Kristmannsdottir показал, что в Рейкьянее в Исландии в изменённых базальтах при t ~ 2000 С смектиты беспорядочно переслоены хлоритом. При t 2700 С неразбухающий хлорит является единственным минералом. В Н. Зеландии в Вайотапу неразбухающий хлорит становится стабильным в силикатной пирокластике при ~2200 С.
Это распределение температурной чувствительности глин было задокументировано при разведке Голден Кросс в Н.Зеландии. Таблица 3 включает его критерии для рентгеноструктурного определения различных глин и Рис.12 показывает основной пространственный режим слоистых глин после различных подготовительных методов.
Критерии рентгеноструктурного определения типов глин в Голден Кросс из главных типов. Из de Ronde.
Horton применял смешаннослойные иллит-смектиты в качестве палеотемпературного индикатора в месторождении Ag-неблагородных металлов Крид в Колорадо. Он изучал глины из штолен и скважин, размещённых приблизительно в правых углах главной жильной аметистовой структуры. Здесь преобладали проникающие глинистые изменения, которые относились, главным образом, к вышележащим углекислым гидротермам, нагретых паром, образовавшихся в результате кипения и пароотделения минералообразующих гидротерм, поднимающихся по аметистовой жиле. Эти нагретые паром гидротермы имели
очень низкую минерализацию по сравнению с минералообразующими гидротермами и служили в качестве разбавителя глубинных гидротерм. Аналогичная ситуация происходит в активной системе Бродлэндс.
Horton связал содержание иллита с палеотемпературой, воспользовавшись исследованиями на современных системах Бродлэндс и Вайракей. Однако, оказалось, что он сильно уменьшил пределы температурных колебаний по сравнению с теми, которые наблюдались в Н. Зеландии.
4.2 Кремнезём
В предыдущих разделах было рассмотрено равновесие между алюмосиликатами и гидротермами, связь гидротермальных изменений с температурным режимом, потоками гидротерм и составом гидротермальных минералов, образованных в кислых гидротермах. Однако одной из наиболее важной и наиболее очевидной реакцией минерал-флюид в эпитермальной системе является простая реакция осаждения кремнезёма. Окремнение проявляется повсеместно в верхних частях эпитермальных систем, вследствие больших градиентов спада температур по мере приближения гидротерм к поверхности и уменьшения растворимости всех кремнистых разновидностей с уменьшением температуры. В результате этого содержание кремнезёма в нейтральных гидротермах горячих источников может использоваться для оценки минимальных температур в водовмещающих комплексах. Для подробного ознакомления с геохимической методикой использования SiO2 в геотермальной разведке, смотри Fournier, Henley et al..
Первичный кварц не должен присутствовать в свежих породах с гидротермами, которые насыщены относительно кварца. Это происходит, потому что алюмосиликаты и вулканическое стекло, по мере того как они
изменяются, поставляют кремнезём в гидротермы, до тех пор, пока достигается насыщенность по отношению к кварцу при данной температуре. Если гидротермы слегка остывают, то кремниевая кислота полимеризуется и осаждается в виде кварца при t от 3300 С до температуры ~2000 С. Ниже, от 180 до 2000 С наблюдается осаждение кремнезёма в виде кристобалита, а ещё ниже кремнезём осаждается в аморфном состоянии. Со временем при умеренной температуре аморфный кремнезём кристаллизуется в кристобалит, который затем перекристаллизовывается в кварц, хотя обычно размеры зёрен будут очень небольшие. Это увеличение кристалличности со временем иллюстрируется на рентгенограмме. Если же отмечается наличие кремнистых отложений на поверхности современных или палеосистемах, то можно прогнозировать минимальные субповерхностные температуры. Кремнистые отложения всегда осаждаются в аморфном состоянии. В кипящих источниках растворимость аморфного кремнезёма будет ограничивающим фактором содержания кремнезёма в гидротермальном растворе. Следовательно, если глубинные гидротермы находятся в равновесии с кварцем при 2350 С и их охлаждение в результате подъёма к поверхности происходит до 1000 С, то равновесие насыщения будет соответствовать аморфному кремнезёму; если глубинная температура несколько выше, то кремнистые отложения будут образовываться на поверхности. Если гидротермы поднимаются адиабатически от ~2100 С, то пароотделение будет повышать концентрацию кремнезёма в остаточной жидкой фазе гидротерм таким образом, что насыщенность аморфного кремнезёма достигается при 1000 С.
Присутствие кремнистых отложений на поверхности относительно редкое геологическое явление и в палеосистемах, чем они древнее, тем меньшая вероятность их сохранности, т. к. они подвергаются эрозии. Эти образования формируются на поверхности в результате отложения из почти нейтральных гидротерм; термин "зиптер" не используется для окремнения ранее существовавших пород. Они идентифицируются, как кремнистые зинтеры в эпитермальных системах и свидетельствуют о том, что мы имеем дело с палеоповерхностью. Здесь реализовывалась поверхностная разгрузка относительно неразбавленных глубинных хлоридных гидротерм и их температура была 210-2350 С. окремнение полосчатых осадков может быть вызвано кисло сульфатными гидротермами, которые местами растворяли вулканическое стекло и имели высокие содержания кремнезёма. При низких рН кинетика отложения кремнезёма очень медленная. Если кремнийсодержащие кислые гидротермы нейтрализуются при инфильтрации через осадочные породы, то они будут отлагать кремнезём также быстро, как и глубинные хлоридные гидротермы.
