壹、大地構造單元
銅礦峪銅礦床位於華北陸塊中的鄂爾多斯地塊與河淮地塊的接合帶的南端。該接合帶是在中朝克拉通前寒武紀三叉裂谷的基礎上形成的馬杏垣（1985）和鄭超文（1986）認為該三叉裂谷發生於新太古代—元古宙（圖2-66）。
邢集善（1989）將山西前寒武紀克拉通古構造自北向南劃分為六個構造單元，它們分別為：保德-右玉構造帶、五臺-呂梁古裂谷、系舟山古裂谷、離古-陽泉裂谷、中條山三叉古裂谷和左權-安陽古裂谷等，這些古構造對山西地質歷史的發展具有明顯的控制作用（圖2-67）。
孫繼源等（1992）采用地震層析資料，來解釋中條地區構造發展。他認為在中條和三門峽地區明顯存在軟流圈上湧現象。軟流圈上湧柱是由低速體來反映的，該低速體寬90～100km，深度60～150km（未見底），頂部60km，深處出現壹個水平低速層，厚15～20km，向南延伸至秦嶺，向北延伸與塔兒山-二峰山下地殼連通（圖2-68）。
區內負布格重力異常和負磁異常以及TM遙感影像線性特征與區域深大斷裂相吻合。NE向（解州-磨裏）與NW向（桑林-古朵地）兩條深斷裂以直角交匯，構成三叉裂谷的邊界斷裂。區內出露最老的地層為太古宙涑水雜巖，與五臺山-太行山地區的阜平群、呂梁山地區的界河口群、秦嶺地區的太華群可以對比，構成克拉通基底。
新太古代或古元古代進入壹個全新時期，在太古宙克拉通剛性基底上發生拉張裂陷，同時軟流層底辟上升發生海底火山作用，中條山拉張裂谷代表典型的構造景觀，銅礦峪銅礦在這種構造背景上應運而生。
圖2-66 中朝克拉通前寒武紀裂谷 Fig.2-66 Pre-Cambrian rift in Sino-Korean Craton（據馬杏垣，1985資料改編）（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—呂梁-中嶽旋回；J—晉寧旋回；C—加裏東旋回；V—華力西旋回
二、礦區地質
（壹）地層
礦區地層簡示如表2-46。
礦區出露地層主要有新太古界絳縣群銅礦峪亞群駱駝峰組變火山沈積巖系，其上為西井溝組和豎井溝組的變超鉀質火山巖系（表2-46）。
表2-46 銅礦峪銅礦床地層簡表 Table 2-46 Stratigraphic scale of Tongkuangyu copper deposit
駱駝峰組為主要容礦巖石，屬於壹套陸源碎屑-火山沈積巖系。下部為濱海陸源碎屑沈積巖，經區域變質形成石英巖、絹英片巖和絹英巖；上部為海溝火山沈積巖，經變質形成絹英巖、蝕變碎斑巖、絹英片巖、電氣石英巖等，與銅礦峪銅礦生成關系十分密切。
西井溝組位於駱駝峰組之上，主要巖石為石英綠泥片巖，又稱為變質富鉀基性火山巖，局部見絹雲母綠泥片巖、角閃黑雲母巖或黑雲母巖。
豎井溝組主要由變質富鉀質流紋巖和變流紋質凝灰巖組成。出露於礦區南緣，分別與擔山石群和中條群界牌梁組石英巖接觸。銅礦峪亞群的同位素年齡數據如表2-47。
（二）構造
礦區構造復雜，銅礦峪亞群為壹倒轉褶皺，北翼為正常翼，南翼為倒轉翼。該倒轉背斜軸部出露駱駝峰組。區內賦礦的駱駝峰組為壹緊閉倒轉同斜壹半開闊的復式向斜。褶皺軸向為NE25°，向SW傾伏，軸面傾向NW，傾角60°。總體上說，本區為壹個多期重褶系統（圖2-69）。本區斷裂構造亦很發育，最主要的折腰山正斷層。延長800m以上，走向NW20°～40°，斷層面傾向NE，傾角34°～68°。斷層上盤向SE下滑，垂直斷距160m，水平位移200m。該斷層發生於主成礦期之後，斜切地層，使蝕變碎斑巖中的礦體受到位移及錯碎。除此之外，區內還有壹些逆沖斷層和水平斷層。
