.9612.7518.657.1215.917.899.61Cu146.455.5130.124.947.61171.38.4710.1199.8289.76436.7Mo3.465.436.423.044.315.177.996.311.316.48.849.2312.31Ni4.538.115.513.763.184.451.584.533.663.973.364.486.05Pb130.869.6633.6724.5144.9284.5282536.8394.728.4227.7151.675.9Rb225.5177.4227.4173.6189208.182.6276.6225.7189.3183.7196.9207.6Sb0.310.980.840.690.640.581.123.740.7917.149.84.873.33Sc4.75.094.213.863.254.833.085.693.453.413.232.553.33Sn16.54.429.134729.265.833.44345.473246.555.354.9Sr5.085.97.334.766.055.364.728.087.535.757.324.98.08Tl5.924.996.015.314.84.935.666.345.535.865.56.115.82V11.5110.0912.376.556.3610.224.8914.517.198.576.533.648.4W3.38.6410.649.076.495.894.424.60.916.87.334.394.24Zn5907971316134143771976121230734105655751480

綜合對比鉆孔BZK0022中的蝕變礦物、地球化學和巖性分布，可以看出：1) 鉆孔BZK0022淺部(15～100m)主要為絹云母化帶，其中混有少量伊利石(60～80m)；巖性表現為顆粒較為細膩的凝灰巖，混有少量流體攜帶的碎屑巖(24.7～37.5m)，發生了Pb-Zn-Ag等金屬礦化；2) 鉆孔中上部(100～200m)為絹云母-伊利石-蒙脫石帶，大量伊利石的形成表明流體中有大氣降水的混入，部分絹云母轉變為伊利石。但110m附近、150～180m的范圍內出現伊-蒙混層，可能是蒙脫石伊利石化的反應(周張健，1994)，或由流體交代晶屑凝灰巖形成(趙杏媛和張有瑜，1990)，該層發生Pb-Zn-Ag等金屬礦化，并位于淺部火山角礫巖附近；3) 鉆孔中部(200～250m)為絹云母、絹云母-伊利石帶，受巖石裂隙或引爆作用影響兩個蝕變帶交錯分布，巖性為顆粒較小的凝灰質火山碎屑巖；4) 鉆孔中下部(250～290m)為絹云母-伊利石-蒙脫石帶，深部(290～340m)為絹云母-鈉云母-蒙脫石蝕變帶；巖性由火山角礫巖過渡至碎屑巖，無礦化作用。當深度≥340m，蝕變組合轉變為絹云母-鈉云母帶，蒙脫石消失。總體而言，BZK0022鉆孔中的蝕變分帶組合從淺地表向深部(垂向)表現為絹云母→絹云母+伊利石→絹云母+伊利石+蒙脫石→絹云母+鈉云母+蒙脫石→絹云母+鈉云母。

表2鉆孔BZK0022元素遷移量計算結果

Table 2 The computation results about the geological elements’ migration in drill hole BZK0022

元素絹云母帶絹云母-伊利石帶絹云母-伊利石-蒙脫石帶絹云母-鈉云母-蒙脫石帶SiO2-1.472.03-29.238.2Al2O3-0.82-0.01-0.560.02Fe2O3T-5.31-7.083.4-6.02MgO-0.2-0.24-0.16-0.19CaO-0.19-0.24-0.12-0.19Na2O-0.0200.130.02K2O-0.280.05-0.37-0.19MnO-1.78-1.71-1.3-2.12P2O50000TiO20000Ag-0.23.05-0.260.65As-7.01-16.04-16.3426.65Ba-0.5524.0319.74-5.21Bi0.170.280.40.56Co0.311.020.211.22Cr-8.95-1.39-12.19-4.87Cu63.9471.9618.96113.78Mo4.283.943.928.34Ni-0.232.37-1.430.75Rb-55.74-46.53-94.56-38.94Sb2.540.020.9917.63Sc0.010.67-0.25-0.55Sn-5.45-39.36-17.4767.89Sr-2.88-1.68-2.86-1.08Tl-0.91-0.67-1.160V0.252.74-0.12-1.3W4.537.622.384.16Pb-168.31-83.55649.74-250.18Zn-183.8201.042492.96-135.38

