살로이 광산 지역에서는 기본 용암류와 화산암 사이에서 규산암이 생성됩니다. Aktash 광산 지역에서 규산질 암석은 주로 거대한 광석체의 상부 또는 화산암에서 생성됩니다. 규산질 암석은 지층과 일체화되어 있으며, 두께는 일반적으로 수 미터에 이르며, 가장 두꺼운 것은 방향을 따라 거의 1,000m에 달하기도 합니다.

1. 규산암의 암석학 및 석유화학

광물대에 노출된 규산암은 두 가지 범주로 나눌 수 있습니다. 줄무늬 또는 적층 구조를 갖는 밝은 회색 규산암은 처트라고 할 수 있습니다. 자색-적색 규질암은 줄무늬 또는 적층 구조를 갖고 있으며, 규산암에는 다량의 산재산화철이 함유되어 있기 때문에 벽옥암이라고 합니다. Aktash 광산 지역에서는 처트암만 발견되고 벽옥암은 발견되지 않았으며, Saloyi 광산 지역에서는 처트암과 벽옥암이 모두 생산되었습니다. 줄무늬 처트 암석은 모두 어느 정도 일정량의 황화물을 함유하고 있습니다. 가장 흔한 황화물은 황철석이며 때로는 섬아연석입니다. 황화물은 종종 띠나 층류에 집중되어 있으며, 규산질 띠와 층을 이루어 매우 발달된 띠 구조를 형성합니다. 연구에 따르면 두 광산 지역의 규산암 광물 구성에는 일정한 차이가 있는 것으로 나타났습니다.

Aktash 광산 지역의 규산암: 이 지역의 규산암은 띠 모양의 구조를 가지고 있으며, 띠는 황철석과 규산이 상대적으로 집중적으로 분포되어 있으며 연속성이 좋지 않고 대역폭이 0.2~0.2입니다. 1.3mm. 현미경 연구에 따르면 규산질 띠는 석영과 황철석으로 구성되어 있는 것으로 나타났습니다. 석영은 전체 부피의 약 95%를 차지하며, 입자 크기가 0.05mm이고 화강암 결정구조를 갖는 이질적인 입상 집합체 형태이다. 때때로 석영 반결정은 입자 크기가 0.65mm인 미세한 석영 집합체로 생성됩니다. 반결정은 모양이 다양하며, 일부는 둥글고 일부는 날카로운 칼 모양으로 화산 결정 파편의 특징을 가지고 있습니다. 세립 재결정 석영은 이 반정 주위에 긴 띠 모양으로 나타나며 반정 주위에서 수직으로 성장합니다. 이는 반결정이 석영 재결정 전에 형성되며 이후 재결정의 산물이 될 수 없음을 보여줍니다. 규산질 스트립에는 소량의 분산된 황철석이 있으며, 대부분 입자 크기가 0.05~0.25mm인 정사각형 또는 직사각형 결정체입니다. 황철석 띠는 주로 황철석, 석영, 백운모로 구성됩니다. 황철석은 전체의 약 55%를 차지하며, 대부분 입자크기가 0.12~0.15mm인 반자형 입상이다. 단결정에는 불순물 광물 함유물이 다수 존재하는 경우가 많으며, 미세한 결정이 나타나는 경우도 있습니다. 또한 이러한 유형의 황철석에서는 속생 고리의 부착 결정이 상대적으로 발달하여 퇴적물의 동계 기원에 대한 증거를 제공합니다. 황철석은 후기 구조분열의 영향을 크게 받으며 파쇄구조, 압력용해구조, 전위홈이 잘 발달되어 있다. 석영은 스트립 전체 부피의 약 35%를 차지합니다. 황철석으로 생산되는 이러한 종류의 석영은 대부분 길이 0.3mm, 폭 0.03mm의 긴 판형 결정체입니다. 긴 판 모양의 석영은 종종 황철석 주위에 수직으로 자라며 묶음 모양의 구조를 가지고 있습니다. 백운모는 구역 전체 부피의 약 7%~10%를 차지하며 길이가 0.04~0.75mm, 폭이 0.01~0.07mm인 판 모양의 자형 결정체이다. 광물은 종종 황철석 띠를 따라 띠 모양으로 집중되어 있습니다. 백운모는 후기에 강한 변질의 영향을 받아 완전히 분해되어 불투명해지는 경우도 있다. 또한, 규산암에는 제올라이트 광물이 약 2%, 녹니석이 약 1% 있는데, 둘 다 나중에 열수 변화의 산물입니다.

