使用高光谱成像对高地谷地斑岩铜矿区的矿物学进行表征1

加拿大不列颠哥伦比亚省的 Highland Valley Copper (HVC) 地区至少拥有四个主要的斑岩铜矿系统：Bethlehem（约 2.09 亿年前）以及 Valley、Lornex 和 Highmont（约 2.08 至 2.07 亿年前）。从 755 个岩石样本和 400 米连续钻孔岩芯中获取了短波红外 (SWIR) 的高空间分辨率（0.2-1.0 毫米/像素）高光谱图像。

光谱指标用于测量 12 种矿物的相对丰度，并得出一个额外的指标来估计白云母颗粒的大小。在 Valley 和 Lornex 矿床中，粗粒白云母与矿化有关，在距离矿床 4 公里以内都可以检测到。高岭石存在于矿化中心 2 公里范围内，但不一定出现在强矿化间隔内。葡萄石在矿床 4 至 8 公里范围内随处可见。在 Bethlehem 矿床中，电气石和绿帘石与矿化有关。我们根据这些近端高光谱 SWIR 矿物学模式提出了一种光谱蚀变评分，以帮助勘探者在使用钻芯、地表岩石样本和可能的遥感图像时瞄准斑岩铜系统。在生产环境中，此指标可用于促进矿石分选。

简介

许多矿床是由热液形成的，热液除了可能富集金属元素外，还会在周围的围岩中产生广泛的蚀变晕 。在斑岩铜矿床中，矿物分带通常以易于理解的近似同心圆模式出现 。如果正确识别，矿物学变化可用于引导矿化中心。然而，热液蚀变通常由细粒组合组成，肉眼难以识别。蚀变也常常是套叠的，早期矿物可能会被后期的低温组合部分或全部覆盖，使地质解释复杂化 。实际上，在矿产勘探中，可能难以识别根据成因模型预期的矿物学模式。持续识别蚀变矿物学需要高度熟练的地质专业知识、岩石薄片的切割和分析，通常还需要更复杂的仪器支持，例如电子探针微分析仪 (EPMA) 或 X 射线衍射仪 (XRD)。然而，使用这些方法研究的样品的物理尺寸受限于仪器的容纳范围（即最多为薄片或手工样品），并且可能无法涵盖给定岩石中存在的全部矿物学变异性。此外，虽然这些仪器可以提供高质量的数据，但操作起来通常很昂贵且耗时。正因为如此，数据集通常数量有限（即最多几百个样本），只能定义区域蚀变模式的大致趋势。

相比之下，短波红外 (SWIR) 反射光谱法是一种非常适合快速识别蚀变矿物的方法，因为无需制备样品，每个样品的数据采集时间约为几秒钟。在水合矿物中，阳离子-OH 键在 SWIR 波长范围内产生特征性吸收特征，可用于识别矿物，在许多情况下还可用于估算矿物化学 。此外，蚀变矿物的细颗粒性质不会对反射光谱产生负面影响 。许多研究已使用 SWIR 数据来表征各种地质环境中的蚀变矿物，包括几个斑岩-铜矿床。例如，在内华达州耶灵顿附近的斑岩-矽卡岩-铜系统上以 3 至 10 米/像素的速度获取的机载高光谱图像揭示了与矿化有关的大规模矿物学和矿物化学模式。在阿拉斯加的 Pebble Cu-Au-Mo 斑岩矿床，共计从 150 个钻孔中获得了 3900 个 SWIR 点测量值，并揭示了铜矿化与叶蜡石和低波长白云母一起发生。在 Los Bronces 斑岩铜矿床，获取了 43 个手工样本的高分辨率高光谱图像（0.2 毫米/像素），目的是区分矿石和废料。据报道，白云母的结晶度以及绿泥石和电气石的相对丰度可用于区分矿石和废料。在阿拉斯加 Orange Hill 和 Bond Creek 的斑岩铜矿床附近，机载（ 6米/像素）和实验室（0.5 毫米/像素）高光谱图像均用于识别和绘制矿化区域附近绿泥石和白云母化学变化[ 10 ]，为矿化提供潜在载体。

