青海铜峪沟铜矿区含黄铜矿硅质岩及其地质找矿意义

罗　凡，薛春纪，赵晓波，黄勇森，王雄飞，代志杰，吴正寿，唐　健

(1.地质过程与矿产资源国家重点实验室，中国地质大学(北京)地球科学与资源学院，北京　100083；2.青海省地质调查院，青海 西宁　810012)



青海铜峪沟铜矿区含黄铜矿硅质岩及其地质找矿意义

罗凡1，薛春纪1，赵晓波1，黄勇森1，王雄飞1，代志杰1，吴正寿2，唐健2

(1.地质过程与矿产资源国家重点实验室，中国地质大学(北京)地球科学与资源学院，北京100083；2.青海省地质调查院，青海 西宁810012)

位于东昆仑与西秦岭衔接转换部位的青海铜峪沟是鄂拉山成矿带上一处重要的大型铜矿床，矿山增储和外围找矿问题突出，硅质岩可能是重要找矿标志之一。铜峪沟铜矿区硅质岩呈层状、似层状及条带状整合产于中—下三叠统中，由微晶-细晶石英组成，含少量绢云母、黄铜矿及磁黄铁矿等。硅质岩主微量元素特征，如Al2O3-TiO2图解、Fe-Mn-(Cu+Ni+Co)×10三角图解和P2O5-Y图解，以及硅氧同位素特征等方面显示出典型热水沉积地球化学特征；同时岩石Si/Al比值、U/Th比值及稀土元素特征等表明热水沉积体系遭受了少量陆源物质的影响。此外，硅质岩Al2O3/(Al2O3+Fe2O3) -Fe2O3/TiO2图解、Ti/V-V/Y图解、(La/Ce)N-Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)图解及稀土元素特征等均显示其形成于大陆边缘环境。区域上，随着阿尼玛卿洋由南向北俯冲，早—中三叠世铜峪沟一带属弧后盆地环境，盆地内发生喷流沉积作用使大量成矿物质预富集形成矿胚层，此为重要成矿期，而硅质岩作为该过程的重要地质记录，同时指示区域上错扎玛和塔东等地有较好的找矿前景。

硅质岩；热水沉积；铜峪沟铜矿床；早—中三叠世；鄂拉山成矿带；青海

0　引　言

硅质岩在现代大洋洋底、大陆边缘和VMS、Sedex等多金属矿床中多有出现，较好地记录了相关成矿地质环境和地质过程[1-5]。青海铜峪沟及其所在区域内的错扎玛、雅日、安果、塞宗寺及塔东等多处观察到硅质岩，它们具有何种地质找矿意义？

青海铜峪沟铜矿床是铜金属储量超过50万吨的大型铜矿床[6]。前人对该铜矿床的地质特征、矿物学特征、成矿物质及成矿流体来源等开展了较好的研究[6-14]，对于矿床成因存在陆源裂陷盆地热液喷流沉积并遭后期变质改造[6]、介于Sedex型矿床与别子型矿床之间的矿床类型[10-11]、与中—晚三叠世岩浆活动有关的矽卡岩型矿床[14]等不同认识。但矿区含黄铜矿硅质岩的成因、与铜成矿关系以及地质找矿意义尚不清楚。

本文在区域野外地质调查基础上，重点以铜峪沟铜矿区含黄铜矿硅质岩为研究对象，开展地质剖面实测、岩石学、岩相学及岩石地球化学研究，试图揭示含黄铜矿硅质岩的成因及其与铜成矿的关系，探索地质找矿意义，服务区域铜矿找矿勘查。

1　区域地质背景

鄂拉山铜多金属成矿带产于秦-祁-昆造山系，夹持于东昆仑弧盆系和西秦岭弧盆系之间，空间上呈北西—南东向展布。目前在该成矿带上已经勘查发现了赛什塘、铜峪沟、日龙沟和索拉沟等铜多金属矿床(图1)。铜峪沟铜矿床位于该带的东南部，东西两侧分别为鄂拉山陆缘弧带和兴海—泽库弧后前陆盆地，南北两侧分别被布尔汗布达结合带和宗务隆山裂谷盆地所限(图1)[15]。

图1　中央造山带构造略图(a)、昆秦结合部区域构造略图(b)和鄂拉山地区区域地质图(c)(a.底图据孙延贵[18]，2004修编；b.底图据潘桂棠等[15]，2013修编；c.底图据李东生等[20]，2009修编)　Fig.1　Structure outline of the Central Orogenic Belt(a，modified after Sun[18]，2004)，schematic tectonic map of the juncture between Qinling and Kunlun(b，modified after Pan et al.[15]，2013)and regional geological map of Ela mountain(c，modified after Li et al.[20]，2009)图a：阴影部位为中央造山带；图b：1.陆块/地块；2.对接带/结合带/蛇绿混杂带；3.岩浆弧；4.新生代盆地；5.弧后/弧前/前陆盆地；6.陆缘/弧间裂谷盆地；7.秦-祁-昆造山系；8.羌塘-三江造山系；图c：1.第四系中上更新统；2.新近系贵德群红色砂砾岩、泥岩；3.上三叠统鄂拉山组陆相火山岩；4.下—中三叠统千枚岩、灰岩夹火山岩；5.下—中三叠统隆务河群；6.石炭系—中二叠统甘家组；7.古元古界金水口岩群；8.晚三叠世花岗闪长岩；9.晚三叠世英云闪长岩；10.晚三叠世石英闪长岩；11.早泥盆世花岗闪长岩；12.中酸性脉岩类：γπ.花岗斑岩，γδ.花岗闪长岩，δο.石英闪长岩，δ.闪长岩；13.基性脉岩类：ν.辉长岩脉；14.断裂；15.矿床；16.岩层产状

