Гидротермальные изменения в эпитермальных системах

Гидротермальные изменения в эпитермальных системах

Введение

Изучение гидротермальных изменений важно при исследовании эпитермальных рудных месторождений по нескольким причинам:

1.Вторичные минералы регистрируют физико-химические условия, существующие в эпитермальной системе в период рудообразования.

2.Парогенезис гидротермальных минералов может свидетельствовать о цикличности или угасании эпитермальной системы или наложении одной системы на другую.

3.Гидротермальные изменения дают возможность определять расположение месторождений и поскольку они обычно занимают большую площадь, чем рудопроявление, то могут использоваться в качестве поисковой цели.

Для понятия и создания модели эпитермальной системы, должны быть охарактеризованы как гидротермы, так и гидротермальные минералы. Гидротермы обсуждались и описаны ранее. Браун обобщил факторы, влияющие на образование гидротермальных минералов, и показал, что гидротермально изменённые горизонты развивались в зависимости от а) температуры, в) давления, с) типа пород, d) проницаемости, е) состава гидротерм, ^продолжительности активности.

Браун определил, что влияние типа пород на равновесие было наиболее значительным при низкой температуре. Выше этой температуры минеральные комплексы не зависят от типа пород. Хотя это справедливо не всегда.

Ранее считалось, что зависимость гидротермального метаморфизма от типа пород является следствием воздействия гидротерм на образование щелочно-известкового и щелочного вулканизма. Примеры скарнов и гидротермального матаморфизма, развитого в ультраосновных поясах, показывают, что тип породы может оказывать очень сильное влияние на минералогию метаморфических пород.

Равновесия минерал - гидротермы в эпитермальных средах

В этом разделе мы сделаем обзор обычных реакций образования гидротермальных минералов, которые происходят в эпитермальных средах, и их интерпретацию в виде равновесий минерал - флюид, т.е. приведём описание химических процессов в гидротермах, их которых образуются минералы.

Реакции гидротермальных изменений, связанные с почти нейтральными гидротермами

Активность иона водорода для реакций активности твёрдых фаз допускается одна для всех и поэтому она не включена в минеральные равновесия. Мы не будем обсуждать термодинамику этих реакций и в дальнейшем. Хороший обзор по этому вопросу и других привлекаемых гидротермальных равновесий приводится из Henley et al.,.

На основании написанных уравнений, возможно, связать минеральные реакции с составом гидротерм и, следовательно, получить их химический состав по минералогическим комплексам. Состав глубинных гидротем в геотермальной системе Бродлэндс хорошо известен и он показан на Рис. 6,а. Его расположение соответствует присутствию высоких содержаний иллита в керне и шлифах, хотя также представлены адуляр и альбит

При кипении эпитермальных гидротерм, даже при повышенных содержаниях Na+ и K+ в остаточном растворе, их отношение остаётся постоянным; эта также справедливо, если гидротермы разбавлены гидротермами с нулевыми содержаниями Na+ и K+. Однако, во время кипения газ переходит в пар. Это приводит к сдвигу в рН гидротерм, поскольку СО₂ , вовлечённый в основную реакцию, буфферит рН гидротерм согласно

Так как СО₂ переходит в пар, реакция 13 сдвигается влево, Н+ расходуется и рН увеличивается. Это крайне важная реакция в низкосерных системах и будет рассмотрена более детально в главе Рудообразование.

