@prefix vivo: . @prefix edm: . @prefix ns0: . @prefix dcterms: . @prefix skos: . vivo:departmentOrSchool "Science, Faculty of"@en, "Earth, Ocean and Atmospheric Sciences, Department of"@en ; edm:dataProvider "DSpace"@en ; ns0:degreeCampus "UBCV"@en ; dcterms:creator "Ahmed, Ayesha Doris"@en ; dcterms:issued "2010-10-21T16:09:31Z"@en, "2010"@en ; vivo:relatedDegree "Master of Science - MSc"@en ; ns0:degreeGrantor "University of British Columbia"@en ; dcterms:description "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."@en ; edm:aggregatedCHO "https://circle.library.ubc.ca/rest/handle/2429/29423?expand=metadata"@en ; skos:note "   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    ii    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.                         iii    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.      iv    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  v    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 + ࡲࢋ െ ࡹࢍ 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  vi    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  vii    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        viii    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………….  100  Table 4.3  δ18O, δ13C, 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  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…………………………………………………………………….…………………………………….  109  Fig. 4.6  Cross sections through the Pipeline deposit show δ18O depletion zones………………………..  111  Fig. 4.7  δ18O values relative to the Abyss fault…………………………………………………………………………….  112  ii    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  Stable isotope value variation with lithology…………………………………………………………………  197        iii    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)            iv    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.       v    DEDICATION                To Mutti, Abbi, and Gogo (+/- Snooks) To Shawny 1    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,  2    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       3            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).    4    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,     5              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.  6    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.   7    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.  8    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.   9    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.            10    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.  11    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.    12    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.  13      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.    14    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   15      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.  16    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  17    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.    18    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).    19     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  Sample ID  (Warr, 1996) (2)  (This study)  (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.    ݕ = 1.794ݔ + 0.041  R = 0.89    Where ݔ= FWHM value measured in this study  ݕ = standard value from Warr (1996)  Eqn. 2.2.4  20    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,     21        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.      22    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),  Battaglia (2004) developed a cation‐interdependent formula ܭ+|ܨ݁ െ ܯ݃| which appears to be a more  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  (ܭ+|ܨ݁ െ ܯ݃|)  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 ܭ+|ܨ݁ െ ܯ݃| giving equation (2.2.5):  ݕ = 267.95ݔ + 31.46  Where  ݔ = ܭ+|ܨ݁ െ ܯ݃|    Table 2.2. Regression line equations and correlation factors (R) corresponding to data graphed in Figure 6.  Regression Line Equation Average  Error (%) *  R  Broadlands Ohaaki  ݕ = 113.19ݔ + 182.59 5.71 0.72  Coso  ݕ = 196.47ݔ + 64.00 10.96 0.97  Salton Sea  ݕ = 247.68ݔ + 56.36 4.04 0.96  Los Azufres  ݕ = 337.93ݔ ‐ 36.57 7.96 0.79  Aluto Langano  ݕ = 328.85ݔ ‐ 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.  (Eqn.  2.2.5)  23                  Fig. 2.3. Graph plotting microprobe composition data ܭ+|ܨ݁ െ ܯ݃|  (measured as cations)  from  five geothermal  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.       24    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.         25    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.  26      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.  27      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.              28    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  29      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).  30    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.     31      Fig. 3.2. Regional geology map of northeastern Nevada showing location of significant Carlin‐type mineral deposits  including those discussed in this paper.      32    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   33          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.  A. B.  34          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.  35      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).   36      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.   37    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)   38        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.  39    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   40        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).    41          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.      42    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  43    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  44    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  45    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  46    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  47        Fig.  3.8.  Samples  were  collected  from  zones  of  strong  argillization  and  from  phyllosilicate‐bearing  rocks  representing a wide  range of  lithologies. A. Strong kaolinite and  illite altered dyke at  the  southeast end of  the  Leeville property B. Magnified photograph of the same argillized intrusion from A. Illite and smectite are replacing  k‐feldspar phenocrysts and  intrusive matrix material C. Argillized  fault gouge  (white,  left) adjacent  to a strongly  illite  and  smectite  altered  dyke  (right)  with  relatively  unaltered  chert  immediately  adjacent  to  the  dyke  D.  Mudstone clast breccia (top) with  illite matrix from the North end of the Leeville property.  Illite occurs as a thin  veneer  coating  the  bottom  of  intact mudstone  beds  (bottom)  E.  Illite‐bearing  siltstone  from  the  Elder  Creek  deposit,  Shoshone  Range  F. Quartzite  clast  breccia with  illite  and  quartz matrix  from  the  Elder  Creek  deposit,  Shoshone Range.    48              Fig. 3.9. Sample location map for the Leeville study area.  49      Fig. 3.10. Scanning electron microscope images showing the morphology of clay minerals. A‐B. Randomly oriented  powder grain mounts of the <2µ size fraction of illite. A. The crystal shape of illite is pseudo‐hexagonal with rough  crystal edges. All  the  illite   analyzed  in  this  study  is of  the  same morphology. B.  Illite crystals are not  randomly  oriented but occur as stacks of pseudo‐hexagonal illite grains. C‐F Back scatter images C.  Illite  occurs as tightly knit  aggregates of  illite booklets. D. The  tightness of each aggregate appears  to be  related  to  the amount of  space  available for growth of the illite crystals. On the left side of the photograph, illite crystals are not as tightly spaced  as on the right hand side. E. Muscovite occurs as long euhedral laths with one good cleavage. F. Kaolinite occurs in  a similar texture to  illite,  in tightly knit aggregates of crystals. The morphology of kaolinite crystals could not be  resolved from SEM imaging.    50    ragged  and  uneven  similar  to  the  pseudomorphing  replacement  texture  described  by  Hancock  and  Taylor (1978) and possibly akin to the dissolved edges observed between end‐member growth stages by  Bauer et al. (2000). Needle‐shaped or ‘hairy’ illite were not observed in any of the samples in this study.  The pseudo‐hexagonal shape of  illite may represent the middle stage of a reaction from ‘hairy  illite’ to  hexagonal illite (Bauer et al., 2000) or single stage illite formation at temperatures on the higher end of  illite stability (Meunier and Velde, 2004).   In  both  sedimentary  and  igneous  rocks, muscovite  occurred  as  elongate  euhedral  laths with  visible unidirectional cleavage. Muscovite was differentiated from illite and smectite by shape and size.  Furthermore, muscovite, often partially replaced by illite, exhibited higher potassium contents in energy  dispersive  spectra  (EDS)  than  illite  and  smectite.    For  the  purposes  of  this  study, muscovitic  illite  is  defined as very crystalline  illite replacing euhedral muscovite  laths visible  in thin section and SEM. The  term ‘Illite’ is restricted to samples containing tightly knit aggregates of illite. The fine grained nature of  kaolinite  inhibited  the  imaging  of  its  crystal  shape.    Illite,  smectite  and  kaolinite  occur  in  spatially  distinct,  tightly  knit  fibrous  aggregates  set  between  quartz,  feldspar,  and muscovite  crystals  in  both  igneous and  sedimentary  rocks. Aggregates of  illite, smectite, and kaolinite were  similar  to  the dense  homogeneous texture observed by Hancock (1978) indicative of the latest stage of growth formation in  the context of diagenesis.  Paragenetic relationships between illite and kaolinite were difficult to determine based on SEM  imaging  (Figure  3.11).  X‐ray  element mapping  of  potassium  helped  to  distinguish  between  illite  and  kaolinite in samples containing both minerals. Illite can occur without kaolinite. Kaolinite can also occur  without  illite.  Illite  and  kaolinite  are  observed  texturally  intergrown  as  fine  grained  aggregates,  and  occur simultaneously replacing laths of euhedral muscovite. The spatial occurrence of illite and kaolinite  together  does  not  necessarily  indicate  the  synchronous  growth  of  the  two  minerals.  Synchronous  growth of illite and kaolinite is however, indicative of specific temperatures and fluid chemistry (Figure  2.1).     3.7.2 Spatial distribution of clays ‐Leeville  X‐ray diffraction pattern data for samples from the Leeville area are outlined in Table 3.1, which  includes  calculated  relative  abundances  of  illite,  kaolinite,  and  smectite  in  the  <2  µm  clay  fraction.  Estimates of total undifferentiated clay content in each sample are given in Appendix C. Figure 3.12a     51        Fig.  3.11.  Scanning  electron  microscope  (SEM)  back‐scatter  images  with  x‐ray  element  maps  for  potassium  overlain, illustrating the complex textural relationship between illite and kaolinite. The timing of growth for these  minerals could not be determined by SEM  imaging.  Illite, muscovite and k‐feldspar are highlighted  in blue, while  kaolinite  (potassium  deficient  aluminosilicate)  and  quartz  are  grey.    A.  Intergrown  kaolinite  and  illite  partially  replacing muscovite  lath  in strongly argillized  intrusive rock. Illite also occurs as fine grained aggregates between  quartz  grains.  B.  Fine  grained  aggregates  of  kaolinite  between  long  euhedral  laths  of muscovite  in  an  arkosic  sandstone. Energy dispersive spectrometry data  indicate a  low potassium content of muscovite  in this sample as  compared to other muscovite samples indicating the potential of a partial replacement by illite C. Intergrown fine  grained  aggregates of  kaolinite  and  illite  in  the  same  lithology  as B.  Illite  appears  to be  the dominant mineral  replacing a broken euhedral lath of muscovite.  D. Illite and kaolinite are intergrown as fine grained aggregates in a  strongly  fractured and oxidized quartzite  sample. E. Arkosic  sandstone  sample  containing kaolinite  feldspar and  muscovite, and lacking illite. F. Patchily hematized clay fault gouge containing quartz and kaolinite, lacking illite.      52        Fig. 3.12. Maps  showing  the distribution of A.  clay minerals  identified by XRD diffraction data B. Clay minerals  identified  by  Terraspec  data  C.  Contoured  Full  Width  Half  the  Maximum  values  (2),  D.  Illite  formation  temperatures calculated from electron microprobe data.    53    Table 3.1. XRD data from the <2 µm clay fraction and whole rock samples from the Leeville field area. n=39  Sample  Rock  I      ■  K  S    I‐S  +   Illite  Peak  (2  Illite   Peak*  (2  Illite   FWHM  (2)  Illite FWHM  *(2)  ΔFWHM  Illite  (2)  Smectite  Peak  (2  Smectite  Peak*  (2  Smectite      FWHM  (2)  Smectite        FWHM*  (2)  Kaolinite             Peak  (2  Kaolinite         Peak*  (2  % I  %K  % S  Type  ▲ ◊  472  I  ■ ▲ 10.109  9.968  0.667  0.603  0.064  ‐  ‐  ‐  ‐  7.146  7.149  57.6  42.4  0.0  473  I  ■ ▲  10.003  9.924  0.228  0.245  0.017  ‐  ‐  ‐  ‐  7.109  7.104  12.4  87.6  0.0  477a  FG  ■ ▲ ◊    10.107  9.975  0.568  0.497  0.071  19.658  18.856  0.978  0.648  7.164  7.169  1.5  92.4  6.1  478  I  ■ ▲ ◊  10.189  9.987  0.584  0.514  0.07  14.98  16.788  1.324  0.913  7.16  7.165  9.8  31.8  58.4  484  I  ■ ▲ 10.091  9.971  0.498  0.51  ‐0.012  ‐  ‐  ‐  ‐  7.154  7.147  81.1  18.9  0.0  486a×  S  ■       10.039    0.494  ‐  ‐  ‐  ‐  ‐  ‐  100  0.0  0.0  487  CS  ■ ▲ 10.012  9.989  0.502  0.48  0.022  ‐  ‐  ‐  ‐  7.202  7.209  41.2  58.8  0.0  492  BX  ■ ▲ ◊  10.005  9.995  0.266  0.265  0.001  ‐  ‐  ‐  ‐  7.157  7.167  98.1  0.9  1.0  495  S  ■ ▲     10.04  9.998  0.455  0.452  0.003  ‐  ‐  ‐  ‐  7.142  7.145  74.2  25.8  0.0  496  S  ■ ▲ ◊  9.986  9.972  0.344  0.352  ‐0.008  14.783  16.982  1.322  0.861  7.166  7.164  3.1  32.4  64.5  498×  I  ■  ▲      9.968  9.934  0.247  0.255  ‐0.008  ‐  ‐  ‐  ‐  7.140  7.117  21.2  78.8  0.0  499  I  ■ ▲ ◊  +  9.999  10.01  0.398  0.338  0.06  14.299  16.625  1.128  1.101  7.167  7.155  4.3  25.1  70.6  502  BX  ■ 9.923  9.919  0.214  0.217  ‐0.07  ‐  ‐  ‐  ‐  ‐  ‐  100.0  0.0  0.0  506  S  ■ 9.97  0.951  0.247  0.213  0.034  ‐  ‐  ‐  ‐  ‐  ‐  100.0  0.0  0.0  507  CS  ■       10.079  9.944  0.574  0.445  0.129  ‐  ‐  ‐  ‐  ‐  ‐  100.0  0.0  0.0  508  I  ■ ◊  +  10.045  10.013  0.322  0.324  ‐0.002  16.521  16.023  1.077  1.824  ‐  ‐  10.1  63.9  26.0  509 ¥  I    ▲ ◊    ‐  ‐  ‐  ‐  ‐  14.225  16.334  ‐  ‐  ‐  ‐  5.6  28.4  66.0  510a  FG  ■ ▲ ◊    10.062  10.013  0.389  0.352  0.037  14.376  16.521  1.041  1.089  7.165  7.172  62.6  7.2  30.2  510c  CS  ■ ▲ ◊  10.093  10.047  0.394  0.365  0.029  14.792  17.142  2.517  1.151  7.176  56.3  9.9  33.8  511c  FG  ■ ◊  9.888  9.935  0.143  0.231  ‐0.108  15.007  16.785  ‐  ‐  ‐  ‐  9.4  0.0  90.6  513b  FG  ■ ▲     10.042  9.989  0.406  0.403  0.003  ‐  ‐  ‐  ‐  7.157  7.156  92.6  7.5  0.0  513c  FG  ■ ▲ 10.06  10.026  0.38  0.359  0.021  ‐  ‐  ‐  ‐  7.211  7.156  77.5  22.5  0.0  516b  CS  ■ ▲ ◊  10  9.98  0.283  0.271  0.012  12.486  16.625  1.063  1.479  7.172  7.159  17.0  52.0  31.0  516d  FG  ■ ▲ ◊    9.989  9.999  0.238  0.235  0.003  12.427  16.729  1.107  1.348  7.169  7.169  2.2  6.6  91.2  519  S  ■ ▲ ◊  10.113  10.003  0.426  0.458  ‐0.032  14.454  16.842  1.123  0.59  7.159  7.168  1.5  48.9  49.6  521a  BX  ■ ◊  10.037  10.01  0.303  0.293  0.01  ‐  ‐  ‐  ‐  ‐  ‐  99.1  0.9  523  I  ▲ ‐  ‐  ‐  ‐  ‐  13.888  16.749  1.144  0.448  7.152  7.158  0.0  0.6  99.4  524  FG  ■ ▲ ◊  +  10.023  9.909  0.246  0.355  ‐0.109  14.245  16.521  0.976  1.464  7.169  7.116  18.0  14.4  67.6  525a‐1  FG  ■ 10.079  10.007  0.437  0.421  0.016  ‐  ‐  ‐  ‐  ‐  ‐  100.0  0.0  0.0  525a‐2  FG  ■ ▲ 10.064  9.996  0.419  0.421  ‐0.002  ‐  ‐  ‐  ‐  7.152  7.155  88.8  11.2  0.0  525b  FG  ■ 10.056  9.994  0.405  0.392  0.013  ‐  ‐  ‐  ‐  ‐  ‐  100.0  0.0  0.0  526a  I  ◊  +  ‐  ‐  ‐  ‐  ‐  14.684  16.637  0.731  0.5  ‐  ‐  0.0  0.2  99.8  526b  I  ▲ ◊  ‐  ‐  ‐  ‐  ‐  14.895  16.685  0.994  0.819  7.21  ‐  0.0  0.1  99.9  527  FG  ■ ▲ ◊  10.037  9.927  0.616  0.578  0.038  14.613  16.625  1.774  1.345  7.171  7.142  29.9  30.7  39.4  528a  CS  ■ ▲ ◊  +  10.075  9.916  1.231  0.788  0.443  15.384  17.052  1.439  1.158  7.176  7.176  83.6  4.9  11.5  528c  S  ■ ▲ ◊  +  10.113  9.998  1.121  0.999  0.122  16.521  17.162  1.91  1.577  7.194  0.724  27.1  36.5  36.5  528d  I  ■ ◊  10.087  9.945  0.549  0.532  0.017  14.694  16.625  1.001  0.898  ‐  ‐  83.0  0.0  17.0  UL‐18  I  ■ ▲ ◊  10.056  10.022  0.143  0.153  ‐0.01  14.228  16.893  0.159  0.329  7.165  7.149  5.4  89.4  5.2  UL‐19  I  ■ ▲ ◊  +  10.005  10.002  0.167  0.154  0.013  14.144  16.811  0.193  0.474  7.133  7.133  8.5  49.6  42.0  I = illite, I‐S=illite‐smectite, S=smectite, K=kaolinite × = whole rock XRD analysis   * = glycolated ¥ = contains chlorite, no FWHM values calculated for smectite   Rock type: I = intrusive, S= sedimentary, CS= clay seam, FG = fault gouge, BX = breccia     54    shows  the  distribution  of  clay minerals  identified  from  x‐ray  diffraction  patterns  of  the  fine  fraction  (<2m)  across  the map  area. Most  samples  contained  all  three  of  the  dominant  clay  types:  illite,  kaolinite, and smectite  in varying amounts. No obvious correlation became evident between  lithology  and  associated  clay mineralogy  although  smectite  does  appear most  abundant  in  altered  intrusive  samples, including those from in and around the Vivian sill: 499, 509, 523, 526, and 527. Dyke samples  UL‐18  and  UL‐19  from  within  the  Leeville  underground  deposit  containing  elevated  gold  values  (0.094ppm and 0.005ppm  respectively)  contained abundant kaolinite with  smectite and  illite. Sample  UL‐19  contains  significantly more  smectite and  I‐S, and  less gold  than  sample UL‐18.  Illite dominated  samples were present within close proximity  to  the surface projection of  the Leeville deposit. Sample  525,  on  the  edge  of  the  projected  deposit  only  comprised  illite.  Samples  510  and  513  contained  abundant  illite with  lesser amounts of kaolinite, and  smectite. Sample 528 contained more  illite  than  smectite.   Figure  3.12b  shows  the  distribution  of  clay  minerals  identified  from  Terraspec  reflectance  spectra of whole  rock  samples. Smectite dominates  the northwestern part of  the Leeville  study area.  Some  illite  occurs  above  the  surface  projection  of  the  Leeville  deposit.  The most  prominent  trend  outlined by Terraspec data  is a SW‐NE  trending  region of kaolinite dominated samples starting at  the  Leeville deposit. This trend in kaolinite correlates to the illite trend observed in the same samples using  x‐ray diffraction. Many samples returned aspectral data characterized by a reflectance spectrum with no  identifiable absorption peaks. Comparison of results from the Terraspec data and the XRD indicate that  the majority of samples analyzed by the Terraspec produced reflectance spectra indicative of a different  clay assemblage than that returned by XRD. Terraspec data returned numerous false positives when  in  fact illite occurs only in discrete areas. Inconsistency between XRD and Terraspec data are discussed in  detail below.  FWHM values of illite in samples from the Leeville area, calibrated to the CIS scale are shown in  Table 3.2. Results  indicate that FWHM values are dominantly above the accepted value of 0.422 for  the boundary between diagenesis and  low grade anchizonal metamorphism. This boundary  coincides  with a temperature of ~200C (Kisch, 1990) which is within the temperature range measured from fluid  inclusions paragenetically related to Carlin‐type Au‐mineralization (Hofstra and Cline, 2000; Cline et al.,  2005). Two samples within close proximity to the surface projection of the Leeville deposit show lower  FWHM  values  indicative of  increased  crystallinity  and higher  temperature  than  surrounding  samples.  Contouring of FWHM values across the Leeville deposit, shown in Figure 3.12c, an extensive zone of high  crystallinity illite; above and outboard of the surface projection of the Leeville deposit. Contoured   55    Table. 3.2. FWHM values of illite from clay separated samples collected from the vicinity of the Leeville deposit  calibrated to the CIS‐scale. Samples lacking illite are not included in this table.   Sample  Rock  Experimental  Calibrated  Inferred  ID  Type  FWHM Value  FWHM Value  T (°C)*  (2)  (2)  472  I  0.67  1.24  Diagenetic  477a  I  0.57  1.06  Diagenetic  478  FG  0.58  1.08  Diagenetic  484  I  0.5  0.94  Diagenetic  486  S  0.49  0.92  Diagenetic  487  CS  0.5  0.94  Diagenetic  492  BX  0.27  0.53  Diagenetic  495  S  0.46  0.87  Diagenetic  496  S  0.34  0.65  Diagenetic  499  I  0.4  0.76  Diagenetic  502  BX  0.21  0.42  Diagenetic ‐ Anchizonal  506  S  0.25  0.49  Diagenetic  507  CS  0.57  1.06  Diagenetic  508  I  0.32  0.62  Diagenetic  510a  FG  0.39  0.74  Diagenetic  510c  CS  0.39  0.74  Diagenetic  511c  FG  0.14  0.29  Epizonal  513b  FG  0.41  0.78  Diagenetic  513c  FG  0.38  0.72  Diagenetic  516b  CS  0.28  0.54  Diagenetic ‐ Anchizonal  516d  FG  0.24  0.47  Diagenetic ‐ Anchizonal  519  S  0.43  0.81  Diagenetic  521a  BX  0.3  0.58  Diagenetic ‐ Anchizonal  524  FG  0.25  0.49  Diagenetic ‐ Anchizonal  525a‐1  FG  0.44  0.83  Diagenetic  525a‐2  FG  0.42  0.79  Diagenetic  525b  FG  0.41  0.78  Diagenetic  527  FG  0.62  1.15  Diagenetic  528a  CS  1.23  2.25  Diagenetic  528c  S  1.12  2.05  Diagenetic  528d  I  0.55  1.03  Diagenetic  UL‐18  I  0.14  0.29  Epizonal  UL‐19  I  0.15  0.31  Epizonal  n=33      Rock type: I = intrusive, S= sedimentary, CS= clay seam, FG = fault gouge, BX = breccia 56    FWHM values increase away from the Leeville deposit, with small zones of crystalline illite proximal to  faults and other permeable pathways.    3.7.3 Distribution of clays ‐ Shoshone Range Field Area  XRD pattern data  for  samples  from  the  Shoshone Range  field  area  are outlined  in  Table 3.3,  Appendix D. The distribution of  clays  identified using XRD  is  shown  in Figure 3.13a. Abundant quartz  content and lack of aluminosilicate minerals in this area restricted the samples analyzed by XRD. There  are two main sites of argillization along this transect, both of which are known occurrences of gold; the  giant Carlin Au Pipeline deposit and the Elder Creek gold deposit. Samples from the Pipeline and Gold  Acres deposits contained  illite and some sedimentary muscovite. At  the Elder Creek deposit,  illite was  identified  in the matrix of gold‐hosting quartzite clast breccia,  in strongly altered siltstone, and  in dyke  material. To the north of the Elder Creek deposit, unaltered siltstone contained no  illite, only smectite  and  kaolinite.  Unaltered  siltstone  and  argillite  from  west  of  the  Pipeline  deposit  contained  illite‐ smectite, smectite and kaolinite. The assemblage contained by samples 134 and 123 appears to be the  background clay content of most upper plate rocks.   Calibrated FWHM values from the Shoshone Range study area are presented in Table 3.4, Figure  3.13b and indicate a range of metamorphic grades. Samples from the Gold Acres deposit exhibited the  lowest FWHM values  indicative of the highest crystallinity  illite. Within the Elder Creek deposit FWHM  values  vary  between  0.45‐0.94 2.  Illite  occurring within  the main  zone  of mineralization  at  Elder  Creek is less crystalline than illite from the Pipeline and Gold Acres deposits. Just outside the main zone  of  mineralization,  one  sample  contains  poorly  crystalline  illite  with  an  FWHM  value  of  1.12  2however,  ~1km  northwest  of  the  main  zone  of  mineralization,  sample  230  (quartzite  clast  breccias) exhibits highly crystalline illite with an FWHM value of 0.45 2.  Over 300 samples were collected from the Shoshone Range field area for Terraspec© analysis.  The data from these analyses are shown in Figure 3.13c. Of these 300 samples over ¼ returned aspectral  reflectance  data. Another ¼  of  the  samples  contained  a  lack  of measurable  clay, whereby  quartz  or  carbonate minerals dominated the spectrum. The final ½ yielded a combination of muscovite, illite,   57    Table. 3.3. XRD data of <2m fraction and whole rock samples from the Shoshone Range. n=35  Sample  Rock  Type  I   ■  K▲  S   ●  I‐ S  ○  001       Illite  Peak  001        Illite  Peak*  Illite 001   FWHM  Illite 001    FWHM *  ΔFWHM  Illite  001  Smectite  Peak  001  Smectite  Peak*  Smectite  001     FWHM  Smectite    001      FWHM*  Kaolinite    001          Peak  Kaolinite  001        Peak*  % I  %K  % S  8  BX  ■       10.152  10.059  0.47  0.487  ‐0.017  ‐  ‐  ‐  ‐  ‐  ‐  100.0  0.0  0.0  10  BX  ■       10.018  10.055  0.447  0.423  0.024  ‐  ‐  ‐  ‐  ‐  ‐  100.0  0.0  0.0  12  S  ■     10.118  10.052  0.476  0.472  0.004  ‐  ‐  ‐  ‐  ‐  ‐  100.0  0.0  0.0  62  S  ■     ○ 10.206  10.003  0.359  0.295  0.064  ‐  ‐  ‐  ‐  ‐  ‐  100.0  0.0  0.0  64  S  ■ ▲ ●   10.214  10.009  0.309  0.301  0.008  14.943  17.242  0.996  0.678  7.202  7.180  45.1  45.7  9.0  76  S  ■ ▲   10.083  10.036  0.44  0.458  ‐0.018  14.300  ‐  ‐  ‐  7.207  7.188  60.6  39.4  0.0  82  S  ■ ▲ ●   10.147  10.047  0.422  0.451  ‐0.029  15.082  17.212  0.927  0.681  7.194  7.186  11.0  18.6  70.4  83  S  ■ ▲ ●   10.021  9.969  0.344  0.365  ‐0.021  14.229  14.181  0.151  0.134  7.095  7.085  54.5  33.1  11.0  84  S  ■       10.149  10.110  0.44  0.414  0.026  ‐  ‐  ‐  ‐  ‐  ‐  100.0  0.0  0.0  97  S  ■ ▲     10.221  10.103  0.653  0.61  0.043  ‐  ‐  ‐  ‐  ‐  ‐  97.4  2.6  0.0  99  S  ■       10.101  10.017  0.498  0.473  0.025  ‐  ‐  ‐  ‐  ‐  ‐  100.0  0.0  0.0  100  S  ■       10.116  10.095  0.438  0.422  0.016  ‐  ‐  ‐  ‐  ‐  ‐  100.0  0.0  0.0  103  S  ■ ▲     10.104  10.120  0.455  0.488  ‐0.033  ‐  ‐  ‐  ‐  7.179  7.197  94.0  6.0  0.0  123  S  ■ ▲ ● ○ 10.135  10.050  0.636  0.517  0.119  14.467  15.439  0.367  1.155  7.194  7.184  36.7  15.5  47.7  134**  S  ■ ▲ ●   10.118  10.078  ‐  ‐  ‐  14.256  17.253  1.616  1.368  7.210  7.208  4.0  18.9  77.3  230  S  ■ ▲     10.059  10.040  0.23  0.214  0.016  ‐  ‐  ‐  ‐  7.191  7.191  90.7  9.3  0.0  260  S  ■ ▲     10.050  10.049  0.218  0.209  0.009  ‐  ‐  ‐  ‐  7.184  7.194  76.8  23.2  0.0  264x   S  ▲     ‐  ‐  ‐  ‐  ‐  ‐  ‐  ‐  ‐  7.159  7.146  0.0  100.0  0.0  268x  S  ■ ▲     10.105  10.061  0.22  0.216  0.004  ‐  ‐  ‐  ‐  7.199  7.186  46.8  53.2  0.0  274x  S  ▲   ○ ‐  ‐  ‐  ‐  ‐  ‐  ‐  ‐  ‐  7.125  7.178  0.0  100.0  0.0  280  S  ■     10.077  10.052  0.322  0.317  0.005  ‐  ‐  ‐  ‐  ‐  ‐  100.0  0.0  0.0  285x  S  ■   10.014  9.958  0.258  0.268  ‐0.01  ‐  ‐  ‐  ‐  ‐  ‐  100.0  0.0  0.0  292x  S    ‐  ‐  ‐  ‐  ‐  ‐  ‐  ‐  ‐  ‐  ‐  ‐  ‐  ‐  303x  S  ■     10.069  9.909  0.204  0.207  ‐0.003  ‐  ‐  ‐  ‐  ‐  ‐  100.0  0.0  0.0  400  S  ■     9.922  9.999  0.351  0.353  ‐0.002  ‐  ‐  ‐  ‐  ‐  ‐  100.0  0.0  0.0  401  S  ■     9.975  9.922  0.452  0.352  0.100  ‐  ‐  ‐  ‐  ‐  ‐  100.0  0.0  0.0  404  S  ■     10.019  10.015  0.488  0.403  0.085  ‐  ‐  ‐  ‐  ‐  ‐  100.0  0.0  0.0  406  S  ■     9.979  9.827  0.372  0.379  ‐0.007  ‐  ‐  ‐  ‐  ‐  ‐  100.0  0.0  0.0  408  S  ■     10.017  9.989  0.471  0.410  0.061  ‐  ‐  ‐  ‐  ‐  ‐  100.0  0.0  0.0  413  S  ■     10.023  9.976  0.417  0.409  0.008  ‐  ‐  ‐  ‐  ‐  ‐  100.0  0.0  0.0  432  S  ■     10.030  9.974  0.456  0.396  0.060  ‐  ‐  ‐  ‐  ‐  ‐  100.0  0.0  0.0  437  I?  ■     9.975  9.945  0.229  0.227  0.002  ‐  ‐  ‐  ‐  ‐  ‐  100.0  0.0  0.0  444  S  ■ ▲     10.030  9.982  0.44  0.463  ‐0.019  ‐  ‐  ‐  ‐  7.162  7.141  50.5  49.5  0.0  PP1  S  ■ ▲     10.078  10.066  0.255  0.256  ‐0.001  ‐  ‐  ‐  ‐  7.182  7.181  93.2  6.8  0.0  E‐S**  S  ■ ▲ ● ○ 10.087  10.061  ‐  ‐  ‐  14.553  16.837  1.36  1.3569  7.192  7.182  1.5  58.5  40.0  *=glycolated     X= whole rock, not clay separated    **= quantity of illite too small to measure FWHM value  I = illite, K=kaolinite, S=smecite, I‐S=illite‐smectite  Rock type: I = intrusive, S= sedimentary, CS= clay seam, FG = fault gouge, BX = breccia  58      Fig. 3.13. Maps showing the distribution of A. XRD data B. FWHM values C. Terraspec data  59    Table. 3.4. FWHM values for clay separated samples from the Shoshone Range area calibrated to the CIS‐scale  Sample  Rock  Experimental  Calibrated  Inferred  ID  Type  Value  Value  Temperature zone      (2)  (2)    8  BX  0.47  0.88  Diagenetic  10  BX  0.45  0.85  Diagenetic  12  S  0.48  0.90  Diagenetic  62  S  0.36  0.69  Diagenetic  64  S  0.31  0.60  Diagenetic  76  S  0.44  0.83  Diagenetic  83  S  0.34  0.65  Diagenetic  84  S  0.44  0.83  Diagenetic  97  S  0.65  1.21  Diagenetic  99  S  0.5  0.94  Diagenetic  100  S  0.44  0.83  Diagenetic  103  S  0.46  0.87  Diagenetic  123  S  0.64  1.19  Diagenetic  230  S  0.23  0.45  Diagenetic‐Anchizonal  260  S  0.22  0.44  Diagenetic‐Anchizonal  268  S  0.22  0.44  Diagenetic‐Anchizonal  280  S  0.32  0.62  Diagenetic  285  S  0.26  0.51  Diagenetic‐Anchizonal  303  S  0.20  0.41  Diagenetic‐Anchizonal  400  S  0.35  0.67  Diagenetic  401  S  0.45  0.85  Diagenetic  404  S  0.50  0.94  Diagenetic  406  S  0.37  0.71  Diagenetic  408  S  0.47  0.89  Diagenetic  413  S  0.42  0.79  Diagenetic  432  S  0.46  0.86  Diagenetic  437  I?  0.23  0.45  Diagenetic‐Anchizonal  444  S  0.44  0.83  Diagenetic  PP1  S  0.26  0.51  Diagenetic     n=29  Rock type: I = intrusive, S= sedimentary, CS= clay seam, FG = fault gouge, BX = breccia 60    kaolinite,  and  smectite.  Samples  identified  as  containing  abundant  illite  in  XRD  were  also  typically  identified  as  containing  illite. Kaolinite was not  as prevalent  as  in  the  Leeville  field  area; no  kaolinit‐ dominated samples were  identified  in the Shoshone Range. Muscovite was  identified by the Terraspec  in both the Pipeline and Gold Acres properties. The same discrepancy present at the Leeville field area  between XRD and Terraspec© data was also present in the Shoshone Range study area.    3.7.4  Comparing the use of XRD vs. Terraspec in the identification of clay minerals  Table 3.5  compares mineral  assemblages  identified using  the  Terraspec with  those  identified  using XRD. Of 76 samples analyzed using both x‐ray diffraction and the Terraspec, only 35% of samples  show agreement between the two methods. Three factors contribute to the discrepancy between XRD  and Terraspec data (Figure 3.14): (i) colour intensity, (ii) crystal size, and (iii) poly mineralic samples.   (i) Dark  samples  including  silty  limestone,  carbonaceous material,  and  strongly  oxidized  material do not reflect back enough light to be detected by the Terraspec. The result is  an  ‘aspectral’  reflectance  pattern  (Figure  3.14a);  one  that  contains  no  obvious  absorption peaks and that cannot be interpreted;     (ii) Terraspec  analysis  of  the  <2    clay  fraction  also  resulted  in  aspectral  reflectance  patterns  (Figure  3.14b).  Following  clay  separation,  x‐ray  diffraction  peaks  for  illite,  kaolinite, smectite and  illite‐smectite were better defined; however the peak  locations  did not  change.  The majority of quartz was  removed  from  the  sample  and  therefore  quartz  peaks  did  not  interfere with  the  peaks  of  clay minerals.  In  the  same  samples  analyzed by the Terraspec, absorption peaks at 1400nm, 1900nm, 2200nm were either  absent  or  too  small  to  interpret.  Powdered  whole  rock  smear  mounts,  and  smear  mounts  of  the  coarse  clay  separated  fraction  (>10  µm)  exhibited  strong  reflectance  spectra  indicating that the smear mount technique was not the cause of the aspectral  data.     (iii) A. Samples  containing  illite  in much greater quantities  than  kaolinite  (identified using  XRD)  exhibited peaks  characteristic of only  illite  (Figure 3.14c).  In  reflectance  spectra  where  illite  is dominant but kaolinite  is present,  the 1400nm and 2200nm absorption  peaks  should  become  asymmetrical  and  skewed  to  higher  wavelengths.  This  phenomenon is due to appearance of poorly formed ‘doublet’ peaks characteristic of   61    Table.  3.5.  Comparison  between minerals  identified  using  XRD  and  those  identified  using  Terraspec.  Samples  identified  as  containing  illite‐smectite  interlayered  clay  by  XRD  were  considered  correct  if  the  sample  was  identified as containing  illite and smectite by Terraspec. All Terraspec data represent whole rock samples, while  XRD data contains both whole rock and clay separated samples. n= 76                  Match                    Match  Sample  I  ■  K▲  S  ●  I‐S ○  I  ■  K▲  S  ●  Y/N      Sample  I  ■  K▲  S  ●  I‐S ○  I  ■  K▲  S  ●  Y/N  8  ■       ■     Y      477a  ■ ▲ ●     ▲   N  10  ■       A      N      478  ■ ▲ ●   ■ ▲   N  12  ■ ▲     ■   ● N      484  ■ ▲     ■ ▲   Y  14    ▲ ● ○ ■   ● Y      486*        ○ ■ (?)     ?  62  ■       ■     Y      487  ■ ▲ ●   ■ ▲   N  64  ■       ■     Y      492  ■ ▲ ●   ▲   N  76  ■ ▲ ●   ■   ● N      496  ■ ▲ ●   ■ ▲ ● Y  82    ▲     ■ ▲   N      498*  ■ ▲     ■ ▲   Y  83  ■ ▲ ●   ■ ▲   N      502          ■     Y  84  ■       ■     Y      506          A      N  97  ■ ▲     ■     N      507  ■       ■     Y  99  ■       ■     Y      508  ■   ● ○ A      N  100  ■       ■     Y      509╪    ▲ ●       ● N  103  ■ ▲     A      N      510a  ■ ▲ ●     ▲ ● N  123    ▲   ○     ● N      510b*        ■     N  134  ■ ▲ ●   ■     N      510c  ■ ▲ ●     ▲ ● N  230  ■ ▲     ■     N      511c  ■ ▲ ●   ■ N  260  ■ ▲     A      N      513a*  ■       ■     Y  280  ■       A      N      513b  ■ ▲     ■     N  307  ■ ▲     ■     N      513c  ■ ▲     ■     N  E‐S    ▲ ● ○ ■     N      516b  ■ ▲ ● ○ ■ ▲ ● Y  264    ▲ ▲   Y      516d  ■ ▲ ●   ■ ▲ ● Y  268  ■ ▲ ▲   N      519  ■ ▲ ●     ▲   N  274    ▲ ○ ▲ ● N      521a  ■ ▲ ●     ● N  285  ■ ▲ ▲ ● N      523  ■ ▲ ●       ● N  292  C  ▲ ● N      524a  ■ ▲ ● ○ ■ ▲ ● N  303  ■ ■     Y      525a‐1  ■           ● (?) N  400  ■       ■     Y      525a‐2  ■ ▲         ● (?) N  401  ■       ■     Y      525b  ■       ●    Y  404  ■       ■     Y      526a      ●       ● Y  406  ■       ■     Y      526b    ▲ ●       ● N  408  ■       ■     Y      526d  ■ ▲ ●       ● N  413  ■       ■     Y      527b  ■ ▲ ●   ■ ▲ ● Y  432  ■       ■     Y      528a  ■ ▲ ● ○   ▲ ● N  437  ■       ■ ▲   Y      528c  ■ ▲ ● ○   ▲ ● N  444  ■ ▲ ▲   N      528d  ■   ●       ● N  472  ■ ▲ ●     ▲   N      UL‐18  ■ ▲ ●     ▲   N  473*  ■ ▲     A     N      UL‐19  ■ ▲ ● ○   ▲   N  (iv)         XRD DATA  TERRASPEC DATA XRD DATA TERRASPEC DATA *=whole rock XRD analysis, A = aspectral, C= carbon 62      Fig. 3.14. Comparison between Terraspec data (left) and XRD data (right) indicate that the Terraspec does not produce data indicative of the correct mineral  assemblage in four situations. A. Apsectral reflectance patterns are produced when the colour of a sample is dark, B. Aspectral reflectance patterns are produced when  the crystal size of a sample is < 2, C. Illite‐smectite interlayered clay produces the same pattern as mixes of discrete illite and smectite phases, D. Small amounts of  kaolinite are not detected by the Terraspec.   63    kaolinite. Skewed, asymmetrical peaks were not observed in these samples. Conversely,  large proportions of kaolinite  in a sample can make the  identification of  less abundant  clay  minerals  difficult.  The  assemblage  kaolinite  +  illite  +  smectite  cannot  be  differentiated  from  kaolinite  +  smectite.  Additionally  pure  kaolinite  can  often  be  confused with kaolinite + minor illite.     B.  Illite‐smectite  interlayered  clay  can  cannot be distinguished  from mixes of discrete  illite and smectite phases (Figure 3.14d). The reflectance spectrum of smectite is similar  to  that  of  illite  but  does  not  contain  absorption  features  at  2340  or  2440nm.  Additionally, the ratio between the 1900nm absorption peak for water and the 2200nm  absorption  peak  for  the  Al‐OH  group  provides  a  key  difference  between  illite  and  smectite.  Interstitial water  in the structure of smectite causes the 1900nm water peak  to be deeper than the 2200nm Al‐OH peak. As crystallinity of the phyllosilicate minerals  increase from smectite to  illite‐smectite to  illite to muscovite, this 1900nm water peak  becomes shallower.     C. Variations in the 2200nm peak position of illite between shorter wavelengths (Fe/Mg  rich) and higher wavelengths (potassium rich) represent compositional end‐members of  illite/muscovite. Where  illite occurs with other minerals, such as kaolinite, shifts  in the  2200nm peak position may not be a  function  illite composition, but  instead  represent  interference by other mineral reflectance patterns.     3.7.5. Calculated temperature of illite formation  Averaged  illite  compositional  data  from  the  Leeville  area  and  the  Shoshone Range  are  shown  in  Table 3.6,  including ܭ+|ܨ݁ െ ܯ݃| and temperature values calculated according to equation 2.3.4 with  an  average  error of 7% on  the  final  temperature.  Final  temperatures  represent  averages of multiple  microprobe data points  for each sample of which oxide  totals were >85.0%. Raw data  for all samples  used in this study are included in Appendix E.  Average ܭ+|ܨ݁ െ ܯ݃| values lie between 0.43 and 1.20.  Average calculated temperatures fall between 234.2°C and 354.2°C, and are plotted spatially  in Figure  3.12d. The temperature ranges calculated for  illite formation are wide; all samples except for 8 exhibit  ranges > 100°C.Samples from the Elder Creek deposit are not plotted spatially but sample locations are  provided in Appendix C.  64      Table 3.6.  Average temperatures calculated from illite microprobe compositional data using regression lines  calculated in Table 2.1.                          Sample  Location  Rock  Type  Min  Max  Average  K+[Fe‐Mg]  Aluto‐ Langano  Los  Azufres  Salton  Sea  Coso  Broadlands  Ohaaki  Average  T  8  Shoshone  S  0.63  0.89  0.76  247.7  219.1  243.8  212.7  268.2  234.2  97  Shoshone  S  0.82  0.94  0.88  286.8  259.4  273.3  236.1  281.7  266.2  PP1  Shoshone  S  0.94  1.40  1.20  394.9  370.4  354.6  300.6  318.9  354.2  496  Leeville  S  0.58  1.02  0.84  273.5  245.7  263.2  228.1  277.1  255.3  502  Leeville  BX  0.84  1.10  0.95  311.6  284.8  291.9  250.9  290.2  286.4  510a  Leeville  FG  0.32  1.78  0.94  308.85  282.02  289.86  249.22  289.29  284.1  527  Leeville  FG  0.92  1.22  1.04  342.2  316.3  315.0  269.1  300.8  311.3  525b  Leeville  FG  1.05  1.06  1.05  345.7  319.8  317.6  271.2  302.0  314.1  521a  Leeville  BX  0.78  1.31  1.16  379.5  354.6  343.1  291.5  313.6  341.7         n = 9    Muscovitic illite, previous defined based on imaging of clays in this study as illite‐replacing euhedral  muscovite laths, returned higher oxide totals on average (>~90%), and average potassium values >0.83  (cations) than illite. Tightly knit aggregates of illite returned lower oxide totals (70‐92%). The relationship  between  illite‐type, average potassium content, and average oxide totals  is shown  in Figure 3.15. Low  oxide  totals  correspond  to  low  average  potassium  contents. As  oxide  total  increases,  the  potassium  content  of  illite/muscovitic  illite  becomes more  variable.  