شاخص‏سازی پهنه دگرسانی پتاسیک در کانسار مس پورفیری ایجو با به‌کارگیری شیمی کانی‌های بیوتیت و کلریت

نویسندگان

1 دانشکده علوم‌زمین، دانشگاه شهید چمران اهواز، اهواز، ایران

2 بخش علوم‌زمین، دانشکده علوم، دانشگاه شیراز، شیراز، ایران

3 گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه زنجان، زنجان، ایران

چکیده

کانسار مس پورفیری ایجو در 72 کیلومتری شمال‌خاوری شهربابک، در بخش باختری کمربند دهج- ساردوییه در پهنه آتشفشانی– نفوذی سنوزوییک کرمان ‏واقع شده است. در این کانسار توده‏های آذرین درونی گرانیتوییدی میوسن با ترکیب غالب گرانیت، گرانودیوریت، تونالیت و کوارتز دیوریت، درون سنگ‏های آتشفشانی و توالی‏های آذرآواری ائوسن جایگیری کرده‌اند. دگرسانی‏های پتاسیک، پروپیلیتیک، پتاسیک- فیلیک، فیلیک و آرژیلیک از دگرسانی‏های همراه با توده‏های آذرین درونی ایجو هستند. با وجود این، بیشتر کانه‏زایی‌ هیپوژن این کانسار در پهنه دگرسانی پتاسیک این کانسار رخ داده است. هدفِ این پژوهش بررسی شیمی کانی‌های بیوتیتِ تعادل دوباره‌یافته برای شاخص‌سازی پهنه دگرسانی پتاسیک این کانسار در هنگام آغاز کانه‏‌زایی و نیز بررسی تغییرات زمین‏شیمیایی پس از کلریتی‏شدن بیوتیت است. برپایه شیمی بیوتیت‏های تعادل دوباره‌یافته، فوگاسیته اکسیژن در هنگام پیدایش پهنه دگرسانی پتاسیک ایجو بالا و بیشتر در محدوده بافری هماتیت- مگنتیت (HM) بوده است. همچنین، میانگین دمای پهنه دگرسانی پتاسیک هنگام کانه‏‌زایی سولفیدی 98/399 درجه سانتیگراد است. افزون‌بر این، تغییرات مقدارهای Log (fH2O/fHF) و Log (fH2O/fHCl) نشان‏دهنده نبود سیال هموژن در هنگام پیدایش پهنه دگرسانی پتاسیک این کانسار است. کلریت‏های ثانویه که جانشین بیوتیت در پهنه دگرسانی پتاسیک کانسار ایجو شده‌اند، ترکیب کلینوکلر دارند. دمای کلریتی‏شدن از مقدار کمینه 48/325 تا بیشینه 51/373 درجه سانتیگراد است. فرایند کلریتی‏شدن بیوتیت‏های تعادل دوباره‌یافته در پهنه دگرسانی پتاسیک، به‌علت پیدایش کانی‏های پتاسیم‌فلدسپار، افزایش میزان منیزیم و نیز کاهش شدید میزان K2O و SiO2 را در پی داشته‌ است. در کل، به‌نظر می‏رسد دماهای بالا، به‌همراه غالب‌ماندن فوگاسیته اکسیژن بالا از علت‌های کانه‏‌زایی کم سولفیدی و در پی آن، سرشت نیمه‌اقتصادی این کانسار به‌شمار می‌رود.

کلیدواژه‌ها

موضوعات


عنوان مقاله [English]

Characterization of potassic alteration in the Iju porphyry copper deposit using mineral chemistry of biotite and chlorite

نویسندگان [English]

  • Alireza Zarasvandi 1
  • Mohsen Rezaei 1
  • Houshang Pourkaseb 1
  • Sina Asadi 2
  • Amir Mortaza Azimzadeh 3
1 Department of Geology, Faculty of Earth Science, Shahid Chamran University of Ahvaz, Ahvaz, Iran
2 Department of Earth Sciences, Faculty of Sciences, Shiraz University, Shiraz, Iran
3 Department of Geology, Faculty of Science, University of Zanjan, Iran
چکیده [English]

The Iju porphyry copper deposit is located 72 km NE of Shahr-e- Babak in the western part of the Dehaj - Sardueih zone in the Kerman Cenozoic volcano - plutonic belt. In this deposit, the Miocene granitoids with dominant composition of granite, granodiorite, tonalite and quartz diorite were intruded in the Eocene volcanic and pyroclastic sequences. The potassic, propylitic, potassic-phyllic, phyllic and argillic facies are the main hydrothermal alterations in the Iju intrusive masses. Nevertheless, the hypogene mineralization is manly occurred in the potassic alteration. The aim of present work is the investigation of reequilibrated biotite and chlorite chemistry to characterize the potassic alteration in the onset of mineralization. Also, the chlorite data is used for assessing the geochemical changes owing to chloritization of biotite. Based on reequilibrated biotites, it is proved that oxygen fugacity during the potassic alteration was high so that mostly belongs to the hematite- magnetite buffering district. Moreover, the temperature in the onset of sulphide mineralization has an average of 399.85 °C. According to variations in Log (fH2O/fHF) and Log (fH2O/fHCl) values, it seems that non-homogenous hydrothermal fluids were contributed in the formation of potassic alteration in the Iju deposit. Secondary chlorites that replaced biotite have clinochlore composition and chloritization occurred around 325.48 to 373.51 °C. The chloritization process lead to Mg increasing as well as significant K2O and SiO2 decreasing contents due to the formation of K-feldspar minerals. Overall, it seems that high temperatures and the prevailing of high oxygen fugacity could be considered as one of main reasons for the low sulphide mineralization and the sub-economic nature of the Iju porphyry deposit.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Biotite
  • Chlorite
  • Iju porphyry copper deposit
  • Dehaj - Sardueih
  • Kerman

مقدمه

سیستم‏های پورفیری مس ± طلا ± مولیبدن عموماً در پی جایگیری کم ژرفای ( 5- 10 کیلومتر) ماگماهای وابسته به پهنه‏های فرورانش (و یا مراحل پایانی فرورانش- برخورد) و در ادامه آن خروج سیال‌ها از ماگمای در حال‌ تبلور پدید می‏آیند (Richards, 2011). توانایی یک سیستم پورفیری برای کانه‏زایی به شرایطی مانند: (1) پیشینة ماگمایی و تکامل سنگ‌زایی ماگمای مادر پورفیری (Wang et al., 2014)، (2) ترکیب سیال خروجی هنگام سرد‏شدن و تکامل سیال کانه‏دار (Audetat et al., 2008) و (3) نرخ فرسایش منطقه و سرد‏شدن سیستم پورفیری بستگی دارد (McInnes et al., 2003). گفتنی است نبود این شرایط بهینه، رخداد کانه‏زایی ضعیف و یا به گفته دیگر، پیدایش سیستم پورفیری نیمه‌اقتصادی و یا عقیم را در پی دارد. پهنه ماگمایی ارومیه- دختر در ایران از پهنه‌های مهمِ کانه‏زایی مس پورفیری در جهان به‏‌شمار می‏‌رود؛ به‌گونه‌ای‌که رخنمون گسترده‏ای از کانسار‏های اقتصادی و نیمه‏اقتصادی مس پورفیری در این پهنه گزارش شده است (Zarasvandi et al., 2015a). در پهنه ماگمایی ارومیه- دختر، پورفیری‏ها به دو دسته کلیِ پیش از برخورد و برخوردی رده‏بندی شده‏اند. همه پورفیری‏های در ارتباط با گرانیتوییدهای ائوسن-الیگوسن را پیش از برخورد و گرانیتویید‏های میوسن که در هنگام مراحل پایانی فرورانش- برخورد پدید آمده‏اند را برخوردی می‏نامند (Shafiei et al., 2009). به‌تازگی، بررسی‌های Asadi و همکاران (2014) نشان داده پورفیری‏های کانه‏دار مهم پهنه ارومیه- دختر مربوط به مراحل پایانی فرورانش-برخورد هستند و خاستگاه ماگمای مادر آنها ذوب‌بخشی پوسته پایینی جوان‌شده (Juvenile lower crust) است. آغاز فرایند‏های آذرین وابسته به فرورانش نئوتتیس در پهنه ارومیه- دختر را 50 میلیون سال پیش (آغاز ائوسن) می‌دانند (مانند: Boomeri et al., 2010)؛ اما بیشتر گرانیتویید‏های سازندة کانه‏زایی مس پورفیری در پهنه ماگمایی ارومیه- دختر در بازه زمانی میوسن جایگیری کرده‌‏اند. برپایه بررسی‌های پیشین، در چنین شرایطی و در پی فرایندهای زمین‌ساختی فشارشی پدیدآمده از برخورد با صفحه عربی، سرشت بخش‏های زیرین پوسته (که نزدیک به 30 میلیون سال پس از آغاز فرایند‏های آذرین در پهنه ارومیه- دختر متاثر از ماگماتیسم کمان ماگمایی بوده است) با آمفیبولیت و اکلوژیتِ گارنت‏دار جایگزین شده است. این بخش از پوسته، بخش فراوانی از میزان مس و کلر خود را در پی فرایند ماگمایی کمان ماگمایی (تا پیش از میوسن) به‌دست آورده (Zarasvandi et al., 2015b) و در پایان بالاآمدن و جایگیری کم ژرفایِ ماگمای پدیدآمده از ذوب‌بخشی این بخش از پوسته، کانسار‏های مس پورفیری به سن میوسن را در پهنه ارومیه دختر پدید آورده است.