Уменьшение СО₂ в растворе на один порядок увеличивает его рН на единицу. Это может происходить при равновесном фракционировании во время кипения в интервале 260-240⁰ С. Таким образом, кипение и парогазоотделение приводит состав жидкой фазы к миграции вдоль 45⁰ наклона на Рис.1, а, от стабильности К-слюды к стабильности адуляра. Кроме того, изменения минерализации в низкосерньгх системах будут влиять на рН через баланс зарядов между анионами и катионами. Так, например, при 250⁰ С гидротермы, буфферированные комплексом К-слюды КПШ и кварцем и содержащие 0.1 вес% NaCl, будут иметь рН около 9, тогда как идентичная система с 10% NaCl будет иметь рН ~ 4.9

Там, где гидротермы находятся в тесном контакте с гидротермальными минералами, минералы будут стремиться буфферировать рН, несмотря на кипение и газоотделение. Однако, если гидротермы "изолированы" от вмещающих пород, как это происходит в трещинножильных породах, рН жидких гидротерм может увеличить и стабилизировать адуляр во время кипения. Buchanan в своём обзоре 60 эпитермальных месторождений отмечает, что адуляр является главным жильным минералом в 40 месторождениях. Эмпирическая связь жильной золотой минерализации подтверждает наличие кипения в качестве обычного процесса, происходящего в жилах и связанного с отложением минералов.

Углекислые термы отмечаются во многих активных и палео эпитермальных системах. Они располагаются выше или на границе с глубинными хлоридными гидротермами; их химический состав находится вблизи инвариантной точки каолинита, К-слюды, монтмориллонита, соответствуя с высоким содержанием глинистых минералов. Кислые сульфатные воды размещаются в поле стабильного каолинита и будут рассмотрены позже.

Аналогично фазовые диаграммы могут быть построены для Са и Mg, содержащиеся в минералах. Напротив, гидротермы современных систем располагаются вблизи хлоритов, цоизитов и цеолитового равновесий, что согласуется с наблюдёнными минеральными комплексами.

Вскипание будет стремиться продвигать гидротермы в направлении стабильности хлорита. Однако, другая реакция, вовлекающая кальцит также имеет значение. Скорее всего, вовлечённый в обменную реакцию кальцит, будет отлагаться в соответствие с простой реакцией растворения. Растворимость кальцита может быть выражена реакцией

СаСОз + СО2 + Н2О = 2НСОз^- +Са++

При данном рН концентрации Са++ и давления СО₂ положение кальцитового, "скрытого содержания" может рассчитываться и нанесено на Рис. 1 с. Следовательно, при ~ 260⁰ С гидротермы Бродлэндс с содержанием 0.15m СО2 в растворе должны быть насыщены по отношению к кальциту. Кроме того, при умеренном содержании СО2, кальцит всегда будет стабилен по сравнению с эпидотом; при повышенном содержании СО2 стабильность кальцита может вытеснять стабильность Са цеолитов. Этим объясняется отсутствие цеолитов, а иногда и эпидота даже, если температура гидротерм благоприятна для стабильности минералов, что может свидетельствовать о высоких концентрациях СО₂ в гидротермах, так что кальцит образуется прежде Са-силикатов.

При кипении гидротерм, СО₂ выделяется и кальцитовая маскировка снимается. Однако, состав гидротерм изменяется в связи с газоотделением в два раза быстрее, чем кальцитовая маскировка, согласно ранее приведённому уравнению. Следовательно, кипение и выделение СО2 из гидротерм, довольно близкое к насыщению кальцита, обычно будет приводить к осаждению кальцита. Buchanan отмечает, что 40 из 60 месторождений, содержащих жилы кальцита и 27 из 60 также имеют псевдоморфозы кварца по кальциту. Хотя присутствие кальцита позволяет предполагать наличие зоны кипения, но отсутствие кальцита не предполагает, что кипения не было. Если система имеет очень низкое первоначальное содержание СО2, то кипение не может сопровождаться осаждением кальцита. В этом случае должно происходить образование Са-цеолитов и эпидота. Как уже отмечалось их отсутствие может свидетельствовать не об относительно высокой концентрации СО_2. Высокие содержания СО₂ способствуют минерализации и брекчированию.

