赣南地区是中国W-Sn-Cu-Ag-Pb-Mo-Bi-U-REE等多金属成矿带的重要组成部分（吴德海等，2019；徐先兵等，2021；张熠阳等，2022），处于南岭东西构造带东段与武夷山隆起褶皱带西侧接壤部位，钦杭结合带以东，华南大陆之华夏板块中南部（图1a），素有“世界钨都”、“稀土王国”之称（王登红等，2007）。区内多期次的构造岩浆运动促进了含矿流体的运移，形成了多个以钨矿为主的多金属矿集区（刘善宝等，2008；方贵聪等，2017）。近些年来，随着前人对赣南地区进一步研究，在各矿集区内发现了众多中小型以上规模的铜多金属矿床，包括见龙铜钨矿、小坑铜矿、青龙山铜矿、红山铜矿等（周济元等，1999；苏慧敏等，2010；彭琳琳等，2019；杨斌等，2020；刘建伟等，2022），表明赣南地区寻找铜矿资源的潜力巨大。

铜作为重要的战略性有色金属，分布广泛，主要集中于环太平洋、特提斯-喜马拉雅、古亚洲3大成矿域中（John et al.，2010；金希，2012；曹康等，2014；Gao al.，2017；Mao et al.，2018），为全球提供了大量的铜、金、钼等资源，备受国内外学者的青睐（Richards，2003；Sillitoe，2010；张世涛等，2017）。Gregory（2017）利用包裹体及氢、氧同位素分析Pebble斑岩型铜矿床热液流体演化过程，划分出不同的成岩成矿期次；Massawe等（2022）基于McKenzie Gulch地区矽卡岩型铜矿床的矿物学特征，对矿床的石榴子石+辉石开展电子探针研究，表明该矿物组合与铜矿化关系密切，可用于勘查矽卡岩型铜矿床；Lin等（2020）提出，桑日铜矿床可利用石榴子石U-Pb测年的方法来确定斑岩-矽卡岩矿床的成岩年龄；杨志明等（2012）对浅剥蚀斑岩铜矿区进行短波红外光谱研究，厘定了伊利石结晶度以及绢云母特征吸收峰值，确定出矿区的热液/矿化中心。

基于蚀变矿物的红外光谱测试研究在地学领域中取得不断突破（章革等，2004；郭娜等，2012；Matthew et al.，2013；Raquel et al.，2015；Scott et al.，2015；Ciobanu et al.，2016；Simpson al.，2019；），其中短波红外光谱（1100~2500 nm）对矿物结构中X-H（X=C、O、N、S）分子键的振动作用具有显著敏感性（Hunt，1977），可探测出白云母、伊利石、蒙脱石和绿泥石等层状含水硅酸盐矿物；而热红外光谱（6000~15 000 nm）主要记录矿物中Si_nO_k、SO₄、CO₃、PO₄等基团振动变化特征（Christensen et al.，2000），能够进一步有效的提取出硅酸盐（石英、辉石、石榴子石）、碳酸盐（菱铁矿、菱镁矿）、硫酸盐（硬石膏）等矿物。综上所述，红外光谱技术可以快速识别及提取出蚀变矿物类型，并利用典型蚀变矿物特征构建光谱勘查模型，为下一步找矿勘查工作提供理论依据（张世涛等，2017；郭娜等，2018；陈华勇等，2019；黄一入，2021）。

铜岭下铜多金属矿床处于江西省于都-赣县矿集区内（图1b），区内褶皱、构造发育，以早古生界作为基底地层，晚古生界构成上覆盖层。目前针对区内各类矿床的地质特征（曾载淋等，2011；邹长春等，2014）、年代学（方贵聪等，2017；刘翠辉等，2020；尹政等，2021）、矿物学特征（鲁麟等，2018；邬斌等，2020；岳秋雨等，2023）、成矿元素富集规律（陈毓川等，2014）、地球化学及地球物理特征（刘金兰等，2014；苏晓云等，2014）等方面都已展开了详细的研究，但区内关于蚀变矿物类型、组合分带特征以及找矿方向均不明晰。因此作者采用短波红外+热红外光谱技术为主，岩相学、地球化学测试分析手段为辅的方法，查明了研究区钻孔内蚀变矿物组合及空间展布特征、矿化元素分布规律，确定了研究区复杂的成矿类型和体系，构建出光谱勘查模型，为下一步赣南地区铜矿找矿方向提供了技术支撑。

