Курсовая работа: Гидротермальные изменения в эпитермальных системах
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 составе глин в зависимости от глубины на Вайракейском геотермальном поле. Он дал "скрытый масштаб" минералогического геотермометра, который возможно калибровать, так как и замеры температуры и замеры давлений делаются в скважинах регулярно. Так, например, Lan et al., отмечают аналогичную картину в составе глин по глубине и температуре в Татун на Тайване, за исключением изменяющихся смешаннослойных хлорит смектитов.
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.
 |