بیوتیت‏‏های ماگمایی و گرمابی، کانی رایج همراه با سیستم‏های ماگمایی و گرمابی گرانیتویید‏های پورفیری مس دار هستند. ترکیب شیمیایی آنها به شرایط فیزیکوشیمیایی محیط (مانند: میزان آب، هالوژن، دما، فوگاسیته اکسیژن و گوگرد) بستگی دارد (Boomeri et al., 2010). همچنین، گفتنی است سرد‏شدن سیستم پورفیری در پی کاهش اکتیویته K2SO4، پایداری بیوتیت را از میان می‌برد و کلریت را جایگزین آن می‌کند Maydagan et al., 2016). در مقایسه با پورفیری‏های مهم پهنه ارومیه- دختر (مانند: سرچشمه با عیار میانگین 13/1 درصد مس و 03/0 درصد مولیبدن (Boomeri et al., 2010) و نیز پورفیری میدوک با عیار میانگین 86/0 درصد مس و 007/0 مولیبدن (Boomeri et al., 2009)) کانسار ایجو میزان عیار بسیار کمتری دارد (عیار31 /0 درصد مس؛ Aghazadeh و همکاران، 2015). درکل،‌ از مهم‌ترین پرسش‌های بجامانده دربارة پورفیری‏های میوسن پهنه ماگمایی ارومیه-دختر، رخداد درجه‌های گوناگونِ کانه‏زایی در این کانسارهاست. از آنجایی‌که برپایه پیشنهاد Richards (2011)، بخش بزرگی از کانه‏زایی سولفیدی هیپوژن در سیستم‏های پورفیری در پایان دگرسانی پتاسیک (درست پیش از آغاز دگرسانی فیلیک) رخ می‏دهد، در این پژوهش تلاش شده از کانسارهای کم‌عیار نیمه‌اقتصادی، با به‌کارگیری شیمی کانی‏های بیوتیت تعادل دوباره‌یافته در پهنه دگرسانی پتاسیک، این پهنه دگرسانی در کانسار مس پورفیری ایجو شاخص‌سازی شود. افزون‌بر این، با به‌کارگیری شیمی کلریت، تغییرات زمین‌شیمیایی هنگام جانشینی بیوتیت با کلریت در پهنه دگرسانی پتاسیک این کانسار نیز ارزیابی می‌شود.

 

زمین‌شناسی

کانسار مس پورفیری ایجو در 72 کیلومتری شمال‌خاوری شهربابک، در بخش باختری کمربند دهج- ساردوییه از پهنه آتشفشانی- ماگمایی سنوزوییک کرمان واقع شده است (شکل 1). برپایه داده‏های سن‌سنجی زیرکن برای توده‏های گرانیتی ایجو، جایگیری توده‌های آذرین درونی در این کانسار در 50/0 ± 27/9 میلیون سال پیش رخ داده است (Mirnejad et al., 2013). گفتنی است سن جایگیری توده‌‏های آذرین ایجو کمابیش همزمان با جایگیری پورفیری‏های دیگری است که مربوط به مراحل پایانی فرورانش- برخورد پهنه ارومیه– دختر (مانند: سرچشمه و میدوک) هستند (Mirnejad et al., 2013; Asadi et al., 2014).

سنگ‏های آتشفشانی و توالی‏های آذرآواری ائوسن کهن‏ترین سنگ‌های رخنمون‏یافته در محدوده کانسار ایجو هستند (Mirnejad et al., 2015). ترکیب بیشتر این سنگ‏ها برش‏های آندزیتی، برش‏های توفی، توف، آگلومرا همراه با رخنمون کوچکی از سنگ‏های آندزیت- بازالتی و آندزیتی در میان توالی‏های آذرآواری است. سنگ‏های پورفیری در محدوده کانسار ایجو عموماً پس از کانه‏زایی با دایک‏های فراوانی (با ترکیب غالب دیوریت و کوارتزدیوریت) قطع شده‏اند. برپایه ویژگی‌های صحرایی و سنگ‏نگاری، محدوده ایجو دربردارندة توده جداگانة تونالیتی و توده‏های‏ ناپیوسته با دامنه ترکیبی گرانیت، گرانودیوریت و کوارتز دیوریت است. بخش تونالیتی بیشتر از درشت بلورهای پلاژیوکلاز (25 درصد حجمی)، بیوتیت (10 درصد حجمی) و هورنبلند (10 درصد حجمی) به‌همراه زمینه‌ای از کوارتز، مقدار ناچیزی ارتوکلاز، سریسیت و اپیدوت ساخته شده است. بخش‏های با ترکیب گرانیت، گرانودیوریت، و کوارتزدیوریت بیشتر فاز‏های کانیایی کوارتز، پلاژیوکلاز، پتاسیم‌فلدسپار با رخداد مسکوویت، آپاتیت، زیرکن و اسفن دارند. در این میان نمونه‏های کوارتز دیوریتی از پلاژیوکلاز (60-70 درصد حجمی)، کوارتز (10-15 درصد حجمی)، هورنبلند (5-10 درصد حجمی) و بیوتیت (3 -5 درصد حجمی) هستند (Zarasvandi et al., 2015). دگرسانی در کانسار ایجو، پتاسیک، پروپیلیتیک، پتاسیک- فیلیک، فیلیک و آرژیلیک است (شکل 2- A).