рН раствора, находящегося в равновесии с К-слюдой и адуляром, нельзя определить по фазовой диаграмме, подобной Рис. 1 с без знания концентрации К⁺ , поскольку Na и К являются главными катионами в эпитермальном растворе. Их отношение зависит от температуры, а концентрация хлора при данной температуре будет регулировать концентрацию К⁺ . Однако, для большинства разбавленных эпитермальных гидротерм концентрация К⁺ такая, что рН поля стабильности К-слюды-адуляра составит 5.6-5.8 при t=250⁰ С, что по - существу, является нейтральной реакцией при данной температуре. Таким образом, большинство глубинных эпитермальных гидротерм имеют почти нейтральный рН перед кипением и газовыделением, поскольку они являются стабильными для К-слюды—адуляра.

Кипение и газоотделение, как обсуждалось ранее, сопровождается повышением рН, оставшейся жидкой фазы. Если парогазовая смесь конденсируется в грунтовых водах, то нагретые паром гидротермы будут иметь высокие содержания Н₂ СО₃ и, следовательно, рН стремится к понижению. Поскольку углекислота является слабой кислотой, то рН бывает ниже 5, но этого достаточно для продвижения нагретых паром гидротерм к полю стабильности иллита и приводит к образованию больших ореолов глинистых изменений, которые наблюдаются при образовании относительно периферийных низкотемпературных гидротермальных изменений во многих современных системах и рудных месторождениях.

Если парогазовая смесь достигает вадозовой зоны, то H₂ S будет адсорбироваться насыщенными кислородом водами и окисляться до серной кислоты.

Этот процесс приводит к образованию нагретых паром кислых сульфатных гидротерм, уже описанных выше, что отразится в различии компонентов гидротермальных минералов. Хотя кислые гидротермы высокосерных систем образуются различными путями, они могут также находиться в равновесии с одними и теми же минералами. Более высокие температуры кислых высокосерных гидротерм могут также привести к образованию кислых минеральных комплексов, отличающихся от комплексов, образованных при г~100°С; однако иногда также отмечается, что кислые гидротермы поверхностного формирования инфильтруются вглубь по трещинам, нагреваются и также участвуют в образовании высокотемпературных кислых минеральных комплексов.

2.1 Гидротермальные реакции, связанные с относительно кислыми гидротермами

Комплексы минералов, свидетельствующих об относительно кислом составе гидротерм, обычно располагаются в близ поверхностных условиях активных эпитермальных систем глины, плюс алунит и самородная сера). Этот комплекс "продвинутой аргиллизации» в случае присутствия смектита и, возможно, каолина связан с сульфатно-кислыми конденсатами. Гидротермы, их производящие, могут быть углекислыми конденсатами.

Bethke предлагал следующие реакции генерации сульфатно-кислых гидротерм в эпитермальных системах.

4H₂ S + 8O₂ = 4H₂ SO₄ 4SO2 + 4H2O = 3H2SO4 + H2S 2FeS2 + 7H2O + 9O2 = 2Fe2O3 ' 3H2O + 4H2SO4

Первая реакция 15 является обычной и может привести к образованию сульфатно-кислых, нагретых паром, конденсатов вблизи поверхности. Кислород для этой реакции получается из атмосферы. Это приводит к обычной поверхностной аргиллизации, перекрывающей многие системы.

Третья реакция происходит, в результате окисления ранее образованных сульфидов железа в супергенных условиях, в постминерализационных процессах, вовлекающих окислительные грунтовые воды. Это приводит к окислению рудной зоны и перекрытию сульфидных руд.

Вторая реакция представляет собой переход магматического SO₂ в сульфаты и сульфиды и также сопровождается HCl и HF. Это глубинные кислые гидротермы будут находиться в недрах системы.

Комплекс "поверхностной аргиллизации" характеризуется высокой степенью гидролиза и выщелачиванием, относительно высоким содержанием общей серы и окислительными условиями. Следовательно, сера окисляется и серная кислота выщелачивает катионы, вынося алюминий и силикаты и/или сульфатные комплексы. В зависимости от температуры и относительной концентрации металлов, изменяются характеристики комплексов этих минералов. В большинстве случаев эти гидротермальные изменения происходят сверху вниз; хотя высокосерные системы не всегда следуют этому обобщению.

