UBC Theses and Dissertations

UBC Theses Logo

UBC Theses and Dissertations

Beyond the confines of the ore deposit : mapping low temperature hydrothermal alteration above, within,.. Ahmed, Ayesha Doris 2010

You don't seem to have a PDF reader installed, try download the pdf

Item Metadata

Download

Media
ubc_2010_fall_ahmed_ayesha.pdf [ 8.83MB ]
Metadata
JSON: 1.0052809.json
JSON-LD: 1.0052809+ld.json
RDF/XML (Pretty): 1.0052809.xml
RDF/JSON: 1.0052809+rdf.json
Turtle: 1.0052809+rdf-turtle.txt
N-Triples: 1.0052809+rdf-ntriples.txt
Original Record: 1.0052809 +original-record.json
Full Text
1.0052809.txt
Citation
1.0052809.ris

Full Text

     Beyond the Confines of the Ore Deposit: Mapping Low Temperature  Hydrothermal Alteration Above, Within, and Beneath Carlin‐type Gold  Deposits    by    Ayesha Doris Ahmed  B.Sc., The University of British Columbia, 2008    A THESIS SUBMITTED IN PARTIAL FULFILLMENT OF THE   REQUIREMENTS FOR THE DEGREE OF     MASTER OF SCIENCE    in  The Faculty of Graduate Studies  (Geological Sciences)      THE UNIVERSITY OF BRITISH COLUMBIA  (Vancouver)  October 2010  ©Ayesha Doris Ahmed 2010     ABSTRACT    Multiple  analytical  techniques  were  employed  to  investigate  distal  patterns  in  low  temperature  hydrothermal fluid flow into and out of Carlin‐type gold deposits in two study areas: the Leeville deposit  and  the  Shoshone  range  including  the  Pipeline,  Gold  Acres  and  Elder  Creek  deposits.  Previous  studies  indicate that gold is hosted in lower Paleozoic carbonate rocks overlain by thick sequences of similarly  aged  siliciclastic  rocks.  Patterns  in  δ18O  depletion  (<20‰VSMOW),  and  Au,  As,  Sb,  Hg,  Tl,  and  Te  concentrations  in  lower  Paleozoic  carbonate  rock  identified  three  disconnected  lateral  fluid  pathways  into the Pipeline deposit: a main conduit providing gold‐bearing fluid to the main ore body, the Abyss  fault  located  ~300m  below  the  main  ore  zone,  and  the  RMT  located  underneath  the  Abyss  fault.  Following gold precipitation in the Pipeline deposit, gold‐depleted fluids were likely exhausted laterally,  at  least  initially,  along  the  same  structures  as  those  that  allowed  fluid  to  enter  the  deposit.  Upon  intersecting  the  RMT  fault,  fluid  either  exploited  the  fault  to  reach  surface,  or  transgressed  overlying  siliciclastic  rocks  via  small  scale  faults  and  fractures.  δ18O  and  δD  values  of  H2O  in  equilibrium  clay  minerals,  and  the  concentration  and  crystallinity  of  illite  outlined  multiple  zones  of  hydrothermal  alteration in surface rocks from both the Shoshone Range and Leeville study areas, however no genetic  link  was  established  to  Carlin‐type  gold  mineralization  at  depth.  Similarities  in  trace  element  geochemistry,  ore  assemblage,  and  alteration  assemblages  however,  suggest  that  the  Elder  Creek  deposit may represent low temperature (200°C) gold mineralization resulting from the exhaust of Carlin‐ type ore forming fluid. The region above the surface projection of the Leeville deposit exhibits multiple  zones  of  hydrothermal  fluid  upflow  resulting  in  pervasive  illitization  of  surface  siliciclastic  rocks.  The  Pipeline/  Gold  Acres  also  contain  abundant  crystalline  illite.  The  presence  of  highly  crystalline  illite  highlights  zones  of  focused  fluid  upflow,  typically  along  faults  and  other  secondary  permeability  structures such as breccias.                          ii     PREFACE       Dr. K.H. Hickey identified and designed the research program. The research, sampling, and data  accumulation were performed by A. Ahmed in consultation with K.H. Hickey, S.L. and Barker. Chapters 3  and  4  of  the  thesis  are  intended  for  publication  in  a  scientific  journal  under  the  same  title  as  each  chapter respectively. A. Ahmed will be first author, K.A. Hickey will be second author, and S.L. Barker will  be third author. Appendix A of this thesis is currently in press in the Geological Society of Nevada 2010  symposium proceedings, due to be published in November, 2010.         iii     TABLE OF CONTENTS   ABSTRACT ...................................................................................................................................................... ii  PREFACE ........................................................................................................................................................ iii  TABLE OF CONTENTS .................................................................................................................................... iv  LIST OF TABLES ........................................................................................................................................... viii  LIST OF FIGURES ............................................................................................................................................. i  LIST OF TERMS/ ABBREVIATIONS ................................................................................................................. iii  ACKNOWLEDGEMENTS ................................................................................................................................ iv  DEDICATION .................................................................................................................................................. v  CHAPTER 1 – PROJECT OVERVIEW ............................................................................................................... 1  1.1 RATIONALE FOR STUDY ...................................................................................................................... 1  1.2 OVERVIEW OF CARLIN TYPE GOLD SYSTEMS ..................................................................................... 2  1.2.1 Carlin‐type gold deposits ............................................................................................................. 2  1.2.2 Tectonic framework .................................................................................................................... 4  1.3 THESIS OBJECTIVE ............................................................................................................................... 7  1.4 THESIS ORGANIZATION....................................................................................................................... 7  1.5 SUMMARY .......................................................................................................................................... 9  1.5 REFERENCES...................................................................................................................................... 10  CHAPTER 2‐ CLAY MINERALS AND LOW TEMPERATURE PROCESSES ........................................................ 14  2.1 INTRODUCTION ................................................................................................................................ 14  2.2 CLAY EQUILIBRIA............................................................................................................................... 14  2.3 ILLITE THERMOMETRY ...................................................................................................................... 17  2.4 ILLITE POLYTYPISM ........................................................................................................................... 18  2.5 ILLITE CRYSTALLINITY ........................................................................................................................ 18  2.6 CLAY TEXTURES AND CLAY MORPHOLOGY ...................................................................................... 20  2.7 CHEMICAL COMPOSITION OF ILLITE ................................................................................................. 20  2.8 SUMMARY ........................................................................................................................................ 24  2.9 REFERENCES...................................................................................................................................... 25  CHAPTER 3 – BEYOND THE CONFINES OF THE ORE BODY: SURFACE MAPPING OF LOW TEMPERATURE  HYDROTHERMAL FLUID ABOVE MAJOR ORE BODIES USING CLAY ALTERATION ....................................... 28  3.1 INTRODUCTION ................................................................................................................................ 28  iv     3.2 GEOLOGICAL SETTING OF CARLIN‐GOLD DEPOSITS ......................................................................... 32  3.3 CHARACTERISTICS OF CARLIN GOLD DEPOSITS ................................................................................ 36  3.3.1 Clay alteration in Carlin‐type systems ....................................................................................... 37  3.4 THERMAL SIGNATURE OF HYDROTHERMAL FLUID FLOW ............................................................... 37  3.5 ANALYTICAL TECHNIQUES ................................................................................................................ 42  3.5.1 Near and Short Wave Infrared Analysis (Terraspec©) .............................................................. 42  3.5.2 X‐ray diffraction ......................................................................................................................... 43  3.5.3 Scanning Electron Microscope (SEM) ........................................................................................ 44  3.5.4 Electron Microprobe Analysis ................................................................................................... 44  3.5.5 Stable Isotope Analysis .............................................................................................................. 45  3.6 SAMPLES ........................................................................................................................................... 45  3.7 RESULTS ............................................................................................................................................ 46  3.7.1 Morphology and textural relationships of clays ........................................................................ 46  3.7.2 Spatial distribution of clays ‐Leeville ......................................................................................... 50  3.7.3 Distribution of clays ‐ Shoshone Range Field Area .................................................................... 56  3.7.4  Comparing the use of XRD vs. Terraspec in the identification of clay minerals ....................... 60  3.7.5. Calculated temperature of illite formation .............................................................................. 63  3.7.6. Oxygen and Hydrogen Stable Isotope data .............................................................................. 64  3.8 INTERPRETATIONS/ DISCUSSION ...................................................................................................... 68  3.8.1 Clay mineral zonation patterns around hydrothermal fluid conduits ....................................... 68  3.8.2 Illite crystallinity halos ............................................................................................................... 70  3.8.3 Crystal morphology ................................................................................................................... 71  3.8.4 The Origin of Clay Minerals ....................................................................................................... 71  3.8.5 Challenges in using the K +    thermometer ................................................................ 72   3.8.6 Clay morphology, crystallinity , and composition as a function of reaction progress .............. 73  3.9 IMPLICATIONS .................................................................................................................................. 75  3.9.1 The ability of analytical tools to identify alteration related to Carlin‐Au mineralization.......... 75  3.9.2 Hydrothermal flow on a regional scale ..................................................................................... 77  3.9.3 The pathway of exhausted fluids in Carlin‐type systems .......................................................... 78  3.10 CONCLUSIONS ................................................................................................................................ 78  3.11 REFERENCES ................................................................................................................................... 80  CHAPTER 4 – SHEDDING LIGHT ON THE ABYSS: LATERAL FLUID FLOW UNDERNEATH AND INTO CARLIN‐ TYPE GOLD DEPOSITS ................................................................................................................................. 89  v     4.1 INTRODUCTION ................................................................................................................................ 89  4.2 GEOLOGICAL SETTING OF THE PIPELINE DEPOSIT ............................................................................ 90  4.2.1 Carlin‐type Au‐Mineralization ................................................................................................... 92  4.2.2 Previous isotope studies of the Pipeline Deposit ...................................................................... 93  4.3 FAULT RELATED FLUID FLOW IN CARLIN SYSTEMS AND THE ABYSS FAULT ..................................... 93  4.4 METHODS and ANALYTICAL TECHNIQUES ........................................................................................ 97  4.4.1 Background 18O, 13C, Au and trace element values for marine carbonate rocks .................. 99  4.5 RESULTS .......................................................................................................................................... 101  4.5.1 18O and 13C values of rocks .................................................................................................. 101  4.5.2 18O and 13C values of veins ................................................................................................... 110  4.5.3 Gold and trace element concentrations near the Abyss fault ................................................ 114  4.6 DISCUSSION .................................................................................................................................... 117  4.6.1 Origin of the 18O depletion in veins ....................................................................................... 120  4.7 IMPLICATIONS ................................................................................................................................ 122  4.8 CONCLUSION .................................................................................................................................. 124  4.9 REFERENCES.................................................................................................................................... 125  CHAPTER 5 –CONCLUSIONS...................................................................................................................... 130  5.1 FLUID FLOW INTO CARLIN‐TYPE GOLD DEPOSITS .......................................................................... 130  5.2 FLUID PATHWAYS OUT OF CARLIN‐TYPE GOLD DEPOSITS ............................................................. 130  5.3 ESTABLISHING VECTORS TOWARD CARLIN‐TYPE ORE ................................................................... 133  5.4 RECOMMENDATIONS FOR FUTURE WORK .................................................................................... 133  5.5 REFERENCES.................................................................................................................................... 135  APPENDIX A: THE ELDER CREEK DEPOSIT: An Upper Plate Expression of an Auriferous Carlin‐type  hydrothermal system ............................................................................................................................... 136  INTRODUCTION .................................................................................................................................... 136  REGIONAL GEOLOGICAL SETTING......................................................................................................... 