注：正值表示遷入，負值表示遷出

3.3 地球化學元素遷移量及分布

在鉆孔BZK0022中199～334m采集巖石樣品13件，樣品分別位于絹云母帶、絹云母-伊利石帶、絹云母-伊利石-蒙脫石帶、絹云母-鈉云母-蒙脫石蝕變帶(圖6)。巖石樣品的主量和微量元素測試結果見表1，選擇TiO2作為不活潑組分，計算不同蝕變分帶區間的元素遷移量(表2)。

從表2、圖7中可以看出：絹云母化帶中Cu、Mo、Sb、Sc、V、W等元素表現為遷入，其他元素均表現為遷出，其中Cu的遷入量最大；絹云母-伊利石帶中SiO2、Ag、Ba、Bi、Co、Cu、Mo、Ni、Sb、Sc、V、W、Zn等元素表現為遷入，其他元素均為遷出，其中Pb的遷入量最大，Ag僅在該蝕變帶中表現為大量遷入，因此絹云母-伊利石帶也是斯弄多礦區隱爆角礫巖型礦體中銀礦富集的主要區域；絹云母-伊利石-蒙脫石帶中Fe2O3、Na2O、Ba、Bi、Co、Cu、Mo、W、Pb、Zn均表現為遷入，其中Pb、Zn表現為大量遷入，該蝕變帶被認為是隱爆角礫巖型礦體中鉛鋅礦富集的主要區域；絹云母-鈉云母-蒙脫石帶中SiO2、Al2O3、Ag、As、Bi、Co、Cu、Mo、Ni、Sb、Sn、W表現為遷入，其他元素表現為遷出，其中Cu、As的遷入量最大，Pb、Zn表現為大量遷出，礦體尖滅。綜上所述，斯弄多礦區中隱爆角礫巖型礦體中主成礦元素與不同蝕變帶的蝕變礦物組合關系密切，大氣降水混入形成的絹云母-伊利石-蒙脫石層是Pb-Zn礦體的主要賦存部位，而上部的絹云母-伊利石層是Ag礦體的賦存部位，底部含有少量閃鋅礦；深部絹云母-鈉云母-蒙脫石帶中出現Cu礦化。

表3鉆孔BZK0022伊利石結晶度IC計算表

Table 3 The value of illite crystallinity (IC) in drill hole BZK0022

序號鉆孔深度(m)IC指數序號鉆孔深度(m)IC指數139.10.749248.40.697357.80.8044640.7785670.936710.69772.30.856878.80.7439103.90.776101230.936111390.833121650.89913211.51.0314217.50.515152231.254162251.457172290.76718232.50.565192561.33120256.80.7821263.80.791222680.74232740.74824276.870.69125278.50.66526280.21.918272810.52528282.80.743292901.25530291.81.106313700.762

3.4 伊利石結晶度變化及分布

圖7 鉆孔BZK0022元素遷移量變化圖Fig.7 The migration figure of the geochemical elements in drill hole BZK0022

圖8 伊利石結晶度變化散點圖(左：短波紅外測量結果；右：XRD測量結果)Fig.8 Scatter figure of illite crystallity variations(left: measured by shortwave infrared technique; right: measured by XRD)

采用XRD全巖分析驗證短波紅外技術確定的伊利石結晶度變化的有效性(表4)。測試結果顯示：樣品中以SiO2和伊利石為主，測試中受其它礦物的影響極小，保證了樣品測試的精度。采集樣品主要分布在兩個深度范圍：61～87m和190～213m，通過計算伊利石Kuber結晶度指數(表5)，發現淺部(61～87m)結晶度≤25%時，Kuber指數值隨著深度的增加逐漸增大；25%<結晶度≤27%時，Kuber指數值受深度變化的影響不大；結晶度>27%時，Kuber指數值隨鉆孔深度的增加而減小。深部(190～213m)Kuber指數值沒有發生分段變化，總體隨鉆孔深度的增加而減小(圖8右)。根據Kübler(1964)研究表明：Kuber指數值的大小與伊利石結晶度呈反比。因此可以看出：淺部(61～87m)伊利石結晶度經歷了減小→不變→增大的變化；深部(190～213m)伊利石結晶度逐漸增大。這說明淺部流體的混合機制更為復雜，而深部的流體來源及混合相對比較單一。

對比短波紅外和XRD技術分別提取的伊利石結晶度，可以看出：二者提取出的伊利石結晶度變化特征具有一致性，散點圖中樣點分布形態相似(圖8)。因此，對于大范圍數據的獲取，短波紅外技術提取伊利石結晶度的研究具有數據連續、野外快速獲取的特點。