加拿大不列颠哥伦比亚省的高地谷地铜矿 (HVC) 区拥有四个主要的斑岩铜 (钼) 系统，它们形成的深度比典型的斑岩铜矿床更深，且蚀变晕相对有限 ，使勘探工作复杂化。作为加拿大自然科学与工程研究委员会 (NSERC) 和加拿大矿业创新委员会 (CMIC) 足迹项目的一部分，对 HVC 矿床进行了研究，该项目旨在使用各种分析技术识别矿化系统周围的大规模蚀变特征。为此，多项研究对矿床的许多方面进行了调查，最近已经或即将发表。D'Angelo（2016 年）、D'Angelo 等人（2017 年）和 Lee 等人。 (2020) 研究了含有 HVC 矿床的 Guichon Creek 岩基的岩石成因和演化 [ 13 , 14 , 15 ]，Byrne (2019)、Byrne 等人 (2020) 和 Lesage (2020) 研究了蚀变的矿物学特征 [ 11 , 12 , 16 ]。Byrne 等人 (2019) 描述了矿化的地球物理特征，Lesage 等人 (2019) 研究了矿床的三维结构 [ 17 , 18 ]。

本研究以这些调查中获得的数据集为基础，并使用了一套通用样本。本研究对 Footprints 项目中 755 个样本采集了 SWIR 高光谱图像，这些样本由 D'Angelo (2016)、Byrne (2019) 和 Lesage (2020) 的论文获得并用于他们的论文。此外，还专门为本研究扫描了数百米的连续钻孔岩芯，并使用 SWIR 扫描。由于 HVC 地区的岩石在厘米级上呈现出显著的矿物学复杂性（中提供了几张照片，包括长石染色结果），因此采集了高分辨率（0.2-0.5 毫米/像素）的高光谱图像，以辨别脉、细脉和脉边之间发生的变化。还采集了所有连续钻孔岩芯的 1 毫米/像素数据，以确定矿化间隔周围的全部蚀变范围。

在区域范围内研究光谱可检测的矿物学模式，并通过单一光谱蚀变评分进行总结，该评分适用于整个 HVC 地区。这一单一评分可以促进区域范围内的勘探，为勘探者提供快速、相对便宜且客观的指标来量化给定样本中的热液蚀变。机载高光谱图像（遥感数据）可用于生成区域蚀变图，尽管仅限于植被覆盖率低于 HVC 的环境。在生产环境中，在较小的样本规模上，光谱可检测的矿物学变化可以提高岩心测井的准确性，或者可能预测样本是否矿化，这在矿石分选方面具有潜在的应用。但是，正如本文所讨论的，准确解释高光谱数据需要考虑许多注意事项。

背景

区域地质情况

HVC 区位于加拿大不列颠哥伦比亚省南部，距坎卢普斯镇西南 50 公里，包含至少四个矿化中心。该区由宽约 60 公里、宽 25 公里、同心圆环状的 Guichon Creek 岩基（图 1）构成，该岩基位于奎斯内尔地体南部，属于山间带地理区 。I 型钙碱性 Guichon Creek 岩基在距今 ≈ 211 Ma 至 ≈ 207 Ma 之间至少被三次岩浆脉冲 侵位到奎斯内尔地体的尼古拉群火山沉积岩中