Oxide  totals  beneath  ~82%  show  a  linear  relationship  between  oxide  total  and  potassium  content.  Temperature  associated  with  oxide  totals  beneath ~87.5% may not provide a valid estimate of cation content. No correlation is apparent between  primary rock types hosting illite and calculated temperatures of illite formation.     3.7.6. Oxygen and Hydrogen Stable Isotope data  The  isotopic  composition of water  in equilibrium with  clay minerals  from  this  study  is  shown  with similar data from other Carlin‐type deposits compiled by Cline et al. (2005) in Figure 3.16. Table 3.7  provides 18O and D  isotope data  for kaolinite,  illite, and smectite mineral separates. The  fractionation  factors  (forkaolinite‐H2O,  illite‐H2O,  and  smectite‐H2O  calculated  by Gilg  and  Sheppard  (1996)  and  Yeh  (1980)  were  used.  Temperatures  were  chosen  for  fractionation  factor  calculation  based  on  temperatures  chosen  in other stable  isotope studies on Carlin deposits  for direct comparison  (Yates and Rosenburg,  1997  Calculat d T (C) using regressi n lines from Fig. 7  65    Table 3.7. Calculated values for H2O in equilibrium with 18O and D stable isotope data for clay minerals collected  in this study.           Mineral‐H2O   Mineral‐H2O D(VSMOW)  18O(VSMOW)  D(VSMOW)  18O(VSMOW)  Sample  Rock  type  Mineral assemblage  T(C)  Hydrogen **  Oxygen *  Mineral  Mineral  H2O  H2O  477a  I  kaolinite  200  ‐20  5  ‐157  2.2  ‐136.71  ‐2.8  484  I  illite‐kaolinite  200  ‐10  5.5  ‐71  16.7  ‐60.68  11.2  495  S  illite‐kaolinite  200  ‐10  5.5  ‐116  12.1  ‐105.71  6.6  510c  CS  illite‐smectite‐kaolinite  150  ‐15  10  ‐96  14.0  ‐81.08  4.0  516b  CS  illite  200  ‐1  6  ‐134  10.8  ‐132.65  4.8  525a  CG  illite  200  ‐1  6  ‐133  8.1  ‐131.93  2.1  526a  I  smectite  50  ‐25  21  ‐103  13.8  ‐77.59  ‐7.2  8  BX  illite  200  ‐1  6  ‐122  13.1  ‐121.00  7.1  *After Gilg and Sheppard (1996)  * After Gilg and Sheppard (1996); Yeh, 1980   Fractionation factor    Hofstra  et  al.,  1999).  Above  temperatures  of  ~150C,  fractionation  factors  converge  near  0.  Hence,  variation  in  formation  temperature  (± 50°C)  is not critical  to determining  fractionation  factors.  In  the  case of poly‐mineral clay separates, a weighted average fractionation factor was determined based on  relative modal assemblages calculated from x‐ray diffraction patterns.   Smectite exhibits  light DH2O and 18OH2O values and plots proximal  to  the meteoric water  line. As  such,  the  samples  containing  illite>smectite>kaolinite may  have  a  lighter  18O  signature  caused  by  a  mixed mineral signature and the presence of supergene smectite. Low DH2O and high 18OH2O values of  pure  kaolinite  separate  suggest  a  mixed  origin  fluid  forming  kaolinite,  with  a  dominating  Eocene  meteoric  signature  (as  defined  by Hofstra  et  al.,  1999).  Pure  illite  separates  exhibit  consistently  low  DH2O values and heavy 18OH2O values. These values are consistent with those measured in the majority  of Carlin deposits which show DH2O values between ‐160 and ‐120 (Hofstra et al., 1999).     Sample 484 containing  illite>kaolinite and sample 510 containing  illite> smectite> kaolinite exhibit  anomalous light DH2O values indicative of a deeply sourced fluid. This could be explained by the mixing  of magmatic/ metamorphic fluid, with Jurassic‐aged meteoric water forming clays that predate Carlin‐       66              Fig.  3.15.  Correlation  graph  between  the  average  potassium  content  of  all  illite  samples  analyzed  by  electron  microprobe, and the average total of all oxides in those samples.                 67      Fig. 3.16. δ18O and δD values  for H2O  in equilibrium with clay minerals  in this study, plotted with stable  isotope  mineral data from other Carlin deposits,  including the Deep Star deposit  (Hofstra et al., 1999; Heitt et al., 2003;  Kuehn,  1989).  Eocene,  Cretaceous,  and  Jurassic  meteoric  water  lines  (accounting  for  Paleo‐latitudes),  and  metamorphic,  magmatic  and  meteoric  water  fields  are  taken  from  Hofstra  et  al.,  (1999).  The  dashed  line  represents the trend observed in the data from this study, excluding the pure smectite sample which plots on the  meteoric line and is interpreted to be a secondary alteration effect.             68    type  mineralizaiton.  Conversely,  these  samples may  represent  an  end‐member  to  the  mid‐Tertiary  mixing  line  between magmatic/ metamorphic  and meteoric  reservoirs.  Samples  from  the  Deep  Star  deposit containing mica>smectite>kaolinite and mica>kaolinite> smectite also fall within the magmatic  field indicating these clays may have a relationship to Carlin‐type fluid (Cline et al., 2005).    3.8 INTERPRETATIONS/ DISCUSSION  A  compilation  of  clay  zonation  patterns,  illite  crystallinity  data,  and  stable  isotope  analyses  highlight  four  zones  of  hydrothermal  alteration  in  the  Leeville  study  area  (Figure  3.17).  These  zones  correlate well with  fault  zones,  dykes,  and  known  hydrothermal  ore  deposits.  The  following  section  discusses the ability of different analytical techniques to assess the presence of hydrothermal alteration  which may  represent upwelling of exhausted  fluid  following Carlin‐type gold deposition  in underlying  lower plate carbonate rocks.    3.8.1 Clay mineral zonation patterns around hydrothermal fluid conduits  Areas that have experienced hydrothermal fluid flow can be detected using patterns in clay mineral  zonation.  Zones 1, 2, 3, 4 outlined  in  Figure 3.17  correlate with  an  abundance of  illite  and  a  lack of  smectite.   However,  samples UL‐18  and UL‐19  from within  the  Leeville  deposit  exhibit  only  a  small  amount of illite and abundant kaolinite and smectite. The abundance of smectite and kaolinite in these  two samples may be  indicative of  late supergene alteration overprinting hypogene alteration. Another  possibility is that kaolinite is part of the hypogene alteration assemblage responsible for mineralization  of the Leeville deposit. Kaolinite is stable in a wide range of thermal and chemical environments making  it a both supergene and hypogene alteration mineral.   The link between kaolinite and a hypogene hydrothermal alteration assemblage is challenging to  establish because of the difficulties in identifying a paragenetic relationship between kaolinite and illite.  Samples were  imaged by SEM and observed  to be  intergrown, but no  relative  timing was evident.  In  previous studies,  the  term  ‘intergrown’ has been used  to describe  the relationship of clay minerals  to  ore in Carlin‐type gold deposits with the implication that the two minerals formed simulatenously (Nutt  and Hofstra, 2003; Cail and Cline, 2001). There is no way to determine if two clay minerals formed at the  same time from an intergrown texture. Presumed ore‐stage clay minerals have been dated in a number  of  Carlin‐type  deposits without  ever  producing  an  Eocene  age.  This  could  be  a  result  of mixed  age  populations or it could represent the lack of syn‐ore argillization (Chakurian et al., 2003). Without   69            Fig. 3.17. Four zones of hydrothermal alteration can be identified in the Leeville study area based on clay zonation  patterns, the distribution of highly crystalline illite, and stable isotope analyses of clay minerals.      70    absolute dates on clay mineral formation, the most accurate description of this relationship is a spatial  association  between  clay  minerals  and  ore.  At  present,  the  most  robust  mineral  indicator  of  hydrothermal alteration is illite.  Dickite was not  identified  in  samples  from either  the  Leeville or  the  Shoshone Range areas. Clay  equilibria suggest that dickite  is metastable relative to kaolinite up to temperatures of 350C (Zotov et  al., 1998). The presence of kaolinite and the  lack of dickite  indicates that hydrothermal activity  in both  areas is likely to have occurred below 350C, which is consistent with illite thermometry data included in  this study. Kaolinite and smectite are more abundant in the Leeville area than in the Shoshone area. In  the first stages of weathering, feldspar alters to illite + smectite + kaolinite, though illite is soon replaced  by  expandable  lower  temperature  phases  (Meunier  and  Velde,  2004).  The  lack  of  aluminosilicate  material in the sedimentary rocks limited the degree of argillization in upper plate rocks of the Shoshone  Range.  Thick  packages  of  quartzite  and  chert  dominate  the  surface  geology  of  the  Shoshone Range,  whereas in the Leeville deposit there is abundant feldspathic siltstone, breccia, and intrusive material.    3.8.2 Illite crystallinity halos  Zones 1‐4  (Figure 3.17)  in the Leeville study area correspond to areas containing highly crystalline  illite, with the most extensive zone of high crystallinity focused proximal to the Leeville deposit (Figure  3.12c). Low FWHM values, or highly crystalline illite forms a large ~1.5km diameter halo above and east  of  the  deposit.  The  occurrence  of  illite  in  igneous  rock  types  indicates  that  illite  is  not  a  product  of  diagenesis, but of hydrothermal alteration. The shape and location of the halo may indicate where ore‐ forming fluid was exhausted following gold mineralization of the Leeville deposit. The dyke swarm at the  southeastern edge of the Leeville property forms an extension of zone 1 highly crystalline  illite. At this  location, highly crystalline  illite may be a product of hydrothermal activity associated with base metal  mineralization hosted by some dykes. Several smaller zones of crystalline illite occur distal to the surface  projection of  the Leeville deposit, dominantly within or adjacent  to  fault  zones. Zone 2 occurs at  the  junction of multiple  faults. The  relationship between  faulting and highly crystalline  illite  suggests  that  fluid  flow was  localized  along  faults. However not  all  faults  exhibit  crystalline  illite,  as  shown by  the  abundance of smectite and kaolinite proximal to many mapped faults.   North of the Leeville deposit  in  zone 4, highly crystalline illite is juxtaposed against poorly crystalline illite within the same faulted zone  of intrusive and sedimentary rock. Inconsistent crystallinity data on the outcrop scale indicates that fluid  responsible  for  hydrothermal  clay  alteration was  focused  along  centimetre  or metre‐wide  pathways.  Where fault zones occur in sedimentary units, alteration is restricted to the fault surfaces and does not  71    extend  into the wall rock. Centimetre wide zones of clay gouge mark zones of fluid flow. Outside fault  zones, the only sedimentary rocks observed to contain illite were breccias.     3.8.3 Crystal morphology  Illite  crystals  are  pseudo‐  hexagonal  in  shape,  indicative  of  a  hydrothermal  origin,  rather  than  diagenetic (Peaver, 1999; Schleicher et al., 2006). The absence of a perfectly hexagonal grain shape to  these crystals may be caused by:  (i) growth of a new phase of fibrous  illite along pre‐existing cores of  hexagonal  illite  (Macchi,  1987);  (ii)  the  preferential  removal  or  dissolution  of  illite  along  grain  boundaries. Ragged and pitted grain boundaries have been observed as a  result of  the dissolution of  other minerals:  chromite  (Leblanc,  1980),  kaolinite  (Hancock  and  Taylor,  1978),  or  (iii)  a  transitional  crystal shape between end‐member hexagonal and ‘hairy’ morphologies (Meunier and Velde, 2004). The  tight  knit  aggregates,  and  curved  shape  of  some  illite  crystals  observed  in  this  study may  represent  recrystallization  of  detrital  illite  (Hancock  and  Taylor,  1978).  No  empirical  studies  have  shown  a  consistent  relationship between  temperature and morphology,  therefore crystal morphology  is useful  only as a relative thermometer not an absolute indicator of temperature.    3.8.4 The Origin of Clay Minerals  Stable isotope analyses of hydrogen and oxygen can identify the source of water in equilibrium with  clay minerals  as meteoric, magmatic,  or metamorphic  water  (Taylor,  1974).  Figure  3.16  shows  the  isotope values for water  in equilibrium with samples obtained  in this study along with values obtained  from  Carlin  deposits  in  other  studies.  Carlin  type  deposits  typically  exhibit  depleted  DH2O  values  indicative of water largely meteoric in origin (Hofstra et al., 1999). Water in equilibrium with pure illite  and kaolinite samples  from this study resulted  in similarly depleted DH2O values. Mixed  illite‐kaolinite  and illite‐smectite‐kaolinite samples from this study show higher D H2O values than pure illite samples.  High DH2O values were also obtained from the Getchell deposit ranging from ‐153 to 44 ‰ (Groff, 1996;  Cline and Hofstra, 2000)  indicative of a magmatic/metamorphic fluid source. Given that smectite  likely  formed  from  secondary weathering  processes,  either  illite  or  kaolinite,  or  both minerals must  have  formed from a magmatic/ metamorphic fluid dominated environment.   High  18OH2O  values  of  illite  and  kaolinite minerals  from  this  study  follow  a water‐rock  exchange  curve  between  Eocene meteoric water  and  shaley  limestone  rocks  of  the  lower  plate  similar  to  the  pattern observed in other Carlin‐type deposits (Hofstra et al., 1999). This may indicate that fluid forming  72    illite and kaolinite was buffered by rocks of  the  lower plate prior  to alteration of  the upper plate and  supports  a  model  whereby  Carlin‐type  fluid  is  exhausted  through  upper  plate  rock  following  mineralization  of  lower  plate  rocks. Mixed  clay  samples  appear  to  have  formed  along  a mixing  line  between  exchanged meteoric  fluid  and magmatic  or  deeply  sourced  fluid.  Variation  in  the  isotopic  composition  of  different  samples  may  reflect  different  proportions  of  fluid  mixing  or  fluid‐rock  interaction (Cline et al., 2005.) Smectite exhibits light DH2O and 18OH2O values and plots proximal to the  meteoric water  line  and  is  interpreted  to  have  formed  by  secondary  alteration  processes.  Samples  containing  illite>smectite>kaolinite  may  have  a  lighter  18O  signature  caused  by  a  mixed  mineral  signature  and  the presence of  supergene  smectite. Without  smectite  contaminating  the  sample,  it  is  possible that illite and kaolinite would plot in the same region as pure illite and kaolinite samples.     3.8.5 Challenges in using the K + |ࡲࢋ െ ࡹࢍ| thermometer  The K  +  |ܨ݁ െ ܯ݃|  thermometer was used  to  calculate  illite  formation  temperatures however  it  does  not  appear  to  be  applicable where  a  composition‐temperature  calibration  cannot  be  obtained.  Three main challenges contributed  to  the  failure of  the K +  |ܨ݁ െ ܯ݃|  thermometer  in  this  study:  (i)  technical  problems  associated  with  sample  preparation  and  data  collection  (ii)  compositional  heterogeneity within the illite mineral structure (iii) a poor fit to the initial data used to calibrate the K +  |ܨ݁ െ ܯ݃| thermometer (Battaglia, 2004).    (i) Clay  minerals  are  extremely  soft,  and  rocks  containing  abundant  clay  are  typically  not  cohesive. Multiple stages of epoxy impregnation was often not sufficient to create material  strong  enough  to withstand  the  diamond  drill  saw  used  to  cut  thin  section‐size  blocks,  limiting the number of samples that could be analyzed using the microprobe. Furthermore,  during the polishing process, clay material was often preferentially removed from the thin  section  over  harder  minerals  like  quartz  and  calcite  leaving  voids  where  clay  mineral  occurred. Where  illite was present,  the surface  texture of  the mineral was  rough. Smooth  surfaces  are  required  to  ensure  that  the  electron  microprobe  beam  is  analyzing  homogenous  material.  Analyses  of  rough  surfaces  may  account  for  low  oxide  totals  observed  in  many  samples  in  this  study,  and  for  large  variation  in  the  composition  of  microprobe points within the same sample.    (ii) TEM studies of illite have shown that compositional variation in clay minerals occurs on the  micrometre  scale  (Essene  and  Peacor,  1995).  Compositions  of  a  given  clay  layer  are  73    generally variable from packet to packet, and therefore any bulk chemical analyses of these  minerals,  including  microprobe  measurements,  may  represent  averages  over  the  intergrowths (Essene and Peacor, 1995).     The  relationship between  temperature and cation content  is different  in each geothermal  field  studied by Battaglia  (2004),  suggesting  that  the  thermometer may be  accurate on a  deposit scale but not between deposits.   Figure 3.18 shows that two distinct data sets are  discernable between the five geothermal fields. Los Azufres, Aluto‐Langano, and Salton Sea  geothermal  fields  exhibit  an  overall  steeper  temperature  gradient  with  increased  K  +  |ܨ݁ െ ܯ݃| values as compared to the Coso and Broadlands Ohaaki data. No evident pattern  exists  in  the  geographical  location or host  rock between geothermal  fields  to explain  the  bimodality of the data. One possible explanation is variation in the availability of potassium  and to a  lesser degree magnesium and  iron, between deposits (Ji and Browne, 2000). Host  rock  lithologies do  vary between deposits  from  volcanic  to  sedimentary  rocks. Potassium  leached from wall rock may have an effect on the composition of illite formed.       3.8.6 Clay morphology, crystallinity , and composition as a function of reaction progress  Three  thermometers were employed  in  this  study  to estimate  the  formation  temperature of  illite  with  the  intention of relating  the calculated  temperature  to either a Carlin or non Carlin  temperature  range.  A  useful  geothermometer  requires  that  phases  are  chemically  and  structurally  homogeneous  with  well  described  structures  and  compositions  (Essene  and  Peacor,  1995).  Low  temperature  clay  minerals  are  not  typically  homogenous,  either  structurally,  or  chemically.  The  lack  of  structural  and  chemical  constraint  on  low  temperature  minerals  suggests  that  currently  used  clay  thermometers  including  illite crystallinity and the smectiteillite reaction are not useful because they are not based  on equilibrium reactions. Essene and Peacor (1995) suggest that low temperature mineral reactions are  best represented by reaction progress or Ostwaldian steps whereby a system  in a state of metastable  equilibrium will proceed via steps toward a state which has a minimum free energy (Ostwald, 1897; Van  Santen,  1983).  Changes  in  the morphology  of  illite  have  also  been  attributed  to  reaction  progress,  whereby  initial growth  stages produce needle‐shaped or  ‘hairy’  illite and  final growth  stages produce  hexagonal  illite (Bauer et al., 2000). The pseudo‐hexagonal crystal shape of  illite observed  in this study  may represent an intermediate stage between primary and final growth stages.    74                  Fig. 3.18.  Illite compositional data  reported by Battaglia  (2004) can be divided  into  two  separate data  sets. K +  |ܨ݁ െ ܯ݃| values are recorded  in cations. The regression  lines  for  these data sets are shown here. Los Azufres,  Aluto‐Langano,  and  Salton  Sea  geothermal  fields  exhibit  a  steeper overall  temperature  gradient  that Coso  and  Broadlands Ohaaki.          75      One of  the main  factors affecting  the  consistency of  clay  thermometers  is  their  low  temperature  nature. Most metamorphic thermometers occur at relatively high temperatures due to the necessity of  an  approach  to  equilibrium,  which  is  operative  only  at  elevated  temperatures  due  to  the  rate  of  reactions (Essene and Peacor, 1995). Clay equilibria experiments at temperatures comparable to Carlin‐ type systems  (~200C) have shown the transformation between smectite   illite‐smectite   illite   muscovite  k‐feldspar can occur within timescales on the order of days (Yates and Rosenburg, 1997)  or years (Bauer et al., 2000). Thermochronological evidence suggests hydrothermal fluid flow associated  with Carlin‐type systems proceeded for thousands of years; sufficient time for clay mineral assemblages  to approach equilibrium (Hickey et al., 2010). Although empirical and experimental evidence provides a  strong  case  against  the  significance  of  kinetic  factors  in  low  temperature  environments,  we  must  acknowledge that the clay mineral reactions observed in this study may represent reaction progress not  absolute changes in temperature.     3.9 IMPLICATIONS  3.9.1 The ability of analytical tools to identify alteration related to Carlin‐Au mineralization    A number of methods  to constrain  the origin of clay minerals, as either hydrothermal or non‐ hydrothermal, have been proposed in this study with varying success: (i) illite zonation patterns and illite  crystallinity  (ii)  cation  compositional  variation within  illite  (iii)  paragenetic  relationships  by  scanning  electron petrography (iv) morphology of illite crystals (v) stable isotope analysis of oxygen and hydrogen  in clay minerals. The temperature of Carlin‐type ore deposits is coincident with temperatures achieved  during  late  diagenesis  therefore,  textures,  morphologies,  stable  isotope  compositions,  cation  compositions, and crystallinity values  indicative of Carlin‐type alteration may simply represent detrital  clay  resulting  from  late  stage  diagenesis  (<200°C).  Spatial  relationships  between  high  and  low  temperature clay minerals can outlines zones of high temperature alteration, however no relationship  to Carlin‐type mineralization  can be established.  Stable  isotope  analysis  is  the only method  available  that provides  information on  the origin of water  forming minerals analyzed, and  the  range of  isotope  values observed  in Carlin‐type deposits  is highly variable. Of the  five techniques applied  in this paper,  the presence of illite and the crystallinity of illite appear to be the most robust indicator of hydrothermal  atleration.  Illite crystallinity, combined with stable  isotope data exhibits potential to both  identify clay  minerals and determine their origin. These two methods strongly suggest that illite occurring above the  76    Leeville deposit was formed by a fluid of mixed meteoric and magmatic/metamorphic origin, consistent  with previous  studies on  clay  alteration  associated with Carlin‐type  systems however no paragenetic  relationship between ore and clay minerals can corroborate such an interpretation.   While  the  use  of  rapid‐analysis  tools  such  as  the  Terraspec  has  proven  successful  in many  environments  (Hauff,  1991; Huston  et  al.,  1999;  Blevings,  2008; Goetz,  2009),  this  study  shows  that  certain mineral assemblages tend to obscure the positive identification of all clay minerals in a sample.  In the context of exploration  for Carlin‐type deposits,  inaccurate  identification of clay mineralogy may  create a ‘false positive’; i.e., an area exhibits reflectance patterns indicative of Carlin‐type clay minerals  where  those  minerals  are  not  in  fact  present.  Inaccurate  identification  may  also  result  in  a  ‘false  negative’  whereby  a  prospective  area  is  overlooked  due  to  the  absence  of  typical  Carlin‐type  clay  minerals.  Terraspec data  from  the  Leeville deposit  indicated  that kaolinite occurred ubiquitously across  the  field  area.  XRD  data  presented  a  different  scenario  whereby  illite  dominated  the  same  areas  previously  identified as kaolinite‐dominated by the Terraspec.  In this case, the  lack of a pattern  in the  Terraspec  data would  have  resulted  in  either  the  targeting  of  the  entire  field  area  or  the  failure  to  identify  any  one  area  that  appeared  different  than  another.  The  same  problems  arose  in  the  interpretation of Terraspec data  from the Shoshone Range. According to the Terraspec,  illite occurred  across the entire field area making the identification of specific targets impossible. XRD results from the  same area  indicate  that  illite  is  focused  in  two areas  corresponding  to  two known gold deposits:  the  Pipeline/ Gold Acres deposit and the Elder Creek gold deposit. The darker colour of samples  from the  Shoshone range (typically medium to dark grey) resulted in more aspectral samples than in the Leeville  study area. Carlin‐type gold mineralization is often spatially, if not genetically, associated with zones of  carbon  alteration.  Finally,  samples  within  these  carbonaceous  zones  could  not  be  analyzed  by  the  Terraspec due to the low reflectivity of carbonaceous samples.  Infrared techniques may be successful in low temperature hydrothermal systems exhibiting very  strong  surface  argillization  where  the  clay  minerals  being  analyzed  are  abundant,  and  the  clay  assemblage is dominated by a single mineral. These prerequisites are not often observed in the field, or  in  low  temperature  systems  that exhibit  subtle alteration. The Terraspec has difficulty  in  interpreting  spectra of complex multi‐ clay mineral assemblages which are typical of Carlin‐type deposits. Complex  clay mineral assemblages are more accurately interpreted using x‐ray diffraction.   77    3.9.2 Hydrothermal flow on a regional scale  Regional  thermochronology studies presented  in  this paper show  that nearly  the entire Shoshone  Range  is  thermally  reset.  In  certain  areas,  such  as  the  region  surrounding  the  Elder  Creek  deposit,  apatite fission tracks (AFT) are reset where no high temperature clay alteration exists.  The discrepancy  between apatite fission tracks and clay alteration suggests:   (i) The smectite  illite reaction is a kinetic process whereby fluid‐rock ratio and time are key  factors  in determining whether or not  illite  is formed. Areas where fission tracks are reset  but  there  is no evidence of  illite may be  indicative of  insufficient  fluid‐rock  interaction or  insufficient interaction time to transform smectite to illite;     (ii) (ii) Apatite fission track resetting is also kinetic process whereby track resetting is a function  of temperature, fluid‐rock interaction and interaction time. Fission track resetting may occur  at  lower  fluid‐rock  ratios  and  shorter  timescales  than  the  smectite   illite  conversion,  creating a thermal halo around upwelling zones of hydrothermal fluid;     (iii) (iii) Apatite fission track ages from the Shoshone Range may represent the partial resetting  of fission tracks by a series of young hydrothermal events  including the Miocene Northern  Nevada Rift and related precious metal deposits (Zoback et al., 1994; Leavitt et al., 2000;),  Eocene magmatic activity in the Northern and Central Shoshone Range (Kelson et al., 2008),  and Eocene hydrothermal fluid flow resulting  in gold mineralization at the Pipeline Deposit  (Arehart and Donelick, 2006). The core of hydrothermal systems;  i.e., Pipeline/ Gold Acres  deposits,  Elder  Creek  deposit,  and  epithermal  deposits  of  the  Northern  Shoshone  may  exhibit  total  fission  track  resetting while  the  regions peripheral  to  the main hydrothermal  core experience only sufficient heat or fluid: rock interaction to partially reset fission tracks.     (iv) AFT  resetting of  the Shoshone Range  is not a  function of hydrothermal  fluid  flow, but of  exhumation and represents variable uplift between ~70‐25 Mya (observed fission track ages  in  the  Shoshone  Range).  Given  a  geothermal  gradient  of  30C/km  (Hickey,  2003),  a  minimum  of  ~3.5km  of  uplift  and  erosion would  have  had  to  occur.  Restoration  of  the  Eocene landscape at the time of Au‐mineralization using thermal modelling of AFT data, and  assuming  a  geothermal  gradient  of  30C/my,  suggest  that  ~500‐1500m  of  erosion  has  occurred since the mid Eocene  (42Ma)  (Hickey, 2003).  In order for exhumation to account  78    for young fission track ages  in the Shoshone Range, the rate of exhumation would have to  triple.     3.9.3 The pathway of exhausted fluids in Carlin‐type systems  Three scenarios were presented to describe potential outflow zones of fluid exhausted from the  core of Carlin‐type hydrothermal systems. If hydrothermal alteration zone 1 (above the Leeville deposit,  Figure  3.17)  in  fact  represents  alteration  caused  by  exhausted  fluid  from  the  Leeville  deposit,  then  following ore deposition  in  lower plate carbonate material, exhausted fluid (still containing some gold)  travelled upward and upon meeting the Roberts Mountain thrust fault (RMT) precipitated some gold. A  portion of fluid continued laterally along the RMT, and the remaining fluid transgressed the upper plate  through faults and other permeable pathways  like zones of brecciation. The surface expression of this  fluid  is the occurrence of abundant  illite ± kaolinite along fault surfaces, as the matrix  in hydrothermal  breccias, and as pervasive alteration of some dykes. This is similar to scenario 3 from Figure 3.5.    3.10 CONCLUSIONS  Sedimentary and intrusive rocks of northeastern Nevada have experienced multiple episodes of  hydrothermal and magmatic activity.  In addition,  sedimentary  rocks have undergone diagenesis. As a  result clay minerals are a common component of upper plate  rocks of  the Roberts Mountains Thrust  (RMT). Consequently, we were unable to establish a paragenetic relationship between clay minerals and  Carlin‐type  gold mineralization  due  to  the widespread  occurrence  of  clays  in  both mineralized  and  unmineralized  environments,  and  the  absence  of  significant  differences  in  the  characteristics  of  hydrothermal and non‐hydrothermal clay minerals. In summary:     1. Abundant highly crystalline  illite with a mixed magmatic/metamorphic‐ meteoric water  stable  isotope  signature  is  indicative  of  hydrothermal  alteration.  Hydrothermal  alteration  was  identified around the Leeville, Pipeline, Gold Acres, and Elder Creek deposits, which are known  occurrences  of  Carlin‐type  gold  mineralization.  Similar  styles  of  alteration  were  identified  around  faults,  fractures, and zones of brecciation  indicating  that upwelling hydrothermal  fluid  transgressed upper plate siliciclastic rocks through focused permeable pathways.    79    2. The  fine  grained  nature  of most  clay minerals  inhibits  simple  petrographic  imaging,  textural  analysis,  and  identification  of  mineral‐mineral  relationships.  Mineral  heterogeneity  on  the  micron scale and poor sample preparation may result  in  invalid compositional analyses. Kinetic  factors  such  as  fluid‐rock  ratio,  and  time may  have more  of  an  effect  than  temperature  on  determining  crystallinity,  composition,  and  mineral  assemblages.  In  turn  changes  in  clay  characteristics may not represent equilibrium processes.    3. Reflectance data produced by the Terraspec  is flawed under four circumstances (i) a sample  is  too dark and produces an aspectral reflectance pattern, (ii) the grain size of the sample  is too  small  (<2  µm),  and  (iii)  a  sample  contains  multiple  minerals.  These  three  situations  are  commonly  encountered  in  Carlin‐type  environments  resulting  in  the  potential  for  misinterpretation  of  data,  the  identification  of  fictional  targets,  or  the  exclusion  of  potential  targets.      80    3.11 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.    Ahmed, A., Hickey., K., and Barker,  .S., 2010, The Upper Plate Expression of an Auriferous Carlin‐type  Hydrothermal System: Geological Symposium of Nevada Proceedings.    Alexander, L., and Klug, H.P., 1948, Basic aspects of x‐ray absorption in quantitative diffraction analysis  of powder mixtures: Analytical Chemistry, v. 20, p. 886‐889.    Amouric, M.,  and  Baronnet,  A.,  1983,  Effect  of  early  nucleation  conditions  on  synthetic muscovite  polytypism as seen by high resolution transmission electron microscopy: Physics and Chemistry  of Minerals, v. 9, p. 146‐159.    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.    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.    Arkai,  P., Merriman,  R.,  Roberts,  B.,  Peacor, D.,  and  Toth, M.,  1996,  Crystallinity,  crystallite  size  and  lattice strain of illite‐muscovite and chlorite; comparison of XRD and TEM data for diagenetic to  epizonal pelites: European Journal of Mineralogy, v. 8, p. 1119‐1137.    Bakken, B., and Einaudi, M., 1986, Spatial and temporal relation between wall rock alteration and gold  mineralization, main pit, Carlin gold mine, Nevada, USA, Volume 86, p. 388–403.    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.    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.  81      Bickle, M.J., and McKenzie, D., 1987, The transport of heat and matter by fluids during metamorphism:  Contributions to Mineralogy and Petrology, v.95, p.384‐392.    Blenkinsop,  T.,  1988,  Definition  of  low‐grade metamorphic  zones  using  illite  crystallinity:  Journal  of  Metamorphic Geology, v. 6, p. 623‐628.    Blevings,  S.,  Vancouver,  B.,  Kennedy,  L.,  and  Hickey,  K.,  2008,  Controls  on  Copper  and  Gold  Mineralization along the Contact between the Coast Plutonic Complex and the Southeast Coast  Belt,  Taseko  Lakes  Region,  Southwestern  British  Columbia  (NTS  092O/04):  Geoscience  BC  Report, p. 21‐33.    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.    Chakurian,  A.,  Arehart, G., Donelick,  R.,  Zhang,  X.,  and  Reiners,  P.,  2003,  Timing  constraints  of  gold  mineralization along  the Carlin  trend utilizing apatite  fission‐track, 40Ar/39Ar, and apatite  (U‐ Th)/He methods: Economic Geology, v. 98, p. 1159‐1171.    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., 2001, Timing of  gold  and  arsenic  sulfide mineral deposition  at  the Getchell Carlin‐type  gold  deposit, north‐central Nevada: Economic Geology, v. 96, p. 75‐89.    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.    Cluer,  J., Cellura, B., Keith,  S.,  Finney,  S.,  and Bellert,  S., 1997,  Stratigraphy  and  structure of  the Bell  Creek nappe  (Antler orogen), Ren property, northern Carlin trend, Nevada: The RMT, Elko and  Eureka counties, Nevada: Nevada Petroleum Society, p. 41–54.    Emsbo, P., Hofstra, A.H., Lauha, E.A., Griffin, G.L., and Hutchinson, R.W., 2003, Origin of High‐Grade Gold  Ore, Source of Ore Fluid Components, and Genesis of the Meikle and Neighboring Carlin‐Type  Deposits, Northern Carlin Trend, Nevada: Economic Geology, v. 98, p. 1069‐1105.    Essene,  E.,  and  Peacor,  D.,  1995,  Clay  mineral  thermometry‐a  critical  perspective:  Clays  and  Clay  Minerals, v. 43, p. 540‐553.  82    Faure, G.,  1998,  Principles  and  applications  of  geochemistry:  a  comprehensive  textbook  for  geology  students: Upper Saddle Riber, New Jersey, Prentice Hall, 600 p.    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.    Frey,  M.,  1987,  Very  low‐grade  metamorphism  of  clastic  sedimentary  rocks:  Low  temperature  metamorphism, p. 9–58.    Gallagher, K., Brown, R., and Johnson, C., 1998, Fission track analysis and  its applications to geological  problems: Annual Review of Earth and Planetary Sciences, v. 26, p. 519‐572.    Gaudette, H., Eades, J., and Grim, R., 1966, The nature of illite: Clays and Clay Minerals, v. 13, p. 35‐48.    Giggenbach, W., 1981, Geothermal mineral equilibria: Geochimica et Cosmochimica Acta, v. 45, p. 393‐ 410.  - 1984, Mass transfer in hydrothermal alteration systems‐‐A conceptual approach: Geochimica et  Cosmochimica Acta, v. 48, p. 2693‐2711.    Gilg, H., and Sheppard, S., 1996, Hydrogen isotope fractionation between kaolinite and water revisited:  Geochimica et Cosmochimica Acta, v. 60, p. 529‐533.    Gilluly, J., and Gates, O., 1965, Tectonic and igneous geology of the northern Shoshone Range, Nevada,  US Gov. Print. Off.    Gleadow, A., and Fitzgerald, P., 1987, Uplift history and structure of the Transantarctic Mountains: new  evidence  from  fission  track  dating  of  basement  apatites  in  the  Dry  Valleys  area,  southern  Victoria Land: Earth and Planetary Science Letters, v. 82, p. 1‐14.    Goetz,  A.,  Curtiss,  B.,  and  Shiley,  D.,  2009,  Rapid  gangue mineral  concentration measurement  over  conveyors by NIR reflectance spectroscopy: Minerals Engineering, v. 22, p. 490‐499.    Groff, J., 1996, 40Ar‐39Ar geochronology of gold mineralization and origin of aurifereous fluids for the  Getchell and Twin Creeks mines, Humboldt County, Nevada, Ph. D. Thesis, New Mexico Institute  of Mining and Technology, Socorro, New Mexico, 291 p.    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.  83      Hauff, P., Kruse, F., and Madrid, R., 1991, Defining gold ore zones using  illite polytypes, The Society, p.  239‐247.    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.    Hickey,  K.,  2003,  Restoration  of  the  Eocene  Landscape  in  the  Carlin‐Jerritt  Canyon Mining  District:  Constraining  Depth  of  Mineralization  for  Carlin‐type  Au‐deposits  using  Low‐Temperature  Apatite Thermochronology. Geological Society of America, v. 35, p. 358.    Hickey, K., Haynes, S., Tosdal, R., and Mortensen, J., 2003, Cretaceous‐Paleogene denudation, volcanism  and  faulting  in  the Carlin‐Jerritt Canyon mining district, northeastern Nevada:  Implications  for  the paleogeographic and tectonic environment of Carlin‐type gold deposits: Mineral exploration  and sustainable development: Rotterdam Millpress, p. 685–688.    Hoefs, J., 2009, Stable isotope geochemistry, Springer Verlag, Germany, 285p.    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.    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.    Hunziker,  J.,  Frey,  M.,  Clauer,  N.,  Dallmeyer,  R.,  Friedrichsen,  H.,  Flehmig,  W.,  Hochstrasser,  K.,  Roggwiler, P., and Schwander, H., 1986, The evolution of  illite to muscovite: mineralogical and  isotopic data  from  the Glarus Alps, Switzerland: Contributions  to Mineralogy and Petrology, v.  92, p. 157‐180.    Huston, D., Kamprad, J., and Brauhart, C., Definition of high‐temperature alteration zones with PIMA: an  example from the Panorama VHMS district, central Pilbara Craton: Geology, v. 93, p. 292‐303.    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.    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.  