（三）侵入巖和有關火山巖
圖2-67 山西古裂谷分布示意圖 Fig.2-67 Distribution sketch of paleorift in Shanxi province（據邢集善等，1980年資料改編）（after Xing Jishan et al.1980,mended）
1—構造帶；2—古裂谷；3—新隆起
圖2-68 華北地臺沿東經112°CT斷面圖 Fig.2-68 CT section along Longitude 112°E in Northern China platform（據孫繼源等，1992）（after Sun Jiyuan et al.,1992）
1—高速體；2—低速體
變輝長輝綠巖，又稱變基性巖。早期為壹巖席狀侵入體，後經構造變形分解成若幹構造透鏡體，呈“巖魚”分布（圖2-70）。地表常見巖石有黑雲角閃片巖、角閃黑雲片巖、方柱石黑雲片巖、綠泥石片巖等。變輝長輝綠巖呈塊狀，細-中粗粒，變余輝綠結構。主要礦物有普通角閃石和奧長石，次為黑雲母及少量的斜黝簾石、綠簾石、鮞綠泥石、方解石、磁鐵礦、鈦磁鐵礦、黃鐵礦等。
變花斑英安巖，主要礦物為奧長石、石英、鉀長石和黑雲母，副礦物為鈦磁鐵礦、磁鐵礦、黃鐵礦、綠簾石、磷灰巖、金紅石、銳鈦礦和電氣石等。顯著特征是普遍具有顯微文象結構或顯微花斑結構。
蝕變石英二長斑巖，王植、聞廣（1957）曾定名為變質花崗閃長斑巖。巖體與主要含礦圍巖（蝕變碎斑巖）接觸界線清楚。巖體含礦但較為次要。巖石呈塊狀構造，有時片理發育。斑狀結構，斑晶含量約為全巖的60%～70%，主要由石英、鈉長石和正長石組成，尚有少量黑雲母，呈他形片狀或片狀聚合體。副礦物主要為磁鐵礦、赤鐵礦、電氣石、磷灰石、鋯石、金紅石、重晶石等。
表2-47 銅礦峪銅礦的銅礦峪亞組火山巖同位素年齡（Ma） Table 2-47 Isotope age of volcanic rock in Tongkuangyu copper deplsit（Ma）
圖2-69 銅礦峪礦區構造格架及層片關系圖 Fig.2-69 Tectonic framework nd correlation between ratification and Schistosity in Tongkuangyu ore district（據路九如等資料改編）（after Lu Jiuru et al.,mended）
1—絹英巖（電氣石英巖）；2—絹雲片巖；3—絹雲泥質片巖（板巖）；4—蝕變碎斑巖；5—S0層理走向；6—片理；7—褶皺軸跡；8—F2切褶皺軸跡；9—F3褶皺軸跡；10—剝離斷層；11—折腰山斷層
輝綠巖，呈脈狀產出，曾稱閃長巖脈。壹般沿近EW或SN向裂隙貫入，寬20～30m。主要礦物為易變輝石、斜長石、綠簾石、鈦鐵礦、方解石等。從區域地質資料看，系為與元古宇西陽河群安山巖同期產物。
（四）銅礦床地質
1.礦體
本礦床已知礦體339個（1992年儲量表為112個）。主要礦體僅有1、2、3、4、5、號五條礦體。其中以5、4號礦體規模最大，產於蝕變碎斑巖（Ma）內，兩礦體的儲量占整個礦體儲量的85%以上。1、2、3號礦體規模較小，賦存在席狀變輝長輝綠巖（Mb）內。礦體壹般呈透鏡體狀、豆莢狀。