136  GEOLOGICAL SETTING OF THE ELDER CREEK MINE .......................................................................... 140  Clay mineralogy ................................................................................................................................ 144  Lithogeochemistry ............................................................................................................................ 147  METHODOLOGY .................................................................................................................................... 147  RESULTS ................................................................................................................................................ 149  Clay mineralogy ................................................................................................................................ 149  Lithogeochemistry ............................................................................................................................ 155  vi     INTERPRETATIONS ................................................................................................................................ 157  Physiochemical nature of fluid ......................................................................................................... 157  Fluid flow pathways .......................................................................................................................... 157  DISCUSSION .......................................................................................................................................... 161  Deposit classification ........................................................................................................................ 163  CONCLUSIONS ...................................................................................................................................... 164  REFERENCES ......................................................................................................................................... 165  APPENDIX B– APATITE FISSION TRACK THERMOCHRONOLOGY DATA .................................................... 168  APPENDIX C – SAMPLE INFORMATION .................................................................................................... 173  APPENDIX D – X‐RAY DIFFRACTION PATTERNS ........................................................................................ 181  APPENDIX E – MICROPROBE DATA ........................................................................................................... 187  APPENDIX F ‐  ISOTOPIC VARIATION BETWEEN LITHOLOGICAL FORMATIONS ........................................ 197          vii     LIST OF TABLES    Table 2.1  Calibration chart for FWHM values………………………………………………………………………………  19  Table 2.2  Regression line equations and correlation factors for K+[Fe‐Mg] thermometer………….   22   Table 3.1  XRD data for the Leeville study area…………………………………………………………………………….  53  Table 3.2  Calibrated FWHM values for the Leeville study area…………………………………………………….  55  Table 3.3  XRD data for the Shoshone Range study area………………………………………………………………  57  Table 3.4  Calibrated FWHM values for the Shoshone Range study area………………………………………  59  Table 3.5  XRD vs. Terraspec accuracy………………………………………………………………………………………….  61  Table 3.6  Averaged illite formation temperatures……………………………………………………………………….  64  Table 3.7  Stable isotope data………………………………………………………………………………………………………  65  Table 4.1  Trace element geochemistry analytical procedures and detection limits……………………..  99  Table 4.2  Stable isotope data and geochemistry for background samples from Lone Mtn………….  18  100   13  Table 4.3  δ O, δ C, and trace element geochemistry data…………………………………………………………  102    Table A1  Geochemical data comparison between Elder Creek and Carlin‐type deposit……………..  162  Table B1  Thermochronology data of the Northern Carlin trend………………………………………………….  168  Table B2  Thermochronology data of the Shoshone Range………………………………………………………….  170  Table C1  Sample information……………………………………………………………………………………………………..  173  Table E1   Illite microprobe compositional data……………………………………………………………………………  187   viii     LIST OF FIGURES    Fig. 1.1     Location of Carlin‐type gold deposits in the western United States………………………………..     3   Fig. 1.2   Major deformation events affecting the western margin of North America……………………   5   Fig. 2.1   Clay stability phase diagrams…………………………………………………………………………………..........   15   Fig. 2.2   End member morphologies of illite………………………………………………………………………………….  21   Fig. 2.3   The derivation of the K +[Fe‐Mg] thermometer………………………………………………………………   23   Fig. 3.1   The distal extent and degree of alteration around ore deposits………………………………………   29   Fig. 3.2   Regional geology map of north‐eastern Nevada……………………………………………………………..   32   Fig. 3.3   Geological map and cross section of the Leeville study area……………………………………………   33   Fig. 3.4   Simplified tectono‐stratigraphic column of the RMT system…………………………………………..   34   Fig. 3.5   Potential fluid evolution pathways………………………………………………………………………………….   38   Fig. 3.6   Apatite fission track ages across the Northern Carlin trend…………………………………………….   40   Fig. 3.7   Apatite fission track ages across the Shoshone Range…………………………………………………….   41   Fig. 3.8   Sample types…………………………………………………………………………………………………………………..   47   Fig. 3.9   Sample location map from the Leeville study area…………………………………………………………..  48   Fig. 3.10  Scanning electron microphotographs showing the morphology of clay minerals…………….   49   Fig. 3.11  Scanning electron microphotographs showing mineral‐mineral relationships…………........   51   Fig. 3.12  XRD, Terraspec, FWHM, and microprobe data from across the Leeville area……………………  52  Fig. 3.13  XRD, Terraspec, and FWHM data from across the Shoshone Range .……………………………….  58  Fig. 3.14  Causes for discrepancies between XRD and Terraspec data…………………………………………….   62   Fig. 3.15  Graph of average potassium content of illite and average oxide totals……………………........   66   Fig. 3.16  Stable isotope data from this study along with data from other Carlin‐type deposits……..   67   Fig. 3.17  Zones of hydrothermal alteration identified in the Leeville study area…………………………….  69  Fig. 3.18  Trends in illite compositional data from previous studies………………………………………………..   74   Fig. 4.1   Regional map of northeastern Nevada with inset of the Pipeline deposit………………………..  91   Fig. 4.2   Cross section A‐A1 through the Abyss fault………………………………………………………………………. 95   Fig. 4.3   Photographs of core above, at and below the Abyss fault………………………………………………..  96   Fig. 4.4   Drill hole and cross‐section location map…………………………………………………………………………  98   Fig. 4.5   δ18O and δ13C data…………………………………………………………………….…………………………………….   Fig. 4.6  Fig. 4.7   18  Cross sections through the Pipeline deposit show δ O depletion zones………………………..  18  δ O values relative to the Abyss fault…………………………………………………………………………….   109  111  112   Fig. 4.8   δ13C values relative to the Abyss fault……………………………………………………………………………..   113   Fig. 4.9   Trace element geochemistry concentrations relative to the Abyss fault…………………………   115   Fig. 4.10  Potential fluid pathways into the Pipeline ore deposit…………………………………………………..   121   Fig. A1   Regional Geology map of northeastern Nevada…………………………………………………………….   138   Fig. A2   Simplified stratigraphic column of lower Palaeozoic rocks……………………………………………..   139   Fig. A3   Geology of the Elder Creek deposit………………………………………………………………………………..   141   Fig. A4   Photograph of sample 456……………………………………………………………………………………………..   142   Fig. A5   Field photographs of strongly argillized zones……………………………………………………………….   143   Fig. A6   Fluid evolution pathways……………………………………………………………………………………………….   145   Fig. A7   Phyllosilicate phase diagrams…………………………………………………………………………………………   146   Fig. A8   Sample location map……………………………………………………………………………………………………..   148   Fig. A9   Two XRD standards……………………………………………………………………………………………………….   150   Fig. A10  X‐ray diffraction patterns……………………………………………………………………………………………..   152   Fig. A11  Hydrothermal illite textures………………………………………………………………………………………….   153   Fig. A12  Illite crystallinity vs. peak position graph………………………………………………………………………   154   Fig. A13  Gold ordered trace element diagrams…………………………………………………………………………..   156   Fig. A14  Geochemical halos………………………………………………………………………………………………………..   158   Fig. A15  Stability field clay phase diagram…………………………………………………………………………………..   160   Fig. F1   197   Stable isotope value variation with lithology…………………………………………………………………           ii     LIST OF TERMS/ ABBREVIATIONS    ax: activity  CIS: crystallinity index standard (a standardized Kubler Index)  FWHM: Full width at half the maximum value (at given 2Θ location of an x‐ray diffraction pattern)  I‐S: illite‐smectite interlayered clay  Lower plate: Lower Paleozoic shelf and slop carbonate rocks that form the footwall to the Roberts  Mountains Thrust fault and are the typically hosts for the Carlin‐type gold mineralization  PASW: Predictive Analytics Software (an IBM product)  PIMA: Portable Infrared Mineral Analyzer  RC: Reverse circulation (drill hole)  RMT : Roberts  Mountains Thrust Fault  VPDB: Versus Peedee Belminite (international standard for carbon isotopes)  VSMOW: Versus Standard Mean Ocean Water (international standard for oxygen isotopes)  Upper Plate: Lower Paleozoic shallow marine and basinal siliciclastic sediments that form the  hangingwall to the Roberts Mountains Thrust fault, and can form thick sequences of cover on top of  Carlin‐type gold systems.  δ = ratio of the heavy isotope (13C or 18O) vs. the light isotope (12C or 16O)  ‰ : per mil (stable isotope measurement relative to an international standard)              iii     ACKNOWLEDGEMENTS    This  MSc.  thesis  is  part  of  a  larger  project  coordinated  by  Dr.  Kenneth  Hickey,  associate  professor,  University  of  British  Columbia,  Mineral  Deposit  Research  Unit  entitled  ‘Thermal  and  geochemical  footprints  of  low‐temperature  sedimentary  rock‐hosted  hydrothermal  Au‐systems:  Identifying far‐field vectors toward ore’. My sincere  thanks to those companies and organizations that  provided financial support for this project: Barrick Gold Corporation, Newmont Mining Corporation, and  Teck  Limited  with  matching  funds  provided  by  a  Collaborative  Research  and  Development  grant  from  the Natural Sciences and Engineering Research Council. A special thanks to Kevin Creel, Bob Leonardson,  Nancy  Richter,  and  Joe  Becker  for  providing  support  at  the  Cortez  mine.  Thank  you  to  the  Society  of  Economic Geologists for providing financial support through scholarships and conference funding.  My sincere thanks to Dr. Kenneth Hickey for his continuing support and mentorship. I will fondly  remember  luring  Ken  into  the  office  for  some  quality  thesis  review  time  with  the  help  of  a  either  a  chocolate bar or biscuit, or both. As busy as he may have been, he always made the time to meet and  provide constructive criticism; a truly brilliant man. I thank my committee members Dr. Greg Dipple, Dr.  Dominique  Weis,  and  Dr.  Shaun  Barker  for  their  interest  and  guidance.  I  appreciated  their  feedback  during committee meetings and their commitment to keeping my work within the scope of a Master’s  project. I am especially grateful for the constant support of Dr. Barker who will be happy never to have  to edit anything else I write.  I could not have completed any SEM, XRD, or microprobe work without the  help of Mati Raudsepp, Edith Czech, Jenny Lai, and Elisabetta Pani. For my work with isotopes, I thank  Janet Gabites for sample preparation and data reduction.  I  am  indebted  to  my  fellow  lab‐mates  Moira  Cruickshanks,  Will  Lepore,  and  Jeremy  Vaughan  who provided countless hours of discussion, both thesis related and otherwise. Thanks to good friends  Jean Francois Blanchette Guertin, Jaime Poblete, Santiago Vaca, Bram Van Straaten, Esther Bordet, and  Tatiana Alva for much needed evening distractions. To Bram and the rest of the ‘orphanage’, thank you  for welcoming me into my second home. A shout out to my best friends Devon and Christa for providing  a link to a world unrelated to geology. Last and far from least, I will be forever indebted to Shawn Hood  whose patience and support was and is never ending.   And of course to my family. To both my parents for giving me a desire to never stop learning and  for  inspiring  me  to  pursue  higher  education.  To  my  mama  for  always  understanding  that  in  times  of  despair,  it  is  comforting  to  hear  that  you’re  right,  even  when  you’re  not,  and  for  feeling  and  experiencing my troubles as much or more than I did. To my Abbu for always providing the extra push,  motivation  and  support  to  keep  me  on  the  right  track.  And  to  my  special  Xantha,  who  ever  since  we  were young has been a role model for her sense of adventure, and her lack of fear for new experiences  and new challenges.         iv     DEDICATION                 To Mutti, Abbi, and Gogo (+/- Snooks) To Shawny  v     CHAPTER 1 – PROJECT OVERVIEW    1.1 RATIONALE FOR STUDY   Exploration  for  new  economic  mineral  resources  in  mature  mineral  terranes  has  become  increasingly  difficult  and  deposits  currently  exposed  at  surface  have  either  been  discovered  or  categorized  as  sub‐economic  (Kelley  et  al.,  2006).  Recent  research  has  highlighted  the  importance  of  discovering new exploration methods and improving on existing exploration methods that look beyond  the obvious limits of mineralization to the distal expression of mineralizing systems (Adams and Putnam,  1992;  Arehart  and  Donelick,  2006;  Kelley  et  al.,  2006).  This  task  is  complicated  in  the  context  of  low  temperature  hydrothermal  systems  (<300C)  where  conventional  alteration  or  mineral  mapping  is  difficult to employ. Low temperature systems such as active geothermal systems (Simmons and Browne,  2000;  Yang  et  al.,  2001),  and  Carlin‐type  gold  deposits  (Cline  et  al.,  2005)  have  a  tendency  to  exhibit  more  subtle  alteration  halos  around  ore  deposits  than  their  high  temperature  counterparts  such  as  porphyry deposits (Rose, 1970). This is primarily a function of differences in both thermal and chemical  gradients between mineralizing fluid and host rock (Reed, 1982, 1997). Low temperature hydrothermal  systems intruding the shallow crust tend to lack large thermal and chemical gradients between hot rock  (~50C at 2km given a geothermal gradient of 25C/km) and low temperature (~200C) rock or surface  water  buffered  fluid.  Furthermore,  the  alteration  minerals  produced  from  low  temperature  fluid‐rock  interactions  are  generally  fine  grained  phyllosilicate  minerals  which  are  difficult  to  both  identify  and  analyze, and may not represent equilibrium assemblages (Essene and Peacor, 1995). Identifying subtle  expressions  of  hydrothermal  alteration  around  low  temperature  mineral  deposits  may  provide  robust  vectors toward mineralization at depth. These expressions provide insights into to the nature and extent  of alteration in low temperature systems that help to further existing models for mineralizing processes.  This  MSc.  thesis  is  part  of  a  larger  project  coordinated  by  Dr.  Kenneth  Hickey,  University  of  British  Columbia,  Earth  and  Ocean  Sciences  Department,  Mineral  Deposit  Research  Unit  entitled  ‘Thermal  and  geochemical  footprints  of  low‐temperature  sedimentary  rock‐hosted  hydrothermal  Au‐ systems: Identifying far‐field vectors toward ore’. The project is sponsored by Barrick Gold Corporation,  Newmont  Mining  Corporation,  and  Teck  Limited  with  matching  funds  provided  by  a  Collaborative  Research  and  Development  grant  from  the  Natural  Sciences  and  Engineering  Research  Council.  The  project  combines  a  well‐constrained  geological  understanding  of  the  paleogeographic,  tectonic  and  magmatic environment of gold deposition using a range of thermochronometers, and lithogeochemical,  1     isotopic and mineralogical tracers to delineate the location and scale of low temperature hydrothermal  fluid circulation that resulted in Carlin‐type gold deposition, as well as identifying where these deposits   are manifested under cover.      