铜岭下铜多金属矿床位于江西省赣州市于都县，地理坐标为东经115°30′38″~115°31′43″，北纬25°43′54″~25°44′55″。矿区大地构造位置处于欧亚板块、特提斯板块以及滨太平洋板块结合部位的南岭成矿带东段（张吉梼等，2011；卢友月等，2015；李童斐，2019），介于武夷褶皱带与罗霄褶皱带之间，其东、西两侧分别与华夏板块、扬子板块相邻（图1a）。

矿区及外围出露地层较为简单，主要有寒武系、石炭系和第四系。其中，下统牛角河组石英砂岩、含碳板岩及砂质板岩构成矿区变质基底；石炭系为一套灰岩、含碳灰岩夹白云质条带状大理岩岩石组成，与细粒黑云母花岗岩呈侵入接触；第四系在区内大面积出露，包括全新统联圩组砂黏土层和更新统望高组含砾细砂层。矿区内以燕山期岩浆活动表现最为强烈，发育铁山垅复式岩体和地表出露规模不等的岩脉，岩石类型包括黑（二）云母花岗岩、云英岩化花岗岩、石英斑岩以及花岗斑岩等（李光来，2011；张文兰等，2012；郭小飞等，2022）。矿区构造以断裂构造为主，按其走向主要为NE向（F1、F3、F6、F7）和NWW向（F11、F15）（图1c）。

通过野外地质调查，在地表出露的花岗斑岩脉内发现明显的铜蓝，并圈定出多条大小不等的矿体，其类型以矽卡岩型铜多金属矿体为主，其次为石英脉型黑钨（辉钼）矿体，局部发育斑岩型铜（钼）矿体。矽卡岩型铜多金属矿体为隐伏矿体，主要见于钻孔中部及深部，以铜矿为主，锌多金属矿为辅，矿体大多呈厚层状、厚板状赋存于石炭系黄龙组与铁山垅岩体主体接触带处，走向呈NW-SE向展布，发育视厚度为10.01 m的矽卡岩富铜锌矿层，其中Cu的平均品位为2.86%，最高可达13.7%。石英脉型黑钨（辉钼）矿体主要发育于外接触带的石炭系，少数产在花岗岩体内部，广泛分布在钻孔中下部，以黑钨（辉钼）矿石英细脉状产出为主，其形态产状主要受断裂、裂隙及破碎带控制，与赣南盘古山云英脉型钨矿体相似，同时矿体条形较多，走向总体呈NW向、近EW向展布，矿石中WO₃的品位最高可达0.25%，矿化显示良好，具有一定的找矿前景。斑岩型铜（钼）矿体在矿区分布较少，以区内地表出露的花岗斑岩脉内部似层状矿体为主，钻孔中铜（钼）矿体明显受容矿裂隙控制，多呈相互平行排列的矿脉组合产出，常见尖灭再现、舒缓波状、细脉相连等现象，走向呈NW向、NE向展布，矿石最高品位Mo可达0.26%。

矿石组构以气-水热液充填-交代成因为主。矿石矿物主要为黄铁矿和黄铜矿，少量的黑钨矿、闪锌矿和辉钼矿等，呈浸染状、星点状及团块状等产出；脉石矿物有石英、方解石、绿泥石、绢云母、石榴子石和萤石等，呈粒状、块状及细脉状等产出（图2a~l）。

本次研究基于详细的野外地质调查及钻孔岩芯编录，选取铜岭下矿区及外围的9个钻孔（ZK3-1、ZK3-2、ZK8-1、ZK8-2、ZK9-3、ZK9-4、ZK12-1、ZK20-1、ZK100-1）的全孔岩芯样品，其中针对矿化与蚀变矿物关系紧密的钻孔ZK8-1实行了0.5~1.0 m采样间距，其余钻孔均为2 m采样间距，共获得钻孔样品1251件。

