相山铀矿田西部深钻岩心成像光谱编录及蚀变分带特征

张川， 叶发旺， 徐清俊， 邱骏挺

(1.核工业北京地质研究院遥感信息与图像分析技术国家级重点实验室，北京 100029； 2.中国地质大学(北京)地球科学与资源学院，北京 100083)

0 引言

相山铀矿田是我国最大的火山热液型铀矿田，从发现至今已有50余a的勘查、开采和研究历史，但总体上看，研究对象大多集中在地表和500 m以浅的第一找矿空间。近年来，相山铀矿勘查工作开始着眼于攻深找盲，通过深部科学钻探，研究深部地质体的结构和性质，为开拓深部找矿第二空间提供科学依据。蚀变作为热液型矿床重要的找矿标志，对揭示热液活动及其演化规律、流体成矿作用过程具有十分重要的意义。当前，深部蚀变研究的传统方法主要以钻孔岩心为对象，通过岩心编录人员的野外观察和专业认识进行判识，具有一定的主观性和经验性。高光谱遥感是对地观测领域的前沿技术，在蚀变矿物精细识别方面具有独特的优势，已成功地应用于区域遥感地质调查的地表矿物填图中，在深部探测领域亦有广阔的应用空间和价值[1-5]。

国外在20世纪末已开始将便携式光谱测量仪应用在钻孔岩心矿物成分的识别方面[6-7]。21世纪以来，各国先后开发了岩心高光谱编录系统[8]，其中以澳大利亚联邦科学与工业研究组织研发的Hylogger岩心高光谱编录系统最为成熟，已成功地应用在西澳和南澳的多个大型金属矿床的钻孔岩心编录和蚀变特征分析方面[9-12]，在土壤和天然气方面亦开展了相关应用[13-14]。由于缺少仪器设备和数据源，国内在这方面起步相对较晚，胥燕辉等[15-16]利用美国ASD地面波谱仪对岩心光谱编录进行了初步探索; 修连存等[17]利用澳大利亚PIMA红外波谱仪开展了大量钻孔样品的波谱测试，验证了其有效性。近年来，通过从国外引进或自主研发设备，国内逐步开展了一些岩心高光谱扫描应用研究[18-20]。总体来看，目前在国内外钻孔岩心高光谱应用方面，以点测式光谱仪应用居多，定性研究为主，定量化程度相对偏低。与点测方式相比，成像光谱具有“图谱合一”的优势，蕴含了更为丰富的信息，获取的数据完备性更高，但由于其数据处理过程更为复杂，目前仍较少应用于钻孔岩心编录方面。笔者有幸获取了相山铀矿田科学深钻的全孔岩心成像光谱扫描数据，通过对该数据的处理，半定量或准定量提取岩心蚀变矿物信息进行编录，进而获得整个深钻的蚀变空间分布，通过分析其与铀矿化的关系，为研究相山深部热液铀成矿作用，指导深部找矿提供参考。同时，也能够为成像光谱技术的深部地质应用提供借鉴，在创新深地探测新技术方面亦具有一定的现实意义。

1 相山地质概况

相山铀矿田为一个火山盆地，大地构造位置位于赣杭构造火山岩成矿带的西南端，扬子板块与华南板块的结合部位。区内主要有NE向、NW向和NS向构造展布。地层方面，盆地的基底主要为中元古代变质岩系，出露在盆地北、东、南侧，盆地盖层为早白垩世的火山岩系，包括下白垩统打鼓顶组和鹅湖岭组，由陆相的酸性、中酸性火山熔岩、火山碎屑岩及少量沉积夹层构成，具体的分布如图1所示。区域内岩浆-构造活动复杂多变，具有多期次性，与成矿作用联系密切。已发现的铀矿床主要分布在盆地的西部和北部[21]。根据前人的研究，相山矿田与铀成矿作用有关的蚀变主要有水云母(即伊利石)化、赤铁矿化、绿泥石化、钠长石化、碳酸盐岩化和萤石化等，其中水云母化和钠长石化广泛发育在火山岩中。

1.白垩系； 2.下白垩统鹅湖岭组； 3.下白垩统打鼓顶组； 4.上三叠统安源组； 5.中元古界； 6.次花岗斑岩； 7.花岗斑岩； 8.花岗岩； 9.深钻位置

该区深钻位于相山西部的牛头山和河源背矿区交接处，NW向河源背—小坡断裂旁侧，区域上处于EW向基底断陷带与盖层断裂交汇部位，是相山西部找矿预测的有利位置。对该钻孔的研究，有助于进一步挖掘相山深部地质特征，探讨热液成矿环境。