5號礦體位於蝕變碎斑巖內（圖2-70、圖2-71）。礦體東起水窯溝，西至黑陰溝，沿走向長1100余米，最低控制標高575～700m，向下繼續延深。整個礦體向南西側伏。礦體呈扁平透鏡體，中部厚達185m，邊部變薄為6～61m不等。該礦體被折腰山斷層分割為東西兩部分，主體在斷層西側（圖2-71）。
4號礦體位於5號礦體之上，與之相平行，為壹隱伏礦體（圖2-72）。礦體產在蝕變碎斑巖內，部分賦存於上部的變輝長輝綠巖體中。礦體沿走向長840m，沿傾斜延深大於830m，傾角40°左右。礦體向南西側伏，側伏角22°。礦體厚218～30m，呈中間厚，邊部薄的扁平透鏡體。
圖2-70 銅礦峪礦區地質略圖 Fig.2-70 Geological sketch of Tongkuangyu ore district
l—變基性火山巖；2—電氣石英巖；3—絹英巖；4—蝕變碎斑巖；5—絹雲片巖；6—基性侵入體；7—輝綠巖（閃長巖）；8—礦體；9—背斜褶皺軸跡；10—向斜褶皺，軸跡；11—折腰山斷層；12—剝離斷層；13—產狀；14—片理；15—地質界線；16—水系
2.礦石礦物
根據銅礦石的構造特征，可將礦石劃分為細脈浸染型及脈型兩種類型，大體代表了兩個礦化階段，早期以前者為主，晚期則以後者為主。細脈浸染型的金屬礦物組合主要為黃鐵礦＋黃銅礦；黃鐵礦＋黃銅礦＋輝鉬礦；黃鐵礦＋黃銅礦＋輝鈷礦；其次尚有少量斑銅礦、輝鉬礦、磁鐵礦。脈石礦物以蝕變礦物為主，主要有石英、絹雲母、方解石、電氣石、鈉長石、綠泥石、黑雲母等。
脈型礦石壹般為晚期礦化，按脈內礦物充填特征可細分為：純金屬硫化物礦脈，含有圍巖殘留體和碎塊的石英-硫化物脈及含有不同礦化階段主蝕變礦物的含硫化物-石英礦脈三種。脈型的主要含銅硫化物礦物為黃銅礦，次有斑銅礦和輝銅礦。其他金屬礦物尚有黃鐵礦、輝鉬礦、輝鈷礦、磁鐵礦、赤鐵礦、鈦鐵礦、金紅石等。
3.礦石儲量、品位及伴生組分
該礦擁有銅儲量264.67萬噸，平均品位為0.68%；擁有鉬儲量9473t，平均品位為0.0072%；擁有鈷儲量21315t，平均品位為0.0072%；擁有金儲量17.8t，平均品位為0.06g/t。故該礦以銅為主，伴生的鈷、鉬和金可綜合利用。
4.主要容礦巖石特征
本礦床容礦巖石種類較多，有蝕變碎斑巖、絹英巖、絹英片巖、變輝長輝綠巖、鈉長石英二長斑巖等，其中最主要的容礦巖石為蝕變碎斑巖。蝕變碎斑巖曾有過不同的名稱：變質花崗閃長巖及變質花崗閃長斑巖（王植、沈其韓、白瑾等，1956），變質花崗閃長斑巖（王植、聞廣，1957），變石英斑巖及變石英晶屑凝灰巖（《中條山銅礦地質》編寫組，1978），變鈉長花崗斑巖及變石英晶屑凝灰巖（孫海田，1990）；鉀交代花崗斑巖（路九如，1990）。
圖2-71 銅礦峪礦區第11勘探線剖面圖 Fig.2-71 Profile of exploratory line 11 in Tongkuangyu ore district
1—西井溝組變基性火山巖；2—絹英片巖；3—絹英巖；4—蝕變碎斑巖；5—變基性侵入巖；6—閃長巖；7—銅礦體及編號；8—地質界線；9—斷層；10—剝離斷層；11—鉆孔位置及編號
圖2-72 銅礦峪礦區第9勘探線剖面圖 Fig.2-72 Profile of exploratory line 9 in Tongkuangyu ore district