살로이 광산 지역의 규산암: 줄무늬 황화물 처트암과 줄무늬 벽옥으로 구성되어 있습니다. 줄무늬 황화물 처트는 층간 황화물 띠와 규산 띠로 구성됩니다. 규산질 띠는 전체 암석 부피의 70% 이상을 차지하며 너비는 0.2~2.1mm입니다. 이 스트립의 주요 광물은 석영과 녹니석입니다. 석영은 규산질 띠 전체 부피의 약 70%를 차지하는 미정질 및 미정질 집합체입니다. 광물은 입경이 0.02~0.05mm인 다른 모양의 과립형이며, 녹니석은 입경이 0.02~0.05mm인 비늘 모양의 결정구조를 갖고 있다. 녹염석은 종종 집중적으로 분포되어 스트립을 형성하고, 석영 스트립과 함께 층층이 쌓여 규산암의 층층을 형성합니다. 녹니석은 규산 띠 전체 부피의 약 30%를 차지하며, 그 함량은 Aktash 퇴적층의 규산질 암석의 함량보다 훨씬 높습니다. 황화물띠는 암석 전체 부피의 약 30%를 차지하며 주로 황철석과 섬아연석으로 구성되어 있다. 황철석은 전체 황화물 부피의 90%를 차지하며, 입자 크기가 0.5~2.1mm인 반면체 결정입니다. 이 광물은 기둥 길이가 0.06~0.1mm인 원주형 석영을 포함하는 경우가 많습니다. 이는 VHMS 유형 및 Sedex 유형 퇴적물에서 흔히 볼 수 있는 전형적인 저온 석영입니다(Eldridge 등, 1983, Hanfa 등, 1997).

이 석영의 존재는 침전물이 저온 조건에서 형성되었다는 증거를 제공합니다. 이후의 변형과 변성 작용의 영향으로 황철석은 강하게 파편화되어 압력 용액 구조와 전위 변형을 형성했습니다. 섬아연석은 황화물 띠 전체 부피의 약 7%를 차지합니다. 투과광 하에서 섬아연석은 연한 베이지색으로 나타나며 이는 광물이 철 함량이 낮은 품종임을 나타냅니다. 전자 탐침 분석은 섬아연석의 철 함량이 0.5%에서 1.6% 범위로 매우 낮다는 것을 증명합니다. 이 저철분 섬아연석은 저온에서 형성됩니다. 섬아연석에는 종종 원형, 유백색 점 또는 막대 모양의 황철석 입자가 많이 있습니다. 이러한 황철석 입자 중 일부는 불규칙하게 분포되어 있으며 일부는 섬아연석 벽개 또는 균열 시스템을 따라 분포되어 있습니다. 따라서 황철석은 두 가지 상을 가질 수 있습니다. 첫 번째 상 황철석(무질서하게 분포됨)은 섬아연석과 동시에 형성될 수 있으며 미세 함유물 형태로 존재할 수 있습니다. 두 번째 상 황철석은 나중에 열적으로 형성될 수 있습니다. 사건은 메소토픽 방식으로 섬아연석의 미세 균열에 존재합니다. 전반적으로, 섬아연석과 황철석은 시공간적으로 밀접한 관계를 갖고 있으며, 그들의 형성 시기도 매우 가까울 수 있습니다.

또한 줄무늬 황화물 처트암에서는 소량(약 1%)의 황동석이 생성되는 경우가 많습니다. 이 광물은 때때로 황철석을 대체하는 미세한 광맥으로 나타나기도 하고, 때로는 규산암에 분산된 분포로 나타나기도 합니다. 간단히 말해서, 황동석은 이후의 광물화 사건의 산물이며 황화물 처트암의 공통적 기원과 직접적인 관련이 없습니다.

줄무늬벽옥은 암적색 또는 자홍색을 띠며 줄무늬나 적층구조가 잘 발달되어 있다. 스트립은 기본적으로 세 가지 유형으로 나눌 수 있습니다. 주로 석영과 녹니석으로 구성된 스트립; 주로 석영, 클린조이사이트, 에피도트 및 망간 에피도트로 구성된 스트립; 세 가지 유형의 띠 모두 석영, 조장석 결정 조각(전체 암석 전체 부피의 5~10%를 차지함) 및 자생 칼륨 장석을 포함합니다(표 4-1). 현미경 연구에 따르면 위에서 언급한 광물 생산량 특성은 기본적으로 서로 다른 스트립에서 유사하다는 것이 입증되었습니다.