2 数据获取与处理

2.1 岩心成像光谱数据获取

光谱数据获取采用挪威Norsk Elektro Optikk AS公司研制的Hyspex SWIR-320 m-e红外地面成像光谱仪，通过平行导轨推扫方式获取“图谱合一”的岩心高光谱图像，该成像高光谱仪在近红外—短波红外波长范围内具有256个连续波段，光谱分辨率约为6 nm，空间分辨率达mm级，具有“双高”分辨率的特点使得其对岩心面的光谱信息表达十分精细。其部分技术参数如表1所示。为了对获取的岩心高光谱图像进行反射率计算，在对岩心高光谱扫描的同时获取了标准板数据。

表1 Hyspex SWIR-320 m-e技术参数

2.2 数据处理

高光谱分辨率的岩心高光谱扫描图像对于精细探测岩心蚀变组分十分有利，岩心高光谱蚀变矿物填图有助于对岩心发育的蚀变矿物类型和空间结构特征进行全面了解。首先，通过传感器定标参数对钻孔岩心高光谱原始图像数据进行辐射定标； 然后，利用采集数据时同步获取的标准板高光谱数据建立经验回归模型，实现岩心图像的反射率光谱重建； 最后，通过主成分变换或最小噪声分离等技术，对之前处理累积的图像光谱维噪声进行滤除，得到用于蚀变矿物填图的岩心光谱反射率图像。具体技术流程如图2所示。在提取端元之前，根据高光谱矿物识别谱系[23]，对反射率数据进行特征选择和重采样，截取2 000 nm之后的波段。利用纯净像元指数(pixel purity index,PPI)法[24]和N-FINDR法[25]，从岩心高光谱图像中提取蚀变矿物端元作为矿物填图的基准。综合前人对相山地区蚀变类型的总结，由于钠长石和萤石在短波红外波段不具有特定的光谱特征，故无法识别，此次提取的蚀变矿物端元类别主要包括高岭石、地开石、伊利石、绿泥石和碳酸盐岩。

图2 岩心成像光谱蚀变矿物填图技术流程

图3为经过端元识别后提取的深钻岩心蚀变矿物端元光谱，主要的诊断性光谱特征识别标志如表2中所述。

图3 岩心蚀变矿物端元光谱曲线

表2 岩心蚀变矿物诊断性光谱特征识别标志

研究表明，伊利石位于2 200 nm附近的Al-OH吸收峰波长位置并不稳定，常伴随着伊利石晶格结构中Al含量的增加而向短波方向漂移[26-28]。漂移波长范围为2 195～2 220 nm，最大幅度可达近30 nm[29]。还有研究发现，伊利石的Al-OH波谱吸收位置与伊利石的结晶度有关，结晶度越大，Al-OH波谱吸收位置越偏向短波方向; 结晶度越小，越偏向长波方向[30]。对于相山地区的深钻来说，通过对提取的岩心矿物端元进行识别，发现其伊利石的Al-OH吸收位置基本上都位于2 200 nm之后。进一步对提取的大量伊利石矿物端元的Al-OH波谱吸收位置进行分析，发现可将其大致分为吸收中心波长位于2 200～2 210 nm附近和吸收中心波长位于2 211～2 220 nm附近的2类，将它们分别命名为短波伊利石和长波伊利石，前者相对富铝，结晶度相对偏大，后者相对贫铝，结晶度相对偏小。

获得了岩心蚀变矿物端元光谱之后，采用光谱角匹配(spectral angle mapping，SAM)技术[31]，结合阈值分割法，选择典型蚀变岩心段，通过不同阈值的反复对比试验和专家解译矿物的发育边界，获得各类矿物的最佳阈值，然后将每种矿物分割的区域转化为矢量数据，叠合于岩心图像之上，实现岩心蚀变矿物填图。由于高岭石和地开石大多伴生在一起，故将它们合并为一类。以矿化段为实例，填图结果如图4所示。

(a) 深度516～522 m (b) 深度1 049～1 052 m

图4 矿化段岩心蚀变矿物填图

从图4矿化段岩心蚀变矿物填图结果可以看出，图4(a)中的岩心深度范围为516～522 m，包含第1段铀矿化，提取的蚀变矿物类型主要包括短波伊利石、高岭石+地开石和碳酸盐岩； 图4(b)中的岩心深度范围为1 049～1 052 m，包含第2段铀矿化，提取的蚀变矿物类型主要包括短波伊利石、长波伊利石、绿泥石和碳酸盐岩。

