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1、国际标准期刊编号 1075-7015, 矿床地质学, 2008年, 第50卷, 第5号, 第404422页。 Pleiades出版有限公司，2008年。原文为俄文 E.E.Amplieva, 2008年出版于Geologiya Rudnykh Mestorozhdenii, 2008年, 第50卷， 第5号，第459480页。岩浆流体型海底沉积物矿床的例证俄罗斯南乌拉尔塔尔干块状硫化物矿床 E. E. Amplieva俄罗斯科学院矿床地质，岩石学，矿物学，地球化学研究所，Staromonetnyi per.35, 莫斯科, 俄罗斯1190172008年5月20日收到文章摘要The sequen
2、ce of orebody formation at the Talgan massive sulfide deposit; morphology of sulfide orebodies; mineralogy, texture, and structure of ore; chemical composition of minerals; and fluid inclusions and relationships between stable isotopes (S, C, O) in sulfides from ores and carbonate rocks are discusse
3、d.The deposit is localized in the Uzelga ore field of the northern Magnitogorsk Megazone.The sulfide ore is hosted in the upper felsic sequence of the Middle Devonian Karamalytash Formation, composed of basalt, basaltic andesite, and rhyodacite.Orebodies are irregular lenses lying conformably with h
4、ost rocks.Pyrite, chalcopyrite, sphalerite, and fahlore are the major ore minerals; galena, bornite, and hematite are of subordinate abundance.Sulfide mineralization bears attributes of deposition under subseafloor conditions.The carbonate and rhyolite interlayers at the roofs of orebodies and the s
5、upraore limestone sequence served as screens.Zoning typical of massive sulfide deposits was not established.The study of fluid inclusions has shown that the temperature of the hydrothermal solution varied from 375 to 110C. 34S ranges from 2.4 to +3.2 in pyrite, from 1.2 to +2.8 in chalcopyrite, and
6、from 3.5 to +3.0 in sphalerite (CDT).These parameters correspond to an isotopic composition of magmatic sulfur without a notable percentage of sulfate sulfur.13C and 18O of carbonates vary from 18.1 to +5.9 (PDB) and from +13.7 to +27.8 (SMOW), respectively.The carbon and oxygen isotopic composition