 

 

 

شکل 1- A) کمربند کوهزایی و فلززایی زاگرس با سه روند زمین‌ساختی: پهنه ماگمایی ارومیه- دختر، پهنه دگرگونی سنندج- سیرجان و پهنه چین‏خورده- رانده زاگرس (با تغییراتی پس از: Ghasemi و Talbot، 2006)؛ B) کمربند ماگمایی سنوزوییک کرمان (با تغییراتی پس از Shafiei و همکاران، 2009)

 

 

شکل 2- A) تصویر صحرایی کانسار مس پورفیری ایجو (شمال‌خاوری شهربابک). بخش روشن جلوی تصویر نشان‌دهندة دگرسانی فیلیک و بخش تیره در پس‌زمینه نشان‌دهندة گسترش دگرسانی پروپیلیتیک است؛ B) بیوتیت‏های گرمابی بی‌شکل مشخص و پراکنده که گاه به‌صورت بخشی جانشین پلاژیوکلاز شده‏اند؛ C) بیوتیت ماگمایی با شکل منظم و رخ آشکار در پهنه دگرسانی پتاسیک کانسار ایجو؛ D) کلریتی‏شدن بیوتیت ماگمایی در پهنه دگرسانی پتاسیک؛ E) بیوتیت تعادل دوباره‌یافته که در پی جانشینی کامل بیوتیت ماگمایی با بیوتیت گرمابی پدید آمده است؛ F) تصویر BSE از مگنتیت دانه‌ریز پراکنده در زمینه دگرسانی پتاسیک کانسار مس پورفیری ایجو


 

 

گفتنی است در این کانسار دگرسانی پتاسیک با گسترش کم، بیشترین میزان کانه‏زایی مس را در خود جای داده است. کانه‏‌زایی در پهنه دگرسانی پتاسیک عموماً به‏‌صورت دانه‏های پراکنده پیریت و کالکوپیریت و یا به‏‌صورت رگچه‏های کوارتزی با پیریت و کالکوپیریت است. در پهنه دگرسانی پتاسیک به‌گونة شاخص، بیوتیت‏های گرمابی بی‌شکل مشخص و به‏‌صورت پراکنده گاه جانشین کانی‏های هورنبلند و پلاژیوکلاز شده‌اند (شکل 2- (B. بیوتیت‏های ماگمایی نیز با شکل مشخص لوحه‏ای و با رخ آشکار گاه به‌صورت اندک دیده می‌شوند (شکل 2- C). همچنین، اندکی مگنتیت تنها به‏‌صورت پراکنده در زمینه دیده می‌شود (شکل 2- F). رخداد بیوتیت تعادل دوباره‌یافته که در پی جانشینی بیوتیت‏های ماگماییِ نخستین با بیوتیت‏های گرمابی پدید آمده‌اند، از سیماهای رایج پهنه دگرسانی پتاسیک این کانسار است (شکل 2- E). همچنین، در نمونه‏های دگرسانی پتاسیک این کانسار، جانشینی بیوتیت‏هایِ نخستین، گرمابی و تعادل دوباره‌یافته با کلریت به فراوانی دیده می‏شوند (شکل 2- D). کلریتی‏شدن عموماً به‏‌صورت قالب‏های دروغین (Pseudomorph) در بلورهای بیوتیت ماگمایی و تعادل دوباره‌یافته دیده می‏شود. اگرچه از دیدگاه مکانی، دگرسانی پتاسیک این کانسار عموماً همراه با دگرسانی فیلیک است، اما گسترش دگرسانی فیلیک در بخش خاوری این کانسار، به‌ویژه در بخش‏های کوارتزدیوریتی، بیشتر است.

پهنه دگرسانی فیلیک به‌گونة شاخص از کوارتز، سریسیت و بلورهای پراکنده پیریت ساخته شده است (جدول 1). گفتنی است گاه مرز میان دگرسانی پتاسیک و فیلیک تدریجی است. در بخش باختری و جنوب باختری این کانسار، دگرسانی پروپیلیتیک از دگرسانی‏های دیگر (با ترکیب بیشتر کلسیت، کلریت و سریسیت) گستردگی بیشتری دارد (Mirnejad et 2013). در این کانسار کانی‏های رسی، سریسیت و کلریت نشان‌دهندة دگرسانی آرژیلیک با گسترش اندک هستند. همچنین، در این کانسار پهنه اکسیدی گستردگی چندانی نیافته و به‌ترتیب کاهش فراوانی کانی‏ها، شامل هماتیت، جاروسیت، گوتیت، مالاکیت، آزوریت است.

 

 

جدول 1- روابط پاراژنزی میان کانی‏های نخستین و گرمابی در سنگ‏های دگرسان‌نشده و دگرسانی‏های گوناگون کانسار مس پورفیری ایجو (شمال‌خاوری شهربابک)

Mineral

Host rock

Potassic

Phyllic

Propylitic

Argillic

Chalcopyrite

   

 

   

Pyrite

       

 

Magnetite

 

 

 

 

 

Hematite

 

 

 

 

 

Quartz

 

 

 

 

 

Biotite

 

 

 

 

 

Chlorite

     

 

 

K-feldspar

 

 

 

 

 

Plagioclase

   

 

 

 

Sericite

 

 

 

 

 

Calcite

 

 

 

 

 

Kaolinite

 

     

 

 


 


روش انجام پژوهش

در این بررسی برای شاخص‏‏سازی پهنه دگرسانی پتاسیک در کانسار ایجو، نمونه‏های مغزه‏های حفاری از پهنه دگرسانی پتاسیک این کانسار برگزیده شدند. سپس اندازه‏گیری ترکیب شیمیایی بیوتیت و کلریت با دستگاه ریزکاو الکترونی (EMPA) در آزمایشگاه دانشگاه Montanuniversität Leoben شهر لئوبن کشور اتریش انجام شد (جدول‌های 2 و 3).

 

 

جدول 2- ترکیب شیمیایی بیوتیت‏های بررسی‏شده در پهنه دگرسانی پتاسیک کانسار مس پورفیری ایجو (شمال‌خاوری شهربابک)

Sample No.

s-2-55

s-2-58

s-2-59

s-2-60

s-2-61

s-2-54

SiO2

37.98

39.15

38.96

38.72

38.95

38.34

TiO2

4.35

4.28

4.19

4.63

4.40

4.20

Al2O3

14.30

14.35

14.56

14.56

14.21

14.3

FeO

13.75

14.54

13.64

13.91

14.11

13.67

MnO

0.11

0.11

0.09

0.11

0.1

0.12

MgO

16.27

16.32

16.00

16.35

15.96

15.93

CaO

0.07

0.00

0.00

0.00

0.05

0.03

Na2O

0.32

0.32

0.11

0.32

0.32

0.35

K2O

9.32

9.19

9.99

9.29

9.02

9.09

BaO

1.19

1.41

0.71

1.47

1.16

1.38

F

1.28

0.65

1.85

2.95

1.37

1.41

Cl

0.27

0.23

0.25

0.21

0.24

0.23

Si

2.78

2.81

2.82

2.78

2.82

2.81

AlIV

1.22

1.19

1.18

1.22

1.18

1.19

AlVI

0.01

0.02

0.06

0.02

0.03

0.04

Ti

0.24

0.23

0.23

0.25

0.24

0.23

Fe3+

0.33

0.31

0.22

0.33

0.29

0.26

Fe2+

0.51

0.56

0.61

0.50

0.56

0.58

Mn

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

Mg

1.77

1.74

1.73

1.75

1.72

1.74

Na

0.05

0.04

0.02

0.05

0.05

0.05

OH

1.67

1.83

1.55

1.30

1.66

1.65

F

0.30

0.15

0.42

0.67

0.31

0.33

Cl

0.03

0.03

0.03

0.03

0.03

0.03

Xph

0.578

0.56

0.56

0.568

0.557

0.567

Xan

0.167

0.179

0.198

0.163

0.182

0.189

Xpdo

0.172

0.178

0.147

0.181

0.17

0.153

XMg

0.578

0.56

0.56

0.568

0.557

0.567

XFe

0.324

0.338

0.339

0.327

0.34

0.335

X(F)

0.148

0.074

0.212

0.335

0.157

0.163

X(Cl)

0.017

0.014

0.015

0.013

0.015

0.014

Fe/(Fe+Mg)