석영은 다른 모양의 과립 형태를 하고 있으며, 입자 크기는 0.003~0.005mm이다. 이러한 미정질 석영은 때때로 직경이 0.05~0.1mm인 구형 집합체 형태입니다. 아염소산염은 비늘 입자 크기가 0.005~0.01mm인 비늘 모양의 집합체입니다. 조이사이트 광물에는 세 가지 유형이 있습니다: 조이사이트, 에피도트, 망간 에피도트. 일반적으로 어두운 띠에는 녹말석이 더 많고, 밝은 띠에는 망간 녹말석이 더 많습니다. 에피도트와 망간 에피도트 모두 입자 크기가 0.02~0.035mm인 다른 모양의 과립 형태입니다. 개별 망간 에피도트는 기둥 길이가 0.2~0.35mm인 원주형이며 특히 심각한 다색성입니다. np는 주황색-노란색, nm은 보라색-빨간색, ng는 밝은 빨간색입니다. 이런 종류의 원주형 망간 에피도트는 국소적인 열수 재활성 스트립을 따라 분포하는 경우가 많으며, 클린조이사이트도 이 스트립에서 상대적으로 발달합니다. 정사충은 이 지역 벽옥암에서 흔히 발견되는 광물 중 하나이며, 그 함량은 전체 암석 부피의 약 10%를 차지할 수 있습니다. 광물은 불규칙한 과립상이며, 때로는 긴 띠 형태를 띠기도 합니다. 클린조이사이트의 이러한 종류의 긴 스트립은 종종 완벽하게 둥근 윤곽과 0.03mm의 소구체 직경을 갖는 구정석 집합체를 형성하며 미세결정질 석영 및 에피도트 집합체에 균일하게 분포됩니다.

표 4-1 살로이 광상 벽옥의 장석 안데신에 대한 전자 탐침 분석 결과 탐침 분석 결과(wB/%)

센돌라이트 광물은 유사 동시대의 산물이어야 함 열수 변성작용은 기본 화산활동과 관련된 열수 퇴적암의 중요한 특징일 수 있습니다. 해저 열수 광물화 시스템에서는 열수 퇴적물에 일정량의 화산 응회암 물질이 포함되어 있는 것이 일반적인 현상입니다. 현미경으로 연구한 결과 벽옥에는 석영과 사장석 결정 조각이 포함되어 있는 것으로 나타났습니다. 이 결정 조각은 각지고 날카로운 칼 모양이며 일반적으로 입자 크기는 0.075~0.1mm입니다. 물론 현미경으로 확인하기 어려운 미세한 응회암 물질도 분명히 존재합니다. 이러한 기본적인 화산재 물질에는 Al, Mg, Fe, Ca 및 Mn이 풍부합니다. 열변성작용의 영향으로 조이사이트, 에피도트, 망간 에피도트 등의 광물이 형성됩니다. 전자 탐침 분석에 따르면 이들 코도나이트 광물에는 Al, Fe 및 Ca가 풍부하며, 특히 망간 에피도트에는 MnO가 상대적으로 풍부한 것으로 나타났습니다(표 4-2).

본 연구에서는 줄무늬 벽옥암에 대한 석유화학 종합 분석을 실시했습니다. 화학분석 업무는 중국과학원 지질학연구소 ​​화학분석실험실에서 수행하였으며, 분석방법은 X선 형광분광법을 사용하였다.

분석결과(표 4-3)로부터 Saloi 및 Gulugunike 광상의 벽옥암에는 Al, Fe, Ca, Mg, Mn 등의 성분이 풍부하고, FeOt, MgO, MnO, CaO는 염기성 암석에서는 각각 11.03%, 7.46%, 0.25%, 9.68%이고, 산성 암석에서는 각각 3.79%, 0.70%, 0.08%, 1.63%이다. 기존보다 3~10배 정도 낮은 수준이다. 따라서 연구 지역의 벽옥암은 기초암의 성분이 풍부하며, 이는 이러한 유형의 암석이 기초 화산 해저 열수 광물화 시스템에서 형성되었다는 직접적인 증거입니다.

또한 일부 벽옥에는 Na2O가 특히 풍부합니다(표 4-3, 샘플 번호 97SL025). 이는 이러한 유형의 샘플에 더 많은 사장석 결정 조각이 포함되어 있기 때문입니다. 전자 탐침 분석에 따르면(표 4-1) 이러한 사장석 장석은 모두 조장형이며, 이는 해저 화산 열수 시스템의 나트륨 대사작용에 의해 형성될 수 있습니다. 결정 파편의 형태로 존재하는 조장석 외에도, 연구 지역의 규산암에는 실제로 미결정 조장석이 어느 정도 포함되어 있습니다. 이러한 미세결정성 조장석은 더 미세한 기본 화산재 물질에서 파생될 수 있습니다.

