基于短波红外勘查技术的西藏甲玛铜多金属矿热液蚀变矿物分布模型研究

郭 娜, 郭 科, 张婷婷, 刘廷晗, 胡 斌, 汪重午

1)数学地质四川省重点实验室, 四川成都 610059;2)成都理工大学, 四川成都 610059;

3)中国地质科学院矿产资源研究所, 北京 100037

基于短波红外勘查技术的西藏甲玛铜多金属矿热液蚀变矿物分布模型研究

郭 娜1,2), 郭 科1,2), 张婷婷3), 刘廷晗2), 胡 斌2), 汪重午2)

1)数学地质四川省重点实验室, 四川成都 610059;2)成都理工大学, 四川成都 610059;

3)中国地质科学院矿产资源研究所, 北京 100037

甲玛铜多金属矿是西藏冈底斯中段东部取得找矿突破的超大型矿床。通过短波红外测量, 确定了矿体中热液蚀变矿物主要有白云母、绿泥石、黑云母、硬石膏、高岭石、地开石、黄玉和方解石。白云母与铜多金属矿化的关系密切, 矿体厚度与贫铝白云母的样本数具有正相关关系, 代表钾化带的黑云母分布趋势显示甲玛矿体的热源中心位于 ZK2416-ZK3216一线以北的位置, 富镁绿泥石分布在贫铝绢云母的外侧,与贫铝绢云母具有相同的热源中心指示意义。分布模型中缺少多硅白云母, 显示矿区成矿的热源中心较深,因此作为剥蚀程度比较浅的甲玛斑岩系统而言, 外围找矿潜力大。

短波红外技术; 甲玛铜多金属矿; 热液蚀变矿物分布模型

从 20世纪 80年代初, 人们就开始利用可见光到近红外以及短波红外的谱段进行蚀变矿物信息的识别, 该项技术对于新资源的发现具有极其重大的意义(Hauff et al., 1989; Herrmann et al., 2001; Van Ruitenbeek et al., 2005)。红外辐射能够引起热液型矿物结构中的水或羟基的阴离子O-H键发生强烈振动(Farmer, 1974; Hunt et al., 1979; Clark et al., 1990)。利用便携式红外光谱仪能够在野外进行热液蚀变矿物填图, 并可在短时间内获得蚀变矿物的空间分布变化特征(Yang et al., 2000)。在蚀变矿物信息的识别上, 红外光谱技术发展迅速, 并在国外已经有了比较广泛的应用(Roache et al., 2011; Bierwirth et al.,2002; Pontual et al., 1985; Yang et al., 1998)。

高光谱技术在中国的应用仍然处于起步阶段,2002年9月和2003年9—10月中国地质调查局发展研究中心对新疆土屋铜矿和云南普朗铜矿进行了大量的光谱测试工作, 获得了矿物识别的数据信息(连长云等, 2005a, b); 2009年, 紫金矿业利用短波红外技术在紫金山矿区发现外围泥化带中可能存在的深部矿体(祁进平, 2011)。2011年, 中国黄金集团委托作者采用短波红外技术开展甲玛铜多金属矿的外围找矿实践, 在建立矿区剖面尺度高光谱遥感勘查模型的基础上, 对矿区外围数百平方千米范围开展大比例尺的深部预测工作, 取得了一定的成效。本文主要是基于短波红外技术, 开展矿区剖面尺度的蚀变矿物分布特征的研究, 从而建立基于短波红外技术的勘查模型, 为外围找矿指明方向。

1 地质概况

甲玛矿区出露地层主要为被动陆缘期的碎屑-碳酸盐岩隙, 包括上侏罗统多底沟组(J3d), 下白垩统林布宗组(K1l)及少量第四系。矽卡岩型矿化产于岩体与上侏罗统多底沟组接触带的附近, 以及和岩浆热液导通的多底沟组和林布宗组的层间构造带, 角岩型矿化主要发生于下白垩统林布宗组角岩中, 斑岩型矿化产于二长花岗斑岩中(唐菊兴等,2009)。

火山岩集中分布在墨竹工卡以南的甲玛-班禅牧场-沃卡一带中侏罗叶巴组地层中(钟康惠等,2012), 为一个东西向狭长状喷发中心, 该带东西长约120 km, 出露宽约4～10 km。喷发中心在甲玛一带, 向东、西厚度和宽度减小并歼灭。

