【文章內容簡介】 曲折裂縫發(fā)育。方鉛礦與閃鋅礦和斑銅礦或他形晶聚集體，形成細粒共生體。在塊狀閃鋅礦黃銅礦黃鐵礦中的方鉛礦偏析顆粒（2–3毫米）含有它形的黃銅礦I和作為包裹體的閃鋅礦。方鉛礦以小顆粒（30微米）的他形夾雜物出現(xiàn)在閃鋅礦，黝銅礦，斑銅礦顆粒（較少見）中。方鉛礦與黃銅礦，閃鋅礦和黝銅礦的結構關系表明方鉛礦開始沉積成礦的時間晚于上述礦物，但是時間上沒有差距。斑銅礦鉛礦的共生呈曲折接觸狀，且無侵蝕跡象，為它們共結晶的證據。斑銅礦在塔爾干礦床中不多。在詳細的勘探過程中，含斑銅礦的礦石只是在1和2號礦體的東北側發(fā)現(xiàn)；作者指出，也在1號體的南側發(fā)現(xiàn)過。斑銅礦與黃銅礦I，方鉛礦，閃鋅礦I和黃鐵礦I和II結合。這種礦物以它形顆粒出現(xiàn)在黃鐵礦II，膠結黃鐵礦的空隙中，并沿著膠狀黃鐵礦I的共生帶的狹窄邊緣發(fā)育。斑銅礦聚合體偶爾遭受破碎作用，并含有大量的脈石礦物包裹體；零星的圓形砷黝銅礦包裹體；等徑的圓粒閃鋅礦包裹體；和黃鐵礦I的殘留顆粒，在某些情況下，會保留晶面。零星較厚的，通常波狀彎曲，似火焰狀的黃銅礦包裹體是值得注意的（圖2e）。方鉛礦和斑銅礦組成分歧連生體。小顆粒的它形斑銅礦包裹體發(fā)現(xiàn)于閃鋅礦聚合體中。借助于JSM5300 SEM/EDS對斑銅礦進行的研究(analyst , IGEM RAS) 并未發(fā)現(xiàn)任何異質性或者特別顆粒帶。兩個斑銅礦種類可以依靠銅和鐵的相對含量，以及陽離子總和與硫含量的關系（表）進行區(qū)分。斑銅礦1的特點是，相對于化學計量分子式Cu5FeS4，顯著缺乏銅，鐵過量，而且偶爾含有銀作為外加元素。斑銅礦2的分子式接近化學計量分子式。所有的分析都屬于斑銅礦成分范疇（Vaughan and Craig，1978；Geochemistry……，1979）。斑銅礦1沿著膠狀黃鐵礦I聚合體共生區(qū)發(fā)育，而斑銅礦2與閃鋅礦I，黝銅礦，和方鉛礦共生，出現(xiàn)于黃鐵礦II的晶間空間中。自然金極為罕見；其顆粒從5到25微米，大小不等；檢測到有一粒的粒度高達100微米。 自然金常與黃鐵礦II聚合體中含方鉛礦的黃銅礦–黝銅礦細脈關聯(lián)；在致密顯著侵染的黃鐵礦礦石的黃銅礦聚合體中少見；在黃鐵礦礦石的黃鐵礦II細粒聚合體中也不多見（圖2f）。大多數(shù)檢測到的顆粒金，都賦存于脈石礦物包裹體中。借助于JEOL SEM/EDS對6個自然金顆粒進行的研究 (analyst , IGEM RAS) 表明， 至 %， 至 %。自然金的細度（680–800）符合烏拉爾地區(qū)淺變質塊狀硫化物礦床的水平特征。碳酸鹽巖是主要的脈石礦物。他們無處不在出現(xiàn)在礦石，賦存交代巖，輕微變形的長英質火山巖，和晚期鎂鐵質細脈中。細脈，口袋狀，和杏仁狀是碳酸鹽巖的主要存在模式。注意到，透明方解石晶體長度為45毫米。細粒碳酸鹽–硫化物共生現(xiàn)象在塊狀礦石中普遍存在。根據對46個單礦物組分化學分析，確定了碳酸鹽巖的不同顏色和形態(tài)屬性，原子吸收光譜（分析師 . Vronskaya, ova, and , IGEM RAS), 和 X–射線衍射結果 (analyst , Petersburg State University)。結果是，碳酸鈣(CaCO3), 含錳的碳酸鈣（–%的氧化錳），白云石 [CaMg(CO3)2], 和菱鐵礦(FeCO3)比較顯著。方解石和含錳的碳酸鹽在礦體形成過程中結晶。