样品分析主要采用短波红外+热红外光谱测量方法，辅助以显微镜下观察和矿物地球化学的电子探针分析方法。

（1） 光谱测试与分析

短波红外光谱测量选取中国中地仪器有限公司生产的便携式近红外矿物分析仪BJKF-3（光谱测量范围为1300~2500 nm）；热红外光谱测量选取美国安捷伦仪器有限公司生产的便携式傅里叶变换红外光谱分析仪Agilent Techologies 4300 Handheld FTIR（光谱测量范围为2500~15 500 nm）。2种红外光谱仪器均在室内进行测样，这避免了大气辐射及天气变化的影响，并保证了样品的完整性，实现了快速、无损分析（王猛等，2023）。

在开展红外光谱测量前，先将样品洗净、晾干，避免样品表面的杂物或水分对光谱特征产生影响；选取岩石光滑、平整的新鲜面作为测试点，按照钻孔深度逐一扫描，确保不同仪器在同一位置测量。另外，在确保样品数据正常获得的前提下，对每个测试点周围2~3 cm范围内多测1~3个点，最后将所测得的光谱曲线进行归一化处理。

测量的波谱数据利用TSG（The Spectral Geology）光谱地质软件进行解译分析，该软件专为地质光谱解译开发，能够自动实现矿物类型的总体识别（郭娜等，2017；黄一入，2021；刘新星等，2021），并且通过该软件的Scalar计算平台可以提取各类蚀变矿物的波谱特征参数，用以统计与矿物地球化学等特征的相关性。

（2） 辅助测试与分析

根据野外编录以及红外光谱测试、解译结果，对典型蚀变矿物所在位置进行圈样，磨制成35 mm×25 mm，厚0.03 mm的标准电子探针片。镜下鉴定工作在成都理工大学矿物实验室采用莱卡DM2500P偏光显微镜完成，主要针对矿物的颜色、类型及共生依存关系等进行分析。

光学显微镜下标记后的样品，在广州市拓岩检测技术有限公司利用日本JEOL公司生产的JXA-iSP100型电子探针显微分析仪（加速电压15 kV；电流20 nA；电子束斑直径5 μm；校正ZAF；温度25℃；湿度55%~60%）对蚀变矿物中元素种类、含量等进行测试与分析。

通过短波红外+热红外光谱测量，笔者确定出了矿区及外围9个钻孔中的蚀变矿物主要包括绢（白）云母、高岭石、蒙脱石、绿泥石、蛇纹石、石英、长石、石榴子石和辉石等，总体以泥化矿物为主。其中，矿区北部钻孔ZK9-3、ZK9-4、ZK100-1蚀变矿物总体表现为绢（白）云母+蒙脱石+高岭石+石英+长石+（蛇纹石+绿泥石）的组合特征；矿区中部钻孔ZK3-1、ZK8-1、ZK20-1蚀变矿物总体表现为绢（白）云母+蒙脱石+蛇纹石+绿泥石+（高岭石+金云母+黑云母+长石+石榴子石+辉石）的组合特征；矿区南部钻孔ZK3-2、ZK8-2、ZK12-1蚀变矿物总体表现为绢（白）云母+蒙脱石+高岭石+绿泥石的组合特征。不同钻孔中的蚀变矿物具有一定的差异性，并在总体上形成了蚀变矿物组合特征变化（表1）。

以0.5~1.0 m采样间距的钻孔ZK8-1为例，短波红外光谱测量发现绢（白）云母、绿泥石、蛇纹石和金云母等矿物。蚀变组合分带特征表现为（地表向深部）：钻孔顶部（0~50 m）未发现明显蚀变，以地层岩性白云质大理岩为特征；50 m以下发现蚀变较强，但以泥化为特征，其中，50~110 m发现金云母+蛇纹石+高岭石的蚀变矿物组合；110~130 m及180~200 m为白云质大理岩，未发生蚀变，而130~180 m中蛇纹石逐步退蚀变为绿泥石，形成与上层类似的金云母+蛇纹石+绿泥石蚀变矿物组合；200~250 m退蚀变程度加剧，蛇纹石进一步转变为绿泥石，形成绿泥石+蛇纹石的矿物组合；250~280 m仍残余少量绿泥石，形成白云母+蒙脱石+绿泥石组合，280~300 m则完全为泥化矿物白云母+蒙脱石（图3a）。