1—西井溝組變基性火山巖；2—絹英巖；3—絹英片巖；4—蝕變碎斑巖；5—變基性侵入巖；6—閃長巖；7—銅礦體及編號；8—銅鉬礦體（鉬品位＞0.0032%）；9—地質界線；10—斷層；11—剝離斷層；12—鉆孔位置及編號
蝕變碎斑巖多為裂碎-碎斑結構及壓碎結構、角礫狀、碎屑狀構造，有時顯沈積細條帶狀構造。巖石呈灰色、淺灰白色，片理明顯。巖石中的碎斑有兩種：壹種形似斑晶，主要由斜長石組成，為半自形板狀，具鈉式雙晶的卡鈉雙晶，粒徑0.75～2.2mm；另壹種為絹英巖或絹英片巖碎塊，呈小透鏡體狀，壹般幾毫米至幾厘米。這些碎斑和原巖透鏡體普遍鈉長石化。此外尚有石英碎斑和鈉長石碎斑。基質全部由細粒的石英、絹雲母構成，粒度小於0.1mm。除此，碎基中尚見有正長石（10%～15%）、白雲母（3%～2%）、黑雲母（15%）及少量電氣石、磷灰石、綠簾石等礦物。
蝕變碎斑巖（altered mortarite）是具有碎斑結構（mortar texture）的蝕變碎裂巖（alteredcataclasite）。原巖為海相偏堿性噴出巖-次火山巖，即角斑巖-石英角斑巖及其凝灰巖，凝灰質巖和鈉長斑巖以及噴流巖、硬砂巖等巖石組合。在區域低溫動力變質作用下形成壹套片巖系，包含有絹雲母片巖、絹英片巖、綠泥絹雲片巖、綠泥絹英片巖、方柱石黑雲絹雲片巖等，在強烈應力作用下，又發生強烈的碎裂巖化、糜棱巖化，其中尚殘留壹些較大的礦物碎塊，外表很像“斑晶”。碎斑巖在形成過程中又遭受強烈的鉀化、鈉化、矽化，最後成為透鏡體狀構造蝕變巖。由於其原巖巖石復雜，當遭受變質、變形和熱液蝕變後，更令人難以辨別。現只能根據其現存特征定名為蝕變碎斑巖。主要依據除在巖石學、巖石化學和構造巖石學方面的微觀特征外，在宏觀上還可補充下列幾點：壹是從產狀上，蝕變碎斑巖與絹英巖和絹英片巖之間無明顯接觸界線，呈過渡關系；二是構造變形和產生節理與絹英巖和絹英片巖相同，不同於基性侵入體。該巖石壹般產在褶皺構造透鏡體的核部，向外過渡到絹英巖、絹英片巖，最外層為電氣石石英巖，構成壹個被後期改造了的緊閉復式背形褶皺構造透鏡體，成為良好的容礦空間。三是礦區內巖層在強烈的韌性剪切應力作用下，發生緊閉褶皺和變形分解而形成壹系列構造透鏡體，呈“巖魚”狀分布。
（五）圍巖蝕變
區內圍巖蝕變強烈。主要蝕變礦物有黑雲母、綠泥石、鈉長石、石英、電氣石、方柱石、重晶石等。早期圍巖蝕變有矽化、絹雲母化、黑雲母化、角閃石化，次為綠泥石化。晚期蝕變有矽化、絹雲母化、電氣石化、方柱石化、碳酸鹽化、重晶石化、鈉長石化。矽化、絹雲母化、電氣石化，貫穿於成礦作用的終始。主要礦體（4、5號礦體）的富礦巖石熱液蝕變，即以矽化、絹雲母化、電氣石化為主，其次為碳酸鹽化、鈉長石化、黑雲母化、方柱石化及綠泥石化。
（六）礦床物化探異常
銅礦峪銅礦產於中條山“人”字形三叉裂谷的三聯點，含礦層位為上太古界駱駝峰組，該地層經受強烈的韌性剪切變形及斷層剝離，容礦巖石為富鉀雙峰態火山沈積巖，礦化以細脈浸染型為主，礦石為銅（鉬）建造，圍巖蝕變以黑雲母化，綠泥石化，鈉長石化、矽化和電氣石化等。找礦工作除重視上述地質特征外，還必須重視以下物化探異常特征。航磁異常特征：在區域上涑水雜巖的磁化率（k）為450×10-6×4π SI，絳縣群，中條群的磁化率（k）為（60～40）×10-6×4π SI。故區域正異常反映了涑水雜巖的分布，負異常則顯示了絳縣群和中條群。若在絳縣群區域出現2～3個航磁正異常，則礦床分布在兩個磁異常峰值之間的低緩正異常區域。