0.322

0.333

0.324

0.323

0.332

0.325

IV(F/Cl)

6.195

6.366

5.946

5.691

6.052

6.049

logXCl/XOH

-1.698

-1.815

-1.703

-1.707

-1.75

-1.761

logXF/XOH

-0.751

-1.092

-0.562

-0.288

-0.722

-0.702

logXF/XCl

0.947

0.722

1.14

1.419

1.028

1.059

logf(H2O)f(HF)fluid

4.352

4.672

4.142

3.877

4.299

4.29

logf(H2O)/f(HCl)fluid

3.927

4.033

3.921

3.93

3.966

3.983

logf(HF)/f(HCl)fluid

-1.096

-1.289

-1.122

-0.606

-0.979

-0.965

Temperature (Beane, 1974)

423.788

402.179

402.484

411.254

398.925

410.157

جدول 2- ادامه

Sample No.

s-2-52

s-2-53

s-2-37

s-2-35

s-2-29

S2-11

SiO2

37.67

38.73

39.93

38.59

35.61

37.69

TiO2

4.58

4.01

1.32

1.63

1.45

1.19

Al2O3

14.54

17.84

16.83

16.04

15.09

17.39

FeO

16.02

11.83

13.7

14.01

12.85

14.21

MnO

0.11

0.08

0.11

0.08

0.13

0.08

MgO

15.57

13.4

17.37

16.27

14.53

18.08

CaO

0.1

0.05

0.29

0.35

0.25

0.55

Na2O

0.31

0.27

0.03

0.05

0.03

0.05

K2O

7.9

7.75

5.66

6.44

6.6

4.56

BaO

1.23

1.03

0

0.18

0.24

0.08

F

1.13

1.35

0

0.09

0.32

0

Cl

0.18

0.2

0.09

0.09

0.09

0.08

Si

2.752

2.828

2.871

2.856

2.855

2.757

AlIV

1.248

1.172

1.129

1.144

1.145

1.243

AlVI

0.004

0.364

0.297

0.255

0.281

0.256

Ti

0.252

0.22

0.071

0.091

0.087

0.065

Fe3+

0.566

0.029

0.396

0.311

0.189

0.696

Fe2+

0.413

0.694

0.428

0.556

0.673

0.173

Mn

0.007

0.005

0.007

0.005

0.009

0.005

Mg

1.696

1.459

1.862

1.795

1.737

1.971

Na

0.044

0.038

0.004

0.007

0.005

0.007

OH

1.716

1.663

1.989

1.968

1.907

1.99

F

0.261

0.312

0

0.021

0.081

0

Cl

0.022

0.025

0.011

0.011

0.012

0.01

Xph

0.543

0.486

0.558

0.554

0.563

0.588

Xan

0.132

0.231

0.128

0.172

0.218

0.052

Xpdo

0.241

0.086

0.201

0.166

0.096

0.263

XMg

0.543

0.486

0.558

0.554

0.563

0.588

XFe

0.367

0.427

0.376

0.385

0.397

0.363

X(F)

0.131

0.156

0.001

0.011

0.041

0.001

X(Cl)

0.011

0.012

0.005

0.006

0.006

0.005

Fe/(Fe+Mg)

0.366

0.331

0.307

0.326

0.332

0.306

IV(F/Cl)

5.961

5.728

8.106

6.784

6.26

8.148

logXCl/XOH

-1.887

-1.827

-2.258

-2.241

-2.193

-2.302

logXF/XOH

-0.818

-0.727

-3.298

-1.97

-1.371

-3.299

logXF/XCl

1.069

1.1

-1.04

0.271

0.822

-0.996

logf(H2O)f(HF)fluid

4.378

4.221

7.841

6.507

5.921

7.773

logf(H2O)/f(HCl)fluid

4.095

4.002

4.946

4.926

4.885

4.957

logf(HF)/f(HCl)fluid

-0.913

-0.783

-3.741

-2.421

-1.891

 

Temperature (Beane, 1974)

383.761

328.92

400.169

395.733

406.198

436.252

 


جدول 3- ترکیب شیمیایی کلریت‏های ثانویه جانشین‏شده به‌جای بیوتیت در پهنه دگرسانی پتاسیک کانسار مس پورفیری ایجو (شمال‌خاوری شهربابک)

Sample No.

IJU-19chl1

IJU-19chl2

IJU-19chl3

IJU-19chl4

IJU-19chl5

IJU-19chl6

SiO2

27.24

28.47

27.53

28.42

27.69

28.02

TiO2

0.06

0.12

0.09

0.12

0.12

0.09

Al2O3

23.44

22.36

22.78

22.09

22.87

23.01

FeO

14.30

15.05

14.72

14.02

14.22

14.39

MnO

0.10

0.11

0.10

0.07

0.12

0.13

MgO

22.35

21.36

22.23

22.27

21.89

22.77

CaO

0.03

0.10

0.07

0.01

0.04

0.07

Na2O

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

0.01

K2O

0.00

0.56

0.01

0.28

0.19

0.05

BaO

0.02

0.00

0.00

0.00

0.07

0.00

F

0.60

0.00

0.77

0.33

0.00

0.00

Cl

0.02

0.03

0.02

0.02

0.01

0.01

Si

5.29

5.59

5.33

5.56

5.48

5.46

AlIV

2.70

2.40

2.66

2.44

2.51

2.53

AlVI

2.72

2.80

2.62

2.69

2.84

2.77

Ti

0.01

0.02

0.01

0.02

0.02

0.01

Fe3+

0.27

0.18

0.31

0.27

0.18

0.14

Fe2+

2.06

2.29

2.08

2.03

2.17

2.20

Mn

0.02

0.02

0.01

0.01

0.02

0.02

Mg

6.47

6.25

6.42

6.49

6.46

6.62

Ca

0.01

0.02

0.01

0.00

0.01

0.01

Na

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

0.01

K

0.00

0.28

0.00

0.13

0.10

0.02

Ba

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

F

0.73

0.00

0.94

0.41

0.00

0.00

Cl

0.01

0.02

0.01

0.01

0.01

0.01

OH*

15.24

15.98

15.04

15.57

15.99

15.99

Total

35.56

35.86

35.48

35.66

35.81

35.82

Fe/Fe+Mg

0.26

0.283

0.27

0.26

0.26

0.26

T (°C) (Cathelineau, 1988)

373.51

325.4

366.3

331.4

343.3

345.7

 


در این آزمایشگاه، پس از آماده‏‏سازی نمونه‏های دوبر صیقل، شمار 4 نمونة برگزیده پوشش کربن‌ داده شدند. ترکیب شیمیایی کلریت (شمار 6 نقطه) و بیوتیت (شمار 12 نقطه) با دستگاه EMPA مدل JEOL JXA 8200 اندازه‌گیری شد. برپایه اهداف این پژوهش، بیوتیت‏های تعادل دوباره‌یافته برگزیده شدند. همه نمونه‏های بیوتیت تجزیه‌شده در ارتباط با کانه‏زایی سولفیدی هستند. تجزیه‌ها در ولتاژ شتاب‌دهنده 15 kv و نیز جریان 10 نانوآمپر انجام شدند. در انجام تجزیه شیمیایی، باریکه لیزر با قطر 1 میکرومتر به‌کار برده شد و زمان شمارش نیز از 20 تا 100 ثانیه بود. برای اندازه‏گیری ترکیب شیمیایی عنصرهای Mg، Mn، Al، Ti، F، Fe، Cl، Ba و Si در نقطه‌های تجزیه‌شده، از استاندارد‏های آدولاریا، آتاکامیت، رودونیت، تیتانیت، فلوئوریت، لابرادوریت، ولاستونیت و الیوین بهره گرفته شد. آستانه آشکارسازی (برپایه درصد وزنی) با نرم‌افزار خودِ دستگاه اندازه‌گیری شد. آستانه آشکارسازی برای عنصر F برابر 25/0، Na برابر 02/0، 01/0 برای Mg، Al، Si، Ca، K و Cl، همچنین، Fe، Ti و Mn برابر 03/0 درصد وزنی است.