표 4-3 Saloyi 광상과 Gulugunike 광상 내 열수 퇴적암의 화학적 조성(w B/10-2)

2. 특성

희토류 원소의 조성은 살로이(Saloi) 광산 지역에서 채취한 4개의 벽옥 샘플에서 측정되었습니다. 측정 작업은 중국과학원 지질학연구소 ​​화학분석실험실에서 완료했으며, 측정방법은 플라즈마 분광법을 사용했다. 분석 결과(표 4-4)와 콘드라이트 표준화 그래프(그림 4-1)를 보면 이들 4개 샘플의 ΣREE가 확연히 다르며 두 그룹으로 나눌 수 있음을 알 수 있습니다. 그룹 1의 ΣREE는 156.31×10-6 ~ 170.36×10-6으로 비교적 높으며, 그룹 2의 ΣREE는 73.55×10-6에서 99.53×10-6으로 비교적 낮습니다. 현미경 연구에 따르면 전자(샘플 번호 96008 및 96053)에는 코르다이트 광물이 풍부하며, 이는 REE가 풍부한 이유일 수 있습니다. 또한 표 4-4와 그림 4-1에서 볼 수 있듯이 4개 샘플의 유로퓨움 이상은 분명하지 않지만 세륨은 상당히 고갈되어 있습니다. 가장 낮은 δCe는 경희토류와 중희토류의 분율이 0.58에 불과합니다. 강하지 않으며 La/Yb는 3.90에서 6.10까지 다양하며 평균값은 4.77입니다.

표 4-4 Saluoyi 광상과 Gurugunyike 광상 열수 퇴적암의 희토류 원소 함량(w B/10-6)

그림 4-1 Saluo 희토류 Yi 광상과 Gurugunnik 광상에서 나온 벽옥의 원소 패턴

중부 해령 근처의 Fe-Mn 퇴적물과 같이 현대 바닷물에 의해 침전된 화학 퇴적물은 해수의 상대적 고갈을 정확하게 반영합니다. Eu 및 Ce의 특성 . Foer(1977)는 화학적 퇴적물, 특히 띠 모양의 철 성분층이 시간이 지남에 따라 퇴적 환경에서 희토류 원소의 진화를 추적하는 데 가장 좋은 물질이라고 주장했습니다. 전형적인 열수 퇴적암인 철 함유 구조는 지질학적 역사의 진화에 걸쳐 희토류 원소 구성에서 다음과 같은 특징을 가지고 있습니다. 첫째, 고대부터 현재까지 다양한 유형의 철 함유 구조의 총 REE 함량은 다음과 같습니다. 인회석, 모나자이트 또는 제노타임이 풍부한 샘플을 제외하고는 낮았습니다(Fryer 1983; Graf, Jr., 1978; Fleet, 1984). 이러한 광물은 특히 REE에서 풍부하기 때문에 시생 철에서는 발견되지 않습니다. 베어링 형성 Ce에는 명백한 변칙이 있으며, 농축과 고갈이라는 두 가지 변칙의 예가 중원생대와 신원생대 이후로 관찰되었습니다. 세 번째로, Eu 변칙은 다양한 유형에 서로 다른 영향을 미칩니다. 화학 침전물의 종류가 다릅니다. 예를 들어, Algoma 유형 철 구조물은 시생대 또는 고생대에서 생산되었는지 여부에 관계없이 일반적으로 양의 Eu 이상을 가지며 REE 패턴은 매우 유사하지만 Lake Superior 유형의 철 구조는 일반적으로 양의 Eu 이상을 갖지 않습니다. 그러나 거의 모든 지역의 테스트 샘플 중에는 약한 Eu 이상을 나타내는 개별 샘플이 항상 있습니다. 음의 Eu 변칙은 현대 해양 능선 금속 퇴적물에서 흔합니다. 넷째, 시생대 동안 철 함유 구조에서 희토류 원소의 분별은 명확하지 않으며 La/Yb 비율은 원생대 이후로 3.5만큼 낮습니다. , 가벼운 희토류 원소와 무거운 희토류 원소의 분류가 강화되는 경향이 있으며, 동태평양 기층 상부 퇴적물의 La/Yb 비율은 6.1~6.3입니다(Fleet, 1984). 그러나 일반적으로 이 비율은 같은 시대의 육상 퇴적물보다 여전히 낮습니다. 예를 들어 현대 심해 연화 진흙의 La/Yb 비율은 11입니다(Mclennan and Taylor, 1980).