84      Johns, W.,  Grim,  R.,  and  Bradley, W.,  1954, Quantitative  estimations  of  clay minerals  by  diffraction  methods: J. sediment. Petrol, v. 24, p. 241–251.    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.    Kelson, C., Crowe, D., and Stein, H., 2005, Geochronology and geochemistry o£ the Hilltop, Lewis, and  Bullion mining districts and surrounding area, Battle Mountain‐Eureka trend, Nevada, Geological  Society of Nevada, p. 25.  —, 2008, Geochemical and Geochronological Constraints on Mineralization within the Hilltop, Lewis, and  Bullion Mining Districts, Battle Mountain‐Eureka Trend, Nevada: Economic Geology, v. 103, p.  1483‐1506.    Kisch, H., 1990, Calibration of  the anchizone: a  critical  comparison of  illite'crystallinity'scales used  for  definition: Journal of Metamorphic Geology, v. 8, p. 31‐46.    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    Kuehn,  C.,  and  Rose,  A.,  1992,  Geology  and  geochemistry  of wall‐rock  alteration  at  the  Carlin  gold  deposit, Nevada: Economic Geology, v. 87, p. 1697‐1721.    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.    Leavitt, E., Goldstrand, P., Schmidt, K., Wallace, A., Spell, T., and Arehart, G., 2000, Geochronology of the  Midas gold‐silver deposit and its relationship to volcanism and mineralization along the northern  Nevada  rift: Volcanic History,  Structure,  and Mineral Deposits  of  the North‐Central Northern  Nevada Rift, Field Trip Guidebook, v. 8, p. 157–162.    Leblanc, M., 1980, Chromite growth, dissolution and deformation from a morphological view point: SEM  investigations: Mineralium Deposita, v. 15, p. 201‐210.    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.    85    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.    Macchi, L., 1987, A review of sandstone  illite cements and aspects of their significance to hydrocarbon  exploration and development: Geological Journal, v. 22, p. 333‐345.    McInnes, B., Evans, N., Fu, F., and Garwin, S., 2005, Application of thermochronology to hydrothermal  ore deposits: Reviews in mineralogy and geochemistry, v. 58, p. 467‐498.    Merry,  N.,  Pontual,  S.,  and  Gamson,  P.,  1999,  The  Spectral  Geologist\"  TSG\"  v  2.0  user  manual:  AusSpecInternational  Pty.  Ltd, Commonwealth  Scientific  and  Industrial Research Organisation  (CSIRO), Australia.    Meunier, A., 1977, Les mecanismes de l'alteration des granites et le role des microsystemes: etude des  arenes du massif granatique de Parthenay (Deux‐Se vres), PhD. Thesis, 258p.  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, Oxford University Press, New York, 378 p.    Morrow, J., and Sandberg, C., 2008, Evolution of Devonian carbonate‐shelf margin: Nevada: Geology, v.  4, p. 445‐458.    Mortensen,  J.,  Thompson,  J.,  and  Tosdal,  R.,  2000,  U‐Pb  age  constraints  on  magmatism  and  mineralization in the northern Great Basin, Nevada: Geology and ore deposits, p. 419–438.    Naeser, C., and Mckee, E., 1970, Fission‐track and K‐Ar ages of Tertiary ash‐flow tuffs, north‐central  Nevada: Geological Society of America Bulletin, v. 81, p. 3375‐3384.    Noble, P., and Finney, S., 1999, Recognition of fine‐scale  imbricate thrusts  in  lower Paleozoic orogenic  belts—An example from the Roberts Mountains allochthon, Nevada: Geology, v. 27, p. 543.  Norby, J., and Orobona, M., 2002, Geology and mineral systems of the Mike deposit: Gold Deposits of  the Carlin Trend, p. 143–167.    Nutt,  C.,  and  Hofstra,  A.,  2003,  Alligator  Ridge  district,  east‐central  Nevada:  Carlin‐type  gold  mineralization at shallow depths: Economic Geology, v. 98, p. 1225‐1241.  Ostwald, W., 1897, Studies of the formation and transformation of solid substances: phys. Chem, v. 22,  p. 289.    86    Ouhadi, V., and Yong, R., 2003,  Impact of clay microstructure and mass absorption coefficient on  the  quantitative mineral identification by XRD analysis: Applied Clay Science, v. 23, p. 141‐148.    Pevear, D., 1999, Illite and hydrocarbon exploration: Proceedings of the National Academy of Sciences,  v. 96, p. 3440‐3446.    Pierce,  J.,  and  Siegel,  F.,  1969, Quantification  in  clay mineral  studies  of  sediments  and  sedimentary  rocks: Journal of Sedimentary Petrology, v. 39, p. 187‐193.    Price, J.G., Muntean, J.L., Davis, D.A., and Hess, R.H., 2007, The Nevada mineral  industry‐2007: Nevada  Bureau of Mines and Geology, v. Special Publication, p. 178.    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.    Reiners, P., and Brandon, M., 2006, Using  thermochronology  to understand orogenic erosion: Annual  Review Earth and Planetary Sciences, v. 34, p. 419‐466.    Ressel, M.,  and  Henry,  C.,  2006,  Igneous  geology  of  the  Carlin  trend:  Nevada:  Development  of  the  Eocene plutonic complex and significance for Carlin‐type gold deposits: Economic Geology and  the Bulletin of the Society of Economic Geologists, v. 101, p. 347‐383.    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.    Roberts, R., 1951, Geology of  the Antler Peak quadrangle, Nevada: US Geol: Survey Geol. Quad. Map  GQ‐10.  —, 1966, Metallogenic provinces and mineral belts  in Nevada: Nevada Bureau of Mines, Rept, v. 13, p.  47‐72.    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.    Seedorff, E., Dilles,  J., Proffett  Jr,  J., Einaudi, M., Zurcher, L., Stavast, W.,  Johnson, D., and Barton, M.,  2005, Porphyry deposits: Characteristics and origin of hypogene features: Economic Geology, v.  100, p. 251–298.    87    Sillitoe, R., 2010, Porphyry copper systems: Economic Geology, v. 105, p. 3‐41.    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. 405‐421.    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.    Stager, H., 1977, Geology and Mineral Deposits of Lander County, Nevada, Part  II Geology: Bulletin, v.  88.    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.    Sun,  Y.,  Seccombe, P.,  and  Yang, K., 2001, Application of  short‐wave  infrared  spectroscopy  to define  alteration  zones  associated with  the  Elura  zinc‐lead‐silver deposit, NSW, Australia:  Journal of  Geochemical exploration, v. 73, p. 11‐26.    Taylor,  H.P.,  1974,  The  Application  of  Oxygen  and  Hydrogen  Isotope  Studies  to  Problems  of  Hydrothermal Alteration and Ore Deposition: Economic Geology, v. 69, p. 843‐883.    Teal, L., and Jackson, M., 2002, Geologic overview of the Carlin trend gold deposits: Gold deposits of the  Carlin trend: Nevada Bureau of Mines and Geology Bulletin, v. 111, 204 p.    Tosdal, R., Dilles,  J., and Cooke, D., 2009,  From  source  to  sinks  in auriferous magmatic‐hydrothermal  porphyry and epithermal deposits: Elements, v. 5, p. 289‐295.    Tosdal, R., Wooden, J., and Kistler, R., 2000, Inheritance of Nevadan mineral belts from Neoproterozoic  continental breakup: Geology and ore deposits, p. 15–18.    van de Kamp, P., 2008, Smectite‐illite‐muscovite transformations, quartz dissolution, and silica release in  shales: Clays and Clay Minerals, v. 56, p. 66‐81.    Van Santen, R., 1984, The Ostwald step rule: The Journal of Physical Chemistry, v. 88, p. 5768‐5769.    Varadachari, C., 2006, Fuzzy phase diagrams of clay minerals: Clays and Clay Minerals, v. 54, p. 616‐625.    88    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.    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.    White, N., and Hedenquist,  J., 1995, Epithermal gold deposits:  styles,  characteristics and exploration:  Society of Economic Geologists Newsletter, v. 23, p. 9–13.    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.    Winterer, E., 1968, Tectonic Erosion in the Roberts Mountains, Nevada: The Journal of Geology, p. 347‐ 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.    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.    Ye, Z., Kesler, S., Essene, E., Zohar, P., and Borhauer, J., 2003, Relation of Carlin‐type gold mineralization  to  lithology, structure and alteration: Screamer zone, Betze‐Post deposit, Nevada: Mineralium  Deposita, v. 38, p. 22‐38.    Yeh, H., 1980, Ratios and  late‐stage dehydration of shales during burial: Geochimica et Cosmochimica  Acta, v. 44, p. 341‐352.    Zhang, G., Wasyliuk, K., and Pan, Y., 2001, The characterization and quantitative analysis of clay minerals  in  the  Athabasca  Basin,  Saskatchewan:  application  of  shortwave  infrared  reflectance  spectroscopy: Canadian Mineralogist, v. 39, p. 1347‐1363.    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.          89    CHAPTER  4  –  SHEDDING  LIGHT  ON  THE  ABYSS:  LATERAL  FLUID  FLOW  UNDERNEATH AND INTO CARLIN‐TYPE GOLD DEPOSITS  4.1 INTRODUCTION  Hydrothermal ore deposits form when metals are precipitated from a hydrothermal fluid following  some  physiochemical  change;  i.e.,  acid  neutralization,  oxidation,  decreasing  temperature  and/or  pressure  (Barnes,  1997).  Ore‐forming  fluids  are  generally  thought  to  enter  hydrothermal  mineral  deposits via major fault structures, tapping some fluid reservoir at depth underneath the deposit. The  presence  of  faults  and  cracks  in  country  rock  can  provide  higher  permeability  pathways  for  hydrothermal fluid,  in otherwise  low permeability wall rock (Jiang et al., 1997; Oliver and Bons, 2001).  Conversely, faults can act as barriers to fluid flow by the development of fine clay‐rich gouge and/or the  precipitation of hydrothermal cementation minerals (Sibson, 1992; Caine et al., 1996).   In the shallow crust, fluid flow responsible for the formation of many hydrothermal ore deposits  is  generally  thought  to occur  in a dominantly vertical direction controlled by high angle  fault structures,  with fluids driven largely by buoyancy changes caused by thermal anomalies at depth i.e. skarn (Sillitoe  and Bonham, 1990), epithermal (John et al., 2003), VMS (Schardt et al., 2005). Such a model implies that  ore  fluids well  up  directly  underneath  the  deposit.  The  role  of  lateral  fluid  flow  in  the  formation  of  hydrothermal  ore  deposits  is  generally  thought  to  be  small,  and  is most  commonly  observed within  basin‐hosted  stratabound  ore  deposits  such  as Mississippi  Valley  Type  deposits  (Garven  and  Freeze,  1984), where gravity and gradients in topography drive fluid flow. Computer simulations suggest that in  order for lateral flow to dominate, horizontal permeability must be on the order of one hundred times  greater than vertical permeability (Rosenberg et al., 1993; Dickson et al., 1995; Fisher and Becker, 1995).  Extensive lateral flow has been documented in some deposit settings up to 8km from the source of fluid  at the giant Bingham porphyry deposit (Sillitoe and Bonham, 1990), and up to 3km from  its magmatic  source in skarn deposits (Meinert, 1987).  Stable  isotope  analyses  of  carbon  and  oxygen  provide  a means  by which  to map  fluid  flow‐rock  interaction  and  determine  fluid  flow  pathways.  In  a  fluid  buffered  system,  such  as  Carlin‐type  gold  systems, the exchange of oxygen  isotopes between country rock and relatively 18O depleted meteoric‐ hydrothermal fluid can  lower the δ18O values of country rocks from ‘background’ (unaltered) values to  lower (Taylor and Epstein, 1963; Criss and Taylor, 1986; Singleton and Criss, 2002). The overall lowering  of δ18O values  is termed ‘depletion’. For example, calcium carbonate dissolved as a hydrothermal fluid  may  reprecipitate  with  a  different  oxygen  and  carbon  isotope  signature  than  prior  to  dissolution  according to the following equilibrium reaction:  90    CaC18O16O16O + H2 (16O)       CaC16O16O18O + H2(18O)   (eqn. 4.1)  The newly formed hydrothermal mineral is typically strongly depleted with respect to the heavy oxygen  isotope  compared  to  its  sedimentary  predecessor. High  fluxes  of meteoric  fluids  and  high  fluid  rock  ratios will  lower δ18O values of rocks. Carbon  isotope values of the newly precipitated mineral depend  on  the  origin  of  carbon  in  the  fluid:  either  organic  or  deeply  sourced  (magmatic  or metamorphic).  Measurable stable isotope shifts between unaltered and altered rock may occur where there is no other  evidence of hydrothermal alteration such as gold or other trace element anomalies (Taylor, 1974; Criss  and Taylor, 1986; Singleton and Criss, 2002; Arehart and Donelick, 2006).   Oxygen isotopes have been used to delineate hydrothermal fluid flow pathways in the Comstock  Lode  epithermal mining district, where  faults  focusing ore‐forming  fluid  are  defined  by  long belts of  depleted δ18O values (Criss et al., 2000; Singleton and Criss, 2002; 2004). Stable  isotope analyses have  also been used to identify isotope depletion halos around ore bodies in order to vector toward the core  of ore‐systems (Taylor et al., 1974; Cathles, 1993; Paradis et al., 1993; Naito et al., 1995; Stenger et al.,  1998; Arehart and Donelick, 2006).   This paper presents a  study  that uses  carbon and oxygen  stable  isotopes  in  conjunction with  a pre‐existing  trace  element database  to  investigate pathways  taken by  ore‐forming  fluids  into  the  Pipeline  deposit,  a  giant  Carlin‐type  sediment  hosted  disseminated  gold  deposit  located  in north‐eastern Nevada  (Figure 1).  In particular,  there  is a  large,  shallow‐lying  thrust  fault beneath the ore deposit that we investigated as a major feeder zone for mineralization. The results  of  this  study  suggest  that ore‐forming  fluid  flow  into  the Pipeline deposit was dominantly  lateral and  occurred along major pre‐existing thrust faults.    4.2 GEOLOGICAL SETTING OF THE PIPELINE DEPOSIT  The world class Carlin‐type gold deposits of north‐eastern Nevada provide nearly one tenth of the  world’s  annual  gold  production  (Cline  et  al.,  2005;  Price  et  al.,  2007).  The  majority  of  gold  is  disseminated  and  occurs  in  silty  carbonate  rock  forming  the  footwall  (lower  plate)  of  the  Roberts  Mountain thrust system (Cline et al., 2005). Hangingwall siliciclastic rocks (upper plate) are not known to  host any major gold deposits however gold does occur  locally at the Roberts Mountains Thrust (RMT).  The giant Pipeline gold deposit  is  located at the south‐eastern corner of the Shoshone Range  in north‐ eastern  Nevada,  approximately  70km  southeast  of  the  town  of  Battle  Mountain  (Figure  4.1).  The  Pipeline  deposit  is  located  in  a  tectonic  window  through  the  RMT  fault  that  exposes  lower  plate  carbonate rocks at surface. Bedrock is covered by 14‐100m of Quaternary alluvium (Foo et al., 1996).   91      Fig. 4.1. Regional geology map of north‐eastern Nevada showing the  location of the Pipeline gold deposit at the  south‐eastern  corner of  the  Shoshone Range.  (Inset)    Simplified  geology map of  the  Pipeline  gold deposit  and  surrounding area. The Pipeline deposit is located in a tectonic window through the upper plate that exposes lower  plate at surface. A‐ A1 is the location of geological cross‐section shown in Figure 4.2. Dashed red square represents  location of Figure 4.4.      92    At the Pipeline deposit, lower plate carbonate rocks can be subdivided into four main units (Emsbo  et al., 2003). The Devonian Horse Canyon Formation is a calcareous siltstone, mudstone and chert with  local  occurrences  of  sandstone  and  mudstone.  The  Devonian  Wenban  Formation  is  composed  of  laminated calcareous and dolomitic siltstones, micritic limestone, and thick bioclasitc debris flows.  The  Silurian Roberts Mountain Formation  is dominated by  laminated dolostone, calcareous mudstone and  calcareous  siltstone.  The Ordovician  Hanson  Creek  Formation  is  dominantly  a  sandy  dolostone.  The  overlying upper plate comprises siliciclastic units with the rare occurrence of thin carbonate  lenses.  In  the region of the Pipeline deposit, the volumetrically most extensive of the upper plate clastic sediment  packages  is  the Ordovician  Valmi  Formation  composed  of  several  thousand meters  of  chert,  quartz  arenite,  argillite,  slate,  and  greenstone  (Roberts,  1966).  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.     4.2.1 Carlin‐type Au‐Mineralization  Carlin‐type deposits are sediment hosted disseminated gold deposits that are  largely restricted  to north‐eastern Nevada. Most of the gold is disseminated in deposits within silty carbonate host rocks  that  were  decarbonatized  during  hydrothermal  alteration  (Cline  et  al.,  2005).  Gold  occurs  almost  exclusively as auriferous, trace‐element rich pyrite rims (Barker et al., 2009). Fluid inclusions in ore‐stage  minerals from a number of Carlin‐type gold deposits have provided constraints on the temperature and  composition of ore‐forming fluids  in Carlin systems. Fluids were between 180‐240°C, slightly acidic (pH  ~4), reduced, and low salinity and contain little CO2 and CH4. Previous studies have shown a correlation  between elevated concentrations of As, Sb, Hg, Tl, and Te with  increasing gold concentration  in Carlin‐ type gold deposits (Emsbo et al., 2003; Barker et al., 2009; Almeida et al., 2010). On the nanoscale, gold‐ rich pyrite rims from the Banshee and Turquoise ridge deposits exhibit elevated concentrations of this  trace element assemblage when  compared  to  rims where gold  is absent  (Barker et al., 2009).  Stable  isotope analyses of ore‐stage minerals to determine the source of ore‐forming fluid indicate that fluids  were dominated by meteoric water; however some deposits exhibit a distinctly magmatic/ metamorphic  isotope signature.  In  the  Pipeline  deposit,  economic  gold  grades  are  largely  restricted  to  the Wenban  and  Roberts  Mountains Formations with lower grades contained in the Ordovician Hanson Creek and Devonian Horse      93    Canyon Formations. Gold grade is controlled by two main factors: (i) higher inherent permeability of has  made  them preferred hosts  for mineralization whereas massive  limestone, dolostone and marble are  not, and (ii) secondary permeability  in zones of brecciation and faulting, specifically duplex thrust fault  structures. Host  rocks  exhibit  a  local  addition  of  organic  carbon  typically  associated with  faults  and  fractures, however, no genetic  relationship has been established between  carbon alteration and gold  mineralization. No  igneous  rocks  occur within  the  Pipeline  deposit  proper,  although  the Gold  Acres  stock, a Cretaceous quartz monzonite pluton, is located less than one km from the western edge of the  Pipeline deposit (Mortenson et al., 2000). The stock is associated with poly metallic skarn mineralization  of the Gold Acres deposit, adjacent to the Pipeline deposit. Lower plate limestone and limey‐siltstone of  the Pipeline deposit  are  locally  contact metamorphosed  evidenced by  the occurrence of marble  and  tremolite crystals.     4.2.2 Previous isotope studies of the Pipeline Deposit  Previous work analyzing  light stable  isotopes  in carbonate minerals was carried out by Arehart  and Donelick  (2006), and Rye  (1985) who  identified a 18O  isotopic depletion halo  in carbonate  rocks  around  the  Pipeline  gold  deposit.  These  studies  identified  a  characteristic  depletion  trend  from  unaltered rocks to altered rocks. Unaltered rocks exhibited 18O‐enriched  isotope signatures with 18O  values of ~23 ‰. Altered carbonate rocks exhibited more 18O depleted values of ~11 ‰. A generally  positive  relationship  between  carbon  and  oxygen  depletion  is  apparent  from  the  data  of  previous  studies (Arehart and Donelick, 2006). Carbon isotope data is more erratic and exhibits less variation than  oxygen isotope data. 13C values vary from ‐5.5 – 0.4 ‰. The general lowering of 13C values from typical  marine  carbonate  values  (~0.0 ‰) may  reflect  some  conversion of organic  carbon  to  carbonate  and  subsequent exchange with rock carbonate. Because the amount of organic carbon is relatively minor in  comparison to the amount of rock carbonate carbon, the changes  in rock carbon  isotopes  is generally  fairly minimal  (Arehart and Donelick, 2006). Data published by Arehart and Donelick  (2006) has been  incorporated into this study.    4.3 FAULT RELATED FLUID FLOW IN CARLIN SYSTEMS AND THE ABYSS FAULT  Many studies have highlighted  the  importance of  large  fault structures  to  fluid  flow  in Carlin  type  deposits (Radtke et al., 1980; Kuehn and Rose, 1992; Ressel et al., 2000). On the regional scale, Carlin‐ type deposits occur along NE‐SW trending  lineaments  including the Carlin and Battle Mountain‐Eureka      94    mineral belts. The alignment of Carlin‐type deposits  is thought to reflect major basement  fault  fabrics  established during Neoproterozoic  rifting  (Roberts, 1966;  Tosdal  et  al., 2000).  The Roberts Mountain  thrust fault, a result of compression during the Antler Orogeny, defines the upper stratigraphical limit to  gold mineralization  in most  Carlin‐type  gold  deposits.  On  the  deposit  scale,  individual  deposits  are  typically fault controlled; examples  include Carlin (Kuehn and Rose, 1992), Getchell (Cline and Hofstra,  2000), and Meikle (Emsbo et al., 2003). The Post‐Genesis fault system has been identified as a significant  conduit  to mineralizing  fluid  forming  a  network  of  Carlin‐type  deposits  in  the Northern  Carlin  trend  including the giant Betze‐Post deposit (Leonardson and Rahn, 1996). Mineralization  in these systems  is  thought to be a passive process whereby fluids flowed along reactivated older faults. Only in a few cases  is  there  evidence  for  over‐pressuring  to  supra‐lithostatic  pressures  and  development  of  new  fault  systems (Kuehn and Rose, 1992; Cline and Hofstra, 2000; Heitt et al., 2003).  No major  structures  have  been  identified  as  feeder  zones  for  ore‐forming  fluid  in  the  Pipeline  deposit. The Pipeline deposit  is, however, unique  in  that  it  is  the only  locality  identified where  lower  plate has been thrust over upper plate cross‐cutting the RMT. Figure 4.2 presents a schematic section  though  the Pipeline deposit. The Abyss  fault  is a major structural  feature underlying mineralization at  the  Pipeline  deposit.  3D modeling  of  the  Abyss  fault  surface  indicates  that  the  fault  is  curvi‐planar,  dipping variably to the south and southwest and is projected to intersect the surface at the North end of  the Pipeline property (Barrick Gold Corporation internal report). Structural mapping of the Pipeline and  Gold  Acres  deposits  suggests  that  the  RMT  and  the  Abyss  fault  are  part  of  a  duplex  fault/fold  culmination similar to the hinterland dipping and antiformal stacked duplexes described by Boyer and  Elliott  (1982).  The  RMT  represents  the  roof  thrust,  and  the Abyss  represents  a  younger  floor  thrust  (Leonardson,  2010).  Imbricate  faults  stemming  from  the  Abyss  floor  thrust  may  have  provided  a  permeable  pathway  for  mineralizing  fluid  (Leonardson,  2010).  A  number  of  deep  drill  holes  have  intersected lower plate silty limestone beneath the Abyss fault. This intersection is thought to represent  the footwall expression of the RMT beneath the Abyss fault (Figure 4.2).  Visible  alteration  at  the  Abyss  fault  zone  is  generally  characterized  by  strong  carbon  alteration  accompanies by decalcification, clay gouge and  zones of  rubble  (Figure 4.3). Abundant  calcite veining  can occur directly above the fault (within <50m); however, calcite veining is common throughout the           95              Fig. 4.2. Schematic cross section through the Pipeline deposit (section A‐A1 in Figure 1). The Abyss fault offsets the  RMT placing  imbricately thrusted  lower plate on top of a thick sequence of upper plate. This  is a reversal of the  tectono‐stratigraphic sequence emplaced by the Roberts Mountain thrust.             96                     Fig. 4.3. Core photographs of zones above, within, and beneath the Abyss fault. A. Unaltered, unmineralized silty  limestone ~65m above the main Abyss fault zone containing abundant calcite veining. B. The Abyss fault zone  is  characterized by  local decalcification  typically associated with strong carbon alteration, and zones of rubble and  fault gouge. C. The  footwall of  the Abyss  fault  is marked by variably ductiley and brittley deformed Ordovician  Valmi Fm. greenstone with siltstone, chert, and limestone lenses at greater depth.  A  B  C  10cm 10cm 2 cm     97    deposit.  Footwall  siliciclastic  rocks  can  be  variably  deformed  proximal  to  the  fault  contact.  Footwall  rocks contain abundant silica veining and little calcite veining. The fault may also lack visible alteration.  In  such  cases,  the  fault  is marked  only  by  a  small  zone  of  rubble,  and  an  abrupt  transition  from  carbonate rocks to siliciclastic rocks.   This study aims  to determine  the role of  the Abyss  fault  in guiding ore‐forming  fluids  into  the  Pipeline deposit. Significant clay gouge followed by loss of permeability may suggest that the Abyss fault  was as a barrier to vertical fluid flow. In such a case, oxygen isotopes values would be undepleted at and  above the fault. We would also expect an absence of gold and other associated trace elements at the  fault. Conversely,  the Abyss  fault may have been  the main conduit  for  fluid. Ore‐forming  fluid  flowed  along the fault and entered the deposit along secondary faults connected to the Abyss fault. In this case,  oxygen  isotope depletion would occur pervasively  from  the Abyss  fault upward  into  the main zone of  gold mineralization. Similarly, we would expect Au and other trace element values to be elevated in the  same  regions.  Finally,  flow of ore‐forming  fluids may have occurred  along  the Abyss  fault but  is not  connected with fluids forming the Pipeline deposit. Oxygen isotopes along the fault would be depleted  in this situation and gold and other trace element may be present in elevated concentrations if the fluid  was carrying gold.        4.4 METHODS and ANALYTICAL TECHNIQUES  Over 285  carbonate  rock  and  calcite  vein  samples  from  the Pipeline open pit, and drill holes  through the Abyss Fault from surface (both reverse circulation (RC) chips and drill core) were analyzed  for carbon and oxygen stable isotopes. Drill hole locations are shown in Figure 4.4. Samples taken from  RC‐chip holes represent 3.05m (10ft) composites. Samples for this study were taken at regular intervals  starting at the Abyss fault contact between upper plate (footwall) and lower plate (hangingwall). Sample  density was  highest proximal  to  the  fault with  density decreasing with  distance  from  the main  fault  zone:  every  5‐10m near  the  contact,  and  every  30‐40m between  100‐300m  above  the  contact. Vein  samples were analyzed separately  from  the  rock matrix. Drill core samples were spot micro‐drilled  to  obtain ~2‐3g of powdered material. Multiple chips from each RC interval were ground into a fine powder  and homogenized using a mortar and pestle. Analyses were completed by the Pacific Centre for Isotopic  and Geochemical Research at the University of British Columbia. Weighed samples (between 0.2 to 1.5g)  were  analyzed  using  a  ThermoFinnigan  Delta  plus  mass  spectrometer  and  gas  bench.  Sample  and  standard mineral powders were treated with phosphoric acid in sealed glass exetainers that had been       98                Fig. 4.  Location of all drill holes  sampled  in  this  study and  location of  cross  sections. The  inset map  shows  the  location of Lone Mountain, the type‐section for lower plate rocks used as samples for background values for stable  isotope analyses in this study.        99    flushed with helium. The CO2 produced was introduced into the mass spectrometer in continuous flow  mode, using helium as the carrier gas. The gas from the sample was run along with  internal reference  standards, as well as  internationals standards NBS18, NBS19, BN13, BN83‐2, H6M, and Merck.   Finally,  the  CO2  produced was  introduced  into  the mass  spectrometer  in  continuous  flow mode.  Laboratory  Information Management  Software  (http://www.usgs.gov/) was  employed  to  aid  in  the  reduction  of  data.  Gold assay and multi‐element  lithogeochemistry values  included  in  this  study are  courtesy of  Barrick Gold Corporation Pipeline deposit database. Each analysis represents a 3.05m (10ft) composite.  Reverse circulation chip composites consisted of a random sampling of chips along a 3.05m interval. Drill  core  composites  consisted of  small pieces of  split  core  taken at  regular  intervals  from along a 3.05m  section. Background  samples  collected  from  the  Lone Mountain  area were  analyzed  separately  from  mine samples; however the analytical methods used were the same. Samples were sent to ALS Chemex  Laboratory for analyses. Analytical procedures and detection  limits for elements analyzed  in this study  are described  in Table 4.1. Standard QA/QC procedures were adhered to.  Internal company standards  were included every 20 samples, and paired blanks and duplicates every 20 samples between standards.       Table. 4.1. Procedures and detection limits for elements analyzed in this study.    Element  Procedure Lower – Upper detection limit  (ppm)  Au  Fire assay  0.01‐100 As  Aqua regia digestion 0.1‐10,000 Sb  Aqua regia digestion 0.05‐10,000 Hg  Aqua regia digestion 0.01‐10,000 Tl  Aqua regia digestion 0.02‐10,000 Te  Aqua regia digestion 0.01‐500     4.4.1 Background 18O, 13C, Au and trace element values for marine carbonate rocks  The Lone Mountain area, central Nevada, is a classic section for unaltered, unmineralized lower  plate  rock and  includes all  the  formations observed  in  the Pipeline deposit  (Figure 4.4)  (Finney et al.,  1999).  Samples  from  the  Lone Mountain  area  were  collected  for  stable  isotope  analyses  to  better  constrain the isotopic range of unaltered lower Paleozoic marine carbonate rocks in Nevada. 18O values      100    are reported relative to VMOW  (standard mean ocean water) and 13C values are reported relative to  VPDB (Peedee Belemnite). 18O and 13C values for background samples from Lone Mountain are shown  in Table 4.2. Background samples show a range  in 18O values from 24.3 – 27.2 ‰ which  is consistent  with  the  range of previously  reported global values  for Silurian‐Devonian marine carbonate  (Veizer et  al., 1999). In order to ensure that samples are indeed depleted, and to account for any analytical error,  for the purposes of this study a sample is considered to be depleted in 18O if the value is <20.0 ‰. δ13C  values  for unaltered marine  carbonates  are  typically  ~  0 ‰  (Ohmoto  and Rye,  1979).  δ13C  values  in  background  samples  from  this  study are within  the  range previously  reported  for  the Lone Mountain  area (Finney et al., 1999). A sample is considered to be depleted in δ13C is values are significantly higher  or lower than typical marine carbonate values.  Aside from one sample containing 0.155ppm Au, all other samples from Lone Mountain contain  gold concentrations <0.075 ppm. Given the lack of ore‐grade gold mineralization, and an apparent lack  of extensive  interaction with a hydrothermal  fluid  (as evidenced by stable  isotope analyses),  the Lone  Mountain  samples can also provide  some  insight  into background values  for Au, As, Sb, Tl, and Te  in  marine carbonate rocks  (Table 4.2). Arsenic values range  from below detection  limit  (<0.1 ppm)  to 26  ppm. Antimony concentrations don’t exceed 1 ppm. All Tl values are below detection  limit, and Te  is  near or at the detection limit of 0.01 ppm. Previous studies have shown that in ore‐grade samples, the  concentration of  these  trace elements can be 2‐3 orders of magnitude  larger  than background values  (Stenger et al., 1998; Cline et al., 2005; Almeida et al., 2010).    Table 4.2. Stable isotope data and trace element geochemistry values for unaltered, unmineralized background  samples from Lone Mountain, Nevada. Average error on δ18O = ± 0.6 ‰, δ13C = ± 0.2‰.   Unit  Rock Type  Easting  Northing  C‰ ‰ Au  (ppm)  As  (ppm)  Sb  (ppm)  Hg  (ppm)  Tl  (ppm)  Te  (ppm)  Hanson Creek Fm.  Limestone  4382291  562116  1.47  25.4  0.003  5  0.32  0.021  <0.5  0.01  Roberts Mountain Fm.  Silty Limestone  4382357  562266  ‐0.05  26.6  0.073  6  0.77  0.1  <0.5  0.01  Roberts Mountain Fm.  Silty Limestone  4382328  562179  1.24  24.3  0.018  5  0.37  0.038  <0.5  0.01  Lone Mountain  Dolomite  4382630  562539  0.93  24.6  0.155  26  0.73  0.113  <0.5  0.03  Nevada Group  Dolomite  4382957  562844  ‐0.68  25.5  0.003  <0.1  0.15  0.007  <0.5  0.01  Nevada Group  Limestone  4383087  563024  3.51  26.2  <0.001  4.1  0.42  0.008  <0.5  0.01  Nevada Group  Limestone  4383145  563108  ‐1.19  27.2  <0.001  0.1  0.09  <0.005  <0.5  0.02          101    4.5 RESULTS  4.5.1 18O and 13C values of rocks  Carbon  and oxygen  stable  isotope data  for  rock  and  vein  samples  analyzed  in  this  study  are  presented in Table 4.3. A broadly positive relationship exists between 18O depletion and 13C depletion  in the same samples; however, there is far less range in carbon isotope values (Figure 4.5). There was no  apparent  correlation  between  stratigraphic  formation  and  stable  isotope  composition  (Appendix  F).  Samples from different formations are not differentiated  in Figure 4.5. Samples of carbonate matrix at  and above the Abyss fault ranged from 3 ‰ to 25 ‰, and 13C values range from ‐21.08 to 2.28 ‰. Only  four samples exhibit 13C values lower than ‐8 ‰, and may be a result of analytical error. Approximately  40%  all  of  rock  samples  occur  outside  of  the  range  associated  with  background marine  carbonate  oxygen  isotope  values,  indicating  that  these  samples  are  depleted  in  18O.  Approximately  60%  of  samples  occur  outside  of  the  13C  range  ((‐1)‐1‰)  typically  associated  with marine  carbonates.  In  particular, two samples located at the Abyss fault contain significantly depleted 13C values.    Cross  sections  through  the Pipeline deposit  showing oxygen  isotope data  for  rock  samples  is  presented in Figure 4.6, and includes previous analyses completed by Arehart and Donelick (2006) taken  from the main ore zone of the Pipeline deposit. Not every drill hole sample intersecting the Abyss fault  exhibits  stable  isotope  depletion.  Drill  holes  DP‐525,  PR‐471,  and  PR‐704  exhibit  background,  undepleted  oxygen  isotope  values  at  and within  close  proximity  to  the Abyss  fault  (Figure  4.6).  The  majority of samples, however, within ~100 m of the Abyss fault are significantly more depleted in 18O  than  samples  above  this  depth.  Data  included  from  drill  holes  intersecting  the  main  zone  of  mineralization  indicate  pervasive  depletion  in  the  region  of  highest  gold  concentration.  Shallow  drill  holes, such as DP‐1258, that stop before  intersecting the Abyss fault exhibit mineralization throughout  the  span of  the drill hole  (Table 4.3, Figure 4.6).   Stable  isotope values of  samples  from  shallow drill  holes are largely depleted.    Figures 4.7 and 4.8 illustrate the trend in stable isotope values as a function of depth relative to  the Abyss fault. There is an absence of depleted values between 100 m – 800 m above the Abyss fault,  with only six samples exhibiting depletion  in 18O.   Samples between  the Abyss  fault zone and 150 m  below  the  Abyss  fault  vary  between  depleted  and  undepleted,  but  no  samples  exhibit  the  same  significantly depleted values  (<15 ‰) present directly at the Abyss  fault.   Stable  isotope data beneath  the Abyss fault is limited due to the lack of carbonate material in upper plate rocks. Approximately 200m      102    Table 4.3. 