（四）沉积岩中的层状铜矿床——山西省垣曲县胡家峪铜矿

胡家峪铜矿位于山西省运城市垣曲县毛家湾镇境内，是中条山中段胡篦型铜矿床的代表性矿床之一。矿区内铜矿带及矿体严格受倒转向斜和地层控制，累计探明铜金属量超过1×105t，矿床前景广阔。

胡家峪铜矿区所处的大地构造位置位于华北板块南部鄂尔多斯地块与河淮地块接触带南端中条山三叉裂谷内，胡家峪断层和胡家峪同斜向斜上。区内前寒武纪地层中已发现的铜矿床有20多处，是我国大型铜矿床集中区之一，成矿区带属于中条山-王屋山Cu-Au-Fe-铝土矿成矿亚带。

1.矿区地质简述

（1）地层

矿区出露的地层有中太古界涑水杂岩，新太古界绛县群，古元古界中条群、担山石群，新元古界汝阳群、西阳河群，古生界寒武系、奥陶系，新生界古近-新近系和第四系等。其中古元古界中条群的篦子沟组是本区铜矿床的主要赋存层位，同时也是中条山Pb、Zn多金属贵金属和放射性铀矿的矿化层位。

（2）构造

矿区内地质构造较复杂，主要以断裂构造和褶皱构造为主，发育有胡家峪沟断层（F1）和胡家峪同斜向斜。胡家峪沟断层横贯矿区中南部，为一逆断层。在矿区内西南部走向为近南北向，向东转为近东西走向，断层倾向北西或北。胡家峪同斜向斜位于矿区西北部，轴向为北北东至南南西向，向北北东仰起，向斜轴部为余家山厚层大理岩，岩层由轴部向外为篦子沟组、余元下组。该向斜为本区主要控矿构造。

（3）岩浆岩

区内岩浆活动强烈，岩浆岩分布广泛，从侵入岩至喷出岩均有产出，局部可见超基性岩，岩浆活动具有多期次、多旋回特点，火山岩呈狭长带状分布。侵入岩既有星散分布，也有成群分布。火山岩呈岩脉状、岩墙状和岩株状产出。本区分布岩体有北峪奥长花岗片麻岩和曲家沟变质辉长岩体。另外区内有变质基性侵入岩类的曲家沟变质辉长岩体。

2.矿床特征简述

（1）矿体特征

胡家峪铜矿有桐木沟、南河沟和老宅滩3个采区，矿体赋存于上玉坡-胡家峪褶皱构造之胡家峪同斜向斜的两翼，是沉积变质（层控）铜钴钼等多金属硫化物矿床。矿带及矿体严格受倒转向斜和地层控制。矿带在平面上呈带状分布，矿体在空间上呈层状、似层状、透镜状平行展布，沿倾向和走向变化较大，常有膨胀、收缩、尖灭再现及分支复合的现象，较普遍，且明显。

南河沟矿段共圈定出3条矿带、7条矿体。胡家峪向斜正常翼Ⅰ矿带内赋存CuⅠ、CoⅠ、CuCoⅠ、AuⅠ共4条矿体，CuⅠ号为主矿体；胡家峪向斜倒转翼Ⅲ矿带内赋存CoⅢ、CuCoⅢ共2条矿体及余家山组在与倒转翼篦子沟组接触部位的CuⅡ矿体。

CuⅠ号矿体赋存于倒转向斜正常翼的篦子沟组中，控矿标高-70～450m，矿体倾向110°，倾角45°～51°，埋深240～720m，工程控制矿体延长580m，延伸625m，矿体厚2.0～60m。

桐木沟矿位于玉坡背斜东翼，矿体主要产在桐木沟背斜西翼的余下元组与篦子沟组间断裂带及其两侧。直接赋矿岩石主要为石英钠长岩、钠长大理岩、黑云母大理岩以及篦子沟组的黑色碳泥质片岩和所夹不纯大理岩。

桐木沟矿段大小矿体共有44个，其中2、3号矿体为主矿体。2号矿体为似层状，走向NE10°～25°，倾向SE，倾角在750m以上为50°～70°，750m以下为25°～45°；走向延长1000m左右，延深20～270m，赋矿标高在662～892m之间；3号矿体厚度变化较大，局部透镜状，由南向北逐渐变厚，最薄处1.0m，最厚可达22.9m左右。矿体沿走向延长1000m，延深40～330m，赋矿标高512～850m，走向在第9勘探线南为NE15°～20°，以北为NE30°～35°，倾向SE，倾角与2号矿体相同，上陡、下缓。其他次要矿体均分布在2、3号矿体旁，尤以桐木沟背斜北部倾伏转折端小矿体相对集中，多为透镜状，厚度、品位相差较大。