Guichon Creek 岩基区域岩性图，标有岩相。标出了主要斑岩中心的位置，黑色轮廓表示露天矿坑。点表示本研究中使用的 755 个岩石样本的位置。

持续的岩浆分异形成了同心带状岩基，由六种结构和成分各异的岩相组成，从边缘的辉长岩到核心附近的花岗岩，但主要由花岗闪长岩组成。最早的侵入事件发生在 Gump Lake 岩系，时间为 218.01 ± 0.18 Ma，位于 Guichon Creek 主岩基的东缘 。从边缘向内，岩基的其余部分细分为五个岩相，即 (1) 边界岩相和 (2) 高地谷地岩相（细分为 Guichon 亚相和 Chataway 亚相），它们是由始于 211.02 ± 0.17 Ma 的第一次岩浆脉所形成的（也有报道称其年代稍早，为 215.6 ± 0.5 Ma [ 25 ]）。第二次岩浆脉发生在高地谷地相完全凝固之前，这一点可以通过渐变接触现象看出 [ 19 , 23 ]。第二次岩浆脉始于 209.81 ± 0.27 Ma，形成了斑状 (3) 伯利恒相，第三次岩浆脉形成了 (4) 斯基纳相和 (5) 贝赛达相以及相关的岩脉 [ 13 , 15 ]。最年轻的贝赛达相岩石可追溯到 208.55 ± 0.20 Ma。整个地区至少发现了六种类型的矿化前、矿化中和矿化后岩脉。贝塞达相中的石英长石斑岩和富含石英的斑岩脉，被解释为同-晚期矿化，年代为≈206.95±0.22 Ma，代表了岩基中发生的最后的岩浆事件 [ 13 , 15 , 22 , 26 ]。

在第一次岩浆脉中形成的大致等粒岩石中，边界相岩石的异质性最强，并且经常在岩基外缘附近含有玄武质捕虏体。边界岩石的范围从含有少量橄榄石（已变为蛇纹石、滑石和伊丁石）和两种辉石（通常被角闪石镶边）的辉长岩，到含有角闪石、斜长石和石英的石英二长闪长岩 [ 13 ]。由于边界相的东部和西部部分异质性极强（SiO 2含量从 44 到 63 wt%不等），因此本研究不包括边界相的东部和西部部分，但包括变化较小的南部部分（SiO 2含量为 51 到 64 wt%，平均 58%）。高地谷相由 Guichon（约 62 wt% SiO 2）和 Chataway（约 64 wt% SiO 2）亚相组成，由花岗闪长岩和少量石英二长闪长岩组成。角闪石和黑云母的比例大致相等，占 Guichon 相的 25%，而角闪石则比黑云母占主导地位，黑云母和角闪石合起来占 Chataway 相的 15%。第二次岩浆脉冲产生了斑状伯利恒相花岗闪长岩（约 65 wt% SiO 2），其中镁铁质矿物含量高达 9%，主要由 2-4 毫米大小的角闪石斑晶和较少的黑云母组成。长英质相由斜长石、钾长石和细粒石英组成。斯基纳花岗闪长岩至二长花岗岩（约 67 wt% SiO 2）介于伯利恒相和伯赛达相（约 69 wt% SiO 2）之间，是一种斑状花岗闪长岩至花岗岩。伯赛达含有约 50% 的斜长石和 30% 的石英斑晶，以及较少的钾长石。镁铁质相由直径达 5 毫米的黑云母斑晶（最多 6%）和少量闪石组成 [ 23 ] 。大量长石-（石英）-（镁铁质矿物）斑状岩脉已被报道，并在 [ 13,22 ]中进行了详细描述。

已知该岩基中至少有四个主要的斑岩铜矿床（Valley、Lornex、Highmont 和 Bethlehem，图 1 ）和 160 多个铜矿点 [ 22 , 24 ]。目前正在生产或过去曾生产过的斑岩铜中心位于 Guichon Creek 岩基的长英质核心内，并且已确认发生两次成矿事件 [ 22 , 27 ]。第一次铜矿化事件发生在 Bethlehem 相形成之后，随着斑岩岩脉和角砾岩侵入该岩相，形成了 Bethlehem 矿床。第二次规模更大的铜钼矿化事件发生在 Bethsaida 相侵入之后，导致了 Valley–Lornex 和 Highmont 矿床的形成。原本毗连的 Valley–Lornex 矿床被晚期断层（Lornex 断层）切断，使 Valley 和 Lornex 矿床错开约 3.5 千米 [ 19 , 22 , 28 ]。Valley 矿床的辉钼矿的 Re-Os 年龄据报道为 206.7 ± 1.5 Ma 和 205.8 ± 1.5 Ma [ 29 ]，尽管辉钼矿成矿被解释为相对于 Valley 的主要铜矿化发生得晚 [ 25 ]。[ 13 ] 对 Highmont 和 Lornex 矿床报道了类似的 Re-Os 年龄（误差范围内）（208.3 ± 1.0 Ma 和 208.4 ± 0.9 Ma）。