1.2 OVERVIEW OF CARLIN TYPE GOLD SYSTEMS    1.2.1 Carlin‐type gold deposits  The world‐class Carlin‐type gold deposits of northeastern Nevada provide 9% of the world’s gold  production (Cline et al., 2005; Price et al., 2008). The majority of deposits occur along three structural  lineaments  shown  in  Figure  1.1:  the  Carlin  trend,  the  Battle  Mountain  Eureka  trend,  and  the  Getchell  trend. The majority of gold is ‘invisible’, hosted within arsenian‐rich pyrite, although the oxidized portion  of  deposits  can  contain  free  gold  (Barker  et  al.,  2009;  Bettles,  2002).  Gold  is  disseminated  and  occurs  predominantly  within  lower  Paleozoic  silty  carbonate  shelf  and  slope  rocks  (Cline  et  al.,  2005).  Gold  precipitated via sulfidation where a low temperature, slightly acidic fluid reacted with ferrous‐carbonate  host  rocks  (Cline  and  Hofstra,  2000;  Lubben,  2004).  Many  Carlin‐type  deposits  are  covered  by  thick  sequences of Paleozoic outer shelf and basin siliciclastic rocks which are largely devoid of mineralization  (Cline et al., 2005).     The  namesake  for  Carlin‐type  gold  deposits,  the  ‘Carlin  deposit’  is  located  along  the  Northern   Carlin trend, north‐eastern Nevada. Subsequent to the discovery of the Carlin gold depoist in the 1960’s,  a number of other deposits of similar style were discovered in the area (Cline and Hofstra, 2000). Since  this type of deposit had not been documented anywhere else, a new classification of hydrothermal ore‐ deposits was created and termed ‘Carlin‐type’. Carlin‐type gold deposits are typically restricted to  the  shallow crust (1‐4km below surface). The source of fluid and metals is strongly debated. Fluid inclusion  and mineral thermometry data indicate that  mineralizing fluid forming Carlin deposits in  northeastern  Nevada  was:  low  temperature  (180‐240C),  slightly  acidic  (pH  ~4),  low‐salinity  (~2–3  wt%  NaCl  equivalent), aqueous fluids that contained CO2 (<4 mol %), and CH4 (<0.4 mol %), and sufficient H2S (10– 1  –10–2 m) to transport Au and other bisulfide‐complexed metals (Cline and Hofstra, 2000; Lubben, 2004).   No  fluid  inclusion,  mineralogical,  or  textural  evidence  exists  to  indicate  fluid  boiling  or  immiscibility.   Alteration associated with Carlin‐type mineralization is subtle and includes: pre‐ore       2              Fig.1.1.  (Modified  from  Hofstra  et  al.,  1999)  Dots  show  locations  of  Carlin‐type  gold  deposits  in  the  western United States. Deposits occur principally along three structural lineaments: the Battle Mountain  – Eureka trend, the Carlin trend, and the Getchell trend. The alignment of Carlin‐type deposits reflects  major  basement  fault  fabrics  which  were  established  during  Neoproterozoic  rifting  (Roberts,  1966;  Tosdal et al., 2000).     3     decalcification,  argillization,  sulfidation  and  local  silicification.  Clay  minerals  observed  in  the  argillic  alteration assemblage include illite, dickite, and kaolinite (Ilchik, 1990; Clode et al., 1997; Folger et al.,  1998;  Hofstra  et  al.,  1999;  Cline  and  Hofstra,  2000;  Cail  and  Cline,  2001).  Thermochronology  based  estimates  of  bedrock  exhumation  suggest  that  the  Carlin‐type  Au‐deposits  likely  formed  over  a  paleodepth range of <1‐4 km (Cline et al., 2005).   DH2O  values  measured  on  hypogene  kaolinite,  illite  and  fluid  inclusions  from  a  wide‐range  of  Carlin  deposits  suggest  evidence  of  meteoric  water  with  very  low  DH2O  values  of  <  ‐110  ‰  (Hofstra,  1999).  Geochemical  data  and  mineral  stability  also  suggest  a  highly  exchanged  meteoric  source  fluid  (Ilchik and Barton, 1997). Stable isotope data from fluid inclusions and clay minerals of the the Getchell,  Twin  Creeks,  and  Deep  Star  deposits,  however,  indicate  the  additional  presence  of  deeply  sourced  metamorphic  or  magmatic  fluid  (Hofstra  et  al.,  1999;  Heitt  et  al.,  2003;  Cline  et  al.,  2005).  A  spatial  association  between  some  Carlin‐type  deposits  and  Eocene  intrusive  centers  has  also  led  to  the  interpretation that Carlin‐type deposits are distal portions of magmatic hydrothermal systems (Radtke  et al., 1980; Arehart et al., 1993).  Gold  is  typically  hosted  within  Siluro‐Devonian  miogeoclinal  carbonate  rocks  that  form  the  footwall to the Roberts  Mountains Thrust (RMT)  (the “lower plate”). The structurally overlying “upper  plate” is dominated by Ordovician‐Mississippian siliciclastic eugeoclinal rocks (Roberts, 1966). The upper  plate is not known to host any major Carlin‐type Au deposits although mineralization does occur locally  immediately  above  the  RMT  in  several  of  the  lower  plate‐hosted  deposits.  The  lack  of  Carlin‐type  deposits  in  the  upper  plate  is  thought  to  reflect  the  less  reactive  nature  of  the  siliciclastic  rocks  that  dominate the Roberts Mountains allochthon (Cline et al., 2005).    1.2.2 Tectonic framework    Figure 1.2 presents a timeline of deformation events leading to the formation of Carlin‐type gold  deposits  in  Nevada.  The  western  margin  of  continental  North  America  records  a  history  of  prolonged  episodic rifting and basin subsidence from the Neoproterozoic to Paleozoic as the proto‐Pacific oceanic  basin  opened  following  the  breakup  of  Rodinia  to  form  the  paleo‐continent  Laurentia  (Powell  et  al.,  1993; Wingate and Giddings, 2000; Lund, 2008). Geochronologic data indicate the presence of two main  rifting events beginning in the Cryogenian and accelerated in the Ediacaran to Cambrian (Stewart,     4                Fig. 1.2. (Modified from Hofstra et al., 1999) Timeline showing the major deformation events affecting  the western  margin of continental North America. PC = pre‐Cambrian C= Cambrian O = Ordovician D=  Devonian M = Mississippian IP = Pensylvannian P = Permian Tr = Triassic J= Jurassic K= Cretaceous T =  Tertiary.   5     1972; Thompson et al., 1987; Ross, 1991; Colpron et al., 2002). The earlier rifting event corresponds to  the  deposition  of  coarse,  partly  glaciogenic  diamictite  and  mafic  volcanic  rocks  of  the  Windermere  Supergroup  on  top  of  an  intercontinental  rift  margin  in  British  Columbia  (Ross,  1991;  Colpron  et  al.,  2002).  Later  rifting  in  the  Neoproterozoic  is  interpreted  to  indicate  continental  breakup  and  establishment  of  a  passive  margin  along  the  western  margin  of  Laurentia  (Colpron  et  al.,  2002).  Neoproterozoic and Early Cambrian clastic rocks across central Nevada are dominated by quartzite with  interstratified  argillite  and  phyllite,  and  were  deposited  in  a  westward‐thickening  sedimentary  wedge  over  structurally  complex,  thinned  Paleoproterozoic  to  Neoproterozoic  crystalline  basement  (Poole  et  al., 1992). During the Early‐ Middle Devonian, basins formed in the shelf and outer shelf regions of the  passive margin, probably  as a result of reactivation  of Neoproterozoic rift structures in the underlying  crystalline basement (Stewart, 1972; Morrow and Sandberg, 2008). Following Neoproterozoic rifting and  initial  sedimentation,  miogeoclinal  and  eugeoclinal  sequence  sediments  were  deposited  on  top  of  Cambrian  clastic  rocks,  along  the  western  margin  of  continental  North  America  (Burchfiel  and  Davis,  1972).  Interbedded carbonate and shale, and silty carbonate were deposited along the shelf and slope,  with  basinal  and  shallow  marine  siliciclastic  sediments  deposited  further  west  (Burchfiel  and  Davis,  1972; Morrow and Sandberg, 2008).  Subsequent to deposition, the Paleozoic passive margin sequence was subject to multiple episodes  of  contractional  deformation  occurring  from  middle  Mississppian  to  Early  Permian  (Cashman  et  al.,  2008). During the Late Devonian – Early Mississippian Antler orogeny, lower Paleozoic basin and slope  rocks (locally termed ‘upper plate’) were thrust eastward over coeval shelf‐margin and outer‐shelf rocks  (lower plate) forming the RMT system (Johnson and Pendergast, 1981; Poole et al., 1992). Lower plate  carbonate  rocks  are  the  typical  host  for  gold  mineralization  in  Carlin‐type  gold  deposits.  Upper  plate  rocks  were  eventually  overlain  by  Mississippian  to  Permian  shelf  deposits;  the  ‘overlap  sequence’  described by Roberts et al., (1958). The Late Mississippian to Middle Pennsylvanian Humboldt orogeny  resulted in uplift and later subsidence of the overlap sequences. Rocks of the Golconda allochthon were  thrust eastward over upper plate and overlap sequence rocks during the Late Permian and Early Triassic  Sonoma orogeny (Miller, 1984). Starting in the Late Triassic and continuing through to the Tertiary, the  western margin of North America became the site of semi‐continuous east‐directed subduction (Speed  et al., 1988) leading to the development of the Cordilleran orogenic belt. Further west, subduction was  marked by episodes of thin‐skinned contractional deformation with accompanying extensional faulting  and magmatism.    6     Two periods of extension affected Northeastern Nevada during the Cenozoic. Extension commenced  in the late Paleogene with the onset of regional magmatism (Wernicke et al., 1987; Christiansen et al.,  1992; Sonder and Jones, 1999). The spatial and temporal overlap of Carlin‐type deposits with the onset  of Cenozoic volcanism and extension suggests a fundamental link between these phenomena (Hofstra et  al., 1999; Cline et al., 2005). Rb/Sr dating of the syn‐ore mineral galkhaite indicates a mineralization age  of 38‐40 Myr (Tretbar et al., 2000; Arehart et al., 2003; Cline et al., 2005). Subsequent to Carlin‐type gold  deposition,  heterogeneous  extension  of  the  Great  Basin,  accompanied  by  magmatism  continued  into  the Oligocene and ended with the mid Miocene development of the Basin and Range province and the  Northern  Nevada  Rift;  a  series  of  north‐northwest‐striking  mafic  dikes  and  high  angle  normal  faults,  basaltic  volcanic  flow  units  related  to  the  dikes  and  epithermal,  volcanic‐hosted  mineral  deposits  (Wernicke et al., 1987; Zoback et al., 1994).     1.3 THESIS OBJECTIVE   The goal of this thesis is to investigate and answer two scientific questions: Question 1: Can we  identify fluid flow patterns into and out of low temperature hydrothermal systems by means of thermal  and/ or chemical alteration halos, and if so how is fluid flow manifested in host rocks? Question 2: What  set  of  tools  and  analytical  techniques  may  provide  vectors  toward  regions  of  hydrothermal  flow  most  likely to have precipitated economic grades of mineralization? These two questions are answered with  two  complimentary  studies:  (i)  by  identifying  a  thermal  or  chemical  alteration  halo  in  upper  plate  siliciclastic  rocks  resulting  from  interaction  with  exhausted  Carlin‐type  hydrothermal  fluid  (ii)  by  investigating alteration within and above a major fault underlying a giant Carlin‐type deposit to identify  large  scale  fluid  flow  pathways.  The  results  contained  in  this  thesis  further  the  understanding  of  fluid  rock  interaction  in  Carlin‐type  environments  and  provide  information  on  the  practical  application  of  tools and analytical techniques related to identifying low temperature hydrothermal alteration.      1.4 THESIS ORGANIZATION  This thesis is arranged in four chapters. Chapter 1 introduced the concepts outlined in this study  by  presenting  a  literature  review  of  Carlin‐type  gold  systems,  and  the  alteration  associated  with  low  temperature  hydrothermal  systems.  Chapter  2  provides  background  information  on  low  temperature  clay  thermometers.  Chapters  3  and  4  are  written  as  stand‐alone  manuscripts  to  be  submitted  to  an  international  scientific  journal  for  publication,  and  adhere  to  the  formatting  protocol  of  Economic  Geology.  7     Chapter 3 presents a study that tested for the presence of clay alteration phases above regions  of  known  mineralization.  A  regional  study  of  the  Shoshone  Range  and  a  deposit  scale  study  of  the  Leeville  deposit  (both  in  northeastern  Nevada)  investigated  the  relationship  between  argillization  at  surface  in  upper  plate  siliciclastic  rocks,  and  argillization  typically  associated  with  Carlin‐type  Au  mineralization  at  depth.  The  identification  of  a  hydrothermal  clay  mineral  assemblage  at  surface  may  provide  insight  into  the  way  in  which  fluid  was  exhausted  following  mineralization  of  Carlin‐type  deposits.  Identifying  zones  of surface  exhaust  provides  a  direct  link  to  ore  deposits  at  depth.  Detailed  results  of  this  study  include  clay  mineral  zonation  patterns,  illite  formation  temperatures,  illite  crystallinity,  textural  and  morphological  analyses  of  clays,  and O  and  H  stable  isotope  analyses  of  clay  minerals.  Results  from  this  chapter  indicate  that  extensive  zones  of  hydrothermal  clay  alteration  at  surface  are  spatially  associated  to  Carlin‐type  gold  deposits  at  depth.  The  chapter  concludes  with  a  critical  analysis  of  the  results  achieved  using  two  different  analytical  techniques,  x‐ray  diffraction  and  near and short wave spectroscopy, to identify clay minerals.   Chapter  4  of this  thesis  extends  the  work  of  Arehart  and  Donelick  (2006)  and  Rye  (1995)  who  studied  the  stable  isotopic  depletion  signature  above  and  within  the  giant  Pipeline  gold  deposit,  northeastern Nevada. This chapter focuses on defining and identifying fluid pathways leading into Carli‐ type gold systems by studying the Abyss fault; a large thrust structure that separates gold mineralized  lower  plate  on  top  of  largely  unmineralized  upper  plate  below  the  Pipeline  deposit.  Results  are  presented from a C and O stable isotope study on carbonate rocks within the hangingwall of the fault to  determine whether the Abyss fault acted as a fluid conduit, or whether it played a passive role during  mineralization of the giant deposit. Those results indicate that ore‐forming fluid flow did occur along the  Abyss  fault  however  the  fault  was  not  the  main  conduit  for  fluid  forming  the  Pipeline  gold  deposit.  Furthermore, fluid pathways within the Pipeline deposit were dominantly lateral, not vertical.  A  case  study  is  presented  in  Appendix  A  of  this  thesis  of  the  Elder  Creek  deposit;  a  small,  sediment hosted disseminated gold deposit in the upper plate siliciclastic rocks of the Shoshone Range.  Information is used from chapters 2, 3, and 4 to discuss the potential for Carlin‐type gold mineralization  in  allochthonous  siliciclastic  rocks  (upper  plate).  Characteristics  of  the  Elder  Creek  deposit  are  considered  relative  to  known  characteristics  of  Carlin‐type  gold  deposits  including  trace‐element  geochemistry, clay alteration, temperature, and ore mineral assemblages.  The study of the Elder Creek  deposit  has  been  accepted  by  the  Geological  Society  of  Nevada  for  publication  in  the  2010  GSN  Symposium proceedings.    8     Although chapters 3 and 4 focus on different aspects of the same scientific questions outlined in  section  1.3,  each  chapter  has  been  prepared  as  a  stand‐alone  paper  resulting  in  some  inevitable  repetition and overlap between the chapters.     1.5 SUMMARY     Exploration for low temperature hydrothermal ore systems can be hindered by a lack of visible   alteration.  Carlin‐type  deposits  are  examples  of  low  temperature  hydrothermal  systems  exhibiting  subtle alteration associated with mineralization. In this thesis, we discuss the presence of both a thermal  and chemical alteration below, within, above and outboard from large low temperature hydrothermal  systems  by  studying  variations  in  low  temperature  clay  mineral  assemblages  in  siliciclastic  rocks  and  oxygen  and  carbon  isotope  depletion  in  carbonate  rocks.  