（2）矿石类型及结构构造

矿石以硫化铜为主，可将矿石自然类型划分为多金属硫化矿石。矿石工业类型为含钴的铜矿石、含铜的钴矿石及铜钴矿石。

矿石结构主要有粒状变晶结构、粒状鳞片变晶结构、粒状柱状变晶结构等。矿石构造主要有条带状、块状、片状构造等。

标本名称 条带状含铜硅化大理岩矿石 编号 DB105 形成时代 古元古代

中国典型矿山大型矿石标本图册

标本呈褐黄色，中粗粒粒状结构，条带状构造。主要成分为石英、长石、黑云母，金属矿物有黄铜矿、黄铁矿，少量辉钼矿。围岩蚀变类型有硅化、碳酸盐化、黄铁矿化、黑云母化等。矿床Cu品位为0.25%～2.1%

成因类型 变质热液型 产地 山西省垣曲县胡家峪铜矿

Zn + 2HCl= ZnCl2+ H2

65 2

x 0.2g

所以，x/65=0.2g/2

x=6.5g

m（Cu）=15g-6.5g=8.5g

Cu%（铜的质量分数）=8.5g/15g*100%=56.7%(约等于)

答：该黄铜样品中的铜的质量分数为56.7%。

盐酸盐除Ag，亚汞。哎~~现在做个这样的化学题目都这么难了。呵呵。时间过的真快，当初此次化学考试全校第一的我，八年没碰化学题目也变得不知如何下路，想了好久。CuFeS2+4HCl=Cul2+Fel2+2H2S（气体）

离子方程式就是S2- +2H-=H2S

一、大地构造单元

铜矿峪铜矿床位于华北陆块中的鄂尔多斯地块与河淮地块的接合带的南端。该接合带是在中朝克拉通前寒武纪三叉裂谷的基础上形成的马杏垣（1985）和郑超文（1986）认为该三叉裂谷发生于新太古代—元古宙（图2-66）。

邢集善（1989）将山西前寒武纪克拉通古构造自北向南划分为六个构造单元，它们分别为：保德-右玉构造带、五台-吕梁古裂谷、系舟山古裂谷、离古-阳泉裂谷、中条山三叉古裂谷和左权-安阳古裂谷等，这些古构造对山西地质历史的发展具有明显的控制作用（图2-67）。

孙继源等（1992）采用地震层析资料，来解释中条地区构造发展。他认为在中条和三门峡地区明显存在软流圈上涌现象。软流圈上涌柱是由低速体来反映的，该低速体宽90～100km，深度60～150km（未见底），顶部60km，深处出现一个水平低速层，厚15～20km，向南延伸至秦岭，向北延伸与塔儿山-二峰山下地壳连通（图2-68）。

区内负布格重力异常和负磁异常以及TM遥感影像线性特征与区域深大断裂相吻合。NE向（解州-磨里）与NW向（桑林-古朵地）两条深断裂以直角交汇，构成三叉裂谷的边界断裂。区内出露最老的地层为太古宙涑水杂岩，与五台山-太行山地区的阜平群、吕梁山地区的界河口群、秦岭地区的太华群可以对比，构成克拉通基底。

新太古代或古元古代进入一个全新时期，在太古宙克拉通刚性基底上发生拉张裂陷，同时软流层底辟上升发生海底火山作用，中条山拉张裂谷代表典型的构造景观，铜矿峪铜矿在这种构造背景上应运而生。

图2-66　中朝克拉通前寒武纪裂谷　Fig.2-66　Pre-Cambrian rift in Sino-Korean Craton（据马杏垣，1985资料改编）（after Ma Xingyuan.1985,mended）