矿床地质

高地谷地区是加拿大最大的斑岩铜矿区 [ 25 ]，自 1962 年开始开采。从 1986 年到 2012 年底，该地的铜矿产量约为 11.6 亿吨，其中铜品位为 0.391%，钼品位为 0.009% [ 30 ]。2018 年，高地谷地铜矿生产了 10.08 万吨铜精矿和 870 万磅钼精矿，已探明和推定储量为 5.35 亿吨，其中铜品位为 0.30%，钼品位为 0.007% [ 31 ]。

高地谷矿床由同生深成围岩侵位，深度相对较深（4-5 公里，[ 12 , 13 , 14 ]），而典型的斑岩矿床形成于母岩岩体上方（通常为地壳上部 4 公里 [ 2 , 32 , 33 ]）。矿床的蚀变痕迹相对有限，蚀变边缘仅限于脉或细脉周围几厘米。尽管如此，高地谷地区的热液蚀变大体上遵循了斑岩铜矿床中常见的蚀变模式，并已在许多开创性出版物中进行了描述 [ 2 , 34 , 35 ]。高地谷地区是许多早期研究 [ 19 , 36 , 37 , 38 ] 和近期研究 [ 11 , 12 , 13 , 15 , 20 , 21 , 39 ] 的主题，该地区记录了典型的钾质、叶状、粘土质和青盘岩蚀变带。矿化主要发生在矿脉、裂缝、断层中，就伯利恒矿床而言，矿化发生在角砾岩中。一般来说，在矿床核心附近，斑铜矿是最常见的硫化物，向外逐渐变为黄铜矿和黄铁矿 [ 21 , 22 , 38 ]。

石英在 Valley 和 Lornex 矿床中最为突出，在矿床中部，没有明显边缘的石英脉为铜贫瘠区 [ 21 , 22 ]。这些区域被称为“硅质区” [ 27 , 38 ]、“硅质凹区” [ 20 , 30 ]，近期则被称为“贫瘠核心” [ 22 ]。在 Valley–Lornex，钾化蚀变发生在矿化石英脉附近，以钾长石和少量次生黑云母为特征 [ 21 , 38 ]。在 Bethlehem，黑云母是定义矿床核心附近钾化蚀变组合的主要矿物（黑云母主要在靠近中心或 Jersey 露天矿场的一个 400 m 宽的区域内发现 [ 21 ]），但通常与绿泥石一起出现或被绿泥石取代 [ 21 , 40 ]。在当地，伯利恒和 Highmont 矿床附近发现了电气石胶结角砾岩。叶状蚀变与矿化密切相关，在 Valley 和 Lornex 矿床中最为明显，由石英脉周围的粗灰色白云母边缘组成，宽度可达数厘米。这种富含白云母的蚀变有时被称为“绢云母” [ 38 ] 或“早期晕型” [ 12 ]。粗粒、绿色多晶硅白云母也被描述为 Valley 和伯利恒矿床外叶状蚀变带的一部分 [ 21 ]。普遍存在的泥质蚀变（高岭石 ± 蒙脱石）与叶岩带相邻 [ 20 , 22 , 36 ]，并逐渐转变为普遍存在的青盘岩蚀变（绿帘石 ± 葡萄石 ± 绿泥石 ± 碳酸盐），这种蚀变在岩基的镁铁质相中以及 Bethlehem 矿床附近最为明显 [ 16 , 20 ]。根据 Footprints 项目过程中进行的 SWIR 测量，葡萄石被认为是 Guichon Creek 岩基远端青盘岩蚀变带中的重要矿物 [ 12 ]，Olade 和 Fletcher（1976 年）和 Alva-Jimenez（2011 年）可能曾将其鉴定为“沸石”[ 21 , 36]。葡萄石在长英质岩中以深至浅薄荷绿色、毫米大小的细脉形式出现，伴有广泛的葡萄石晕，在镁铁质岩中则以绿帘石脉周围的边缘形式出现。据观察，葡萄石细脉（以及相关的绿泥石-白云母蚀变）通常会再次断裂并覆盖早期的脉及其蚀变晕，这导致大多数样品的蚀变模式复杂，使其解释复杂化[ 12 ]。