区域内出露地层包括古元古界、下二叠统及中—下三叠统等(图1)。古元古界由片岩、片麻岩、混合岩等组成；下二叠统岩性是一套碎屑岩、泥岩夹碳酸盐岩组合；中—下三叠统为一套碎屑岩-碳酸盐岩组合，局部夹中基性火山岩及硅质岩，而硅质岩在铜峪沟、错扎玛、雅日、安果、塞宗寺、赛什塘及塔东等地均有产出。鄂拉山地区岩浆活动发育，与成矿有关的岩浆岩主要是印支中晚期的钙碱性-高钾钙碱性系列岩浆岩，碰撞造山作用后期形成[15-17]。岩性为石英闪长岩、闪长玢岩、石英闪长玢岩、花岗斑岩及石英斑岩等中酸性侵入岩，其中石英闪长岩体规模较大，为赛什塘复式岩体的主体(图1)。岩体年龄值基本均落入231～195 Ma区间内[18]，主要分布于察汗乌苏河断裂与哇洪山—温泉断裂之间区域。伴随着印支期阿尼玛卿山及鄂拉山造山作用，区域内构造发育。断裂构造可分为北西向、东西向及少量北东向、近南北向4组断裂(图1)，近东西向与北西向断裂与区内斑岩-矽卡岩型矿床形成关系密切。区域内北西向哇洪山—温泉断裂，分布在铜峪沟矿区以西，为盆地裂陷时期形成的同生断裂，对区内热水沉积成矿具有重要的控制作用[19]。

2　矿区含黄铜矿硅质岩地质产状

图2　铜峪沟铜矿床地质图(据曾小华等[13]，2014修改)Fig.2　Geological map of the Tongyugou copper deposit(modified after Zeng et al.[13]，2014)1. 中—下三叠统c岩组第一亚组第二岩性段凝灰质变砂岩、绢云绿泥石英片岩或千枚岩夹变基性玄武岩；2.中—下三叠统c岩组第一亚组第一岩性段条纹条带状黑云母变砂岩和黑云母石英片岩，中下部夹有含磁黄铁矿、黄铜矿硅质岩层，为M6矿带赋矿层位；3～5.中—下三叠统b岩组第四亚组第三岩性段(1～3岩性层)黑云母千枚岩、条纹条带状粉砂岩夹条纹(带)状硅质岩及条带状大理岩，为M2、M4、M5矿带赋矿层位；6～7. 中—下三叠统b岩组第四亚组第二岩性段(1～2岩性层)条纹条带状变质砂岩、千枚岩、粉砂岩、条带状大理岩灰岩，组成铜峪沟短轴背斜的核部，为M1矿带赋矿层位；8.矽卡岩；9.闪长玢岩脉；10.矿体；11.硅质岩产出层位；12.逆断层；13.正断层；14.平推断层；15.断层角砾岩；16.褶皱轴

铜峪沟铜矿区出露地层为中—下三叠统(T1-2)的b岩组第四亚组(T1-2b4)和c岩组第一亚组(T1-2c1)，二者整合产出(图2，图3)。矿区内b岩组第四亚组可见第一岩性段(T1-2b4-1)、第二岩性段(T1-2b4-2)和第三岩性段(T1-2b4-3)。T1-2b4-1地表未出露，仅见0线附近的钻孔内，由白色大理岩、条带状大理岩夹钙质千枚岩、粉砂岩组成，为M3矿带赋矿层位(图3)；T1-2b4-2岩性为条纹条带状变质砂岩、千枚岩、粉砂岩、条带状大理岩灰岩，组成铜峪沟短轴背斜的核部，为M1矿带赋矿层位(图2，图3)；T1-2b4-3岩性为黑云母千枚岩、条纹条带状粉砂岩夹条带状硅质岩及条带状大理岩，为M2、M4、M5矿带赋矿层位(图2，图3)。c岩组第一亚组(T1-2c1)是矿区仅见的火山沉积岩系，可分为上下两部分：下部(T1-2c1-1)岩性为条纹条带状黑云母变砂岩和黑云母石英片岩，含黄铜矿硅质岩呈层状、条带(纹)状整合产于其中，为M6矿带赋矿层位；上部(T1-2c1-2)为片理化凝灰质砂岩夹蚀变凝灰岩和变基性玄武岩(图2，图3)。

图3　铜峪沟铜矿床0号勘探线剖面图(据李福东等[6]，1993修改)Fig.3　The No.0 prospecting line profile of the Tongyugou copper deposit(modified after Li et al.[6]，1993)1.矿体；2.矽卡岩；3.碳酸盐岩；4.条带状千枚岩、粉砂岩；5.长石石英砂岩；6.黑云母千枚岩；7.绢云绿泥石石英片岩；8.硅质岩

赛日科龙洼复式背斜分布于铜峪沟矿区北东部，铜峪沟背斜与森琴—铜峪沟向斜是产于其南西侧的次级褶皱(图2)。矿区主体构造铜峪沟背斜呈短轴状，轴向南北，两翼新地层(T1-2b4-3、T1-2c1-1)呈层圈状包围于核部老地层周围(T1-2b4-1、T1-2b4-2)，同时整合产于T1-2b4-3、T1-2c1-1岩层中的含黄铜矿硅质岩在褶皱形成过程中与地层发生同步变形(图2，图3)。矿区断裂构造发育，分为北西—南东向、北东—南西向、近南北向及近东西向4组断裂，使T1-2b4-3、T1-2c1-1岩层中的含黄铜矿硅质岩发生错断、移位(图2)。铜矿体产状与地层大致相同，主要呈层状、似层状及透镜状产于与含黄铜矿硅质岩互层的变质粉砂岩、碳酸盐岩及相邻界面中(图3)。