1—新太古代—古元古代裂谷；2—中新元古代裂谷；3—古元古裂谷；4—晚古生代裂谷；L—吕梁-中岳旋回；J—晋宁旋回；C—加里东旋回；V—华力西旋回

二、矿区地质

（一）地层

矿区地层简示如表2-46。

矿区出露地层主要有新太古界绛县群铜矿峪亚群骆驼峰组变火山沉积岩系，其上为西井沟组和竖井沟组的变超钾质火山岩系（表2-46）。

表2-46　铜矿峪铜矿床地层简表　Table 2-46　Stratigraphic scale of Tongkuangyu copper deposit

骆驼峰组为主要容矿岩石，属于一套陆源碎屑-火山沉积岩系。下部为滨海陆源碎屑沉积岩，经区域变质形成石英岩、绢英片岩和绢英岩；上部为海沟火山沉积岩，经变质形成绢英岩、蚀变碎斑岩、绢英片岩、电气石英岩等，与铜矿峪铜矿生成关系十分密切。

西井沟组位于骆驼峰组之上，主要岩石为石英绿泥片岩，又称为变质富钾基性火山岩，局部见绢云母绿泥片岩、角闪黑云母岩或黑云母岩。

竖井沟组主要由变质富钾质流纹岩和变流纹质凝灰岩组成。出露于矿区南缘，分别与担山石群和中条群界牌梁组石英岩接触。铜矿峪亚群的同位素年龄数据如表2-47。

（二）构造

矿区构造复杂，铜矿峪亚群为一倒转褶皱，北翼为正常翼，南翼为倒转翼。该倒转背斜轴部出露骆驼峰组。区内赋矿的骆驼峰组为一紧闭倒转同斜一半开阔的复式向斜。褶皱轴向为NE25°，向SW倾伏，轴面倾向NW，倾角60°。总体上说，本区为一个多期重褶系统（图2-69）。本区断裂构造亦很发育，最主要的折腰山正断层。延长800m以上，走向NW20°～40°，断层面倾向NE，倾角34°～68°。断层上盘向SE下滑，垂直断距160m，水平位移200m。该断层发生于主成矿期之后，斜切地层，使蚀变碎斑岩中的矿体受到位移及错碎。除此之外，区内还有一些逆冲断层和水平断层。

（三）侵入岩和有关火山岩

图2-67　山西古裂谷分布示意图　Fig.2-67　Distribution sketch of paleorift in Shanxi province（据邢集善等，1980年资料改编）（after Xing Jishan et al.1980,mended）

1—构造带；2—古裂谷；3—新隆起

图2-68　华北地台沿东经112°CT断面图　Fig.2-68　CT section along Longitude 112°E in Northern China platform（据孙继源等，1992）（after Sun Jiyuan et al.,1992）

1—高速体；2—低速体

变辉长辉绿岩，又称变基性岩。早期为一岩席状侵入体，后经构造变形分解成若干构造透镜体，呈“岩鱼”分布（图2-70）。地表常见岩石有黑云角闪片岩、角闪黑云片岩、方柱石黑云片岩、绿泥石片岩等。变辉长辉绿岩呈块状，细-中粗粒，变余辉绿结构。主要矿物有普通角闪石和奥长石，次为黑云母及少量的斜黝帘石、绿帘石、鲕绿泥石、方解石、磁铁矿、钛磁铁矿、黄铁矿等。

变花斑英安岩，主要矿物为奥长石、石英、钾长石和黑云母，副矿物为钛磁铁矿、磁铁矿、黄铁矿、绿帘石、磷灰岩、金红石、锐钛矿和电气石等。显著特征是普遍具有显微文象结构或显微花斑结构。

蚀变石英二长斑岩，王植、闻广（1957）曾定名为变质花岗闪长斑岩。岩体与主要含矿围岩（蚀变碎斑岩）接触界线清楚。岩体含矿但较为次要。岩石呈块状构造，有时片理发育。斑状结构，斑晶含量约为全岩的60%～70%，主要由石英、钠长石和正长石组成，尚有少量黑云母，呈他形片状或片状聚合体。副矿物主要为磁铁矿、赤铁矿、电气石、磷灰石、锆石、金红石、重晶石等。

表2-47　铜矿峪铜矿的铜矿峪亚组火山岩同位素年龄（Ma）　Table 2-47　Isotope age of volcanic rock in Tongkuangyu copper deplsit（Ma）

图2-69　铜矿峪矿区构造格架及层片关系图　Fig.2-69　Tectonic framework nd correlation between ratification and Schistosity in Tongkuangyu ore district（据路九如等资料改编）（after Lu Jiuru et al.,mended）

1—绢英岩（电气石英岩）；2—绢云片岩；3—绢云泥质片岩（板岩）；4—蚀变碎斑岩；5—S0层理走向；6—片理；7—褶皱轴迹；8—F2切褶皱轴迹；9—F3褶皱轴迹；10—剥离断层；11—折腰山断层