18O and 13C values  for  rock and vein samples. Average error  for δ18O = ± 0.15‰, δ13C = ± 0.33  (To  Abyss = Distance from the Abyss fault, Fm = Formation, Srm = Silurian Roberts Mountain, Dw =Devonian Wenban,  Ohc=Ordovician Hanson  Creek, Dhc  = Devonian Horse  Canyon, Ov  = Ordovician  Valmi,  Se=  Silurian  Elder,  RC=  reverse circulation, DH = diamond drill hole)  HOLE ID  Depth  To Abyss  Fm  13C rock 18O rock 13C vein 18O vein Au  As  Sb  Tl  Te  Hg    (m)  (m)    ‰ ‰ ‰ ‰ (ppm)  (ppm)  (ppm)  (ppm)  (ppm)  (ppm)  DP‐1083  285.8  270.5  Srm  0.59  18.83  ‐3.19  13.63  0.028            RC  303.3  253.0  Srm  0.7  19.78  ‐2.43  10.49  0.028              317.3  239.0  Srm  ‐0.94  20.33  ‐4.76  13.63  0.028              334.1  222.2  Srm  0.17  21.66      0.084              334.1  222.2  Srm  0.4  21.32  ‐2.52  16.82  0.084              359.4  196.9  Srm  0.12  21.32  1.02  8.76  0.028              382.8  173.5  Srm  ‐1.26  19.09      0.056              391.7  164.6  Srm  ‐1.38  22.26  ‐3.44  14.23  0.168              394.1  162.2  Srm  0.23  21.04      0.056              404.5  151.8  Srm  ‐1.09  18.95  ‐5.12  13.21  0.028              424.3  132.0  Srm  ‐0.35  22.5  ‐3.67  11.66  0.28              426.7  129.6  Srm      ‐5.16  12.17  0.56              438.0  118.3  Srm  0.81  23.75      0.112              446.8  109.5  Srm  1.39  25.2      0.028              446.8  109.5  Srm  0.3  24.36      0.028              461.5  94.8  Srm  0.53  22.63      0.056              461.5  94.8  Srm  ‐1.76  21.37      0.056              481.6  74.7  Srm  ‐0.16  20.13  ‐0.87  20.67  0.028              502.0  54.3  Srm  ‐1.53  19.59  ‐1.51  10.33  0.028              527.0  29.3  Srm    22.9      0.028              531.0  25.3  Srm  0.22  21.54      0.056              543.5  12.8  Srm  ‐1.48  14.5      0.028              552.3  4.0  Srm  0.35  15.99  ‐2.25  10.88  0.028              555.3  1.0  Srm  ‐0.84  17.72  ‐2.23  ‐0.02  0.112              555.7  0.6  Srm  ‐2.32  15.73  ‐0.56  13.26  0.112                                        DP‐1136  641.6  66.1  Srm  ‐1.08  20.11  ‐3.51  10.1  0.028            DH  648.3  59.4  Srm  ‐1.03  21.09  ‐3.04  8.5  0.028              657.8  49.9  Srm  ‐15.4  20.62      0.028              669.0  38.7  Srm  ‐1.12  19.72  ‐2.75  8.8  0.028              661.7  46.0  Srm  ‐0.99  19.68      0.028              676.0  31.7  Srm      ‐3.56  10.19  0.028              678.2  29.5  Srm      ‐0.98  20.32  0.028              680.9  26.8  Srm  ‐1.48  20.96  ‐0.97  19.66  0.028              680.9  26.8  Srm  ‐0.89  20.44      0.028              691.9  15.8  Srm  ‐1.46  20.4      0.028                  657.8  49.9  Srm  ‐0.98  21.2      0.028              695.2  12.5  Srm  ‐0.01  18.83      0.028              696.5  11.2  Srm  ‐1.36  19.91  ‐3.63  9.86  0.028              700.4  7.3  Srm  ‐1.33  20.21      0.028              700.4  7.3  Srm  ‐1.5  19.2      0.028              701.5  6.2  Srm  ‐1.19  18.97  ‐0.57  18.92  0.028              703.5  4.2  Srm  ‐1.19  18.63  ‐1.47  17.97  0.028              703.5  4.2  Srm  ‐1.83  20.07      0.028              704.4  3.3  Srm  ‐1.54  17.92      0.028              704.7  3.0  Srm  ‐2.55  13.9      0.028              707.7  0.0  Srm  ‐2.79  17.66      0.028                            0            DP‐1160  276.6  247.7    ‐2.46  14.29  ‐3.04  9.8  0.056  112  13.2  0.18  0.03  0.75  DH  303.0  221.3    0.45  19.08  ‐3.49  11.49  0.028  125  9.81  0.28  0.02  0.47                                  103    HOLE ID  Depth  To Abyss  Fm  13C rock 18O rock 13C vein 18O vein Au  As  Sb  Tl  Te  Hg    (m)  (m)    ‰ ‰ ‰ ‰ (ppm)  (ppm)  (ppm)  (ppm)  (ppm)  (ppm)  DP‐1160  332.5  191.8    1.46  24.77      0.028  90  7.75  0.12  0.02  0.62    368.5  155.8    ‐0.11  19.85  ‐3.92  11.87  0.336  152  22.8  1.4  0.04  1.26    410.3  114.0    1.27  21.98      0.028  33  3.1  0.05  0.01  0.14    416.1  108.2    0.5  21.85    0.028  46  2.98  0.14  0.02  0.07    416.1  108.2    1.49  23.39      0.028  46  2.98  0.14  0.02  0.07    435.3  89.0    0.44  22.98      0.028  33  3.04  0.1  0.02  0.15    435.3  89.0    0.39  23.83      0.028  33  3.04  0.1  0.02  0.15    452.6  71.7    0.46  21.69  1.16  23.42  0.028  68  9.87  0.15  0.02  1.33    467  57.3    1.51  22.5  1.17  23.34  0.028  90  18.5  0.28  0.1  1.43    481.6  42.7    1.57  21.94  1.4  23.4  0.028  12  1.73  0.08  0.1  0.05    493.2  31.1    1.26  21.07      0.028  19  1.84  0.08  0.11  0.04    527  ‐2.7    ‐9.28  22.9      0.616  165  12.7  0.06  0.1  1.19                              DP‐1192  243.8  112.8  Dw  ‐0.4  22.73      0.028  49  4.12  0.06  0.01  0.56  DH  253  103.6  Dw  0.93  21.53      0.028  48  7.37  0.07  0.01  1.19    265.2  91.4  Dw  ‐0.23  21.37      0.028  46  3.83  0.03  0.02  0.24    274.3  82.3  Dw  ‐1.49  20.45      0.028  41  4.22  0.08  0.02  0.32    283.5  73.1  Dw  1.32  24.2      0.028  22  1.69  0.05  0.02  0.13    292.6  64.0  Dw      0.66  24.16  0.028  21  1.84  0.04  0.02  0.12    298.7  57.9  Dw  0.81  23.04      0.028  13  1.24  0.04  0.03  0.05    307.8  48.8  Dw  0.69  23.04      0.028  14  2.52  0.05  0.05  0.04    313.9  42.7  Dw      0.61  22.01  0.028  18  3.77  0.03  0.02  0.1    320  36.6  Dw  1.2  21.25      0.028  7  5  0.03  0.02  0.18    329.2  27.4  Dw  1.35  18.16  ‐6.49  12.02  0.028  10  11.9  0.04  0.02  0.23    341.4  15.2  Dw  1.44  18.09      0.028  11  2.64  0.07  0.02  0.23    347.5  9.1  Dw  0.28  21.86      0.036  39  22.2  0.07  0.02  0.41    353.6  3.0  Dw  ‐0.43  19.18      0.076  39  22.2  0.07  0.02  0.41    706.2  ‐349.6  Se  ‐2.94  13.88      0.003  21.5  2.6  0.09  0.04  0.1                              DP‐1258  0.3  n/a  Dw  ‐3.067  14.501      0.0056            DH  7.9  n/a  Dw  ‐3.68  12.894      0.0056              36  n/a  Dw  ‐3.174  13.73      0.0056              66.1  n/a  Dw  ‐0.085  22.459      0.0056              112.8  n/a  Dw  ‐6.874  14.031      0.0196              142.6  n/a  Dw  ‐4.915  14.64      0.0196              187.5  n/a  Srm  ‐2.145  17.93      0.028              294.7  n/a  Srm  ‐0.852  7.949      0.0448              314.6  n/a  Srm  0.834  13.3      0.014              383.7  n/a  Srm  ‐4.352  14.853      0.014              400.2  n/a  Ohc  ‐0.377  20.513      0.042              438  n/a  Ohc  ‐2.954  13.463      0.0028              480.4  n/a  Ohc  ‐3.174  15.225      0.0028                                        DP‐532  152.1  366.1  Dw  ‐1.06  20.78  ‐4.47  11.71  2.856  351  29.6  1.84  0.71  4.71  DH  170.7  347.5  Dw  0.1  20.37  0  12.69  0.168  158  9.59  0.22  0.03  6.83    189  329.2  Dw  ‐1.2  19.82      0.448  432  28.9  0.36  0.06  2.75    223.1  295.1  Dw  ‐0.72  18.57  ‐0.44  19.38  0.392  151  5.19  0.36  0.04  0.86    223.1  295.1  Dw  0.17  19.17      0.392  151  5.19  0.36  0.04  0.86    838.2  ‐320.0  Dw  ‐4.23  16.85      0.028  35.1  2.35  0.15  0.04  0.03    253  265.2  Dw  0.53  21.9  0.49  15.93  0.028  38  5.17  0.07  0.02  0.17    294.1  224.1  Dw  0.57  22.22  ‐1.22  12.44  0.056  30  5.7  0.08  0.1  0.24    332.2  186.0  Dw  0.25  21.62  ‐3.46  10.97  0.028  5  4.07  0.06  0.05  0.12    359.7  158.5  Dw  0.06  22.01      0.028  168  2.91  0.09  0.02  4.39    390.1  128.1  Dw      ‐4.66  11.6  0.028  18  7.89  0.04  0.03  0.21    432.8  85.4  Dw  1.13  21.5      0.028  44  16.25  0.03  0.01  0.3    448.1  70.1  Dw  ‐0.37  19.02  ‐4.13  20.46  0.028  14  4.16  0.02  0.02  0.45          104    HOLE ID  Depth  To Abyss  Fm  13C rock 18O rock 13C vein 18O vein Au  As  Sb  Tl  Te  Hg    (m)  (m)    ‰ ‰ ‰ ‰ (ppm)  (ppm)  (ppm)  (ppm)  (ppm)  (ppm)  DP‐532  466.3  51.9  Dw  ‐0.92  17.43  ‐0.98  19.03  0.056  32  4.08  0.22  0.09  0.58  DH  481.6  36.6  Dw  ‐0.14  21.09      0.028  43  2.58  0.16  0.02  0.54    496.8  21.4  Dw  0.1  21.77    0.028  10  0.44  0.09  0.01  0.15    512.1  6.1  Dw  0.19  20.16  0.13  18.79  0.028  35  0.45  0.13  0.01  0.36    521.2  ‐3.0  Ov  ‐1.7  13.76      0.476  35  0.45  0.13  0.01  0.36    524.3  ‐6.1  Ov    19.45      0.476  134  4.75  0.22  0.07  0.49    527.3  ‐9.1  Ov  2.28  19.72      0.084  134  4.75  0.22  0.07  0.49    838.2  ‐320.0  Ov  ‐3.69  17.13      0.028  35.1  2.35  0.15  0.04  0.03    880.9  ‐362.7  Ov  ‐5.44  17.52      0.028  7.7  0.79  0.26  0.01  0.03    949.5  ‐431.3  Ov  ‐3.64  18.1      0.028  6.2  0.6  0.25  0.01  0.01    949.5  ‐431.3  Ov  ‐1.9  19.3      0.028  6.2  0.6  0.25  0.01  0.01                              DP‐828  332.2  128.0  Srm  ‐1.78  20.37  ‐4.23  11.5  0.028            RC  335.3  124.9  Srm  0.99  23.31      0.028              359.7  100.5  Srm  0.92  23.54      0.028              405.4  54.8  Srm  0.85  23.27      0.028              405.4  54.8  Srm  ‐0.06  21.08      0.028              429.8  30.4  Srm      0.53  13.62  0.028              460.2  0.0  Srm  ‐4.27  15.96      0.028              472.4  ‐12.2  Srm      ‐3.27  9.26  0.028              478.5  ‐18.3  Srm  ‐14.04  18.44      0.028              478.5  ‐18.3  Srm  ‐4.82  14.92      0.028                                        DP‐829  487.7  112.8  Srm  ‐3.74  15.29      0.028  11  4.74  0.34  0.02  0.13  RC  493.8  106.7  Srm      ‐5.94  10.78  0.028  14  11.3  0.2  0.02  0.29    502.9  97.6  Srm  ‐2.05  20.2      0.028  2  0.7  0.34  0.01  0.06    518.2  82.3  Srm  ‐1.2  21.34      0.028  7  0.8  0.32  0.02  0.07    533.4  67.1  Srm  ‐1.44  21.52      0.028  8  1.11  0.36  0.02  0.03    548.6  51.9  Smr  ‐1.21  21.16      0.028  7  0.9  0.49  0.02  0.03    557.8  42.7  Srm  ‐1.48  21.21      0.028  7  1.42  0.42  0.02  0.04    570.0  30.5  Srm  ‐1.36  21.04      0.028  2  1.39  0.35  0.02  0.03    582.2  18.3  Srm  ‐1.78  20.66      0.056  8  1.36  0.42  0.03  0.03    591.3  9.2  Srm  ‐2.79  18.55      0.028  39  1.63  0.46  0.02  0.04    594.4  6.1  Srm  ‐2.52  18.86      0.028  39  1.63  0.46  0.02  0.04    600.5  0.0  Ov  ‐3.67  17.56      0.028  171  3.26  0.2  0.04  0.08    518.2  82.3  Ov  ‐1.48  21.01      0.028  7  0.8  0.32  0.02  0.07                              PR‐1007  499.9  85.3  Ohc  ‐2.92  11.14      0.0196  33  15.55  0.41  0.13  1.14  RC  527.3  57.9  Ohc  ‐2.91  18.61      0.0028  6  0.32  0.57  0.02  0.02    539.5  45.7  Srm  ‐3.13  15.96      0.1064  51  0.82  0.34  0.04  0.03    545.6  39.6  Srm      ‐1.28  19.78  0.0028  12  0.81  0.38  0.02  0.03    557.8  27.4  Srm  ‐2.55  19.81      0.0028  5  0.98  0.34  0.02  0.02    570.0  15.2  Srm  ‐2.63  16.94      0.0028  9  1.66  0.32  0.02  0.03    579.1  6.1  Srm  ‐1.48  8.05      0.07  13  3.71  0.32  0.02  0.02    582.2  3.0  Srm  ‐1.27  5.57      0.1512  77  7.64  0.15  0.04  0.06    582.2  3.0  Srm  ‐1.5  5.54      0.1512  77  7.64  0.15  0.04  0.06    606.6  ‐21.4  Ov  ‐2.74  7.33      0.0168  37  2.63  0.34  0.04  0.03                              PR‐350  307.8  100.6    ‐21.08  20.81                  RC  323.1  85.3    ‐3.81  11.81                    341.4  67.0    ‐3.65  13.7      0.028              356.6  51.8    ‐1.88  17.46      0.028              368.8  39.6    ‐3.04  16.38      0.028              384.0  24.4    ‐3.94  13.36      0.028              387.1  21.3    ‐2.5  15.31      0.14              393.2  15.2    ‐1.76  17.61                          105      HOLE ID  Depth  To Abyss  Fm  13C rock 18O rock 13C vein 18O vein Au  As  Sb  Tl  Te  Hg    (m)  (m)    ‰ ‰ ‰ ‰ (ppm)  (ppm)  (ppm)  (ppm)  (ppm)  (ppm)  PR‐350  396.2  12.2    0.58  21.44                  RC  405.4  3.0    0.12  19.51                                              PR‐468  170.7  137.1  Srm  0.32  20.65      0.084  32  1.77  0.32  0.02  0.71  RC  179.8  128.0  Srm  ‐0.06  20.19      0.084  29  2.26  0.31  0.02  0.77    192.0  115.8  Srm  ‐0.83  20.82      0.028  32  1.98  0.29  0.02  0.25    210.3  97.5  Srm  ‐0.54  21.29      0.028  28  3.26  0.32  0.02  0.22    225.6  82.2  Srm  ‐1.27  19.49      0.056  52  2.47  0.17  0.03  0.71    246.9  60.9  Srm  ‐1.5  20.27      0.056  31  4.13  0.1  0.05  0.25    268.2  39.6  Srm  ‐1.94  14.94      0.084  32  4.01  0.22  0.04  0.58    277.4  30.4  Srm  0.64  16.47      0.028  12  1.93  0.1  0.05  0.19    286.5  21.3  Srm  ‐2.3  15.32      0.028  16  1.78  0.07  0.02  0.22    298.7  9.1  Srm  ‐2.267  14.523      0.028  19  2.38  0.12  0.02  0.18    301.8  6.0  Srm  ‐2.44  18      0.028  19  2.38  0.12  0.02  0.18    304.8  3.0  Srm  ‐1.23  15.44      0.028  113  5.56  0.17  0.03  0.23    323.1  ‐15.3  Ov  ‐3.75  16.68      0.196  76  6.78  0.27  0.03  0.15    365.8  ‐58.0  Ov  ‐1.52  17.92      0.112  198  7.69  0.11  0.04  0.3    518.2  ‐210.4  Ov  ‐5.062  11.884      0.028  15.4  0.54  0.03  0.01  0.06    536.4  ‐228.6  Ov  ‐1.623  13.607      0.028  7.4  1.78  0.11  0.03  0.13    545.6  ‐237.8  Ov  ‐4.624  13.808      0.028  5  1.56  0.15  0.02  0.11    563.9  ‐256.1  Ov  ‐7.546  14.262      0.028  15.2  2.44  0.21  0.05  0.19    582.2  ‐274.4  Ov  ‐0.44  17.427      0.028  3  0.87  0.1  0.02  0.11    600.5  ‐292.7  Ov  ‐1.615  16.638      0.028  11  0.88  0.07  0.02  0.08    643.1  ‐335.3  Ov  ‐5.34  16.22      0.028  5.1  1.2  0.1  0.03  0.09    676.7  ‐368.9  Ov      ‐5.23  16.8  0.028  6.4  0.69  0.12  0.01  0.12    691.9  ‐384.1  Ov  ‐5.498  16.108      0.028              722.4  ‐414.6  Ov  1.42  18.37      0.028              783.3  ‐475.5  Dhc  ‐2.78  19.36    0.028              841.2  ‐533.4  Dhc  0.37  22.15      0.028  37.9  3.09  0.17  0.04  0.21    883.9  ‐576.1  Dw  ‐1.89  3.29      0.028              887  ‐579.2  Dw  0.18  22.85      0.028              887  ‐579.2  Dw  0.643  19.163      0.028                                        PR‐469  243.8  122.0  Srm  ‐1.02  21.66      0.028  32  4.57  0.16  0.15  0.62  RC  259.1  106.7  Srm  ‐1.11  21.72      0.028  18  2.26  0.09  0.03  0.29    277.4  88.4  Srm  ‐1.43  21.07      0.028  40  2.92  0.12  0.03  0.27    301.8  64.0  Srm  ‐0.56  21.28      0.028  14  1.7  0.15  0.03  0.3    310.9  54.9  Srm  ‐1.17  14.48      0.028  19  1.72  0.21  0.03  0.21    320  45.8  Srm      ‐5.48  10.69  0.028  16  2.4  0.19  0.02  0.22    329.2  36.6  Srm  ‐1.02  20.52      0.028  34  11.7  0.16  0.11  0.22    338.3  27.5  Srm      ‐5.95  11.58  0.028  25  2.42  0.2  0.04  0.18    350.5  15.3  Srm  ‐0.85  21.47      0.028  21  2.31  0.17  0.03  0.2    362.7  3.1  Srm  ‐2.28  19.17      0.028  18  1.82  0.16  0.03  0.31    396.2  ‐30.4  Ov  2.06  19.11  ‐1.68  16.47  0.028  14.2  3.73  0.33  0.07  0.1    411.5  ‐45.7  Ov  ‐0.12  19.53      0.028  22.9  3.58  0.26  0.06  0.2    423.7  ‐57.9  Ov  ‐0.34  17.9      0.028  28.3  5.28  0.33  0.06  0.18    429.8  ‐64.0  Ov  ‐0.38  20.26  ‐1.44  13.71  0.028  81  4.6  0.38  0.08  0.21    438.9  ‐73.1  Ov  ‐1.28  16.77      0.028  63.1  4.29  0.14  0.04  0.16    442  ‐76.2  Ov  ‐1.86  16.7      0.028  54.3  4.76  0.05  0.03  0.08    451.1  ‐85.3  Ov  ‐0.8  16.89      0.028  26.7  6.53  0.59  0.06  0.08    457.2  ‐91.4  Ov  ‐3.36  15.99      0.028  50.3  13.5  1.94  0.08  0.46    463.3  ‐97.5  Ov  ‐2.16  17.34      0.028  75.7  9.45  0.37  0.07  0.18                              PR‐471  484.6  106.7  Dw  ‐1.53  16.6      0.028            RC                            PR‐642  335.3  131.0  Dw  ‐1.91  19.03      0.028                106    HOLE ID  Depth  To Abyss  Fm  13C rock 18O rock 13C vein 18O vein Au  As  Sb  Tl  Te  Hg    (m)  (m)    ‰ ‰ ‰ ‰ (ppm)  (ppm)  (ppm)  (ppm)  (ppm)  (ppm)  PR‐642  344.4  121.9  Dw  ‐0.7  19.62  ‐4.25  13.63  0.028            RC  359.7  106.6  Dw  ‐2.81  18.03  ‐4.6  12.18  0.028              365.8  100.5  Dw      ‐4.21  13.84  0.028              368.8  97.5  Dw  0.58  19.25      0.028              381  85.3  Dw  ‐0.56  17.19  ‐4.8  13.88  0.028              396.2  70.1  Dw      ‐4.89  14.16  0.028                                      PR‐704  335.3  131.0  Dw  ‐0.21  20.93    0.028            RC  350.5  189.0  Srm  ‐1.18  18.7      0.042              365.8  173.7  Srm  0.44  22.04      0.0364              381.0  158.5  Srm      ‐4.58  13.42  0.0336              396.2  143.3  Srm  0.29  19.83      0.028              411.5  128.0  Srm  1.22  18.22  0.92  20.88  0.028              426.7  112.8  Srm  ‐0.41  20.35      0.028              442.0  97.5  Srm  ‐0.15  19.4      4.34              463.3  76.2  Srm  0.29  18.71  ‐0.37  15.13  0.1708              475.5  64.0  Srm  ‐0.55  18.86      0.0756              490.7  48.8  Srm  ‐0.55  17.68      0.0336              499.9  39.6  Srm  ‐0.3  17.27      0.042              509.0  30.5  Srm  0.25  22.41      0.0308              515.1  24.4  Srm  0.91  17.38  0.85  18.32  0.028              524.3  15.2  Srm  1.54  24.68      0.0336              530.4  9.1  Srm      1.24  21.82  0.0308              536.4  3.1  Srm    20.87      0.028                                        PR‐779  121.9  140.2  Srm  0.24  22.48      0.112            RC  152.4  109.7  Srm  0.73  24.67      0.028              152.4  109.7  Srm  0.27  24.24      0.028              164.6  97.5  Srm  ‐0.46  18.64  ‐0.34  18.59  0.028              198.1  64.0  Srm  1.66  19.9  1.62  21.81  0.028              216.4  45.7  Srm  ‐0.09  21.13      0.028              228.6  33.5  Srm  0.52  21.67      0.028              240.8  21.3  Srm  ‐0.54  18.78      0.028              249.9  12.2  Srm  ‐1.52  17.59  ‐0.3  17.91  0.224              253.0  9.1  Srm      ‐2.14  3.42  0.112                                        PR‐780  152.4  121.9  Dw  ‐1.78  14.82      0.042  136  14.45  0.28  0.05  2.88  RC  179.8  94.5  Dw  ‐1.21  19.99      0.0112  195  18.1  0.32  0.04  1.46    201.2  73.1  Dw  0.36  19.55      0.0756  83  5.75  0.02  0.03  0.74    249.9  24.4  Srm  ‐2  17.9      0.0224  110  39.9  0.11  0.04  1.16    274.3  0.0  Srm      ‐11.39  22.17  2.6684  105  10.25  0.07  0.17  0.84                              PR‐86  298.7  57.9    ‐0.91  18.88      0.028            RC  301.8  54.8    ‐0.54  19.53      0.028              310.9  45.7    ‐0.47  19.82      0.028              313.9  42.7        ‐4.28  9.03  0.028              323.1  33.5    ‐0.53  21.34      0.028              338.3  18.3    0.1  11.33      0.028              341.4  15.2    ‐1.56  16.61      0.056              353.6  3.0    ‐2.24  16.71      0.028              365.8  ‐9.2    ‐7.79  12.9      0.028                                      Surface      Srm  ‐1.844  15.136  E  524528  N              Surface      Srm  1.053  16.803  E  524476  N            Surface      Srm  ‐5.055  7.296  E  524476 N                                            4454902  4454928  4454927      107      HOLE ID  Depth  To Abyss  Fm  13C rock 18O rock 13C vein 18O vein Au  As  Sb  Tl  Te  Hg    (m)  (m)    ‰ ‰ ‰ ‰ (ppm)  (ppm)  (ppm)  (ppm)  (ppm)  (ppm)  DP‐136  98.5  486.8    ‐5.4  16.4      0.028            DH  145.7  439.5    ‐4.1  16.1  ‐2.3  13.4  0.168              176.1744  409.0    ‐0.9  14.9  ‐5.8  16.6  0.028              215.7984  369.4    ‐5  14.2  ‐5  17.8  0.504              234.3912  350.8    ‐4.9  13.7      1.344              240.1824  345.0    ‐4.1  15.2  ‐5.3  16.5  1.064              259.08  326.1    ‐4.6  12.9  ‐5.1  17.1  3.892              274.32  310.9    ‐4.6  13.2  ‐6.1  16.7  0.028              287.4264  297.8    ‐4.7  12.8      0.028              293.5224  291.7    ‐3.4  13.1  ‐5.2  16.5  0.028              317.2968  267.9    ‐4.2  12      0.028              336.1944  249.0    ‐2.4  14.5  ‐3  14.5  0.028              362.1024  223.1    ‐2  16.4  ‐1.9  17.7  0.308              384.9624  200.3    ‐2.9  13.4  ‐3.1  18.4  0.028              413.9184  171.3    ‐3.1  13.6      0.252                                        DL‐182  64.9  520.3    ‐5.5  13.2  ‐4.7  16.9  0.056            DH  86.3  499.0    ‐3.6  16.1  ‐5.5  17  0.028              132.0  453.2    ‐1  12.8  ‐5.2  17.3  0.028              137.8  447.4    ‐6.1  16.8  ‐3.7  17.9  0.252              168.6  416.7    ‐2  15.6  ‐5  17.4  0.028              197.5  387.7    ‐4  14.3  ‐3  17.8  0.028              215.8  369.4    0.4  17.9  ‐0.9  10.4  0.028              235.6  349.6    ‐3.7  13.3  0.3  9.8  0.028              252.4  332.8    ‐2.7  13  ‐0.4  12.4  0.028              269.1  316.1    ‐5  13.1  ‐5.4  17.8  0.7              278.3  306.9    ‐2.4  12.8  ‐5.1  16.5  0.196              324.0  261.2    ‐2.6  16.4  ‐2  14.7  0.028              348.7  236.5    ‐3.6  14.9  ‐3.4  17.2  2.492              355.4  229.8    ‐2.2  21.5  ‐5.8  10.1  12.404              381.3  203.9    ‐2.2  20.9      0.252              403.3  182.0    ‐1.5  20.1      0.028                                        DP‐268  83.2  660.5    ‐2.6  14.3  ‐3.4  18.6  0.336            DH  92.0496  651.7    ‐2.5  17.6      1.148              186.8424  556.9    ‐2.3  17.2  ‐7.1  16.7  0.336              197.8152  545.9    ‐1.3  21.6  ‐4.1  18.1  0.588              219.7608  524.0    ‐2.8  11.9  ‐4.1  18.8  1.288              222.8088  520.9    ‐2.7  15.3  ‐3.1  19.1  1.176              232.5624  511.1    ‐3.8  17.5      1.792              233.7816  509.9    ‐3.7  15.4      1.792              240.4872  503.2    ‐3.5  15.8      1.428              245.6688  498.0    ‐3.2  15.2      1.008              252.3744  491.3    ‐5.5  18.2  ‐6.6  13.6  0.588              384.6576  359.1    ‐2.2  14  ‐2.6  15.2  0.952              391.668  352.0    ‐3.8  15.9      0.672              433.7304  310.0    ‐3  10.4  ‐1  11.6  0.028                                        DP‐316  55.8  529.4    ‐2.4  13.4  ‐5.6  15.9  0.028            DH  63.4  521.8    ‐3.4  14.7      0.028              67.9704  517.2    ‐4  14      0.028              85.344  499.9    ‐3  15      0.28              85.6488  499.6    ‐0.9  16.4      1.68              88.392  496.8    ‐2.2  14.6  0.2  26.4  1.68              90.8304  494.4    ‐2.3  16      0.028              96.9264  488.3    ‐2  13  ‐2  15.9  0.028                108    HOLE ID  Depth  To Abyss  Fm  13C rock 18O rock 13C vein 18O vein Au  As  Sb  Tl  Te  Hg    (m)  (m)    ‰ ‰ ‰ ‰ (ppm)  (ppm)  (ppm)  (ppm)  (ppm)  (ppm)  DP‐316  115.2144  470.0    0  16.2  ‐4.8  16.5  0.028            DH  130.4544  454.8    ‐1.1  11.6  0.6  10.3  0.028              139.5984  445.6    ‐1.7  18.3      0.028                                        DP‐368  56.4  675.1    ‐1.1  1.7      0.28            DH  64.6  666.9    ‐0.5  12.7  0.6  11.2  0.42              66.1  665.4    ‐2.5  8.6      0.42              75.0  656.5    ‐1.4  15  ‐2.4  30.1  0.42              91.4  640.1    ‐2.7  11.3  ‐0.4  10.1  1.092              112.8  618.7    ‐2.4  15.4  ‐3.7  15.2  0.28              0.0  0.0                        DP‐389  189.6  572.4    ‐2.7  21  ‐6.7  16.1  0.28            DH  222.2  539.8    ‐4.5  18.6  ‐5.5  17.3  1.82              229.5  532.5    ‐1.6  21.2  ‐2.4  23.9  0.028              256.0  506.0    ‐0.6  15.7  ‐1  13.8  0.224              256.6  505.4    ‐1  18.1  ‐3.1  13.7  0.336              259.4  502.6    ‐0.7  16.4  ‐1.3  23.1  0.252              275.2  486.8    ‐0.3  19.5      0.028              289.0  473.0    0.1  21.7      0.196                                        DP‐473  218.8  543.2    ‐3.8  20.3      0.028            DH  256.9  505.1    ‐4.6  17.1  ‐5.4  17.2  0.112                                        DP‐525  215.8  546.2    ‐0.8  16.5  ‐1.9  14.2  0.028            DH  225.9  536.1    ‐2.4  15.4  ‐4.7  16.2  0.504              227.4  534.6    ‐1.4  15.7  ‐0.1  12.3  0.504              235.0  527.0    ‐2.6  19.1      2.632              247.8  514.2    ‐1.2  12.7  0.9  6.3  0.028              271.0  491.0    ‐1.1  16.5  ‐5.4  17.8  0.028              281.3  480.7    ‐1.3  14.2  ‐5  17.3  0.42              305.7  456.3    ‐1  20.8  ‐6.6  16.9  0.028              320.6  441.4    ‐0.9  18.6  ‐6.1  16.3  0.028              340.8  421.2    ‐1.5  13.6      0.028                                        DP‐848  337.7  454.8    ‐4.4  17.3      0.028            DH  342.0  450.5    ‐4.1  16      0.028              344.1  448.4    ‐4.3  16.8  ‐4.5  12.4  0.028              359.7  432.8    ‐3.2  17.2  ‐3.1  18.2  0.028              369.7  422.8    ‐3.1  17.8      0.028              380.7  411.8    ‐2.6  15.9  ‐1.2  9.5  0.028              385.0  407.5    ‐2.7  17.5      0.028              402.0  390.4    ‐2.4  17.5      0.028              410.3  382.2    ‐2.5  15.6      0.028              415.7  376.7    1.9  11.6      0.028                                                         109      Fig. 4.5. Carbon and oxygen stable isotope values of A. rocks samples (black) compared to stable isotope values of  background rock samples collected from Lone Mountain (white). B. Vein samples. C. Samples containing both veins  and rock stable isotope values. All graphs include data published by Arehart and Donelick (2006).       110      below the Abyss fault in drill hole DP‐1136, PR‐468 and PR‐469, the footwall expression of the RMT fault  is intersected. There is a progressive change away from the Roberts Mountain Thrust beneath the Abyss  fault from depleted values (~12 ‰) to undepleted values (~ 23 ‰).    4.5.2 18O and 13C values of veins  Vein  samples exhibit a wide  range  in 18O values between  ‐0.02 and 30.1‰  (Figure 4.5). The  isotopic  composition of  vein  samples  form a general  trend  from background 18O and 13C  values  to  strongly depleted 18O and 13C values  (Figure 4.5). Over 85% of vein values are depleted. More vein  values are depleted compared to rock values from the same sample. In general, the lower threshold for  δ18O  vein  values  is  ~7.5  ‰  with  two  vein  samples  below  this  threshold.  This  lower  threshold  is  consistent at and above  the Abyss  fault. The  lower  limit  for  rock  values  is ~3‰ higher  than  for  vein  samples at ~10‰. Within the main ore zone of the Pipeline deposit (>300m above the Abyss fault) the  majority of veins are depleted with  respect  to unmineralized unaltered marine  limestone with values  between  ~8‐15 ‰.  Rock  values  from  within  the  zone  of mineralization  are  similar  to  vein  values.  Underneath the main ore zone and above the Abyss fault, vein values are depleted where rock values  from the same sample are undepleted. Of all vein samples analyzed >100m above the Abyss fault, only  three  vein  values  are  depleted.  Proximal  to  the  Abyss  fault,  variation  exists  between  depleted  and  undepleted veins, with nearly equal distribution, however rock values  in the same samples are  largely  undepleted. The absence of veins beneath the Abyss fault restricts any observations between the vein  and rock values at this depth.   The  same pattern  in  the  isotopic distribution of veins  is not apparent  in  δ13C values of veins.  Within  the  main  ore  zone,  and  proximal  to  the  Abyss  fault,  veins  are  evenly  distributed  between  typicalmarine values of 0 ‰, and slightly depleted values of ‐5 ‰. The lower threshold for δ13C values of  veins  is ~‐7 ‰. Values are nearest to this threshold at the Abyss fault and  in the main ore zone of the  Pipeline deposit. There  is a small  increase  in δ13C values of veins between 100‐300m above the Abyss  fault, where values do not occur below ~‐5 ‰. Within 100m of either side of the Abyss fault, both 18O  and 13C vein data can be divided  into two groups.   Group 1 18O values occur between ~8‐15 ‰, and  group 2 between 17‐25 ‰. Group 1 13C values occur between (‐7)‐(‐3) ‰, and group 2 between (‐2)‐2  ‰. Vein samples above the 100m mark are evenly distributed in composition.      111      Fig. 4.6. Cross sections through the Pipeline deposit study area showing δ18O values of rocks. Zones of isotopic resetting (values < 20‰) are shown in red. Samples are variably depleted  along  the Abyss  fault, e.g., DP‐1136, DP‐532, and PR‐1007 exhibit  strong depletion at  the  fault whereas PR‐471, PR‐704 and DP‐1160 exhibit values  closer  to background, unaltered  samples. Samples previously analyzed by Arehart and Donelick from the Pipeline pit are dominantly depleted (<20 ‰).     δ      112      Fig. 4.7. Graph showing the 18O composition of carbonate rocks and veins relative to the Abyss fault (located at depth 0m). A moving average graph of gold concentrations (3.05m/ 10ft  composites) are shown on the right (n=3828). The base of the main ore zone  is shown and represents an average distance from the Abyss fault to known ore. Gold concentrations are  highest within the main ore zone. Gold concentrations are also elevated at the Abyss fault and at certain intervals in between the Abyss fault and the main zone of gold mineralization in  the Pipeline deposit. The distance between the (RMT) from the Abyss fault is an average depth based on two deep drill holes that intersect the RMT underneath the Abyss fault. Samples  proximal to the Abyss fault (+/‐100m) vary between depleted and undepleted 18O values. Samples at depths >100‐ 300m above the Abyss fault show dominantly undepleted 18O values.  Samples at depths >300 m above the Abyss fault exhibit nearly pervasive 18O depletion. Samples between the Abyss fault and RMT (beneath the Abyss fault) are dominantly undepleted  but become significantly depleted at the RMT. A trend away from depletion is exhibited by samples beneath the RMT. At the Abyss fault, veins samples both depleted and undepleted,  however above at distance >100m from the Abyss fault, veins are dominantly depleted.      113      Fig.  4.8.  Graph  showing  the  13C  composition  of  carbonate  rocks  and  veins  relative  to  the  Abyss  fault  (located  at  depth  0m).  A  three  point moving  average  line  graph  of  gold  concentrations (3.05m/ 10ft composites) are shown on the right (n=3825). Patterns similar to those in 18O data are observed in 13C data, however the range in 13C values in smaller.  Samples proximal to the Abyss fault (+/‐100m) show both depleted and undepleted 13C values. Samples at depths >100‐ 300m above the Abyss fault show less depleted to undepleted  13C values. Samples at depths >300 m above the Abyss fault exhibit 18O depletion. Samples between the Abyss fault and RMT (beneath the Abyss fault) are dominantly undepleted but  become significantly depleted at  the RMT. A  trend away  from depletion  is exhibited by samples beneath  the RMT. 13C values of veins samples do not as obvious a same pattern as  observed in 18O values of vein samples. Veins are both depleted and undepleted at all depths relative to the Abyss fault.      114      4.5.3 Gold and trace element concentrations near the Abyss fault    Trace element geochemistry for samples analyzed in this study is presented in Table 4.3, Figure  4.9. Above approximately 600m depth (below surface) the mine database contains only gold analyses;  trace elements were not analyzed. Hence, gold values are presented  in Table 4.3 where  there are no  other trace element concentrations. Where present, gold and  trace element concentrations represent  3.05  (10ft)  composites. This  contrasts with  stable  isotope analyses, which  represent either millimeter  size  drill  holes  or  single  chips  from  a  3.05m  (10ft)  reverse  circulation  composite.  Due  to  the  small  sampling  for  stable  isotopes,  isotope  depletion  may  not  correlate  to  gold  or  trace  element  concentrations on  the single sample scale.  Instead, overall  trends  in  the relationship between  isotope  depletion and trace element geochemistry are important.    Consistently elevated gold concentrations, compared to unaltered samples from Lone Mountain  (Table 4.2) occur at and above the Abyss fault. The greatest abundance of high gold values starts at the  Abyss fault and continues until approximately 400m above the Abyss fault. Beneath the Abyss fault, gold  concentrations  are  significantly  lower  than  values  above  the  Abyss  fault, with  a  small  spike  in  gold  occurring  underneath  the  RMT  (below  the  Abyss  fault).  All  trace  element  concentrations  above  the  Abyss  fault,  except  for  arsenic,  are  significantly  higher  than  concentrations  below  the  Abyss  fault.  Immediately  above  the base of  the ore  zone,  the  lower  limit of As,  Sb,  and Tl  increases  so  that  few  samples  exhibit  background‐level  concentrations.  Samples  below  the  Abyss  fault  zone  do  not  carry  significant  concentrations  of  Sb  or  Hg.  Immediately  beneath  the  Abyss  fault  zone,  Sb  and  Hg  concentrations exhibit  significant  increases. Arsenic  shows progressive  increase  in concentration  from  beneath the RMT (below the Abyss fault) to the Abyss fault. Immediately above the fault zone, arsenic  values drop  to near background  values. Arsenic  values  remain  low with  increasing distance  from  the  Abyss fault and exhibit only a small increase proximal to the base of the ore zone. Concentrations of Sb  are highest  between  100‐350m  above  the Abyss  fault,  and Hg  concentrations  are highest  from  100‐ 300m above the fault. Arsenic concentrations are elevated beneath the Abyss fault and show a nearly  linear increase upward to the Abyss fault zone. Both Tl and Te exhibit less deviation from background       115      .      116        Fig. 4.9.  Line graphs of  three point moving  averages  showing  concentrations of gold  and other  trace elements  relative to the Abyss Fault. Data is shown only for drill holes where isotope data exists.  Note that trace element  data at distances >600m above the Abyss fault do not exist. A. Gold B. Arsenic C. Antimony D. Mercury E. Thallium  F. Tellurium. The Abyss  fault  is  shown here as a ~75m wide  zone  (red band) and  represents  the area at which  visible alteration and isotope depletion are observed.      117      values throughout the section than the Au, As, Sb, or Hg, but exhibit an overall increase in concentration  at  the  distance  corresponding  to  the main  Pipeline  ore  deposit.  Te  increases  almost  linearly  from  beneath  the Abyss  fault  to distances of >500m above  the Abyss  fault. Concentrations of Tl are most  elevated immediately beneath the RMT and Abyss fault, in a region extending from the base of the ore  zone to approximately 600m above the Abyss fault.    4.6 DISCUSSION  The absence of a depletion halo or significant concentrations of gold between  the Abyss  fault  zone and the main ore zone indicate that the Abyss fault was not the main conduit for fluid forming the  Pipeline  deposit.  Rocks  at  the  Abyss  fault  are  isotopically  depleted  in  comparison  to  unaltered,  unmineralized  samples  from  the  Lone Mountain  area.  The  Abyss  fault  acted  as  a  conduit  for  gold‐ bearing  fluid  as  evidenced  by  elevated  concentrations  of  gold  at  the  Abyss  fault  compared  to  background, unaltered samples  from Lone Mountain.  Isotopic depletion at  the Abyss  fault occurs  in a  region ~50m wide, defining a zone of fluid flow both inside and slightly outside of the main fault plane.  Fluid flow above and below the Abyss fault plane is suggestive of a damage zone around the main fault  that created secondary permeability and enhanced fluid flow in those areas.  The absence of depletion  everywhere  along  the Abyss  fault  suggests  that  fluid  flow was not pervasive  along  the main  fault or  within the damage zone. Undepleted values may represent  ‘islands’ where hydrothermal cementation  minerals were  precipitated  along  the  fault,  inhibiting  subsequent  fluid  flow,  as  described  by  Sibson  (1992).   Strongly depleted 13C values may represent variation in the abundance of organic carbon between  samples. Marine  limestone typically contain 13C values ~0 ‰, with other sources of carbon exhibiting  much lower values of carbon i.e. deep seated carbon ~ (‐7 ‰), and reduced/ organic carbon < (‐15) ‰  (Ohmoto  and  Rye,  1979;  1997).    The majority  of  samples  in  this  study  were  not  depleted  in  13C  indicating  that  carbon was  locally  sourced  from marine  carbonate  rocks. Certain Carlin‐type deposits  have exhibit spatial association to hydrocarbon reserves (i.e., Alligator Ridge;  (Ilchik et al., 1986). Only  four rock samples from this study exhibit strong carbon depletion, two of which occur at the Abyss fault.  The Abyss fault may have been a conduit for hydrocarbons, the origins of which remain unclear. Oxygen  isotope values are not depleted where carbon  isotopes are strongly depleted suggesting that the fluid      118    responsible  for  oxygen  depletion  along  the  Abyss  fault was  not  the  same  fluid  that  caused  carbon  depletion.   Isotopic depletion of oxygen also occurs at the RMT beneath the Abyss fault; however, Au, Sb, Hg,  Tl, and Te show no relative enrichment. The presence of minor As, and some  isotopic depletion at the  RMT indicate that the RMT may have been a conduit for fluid, but either the fluid was depleted in gold,  or the fluid was strongly rock buffered and did not react with wall rock. In the Pipeline deposit and other  Carlin‐type gold systems, the RMT also occurs above the main ore zone (Figure 4.2). The majority of gold  mineralization is hosted in the footwall of the RMT, with some gold occurring at and directly below the  RMT (above the Abyss fault)  likely representing the pooling of gold‐bearing fluid underneath the fault.  Fluid flow may not have occurred along the RMT, but underneath the RMT and Isotopic depletion at the  RMT beneath the Abyss fault signifies the pooling of fluid underneath the RMT.   Between 300‐500m above the Abyss fault, there  is a  large zone of nearly pervasive oxygen  isotope  depletion. Oxygen  isotope  depletion  in  this  area  corresponds  spatially  to  the main  ore  zone  of  the  Pipeline deposit. The same zone of depletion also correlates to elevated concentrations of Sb, Tl, and Te,  and  to a  lesser degree, As. Hence, depletion was  likely a product of  interaction between gold‐bearing  hydrothermal  fluids and carbonate host rock  (Rye, 1985; Arehart and Donelick, 2006). The absence of  background concentrations of As, Sb, and Tl in the main ore zone indicate pervasive interaction between  host rocks and ore‐forming fluid.   There is a span of approximately 200m between the Abyss fault zone and the main ore zone where  stable isotope values are within the range associated with unaltered background samples. The absence  of  isotopic depletion  in  the area  (between  the Abyss  fault and  the main ore  zone)  suggests a  lack of  extensive  hydrothermal  fluid  flow.  However,  Au  and  associated  trace  elements  occur  in  elevated  concentrations  in  this same  region conversely suggesting  that ore‐forming  fluids have passed  through  those  rocks. The  lack of a correlation between gold concentration and  isotopic depletion  in  individual  samples may be related to differences in the scales of fluid flow, and the extent of fluid‐rock interaction  resulting in gold precipitation and isotopic depletion.   In Carlin‐type  systems,  gold  is  submicroscopic  in  fine‐grained  Fe‐sulfide minerals, primarily pyrite  (Cook and Chryssoulis, 1990; Ulrich et al., 1999; Barker et al., 2009). Ore‐stage pyrite is believed to form  via sulphidation of pre‐existing Fe‐silicate and Fe‐carbonate minerals (Hofstra et al., 1991; Kesler et al.,  2003).  Bisulphide‐complexed  metals  including  gold  were  adsorbed  on  and  incorporated  into  precipitating pyrite (Hofstra et al., 1991; Arehart et al., 1993). Fluid flow resulting in the precipitation of      119    gold may be  focused  through  fractures or vugs, and  can occur on a  small  scale with. The  same  fluid  precipitating  gold  may  not  interact  with  surrounding  rock  sufficiently  to  lower  the  stable  isotope  signature  significantly outside  the confines of  the  fluid  flow pathway. The  fluid  flow pathway may be  depleted only on the centimetre scale, and the random  isotopic sampling methods used  in this study,  would not pick up on such small scale depletion. Unlike gold precipitation,  large volumes of  fluid and  high levels of fluid‐rock interaction are required in order to form large zone of isotopic depletion.   Although the zone between the Abyss fault and the Pipeline ore zone is largely undepleted, gold and  other  trace elements occur  locally  in significant concentrations. The damage zone associated with  the  Abyss  fault may  have  created  enough  secondary  permeability  distal  to  the main  fault  plane  (>100m  above)  to  allow  for  the  ‘leakage’ of  gold‐bearing  fluids  into hangingwall  rocks.   The  leakage of  small  amounts of fluid would explain the presence of high gold concentrations above the Abyss fault without  significant isotopic depletion in the same area. In the main ore zone of the Pipeline deposit, flow of ore‐ forming  fluid  is  likely  occurring  on  a  much  larger  scale  than  isolated  gold  precipitation  events,  in  surrounding  rocks.  In  this  circumstance,  isotopic depletion occurs  in  the  same area and on  the  same  spatial scale as high gold concentrations (Figures 4.7 & 4.8).   If we assume a high concentration of gold  in the fluid  (100ppb), and precipitation of all gold from  that fluid (ρ  fluid = ~1kg/m3), over 19 km3 of ore‐forming fluid would be required to form a gold deposit  the magnitude of the Pipeline deposit (~10 million oz.). Leakage of 19km3 of fluid into hangingwall rocks  from the Abyss fault without altering the isotopic composition of rocks between the Abyss fault and the  main zone of mineralization seems unlikely. Fluid flow occurred at, and along the Abyss fault, not across  it,  and  not  directly  above  it.  A  lack  of  connectivity  between  Abyss  fault  depletion  and  depletion  associated with the ore deposit provides constraints on the flow path taken by ore‐forming fluids  into  the Pipeline deposit:   (i) Carbon and oxygen isotope depletion does not extend from the Abyss fault into the Pipeline  deposit  indicating that ore‐forming fluids did not flow en mass across the fault up  into the  Pipeline deposit. This suggests that flow of ore‐forming fluids into the Pipeline deposit must  have  been  dominantly  lateral  (Figure  4.10).  Fluid  flow  occurred  along  three main  lateral  paths, disconnected from one another: the main conduit above the Abyss fault that fed the  Pipeline deposit, the Abyss fault zone, and potentially along or beneath the RMT. The source  of fluid flowing along all three pathways may have been the same. At some point distal to      120    the deposit,  a  single  flow path may have  split  into  three  flow  paths, with  only  the main  conduit providing sufficient volumes of gold and fluid to make an economic deposit.    (ii) Lateral  fluid  flow along  the RMT,  the Abyss  fault, and  into  the Pipeline deposit may have  occurred  at  different  times  and may  represent  different  pulses  of  fluid  flow.  This may  account for the variation in trace element geochemistry observed along each fluid conduit.  The main  zone  of  gold mineralization  in  the  Pipeline  deposit  above  the Abyss  fault may  represent the  interaction between a gold‐rich fluid and reactive carbonate rock. Fluid flow  along the Abyss fault may represent  interaction between a slightly gold‐depleted fluid and  carbonate rock. Finally, low gold concentrations and the absence of the high concentrations  of associated  trace elements  indicates  that  fluid  flowing along  the RMT was  likely  largely  depleted in gold and there was insufficient fluid‐rock interaction to strongly buffer the fluid  and induce the precipitation of auriferous pyrite.    (iii) 3D modelling by Barrick Gold Corp. personnel of drill hole data  from  the Pipeline deposit  indicates that economic gold grade is restricted to shallow depths (>300 m above the Abyss  fault).  Ore‐grade  gold  mineralization  is  controlled  primarily  by  imbricate  thrust  fault  structures  (Leonardson,  2010).  Localized  thrust  faulting  above  the  Abyss  fault may  have  provided  lateral pathways  for  fluid  flow  (Figure 4.10). Fluid  flow above and perhaps along  strike of the Abyss fault, making use of thrust fault duplexes, would explain the absence of  high gold grade at distances >300m above  the Abyss  fault where all rock properties other  than secondary permeability are similar to those at shallow depths.    4.6.1 Origin of the 18O depletion in veins  Interpreting  observed  relationships  between  18O  depletion  patterns  in  veins  and  rocks  is  challenging in the absence of information on the relative timing of each depletion event. Veins are not  typically associated with mineralization  in Carlin‐type gold deposits (Cline et al., 2005). Although veins  do not typically carry gold in these systems, veins may have precipitated from the same fluid as the fluid  precipitating gold. Given a fluid temperature of 200°C, the fractionation factor (α) between calcite and  water is ~11 ‰ (Bottinga, 1968) indicating that fluid forming depleted veins had a δ18O value between   (‐3)  ‐ 8 ‰. This range  in oxygen  isotope values  is comparable with typical Carlin fluids which can span     (‐15) – 10 ‰ (Hofstra et al., 1999; Cline et al., 2005). Veins precipitating from the same ore‐forming       121                      Fig. 4.10. Box model showing potential source directions for fluid flow and fluid flow pathways  into the Pipeline  deposit. Ore  forming  fluids did not  cross  the Abyss  fault. Fluid  flow was dominantly  lateral and  likely exploited  zones of high secondary permeability including breccias zones and thrust fault duplexes.              122          fluid would be expected to exhibit overall  lower  isotope values than rock samples that  interacted with  the same fluid, due to the direct precipitation of veins from fluid. Rocks do not typically fully exchange  all parts with the fluid, resulting in partially exchanged values representing both the rock value and fluid  value. Higher degrees of  fluid rock  interaction result  in  increased  levels of  isotopic exchange between  fluid  and  rock.  If  it  is  assumed  that  the  main  zone  of  gold  mineralization  at  the  Pipeline  deposit  corresponds  to  the highest degree of  fluid  rock  interaction,  the highest degree of  isotopic depletion  should also correspond to the same zone. This would explain the more pervasive depletion of rock and  vein samples within the main ore zone of the Pipeline deposit. Where fluid rock interaction was low, or  fluid  flow  of  ore  forming  fluids  was  patchy,  vein  and  rock  values  will  exhibit  both  depletion  and  background  values,  as  observed  at  the  Abyss  fault.  The  tendency  of  vein  values  toward  undepleted  values may  represent  the progressive  buffering of  ore‐forming  fluid by host  carbonates. Background  vein  samples would  have  precipitated  from  highly  rock  buffered  fluid  and  represent  typical marine  carbonate values. This hypothesis is supported by the presence of similar oxygen and carbon depletion  thresholds at the Abyss fault and in the main ore zone above.   Equally plausible  is  that veins precipitated either prior or  subsequent  to  the main Carlin‐type  gold event, and may be a result of any number of hydrothermal events  including circulating magmatic  hydrothermal fluid perhaps from the Gold Acres stock, down‐welling and circulating meteoric water that  was partially exchanged with the wall rock (Arehart and Donelick, 20060, diagenesis (Chilingar and Wolf,  1988), or  from one of multiple regional compressional events affecting north‐eastern Nevada.  If veins  were emplaced prior to gold mineralization, ore‐forming fluid may have reset the  isotopic composition  of vein material to  lower values. Variation  in  isotope depletion  in veins within and below the main ore  zone would  then depend  on  fluid‐rock  interaction,  and  the degree  to which  fluids were buffered by  surrounding carbonate rock.     4.7 IMPLICATIONS  Many models describing ore‐forming processes are suggestive of dominantly vertical flow of ore  forming fluids into an ore deposit, typically along steeply dipping structures (Sibson et al., 1988; John et  al., 2003; Schardt et al., 2005).   Results from this study show that ore‐forming fluids did not enter the      123    Pipeline gold deposit via some vertical  feeder structure, but  instead may have traveled some distance  laterally before precipitating  gold. Perhaps more  important  is  the presence of multiple disconnected  lateral fluid conduits parallel to the main fluid conduit. The presence of fluid flow along the RMT, over a  kilometer beneath the main ore zone of the Pipeline deposit provides insight into the enormous scale of  fluid flow in Carlin‐type hydrothermal systems. Not only are vast quantities of fluid required in order to  account for the size of giant gold deposits, but flow of ore‐forming fluids is occurring on a scale greater  than a  single  flow path. At present, patterns  in  isotopic depletion have  identified  three pathways  for  hydrothermal  fluid within  and  below  the main  ore  zone  separated  by  hundreds  of metres.  Deeper  drilling  beneath  the  footwall  expression  of  the  RMT may  reveal more  fluid  pathways.  Ultimately,  a  complete understanding of  the scale of  fluid  flow  in  these systems  is  limited by  the cost and  logistics  associated with drilling deep drill holes.    Unless an ore deposit is formed by groundwater flowing along a lateral flow path and driven by  a topographic gradient, at some point fluid flow must be vertical. A strong meteoric signature has been  observed  in  the stable  isotope analyses of ore‐forming minerals  in Carlin‐type systems  (Hofstra et al.,  1999; Cline et al., 2005).  In order  to account  for  the  temperature of Carlin‐type  fluid  (200°C; Lubben,  2004;  Hofstra  and  Cline,  2000;  Cline  et  al.,  2005), meteoric  water must  have  circulated  with  fluid  descending and rising along vertical conduits. Therefore, while fluid flow on the deposit scale, entering  the Pipeline deposit hydrothermal system may have been dominantly lateral, the extent of lateral fluid  flow outside the deposit is unknown.     The  interplay  between  lateral  and  vertical  fluid  flow  in  the  formation  of  hydrothermal  ore  deposits highlights the importance of permeability. Where fluids are not overpressured, the path a fluid  takes appears to be a passive process based on gravity and primary and secondary permeability of that  rock. Primary  intergranular permeability may be an  important factor  in determining gold grade on the  deposit  scale,  but  is  not  as  important  as  secondary  permeability  in  determining  pathways  into  the  deposit for ore‐forming fluid. In order to overcome the effect of buoyancy and the natural tendency for  fluids to rise, permeability has to be significantly higher in a lateral direction than in a vertical direction  (Rosenberg  et  al.,  1993;  Dickson  et  al.,  1995;  Fisher  and  Becker,  1995). Many  Carlin‐type  deposits  contain steeply‐dipping fault structures that are interpreted to have been feeder zones for ore‐forming  fluid. No major vertical  structure has been  identified as a  feeder  zone at  the Pipeline deposit. Thrust  faulting of sedimentary packages above the Abyss fault may provided the necessary ground preparation      124    and sufficient secondary permeability to guide mineralizing fluid to its point of gold precipitation in the  Pipeline gold deposit.     Limited  exposure  of  the  tops,  sides,  and  bottoms  of most  ore‐forming  systems  restricts  the  understanding  of  fluid  flow  pathways  leading  into  individual  ore  deposits  (Dilles  and  Einaudi,  1992).  However, a combination of deformation, exhumation, and mining itself can result in the total exposure  of an entire mineralizing system; e.g., Yerington porphyry deposit; (Dilles and Einaudi, 1992; Gustafson  and Quiroga, 1995; Einaudi et al., 2000). The signature of fluid  flow has typically been studied using a  combination  of  visual  alteration;  i.e.,  silicification,  decalcification,  oxidation  etc.,  and  trace  element  geochemistry.  Such  methods  are  useful  for  interpreting  controls  on  metal  and  trace  element  precipitation  but  they  do  not  provide  information  on  where  fluids  may  have  traveled  prior  to  precipitating gold. Mapping carbon and oxygen depletion can help to delineate zones of hydrothermal  alteration and extensive fluid‐rock interaction where trace elements and metals have not precipitated.       4.8 CONCLUSION    Ore‐deposit models invoking a single conduit for ore‐forming fluids may be simplistic. Depleted  oxygen isotope values of carbonate rock samples both within the main ore zone of the Pipeline deposit,  and  along  the underlying Abyss  and Roberts Mountains  thrust  (RMT)  faults  indicate  the  presence of  three disconnected pathways for hydrothermal fluid flow, with only one flow path feeding ore‐forming  fluid  into  the  main  ore  zone  of  the  Pipeline  deposit.  There  is  no  observable  isotopic  depletion  connecting  the main ore zone with depletion of  the underlying Abyss and RMT  faults, suggesting  that  fluid along each pathway was dominantly lateral. An abrupt increase in concentration of Au, As, Sb, Hg,  Tl, and Te at the Abyss fault, and the absence of elevated concentrations of these elements beneath the  Abyss  fault  indicate  that  interaction  between  gold‐bearing  fluid  and  reactive  carbonate  rock  was  greatest at and above the Abyss fault.                 125    4.9 REFERENCES  de  Almeida,  C.,  Olivo,  G.,  Chouinard,  A.,  Weakly,  C.,  and  Poirier,  G.,  2010,  Mineral  Paragenesis,  Alteration, and Geochemistry of the Two Types of Gold Ore and the Host Rocks from the Carlin‐ Type Deposits  in  the Southern Part of  the Goldstrike Property, Northern Nevada:  Implications  for Sources of Ore‐Forming Elements, Ore Genesis, and Mineral Exploration: Economic Geology,  v. 105, p. 971‐1004.    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.    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.    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.    Barnes, H., 1997, Geochemistry of hydrothermal ore deposits, Wiley and Sons, 992 p.    Bottinga, Y., 1968, Calculation of  fractionation  factors  for carbon and oxygen  isotopic exchange  in  the  system calcite‐carbon dioxide‐water: The Journal of Physical Chemistry, v. 72, p. 800‐808.    Boyer, S., and Elliott, D., 1982, Thrust systems: AAPG Bulletin, v. 66, p. 1196‐1230.    Caine, J., Evans, J., and Forster, C., 1996, Fault zone architecture and permeability structure: Geology, v.  24, p. 1025‐1028.    Cathles,  L.,  1993, Oxygen  isotope  alteration  in  the  Noranda mining  district,  Abitibi  greenstone  belt,  Quebec: Economic Geology, v. 88, p. 1483‐1511.    Chilingar, G.V., and Wolf, k.H., 1988, Diagenesis, Elsevier, New York, New York, 591 p.    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.    Cook, N., and Chryssoulis, S., 1990, Concentrations of  invisible gold  in  the common sulfides: Canadian  Mineralogist, v. 28, p. 1‐16.      Criss and Taylor, 1986. R.E. Criss and H.P. Taylor, Jr. , Meteoric‐hydrothermal systems. Rev. Mineral. 16  (1986), pp. 373–424.     Criss,  R.,  Singleton,  M.,  and  Champion,  D.,  2000,  Three‐Dimensional  Oxygen  Isotope  Imaging  of  Convective  Fluid  Flow  around  the  Big  Bonanza,  Comstock  Lode  Mining  District,  Nevada:  Economic Geology, v. 95, p. 131‐142.       126      Dickson, P., Schultz, A., and Woods, A., 1995, Preliminary modelling of hydrothermal circulation within  mid‐ocean  ridge  sulphide  structures: Geological  Society  London  Special Publications,  v. 87, p.  145‐157.    Dilles, J., and Einaudi, M., 1992, Wall‐rock alteration and hydrothermal flow paths about the Ann‐Mason  porphyry copper deposit, Nevada; a 6‐km vertical  reconstruction: Economic Geology, v. 87, p.  1963‐2001.    Einaudi, M.,  Proffett,  J.,  and  Barton, M.,  2000, Overview  of  the  Yerington  Porphyry  Copper District:  Magmatic  to Nonmagmatic  Sources  of Hydrothermal  Fluids:  Their  Flow  Paths  and  Alteration  Effects on Rocks and Cu‐Mo‐Fe‐Au Ores: Contrasting styles of intrusion‐associated hydrothermal  systems, p. 55‐66.    Emsbo, P., Hofstra, A.H., Lauha, E.A., Griffin, G.L., and Hutchinson, R.W., 2003, Origin of High‐Grade Gold  Ore, Source of Ore Fluid Components, and Genesis of the Meikle and Neighboring Carlin‐Type  Deposits, Northern Carlin Trend, Nevada: Economic Geology, v. 98, p. 1069‐1105.    Finney,  S., Berry, W., Cooper,  J., Ripperdan, R.,  Sweet, W.,  Jacobson,  S.,  Soufiane, A., Achab, A.,  and  Noble, P., 1999, Late Ordovician mass extinction: a new perspective from stratigraphic sections  in central Nevada: Geology, v. 27, p. 215‐218.    Fisher,  A.,  and  Becker,  K.,  1995,  Correlation  between  seafloor  heat  flow  and  basement  relief:  observational  and  numerical  examples  and  implications  for  upper  crustal  permeability:  J.  geophys. Res, v. 100, p. 12641‐12657.     Foo, S., Hays Jr, R., McCormack, J., Geologist, C., and Reno, N., 1996, Geology and mineralization of the  Pipeline gold deposit, Lander County, Nevada, Geological Society of Nevada, p. 111‐121.    Garven,  G.,  and  freeze,  r.A.,  Theoretical  analysis  of  the  role  of  groundwater  flow  in  the  genesis  of  stratabound ore deposits: American Journal of Science, v. 284, p.1085‐1124.    Gustafson,  L.,  and  Quiroga,  G.,  1995,  Patterns  of mineralization  and  alteration  below  the  porphyry  copper orebody at El Salvador, Chile: Economic Geology, v. 90, p. 2‐16.    Hagemann, S.G., Groves, D.I., Ridley,  J.R., Vearncombe,  J.R., 1992, The Archean  lode gold deposits at  Willuna,  Western  Australia;  high‐level  brittle‐style  mineralization  in  a  strike‐slip  regime:  Economic Geology, v. 87; p. 1022‐1053.    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.,  Leventhal,  J., Northrop, H.,  Landis, G.,  Rye,  R.,  Birak, D.,  and Dahl,  A.,  1991, Genesis  of  sediment‐hosted  disseminated‐gold  deposits  by  fluid  mixing  and  sulfidization:  Chemical‐ reaction‐path modeling of ore‐depositional processes documented in the Jerritt Canyon district,  Nevada: Geology, v. 19, p. 36‐40.    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      127    Western  United  States;  relationship  to  mid‐Tertiary  extension  and  magmatism:  Economic  Geology, v. 94, p. 769‐802.    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.    Ilchik, R.P., Brimhall, G.H., Schull, H.W., 1986, Hydrothermal Maturation of Indigenous Oranic Matter at  the Alligator Ridge Gold Deposits, Nevada: Economic Geology, v. 81, p.113‐130.    Jiang, Z., Oliver, N., Barr, T., Power, W., and Ord, A., 1997, Numerical modeling of fault‐controlled fluid  flow in the genesis of tin deposits of the Malage ore field, Gejiu mining district, China: Economic  Geology, v. 92, p. 228‐247.    John, D.A., Hofstra, A.H., Fleck, R.J., Brummer, J.E., Saderholm., E.C., 2003, Geologic Setting and genesis  of  the  Mule  Canyon  Low‐Sulfidation  Epithermal  Gold‐Silver  Deposit,  North‐Central  Nevada:  Economic Geology, v. 98, p. 425‐463.    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.    Kesler, S., Fortuna, J., Ye, Z., Alt, J., Core, D., Zohar, P., Borhauer, J., and Chryssoulis, S., 2003, Evaluation  of the Role of Sulfidation in Deposition of Gold, Screamer Section of the Betze‐Post Carlin‐Type  Deposit, Nevada: Economic Geology, v. 98, p. 1137‐1157.    Kuehn,  C.,  and  Rose,  A.,  1992,  Geology  and  geochemistry  of wall‐rock  alteration  at  the  Carlin  gold  deposit, Nevada: Economic Geology, v. 87, p. 1697‐1721.    Leonardson, R., and Rahn,  J., 1996, Geology of  the Betze‐Post gold deposits, Eureka  county, Nevada,  Geological Society of Nevada, p. 61‐94.    Leonardson, R., 2010, Barrick Gold Acres Structure, Geological Socety of Nevada Symposium 2010, Reno,  Nevada.    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.    Meinert, L.D., 1987, Skarn zonation and fluid evolution  in the Groundhog mine, Central mining district,  New mexico: Economic Geology, v. 82, p. 523‐545.    Mortensen, J., J. Thompson, et al. (2000). \"U‐Pb age constraints on magmatism and mineralization in the  northern Great Basin, Nevada.\" Geology and ore deposits: 419–438.    Naito,  K.,  Fukahori,  Y.,  Peiming, H.,  Sakurai, W.,  Shimazaki, H.,  and Matsuhisa,  Y.,  1995, Oxygen  and  carbon isotope zonations of wall rocks around the Kamioka Pb‐Zn skarn deposits, central japan:  application to prospecting: Journal of Geochemical Exploration, v. 54, p. 199‐211.    Ohmoto, H.,  and  Rye,  R.,  1979,  Isotopes  of  sulphur  and  carbon: Geochemistry  of Hydrothermal Ore  Deposits. 2nd, p. 509–567.      128      Ohmoto, H., Rye, R., and Barnes, H., 1997, Geochemistry of hydrothermal ore deposits: NY: Wiley, p.  509–567.    Oliver, N., and Bons, P., 2001, Mechanisms of fluid flow and fluid–rock interaction in fossil metamorphic  hydrothermal  systems  inferred  from  vein–wallrock  patterns,  geometry  and  microstructure:  Geofluids, v. 1, p. 137‐162.    Paradis, S., Taylor, B., Watkinson, D., and Jonasson, I., 1993, Oxygen  isotope zonation and alteration  in  the  northern  Noranda  District,  Quebec;  evidence  for  hydrothermal  fluid  flow:  Economic  Geology, v. 88, p. 1512‐1525.    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.    Price, J.G., Muntean, J.L., Davis, D.A., and Hess, R.H., 2007, The Nevada mineral  industry‐2007: Nevada  Bureau of Mines and Geology, v. Special Publication, p. 178.    Radtke, A., Rye, R., and Dickson, F., 1980, Geology and stable isotope studies of the Carlin gold deposit,  Nevada: Economic Geology, v. 75, p. 641‐672.    Ressel, M., Noble, D., Henry, C., and Trudel, W., 2000, Dike‐hosted ores of  the Beast deposit and  the  importance of Eocene magmatism in gold mineralization of the Carlin Trend, Nevada: Economic  Geology, v. 95, p. 1417‐1444.    Roberts, R., 1966, Metallogenic provinces and mineral belts in Nevada: Nevada Bureau of Mines, Rept, v.  13, p. 47‐72. Rosenberg, N., Spera, F., and Haymon, R., 1993, The relationship between flow and permeability field in  seafloor hydrothermal systems: Earth and Planetary Science Letters, v. 116, p. 135‐153.    Rye,  R.,  1985, 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.Schardt, C., Yang, J.,  Large,  R.,  2005,  Numerical  heat  and  fluid‐flow  modeling  of  the  Panorama  volcanic‐hosted  massive sulfide district, western Australia, v.100, p. 547‐566.    Sibson, R.H., Robert, F., and Poulson, K.H., 1988, High‐angle  reverse  faults,  fluid‐pressure cycling, and  mesothermal gold‐quartz deposits: geology, v. 16, p. 551‐555.    Sibson,  R.,  1992,  Implications  of  fault‐valve  behaviour  for  rupture  nucleation  and  recurrence:  Tectonophysics, v. 211, p. 283‐293.    Silberling, N., and Roberts, R., 1962, Pre‐Tertiary  stratigraphy and  structure of northwestern Nevada,  Geological Society of America Symposium.    Sillitoe,  R.H.,  and  Bonham,  H.F.,  Sediment‐hosted  gold  deposits:  Distal  products  of  magmatic‐ hydrothermal systems: Geology, v.18, p.157‐161.      129      Singleton,  M.,  and  Criss,  R.,  2002,  Effects  of  normal  faulting  on  fluid  flow  in  an  ore‐producing  hydrothermal  system,  Comstock  Lode,  Nevada:  Journal  of  Volcanology  and  Geothermal  Research, v. 115, p. 437‐450.    Singleton,  M.,  and  Criss,  R.,  2004,  Symmetry  of  flow  in  the  Comstock  Lode  hydrothermal  system:  Evidence for  longitudinal convective rolls  in geologic systems: Journal of Geophysical Research,  v. 109, p. 3205‐3220.    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.    Taylor, H.P., Jr. and Epstein, S., 1963. O18/O16 ratios in rocks and coexisting minerals of the Skaergaard   intrusion. J. Petrol., v. 4, p. 51‐74.    Taylor,  H.P.,  1974,  The  Application  of  Oxygen  and  Hydrogen  Isotope  Studies  to  Problems  of  Hydrothermal Alteration and Ore Deposition: Economic Geology, v. 69, p. 843‐883.    Thorman,  C.H.,  Ketner,  K.B.,  Peterson,  F.  (1990):  The  Elko  orogeny  ‐  Late  Jurassic  orogenesis  in  the  Cordilleran miogeocline. GSA Abstracts with Programs, 22, 3, 88.    Tosdal, R., Wooden, J., and Kistler, R., 2000, Inheritance of Nevadan mineral belts from Neoproterozoic  continental breakup: Geology and ore deposits, p. 15–18.    Ulrich, T., Günther, D., and Heinrich, C., 1999, Gold concentrations of magmatic brines and  the metal  budget of porphyry copper deposits: Nature, v. 399, p. 676‐679.    Veizer,  J., Ala, D., Azmy, K., Bruckschen, P., Buhl, D., Bruhn, F., Carden, G., Diener, A., Ebneth, S., and  Godderis, Y., 1999, 87Sr/86Sr,[delta] 13C and  [delta] 18O evolution of Phanerozoic  seawater:  Chemical Geology, v. 161, p. 59‐88.          130    CHAPTER 5 –CONCLUSIONS    The primary objective of this project was to evaluate distal patterns of fluid flow into and out of  Carlin type gold deposits. This study highlighted the challenges in establishing distal vectors toward ore  in  low  temperature,  fracture  and  fault  controlled  hydrothermal  systems.  The  key  results  and  interpretations of this study are summarized below:     5.1 FLUID FLOW INTO CARLIN‐TYPE GOLD DEPOSITS   Depleted oxygen and carbon stable  isotope values  in  lower Palaeozoic carbonate  rocks, along  with  elevated  concentrations  of  Au,  As,  Sb,  hg,  Tl,  and  Te,  identified  flow  of  gold‐bearing  hydrothermal fluid along the Abyss fault zone underneath the Pipeline deposit.      Fluid flow occurred within the fault zone, but not in between the fault zone and main ore zone  of the Pipeline deposit. Furthermore fluid flow did not occur across the fault.      If the Abyss fault was not the main conduit for ore‐forming fluids at the Pipeline deposit, fluid  must have entered the Pipeline deposit along dominantly lateral flow paths, likely focused along  pre‐existing thrust fault duplex structures which were zones of greater permeability than intact  host rock.     Ore‐forming fluids  in Carlin‐type settings may be sourced some  lateral distance from the main  site of ore deposition, and not directly beneath the deposit.      The  dominance  of  lateral  flow  over  vertical  flow  at  the  Pipeline  deposit  highlights  the  importance of low angle structures as primary conduits for ore‐forming fluids into hydrothermal  ore deposits    5.2 FLUID PATHWAYS OUT OF CARLIN‐TYPE GOLD DEPOSITS   Stable  isotope values of clay minerals, the abundance of  illite, and the crystallinity of  illite, are  robust  indicators of hydrothermal alteration  in Carlin‐type  systems. The combination of  these  three tools outlined a number of zones of hydrothermal alteration in both the Shoshone Range      131    and Leeville study areas. The region above and proximal to the surface projection of the Leeville  deposit exhibits multiple zones of hydrothermal fluid upflow resulting in pervasive illitization of  upper plate  siliciclastic  rocks. The Pipeline/ Gold Acres  and Elder Creek deposits  also  contain  abundant illite.      The presence of highly crystalline  illite highlights zones of focused fluid upflow, typically along  faults  and  other  secondary  permeability  structures  such  as  breccias.  Fluid  flow  occurs  both  pervasively  and  along  focused  fluid  pathways  depending  on  primary  rock  type.  Igneous  intrusions are more commonly pervasively altered whereas hydrothermal alteration is restricted  to  fractures  and  fault  surfaces  in more  brittle  and  quartz  rich,  less  argillaceous  sedimentary  lithologies.     Certain  geothermometers  do  not  provide  consistent  or  reliable  information  on  formation  temperature. Although a general relationship exists between increasing formation temperature  and  increasing ܭ ൅ |ܨ݁ െ ܯ݃| values, data  from  five geothermal  fields demonstrates that the  relationship is not linear and varies between fields (Battaglia, 2004). Hence, the ܭ ൅ |ܨ݁ െ ܯ݃|  thermometer  cannot  be  applied  to  systems  containing  illite  where  temperature  cannot  be  directly  measured,  and  a  temperature‐composition  curve  has  not  been  calibrated  without  accruing a large error. Crystal morphology is similarly not readily applicable to the determination  of  formation  temperatures.  No  single  crystal  shape  or  crystal  texture  appears  related  to  hydrothermal  alteration.  Although  hexagonal  illite  is more  commonly  found  in  hydrothermal  environments,  similarly  shaped  illite  has  also  been  observed  as  a  replacement  texture  of  kaolinite during diagenesis, and as a late stage product of growth.      The  Terraspec  analytical  spectral  device  does  not  consistently  identify  accurate  mineral  assemblages  associated  with  Carlin‐type  ore  systems  when  compared  to  x‐ray  diffraction.  Furthermore,  samples  containing  carbon  or  abundant  oxide material  return  uninterpretable  data. Broad patterns may be apparent  in Terraspec data, but the accuracy of those patterns  is  questionable. X‐ray diffraction is the most reliable and accurate tool for the identification of clay  minerals.     Illite  zonation,  illite  crystallinity,  and  stable  isotope  analyses  are  indicators  of  hydrothermal  alteration, but  they do not  assist  in  establishing paragenetic  relationships between observed      132    hydrothermal  alteration  assemblages  and  ore  formation,  specifically  Carlin‐type  gold  mineralization. Detailed  imaging of  textural  relationships between  clay minerals was  similarly  unable  to  determine  timing  relationships.  In  the  absence  of  absolute  age  dates,  the  only  relationship that can be inferred between ore‐formation and surface hydrothermal alteration is  a spatial one.      Essene and Peacor (1995) criticize the use of low temperature mineral assemblages in providing  any  information on temperature due to heterogeneities  in composition on the nanoscale, and  kinetically  inhibited equilibrium  in  low temperature systems. Data collected  in this study using  established clay thermometers may not represent equilibrium conditions. The potential  lack of  equilibrium; however, does not diminish the presence of patterns related to  illite zonation and  illite crystallinity.      Collecting data  from clay minerals  is a difficult process. This study has shown  that small grain  size can limit the amount of data collected using SEM and EM techniques owing to the width of  the electron beams. Furthermore,  the  soft nature of clay minerals makes  sample preparation  including thin section making extremely difficult.       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, fluid may either have exploited the thrust fault as conduit  to reach surface, or fluid may have transgressed the upper plate through small scale fault and  fractures. Hydrothermal alteration observed at  surface  in upper plate  rocks  from  the Leeville,  Gold Acres and Elder Creek deposits  indicates  that  some  low  temperature hydrothermal  fluid  was able to transgress upper plate rocks from depth; however, whether this fluid was of Carlin‐ type  fluid  is  unknown.  Similarities  in  trace  element  geochemistry,  ore  assemblage,  and  alteration mineralogy suggest that the Elder Creek deposit (Appendix A) may be an example of  low  temperature  (200°C)  gold  mineralization  resulting  from  the  exhaust  of  Carlin‐type  ore  forming fluid.                     133    5.3 ESTABLISHING VECTORS TOWARD CARLIN‐TYPE ORE   Flow of ore‐forming is focused along narrow conduits, and fluid appears generally unbuffered by  host rock within the main zones of mineralization and along ore‐forming fluid pathways.      Low  fluid  rock  interaction along  focused  flow pathways may  result  in narrow alteration halos  around those pathways, making exploration difficult.     Zones of  δ18O depletion overlap  spatially with elevated gold  concentrations, but do not  form  extensive halos around ore bodies.      Clay mineral mapping  at  surface  can  detect  zones  of  hydrothermal  fluid  upflow  which  are  spatially associated to Carlin‐type ore bodies at depth. Zones of abundant highly crystalline illite  could potentially be used to infer a hydrothermal system at depth, however these zones would  not provide information on source of hydrothermal fluid responsible for alteration.    5.4 RECOMMENDATIONS FOR FUTURE WORK  The  results  contained  in  this  study  indicate  that  clay mineral mapping  of  low  temperature  hydrothermal systems, such as Carlin‐type gold deposits, is extremely challenging due to difficulty in (i)  sample  preparation;  (ii)  paragenetic  studies;  (iii)  structural  and  compositional  heterogeneities within  single minerals, and (iv) the occurrence of clay minerals unrelated to hydrothermal alteration at surface.  Many studies have shown that TEM is the ultimate tool to image and understand clay minerals (Lonker  et al., 1990; Arkai et al., 1996). TEM allows  for the  interpretation of micro‐scale variations  in one clay  packet.  Applying  the  clay  thermometers  used  in  this  study  to  samples  that  have  been  previously  classified as homogeneous using TEM may resolve issues raised by Essene and Peacor (1995) regarding  compositional  and  structural  heterogeneities  in  low  temperature  minerals.  TEM  however  is  time  consuming and is not a realistic exploration tool.  The main problem with distinguishing between generations of clay  is  the absence of absolute  ages on  illite from many of the dykes and  intrusions present  in the Leeville study area, and elsewhere.  Horst  Zwingmaan  with  the  Commonwealth  Scientific  and  Research  Organization  has  developed  a  combined  age‐determination method  involving  XRD,  SEM,  and  TEM  characterization of  clay minerals  followed by K‐Ar and Ar‐Ar dating. Complete characterization of the clay prior to obtaining an age may      134    provide  the constraints  required  for valid dating of clay minerals. This method has been successful  in  acquiring an Eocene age date from illite in a mineralized dyke sample from the Banshee Deposit, Carlin  Trend, Nevada  (Jeremy Vaughan,  Ph.D.  Thesis, unpublished data).  The drawback of  this  technique  is  length of time required for analyses (~1 year).  In addition  to challenges  inherent within  the structure of clay minerals,  the method by which  clay mineral data is collected is important. The lack of agreement between clay minerals identified using  Terraspec and the same minerals  identified using XRD  is problematic. The  interpretation of reflectance  spectra  should  not  be  left  to  interpretive  software  such  as  TSG©.  Extensive  training  of  geologists  is  necessary  to make  full  use  of  Terraspec  data,  and  a  set  of  samples  should  be  calibrated  to  x‐ray  diffraction patterns  in different deposit settings to ensure that  the entire mineral assemblage  is being  detected by the Terraspec.  This study was successful in identifying major flow paths for ore‐forming fluids into the Pipeline ‐ deposit using a combination of stable  isotope analyses and trace element geochemistry. Differences  in  the sampling scale for Au and associated trace elements, and stable  isotopes can make comparing the  two  datasets  in  space  difficult. Gold  and  trace  element  geochemistry  typically  represent  composites  over multiple metres, whereas stable isotope analyses typically represent a much smaller volume of rock  or vein material (few mm3). One method to overcome sampling scale discrepancies  is to use the same  pulp material prepared by  laboratories for geochemical analyses for stable  isotope analyses (Vaughan,  Ph.D. Thesis, unpublished data). Although depleted stable isotope values may be diluted by larger areas  of  undepleted material,  valid  comparisons  could  be made  between  the  two  sets  of  data  over  short  intervals.  Furthermore,  recent  advances  in  stable  isotope  analytical  techniques  using  the  ‘ISOTOPE  ANALYZER’ have reduced both the running time and cost of individual analyses while obtaining an error  similar  to more  conventional  analytical  techniques  (Dipple  et  al.,  unpublished  data).  Time  and  cost  reduction make  stable  isotope  analyses  a more practical  tool  for  exploration, perhaps more  so  than  down hole trace element geochemistry.            135    5.5 REFERENCES    Arkai,  P., Merriman,  R.,  Roberts,  B.,  Peacor, D.,  and  Toth, M.,  1996,  Crystallinity,  crystallite  size  and  lattice strain of illite‐muscovite and chlorite; comparison of XRD and TEM data for diagenetic to  epizonal pelites: European Journal of Mineralogy, v. 8, p. 1119‐1137.    Battaglia, S., 2004, Variations in the chemical composition of illite from five geothermal fields: a possible  geothermometer: Clay Minerals, v. 39, p. 501‐510.    Essene,  E.,  and  Peacor,  D.,  1995,  Clay  mineral  thermometry‐a  critical  perspective:  Clays  and  Clay  Minerals, v. 43, p. 540‐553.    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.          136    APPENDIX A: THE ELDER CREEK DEPOSIT: An Upper Plate Expression of an  Auriferous Carlin‐type hydrothermal system    INTRODUCTION    The Carlin deposits of northern Nevada are one of the world’s major sources of gold (Teal and  Jackson, 2002; Price et al., 2007). Gold deposition is thought to have deposited between ~42 and 36 Ma  (Hofstra,  et  al.,  1999;  Arehart,  et  al.,  2003,  Cline,  et  al.,  2005)  and  is  typically  hosted within  Siluro‐ Devonian miogeoclinal  carbonate  rocks  that  form  the  footwall  to  the  Roberts Mountain  thrust  (the  “lower plate”) The  largest deposits tend to be preferentially concentrated  in silty  limestone units  that  extend to ~1000m stratigraphically beneath the thrust (e.g.,, Hofstra and Cline, 2000; Teal and Jackson,  2002).  The  structurally  overlying  Roberts Mountains  allochthon  (the  “upper  plate”)  is  dominated  by  Ordovician‐Mississippian siliciclastic eugeoclinal rocks (Arehart, 1996, Hofstra and Cline, 2000, Teal and  Jackson,  2002).  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. Given the large tonnages and high grades associated with Carlin Au‐deposits in Nevada (Cline  et al., 2005) it is clear that the hydrothermal systems responsible for these deposits must have involved  huge  volumes  of  fluid.  Thermochronology  based  estimates  of  bedrock  exhumation  suggest  that  the  Carlin‐type Au‐deposits  likely  formed over a paleodepth range of <1‐3km  (Cline et al., 2005). At these  depths, the large hydrothermal systems responsible for the Carlin deposits should have welled‐up up to  near surface depths, and, in doing so, must almost certainly have passed through upper plate rocks. 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; Nutt and Hofstra,  2003) However,  the  definition  of  Carlin‐type  deposits  as  being  inherently  associated with  carbonate  dominated host‐rocks (Hofstra and Cline, 2000) has tended to divert attention away from a conceptual  understanding  of  how  the  same  hydrothermal  system might  be  expressed  in  siliciclastic  upper  plate  rocks. The  likely  scenario of upwelling of Carlin hydrothermal  fluids  into  the upper plate  invokes  two  obvious questions; what is the physiochemical manifestation of that hydrothermal system in upper plate  rocks, and what is the nature of any Au‐deposit that formed as a result.  In  this  study  we  assess  the  possible  physiochemical  expression  of  Carlin‐type  auriferous  hydrothermal  activity  in  upper  plate  rocks  of  the  northern  Shoshone  Range,  northern  Nevada.  Specifically we studied the Elder Creek deposit, a small upper‐plate hosted gold deposit located ~14 km  west‐northwest of the giant Pipeline Carlin‐type Au‐deposit  (Figure A1).   Combining  lithogeochemistry  and an analysis of clay mineralogy, we suggest that mineralization at the Elder Creek deposit may have  genetic roots  in a Carlin‐type hydrothermal system. Whether  it represents the exhaust of a deposit at  depth, or the product of a pregnant ore‐solution remains to be determined.     REGIONAL GEOLOGICAL SETTING  Recent reviews by Hofstra and Cline (2000) and Cline et al. (2005) have outlined the regional and  tectonic setting for the Carlin Au‐deposits of northern Nevada. The northern Shoshone Range is part of  the greater Battle Mountain‐Eureka  trend which  includes Battle Mountain  to  the north‐west and  the      137    Cortez Mountains to the south‐east. Thick sequences of upper plate siliciclastic sediments cover  lower  plate carbonate sediments, however post‐Antler orogeny tectonism and erosion have exposed geologic  windows  into  the  lower  plate  as  exhibited  at  Goat  Peak  (north‐west  Shoshone  Range),  and  at  the  Pipeline deposit (south‐west Shoshone Range) (Kelson et al., 2008).    Figure A2 presents a simplified stratigraphic section through the lower and upper plates of the RMT  package.  Sequence  stratigraphy  work  by  Harry  Cook  (Barrick  Gold  Corporation‐unpublished  data)  indicate  that  the  lower plate underlying  the Shoshone Range  is  comprised of Ordovician  to Devonian  shelf‐slope  facies  carbonate  sediments  including  silty  limestone,  silty  micrite,  limey‐siltstone  and  mudstone,  and  dolostone, with  a minor  contribution  of  siliciclastic material.  Lower  plate  carbonate  sediments of  the Shoshone Range are  the  favorable hosts  for Carlin‐style Au mineralization  (Pipeline,  Gold Acres). This has been attributed to the reactivity of carbonate sediments with acidic gold‐bearing  fluid resulting in volume loss and increased permeability, providing robust pathways for Au‐bearing fluid  (Cline et al., 2005).  