 

داده‌های زمین‌شیمیایی

بیوتیت

داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیه بیوتیت‏های تعادل دوباره‌یافته در پهنه دگرسانی پتاسیک کانسار ایجو در جدول 2 آورده شده‌اند. فرمول ساختاری بیوتیت برپایه 22 اتم اکسیژن به‌دست‌ آمده است (جدول 2). روی نمودار (Mg-Li) در برابر (Fetot + Mn + Ti- AlVI) که برای رده‏بندی میکاها برپایه ترکیب شیمیایی و میزان پرشدن جایگاه اکتاهدری پیشنهاد شده است (Tischendorf et al., 1997)، همه بیوتیت‏های تجزیه‏شده در بخش Mg biotite جای می‏گیرند (شکل3- A). افزون‏‌بر این، برپایه رده‏بندی انجمن بین‌المللی کانی‏شناسی (International Mineralogical Association)، ترکیب شیمیایی بیوتیت‏های بررسی‏شده میان ایستونیت [KMg2AlAl2Si2O10(OH)2]، آنیت [KFe2+3AlSi3O10(OH)2]، فلوگوپیت [KMg3AlSi3O10(OH)2] و سیدروفیلیت [KFe2+AlAl2Si2O10(OH)2] است (شکل 3- B).

 

 

 

شکل 3-A) نمودار Mg-Li در برابر Fetotal+Mn+Ti-AlVI برای رده‏بندی میکاها (برگرفته از: Tischendorf و همکاران، 1997)؛ B) نمودار Fe/(Fe+Mg) در برابر AlIV برای نمونه‏های بیوتیت در پهنه دگرسانی پتاسیک کانسار ایجو (شمال‌خاوری شهربابک)

 

 

همان‏گونه‏‌‏‌که در شکل 4- A دیده می‌شود، Nachit و همکاران (2005) نمودار سه‏تایی MgO-10*(TiO2)-(FeO+MnO) را برای شناسایی بیوتیت‏های نخستین ماگمایی، بیوتیت‏های تعادل دوباره‌یافته و بیوتیت‏های ثانویه گوناگون پیشنهاد کرده‌اند. در این نمودار، نمونه‏های پهنه دگرسانی پتاسیک کانسار ایجو از مرز میان بیوتیت‏های نخستین ماگمایی و بیوتیت‏های تعادل دوباره‌یافته تا محدوده بیوتیت‏های تعادل دوباره‌یافته پراکنده‌اند. این نکته نشان می‏دهد بیوتیت‏های بررسی‏شده در تعادل با سیال‌های گرمابی و هنگام پیدایش پهنه دگرسانی پتاسیک کانسار ایجو پدید آمده‏اند ( Boomeri et al., 2009) (شکل 4- A). در شکل 4- B، همبستگی منفی چشمگیر میان میزان جدایش مولی آهن XFe و جدایش مولی منیزیم XMg دیده می‏شود. برپایه پیشنهاد Wones و Eugster (1965)، بیوتیت تواند روند غنی‏شدگی منیزیم و یا در برابر غنی‏شدگی آهن را نشان می‌دهد. این پدیده به فوگاسیته اکسیژن محیط وابسته است. درکل، میزان XMg در بیوتیت با افزایش فوگاسیته اکسیژن ماگما و یا سیال‌ها افزایش پیدا می‏کند (Parsapoor et al., 2015)؛ زیرا افزایش فوگاسیته اکسیژن و در پی آن، افزایش نسبت Fe3+/Fe2+، شرایط برتری Mg2+ در جایگیری در ساختار بیوتیت در برابر Fe2+ را پدید می‌آورد. این جانشینی ترجیحی هنگام فوگاسیته اکسیژن بالا رخ می‌دهد و با روند همبستگی منفی میان میزان جدایش مولی آهن XFe و جدایش مولی منیزیم XMg در بیوتیت‏های بررسی‏شده نمایش داده شده است (شکل 4- B).

 

 

 

شکل 4- بیوتیت‏های پهنه دگرسانی پتاسیک کانسار مس پورفیری ایجو (شمال‌خاوری شهربابک) در: A) نمودار سه‏تایی MgO- 10*(TiO2)- (FeO + MnO (برگرفته از: Nachit و همکاران، 2005)؛ B) همبستگی منفی میان جدایش مولی آهن و منیزیم

 

 

در کل، برای دماسنجی بیوتیت ماگمایی و گرمابی در سیستم‏های پورفیری دو روش به‌کار گرفته شده است: روش پیشنهادیِ Henry و همکاران (2005) و روش پیشنهادیِ Beane (1974). روش Henry و همکاران (2005) نخست، برای متاپلیت‏های پرآلومین که ایلمنیت و یا روتیل دارند و در فشار 4- 6 کیلوبار تعادل یافته‏اند به‏کار می‌رود. در کل، می‏توان گفت دماسنجی در این روش برپایه نمودار‏های تجربی بر‏گرفته از میزان Ti در بیوتیت است. محدوده کالیبراسیونی این روش برابر XMg=  000/1 - 275/0، (a.p.f.u) 60/0- 04/0 Ti=، C°800-480 T= و فشار 400-600 مگاپاسکال است (Henry et al., 2005). روش Beane (1974) نخستین‌بار برپایه ترکیب شیمیایی بیوتیت‏های گرمابی در پهنه دگرسانی پتاسیک پورفیری‏های آمریکای شمالی پیشنهاد شده است. این روش برپایه جانشینی Mg2+- Fe2+- Fe3+ در ساختار بیوتیت، در حضور کانی‏های رایج پهنه دگرسانی پتاسیک (مانند: مگنتیت و پتاسیم‌فلدسپار) است. دربارة روشHenry و همکاران (2005)، گفتنی است محدوده کالیبراسیونی فشار که برابر با 400 تا 600 مگاپاسکال (برابر 4000 تا 6000 بار) است، بسیار بیشتر از محدوده فشاری پیدایش پهنه پتاسیک کانسار‏های پورفیری است (Richards, 2011). همچنین، کانی‏های روتیل و ایلمنیت کانی‏های رایج همراه با بیوتیت‏های پهنه پتاسیک کانسار ایجو نیستند. با این تفسیرها برای دما‏سنجی پهنه دگرسانی پتاسیک کانسار ایجو از روش Beane (1974) بهره گرفته شد. داده‌های به‌دست‌آمده از دماسنجی بیوتیت در جدول 2 آورده شده‌اند. همان‏گونه‏‌ای‏‌که در جدول 2 دیده می‌شود میانگین دمای پهنه دگرسانی پتاسیک کانسار ایجو 98/399 درجه سانتیگراد است.

 

محتوای هالوژنی بیوتیت

در سیستم‏های ماگمایی- گرمابی، هالوژن‏های فلوئور و کلر به علت نقش مهم در انتقال فلز‌ها بسیار مهم هستند. در ساختار بیوتیت به علت شعاع یونی نزدیک فلوئور Å) 33/1( به شعاع یونی ) OH- Å 37 /1-32/1(، این عنصر در برابر عنصر کلر )با شعاع یونی Å 81/1( به‌آسانی جانشین OH- می‏شود (Teiber et al., 2015). شواهد جانشینی ترجیحی فلوئور به‌جای OH- در ساختار بیوتیت در شکل 5 نمایش داده شده است. در این شکل، روند همبستگی منفی بسیار چشمگیر میان محتوای فلوئور و میزان هیدروکسیل در بیوتیت‏های تعادل دوباره‌یافته ایجو نشان‏دهنده سازگاری بیشتر فلوئور در ساختار بیوتیت است (شکل 5)؛ اما همبستگی چشمگیری میان محتوای کلر و یون هیدروکسیل دیده نمی‌شود. همان‏‌گونه‏‌‏‌که در جدول 2 دیده می‌شود، میزان XF در نمونه‏های بیوتیت بررسی‏شده با میانگین 119/0، از مقدار کمینة 001/0 تا مقدار بیشینة 335/0 است. افزون‏‌بر این، میزان XCl با فراوانی کمتر، در نمونه‏های بررسی‏شده با میانگین 011/0، از 005/0 تا 017/0 است (جدول 2).