辉绿岩，呈脉状产出，曾称闪长岩脉。一般沿近EW或SN向裂隙贯入，宽20～30m。主要矿物为易变辉石、斜长石、绿帘石、钛铁矿、方解石等。从区域地质资料看，系为与元古宇西阳河群安山岩同期产物。

（四）铜矿床地质

1.矿体

本矿床已知矿体339个（1992年储量表为112个）。主要矿体仅有1、2、3、4、5、号五条矿体。其中以5、4号矿体规模最大，产于蚀变碎斑岩（Ma）内，两矿体的储量占整个矿体储量的85%以上。1、2、3号矿体规模较小，赋存在席状变辉长辉绿岩（Mb）内。矿体一般呈透镜体状、豆荚状。

5号矿体位于蚀变碎斑岩内（图2-70、图2-71）。矿体东起水窑沟，西至黑阴沟，沿走向长1100余米，最低控制标高575～700m，向下继续延深。整个矿体向南西侧伏。矿体呈扁平透镜体，中部厚达185m，边部变薄为6～61m不等。该矿体被折腰山断层分割为东西两部分，主体在断层西侧（图2-71）。

4号矿体位于5号矿体之上，与之相平行，为一隐伏矿体（图2-72）。矿体产在蚀变碎斑岩内，部分赋存于上部的变辉长辉绿岩体中。矿体沿走向长840m，沿倾斜延深大于830m，倾角40°左右。矿体向南西侧伏，侧伏角22°。矿体厚218～30m，呈中间厚，边部薄的扁平透镜体。

图2-70　铜矿峪矿区地质略图　Fig.2-70　Geological sketch of Tongkuangyu ore district

l—变基性火山岩；2—电气石英岩；3—绢英岩；4—蚀变碎斑岩；5—绢云片岩；6—基性侵入体；7—辉绿岩（闪长岩）；8—矿体；9—背斜褶皱轴迹；10—向斜褶皱，轴迹；11—折腰山断层；12—剥离断层；13—产状；14—片理；15—地质界线；16—水系

2.矿石矿物

根据铜矿石的构造特征，可将矿石划分为细脉浸染型及脉型两种类型，大体代表了两个矿化阶段，早期以前者为主，晚期则以后者为主。细脉浸染型的金属矿物组合主要为黄铁矿＋黄铜矿；黄铁矿＋黄铜矿＋辉钼矿；黄铁矿＋黄铜矿＋辉钴矿；其次尚有少量斑铜矿、辉钼矿、磁铁矿。脉石矿物以蚀变矿物为主，主要有石英、绢云母、方解石、电气石、钠长石、绿泥石、黑云母等。

脉型矿石一般为晚期矿化，按脉内矿物充填特征可细分为：纯金属硫化物矿脉，含有围岩残留体和碎块的石英-硫化物脉及含有不同矿化阶段主蚀变矿物的含硫化物-石英矿脉三种。脉型的主要含铜硫化物矿物为黄铜矿，次有斑铜矿和辉铜矿。其他金属矿物尚有黄铁矿、辉钼矿、辉钴矿、磁铁矿、赤铁矿、钛铁矿、金红石等。

3.矿石储量、品位及伴生组分

该矿拥有铜储量264.67万吨，平均品位为0.68%；拥有钼储量9473t，平均品位为0.0072%；拥有钴储量21315t，平均品位为0.0072%；拥有金储量17.8t，平均品位为0.06g/t。故该矿以铜为主，伴生的钴、钼和金可综合利用。

4.主要容矿岩石特征

本矿床容矿岩石种类较多，有蚀变碎斑岩、绢英岩、绢英片岩、变辉长辉绿岩、钠长石英二长斑岩等，其中最主要的容矿岩石为蚀变碎斑岩。蚀变碎斑岩曾有过不同的名称：变质花岗闪长岩及变质花岗闪长斑岩（王植、沈其韩、白瑾等，1956），变质花岗闪长斑岩（王植、闻广，1957），变石英斑岩及变石英晶屑凝灰岩（《中条山铜矿地质》编写组，1978），变钠长花岗斑岩及变石英晶屑凝灰岩（孙海田，1990）；钾交代花岗斑岩（路九如，1990）。

图2-71　铜矿峪矿区第11勘探线剖面图　Fig.2-71　Profile of exploratory line 11 in Tongkuangyu ore district