热红外光谱测量发现石英、菱铁矿、长石以及少量石榴子石和黑云母等矿物。热红外蚀变组合分带特征表现为（地表向深部）：0~50 m富含菱铁矿，说明该套碳酸盐地层富含Mg²⁺、Fe²⁺；50~110 m发现少量石榴子石，形成菱铁矿+菱镁矿+绿泥石+石榴子石组合；110~130 m及180~200 m为白云质大理岩，但富含菱铁矿，130~180 m为菱铁矿+绿泥石+黑云母组合；200~250 m蚀变矿物与上层相同，仍为菱铁矿+绿泥石+黑云母组合；250 m以深除泥化蚀变外，还出现少量长石，石英表现出的流体特征显著，深部钻探工程已至花岗岩岩体顶部（图3b）。

矿体主要形成于弱矽卡岩化大理岩中，与蚀变关系密切。Cu-Zn矿化未发现明显的空间分带性，表现出Cu-Zn共存、即高Cu则高Zn的成矿元素分布规律（图3c、d）。以野外钻孔编录资料为基础，结合钻孔蚀变矿物组合分带特征，矽卡岩化主要出现在50~110 m和130~180 m，流体沿黄龙组裂隙发生接触交代作用，岩性与蚀变矿物组合分带的关系表现为：顶部矽卡岩化大理岩（绿泥石+蛇纹石+金云母）→中部矽卡岩化大理岩（绿泥石+金云母）→底部矽卡岩化大理岩（绿泥石+长石）（图3e）。

由前述可以看出：①酸性岩浆流体沿断层或岩石裂隙等构造与黄龙组发生接触交代作用后形成矽卡岩，表现为早期石榴子石+辉石组合，但由于大气降水和地下水的影响导致温度快速下降，石榴子石蚀变形成绿泥石，辉石蚀变为蛇纹石，并进一步也转变为绿泥石，因此钻孔中可见较多绿泥石矿物，而少见矽卡岩早期的矿物；②50~110 m和130~180 m处与富镁地层形成镁质弱矽卡岩化，并可能存在断层，致使钻孔中这2段的蚀变相对较强，但由于热红外测得石英含量极低，说明流体活动特征极弱。同时，岩体顶部也由于大气降水和地下水的灌入发生了较强的泥化，进而形成大量蒙脱石矿物。

（1） 蛇纹石

蛇纹石作为岩浆-热液矿床中常见的蚀变矿物之一，通常由橄榄石、辉石等矿物水热蚀变而来或由酸性热液流体与富镁碳酸盐岩经区域变质作用交代形成（袁珊，2021；周志强，2021），因其矿物晶格内不同的离子含量，蛇纹石常表现出不同的颜色（杜广鹏等，2018；郑金宇等，2021）。短波红外范围内，蛇纹石主要特征吸收峰位于2325 nm附近，同时，2115 nm和2135 nm出现较弱的双峰，但总体是以2325 nm附近的光谱吸收峰来提取蛇纹石矿物特征。从空间分布特征来看（图3），矿区内蛇纹石与Cu-Zn矿化紧密依存，提取2325 nm附近的光谱吸收深度作为矿物的相对含量指标，与Cu矿化品位进行对比后发现：两者呈正相关关系（图4a）；蛇纹石在显微镜下呈纤维状集合体产出，一级灰白干涉色，具有黄色弱多色性（图4b）；矿区内典型蛇纹石的短波红外光谱曲线与标准曲线相对比，特征吸收峰位于2334 nm处（图4c），朝长波方向偏移，可能是矿物晶格内离子替换的结果（郭娜等，2022）。