. Обобщённая иллюстрация взаимоотношений полей стабильности продуктов гидротермальных изменений дана в виде функции активностей K₂ SO₄ и H₂ SO₄ . Каолинит стабильнее пирофиллита при t ниже 250⁰ С. Кварц присутствует при постоянных t и Р; размер поля остаточного кремнезёма зависит от концентрации алюминия. Диаграмма и фазовые взаимоотншения составлены Henley et al.; Stoffregen.

Ореол гидротермальных изменений от рудного остаточного кварца до свежих пород в Summitville в Колорадо..

При рН 1.7-2.0, происходит общее выщелачивание катионов, оставляя только кремневый осадок. При пониженных рН проходить образование алунита, каолинита, иллита и КПШ в свежих породах.

Тонкозернистый рассеянный пирит часто встречается вблизи нижней границы сульфатно-кислых изменений, где железо осаждается из раствора вследствие присутствия восстановленной серы. Аморфный кремнезём и кристобалит являются обычными минералами, связанными с сульфатно кислыми изменениями.

В зависимости от концентрации общей серы в жидкой фазе самородная сера может образовываться наряду с алунитом или каолинитом. Самородная сера может осаждаться прямо из раствора по мере конденсации пара, а H₂ S адсорбируется жидкостью. Так как H₂ S окисляется до сульфата, то общая сера в растворе будет возрастать и рН уменьшаться. При рН 2-4 самородная сера становится стабильной, наряду с сульфидами и сульфатами.

Нижний предел рН поверхностных сульфатных вод обычно ~ 2; более низкие рН свидетельствуют о присутствии вулканогенного HCl, HF и т.д., которые не были нейтрализованы. Следовательно, остаточный кремнезём, главным образом, ассоциируется с высокосерными средами.

Золотоносные кислые сульфатные термы на Филиппинах и в Н. Зеландии были недавно интерпретированы, как результат адсорбции газового потока в грунтовых водах. В результате этого формируются большие площади поверхностных гидротермальных изменений. Bogie et al., назвал эти структуры Кайпохан и предположил, что они образовались в результате остывания на глубине парогазовой смеси в результате конденсации пара, но при отделении газов к поверхности. По мере того, как пар нагревал сульфатные гидротермы, H₂ S окислялся до сульфата. Этот процесс может не сопровождаться какими-либо гидротермальными изменениями; однако, изменения являются индикатором близости глубинной гидротермальной системы, современной или древней. Вертикальное разделение поверхностной Кайпохан и глубинных гидротерм будет усиливаться в районах с высоким рельефом. Поскольку газы поднимаются под относительно большим углом, то в районах с высоким рельефом они будут располагаться ближе к глубинному восходящему потоку системы, чем потоки жидких гидротерм.

Связь между каолинитом и пирофиллитом показана на Рис. 4.

При насыщении кварцем, пирофиллит находится в равновесии с каолинитом при ~ 250⁰ С. Пирофиллит образуется при более высоких температурах. Этот парагенезис наблюдается, по-видимому, в равновесном состоянии в современных Филиппинских системах при более низких температурах, хотя минимальные температуры, как показывают эксперименты, при которых может существовать пирофиллит и диаспор - 280⁰ С.

В кислых условиях, при которых существуют стабильно пирофиллит и каолинит, кремнезём в растворе, по-видимому, контролируется растворимостью полиморфными разновидностями, а не кварцем. Если кремнистый минерал кристобалит, то оба алюмосиликата сосуществуют при 150⁰ С. Следовательно, вывод Kesler et al.,, что пирофиллит-каолиновая зона в Пуэбло Вегио показывает минимальную температуру 260⁰ С, по-видимому, неправильный; они допускали, что современный кварц образовывался как кварц. Скорее всего, 150⁰ С температура допускает предположение, что месторождение формировалось сразу под поверхностью с последующей раскристаллизацией полиморфных разновидностей кремнезёма в кварц.