1—西井沟组变基性火山岩；2—绢英片岩；3—绢英岩；4—蚀变碎斑岩；5—变基性侵入岩；6—闪长岩；7—铜矿体及编号；8—地质界线；9—断层；10—剥离断层；11—钻孔位置及编号

图2-72　铜矿峪矿区第9勘探线剖面图　Fig.2-72　Profile of exploratory line 9 in Tongkuangyu ore district

1—西井沟组变基性火山岩；2—绢英岩；3—绢英片岩；4—蚀变碎斑岩；5—变基性侵入岩；6—闪长岩；7—铜矿体及编号；8—铜钼矿体（钼品位＞0.0032%）；9—地质界线；10—断层；11—剥离断层；12—钻孔位置及编号

蚀变碎斑岩多为裂碎-碎斑结构及压碎结构、角砾状、碎屑状构造，有时显沉积细条带状构造。岩石呈灰色、浅灰白色，片理明显。岩石中的碎斑有两种：一种形似斑晶，主要由斜长石组成，为半自形板状，具钠式双晶的卡钠双晶，粒径0.75～2.2mm；另一种为绢英岩或绢英片岩碎块，呈小透镜体状，一般几毫米至几厘米。这些碎斑和原岩透镜体普遍钠长石化。此外尚有石英碎斑和钠长石碎斑。基质全部由细粒的石英、绢云母构成，粒度小于0.1mm。除此，碎基中尚见有正长石（10%～15%）、白云母（3%～2%）、黑云母（15%）及少量电气石、磷灰石、绿帘石等矿物。

蚀变碎斑岩（altered mortarite）是具有碎斑结构（mortar texture）的蚀变碎裂岩（alteredcataclasite）。原岩为海相偏碱性喷出岩-次火山岩，即角斑岩-石英角斑岩及其凝灰岩，凝灰质岩和钠长斑岩以及喷流岩、硬砂岩等岩石组合。在区域低温动力变质作用下形成一套片岩系，包含有绢云母片岩、绢英片岩、绿泥绢云片岩、绿泥绢英片岩、方柱石黑云绢云片岩等，在强烈应力作用下，又发生强烈的碎裂岩化、糜棱岩化，其中尚残留一些较大的矿物碎块，外表很像“斑晶”。碎斑岩在形成过程中又遭受强烈的钾化、钠化、硅化，最后成为透镜体状构造蚀变岩。由于其原岩岩石复杂，当遭受变质、变形和热液蚀变后，更令人难以辨别。现只能根据其现存特征定名为蚀变碎斑岩。主要依据除在岩石学、岩石化学和构造岩石学方面的微观特征外，在宏观上还可补充下列几点：一是从产状上，蚀变碎斑岩与绢英岩和绢英片岩之间无明显接触界线，呈过渡关系；二是构造变形和产生节理与绢英岩和绢英片岩相同，不同于基性侵入体。该岩石一般产在褶皱构造透镜体的核部，向外过渡到绢英岩、绢英片岩，最外层为电气石石英岩，构成一个被后期改造了的紧闭复式背形褶皱构造透镜体，成为良好的容矿空间。三是矿区内岩层在强烈的韧性剪切应力作用下，发生紧闭褶皱和变形分解而形成一系列构造透镜体，呈“岩鱼”状分布。

（五）围岩蚀变

区内围岩蚀变强烈。主要蚀变矿物有黑云母、绿泥石、钠长石、石英、电气石、方柱石、重晶石等。早期围岩蚀变有硅化、绢云母化、黑云母化、角闪石化，次为绿泥石化。晚期蚀变有硅化、绢云母化、电气石化、方柱石化、碳酸盐化、重晶石化、钠长石化。硅化、绢云母化、电气石化，贯穿于成矿作用的终始。主要矿体（4、5号矿体）的富矿岩石热液蚀变，即以硅化、绢云母化、电气石化为主，其次为碳酸盐化、钠长石化、黑云母化、方柱石化及绿泥石化。