In  addition,  we  investigate  the  role  of  largescale faults in the process of mineralization to place constraints on pathways for ore forming fluids.             9     1.5 REFERENCES      Adams,  S.S.,  and  Putnam,  B.R.,  III,  1992,  Application  of  mineral  deposit  models  in  exploration:  a  case  study of sediment‐hosted gold deposits, Great Basin, Western United States: Geological Society,  London, Special Publications, v. 63, p. 1‐23.    Arehart, G., and Donelick, R., 2006, Thermal and isotopic profiling of the Pipeline hydrothermal system:  Application to exploration for Carlin‐type gold deposits: Journal of Geochemical exploration, v.  91, p. 27‐40.    Arehart, G., Chakurian, A., Tretbar, D., Christensen, J., McInnes, B., and Donelick, R., 2003, Evaluation of  radioisotope  dating  of  Carlin‐type  deposits  in  the  Great  Basin,  western  North  America,  and  implications for deposit genesis: Economic Geology, v. 98, p. 235‐248.    Arehart,  G.,  Eldridge,  C.,  Chryssoulis,  S.,  and  Kesler,  S.,  1993,  Ion  microprobe  determination  of  sulfur  isotope  variations  in  iron  sulfides  from  the  Post/Betze  sediment‐hosted  disseminated  gold  deposit, Nevada, USA: Geochimica et Cosmochimica Acta, v. 57, p. 1505‐1519.    Barker,  S.,  Hickey,  K.,  Cline,  J.,  Dipple,  G.,  Kilburn,  M.,  Vaughan,  J.,  and  Longo,  A.,  2009,  Uncloaking  Invisible Gold: Use of NanoSIMS to Evaluate Gold, Trace Elements, and Sulfur Isotopes in Pyrite  from Carlin‐Type Gold Deposits: Economic Geology, v. 104, p. 897‐904.  Bettles, K. 2002, Exploration and geology, 1962–2002 at the Goldstrike property, Carlin Trend, Nevada:  Economic Geology Special Publication 9, p. 275–298.    Burchfiel,  B.,  and  Davis,  G.,  1972,  Structural  framework  and  evolution  of  the  southern  part  of  the  Cordilleran orogen, western United States: American Journal of Science, v. 272, p. 97‐118.    Cail,  T.,  and  Cline,  J.,  2001,  Alteration  associated  with  gold  deposition  at  the  Getchell  Carlin‐type  gold  deposit, north‐central Nevada: Economic Geology, v. 96, p. 1343‐1359.    Cashman, P., Trexler, J., Snyder, W., Davydov, V., and Taylor, W., 2008, Late Paleozoic deformation in  central and southern Nevada: GSA Field Guides, v. 11, p. 21‐43.    Christiansen, R., Yeats, R., Graham, S., Niem, W., Niem, A., and Snavely, P., 1992, Post‐Laramide geology  of the US Cordilleran region: The Cordilleran Orogen: Conterminous US G‐3, Geological Society  of America, Boulder, Colorado, p. 261–406.    Cline, J., and Hofstra, A., 2000, Ore‐fluid evolution at the Getchell Carlin‐type gold deposit, Nevada, USA:  European Journal of Mineralogy, v. 12, p. 195‐212.    Cline, J., Hofstra, A., Muntean, J., Tosdal, R., and Hickey, K., 2005, Carlin‐type gold deposits in Nevada:  Critical  geologic  characteristics  and  viable  models:  Economic  Geology,  100th  Anniversary  Volume, p. 451‐484.    Clode,  C.,  Grusing,  S.,  Heitt,  D.,  and  Johnston,  I.,  1997,  The  relationship  of  structure,  alteration,  and  stratigraphy  to  formation  of  the  Deep  Star  gold  deposit:  Eureka  County,  Nevada:  Society  of  Economic Geologists Guidebook Series, v. 28, p. 239–256.  10     Colpron,  M.,  Logan,  J.,  and  Mortensen,  J.,  2002,  U‐Pb  zircon  age  constraint  for  late  Neoproterozoic  rifting  and  initiation  of  the  lower  Paleozoic  passive  margin  of  western  Laurentia:  Canadian  Journal of Earth Sciences, v. 39, p. 133‐143.    Essene,  E.,  and  Peacor,  D.,  1995,  Clay  mineral  thermometry‐a  critical  perspective:  Clays  and  Clay  Minerals, v. 43, p. 540‐553.    Folger, H., Hofstra, A., Eberl, D., and Snee, L., 1998, Importance of clay characterization to interpretation  of  40  Ar/39  Ar  dates  of  illite  from  Carlin‐type  gold  deposits:  Insights  from  Jerritt  Canyon:  Contributions  to  the  Gold  Metallogeny  of  Northern  Nevada,  ed.  Tosdal,  RM,  USGS  Open  File  Rept, p. 98–338.    Heitt, D., Dunbar, W., Thompson, T., and Jackson, R., 2003, Geology and geochemistry of the Deep Star  gold deposit: Carlin trend, Nevada: Economic Geology, v. 98, p. 1107‐1135.    Hofstra,  A.,  Snee,  L.,  Rye,  R.,  Folger,  H.,  Phinisey,  J.,  Loranger,  R.,  Dahl,  A.,  Naeser,  C.,  Stein,  H.,  and  Lewchuk, M., 1999, Age constraints on Jerritt Canyon and other carlin‐type gold deposits in the  Western  United  States;  relationship  to  mid‐Tertiary  extension  and  magmatism:  Economic  Geology, v. 94, p. 769‐802.    Ilchik, R., and Barton, M., 1997, An amagmatic origin of Carlin‐type gold deposits: Economic Geology, v.  92, p. 269‐288.    Ilchik, R., 1990, Geology and geochemistry of the Vantage gold deposits: Alligator Ridge‐Bald Mountain  mining district, Nevada: Economic Geology, v. 85, p. 50–75.    Kelley, D., Kelley, K., Coker, W., Caughlin, B., and Doherty, M., 2006, Beyond the obvious limits of ore  deposits:  the  use  of  mineralogical,  geochemical,  and  biological  features  for  the  remote  detection of mineralization: Economic Geology, v. 101, p. 729‐752.    Johnson,  J.,  and  Pendergast,  A.,  1981,  Timing  and  mode  of  emplacement  of  the  Roberts  Mountains  allochthon: Antler orogeny: Geological Society of America Bulletin, v. 92, p. 648‐658.    Lubben, J., 2004, Quartz as clues to paragenesis and fluid properties at the Betze‐Post deposit, northern  Carlin trend, Nevada: Unpublished M.Sc. thesis, Las Vegas, University of Nevada, p. 155.    Lund,  K.,  2008,  Geometry  of  the  Neoproterozoic  and  Paleozoic  rift  margin  of  western  Laurentia:  Implications for mineral deposit settings: Geosphere, v. 4, p. 429‐444.    Miller,  E.,  Holdsworth,  B.,  Whiteford,  W.,  and  Rodgers,  D.,  1984,  Stratigraphy  and  structure  of  the  Schoonover sequence, northeastern Nevada: Implications for Paleozoic plate‐margin tectonics:  Bulletin of the Geological Society of America, v. 95, p. 1063‐1076.    Poole, F., Stewart, J., Palmer, A., Sandberg, C., Madrid, C., Ross Jr, R., Hintze, L., Miller, M., and Wrucke,  C., 1992, Latest Precambrian to latest Devonian time; development of a continental margin: The  Cordilleran Orogen: Conterminous US, p. 9–54.     11     Powell, C., Li, Z., McElhinny, M., Meert, J., and Park, J., 1993, Paleomagnetic constraints on timing of the  Neoproterozoic breakup of Rodinia and the Cambrian formation of Gondwana: Geology, v. 21, p.  889‐892.    Price, J.G. et al., 2008, The Nevada Minerals Industry 2007: Nevada Bureau of Mines and Geology Special  Publication MI‐2007.    Reed,  M.,  1982,  Calculation  of  multicomponent  chemical  equilibria  and  reaction  processes  in  systems  involving  minerals,  gases  and  an  aqueous  phase:  Geochimica  et  Cosmochimica  Acta,  v.  46,  p.  513‐528.  —,  1997,  Hydrothermal  alteration  and  its  relationship  to  ore  fluid  composition:  Geochemistry  of  hydrothermal ore deposits, p. 303–365.    Roberts, R., 1966, Metallogenic provinces and mineral belts in Nevada: Nevada Bureau of Mines, Rept, v.  13, p. 47‐72.    Roberts,  R.,  Hotz,  P.,  Gilluly,  J.,  and  Ferguson,  H.,  1958,  Paleozoic  rocks  of  north‐central  Nevada:  Am:  Assoc. Petroleum Geologists Bull, v. 42, p. 2813‐2857.    Rose,  A.,  1970,  Zonal  relations  of  wallrock  alteration  and  sulfide  distribution  at  porphyry  copper  deposits: Economic Geology, v. 65, p. 920‐936.    Ross, G., 1991, Tectonic setting of the Windermere Supergroup revisited: Geology, v. 19, p. 1125‐1128.    Rye,  R.,  1995,  A  model  for  the  formation  of  carbonate‐hosted  disseminated  gold  deposits  based  on  geologic,  fluid  inclusion,  geochemical,  and  stable  isotope  studies  of  the  Carlin  and  Cortez  deposits, Nevada: Nevada: US Geological Survey Bulletin, v. 1646, p. 35–42.    Simmons,  S.,  and  Browne,  P.,  2000,  Hydrothermal  minerals  and  precious  metals  in  the  Broadlands‐ Ohaaki  geothermal  system:  Implications  for  understanding  low‐sulfidation  epithermal  environments: Economic Geology, v. 95, p. 971‐999.  Sonder, L., and Jones, C., 1999, Western United States extension: How the west was widened: Annual  Review of Earth and Planetary Sciences, v. 27, p. 417‐462.    Speed,  R.,  Elison,  M.W.,  and  Heck,  F.R.,  1988,  Phanerozoic  tectonic  evolution  of  the  Great  Basin,  in  Ernst., W.G., ed., Metamorphism and crustal evolution of the western United States, Volume 7:  New Jersey, Prentice Hall.    Stewart, J., 1972, Initial deposits in the Cordilleran geosyncline: Evidence of a late Precambrian (< 850  my) continental separation: Geological Society of America Bulletin, v. 83, p. 1345‐1360.  Thompson,  B.,  Mercier,  E.,  and  Roots,  C.,  1987,  Extension  and  its  influence  on  Canadian  Cordilleran  passive‐margin evolution: Geological Society London Special Publications, v. 28, p. 409‐417.    Tretbar, D., Arehart, G., and Christensen, J., 2000, Dating gold deposition in a Carlin‐type gold deposit  using Rb/Sr methods on the mineral galkhaite: Geology, v. 28, p. 947‐950.    Warr, L., 1996, Standardized clay mineral crystallinity data from the very low‐grade metamorphic facies  rocks of southern New Zealand: European Journal of Mineralogy, v. 8, p. 115‐127.  12       Wernicke, B., England, P., Sonder, L., and Christiansen, R., 1987, Tectonomagmatic evolution of Cenozoic  extension  in  the  North  American  Cordillera:  Geological  Society  London  Special  Publications,  v.  28, p. 203‐221.    Wingate,  M.,  and  Giddings,  J.,  2000,  Age  and  palaeomagnetism  of  the  Mundine  Well  dyke  swarm,  Western  Australia:  implications  for  an  Australia‐Laurentia  connection  at  755  Ma:  Precambrian  Research, v. 100, p. 335‐357.    Yang, K., Browne, P., Huntington, J., and Walshe, J., 2001, Characterising the hydrothermal alteration of  the  Broadlands‐Ohaaki  geothermal  system,  New  Zealand,  using  short‐wave  infrared  spectroscopy: Journal of Volcanology and Geothermal Research, v. 106, p. 53‐65.    Zoback, M., McKee, E., Blakely, R., and Thompson, G., 1994, The northern Nevada rift: Regional tectono‐ magmatic relations and middle Miocene stress direction: Geological Society of America Bulletin,  v. 106, p. 371‐382.     13     CHAPTER 2‐ CLAY MINERALS AND LOW TEMPERATURE PROCESSES       2.1 INTRODUCTION  The purpose of this chapter is to provide background on clay minerals, and their use as indicators of  hydrothermal alteration based on different characteristics. The techniques described in this chapter are  applied  to  the  surface  exploration  for  Carlin‐type  gold  systems  in  Chapter  3.  As  will  be  shown  in  this  chapter, clay mineral zonation patterns observed around hydrothermal systems can reflect gradients in  temperature,  fluid  composition  (e.g.,  acidity),  and  reaction  progress.  Clay  mineral  assemblages  have  been used as proxies for temperature and fluid composition based on observations that show that clay  minerals  predictably  and  repeatedly  undergo  the  same  sequence  of  transformations  with  increasing  grade  of  diagenesis,  metamorphism,  and  changes  in  temperature  and  fluid  composition  (Essene  and  Peacor,  1995;  Simmons  and  Browne,  2000).  Observations  relating  changes  in  clay  minerals  to  temperature  are  based  on  both  empirical  calibrations  as  observed  from  natural  clay‐bearing  systems  (Rose, 1970; Simmons and Browne, 2000; Battaglia, 2004) and experimental observations (Whitney and  Northrop, 1988; Yates and Rosenberg, 1997; Bauer et al., 2000).      2.2 CLAY EQUILIBRIA  Figure 2.1 illustrates the different temperatures and fluid compositions at which illite, kaolinite, and  smectite are stable resolved from solution equilibration experiments conducted from 100‐250C (Yates  and Rosenberg, 1997). As temperature increases, water in the interlayer site of smectite is replaced by  potassium.  The  loss  of  interstitial  water  causes  the  crystal  structure  of  smectite  to  become  more  ordered  resulting  in  the  reaction  smectite    illite‐smectite  interlayered  clay  (I‐S)    illite    muscovite  (Lanson  and  Champion,  1991;  Lanson  et  al.,  1998).  Well  ordered  end‐member  illite  and  muscovite  contain  no  expandable  phases  (H2O,  H3O+)  (Yates  and  Rosenberg,  1997).  At  200‐250°C  pure,  end‐ member  illite,  lacking  any  expandable  phases  (no  H2O  in  the  interlayers)  appears  at  low  aH4SiO4  values  and smectite disappears. The smectite field, which occurs at higher aH4SiO4 values than illite is replaced by  I‐S. Above 200C, and at high aK+/aH+ ratios K‐feldspar and illite are stable relative to kaolinite.   The equilibrium experiments of Yates and Rosenburg (1997), and modeling by others (Varadachari,  2006) highlight the wide ranges in temperature and fluid composition at which certain clay minerals are    14       Fig.  2.1.  (after  Yates  and  Rosenberg,  1997):  Isothermal,  isobaric  phase  diagrams  derived  from  solution  equilibration  experiments  by  Yates  and  Rosenberg  (1997)  showing  the  stability  fields  of  illite,  illite‐smectite  and  smectite  in  the  simple  system  K2O‐Al2O3‐SiO2‐H2O  at  100C,  150C,  200C  and  250C.  Natural  muscovite/  illite,  kaolinite, and quartz or amorphous silica samples were equilibrated in a 2M KCL/HCl solution. Phase boundaries  are  indicated  by  solid  lines.  The  Carlin‐fluid  field  (highlighted  in  yellow)  is  based  on  data  from  previous  studies  which indicate that mineralizing fluid: (i) is 180‐240C (ii) precipitates quartz, but not amorphous silica as part of  the  decarbonitization,  argillization,  silicification  and  sulfidation  alteration  sequence(Cline  and  Hofstra,  2000;  Hofstra  and  Cline,  2000;  Lubben,  2004)  (iii)  does  not  typically  precipitate  k‐spar/  adularia.  Adularia  has  been  identified  only  at  the  Twin  Creeks  deposit,  Nevada  (Simon  et  al.,  1999;  Stenger  et  al.,  1998).  As  temperature  increases,  expandable  phases  in  the  illite‐smectite  interlayered  clay  structure  decrease  and  the  overall  product  tends  more  toward  illite.  At  200°C  pure,  end‐member  illite  appears  with  no  expandable  phases;  smectite  is  no  longer  stable.  The  smectite  field  is  replaced  by  illite‐smectite  interlayered  clay.  In  the  range  of  temperatures  associated with ore deposition in Carlin deposits, smectite is not stable, but illite, illite‐smectite interlayered clay,  and  kaolinite  are  stable  depending  on  fluid  composition.  These  equilibrium  experiments  indicate  that  illite  and  kaolinite  can  form  in  a  hydrothermal  environment  within  accepted  ranges  for  both  fluid  temperature  and  silica  content.   15     stable,  and  subsequently  the  different  environments  in  which  they  form.  Smectite  is  generally  not  present  in  rocks  at  temperatures  above  160‐200C  (Reyes,  1990;  Essene  and  Peacor,  1995;  Yates  and  Rosenburg, 1995). Kaolinite can occur in low temperature supergene/ diagenetic environments, but also  in  higher  temperature  hydrothermal  environments  in  equilibrium  with  illite  (Yates  and  Rosenberg,  1997).  Illite  can  form  from  smectite  in  the  following  prograde  temperature  reaction  during  early  diagenesis or from hydrothermal alteration (Iuoup et al., 1988):  smectite + K+  illite + H2O (eqn. 2.2.1)  In  hydrothermal  systems,  illite  can  form  via  the  retrograde  alteration  of  muscovite  (Yates  and  Rosenberg, 1997):  muscovite + H+ + silica  illite + K+ + H20 (eqn. 2.2.2)    Illite can form directly from K‐feldspar under diagenetic conditions (2.2.3a) (Moore and Reynolds, 1997)  from the initial weathering of igneous rocks (2.2.3b) (Meunier, 1977), and in the presence of an acidic  fluid, either surface derived or hydrothermal (2.2.3c) (Faure, 1998) as follows:    K‐feldspar + smectite  illite + chlorite + quartz (eqn. 2.2.3a)    K‐feldspar  (illite) + smectite + kaolinite (eqn. 2.2.3b)         K‐feldspar + H2O + H+   illite + K+ + amorphous silica (eqn. 2.2.3c)        Equations  2.2.1  and  2.2.2  are  favoured  for  the  formation  of  illite  in  sedimentary  rocks  due  to  the  abundance  of  sedimentary  smectite  and  muscovite  in  primary  sedimentary  rock  types.  