2.3 岩心蚀变强度计算和编录

岩心蚀变矿物填图体现了“图谱合一”的成像光谱扫描相比单点光谱测量的优势，为岩心蚀变矿物的准定量化编录提供了一种新思路[32]。通过对分类后各个类别的像素进行统计，获得每种蚀变矿物的像素数； 再计算单位尺度上蚀变矿物像素数的占比，可获得每段岩心内的蚀变矿物相对含量，即

Cxy=nxy/Nx×100% ，x=1，2，3,… ，y=1，2，3,…，

(1)

式中：Cxy为第x单元段内第y种矿物的相对含量;x代表岩心段的统计单元编号;y代表提取的矿物种类编号；Nx为第x单元段的岩心图像总像素数；nxy为第x单元段提取的第y种矿物所占的像素数。

然后，依据钻孔深度绘制整个钻孔的蚀变矿物编录图。图5为此次深钻岩心高光谱编录与地质岩性、物探测井编录的综合对比结果。通过与地质编录和物探测井曲线进行综合对比，可见构造破碎带电阻率最低，蚀变发育也最强烈，钻孔整体的蚀变强度与电阻率基本呈负相关关系，这与地质规律是相符合的，也从另一个角度对岩心成像光谱编录的可靠性进行了印证。

图5 深钻岩心蚀变矿物相对含量编录与岩性、测井编录综合对比

3 结果分析

3.1 蚀变空间分带特征

与地质编录相比，成像光谱编录更精细地展示了整个钻孔垂向上各类蚀变矿物的分布，并且从半定量的角度反映了蚀变矿物在各个层位的发育强度。从图5可见，伊利石的规模最大，但短波伊利石和长波伊利石明显具有上下分带的特点； 高岭石和地开石主要发育在钻孔中部的构造(河源背—小坡断裂)破碎带附近； 绿泥石主要发育在钻孔的上部和深部基底，中部相对较弱； 碳酸盐岩在整个钻孔普遍均有发育，其中在第一段构造破碎带附近尤为强烈。从地层发育的角度，鹅湖岭组、打鼓顶组和基底的蚀变组合类型及强度有显著差异，其中，鹅湖岭组在构造破碎带上下亦具有不同的蚀变特征。根据成像光谱编录结果，结合地质编录资料，可将变质岩基底以上的蚀变划分为上、中、下3个带： 上带——构造破碎带以上(岩性为鹅湖岭组碎斑流纹岩)，以绿泥石化为主，蚀变矿物主要为绿泥石，含有少量短波伊利石、高岭石、地开石和碳酸盐岩，地质编录显示局部发育赤铁矿化、钠长石化和钾长石化； 中带——构造破碎带至组间界面以上(岩性为鹅湖岭组碎斑流纹岩及构造角砾岩)，伊利石化和高岭石+地开石化均十分发育，碳酸盐岩化在500～550 m附近强烈发育，蚀变矿物主要有短波伊利石、高岭石、地开石和碳酸盐岩，绿泥石较少，地质编录表明此段多处裂隙充填萤石和多金属硫化物(主要为黄铁矿)，发育石英、碳酸盐岩、萤石脉及其复合脉，局部发育弱的赤铁矿化和钠长石化； 下带——构造破碎带和组间界面以下(岩性为打鼓顶组流纹英安岩)，以伊利石化为主，碳酸盐岩化在基底界面附近稍强，蚀变矿物主要有短波、长波伊利石和相对偏少的绿泥石、碳酸盐岩，长波伊利石明显多于短波伊利石，地质编录显示大约1 000 m以深有逐渐增强的赤铁矿化和钠长石化发育。