특히 지질학적 역사의 진화에서 철 함유 구조의 Ce와 Eu 이상 현상의 명백한 규칙성은 지각과 바닷물 자체의 진화와 관련이 있다는 점을 지적해야 합니다. 시생대와 고생대에는 강렬한 화산 활동으로 인해 다량의 강한 환원성 열유체가 바다로 방출되었습니다. 따라서 당시 해수에는 Eu2+가 풍부했으며 모든 종류의 화학 퇴적물은 상당한 양의 Eu 이상을 나타냈습니다. 중원생대 이후 바닷물이 산화되면서 Eu2+와 Ce3+는 각각 Eu3+와 Ce4+로 산화되어 다른 희토류 원소와 분리되었다. 따라서 중원생대 이후, 그리고 고생대 이후 일부 지역에서는 다양한 화학적 퇴적물에서 Eu와 Ce가 상당히 고갈되었으며, 특히 현대 중앙해령의 금속성 퇴적물이 특징이다(Eryer, 1979). 물론 특수한 조건에서는 지역 환경에 강력한 환원 열유체가 존재하기 때문에 일부 화학 퇴적물은 Broken Hill 퇴적물의 황화물 광석 및 근원지 근처의 푸마르석과 같은 양성 Eu 이상을 나타냅니다(Lottermoser, et al. , 1989), 고생대 알고마형 철층 및 일부 거대한 황화물 광석(Graf, Jr., 1977, 1978). 특히, 지난 10년간 서로 다른 지질 환경 하에서 열수계의 열유체 및 관련 화학 퇴적물에 대한 연구를 통해 해저온천 분출구에서 혼합된 해수의 양이 적을 때 열유체와 그 화학물질이 퇴적물은 상당히 가벼운 희토류가 풍부하고 강한 양성 유로듐 이상을 가지고 있습니다(Michael, et al., 1983, 1989; Timothy, et al., 1990, 표 4-5).

표 4-5 고온 열수 유체의 희토류 원소와 다양한 지질 환경의 화학적 퇴적물의 일부 특성 매개변수

위에서 볼 수 있는 ΣREE는 다음과 같습니다. 연구 지역의 벽옥은 일반적인 열수 유체보다 높습니다. 규산암의 ΣREE는 상대적으로 높으며(Hanfa et al., 1997), 이는 이러한 유형의 암석에 포함된 일정량의 화산 응회암 물질에 의해 발생할 수 있습니다. Fryer(1983)가 지적했듯이, 열수 퇴적물의 희토류 원소 함량은 일반적으로 매우 낮습니다. 따라서 육지 물질이나 화산 잔해의 의미 있는 추가는 REE의 풍부함과 데이터 해석에 심각한 영향을 미칠 것입니다. 그럼에도 불구하고, 연구 지역의 벽옥 암석에 있는 세륨과 유로피움 이상 현상은 현대 해령 금속 퇴적물과 매우 유사하며, 이는 이들이 수역에 퇴적되었지만 해저 열수 시스템과 관련이 있음을 나타냅니다. 또한 이 지역의 벽옥암은 다양한 철을 함유한 구조물과 마찬가지로 같은 시대의 쇄설성 퇴적암에 비해 상대적으로 무거운 희토류 원소가 풍부한 것이 특징입니다. 중희토류 복합체는 안정성이 높아 경희토류에 비해 물 속에 오래 머물기 때문이다. 그 결과 해수에는 태평양 해수나 현대해수 등 같은 시기의 해양 쇄설성 퇴적물보다 중희토류가 상대적으로 풍부하기 때문이다. 심해 연약 토양 진흙과 북미 셰일의 La/Yb 비율은 각각 5.41, 11 및 10.6입니다. 연구 지역 내 벽옥의 평균 La/Yb 비율은 4.77로 현대의 심해 연질 진흙보다 낮을 뿐만 아니라 북미 셰일 40개 평균보다도 낮아 일반적인 육상 퇴적물이 아님을 입증했다. 화학적 강수에 의해 형성된 열수 퇴적암의 참여로 형성됩니다.

3. 규산암 분기공 퇴적의 기원에 대한 증거

선캄브리아기 철의 형성이 대규모 황화물 퇴적과 관련이 있음을 입증하기 위해 많은 양의 실제 데이터와 현장 지질학적 관계가 축적되었습니다. 다양한 종류의 규산암, 장석암, 전기석 암석이 열수 퇴적암이다. 이러한 배경에서 열수 퇴적암의 기원을 연구하기 위해 유추법이 사용된다.

규산암 자체의 암석학으로 판단하면 매우 발달된 퇴적 띠 구조를 가지고 있으며, 이는 명백히 대사체에 의해 형성되지 않습니다. 그러나 광물의 결정화가 불량하고 입자 크기가 미세하며 특징적인 봉합구조로 인해 강한 변성작용을 겪지 않았으며 사암과 같은 암석의 변성작용에 의해 형성될 수 없음을 의미합니다. 특히 규산질 암석에서는 미결정 석영으로 구성된 콜로이드 구조를 흔히 볼 수 있으며, 단일 콜로이드 입자의 직경은 0.05~0.1mm이며, 대부분 원형 또는 타원형이다. 이 콜로이드 구조는 캐나다 셀윈 분지의 대규모 황화물 퇴적물과 관련된 규산암과 호주 윈저 산 화산대의 규산 푸마르석에서도 흔히 볼 수 있습니다(Duhig et al., 1992). 또한, 이러한 콜로이드 구조를 지닌 오팔은 호주 북동부의 라우 분지 해저 1990m에서 현대 열수 퇴적에 의해 형성된 중정석-오팔 암석에서도 발견되었습니다(Bertine, et al., 1975).