矿区蚀变发育, 可见矽卡岩化、角岩化、绢云母化、硅化、大理岩化、绿帘石化、绿泥石化及碳酸盐化及泥化, 其中以矽卡岩化、角岩化、绢云母化、硅化、大理岩化为主, 碳酸盐化和泥化为后期蚀变, 不同程度叠加于其他蚀变之上。侵入体中的蚀变以钾硅化、黄铁绢英岩化等(唐菊兴等, 2011)。

2 短波红外样品测试与方法应用

本次工作使用的是美国 GER公司生产的便携式地物光谱仪SVC HR1024。SVC HR-1024能够在整个VIR-NIR-SWIR领域内获取最高的光谱分辨率(SVC1024操作手册)。为了更好地研究矿区剖面尺度的蚀变矿物分布特征, 建立基于短波红外技术的勘查模型, 针对一个十字剖面的主要钻孔岩矿心进行短波红外的光谱测量(图 1), 该十字剖面包括 16号勘探线及与之垂直的各钻孔构成的横剖面。在高光谱样品测量时采用仿太阳光光源在室内进行样品的测量, 这避免了大气辐射及天气变化的影响。测量时, 对每一段岩心进行清洗、晒干, 避免因其他物质对短波红外的光谱反射、吸收等对蚀变矿物的光谱反应造成干扰。并对高光谱测量的位置进行标注,对测量点所在位置的岩性特征进行描述, 以建立地质信息与高光谱信息的对应分析。

图1 钻孔样品分布十字剖面示意图Fig. 1 Distribution of cross section composed of drilling samples

表1 钻孔高光谱短波红外测量采样信息表Table 1 Sampling information of shortwave measurement

SVC1024便携式地物波谱仪测量的数据格式为.sig, 这与 ENVI波谱库中的光谱曲线格式一致,因此将所有地物波谱数据转入ENVI中, 利用ENVI的高光谱分析模块建立.hdr格式的光谱数据库。然后通过澳大利亚的TSG软件导入.hdr波谱库, 完成对数据的成功转换。蚀变矿物信息的解译通过TSG完成, 主要利用光谱匹配分析的方法进行。由于矿物中一些元素含量的变化会造成该矿物中心吸收波长的移动, 一般情况下, 中心吸收波长会左右偏移20 nm左右, 例如绢云母族矿物, 在富铝条件下中心吸收峰可偏移至2190 nm, 贫铝时偏移至2225 nm。因此选取20 nm变化范围内的中心波长位置进行波谱曲线的匹配分析, 找寻特征吸收峰, 从而确定矿物种类及其分布。绢云母的解译主要针对 2200 nm的特征波峰进行解译, 但由于绢云母中铝含量的变化, 可使其中心波长左右移动, 例如钠云母(富铝绢云母)的特征吸收峰位于2190 nm, 多硅白云母(贫铝绢云母)的特征吸收峰位于2225 nm; 绿泥石的解译考虑到含镁绿泥石的吸收峰向短波方向移动至2240 nm, 含铁绿泥石的吸收峰向长波方向移动至2265 nm, 因此, 在进行矿物识别时不能够仅仅注意到标准矿物2250～2260 nm之间绿泥石的特征吸收峰; 黑云母的吸收谱段与绿泥石极为接近, 富镁黑云母在2385 nm有一个次级吸收峰, 可作为与绿泥石区分的一个标志; 石膏的特征吸收峰位于1940 nm;高岭石的特征吸收峰位于 2165 nm; 地开石的特征吸收峰位于 2185 nm; 黄玉的特征吸收峰位于2086 nm; 碳酸盐的特征吸收峰位于2320～2340 nm。

3 结果与解释

3.1 蚀变矿物种类与分布

(1)绢云母

绢云母族矿物按照铝含量的贫富分为多硅白云母(贫铝)、白云母(中等)和钠云母(富铝)。钻孔中绢云母族矿物的吸收峰位于2196～2210 nm之间, 可确定该区间的波谱吸收主要是由于白云母对短波红外的吸收造成Al-OH原子间的振动所引起的。受含铝量的影响, 吸收峰会向长波或短波方向移动, 作者按照白云母吸收峰波长位置的变化, 在地质剖面A-A’和 B-B’上(图 2)划分出了富铝白云母(2196～2200 nm)和贫铝白云母(2200～2210 nm)(图3)。