3　硅质岩岩石学

研究区内硅质岩呈灰白色，层(纹)状、条带状构造，条带或层(纹)宽0.2～5 cm，岩石坚硬且脆，具贝壳状断口，抗风化能力强，抛光后呈光亮滑腻的“镜面”，常与灰黑色的变质粉砂岩(宽0.3～1.5 cm)互层，界线平直且截然(图4a，c)，与地层发生同步变形，具明显的同生沉积特征。

硅质岩主要组成矿物是微晶-隐晶石英，平均含量约70%，其次为少量绢云母、黏土矿物、黄铜矿和磁黄铁矿等，未见任何生物结构(图4a-d)。岩石中石英颗粒呈半自形结构，粒度0.01～0.2 mm；绢云母呈星点状或纤维状产于石英间隙中(图4b，d)；黄铜矿与磁黄铁矿仅产于硅质条带中，变质粉砂岩中未见(图4e)，呈自形—半自形晶结构，界线平直，无交代现象(图4f)。硅质岩后期受到了轻微的改造，偶见岩石内部的微裂隙被含矿或不含矿的石英脉所充填。

图4　铜峪沟铜矿床硅质岩手标本及镜下照片Fig.4　Specimen and micro-photos of silicalite in the Tongyugou copper deposita.含黄铜矿硅质岩，呈灰色、灰白色，层状构造，其中浅色层是硅质岩，宽0.2～1 cm，深色层为变质粉砂岩，宽度0.2～3 cm；b.含黄铜矿硅质岩主要由微晶石英颗粒组成(85%)，含少量黄铜矿(3%)、磁黄铁矿(6%)、绢云母(6%)，石英呈均粒结构，粒径0.08～0.12 mm(薄片、正交偏光)；c.含黄铜矿硅质岩，呈灰色、灰白色，层状构造，其中浅色层是硅质岩，宽0.5～1.5 cm，深色层为变质粉砂岩，宽0.3～1.5 cm；d.硅质岩主要由雏晶石英组成(75%)，含少量黄铜矿(5%)、磁黄铁矿(9%)、绢云母(11%)，均粒结构，石英粒径0.02～0.04 mm(薄片、正交偏光)；e.含黄铜矿硅质岩，层状构造，浅色层为含黄铜矿硅质岩，石英呈微晶-雏晶结构，粒径0.02～0.04 mm，黄铜矿等硫化物矿物呈浸染状分布在硅质岩内，深色层为变质粉砂岩条带，其中不含硫化物(光片、单偏光)；f.硅质岩中浸染状黄铜矿(5%)，呈自形结构，粒度0.02～0.08 mm，磁黄铁矿(9%)，呈自形结构，粒度0.07～0.1 mm，二者共生，无交代现象(光片、单偏光)；Qtz.石英；Ser.绢云母；Cpy.黄铜矿；Pyr.磁黄铁矿

4　样品与测试

本次研究主要对铜峪沟矿区9件硅质岩样品进行了主微量元素分析，7件进行了硅、氧同位素组成分析。所有分析样品均采自采矿口处，野外采样时注意避开后期热液叠加、风化及氧化严重的样品，少量细脉后期也进行了切除，保证了所有样品为新鲜岩石样品。

全岩粉末样品处理工作在河北廊坊市地科勘探技术服务有限公司进行。首先选取新鲜的硅质岩样品，在磨制好0.3 mm厚的探针片后，剩余岩石样品经蒸馏水洗净，自然干燥后粉碎至200目，以备元素和同位素组成分析。

元素和同位素组成分析均在核工业北京地质研究院分析测试研究中心完成。主量元素分析采用熔融法制样，飞利浦PW2404型X射线荧光光谱仪检测。微量元素分析用溶液法制样，ELEMENTXR 等离子体质谱分析仪分析。硅同位素分析用SiF4法制样，氧同位素分析用BrF5法制样，用MAT253型质谱仪分析同位素组成。

5　分析结果

铜峪沟硅质岩主量元素测试结果列于表1中，硅质岩的SiO2含量为56.4%～76.12%，平均值为68.53%，TiO2含量为8.41%～16.85%，平均为12.18%，Fe2O3含量为0.01%～0.13%，平均为0.07%，FeO含量为1.00%～3.77%，平均2.47%，MnO含量为0.01%～0.13%，平均为0.07%。根据 Fe2O3=1.111 4×FeO将FeO，全部转化为Fe2O3，并对数据进行了处理及计算Fe2O3T含量，MnO/TiO2=0.01～0.25，Fe2O3T/TiO2=1.65～7.84，Al2O3/(Al2O3+Fe2O3T)=0.74～0.93，Al2O3/(Al2O3+Fe2O3T+MnO)=0.73～0.93。

表1　铜峪沟铜矿区硅质岩主量元素组成(wB/%)

表2　铜峪沟铜矿区硅质岩微量元素组成(wB/10-6)

注：分析单位为核工业北京地质研究院分析测试研究中心，分析仪器为飞利浦PW2404型X射线荧光光谱仪。

硅质岩的微量元素组成见表2。硅质岩Cu含量为10.5×10-6～497×10-6，平均136.4×10-6，V含量为35.80×10-6～110.00×10-6，Y含量为22.20×10-6～40.00×10-6，Ni含量为9.68×10-6～27.00×10-6，Co含量为2.42×10-6～12.60×10-6，Ba含量为167×10-6～751×10-6，Sr含量为152×10-6～328×10-6。Ti/V=31.43～122.54，V/Y=0.9～3.66，V/(V+Ni)=0.74～1，Ni/Co=0.94～4.00，平均值为2.88，Ba/Sr=0.82～4.66，平均值为2.2。