연구에 따르면 이 구조는 콜로이드 침착에 의해 형성되며 규산암은 SiO2의 화학적 침전의 직접적인 산물임을 나타냅니다.

규산염 암석은 생물학적 또는 화산 기원일 수 있습니다. 그러나 다음과 같은 지질학적 사실은 매우 중요하다. ① 지질사상 규산암의 분포는 선캠브리아기에 가장 많았으며, 현생대에는 점차 감소하였다. ② 정량적인 관점에서 규산암은 주로 지동사지대에서 생성되었으며, 그리고 대부분은 규산질 생물학적 껍질을 포함하지 않거나 거의 포함하지 않습니다. ③ 지오싱클라인 지역의 규질암은 종종 수중 분출 용암(Carrison, 1974) 바로 위에 위치하거나 뜨거운 염수 퇴적물(대량 황화물, 황토 등) 바로 위에 위치합니다. Bernard, 1982; Robertson, et al., 1974); ④ 이러한 종류의 규산질 암석은 종종 황철석을 함유한 흑색 셰일과 연관되며 탄산염 암석과 "호환되지 않습니다"(Siever, 1962; Хворова, 1977); 지오싱크라인 지역의 규산질 암석은 규산질의 생물학적 껍질을 함유하고 있는 경우도 있지만, 이들 규산질 유기체는 규산질의 수성 환경이 풍부하기 때문에 처트암의 기원과는 아무런 관련이 없는 부수적 성분입니다. 보존을 위해(Robertson, et al., 1974). 이상의 사실은 규산암과 관련된 퇴적구조가 폐쇄된 심해수역에서 형성되었으며, 쇄설성 물질이 소량만 수용되거나 전혀 수용되지 않음을 보여주며, 따라서 해수의 화학적 조성은 일반 해수와 다르다. 규산질 생물학적 껍질이 보존되고 pH가 낮아 플랑크톤 석회질 생물학적 잔류물이 용해되도록 하는 비정상적인 SiO2 공급이 있습니다(Siever, 1962). 따라서 규산암의 형성은 화산활동과 밀접한 관련이 있으며, 생물발생은 주요 요인은 아니다. 특히 중국의 다창(Dachang) 주석-다금속 광상, 캐나다 설리번(Sullivan), 호주 브로큰힐(Broken Hill)의 대규모 황화물 광상과 같은 일부 광상에서는 규산질 암석에 있는 전기석 층류가 도망 기원의 특성을 가지고 있으며, 이는 생체 규산암에서는 사용할 수 없습니다. 또한 기존 데이터에 따르면 다양한 기원 유형의 규산질 암석의 화학적 조성이 서로 다릅니다. Table 4-6에서 알 수 있듯이 TiO2, Al2O3, K2O, Na2O, MgO의 함유율은 일반적으로 생체규산암에서 낮고, 화산활동이나 해저수열계와 관련된 규산암에서는 흔히 나타나며, 이러한 차이가 크다. 규산암의 기원을 식별하는 데 특히 유용합니다. 명확성을 위해 관련 정보가 그림 4-2 및 4-3에 표시되어 있습니다. Al2O3-TiO2의 투영도를 보면 생물 기원의 규산암과 화산 또는 해저 열 염수 기원의 규산암이 두 지역으로 명확하게 구분되어 있음을 알 수 있습니다. 동시에, 생물 기원의 규산질 암석 지역에서는 돌기 지점이 분산되어 있으며 Al2O3와 TiO2 사이에는 상관 관계가 없는 반면, 화산 및 해저 열 염수 기원 규산질 암석 지역에서는 돌기 지점이 존재합니다. 띠로 분포되어 있으며 Al2O3와 TiO2 사이에는 상관관계가 없으며 상관계수는 0.6390으로 양의 상관관계를 보이고 있다. 지구화학적 연구는 완전히 분해된 화학적 퇴적암에 대해 Al2O3와 TiO2 사이에 양의 상관관계가 있음을 보여줍니다(Han Fa et al., 1983). 그림 4-2에 드러난 패턴은 이 원리와 일치하며 규산암의 기원을 확인하는 또 다른 지구화학적 방법을 제공합니다. 악타쉬-살로이(Aktash-Saloi) 지역의 규산암 샘플 분석 결과를 그림 4-2에 투영하면 4개의 데이터 지점이 모두 화산 또는 열 염수 기원 규산암 지역에 속해 규산암이 기원암임을 알 수 있다. .뜨거운 소금물 활동과 관련이 있습니다. w(Al2O3)-w(K2O+Na2O) 다이어그램에서는 기원이 다른 두 규산암도 명확하게 두 영역으로 구분됩니다. 마찬가지로, 연구 지역에 있는 시료의 투영점도 화산이나 해저 열 염수에서 발생하는 규산암 지역에 속합니다(그림 4-3).