In  equation  2.3.3b, weathering processes cause K‐feldspar to decay initially to illite, but due to the metastability of  illite with respect to a low temperature weathering environment, illite quickly reacts to form smectite +  kaolinite  (Meunier,  1977).  Smectite  forms  from  the  low  temperature  (near  surface)  alteration  of  aluminosilicate minerals or from shallow diagenesis in sedimentary basin environments.   Inherent problems are associated with studying clay mineral assemblages outside of the laboratory:  (i)  equilibrium  of  low  temperature  clay  mineral  assemblages  may  be  kinetically  inhibited  (Essene  and  Peacor,  1995).  There  is  a  risk  that  low  temperature  systems  never  reach  equilibrium  given  that  equilibrium is typically attained at elevated temperatures (Essene and Peacor, 1995). Many researchers  16     assume that the reproducibility of a reaction, such as the smectite  illite reaction, signifies equilibrium  conditions.  Essene  and  Peacor  (1995)  suggest  that  reproducibility  does  not  necessarily  represent  equilibrium  and  that  many  reactions  in  nature  can  be  reproducible  without  representing  equilibrium  including: the maturation of hydrocarbons during diagenesis, or the precipitation of magnesian calcite or  aragonite  from  seawater.  Changes  in  clay  minerals  including  grain  size  and  composition,  may  be  a  function of kinetic factors such as time and fluid‐rock ratio, not temperature; (ii) certain aluminosilicate  poor  lithologies  are  not  favourable  to  argillization  i.e.  quartzite,  chert,  limestone  etc.  Siliciclastic  sediments with low aluminosilicate content may exhibit little to no argillic alteration, specifically no illite  alteration unless K+ is added to the system; (iii) relationships between minerals are difficult to determine  due  to  the  fine  grained  nature  of  clay  minerals.  Determining  pre‐existing  minerals  from  which  clay  minerals  grew  is  made  difficult  due  to  a  lack  of  discerning  characteristics  between  some  low  temperature  clays  such  as  illite  and  muscovite;  and  (iv)  the  origin  of  clay  minerals  as  products  of  hypogene, supergene, or diagenetic processes is often difficult to determine due to the wide range of  temperatures at which most clays are stable.       2.3 ILLITE THERMOMETRY  Despite the uncertainty regarding equilibrium clay processes, a number of techniques are available  to estimate formation temperatures of clay minerals. Clay thermometry techniques provide consistent  information on the relationship between crystallinity, morphology, chemical composition, and formation  temperature. As a result, these techniques serve as tools for determining temperature of formation, for  differentiating  between  generations  of  argillization  and  for  distinguishing  between  supergene  and  hypogene  clay  development.  Many  techniques  involved  in  the  characterization  of  clay  minerals  are  laborious  and  time  consuming  (clay  separation  of  different  clay  size  fraction,  TEM,  SEM,  microprobe)  and have not found use in the realm of mineral exploration. The advent of rapid analysis tools such as  PIMA  (portable  infrared  mineral  analyzer)  or  Terraspec©  to  identify  clay  assemblages  in  the field, has  seen  the  revival  of  clay  thermometry  in  the  context  of  exploration.  One  goal  of  this  paper  is  to  determine whether tools such as the PIMA or Terraspec can provide the accuracy necessary to identify  potential  ore  target  zones  based  on  clay  mineral  assemblages.  This  is  accomplished  by  comparing  Terraspec data to data collected by x‐ray diffraction.     17     2.4 ILLITE POLYTYPISM     There  are  three  main  illite  polytypes:  1Md,  1M,  and  2M1  (Meunier  and  Velde,  2004).  The   transition from the 1Md to 1M to 2M1 polytype is generally thought to represent a progressive increase  in  temperature,  pressure,  reaction  time,  and/or  fluid‐rock  ratio  (Baronnet,  1980;  Lonker  et  al.,  1990;  Srondon et al., 2001). Low temperature or early stage diagenetic illite was typically thought to occur as  the 1Md polytype while 2M1 illite represented higher temperature hydrothermal environments or late‐ stage  diagenesis.  Continued  study  of  the  transition  between  polytypes  suggests  that  the  thermal  stability fields of each polytype are poorly defined and that growth mechanisms and kinetics of polytypic  transformations  play  a  key  role  in  polytype  determination  (Baronnet,  1980).  Furthermore,  illite  polytypes  have  been  observed  coexisting  in  the  same  environment.  In  the  Broadlands  Ohaaki  geothermal system, 1M and 2M illite co‐exist on the nanometer scale (Lonker et al., 1990). Owing to the  poorly constrained nature of illite polytypism and the questionable relevance of distinguishing between  them, polytypes were not identified in this study.      2.5 ILLITE CRYSTALLINITY  As  temperature  increases  and  the  crystal  structure  of  illite  becomes  more  ordered,  the  crystallite or grain particle size of illite increases (Kubler, 1967; Ji and Browne, 2000). The crystallinity of  illite can be measured from x‐ray diffraction patterns by measuring the full width at half the maximum  (FWHM) value of the 10Å (001) illite peak measured in 2. Low FWHM values have been correlated to  poorly crystallized illite formed at low temperatures, while high FWHM values correspond to crystalline  illite formed at higher temperatures (Kubler, 1967; Warr, 1996). The Kubler index uses measured FWHM  crystallinity values to infer temperature in diagenetic and low grade metamorphic environments (Kubler,  1967). According to the Kubler Index, the diagenesis/ anchizone boundary corresponds to temperature  values  of  ~200C  (Frey  et  al.,  1987)  and  to  an  FWHM  value  of  0.42  2,  and  the  anchizone/epizone  boundary corresponds to a temperature of ~300C and to an FWHM value of 0.25 2. Kubler (1967)  selected these limits on the basis of certain mineralogical changes. The lower anchizone limit coincides  with  the  upper‐grade  limit  of  the  existence  of  liquid  hydrocarbons,  the  dickite  to  pyrophyllite  transformation, and finally the loss of interlayer water and the conversion of I‐S to pure illite. The upper  anchizone  limit  is  associated  with  the  appearance  of  greenschist  facies  minerals  such  as  chlorotoid  (Kubler, 1967; Kubler and Jaboyedoff, 2000).     18      Since  its  initial  development,  the  Kubler  index  has  been  standardized  to  ensure  precision  between  measurements  made  on  different  diffractometers.  The  crystallinity  illite  standard  (CIS)  scale,  used  in  this  study,  provides  standards  used  to  calibrate  individual  diffractometers  and  correct  for  differences  that  exist  between  different  machines,  and  different  clay  separation  techniques  (Warr,  1996).  The crystallinity results of this study were calibrated to the standardized scale (the crystallinity  index  standard,  CIS)  of  Warr  (1996)  by  measuring  the  same  six  sets  of  pelitic  rock  powder  standards  used  by  Warr  (1996).  Once  calibrated  to  the  set  of  standards,  the  Kubler  index  can  be  applied  to  the  standardized  experimental  FWHM  values.  Table  2.1  shows  the  FWHM  values  of  six  clay‐separated  standards (Warr, 1996) which were used to calibrate the CIS scale for this study. Each standard sample  contained illite with a different FWHM value, as determined by Warr (1996).   Table 2.1. Calibration chart showing FWHM values for six standards (Warr, 1996)  vs. measured FWHM values  calculated in this study for the same standards     FWHM values  FWHM Values   Standard   (Warr, 1996)  (This study)   Sample ID   (2)   (2)   SW‐1  0.63  0.28  SW‐2  0.47  0.27  SW‐3  0.46  0.23  SW4‐4  0.38  0.22  SW5  0.36  0.15  SW6‐1  0.25  0.12    A linear regression was calculated using IBM’s statistical software package Predictive Analytics Software  (PASW) v.18.0, between the FWHM values measured on the x‐ray diffractometer used for this study and  the  values  determined  by  Warr  (1996)  (Eqn.  2.2.4).  All  statistical  calculations  in  this  study  were  performed using PASW v. 18.0. The regression was then applied to all FWHM values for samples used in  this study.     = 1.794  + 0.041  R = 0.89   Eqn. 2.2.4     Where  = FWHM value measured in this study   = standard value from Warr (1996)  19     2.6 CLAY TEXTURES AND CLAY MORPHOLOGY  Previous  studies  indicate  that  two  end‐member  morphologies  of  illite  exist  (Figure  2.2);  each  representing  a  different  environment  of  formation  (Hancock  and  Taylor,  1978;  Peaver,  1999;  Meunier  and Velde, 2004; Schleicher et al., 2006). Hexagonal illite is the stable crystal shape of illite and has been  empirically  observed  to  form  under  hydrothermal  conditions  (Inoue  et  al.,  1988).  “Hairy  illite”  is  the  metastable crystal shape and is typically observed in the pore‐space of sedimentary rocks likely resulting  from unconstrained growth in large pore‐spaces during diagenetic processes (Peaver, 1999; Schleicher  et  al.,  2006).  Meunier  and  Velde  (2004)  attribute  changes  in  morphology  to  temperature.  As  temperature  increases,  the  crystal  shape  of  illite  changes  from  elongated  one‐dimensional  'hairy'  crystals to more rigid hexagonal laths which increase in width progressively. Bauer et al. (2000) attribute  the change between morphologies to reaction progress whereby initial stages of growth result in hairy  illite and late stages of growth exhibit hexagonal illite.   However, departures from these end‐member morphologies have also been observed. Hancock  and  Taylor  (1978)  identified  sheeted  stacks  of  illite,  typical  of  hexagonal  illite  but  lacking  sharp  boundaries. They concluded this was a classic replacement texture. As temperature increased along with  depth, a higher temperature mineral (illite)  pseudomorphed a pre‐existing lower temperature mineral  (kaolinite) no longer stable at those temperatures (Hancock and Taylor, 1978). Hancock (1978) describes  four different variations of the hexagonal morphology representing progressive stages of diagenesis and  therefore  increasing  temperature:  (i)  tangential  rims  where  large  flakes  appear  to  be  formed  by  a  coalescence  of  much  smaller  bladed  crystals  (ii)  radial  rims  where  illite  flakes  protrude  radially  from  grain margins, typically as overgrowths of tangential rims (iii) illite mesh‐work where interlocking illite  crystals extend far out into porespace (iv) dense homogenous illite whereby illite occurs as large, thick,  randomly oriented flakes which are often curves and may result from recrystallization of detrital illite.  Studies  show  that  absolute  temperature  cannot  be  determined  using  illite  morphology  but  relative  temperatures can be established using variations in both texture and morphology.     2.7 CHEMICAL COMPOSITION OF ILLITE  Modern  geothermal  environments  that  are  currently  precipitating  phyllosilicate  minerals  (Broadlands  Ohaaki,  Salton  Sea,  Los  Azufres,  and  Coso)  provide  robust  empirical  observations  on  the  positive relationship between temperature and clay mineralogy (Simmons and Browne, 2000; Battaglia,      20         Fig. 2.2. (Modified from Bauer et al., 2000) SEM photographs of synthesis products of micas. A. After 30 days the  first lath‐shaped “hairy” illite crystals can be observed B. After 210 days the XRD pattern indicates only lath‐shaped  mica‐illite C. After 28 months perfect hexagonal mica‐illite crystals can be observed. They are all approximately the  same size.         21     2004).  Changes  in  the  chemical  composition  of  illite  have  been  shown  to  correlate  with  changes  in  temperature (Cathelineau, 1988; Battaglia, 2004). As temperature increases, and the crystal structure of  illite  becomes  more  ordered,  larger  cations  like  Fe  and  Mg  are  removed  from  the  interlayer  site  and  replaced  by  available  K  (Battaglia,  2004).  Therefore,  high  temperature  illite  is  more  potassic  than  low  temperature  illite  as  observed  in  a  compilation  of  data  from  the  Los  Azufres,  Salton  Sea,  and  Coso  geothermal  fields  by  Cathelineau  (1988).  However,  numerous  problems  exist  with  the  data  of  Cathelineau (1988) and are outlined by Battaglia (2004): (i) the relationship between K and temperature  is  consistent  within  one  geothermal  field  but  absolute  temperatures  vary  between  geothermal  fields,  and (ii) the linear regression lines for data from each geothermal field are not parallel. The data for Coso  and Los Azufres geothermal fields are convergent at a K value near 1 (measured in cations), while the  regression  line  for  Salton  Sea  does  not  converge.  The  lack  of  convergence  of  Salton  Sea  data  is  attributed to a lack of elemental Ca in the illite samples analyzed. Hence, [K] alone is not an accurate or  consistent  proxy  for  temperature.  Based  on  this  previous  work  completed  by  Cathelineau  (1988),  | which appears to be a more   Battaglia (2004) developed a cation‐interdependent formula  +| robust indicator of temperature.   Figure 2.3 shows data from five geothermal fields around the world which exhibit a linear trend  between  increases  in  cation  content  ( +|  |)  and  increases  in  surrounding  temperature.   Regression lines are shown in Table 2.2.  The  best fit linear regression line through illite  compositional  data  acquired  by  Battaglia  (2004)  for  all  five  geothermal  fields  yields  a  correlation  factor  of  R  =  0.84  between temperature and  +|  | giving equation (2.2.5):  = 267.95  + 31.46  Where    = +|  (Eqn.  2.2.5)  |     Table 2.2. Regression line equations and correlation factors (R) corresponding to data graphed in Figure 6.  Regression Line Equation  Average   R   Error (%) *  Broadlands Ohaaki   = 113.19 + 182.59  5.71  0.72   Coso   = 196.47 + 64.00  10.96  0.97   Salton Sea   = 247.68 + 56.36  4.04  0.96   Los Azufres   = 337.93 ‐ 36.57  7.96  0.79   Aluto Langano   = 328.85 ‐ 1.17  6.73  0.84   *= Measure of average difference between calculated temperatures based on the regression line from all data, and measured temperatures  from geothermal well.   22                    |  (measured  as  cations)  from  five  geothermal  Fig.  2.3.  Graph  plotting  microprobe  composition  data +| fields against measured temperatures of those samples presented in Battaglia (2004). Linear regression lines were  calculated  using  PASW.  A  regression  line  including  data  from  all  five  geothermal  fields  is  superimposed  on  individual data groups.          23     An average error of 7% on the final temperature value was calculated based on the difference between  temperature  values  calculated  using  the  regression  line  equation,  and  temperature  measured  directly  from the geothermal well.     2.8 SUMMARY     Variations  in  the  texture,  morphology,  crystallinity,  and  composition  of  clay  minerals  with   temperature  can  provide  information  on  the  temperature  at  which  the  minerals  formed.  There  is,  however, the possibility that variations in the characteristics of low temperature clay minerals are not in  fact solely a function of temperature but instead represent reaction progress (Essene and Peacor, 1995).  Temperature  is  important  in  order  to  constrain  the  origin  of  clay  minerals  as  either  products  of  hydrothermal  alteration  or  otherwise.  In  the  following  chapter,  the  analytical  techniques  described  in  this  chapter  are  applied  to  clay  minerals  in  sedimentary  rocks  that  occur  stratigraphically  above  and  outboard of Carlin‐type gold systems to determine whether clay alteration at surface is related to Carlin‐ type gold mineralization at depth.            24     2.9 REFERENCES  Baronnet, A., 1980, Polytypism in micas: a survey with emphasis on the crystal growth aspect: Current  topics in materials science, v. 5, p. 447‐548.    Battaglia, S., 2004, Variations in the chemical composition of illite from five geothermal fields: a possible  geothermometer: Clay Minerals, v. 39, p. 501‐510.    Bauer,  A.,  Velde,  B.,  and  Gaupp,  R.,  2000,  Experimental  constraints  on  illite  crystal  morphology:  Clay  Minerals, v. 35, p. 587‐597.    