发现A-A’剖面的贫铝白云母主要集中在钻孔深部和其北部的钻孔中, B-B’中的贫铝白云母主要集中在东部, 在垂向上没有明显的变化规律。A-A’与B-B’的交点 ZK1616中至少识别出 2期岩浆侵入活动(图4), 斜长石基本受到绢云母化。在ZK1616中明显看到岩浆的两次侵入活动造成不同深度白云母中含铝量(波长)的变化。热液流动过程中温度逐渐降低, 白云母中的含铝量也逐渐增加。因此可以得知贫铝绢云母位于斑岩系统绢英岩化带的内带, 向浅部白云母的含铝量逐渐增多。从A-A’、B-B’两个剖面白云母普遍发育程度可知, 甲玛钻孔中的蚀变矿物主要为斑岩蚀变系统绢英岩化带的白云母, 作为一个剥蚀程度比较浅的斑岩系统而言, 应当具有一套完整的蚀变矿物分布, 而位于绢英岩化带内带的多硅白云母在钻孔中缺失, 说明在甲玛外围仍然存在巨大的找矿潜力(郭娜等, 2010)。

(2)绿泥石

图2 甲玛铜多金属矿床地质图与成矿元素分布图(唐菊兴等, 2010)Fig. 2 Geological map of the Jiama(Gyama) Cu polymetallic ore deposit, showing the distribution of metallogenic elements(after TANG Ju-xing, 2010)

绿泥石中含有 Fe、Mg数量的差异会导致不同的波谱吸收特征, 钻孔中的绿泥石吸收特征主要位于波长2242～2264 nm之间。富铁绿泥石的吸收谷一般在 2265 nm, 而富镁绿泥石的吸收谷一般在2250 nm(Scott et al, 1998)。按照2250 nm和2260 nm的阈值对钻孔岩矿心含有的绿泥石进行测量, 发现岩矿心中以富镁绿泥石和铁镁绿泥石为主, 钻孔深部以镁绿泥石为主, 说明属于斑岩系统青磐岩化带中靠近热源的内带产物, 越向外则含镁量减少含铁量增加。在纵横剖面的分布中, ZK1616, ZK1609,ZK1620、ZK1614, ZK2416, ZK1519等均表现出不同镁铁含量绿泥石的交替变化(图5), 这都是岩浆多期活动的表现。绿泥石主要分布在角岩型矿体中, 而在矽卡岩型矿体中分布很少。

(3)黑云母

黑云母是与斑岩铜矿化有关的钾质蚀变的代表性矿物。黑云母中包含物质不同, 其波长也会发生偏移, 富铁黑云母在2255 nm和2345 nm处具有两个明显的吸收峰, 随着镁含量的增加, 这两个特征吸收峰的波长会迅速变短, 另外, 在 2385 nm处会有一个明显的次级吸收峰。在黑云母信息的提取中,采用2385 nm的次级吸收特征提取信息, 可避免与其它蚀变矿物混淆。结果发现, 钻孔中分布的黑云母比较广泛, 但是在钻孔中的含量却相对较低,A-A’剖面中黑云母的相对含量高值位于 ZK1616角岩与矽卡岩的接触部位, ZK1618的钻孔底部; B-B’剖面中黑云母相对含量高值位于ZK816-ZK1616一线中角岩与矽卡岩的接触部位(图6)。这表明钾质蚀变在研究区是比较重要的一次热事件, 鉴于其含量不高, 说明广布的黑云母并非钾化带的黑云母产物。

图3 十字剖面钻孔贫铝、富铝白云母分布图Fig. 3 Cross section of Al-rich and Al-poor muscovite distribution