（六）矿床物化探异常

铜矿峪铜矿产于中条山“人”字形三叉裂谷的三联点，含矿层位为上太古界骆驼峰组，该地层经受强烈的韧性剪切变形及断层剥离，容矿岩石为富钾双峰态火山沉积岩，矿化以细脉浸染型为主，矿石为铜（钼）建造，围岩蚀变以黑云母化，绿泥石化，钠长石化、硅化和电气石化等。找矿工作除重视上述地质特征外，还必须重视以下物化探异常特征。航磁异常特征：在区域上涑水杂岩的磁化率（k）为450×10-6×4π SI，绛县群，中条群的磁化率（k）为（60～40）×10-6×4π SI。故区域正异常反映了涑水杂岩的分布，负异常则显示了绛县群和中条群。若在绛县群区域出现2～3个航磁正异常，则矿床分布在两个磁异常峰值之间的低缓正异常区域。

重力异常特征：由于矿区有变质基性火山岩及变基性岩等高密体的存在，故呈现重力高异常，峰值达—46μm/s2。在矿区南部有一北东向重力梯度带，反映出铜峪沟一带的断裂构造带。

地球化学异常特征：矿床赋存地层为中-低背景区，Cu含量多数＜80×10-6。在矿区近矿围岩含Cu较高，平均为294.6×10-6。由矿体向外，Cu含量呈指数式降低。地表有大面积衬度异常，呈等轴状。元素组合为Cu、Zn或Cu、Zn、As、V等。最大衬度值为3.50。Cu＜400～Zn＞0.4为矿上晕（刘仁亮，1990）。Cu是找矿直接指示元素，Au、Ag、As为间接指示元素，在矿体隐伏的情况下，Cu异常反映了矿体的头，而由高峰的连结方向代表了矿体的倾向。As元素与Cu异常一致，只是异常衬度较低。Au、Ag二元素异常反映了Cu矿体的外带，它们脱离矿体，在离矿体的上方形成了异常，造成了Au、Ag与Cu峰值的不吻合。如4号矿体为一隐伏矿体，埋深120m，在矿体上方有清晰异常，依据Cu、Au的形态可将剖面由北向南分为3段。第Ⅰ段从矿体在地表垂直投影点向北西，矿体上盘地层内主要以Au、Ag异常重合为特征，Cu仅有微弱异常；Ⅱ段是为矿体在地表的投影处，该段以较宽的Ag异常为特征，Ⅲ段是矿体沿轴向延伸至地表的地段，主要是Cu异常，并伴有As、Ag等异常（图2-73）。

三、成矿条件

（一）稳定同位素

硫同位素：矿区金属硫化物硫同位素δ34S变化范围为—4.5‰～＋10.2‰，其中黄铁矿δ34S为—2.2‰～＋9.6‰，黄铜矿δ34S为—4.5‰～＋10.2‰，辉铜矿δ34S为＋4.2‰～＋4.3‰。金属硫化物硫同位素组成频率直方图具塔式分布特点（图2-74）。δ34S较岩浆来源的铜、镍硫化物同位素组成具更大的变化范围，又不同于硫同位素组成变化大、具波浪式分布的沉积硫化物，表明硫为多源合成的混合硫。从早期细脉浸染硫化物硫同位素组成（δ34S为—4.5‰～＋6.8‰，图2-73铜矿峪4号矿体地表异常模式图平均＋2.46‰），到晚期脉状硫化物硫（Ⅰ、Ⅱ号矿上异常，Ⅲ号前缘异常）同位素组成（δ18S为—1.4‰～＋9.6‰，平均＋3.27‰）具升高趋势，亦显示晚期有外来硫的混入。

氢氧同位素：表2-48所示，与早期细脉浸染状硫化物共生的石英δ18O为＋9.57‰～＋16.3‰，变化范围较大。晚期的脉状矿石中石英δ18O变化范围相对稍小，为＋10.58‰～＋14.25‰。黑云母的δ18O为＋7.58‰～＋11.10‰。

晚期的赤铁矿δ18O为＋0.65‰～＋3.33‰，方解石的δ18O为＋12.31‰～＋30.62‰。

图2-73　铜矿峪4号矿体地表异常模式图　Fig.2-73　Surface anomaly model of ore body No.4 in Tongkuangyu ore district

Ⅰ、Ⅱ—矿上异常；Ⅲ—前缘异常

图2-74　铜矿峪矿床金属硫化物硫同位素组成直方图　Fig.2-74　δ34S histogram of metallic sulfide in Tongk uangyu depos it

1—黄铜矿；2—黄铁矿；3—辉铜矿

石英矿物包裹体的氢同位素组成为—30.2‰～—123.2‰。云母类矿物的氢同位素组成为—58.1‰～—90.90‰。

以成矿温度为350℃，将矿物的氢同位素换算成水的氧同位素组成，其δ18OH2O为＋3.95‰～＋10.5‰。将对应矿物包裹体氢同位素组成一并投入δD—δ18O相关图（图2-75）中，表明成矿热液主要来源于岩浆水，同时有天水的加入。