 

 

شکل 5- همبستگی منفی میان میزان F- و میزان OH- در بیوتیت‏های پهنه دگرسانی پتاسیک کانسار مس پورفیری ایجو (شمال‌خاوری شهربابک)

 

کلریت

عموماً در سیستم‏ گرمابی کانسارهای مس پورفیری، دگرسانی‏های کلریتی و پروپیلیتیک به فاصله دورتر از توده آذرین درونی مادر و به‌ترتیب، در ژرفای کم و در بخش‏های ژرف رخ می‏دهند (Sillitoe, 2010). افزون‏‌بر این، در این سیستم‏ها کلریتی‏شدن بیوتیت‏های ماگمایی و گرمابی (برپایه واکنش بیوتیت + کوارتز + آب ← کلریت + اورتوکلاز) به‌همراه رخداد کانی‏های ثانویه (مانند: کلسیت، اپیدوت، اکسیدهای تیتانیم، کانی‏های رسی و مسکوویت) نیز می‏تواند روی دهد (Parneix et al., 1985). در این بررسی، فرمول ساختاری کلریت‏های ثانویه پدیدآمده از فرایند کلریتی‏شدن بیوتیت، برپایه 28 اتم اکسیژن به‌دست آمده است (جدول 3). داده‌های ریزکاو الکترونی نشان‌دهندة دامنه ترکیبی زیر برای کلریت‏هایِ پهنه دگرسانی پتاسیک کانسار ایجو هستند:

Mg6.25-6.24Fe2+2.02-2.29(Si5.29-5.59Al2.40-2.70)O28 (OH)15.04-15.99(Al2.62-2.84)

 

همان‏گونه‏‌‏‌که در ترکیب کلریت‏های ایجو دیده می‌شود، میزان Si در واحد فرمول نمونه‏ها از 29/5 تا 59/5 است. افزون‏‌بر این، میزان Fe/(Fe+Mg) در این کلریت‏ها دامنه‌ای از 26/0 تا 28/0 دارد. رسم داده‏های کلریت روی نمودار Fe2+/(Fe2+ +Mg2+) در برابر Si (برپایه a.p.f.u.) نشان می‏دهد کلریت‏هایِ پهنه پتاسیک کانسار ایجو ترکیب کلینوکلر دارند (شکل 6). توده آذرین درونی پورفیری Altar در بخش جنوبی آند مرکزی در آرژانتین جای گرفته است. همانند پهنه ماگمایی ارومیه-دختر، جایگیری پورفیری‏ها در اینجا، هنگام فشارش و ضخیم‌شدگی پوسته رخ داده است (Maydagan et al., 2016). همان‏گونه‏‌‏‌که در شکل 6 دیده می‌شود، کلریت‏های پهنه پتاسیک کانسار ایجو از دیدگاه ترکیب، همانند کلریت‏هایی هستند که در کانسار Altar جانشین بیوتیت شده‌اند (Maydagan et al., 2016). در این بررسی، دماسنجی کلریت برپایه روش تجربی پیشنهادیِ Cathelineau (1988) انجام شد. برپایه پیشنهاد Maydagan و همکاران (2016)، کاربرد این روش لزوماً برای شرایطی است که دامنه تغییرات Fe/(Fe+ Mg) از 22/0 تا 39/0 باشد. همان‏‌گونه‏‌‏‌که گفته شد، دامنه تغییرات Fe/(Fe+Mg) در کلریت‏های تجزیه‌شده ایجو از 26/0 تا 28/0 بوده و در محدوده کالیبراسیونی این روش دماسنجی است. گفتنی است دماسنجی در این روش برپایه میزان AlIV کلریت (به‌دست‌آمده برپایه 14 اتم اکسیژن) برپایه رابطه 1 است.

رابطه 1:

T= −61.92 + 321.98*AlIV

 

با به‌کارگیری روش Cathelineau (1988)، دمای کلریتی‏شدن بیوتیت در پهنه دگرسانی پتاسیک کانسار ایجو از مقدار کمینة 48/325 تا بیشینة 51/373 درجه سانتیگراد است.

 

بحث

شرایط ماگمایی و دگرسانی پتاسیک

سن پورفیری‏های کانه‏دار مهم در پهنه ماگمایی ارومیه- دختر عموماً در بازه زمانی میوسن است. ویژگی شناخته‌شدة عمومیِ این سیستم‏های پورفیری، نسبت‏های بالای Sr/Y و یا به گفته دیگر و به باور Richards و همکاران (2012)، سرشت شبه‌آداکیتی این پورفیری‏ها است. بررسی‌ها نشان می‌دهند محتوای آب ماگمایی به نسبت بالای این سیستم‏های پورفیری (بیشتر از 4 درصد وزنی) و در پی آن درگیر‏شدن کانی هورنبلند در هنگام تکامل سیستم ماگمایی، تهی‏شدگی نسبی سیستم ماگمایی از عنصر Y را در پی داشته است (Richards et al., 2012). همچنین، محتوای آب ماگمایی بالا، از جدایش بلورین شدید و نخستینِ کانی پلاژیوکلاز و به‌دنبال آن، نبود تهی‌شدگی Sr در مرحله‌های نخستینِ تکامل سیستم ماگمایی این پورفیری‏ها جلوگیری کرده است (Zarasvandi et al., 2015a; Richards, 2015).

گفتنی است این نکته با تکامل به‌سوی مقدارهای مثبت آنومالی یوروپیم در پوفیری‏های میوسن نیز همخوانی دارد (Zarasvandi et al., 2015a, b). در پی برایند این عوامل (تهی‌شدگی Y در برابر غنی‌شدگی Sr)، ماگمای سازندة پورفیری شبه‌آداکیتی با مقدارهای بالای 20 Sr/Y> در پهنه ماگمایی ارومیه– دختر پدید آمده است. همان‏‌گونه‏‌که Zarasvandi و همکاران (2015) نیز دریافته‌‌اند، توده‏های نفوذی کانسار ایجو، همانند پورفیری‏های کانه‏دار دیگرِ پهنه ارومیه- دختر، سرشت شبه‌آداکیتی، نسبت‏های Sr/Y بالا و نیز La/Yb بزرگ‌‌تر از 20 دارند.