使用高光谱成像对高地谷地斑岩铜矿区的矿物学进行表征2

方法示例

在本研究中，高光谱成像用于研究 Guichon Creek 岩基和相关 Highland Valley 矿床的矿物学变异性。作为 NSERC-CMIC 足迹项目的一部分，D'Angelo (2016)、Byrne (2019) 和 Lesage (2020) [ 11 , 14 , 16 ] 的工作期间收集了 800 多个常见样本，从中可以获得薄片和全岩主量和微量元素组成（包括 Cu 品位）。每块板坯约为 10 × 10 × 1 厘米，是用岩石锯从矿床周围 20 公里 × 40 公里区域的露头采集的，这些板坯涵盖了岩基中存在的所有岩相（样本位置见图1）。在矿床附近，样本的采集间距约为 200 米，但朝向岩基外缘，采样密度降低到每公里一个。我们对来自该样本组的 755 块岩石板中的一组进行了 SWIR 成像，以识别与近端和远端蚀变相关的矿物组合。这个高分辨率高光谱数据集提供了对脉、细脉及其蚀变边缘之间经常观察到的小规模（毫米到厘米）矿物学变异性的洞察。总的来说，这个样本组提供了对 Guichon Creek 岩基中发生的区域规模矿物学模式的洞察。

还选择了第二套样本，包括 400 米长的连续钻孔岩芯，以 1 毫米/像素的分辨率进行高光谱成像。该岩芯来自 Bethsaida 花岗闪长岩，与山谷露天矿场附近的矿化和未矿化区间相交，有助于更好地定义中间尺度（即数十厘米到米）的铜矿化带附近蚀变尺度的空间连续性，超出了单个板状样本的可观察范围。该连续数据集还允许建立矿物组合与采矿公司测定的铜品位之间的相关性。

高光谱数据采集

使用加拿大艾伯塔大学埃德蒙顿分校的 Specim SisuROCK 高光谱扫描仪（线扫描成像仪）在 SWIR（1000 至 2500 nm）中获取高光谱图像。该仪器包含一个 256 光谱 x 320 空间像素的碲镉汞 (MCT) 探测器阵列，以 6.3 nm 的采样间隔和 10 nm 的光谱带宽获取数据。该仪器配备 OLES56（高分辨率）或 OLES15（低分辨率）镜头，分别产生 0.2-0.5 mm/像素或 1 mm/像素的空间分辨率。在每个数据采集序列开始时测量暗电流和 99% 反射率 Spectralon™ 白色面板，并通过减去暗电流将地质目标的辐射率数据转换为反射率，然后将其归一化为白色面板的辐射率数据。使用低分辨率镜头以 1 毫米/像素的分辨率扫描 1.2 米长的木制岩芯盒（每盒四排）中的钻孔岩芯，使用高分辨率镜头以 0.5 毫米/像素或 0.2 毫米/像素的分辨率扫描岩板。仪器报告的吸收位置（光谱精度）根据美国国家标准与技术研究所 (NIST) 参考的 Mylar 标准进行校准，如 [ 41 ] 中所述。标准的最强吸收值在 1660 nm 处测得，与 NIST 参考值 1659.9 nm ±1 nm 相符。使用每次扫描时测量的参考黑云母样本来评估光谱漂移（即报告的吸收位置随时间的变化），并且在整个数据集中保持在 1 nm 以下。