方解石進入了閃鋅礦黃銅礦和閃鋅礦黃銅礦–黃鐵礦礦物組合中。注意到閃鋅礦包裹中有方解石顆粒。方解石出現(xiàn)在赤鐵礦和黃鐵礦黃銅礦–閃鋅礦聚合體的邊緣（–2毫米）。在眾多的碳酸鹽細脈中，含錳且量少的純方解石出現(xiàn)在硫化礦礦石和流紋英安巖的接觸帶。含錳方解石在重晶石–黃鐵礦和石英黃鐵礦細脈中發(fā)現(xiàn)，切入礦下序列。純方解石和方解石–螢石聚合體作為輝綠巖基石和閃長巖脈和細脈出現(xiàn)，出現(xiàn)在含礦石的安山巖流紋巖和下部石灰石之間的構造接觸帶，并填充安山石的杏仁狀區(qū)域。覆蓋含礦石單元的碳酸鹽巖序列由方解石礦組成。在取代赤鐵礦和硫化物的石灰石樣品在檢測到了含錳方解石。白云石和菱鐵礦不多，只能在該礦床的東部發(fā)現(xiàn)。，發(fā)現(xiàn)有白云石。在變異的，稍微黃鐵礦化的賦存主巖流紋巖和輝綠巖脈、閃長巖基石穿過的流紋區(qū)，發(fā)現(xiàn)白云石細脈。礦石類型塊狀和浸染狀礦石分為大量黃鐵礦（硫），黃銅礦–閃鋅礦黃鐵礦（銅鋅），和黃銅礦–黃鐵礦（銅）幾種類型（按遞減順序排列）。閃鋅礦–黃鐵礦或大量閃鋅礦（鋅）礦石列為一個單獨的類型。黃鐵礦礦石形成小透鏡狀礦體6–24，出現(xiàn)在15號大型礦體的不同水平。最大的礦體1號和中部的2和3號礦體，是由黃銅礦–閃鋅礦–黃鐵礦礦石組成，也發(fā)現(xiàn)它在透鏡狀4和5號礦體中存在。黃銅礦–黃鐵礦礦石發(fā)現(xiàn)于1號礦體的頂部和底部，和2號礦體，4號和5號礦體2的側面。閃鋅礦–黃鐵礦礦石位于1號礦體的南翼。總的來說，該成礦帶的金屬品位如下：–%, –%, 含硫35–49%, – 克/噸, 至 克/噸。已經確定一系列樣品含有超過4克/噸金和50克/噸銀，30–60 ppb的鈀和2–5 ppb的銠，鉑和和銥的含量低于檢測限制（小于1 ppb），和鋨的含量無法確定。利用INAA方法進行分析 (analyst , IGEM RAS)，對2克樣品中的鉑族元素進行了初步化學分離。礦石中鈀含量隨金含量的增加而上升。高品位的鋅礦有銠富集；鈀含量的上升是銅礦石的特點。總之，鉑族元素是烏拉爾南部的塊狀硫化物礦床的特征。礦石的紋理和構造礦石紋理浸染，橫向–浸染，口袋–浸染，帶狀，膠體，和塊狀礦石紋理最豐富。浸染狀紋理特征即，硫化物顆粒和它們的聚集體，浸染在綠泥石–絹云母石英和石英綠泥石絹云母交代脈石，赤鐵礦化和交代蝕變流紋巖，英安巖和流紋英安巖中。浸染狀礦石占主要（多達50%），主要由黃鐵礦組成，偶爾與黝銅礦，黃銅礦和閃鋅礦相關聯(lián)，（圖3a, 3b)。細脈–浸染狀紋理以小顆粒（）的黃鐵礦浸染狀礦石的組合為特征，細脈由交代蝕變酸性火山巖晶體中的大顆粒（多大5毫米）組成。帶狀–浸染紋理的特點是，硫化物偏析和袋狀，賦存于脈石礦物中，與零星的黃鐵礦浸染顆粒結合。，礦石的紋理為：(a–f) 反光顯微鏡的顯微照片：(a, b) 浸漬紋理碎片：(a) 交代蝕變長英質火山巖石中黃鐵礦II單體顆粒和聚合體，（b）在交代蝕變流紋巖中的黃鐵礦II殘留晶體；（c，d）collomorph紋理碎片：(c) 赤鐵礦石英巖石中黃鐵礦I的同心帶狀聚合體， (d) 與砷黝銅礦一起沿生長區(qū)的，膠狀同心帶狀黃鐵礦I聚合體； (e, f) 塊狀紋理碎片：(e) 半自形顆粒的閃鋅礦–黃銅礦–黃鐵礦礦石； (f) 它形顆粒的斑銅礦黃鐵礦礦石。參見圖2的縮寫說明。稀缺的硫化物偏析顆粒通常由他形閃鋅礦，黃銅礦和黃鐵礦顆粒組成。