그림 4-2 서로 다른 기원의 규산암 내 w(TiO2)-w(Al2O3)의 관계도

그림 4-3 규산암 내 w(K2O+Na2O) 서로 다른 기원 )-w (Al2O3) 관계 다이어그램

표 4-6 서로 다른 기원의 규산질 암석의 화학적 조성(wB/%)

4 실리콘의 근원에 관하여

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실리콘의 원천을 탐구하기 위해 먼저 논의해야 할 핵심 질문은 해저 화산 활동이나 뜨거운 염수 시스템이 열수 퇴적암을 형성하기에 충분한 물질을 제공할 수 있는지 여부입니다. 특히 규산암은 열수 퇴적암 중에서 가장 풍부하고 널리 분포되어 있는 암석이기 때문에 이 시스템이 규산암을 형성하기에 충분한 SiO2를 제공할 수 있는지 여부가 핵심입니다.

또한, 20°C에서 비정질 SiO2는 일반 해수에서 화학적 침전에 의해 침전되기 전에 119.26×10-6에 도달해야 하지만 일반 해수에는 4×10-6 비정질 SiO2만 있습니다. 아래에서는 현대 지열 시스템과 해저 열 염수 시스템에 대한 일부 정보를 사용하여 이 문제를 간략하게 설명합니다.

티베트 히말라야의 현대 대륙 지열대에서는 화산 활동이 없지만 뜨거운 물 폭발과 간헐천이 매우 활동적입니다. 이 지역의 277개 시료에 대한 연구 결과에 따르면 SiO2는 온천수의 중요한 성분으로 평균 함유량이 주로 (32~100)×10-6이고, 100×10-6 이상이 17%를 차지합니다. 총 샘플 수 중 SiO2가 풍부한 온천에서는 뜨거운 물이 표면에 분사되면 SiO2가 겔 상태로 변하고 화학적 침전에 의해 퇴적되어 실리카 테라스와 실리카 마운드를 형성합니다. 실리콘 꽃무덤은 높이가 50m에 달하는 곳도 있고 계곡보다 400~500m 더 높은 곳도 있다. 이러한 SiO2 침전물은 종종 조밀한 블록 및 스트립 구조의 형태입니다(중국과학원 티베트 고원 종합 조사팀, 1981). 위의 데이터는 대륙 온천 시스템에서 나온 것이지만 적어도 온천 시스템이 실제로 다량의 SiO2를 제공하고 상당한 규모의 규산암을 형성할 수 있음을 보여줍니다. 현대의 해저 화산 활동과 열 염수 시스템에 대해 많은 양의 데이터가 축적되었습니다. Surtsey 화산 활동 지역 근처에서는 SiO2 농도가 갑자기 3배 증가했습니다(Stefansson, 1966). 남극 대륙, 수중 Si 및 Mn 농도는 각각 50700mg/L 및 2420mg/L에 도달했습니다(Elderfield, 1972). Banu Wuhu 해저 화산 분출구의 뜨거운 물에 함유된 SiO2 함량은 인근 해수보다 10배 더 높습니다. 철과 망간의 산화물 침전은 명백하다(Zelenow, 1964). 홍해 열수 시스템(A-II 심연)의 염수 내 SiO2 함량은 64.19×10-6으로 일반 해수의 16배이다(Emery, et al., 1969), 태평양의 21°N 온천 시스템에서, 염수에는 1291×10-6의 SiO2가 포함되어 있습니다(Rosenbauer, et al., 1983). 여기서 백색 연기실에서 배출되는 유체는 중정석과 비정질 SiO2입니다. 연구에 따르면 이러한 염수에서 형성된 화학 침전물에는 상당한 양의 비정질 SiO2가 포함되어 있는 것으로 나타났습니다. 예를 들어, 홍해의 "A-II" 심연의 퇴적물에서는 철 스멕타이트 상, 무정형 괴타이트 상, 황화물 상 및 하이드로망가나이트 상이 각각 24.4%, 8.7%, 24.7% 및 7.5%의 SiO2를 함유하고 있으며, 그 중에서 SiO2를 포함하는 것으로 확인된 유일한 광물은 철-몬모릴로나이트이므로 다른 모든 상에는 다량의 비정질 SiO2가 포함되어 있습니다(Bischoff, 1969). 또한 태평양의 21°N에 있는 "검은 연기 챔버"의 퇴적물에도 다량의 비정질 SiO2가 있습니다. 이러한 비정질 SiO2 중 일부는 황화물 표면에서 구형이고 일부는 황화물과 층층이 쌓인 얇은 층으로 생성됩니다. 황화물(Haymon, et al., 1981). 호주 북동부의 라우 분지에서 발견된 중정석-오팔 암석은 SiO2가 풍부한 현대 열수 퇴적물입니다. 해양 지질학 연구에 따르면 해저 온천 시스템은 항상 소규모의 국부적인 심해 유역에 위치한다는 사실이 밝혀졌습니다. 예를 들어 홍해의 "A-II" 심연은 길이가 14km, 너비가 5km, 깊이가 2170m입니다. 태평양 북위 21°에 있는 "검은 연기실"은 길이 6.2km, 폭 0.2~0.5km, 수심 2600m의 길고 좁은 분지에 분포되어 있습니다. 이는 해저로 배출되는 뜨거운 염수가 광활한 바다의 바닷물과 섞이지 않게 하여 다양한 화학적 퇴적물이 형성되는 것을 방지합니다. 사실, 이러한 지질 환경은 고대의 대규모 황화물 퇴적물의 형성 환경과 일치합니다.