3.2 蚀变与铀矿化的关系

深钻共揭露2段铀矿化段和2段铀异常段，铀矿化不具有地层选择性，上部鹅湖岭组和下部打鼓顶组中均有发育，铀矿化附近的测井电阻率表现为低阻，蚀变异常发育。

上部铀矿化位于517～520 m，在511～533 m内的构造破碎带内，角砾岩性为碎斑流纹岩，地质编录为整体发育中—强水云母(伊利石)化、萤石化，岩心照片如图6(a)和(b)所示，附近有浸染状黄铁矿发育，局部叠加钠长石化和赤铁矿化。岩心高光谱填图(图4(a))和编录图(图5)进一步揭示了其伊利石化主要为短波(富铝)伊利石，同时该段还发育强烈的高岭石+地开石化，呈团块状。碳酸盐岩化呈面状、脉状发育，地质资料表明裂隙中的脉状碳酸盐岩化多为后期充填。热液蚀变系统中，高岭石为一种低温粘土矿物，地开石为高岭石的同质异象矿物，形成温度略高于高岭石，两者均为高硫低温热液矿床泥化—高级泥化带的重要蚀变类型。伊利石为典型的低温蚀变矿物，常存在于泥化带的中间层中[33]。萤石一般形成于富氟火山热液活动，常与硫化物矿床有关。根据岩心成像光谱和地质编录的结果，构造带内的铀矿化附近表现为伊利石化+萤石化→高岭石+地开石化→伊利石化+萤石化，具有一定的高硫化矿床特征。

(a) 516 m处构造角砾岩 (b) 522 m处紫黑色萤石 (c) 1 050 m处碳酸盐岩脉 (d) 1 051 m处红化蚀变

位于构造破碎带之下的556～561 m为铀异常段，地质编录其为整体发育强烈水云母化蚀变，岩心高光谱编录表明该段发育短波伊利石叠加高岭石+地开石，亦具有泥化—高级泥化蚀变特征，应与上部铀矿化同属一个系列的蚀变带中。

下部铀矿化位于1 050～1 052 m，岩性为流纹英安岩，地质编录其整体发育红化，包括中—强钠长石化和赤铁矿化，裂隙中充填碳酸盐岩脉和一些星散状黄铁矿，岩心照片如图6(c)和(d)所示。矿化上部岩石整体发育中—弱水云母(伊利石)化。岩心高光谱填图(图4(b))和编录图(图5)显示铀矿化上部的伊利石以短波伊利石为主，少量长波伊利石，矿化段绿泥石化亦十分发育。绿泥石为一种中、低温蚀变矿物，是由含Fe和Mg组分的围岩或热液交代蚀变形成，流纹质英安岩青磐岩化带中亦常出现绿泥石。钠长石化为一种碱质交代作用，青磐岩化岩石中也常出现钠长石。赤铁矿化为一种中、低温热液蚀变，与钠长石化均为碱交代型铀矿床的典型特征。根据岩心成像光谱编录和地质编录的结果，深钻下部铀矿化附近表现为伊利石化→赤铁矿+钠长石化→绿泥石化，具有低硫、泥化-青磐岩化蚀变特征。

1 022～1 024 m段铀异常部位地质编录显示存在一些多金属硫化物和碳酸盐岩复合脉，成分主要为方铅矿、闪锌矿和黄铁矿，稀疏浸染状分布，岩心高光谱编录表明该段发育有短波伊利石为主的伊利石化，可能与铀异常有关。

综上所述，深钻上、下部铀矿化具有明显不同的蚀变矿物组合特征。但在矿化段附近发育的水云母化均以短波(富铝)伊利石化为主，这与国外在铜、金矿床和金属硫化物矿床研究发现的规律相类似[34-36]。钻孔地质编录表明： 短波伊利石发育段多为中—强水云母化带，岩石易破碎，完整性较差，为酸性蚀变带(萤石-水云母化带)； 长波伊利石多表现为中—弱水云母化，岩石完整性较好，蚀变强度相对较弱，附近多碱性蚀变(赤铁矿-钠长石化带)。可见，深钻下部的长波伊利石蚀变性质有所不同，可能为不同期的伊利石化。根据陈光远等[37]的研究，此次高光谱编录的蚀变矿物对应的PH由酸到碱依次为： 地开石、高岭石、伊利石、绿泥石、碳酸盐岩。空间上来看，深钻上部构造破碎带短波伊利石与高岭石、地开石的相关性较高，长波伊利石主要位于下部。综合上述现象，可推断短波伊利石对应的PH相对更偏酸性，而长波伊利石相对更偏碱性。

前人研究表明，相山地区存在以酸性蚀变(萤石、水云母等)主导的铀矿化和碱性蚀变(钠长石、赤铁矿等)主导的铀矿化，具有不同期次、不同性质的成矿流体，前者品位高于后者[38]，这与此次深钻编录的上、下2段铀矿化及蚀变矿物类型相对应，物探资料亦表明上段的铀品位略高于下段。并且，下段铀矿化不仅与碱性的钠长石、赤铁矿有关，亦可能与短波伊利石有关。因此，对于相山地区的水云母化和铀矿找矿来说，应更加关注偏酸性的短波伊利石，尤其是与萤石、地开石等强酸性蚀变相关联的部位，而长波伊利石与铀成矿的关系可能并不大。