基于上述對短波紅外技術伊利石結晶度特征提取有效性驗證的結果，采用短波紅外技術測量礦區內主體沿NE向分布的A-A’剖面上15個鉆孔的巖心光譜特征，提取出伊利石IC值最大值為2.5，最小值為0.5，平均值為1.2，標準差0.37。采用Micromine軟件對提取出的伊利石及其結晶度變化進行空間展布(圖9)，可以看出：礦區內伊利石分布廣泛，IC值偏大，說明礦區中伊利石的結晶度不高。總體表現為從頂部(地表)向底部(鉆孔底板)結晶度逐漸降低的趨勢。

圖9 A-A’剖面伊利石結晶度變化(左)及空間分布(右)圖Fig.9 The figures show the drill holes in the A-A’ section with the different value of IC (left) and the illite spatial distribution (right)

4 討論

4.1 成礦元素分帶與蝕變分帶之間的關系

4.1.1 絹云母化帶

絹云母是礦區分布最為廣泛的蝕變礦物，在該蝕變帶中Cu、Mo是遷入元素，說明熱液溫度相對較高(Xomичeb and Xomичeba，1990；王藝云等，2017)，圍巖蝕變是在一種相對高溫的環境下形成了絹云母，但主成礦元素的Ag、Pb、Zn在該蝕變帶中均表現為遷出的特點，尤其是Pb、Zn兩種元素在該帶中遷出量較大，說明在這種相對高溫條件下，并不利于Ag、Pb、Zn元素的富集。

表4鉆孔BZK0022 XRD全巖分析礦物組成成分表

Table 4 The minerals composition analysis by XRD in drill hole BZK0022

序號深度(m)巖性石英伊利石黃鐵礦閃鋅礦方鉛礦長石菱鐵礦161火山碎屑巖(顆粒2mm)64.829.13.720.3263火山碎屑巖(顆粒2mm)64.429.14.120.5365火山碎屑巖(顆粒2mm)69.1262.12.50.4467火山碎屑巖(顆粒2mm)52.314.810.3211.5570火山碎屑巖(顆粒2mm)71.625.82.500672火山碎屑巖(顆粒2mm)62.137.9000779火山碎屑巖(顆粒5mm)61.236.42.400882火山碎屑巖(顆粒5mm)53.725.81.70018.7984火山碎屑巖(顆粒5mm)55.238.52.43.30.61087火山碎屑巖(顆粒5mm)67.729.62.70011190火山角礫巖(顆粒1cm)5429.32.400.31412193火山角礫巖(顆粒1cm)83.110.46.50013201火山碎屑巖(顆粒2～4mm)50.836.82.30010.214205火山碎屑巖(顆粒2～4mm)65.734.300015210火山碎屑巖(顆粒2～4mm)61.338.700016213火山碎屑巖(顆粒2～4mm)57.742.3000

4.1.2 絹云母-鈉云母-蒙脫石帶

絹云母-鈉云母-蒙脫石蝕變帶位于絹云母化帶之上，是流體溫度降低后形成的蝕變礦物組合。蝕變帶中部分絹云母分子結構發生了Tschermak替代，Siiv[Mg，Fe2+]vi=AlivAlvi，四面體和八面體之間的離子進行了配對交換(Yangetal., 2011)。分子結構中的Fe2+、Mg2+離子被Na+、Al3+離子所替代，部分絹云母轉變為鈉云母(郭娜等，2018a)。同時，部分凝灰巖在熱液作用下形成少量蒙脫石。帶內Ag表現為少量遷入，說明溫度降低后有利于Ag元素的富集；但Pb、Zn仍表現為遷出，說明在這種溫度條件下仍不利于Pb、Zn的富集。該蝕變帶中As元素表現為大量的遷入，由于As在氧化環境中溶解，在還原環境中沉淀(Scott, 2009[注]Scott H. 2009. Mineral mapping: Archean gold model. 1-38)，因此大量As的沉淀說明形成該蝕變帶的流體已經從一種相對氧化的環境轉變為相對還原環境。在這種相對還原的條件下，Cu、Mo表現為大量遷入，但尚不足以形成獨立礦體。

表5鉆孔BZK0022 Kuber指數計算結果表

Table 5 The computation result of Kuber index in drill hole BZK0022

序號 深度(m)Kuber指數序號 深度(m)Kuber指數1610.2582630.3223650.2624670.1925700.3096720.2167790.2348820.269840.29210870.242111900.261121930.305132010.258142050.288152100.221162130.253