Так называемое окремнение, может быть также результатом кислого выщелачивания пород, оставляя кремнистую основу, и этот процесс должен отличаться от окремнения вследствие остывания глубинных минерализованных гидротерм. Такой остаточный кремнезём обычен для высокосерных систем. Каверны, часто присутствующие на месте фенокристаллов, выщелочены. Обычно, окремнение приводит к увеличению плотности, потенциально является причиной положительных остаточных гравитационных аномалий. Кремнистые породы не являются электропроводниками, они показывают относительно высокое сопротивление, как и кварцевые жилы.
Если при разведке наблюдается окремнение и присутствуют поверхностные кремнистые отложения, то не обязательно температура должна быть более 2100 С. Если во время разведки не встречено окремнение, то это должно вызвать подозрение, что должно быть какое-то другое изменение не гидротермального происхождения. Наоборот мы будем иметь относительно большую глубину в системе, где кремнезёма отлагается очень мало. Эти аспекты могут уменьшить привлекательность поискового значения минеральных комплексов.
Рисунки 4а и 17 показывают, почему окремнение преобладает в верхних 100-200 м эпитермальных систем. На глубине 700 м кривая кипения чистой воды будет иметь температуру ~2740 С и содержание кремнезёма в таких гидротермах ~650 мг/кг. Каждый килограмм такой воды будет осаждать 75 мг кремнезёма на 100 м их подъёма, оставаясь в равновесии с кварцем. Однако при подъёме от 200 м до 100 м, будет выпадать более 100 мг кремнезёма на каждый кг гидротерм на 100 м. В интервале от 100 м до 50 м при температуре 1550 С более 90 мг кремнезёма осадится из каждых кг гидротерм на 50 м, скорость отложения SiO2 будет здесь более чем в два раза, чем на глубине ниже 500 м.
Gibson et al., предполагал, что обширное окремнение риолитов Амулет в Неваде в Квебеке было вызвано архейской гидротермальной системой. Они отмечали, что район окремнения намного больше, чем поле других гидротермальных изменений.
Сульфиды
Стабильность сульфидов и окислов может свидетельствовать об уровне серы и степени окисления в эпитермальных гидротермах. Рисунки 19,а и 19,б представляют диаграммы
а S2 - а О2 и а О2 - рН и показывают относительные стабильности сульфидов и окислов в эпитермальных условиях. Рисунок 19,а может иметь границу сульфид/сульфат для данной концентрации серы и рН 4 для эпитермальных условий он стремится располагаться ближе к границе магнетит/гематит. Использование различных минеральных комплексов и химических составов минералов приводит к получению состава рудных гидротерм, в результате чего можно что-то сказать о химических условиях рудообразования и в связи с этим в дальнейших дискуссиях о комплексных соединениях, которые переносят золото и другие металлы.
Barhton et al., предполагал, что железистые хлориты стабильны при наложении на магнетит в эпитермальных условиях. Отсюда рисунок 19,в, имеет районы стабильности пирита, хлорита, гематита и пиррротина, плюс участки стабильности халькопирита, галенита и т. д. Это помогает фиксировать химические условия отдельных комплексов. Силикатные комплексы могут также помогать нам фиксировать рН раствора, если общая концентрация Na+ и К+ известны. Это можно проследить на Рис. 19,в и 7.1.
Сфалерит является индикатором. Если сфалерит находится в равновесии с пиритом и хлоритом, повышенная а О2 будут отражены в пониженном содержании FeS в сфалерите. Это легко определяется зондовым анализом и иногда даже прямым наблюдением, т.к. сфалерит с низким содержанием Fe изменяется от медновожёлтого цвета до темного красно-коричневого, когда обогащён Fe. Зональный сфалерит из из коллекции Криде имеет изменяющееся содержание FeS, как показано на Рис. 20. Эта зональность позволяет предполагать периодическую "пульсацию" восстановленных гидротерм. Флюидные включения, проанализированные из каждой зоны роста, также отражают "подачу" различных гидротерм с различной температурой и минерализацией для каждой зоны. Такие исследования даже поверхностные, при мелкомасштабной разведке, могут идентифицировать среду, благоприятную для золотого рудоотложения.
 |
Зональность минеральных комплексов в активных и палео системах.
Важно отметить одно, что бурение в активных геотермальных системах обычно направлено на поиск наиболее горячих частей системы. Следовательно, вскрытые геотермы обычно имеют почти горизонтальное положение. Однако, эти изотермы погружаются вглубь системы на её границах к точке, где они приближаются к вертикальному положению или даже имеют инверсии в зонах растёков. Таким образом, при разведке эпитермальных систем вы будете стремиться пройти через почти вертикальные границы между комплексами гидротермальных минералов, когда находитесь на границе системы. В окрестностях шахты Нашионел Белл картины гидротермальных изменений концентрические; однако границы не вертикальные, поскольку имеются различные превышения. Также, кислосульфатные комплексы минералов будут образовываться на больших отметках в системе независимо от их приближения или удаления к глубинному восходящему потоку.