7、s of carbonates from ores and host rocks markedly deviate from the field of marine car- bonates; a deep source of carbon is suggested.The results obtained show that the main mass of polysulfide ore at the Talgan deposit was formed beneath the floor of a paleoocean.The ore-forming system was short-li
8、ved and its functioning did not give rise to the formation of zonal orebodies.Magmatic fluid played the leading role in mineral formation.数字对象识别：10.1134/S1075701508050048引言塔尔干(Talgan)块状硫化物矿床由Yu.S. Emelyanov, G.V. Petrov和V.M. Sedov于1971年在车里雅宾斯克州的Verkhneuralsk raion发现。最接近的人员居住地位于Mezhozerny东北0.7公里处；Kar
9、agaika村以东12公里；乌恰雷城和verkhneuralsk城分别位于该矿床以北20公里，和以南35公里处。该块状硫化物矿床目前采用的成因模式是基于海底热液和沉积型矿石构造这一概念。有认为这种类型的矿床是由于对流热液系统起到作用而形成的。海水在运动过程中被加热，并与赋存主岩火成岩发生反应。因此，热液被富集在从围岩浸出的金属中。热金属流体与低温的海水发生混合，导致温度急剧下降，块矿硫化物矿石沉积在海底，热液出口附近，并与矿石间隔一定的距离。新热液与先前沉积的硫化物互相作用，联系人：E.E.Amplieva。电子邮件: amplievaigem.ru形成矿化带,在此过程中,其中的Cu/(Zn
10、+ Pb)比率在硫化物矿体的顶部和侧翼,不断下降(Borodaevskaya et al., 1979; Smirnov, 1982; Starostin and Ignatov, 1997; Franklinet al., 1981; Solomon and Walshe, 1979; Ohmoto and Skinner, 1983; Lydon, 1988; Large, 1992)。这一模式是基于对远古块状硫化物矿床的研究。现代深海烟筒的发现使得这一假设得到了证实。然而，直接进入海水中的热液硫化物沉淀没有导致大型矿体的形成，因为99%被成矿流体搬运的金属分散在海水中 (Rona, 19
11、84)。对块状硫化物矿体现代成矿和远古成矿的研究突出了以下观点，即由于海底沉积和其下硫化物丘的生长，硫化物出现累积。这一观点被声明为海底矿石构造概念。网格状的海底表面阻碍了金属的分散，决定了矿体的规模。某单独矿床或矿体碎片可能因404塔尔干块状硫化物矿床423矿床地质学第50卷第5号2008年海底之上和之下的矿石沉积而形成。对于赋存于当代和远古火山序列的几个大型矿山，人们认为是在海底条件下形成的(Goodfellow and Franklin, 1993; Gamberi et al., 1999)。某些这样的矿床赋存于长英质火山岩中(Galley et al., 1993; Gibson a
12、nd Kerr, 1993; Doyle and Huston, 1999; Hannington et al., 1999; Allen, 2001)。海底矿石构造的概念目前仍处于发展阶段，迄今为止尚无严格的标准，来识别网状岩石之下沉积的矿石。形成于海底上方和下方的块状硫化物矿石的属性特征已经由Doyle and Allen (2003)比较过。为了详细说明塔尔干块状硫化物矿床的形成条件和定位情况，对于矿体形态，矿石的化学和矿物成分，及其纹理和结构进行了研究，内容也包括矿物化学，流体包裹体，硫化物稳定的同位素和赋存岩石和矿石的碳酸盐。这些数据用来确定成矿流体的来源，以及块状硫化物矿石形成的条
13、件。地质塔尔干矿床位于马格尼托哥尔斯克市北部无限地带的Uzelga火山构造洼地，由于乌拉尔古海洋形成闭合，在晚志留纪 早泥盆纪形成。志留系塔吉尔岛弧和早泥盆世（埃姆斯）Irendyk硅镁层之上的岛弧，在俯冲过程中伴随着弧内断裂作用、弧后扩展而形成。赋存矿石的双峰karamalytash构造在边缘海盆地内中泥盆系（二次弧后区域扩展）沉积。在玄武岩和流纹岩复杂体组成的区域，重建的火山机体山脊，由轴向玄武隆起和山坡上的一系列的长英质火山穹丘组成，主要赋存块状硫化物矿石（Ivanov et al., 1985, 1986,2000; Puchkov et al., 1999, 2001; Seravk