对于铀矿化段附近存在不同程度的酸性、碱性蚀变叠置现象，根据地球化学障理论，酸碱度变化可能伴随着氧化还原性质以及温压条件的改变，有利于金属矿物富集沉淀[39]。但这是针对同一期成矿流体而言，相山热液流体活动具有多期性特点，因此，这是否为地球化学障存在的标志，还需要结合更多的地球化学数据来进一步论证。

3.3 成因及流体演化分析

从深钻的酸性、碱性蚀变空间分带特征来看，整个钻孔总体具有上酸、下碱的特点，这是相山深部流体作用演化的结果。前人研究表明，相山地区深部发生了碱交代作用，根据不同的元素交代类型分为钠交代和钾交代[40]。由于绿泥石、碳酸盐岩之类的矿物经常出现在钾、钠交代作用的矿物共生组合里，该区钻孔普遍发育的绿泥石和碳酸盐岩反映了深部普遍的碱交代作用。然而，目前相山地区钠交代和钾交代的时间和空间关系尚无定论[41]，此次编录识别出短波和长波伊利石的不同分带特征在一定程度上提供了新的线索。由于铝在碱性介质作用条件下容易从原岩中萃取出来，钻孔下部发育长波(贫铝)伊利石和上部发育短波(富铝)伊利石的特征，反映了下部总体为偏碱性的流体环境，而上部总体为偏酸性的流体环境。众所周知，Na+比K+的碱性更强，因此对Al的萃取能力相对更强，空间分布下-长波(贫铝)伊利石、上-短波(富铝)伊利石可能反映了碱交代的先钠交代、后钾交代的过程，而根据地质编录显示的钻孔下部的钠长石化强于上部也印证了这个推测。云母化实际就是钾交代，长波向短波伊利石转化伴随着钾交代的过程，在交代作用进行的同时，溶液中H+的浓度逐渐增加，后期就有了酸交代产生，高岭石+地开石的大量存在反映了酸性流体活动，有萤石化伴生说明还有富氟流体参与作用，并且在先碱后酸的作用下，产生于后期并叠加于早期碱交代产物之上，这与岩心地质编录中显示的一些地质特征是相符的，附近出现铀矿化反映了矿酸同步迁移、同步定位、同场共聚的特征。深钻中上部517～520 m铀矿化的铀含量高于下部1 050～1 052 m，而上部钾交代和酸性流体作用产生的蚀变明显强于下部，这也从侧面反映了铀是伴随钾交代和酸性流体活动的加强而逐渐富集。因此，该地区深部流体作用基本上是按照钠交代→钾交代→酸交代的先后顺序进行，由于热液活动的多期性，中间会有一些穿插和叠加，但总体的演化规律大致如此。

4 结论

利用岩心成像光谱数据开展了相山铀矿田西部深钻岩心蚀变矿物填图和编录工作，通过对编录结果的综合分析，深化了对该地区蚀变矿物空间分带的新认识，为相山深部铀成矿蚀变及流体演化规律的研究提供了重要参考，主要结论如下：

1)通过与地质、物探编录结果的综合对比，表明成像光谱编录具备可靠性。岩心成像光谱编录不仅能够有效地提取岩心表面的蚀变发育情况，还能对整个钻孔的蚀变强度进行准定量化的编录，从而更直观、形象地表达整个钻孔的蚀变空间分带特征，同时又弥补了传统地质编录在矿物精细识别方面的不足；

2)深钻岩心成像光谱编录结果反映了相山深部蚀变具有分带性，不同波长特征的2类水云母(伊利石)化亦具有不同的分带特点。短波伊利石分布偏上，带内伴生高岭石+地开石、萤石等，形成于相对偏酸性的流体环境，与铀矿化密切相关； 长波伊利石分布偏下，形成于相对偏碱性的流体环境，与铀矿化关联性不明显；

3)深钻的高光谱蚀变分带特征反映了相山深部碱交代作用不同时期、不同阶段的演化过程，并具有先钠后钾、先碱后酸的特点，深部流体作用的总体演化规律基本按照钠交代→钾交代→酸交代的过程，后期钾交代和酸性流体的活动进一步促进了铀矿化的富集。以上研究为相山深部进一步的找矿勘查提供了一定的借鉴和参考。