硅质岩的稀土元素组成见表2。硅质岩ΣREE值为66.51×10-6～246.42×10-6，平均158.95×10-6，北美页岩标准化的稀土配分模式表现出水平或向左倾斜(图5)。ΣREE值、(La/Ce)N值列入表2中，δCe、δEu、 (La/Yb)N等值列入表5中。

图5　硅质岩稀土元素配分模式Fig.5　REE distribution pattern of silicalite

铜峪沟硅质岩的硅、氧同位素组成分析结果见表3。δ30Si为-1‰～0.8‰之间，平均值0‰；δ18O为11.8‰～15.5‰，平均值12.7‰。

6　讨　论

6.1硅质岩成因

硅质岩成因研究中，直接的岩石学和岩相学证据(如成分鉴定、野外产状及组构特征)对于解决硅质岩成因问题往往能够起到决定性作用。已有资料显示，自然界中的硅质岩主要有生物或生物化学沉积成因、化学沉积成因和交代成因3大类[21-22]。铜峪沟矿区内的硅质岩以条带状硅质岩为主，野外观察具有典型的沉积特征，表现为有明显韵律层理及层状、条带状构造，并且与变质粉砂岩呈整合接触关系，二者界线截然，这显示了在沉积时水动力条件相对较弱且稳定，为热水同生沉积成岩作用提供了水文条件[23]，判断其为沉积成因，而非交代蚀变成因的硅质岩。通过镜下观察，在硅质岩中并未发现硅藻等生物结构，可以排除生物成因的可能。原始硅质沉积体系发育的一段时间内需要快速沉积大量SiO2，才能形成高浓度、高纯度的SiO2堆积体，陆源风化产物不可能在短时间内提供如此多的SiO2，只有热水成因的SiO2才能满足，并且陆源SiO2因为其溶解度较低[24-25]，在迁移过程中很难发生沉淀，即使发生沉淀，也会因为其SiO2浓度低而不能形成高浓度、大规模的SiO2堆积体系[26]。本区硅质岩具有紧密堆积、结晶程度较低的特征，应是快速沉积而成，与正常海水中沉积速度低、结晶较好有区别。此外，硅质岩主要以多层硅质条带为主，可能是热液发生了脉动性喷流形成。故本区硅质岩应该是由热水来源SiO2经化学沉积作用形成。

表3铜峪沟铜矿区硅质岩的硅、氧同位素组成

Table 3Si- and O-isotopic compositions of silicalite in the Tongyugou copper ore district

样品编号岩性描述δ30SiV-NBS-28/‰δ18OV-SMOW/‰成岩温度/℃T19硅质岩-0.111.8180T21硅质岩0.311.8180T39硅质岩0.311.9178T58硅质岩-1.015.5133T59硅质岩0.812.7167T60硅质岩0.112.4171T61硅质岩-0.212.7167

注：分析单位为核工业北京地质研究院分析测试研究中心；分析仪器为MAT253型质谱仪；成岩温度据1 000 lnα(燧石-H2O)=3.09×106/T2-3.29公式计算。

将本区硅质岩与不同成因类型硅质岩比较(表4)，其明显不同于生物成因的硅质岩以SiO2为主要组成、其他成分含量低的特征，而与火山有关的块状硫化物矿床中的硅质岩以及银洞子似碧玉岩具有相似特征[1]，显现出与热水沉积硅质岩类似的元素组成。硅质岩的SiO2含量(56.4%～76.12%，平均值为68.53%)，与凤太矿田硅质岩SiO2含量(73.29%～74.51%)相近[23]，Si/Al比值2.95～7.66，平均5.41，并远低于纯硅质岩的Si/Al比值(80～1 400)[27]，表明可能有较高陆源物质混入。高含量的Fe2O3、MnO常与大洋中脊处富含金属质的热源相关，两者共生，从洋中脊到大陆边缘显示出逐渐降低的趋势；相反，正常的水成沉积物中，两者是分离的，而Al、Ti属于稳定元素，它们的富集则与陆源物质的介入有关[28-30]，韩发、哈钦森[31]曾在统计学基础上给出了Al2O3-TiO2坐标系统划分不同成因硅质岩区(图6)。铜峪沟铜矿床硅质岩Fe、Mn具有很高的正相关性，相关系数为0.92，反映硅质岩不具水成沉积性质而表现出热水沉积的特点；而Al、Ti含量较高指示硅质岩中有较多陆源物质介入，本区样品在Al2O3-TiO2图解中均投点于火山或海底热水成因硅质岩区，远离生物成因硅质岩区。而Fe2O3/FeO比值0.001 9～0.057 4，平均0.035，均小于1，与热水沉积硅质岩一致，与正常生物化学成因硅质岩(Fe2O3/FeO>1)相反[32]，并且在本区硅质岩的SiO2/(K2O+Na2O)-MnO/TiO2与Fe2O3/FeO-SiO2/Al2O3双变量图解中[28]，所有点均落在热水沉积区(图7，图8)。

表4　不同成因类型硅质岩的化学成分对比(wB/%)(据薛春纪[1]，1991)

图6　硅质岩Al2O3-TiO2判别图解(底图据韩发等[31]，1989)Fig.6　Al2O3-TiO2 diagram of silicalite(after Han et al. [31]，1989)

图7　SiO2/(K2O+Na2O)-MnO/TiO2图解(底图据Murray[28]，1994)　Fig.7　SiO2/(K2O+Na2O)-MnO/TiO2 diagram(after Murray[28]，1994)

图8　Fe2O3/FeO-SiO2/Al2O3图解(底图据Murray[28]，1994)Fig.8　Fe2O3/FeO-SiO2/Al2O3 diagram(after Murray[28]，1994)