14、in et al., 1999;Sharfman, 1989; Yazeva and Bochkarev, 1999）。该矿田由艾菲尔阶下吉维特阶karamalytash构造（玄武岩，玄武安山岩，流纹岩），上吉维特阶Ulutau构造（玄武岩，安山岩，英安岩，和火山沉积岩）和弗拉斯阶koltuban构造（火山沉积岩）组成。下部玄武岩，含矿的流纹岩英安岩矿，上部沉积序列确认在塔尔干矿床中存在（图1）。下部序列（subore sequence）由杏仁状玄武岩与玄武安山岩组成，两者岩石由赤铁矿和绿帘石取代，而含细粒非均匀分布的黄铁矿浸染也是组成之一。玄武质岩石通常受到硅化，绿泥石化和碳酸化的影响。含矿
15、序列是由长英质火山岩组成，包括流纹岩， 英安岩，和具有大型石英斑晶的安山岩和英安岩和缺乏石英斑晶的流纹岩；凝灰岩，火山砾岩，小石和砂岩。在下盘，岩石大多受到强烈的绢云母化，绿泥石化，和硅化作用；它们转化成绢云母-绿泥石，以及绢云母-绿泥石石英交代岩。火山岩中含有黄铁矿，黄铜矿，闪锌矿，方铅矿浸染。接近矿体时，硫化物细富集程度增加，包括细粒非均匀分布的黄铁矿浸染，和在碳酸盐细脉-黄铜矿细脉中零星的小闪锌矿方铅矿偏析（完全被块状硫化物矿石替代）。五角十二面体黄铁矿晶体是含矿序列中典型的硫化物矿化特征。上盘交代蚀变和硫化物矿化的强度低于下盘。长英质的火山岩序列由两个阶段组成，每一个都开始于火成岩，结
16、束于火山碎屑岩（(Copper, 1988; Vikentev, 2004）。下阶段的组成如下：（自下而上）无石英斑晶的流纹英安岩，英安质和具有大石英斑晶的流纹熔岩和最重要的火山沉积岩（铜，1988）。上阶段包括具有小型和大型石英斑晶的熔岩和火山碎屑岩。英安质安山岩和具有大型石英斑晶的英安岩出现在这种阶段的起始。上面部分，他们让位于凝灰岩，火山角砾岩，以及相关单位的鲜红色赤铁矿石英碧玉，具有球状，胶状，球晶，和大量的纹理。赤铁矿石英碧玉往往含有细脉，口袋状，和小的偏析状乳白色石英。碧玉岩单元的厚度从分米，到1015米不等。一个狭窄的过渡区（20 cm）形成于长英质凝灰岩，和碧玉岩之间接触区，这
17、一过渡区域由分散的火山岩胶结，部分被赤铁矿石英材料所取代。上面部分，过渡区域的变化分级为均匀的赤铁矿石英岩（具有零星的黄铁矿晶体（0.51毫米），一个不太致密的黄铁矿浸渍和黄铜矿细脉。该部分是由英安岩和具有石英斑晶的流纹岩，细碎屑凝灰岩，火山砾岩，砂岩完成的。矿体赋存于长英质序列上部的火山碎屑岩中。上部序列是由较少的大理岩化的，有机生成的石灰岩和灰岩角砾岩组成的，直接覆盖在块状硫化物矿石上。在该序列基础的石灰石强烈由赤铁矿和硫化物取代，而且含有立方的黄铁矿晶体，粒度高达23毫米，以及薄细脉状黄铜矿和片状赤铁矿。砾岩和砂岩成为该部分的冠部。断层将该矿床断为三块。相对于其他两块，狭窄的中央区块是一
18、个地垒（铜，1988）。最大的南部反走滑断裂，以叶状和破碎带为标志，受到强烈的绢云母化，硅化和绿泥石化的影响。55俄罗斯55车尔雅宾斯克州5060650100 米1 2 3 4b 567图 1.塔尔干矿床地质图，已经根据Yu.S.Emelyanov的数据修改。插图：指示图。(13) 上部吉维特阶Ulutau构造：（1）熔岩，熔岩角砾岩，以及由安山岩的 ，英安质岩的安山岩组成的凝灰岩，（2）火山凝灰岩，（3）灰岩和灰岩角砾岩；（4）硅质板岩的Mukasovo Horizon弗拉斯阶 Koltuban构成；（5）辉绿岩和辉长辉绿岩：（a）次火山岩体和（b）几乎垂直岩脉；（6）断层；（7）矿体在地表
19、的投影。次火山岩，辉绿岩，和辉长辉绿岩出现在矿床。闪长岩基石的厚度为10米定位于Karamalytash构造的上部长英质序列，以及Ulutau构造的下部碳酸盐岩层序列。该基石整合于围岩或以锐角将他们切削。众多陡倾的北北东-伸向的辉绿岩和辉长辉绿岩脉从几厘米到10米或更厚不等。这些岩脉穿过整个地层剖面。交代蚀变岩沿经向断裂，直到到深度超过600米，形成一个漏斗状接触变质带。该交代岩的接触变质带是不对称的，在东部达到最大深度。黄铁矿绢云母赤铁矿石英带位于矿体正下方，以矿石间隔变化，和位于石灰岩的下盘，与绿泥石带交替变化。这些区域的厚度不大于3米（Copper，1988）。在矿体下盘，具有黄铁矿浸染