Cathelineau,  M.,  1988,  Cation  site  occupancy  in  chlorites  and  illites  as  function  of  temperature:  Clay  Minerals, v. 23, p. 471‐485.    Cline, J., and Hofstra, A., 2000, Ore‐fluid evolution at the Getchell Carlin‐type gold deposit, Nevada, USA:  European Journal of Mineralogy, v. 12, p. 195‐212.    Essene,  E.,  and  Peacor,  D.,  1995,  Clay  mineral  thermometry‐a  critical  perspective:  Clays  and  Clay  Minerals, v. 43, p. 540‐553.    Faure,  G.,  1998,  Principles  and  applications  of  geochemistry:  a  comprehensive  textbook  for  geology  students: Upper Saddle Riber, New Jersey, Prentice Hall, 600 p.    Frey,  M.,  1987,  Very  low‐grade  metamorphism  of  clastic  sedimentary  rocks:  Low  temperature  metamorphism, p. 9–58.    Hancock,  N.,  1978,  Possible  causes  of  Rotliegend  sandstone  diagenesis  in  northern  West  Germany:  Journal of the Geological Society, v. 135, p. 35‐40.    Hancock, N., and Taylor, A., 1978, Clay mineral diagenesis and oil migration in the Middle Jurassic Brent  Sand Formation: Journal of the Geological Society of London, v. 135, p. 69–72.    Hofstra,  A.,  and  Cline,  J.,  2000,  Characteristics  and  models  for  Carlin‐type  gold  deposits,  Chapter  5:  in  Hagemann, S. G. and Brown, PE, eds., Gold in 2000: Reviews in Economic Geology, v. 13, p. 163‐ 220.    Iuoup,  A.,  1988,  Mechanism  of  illite  formation  during  smectite‐to‐illite  conversion  in  a  hydrothermal  system: American Mineralogist, v. 73, p. 1325‐1334.    Ji,  J.,  and  Browne,  P.,  2000,  Relationship  between  illite  crystallinity  and  temperature  in  active  geothermal systems of New Zealand: Clays and Clay Minerals, v. 48, p. 139‐144.    Kubler,  B.,  1967,  La  cristallinite  de  l'illite  et  les  zones  tout‐a‐fait  superieures  du  metamorphisme.,  in  Schaer, J.P., ed., Colloque sur les etages tectoniques: Baconniere, Neuchatel, p. 105‐122.    Kübler,  B.,  and  Jaboyedoff,  M.,  2000,  Illite  crystallinity:  CONCISE  REVIEW  PAPER:  Comptes  Rendus  de  l'Académie des Sciences‐Series IIA‐Earth and Planetary Science, v. 331, p. 75‐89    Lanson,  B.,  and  Champion,  D.,  1991,  The  I/S‐to‐illite  reaction  in  the  late  stage  diagenesis:  American  Journal of Science, v. 291, p. 473‐506.  25       Lanson,  B.,  Velde,  B.,  and  Meunier,  A.,  1998,  Late‐stage  diagenesis  of  illitic  clay  minerals  as  seen  by  decomposition  of  X‐ray  diffraction  patterns:  Contrasted  behaviors  of  sedimentary  basins  with  different burial histories: Clays and Clay Minerals, v. 46, p. 69‐78.    Lonker,  S.,  FitzGerald,  J.,  Hedenquist,  J.,  and  Walshe,  J.,  1990,  Mineral‐fluid  interactions  in  the  Broadlands‐Ohaaki  geothermal  system,  New  Zealand:  American  Journal  of  Science,  v.  290,  p.  995‐1068.    Lubben, J., 2004, Quartz as clues to paragenesis and fluid properties at the Betze‐Post deposit, northern  Carlin trend, Nevada: Unpublished M.Sc. thesis, Las Vegas, Universitty of Nevada, p. 155.    Meunier, A., 1977, Les mechanismes de l'alteration des granites et le role des microsystemes:  tude des  arenes du massif granatique de Parthenay (Deux‐Se vres): PhD. Thesis, 248 p.    Meunier, A., and Velde, B., 2004, Illite: origins, evolution, and metamorphism: Poitier, France, Springer  Verlag, 286 p.    Moore,  D.,  and  Reynolds  Jr,  R.,  1997,  X‐ray  diffraction  and  the  identification  and  analysis  of  clay  minerals, 378 p, Oxford University Press, New York.    Peaver, D., 1999, Illite and hydrocarbon exploration: Proceedings of the National Academy of Sciences,  v. 96, p. 3440‐3446.    Reyes, A., 1990, Petrology of Philippine geothermal systems and the application of alteration mineralogy  to their assessment: Journal of Volcanology and Geothermal Research, v. 43, p. 279‐309.    Rose,  A.,  1970,  Zonal  relations  of  wallrock  alteration  and  sulfide  distribution  at  porphyry  copper  deposits: Economic Geology, v. 65, p. 920‐936.    Schleicher,  A.,  Warr,  L.,  Kober,  B.,  Laverret,  E.,  and  Clauer,  N.,  2006,  Episodic  mineralization  of  hydrothermal  illite  in  the  Soultz‐sous‐Forêts  granite  (Upper  Rhine  Graben,  France):  Contributions to Mineralogy and Petrology, v. 152, p. 349‐364.    Simon,  G.,  Kesler,  S.,  and  Chryssoulis,  S.,  1999,  Geochemistry  and  textures  of  gold‐bearing  arsenian  pyrite,  Twin  Creeks,  Nevada;  implications  for  deposition  of  gold  in  Carlin‐type  deposits:  Economic Geology, v. 94, p. 405‐422.    Simmons,  S.,  and  Browne,  P.,  2000,  Hydrothermal  minerals  and  precious  metals  in  the  Broadlands‐ Ohaaki  geothermal  system:  Implications  for  understanding  low‐sulfidation  epithermal  environments: Economic Geology, v. 95, p. 971‐999.    Srodon, J., Drits, V., McCarty, D., Hsieh, J., and Eberl, D., 2001, Quantitative X‐ray diffraction analysis of  clay‐bearing rocks from random preparations: Clays and Clay Minerals, v. 49, p. 514‐528.    Stenger, D., Kesler, S., Peltonen, D., and Tapper, C., 1998, Deposition of gold in carlin‐type deposits; the  role of sulfidation and decarbonation at Twin Creeks, Nevada: Economic Geology, v. 93, p. 201‐ 215.    Varadachari, C., 2006, Fuzzy phase diagrams of clay minerals: Clays and Clay Minerals, v. 54, p. 616‐625.  26       Warr, L., 1996, Standardized clay mineral crystallinity data from the very low‐grade metamorphic facies  rocks of southern New Zealand: European Journal of Mineralogy, v. 8, p. 115‐127.    Whitney,  G.,  and  Northrop,  H.,  1988,  Experimental  investigation  of  smectite‐to‐illite  reaction‐‐dual  reaction mechanisms and oxygen‐isotope systematics: American Mineralogist, v. 73, p. 77‐90.    Yates,  D.,  and  Rosenberg,  P.,  1997,  Formation  and  stability  of  endmember  illite:  II.  Solid  equilibration  experiments  at  100  to  250  C  and  Pv,  soln:  Geochimica  et  Cosmochimica  Acta,  v.  61,  p.  3135‐ 3144.               27     CHAPTER 3 – BEYOND THE CONFINES OF THE ORE BODY: SURFACE MAPPING OF  LOW TEMPERATURE HYDROTHERMAL FLUID ABOVE MAJOR ORE BODIES USING  CLAY ALTERATION    3.1 INTRODUCTION   The  passage  of  hydrothermal  fluid  through  the  Earth’s  crust  is  invariably  accompanied  by  mineral  alteration  (Giggenbach,  1981,  1984;  Reed,  1997).  The  degree  to  which  mineral  assemblages  change  is  a  function  of  multiple  factors:  temperature,  pressure,  time,  fluid  chemistry,  initial  rock  composition  and  fluid‐rock  ratio  (Reed,  1997).  Alteration  associated  with  mineral  deposits  commonly  extends outboard from the ore body providing robust vectors toward the core of those deposits (Figure  3.1). In alteration halos around low temperature hydrothermal  systems, gradients in temperature and  chemical  composition  between  mineralizing  hydrothermal  fluid  and  host  rock  can  be  small.  With  increasing distance from the core of the hydrothermal system, thermal and chemical gradients between  hydrothermal fluid and country rock decrease until a point where no gradient exists between fluid and  rock.  The  distal  expression  of  low  temperature  hydrothermal  systems  may  be  dominated  by  mineral  assemblages  also  resulting  from  near  surface  processes  including  weathering,  shallow  diagenesis,  and  other overprinting hydrothermal events. Tools that identify subtle variations between low temperature  minerals which in turn help distinguish between different generations of minerals are required to assess  the extent of hydrothermal alteration, and to use that alteration to vector in toward mineralization at  depth (Adams and Putnam, 1992; Kelley et al., 2006). However, the use of low temperature minerals to  investigate  geological  problems  has  been  criticized  due  to  the  inability  of  most  low  temperature  assemblages to reach equilibrium causing nanoscale variations in composition (Essene and Peacor, 1995,  1996).  Under  disequilibrium  conditions,  properties  such  as  crystallinity,  crystal  morphology,  or  composition might represent reaction progress rather than spatial variation in temperature (Essene and  Peacor, 1995).    Clay  minerals  form  a  large  component  of  low  temperature  alteration  assemblages  and  have  been  documented  in  different  settings  including:  geothermal  systems  (Simmons  and  Browne,  2000;  Yang  et  al.,  2001),  epithermal  deposits  (White  and  Hedenquist,  1995),  the  distal  extents  of  porphyry  deposits  (Rose,  1970;  Tosdal,  2009;  Sillitoe,  2010),  and  diagenetic  environments  (Meunier  and  Velde,  2004). Geothermal systems provide current information on low temperature systematics including clay   28       Fig. 3.1. The distal extent and degree of alteration around ore deposits is a direct function of thermal and chemical  gradients  between  country  rock  and  hydrothermal  fluid.  A.  Black  dashed  lines  represent  steady  state  thermal  contours  resulting  in  mineral  alteration.  Porphyry  type  settings  exhibit  large  thermal  and  chemical  gradients.  Initially,  hot  (>700C)  magma  intrudes  cold  (<200C)  country  rock.    Hot  magmatic  fluid  alters  country  rock  immediately around the magma body via conduction. Convection cells of circulating pore fluid are generated at the  sides  of  the  intrusion.  Heat  is  carried  from  the  intrusion  by  advection  as  fluid  travels  through  fractures  forming  networks of veins. As magmatic fluid travels upward and decreases in temperature, acids dissociate and the fluid  becomes acidic. The lower temperature acidic fluid interacts with country rock to produce argillic alteration. As the  pluton  cools,  cold,  near‐neutral  surface  meteoric  water  is  drawn  into  the  core  of  the  system  resulting  in  the  hydrolysis of minerals and propyltic alteration which may overprint other stages of alteration. Visible alteration in  a porphyry system can extend kilometers away from mineralization, with distal alteration assemblages containing  minerals  significantly  different  to  unaltered  host  rock  assemblages  i.e.  sericite  ±  illite  ±  kaolinite    B.  In  low  temperature systems such as the Carlin‐type Au systems, there may be little temperature gradient between the  incoming fluid (200C) and the shallow crust (~75C), resulting in the subtle mineral alteration assemblage illite ±  dickite  ±  kaolinite  at  the  core  of  the  system.  Fluid  flow  is  focused  along  permeable  pathways  whereby  heat  is  carried  primarily  by  advection.  Chemical  gradients  in  low  temperature  systems  may  be  large,  as  shown  here  whereby acidic fluid causes the decarbonatization of permeable carbonate horizons. Visible alteration however is  often subtle and may extend as little as a few metres away from mineralized fluid pathways. Distal to the core of  the  hydothermal  system,  there  may  be  no  difference  between  the  hydrothermal  mineral  assemblage  and  the  unaltered host rock mineral assemblage (Modified from Sillitoe, 2010; Tosdal et al., 2009; Reed, 1997).   29     mineral  reaction  kinetics  and  timescales  of  fluid  flow.  Clay  minerals  have  been  used  to  map  out  networks of fluid flow pathways in geothermal systems by identifying zonation patterns of clay minerals  around upwelling regions of hydrothermal fluid (Simmons and Browne, 2000). Illite, a high temperature  clay  mineral,  occurs  within  and  proximal  to  fluid  conduits.  Smectite,  a  low  temperature  clay  mineral,  occurs  most  distal  to  fluid  pathways  with  illite‐smectite  interlayered  clay  (I‐S)  between  (Simmons  and  Browne, 2000). Clay mineral mapping can also be used to determine relative proximity to mineralization  (Figure  3.1)  (Rose,  1970;  Seedorf  et  al.,  2005;  Sillitoe,  2010).  In  the  idealized  alteration  model  of  a  porphyry  deposit  (Rose,  1970,  Tosdal  et  al.,  2009),  the  phyllic  assemblage  consisting  of  quartz‐sericite  (muscovite)‐pyrite  occurs  most  proximal  to  the  magmatic  heat  source  where  temperature  is  highest.  Argillic  alteration  assemblages  consisting  of  illite  ±  kaolinite  indicate  progressive  acidification  of  the  fluid, decreasing temperature with distance from the core of the system, and possibly interaction with  surface derived waters (Tosdal et al., 2009).   Another method to trace fluid flow is by the advection of heat. Because heat is transported by an  infiltrating  fluid  at  a  rate  greater  than  all  but  the  most  incompatible  of  geochemical  tracers,  transient  heating  associated  with  hydrothermal  flow  is  quite  likely  to  be  one  of  the  most  distally  developed  expressions  of  a  hydrothermal  mineral  deposit  (Bickle  and  McKenzie,  1987).  Because  heat  is  not  only  transported by the fluid itself, but also diffuses rapidly outward from fluid flow pathways, the volume of  rock  affected  by  the  thermal  energy  of  a  hydrothermal  system  will  be  significantly  larger  than  that  recorded  by  mineralogical  alteration  and  isotopic  resetting.  The  thermal  footprint  of  low  temperature  systems can be identified using low temperature thermochronology including apatite fission tracks and  U‐Th/He in apatite and  zircon (Chakurian et al., 2003; Cline et al., 2005; McInnes et al., 2005; Arehart  and Donelick, 2006; Kelley et al., 2006; Hickey et al., unpublished data).   The  Carlin  deposits  of  northern  Nevada  are  one  of  the  world’s  major  sources  of  gold  (Teal  and  Jackson,  2002;  Price  et  al.,  2007).  Carlin‐type  gold  deposits  are  an  example  of  low  temperature  (180‐ 240C) hydrothermal systems that exhibit subtle alteration associated with mineralization, making them  a difficult  target for exploration. In this study, we investigate  the ability of low temperature analytical  methods  to  identify  hydrothermal  alteration  manifested  distal  to  the  core  of  Carlin‐type  gold  mineralization by characterizing clay mineral assemblages with respect to paleo‐formation temperature,  chemistry,  crystallinity  and  morphology.  We  also  provide  insight  into  a  combination  of  analytical  techniques that exhibit the highest potential to deliver reliable and robust exploration vectors for low  temperature hydrothermal ore deposits in the subsurface.     30       Fig. 3.2. Regional geology map of northeastern Nevada showing location of significant Carlin‐type mineral deposits  including those discussed in this paper.         31     Apatite  fission  track  thermochronology  data  spanning  across  northeastern  Nevada  highlighted  potential  regions  of  hydrothermal  flow  around  existing  Carlin‐type  deposits.  Based  on  AFT  data,  two  study  areas  (Figure  3.2),  were  chosen  with  the  intent  of  (i)  identifying  zones  of  hydrothermal  clay  alteration  using  currently  available  clay  thermometers  and  (ii)  establishing  whether  hydrothermal  alteration at surface exhibited a genetic link to Carlin‐type ore deposits at depth. The Leeville deposit,  (Figure 3.3) is located along the northern Carlin trend, south of the Tuscarora Mountains and is hosted in  lower  plate  rocks  immediately  beneath  the  RMT  with  a  few  hundred  metres  of  upper  plate  material  preserved above. In this field area, upper plate material was sampled above mineralization to determine  whether Carlin‐deposit forming fluid had exhausted through the upper plate to surface. The second field  area chosen for this study was the Shoshone Range, host to a number of Carlin‐type gold deposits that  form the Battle Mountain Eureka mineral belt. The giant Pipeline deposit, located at the southeastern  end of the Shoshone Range was a starting point for sample collection in an area of known Carlin‐style  mineralization in lower plate carbonate rocks. From the Pipeline deposit, a northwest trending transect  was sampled to determine the aerial extent of alteration in upper plate rocks outboard from a site of  known mineralization.     3.2 GEOLOGICAL SETTING OF CARLIN‐GOLD DEPOSITS  During  the  period  from  Cambrian  ‐  Devonian,  passive  margin  miogeoclinal  and  eugeoclinal  sequences  were  deposited  along  the  rifted  margin  of  western  North  America  (Morrow  and  Sandberg,  2008).    