（2） 绿泥石

绿泥石是一种含OH^-的富镁、铁层状硅酸盐矿物（Chu et al.，2020），在短波红外光谱范围具有明显的吸收特征，主要位于1910 nm、2000 nm、2250 nm和2350 nm，其中2250 nm和2350 nm分别对应Fe-OH和Mg-OH两个诊断特征官能团（梁树能等，2014）。研究表明，绿泥石Fe-OH特征吸收峰位置受其铁镁组分含量的影响，一般情况下富铁绿泥石特征吸收峰位于2265 nm的长波附近，而富镁绿泥石特征吸收峰则位于2245 nm的短波附近（汪重午等，2014；成嘉伟等，2023）。研究区的绿泥石多由石榴子石和蛇纹石退蚀变形成（图4d，e），矿区内分布较多，尤其在蚀变较强部位，绿泥石含量更高；经短波红外光谱测量后发现，区内绿泥石Fe-OH特征吸收峰位置为2243 nm，具有富镁（铁）绿泥石的特征（图4f）。

（3） 绢（白）云母

绢云母族矿物的光谱特征主要体现在短波红外波段2200 nm附近的Al-OH吸收峰，其次在1400 nm、2350 nm附近存在次一级吸收峰（Duke，1994）。在热液矿床中，绢云母族矿物通常会受热液流体的温度、pH值以及蚀变区域压力等因素的影响，导致其二八面体结构常发生Al^Ⅳ⇔Si、Al^Ⅵ⇔Fe+Mg的Tschermak反应（Clark et al.，1990），在波谱中表现为在2190~2220 nm之间移动（任欢等，2020；郭娜等，2018）；根据元素含量的不同，绢云母可以进一步分为钠云母（<2198 nm向短波附近移动）、普通绢云母（位于2200 nm附近）、多硅白云母（>2208 nm向长波附近移动），其区别在于钠云母Al、Na含量较高，当温度、压力下降时，矿物晶格内Si、Fe、Mg和Ti含量升高（成嘉伟等，2023），逐步转变为普通绢云母和多硅白云母。以钻孔ZK8-1中的绢云母为例，在显微镜下呈细鳞片状集合体产出，具有二级黄绿干涉色（图4g、h）；同时，将其光谱曲线与绢云母标准曲线相比较，发现Al-OH吸收峰位置位于2203 nm（图4i），为普通绢云母，说明该钻孔的绢云母主要产于相对中低温环境。

以矿化中心钻孔ZK8-1所在的8勘探线（A-A’）以及垂直于8线的B-B’在空间上形成一个“十字”剖面，根据红外光谱测量结果对其进行二维（图5a、b）和三维（图5c）精细化蚀变填图，发现区内蚀变类型主要有矽卡岩化（石榴子石、辉石、金云母和蛇纹石）、钾化（钾长石）、碳酸盐化（白云石、方解石和铁白云石）、绿泥石化、绢英岩化、高岭石化、蒙脱石化等。其中，钾化蚀变和绢英岩化多发生在矿区北部的花岗岩体和花岗斑岩脉体中，并且长石斑晶发生蚀变，形成大量蒙脱石矿物，推测受到大气降水和地下水的影响，同时，在岩体顶部与围岩接触部位形成Cu-Mo矿化，位于矿化中心钻孔ZK8-1的北部。矽卡岩化主要发生在矿区中部，矽卡岩化较弱，多由矽卡岩晚期退蚀变阶段的矿物组成，推测受到大气降水和地下水的影响导致其矿物形成受到阻碍；在矽卡岩退蚀变阶段形成蛇纹石的过程中，Cu-Zn元素随之结晶，形成黄铜矿、闪锌矿等金属硫化物，同时，在矿化中心钻孔ZK8-1处产生了高品位矿化（Cu最高品位13.7%，Zn最高品位17.9%），构成了弱矽卡岩型Cu-Zn矿化体系。岩浆期后形成了富含SiO₂的热液流体并快速流经围岩裂隙带中，进而在矿化中心钻孔ZK8-1的南部生成石英脉型钨（锡、铜）矿化，主要分布于矿区南部裂隙发育的岩体与围岩接触带内的石英细脉带中，具有石英脉型W-Sn-Cu成矿特征。