The overlying upper plate  is comprised of dominantly siliciclastic units with the rare occurrence of  thin carbonate lenses. The volumetrically most extensive of the upper plate clastic sediment packages is  the Ordovician Valmi Formation, 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.  Gold  mineralization at the Elder Creek property is hosted by these upper plate units, in the north‐central part  of the Shoshone Range. Structurally, the Upper Plate is imbricately thrusted with tight, upright to east‐ verging  folds  caused  by  the  eastward  transport  of  material  during  the  Antler  orogeny  in  the  late  Devonian  (Noble and Finney, 1999). These  folds have been modified by subsequent deformation  that  include  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 and  Cluer et al., 1997).   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  through  the  Shoshone  range  and  have  been  identified  both  proximal  and  distal  to  economic  mineralization  (Kelson  et  al.,  2005;  Stager,  1977;  Gilluly  and  Gates,  1965)  Jurassic‐Cretaceous  intermediate‐felsic intrusions have been identified at the south‐eastern margins of the Shoshone Range  (Pipeline, Cortez Hills) (Barrick Gold Corp‐ unpublished data).           138      Fig. A1. Regional geology map of north‐eastern Nevada. The Elder Creek deposit  is  located along the Northwest‐ Southeast  trending  Battle Mountain‐  Eureka  trend, which  crosscuts  the  Shoshone  Range.  The  geology  of  the  Shoshone  range  is  largely  restricted  to  two  rock packages, a  lower Paleozoic autochthonous carbonate package  (lower plate) and a lower Paleozoic allochthonous siliciclastic package (upper plate). The Pipeline and Cortez‐Hills  deposits are two giant Carlin‐type gold deposits located ~12‐14km south‐east of the Elder Creek deposit.          139            Fig.  A2.  Post  Antler‐orogeny  tectono‐stratigraphic  column  of  lower  Paleozoic  rocks.  Generalized  stratigraphy  column exhibiting how the RMT fault separates Lower Paleozoic carbonate rocks (lower plate) in the footwall, from  Lower Paleozoic siliciclastic rocks (upper plate) in the hangingwall. Mineralization at the Elder Creek deposit occurs  in the upper plate. Stratigraphy data taken from: (Chapin, unpublished data; Cline et al., 2005; Noble and Finney,  1999).        140    GEOLOGICAL SETTING OF THE ELDER CREEK MINE  The  Elder  Creek  deposit  was  first  discovered  by  Mapco  in  1984  as  a  result  of  regional  geochemical  exploration  including  stream  sediment  and  outcrop  sampling  (Russell,  2004).  A  drilling  program  ensued  and  gold  reserves were  estimated  to  be      ~66  000  oz  (1.87  tons)  at  a  0.012  oz/t  (0.34g/t) cutoff grade  (Heyl, 1991). Mapco began mine production  in 1988 and produced over 13 000  tons of ore. Mining ceased  in 1990 as a  result of challenges  in ore processing due  to  the high carbon  content of the ore. Mill City Gold Corporation revived exploration at the Elder Creek deposit in 2003 and  2004. Exploration is currently not underway.  The geology of  the  four main benches cut  into  the Elder Creek deposit  is  shown  in Figure A3  along with a southwest‐northeast cross‐section. The main lithologies mapped at the Elder Creek deposit  include  thick  bedded  and  ribbon  style  chert,  thinly  bedded  siltstone  and  argillite,  thickly  bedded  to  massive  sandstone,  massive  quartz  arenite  (“quartzite”),  quartz  arenite  clast  breccia  and  minor  greenstone. Bedding is strongly folded at the mesoscopic scale across the deposit. An east‐west trending  north‐verging syncline and a north‐south trending vertical anticline cut the deposit.   The most obvious brittle  deformational  feature within  the  Elder Creek deposit  is  the Carbon  fault.  This  gently  southwest  dipping  structure  separates  oxidized  silty  argillite,  and  siltstone  in  the  hangingwall  from carbonaceous argillite  in  the  footwall  (Heyl, 1991). Carbon occurs pervasively  in  the  matrix of all  sedimentary  rock  types  in  the Elder Creek pit, however only  the  lower  two pit benches  exhibit  zones  of  high  carbon  content.  A  north‐south  trending  zone  of  brecciation  is  located  in  the  lowermost benches more at the west end of the deposit.  Angular quartz arenite clasts are set within a  strongly hematized clay and fine grained angular quartz matrix (Figure A4). Analysis of lithogeochemistry  data indicates that this zone is the main host for gold mineralization. Brecciation of both quartz arenite  and siltstone also occurs along fault margins.   Sedimentary  rocks  have  been  strongly  argillized  in  the  vicinity  of  the  Elder  Creek  deposit.  Siltstone beds are bleached and subsequent petrographic analyses indicate abundant clay in the matrix  between  rounded  quartz  grains.  The matrix material  of  quartz  arenite  clast  hydrothermal  breccia  is  composed of clay and angular quartz fragments. Unbrecciated quartz contains  little  (<0.5 percent  (%))  clay in the matrix between rounded to subrounded quartz grains. Clay also occurs in the matrix material  of  cataclasite,  and  fault  gouge.  Three  ~1m  wide  zones  of  intense  argillization  were  identified  characterized by extensive bleaching, lack of sedimentary texture, and sharp contacts with neighboring  lithologies  (Figure A3). Two of  these argillized zones crosscut sedimentary bedding, while  the  last one  appears conformable to bedding (Figure A5). The complete replacement of primary mineralogy by clay  made lithological identification impossible. Given the extent of argillization, and the crosscutting nature  of two of the three argillic zones, we suggest that these zones are highly altered igneous dykes.   Oxidation  occurs  either  as  the  pervasive  alteration  of  sedimentary  matrix  minerals,  or  preferential  alteration  along  fractures,  and  of  brecciated  material.  The  aforementioned  strongly  argillized  siltstone  beds  are  locally  oxidized  to  goethite  and  jarosite.  Fractures within  quartz  arenite,  chert, and  siltstone are  coated with a  thin veneer of hematite. The matrix material of quartz arenite  clast breccia is strongly hematized and jarosite forms a thin rim around quartz grains, likely after pyrite.        141        Fig. A3. A) Geology and alteration map of the Elder Creek deposit open pit. Each mapped bench is composed of a  strip of lithology (outside) and a strip of alteration (inside). B) Cross section A‐A1 through the deposit exhibits major  structural features including the Carbon fault, an antiform, and a north‐east verging synform.      142                Fig. A4. Hand specimen photograph of sample 456 containing 0.231g/t Au: angular quartzite clasts are set within  an oxidized matrix containing illite, jarosite, and very fine grained angular quartz fragments.        143              Fig.  A5.  Field  photographs  illustrating  the  occurrence  of  hydrothermal  illite:  A)  Bleached  white,  pervasively  argillized  unit  sandwiched  between  brecciated  quartzite  and  massive  quartzite.  This  unit  does  not  appear  sedimentary in nature due to the stark bleached colour, and soft argillic texture. Adjacent massive quartzite gives  no  indication of whether  this unit cross cuts or  is parallel  to bedding at  the outcrop scale. Siltstone ~10 metres  south  is not parallel to this unit which strikes North and dips East. No other sedimentary unit appears similar to  this one B) Magnified image of the same pervasively altered unit. Note the lack of any sedimentary texture at this  scale. Three zones exhibiting this type of intense bleaching were mapped in the Elder Creek pits.          144    RESEARCH APPROACH  Gold  mineralization  in  Carlin‐type  environments  is  inherently  associated  with  lower  plate  carbonate  sediments.  However,  given  the  large  amount  of  fluid  required  to  form  giant  deposits  (Pipeline), and  the  typical emplacement of  such deposits directly below  the RMT,  it  follows  that  fluid  must have transgressed the upper plate. This study was undertaken to determine the extent to which  mineralization at the Elder Creek property represents a Carlin hydrothermal system. Figure A6 illustrates  three conceptual paths  that Carlin hydrothermal  fluid could have  taken  into  the upper plate  from  the  lower  plate;  each  likely  to  result  in  a  different  physiochemical  signature  of  the  Carlin  hydrothermal  system. In the first instance (Fig. 6a), the fluid entering the upper plate and rising to near surface depths  in  the Eocene  is a primary Carlin ore  fluid unbuffered by any  interaction with  lower plate  carbonate  rocks.  Given  favorable  host  rock  interaction,  or  a  rapid,  internally  buffered,  change  in  the  physiochemical make‐up of the fluid, this fluid could have produced a Au‐deposit somewhere between  the Eocene surface and the RMT. Ultimately, such a fluid would have deposited gold in the near surface  environment  owing  to  inherent  cooling  and  oxidation  as  it mixed with  Eocene  groundwater.  In  the  second case  (Fig. 6b),  the upwelling  fluid deposited gold  (and other associated  trace metals)  in  lower  plate carbonate rocks, prior to rising into the upper plate.  This Carlin exhaust fluid, would be expected  to have lower concentrations of gold and other trace elements that co‐exsolve with Au, but should have  maintained most of  its heat.  In  the  final case  (Fig. 6c)  the Carlin  fluid also deposited most of  its gold  below prior to rising  into the upper plate. However, on  its passage  into and through the upper plate  it  became extremely rock buffered and eventually loses all physiochemical expression in the rocks.   Previous studies suggest that Carlin‐style ore fluids were moderately acidic (pH = 4.3 – 4.4), low  temperature (180 – 240°C), and low salinity (2‐3 wt. percent (%) dissolved NaCl equivalent). Gold occurs  typically as  submicron particles within  trace element  rich pyrite and arsenian pyrite, and  is deposited  along  with  As,  Hg,  Sb,  Tl  +/‐  Te  (Cline  et  al.,  2005;  Theodore  et  al.,  2003;  Cail  and  Cline,  2001).  Decarbonatization  of  carbonate  host  rocks  by mineralizing  fluid  is  typically  followed  by  argillization,  silicification,  and  sulfidation. Minerals  part  of  the  argillization  sequence  include  illite  +  kaolinite  +/‐  dickite (Cline et al., 2005; Hofstra and Cline, 2000; Cail and Cline, 2001).     Clay mineralogy  Stability field phase diagrams for phyllosilicate minerals in the system K2O + Al2O3 + SiO2  + H2O,  under isobaric, isothermal conditions from 100‐250°C indicate the following (Figure A7): (1) muscovite is  not  a  stable  phase  in  low  temperature  environments  (<250°C)  (2)  illite  is  favored  by  moderate  temperature,  and  nearly  neutral  to  slightly  acidic  conditions;  (3)  kaolinite  is  favored  by  a  range  of   temperatures  from  low to moderate, and slightly to very acidic conditions; and  (4) smectite and  illite‐ smectite  interlayered  clays  are  favored  by  low  temperatures  and  nearly  neutral  to  slightly  acidic  conditions  (Seedorf et al., 2005; Meunier and Velde, 2004; Yates and Rosenberg, 1997; Montoya and  Hemley, 1975).         145      Fig. A6. Three scenarios suggesting three different fluid evolution paths through both the  lower and upper plate  rocks. A) The first scenario suggests that gold deposits in the upper plate are not a function of exhausted fluids at  all. Gold may have precipitated  in  the  lower plate; however,  fluid  transgressing  the upper plate was not  rock‐ buffered. As  such,  fluid contained enough gold  to precipitate a deposit  in  the upper plate, and enough heat  to  produce  a  Carlin‐type  alteration  signature  (illite  +  kaolinite  +/‐dickite).  B)  The  second  scenario  proposes  that  mineralizing  fluid did  in  fact  interact with  lower plate  carbonate  rocks, precipitating gold  (and associated  trace  elements As, Hg, Sb, Tl, +/‐ Te.) Following lower plate mineralization, the fluid still contained gold (albeit at lower  concentrations) and was able to precipitate gold and produce the same argillic alteration assemblage in the upper  plate. C) The last scenario suggests that mineralizing fluid precipitated all contained gold, and all trace elements in  the lower plate and that by the time the fluid reached the upper plate, it was completely rock buffered. We would  expect to see little or no evidence of fluid flow in the upper plate.         146        Fig.  A7.  Isothermal,  isobaric  phase  diagrams  derived  from  solution  equilibration  experiments  by  Yates  and  Rosenberg (1997) showing the stability fields of illite, illite‐smectite (vermiculite) and smectite. Metastable phase  boundaries  are  indicated  by  dashed  lines.  As  temperature  increases,  expandable  phases  in  the  illite‐smectite  interlayered clay structure  tend more  toward  illite. At 200°C we see  the appearance of pure, end‐member  illite  with no expandable phases and smectite  is no  longer stable. The smectite  field has now been replaced by  illite‐ smectite interlayered clay. The temperature of Carlin‐type hydrothermal fluid has been placed between 180‐240°C  (Cline et al., 2005). At this range in temperature, illite is not stable, but illite, illite‐smectite interlayered clay, and  kaolinite are stable depending on fluid composition.        147    Illite  crystallinity  and  illite  composition  have  been  identified  as  important  geothermometers  (Meunier and Velde, 2004; Battaglia, 2004, Ji and Browne, 2000; Kruse and Hauff, 1991). Crystallinity of  the  illite  structure  increases  with  temperature  from  1M  –  2M  illite;  where  1  and  2  represent  the  structural  stacking  of  octahedral  layers.  XRD  analysis  of  argillaceous  material  is  fundamental  in  unraveling  the  structure of  clays, particularly  illite. The  crystallinity of  illite  increases and  this  can be  quantified using the full width at half the maximum (FWHM) value of the primary illite diffraction peak  at 10Å (Kubler, 1967). Well crystallized illite has a peak position close to 10Å and a small FWHM (<~0.4)  value. Poorly crystallized illite has a peak position ~10.2 Å and higher FWHM values ~0.8. Illite smectite  interlayered clay has a peak position closer to 11.0Å and very high FWHM values of in the range of ~1.2.  Pure smectite exhibits a peak closer to 14Å unglycolated and 17Å glycolated. Therefore a shift to higher  peak  positions  indicates  the  presence  of  smectite  layers  in  the mineral  structure.  The  occurrence  of  smectite interlayers in the structure of illite further narrows the composition‐temperature bounding box  of a hydrothermal system.     Lithogeochemistry  Given the fairly consistent pattern of Au deposition with As, Sb, Hg, Tl and Te, the presence of a  similar  trace  element  suite  at  the  Elder  Creek  property may  be  significant.  To  help  understand  the  relationship of gold  to other  trace elements, concentrations of As, Hg, Sb, Tl, and Te were plotted  in  order  of  increasing  gold  value;  a  “gold  ordered  diagram”.  This  type  of  plot was  first  introduced  by  Sinclair and Tessari (1980). They used Ag ordered diagrams to evaluate metal zonation patterns around  Ag‐Pb‐Zn veins from the Keno Hill area, Yukon Territory, Canada. From these diagrams, they were able  to identify different trace element halos around mineralized veins. Although gold ordered diagrams are  not referenced with respect to geographic orientation, they highlight patterns in trace element content  with varying Au content.     METHODOLOGY  Samples  for  this  study  were  collected  from  within  the  Elder  Creek  open  pit  to  investigate  lithologies and structures that host gold, alteration assemblages, and the presence of a trace element  relationship with gold precipitation. Figure A8 is a map detailing the location of all samples collected for  this study. For comparative analytical purposes, samples were also collected distal to the deposit from  unmineralized  regions  to  the  north‐west  and  south‐east.  These  unmineralized  regions  have  been  mapped as part of  the  same  stratigraphic package  (T. Chapin, Barrick Gold Corporation; unpublished  data).              148        Fig. A8. Sample location map         149    The  methods  of  X‐ray  diffraction,  scanning  electron  microscopy,  and  near  and  shortwave  infrared spectroscopy were applied to argillaceous samples both proximal and distal to the Elder Creek  deposit to determine whether a Carlin‐type clay alteration assemblage was present. The x‐ray diffraction  methods of Moore and Reynolds (1997) were used to separate clastic and carbonate samples into clastic  aggregates  and  clay  size  fractions  (<2µm)  which  involved  a  combination  of  sonic  dispersion  and  centrifugation.  Qualitative  x‐ray  diffraction  methods  were  carried  out  using  a  Bruker  D5000  X‐ray  diffractometer. Following initial analyses the same suite of samples was treated with glycol following the  methods outlined by Moore  and Reynolds  (1997).  The  glycolation of  clay‐rich  samples  facilitates  the  identification of swelling clays (smectite) by shifting either the 14Å or the 10Å clay peak to the left. Two  standards were used to calibrate crystallinity: pegmatitic muscovite  from the Bonanza mine near Tete  Jaune  Cache,  British  Columbia,  and  diagenetic  1Mt  illite  sample  of  Cambrian  Shale  from  Silver  Hill,  Montana. The XRD pattern for these standards is shown in Figure A9.    The  Terraspec  analytical  spectral  device  (ASD)  was  employed  to  provide  preliminary  observations  regarding  clay  assemblages  and  to  distinguish  between  kaolinite  and  dickite.  The  Terraspec© provides rapid analysis of clay minerals by producing characteristic light reflectance spectra  based  on  composition,  bond  strength,  and  vibrational  energy.  Kaolinite  exhibits  a  characteristic  reflectance doublet at 2164nm while dickite exhibits the same doublet but at 2185nm. X‐ray diffraction  is unable to consistently distinguish between these two mineral polymorphs.   Two polished thin sections and four clay separated fractions were analyzed using the scanning  electron microscope (SEM) to determine the morphology of  illite grains, and the relationship between  gold  and  clay.  Samples  collected  for petrographic  analyses were  chosen based on  gold assay  results,  intensity of alteration, or conversely lack of visible alteration.   Approximately  58  rock  samples  were  submitted  to  ALS  Chemex  Ltd.,  in  Vancouver,  British  Columbia, for multi‐element litho‐geochemical analyses to determine whether the same trend between  As, Hg, Sb, Tl +/‐ Te and Au associated with Carlin‐style gold mineralization could be  identified at  the  Elder Creek deposit. Major elements were processed by  lithium borate fusion and  ICP‐AES (inductively  coupled plasma – atomic emission spectrometry) analysis. Carbon and sulfur were determined by Leco  furnace method. REE and trace elements were processed using  lithium borate fusion and  ICP‐MS, and  volatiles were processed using aqua  regain digestion and  ICP‐MS. Fire assay  fusion  (FA‐FUSPG1 & FA‐ FUSPG2) was used to isolate gold. Gold was analyzed using ICP‐AES.     RESULTS    Clay mineralogy  Combined XRD, ASD, and SEM analyses  indicate that 2M  illite,  illite‐smectite  interlayered clay,  smectite, and kaolinite are present in the study area. Samples 432, and 437 from two of the three zones  of extreme argillization mentioned previously, contain illite. Illite was identified in the matrix material of         150                Fig.  A9.  Two  standards were  used  for  calibration  of  XRD  patterns  for  crystallinity  analysis:  Bonanza  igneous  muscovite and Cambrian shale illite. Note the difference in the width of the 10Å peak. Igneous muscovite exhibits a  full width at half the maximum (FWHM) value of 0.083 2 while 1Mt Cambrian shale illite exhibits a FWHM value  of 0.497. Crystalline muscovite exhibits a much narrower, symmetrical peak than illite.        151      gold hosting quartz arenite‐clay breccia (sample 8). Strongly argillized siltstones contain crystalline illite  with minor interlayered illite‐smectite clay. Illite‐smectite interlayers were identified in XRD based onthe  glycolation of randomly oriented powder mount samples, and the subsequent shift of either the 14Å or  10 Å peak to lower d‐spacings. Figure A10 exhibits data for all 21 samples in the dataset. Samples ‘Elder  Silt’ and ‘64’ exhibited distinct shifts  in the 14Å peak of their diffraction patterns. Both clinochlore and  smectite exhibit peaks in the 14Å range, however only the presence of smectite will cause a peak shift to  the  left. A  number  of  samples  exhibited  uncharacteristic  narrowing  of  the  10Å  peak.  These  samples  likely  contain  small  amounts  of  illite‐smectite  interlayered  clay,  however  the  amounts  were  not  of  significant quantity to shift the peak to lower d‐spacings.   Kaolinite was  differentiated  from  illite  by  a  lack  of  K  in  EDS  results  using  the  SEM,  by  the  presence of a diffraction peak at 7.5Å  in XRD, and also  in the analysis of spectra from the Terraspec©.  There does not appear to be one  lithology prone to kaolinization as quartz arenite, chert clast breccia,  claystone, and fault gouge all contain kaolinite.   SEM  imaging of argillaceous samples  indicates that the texture of  illite varies depending on  its  occurrence (Figure A11). In the groundmass of pervasively altered siltstone and argillite, illite occurs as  ~20 micron  long  laths. Each  lath  is made of up of stacked hexagonally shaped sheets. In quartz arenite  clast breccia matrix  infill,  illite occurs as <10 micron microcrystalline  fabric. The  composition of  illite,  based on energy dispersive spectra (EDS), appears uniform within and between samples with different  textures exhibiting high silicon, aluminum, potassium, and oxygen +/‐ sodium, magnesium and iron.   The  crystallinity of  illite was based on a measurement of  the  full width at half  the maximum  intensity value of the 10Å diffraction peak following glycolation, and by the decomposition of the 10Å  diffraction  peak  into  weakly  crystalline  illite  (WCI),  poorly  crystalline  illite  (PCI),  and  illite‐smectite  interlayers  (ISI).  Figure  A12  demonstrates  the  same  trend  observed  by  Meunier  and  Velde  (2004)  between  FWHM  values  and  the  position  of  the  10Å  illite  peak. As  FWHM  values  increase,  the  peak  positions shifts  to higher values. All samples  from  the Elder Creek deposit  fall within  the WCI and PCI  crystallinity  regions  outlined  by  Meunier  and  Velde  (2004).  Studies  conducted  by  Heller‐Kalai  and  Kalman  (1972)  indicate  that  the 10Å  illite peak may  shift  to higher values with  the presence of  illite‐ smectite  interstratifications. Upon glycolation the 10Å  illite peak  is not affected by the glycol solution,  however  the  illite‐smectite  interlayers are affected and  shift  to higher angles. Given  that none of  the  FWHM data  falls within  the  illite‐ smectite  interlayered clay category according  to Meunier and Velde  (2004), this  likely means that only very small quantities of  illite‐smectite exist  in the sample within the  Elder Creek pit. Samples  ‘Elder Creek Silt, and 64’ contain smectite. These samples are  located within  1.5‐2km from the centre of the Elder Creek pit.            152      Fig. A10. Glycolated  (red) and non‐glycolated  (black) x‐ray diffraction patterns  for Elder Creek samples. Samples  are stacked from lowest FWHM value (top left) to highest FWHM value (bottom right). Samples a ‐ q exhibit minor  shifts  in the 10Å peak  indicating either poorly crystalline  illite containing <5%  interlayered smectite  (PCI) or well  crystallized illite (WCI) containing <1% interlayered smectite. Samples r – u have been separated from the rest due  to the presence of other phyllosilicate phases in the sample. Samples r and s contain smectite, as evidenced by the  distinct shift of the 12Å peak to left following glycolation, and kaolinite which exhibits a strong peak at 7Å. Samples  t and u contain illite, kaolinite, and chlorite.        153        Fig. A11.  Hydrothermal illite textures: A) Illite occurs as platy, euhedral grains in a strongly argillized siltstone  B)  Smear powder mount: illite occurs as distinct stacked sheets of octagonal shape in the same argillized siltstone as  A     B)  Illite occurs within  the matrix of  a mineralized brecciated quartzite D)  Powder mount:  illite occurs  as  a  microcrystalline aggregate in the same sample as C  E) Polished section: Quartzite clasts are rimmed with jarosite  forming after pyrite. Microcrystalline illite occurs in the matrix F) Illite occurs as euhedral laths in the groundmass  of strongly argillized arkosic siltstone.        154          Fig.  A12.  Graph  illustrating  the  relationship  between  the  location  of  the  10Å  illite  diffraction  peak,  and  corresponding  full width at half  the maximum 2 values  (After  Lanson et al., 1998). Data  from  the Elder Creek  deposit have been superimposed on this graph, illustrating the locations of well crystallized illite (WCI) and poorly  crystallized  illite  (PCI).  Both  the  igneous muscovite  and  Cambrian  shale  illite  standards  have  been  plotted  for  reference. Low  full width at half  the maximum  (FWHM) values correspond  to  low 10Å peak positions  indicating  illite, whereas higher FWHM values and the presence of smectite correspond to higher 10Å peak positions. Note  that all the samples proximal to the Elder Creek deposit fall within or very near to the WCI and PCI fields indicating  low  (<5%  interlayered  smectite). Two  samples  from  locations distal  to  the deposit  contain pure  smectite. Pure  smectite plots at ~17Å and higher FWHM. The Cambrian shale illite standard falls in the middle of the Elder Creek  deposit data while the igneous muscovite standard plots at lower FWHM (more crystalline) values than Elder Creek  samples. FWHM values may shift ~+/‐0.1 2 relative to the data plotted by Lanson et al (1998) due differences in x‐ ray diffractometer calibration.   As such  the  important point  to note  in  this graph  is  the overall  trend, not exact  values. Note: On  the original graph  taken  from Meunier and Velde  (2004)  the  lines  indicating %  smectite were  mislabelled 99, 95, and 90%, when they are actually 1, 5, and 10% smectite.           155    Lithogeochemistry  Gold  All geochemical data  is detailed  in Appendix B. Gold values attained by  ICP‐AES  indicate  that  quartz arenite  clast breccia and  fault  cataclasite appear  to be  the main hosts  for gold mineralization  (based on  samples  8,  10,  402,  434,  454) with  gold  values  reaching  6.27g/t  (sample  8). Unbrecciated  quartz  arenite  samples  returned  values  below  0.03g/t,  indicating  that  brecciation  likely  created  the  required permeability to precipitate gold. SEM analysis of sample 8 indicates that native gold can occur  in the void space attached to quartz grains in the breccia matrix. Gold mineralization also appears to be  hosted  in massive  pyrite  replaced  argillite.  Sample  451,  a  fist‐size  nodule  of massive  pyrite within  a  carbonaceous  argillaceous  shale unit  returned 0.193g/t  gold. Previous  studies  indicate  that  in Carlin‐ type  systems,  gold  occurs  as  submicron  particles  within  arsenic‐rich  pyrite  rims  (Cline,  2005).  SEM  analyses of this sample and other pyrite‐bearing samples was not able to detect gold, and pyrite grains  did not  show evidence of  zoning or  the presence of pyrite  rims. Given  that gold  is not hosted  in  the  pyrite, it must have precipitated in the argillite host rock. The final lithologic hosts for mineralization are  the  three  strongly  argillized  zones  interpreted  as  igneous  intrusions.  Sample  438  of  this  lithology  returned 0.102g/t.     Other trace elements  As  mentioned  in  a  previous  section,  samples  were  collected  distal  to  the  main  centre  of  mineralization were included in this study to determine the background quantity of gold in upper plate  sediments. Samples 16, 203, 208, 211, and 214 were taken from approximately 500m‐1.5km outside the  deposit  and  were  chosen  based  on  lithologic  similarity  to  rocks  found  within  the  Elder  Creek  pit.  Mapping by Tom Chapin  (Barrick Gold Corporation  ‐ unpublished data) confirm that samples collected  for background gold analysis are in fact part of the same stratigraphic units as within the deposit proper.  Lithogeochemical analyses of  these  samples  indicate  that background values  for unaltered  siliciclastic  sediments range from <0.001g/t (the detection  limit for gold) to 0.002g/t. These same samples exhibit  very low concentrations of As, Hg, Sb, Tl, and Te indicating that these trace elements along with Au was  added to the system during mineralization.   Figure A13 presents a series of gold ordered diagrams for As, Hg, Sb, Tl, and Te. A key pattern is  immediately evident in trace element values with increasing gold content.  The same trend of increasing  variability with increasing gold concentration is present when ordered by individual lithologies. A major  break in slope separates low‐moderate gold values from high gold values (“ore”). At gold values near or  below  the detection  limit, As, Hg, Sb, Tl, and Te have  low  concentration and  low variability between  samples. Only Sb and Te  show minor perturbations  from  these  low values.  In between  the detection  limit and gold “ore”, all trace elements show a marked increase both in concentration and in variability;  clearly defining a halo to high Au zones. At high concentrations of gold, variability is highest for all trace  elements except Te. Due to the increase in variability, individual values in these groups range from near  0 to highest in the dataset, indicating that some samples within the “ore” zone show a negative       156      Fig.  A13.  Gold  ordered  variability  diagrams  for  samples  from  the  Elder  Creek  deposit.  The  trace  element  geochemical suite associated with gold in Carlin deposits is also associated with gold at the Elder Creek property: a)  Au b) As c) Hg d) Sb e) Tl f)Te. The first dashed line on the Au plot marks samples with gold values at or below the  detection  limit  (0.001ppm). The  second dashed  line marks  the break  in gold values  from  low‐moderate  to ore‐ grade. Both dashed  lines shown on each  trace element diagram. Below  the detection  limit  for gold, we see  low  variability  in As, Hg, Tl and Te, and  low average values of all trace elements. As Au concentrations  increases, the  average  concentrations of As, Hg,  Sb,  Tl,  and  Te  increase,  and  the deviation  from  this  average  increases. Well  outside of the high grade gold zone, all trace elements exhibit a large jump in concentration. At the break between  moderate gold values and high gold values, only arsenic exhibits a coincident spike  in concentration, while other  trace elements  show  average, or even negative  correlations  to gold. On a broader  scale however,  the  average  concentration  of  each  trace  element  increases  with  gold.  Proximal  to  the  pit  (within  the  dashed  line),  well  crystallized  illite and poorly crystalline  illite dominate the alteration sequence. Distal to the deposit  (outside the  dashed  line), smectite and clinochlore are prevalent. Along with the geochemical data, this points to an obvious  zone of fluid flow proximal to the Elder Creek deposit.      157    correlation  with  gold.  This  emphasizes  the  importance  analyzing  an  entire  dataset  and  looking  for  variability in values, not absolute values.  Figure A14 presents geochemical plots of Au, As, Hg, Sb, Tl, and Te respectively. Examination of  the spatial association between ore and trace element geochemical halos indicates that high gold values  are  very  patchy.  Thallium  appears  to  show  the most  consistent  “high  Tl”  halo  around  gold with  an  interpreted halo diameter of ~150m. As, Hg, Sb, Tl, and Te all exhibit a mix of  “medium” and  “high”  values  in  the main ore zone. None of  the  trace elements exhibited “low values” within ~200m of  the  main ore zone of the Elder Creek deposit.     INTERPRETATIONS    Physiochemical nature of fluid  The presence of the hydrothermal clay assemblage illite + kaolinite + dickite has been previously  associated with  gold  deposition  in  Carlin‐type  systems  (Cline  et  al.,  2005;  Cail  and  Cline,  2001).  The  presence of well‐crystallized hydrothermal 2M illite at the Elder Creek deposit provides a lower limit for  the hydrothermal system of >150°C (Figure A7). The  lack of co‐existing dickite with  illite  indicates that  fluid was  likely  not  very  acidic  (Figure  A15).  The  presence  of  hydrothermal  kaolinite would  provide  information  on  the  acidity  of  the  fluid,  however  the  origin  of  kaolinite  at  the  Elder  Creek  deposit  is  poorly  constrained.  Kaolinite  occurs mostly  on  the  weathered  surface  of  rocks  and  along  exposed  fractures.    Given  the  uncertainty  in  the  origin  of  kaolinite,  illite  is  our  most  robust  indicator  of  hydrothermal fluid flow in the Elder Creek system.    Fluid flow pathways  Evaluation of gold data with respect to structure and lithology indicates that permeability likely  controlled  gold  mineralization  at  the  Elder  Creek  deposit.  Auriferous  fluid  exploited  pre‐existing  corridors of enhanced permeability: faults, fractures, and zones of brecciation.  Hydrothermal fluid‐rock  interaction is demonstrated by the presence of anomalous Au, As, Hg, Sb, Tl, and/or Te values, and the  presence of hydrothermal  illite.  Impermeable units such as massive unbrecciated quartz arenite show  no evidence of having interacted with the mineralizing fluid.   Three  zones of  intense 2M‐illite  alteration were  identified  in  the  Elder Creek pit  (Figure A3).   Illite in these zones falls into the ‘well crystallized illite’ category identified by Meunier and Velde (2004)  indicating that the mineral structure is organized relative to the lower temperature polymorph 1M‐illite  and illite‐smectite interlayered clay. Illite of this nature has been associated with hydrothermal activity          158              159    Fig. A14. Geochemical halos plotted for Au, As, Sb, Hg, Tl, an Te. Gold values (Fig.13a) can be divided into “ore” and  “non‐ore” values based in a distinct break in slope of the values. Trace element values have been divided into two  groups  based  on  variability when  assessed  using  the  gold  ordered  diagrams  from  Figure  A12.  Low  variability  indicates both  low average  concentrations and  little deviation  from  the median value. High variability  indicates  higher average concentrations and large fluctuations in concentrations.  The occurrence of high Au‐values (ore) is  defined by the Elder Creek pit. The one sample sitting outside of the main Elder Creek pit comes from a roadcut to  the South of the pit where mining also took place. The Elder Creek pit also exhibits high variability values in all the  trace elements (As, Sb, Hg, Tl, and Te). Interestingly, variability is also high ~5km West of the deposit. This location  marks  the  entrance  to  the  road  leading  up  to  the  deposit  from  the  main  haul  road  and  may  be  a  site  of  contamination. Distal to (>1000m)  the main concentration of Au, we see dominantly low variability values in  As,  Hg, Sb, Tl, and Te. The same area exhibits low‐moderate gold values, with only 3/17 samples containing >0.01 ppm  Au. Therefore, the Elder Creek pits are characterized by high gold concentrations and high variability and average  concentration  of  trace  elements.  Areas  distal  to  the  deposit  are  characterized  by  low  gold  values  and  low  variability and low average concentrations of trace elements.          160            Fig. A15. Simplified stability field diagram for the system K2O + Al2O3 + SiO2 + KCl + HCl+ H2O. Dickite is the higher  temperature aluminosilicate polymorph of kaolinite. Note that dickite is stable in higher acidity environments than  illite. The  lack of dickite  in  the Elder Creek system provides constraints on  the acidity of  the hydrothermal  fluid  (Seedorf et al., 2005).            161    indicating  that  the  three  zones of  intense alteration are  likely hydrothermal  fluid pathways  (Meunier  and Velde, 2004). Zones of brecciation and faulting appear to be other conduits for hydrothermal fluid.  2M‐illite was  identified  in  the matrix  of  both  quartz  arenite  clast  breccia  and  cataclasite.  Gold was  indentified  in  the  matrix  of  the  quartz  arenite  clast  breccia  indicating  at  the  very  least  a  spatial  relationship  between  illite  and  gold,  if  not  one  of  co‐genetic  deposition.  Some  difficulty  exists  in  distinguishing between clay minerals formed at the time of gold deposition from earlier hydrothermal  and  later  supergene  events.  For  this  study,  clay  minerals  were  categorized  by  occurrences  in:  groundmass/ sedimentary matrix, veins, or as breccia matrix material. From these occurrences, it can be  assumed that neither vein nor breccia matrix material formed from diagenetic processes.     DISCUSSION  Gold mineralization at the Elder Creek deposit was structurally controlled and concentrated  in  zones of high permeability. As, Sb, Hg, Tl, and Te precipitated with gold. Typical values for these trace  elements are plotted in Table 1 along with gold values, for the giant Cortez Hills Carlin‐type gold deposit,  hosted  in  the  lower  plate.  Trace  element  values  appear  as  ratios  to  gold.  As, Hg  and  Te  values  are  comparable across the two deposits. Tl exhibits slightly higher values at the Elder Creek deposit than the  Cortez Hills deposit. Of particular  interest are Sb values which are on average an order of magnitude  larger at the Elder Creek.  Although trace elements are enriched at the Elder Creek deposit, the average gold grade is still  much lower than at the Cortez Hills deposit and most other Carlin‐type gold deposits. The Alligator Ridge  mining district is located along the southern extension of the Carlin trend and hosts a number of Carlin‐ style  deposits  in  carbonate  rocks  (Nutt  and  Hofstra,  2003).  