图4 ZK1616绢云母分布图Fig. 4 Distribution of sericite in ZK1616 drill hole

(4)泥化

在泥化蚀变矿物的处理中, 主要提取了高岭石、地开石以及黄玉。黄玉在钻孔中的分布极少, 按照蚀变矿物结晶时的温度变化可知, 黄玉属于高级泥化带中靠近热源的泥化物质, 它的出现对于斑岩矿体形成的热源中心位置有一定的指示意义。A-A’中黄玉出现在 ZK1617中, B-B’中黄玉出现在ZK2416中, 位置处于ZK1616的北东方向。高级泥化带分布在蚀变带的上部, 位于高级泥化带内带的黄玉出现在 ZK1616的北东方向, 这说明斑岩矿体的热源中心位于ZK1616的北东方向(图7)。这与斑岩体热源中心处于厚大角岩出现的ZK3216-ZK3218一带的位置推断大致吻合(王登红等, 2011; 应丽娟等, 2010; 王葳平等, 2011)。泥化蚀变特征比较明显地集中在0线-32线之间, 这也是甲玛矿体比较厚大的位置, 说明甲玛矿体主要存在于泥化带当中。

(5)硬石膏

图5 十字剖面绿泥石分布图Fig. 5 Cross section of chlorite distribution

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

图7 十字剖面泥化蚀变分布图Fig. 7 Cross section of argillization distribution

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

岩浆硬石膏是指从硅酸盐熔体中直接结晶的硬石膏, 在岩浆体系中与硅酸盐熔体达到平衡, 具有典型的岩浆成因。岩浆硬石膏的发育, 标志着含矿岩浆具有富 S、富水、高氧化性的特性。剖面上硬石膏分布较多, 主要存在于花岗斑岩、接触带角岩、矽卡岩内。硬石膏分布广泛, 说明甲玛铜多金属矿的成矿母岩浆具有富 S、高氧逸度的特征。这一点与西藏驱龙斑岩铜矿具有非常相似的特点(肖波等,2009; 杨志明等, 2008)。ZK1616和ZK2410出现硬石膏的相对含量高值(图8), 表明该处距离斑岩热源的距离比较近。

3.2 蚀变矿物分布模型量化分析

(1)钻孔岩矿心中普遍发育白云母, 从波长吸收峰的移动可看出其中富含铝的变化。贫铝白云母在斑岩成矿蚀变带的分布中更靠近热源。采用三次多项式模型拟合钻孔中白云母的中心吸收波长, 从图9(1)A-A’中可以看出白云母的波长由南向北逐渐增大, 至 ZK1614-ZK1615处波长达到最大值, 即含铝量最少; 再向北白云母中的含铝量又逐渐增加, 但是整个纵剖面中北部更靠近热源(北部波长值较南部大); 从深度分布看, 白云母中铝含量具有向深部逐渐减少的趋势。从图 9(1)B-B’中可以看出向东白云母的波长呈现出先减小后增大的趋势, 在ZK1916含铝量最大, ZK2416-ZK3216之间含铝量最少。说明 ZK1916处于甲玛矿体斑岩热液蚀变带的外带, 而 ZK2416-ZK3216的中间位置最接近热源;从深度分布看, 总体呈现出向深部铝含量减少的趋势, 表明斑岩热源位于深部。ZK1614、ZK1615、ZK2416、ZK3216钻孔岩心中绢云母含铝量低, 在地理位置上处于北西-南东向一条线上, 因此大致可以确定斑岩热源位于这三个钻孔的深部, 该处也是甲玛矿体斑岩绢英岩化带接近钾化带位置。

(2)黑云母是斑岩成矿蚀变分带中钾化带的蚀变矿物。将黑云母对短波红外的吸收深度作为矿物相对含量的指标进行分析, 通过趋势分析发现黑云母在A-A’和B-B’剖面中的含量变化趋势明显(图9(2)):图中黑云母的含量变化均比较小, A-A’剖面中北部ZK1622处达到一个小的峰值, B-B’剖面中东部ZK2416-ZK3216之间达到一个小的峰值。说明甲玛矿体的热源在东西方向位于 ZK2416-ZK3216之间的位置, 南北方向位于ZK2416与ZK3216以北的位置。因此 24号勘探线与 32号勘探线以 ZK2416和 ZK3216为界, 其北部的钻孔中蚀变矿物含量及其纵深分布的研究极为重要。从深度上的黑云母含量分布来看, A-A’和 B-B’剖面都呈现出向深部逐渐增多的趋势, 这与白云母的研究结果是相符的。