综上所述，铜岭下矿区形成了一套复合成矿体系，具体可以将其划分为（N→S）蚀变花岗岩型Cu-Mo矿化→弱矽卡岩型Cu-Zn矿化→石英脉型W-Sn-Cu矿化。

对矿区内不同深度绿泥石样品进行EPMA成分分析（表2），研究结果显示，w(SiO₂)为24.36%~32.69%，平均为27.81%；w(Al₂O₃)为15.26%~20.05%，平均为18.08%；w(FeO)为1.45%~37.44%，平均为26.19%；w(MgO)为4.79%~31.36%，平均为13.55%。其中，绿泥石的硅铝元素含量变化较小，而铁镁元素含量变化较大，推测区内普遍存在铁镁相互置换作用，这与光谱测量结果一致。

光谱勘查标志建立的核心是通过矿物含量、晶格特征等在红外波段的集合显示，反映矿物与矿化、流体之间的关系。光谱特征参数（特征吸收峰、半高宽、结晶度）正是红外波谱特征的定量化表达，可通过求取相关参数反演矿床形成环境，实现从矿物到矿床的理解转变（Thompson et al.，1999；成嘉伟等，2023）。

目前，光谱勘查标志在各类矿床中的建立愈发成熟，刘鹤等（2015）通过研究福建铁帽山钼矿床时提出伊利石结晶度值越高，钼矿化作用越好；张炎等（2021）对遂昌金矿的绿泥石Fe-OH吸收峰进行提取和分析时指出，距离矿化中心越近，绿泥石Fe-OH吸收峰向长波移动。本研究提取了区内的绢云母族矿物以及矿区中部矽卡岩退蚀变矿物绿泥石，厘定出绢云母和绿泥石的光谱特征参数，开展了矿物波谱与铜矿化品位的相关性分析，进而建立了研究区的光谱勘查标志。矿区南部石英脉型W-Sn-Cu矿化与蚀变关系不大，本文不做讨论。

绢云母Al-OH波长（Pos2200）的变化主要由于温度差异而导致Al、Na等元素含量不同（杨志明等，2012），Scott等（2015）也指出pH值是影响其波谱位移的重要因素。另外，压力也是不可忽视的重要因素（Jones et al.，2005），郭娜等（2022）提出2200 nm附近白云母波谱特征既可指示温度变化，又可指示pH值、压力、矿物晶格元素比及矿物含水量变化。因此作者采用2200 nm附近Al-OH波长来反演研究区成矿流体温度变化，进而判断成矿流体的运移轨迹和深部流体来源。Guo等（2019）利用绢云母Pos2200确定出甲玛斑岩-矽卡岩型矿床的热液中心。另外，伊利石作为绢云母族矿物的一种，与绢云母主要的区别在于温度和压力下降后，矿物晶格间含水量会增加，从而1900 nm处的吸收峰深度（Dep1900）增强，结晶度（IC=Dep2200/Dep1900）降低，因此，伊利石结晶度常被作为温度变化参数（Chang et al.，2011；田丰等，2019）。

笔者选取矿区北部绢云母族矿物较多的钻孔ZK9-3和ZK9-4进行研究，通过统计和分析钻孔中绢云母Pos2200值以及伊利石IC值，发现绢云母Pos2200值变化区间为2200~2210 nm（图6a），波谱IC值变化区间为0.39~1.67（图7）；同时，提取矿区中部和南部钻孔ZK8-1、ZK8-2绢云母Pos2200值，对区内成矿流体运移轨迹进行反演（图8）。

由光谱解译图（图7，图8）可以看出：①矿区北部以普通绢云母为主，存在少量多硅白云母，缺少钠云母，其中钻孔ZK9-3的绢云母与Cu-Mo共存且含量较多，多发育于岩体顶部，推测金属元素可能来源于岩浆流体；钻孔ZK9-4的绢云母分布于白云质大理岩中，含量较少，属于后期蚀变产物，矿化较弱；②钻孔ZK9-3和ZK9-4的波谱IC值（顶→底）均出现了缓慢降低→逐渐升高的变化（0.39→1.67），指示深部伊利石矿物含水量较浅部少很多；③钻孔ZK9-3→ZK9-4→ZK8-1→ZK8-2高Pos2200值的绢云母矿物含量相对增多（北→南），指示矿区南部温度相对较低，推测成矿流体可能来源于矿区北部，具有由北向南运移的特征。