Распространение минералов сульфатно-кислых гидротермальных изменениях изучалось в активной системе Хатгобару на о. Кюсю.

Алунит, каолинит, пирофиллит и самородная сера встречены на глубинах 400-600м. Скважины же вскрыли типичные разбавленные хлоридные гидротермы с нейтральными рН на глубине 800 м при t=280°C Здесь сульфатно-кислые гидротермы, образованные на поверхности района андезитового вулканизма с высоким рельефом, инфильтруются в систему вдоль разломов. Это приводит к образованию воронкообразного ореола гидротермальных изменений. Этот ореол изменённых пород распространился латерально по наиболее проницаемым горизонтам. Зоны распределились от кислого изменённого ядра с переходом в зону регионального метаморфизма пропилитового типа, поскольку кислые гидротермы нейтрализовались в результате взаимодействия вода-порода.

3 Классификация гидротермальных изменений

Исследователи, изучавшие гидротермальные изменения, неоднократно классифицировали наблюдаемые комплексы гидротермальных минералов в группы. Это было необходимо, т. к. в этом процессе образовывался очень разнообразный набор гидротермальных минералов. Таблица 1, а показывает минералы, образованные в активных геотермальных полях и эпитермальных рудных месторождениях.

Минералы, представленные в 17 эпитермальных месторождениях, приведены в таблице 1,b. Они включают много редких, главным образом, рудных минералов.

Таблица 2 представляет обобщение типов гидротермальных изменений в алюмосиликатных породах, т.е. обычно в изменённых вулканических, осадочных и метаморфических районах. Эта классификация базируется в основном на классификации Meyer, Henley, но термины использовались в различных контекстах Rose, Lowell, Guilbart. Однако, это целесообразно обсудить прежде, чем использовать общие термины, т.к. они часто используются по разному различными исследователями.

Когда предполагается наличие гидротермальных изменений первичных минералов в породе, то необходимо определить параметры интенсивности гидротермальных изменений. Эта величина является мерой степени реагирования породы с гидротермами, в результате чего образовались новые минералы. Параметры легко определить по соотношению свежей и полностью изменённой породой.

Интенсивность не заменяет диагностику вновь образованных минералов, а только их содержание.

Типы гидротермальных изменений в алюмосиликатных породах

Наоборот, классификация гидротермальных изменений зависит от определения новых минералов и основывается на их значимости в зависимости от субповерхностных условий. Это эмпирический и более объективный параметр, чем интенсивность, получается при макроскопическом и микроскопическом исследованиях с помощью рентгеноскопического и дифференциального термического анализов. Классификация зависит от минералогии, хотя высокая интенсивность не означает высокую степень изменения. Некоторая часть используемой информации, получаемой при исследовании гидротермальных минералов, применяется для определения палеотемператур в эпитермальных системах. Некоторая сложность существует в определении теоретической термической стабильности минералов в природных системах. Она заключается в ограниченном количестве имеющихся в наличии термодинамических данных, влияния твёрдых растворов на стабильность минералов и трековых и летучих компонентов.

Мониторинг на геотермальных скважинах в последние годы позволил установить эмпирическую стабильность взаимоотношений минералов. Рисунки 7, 8 и .9 показывают различные оценки температур из различных работ. Отмечается значительное совпадение между наблюдёнными и предполагаемыми стабильностями, что позволяет считать таблицы надёжными и полезными в качестве эмпирических геотермометров.

Некоторые исследователи пытаются совершенствовать такие таблицы, привлекая химические анализы гидротермальных минералов, но таких данных относительно немного. Микрозондовые анализы также малоэффективны в полевых работах: простая диагностика минералов и использование стабильности минералов изображена на Рис.7 - 9 достаточна для большинства эпитермальных месторождений. Иногда в качестве эмпирических геотермометров используются филосиликаты, которые почти наверняка имеют эпитермальное происхождение, а также Са-силикаты, там, где они присутствую

4.1 Глины

Steiner первым заметил регулярность изменений в


29-04-2015, 00:58