20、的绢云母-石英包含了所有上述区。远离中心区的地带，绢云母-石英交代岩逐渐变化为绢云母绿泥石石英，和具有黄铁矿侵染的石英绿泥石绢云母岩。这种改变也影响到了长英质序列之下的镁铁质岩。所有区域均包含非均匀分布的赤铁矿，赤铁矿呈现薄薄的（13毫米）曲折的细脉和长英质凝灰岩胶结。在一些地方，赤铁矿只取代碎屑物质，留下了无法替代的胶凝材料。在深层水平，玄武岩被绿磐岩化（Copper，1988）。在1000米的深度，被绿磐岩化的玄武岩逐渐演变为未蚀变岩石。矿体该矿床轮廓内的所有24个矿体均没有在地表暴露。主要资源储量（84.6%）包含在1和2号矿体中；其他资源储量（15.4%）与35号矿体有关。主要矿体为不
21、规则透镜形状，包括凸起和狭缩状。小矿体624号为小透镜状，主要由经济上不太合算的浸染状黄铁矿矿石组成。它们都位于主要矿体底部附近，比较少在顶部和侧面出现。所有矿体接近地平线，且赋存于一个含矿地层单位。它们的空间分布情况由近南北向的断裂带控制，该断裂带将矿床为西部和东部两部分。西北向矿带的总幅度为1120米，最大宽度为560米。该含矿单元的顶板位于100270米的深度；矿体的厚度从0.9到27.8米不等。该矿体与围岩的接触带尖锐但不均匀，就如矿体上盘情况。大块的蚀变长英质火山岩被纳入块状矿石中。矿体与赋矿岩石的接触带是锐利的；然而不均匀，从上盘可以看出。大块的蚀变长英质的火山岩进入块状矿石。在某
22、些地方，与赋存岩石的低位接触面锐利；不过，块状矿石也在逐渐过渡为浸染状矿石矿化带。同时观察到有局部成矿后动力变质的迹象。拖曳褶皱形成于赋矿岩石与透镜状矿石接触区（主要是顶部）。小的块状硫化物矿床沿着矿带侧翼机器地层尖灭处的局部断层偏移。底部附近的2号矿体被分劈开的原因是，在连续紧密间隔水平，连续形成片状和透镜状矿体，随后合并成一个交代矿脉（borodaevskaya，1964; Seravkin et al., 1994)。2号矿体的底部穿过了赤铁矿石英岩层，有局部发展聚合体形成，由黄铁矿，黄铜矿-闪锌矿块状细粒矿石，和赤铁矿石英偏析组成。在一些地方，赤铁矿石英层被破成两部分：大块的，主要为矩
23、形块11.5米大小，小块的为圆形块，510厘米大小。这些块组成了一个区带，沿纬度方向延伸。赤铁矿石英岩包含两种类型的硫化物矿化带：（1）零星的小晶体和（2）黄铁矿晶体的聚集体以及两种系统存在的黄铜矿细脉。水平细脉被垂直的细脉呈水平错距状切断。黄铜矿细脉几乎不含黄铁矿，但是一旦细脉延伸超过赤铁矿-石英矿块，黄铁矿出现和该细脉就失去了清晰的轮廓。矿石类型及其矿物学矿物学研究黄铁矿，黄铜矿，闪锌矿，和黝铜矿为主要矿石矿物；方铅矿，斑铜矿，和赤铁矿储量比较少。 辉铜矿，黄铁矿，毒砂，硫砷铜矿，碲汞矿，碲铅矿，碲银矿，自然金和银，硫铜银矿，锐钛矿和金红石，属于稀有矿物类。已确定存在零星颗粒的磁黄铁矿，硫
24、铋铜矿，锗石，碲金银矿，亮碲金矿，银金矿，和磁铁矿。铋碲化物， 辉碲铋矿和碲铋矿的含量微不足道（Copper，1988；pshenichny，1984）。脉石矿物有石英，绢云母，绿泥石，重晶石，和碳酸盐岩，包括方解石，含氧化锰1.263.70%的含锰方解石，白云石，菱铁矿（Amplieva，2007）。斜黝帘石，叶蜡石，和白钛石是罕见的矿物。黄铁矿是主要成矿矿物，主要为块状矿石，在大多数情况下，是唯一的浸染状硫化物矿石。其他硫化物少量出现。黄铁矿的赋存状态多样：颗粒，小光面晶体，等距偏析，和胶体和草莓状颗粒；它们的大小从3微米4微米，到几毫米不等。已经确认存在三个世代的黄铁矿。黄铁矿I确定为草
25、莓状黄铁矿，同心球晶，和胶体的聚集体（图2a），主要为铜和铜锌矿石；黄铁矿矿石中，缺乏铜和锌的硫化物，这一代不丰富。黄铁矿II在矿石类型中占主导地位，形成细晶聚合物，有局部中粒、半自形粒状区。主要为530微米的粒度。具有残存表面的大颗粒（可达200微米）很少见。黄铁矿II的颗粒和聚合体呈现碎裂状，含有脉石矿物包裹体。大晶体的边缘带，常被破碎为细粒聚合体。被破碎的黄铁矿颗粒由黄铜矿，黝铜矿胶结在一起（图2b）。在黄铁矿矿石中以及硫化物矿化带，黄铁矿II以均匀散布状立方和五边形十二面体晶体出现，大小从零点几毫米到2毫米不等。多数硫化物填充了细粒不等粒状黄铁矿II的晶间空间，并沿大的黄铁矿集合体裂隙
26、发育，表明黄铁矿是首先形成的。黄铁矿III主要以自形晶体，粒度为10微米40微米，出现在铜和铜-锌矿石。较大的单体晶体通常都包括在闪锌矿及斑铜矿矿粒中。小的晶体（5微米20微米）结合成链状，与硫化物聚合体形成交叉，均匀分布在块状矿石中，在闪锌矿颗粒上局部生长。黄铁矿III具有晚期次生晶的属性。根据俄罗斯科学院矿床地质，岩石学，矿物学，地球化学研究所(IGEM RAS)的A.L. Kerzin所进行的仪器中子活化分析（INAA）结果，黄铁矿II含有2.09.6 ppm的金和100400 ppm的银(11个样品)。贵金属含量最高的黄铁矿含有1.2%的砷。此外，还含有0.050.30%的锑，含有0.