光谱数据分析

光谱数据分析需要检测用于唯一识别矿物学的吸收特征 [ 3,4 ]。对于某些矿物，也可以通过光谱特征（通过精确位置或特定吸收特征的强度）来估算矿物化学或颗粒大小 [ 4,41,42 ] 。鉴于成像光谱仪的采样间隔相对较粗为6.3nm，需要对光谱进行插值以得出精确（最终准确）的吸收位置。此处，使用 [43] 中详细描述的方法进行光谱数据分析，其中提供了额外的支持数据以显示插值方法的有效性，包括与 NIST 参考材料的比较，以及在插值的吸收位置和从电子探针数据得出的矿物化学之间建立的回归。光谱以每个像素为基础进行分析，首先线性插值到 1nm 的采样率。然后通过与半峰全宽 (FWHM) 为 25 nm 的高斯函数进行卷积来平滑插值光谱。然后通过导数分析，从卷积光谱的二阶导数的最大值中检索吸收特征强度和位置。在样本级别（即，对于由 200 × 200 像素组成的 10 cm x 10 cm 平板图像），报告所有像素的平均吸收位置，计算为每个像素的吸收位置乘以给定像素的吸收强度。为了帮助识别某些矿物，还报告了两个特定波长之间的光谱斜率，并根据原始数据（即非插值、非连续去除光谱）计算。

矿物鉴定

本研究中对光谱数据分析需要一定程度的地质和光谱知识才能正确识别矿物学。首先，根据斑岩铜矿床的辅助地质知识以及 Highland Valley 矿床的已知特征，识别出可能出现在所研究样本套件中的矿物。先前的研究（总结于第 2.2 节）已发现存在粗颗粒白云母、高岭石、电气石、绿泥石、绿帘石、蒙脱石和葡萄石等。这些矿物的光谱特性可以通过现有光谱库（例如 USGS 光谱库 [ 44 ]）或已知矿物出现的样品（最好是纯净形式）来检查。然后识别这些矿物独有的吸收特征（如果存在），并为每种矿物选择一个或多个诊断吸收。如果不存在诊断吸收，则选择非诊断吸收和给定光谱区域内特定光谱斜率的组合。然后，对所有样本的高光谱数据进行导数分析，以识别数据集中出现的所有吸收特征。在矿物识别步骤中未识别的位置发生的任何吸收都会进一步调查，因为它可能表明存在未识别的矿物。通过这种方式还识别了几种其他矿物，包括绿柱石（吸收波长为 1510 nm）和石膏（吸收波长为 1490 nm）。

这里研究的样本普遍存在至少 10 种光谱活跃的矿物（即呈现特征吸收特征），以及光谱不活跃的石英和硫化物（即本质上呈现平坦的光谱响应）。对于每种矿物，图 2显示了从当前样本套件中得出的典型光谱，并指出了用于识别的光谱参数。

图 2. 来自样品套件的矿物光谱，所有情况下均从 3 × 3 像素平均值获得。用于识别的吸收用黑色箭头表示，其他独特吸收（此处未使用）用灰色表示。虚线表示使用光谱斜率（波段比）识别矿物的区域。光谱已偏移和缩放以便清晰显示，但并未连续去除。（a）含铝层状硅酸盐的光谱。请注意，白云母的 2125 nm 吸收仅在粗粒样品中可检测到。（b）含（Fe、Mg）矿物的光谱。（c）含钙矿物的光谱。（d）样品套件中存在的光谱矿物（顶部）和典型矿物混合物（底部）的光谱，显示葡萄石、绿帘石和白云母在单个光谱内。

图 2中所示的用于矿物鉴定的光谱特征也在表 1中报告，该表还提供了可能导致光谱干扰的矿物列表，并列出了对给定矿物光谱的研究的参考文献（如果有）。作为矿物鉴定过程的一个例子，葡萄石可以通过在 1477 nm 处存在单一诊断性吸收来唯一识别（图 2c）。另一方面，电气石只能通过 2205 nm 处的非诊断性吸收（此位置的吸收也可能来自高岭石或白云母）和 1000 到 1200 nm 之间的强负光谱斜率以及 1400 到 2100 nm 之间的强正斜率的组合来识别（光谱斜率在图 2b中用虚线表示）。还可以从光谱特征推断出光谱不活跃矿物的存在。例如，石英是通过在 1450 nm 附近存在与水有关的宽吸收（来自流体包裹体）来识别的，而硫化物的存在则通过在整个 SWIR 光谱范围内显示平坦光谱响应的像素（即光谱像素）推断出来。光谱像素被定义为在 1400、1900、2200 或 2350 nm 附近没有可检测吸收的像素，然后进一步过滤以排除光谱斜率在 1000 nm 和 1200 nm 之间与 Fe 电子吸收有关的像素 [ 5 ]。在所有情况下，此处呈现的光谱与列出的参考文献中的光谱以及 USGS 光谱库中的光谱 [ 44 ]具有高度的相似性。样品套件中提供的几个薄片也可以用来确认那些经光谱识别但肉眼无法辨认的矿物的性质（即，绿色绿帘石或黑色电气石的存在可以用肉眼轻易确认，但淡绿色葡萄石和绿柱石则不易用肉眼辨认）。