P.A.Rona[33]对世界上17个地区的21个热水沉积数据点利用Fe-Mn-(Cu+Ni+Co)×10三角图解进行分析，这些点均落入Fe、Mn底线附近。热水沉积物的另一重要地球化学特征是富Fe、Mn，贫Cu、Co、Ni，这主要是热水沉积物堆积速率高，没有充分与海水相互作用而富集Cu、Co、Ni等元素造成的，在Fe-Mn-(Cu+Ni+Co)×10三角图解中，热水沉积物与水成沉积物有各自的集中区，热水沉积物主要分布于Fe-Mn底线附近。铜峪沟铜矿区硅质岩在Fe-Mn-(Cu+Co+Ni)×10图解中均落于热水沉积物Fe、Mn底线附近富Fe端元，而远离水成沉积(图9)。

图9　Fe-Mn-(Cu+Ni+Co)×10 图解(底图据Boström[35]，1983)Fig.9　Fe-Mn-(Cu+Ni+Co)×10 diagram(after Boström[35]，1983)HN.水成沉积物；ED.东太平洋含金属热水沉积物；HD.热水沉积物；RH.红海热水沉积物

现代深海水成沉积物中P大都以生物成因的骨骸残余物存在，并伴有Y和REE的富集[34]。又因为P在碱性溶液中的溶解度极低，故在沉积成岩过程中也会得到富集(图10，趋势线a)。相反，在热水溶液中，P因热水活动易被活化转移出来而得到富集，但Y的含量并不随P的富集而升高(图10，趋势线b)。铜峪沟铜矿区硅质岩投点均落于现代热水沉积物的趋势线左下侧附近，而远离现代水成沉积物趋势线和集中区。Y含量并不随P含量的增高而升高，指示硅质岩是海底热水沉积形成。

图10　P2O5与Y关系图解(底图据Marchig[34]，1982)Fig.10　P2O5-Y diagram in different sediments(after Marchig[34]，1982)DS.深海水成沉积物；WR.含金属成岩沉积物；HD.含金属热液沉积物

前人研究表明[36]热水沉积物中富U而贫Th，是热水沉积物因沉淀堆积过快而不能充分的摄取海水中的Th造成的。本次研究中硅质岩的U/Th比值0.163～0.257，平均为0.2，显示出非热水沉积特征，可能是因为其沉积环境位于大陆边缘受陆源物质影响。通常Ba/Sr比值的变化不但可用于判别海相和陆相沉积物，而且可作为衡量海底热水流体作用的尺度，正常海相沉积岩中Ba/Sr比值基本小于1，而海底热水沉积物中Ba/Sr比值大于1，海相沉积物中Ba/Sr比值愈大，愈能反映海底热水流体作用的影响程度[37-38]，铜峪沟硅质岩中Ba/Sr比值平均为2.2，且9件样品中8件都大于1，说明其沉积时海底热水流体活动较强烈。现代热水沉积物相对富含Cu、Ni，而贫Co，且Ni/Co比值小于3.6，水成沉积物的则相反。矿区硅质岩Cu含量是地壳丰度的5.6倍，样品相对富Ni贫Co，Ni/Co=2.88<3.6，反映热水沉积特征。此外，岩石V/(V+Ni)平均值为0.823，主要对应了与深部热水活动相吻合的还原性沉积环境(V/(V+Ni)>0.46)[39]。

稀土总量低、Ce负异常及北美页岩标准化模式水平或向左倾斜是许多热水沉积硅质岩的共性，而正常海水碎屑沉积物的稀土总量高，Ce可见正异常，北美页岩标准化曲线明显右倾[40-42]。但是，刘家军等[43]指出当热水沉积硅岩中有少量的含稀土总量高的水成沉积物混合时，将会导致热水沉积硅岩的稀土总量提高。铜峪沟矿区硅质岩ΣREE平均值为158.95×10-6，稀土总含量特征总体与热水沉积硅质岩(ΣREE <200×10-6)[44]相吻合，而本区硅质岩稀土总含量偏高，可能是陆源物质混入造成。稀土元素经北美页岩标准化后，稀土配分模式表现出水平或向左倾斜，与典型的热水沉积硅质岩基本类似(图5)。但是矿区硅质岩的稀土配分模式中缺乏典型的热水沉积硅质岩所具有的负Ce异常(δCe=0.96)，这可能与铜峪沟硅质岩形成于大陆边缘环境有关。已有研究表明，形成于扩张洋中脊附近及大洋盆地环境中燧石的δCe平均值分别为0.29和0.55，而大陆边缘环境的Ce负异常不明显(δCe为0.90～1.30)[44-45]。硅质岩轻、重稀土的相对富集程度可以用(La/Yb)N比值来表示。Murray et al[44]研究认为，正常海水生物沉积硅质岩无重稀土富集，(La/Yb)N约为1，而热水沉积岩的重稀土有富集趋势，(La/Yb)N<1[44,46-47]。从表5可以看出，研究区9个样品(La/Yb)N值为0.50～1.14，其平均值为0.92<1，重稀土相对富集，指示其为热水沉积成因。所有样品中T59号样品相对较纯(SiO2= 74.34%)，陆源混入物较少，具有低的ΣREE值66.51×10-6，(La/Yb)N=0.50<1，重稀土相对富集程度更高，铕弱正异常，δEu=1.08，热水沉积特征相对明显(图5)。

表5铜峪沟铜矿区硅质岩与典型硅质岩稀土元素特征对比

Table 5Comparison of geochemical parameters of rare earth elements between silicalites from Tongyugou and other typical silicalite