27、010.0%的钴，而且在八个样品中，检测到含锌0.71.7%；进行的单一分析显示，硒，汞，碲，镉含量较低。Vikentev（2004）确定具有残留的胶状结构的矿石，其金和砷的含量较高。在相关的结晶黄铁矿中，金和砷含量低一个数量级。这表明，矿石中，没有发生再结晶现象，金置换了富含砷的黄铁矿晶格中铁（Au3+ Fe + As）（vikentev等人，2002，2004）。采用次级离子质谱分析法（SIMS）对最近的海底块状硫化物矿床中黄铁矿进行检测，发现金含量较高（高达31 ppm）（博尔特尼科夫等人，2000，2003）。黄金被认为是结构性的外加元素，原因是所使用的技术可以检测微米大小的金颗粒包裹
28、体，无论是在表面，还是在赋存主要矿物硫化物中。热力学计算表明，金在高温下纳入黄铁矿晶格中，然后以原生形式在中等温度环境下结晶。黄铜矿是矿石中主要铜矿物其颗粒尺寸和形态多种多样。该矿物呈他形晶粒，与成矿的硫化物共生；就像乳液一样浸渍在闪锌矿中；后期口袋状偏析，而且在致密浸渍的块状闪锌矿-黄铜矿-黄铁矿矿石中细脉少见。黄铜矿I与闪锌矿和黄铜矿和黝铜矿共同出现，因为黄铜矿II中的晶间空间发生它形偏析，填充了这种矿物的裂隙。早期的黄铜矿粒大小从几微米至几百微米不等。黄铜矿I与闪锌矿一起填充了大晶体黄铜矿II的裂隙，与草莓状和胶状黄铁矿I形成细粒共生，以胶体聚集体替换了特定区域，或完全取代了黄铁矿草莓状
29、结核。 黄铜矿I局部胶结和侵蚀黄铁矿II，并包含它的残余包裹体，以及黄铁矿III大小次生晶。黄铜矿和闪锌矿组成了他形聚集体，而且也局部检查到了作为闪锌矿包裹体的黄铜矿I。黄铜矿I和闪锌矿黄铜矿，黝铜矿，和/或方铅矿形成矿物共生，置换了黄铁矿II的聚合体。这种矿物组合发生在黄铁矿II结晶之后。黄铜矿II如乳液状包裹在闪锌矿中，形态和分布上多种多样。该包裹体呈现球形的，透镜状，滴状。黄铜矿包裹体，通常说来，以带状平行的形式规则排列到共生区，显示了闪锌矿晶体的内部结构。黄铜矿包裹体的带状分布也在孪晶的闪锌矿颗粒中观察到了。在这种情况下，富含在黄铜矿包裹体中的这些区域穿过了该孪晶（图2c）。带状结构中
30、的大黄铜矿粒可能是由于乳液状包裹体合并的结果。很长一段时间以来，人们都认为闪锌矿中的乳液状黄铜矿包裹体是其冷却过程的脱溶产品（betekhtin等人，1958；拉姆多尔，1960）。 然而，闪锌矿和黄铜矿的显著相容性，发现只有在400C之上的温度才会发现，而这一温度高于热液过程的温度。因此，提出了其他机理来对这种共生进行解释（巴顿和贝斯基，1987；博尔特尼科夫等人，1992）。指出这些结构可以以两种方式出现：（1）由于闪锌矿和黄铜矿共同沉淀，并交替各矿物的过饱和溶液和（2）用含铜溶液沿生长区渗透，与闪锌矿相互作用。实验结果表明，闪锌矿中的黄铜矿包裹体的形成可能是扩散过程中固相反应的结果（Be
31、nte and Doering，1993）。 图2.塔尔干矿床矿体的共生矿物：(ae) 反光显微镜的显微照片和 (f) 扫描电镜（SEM）图像。(a) 黄铁矿I的小球完全被方铅矿代替； 晶体状黄铁矿II出现在边缘区； (b) 裂隙的，破碎的黄铁矿II被黄铁矿I胶结； (c) 黄铁矿II包裹体在孪晶闪锌矿I晶粒中的带状排列；残留的黄铁矿II为黄铜矿I取代(在王水蒸汽中蚀刻)； (d) 带有黄铁矿II包裹体的大的砷黝铜矿颗粒； 黄铜矿I中黄铁矿II和黄铁矿III包裹体； (e) 斑铜矿中波状和弯曲状黄铜矿包裹体； (f) 穿过黄铁矿II聚合体的细脉中的金和砷黝铜矿。这里，图3中缩写：(Py) 黄铁