Multiple  episodes  of  compression  from  Devonian  to  Cretaceous  led  to  eastward  directed  thrusting of miogeoclinal rocks on top of eugeoclinal rocks. In northeastern Nevada, there is one main  thrust  sheet,  the  Roberts  Mountain  allochthon  (locally  termed  ‘upper  plate’)  which  has  the  Roberts  Mountain Thrust (RMT) fault at  the base. Footwall  rocks (‘lower plate’) consist of shelf and slope silty  carbonate  rocks  and  are  the  main  host  for  Carlin‐type  gold  mineralization.  The  upper  plate  lacks  any  major Carlin‐type Au deposits although mineralization does occur locally immediately above the RMT in  several of the lower plate‐hosted deposits.   A  tectono‐stratigraphic  column  of  lower  Paleozoic  rocks  is  presented  in  Figure  3.4.  In  most  areas, thick sequences of upper plate siliciclastic rocks cover lower plate carbonate rocks, however post‐ Antler orogeny tectonism and erosion have exposed geologic windows into the lower plate as exhibited  at  Goat  Peak  (north‐western  Shoshone  Range),  and  at  the  Pipeline  deposit  locality  (south‐western  Shoshone  Range)  (Kelson  et  al.,  2008).  Structurally,  both  the  upper  and  lower  plates  are  imbricately  thrusted with tight, upright to westward‐inclined folds caused by the eastward transport of material   32        A.     B.     Fig. 3.3. A. Geological map of the Leeville deposit study area. The Roberts Mountain Thrust fault separates Lower  Paleozoic  upper  plate  siliciclastic  rocks  to  the  North  from  Lower  Paleozoic  lower  plate  carbonate  rocks  in  the  South.  B.  Cross  section  A  –A1  through  the  Leeville  deposit  shows  the  presence  of  at  least  250m  of  upper  plate  siliciclastic rock cover above the main ore zones of the Leeville deposit.   33            Fig. 3.4. (modified from Bettels et al., 2002 in Emsbo et al., 2003) Simplified tectono‐stratigraphic column showing  lower  Paleozoic  rocks  of  the  RMT  system.  Variation  in  formation  names  between  the  Battle  Mountain  –  Eureka  trend (left) and Carlin trend (right) are shown. During the Mississippian Antler Orogeny, lower Paleozoic siliciclastic  sediments  (upper  plate)  were  thrust  eastward  overtop  of  lower  Paleozoic  carbonate  sediments  (lower  plate).  Carlin‐type gold deposits are typically hosted in lower plate rocks.   34       during  orogenic  events  dating  from  the  Devonian  to  late  Cretaceous  (Noble  and  Finney,  1999).  Subsequent deformation includes broad open folding accompanied by oblique‐slip faulting, Mesozoic to  Cenozoic low angle faulting, and high angle normal faulting associated with Basin and Range extension  (Winterer, 1968; Cluer et al., 1997).  The  lower  plate  of  the  RMT  can  be  subdivided  into  four  main  units  (Emsbo  et  al.,  2003).  The  Devonian  Horse  Canyon  Formation/Rodeo  Creek  Formation  is  a  calcareous  siltstone,  mudstone  and  chert with local occurrences of sandstone and mudstone. The Devonian Wenban Formation/ Popovich  Formation  is  composed  of  laminated  calcareous  to  dolomitic  siltstones,  micritic  limestone,  and  thick  bioclasitc debris flows.  The Silurian Roberts Mountain Formation is dominated by laminated dolomitic  and  calcareous,  and  calcareous  mudstone  and  calcareous  siltstone.  The  Ordovician  Hanson  Creek  Formation  is  a  sandy  dolomite.  The  overlying  upper  plate  comprises  dominantly  siliciclastic  units  with  the  rare  occurrence  of  thin  carbonate  lenses.  The  Ordovician  Valmi/  Vinini  Formation  is  composed  of  several  thousand  meters  of  chert,  quartz  arenite,  argillite,  slate,  and  greenstone  (Roberts,  1951).  The  Silurian  Elder  Formation  is  a  set  of  interbedded  shale,  siltstone,  chert,  and  feldspathic  and  calcareous  sandstone. The Devonian Slaven Formation is a mixture of highly contorted and broken, black, nodular  chert with some carbonaceous shale partings.   Paleozoic  rocks  are  intruded  by  Mesozoic  and  Cenozoic  intrusive  rocks  (Ressel  and  Henry,  2006).  Igneous  rocks  of  the  Shoshone  Range  include  Eocene‐Pliocene  intermediate  to  felsic  intrusions  with  basalt, andesite and rhyolite flows and tuffs. Eocene intrusions were emplaced along a west‐northwest  trend  and  have  been  identified  both  proximal  and  distal  to  economic  gold  mineralization  (Gilluly  and  Gates, 1965; Stager, 1977; Kelson et al., 2005). The Gold Acres stock is a Cretaceous quartz monzonitic  pluton  located  at  the  southeastern  edge  of  the  Shoshone  Range  proximal  to  the  Pipeline  deposit  (Mortensen  et  al.,  2000).  A  thorough  compilation  of  data  on  the  igneous  rocks  of  the  Carlin  trend  by  Arehart et al. (2004) and Ressel and Henry (2006) suggest three periods of magmatism in the Northern  Carlin trend: Jurassic, Cretaceous, and Eocene. Jurassic intrusions consist of the Goldstrike laccolith and  related sills and mostly northwest‐striking lamprophyre and rhyolite dikes ~158 Ma (Ressel and Henry,  2006).    The  Vivian  sill  exposed  at  surface  and  the  Little  Boulder  Basin  stock  located  at  depth  in  the  Leeville area have been interpreted as south‐eastern extensions of the Goldstrike laccolith (Ressel and  Henry,  2006).  Cretaceous  magmatism  is  characterized  by  one  occurrence  ~4km  south  of  the  Leeville  deposit.  Concordant  Pb/U  ages  of  two  zircon  fractions  demonstrate  intrusion  at  112.4  +/‐  0.6  Ma  (Mortensen et al., 2000).   35       3.3 CHARACTERISTICS OF CARLIN GOLD DEPOSITS  Carlin  gold  deposits  are  restricted  to  a  small  geographic  area  in  northeastern  Nevada.  The  Carlin,  Battle  Mountain‐Eureka,  and  Getchell  Trends  describe  three  regional  lineaments  along  which  the  majority  of  Carlin‐deposits  are  focused,  including  those  described  in  this  study  (Figure  3.2).  The  alignment  of  Carlin‐type  deposits  is  thought  to  reflect  major  crustal  faults  established  during  Neoproterozoic rifting (Roberts, 1966; Tosdal et al., 2000). Lower plate Paleozoic carbonate shelf rocks  are  the  favourable  hosts  for  Carlin  gold  mineralization  (e.g.,  Cortez  Hills,  Pipeline,  Carlin,  Goldstrike,  Leeville,  and  Jerritt  Canyon).  This  has  been  attributed  to  the  reactivity  of  carbonate  sediments  with  acidic gold‐bearing fluid resulting in mass loss and increased permeability, providing robust pathways for  Au‐bearing  fluid  (Cline  et  al.,  2005).  Conversely,  upper  plate  rocks  are  largely  devoid  of  gold  mineralization likely due to a lack of reactivity with these same gold bearing fluids.  Upper plate rocks of  the  RMT  are  however  host  to  base  and  precious  metal  deposits  including  Miocene  Au‐Ag  epithermal  deposits,  Eocene  porphyry  deposits,  and  a  limited  number  of  Carlin‐type  gold  deposits  i.e.  Alligator  Ridge  (Nutt  and  Hofstra,  2003),  Emigrant  (Newmont  Mining  Company,  unpublished  data),  and  Mike  (Norby  and  Orobona,  2002).  The  Elder  Creek  deposit,  considered  in  this  study,  is  a  small  gold  deposit  located  in  the  Central  Shoshone  Range.  Gold  is  hosted  predominantly  in  quartzite  clast  breccia  of  the  Valmi  Formation  and  also  within  pyrite‐rich  argillite  and  shale  of  the  Elder  Formation  (Ahmed  et  al.,  2010).   Fluid  inclusion  and  mineral  thermometry  data  indicate  that  mineralizing  fluid  forming  Carlin  deposits  in  north‐eastern  Nevada  were:  low  temperature  (180‐240C),  slightly  acidic  (pH  ~4),  low‐ salinity (~2–3 wt% NaCl equivalent) aqueous fluids that contained CO2 (<4 mol %) and CH4 (<0.4 mol %),  and  sufficient  H2S  (10–1–10–2  mol/kg)  to  transport  Au  and  other  bisulfide‐complexed metals (Cline and  Hofstra,  2000;  Hofstra  and  Cline,  2000;  Lubben,  2004).  Stable  isotope  analyses  have  provided  insight  into the source of mineralizing fluid in Carlin‐type deposit settings. DH2O values measured on ore‐stage  kaolinite and fluid inclusions from a wide‐range of Carlin deposits suggest evidence of meteoric water  with very low DH2O values of < ‐110‰ (Hofstra et al., 1999). Similar data from the Getchell, Twin Creeks,  and  Deep  Star  deposits  indicate  the  additional  presence  of  deeply  sourced  metamorphic  or  magmatic  fluid (Hofstra, 1999; Heitt et al., 2003; Cline et al., 2005). Clay samples from Carlin‐deposits appear to  form along a mixing line between Eocene‐age meteoric water and magmatic or metamorphic fluid.    36     3.3.1 Clay alteration in Carlin‐type systems  The following characteristics are known of alteration in Carlin‐type settings: (i) quartz is precipitated  as  part  of  the  silicification  alteration  sequence,  but  not  amorphous  silica  (Bakkan  and  Einaudi,  1986;  Cline and Hofstra, 2000; Cline, 2001; Ye et al., 2003), and (ii) K‐feldspar has not been observed in Carlin  type systems except for the presence of adularia at the Twin Creeks deposit (Stenger et al., 1998; Simon  et  al.,  1999).  According  to  clay  equilibria  (Figure  2.1),  constraints  on  temperature  (180‐240C),  fluid  chemistry  (pH~4),  and  observed  mineralogy  indicate  that  smectite  is  not  stable,  but  illite,  I‐S,  and  kaolinite  are  stable  depending  on  variations  in  fluid  chemistry.  Illite  and  kaolinite  can  form  from  the  same hydrothermal event within a confined range of fluid temperature and silica content. For kaolinite  and illite to form from the same fluid, without forming K‐feldspar, log aK+/aH+ values are estimated to be  in the range of 2.0‐5.0 (Yates and Rosenberg, 1997).   Similar to patterns observed in geothermal systems, clay zonation has been observed in lower plate  carbonate rocks around ore shoots of the Getchell deposit, a Carlin‐type gold deposit located in North  Central  Nevada  (Cail  and  Cline,  2001).  Illite  was  shown  to  occur  in  higher  volume  %  with  ore,  and  proximal  to  ore  whereas  smectite  occurred  distal  to  ore.  Both  1M  and  2M1  polytypes  have  been  observed spatially associated with mineralization in Carlin type environments (Carlin, Kuehn and Rose,  1992; Betze‐Post, Arehart et al., 1993b; Deep Star, Heitt et al., 2003).  The  absence  of  major  Carlin‐type  gold  deposits  in  the  upper  plate  suggests  that  ore  fluids  responsible  for  mineralization  of  the  lower  plate  must  have  followed  one  of  three  fluid  evolution  pathways shown in Figure 3.5. Either exhausted fluid did not transgress the upper plate and all fluid was  exhausted  laterally  along  the  RMT,  or  exhausted  fluid  transgressed  the  upper  plate  and  reacted  with  siliciclastic  rocks  forming  an  alteration  halo  above  lower  plate  gold  mineralization.  Upper  plate  rocks  contain  little  to  no  carbonate,  precluding  the  potential  for  observing  decalcification.  Silicification  of  upper plate rocks would be a challenge to identify given the high silica content of upper plate lithologies.   The stage of alteration with the most potential to be observed in upper plate rocks is argillization: illite ±  dickite ± kaolinite due to the presence of pre‐existing aluminosilicate minerals in some lower Paleozoic  sedimentary lithologies.        3.4 THERMAL SIGNATURE OF HYDROTHERMAL FLUID FLOW     AFT has conventionally been applied to a number of geological problems (Gallaghar et al., 1998):   (i) resolving the thermal history of sedimentary basins; (ii) investigating the provenance of rocks; (iii)   37     Fig.  3.5. The  absence  of  major  gold  deposits  in  the  upper  plate  suggests  that  ore  fluids  responsible  for  mineralization  of  lower  plate  carbonate  rocks  must  have  followed  one  of  three  fluid  evolution  pathways:  A.  following  gold  mineralization  of  the  lower  plate,  fluid  was  dominantly  rock  buffered  but  still  contained  a  small  amount  of  gold.  Fluid  flowed  upward  to  the  RMT,  exploiting  pre‐ existing  fault  and  fracture  networks,  precipitating  gold  along  the  fluid  flow‐path.  Fluid  was  exhausted  laterally  along  the  RMT  to  surface.    The  upper  plate  was  largely  impermeable  to  exhausted  ore  fluids  and  behaved  as  an  aquitard.  This  scenario  supports  observed  mineralization  of  rocks  along  the  RMT.  In  the  scenario  described,  upper plate siliciclastic rocks would exhibit no  signs of alteration due to a lack of interaction  with  the  exhausted  Carlin‐fluid  B.  mineralizing  fluid  was  dominantly  rock  buffered  but  still  contained  a  small  amount  of  gold.  Fluid  flowed  upward  through  a  network  of  small‐scale  fractures  becoming  increasingly  rock‐buffered  along  the  flow  path.  Upon  reaching  the  RMT  the  fluid  precipitated  a  small  amount  of  gold.  Fluid  was  exhausted  laterally  along  the  RMT  and  also  through  faults  and  fractures  in  upper  plate  siliciclastic  rocks.  The  upper  plate  exhibits  no  signs  of  Carlin‐type  alteration  because  the  fluid  was  completely  rock  buffered  by  the  time  it  encountered  the  upper  plate  C.  largely  unbuffered  mineralizing  fluid  was  partially  exhausted  laterally  along  the  RMT  and  the  remainder  transgressed  upper  plate  siliciclastic  rocks.  Sustained  fluid‐rock  interaction  between  siliciclastic  upper  plate  rocks  and  partially  rock  buffered  Carlin‐type  fluid  produced  a  thermal  and  chemical  signature  in  upper  plate rocks.   A.   B.   C.        38      studying the deformation history of orogenic belts, and (iv) interpreting the conductive heating history  around magmatic intrusions. Recent studies show that fission track analysis can also be used to identify  regional  and  deposit  scale  patterns  of  hydrothermal  fluid  flow  (Chakurian  et  al.,  2003;  Hickey,  2003;  McInnes  et  al.,  2005;  Arehart  and  Donelick,  2006;  Hickey  et  al.,  2010).  The  maximum  180‐240C  ore‐ stage  fluids  responsible  for  Carlin‐type  mineralization  have  the  capacity  to  reset  the  AFT  thermochronometer system on timescales of 104‐106 years (Hickey et al., 2010). Mapping the extent of  thermal  resetting  may  assist  in  delineating  the  far‐field  extent  of  Carlin  hydrothermal  systems  at  distances beyond any wall rock type alteration.   Chakurian et al. (2003), Hickey (2003), and Cline et al. (2005) have used AFT data to examine the  regional thermal history of the northern Carlin Trend.  Results from thermochronological studies of the  Northern  Carlin  trend  (Figure  3.6)  indicate  that  areas  of  Carlin‐type  mineralization  are  spatially  coincident with pooled AFT ages ranging from 50‐25 Ma. All thermochronological data used in this study  is included in Appendix B. Areas of young AFT ages lie within large scale regions of Cretaceous or older  AFT  ages  reflecting  the  pre‐mineralization  regional  cooling  history.  The  thermal  effects  of  the  Carlin‐ hydrothermal system were superimposed on the older regional pattern. Young apatite fission track ages  correspond  to  episodes  of  transient  reheating.  Advective  heating  by  circulating  hydrothermal  fluids  appears  to  be  the  primary  cause  of  thermal  resetting,  shown  by  the  heterogeneous  nature  of  fission  track ages in the region. This is evidenced by the lack of major reheating in unaltered portions of large  Jurassic  stocks  (i.e.,  Goldstrike,  and  Vivian  stocks),  and  total  thermal  resetting  of  highly  altered,  mineralized material in the same stocks. A strongly argillized, mineralized dyke from within the Leeville  deposit is partially reset to 44.5 ± 3.0 Ma.     New  apatite  fission  track  data  of  samples  from  the  Shoshone  Range  are  presented  along  with  published  data  from  Arehart  and  Donelick  (2006)  in  Appendix  B.  Figure  3.7  shows  a  map  of  the  Shoshone  Range  on  which  results  from  a  geophysical  magnetics  survey  has  been  superimposed  along  with pooled apatite fission track ages. The central part of Shoshone range exhibits a mixed population of  ages ranging from 20.3‐77.4 Ma. A single sample from the western margin of the range exhibits an older  age  of  108.2  Ma.  The  older  age  may  represent  the  western  margin  of  hydrothermal  resetting.  