类型/样品号沉积环境/样品名称 ΣREE/10-6北美页岩标准化δCeδEu(La/Yb)NT16铜峪沟硅质岩 168.950.960.930.96T19铜峪沟硅质岩 175.420.970.800.96T21铜峪沟硅质岩 233.250.960.941.02T36铜峪沟硅质岩 246.420.970.931.10T39铜峪沟硅质岩 156.700.950.930.89T58铜峪沟硅质岩 131.560.950.961.14T59铜峪沟硅质岩 66.510.981.080.50T60铜峪沟硅质岩 132.950.950.920.89T61铜峪沟硅质岩 118.770.971.020.84现代大洋硅质岩*太平洋洋盆 5～1320.19～0.610.67～1.630.48～10.97大西洋洋盆 9～1890.47～1.120.91～1.180.76～1.86南极周缘洋盆 35～1600.98～1.170.78～0.881.27～1.56古海洋沉积硅质岩* 近洋脊盆地 7.21～21.850.31～0.440.37～1.470.63～1.81大洋盆地 15.89～90.520.49～0.800.48～0.860.52～2.27大陆边缘盆地 8.46～63.320.72～0.980.57～0.840.59～2.27大陆边缘盆地 -0.95～1.781.05～1.650.7～1.41大陆边缘裂谷盆地2.10～196.030.81～1.510.81～1.47-台盆相断陷盆地 4.8～30.20.92～2.70.2～0.80.19～0.38

注：带*数据引自戢兴忠等[61]，2014。

据Clayton等[48]、Douthitt[49]、丁悌平等[50]的研究，不同成因石英的δ30Si有不同的δ30Si值。热水来源石英的δ30Si值范围是-1.5‰ ～ 0.8‰；生物沉积成因硅质岩δ30Si范围为-1.1‰～1.7‰；从低温地下水中自生沉淀的石英δ30Si为1.1‰～1.4‰；成岩过程中次生加大边石英的δ30Si在-0.2‰～0.3‰之间变化；火山喷发-化学沉积硅质岩的δ30Si为-0.5‰～0.4‰之间；热液交代成因硅化岩的δ30Si在2.4‰～3.4‰的狭窄范围。铜峪沟铜矿区硅质岩的δ30Si为-1‰～0.8‰之间，变化范围较大，平均0‰(表3，图11)，可见本区硅质岩的δ30Si范围与热液来源和生物成因硅质岩石英的δ30Si范围相重叠，而与其他类型石英范围差别较大。但是，通过硅质岩镜下观察并未见到任何硅藻等生物结构，可以排除生物成因硅质岩的可能，而其应该是热水沉积成因硅质岩。

图11　自然界不同成因石英的硅同位素组成(底图据文献[48-50])Fig.11　Si-isotopic compositions of quartz of various origins in natureA.铜峪沟铜矿区硅质岩；B.热水来源石英；C.生物沉积成因硅质岩；D.从低温地下水中自生沉淀的石英；E.沉积成岩次生加大边石英；F.火山喷发-化学沉积硅质岩；G.交代成因硅化岩

图12　自然界不同成因石英氧同位素组成(底图据文献[48,51])Fig.12　O-isotopic compositions of quartz of various origins in natureA.铜峪沟铜矿区硅质岩；B.岩浆晶出石英；C.区域变质成因石英；D.热泉成因泉华石英；E.沉积成岩石英；F.现代海滩石英砂；G.沉积成岩环境中重结晶石英

同样，Clayton等[48]和Savin等[51]研究认为不同类型石英的δ18O值不同，火成石英δ18O为8.3‰～11.2‰，平均9‰；变质石英δ18O变化范围是11.2‰～16.4‰，平均13‰～14‰；热泉华石英δ18O值为12.2‰～23.6‰，沉积成岩成因石英δ18O值为13‰～36‰，平均22‰；现代海滩石英的δ18O值为10.3‰～12.5‰，平均12%；成岩过程中，由于石英的重结晶作用变成嵌晶状石英，δ18O值为19.3‰～21.8‰，平均为20.45‰。研究区硅质岩δ18O值为11.8‰～15.5‰，平均12.7‰(表3，图12)，介于变质石英与热水泉华石英之间，而与其他类型石英差别较大。

硅质岩致密坚硬，抗交换能力强，自岩石形成后同位素变化不大，故可以用其氧同位素组成来测定成岩温度。据硅质岩与沉淀介质中海水氧同位素分馏与地质温度的关系1000 lnα(燧石-H2O)=(3.09×106/T2)-3.29[52]，假定海水δ18O值为0‰，计算出铜峪沟铜矿区硅质岩的形成温度为133～180 ℃(表3)，平均168 ℃远高于正常海水温度，而多数热泉矿床的成矿温度范围为100～200 ℃[53]，有的甚至高达360 ℃[54]，本区硅质岩与之吻合。

此外，张复新[55]提出与岩浆作用相关硅质岩的SiO2/Al2O3<13.7，SiO2/MgO<69.5，而本区硅质岩的SiO2/Al2O3值为3.34～8.69，平均值6.13<13.7，SiO2/MgO值为17.64～127.09，平均值38.6<69.5，均与其吻合。上述两种指标值也与阿尔泰矿区等火山-沉积盆地热水沉积硅质岩相近，而与正常的生物化学沉积成因硅质岩相去甚远[56]。铜峪沟硅质岩的Al2O3/TiO2值20.29～26.31，平均值22.44，与偏中性岩浆岩相关的硅质岩特征(Al2O3/TiO2=17～50)[36]吻合；而(Fe+Mn)/Ti比值为1.95～9.45，平均值为6.58，该值与Hein等[57]所论述的火山沉积硅质岩比值相近。并且与上述分析相对应的是矿区内的部分硅质岩与基性玄武岩产于同一层位T2c岩组，张汉文[11]研究认为这套基性火山岩组合是板内拉张裂陷环境导致基性火山喷发形成的拉斑玄武系列，这些基性岩组合普遍发育铜矿化，为矿床形成提供了成矿物质。因此，铜峪沟矿区喷流沉积过程应与火山活动存在联系，即火山喷发过程中有少量火山物质混入热水沉积体系。