32、矿, (Chp) 黄铜矿, (Sph) 闪锌矿, (Ten) 砷黝铜矿， (Brn) 斑铜矿, (Gal) 方铅矿, (Au) 自然金； 石英, 碳酸盐, 绿泥石, 和绢云母是黑色的。检测到黄铜矿II也为他形偏析，类似于黄铜矿I，但与乳液状包裹体同时形成。黄铜矿III以袋状偏析发生，粒度达11.5厘米，细脉厚4-5厘米。黄铜矿III的偏析，与块状黄铜矿-黄铁矿和闪锌矿-黄铜矿-黄铁矿矿石相关，而该细脉在大量浸染的黄铁矿矿石中最为丰富。最细的自然金显微偏析之后的粒度最大高达100微米，限制在一个充满黄铜矿III的口袋中。闪锌矿主要的锌矿物与成矿硫化物共生，共生形式为单独的他形晶粒形态和它们的偏析
33、状态，以及后期的细脉。浸染状闪锌矿由单体的，比较大的（11.5毫米）颗粒和它们的聚集体组成。闪锌矿I最常见与黄铜矿I和II，黝铜矿，方铅矿关联，以他形偏析在黄铁矿II的晶间空间。在这样的多硫化物偏析中，它形的闪锌矿颗粒粒度为10微米250微米。闪锌矿I，与黄铜矿、黝铜矿一起，沿着大的黄铁矿晶体裂隙发育。黄铜矿II如乳液般包裹体大小极少超过1微米，这是闪锌矿I的特征（图2c）。正如黄铜矿包裹体带状排列所显示的，在闪锌矿I颗粒的中心部分，圆形轮廓的胶体颗粒的边缘，逐渐演变为连续弯曲的生长区轮廓。如下143个探针分析结果是由IGEM RAS的G.N.Muravitskaya所获得的，研究对象包括三种
34、情况：纯区域，闪锌矿I颗粒中黄铜矿存在的区域，以及闪锌矿I颗粒缺乏黄铜矿包裹体的区域，铁的含量从0.04变化至2.1%（90%的测定中铁含量小于1%）。铜和铬的含量分别高达1%和0.5%。锰和铟外加元素未检出。带状闪锌矿I的组成无明显变化：不含黄铜矿包裹体的带状区域铁含量为0.130.67%，富含包裹体的铁含量为0.141.74%。来自晚期细脉和袋状偏析的闪锌矿II也含铁很少（0.160.57%）。因此，具有乳液状黄铜矿包裹体的闪锌矿I中的铁含量较低（0.041.74%）；已经确定无硫化锌再沉积的任何迹象（特别是颗粒，其中央区域表现出一种胶状结构）；黄铜矿包裹体分布局限于闪锌矿I的生长区；和在
35、孪生闪锌矿颗粒中，硫化锌带富含于黄铜矿包裹体中，贯穿孪生颗粒。因此，黄铜矿包裹体形成的最可能机理是，闪锌矿与沿着生长区分散的含铜热液相互作用所致。因为闪锌矿没有没有经历再沉积，并消除了铁，因此，黄铜矿的形成不仅需要获得铜，也需要获得铁。晚期的闪锌矿II出现于，铜锌矿接近垂直或倾斜的细脉横切和袋状偏析之际。细脉厚度从几百微米到12厘米不等。晚期闪锌矿偏析达到25毫米。王水气相蚀刻揭示了细粒和不等粒结构的闪锌矿偏析和细脉情况。在闪锌矿II中没有发现黄铜矿浸渍，和其他硫化物夹杂的含量也不高。黝铜矿属于主要矿石矿物且广泛存在；然而，在矿体1和2中平均黝铜矿含量约1%。黝铜矿以如下形式存在：他形晶粒；微
36、小的单矿物桁条；硫化物等体积和他形粗粒裂缝包裹体；与黄铜矿，闪锌矿，和其他矿物共生；晶粒尺寸从10到300微米不等。最为常见的是，小粒他形黝铜矿颗粒，与黄铜矿I和II，闪锌矿I，方铅矿一起，作为他形多矿物聚集体，填充黄铁矿II中的粒间空隙。 在大的黄铁矿颗粒中，黝铜矿与黄铜矿，方铅矿，和罕见的自然金沿着超微细脉发展（10微米）。单矿物的黝铜矿的偏析也填补黄铁矿集合体的间隙。黝铜矿常发展成细长的颗粒，在大的黄铁矿晶体与脉石矿物接触区域达到60微米的长度。在某些情况下，黝铜矿在残留的黄铁矿II晶体生长区以矿物假象发展。反过来，大颗粒黝铜矿以他形晶粒（2060微米），具有“融合”边缘的形式，包含黄铁