重力異常特征：由於礦區有變質基性火山巖及變基性巖等高密體的存在，故呈現重力高異常，峰值達—46μm/s2。在礦區南部有壹北東向重力梯度帶，反映出銅峪溝壹帶的斷裂構造帶。
地球化學異常特征：礦床賦存地層為中-低背景區，Cu含量多數＜80×10-6。在礦區近礦圍巖含Cu較高，平均為294.6×10-6。由礦體向外，Cu含量呈指數式降低。地表有大面積襯度異常，呈等軸狀。元素組合為Cu、Zn或Cu、Zn、As、V等。最大襯度值為3.50。Cu＜400～Zn＞0.4為礦上暈（劉仁亮，1990）。Cu是找礦直接指示元素，Au、Ag、As為間接指示元素，在礦體隱伏的情況下，Cu異常反映了礦體的頭，而由高峰的連結方向代表了礦體的傾向。As元素與Cu異常壹致，只是異常襯度較低。Au、Ag二元素異常反映了Cu礦體的外帶，它們脫離礦體，在離礦體的上方形成了異常，造成了Au、Ag與Cu峰值的不吻合。如4號礦體為壹隱伏礦體，埋深120m，在礦體上方有清晰異常，依據Cu、Au的形態可將剖面由北向南分為3段。第Ⅰ段從礦體在地表垂直投影點向北西，礦體上盤地層內主要以Au、Ag異常重合為特征，Cu僅有微弱異常；Ⅱ段是為礦體在地表的投影處，該段以較寬的Ag異常為特征，Ⅲ段是礦體沿軸向延伸至地表的地段，主要是Cu異常，並伴有As、Ag等異常（圖2-73）。
三、成礦條件
（壹）穩定同位素
硫同位素：礦區金屬硫化物硫同位素δ34S變化範圍為—4.5‰～＋10.2‰，其中黃鐵礦δ34S為—2.2‰～＋9.6‰，黃銅礦δ34S為—4.5‰～＋10.2‰，輝銅礦δ34S為＋4.2‰～＋4.3‰。金屬硫化物硫同位素組成頻率直方圖具塔式分布特點（圖2-74）。δ34S較巖漿來源的銅、鎳硫化物同位素組成具更大的變化範圍，又不同於硫同位素組成變化大、具波浪式分布的沈積硫化物，表明硫為多源合成的混合硫。從早期細脈浸染硫化物硫同位素組成（δ34S為—4.5‰～＋6.8‰，圖2-73銅礦峪4號礦體地表異常模式圖平均＋2.46‰），到晚期脈狀硫化物硫（Ⅰ、Ⅱ號礦上異常，Ⅲ號前緣異常）同位素組成（δ18S為—1.4‰～＋9.6‰，平均＋3.27‰）具升高趨勢，亦顯示晚期有外來硫的混入。
氫氧同位素：表2-48所示，與早期細脈浸染狀硫化物***生的石英δ18O為＋9.57‰～＋16.3‰，變化範圍較大。晚期的脈狀礦石中石英δ18O變化範圍相對稍小，為＋10.58‰～＋14.25‰。黑雲母的δ18O為＋7.58‰～＋11.10‰。
晚期的赤鐵礦δ18O為＋0.65‰～＋3.33‰，方解石的δ18O為＋12.31‰～＋30.62‰。
圖2-73 銅礦峪4號礦體地表異常模式圖 Fig.2-73 Surface anomaly model of ore body No.4 in Tongkuangyu ore district
Ⅰ、Ⅱ—礦上異常；Ⅲ—前緣異常
圖2-74 銅礦峪礦床金屬硫化物硫同位素組成直方圖 Fig.2-74 δ34S histogram of metallic sulfide in Tongk uangyu depos it
1—黃銅礦；2—黃鐵礦；3—輝銅礦
石英礦物包裹體的氫同位素組成為—30.2‰～—123.2‰。雲母類礦物的氫同位素組成為—58.1‰～—90.90‰。
以成礦溫度為350℃，將礦物的氫同位素換算成水的氧同位素組成，其δ18OH2O為＋3.95‰～＋10.5‰。將對應礦物包裹體氫同位素組成壹並投入δD—δ18O相關圖（圖2-75）中，表明成礦熱液主要來源於巖漿水，同時有天水的加入。