通过以上对硅质岩岩相学、元素及同位素组成分析，并与典型硅质岩进行对比，可知沉积体系中主要由热水体系、陆源物质共同控制沉积过程，而热水沉积物构成沉积建造的主体并得到硅质岩热水沉积特征的支持，另有极少量火山物质混入其中。

6.2硅质岩形成环境

硅质岩的物质来源、物理化学条件、沉积速率及相应的成矿作用均受其沉积环境控制，而所有这些信息均保留在硅质岩的化学成分及组构上，因此硅质岩的地球化学特征能很好地反映硅质岩形成时的沉积环境[28]。

Baltuck[58]提出硅质岩的Al/(Al+ Fe+ Mn)值从大陆边缘(0.619)经大洋盆地及洋岛(0.319)到大洋中脊(0.008 19)逐渐降低，反映了受热水影响的程度逐渐递增的特点，矿区硅质岩的Al/(Al+ Fe+Mn)值0.66～0.87，平均0.73，并与大陆边缘环境相近。MnO/TiO2比值被用来作为判别硅质岩沉积环境受到陆源物质影响程度的有效指标[29,59]，故也可作为判断硅质沉积物离大洋盆地远近的标志。本研究中MnO/TiO2值为0.013～0.245之间，与大陆边缘硅质岩(MnO/TiO2<0.5)[29]吻合。Murray[28]认为硅质岩大陆边缘Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)介于0.5～0.9之间，大洋盆地的该比值为0.4～0.7，而洋中脊则<0.4，本区硅质岩的该比值为0.74～0.93，平均0.81，并且其在Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)-Fe2O3/TiO2图解中投点大部分落入大陆边缘区(图13)。

图13　Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)-Fe2O3/TiO2图解(底图据Murray[28]，1994)Fig.13　Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)-Fe2O3/TiO2 diagram(after Murray[28]，1994)

已有研究资料表明[28,60]，洋中脊和大洋盆地的V含量明显高于大陆边缘硅质岩，而Y含量则相反。所以洋中脊和大洋盆地硅质岩的V/Y值明显高于大陆边缘硅质岩，而Ti/V值低于大陆边缘。由本区硅质岩的V/Y和Ti/V值可知，V/Y平均值是2.14，Ti/V平均值是54.88，二者组成良好的负相关关系，而大洋盆地的V/Y≈5.8，Ti/V≈25，洋中脊的V/Y≈4.3，Ti/V≈7，大陆边缘的V/Y≈1.34，Ti/V≈40，在图解Ti/V-V/Y中，本区硅质岩投点主要位于大陆边缘与洋中脊之间，具有大陆边缘与洋中脊的双重特征(图14)。这主要是因为铜峪沟硅质岩中V含量普遍比洋中脊还高，由此也反映出这些硅质岩形成时热液活动强烈。

图14　Ti/V-V/Y图解(底图据Murray et al.[44]，1991)Fig.14　Ti/V-V/Y diagram(after Murray et al.[44]，1991)

将铜峪沟矿床硅质岩与世界典型硅质岩的稀土元素特征[61]进行对比分析(表5)，发现其特征与大陆边缘(裂谷)盆地硅质岩特征相近。Murray[28]研究认为，(La/Ce)N值越高，说明受陆源影响越小，大陆边缘硅质岩的(La/Ce)N值在1左右，大洋盆地硅质岩的(La/Ce)N值为2～3，洋中脊则大于3.5，并且有强烈的Ce亏损。将本区硅质岩稀土元素经北美页岩标准化后，(La/Ce)N值变化范围为1.08～1.15，平均值为1.11，显示出了大陆边缘硅质岩的特征(图15)。

图15　(La/ Ce)N-Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)图解(底图据Murray[28]，1994)Fig.15　(La/ Ce)N-Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)diagram(after Murray[28]，1994)

许志琴等[62]指出东昆仑地体与巴颜喀拉—松甘地体之间存在阿尼玛卿洋盆，可能是古特提斯洋北部的分支洋盆，洋盆的规模应该很大[63]。阿尼玛卿洋经过洋盆打开、洋壳俯冲消减以及碰撞造山作用整个演化过程后，区域上由南西向北东依次形成阿尼玛卿蛇绿岩带、岛弧火山岩(260 Ma)、弧后盆地玄武岩(早—中三叠世)及后碰撞火山岩(晚三叠世)[64]。李东生等[20]、杨经绥等[64]研究认为随着阿尼玛卿洋向北俯冲，玛沁岛弧以北铜峪沟一带属于弧后盆地环境，弧后盆地玄武岩为弧后板内裂开形成[11]。而铜峪沟含黄铜矿硅质岩主微量元素的地球化学指标均指示其形成于大陆边缘环境(弧后盆地、边缘海、陆表海和开放陆架均归属大陆边缘环境)，即容易受到大陆地壳物质输入影响的环境，这与李东生和杨经绥的认识相同。同时，研究者们发现海底喷流热水沉积成矿作用通常形成于大陆边缘或坳拉槽裂谷中，与洋底裂谷和陆内裂谷相比，边缘裂谷由于热历史和热状态不同更有利于喷流沉积成矿[65-66]。因此，铜峪沟矿区早—中三叠世所处的弧后盆地或大陆边缘裂谷环境为十分有利的成矿部位。