选取矿化程度较好且集中的钻孔ZK9-3，笔者将该钻孔中Cu矿化与绢云母Pos2200进行比较，发现二者呈负相关（图6b），Cu矿化多集中于2204~2207 nm附近。

绿泥石分子式通常为Y₃[Z₄O₁₀](OH)₂·Y₃(OH)₆，Y由Mg²⁺、Fe²⁺和Al³⁺等金属阳离子构成，Z主要是Al和Si。其中，Al、Si组成4次配位，Mg、Fe组成6次配位。当岩浆演化和温度发生变化时，绿泥石矿物中会出现广泛的类质同象置换，形成不同类型的绿泥石（汪重午等，2014）。热液矿床中的大多含镁的蚀变矿物（阳起石、蒙脱石和金云母等矿物）会对绿泥石Mg-OH吸收峰（Pos2350）产生影响，导致其出现误差，因此，本文选用Fe-OH吸收峰（Pos2250）来反映绿泥石光谱特征变化。通过对铜岭下矿区中部绿泥石丰度较高的2个钻孔（ZK3-1和ZK8-1）进行Pos2250值的统计和分析，发现绿泥石Pos2250值变化区间为2240.6~2254.0 nm。矿区中绿泥石由深部黑云母花岗岩蚀变而来（图2g）、围岩接触带附近热液流体交代形成以及少量矽卡岩矿物退蚀变形成3部分（图2i）。矿区中部花岗岩体中绿泥石Pos2250值大多处于2247 nm（>2245 nm）附近，以铁镁绿泥石为主，蚀变接触带中及矽卡岩退蚀变带中的绿泥石Pos2250值则大多处于2243 nm（<2245 nm）附近，以镁铁绿泥石为主，Pos2250值从致矿岩体到接触带附近呈由高变低的趋势（图9）。

以钻孔富矿程度为依据，将90 m和144 m分别作为钻孔ZK8-1和ZK3-1的矿化富集中心，计算含绿泥石样品波谱变化与该中心的距离（图9），发现绿泥石波长变化与矿化距离呈正相关，认为低Pos2250值（波长<2243 nm）可以作为矿区中部找矿的一项重要指标。

笔者综合研究认为：①铜岭下矿区蚀变强度总体较弱，以泥化蚀变为主；② 热红外测量结果显示石英含量较低，说明硅化较弱，流体活动不强（图3b）；③伊利石波谱IC值反映出北部钻孔深部仍为花岗岩体，由于钻孔深度较小，说明北部剥蚀程度大，岩体侵入深度大，推测该位置距离热源中心更近，绢云母波长变化指出研究区成矿流体可能来源于矿区北部；④绿泥石矿物来源于不同成因组成，其中大量镁（铁）绿泥石与黄龙组相关，不能指示矿化蚀变阶段；虽然短波绿泥石对矿化具有一定指示性，但受断裂影响，导致绿泥石波长变化不具有连续性，因此预测矿体位置困难，仅可以作为一项找矿指标；⑤退蚀变形成绿泥石的阶段也是矿化减弱的阶段，因此矿区内弱矽卡岩型Cu-Zn矿体连续性不强，矿化总体较弱；⑥郭娜等（2022）认为镁质矽卡岩型铜矿体大量形成的阶段与辉石蛇纹石化阶段吻合，因此，Cu矿体大量赋存于蛇纹石蚀变带中，而蛇纹石蚀变为绿泥石的阶段，矿体则逐渐尖灭。研究区钻孔ZK8-1中富矿体恰好是赋存于蛇纹石蚀变带中，但其他钻孔中未见相似矿体，笔者认为区内辉石至蛇纹石化阶段，大气降水和地下水的大量进入，导致该阶段本应形成大量Cu矿体的形成环境被破坏，而钻孔ZK8-1矿化相对较好的原因推测可能是构造的影响，交错的断裂或岩石节理恰好提供了一个相对封闭的环境，使其受到大气降水和地下水的影响较少。