The  southeastern Shoshone Range exhibits dominantly Eocene ages, likely related to the same hydrothermal  event responsible for gold mineralization of the Pipeline deposit (Arehart and Donelick, 2006). Younger  ages  within  the  Pipeline  pit  and  on  the  margins  of  the  deposit  are  likely  a  result  of  late  Miocene  extension  and  uplift.  The  northwest  Shoshone  Range  exhibits  dominantly  young  Miocene  ages  which  can be explained two ways: (i) The magnetic high observed in the northwestern Shoshone Range in   39          Fig. 3.6. Compilation of apatite fission track ages across the Northern Carlin Trend (Chakurian et al., 2003; Cline et  al.,  2005;  Hickey  et  al.,  2010).  A  zone  of  pervasive  annealing  preserves  evidence  for  an  episode  of  rapid  cooling  from  >  100C  at  ~40  Ma.,  with  localized  annealing  of  fission  tracks  as  late  as  ~20  Ma.  The  zone  of  annealing  is  broadly parallel to the Carlin trend and becomes more heterogeneously distributed and less pervasive farther to  the  northwest,  toward  the  Post‐Betze‐Screamer  and  Meikle  deposits  (Hickey  et  al.,  2003b).  Dyke  samples  from  within the Leeville deposit are totally reset to 44.6 and 49.5 Ma. The Vivian stock is reset to 88.4 Ma, an age that  likely represents exhumation (Hickey et al., 2003).     40             Fig. 3.7. Compilation of apatite fission track pooled ages across the Shoshone Range plotted on a reduced to pole  magnetics  map  with  a  DBM  (database  management)  overlay.  The  image  was  provided  by  Placer  Dome  Inc.  The  northwestern  Shoshone  Range  is  dominated  by  younger  ages  representative  of  either  Miocene  magmatism  and  related  Au‐Ag  mineralization,  or  extensive  exhumation  during  the  Miocene.  The  southeastern  portion  of  the  Shoshone  Range,  the  location  of  the  Pipeline  and  Gold  Acres  deposits  is  reset  to  ages  between  36‐47Ma,  coincident  to  Eocene  Carlin‐type  gold  mineralization.  The  rest  of  the  Shoshone  range  exhibits  ages  of  mixed  populations. A group of  older AFT ages (108.2, 77.4, and 55.1 Ma) occur at the far western margin of the Shoshone  Range.         41     Figure  3.7  is  a  large  buried  intrusion  of  Miocene  age.  Conductive  heating  and  hydrothermal  fluid  flow  associated  with  the  intrusion  thermally  reset  fission  track  ages  in  that  region.  Dissipation  of  heat  outboard from the intrusion resulted in a mixed population of ages in the central Shoshone Range, or (ii)  The Miocene was a period of major uplift and exhumation of the northwestern Shoshone Range. A study  of  the  regional  topography  of  the  area  shows  a  N‐S  trending  fault  along  the  length  of  the  central  Shoshone  Range  which  may  have  caused  significant  uplift  of  the  upthrown  block,  resulting  in  a  ‘younging’  of  AFT  ages  across  the  fault  from  SE  to  NW  .  Caetano  Tuff,  dated  at  32.3  Ma  (Naeser  and  Mckee,  1970),  has  been  identified  at  the  eastern  and  western  margins  of  the  Shoshone  Range  and  suggests that Miocene exhumation would have to have been restricted to only the northwestern region  of the Shoshone Range.     3.5 ANALYTICAL TECHNIQUES  A number of techniques were employed to measure the variation in clay type, illite crystallinity,  illite  morphology,  and  illite  composition  across  the  Leeville  and  Shoshone  Range  areas.  Two  different  methods  were  applied  to  identify  clay  minerals:  the  Terraspec  analytical  spectral  device  and  x‐ray  diffraction.  These  two  methods  were  chosen  to  compare  the  accuracy  of  rapid  analysis  mineral  identification  tools  such  as  the  Terraspec©  and  PIMA©  to  the  more  conventional  and  standardized  technique of x‐ray diffraction. A review of the techniques used in this study is presented in Chapter 2.    3.5.1 Near and Short Wave Infrared Analysis (Terraspec©)  The Terraspec analytical spectral device (ASD) uses near and shortwave infrared technology to  measure the vibrational energy between bonds in a mineral. The Terraspec and similar tools such as the  PIMA have been used as a rapid analysis technique to indentify alteration mineralogy in a variety of ore  deposit settings (Uranium deposits: Zhang et al., 2001; Pb‐Zn‐Ag deposit: Sun et al., 2001, Geothermal  systems: Yang et al., 2001).  In  this  study,  ~2.5cm3  blocks  of  each  sample  were  analyzed  using  the  Terraspec©  analytical  spectral  device.  Multiple  readings  were  taken  of  each  sample  and  the  nature  of  the  material  being  analyzed  (fracture,  matrix,  vein)  recorded.  Smear  mounted  samples  of  whole  rock  and  clay  separated  fractions were analyzed with the Terraspec©, however this type  of sample preparation yielded nearly  aspectral  results,  the  reasons  for  which  are  unknown.  The  reflectance  spectra  collected  using  the  42     Terraspec  were  interpreted  both  manually  and  with  the  aid  of  the  interpretive  software  The  Spectral  Geologist© (Merry et al., 1999).    3.5.2 X‐ray diffraction  Clay  minerals  were  identified  using  x‐ray  diffraction  in  both  whole  rock  samples  and  clay  separates. Clay separation was performed on whole rock samples, according to the methods outlined by  Moore and Reynolds (1997) to obtain the <2 m fraction, the accepted maximum particle size for clay  minerals  based  on  a  spherical  volume  diameter  (Johns  et  al.,  1954).  50‐100g  of  sample  was  disaggregated in a Blendtec© blender with 200ml of distilled water for a period of time between 0.5‐1  minute. Higher silica content required longer periods of disaggregation. Following initial disaggregation,  the solution was probed with a 500 watt ultrasonic probe for a time between 2 minutes and 10 minutes  depending on silica content. The fines from this solution were then decanted into 50ml test tubes. The  test tubes were placed in a centrifuge at 2000rpm for 2 minutes. The test tubes were removed and the  fines  decanted,  probed  by  the  ultrasonic  device  and  distributed  into  new  test  tubes.  The  solute  remaining  at  the  bottom  of  the  test  tube  was  categorized  as  the  coarse  fraction  (>25).  The  second  round  of  centrifugation  lasted  for  5  minutes.  The  solute  remaining  from  this  run  was  termed  the  moderate  fraction  (5‐25).  Following  separation  of  the  moderate  fraction,  the  fines  were  decanted,  probed,  and  centrifuged  for  1‐2  hrs  or  until  the  water  remaining  ran  clear.  The  remaining  solute  was  termed the fine fraction (<2‐5). If after 2 hrs the remaining water was still cloudy, the solution was left  to  settle  by  gravity.  The  solute  remaining  following  settling  was  termed  the  ultra  fine  fraction  and  contained  an  average  grain  size  of  1.  Grain  sizes  were  determined  by  scanning  electron  microprobe  imaging of powdered clay‐separated grain mounts using the ruler application.   Air‐dried smear mounts were prepared for each fraction of all clay separated samples. 1‐2 grams  of clay‐separated material was mixed with ethanol by mortar and pestle. The resulting paste was placed  onto  a  glass  slide  according  to  the  methods  of  Moore  and  Reynolds  (1997).  Smear  mounts  were  analyzed  by  a  Bruker  D500  and  Bruker  D8  diffractometer  for  angles  between  0  and  80°  2  for  18  minutes. Following initial XRD analyses, samples were saturated with glycol to determine the presence  of smectite. Samples were placed in a petri dish with a small amount of glycol and set in an oven set at  60°C  for  5hrs.  The  resulting  diffraction  patterns  were  then  analyzed  using  the  interpretation  software  EVA©. The location and FWHM of the 001 smectite, illite, and kaolinite peaks were measured. I‐S was  distinguished  from  discrete  illite  and  smectite  phases  by  characteristic  differences  in  their  respective  diffraction  patterns.  I‐S  was  present  if  one  or  more  of  the  following  criteria  were  met:  a  significant  43     decrease  in  the  FWHM  value  of  illite  following  glycolation  due  to  a  loss  of  interstitial  water  during  heating,  joint  001  illite  and  smectite  diffraction  peaks  with  no  separation  between  peaks,  and/or  asymmetry of the 001 illite and smectite peaks (Meunier and Velde, 2004).  X‐ray  diffraction  peak  intensity  has  been  directly  correlated  to  abundance  and  is  a  method  by  which  to  estimate  relative  quantities  of  minerals  (Alexander  and  Klug,  1948;  Pierce  and  Siegel,  1969;  Ouhadi and Yong, 2003). Relative abundances of illite, smectite, and kaolinite were calculated using the  area  measured  underneath  the  001  diffraction  peak  of  each  mineral  in  the  <2  µm  clay  fraction.  The  amount of I‐S was not calculated due to presence of overlapping peaks between IS, illite, and smectite.  Calculation of relative peak areas for the quantification of minerals has been used by many researchers  however  this  method  has  been  shown  to  underestimate  certain  minerals  while  overestimating  others  (Ouhadi  and  Yong,  2003).  We  do  not  suggest  that  these  values  are  perfectly  accurate,  but  provide  information on relative abundances of minerals. In a subset of samples, relative abundances calculated  using peak areas were compared to modal abundances estimated by thin sections and were determined  to  be  in  agreement.  In  the  majority  of  samples  analyzed  in  this  study,  one  mineral  occurs  in  much  greater  abundance  than  other  minerals  in  the  same  sample.  Accordingly,  any  error  associated  with  quantitative  calculation  using  peak  areas  is  unlikely  to  affect  the  category  into  which  each  clay  assemblage is placed.     3.5.3 Scanning Electron Microscope (SEM)   Scanning  electron  microscopy  (SEM)  was  used  to  characterize  the  morphology  of  illite  in  this  study.  Additionally,  SEM  was  used  to  identify  the  existence  of  paragenetic  relationships  between  clay  minerals.  Polished  thin  sections  were  analyzed  using  backscattered  electron  imaging  and  smear  mounted  samples,  and  randomly  oriented  powder  mounts  were  analyzed  using  secondary  electron  imaging. A 15kv 10 beam was used. Energy dispersive spectra (EDS) and chemical element maps were  analyzed to determine the bulk chemical composition of minerals.    3.5.4 Electron Microprobe Analysis  Mineral analyses of illite were obtained by wavelength dispersive x‐ray analysis on a Cameca SX‐ 50 Scanning Electron Microprobe with 4 vertical wavelength‐dispersion x‐ray spectrometers and a fully‐ integrated  SAMx  energy‐dispersion  X‐ray  spectrometer.  The  following  parameters  were  used:  an  accelerating voltage of 15kV, a beam current of 10nA, and a beam diameter of 10. 20‐50 points were  44     probed  from  each  sample  depending  on  the  abundance  of  illite.  Two  types  of  illite  textures  were  probed:  tight  knit  aggregates  of  illite  and  long  euhedral  laths  of  illite.  Tight  knit  aggregates  of  illite  consisted  of  dozens  of  grains  of  illite  woven  together  into  10‐100  µm  wide  masses.  Multiple  probe  points were collected from within each aggregate and from the same grains. Only one type of texture  occurred in each sample. Some illite could not be probed because the aggregates were too small (less  than  the  spot  size  of  the  beam),  or  the  texture  of  the  illite  surface  was  too  rough  and  would  cause  inconsistencies in the compositional results. Illite compositions were carefully checked for evidence of  any contamination from grains of other minerals inadvertently included in the broad microprobe beam.  Initial  statistical  analyses  were  conducted  on  all  data  points.  Specific  points  were  later  rejected  if  the  data did not satisfy the following criteria: 85.0% < oxide total < 100% determined by a lack of interlayer  H2O in pure end‐member illite and oxide totals used in other studies (Gaudette et al., 1966; Hunziker et  al., 1986), and K:Al:Si:Mg:Na:Ca similar to the structural formulae outlined by Gaudette et al. (1966) and  Meunier and Velde (2004) where K‐values are ~0.8 (cations).      3.5.5 Stable Isotope Analysis  Nine  samples  (~20mg  each  )  of  clay  separated  (<2)  material  were  analyzed  at  the  Queen’s  Facility for Isotope Research at  Queen’s University in Kingston, Ontario for oxygen and hydrogen stable  isotope  analysis  using  GasBench  II,  EA,  and  TC/EA  technology  and  a  DELTAplusXP  Stable  Isotope  Ratio  Mass Spectrometer. The purpose of these analyses was to help constrain the origin of clay minerals in  this study. Along with chemical composition, the oxygen isotope signature of clay minerals can provide  information on the origin of water from which the clay formed. Fractionation factors calculated for the  distribution of  18O/16O and D/H between kaolinite‐water, illite‐water, and smectite‐water are a function  of  source  fluid  temperature;  the  effects  of  pressure  are  less  than  analytical  uncertainty  (Taylor,  1974;  Gilg  and  Sheppard,  1996;  Hoefs,  2009).  Fractionation  decreases  as  temperature  increases  (Gilg  and  Sheppard,  1996;  Taylor,  1974).  As  such,  supergene  clay  minerals  can  be  distinguished  from  hypogene  clay minerals by observing a relative enrichment or depletion in 18O and D.         3.6 SAMPLES  The samples collected in this study are largely restricted to siliciclastic sedimentary rocks of the  lower Paleozoic Roberts Mountain Allochthon (upper plate). A small subset of samples was taken from  lower Paleozoic carbonate rocks (lower plate) in and around the Pipeline and Gold Acres pits, and Goat  45     window. The rationale for sample collection in this study was to identify variation in clay species over a  broad  spatial  extent  while  sampling  a  diverse  range  in  primary  rock  types  both  proximal  and  distal  to  hydrothermal  centres.  Over  450  samples  were  collected  for  Terraspec  analysis  and  a  subset  of  73  samples was selected for x‐ray diffraction analysis. Not all samples collected for Terraspec analysis could  be analyzed using x‐ray diffraction due to difficulty in processing quartz‐rich samples for clay separation.  As  such,  sample  density  is  low  in  the  area  between  the  Pipeline  deposit  and  the  Elder  Creek  deposit  owing to the low clay content and the presence of abundant quartzite and chert. Samples represent a  broad  range  of  primary  rock  types  with  varying  percentages  of  total  clay  content  (Figure  3.8).    Clay  minerals occur in the pore‐space and matrix of sedimentary rocks (S), as thin (<20cm) clay seams (CS)  occurring parallel to sedimentary bedding, as alteration products of feldspar and muscovite in intrusive  rocks (I), as matrix material in breccia (BX), as a thin veneer along fault surfaces and in fault gouge (FG).  Brackets denote the abbreviation used in subsequent tables. Samples collected with low percentages of  total  clay  were  mostly  confined  to  aluminosilicate  poor,  quartzose  sedimentary  rocks  including  quartzite, chert, and mudstone. Samples were not taken directly above the Leeville property owing to  the  presence  of  mine  infrastructure;  however  two  samples  were  collected  from  mineralized  dykes  within the Leeville deposit. A list of all samples collected providing location, and lithology is included in  Appendix C. A map of samples locations from the Leeville deposit is shown in Figure 3.9.     3.7 RESULTS  3.7.1 Morphology and textural relationships of clays  Scanning electron microphotographs of the clay minerals in this study are shown in Figure 3.10.  In  all  samples  imaged  of  both  sedimentary  and  non‐sedimentary  protolith,  illite,  illite‐smectite  and  smectite  form  stacks  of  ‘pseudo‐hexagonal’  shaped  crystals.  The  terms  ‘hexagonal’  and  ‘hairy’  were  defined in section 2.2. The term ‘pseudo’ is employed here to denote a lack of definite hexagonal grain  boundaries (Schleicher et al., 2006; Hancock, 1978; Hancock and Taylor, 1978). Crystal boundaries are   46         Fig.  3.8.  Samples  were  collected  from  zones  of  strong  argillization  and  from  phyllosilicate‐bearing  rocks  representing  a