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 H2S адсорбируется жидкостью. Так как H2S 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, H2S 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 ~ 2500С. 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 - 2800С.
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 1500С. Следовательно, вывод Kesler et al.,, что пирофиллит-каолиновая зона в Пуэбло Вегио показывает минимальную температуру 2600С, по-видимому, неправильный; они допускали, что современный кварц образовывался как кварц. Скорее всего, 1500С 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 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 ~ 2000С смектиты беспорядочно переслоены хлоритом. При t 2700С неразбухающий хлорит является единственным минералом. В Н. Зеландии в Вайотапу неразбухающий хлорит становится стабильным в силикатной пирокластике при ~2200С.
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
Страницы: 1, 2, 3