Studies  suggest  that  Carlin‐style  Au  mineralization at Alligator Ridge differs from typical Carlin‐style mineralization  in both deposit size and  Au grade being much lower. Two explanations are offered by Nutt and Hofstra (2003) for this difference:  either  the mineralizing  fluid  transported  less Au  than  typical  Carlin  systems,  or  host  rocks were  less  suitable at fixing Au from these fluids. The  latter explanation would correspond to scenario 1 of Figure  A6 whereby mineralizing fluid was not buffered by  lower plate carbonate rocks, however the  lack of a  carbonate  trap  for gold  in  the upper plate  lead  to  the precipitation of only minor amounts of gold  in  siliciclastic rocks. T  he second explanation is that gold was trapped previously by carbonate rocks of the lower plate  and the fluid has been partially rock buffered losing most of its gold and some of its trace elements, but  retaining most of its heat. This explanation corresponds to scenario 2 of Figure A6 and suggests that the  Elder Creek deposit  is genetically  linked to mineralization at depth, possibly a Carlin‐type system. Only  further drilling of Elder Creek deposit would resolve this possibility.              162    Table A1. Assay  and  trace  element  values  for  four  high  grade  ore  samples  (1‐4)  from  the  Cortez Hills  deposit  located ~14km southeast of the Elder Creek deposit. Trace element values are presented as ratios to gold. Samples  highlighted in grey are samples from the Elder Creek deposit shown for comparison. As, Hg, and Te values for both  deposits are comparable. Sb values are on average an order of magnitude higher at the Elder Creek deposit than  the giant Cortez Hills deposit. Elder Creek Tl values are also higher at than at the Cortez Hills deposit.    Sample Au (ppm) As:Au Hg:Au Sb:Au Tl:Au Te:Au 1 9.68 119.32  3.87  1.93  2.59  0.05  2 10.8 18.24  1.54  0.77  0.31  0.02  3 12.6 107.94  2.98  3.38  1.02  0.10  4 64.2 233.64  0.58  1.12  0.99  0.05  434 0.064 3906.25  1.33  65.16  3.91  0.31  10 0.066 3787.88  3.85  31.36  9.09  0.61  402 0.079 946.84  1.08  15.70  3.16  0.06  438 0.102 496.08  0.19  9.90  7.84  0.29  100 0.167 304.19  8.95  72.46  4.79  0.84  451 0.193 478.76  6.97  58.55  2.59  0.93  456 0.231 720.78  0.27  8.01  1.08  0.04  8 6.27 59.81  0.02  0.59  0.04  0.00            163    Deposit classification  The Shoshone  range  is host  to a plethora of metal deposits  located within  three geographical  districts: Hilltop, Lewis and Buillion (Kelson et al., 2008). Three deposit types are prevalent  in the area:  Miocene  epithermal  deposits,  Eocene  porphyry  deposits,  and  Eocene  Carlin  deposits  (Kelson  et  al.,  2008). Mineralization in the area has been associated with early Eocene to late Oligocene igneous rocks  (Maher et al.,1993, Kelson et al., 2005  in Kelson et al., 2008).   Carlin deposits have been explained by  some  as  simply  being  distal  sediment  hosted  expressions  of  either  porphyry  or  high  sulfidation  epithermal systems or at  the very  least being of Eocene magmatic origin  (Johnston and Ressel, 2004;  Henry and Ressel, 2000; Sillitoe and Bonham, 1990). Low sulfidation deposits have been excluded from  the discussion on the origin of Carlin‐systems due to a lack of shared characteristics. The same exclusion  will take place here with regards to the Elder Creek deposit due to a lack of evidence for boiling, and the  stark  difference  in  ore  assemblage  and  vein  quartz  association  between  Elder  Creek  and  typical  low  sulfidation systems.  The  defining  features  of  high  sulfidation  systems  include  pyrite‐rich,  high  sulphidation‐state  sulfide  assemblages  typified  by  enargite,  luzonite,  digenite,  chalcocite  and  covellite;  and  advanced  argillic  alteration  assemblages  typified  by  quartz,  alunite,  pyrophyllite  and  kaolinite/dickite  (Arribas,  1995).  The  Elder  Creek  deposit  lacks  alunite,  pyrophyllite,  and  dickite.  Additionally,  the  Elder  Creek  deposit  lacks  any  of  the  sulfide  minerals  typically  associated  with  high  sulphidation‐state  ore  assemblage.   Porphyry gold deposits and related epithermal deposits are  intrusion centered, and  formed at  <4km depth, from exsolved magmatic fluid (Sillitoe and Hedenquist, 2004). Mineralizing fluids  in these  systems  are  oxidized,  and  carry  some  trace metals;  Cu,  Au,  Ag,  Zn, W,  As,  and  Sb.  Given  the  data  presented  in this paper, the clay assemblage observed at the Elder Creek deposit would coincide with  distal porphyry‐style alteration. While alteration assemblages can be explained by a porphyry system,  the  trace‐element suite observed  in both Carlin deposits and Elder Creek does not contain significant  amounts of Cu, Ag, Zn, or W. A more plausible  link, however, can be made between mineralization at  the Elder Creek property and models for distal disseminated sediment‐hosted Au deposits (Sillitoe and  Bonham, 1990). Distal concentrations of Au‐As‐Sb can be explained  in  the context of  the  liberation of  metal‐bearing magmatic  hydrothermal  brines  from  centrally  located  intrusions  and  their  progressive  cooling as fluids move up and out through connate and meteoric waters (Sillitoe and Bonham, 1990). On  the peripheries of these intrusions, salinities are too low to complex appreciable amounts of base metals  and only Au, As, and Sb are capable of further transport as bisulfide complexes. Distal disseminated Au  and trace element deposition has been reported at the Bingham deposit, Utah, as far as 8 km away from  the magmatic centre  (Sillitoe and Bonham, 1990). Such distances negate  the need of a  large  intrusion  proximal  to  Au mineralization.  Given  the  extent  of  Eocene magmatism  in  the  north‐west  Shoshone  range, the possibility cannot be ruled out that Elder Creek deposit,  if not all Carlin deposits are  in fact  distal disseminated gold deposits.  Carlin  gold  systems  are  extremely  variable  between  deposits  but  previous  studies  indicate  a  fluid  temperature  between  180‐240°C,  with  an  alteration  signature  consisting  of  decalcification,  silicification, argillization, and sulfidation (Cline et al., 2005). The geochemical signature associated with  these deposits typically includes anomalous values of Au, As, Hg, Sb, Tl, +/‐ Te. Disseminated gold ore is      164    hosted  in carbonate sediments, and the ore assemblage appears to  lack major concentrations of other  sulfide  phases  such  as  chalcopyrite, molybdenite,  or  pyrrhotite.  Although many  Carlin  deposits  are  spatially  associated with major  igneous  bodies  (Cortez  Hills,  Pipeline,  Goldstrike),  there  is  no  direct  indication that mineralization is associated with magmatic activity. The Elder Creek deposit shares many  of  these  characteristics: 1)  low  temperature argillic alteration  (illite + kaolinite) 2) gold +/‐ pyrite ore  assemblage  3)  anomalous  concentrations  of  or moreover  increased  variability  in  arsenic,  antimony  mercury,  thallium,  and  tellurium  with  increased  gold  concentrations.  Given  these  similarities,  it  is  possible that the Elder Creek deposit is in fact the upper plate expression of a Carlin‐style hydrothermal  system.    CONCLUSIONS    Results  from  this study of  the Elder Creek gold deposit  indicate  that Carlin‐type hydrothermal  fluid  may  have  transgressed  the  upper  plate  following  mineralization  of  the  lower  plate,  and  precipitated gold  in  siliciclastic  sedimentary  rocks. This  study determined  that a  fluid of  temperature  >150°C, relatively low acidity, carrying Au, As, Hg, Sb, Tl, and Te precipitated gold (along with associated  trace  elements)  in  zones  of  high  permeability  including  breccia  and  cataclasite.  This  description  is  consistent with Carlin‐style gold mineralization.  Recognizing upflow zones of Carlin‐style hydrothermal fluid may provide a robust vector toward  gold ore at depth. Identifying characteristics of Carlin gold mineralization in upper plate siliciclastic rocks  redefines existing models  for Carlin gold deposits. We suggest here  that  in order  to  further develop a  process  model  for  Au‐deposition,  Carlin  deposits  must  be  studied  in  the  context  of  large‐scale  hydrothermal systems. The process of Carlin gold mineralization in the Eocene may not have ended with  gold deposition  in  lower plate carbonate rocks,  it  is possible that mineralizing  fluid continued through  into the upper plate.             165    REFERENCES      Arehart, G., 1996, Characteristics and origin of sediment‐hosted disseminated gold deposits: A review:  Ore Geology Reviews, v. 11, p. 383‐403.  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.  —, 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.  Arribas  Jr,  A.,  1995,  Characteristics  of  high‐sulfidation  epithermal  deposits,  and  their  relation  to  magmatic fluid: Mineralogical Association of Canada Short Course Series, v. 23.  Battaglia, S., 2004, Variations in the chemical composition of illite from five geothermal fields: a possible  geothermometer: Clay Minerals, v. 39, p. 501.  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.  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.  Cluer,  J., Cellura, B., Keith,  S.,  Finney,  S.,  and Bellert,  S., 1997,  Stratigraphy  and  structure of  the Bell  Creek nappe  (Antler orogen), Ren property, northern Carlin trend, Nevada: The RMT, Elko and  Eureka counties, Nevada: Nevada Petroleum Society, p. 41–54.  Gilluly, J., and Gates, O., 1965, Tectonic and igneous geology of the northern Shoshone Range, Nevada,  US Gov. Print. Off.  Heller‐Kallai, L., and Kalman, Z., 1972, Some naturally occurring  illite‐smectite  interstratifications: Clay  Clay Minerals, v. 20, p. 165–168.  Henry,  C.,  and  Ressel, M.,  2000,  Eocene magmatism  of  northeastern  Nevada:  The  smoking  gun  for  Carlin‐type gold deposits: Geology and ore deposits, p. 15–18.  Heyl, A., 1991, The Elder Creek Mine, Lander County, Nevada, p. 53‐55.  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.  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.      166    Kelson, C., Crowe, D., and Stein, H., 2005, Geochronology and geochemistry o£ the Hilltop, Lewis, and  Bullion mining districts and surrounding area, Battle Mountain‐Eureka trend, Nevada, Geological  Society of Nevada, p. 25.  —, 2008, Geochemical and Geochronological Constraints on Mineralization within the Hilltop, Lewis, and  Bullion Mining Districts, Battle Mountain‐Eureka Trend, Nevada: Economic Geology, v. 103, p.  1483.  Kruse,  F.,  Identification  of  illite  polytype  zoning  in  disseminated  gold  deposits  using  reflectance  spectroscopy and X‐ray diffraction‐potential for mapping with imaging spectrometers.  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.  Maher,  B.,  Browne,  Q.,  and  McKee,  E.,  1993,  Constraints  on  the  age  of  gold  mineralization  and  metallogenesis in the Battle Mountain‐Eureka mineral belt: Nevada: Economic Geology, v. 88, p.  469‐478.  Montoya, J., and Hemley, J., 1975, Activity relations and stabilities in alkali feldspar and mica alteration  reactions: Economic Geology, v. 70, p. 577.  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.  Muntean, J., Cline, J., Johnston, M., Ressel, M., Seedorff, E., and Barton, M., 2004, Controversies on the  origin  of  world‐class  gold  deposits:  Part  I,  Carlin‐type  gold  deposits  in  Nevada:  Society  of  Economic Geologists Newsletter, v. 59, p. 1‐18.   Noble, P., and Finney, S., 1999, Recognition of fine‐scale  imbricate thrusts  in  lower Paleozoic orogenic  belts—An example from the Roberts Mountains allochthon, Nevada: Geology, v. 27, p. 543.  Nutt,  C.,  and  Hofstra,  A.,  2003,  Alligator  Ridge  district,  east‐central  Nevada:  Carlin‐type  gold  mineralization at shallow depths: Economic Geology, v. 98, p. 1225.  —, 2003, Alligator Ridge district, east‐central Nevada: Carlin‐type gold mineralization at shallow depths:  Economic Geology, v. 98, p. 1225.  Price, J.G., Muntean, J.L., Davis, D.A., and Hess, R.H., 2007, The Nevada mineral  industry‐2007: Nevada  Bureau of Mines and Geology, v. Special Publication, p. 178.  Russell,  R.H.,  2004,  Technical  report  for  the  North  Mill  Creek,  Elder  Creek  and  NAD  exploration  properties in Lander County, Nevada, USA: 43‐101 Report.  Seedorff, E., Dilles,  J., Proffett  Jr,  J., Einaudi, M., Zurcher, L., Stavast, W.,  Johnson, D., and Barton, M.,  2005, Porphyry deposits: Characteristics and origin of hypogene features: Economic Geology, v.  100, p. 251–298      167    Sillitoe,  R.,  and  Bonham  Jr,  H.,  1990,  Sediment‐hosted  gold  deposits:  Distal  products  of magmatic‐ hydrothermal systems: Geology, v. 18, p. 157.  Sillitoe, R., and Hedenquist, J., 2003, Linkages between volcanotectonic settings, ore‐fluid compositions,  and  epithermal  precious  metal  deposits:  SPECIAL  PUBLICATION‐SOCIETY  OF  ECONOMIC  GEOLOGISTS, v. 10, p. 315‐343.  Sinclair,  A.,  and  Tessari, O.,  1981,  Vein  geochemistry,  an  exploration  tool  in  Keno  Hill  camp,  Yukon  Territory, Canada: Journal of Geochemical exploration, v. 14, p. 1‐24.  Stewart,  J., McKee, E., and Stager, H., 1977, Geology and mineral deposits of Lander County: Nevada:  Nevada Bureau of Mines and Geology Bulletin, v. 88, p. 06.  Teal, L., and Jackson, M., 2002, Geologic overview of the Carlin trend gold deposits: Gold deposits of the  Carlin trend: Nevada Bureau of Mines and Geology Bulletin, v. 111, p. 204.  Theodore, T., Kotlyar, B., Singer, D., Berger, V., Abbott, E., and Foster, A., 2003, Applied Geochemistry,  Geology, and Mineralogy of the Northernmost Carlin Trend, Nevada: Economic Geology, v. 98, p.  287.  Winterer, E., 1968, Tectonic Erosion in the Roberts Mountains, Nevada: The Journal of Geology, p. 347‐ 357.  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.            168    APPENDIX B– APATITE FISSION TRACK THERMOCHRONOLOGY DATA    Table. B1. Apatite fission track data from the Northern Carlin trend (Chakurian et al., 2003; Cline et al., 2005; Hickey et al., 2010). All ages and errors are reported in Ma.  East North # Grains # Tracks Dpar (um) Age (Ma) (-) 2 (+) 2 Mean Lm(um) Lm SD(um) Mean Lc(um) Lc SD(um) MeanDpar (um) DparSE (um) DparSD (um) Dpar_SE (um) 555048  4540720  6  1  2.06  23.8  9.6  16.1  14.11  14.34  1.86  0.09  0.21  1.86  559128  4539741  21  60  1.8  51.1  7.8  9  13.45  2.12  14.61  1.95  0.06  0.29  0.25  0.4  560198  4538825  6  9  2.39  32.4  8.8  12.2  13.38  1.71  14.34  3.13  0.28  0.7  1.04  1.37  561114  4537287  40  74  1.94  79.9  10.2  11.6  13.16  2.05  14.51  2.06  0.05  0.32  0.24  0.36  558312  4537259  27  40  1.85  76.5  13.1  15.8  13.38  1.55  14.53  1.91  0.06  0.3  0.3  0.33  558184  4536152  24  26  1.77  60.4  12.1  15.2  13.13  2.16  14.44  1.98  0.07  0.32  0.39  0.38  559697  4533592  14  18  1.92  38  8.4  10.8  13.64  1.66  14.79  2.1  0.1  0.38  0.5  0.44  557521  4533602  5  3  1.98  22.7  7.6  11.2  12.38  1.77  13.76  1.98  0.15  0.33  1.14  0.21  553111  4536180  40  135  1.92  45.8  7.4  8.9  13.27  2.59  14.58  2.35  0.05  0.31  0.2  0.28  552812  4535590  25  117  2.01  45.5  8.5  10.5  14.38  1.27  15.27  1.97  0.03  0.15  0.18  0.19  557070  4533008  12  102  2.31  91.6  11.4  13  13.72  2  14.78  2.24  0.04  0.15  0.22  0.2  476228  4561643  25  130  1.8  78.8  9.7  11.1  14.52  1.47  15.34  1.97  0.03  0.16  0.17  0.34  558335  4532802  11  34  2.74  14.3  2.9  3.8  15.03  1.48  15.71  2.84  0.15  0.48  0.49  0.39  558167  4532551  14  136  2.38  113  15  17.4  13.44  2.29  14.65  2.19  0.08  0.3  0.19  0.22  558074  4529287  37  200  2.01  56.1  6.1  6.8  13.39  2.64  14.68  2.1  0.03  0.19  0.15  0.21  557760  4528910  12  19  1.65  18.6  7.2  11.6  13.67  2.2  14.65  1.68  0.05  0.16  0.39  0.13  555037  4529041  22  28  1.84  32.5  6.1  7.4  14.15  1.44  15.18  1.95  0.04  0.19  0.37  0.38  557488  4528267  16  63  2.19  40.9  7.3  8.9  13.66  2.31  14.88  2.12  0.06  0.24  0.27  0.27  558079  4526758  5  14  1.68  36.7  9.8  13.3  13.03  2.24  14.28  1.75  0.05  0.12  0.47  0.16  559166  4528248  13  16  1.94  34.8  5.3  6.2  13.87  1.97  14.79  2.02  0.08  0.27  0.5  0.22  559492  4525044  25  13  1.69  58.8  10  12.1  12.52  2.82  13.99  1.53  0.05  0.24  0.42  0.06  557406  4526268  6  11  1.56  27.7  10.8  17.6  12.96  2.18  14.47  1.57  0.06  0.14  0.47  0.18      169    East North # Grains # Tracks Dpar (um) Age (Ma) (-) 2 (+) 2 Mean Lm(um) Lm SD(um) Mean Lc(um) Lc SD (um) MeanDpar (um) DparSE (um) DparSD (um) Dpar_SE (um) 556429  4525786  7  1  1.59  16  8.1  16.4  9.07  12.5  1.29  0.05  0.13  1.29  554103  4523739  29  19  1.62  28.1  8.1  11.4  14.2  1.2  15.18  1.71  0.03  0.17  0.39  0.11  556997  4524747  17  25  1.82  20.6  4.1  5.1  13.71  2.18  14.77  2  0.05  0.21  0.4  0.16  553576  4528871  16  83  2.21  33  5.3  6.3  14.78  1.12  15.51  2.25  0.06  0.24  0.25  0.2  552713  4530356  12  74  1.7  35.5  6.6  8.1  14.22  1.26  15.16  1.91  0.05  0.16  0.22  0.25  552058  4539373  24  134  2.11  53.7  6.8  7.7  13.23  2.28  14.41  2.19  0.04  0.17  0.19  0.21  552506  4537399  24  14  1.84  31.6  7.3  9.4  14.1  1.38  15.14  2.38  0.09  0.44  0.64  0.86  552363  4536299  40  192  2.56  41.3  4.6  5.1  14.93  1.45  15.61  2.64  0.04  0.24  0.19  0.45  551480  4538430  11  23  2.06  53.1  14.4  19.7  13.94  2.32  14.88  2.14  0.08  0.28  0.45  0.35  548708  4538750  28  47  1.75  38.4  8.6  11.2  14.15  1.55  15.13  1.86  0.05  0.29  0.27  0.29  551522  4537236  10  2  1.99  24.4  8.8  13.9  15.26  2.09  15.96  2.29  0.07  0.22  1.62  0.14  551377  4537158  25  163  1.97  43.2  5.3  6.1  14.35  1.59  15.24  2.16  0.03  0.13  0.17  0.42  555418  4533245  37  200  2.37  129  13.8  15.3  13.4  2.45  14.64  2.53  0.03  0.16  0.18  0.21  555418  4533245  25  202  2.29  119  12.8  14.4  13.29  2.53  14.49  2.28  0.03  0.13  0.16  0.17  555418  4533245  24  200  1.83  75.1  11.4  13.4  14.07  1.82  15.05  1.98  0.05  0.25  0.14  0.3  555418  4533245  33  200  1.83  69.7  9.6  11.2  13.92  1.52  14.99  1.97  0.02  0.13  0.14  0.15  552767  4535055  20  132  1.95  63.4  6.9  7.7  13.15  2.23  14.42  2.03  0.03  0.12  0.18  0.14  552789  4535070  23  135  2.07  59.8  6.6  7.4  12.75  2.29  14.21  2.02  0.04  0.18  0.17  0.23  558184  4536152  24  26  1.77  60.4  12.1  15.2  13.13  2.16  14.44  1.98  0.07  0.32  0.39  0.38  552942  4535192  24  133  2.09  60.4  7.2  8.1  13.11  2.23  14.38  2.13  0.04  0.19  0.18  0.18  553150  4535306  21  135  1.91  60.2  9.1  10.6  13.34  1.99  14.5  1.96  0.04  0.19  0.17  0.17  552794  4535585  26  198  2.13  70.4  10  11.5  12.81  2.42  14.28  2.07  0.03  0.16  0.15  0.26  552794  4535585  40  139  1.94  58.1  8.3  9.6  13.3  2.26  14.51  1.95  0.02  0.16  0.17  0.15  552794  4535585  38  200  1.93  58.1  6.7  7.6  13.14  2.13  14.45  2.03  0.02  0.12  0.14  0.14  552794  4535585  33  136  2.17  80.4  10.7  12.3  13.09  2.32  14.46  2.08  0.03  0.2  0.18  0.24  552794  4535585  39  196  2.12  56.3  6.6  7.4  12.59  2.07  14.03  2.24  0.02  0.14  0.16  0.18          170    Table. B2. Pooled apatite fission track ages for the Shoshone Range area, * denotes absence of asymmetric ages, symmetric ages shown    East North # Grains # Tracks Dpar (um) Age (Ma) (-) 2 (+) 2 Mean Lm(um) Lm SD(um) Mean Lc(um) Lc SD(um) MeanDpar(u m) DparSE(u m) DparSD(u m) Dpar_SE (um) Dpar_SD (um) 493088 4501907 40 210 1.83 36 3.4 3.7 14.58 1.56 15.4 1 1.86 0.13 0.23 0.02 0.15 493240 4493545 40 155 1.63 42.5 5.4 6.1 14.36 1.68 15.27 1.07 1.69 0.14 0.18 0.03 0.18 493399 4497239 40 201 1.68 37.6 3.6 4 14.12 1.32 15.05 0.9 1.71 0.12 0.16 0.02 0.15 498741 4438208 35 12 1.62 13.6 2.6 3.2 12.23 2.61 13.67 2.13 1.82 0.53 0.16 0.03 0.17 499938 4462388 12 28 1.93 108. 2 15.8 18.6 12.97 1.99 14.35 1.22 1.91 0.36 0.27 0.07 0.23 500648 4409038 40 92 1.6 8.9 1.6 1.9 14.96 1.25 15.62 0.85 1.87 0.19 0.57 0.02 0.15 503237 4461618 27 54 1.67 55.1 9.8 11.9 13.58 2.21 14.67 1.44 1.63 0.22 0.13 0.03 0.18 504789 4473185 23 53 2.4 16.5 3.8 4.9 13.85 2.29 14.78 1.58 2.57 0.35 0.33 0.07 0.35 504888 4457292 21 23 1.76 32.7 6.1 7.5 14.57 1.07 15.27 0.77 1.97 0.41 0.34 0.09 0.43 505537 4465781 24 35 2 45.7 7.4 8.9 14.02 1.54 14.97 0.99 2.13 0.36 0.39 0.06 0.31 505662 4466508 20 4 1.76 15.1 7 13.2 12.74 4.98 14.88 1.99 1.82 0.91 0.35 0.05 0.2 506133 4471855 28 11 1.74 12.9 3.6 5 13.21 1.91 14.39 1.15 1.78 0.54 0.14 0.05 0.27 506757 4414389 29 91 2.73 84.2 11.3 13.1 13.9 1.57 14.9 1.07 2.94 0.31 0.84 0.19 1.03 508155 4465581 23 - 1.57 18.2 4.0* - - - - - - - - - - 508167 4471393 32 19 1.7 17.2 4.2 5.6 12.72 1.94 14.17 1.23 1.81 0.42 0.29 0.03 0.19 508294 4461372 38 100 1.84 64.7 8.1 9.2 12.43 2.5 13.93 1.57 1.91 0.19 0.19 0.04 0.25 508588 4461155 - - - 77.4 - - - - - - - - - - 509501 4460863 - - - 27.4 - - - - - - - - - - 509691 4513620 38 130 1.77 33 4.3 4.9 13.88 1.67 14.94 1.03 1.94 0.17 0.36 0.03 0.19 509974 4471329 18 21 1.74 13.9 4.1 5.7 13.16 1.56 14.58 0.93 1.86 0.41 0.2 0.07 0.28 510975 4460491 16 18 1.73 39.5 7.1 8.6 14.22 2.14 15.18 1.37 1.77 0.42 0.15 0.05 0.18 511183 4476760 33 9 1.83 16.6 3.8 4.9 13.92 1.42 14.96 0.79 1.78 0.59 0.26 0.06 0.32 511695 4466671 20 22 1.71 28.9 4.9 5.9 13.23 2.44 14.46 1.36 1.81 0.39 0.18 0.05 0.23 512055 4475222 31 48 1.67 13.7 2.6 3.2 13.41 1.87 14.52 1.28 1.82 0.26 0.23 0.04 0.24 512602 4464254 15 14 1.79 35.7 8.6 11.3 14.42 1.83 15.23 1.27 1.75 0.47 0.22 0.07 0.28 512634 4461137 40 199 1.63 28.9 2.2* - - - - - - - - - -     171    East North # Grains # Tracks Dpar (um) Age (Ma) (-) 2 (+) 2 Mean Lm(um) Lm SD(um) Mean Lc(um) Lc SD(um) MeanDpar(u m) DparSE(u m) DparSD(u m) Dpar_SE (um) Dpar_SD (um) 512750 4461028 33 171 1.61 31.3 2.6* - - - - - - - - - - 512977 4461269 24 26 1.99 35 4.6 5.3 13.68 1.61 14.57 1.16 1.85 0.36 0.21 0.12 0.58 514197 4460178 23 38 2.02 34.8 5.5 6.5 13.59 2.01 14.68 1.3 1.86 0.3 0.19 0.1 0.49 514403 4473950 28 18 1.69 29.8 3.9 4.6 13.2 1.93 14.33 1.43 1.72 0.41 0.17 0.05 0.24 514895 4464693 16 24 1.72 23.1 7.6 11.4 13.22 2.56 14.56 1.39 1.86 0.38 0.22 0.06 0.25 515617 4481696 28 8 1.74 9.2 3.1 4.7 12.22 2.45 14.08 0.99 1.68 0.59 0.21 0.05 0.27 516019 4478794 28 51 1.96 27 4.4 5.2 13.76 1.47 14.8 1.01 2.02 0.28 0.3 0.06 0.3 516566 4468846 24 13 1.69 28.6 4.6 5.6 14.02 1.55 14.97 1.01 1.74 0.48 0.16 0.04 0.2 516990 4460609 40 61 1.85 38.6 4.3 4.8 14.52 1.06 15.28 0.75 2.09 0.27 0.21 0.04 0.24 518283 4477234 30 38 1.79 33.8 5.6 6.8 12.66 2.14 14.18 1.21 1.87 0.3 0.18 0.04 0.22 519194 4451324 25 105 1.88 33.6 9 12.3 14.89 0.9 15.59 0.6 2.07 0.2 0.18 0.05 0.25 519408 4457072 19 33 1.78 51.1 8.2 9.7 13.77 1.48 14.8 1.01 1.85 0.32 0.11 0.05 0.24 519945 4456913 24 23 1.69 48 7.5 8.9 14.08 1.23 15.11 0.79 1.96 0.41 0.22 0.05 0.25 520029 4459464 17 22 1.79 37.9 8 10.3 12.98 2.21 14.41 1.16 1.92 0.41 0.22 0.12 0.49 520192 4468590 25 34 1.83 43.7 5.5 6.2 13.72 1.59 14.83 1.03 1.8 0.31 0.18 0.04 0.18 520529 4469759 24 131 2.08 33.4 4.4 5.1 14.45 1.69 15.29 1.12 2.24 0.2 0.15 0.03 0.15 520900 4456419 13 12 1.71 25 5.4 6.8 13.64 1.23 14.81 0.66 1.78 0.51 0.2 0.05 0.19 521187 4455472 25 157 1.69 36.8 5.2 6.2 14.14 1.33 15.08 0.89 1.77 0.14 0.25 0.02 0.12 521205 4461734 19 22 1.97 33.9 5.7 6.9 14.78 1.08 15.52 0.78 2.17 0.46 0.22 0.06 0.25 521232 4454441 35 117 1.79 66.9 7.6 8.6 12.71 2.42 14.1 1.52 1.97 0.18 0.24 0.03 0.21 521451 4481657 15 30 1.96 38 6.1 7.1 13.98 1.82 15 1.18 1.93 0.35 0.25 0.05 0.2 521535 4455966 30 26 1.69 33.5 8.4 11.3 14.69 1.65 15.46 0.97 1.62 0.32 0.16 0.03 0.16 521535 4455966 33 31 1.6 49.7 12 15.8 13.95 1.87 14.83 1.34 1.56 0.28 0.17 0.03 0.17 521543 4456127 34.8 522454 4462891 26 36 1.85 41.3 6 7.1 14.46 1.04 15.36 0.71 2.02 0.34 0.17 0.04 0.2 522635 4456190 9 14 1.68 39.1 8.4 10.8 14.17 1.38 15.02 0.96 1.86 0.5 0.18 0.12 0.37 522821 4467016 15 14 1.71 24.5 4.8 6 14.16 1.41 15.19 0.86 1.77 0.47 0.17 0.05 0.21 522996 4455574 12 4 1.8 22.7 8.1 12.6 14.88 1.6 15.7 1.04 2.06 1.03 0.59 0.09 0.31     172    East North Grains # Tracks Dpar (um) Age (Ma) (-) 2 (+) 2 Mean Lm(um) Lm SD(um) Mean Lc(um) Lc SD(um) MeanDpar(u m) DparSE(u m) DparSD(u m) Dpar_SE (um) Dpar_SD (um) 523014 4458204 29 42 1.8 42.5 6.4 7.6 14.19 1.4 15.12 0.91 1.9 0.29 0.28 0.08 0.45 523187 4454258 8 6 1.78 25.7 8.4 12.5 13.51 1.56 14.64 0.99 1.66 0.68 0.22 0.07 0.19 523841 4455858 18 10 1.91 27.4 5.7 7.1 14.16 1.8 15.07 1.25 2.1 0.66 0.68 0.1 0.42 523872 4455651 15 8 1.9 20.8 5.4 7.3 12.96 3.97 14.54 1.85 1.8 0.64 0.21 0.12 0.45 523934 4455152 28 50 1.93 45 7.2 8.6 13.21 1.59 14.46 1.25 1.99 0.28 0.25 0.05 0.29 524212 4475592 29 96 2 37.3 6.2 7.4 13.86 1.8 14.83 1.24 1.8 0.18 0.14 0.08 0.45 524282 4466538 22 25 1.84 33.8 5.9 7.3 14.19 1.23 15.04 0.81 1.8 0.36 0.23 0.08 0.38 524336 4456245 35 49 1.65 35.6 7.3 9.1 13.83 1.47 14.81 1.01 1.72 0.25 0.19 0.06 0.38 524477 4454981 38 67 2.2 19.8 3.8 4.6 13.11 2.34 14.5 1.31 2.26 0.28 0.46 0.11 0.67 524518 4454411 18 49 1.93 37.7 6 7.2 14.64 1.91 15.49 1.17 2.01 0.29 0.24 0.07 0.29 524555 4455727 26 27 1.87 42.5 6.6 7.8 14.12 1.8 15.17 0.94 1.84 0.35 0.29 0.07 0.35 524877 4454151 27 38 1.92 29 5.3 6.4 13.65 1.82 14.67 1.29 1.98 0.32 0.3 0.08 0.42 525153 4453997 20 54 2.06 41.2 8.3 10.5 13.61 1.39 14.63 0.98 1.93 0.26 0.29 0.07 0.31 525367 4433446 24 34 1.82 37.5 8.1 10.2 13.79 1.77 14.83 1.12 1.68 0.29 0.16 0.1 0.5 526536 4452839 12 25 1.76 65.4 10.2 12 13.08 1.84 14.5 1.14 1.85 0.37 0.33 0.08 0.28 526651 4436509 35 68 1.87 43.3 5.7 6.5 14.02 1.89 15.04 1.14 2.04 0.25 0.33 0.05 0.29 526721 4471144 18 30 1.9 36.1 8 10.4 13.36 2.25 14.57 1.46 1.86 0.34 0.27 0.15 0.63 526776 4465413 14 21 1.77 39.7 5.7 6.6 13.92 2.39 15.11 1.07 1.87 0.41 0.23 0.05 0.2 526805 4462487 24 125 1.85 45.1 7.4 8.7 14.91 1.05 15.62 0.75 2.02 0.18 0.18 0.02 0.09 527005 4441549 34 147 1.8 44.6 5.9 6.8 12.27 2.33 13.83 1.46 2.1 0.17 0.29 0.02 0.13 532289 4449090 12 64 1.86 30.7 8.6 11.9 13.13 2.11 14.43 1.37 2 0.25 0.23 0.08 0.27 532292 4449041 27 101 1.96 44.4 7.9 9.5 13.45 2 14.63 1.26 2.06 0.21 0.23 0.04 0.22 532408 4448971 24 36 1.87 27.5 5.8 7.4 13.33 1.81 14.52 1.19 2.13 0.35 0.45 0.07 0.32     173    APPENDIX C – SAMPLE INFORMATION  Table C1. Sample data  Sample ID  Easting  Northing  XRD  Terraspec  Microprobe  Colour  Lithology  Clay content  PP1  524528  4454902  o  o  o  Medium grey  Silty limestone  1‐10%  1  516229  4460135    o    Orange  Sandy siltstone  1‐10%  2  516225  4460153    o    Translucent  Vein  <1%  3  516227  4460140    o    Orange  Sandy siltstone  1‐10%  4  515886  4460158    o    Medium grey  Sandstone  1‐10%  5  515879  4460174    o    Medium grey  Sandstone  1‐10%  6  515879  4460174    o    Translucent  Vein  <1%  7  515740  4460116    o    Medium grey  Argillite  1‐10%  8  512737  4461065  o  o  o  Light grey  Quartzite  <1%  9  512634  4461137    o    Light grey  Quartzite  <1%  10  512634  4461137  o  o    Medium orange  brown  Conglomerate  1‐10%  11  512634  4461137    o    Beige + dark grey  Mudstone  1‐10%  12  512750  4461028    o    Light orange brown  Siltstone  1‐10%  13a  512750  4461028  o  o    Dark grey  Siltstone  1‐10%  13b  512750  4461028    o    Dark grey  Siltstone  1‐10%  13c  512750  4461028    o    Dark grey  Quartzite  <1%  14  524188  4469903  o  o  o  Light beige  Dyke  Dyke  15  516654  4460003    o    Light grey  Quartz arenite  <1%  16  516658  4459982    o    Light grey  Quartzite  <1%  17  516669  4459988    o    Medium grey  Breccia  1‐10%  18  516682  4459989    o    Light grey  Quartzite  <1%  19  516615  4459657    o    Light grey  Siltstone  1‐10%  20  516710  4459572    o    Light grey  Chert  <1%  21a  516733  4459519    o    Medium grey  Breccia  1‐10%  21b  516733  4459519    o    Dark grey  Chert  <1%  21c  516733  4459519    o    Light grey  Silstone  1‐10%  22  516795  4459482    o    Translucent  Quartz vein  <1%  23  510480  4460155    o    Medium beige  Sandstone  1‐10%  24  515597  4460030    o    Medium grey  Siltstone  1‐10%  25  515376  4460778    o    Dark grey  Chert  <1%  26  515409  4460748    o    Medium grey  Sandstone  1‐10%  27  515464  4460772    o    Dark grey  Chert  <1%  28  514995  4461220    o    Dark grey  Chert  <1%  29  515212  4461343    o    Medium grey  Sandstone  1‐10%  30  515133  4460767    o    Light grey  Siltstone  1‐10%  31  515221  4460772    o    Light grey  Quartz arenite  <1%  32  515144  4459984    o    Medium grey  Conglomerate  1‐10%  33  515043  4459875    o    Medium grey  Conglomerate  1‐10%  34  514384  4461726    o    Dark grey  Chert  <1%  35  514375  4461765    o    Light grey  Chert  <1%  36  514375  4461765    o    Dark grey  Siltstone  1‐10%  37  514075  4462080    o    Medium to dark grey  Chert  <1%  38  514054  4462090    o    Light to medium grey  Chert  <1%  39  514019  4462100    o    Dark grey  Siltstone  1‐10%  40  513967  4462053    o    Light grey  Quartzite  <1%  41  513888  4462027    o    Dark grey  Silt  Silt  42a  509726  4467952    o    Medium grey  Sandstone  1‐10%  42b  509726  4467952    o    Medium grey  Sandstone  1‐10%  43  *509726  *4467952    o    Translucent  Quartz vein  <1%  44  *509726  *4467952    o    Translucent  Sandstone  1‐10%  45  *509726  *4467952    o    Medium grey  Sandstone  1‐10%  46a  508830  4466178    o    Black  Carbonate vein  <1%  46b  508830  4466178    o    Medium grey  Sandstone  1‐10%  47  508830  4466178    o    Dark grey  Siltstone  1‐10%  48  508490  4466219    o    Light grey  Chert  <1%  49a  508389  4466289    o    Medium grey  Quartzite  <1%  49b  508389  4466289    o    Medium grey  Quartzite  <1%  50  508531  4466201    o    Medium grey  Sandstone  1‐10%      174    Sample ID  Easting  Northing  XRD  Terraspec  Microprobe  Colour  Lithology  Clay content  51b  509380  4461021    o    Dark grey  Chert  <1%  52  509362  4461022    o    Dark grey  Chert  <1%  53  509366  4461011    o    Dark grey  Chert  <1%  54  509501  4460863    o    Light grey  Quartzite  <1%  55  509440  4460835  o  o    Dark grey  Chert  <1%  56  509731  4460714    o    Dark grey  Chert  <1%  57  509990  4460430    o    Light grey  Quartzite  <1%  58  510084  4460366    o    Medium grey  Mudstone  1‐10%  59  510084  4460366    o    Medium grey  Quartzite  <1%  60  510476  4460172    o    Medium grye  Quartzite  <1%  61  510572  4460114    o    Light grey  Quartzite  <1%  62  510617  4460216  o  o    Light grey  Quartzite  <1%  63  510845  4460388  o  o    Light grey  Quartzite  <1%  64  511374  4460870  o  o    Light grey  Mudstone  1‐10%  65  511995  4461080    o    Light grey  Quartzite  <1%  66  511917  4461075    o    Medium grey  Chert  <1%  67  512678  4461122  o  o    Dark grey  Siltstone  1‐10%  68  512663  4461108  o  o    Medium grey  Siltstone  1‐10%  69  512663  4461108    o    Medium grey  Sandstone  1‐10%  70  512658  4461112    o    Dark grey  Silstone  1‐10%  71  512652  4461115    o    Medium grey  Sandstone  1‐10%  72  512639  4461124  o  o    Medium grey  Silstone  1‐10%  73  512636  4461128    o    Dark grey  Siltstone  1‐10%  74  512624  4461135  o  o    Medium grey  Stilstone  1‐10%  75  512620  4461144    o    Medium grey  Siltstone  1‐10%  76  512621  4461153  o  o      Sandstone  1‐10%  77  512624  4461161    o    Medium grey  Siltstone  1‐10%  78  512637  4461181  o  o    Medium grey  Siltstone  1‐10%  79  512624  4461161    o    Orange  Clay  Clay  80  512677  4461187  o  o    Light beige  Quartzite  <1%  81  512128  4461114    o    Light beige  Quartzite  <1%  82  512193  4461068  o  o    Light grey  Breccia    83  512193  4461068  o  o    Medium grey  Silstone  1‐10%  84  512191  4461062  o  o    Dark grey  Siltstone  1‐10%  85  512243  4461096    o    Medium grey  Quartzite  <1%  86  512281  4461084  o  o    Medium grey  Sandstone  1‐10%  87  512316  4461057    o    Light grey  Quartzite  <1%  88  512403  4460896    o    Light grey  Siltstone  1‐10%  89  512345  4460851  o  o    Medium grey  Quartzite  <1%  90  512305  4460808    o    Medium grey  Quartzite  <1%  91  512256  4460745    o    Medium grey  Quartzite  <1%  92  512328  4460780    o    Medium grey  Quartzite  <1%  93  512385  4460794    o    Light grey  Sandstone  1‐10%  94  512452  4460818    o    Medium grey  Siltstone  1‐10%  95  512549  4460831    o    Light grey  Quartzite  <1%  96  512663  4460873    o    Light grey  Quartzite  <1%  97  512651  4460692  o  o  o  Light grey  Sandstone  1‐10%  98  512651  4460692    o    Light grey  Quartzite  <1%  99  512651  4460692  o  o    Light grey  Siltstone  1‐10%  100  512096  4460714    o    Dark grey  Siltstone  1‐10%  101  512149  4460636    o    Dark grey  Chert  <1%  102  509157  4461046    o    Dark grey  Chert  <1%  103  509067  4461046  o  o    Dark grey  Chert  <1%  104  508963  4461097    o    Dark grey  Siltstone  1‐10%  105  508898  4461187    o    Dark grey  Chert  <1%  106  508953  4461227    o    Dark grey  Chert  <1%  107  508588  4461155    o    Light grey  Quartzite  <1%  108  509298  4461415    o    Light grey  Quartzite  <1%  109  509472  4461702    o    Light grey  Quartzite  <1%  110  509541  4461846    o    Dark grey  Chert  <1%  111  509646  4461941    o    Dark grey  Chert  <1%  112  509787  4462073    o    Light grey  Quartzite  <1%  113  509691  4462139    o    Medium grey  Sandstone  1‐10%  114  509651  4462220    o    Meidum grey  Quartzite  <1%  115  509515  4462197    o    Medium grey  Chert  <1%      175    Sample ID  Easting  Northing  XRD  Terraspec  Microprobe  Colour  Lithology  Clay content  116  509389  4462243    o    Medium grey  Quartzite  <1%  117  509256  4461874    o    Dark grey  Chert  <1%  118  508999  4461629    o    Medium grey  Quartzite  <1%  119  522885  4456429    o    Medium grey  Limestone  <1%  120  522826  4456338    o    Medium grey  Limestone  <1%  121  522642  4456260    o    Medium grey  Limestone  <1%  122  521924  4456532    o    Light grey  Quartzite  <1%  123  521508  4456297  o  o    Light grey  Siltstone  1‐10%  124  521196  ?    