在某些情況下，該口袋裝滿了黃鐵礦II和黝銅礦。條帶狀紋理表現(xiàn)為，薄的平行帶交替由黃鐵礦顆粒的不同大小和形態(tài)方面交替浸染。該條帶狀礦石位于1號礦體的南側。最薄的條帶厚度小于一毫米，最大厚度為5毫米。偶爾該條帶逐漸變化成另一個條帶。它們是由不同數(shù)量的球狀黃鐵礦晶體組成。膠狀紋理在外觀表現(xiàn)上不明顯。只有小片的同心帶狀球會保留在礦石中。在所有的礦石類型中可以觀察到它們的遺跡。這種紋理是黃鐵礦礦石中單體的黃鐵礦II礦物聚合體的固有紋理。蝕刻后的黃鐵礦小球同心區(qū)變得特別清楚。并行區(qū)域因黃鐵礦顆粒形態(tài)而彼此不同。細粒和柱狀黃鐵礦帶交替變化（圖3c）。具有花邊圖案的小型局部區(qū)域中，可以觀察到銅–鋅礦石的膠狀紋理。在塊狀礦石中，同心環(huán)帶狀結構的膠狀黃鐵礦因黃銅礦，黝銅礦，在某些情況下為斑銅礦的的帶狀排列而變得明顯（圖3）。膠狀硫化物的大小從幾十微米到1–2毫米不等。塊狀紋理礦石，是由細粒黃鐵礦集合體與黃銅礦，黝銅礦，方鉛礦，閃鋅礦，不太多的，均勻分布在其中的斑銅礦組成（圖3e, 3f)。該礦石紋理可以對烏拉爾南部的塔爾干礦床和其他塊狀硫化物礦床進行區(qū)分，主要以單礦物黃鐵礦或磁黃鐵礦塊狀礦石為特征（Pshenichny，1984）。晚期礦脈和細脈的厚度從3–5毫米，至3–4厘米不等，以不同的成分和形態(tài)出現(xiàn)在塊狀礦石中，出現(xiàn)在下部硫化物礦化區(qū)。塊狀礦石的細脈比起浸染狀礦石要薄，主要由閃鋅礦組成。在浸染狀礦石和下部礦化帶，礦脈的最大厚度達到了幾厘米，由閃鋅礦，黃銅礦，或者兩者礦物組成；黃銅礦礦脈最厚。多數(shù)晚期細脈接近垂直。注意到存在有碎裂紋理的礦石 (Copper…,1988。 Pshenichny, 1984), 主要在3號礦體和1號礦體的北部，那里是南北向斷裂帶。碎裂紋理形成于動力變質作用過程中。碎裂紋理礦石的碎片由交代蝕變圍巖和零星的礦石碎片組成。膠狀成分類似于碎片，但硫化的程度更為強烈。礦石構造細粒的、不等粒形，它形粒狀，和半自形粒狀結構由黃鐵礦、黃銅礦和閃鋅礦組成，以這樣的結構為主。草莓狀黃鐵礦和同心狀偏析的黃鐵礦，黃銅礦，脈石礦物的微球粒結構相當之多，如殘醉斑狀的和碎裂結構的大型碎裂黃鐵礦顆粒由黃銅礦膠結。流體包裹體對礦石與圍巖礦物的流體包裹體研究，是與俄羅斯科學院地球化學和分析化學研究所（Institute of Geochemistry and Analytical Chemistry）的 合作進行的。對塊狀礦石的同生石英，重晶石和碳酸鹽的流體包裹體，以及長英質火山巖中石英斑晶的流體包裹體進行了研究。本研究所選擇的同生石英以小顆粒（2–3毫米）袋狀偏析存在，進入黃鐵礦，黃銅礦，閃鋅礦黃銅礦黃鐵礦礦石中的碳酸鹽–石英–硫化物細脈。礦石的礦物，通常包含原生包裹體；它們的粒度一般不大于10微米，但偶爾達到25–50微米。這些都是負晶體，包裹體的形狀不規(guī)則和等軸。對主圍巖的流紋巖，流紋英安巖，和各種程度交代蝕變英安巖的石英斑晶中的次生流體包裹體進行了研究。次生流體包裹體的形態(tài)是多種多樣的（不規(guī)則的，細長的，等軸的）并聚成鏈狀和線性條帶狀；它們的大小通常不超過10微米，偶爾會達到30微米。流體包裹體是兩相的，由液體和氣體組成（Karpukhinaand Baranov，1995）。流體包裹體太小和太稀少，難以在冷卻環(huán)境下展開研究。