碳同位素：方解石的δ13C为—6.68‰～＋1.05‰（表2-49）。碳同位素直方图（图2-76）表明，碳同位素变化范围宽，无塔型分布特点。推测方解石脉的形成主要来源于岩浆，也不排除海水碳的加入。

铅同位素：铅同位素组成如表2-50所示，由表2-50可看出，黄铁矿和黄铜矿的铅同位素组成特征为206Pb/204Pb值为18.048～46.234207Pb/204Pb值为15.220～18.675208Pb/204Pb值为37.682～69.623。它们具有很大的变化范围，表明富含放射性成因铅。

锶同位素：4个方解石样品的87Rb/86Sr值变化于0.714781～0.7284641个石英样品的87Rb/86Sr值为0.768452。3个钠长石化花岗闪长斑岩的87Rb/86Sr值变化于1.472095～12.295633,87Rb/86Sr值为0.749649～1.055671。经过计算得出晚期斑岩年龄为1161、1684、1984Ma，这与K-Ar法所测得的该岩体年龄（1401Ma）基本一致。将斑岩的初始锶比值投影于地球锶同位素演化图上，其初始锶比值属于大陆壳增长线之上，证明花岗闪长斑岩是由地壳物质重熔形成的。

（二）流体包裹体

铜矿峪铜矿的矿石和容矿岩石中含有A、B、C、D类流体包裹体，它们的基本特征如表2-51。其中A、B、C三类常见，D类少见。A类流体包裹体气液比＜15%，变化于5%～15%的包裹体中所占比例最大，估计在50%以上。B类为多相包裹体，又可分为两个亚类：第1亚类为气相＋液相＋石盐子晶。第2亚类为气相＋液相＋石盐子晶1～2个未知子晶，气相所占流体包裹体体积一般＜15%，变化于5%～15%。子晶所占包裹体体积的比例变化较大，5%～50%不等。两亚类包裹体中第2亚类包裹体占比例较少，整个B类包裹体约占流体包裹体总数的30%左右。C类包裹体为含CO2包裹体，一般很少见，所能见到的都很小（5μm）。多数含CO2包裹体以CO2为主，水溶液相不大，在室温下常见CO2气泡剧烈跳动。D类包裹体少见，直径一般达15μm，气液比在40%以上。D类包裹体不多，表明成矿处于相对封闭状态或成矿环境较深，因此成矿流体较少沸腾。

表2-48　铜矿峪矿床矿物及包裹体中的氢氧同位素　Table 2-48　Hydrogen and Oxygen isotope of mineral and inclusion in TongkUangyU deposit

注：Q石英；Bi黑云母；Hm赤铁矿；Ser绢云母；Cal方解石；Py黄铁矿

11个流体包裹体成分测试结果如表2-52，由表2-52可以看出具有以下特征：

（1）成矿流体属于NaCl-CaCl2（KCl）-CaSO4-H2O体系。

（2）主要阳离子浓度比：w[K+]/w[Na+]为0.17～0.42w[Ca2+]/w[Na+]为0.35～4.03w[Ca2+]/w[K+]为1.16～16.8。

（3）主要阴离子浓度比：w[Cl-]/w[F-]为43.9～396.3w[Cl-]/w[ ]为0.77～36.96。

表2-49　铜矿峪矿床方解石碳同位素　Table 2-49　Carbon isotope of calcite in Tongkuangyu deposit

表2-50　铅同位素组成特征　Table 2-50　Composition of Pb isotope

表2-51　铜矿峪矿床流体包裹体类型及主要特征　Table 2-51　Type and feature of fluid inclusion in Tongkuangyu deposit

表2-52　铜矿峪矿床包裹体成分　Table 2-52　composition of inclusion in Tongkuongyu deposit

注：方解石样品中Ca2+离子浓度可能受主矿物影响（T-308由中国地质科学院矿床地质所包裹体组分析，其他样品均由中国有色金属工业总公司矿产地质研究院同位素室分析）。