37、矿II的包裹体，很少作为同一尺寸的立方晶体（图2D）。黝铜矿的颗粒经常被晚期黄铁矿次生晶链穿过。黝铜矿最大的（100400微米）单矿物包裹体，与晚期黄铜矿III的偏析有关。黝铜矿颗粒的形状是不规则的：长方形、圆角，海湾状，狭缩状，和薄偏移；晶界呈波浪状或锯齿状的。大部分颗粒被破碎，含脉石矿物和硫化物的小包裹体，大多粒度较小（1030微米）的黄铜矿颗粒或不规则形状的夹杂物（10微米）。检出微小的（5微米）方铅矿包裹体和独立的大黄铁矿颗粒。对黝铜矿的探针分析(221个测定)，由IGEM RAS的G.N.Muravitskaya实施，结果显示，砷的含量较多。在砷黝铜矿的晶体化学式（按照29个原子计算
38、）中，铜的含量变化在每个分子式8.8 至 10.7个原子之间；同构的外加金属从1.8到2个原子；砷，从2.3到3.8个原子；锑从0.3 至1.9个原子；而硫， 从12.2至13.7个原子不等。借助于JSM-5610LV的扫描电镜/X-射线能谱仪(SEM/EDS)进行的研究(analyst A.V.Mokhov, IGEM RAS)，证明黝铜矿颗粒组成均匀。砷的含量斑铜矿的化学组成， 样品Tl(Ot)-2, 含量%矿物银铜铁硫总计分子式阳离子总和斑铜矿 1斑铜矿 2未检出0.80.8 未检出58.255.154.762.962.363.561.562.562.762.063.014.415.61
39、5.011.911.711.812.311.311.511.311.527.629.328.926.426.226.126.726.125.925.726.0100.2100.899.4101.2100.2101.4100.599.9100.199.0100.5Cu4.25Fe1.20S4.00Cu3.79Ag0.03Fe1.22S4.00Cu3.81Ag0.03Fe1.19S4.00Cu4.80Fe1.03S4.00Cu4.79Fe1.02S4.00Cu4.90Fe1.04S4.00Cu4.64Fe1.06S4.00Cu4.82Fe0.99S4.00Cu4.88Fe1.02S4.00Cu4.
40、86Fe1.01S4.00Cu4.88Fe1.01S4.005.455.045.035.835.815.945.705.825.895.875.89注释：分子式按照四个硫原子进行计算。分析采用JSM-5300 SEM/EDS做出(分析师A.V.Mokhov, IGEM RAS)。随着颗粒不同而变化。只有一个受检颗粒具有较高的锑含量（1420%）。黝铜矿比砷黝铜矿含的银多（1.51.7%），同时含有铋（2.22.5%）。在所有的黝铜矿颗粒中都检测出了少量的银（0.11.2%）。铁和锌在黝铜矿中无所不在，只是含量不同而已。锌含量范围从0.1%至8.7%，只有在一种情况下，达到了每个分子式两个原子的
41、含量。铁含量从0.6至7.7%不等，即，接近每个分子式两个原子。尽管锌和铁含量在单独颗粒之间变化很大，但这些金属在一个颗粒中的分布却保持不变。按照铁的摩尔分数 f = Fe/(Fe + Zn)，塔尔干矿床的黝铜矿分为三组：0.10.3, 0.40.5, 和 0.91.0。属于不同组别的颗粒不会组成连生体。汞，铋和碲这些同构的外加元素，在塔尔干矿床的砷黝铜矿中没有发现。方铅矿是一种量少但无处不在的矿物。2号矿体的浸染状矿石的特征是方铅矿含量提高。方铅矿已经确定为他形晶粒，零星口袋状偏析，和黄铁矿中的超细细脉。他形晶粒的方铅矿颗粒是细粒多硫化物聚合体的组成物，这些聚合体填补了黄铁矿II颗粒之间的空
42、间。方铅矿和黄铜矿I替换和侵蚀了黄铁矿II，沿着这种矿物集合体的曲折裂缝发育。方铅矿与闪锌矿和斑铜矿或他形晶聚集体，形成细粒共生体。在块状闪锌矿-黄铜矿-黄铁矿中的方铅矿偏析颗粒（23毫米）含有它形的黄铜矿I和作为包裹体的闪锌矿。方铅矿以小颗粒（30微米）的他形夹杂物出现在闪锌矿，黝铜矿，斑铜矿颗粒（较少见）中。方铅矿与黄铜矿，闪锌矿和黝铜矿的结构关系表明方铅矿开始沉积成矿的时间晚于上述矿物，但是时间上没有差距。斑铜矿-铅矿的共生呈曲折接触状，且无侵蚀迹象，为它们共结晶的证据。斑铜矿在塔尔干矿床中不多。在详细的勘探过程中，含斑铜矿的矿石只是在1和2号矿体的东北侧发现；作者指出，也在1号体的南侧