Это горизонтальное расположение гидротерм по отношению к их вертикальному положению прекрасно иллюстрируется в геотермальной системе Лос Азуфрес. На хорошо разбуренном участке установлены термальные границы системы и Cathelineau et al., определили, что они великолепно соответствуют распределению гидротермальных минералов, зависящих от температуры.
Utada схематически обобщил зональность и морфологию зон эпитермальных изменений в гидротермальных системах и зон диагностических минералов в Японии.
Проблемы метаморфизма
Большинство эпитермальных месторождений относительно молоды, поэтому влияние метаморфического положения было недавно идентифицировано.
Однако, исследования более древних эквивалентов эпитермальных рудных месторождений нарастает в особенности Pz Австралии, то важно понять минералогические эквиваленты низкотемпературного регионального метаморфизма и гидротермальных изменений.
Хотя справедливо, что региональный метаморфизм породы имеет хорошо развитую структуру, однако такая же структура может проявляться в метаморфизованном эпитермальном месторождении. Kristmanndottir отмечал этот признак в некоторых Исландских геотермальных полях. Он обычно встречается в некоторых растёках Индонезии. На рисунке 25 показано их соотношение. Необходимо также отметить, что метаморфизм зон поверхностной аргиллизации, состоящий в основном из каолина, будет приводить к высокой концентрации алюмосиликатов, таких как андалузит. Хотя в этой зоне могут быть летучие элементы, такие как ртуть, образующиеся во время метаморфизма, недавними исследованиями показано, что летучие элементы сохраняют первоначальное распределение вокруг метаморфизованных месторождений массивных сульфидов в Австралии. Smith et al., предполагал, что летучие элементы, такие как таллий будет переживать метаморфизм лучше, чем элементы, подобные ртути и мышьяку, поскольку таллий замещает калий во многих силикатах. Следовательно, Tl может входить в минералы, такие как слюда при метаморфизме, тогда как Hg может выноситься.
Проблемы, связанные с интерпретацией гидротермальных изменений
1.Наложение: Часто повторяющаяся природа вулканизма в эпитермальных провинциях означает, что во многих районах влияние одной геотермальной системы налагалось на другую, которое приводило к образованию одной свиты геотермальных изменений, наложенной на ранее существовавшую гидротермальную свиту-процесс обычно известный, как наложение. Это может также происходить, когда гидротермальная система развивается в районе уже подвергавшегося региональному метаморфизму.
При интерпретации разведанных в эпитермальном месторождении важно различать два возможных механизма формирования наложений:
(i) наложение, вызванное тепловым спадом единственного эпитермального события;
(ii) наложение, вызванное наложением эпитермальных событий, обусловленных возрождением магматической активности.
Для интерпретации различия этих двух альтернативных событий часто привлекаются детальные исследования распределения зон гидротермальных изменений, а также данные по геохронологии возможных источников тепла. Типичные примеры таких взаимоотношений в Палимпионском геотермальном поле показаны на Рис. 2 Leach, Bogie отмечают, что современные гидротермальные изменения налагаются на боле ранний тип изменений в современной системе Негрое.
2. Интерпретация приповерхностной аргиллизации: Рисунок 27 показывает типичные условия, в которых происходит поверхностная аргиллизация в эпитермальных средах. Идентификация зон поверхностной аргиллизации важна в понимании эпитермальных систем, как уже выше рассматривалось. Часто высокотемпературная приповерхностная аргиллизация может формироваться без рудообразования, тогда как в других ситуациях она может свидетельствовать о зонах кипения или фактически быть вовлечена в наложение на первую минерализацию.
В случае Бакон Монито низкотемпературный пар нагревал сулфатно-кислые воды, опустившиеся вглубь по геологической структуре в глубинный резервуар. Миграция гидротерм часто попадала на остаточные кислотные минералы и, следовательно, в результате взаимодействия таких гидротерм с породой не происходило их сильной нейтрализации. Поскольку инфильтрационные воды нагреваются, то они приходят в тепловое равновесие с более высокотемпературными кислыми гидротермами. Кислотные изменения, произведённые при такой фильтрации, по существу, образованы безрудными гидротермами, которые могут мигрировать на очень короткие дистанции и, следовательно, не являются рудообразующими.
3. Неравновесные комплексы минералов. Многие реакции вода-порода очень медленно протекают и очень зависят от притока гидротерм, чтобы достигнуть равновесия. В слабо проницаемых породах неравновесные комплексы часто консервируются или наоборот не образуют стабильных минералов. Наблюдения показывают, что это часто справедливо для эпидота и актинолита и, по-видимому, эти минералы часто высоко спородически. Выше приведённая дискуссия представляет только малую часть проблем, которые могут встречаться при интерпретации гидротермальных изменений. Это будет обсуждаться более детально в последующем. Несмотря на сложность интерпретации, гидротермальные минералы также дают большую информацию для геологов.
29-04-2015, 00:58