많은 연구자들이 해저 화산 활동이나 열 염수 시스템이 해수 구성과 지질학적 역사의 진화에 미치는 영향에 큰 관심을 기울여 왔습니다. 표 4-7은 매년 해저로 방출되는 뜨거운 염수와 바다로 유입되는 강물에 의해 바다로 유입되는 특정 성분에 대한 데이터를 보여준다(Honnorez, 1983). 강을 통해 바다로 유입되는 소금물의 양과 주요 성분이 거의 동일하다는 것을 아는 것은 어렵지 않습니다. 그 중 소금물은 더 많은 Mn, Li 및 Rb를 바다로 가져옵니다.

현대 중앙해령 열 염수 대류 시스템에 기초한 계산에 따르면, 모든 해수는 500만년에서 1100년 사이에 해령 대류를 통해 순환할 수 있으며, 해저는 2억년 이내에 한 번 갱신될 수 있습니다. 따라서 쥐라기보다 오래된 암석은 없습니다. 해저에서 발견되었습니다. 이러한 데이터는 오늘날 지각 운동이 상대적으로 안정적이더라도 해수 열수 시스템이 해수 구성에 미치는 영향이 여전히 "세계를 나누는" 역할을 하고 있음을 보여줍니다. 지구 형성 초기에 해저 화산 활동이 더욱 심했다는 점을 고려하면 해저 열수 순환 시스템에 의해 바다로 유입된 물질은 훨씬 더 상당했습니다. 희토류 원소 지구화학에 대한 연구는 이에 대한 증거를 제공했습니다. 앞서 언급했듯이 시생대와 고생대에서 중원생대와 현생대에 이르기까지 철을 함유한 다양한 건물에서 Eu와 Ce의 변칙은 명백히 규칙적으로 변했습니다. 이러한 변화는 시생대와 고생대의 해저 열수분출구 시스템을 통해 다량의 강한 환원성 열유체가 해저로 쏟아졌음을 증명한다(Fryer et al., 1979). 이 열 유동에는 규산암이 침전되는 다량의 SiO2가 포함되어 있어야 합니다. 지질사상 규산암의 분포는 주로 선캠브리아기에 나타났다는 것을 이해하는 것은 어렵지 않다. 물론, 지질사의 발달과 함께 해저 화산 활동이 점차 약화되고 이에 따른 화학 퇴적물도 감소하여 현대 해양분지에서는 이러한 화학 퇴적물이 상당한 규모로 발견되지 않았다. 분명히 여기서는 '과거와 현재를 논한다'는 원리를 기계적으로 적용할 수는 없다. 이러한 이해를 바탕으로 Aktash-Saloi 금속 벨트의 지질 환경, 광석 함유 구조, 주요 광석 함유 암석의 암석학적 및 지구화학적 특성을 결합함으로써 우리는 이 지역의 규산암이 형성되었다고 믿습니다. 해저 열 염수 순환 시스템의 합성적 퇴적/속생에 의한 것입니다. 열수퇴적암이 주를 이루고 있는 지층에는 소량의 육지 진흙과 화산재 물질이 섞여 적층형 암석을 형성하고 있는데, 이는 비정상적인 현상이 아니라 객관적인 지질학적 과정의 필연적인 결과이다.

표 4-7 해저 열 염수와 강이 유입하는 해양 성분 비교(mol/a)