在本研究中的大多数样本中，矿物混合物很常见，即在给定像素内（即在单个光谱中）可以存在几种矿物。在许多情况下，例如图 2d中所示的混合光谱，特定矿物独有的吸收特征仍然可以进行明确的识别。在示例光谱中，可以分别从 1477 nm 和 1550 nm 处的诊断吸收中识别出葡萄石和绿帘石。根据 2200 nm 附近的吸收，结合 1467 nm 或 2160 nm 附近的吸收不足（分别排除蒙脱石或高岭石的存在），可以识别出白云母的存在。然而，在其他情况下，无法明确识别白云母。伊利石（从更深的 1900 nm 吸收推断）在当前数据集中无法从光谱上与白云母区分开来，因为其他几个相在此位置附近显示出吸收。蒙脱石（吸收波长为 1467 nm 和 2200 nm）或高岭石（吸收波长为 2160 nm 和 2205 nm）的光谱混合物也会使细粒白云母（在 2200 nm 附近有一个主要吸收）的检测变得模糊不清，因为不存在白云母特有的吸收。第5.4 节将进一步讨论高岭石和细粒白云母光谱混合物的影响。

除了可以识别矿物学外，光谱指标还可以提供有关某些矿物物理特性的信息。白云母是一种相对较弱的吸收体（即与黑云母等较暗的矿物相反），即使对于相对较厚的晶体厚度（沿 c 轴），它也是半透明的。对厚度增加（光路长度增加）的晶体样品进行反射率测量，得到的光谱似乎遵循比尔-朗伯定律，适用于厚度不超过几毫米的样品。也就是说，随着样品厚度的增加，吸收特征变得越来越明显，直至波段饱和。随着样品厚度的增加，几个较小的吸收变得越来越明显，例如在 1840 nm 或 2125 nm 附近。图 3a展示了越来越厚的白云母片（从同一本原始水晶书中分离出来）平放在 Spectralon 白色面板上的反射率测量结果。随着厚度的增加，整个光谱范围内的绝对反射率会降低，强吸收会迅速饱和（例如，在 2200 nm）。值得注意的是，弱吸收与强吸收的相对强度随着样品厚度的增加而不同（即，弱的 2125 nm 吸收随深度增加，而强的 2200 nm 吸收趋于饱和）。因此，如图3b所示，2125 nm 与 2200 nm 吸收的二阶导数强度之比可用于估算白云母厚度，最厚可达 3 毫米。超过此厚度，该关系无效，因为饱和吸收变得太宽，无法正确估算强度。沿 ab 轴进行的单次测量在定性上看起来与粗粒白云母光谱（图 3a，4.4 毫米）相似，尽管它看起来更厚，整体反射率更低。

图 3. 白云母的光谱响应随厚度的变化。（a）用精密卡尺测量不同厚度的白云母片的光谱。反射光谱显示没有任何偏移，并且没有连续去除。光谱可在表 S1中找到。（b）2125 nm 和 2200 nm 吸收的相对二阶导数强度与样品厚度之间的相关性。