 

 

شکل 6- نمودار Fe2+/(Fe2++Mg2+) در برابر Si (برپایه محتوای آنیون O20(OH)16) برای کلریت‏های دگرسانی پتاسیک ایجو (شمال‌خاوری شهربابک) (محدوده پورفیری Altar از Maydagan و همکاران (2016) است)

 

امروزه روشن‌ شده که بیشتر پورفیری‏هایِ با کانه‏زایی چشمگیر، ماگمای مادر اکسیدی دارند و به‌طور مهم، جابجایی محتوای سولفور ماگما بیشتر به شکل سولفات است (Sun et al., 2013). ازاین‌رو، در هنگام تکامل سیستم ماگمایی، سولفید ماگما تحت‌اشباع بجامانده و جدایش سولفید در مرحله‌های نخستین، هنگام تکامل سیستم ماگمایی پورفیری، روی نمی‌دهد. البته گفتنی است رخدادهای محدودی از پورفیری‏های با ماگمای مادر احیایی را نیز پژوهشگران گوناگون گزارش و بررسی کرده‌اند (مانند: پورفیری Baogutu در شمال‏باختری چین؛ Cao و همکاران، 2016). همان‏‌گونه‏‌که در شکل‏های3- A و 4- B دیده می‌شود، نمونه‏های بیوتیت ایجو میزان منیزیم بالاست و از سوی دیگر، روند میان میزان آهن و منیزیم، همبستگی منفی دارد. این پدیده پیامد برتری منیزیم در برابر آهن در جایگیری در ساختار بیوتیت (به‌علت فوگاسیته اکسیژن بالای محیط) دانسته شده است. همچنین، در نموار سه‏تایی آنیت، فلوگوپیت و اکسیانیت با نقصان پروتون (Poroton-Dificient Oxyanite) و محدوده‏های بافری هماتیت- مگنتیت (HM)، نیکل– نیکل اکسید (NNO) و فایالیت، مگنتیت، کوارتز (FMQ) نمایش داده شده‌اند (شکل 7). در این نمودار، نمونه‏های بیوتیت پهنه دگرسانی پتاسیک کانسار ایجو عموماً در محدود بافری هماتیت- مگنتیت جای گرفته‏اند. گفتنی است در این نمودار، تغییر از محدوده بافری FMQ به‌سوی محدوده HM، نشان‏دهنده افزایش فوگاسیته اکسیژن محیط است (Sun et al., 2013). پهنه دگرسانی پتاسیک به‌علت نزدیکی و پیدایش در آغاز فرایند دگرسانی گرمابی سیستم‏های پورفیری، بیشترین همانندی با شرایط ماگمایی پورفیری مادر را دارد. ازاین‌رو، به‏‌نظر می‏رسد بالا‏بودن فوگاسیته اکسیژن در پهنه دگرسانی پتاسیک کانسار پورفیری ایجو از ماگمای مادر پورفیری ایجو به ارث برده شده است.

برای اندازه‌گیری کمی فوگاسیته HF و HCl در سیال‌های دخیل در پهنه دگرسانی پتاسیک برپایه میزان میزان کلر و فلوئور بیوتیت‏های ایجو، نمونه‏های بیوتیت تجزیه‌شده این کانسار روی نمودار Log(XF/XCl) در برابر XMg و Log(XF/XOH) در برابر XMg رسم شده‏اند (شکل 8).

 

 

شکل 7- نمودار سه تایی آنیت، فلوگوپیت و اکسانیت با نقصان پروتون (برگرفته از: Eugster و Eugster، 1965) برای بیوتیت‌های پهنه دگرسانی پتاسیک ایجو (شمال‌خاوری شهربابک)

 

در این شکل خط‌های موازی نشان‌دهندة میزان Log(fHCl/fHf) و Log(fH2O/fHF) هستند (شکل 8). البته گفتنی است نسبت‏های هالوژنی به‏‌صورت کمی و با به‌کارگیری رابطه‌هایِ پیشنهادیِ Munoz (1992) نیز به‌دست آورده می‌شوند (Boomeri et al., 2009, 2010; Afshooni et al., 2013). داده‌های به‌دست‌آمده در جدول 2 آورده شده‌اند. همان‏‌گونه‏‌که در جدول 2 و در شکل 8 نشان داده شده است، مقدارهای Log(fH2O/fHF) با میانگین 18/5 و نیز میزان Log(fH2O/fHCl) با میانگین 29/4 در سیال‌های دخیل در پهنه دگرسانی پتاسیک کانسار ایجو بسیار بزرگ‌تر از یک است. این نکته نشان‌دهندة سرشار از آب‏بودن سیال‌های نخستین در برابر محتوای هالوژن سیال‌های دخیل در پهنه دگرسانی پتاسیک کانسار ایجو است (Zhang et al., 2016).

افزون‏‌بر این، همان‏‌گونه‏‌که Zhu و Sverjensky (1992) گفته ‌اند، اگر بیوتیت‏ها در شرایط تعادلی با سیال هموژن پدید آمده باشند، نمونه‏های بیوتیت لزوماً و باید در روی نمودار XMg در برابر Log(XF/XOH) و نمودار XMg در برابر Log(XF/XCl) به‏‌صورت موازی با خط‌هایی که نشان‏دهنده مقدارهای Log(fH2O/fHF) و Log(fH2O/fHCl) هستند رسم شوند (شکل 8). با وجود این، همان‏گونه‏‌‏‌که در بررسی‌های پیشین دیده شده، نبود چنین شرایطی در شکل 8 پیامد عواملی مانند تغییر شدید شرایط فوگاسیته اکسیژن و گوگرد محیط و تغییر محتوای هالوژنی سیال‌های در پی واکنش با سنگ دیواره است (Selby and Nesbitt 2000; Boomer et al., 2010). البته ازآنجایی‌که بیشتر نمونه‏ها در محدوده بافری هماتیت- مگنتیت هستند، به‏‌نظر نمی‌رسد، تغییر شدید فوگاسیته اکسیژن دربارة پورفیری ایجو درست باشد. افزون‏‌بر این، برپایه پیشنهاد Zhang و همکاران (2016)، تعادل دامنه‏دار بیوتیت‏های پدیدآمده در پهنه دگرسانی پتاسیک نیز عاملی برای تفسیر نبود روند خطی موازی روی نمودار XMg در برابر Log(XF/XOH) و نمودار XMg در برابر Log(XF/XCl) به‏‌شمار می‏‌رود (شکل 8).


 

 

 

شکل 8- A) نمودار XMg در برابر Log(XF/XOH)؛ B) نمودار XMg در برابر Log(XF/XCl) برای بیوتیت‌های پهنه دگرسانی پتاسیک ایجو (شمال‌خاوری شهربابک)

 

 

شرایط کانه‏‌زایی نخستین سولفیدی در پهنه دگرسانی پتاسیک کانسار ایجو

همان‏‌گونه‏‌که در بالا گفته شد، ترکیب زمین‌شیمیایی بیوتیت‏های پهنه دگرسانی پتاسیک کانسار ایجو نشان‏دهندة شرایط فوگاسیته اکسیژن بالا در هنگام پیدایش این دگرسانی در این کانسار است. اگر‏چه شرایط اکسیژن بالای محیط برای حفظ‏شدن محتوای گوگرد سیستم پورفیری برای کانه‏زایی سولفیدی گسترده، هنگام مرحله‌های بعدی لازم است، اما باید به‌یاد داشت رخداد کانه‏زایی سولفیدی چشمگیر در دگرسانی پتاسیک (به‌ویژه مرحله‌های پایانی) نیازمند تغییر شرایط محیط از شرایط اکسیدی به احیایی است. به گفته دیگر، این پدیده پیامد تغییر از محدوده بافری هماتیت- مگنتیت (HM) به محدوده بافری نیکل- نیکل اکسید (NNO) است (Richards, 2011).