4.1.3 絹云母-伊利石-蒙脫石帶

由于大氣降水與巖漿熱液的混合，絹云母發生KAl2[Al,Si]Si3O10(OH)2(絹云母)+nH2O=KAl2[Al,Si]Si3O10(OH)2·nH2O(伊利石)反應，形成大量伊利石，而部分伊利石原地交代絹云母、長石等礦物形成伊-蒙混層(金章東等，1999)。絹云母-伊利石-蒙脫石等主要蝕變礦物在空間上形成一定組合規律。該帶中Pb、Zn表現為大量遷入(圖7)，說明該蝕變帶是鉛鋅礦體的主要賦存空間。

4.1.4 絹云母-伊利石帶

該蝕變帶位于鉆孔巖心的上部，由于硅化相對減弱，大氣降水混入，在高滲透和高水/巖比環境下，流體攜帶溶質進行遷移，部分伊利石在異地直接從流體中結晶出來(金章東等，1999)，形成絹云母-伊利石蝕變帶。該蝕變帶中Ag表現為大量遷入的特點，而Pb表現為遷出，Zn少量遷入，因此斷定該蝕變帶是銀礦賦存的主要空間。

綜上所述，從鉆孔上部到下部，成礦元素富集與蝕變礦物相互依存的關系主要表現為：Ag(Pb、Zn)礦體+絹云母-伊利石帶→Ag、Zn(Pb)礦體+絹云母-伊利石帶→Pb、Zn(Ag)礦體+絹云母-伊利石-蒙脫石帶(圖10)。

圖10 蝕變分帶與成礦元素關系圖金屬元素分帶Fig.10 The relationship between alteration zone and metallogenic elements

4.2 礦體與伊利石分布、結晶度之間的關系

由于伊利石為含水絹云母，其光譜吸收特征與絹云母極其類似，其區別在于伊利石在1900nm 的吸收深度更大，因此利用巖心樣品的短波紅外測量特征光譜在1900nm和2200nm附近的光譜吸收深度求取伊利石結晶度IC值。IC值大小與伊利石結晶度變化呈現負相關關系，即IC值越大，伊利石結晶度越小。

從圖11可以看出：伊利石結晶度指數IC值的變化與礦體的關系非常密切，可作為深部找礦的依據進行礦體的預測：1)當IC<0.6時，無任何成礦元素富集；當IC≥0.6時，具有不同品位的Ag、Pb、Zn等元素出現；2)礦體與IC值位于[0.6,1.2]區間的伊利石共生，IC值過大(>1.2)或過小(<0.6)均影響成礦元素的富集；3)在0.6≤IC≤1.2的區間內，Ag的品位隨著IC值的增大而增大，但當IC≥0.9后，Ag的品位雖繼續增大，但樣品數量卻明顯減少；Pb、Zn的品位則隨著IC值的增大而減小。

以BZK0301為界，SW與NE向分布的伊利石及其結晶度變化在空間分布上具有明顯差異性。大氣降水自頂部混入， NE向伊利石顯示具巖漿熱液形成的絹云母被混合流體交代的特征, 因此該區域內礦體連續性和品質較好的原因可能與混合流體持續發生充填交代作用有關；SW向伊利石則是巖漿熱液直接交代絹云母所致，部分伊利石在熱液演化過程中結晶形成，成礦性較差。

4.3 成礦流體運移特征探討

Al-OH在短波紅外區間的特征波長位置變化能夠反映成礦環境的變化(Guoetal., 2017；Wangetal., 2017)，同時波峰吸收深度與成礦之間也存在一定關系(Yangetal., 2011)。絹云母(典型的Al-OH礦物)作為斯弄多礦區分布最為廣泛的礦物，可作為流體運移的特征指示。

圖11 礦體品位-伊利石IC指數變化關系圖Fig.11 The relationship map is about ore grade and IC index of illite

圖12 A-A’剖面Al-OH波長變化分布圖Fig.12 The figure shows the Al-OH wavelength on A-A’ section

圖13 熱液流體圍巖蝕變過程模式圖Fig.13 It shows the alteration progress formed by the fluid activity