虽然本文是使用从纯晶体中分离出来并放置在白色面板上的白云母层（在实验室条件下）建立定量关系的，但在天然样品中似乎也存在类似的关系，至少在定性意义上是如此。在 HVC 样品中，细粒基质白云母（例如，来自定义为弱绢云母化的蚀变）在光谱上可与粗粒白云母斑晶区分开来（例如，在 [ 21 ] 中被认定为“中到粗粒弥漫白云母 (Mc)”，它们被描述为大小从 0.4 到 1.0 毫米不等的单个颗粒，与石英共生）。使用该指标需要注意的是，它会受到吸收率在 2100-2200 nm 附近的矿物的光谱混合物的影响。例如，与高岭石混合会产生明显较小的云母厚度，在纯高岭石或几乎纯高岭石像素中降至零。这是因为高岭石在 2160 nm 处的吸收在 2120 nm 附近产生了一个拐点，导致二阶导数光谱出现低谷，而非预期的峰值，从而导致估算厚度为负（此处显示为零）。尽管如此，光谱混合效应似乎并没有对定性使用该指标造成重大不利影响。在本研究中，该指标用于检测厚的或粗粒白云母的存在（即显示出明显较大的白云母光学厚度的像素），此处定义为 2125 nm 与 2200 nm 比率约为 0.16 或以上的像素，相当于白云母的表观厚度为 1 mm 或更大。为简便起见，该指标称为白云母“颗粒大小”，即使该指标测量的是白云母光学厚度，而它可能并不总是与天然样品中白云母晶体的真实物理尺寸相符。

相对矿物丰度的估计

对来自 Guichon Creek 岩基的 755 个板片的高光谱数据进行了分析，以提取表 1中列出的 12 种矿物的相对模态丰度，以及白云母的表观厚度（称为颗粒大小）。光谱图像以每个像素为基础进行分析，每个像素可能表示一种或多种矿物的存在，具体取决于图 2和表 1中列出的标准。对于每个板片样本，每种矿物的相对模态丰度计算为含有给定矿物的像素数与样本中总像素数之比（请注意，一个像素可以检测到多种、一种或零种矿物）。也就是说，本研究报告的相对模态丰度仅代表样本组内所研究矿物丰度的相对变化，而不是真正的模态丰度，因为它们没有考虑到岩石中存在的所有相（例如，无法解释长石）。作为模态丰度估算过程的一个例子，图 4显示了两个样品中葡萄石的相对丰度，分别为 12% 和 54%。对于连续钻孔岩心，每 20 厘米岩心部分报告一个相对矿物丰度值。

图 4. 相对丰度像素数示例。 ( a ) 假彩色短波红外 (SWIR) 图像。 ( b ) 处理后的高光谱图像显示 1477 nm 吸收的二阶导数的相对强度，表明存在葡萄石。 ( c ) ( b )中所示图像的像素数，表明顶部样本的总像素中有 12% 包含葡萄石，底部样本中有 54% 包含葡萄石。

用于检测矿化样品的蚀变分数

在大多数矿床中，蚀变和矿化样品的矿物学与背景、未蚀变和未矿化样品的矿物学不同。在 Highland Valley，铜铁硫化物形式的矿化出现在具有粗白云母边缘的石英脉中，高岭石在矿床中也很常见。据报道，在一些地区，电气石角砾岩与矿化有关，并可能被绿帘石覆盖。葡萄石在远端青盘岩蚀变带中很常见 [ 12 ]。

在这里，根据已知与矿化一起出现的矿物的存在与否，以及在 SWIR 光谱范围内可通过光谱检测到的矿物，制定出一个简单的蚀变分数。该指标可用于估计给定样本（或钻芯间隔）中的蚀变程度，并可能用于区分矿化样本和非矿化样本（即用于选矿）。对于每个样本，计算与矿化相关的每种矿物的模态丰度（此处包括硫化物、石英、粗粒白云母、高岭石、电气石和绿帘石）。然后，通过为样本中超过给定阈值的每种蚀变矿物添加 1 的值来计算蚀变分数，并为仅出现在矿化样本中的电气石和硫化物添加 2 分。通常，使用 5% 的像素阈值（即模态丰度）来确定样本中是否存在矿物，或使用 0.1% 来确定硫化物的存在。也就是说，如果样品的高岭石和电气石的光谱估计模式丰度（像素数）超过 5%，则蚀变评分为 3。图 4显示了模式丰度估计的示例。请注意，由于每种矿物都是单独识别的，因此单个像素内可能存在几种矿物，如图2 d中的混合光谱所示。

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