6.3地质找矿意义

前文对含黄铜矿硅质岩的岩石学及地球化学特征分析，证实了研究区硅质岩为热水沉积作用形成并与火山活动相关，同时指示其形成于大陆边缘或弧后盆地沉积环境。因此，早—中三叠世，随着阿尼玛卿洋由南向北俯冲，铜峪沟弧后盆地拉张、板块裂开[10-11]，引发火山喷发活动并形成了喷流沉积岩系和弧后盆地玄武岩，为铜峪沟铜矿床带来了大量成矿物质并形成了具有浸染状、条纹状等构造特征的含铜等成矿元素的初始矿源层，此为铜峪沟大型铜矿床的重要成矿期。区域野外地质调查工作中，除铜峪沟、赛什塘外，在错扎玛、雅日、安果、塞宗寺及塔东等地也发现有硅质岩产出，并且错扎玛和塔东两地硅质岩的地质及地球化学特征(未刊数据)与本矿区硅质岩均较为相似，指示以上两处硅质岩可能也是热水沉积成因。早—中三叠世，区域内本身所处的地热场环境[67]及拉张弧后盆地是有利的热水沉积环境。同时，错扎玛和塔东两地显示出较好的物化探异常。综合分析认为错扎玛和塔东两地有较好的找矿前景，有望取得寻找热水沉积型矿床的突破。

7　结　论

通过对铜峪沟铜矿区硅质岩的研究，主要得出如下结论：

(1)铜峪沟铜矿区硅质岩呈层状、似层状及条带状整合产于中—下三叠统含矿地层中，主体由微晶-隐晶(0.01～0.1 mm)石英颗粒(质量分数56.12%～76.4%)组成，未见任何生物结构，指示本区硅质岩由热水沉积作用形成。Fe与Mn正相关、Al2O3-TiO2图解、Fe2O3/FeO-SiO2/Al2O3与SiO2/(K2O+Na2O)-MnO/TiO2双变量图解、Fe-Mn-(Cu + Co+Ni)×10三角图解、P2O5-Y图解、Ba/Sr比值、Co/Ni比值、ΣREE、(La/Yb)N等主微量元素地球化学数据及Si-O同位素均指示本区硅质岩是属于热水成因。同时，部分地球化学指标显示可能有少量陆源物质和火山物质混入热水沉积体系。

(2)伴随着阿尼玛卿洋由南西向北东俯冲作用，玛沁以北铜峪沟地区在早—中三叠世期间处于弧后盆地环境，这也得到了硅质岩常量、微量及稀土元素特征的一致支持。

(3)玛沁以北弧后盆地拉张，引发火山喷发并形成了喷流沉积岩系和含铜等成矿元素初始矿源层。硅质岩作为该过程的重要地质记录，指示了区域上错扎玛和塔东两地有较好的找矿前景。

致谢：青海赛什塘铜业有限责任公司丁天柱总工程师在野外工作中给予了大力支持和帮助，论文写作过程中得到了赵云、韩日、王春辉等的帮助，在此一并表示感谢!

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Genesis of the Chalcopyrite-bearing Silicalite in the Tongyugou Copper Ore District, Qinghai Province and Its Geological Prospecting Significance

LUO Fan1，XUE Chunji1，ZHAO Xiaobo1，HUANG Yongsen1，WANG Xiongfei1，DAI Zhijie1，WU Zhengshou2，TANG Jian2

(1.State Key Laboratory of Geological Processes and Mineral Resources, School of Earth Sciences and Resources, China UniversityofGeosciences,Beijing100083,China;2.QinghaiInstituteofGeologicalSurvey,Xining,Qinghai810012,China)

The Tongyugou area, located in the conjunction between the East Kunlun and West Qinlin orogenic belts, is one of the most important copper deposits in the Ela mountain metallogenic belt. Further resource prospecting at the area faces great challenges, and the silicalite might be one of the clues. The silicalite in the Tongyugou copper ore district occurs as bedding and banded structure, and is mainly hosted in conformity within Lower-Middle Triassic rocks. It is mainly made up of micro-fine crystalline quartz grain with less sericite, chalcopyrite and pyrrhotine, however, no biological related texture has been observed. The Al2O3-TiO2and Fe-Mn-(Cu+Ni+Co)×10, P2O5-Y diagrams and Si-O isotope signature suggests that the silicalite was formed by hydrothermal sedimentary processes. Its Si/Al and U/Th values and rare earth element geochemical characteristics also imply that the hydrothermal sedimentary system has been affected by some terrigenous material. Based on the examination in Al2O3/(Al2O3+Fe2O3)-Fe2O3/TiO2, Ti/V-V/Y and (La/Ce)N-Al2O3/(Al2O3+Fe2O3) discrimination diagrams, the silicalite is proved to be formed at continental margin setting. Accompanying with the northward subduction of the Anyemaqen ocean in the Early-Middle Triassic, the Tongyugou area appears to be a back-arc basin. In the basin, exhalative sedimentation occurred and also resulted in a lot of ore-forming minerals to form protore beds. The silicalite is an important recorder to preserve the information of the mineralization event. Also, this study suggests that the Cuozama and Tadong may be important targets for the exploration of VMS type deposits.

silicalite;hydrothermal sedimentation; Tongyugou copper deposit; Early-Middle Triassic; Ela-shan metallogenic belt; Qinghai

2015-12-03；改回日期：2016-04-28；责任编辑：楼亚儿。

中国地质调查局项目“青海赛什塘—苦海地区喷流沉积型铜多金属矿找矿潜力调查”(12120113028200)。

罗凡，男，硕士研究生，1991年出生，矿物学、岩石学、矿床学专业，主要从事矿床学与矿床地球化学研究。Email：luofan9168@163.com。

薛春纪，男，教授，博士生导师，1962年出生，矿床学、矿产普查与勘探专业，主要从事矿床学、矿产普查与勘探的教学和研究。Email：chunji.xue@cugb.edu.cn

P588.2；P618.41

A

1000-8527(2016)04-0723-16