提取研究區A-A’剖面15個鉆孔的Al-OH特征吸收波長值(2200nm附近)，利用反距離權重插值法IDW插值后(圖12)，得到以下特征：(1)NE-SW向剖面上(A-A’)，Al-OH波長值變化在鉆孔BZK0301的NE和SW向具有明顯的差異性。SW向，Al-OH波長從鉆孔下部向上部逐漸減小，表現為成礦熱液具有由下向上運移的特征(Tappertetal., 2013；Laaksoetal., 2016;郭娜，2016)；NE向，Al-OH波長變化相對復雜，具有不同流體的混合作用因素，來源于頂部的火山巖漿與深部熱液流體混合，導致該區內Al-OH波長變化在頂部和深部出現相向變化趨勢。頂部巖漿混合大氣降水向下滲入的過程中，Al-OH波長向短波方向移動；深部熱液向上運移的過程中，與圍巖發生作用產生的絹云母在溫壓逐漸降低的情況下，其波長也向短波方向移動。因此，BZK0301的NE向表現出更加明顯的不同來源流體的混合。(2)NE向區域內Al-OH波長變化比較復雜，原因在于：深部巖漿熱液向上運移過程中形成了交代長石等硅酸鹽礦物形成絹云母，而后，混合流體又交代圍巖形成了部分絹云母。巖漿熱液和大氣降水的混合，使得成礦物理化學條件發生變化，絹云母蝕變為鈉云母(圖13)；而BZK0301的SW向，熱液則主要為巖漿熱液，大氣降水混入的量不多，導致成礦性不好，Al-OH波長形成垂向上的有序排列。(3)從主礦體主要富集于BZK0301的NE向分析，成礦作用是不同來源熱液流體的混合作用致使了成礦物理化學條件的聚變，同時導致成礦物質快速沉淀，形成富銀鉛鋅礦體。

4.4 成礦作用及成礦環境探討

由于陸相火山巖的演化是一個長期的過程，不斷有火山巖和次火山巖活動及巖漿熱液的補充，形成絹云母等蝕變礦物。而巖漿熱液在淺部與潛水面附近大氣降水混合，導致流體溫度、壓力等劇降，流體也呈現出中性-偏堿性(pH值在6～8之間)，并發生沸騰作用，產生氣液分離，使得壓力陡增，進而發生隱爆角礫巖化，致使成礦物質快速沉淀，形成各種不同的蝕變組合。如此反復，可能成礦作用具有多次的流體混合作用，并形成多階段的成礦作用。

另外，長石等礦物蝕變形成絹云母、伊利石等，多余的SiO2可能形成玉髓、蛋白石等，斜長石中的Ca以及暗色礦物中的Fe、Mn等元素又可能形成菱鐵錳礦、菱錳礦、菱鐵礦、方解石等，在本篇論文中由于受短波紅外波譜區間識別能力的限制在本論文中不做過多探討。

5 結論

短波紅外技術與地球化學方法相結合能夠有效確定流體活動特征，探討元素遷移與蝕變分帶間的關系。

(1)斯弄多銀鉛鋅礦床的形成得益于流體的混合作用。從Al-OH的波長變化可以看出：與礦體關系密切的圍巖蝕變是巖漿熱液與大氣降水的混合作用所致，流體運移至淺部，形成低硫化型淺成低溫熱液特有的硅華和強硅化帶的屏蔽層，流體與圍巖之間進行了充分的物質和能量交換，物理化學條件的突變，成礦熱液發生多次沸騰，形成典型的低硫化淺成低溫熱液礦石。

(2)蝕變礦物組合、成礦元素具有明顯的分帶性。從深部到淺部蝕變帶表現為：絹云母化帶→絹云母-鈉云母-蒙脫石帶→絹云母-伊利石-蒙脫石帶→絹云母-伊利石帶，流體運移環境的變化形成了不同的蝕變礦物組合及成礦元素分帶，Ag主要賦存在絹云母-伊利石帶，Pb-Zn則主要賦存在絹云母-伊利石-蒙脫石帶。

(3)礦體的空間分布與伊利石IC值關系密切。伊利石的結晶度指數IC值決定了礦體與伊利石的依存關系，IC過大或過小都不利于礦化富集，礦體與IC值位于[0.6,1.2]結晶度的伊利石共存。

致謝感謝中國科學院遙感與應用研究所童慶禧院士對本文的指導和提出的建設性修改意見；感謝中國地質科學院礦產資源研究所唐菊興研究員、中國地質大學(北京)王瑞教授所提出的寶貴意見和中肯建議；感謝中瑞礦業對研究團隊在野外工作期間提供食宿方便和工作便利。