(3)绿泥石中富含 Mg、Fe量的不同导致对短波红外的不同吸收特征显示, 根据蚀变矿物种类分析中发现镁绿泥石与贫铝绢云母都具有流体温度的指示意义。因此, 对解译出的绿泥石与白云母做相关性分析, 发现二者相关性极强(图10A)。本文通过计算马氏距离, 利用距离值做出一系列同心圆结构图,发现绿泥石和白云母样本主要位于内部的同心圆当中, 说明二者相关性极强。这种极强的相关性通过线性特征拟合发现随着白云母中铝含量的减少, 绿泥石中的镁含量减少, 铁含量增加(图10B)。说明白云母与绿泥石这两种蚀变矿物能够指示流体温度的变化趋势, 对蚀变带的划分具有重要的指示意义。从趋势分析图中(图9(3))可以看出, A-A’剖面中绿泥石的含镁量向北呈现出增加的趋势, 在 ZK1617处达到最大含镁量, 说明此处距离斑岩体热源最近。在深度变化上呈现出含镁量先增大后减少再增大的趋势, 说明该剖面至少经历过两次岩浆的侵入活动,这与白云母的分布也是完全一致的。B-B’剖面中绿泥石的镁含量至 ZK1616处达到最大值, 深度上呈现出镁含量先减少后增大的趋势, 说明 B-B’横切青磐岩化带, 两次岩浆侵入活动造成绿泥石铁、镁含量的波浪式变化。

(4)硬石膏在 A-A’剖面中向北呈现出含量逐渐增大的趋势, 在横剖面中没有明显的变化。硬石膏在钻孔中的含量整体比较低, 在ZK1615-ZK1624中出现硬石膏的高含量样本, 证明该处是比较接近热源的位置(图9(4))。

(5)从白云母、绿泥石、黑云母及硬石膏的分析中可以看出, 甲玛矿体的斑岩体中心热源应该位于ZK2416-ZK3216一线的北部, 矿体中至少经历过 2次岩浆侵入。A-A’和B-B’两个剖面能够很好地展示蚀变带的分布状况, 由于矿物识别时发现矿体与泥化程度具有直接的相关关系, 因此选取斑岩体附近具有黄玉样本的ZK1617和ZK2416进行泥化蚀变矿物的相关量化分析, 从而得出矿体与泥化蚀变强度的关系。从图11中可以看出, 蚀变强度与矿体品位、厚度呈现正相关关系, 在钻孔底部矽卡岩型矿体中解译出的泥化蚀变矿物很少甚至没有, 主要是由于矽卡岩属于高温气液条件下的接触变质岩, 热液蚀变矿物很难形成, 除非具有后期的叠加作用, 才可能存在蚀变矿物。因此, 热液蚀变矿物的强度与矽卡岩型矿体的厚度无法做比对分析。在角岩型矿体中可明显看到黄玉存在的位置其矿体品位较高, 高岭石、地开石相对蚀变强度比较大时, 矿体品位较高。

图9 蚀变矿物分布趋势分析Fig. 9 Trend analysis of altered minerals

图10 绿泥石与白云母关系分析图Fig. 10 Relationship between chlorite and muscovite

图11 泥化蚀变矿物与矿体对比分析图(单位: 地开石、高岭石、黄玉、Cu、Mo为%; Au、Ag 为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)

图12 热液蚀变分带模型(据Seedorff et al., 2005)Fig. 12 Zonation model of alteration(after Seedorff et al., 2005)

4 甲玛热液蚀变分带模型

根据钻孔中蚀变矿物的类别及其分布, 作者引用传统斑岩铜矿蚀变分带模型(Seedorff et al., 2005),将特征钻孔按照其蚀变矿物分布特征及其位置展布在斑岩铜矿的传统模型之上(图 12), 说明甲玛矿体的斑岩蚀变分带特征及其深部找矿方向。同时, 根据甲玛目前 A-A’和 B-B’剖面的蚀变矿物分布规律,将两个剖面的蚀变矿物按照其位置特征进行连接,得到在两个剖面中的蚀变矿物分布模型(图 13)。模型说明在甲玛铜多金属矿中, 剥蚀程度较浅, 蚀变矿物种类齐全, 蚀变分带特征明显, 各蚀变带中矿物分布规律如下:

(1)钾化带: 矿物组合以黑云母、硬石膏为主,后期叠加贫铝白云母、富镁绿泥石、高岭石、碳酸盐等蚀变矿物。该带代表了热液系统主要的流体源区。黑云母发育于 ZK1616以北至 ZK1626海拔4500～4700 m、ZK1616以东至ZK4016海拔4400～4500 m; 硬石膏发育于 ZK1616-ZK1617附近海拔4700 m左右。弥散状的黑云母往往形成于成矿的早期, 范围主要局限于钾硅化带中, 之后, 钾化带被后期的绢英岩化作用叠加改造, 因此常见贫铝白云母和富镁绿泥石。

图13 剖面蚀变分带图Fig. 13 Alteration zonation along the section

(2)绢英岩化带: 蚀变矿物以白云母为主, 近岩体以贫铝白云母为主, 向外逐渐过渡至白云母、富铝白云母。其中白云母分布范围最为广泛, 是钻孔中绢英岩化带的主要蚀变矿物。该带分布范围较广,位于钾化带的上部。

(3)泥化带: 矿物组合以高岭石、地开石和黄玉为主, 中间分布有镁铁绿泥石、白云母和碳酸盐。黄玉处于最接近热源的位置, 依次向外分布地开石、高岭石等, 矿体主要产生于泥化带当中。

(4)青磐岩化带: 矿物组合以绿泥石、碳酸盐为主。其中绿泥石以铁镁绿泥石为主, 并向铁绿泥石逐渐过渡。碳酸盐分布极为广泛。

5 结论

(1)本次工作利用短波红外技术识别了甲玛铜多金属矿钻孔中的绢云母、绿泥石、黑云母、硬石膏、高岭石、地开石、黄玉及方解石等蚀变矿物。确定出甲玛矿床绢英岩化带以白云母为主, 其中贫铝白云母主要分布在钻孔深部及矿区的北东方向, 说明甲玛斑岩体的位置处于矿区的北东方向, 贫铝白云母属于绢英岩化带的内带产物; 富镁绿泥石分布在贫铝白云母的外围, 与富铝白云母共存, 属于青磐岩化带中靠近热源的蚀变矿物; 钻孔中广布黑云母,并且主要存在于角岩当中, 说明岩浆活动伴随着热流体活动, 首先形成黑云母化或角岩。从黑云母的相对含量来看, ZK1616附近钻孔底部的黑云母含量高、颗粒大, 属于钾化带的产物; 硬石膏在钻孔中分布广泛, 说明黑云母化沿裂隙对原岩的暗色矿物和长石进行选择性交代, 形成了局部还原性环境, 这为硫化物的沉淀提供了有利的物理化学环境; 泥化带以高岭石、黄玉和地开石为主, 在矿体比较厚大的部位泥化程度比较强, ZK1617和ZK2416中的黄玉样本属于高级泥化带中靠近斑岩体热源的泥化蚀变产物。

(2)甲玛矿床蚀变模型具有一套完整的蚀变矿物分布组合, 其中钾化带主要位于ZK1616附近, 蚀变矿物以高含量的黑云母及硬石膏为主; 绢英岩化带位于钾化带的顶部, 蚀变矿物从贫铝白云母、富镁绿泥石为主逐渐过渡到富铝白云母及富铁绿泥石;泥化带以高岭石、地开石和黄玉等蚀变矿物为主,ZK1617和ZK2416是泥化带中比较靠近斑岩体的钻孔; 青磐岩化带位于甲玛斑岩系统的外围, 主要蚀变矿物由富镁绿泥石逐渐过渡到镁铁绿泥石、铁绿泥石。

(3)本次研究比较系统地分析了热液蚀变矿物的分布及其特征, 对甲玛矿物蚀变带分布进行了细致的划分, 建立了热液蚀变分带模型。这对深部隐伏矿体的寻找具有重要的借鉴意义。证明了短波红外技术在矿产资源勘查中具有重大的作用, 是岩心编录中能够准确进行蚀变带划分的一项重要技术。

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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

本文由国家973项目(编号: 2011CB403103)、青藏专项(编号: 1212010012005)和中央公益性行业科研专项(编号: 200911007-02)联合资助。

2012-05-31; 改回日期: 2012-06-20。责任编辑: 张改侠。

郭娜, 女, 1979年生。讲师, 博士研究生。主要从事地球探测信息技术及3S找矿预测研究。E-mail: guona06@cdut.cn。