碳同位素：方解石的δ13C為—6.68‰～＋1.05‰（表2-49）。碳同位素直方圖（圖2-76）表明，碳同位素變化範圍寬，無塔型分布特點。推測方解石脈的形成主要來源於巖漿，也不排除海水碳的加入。
鉛同位素：鉛同位素組成如表2-50所示，由表2-50可看出，黃鐵礦和黃銅礦的鉛同位素組成特征為206Pb/204Pb值為18.048～46.234;207Pb/204Pb值為15.220～18.675;208Pb/204Pb值為37.682～69.623。它們具有很大的變化範圍，表明富含放射性成因鉛。
鍶同位素：4個方解石樣品的87Rb/86Sr值變化於0.714781～0.728464;1個石英樣品的87Rb/86Sr值為0.768452。3個鈉長石化花崗閃長斑巖的87Rb/86Sr值變化於1.472095～12.295633,87Rb/86Sr值為0.749649～1.055671。經過計算得出晚期斑巖年齡為1161、1684、1984Ma，這與K-Ar法所測得的該巖體年齡（1401Ma）基本壹致。將斑巖的初始鍶比值投影於地球鍶同位素演化圖上，其初始鍶比值屬於大陸殼增長線之上，證明花崗閃長斑巖是由地殼物質重熔形成的。
（二）流體包裹體
銅礦峪銅礦的礦石和容礦巖石中含有A、B、C、D類流體包裹體，它們的基本特征如表2-51。其中A、B、C三類常見，D類少見。A類流體包裹體氣液比＜15%，變化於5%～15%的包裹體中所占比例最大，估計在50%以上。B類為多相包裹體，又可分為兩個亞類：第1亞類為氣相＋液相＋石鹽子晶。第2亞類為氣相＋液相＋石鹽子晶1～2個未知子晶，氣相所占流體包裹體體積壹般＜15%，變化於5%～15%。子晶所占包裹體體積的比例變化較大，5%～50%不等。兩亞類包裹體中第2亞類包裹體占比例較少，整個B類包裹體約占流體包裹體總數的30%左右。C類包裹體為含CO2包裹體，壹般很少見，所能見到的都很小（5μm）。多數含CO2包裹體以CO2為主，水溶液相不大，在室溫下常見CO2氣泡劇烈跳動。D類包裹體少見，直徑壹般達15μm，氣液比在40%以上。D類包裹體不多，表明成礦處於相對封閉狀態或成礦環境較深，因此成礦流體較少沸騰。
表2-48 銅礦峪礦床礦物及包裹體中的氫氧同位素 Table 2-48 Hydrogen and Oxygen isotope of mineral and inclusion in TongkUangyU deposit
註：Q石英；Bi黑雲母；Hm赤鐵礦；Ser絹雲母；Cal方解石；Py黃鐵礦
11個流體包裹體成分測試結果如表2-52，由表2-52可以看出具有以下特征：
（1）成礦流體屬於NaCl-CaCl2（KCl）-CaSO4-H2O體系。
（2）主要陽離子濃度比：w[K+]/w[Na+]為0.17～0.42;w[Ca2+]/w[Na+]為0.35～4.03;w[Ca2+]/w[K+]為1.16～16.8。
（3）主要陰離子濃度比：w[Cl-]/w[F-]為43.9～396.3;w[Cl-]/w[ ]為0.77～36.96。
表2-49 銅礦峪礦床方解石碳同位素 Table 2-49 Carbon isotope of calcite in Tongkuangyu deposit