o    Dark grey  Siltstone  1‐10%  125  521096  4456264    o    Translucent  Quartz vein  <1%  126  520957  4456208    o    Light grey  Chert  <1%  127  521156  4456585    o    Medium grey  Chert  <1%  128  520695  4457267    o    Dark grey  Siltstone  1‐10%  129  520551  4457465    o    Light grey  Quartzite  <1%  130  520941  4457547    o    Medium grey  Lamprophyre  1‐10%  131  521335  4457617    o    Medium grey  Chert  <1%  132  521643  4457704    o    Black  Chert  <1%  133  520199  4456914    o    Light grey  Chert  <1%  134  519899  4456795  o  o    Light grey  Chert  <1%  135  519379  4456665    o    Light grey  Chert  <1%  136  519261  4456552    o    Light grey  Chert  <1%  137  518664  4457020    o    Light grey  Chert  <1%  138  519458  4456994    o    Light grey  Chert  <1%  138b  519540  4457241    o    Translucent  Quartz vein  <1%  139  519558  4457373    o    Medium grey  Chert  <1%  140  519830  4457586    o    Medium grey  Chert  <1%  141  520192  4457991    o    Medium grey  Chert  <1%  142  521132  4458223    o    Medium grey  Chert  <1%  143  518541  4457561    o    Light grey  Quartzite  <1%  144  518298  4457363    o    Light grey  Quartzite  <1%  145  517944  4457217    o    Light grey  Quartzite  <1%  146  518029  4456868    o    Light grey  Quartzite  <1%  147  517689  4457189    o    Light grey  Quartzite  <1%  148  517592  4457616    o    Light grey  Quartzite  <1%  149  517566  4457861    o    Light grey  Quartzite  <1%  150  517731  4458308    o    Light grey  Quartzite  <1%  151  518433  4458229    o    Light grey  Quartzite  <1%  152  518562  4457943    o    Light grey  Quartzite  <1%  153  518596  4457815    o    Light grey  Siltstone  1‐10%  154  518884  4457931    o    Light grey  Quartzite  <1%  155  519055  4457926    o    Light grey  Quartzite  <1%  156  519549  4457619    o    Medium grey  Chert  <1%  157  519836  4457569    o    Medium grey  Chert  <1%  158  520712  4458395    o    Medium grey  Chert  <1%  159  522040  4457784    o    Light grey  Quartzite  <1%  160  523100  4457873    o    Medium grey  Limestone  <1%  161  517627  4459565    o    Light grey  Quartzite  <1%  162  517432  4459362    o    Light grey  Quartzite  <1%  163  517228  4459369    o    Light grey  Quartzite  <1%  164  517083  4459602    o    Light grey  Quartzite  <1%  165  516767  4458988    o    Light grey  Quartzite  <1%  166  517045  4458843    o    Light grey  Quartzite  <1%  167  517281  4458745    o    Light grey  Quartzite  <1%  168  517175  4458290    o    Light grey  Quartzite  <1%  169  517395  4458266    o    Light grey  Quartzite  <1%  170  518430  4458462    o    Light grey  Quartzite  <1%  171  518519  4458697    o    Light grey  Quartzite  <1%  172  518625  4459138    o    Medium grey  Chert  <1%  173  519175  4459029    o    Medium grey  Chert  <1%  174  514113  4461668    o    Dark grey  Chert  <1%  175  513992  4461707    o    Dark grey  Chert  <1%  176  513948  4461487    o    Dark grey  Chert  <1%  177  513511  4461871    o    Light grey  Quartzite  <1%  178  513477  4461911    o    Dark grey  Chert  <1%  179  513544  4462083    o    Dark grey  Chert  <1%      176    Sample ID  Easting  Northing  XRD  Terraspec  Microprobe  Colour  Lithology  Clay content  180  513527  4462167    o    Dark grey  Chert  <1%  181  513602  4462283    o    Medium grey  Chert  <1%  182  513869  4462144    o    Dark grey  Chert  <1%  183  513869  4462141    o    Medium grey  Siltstone  1‐10%  184  514685  4461370    o    Dark grey  Siltstone  1‐10%  203  509701  4461051    o    Light grey  Quartzite  <1%  204  509863  4461018    o    Light grey  Quartzite  <1%  205  510048  4461070    o    Light grey  Quartzite  <1%  206  510054  4461055    o    Medium grey  Chert  <1%  207  509966  4460970    o    Medium grey  Quartzite  <1%  208  511980  4461327    o    Dark grey  Siltstone  1‐10%  209  511951  4461453    o    Medium green  Chert  <1%  210  511957  4461629    o    Medium grey  Mudstone  1‐10%  211  512018  4461652    o    Medium grey  Limestone  <1%  212  512202  4461886    o    Medium grey  Siltstone  1‐10%  213  512206  4462142    o    Medium green  Chert  <1%  214  512159  4462279    o    Light grey  Quartzite  <1%  215  512185  4462435    o    Light grey  Quartzite  <1%  216  512423  4462765    o    Medium grey  Chert  <1%  217  512669  4462849    o    Light grey  Argillite  1‐10%  218  512779  4462802    o    Dark grey  Argillite  1‐10%  219  512887  4462210    o    Dark grey  Chert  <1%  220  512066  4461139    o    Light grey  Quartzite  <1%  221  511964  4461151    o    Dark grey  Mudstone  1‐10%  222  511862  4461220    o    Medium grey  Siltstone  1‐10%  223  511803  4461281    o    Medium grey  Siltstone  1‐10%  224  511707  4461339    o    Dark grey  Siltstone  1‐10%  225  511559  4461345    o    Medium grey  Quartzite breccia  <1%  226  511559  4461345    o    Medium grey  Quartzite  <1%  227  511328  4461184    o    Medium grey  Quartzite  <1%  228  511286  4461125    o    Dark grey  Siltstone  1‐10%  229  511286  4461125    o    Medium grey  Chert  <1%  230  511176  4461079  o  o    Medium grey  Quartzite breccia  <1%  231  504072  4469411    o    Dark grey  Siltstone  1‐10%  232  504076  4469315    o    Light grey  Limestone  <1%  233  504019  4469240    o    Medium grey  Limestone  <1%  234  504071  4469153    o    Light grey  Quartzite  <1%  235  504165  4469022    o    White  Quartzite  <1%  236  504180  4469003    o    Medium grey  Limestone  <1%  237  504300  4468770    o    Medium grey  Limestone  <1%  238  504355  4468775    o    White  Quartzite  <1%  239  504245  4468706    o    White  Limestone  <1%  240  505295  4468520    o    White  Quartzite  <1%  241  504085  4468553    o    Light grey  Dirty sandstone  1‐10%  242  507660  4464047    o    Light grey  Quartzite  <1%  243  507846  4464378    o    Light grey  Quartzite  <1%  244  507736  4464577    o    Dark grey  Siltstone  1‐10%  245  507756  4464821    o    Dark grey  Silty limestone  1‐10%  246  507922  4464944    o    Medium grey  Silty limestone  1‐10%  247  507976  4465139    o    Medium grey  Siltstone  1‐10%  248  507939  4465256    o    Dark grey  Siltstone  1‐10%  249  507992  4465449    o    Dark grey  Limestone  <1%  250  508073  4465593    o    Dark grey  Mudstone  1‐10%  251  508155  4465581    o    Light grey  Quartzite  <1%  252  507955  4463783    o    Medium grey  Chert  <1%  253  508072  4463780    o    Light grey  Quartzite  <1%  254  508841  4463804    o    Light grey  Calcareous sandstone  1‐10%  255  509251  4463648    o    Light brown  Sandstone  1‐10%  256  509527  4463849    o    Light grey  Quartzite  <1%  257  509127  4463429    o    Light grey  Quartzite  <1%  258  509100  4463159    o    Reddish‐brown  Quartzite  <1%  259  508741  4463139    o    Light grey  Quartzite  <1%  260  508286  4462930  o  o    Medium grey  Chert  <1%  261  522009  4455410    o    Dark grey  Siltstone  1‐10%  262  521991  4455426    o    Dark grey  Siltstone  1‐10%      177    Sample ID  Easting  Northing  XRD  Terraspec  Microprobe  Colour  Lithology  Clay content  263  521974  4455451    o    Medium grey  Sandstone  1‐10%  264  521962  4455430  o  o    Dark grey  Calcareous chert  <1%  265  521898  4455478    o    Light grey  Calcareous chert  <1%  266  521906  4455568    o    Dark grey  Silty limestone  1‐10%  267  521852  4456111    o    Dark grey  Silty limestone  1‐10%  268  521902  4456108  o  o    Light grey  Silty limestone  1‐10%  269  521969  4456101    o    Cream  Silty limestone  1‐10%  270  522044  4456119    o    Medium grey  Silty limestone  1‐10%  271  521991  4455979    o    Dark grey  Silty limestone  1‐10%  272  521977  4455929    o    Cream  Silty limestone  1‐10%  273  521702  4456173    o    Medium grey  Silty limestone  1‐10%  274  521564  4456166  o  o    Light grey  Silty claystone  1‐10%  275  521558  4456151    o    Cream  Chert  <1%  276  521543  4456127    o    Light grey  Siltstone  1‐10%  277  521526  4456056    o    Light grey  Siltstone  1‐10%  278  521724  4456114    o    Light grey  Limestone  <1%  279  521746  4455933    o    Beige  Silty limestone  1‐10%  280  521734  4455885  o  o    Black  silty limestone  1‐10%  281  521636  4455996    o    Black  Silty limestone  1‐10%  282  521695  4456054    o    Dark grey  Silty limestone  1‐10%  283  521788  4455919    o    Light grey  Silty limestone  1‐10%  284  521815  4455909  o  o    Dark grey  Clay  Clay  285  521896  4455843  o  o    Light grey  Siltstone  1‐10%  286  521856  4455832    o    Medium grey  Silty limestone  1‐10%  287  521735  4456242    o    Medium grey  Limestone  <1%  288  521676  4456256    o    Medium grey  Siltstone  1‐10%  289  521612  4456263    o    Dark grey  Siltstone  1‐10%  290  521582  4456217    o    Medium grey  Chert  <1%  291  522243  4455823    o    Medium grey  Silty limestone  1‐10%  292  522202  4455626  o  o    Light grey  Siltstone  <50%  293  521906  4455616    o    Beige  Calcareous siltstone  1‐10%  294  521856  4455582    o    Light grey  Silty limestone  1‐10%  295  521830  4455648    o    Light grey  Chert  <1%  296  522161  4455432    o    Light grey  Marble  <1%  297  522174  4455407    o    Light grey  Marble  <1%  298  522213  4455381    o    Dark grey  Silstone  1‐10%  299  522112  4455347    o    Dark grey  Silty limestone  1‐10%  300  522112  4455347    o    Light grey  Silty limestone  1‐10%  301  522114  4455394    o    Light grey  Silty limestone  1‐10%  302  524456  4455183    o    Beige  Silty limestone  1‐10%  302b  524456  4455183    o    Bige  Silty limestone  1‐10%  303  524456  4455183  o  o    Beige  Silty limestone  1‐10%  304  524447  4455123    o    Dark grey  Silty limestone  1‐10%  305  524422  4454908    o    Medium grey  Silty limestone  1‐10%  306  523819  4454956    o    Light grey  Silty limestone  1‐10%  307  524012  445928  o  o    Light grey  Siltstone  1‐10%  308  522112  4455262    o    Medium grey  Silty limestone  1‐10%  309  522170  4455204    o    Light grey  Marble  <1%  310  522408  4455386    o    Medium grey  Greenstone  1‐10%  311  521935  4455421    o    Orange‐brown  Quartz monzonite  10‐50%  312  521893  4455453    o    Beige  Chert  <1%  313  521792  4455584    o    Medium grey  Siltstone  1‐10%  314  522099  4455454    o    Light grey  Siltstone  1‐10%  315  522244  4455790    o    Medium grey  Silty limestone  1‐10%  316  507878  4466950    o    Medium grey  Limestone  <1%  400  512590  4461052  o  o    Dark grey  Siltstone  1‐10%  401  512527  4461102  o  o    Medium grey  siltstone  1‐10%  402  512527  4461096    o    Medium grey  quartzite  <1%  403  512533  4461082    o    Medium grey  quartzite  <1%  404  512528  4461083  o  o    Medium grey  siltstone  1‐10%  405  512530  4461063    o    Medium grey  quartzite  <1%  406  512528  4461059  o  o    Cream  dyke  dyke  407  512525  4461049    o    Cream  undifferentiated dyke  10‐50%  408  512529  4461043  o  o    Medium grey  siltstone  1‐10%  409  512528  4461035    o    Medium grey  quartzite  <1%      178    Sample ID  Easting  Northing  XRD  Terraspec  Microprobe  Colour  Lithology  Clay content  410  512571  4461030    o    Medium grey  quartzite  <1%  411  512593  4461049    o    Medium grey  quartzite  <1%  412  512573  4461033    o    Medium grey  siltstone  1‐10%  413  512576  4461041  o  o    Medium grey  siltstone  1‐10%  414  512578  4461050    o    Medium grey  siltstone  1‐10%  415  512561  4461018    o    Medium grey  silstone  1‐10%  416  512576  4461041    o    Medium grey  Quartzite breccia  <1%  420b  512576  4461041    o    Reddish‐brown  Quartzite Breccia  <1%  420  512576  4461041    o    Reddish‐brown  Quartzite  <1%  421  512576  4461041    o    Reddish‐brown  Quartzite  <1%  422  512576  4461041    o    Medium grey  Quartzite  <1%  423  512576  4461041    o    Light grey  Mudstone  1‐10%  424  512576  4461041    o    Medium grey  Quartzite  <1%  425  512576  4461041    o    Medium grey  Quartzite  <1%  426  512576  4461041    o    Light grey  Mudstone  1‐10%  427  512576  4461041    o    Meidum grey  Quartzite  <1%  428  512576  4461041    o    Medium grey  Quartzite  <1%  429  512576  4461041    o    Light grey  Mudstone  1‐10%  430  512576  4461041    o    Medium grey  Quartzite  <1%  431  512576  4461041    o    Light grey  Sandy siltstone  1‐10%  432  512576  4461041  o  o    Light grey  Mudstone  1‐10%  433  512576  4461041    o    Dark grey  Siltstone  1‐10%  434  512576  4461041    o    Light grey  Quartzite breccia  <1%  436  512576  4461041    o    Dark grey  Quartzite  <1%  437  512576  4461041  o  o    Light grey  Quartzite  <1%  438  512576  4461041    o    Light grey  Quartzite  <1%  444  512576  4461041  o  o    Light grey  Cataclasite  >50%  445  512576  4461041    o    Dark grey  Siltstone  1‐10%  446  512576  4461041    o    Dark grey  Siltstone  1‐10%  447  512576  4461041    o    Medium grey  SIltstone  1‐10%  448  512576  4461041    o    Medium grey  Siltstone  1‐10%  449  512576  4461041    o    Medium grey  Quartzite  <1%  450  512576  4461041    o    Light grey  Argillite  1‐10%  451  512576  4461041    o    Dark grey  Argillite  1‐10%  452  512576  4461041    o    Dark grey  Argillite  1‐10%  453  512630  4461188    o    Light grey  Siltstone  1‐10%  454  512650  4461190    o    Medium grey  Quartzite  <1%  454b  512775  4461094    o    Reddish‐brown  Cataclasite  >50%  455  512777  4461092    o    Reddish‐brown  Fault breccia  Fault  456  512777  4461092    o    Reddish‐brown  Fault breccia  Fault  470  558572  4529983    o    Beige  Siltstone  1‐10%  471  558575  4529978    o    Beige  Siltstone  1‐10%  472  558582  4529976  o  o    Light grey  Feldspar porphyry  10‐50%  473  558585  4529980  o  o    Light grey  Chert  <1%  473a  558595  4529963  o  o    Light grey  Clay seam  >50%  473b  558614  4529960    o    Dark grey  Silstone  1‐10%  474  558533  4530263    o    Light grey  Chert  <1%  475  558785  4530341    o    Reddish‐brown  Chert  <1%  476  558396  4530295  o  o    Reddish‐brown  Chert breccia  <1%  477a  558239  4530121  o  o    White  Clay seam  >50%  477b  556239  4530121    o    Reddish‐brown  Clay gouge  >50%  478a  558226  4530125  o  o    Light grey  Feldspar porphyry  10‐50%  478b  558226  4530125    o    Reddish‐brown  Feldspar porphyry  10‐50%  479  558228  4530123    o    Light grey  Chert  <1%  480  558239  4530121  o  o    Light grey  Siltstone  1‐10%  480a + b  558458  4530052    o    Reddish‐brown  Chert  <1%  482  558632  4532710    o    Reddish‐brown  Siltstone  1‐10%  483  558624  4532649    o    Reddish‐brown  Quartzite breccia  <1%  484  558946  4532756  o  o    Light grey  Intrusive  10‐50%  485  559958  4533940    o    Light grey  Chert  <1%  486a  560192  4533861  o  o    Light grey  Chert  <1%  486b  560192  4533861    o    Light grey  Chert breccia  <1%  487  557848  4530829  o  o    White  Siltstone  1‐10%  488  557848  4530829    o    Light grye  Siltstone  1‐10%  489a  557848  4530829    o    Reddish‐brown  Chert  <1%      179    Sample ID  Easting  Northing  XRD  Terraspec  Microprobe  Colour  Lithology  Clay content  489b  557848  4530829    o    Reddish‐brown  Chert  <1%  490  557852  4530859    o    Medium grey  Chert  <1%  491  558208  4532389    o    Light grey  Siltstone  1‐10%  492  558485  4532221  o  o    Reddish‐brown  Quartzite breccia  <1%  493  558490  4532203    o    Dark grey  Mudstone  1‐10%  494  558606  4532015    o    Light grey  Siltstone  1‐10%  495  558947  4532014  o  o    Light grey  Chert breccia  <1%  496  559154  4531970  o  o  o  Light grey  Sandstone  1‐10%  497  559533  4531891    o    Medium grey  Chert  <1%  498  558165  4531821  o  o    Light grey  Intrusive  10‐50%  499a  558135  4531803    o    White  Clay seam  >50%  499b  558135  4531803    o    Light grey  siltstone  1‐10%  499c  558135  4531803  o  o    Light grey  Clay gouge  >50%  499d  558135  4531803    o    Reddish‐brown  Clay gouge  >50%  500  558345  4532871    o    Light grey  Chert  <1%  501  558331  4532954    o    Medium grey  Siltstone  1‐10%  502  558335  4532822  o  o  o  Medium grey  Quartzite  <1%  503  558145  4532642    o    Light grey  Quartzite  <1%  504  557477  4533694    o    White  Siltstone  1‐10%  505  557243  4533546    o    Whie  Chert  <1%  506  557243  4533546  o  o    Light grey  Silt  Silt  507  557261  4533543  o  o    White  Clay seam  >50%  508  557086  4533408  o  o    Light grey  Mudstone  1‐10%  508 b  557086  4533408    o    Medium grey  Intrusive  10‐50%  509  557277  4533334  o  o    Dark grey  Lamprophyre  <1%  510a  556352  4530874  o  o    Beige  Clay gouge  >50%  510b  556356  4530870  o  o  o  Beige  Intrusive  10‐50%  510c  556371  4530876    o    White  Clay seam  >50%  510d  556374  4530877    o    Light grey  Chert  <1%  510e  556374  4530877    o    Light pink  Siltstone  1‐10%  510f  556366  4530872    o    Biege  Intrusive  10‐50%  511a  556535  4531050    o    Light grey  Chert  <1%  511b  556535  4531050    o    Light grey  Intrusive  10‐50%  511c  556535  4531054  o  o    Medium grey  Cataclasite  >50%  512a  557254  4530909    o    Reddish‐brown  Chert breccia  <1%  512b  557266  4530904    o    Reddish‐brown  Chert breccia  <1%  513a  557359  4530284    o    White  Clay gouge  >50%  513b  557349  4530282  o  o  o  White  Clay gouge  >50%  513c  557338  4530279  o  o    White  Clay gouge  >50%  514  556944  4530167    o    Reddish‐brown  Chert breccia  <1%  515a  556669  4530269    o    Reddish‐brown  Chert  <1%  515b  556627  4530448    o    Medium grey  Chert  <1%  516a  557550  4531273    o    Light grey  Clay gouge  >50%  516b  557579  4531311  o  o    Light grey  Clay seam  >50%  516c  557581  4531317    o    Light grey  Clay gouge  >50%  516d  557590  4531333  o  o    Light grey  Clay gouge  >50%  517  557529  4531651    o    Medium grey  Chert  <1%  518  557328  4531670    o    Dark purple  Chert  <1%  519  557245  4531785  o  o    Light grey  Siltstone  1‐10%  520a  557243  4531813    o    Reddish‐brown  Chert breccia  <1%  520b  557243  4531813    o    Reddish‐brown  Chert breccia  <1%  521a  556987  4532927  o  o  o  Reddish‐brown  Chert breccia  <1%  521b  557023  4532929    o    Reddish‐brown  Chert breccia  <1%  522  557242  4532903    o    Dark grey  Diorite (Vivian Stock)  <1%  523  556555  4532437  o  o    Light grey  Intrusive  10‐50%  524a  557416  4530700  o  o    Light grey  Clay gouge  >50%  524b  557409  4530702    o    Light grey  Chert  <1%  524c  557409  4530702    o    Light grey  Chert  <1%  525a + b  557314  4530712  o  o  o  Reddish‐brown  Chert breccia  <1%  525c  557295  4530684    o    Light grye  Clay gouge  >50%  525d  557295  4530684    o    White  Clay gouge  >50%  526a  556706  4533887  o  o    White  Siltstone  1‐10%  526b  556706  4533887  o  o    Light green  Intrusive  10‐50%  526c  556706  4533887    o    White  Clay gouge  >50%  526d  556706  4533887    o    Light green  Intrusive  10‐50%      180    Sample ID  Easting  Northing  XRD  Terraspec  Microprobe  Colour  Lithology  Clay content  527a  556803  4533540    o    White  Clay gouge  >50%  527b  556803  4533540  o  o  o  Reddish‐brown  Intrusive  10‐50%  528a  557087  4532110  o  o    White  Clay gouge  >50%  528b  557087  4532110    o    White  Clay gouge  >50%  528c  557087  4532110  o  o    Reddish‐brown  Chert  <1%  528d  557087  4532100  o  o    Beige  Barite  <1%  529  557468  4531605    o    Light grye  Chert  <1%  530  557704  4530302    o    Light grey  Chert  <1%  UL‐18  Leeville  underground  o  o    Beige  Intrusive  >50%  UL‐19  Leeville  underground  o  o    Beige  Intrusive  >50%        n=76  n=459  n=9               181    APPENDIX D – X‐RAY DIFFRACTION PATTERNS            182              183                                     184                185          186        187    APPENDIX E – MICROPROBE DATA  Table E1. Illite microprobe compositional data  Sample  Si  Ti  Al  Cr  Fe  Mn  Mg  Ca  Na  K  Total (%)  K+(Fe‐ Mg)  T (°C)  525b‐1  3.47  0.01  2.27  0.01  0.07  0.01  0.16  0.01  0.01  0.75  75.13  0.85  258.95  525b‐2  3.56  0.03  2.04  0.01  0.04  0.00  0.28  0.01  0.01  0.82  88.49  1.05  313.88  525b‐3  3.55  0.03  2.07  0.01  0.04  0.00  0.27  0.00  0.01  0.83  86.77  1.06  315.75  525b‐4  3.72  0.01  1.92  0.01  0.07  0.00  0.25  0.02  0.01  0.62  76.37  0.80  246.09  525b‐5  3.61  0.00  2.11  0.01  0.05  0.00  0.18  0.03  0.01  0.64  71.80  0.77  238.05  525b‐6  3.70  0.01  1.98  0.00  0.06  0.00  0.19  0.01  0.01  0.71  76.92  0.83  253.59  525b‐7  3.83  0.00  1.85  0.00  0.05  0.00  0.17  0.01  0.01  0.67  75.51  0.79  242.60  525b‐8  3.46  0.01  2.27  0.01  0.05  0.00  0.17  0.00  0.01  0.79  77.18  0.91  275.83  525b‐9  3.37  0.01  2.38  0.01  0.12  0.00  0.15  0.01  0.01  0.75  81.07  0.79  242.60  525b‐10  3.39  0.01  2.35  0.01  0.10  0.00  0.17  0.01  0.01  0.76  82.10  0.82  251.98  525b‐11  3.42  0.01  2.35  0.01  0.07  0.00  0.16  0.00  0.03  0.75  79.98  0.84  256.81  525b‐12  3.49  0.01  2.25  0.01  0.07  0.00  0.15  0.01  0.01  0.74  80.02  0.82  251.45  525b‐13  3.41  0.01  2.33  0.00  0.08  0.00  0.16  0.01  0.05  0.77  77.98  0.86  261.09  525b‐14  3.43  0.02  2.26  0.01  0.06  0.01  0.19  0.00  0.06  0.85  74.67  0.98  293.25  525b‐15  3.39  0.01  2.34  0.01  0.10  0.00  0.18  0.01  0.02  0.73  78.97  0.82  249.84  525b‐16  3.43  0.01  2.30  0.02  0.06  0.00  0.18  0.01  0.01  0.81  56.51  0.92  278.24  525b‐17  3.45  0.01  2.30  0.01  0.08  0.00  0.16  0.00  0.01  0.74  80.19  0.82  252.25  525b‐18  3.44  0.01  2.31  0.00  0.09  0.00  0.17  0.01  0.01  0.74  78.05  0.81  248.23  525b‐19  3.45  0.01  2.29  0.01  0.07  0.00  0.17  0.00  0.01  0.79  77.73  0.88  268.33  525b‐20  3.46  0.01  2.27  0.01  0.06  0.00  0.17  0.01  0.01  0.75  81.39  0.86  262.97  525b‐21  3.71  0.00  1.95  0.00  0.07  0.00  0.25  0.02  0.00  0.61  72.61  0.80  245.02  525b‐22  3.78  0.00  1.82  0.01  0.03  0.00  0.34  0.01  0.02  0.63  80.64  0.94  282.53  525b‐23  3.75  0.00  1.87  0.01  0.02  0.00  0.34  0.01  0.00  0.63  81.65  0.95  286.28  525b‐24  3.85  0.00  1.72  0.00  0.03  0.00  0.40  0.01  0.00  0.57  85.41  0.94  283.87  525b‐25  3.69  0.00  1.94  0.00  0.03  0.00  0.32  0.01  0.01  0.66  76.99  0.94  284.40      188    Sample  Si  Ti  Al  Cr  Fe  Mn  Mg  Ca  Na  K  Total (%)  K+(Fe‐ Mg)  T (°C)  525b‐26  3.83  0.00  1.76  0.01  0.03  0.00  0.37  0.01  0.01  0.57  80.83  0.90  272.88  525b‐27  3.81  0.00  1.78  0.00  0.03  0.00  0.37  0.01  0.03  0.58  81.42  0.92  277.44  525b‐28  3.68  0.00  1.98  0.01  0.04  0.00  0.27  0.01  0.01  0.65  79.41  0.88  267.52  525b‐29  3.74  0.00  1.88  0.01  0.04  0.00  0.31  0.01  0.00  0.64  73.17  0.92  277.44  525b‐30  3.81  0.00  1.79  0.01  0.03  0.00  0.34  0.01  0.00  0.61  80.57  0.91  276.10  525b‐31  3.76  0.00  1.84  0.01  0.04  0.00  0.34  0.01  0.00  0.61  77.33  0.91  275.83  525b‐32  3.83  0.00  1.74  0.01  0.03  0.00  0.38  0.02  0.00  0.58  82.26  0.93  279.58  525b‐33  3.38  0.01  2.37  0.01  0.06  0.01  0.18  0.01  0.01  0.82  75.49  0.94  282.80  525b‐34  3.46  0.01  2.27  0.01  0.07  0.00  0.17  0.00  0.01  0.78  75.75  0.88  266.45  525b‐35  3.47  0.01  2.26  0.01  0.08  0.00  0.17  0.01  0.01  0.77  73.53  0.86  262.70  525b‐36  3.45  0.01  2.27  0.01  0.09  0.00  0.18  0.01  0.03  0.73  73.16  0.82  250.64  525b‐37  3.46  0.01  2.27  0.02  0.04  0.00  0.15  0.01  0.01  0.86  77.16  0.97  292.18  525b‐38  3.55  0.01  2.16  0.02  0.05  0.01  0.14  0.01  0.00  0.83  79.17  0.93  280.92  525b‐39  3.49  0.03  2.15  0.02  0.06  0.00  0.22  0.01  0.01  0.82  82.56  0.97  292.44  525b‐40  3.47  0.04  2.19  0.04  0.07  0.00  0.17  0.01  0.01  0.80  81.10  0.89  269.40  525b‐41  3.40  0.03  2.16  0.01  0.15  0.00  0.27  0.01  0.01  0.97  84.15  1.09  323.26  525b‐42  3.41  0.02  2.21  0.01  0.09  0.00  0.25  0.01  0.01  0.92  82.17  1.08  320.04  525b‐43  3.39  0.01  2.24  0.01  0.08  0.00  0.25  0.01  0.01  0.93  85.40  1.10  325.94  525b‐44  3.34  0.01  2.39  0.02  0.04  0.00  0.17  0.01  0.01  0.92  87.86  1.05  312.54  525b‐45  3.32  0.02  2.30  0.01  0.10  0.00  0.28  0.01  0.02  0.91  79.28  1.09  324.06  502‐1  3.19  0.01  2.46  0.00  0.17  0.00  0.28  0.01  0.02  0.90  93.15  1.01  302.89  502‐2  3.26  0.00  2.56  0.00  0.10  0.00  0.12  0.00  0.03  0.82  90.02  0.84  257.61  502‐3  3.21  0.01  2.62  0.01  0.09  0.00  0.10  0.01  0.03  0.83  90.25  0.84  257.34  502‐4  3.16  0.01  2.57  0.00  0.20  0.00  0.15  0.01  0.03  0.89  91.33  0.93  280.39  502‐5  0.00  59.96  502‐6  3.18  0.01  2.60  0.00  0.08  0.00  0.17  0.01  0.03  0.91  91.05  1.00  300.21  502‐7  3.18  0.00  2.62  0.00  0.09  0.00  0.14  0.02  0.03  0.88  92.45  0.93  281.19  502‐8  3.55  0.01  2.21  0.00  0.03  0.00  0.14  0.00  0.01  0.79  93.99  0.90  272.88  502‐9  3.10  0.00  2.43  0.00  0.42  0.00  0.24  0.08  0.03  0.78  86.98  0.96  289.50      189    Sample  Si  Ti  Al  Cr  Fe  Mn  Mg  Ca  Na  K  Total (%)  K+(Fe‐ Mg)  T (°C)  502‐10  3.56  0.04  2.01  0.01  0.11  0.00  0.53  0.00  0.18  0.09  88.39  0.51  167.85  502‐11  3.52  0.00  2.14  0.00  0.12  0.00  0.25  0.01  0.02  0.71  90.40  0.85  258.95  502‐12  3.19  0.01  2.59  0.00  0.08  0.00  0.15  0.00  0.02  0.95  90.74  1.02  303.97  502‐13  3.19  0.00  2.59  0.00  0.16  0.00  0.11  0.00  0.06  0.85  91.45  0.89  270.74  502‐14  3.27  0.00  2.51  0.00  0.05  0.00  0.18  0.01  0.02  0.88  93.13  1.01  302.36  502‐16  3.20  0.00  2.63  0.00  0.05  0.00  0.15  0.01  0.04  0.87  92.88  0.97  291.10  502‐17  3.27  0.01  2.50  0.00  0.04  0.00  0.18  0.01  0.01  0.91  94.13  1.05  312.00  502‐18  3.16  0.01  2.59  0.00  0.09  0.00  0.21  0.00  0.06  0.90  92.53  1.01  303.16  502‐19  3.15  0.01  2.60  0.00  0.06  0.00  0.23  0.00  0.05  0.91  93.47  1.08  320.31  502‐20  3.18  0.01  2.59  0.00  0.07  0.00  0.18  0.01  0.04  0.90  91.81  1.01  301.02  502‐21  3.18  0.06  2.51  0.00  0.13  0.00  0.18  0.01  0.06  0.82  89.68  0.87  263.77  502‐22  3.28  0.00  2.41  0.01  0.16  0.00  0.22  0.01  0.03  0.84  90.22  0.90  271.54  502‐23  3.23  0.01  2.51  0.00  0.06  0.00  0.23  0.00  0.01  0.93  93.46  1.10  325.94  502‐24  3.18  0.01  2.55  0.00  0.16  0.00  0.17  0.01  0.03  0.90  91.72  0.92  276.63  502‐25  3.22  0.01  2.46  0.00  0.21  0.00  0.19  0.01  0.04  0.88  88.56  0.90  272.08  502‐26  3.16  0.00  2.58  0.00  0.20  0.00  0.14  0.01  0.03  0.83  86.74  0.89  269.67  527B‐2  3.21  0.00  2.59  0.00  0.01  0.00  0.22  0.00  0.03  0.88  92.94  1.08  321.51  527B‐3  3.24  0.04  2.41  0.00  0.03  0.00  0.30  0.00  0.02  0.94  94.88  1.21  355.85  527B‐4  3.22  0.01  2.47  0.00  0.08  0.00  0.30  0.02  0.04  0.84  94.20  1.06  316.62  527B‐5  3.14  0.01  2.62  0.00  0.05  0.00  0.24  0.01  0.06  0.88  93.65  1.07  316.95  527B‐6  3.25  0.03  2.42  0.00  0.03  0.00  0.31  0.00  0.02  0.90  94.92  1.18  347.74  527B‐7  3.26  0.02  2.44  0.00  0.03  0.00  0.28  0.00  0.02  0.88  93.00  1.13  334.57  527B‐8  3.15  0.02  2.61  0.00  0.04  0.00  0.21  0.00  0.06  0.91  94.68  1.09  323.31  527B‐9  3.24  0.03  2.42  0.00  0.03  0.00  0.31  0.00  0.03  0.94  93.08  1.22  358.75  527B‐10  3.16  0.03  2.54  0.00  0.04  0.00  0.29  0.00  0.05  0.92  95.36  1.18  347.30  527B‐11  3.21  0.01  2.45  0.00  0.06  0.00  0.38  0.01  0.03  0.86  94.07  1.18  347.83      190    Sample  Si  Ti  Al  Cr  Fe  Mn  Mg  Ca  Na  K  Total (%)  K+(Fe‐ Mg)  T (°C)  527B‐12  3.51  0.02  2.19  0.00  0.04  0.00  0.21  0.00  0.08  0.75  92.77  0.92  279.19  527B‐14  3.16  0.01  2.56  0.00  0.04  0.00  0.29  0.01  0.06  0.87  94.61  1.13  334.13  527B‐15  3.17  0.02  2.65  0.00  0.02  0.00  0.12  0.00  0.06  0.89  94.26  0.99  297.55  527B‐16  3.22  0.00  2.40  0.00  0.10  0.00  0.43  0.01  0.03  0.82  93.83  1.15  340.65  527B‐17  3.26  0.01  2.44  0.00  0.08  0.00  0.30  0.01  0.03  0.80  84.08  1.01  303.08  527B‐18  3.35  0.01  2.31  0.01  0.10  0.00  0.28  0.02  0.01  0.78  51.87  0.96  288.63  527B‐19  3.22  0.00  2.49  0.00  0.05  0.00  0.32  0.01  0.03  0.85  94.70  1.12  330.45  527B‐20  3.16  0.02  2.66  0.00  0.02  0.00  0.16  0.01  0.06  0.89  94.87  1.03  307.08  496‐1  3.27  0.04  2.39  0.01  0.13  0.00  0.18  0.01  0.03  0.89  94.14  0.94  284.15  496‐2  3.26  0.05  2.42  0.00  0.12  0.00  0.16  0.01  0.04  0.87  91.66  0.91  275.08  496‐3  3.48  0.02  2.00  0.00  0.33  0.00  0.24  0.01  0.02  0.80  89.77  0.89  270.19  496‐4  3.41  0.04  2.15  0.00  0.25  0.00  0.19  0.00  0.02  0.86  91.96  0.92  276.77  496‐5  3.43  0.04  2.13  0.00  0.23  0.00  0.20  0.01  0.02  0.81  62.10  0.84  256.46  496‐6  3.71  0.05  1.71  0.00  0.26  0.00  0.28  0.01  0.01  0.74  93.33  0.76  234.36  496‐7  3.49  0.05  1.88  0.00  0.32  0.00  0.30  0.01  0.01  0.89  93.48  0.90  273.82  496‐8  3.23  0.07  2.45  0.00  0.13  0.00  0.11  0.00  0.04  0.91  92.36  0.93  279.75  496‐9  3.21  0.07  2.47  0.00  0.14  0.00  0.11  0.00  0.04  0.91  92.44  0.93  281.82  496‐10  3.15  0.07  2.57  0.00  0.11  0.00  0.11  0.00  0.04  0.93  94.46  0.93  280.96  496‐11  3.20  0.05  2.55  0.00  0.09  0.00  0.12  0.01  0.06  0.85  93.22  0.87  265.84  496‐12  3.22  0.02  2.57  0.00  0.09  0.00  0.13  0.01  0.11  0.77  93.70  0.82  249.86  496‐13  3.24  0.02  2.46  0.00  0.18  0.00  0.14  0.00  0.05  0.88  93.83  0.92  277.32  496‐14  3.13  0.02  2.75  0.00  0.04  0.00  0.06  0.00  0.14  0.80  95.26  0.81  248.84  496‐15  3.90  0.02  1.80  0.00  0.05  0.00  0.08  0.00  0.09  0.55  96.54  0.58  187.21  496‐16  3.25  0.03  2.43  0.00  0.17  0.00  0.17  0.01  0.04  0.85  93.12  0.85  259.26  496‐17  3.26  0.02  2.64  0.00  0.10  0.00  0.12  0.01  0.03  0.49  86.89  0.51  169.14  496‐18  4.89  0.01  0.66  0.00  0.04  0.00  0.05  0.00  0.02  0.24  98.99  0.25  97.90  496‐19  3.49  0.02  2.19  0.00  0.12  0.00  0.15  0.00  0.06  0.76  94.83  0.79  242.58  496‐20  3.55  0.05  2.07  0.00  0.14  0.00  0.15  0.01  0.03  0.78  91.58  0.80  244.57  496‐21  3.85  0.02  1.85  0.00  0.08  0.00  0.09  0.00  0.03  0.63  92.17  0.63  200.71      191    Sample  Si  Ti  Al  Cr  Fe  Mn  Mg  Ca  Na  K  Total (%)  K+(Fe‐ Mg)  T (°C)  496‐22  3.24  0.02  2.56  0.00  0.11  0.00  0.10  0.00  0.03  0.83  91.22  0.83  254.57  496‐23  3.14  0.04  2.62  0.00  0.11  0.00  0.12  0.01  0.07  0.87  93.11  0.88  267.74  496‐24  3.19  0.02  2.64  0.00  0.07  0.00  0.11  0.00  0.14  0.74  85.51  0.77  238.75  496‐25  3.20  0.02  2.62  0.00  0.07  0.00  0.12  0.01  0.14  0.73  92.94  0.78  241.19  496‐26  3.80  0.03  1.92  0.00  0.05  0.00  0.06  0.00  0.05  0.62  94.45  0.63  199.81  496‐27  3.32  0.01  2.35  0.00  0.20  0.00  0.15  0.01  0.02  0.88  92.97  0.92  277.73  496‐28  3.55  0.03  2.04  0.00  0.18  0.00  0.20  0.01  0.02  0.79  92.77  0.81  249.16  496‐29  3.35  0.03  2.11  0.00  0.34  0.01  0.25  0.00  0.02  0.93  90.75  1.02  304.23  496‐30  3.21  0.02  2.52  0.00  0.13  0.00  0.15  0.01  0.07  0.87  93.69  0.89  270.05  496‐31  3.20  0.02  2.56  0.00  0.11  0.00  0.14  0.00  0.08  0.86  94.43  0.89  269.39  496‐32  3.47  0.03  2.31  0.00  0.06  0.00  0.06  0.00  0.06  0.77  94.86  0.77  238.16  496‐33  3.35  0.03  2.26  0.00  0.21  0.00  0.15  0.00  0.03  0.88  94.09  0.95  284.75  496‐34  3.39  0.03  2.41  0.00  0.04  0.00  0.07  0.00  0.20  0.62  93.40  0.65  205.86  496‐35  3.15  0.02  2.69  0.00  0.06  0.00  0.09  0.01  0.20  0.72  94.08  0.76  234.53  510a‐1  3.69  0.04  1.35  0.01  0.50  0.00  0.90  0.06  0.02  0.07  79.25  0.46  154.88  510a‐2  3.86  0.01  1.45  0.00  0.25  0.00  0.72  0.04  0.02  0.10  86.38  0.57  184.64  510a‐3  2.89  0.00  1.94  0.00  0.33  0.01  1.87  0.07  0.03  0.04  77.38  1.58  455.47  510a‐4  2.93  0.00  2.06  0.00  0.28  0.01  1.67  0.03  0.01  0.09  82.46  1.48  429.15  510a‐5  3.76  0.07  1.31  0.01  1.08  0.00  0.18  0.05  0.02  0.10  77.78  1.00  298.65  510a‐6  3.21  0.03  0.93  0.00  2.89  0.01  0.13  0.07  0.00  0.04  59.75  2.80  782.84  510a‐7  2.87  0.00  1.66  0.00  0.51  0.01  2.17  0.04  0.01  0.11  81.56  1.77  505.35  510a‐8  3.28  0.01  2.11  0.00  0.38  0.00  0.77  0.04  0.01  0.13  80.42  0.51  168.15  510a‐9  3.74  0.00  1.67  0.00  0.34  0.00  0.59  0.04  0.01  0.07  87.19  0.32  117.85  510a‐10  3.20  0.03  0.79  0.00  3.05  0.00  0.15  0.10  0.02  0.09  74.37  3.00  834.23  510a‐11  2.72  0.01  1.67  0.00  0.54  0.01  2.39  0.07  0.02  0.07  84.40  1.91  543.66  510a‐12  3.26  0.00  2.27  0.00  0.38  0.00  0.62  0.04  0.01  0.03  84.09  0.27  103.41  510a‐13  2.95  0.00  1.95  0.00  0.45  0.01  1.62  0.05  0.01  0.06  80.76  1.23  362.12  510a‐14  3.04  0.00  2.35  0.00  0.20  0.00  1.14  0.03  0.01  0.02  85.51  0.96  289.06  510a‐15  3.61  0.00  1.99  0.01  0.28  0.00  0.29  0.08  0.01  0.23  82.77  0.24  95.32      192    Sample  Si  Ti  Al  Cr  Fe  Mn  Mg  Ca  Na  K  Total (%)  K+(Fe‐ Mg)  TT (°C)  510a‐16  2.94  0.00  1.76  0.00  0.33  0.01  2.04  0.07  0.04  0.02  83.54  1.73  494.50  510a‐17  3.01  0.00  2.23  0.00  0.27  0.00  1.29  0.04  0.01  0.04  85.26  1.06  316.42  510a‐18  3.02  0.00  2.06  0.00  0.32  0.00  1.46  0.05  0.02  0.03  82.39  1.18  348.01  510a‐19  2.86  0.00  1.81  0.00  0.36  0.01  2.08  0.06  0.02  0.06  85.26  1.78  508.33  510a‐20  3.16  0.00  2.01  0.00  0.28  0.01  1.29  0.04  0.01  0.07  86.93  1.08  320.48  513b‐1  3.52  0.02  2.14  0.00  0.34  0.01  0.18  0.05  0.01  0.28  74.40  0.44  150.45  513b‐2  3.97  0.02  1.64  0.00  0.24  0.00  0.13  0.03  0.01  0.26  81.09  0.38  131.98  513b‐3  3.47  0.03  2.20  0.01  0.32  0.00  0.18  0.05  0.02  0.32  71.89  0.46  155.02  513b‐4  3.62  0.03  2.03  0.00  0.32  0.00  0.15  0.05  0.01  0.27  55.34  0.44  148.85  513b‐5  3.43  0.04  2.24  0.00  0.30  0.00  0.18  0.02  0.01  0.40  76.94  0.53  172.84  513b‐6  3.48  0.03  2.20  0.00  0.33  0.00  0.17  0.01  0.01  0.33  84.36  0.49  163.31  513b‐7  3.25  0.01  2.66  0.00  0.02  0.00  0.08  0.01  0.06  0.72  58.99  0.78  241.37  513b‐8  3.66  0.01  2.16  0.00  0.02  0.00  0.09  0.00  0.06  0.58  49.31  0.66  207.29  513b‐9  3.48  0.03  2.18  0.00  0.32  0.00  0.18  0.05  0.01  0.32  70.66  0.46  154.46  513b‐10  3.61  0.02  2.06  0.00  0.21  0.00  0.16  0.03  0.02  0.44  76.49  0.50  164.12  513b‐11  3.52  0.03  2.13  0.00  0.33  0.01  0.17  0.04  0.01  0.31  73.08  0.46  155.66  513b‐12  3.50  0.03  2.17  0.00  0.29  0.00  0.17  0.04  0.02  0.36  73.68  0.48  159.51  513b‐13  3.43  0.03  2.25  0.00  0.30  0.00  0.17  0.04  0.01  0.38  75.00  513b‐14  3.48  0.03  2.16  0.00  0.36  0.00  0.18  0.05  0.01  0.29  70.39  0.47  156.86  513b‐15  3.71  0.03  1.94  0.00  0.19  0.00  0.15  0.02  0.02  0.46  76.14  0.50  165.98  513b‐16  3.51  0.03  2.17  0.00  0.22  0.00  0.17  0.03  0.02  0.44  77.97  0.50  164.66  513b‐17  3.41  0.04  2.23  0.00  0.39  0.00  0.17  0.04  0.01  0.30  73.99  0.52  170.07  513b‐18  3.71  0.03  1.93  0.00  0.23  0.00  0.14  0.04  0.02  0.41  54.59  0.51  168.12  513b‐19  3.43  0.03  2.18  0.00  0.42  0.00  0.17  0.04  0.02  0.31  74.64  0.56  182.52  513b‐20  3.42  0.02  2.27  0.00  0.27  0.00  0.17  0.04  0.02  0.43  84.04  0.53  173.87  513b‐21  3.47  0.03  2.16  0.00  0.34  0.00  0.19  0.05  0.01  0.34  63.63  0.49  162.52  513b‐22  4.15  0.02  1.47  0.00  0.21  0.00  0.11  0.04  0.01  0.23  81.32  0.33  119.86  513b‐23  3.73  0.03  1.92  0.00  0.26  0.00  0.13  0.04  0.01  0.33  77.54  0.45  151.59  513b‐24  3.40  0.03  2.26  0.00  0.37  0.01  0.16  0.05  0.01  0.31  70.02  0.53  173.24      193    Sample  Si  Ti  Al  Cr  Fe  Mn  Mg  Ca  Na  K  Total (%)  K+(Fe‐ Mg)  T (°C)  521a‐1  3.22  0.02  2.38  0.02  0.06  0.00  0.38  0.00  0.02  0.95  90.62  1.27  372.78  521a‐2  3.26  0.02  2.34  0.02  0.07  0.00  0.34  0.01  0.02  0.94  89.05  1.21  356.54  521a‐3  3.41  0.13  2.08  0.02  0.05  0.00  0.29  0.01  0.02  0.81  93.57  1.05  313.85  521a‐4  3.49  0.04  2.10  0.03  0.05  0.00  0.24  0.00  0.02  0.87  91.76  1.06  314.25  521a‐5  3.37  0.02  2.21  0.02  0.09  0.01  0.29  0.02  0.03  0.89  88.52  1.10  326.26  521a‐6  3.37  0.05  2.32  0.01  0.11  0.00  0.13  0.03  0.03  0.77  87.29  0.79  242.10  521a‐7  3.26  0.03  2.30  0.02  0.09  0.01  0.34  0.00  0.03  0.98  87.73  1.23  362.17  521a‐8  3.16  0.02  2.41  0.01  0.12  0.01  0.42  0.01  0.03  0.92  93.70  1.23  360.33  521a‐9  3.16  0.01  2.47  0.01  0.08  0.00  0.39  0.01  0.04  0.89  93.96  1.19  351.37  521a‐10  3.16  0.00  2.44  0.01  0.15  0.00  0.39  0.01  0.04  0.86  92.73  1.11  328.60  521a‐11  3.27  0.01  2.31  0.01  0.10  0.01  0.42  0.01  0.03  0.84  94.52  1.16  341.23  521a‐12  3.17  0.01  2.43  0.01  0.09  0.00  0.40  0.01  0.03  0.91  91.78  1.22  357.90  521a‐13  3.17  0.01  2.45  0.01  0.09  0.00  0.39  0.00  0.04  0.90  94.38  1.20  354.10  521a‐14  3.19  0.02  2.35  0.02  0.18  0.00  0.34  0.01  0.04  0.94  90.04  1.11  327.77  521a‐15  3.20  0.02  2.40  0.01  0.11  0.00  0.34  0.00  0.03  0.94  92.55  1.17  345.14  521a‐16  3.12  0.00  2.44  0.00  0.10  0.00  0.49  0.01  0.03  0.92  94.12  1.31  383.81  521a‐17  3.41  0.01  2.13  0.01  0.09  0.00  0.43  0.01  0.03  0.78  92.98  1.12  332.77  521a‐18  3.16  0.01  2.40  0.01  0.10  0.00  0.47  0.01  0.03  0.90  92.32  1.28  373.45  521a‐19  3.19  0.01  2.39  0.01  0.09  0.00  0.43  0.01  0.03  0.89  91.21  1.23  361.09  521a‐20  3.21  0.03  2.31  0.01  0.13  0.01  0.40  0.02  0.03  0.92  91.43  521a‐21  3.17  0.01  2.40  0.01  0.14  0.00  0.41  0.02  0.03  0.89  92.54  1.16  342.77  521a‐22  3.21  0.01  2.31  0.01  0.19  0.00  0.42  0.03  0.03  0.84  92.55  1.07  319.26  AKS‐8‐1  3.55  0.00  2.20  0.00  0.05  0.00  0.16  0.03  0.05  0.65  88.72  0.76  234.61  AKS‐8‐2  3.47  0.00  2.33  0.00  0.03  0.00  0.12  0.03  0.05  0.69  86.47  0.78  240.44  AKS‐8‐3  3.26  0.00  2.71  0.00  0.01  0.00  0.06  0.01  0.02  0.63  86.92  0.68  214.92  AKS‐8‐4  3.29  0.01  2.59  0.00  0.03  0.00  0.11  0.01  0.02  0.71  84.75  0.80  246.16  AKS‐8‐5  3.24  0.01  2.62  0.00  0.05  0.00  0.08  0.02  0.05  0.75  92.79  0.78  241.65  AKS‐8‐6  4.01  0.01  1.60  0.00  0.07  0.00  0.15  0.07  0.10  0.45  74.78  0.53  173.99  AKS‐8‐7  3.28  0.02  2.54  0.00  0.03  0.00  0.14  0.02  0.02  0.78  92.10  0.89  269.87      194    Sample  Si  Ti  Al  Cr  Fe  Mn  Mg  Ca  Na  K  Total (%)  K+(Fe‐ Mg)  T (°C)  AKS‐8‐8  3.52  0.02  2.13  0.00  0.15  0.00  0.24  0.03  0.03  0.58  74.21  0.67  211.79  AKS‐8‐9  3.52  0.02  2.12  0.00  0.16  0.00  0.25  0.02  0.02  0.58  81.81  0.67  210.94  AKS‐8‐10  3.51  0.02  2.14  0.00  0.15  0.00  0.25  0.02  0.02  0.62  81.15  0.72  224.53  AKS‐8‐11  3.50  0.02  2.14  0.00  0.17  0.00  0.25  0.03  0.02  0.58  80.02  0.66  209.14  AKS‐8‐12  3.51  0.03  2.12  0.00  0.17  0.00  0.24  0.03  0.01  0.59  82.20  0.67  210.47  AKS‐8‐13  3.37  0.10  2.31  0.00  0.10  0.00  0.16  0.02  0.02  0.60  80.99  0.66  209.12  AKS‐8‐14  3.37  0.01  2.39  0.00  0.05  0.00  0.21  0.02  0.02  0.73  90.72  0.89  268.83  AKS‐8‐15  3.21  0.00  2.73  0.00  0.01  0.00  0.06  0.02  0.02  0.72  93.04  0.77  238.25  AKS‐8‐16  3.23  0.00  2.74  0.00  0.01  0.00  0.06  0.02  0.03  0.66  91.07  0.71  222.52  AKS‐8‐17  3.37  0.00  2.53  0.00  0.02  0.00  0.07  0.03  0.06  0.62  89.03  0.67  210.56  AKS‐8‐18  3.41  0.00  2.48  0.00  0.02  0.00  0.07  0.04  0.06  0.58  87.65  0.63  200.40  PP1‐1  3.20  0.02  2.47  0.00  0.01  0.00  0.36  0.03  0.03  0.91  94.59  1.26  368.90  PP1‐2  3.13  0.02  2.44  0.00  0.01  0.00  0.45  0.08  0.04  0.90  92.98  1.34  391.10  PP1‐3  3.18  0.02  2.46  0.01  0.02  0.00  0.40  0.02  0.05  0.89  92.05  1.28  373.18  PP1‐4  3.18  0.02  2.51  0.00  0.01  0.00  0.33  0.02  0.05  0.91  93.06  1.23  361.69  PP1‐5  3.16  0.02  2.46  0.01  0.02  0.00  0.44  0.02  0.03  0.91  93.14  1.33  386.96  PP1‐6  3.18  0.01  2.49  0.00  0.02  0.00  0.39  0.02  0.03  0.90  93.43  1.27  371.25  PP1‐7  3.16  0.02  2.49  0.00  0.02  0.00  0.39  0.02  0.03  0.91  93.74  1.28  375.61  PP1‐8  2.87  0.01  2.30  0.01  0.02  0.00  0.64  0.72  0.03  0.78  82.29  1.40  405.32  PP1‐9  3.17  0.01  2.44  0.01  0.01  0.00  0.38  0.14  0.04  0.85  92.98  1.21  356.74  PP1‐10  3.20  0.01  2.50  0.00  0.02  0.00  0.32  0.02  0.03  0.89  88.46  1.20  352.53  PP1‐11  3.45  0.01  2.24  0.00  0.01  0.00  0.31  0.01  0.01  0.78  94.87  PP1‐12  3.41  0.00  2.29  0.00  0.01  0.01  0.30  0.01  0.01  0.80  93.70  1.10  325.14  PP1‐13  3.28  0.01  2.42  0.00  0.01  0.00  0.24  0.16  0.01  0.76  92.68  0.99  296.60  PP1‐14  3.22  0.00  2.30  0.00  0.01  0.00  0.25  0.50  0.01  0.70  89.60  0.94  284.04  PP1‐15  3.13  0.01  2.47  0.00  0.00  0.00  0.29  0.31  0.03  0.82  90.28  1.11  327.58  PP1‐16  3.18  0.01  2.48  0.00  0.01  0.00  0.36  0.07  0.03  0.87  93.88  1.22  358.37  PP1‐17  3.15  0.01  2.70  0.00  0.01  0.00  0.22  0.15  0.02  0.49  89.49  0.70  219.99  PP1‐18  3.20  0.01  2.50  0.00  0.01  0.00  0.33  0.02  0.03  0.89  94.06  1.21  355.84      195    Sample  Si  Ti  Al  Cr  Fe  Mn  Mg  Ca  Na  K  Total (%)  K+(Fe‐ Mg)  T (°C)  PP1‐19  3.23  0.01  2.42  0.00  0.02  0.00  0.38  0.02  0.03  0.86  94.58  1.23  359.74  PP1‐20  3.17  0.02  2.46  0.00  0.01  0.00  0.43  0.03  0.03  0.90  94.44  1.31  382.97  PP1‐21  3.19  0.02  2.46  0.00  0.01  0.00  0.40  0.03  0.04  0.88  92.67  1.26  368.53  PP1‐22  3.18  0.02  2.48  0.00  0.01  0.00  0.40  0.02  0.04  0.85  92.25  1.24  364.48  PP1‐23  3.19  0.01  2.41  0.01  0.02  0.00  0.48  0.01  0.04  0.85  92.47  1.32  383.83  PP1‐24  3.17  0.02  2.45  0.00  0.01  0.00  0.45  0.03  0.05  0.88  93.17  1.31  382.74  PP1‐25  3.21  0.01  2.41  0.01  0.01  0.00  0.44  0.03  0.03  0.87  93.13  1.29  376.90  97‐1  3.32  0.00  2.50  0.00  0.06  0.00  0.13  0.01  0.02  0.78  89.93  0.86  260.65  97‐2  3.36  0.00  2.41  0.00  0.08  0.00  0.17  0.01  0.02  0.78  93.12  0.87  264.69  97‐3  3.30  0.00  2.45  0.00  0.17  0.00  0.11  0.00  0.03  0.82  94.15  0.88  267.24  97‐4  3.38  0.00  2.40  0.00  0.05  0.00  0.17  0.02  0.02  0.78  93.54  0.90  273.12  97‐5  3.34  0.01  2.38  0.00  0.11  0.00  0.19  0.01  0.03  0.81  90.48  0.88  268.59  97‐6  3.33  0.00  2.32  0.00  0.18  0.00  0.20  0.01  0.03  0.88  91.90  0.90  272.33  97‐7  3.33  0.00  2.40  0.00  0.11  0.00  0.17  0.01  0.03  0.81  92.33  0.88  266.27  97‐8  3.24  0.00  2.64  0.00  0.04  0.00  0.08  0.01  0.02  0.80  94.46  0.84  256.81  97‐9  3.35  0.01  2.43  0.00  0.09  0.00  0.15  0.01  0.01  0.78  88.77  0.84  256.35  97‐10  3.32  0.01  2.43  0.00  0.11  0.00  0.15  0.01  0.02  0.82  79.59  0.86  261.17  97‐11  3.35  0.00  2.35  0.00  0.15  0.00  0.19  0.01  0.03  0.84  93.66  0.89  269.08  97‐12  3.28  0.00  2.52  0.00  0.11  0.00  0.11  0.01  0.03  0.81  93.31  0.82  249.85  97‐13  3.33  0.01  2.39  0.00  0.13  0.00  0.17  0.00  0.03  0.82  84.62  0.86  261.65  97‐14  3.39  0.00  2.37  0.00  0.09  0.00  0.17  0.01  0.02  0.77  93.39  0.85  259.10  97‐15  3.28  0.01  2.44  0.00  0.13  0.00  0.17  0.01  0.04  0.87  94.08  0.91  275.34  97‐16  3.32  0.00  2.42  0.00  0.12  0.00  0.16  0.01  0.02  0.84  92.30  0.88  266.61  97‐17  3.30  0.01  2.49  0.00  0.09  0.00  0.13  0.01  0.02  0.81  94.71  97‐18  3.29  0.01  2.48  0.00  0.09  0.00  0.15  0.02  0.03  0.84  92.70  0.90  272.20  97‐19  3.23  0.00  2.57  0.00  0.13  0.00  0.09  0.00  0.02  0.90  94.67  0.94  284.33  97‐20  3.31  0.00  2.44  0.00  0.13  0.00  0.14  0.00  0.03  0.83  94.33  0.84  257.70  97‐21  3.31  0.01  2.47  0.00  0.08  0.00  0.15  0.01  0.02  0.81  94.29  0.88  267.30  97‐23  3.23  0.01  2.59  0.00  0.11  0.00  0.09  0.00  0.02  0.86  94.65  0.89  268.74      196    Sample  Si  Ti  Al  Cr  Fe  Mn  Mg  Ca  Na  K  Total (%)  K+(Fe‐ Mg)  T (°C)  97‐24  3.36  0.00  2.41  0.00  0.06  0.00  0.18  0.01  0.01  0.79  94.27  0.90  273.09  97‐25  3.33  0.01  2.46  0.00  0.06  0.00  0.15  0.01  0.02  0.80  92.98  0.89  268.87  97‐26  3.31  0.00  2.52  0.00  0.04  0.00  0.13  0.01  0.02  0.77  89.74  0.86  262.63  97‐27  3.31  0.01  2.38  0.00  0.13  0.00  0.20  0.01  0.02  0.84  84.01  0.91  275.95            197    APPENDIX F ‐  ISOTOPIC VARIATION BETWEEN LITHOLOGICAL FORMATIONS    Fig.  F1.  Graph  showing  the  stable  isotope  value  of  rock  samples.  Colours  indicate  different  rock  formations.  Ordovician Valmi  Formation does not  show  values any higher  than 21 per mil, however  this  is within  range of  lower  Paleozoic  carbonate  isotope  values  described  by  table  1.    There  is  no  apparent  correlation  between  stratigraphic formation and stable isotope composition of rock samples.    ‐18 ‐16 ‐14 ‐12 ‐10 ‐8 ‐6 ‐4 ‐2 0 2 4 0 5 10 15 20 25 δ13 C  V PD B ( pe r m il) δ18OVSMOW (per mil) Dh c Dw Oh c ROCK ‐14 ‐12 ‐10 ‐8 ‐6 ‐4 ‐2 0 2 4 0 5 10 15 20 25 δ13 C  V PD B ( pe r m il) δ18OVSMOW (per mil) VEINS Dw Ov Srm"@en ; edm:hasType "Thesis/Dissertation"@en ; vivo:dateIssued "2010-11"@en ; edm:isShownAt "10.14288/1.0052809"@en ; dcterms:language "eng"@en ; ns0:degreeDiscipline "Geological Sciences"@en ; edm:provider "Vancouver : University of British Columbia Library"@en ; dcterms:publisher "University of British Columbia"@en ; dcterms:rights "Attribution-NonCommercial-NoDerivatives 4.0 International"@en ; ns0:rightsURI "http://creativecommons.org/licenses/by-nc-nd/4.0/"@en ; ns0:scholarLevel "Graduate"@en ; dcterms:title "Beyond the confines of the ore deposit : mapping low temperature hydrothermal alteration above, within, and beneath Carlin-type Gold deposits"@en ; dcterms:type "Text"@en ; ns0:identifierURI "http://hdl.handle.net/2429/29423"@en .