（4）气相成分w（CO2）/w（CH4）为18.1～304.9。

由此可见，铜矿峪矿床成矿流体中Na+、Ca2+占绝对优势，K+次之。同我国其他斑岩铜矿阳离子以Na+、K+为主，Ca2+次之（喻铁阶，1981）有着明显差别。这一结果与包裹体中未见钾盐子晶矿物存在相一致。阴离子中以Cl-和 为主，而F-次之。气相中CO2占绝对优势。

根据流体包裹体的均一温度，根据压力值校正后，A型包裹体的温度在150～340℃，B型包裹体的温度在266～933℃。又根据硫同位素地质温度计测出温度变化于160～315℃，平均值为236℃。再结合成矿地质条件和共生矿物组合一并考虑，成矿温度在350～250℃之间。

据包裹体压力计算，均一瞬间压力：A型包裹体在（1.2～4.7）×107Pa,B型包裹体在5.0×107～3.0×108Pa。压力从高到低基本代表着热液演化特征。若成矿温度在250～320℃时，相应成矿压力估计5.0×107～1.5×108Pa。

（三）成矿流体的其他物理化学条件

氧逸度：在250℃时早期细脉浸染型矿石的lg（fo2/105Pa）＝—31.6～—43.6；晚期脉状矿石的lg（fo2/105Pa）＝—30.9～—43.8。在300℃时早期细脉浸染型矿石的lg（fo2/105Pa）＝—27～—38.7；晚期脉状矿石的lg（fo2/105Pa）＝—27.0～—38.9。

硫逸度：在300℃时早期细脉浸染型矿石的lg（fs2/105Pa）＝—11.6～—4.8；晚期脉状矿石的lg（fs2/105Pa）＝—11.6～—6.4。

图2-75　成矿流体δD—δ18O相关图　Fig.2-75　δD—δ18O diagram of ore-forming fluid

M—岩浆水；D—大气降水；C—变质水；O—海水

图2-76　铜矿峪矿床碳同位素直方图　Fig.2-76　δ13C histogram in Tongkuangyu deposit

二氧化碳逸度：在300℃，m（NaCl）=3mol/kg时，早期细脉浸染型矿石的lg（fco2/105Pa）=0.029～0.047；晚期脉状矿石的lg（fco2/105Pa）=0.0066～0.597。

pH：在300℃时早期细脉浸染型矿化流体的pH值为3.37～4.01；晚期脉状矿化流体的pH值为3.43～4.28。这表明矿化流体处于中酸性。

（四）矿床成因

铜矿峪铜矿的成因较为复杂，具有多元、多源、多期、多阶段复合成矿的特点。主要矿体呈层状，有人主张为层控铜矿（陈文明等，1998）；但矿化与复合斑岩体有一定联系，矿化特征为典型的细脉浸染状，矿石建造属于铜钼，又与斑岩型矿床相一致（王植、闻广，1957），故又称之为古老的斑岩铜矿。

在自然界中自然铜存量极少，一般多以金属共生矿的形态存在。铜矿石中常伴生有多种重金属和稀有金属，如金、银、砷、锑、铋、硒、铅、碲、钴、镍、钼等。

根据铜化合物的性质，铜矿物可分为自然铜、硫化矿和氧化矿三种类型，主要以硫化矿和氧化矿，特别是硫化矿分布最广，目前世界铜产量的90％左右来自硫化矿。

铜精矿的检验方法：铜矿水分含量的测定按GB1426－1993《散装浮选铜精矿取样、制样方法》中的规定进行，铜精矿化学成分的测定按GB3884－2000《铜精矿化学分析方法》的规定进行。

矿石中的铜的含量一般都低于15%，所以用原子吸收方法比较好，所选用的仪器应该是原子吸收分光光度计 关于原子吸收分光光度计的仪器种类很多，大同小异，原理相同。我所用的是北京地质仪器矿产部的GGX-9型。

具体的操作方法：在电子分析天平称取0.1g样品于100ml的小烧杯中，加5ml 硝酸在电热板上加热一会，再加15ml 盐酸，摇匀。把溶液蒸发至干（不要蒸糊了）

后，加入1：1的硝酸40ml加入溶解盐类，煮沸就可以了。然后定溶于100ml容量瓶中，从中取出10ml于100ml容量瓶中（保持3%的酸度）定容。就可以上机测定了：

计算公式：

W(Cu)/10-2 = p.v .10-4/ms

P 是吸光度所对应的浓度。

V 是上机时的体积。

ms 是样品的质量。

化学分析方法一般使用滴定法，EDTA或者硫代硫酸钠，光度法也可以使用，但是电解法使用较少。