表2-50 鉛同位素組成特征 Table 2-50 Composition of Pb isotope
表2-51 銅礦峪礦床流體包裹體類型及主要特征 Table 2-51 Type and feature of fluid inclusion in Tongkuangyu deposit
表2-52 銅礦峪礦床包裹體成分 Table 2-52 composition of inclusion in Tongkuongyu deposit
註：方解石樣品中Ca2+離子濃度可能受主礦物影響（T-308由中國地質科學院礦床地質所包裹體組分析，其他樣品均由中國有色金屬工業總公司礦產地質研究院同位素室分析）。
（4）氣相成分w（CO2）/w（CH4）為18.1～304.9。
由此可見，銅礦峪礦床成礦流體中Na+、Ca2+占絕對優勢，K+次之。同我國其他斑巖銅礦陽離子以Na+、K+為主，Ca2+次之（喻鐵階，1981）有著明顯差別。這壹結果與包裹體中未見鉀鹽子晶礦物存在相壹致。陰離子中以Cl-和 為主，而F-次之。氣相中CO2占絕對優勢。
根據流體包裹體的均壹溫度，根據壓力值校正後，A型包裹體的溫度在150～340℃，B型包裹體的溫度在266～933℃。又根據硫同位素地質溫度計測出溫度變化於160～315℃，平均值為236℃。再結合成礦地質條件和***生礦物組合壹並考慮，成礦溫度在350～250℃之間。
據包裹體壓力計算，均壹瞬間壓力：A型包裹體在（1.2～4.7）×107Pa,B型包裹體在5.0×107～3.0×108Pa。壓力從高到低基本代表著熱液演化特征。若成礦溫度在250～320℃時，相應成礦壓力估計5.0×107～1.5×108Pa。
（三）成礦流體的其他物理化學條件
氧逸度：在250℃時早期細脈浸染型礦石的lg（fo2/105Pa）＝—31.6～—43.6；晚期脈狀礦石的lg（fo2/105Pa）＝—30.9～—43.8。在300℃時早期細脈浸染型礦石的lg（fo2/105Pa）＝—27～—38.7；晚期脈狀礦石的lg（fo2/105Pa）＝—27.0～—38.9。
硫逸度：在300℃時早期細脈浸染型礦石的lg（fs2/105Pa）＝—11.6～—4.8；晚期脈狀礦石的lg（fs2/105Pa）＝—11.6～—6.4。
圖2-75 成礦流體δD—δ18O相關圖 Fig.2-75 δD—δ18O diagram of ore-forming fluid
M—巖漿水；D—大氣降水；C—變質水；O—海水
圖2-76 銅礦峪礦床碳同位素直方圖 Fig.2-76 δ13C histogram in Tongkuangyu deposit
二氧化碳逸度：在300℃，m（NaCl）=3mol/kg時，早期細脈浸染型礦石的lg（fco2/105Pa）=0.029～0.047；晚期脈狀礦石的lg（fco2/105Pa）=0.0066～0.597。
pH：在300℃時早期細脈浸染型礦化流體的pH值為3.37～4.01；晚期脈狀礦化流體的pH值為3.43～4.28。這表明礦化流體處於中酸性。
（四）礦床成因
銅礦峪銅礦的成因較為復雜，具有多元、多源、多期、多階段復合成礦的特點。主要礦體呈層狀，有人主張為層控銅礦（陳文明等，1998）；但礦化與復合斑巖體有壹定聯系，礦化特征為典型的細脈浸染狀，礦石建造屬於銅鉬，又與斑巖型礦床相壹致（王植、聞廣，1957），故又稱之為古老的斑巖銅礦。