基于蚀变-矿化关系、矿物空间分布特征，结合矿区构造环境，笔者认为铜岭下矿床具有蚀变花岗岩型Cu-Mo矿化-弱矽卡岩型Cu-Zn矿化-石英脉型W-Sn-Cu矿化的复合成矿系统典型特征（图10）。

通过光谱勘查模型（图10）可以看出：①矿区以北形成蚀变花岗岩型Cu-Mo矿化，找矿标志为绢云母族矿物，波谱表现为2200 nm附近的典型吸收峰特征。流体上升过程中，温压逐渐降低，花岗岩体顶部长石蚀变为绢云母，同时产生早期的Mo-Cu矿化；热液流体进一步演化形成大量绢云母，产生大量Cu矿化；但由于区内剥蚀程度强，导致仅见岩体顶部残余矿体。②矿区中部为构造影响下的弱矽卡岩型Cu-Zn矿化，其中绿泥石低Pos2250值（<2243 nm）以及蛇纹石的大量出现对矿化具有一定指示作用。区内断裂及岩石裂隙等构造发育，热液流体沿构造通道活动，并与黄龙组发生接触交代作用，形成矽卡岩，但由于构造不但为流体提供了运移通道，同时也为大气降水的入渗和地下水的渗透提供了便利的流动环境。受区域丰富地下水资源及气候条件等因素的干扰，矽卡岩形成阶段严重受大气降水和地下水混合影响，导致形成Cu矿体的重要阶段被破坏。因此，区内矿体规模较小、矿化程度较差。③南部区域形成了石英脉型W-Sn-Cu矿化，由于光谱主要指示矿物特征，而该类型矿体与矿物分布无显著相关性，主要受区域成矿背景影响，与岩石裂隙构造发育程度相关，因此对该类型矿体无法用光谱指示。

（1） 通过对铜岭下矿区ZK8-1等9个钻孔开展红外光谱测量工作，发现区内蚀变强度总体较弱，以泥化蚀变为主，同时，石英含量低，说明区内流体活动不强。矿区北部Cu-Mo矿化主要分布于花岗岩体顶部，以绢云母族矿物为找矿标志；矿区中部Cu-Zn矿化处于花岗岩体侵入的地层接触带，以绿泥石低Pos2250值（<2243 nm）以及蛇纹石大量出现和断裂构造的分布为找矿标志；矿区南部W-Sn-Cu矿化与石英细脉相关，以岩石裂隙为找矿标志。

（2） 伊利石波谱IC值反映出北部钻孔ZK9-3和ZK9-4岩体侵入深，推测该位置距离热源中心更近，绢云母波长变化指示出研究区成矿流体可能来源于矿区北部，同时，钻孔ZK9-3绢云母Pos2200值与其Cu矿化呈负相关，且Cu矿化多集中于2204~2207 nm附近。

（3） 矿区中部绿泥石Pos2250值从致矿岩体到接触带附近呈由高变低的趋势，同时，Pos2250值与矿化富集中心距离呈正相关，但波长变化不具有连续性，预测矿体位置较为困难。辉石至蛇纹石化阶段，大气降水的入渗和地下水的渗透破坏了矿体的形成环境，至绿泥石退蚀变阶段，矿体逐渐尖灭，仅在交错的断裂或岩石节理形成相对封闭的环境中产生少量富矿体。

（4） 研究区成矿环境复杂，由北向南形成了蚀变花岗岩型（Cu-Mo）-构造控制下的弱矽卡岩型（Cu-Zn）-石英脉型（W-Sn-Cu）的复合成矿体系。

致 谢 在野外工作中得到江西省地质局第七地质大队李伟高级工程师、连敦梅硕士的帮助，数据处理得到姚艺欣硕士的技术支持，文章修改得到郭娜教授的宝贵意见，在此致以衷心的感谢！此外，感谢审稿专家对本文的评论和提出的修改意见。