43、发现过。斑铜矿与黄铜矿I，方铅矿，闪锌矿I和黄铁矿I和II结合。这种矿物以它形颗粒出现在黄铁矿II，胶结黄铁矿的空隙中，并沿着胶状黄铁矿I的共生带的狭窄边缘发育。斑铜矿聚合体偶尔遭受破碎作用，并含有大量的脉石矿物包裹体；零星的圆形砷黝铜矿包裹体；等径的圆粒闪锌矿包裹体；和黄铁矿I的残留颗粒，在某些情况下，会保留晶面。零星较厚的，通常波状弯曲，似火焰状的黄铜矿包裹体是值得注意的（图2e）。方铅矿和斑铜矿组成分歧连生体。小颗粒的它形斑铜矿包裹体发现于闪锌矿聚合体中。借助于JSM-5300 SEM/EDS对斑铜矿进行的研究(analyst A.V.Mokhov, IGEM RAS) 并未发现任何异质
44、性或者特别颗粒带。两个斑铜矿种类可以依靠铜和铁的相对含量，以及阳离子总和与硫含量的关系（表）进行区分。斑铜矿1的特点是，相对于化学计量分子式Cu5FeS4，显著缺乏铜，铁过量，而且偶尔含有银作为外加元素。斑铜矿2的分子式接近化学计量分子式。所有的分析都属于斑铜矿成分范畴（Vaughan and Craig，1978；Geochemistry，1979）。斑铜矿1沿着胶状黄铁矿I聚合体共生区发育，而斑铜矿2与闪锌矿I，黝铜矿，和方铅矿共生，出现于黄铁矿II的晶间空间中。自然金极为罕见；其颗粒从5到25微米，大小不等；检测到有一粒的粒度高达100微米。 自然金常与黄铁矿II聚合体中含方铅矿的黄铜矿
45、黝铜矿细脉关联；在致密显著侵染的黄铁矿矿石的黄铜矿聚合体中少见；在黄铁矿矿石的黄铁矿II细粒聚合体中也不多见（图2f）。大多数检测到的颗粒金，都赋存于脉石矿物包裹体中。借助于JEOL SEM/EDS对6个自然金颗粒进行的研究 (analyst A.V.Mokhov, IGEM RAS) 表明，金含量变化区间为61.3 至 99.1%，银含量从17.6 至 29.1%。自然金的细度（680800）符合乌拉尔地区浅变质块状硫化物矿床的水平特征。碳酸盐岩是主要的脉石矿物。他们无处不在出现在矿石，赋存交代岩，轻微变形的长英质火山岩，和晚期镁铁质细脉中。细脉，口袋状，和杏仁状是碳酸盐岩的主要存在模式。注
46、意到，透明方解石晶体长度为4-5毫米。细粒碳酸盐硫化物共生现象在块状矿石中普遍存在。根据对46个单矿物组分化学分析，确定了碳酸盐岩的不同颜色和形态属性，原子吸收光谱（分析师 S.I. Vronskaya, L.F.Kartash- ova, and G.E.Kalenchuk, IGEM RAS), 和 X射线衍射结果 (analyst A.I.Brusnitsyn, Petersburg State University)。结果是，碳酸钙(CaCO3), 含锰的碳酸钙（加入了1.33.7%的氧化锰），白云石 CaMg(CO3)2, 和菱铁矿(FeCO3)比较显著。方解石和含锰的碳酸盐在矿体形成过程中结晶。方解石进入了闪锌矿-黄铜矿和闪锌矿-黄铜矿黄铁矿矿物组合中。注意到闪锌矿包裹中有方解石颗粒。方解石出现在赤铁矿和黄铁矿-黄铜矿闪锌矿聚合体的边缘（1.52毫米）。在众多的碳酸盐细脉中，含锰且量少的纯方解石出现在硫化矿矿石和流纹英安岩的接触带。含锰方解石在重晶石黄铁矿和石英-黄铁矿细脉中发现，切入矿下序列。纯方解石和方解石萤石聚合体作为辉绿岩基石和闪长岩脉和细脉出现，出现在含矿石的安山岩流纹岩和下部石灰石之间的构造接触带，并填充安山石的杏仁状区域。覆盖含矿石单元的碳酸盐岩序列由方解石矿组成。在取代赤铁矿和硫化