因此，只對均一溫度（Thom）進行了測定。均一溫度從375變化到110176。C。這些溫度值與獲得的黑礦型礦床（Pisutha arnond and Ohmoto，1983）和最近的海底硫化物丘的的估計一致，后者可能也是在較高溫度下形成的（伯特 nikov等人，2004）。礦物流體包裹體的均一溫度的空間分布有一定的特點：一個高Thom的窄陡傾區(qū)（300176。C）和低Thom的側翼區(qū)（200176。C）（圖4）。最高的Thom (370–375176。C)在該礦床的東部，具有高級的交代蝕變圍巖。對斷裂帶礦物流體包裹體的測定獲得了相同Thom，這可能是一個高溫流體渠道。穩(wěn)定同位素對賦存主巖和礦石中，碳酸鹽的同位素組成O和C，以及硫化物中硫同位素組成進行了測定，這項測定是由IGEM . Nosik完成的。 為此，我們采用了一個雙目顯微鏡，對單礦物碎片進行辨別。這些樣品取自地下巷道和鉆孔巖心。所分析材料的純度不低于95%。分析程序根據標準技術實施。50米1 2 3 4 5 6 7。(1) 弗拉期火山沉積硅質巖序列（穆卡 SOVO地平線）； (2) 上部吉維特階灰?guī)r序列； (3) 低艾菲爾–吉維特階含礦長英質火山巖序列； (4) 塊狀硫化物礦石； (5) 赤鐵礦石英層； (6) 古等溫線； (7) 取樣位置。硫化物硫同位素組成來自賦存主巖的硫化物的δ34S值如下：黃鐵礦– to +‰, 黃銅礦– to +‰， 閃鋅礦+ to +4‰, 方鉛礦+‰, 和斑銅礦 +‰。從1號和2號礦體塊狀和浸染狀礦石礦體分離出來的，單礦物硫化物有以下δ34S值：黃鐵礦– 至 +‰， 黃銅礦– 至 +‰， 和閃鋅礦– 至+‰ (圖5)。各種硫化物的δ34S值位于狹窄區(qū)間內；多數(shù) (~70%)的變化區(qū)間為從 0 至 +3‰。重硫酸鹽硫（+ ‰）的特點是，重晶石來自于該礦床的南部，24號小型礦體的致密浸染狀閃鋅礦–黃鐵礦礦石。古代和近代的塊狀硫化物礦床的硫化物的硫同位素組成的變化區(qū)間一般比塔爾干礦床更為寬泛（圖6）。這里要強調的是，各種硫化物的硫同位素組成沒有顯示明顯的差異。閃鋅礦中的硫幾乎與銅和鐵的硫化物中的硫具有相同的同位素組成。因此，共存的閃鋅礦，黃鐵礦，黃銅礦沒有實現(xiàn)同位素平衡，可能是沉積速率較高的緣故（博爾特尼科夫和vikent39。ev，2005）。成礦流體在150176。C以上溫度，其硫化氫的δ34S值，與平衡硫化物的δ34S值相同（Ohmoto，1986）；因此，硫化氫的δ34S值可能估計為0177。3‰此值對應于巖漿硫可接受的典型值δ34S = 0177。2‰（Ohmoto and Rye，1979）。碳、氧同位素組成在塔爾干礦床的賦存主巖和礦石中，對其碳酸鹽中穩(wěn)定的碳、氧同位素組成進行了測定。樣品在雙目顯微鏡下手工撿取。采用標準技術進行分析。計算有關氧的SMOW（標準平均海洋水）和碳的PDB（皮狄組中美洲擬箭石化石）(表格)。碳酸鹽的碳同位素組成在賦存主巖的交代蝕變流紋巖，英安巖和流紋英安巖中，方解石，含錳方解石和白云石的δ13C值分別為– 至 +, – 至 +, 和 – 至 –‰。在下部石灰?guī)r礦石中，方解石和含錳方解石的δ13C值分別為– 至 +‰ 和 –‰。4 對成礦流體中δ13 CO2的估計碳主要以CO2 和 CH4的形式出現(xiàn)在熱液中。就像硫同位素一樣，3 碳同位素也在氧化和還原種類之間區(qū)分。熱液中這些種類的數(shù)量