عموماً در سیستم‏های دگرسانی پورفیری، تبلور مگنتیت در پهنه دگرسانی پتاسیک برپایه واکنش زیر، احیایی‏شدن محیط و پیدایش شرایط خوبی برای کانه‏‌زایی سولفیدی در پهنه دگرسانی پتاسیک را به‌دنبال دارد (Liang et al., 2009):

 

12[FeO] + H2SO4 = 4Fe3O4 + H2S

به‏‌نظر می‏رسد نبود رخداد چشمگیر مگنتیت در پهنه دگرسانی پتاسیک کانسار مس پورفیری ایجو، غالب‌ماندن شرایط اکسیدی و در پی آن، فراهم‌نشدن شرایط مساعد برای رخداد کانه‏زایی سولفیدی چشمگیر در این کانسار را در پی داشته است. افزون‏‌بر این، تاریخچه دمای سیال‌های در حال خروج از توده آذرین درونی نیز در توانایی کانه‏زایی توده پورفیری بسیار مهم است (Richards, 2011). در حقیقت، ناتوانایی سیستم پورفیری برای سرد‏شدن، عامل اصلی برای نبود کانه‏زایی سولفیدی چشمگیر شمرده می‌شود (Hezarkhani, 2006)؛ زیرا حلالیت مس در سیال‌های خروجی از توده نفوذی پورفیری بسیار به دما وابسته است؛ به‏‌گونه‏‌ای‏‌که با کاهش دما از 400 به 300 درجه سانتیگراد، حلالیت مس بسیار کاهش پیدا می‏کند (Landtwing et al., 2005). افزون‏‌بر این، کاهش دما باعث پیشرفت واکنش زیر به سوی پیدایش H2S و در پی آن، پیدایش شرایط مناسب برای کانه‏زایی سولفیدی می‏شود (Richards, 2011):

4SO2 + 4H2O⇄H2S + 3H2SO4

با توجه به دماسنجی انجام‌شده برپایه ترکیب شیمیایی بیوتیت‏های تعادل دوباره‌یافته در پهنه پتاسیک کانسار ایجو، روشن شد میانگین دمای پهنه دگرسانی پتاسیک کانسار ایجو 85/399 درجه سانتیگراد است. برپایه داده‏های به‌دست‌آمده در این بررسی، به‏‌نظر می‏رسد غالب‌ماندن دمای بالا به‌همراه بالاماندن فوگاسیته اکسیژن هنگام دگرسانی پتاسیک کانسار ایجو از عوامل نبود کانه‏زایی سولفیدی گسترده و از عوامل مهم در سرشت نیمه‌اقتصادی این کانسار است.

 

کلریتی‏شدن بیوتیت در پهنه پتاسیک کانسار ایجو

فاکتور بنیادی در ارزیابی شیمی کلریت، ترکیب کانی نخستینی است که دستخوش کلریتی‏شدن شده است (Abdel-Rahman, 1995). همان‏‌گونه‏‌که پیشتر گفته شد، کلریتی‏شدن بیوتیت پیامد نبود پایداری بیوتیت در پی کاهش اکتیویته K2SO4 است و یا به گفته دیگر، کلریت در مقدارهای aK+/aH+ متوسط، هنگام سرد‏شدن سیستم پدید می‏آید (Maydagan et al., 2016). بررسی‌های پیشین نشان می‌دهند میزان آهن و منیزیم کلریت بسیار به ترکیب نخستین بیوتیت وابسته است (Maydagan et al., 2016). همان‏‌گونه‏‌‏‌که در جدول‌های 2 و3 آورده شده است، میانگین مقدارهای درصد وزنی FeO در بیوتیت 93/13 است که کمابیش با مقدارهای میانگین FeO در کلریت (میانگین 45/14درصد وزنی) همخوانی دارد. با وجود این، داده‌ها نشان می‏دهند فرایند کلریتی‏شدن باعث افزایش نسبی MgO در نمونه‏های کلریت شده است؛‌ به‏‌گونه‏‌‌ای‌که میانگین آن از 13/16 درصد وزنی در بیوتیت به 15/22 درصد وزنی در کلریت افزایش پیدا کرده است. برپایه پیشنهاد Parry و Downey (1982)، افزایش میزان Mg در کلریت به شدت کلریتی‏شدن بیوتیت وابسته است و با افزایش شدت کلریتی‏شدن بیوتیت، میزان Mg نیز افزایش پیدا خواهد کرد. افزون‏‌بر این، به‏‌نظر می‏رسد فرایند کلریتی‏شدن بیوتیت، کاهش شدید میزان اکسیدهای K2O و SiO2 در نمونه‏های کلریتی در برابر مقدارهای اندازه‏گیری‌شده در بیوتیت را در پی داشته است (جدول‌های 2 و 3). همان‏‌گونه‏‌‏‌که پیشتر گفته شد، در سیستم‏های گرمابی وابسته به کانسارهای مس پورفیری، کلریتی‏شدن بیوتیت برپایه واکنش بیوتیت + کوارتز + آب ← کلریت + اورتوکلاز روی می‌دهد (Parneix et al., 1985). به‏‌نظر می‏رسد کاهش شدید میزان اکسیدهای K و Si در نمونه‏های کلریت پیامد پیدایش کانی‏های ارتوز هنگام ناپایداری بیوتیت باشد.

 

نتیجه‏گیری

کانسار مس پورفیری ایجو در بخش باختری دهج- ساردوییه در پهنه آتشفشانی- ماگمایی سنوزوییک کرمان است. در مقایسه با کانسار‏های پورفیری مهم پهنه ارومیه- دختر (مانند: سرچشمه و میدوک)، این کانسار با عیار 31 /0 درصد مس کانه‏زایی کمابیش کمتری دارد. در این بررسی زمین شیمی بیوتیت‏های تعادل دوباره‌یافته در پهنه دگرسانی پتاسیک و کلریت‏هایی که جانشین بیوتیت‏های تعادل دوباره‌یافته شده‌‌اند، بررسی شدند. برپایه شیمی بیوتیت‏های بررسی‏شده که در محدوده‏ بافری هماتیت- مگنتیت (HM) هستند، به‏‌نظر می‏رسد فوگاسیته اکسیژن محیط در هنگام پیدایش پهنه پتاسیک کانسار ایجو بالا بوده است. از سوی دیگر، دمای کمابیش بالا (میانگین 85/399 درجه سانتیگراد) و در پی آن، پایداری کمپلکس‏های حمل‌کننده مس، نبود نهشته‌های گستردة کانه‏های سولفیدی مس‏دار در این کانسار را در پی داشته است. از سوی دیگر، برپایه دما‏سنجی کلریت‏های ثانویه به‏‌نظر می‏رسد فرایند کلریتی‏شدن بیوتیت‏ها در کانسار مس پورفیری ایجو از مقدار کمینة 48/325 تا بیشینة 51/373 درجه سانتیگراد است. همچنین، فرایند کلریتی‏شدن و پیدایش پتاسیم‌فلدسپار ثانویه، کاهش شدید میزان اکسید‏های K2O و SiO2 و نیز افزایش نسبی میزان محتوای منیزیم در کلریت‏های ثانویه را در پی داشته است.

 

Abdel-Rahman, A. M. (1995) Chlorites in a spectrum of igneous rocks: Mineral chemistry and paragenesis. Mineralogical Magazine 59: 129–141.

Afshooni, S. Z., Mirnejad, H., Esmaeily, D. and Haroni, H. A. (2013) Mineral chemistry of hydrothermal biotite from the Kahang porphyry copper deposit (NE Isfahan), Central Province of Iran. Ore Geology Reviews 54: 214–232.

Aghazadeh, M., Hou, Z., Badrzadeh, Z. and Zhou, L. (2015) Temporal–spatial distribution and tectonic setting of porphyry copper deposits in Iran: Constraints from zircon U–Pb and molybdenite Re–Os geochronology. Ore Geology Reviews 70: 385-406.

Asadi, S., Moore, F. and Zarasvandi, A. (2014) Discriminating productive and barren porphyry copper deposits in the southeastern part of the central Iranian volcano-plutonic belt, Kerman region, Iran: a review. Earth-Science Reviews 138: 25-46.

Audetat, A., Pettke, T., Heinrich, C. A. and Bodnar, R. (2008) The composition of magmatic–hydrothermal fluids in barren and mineralized intrusions. Economic Geology 103: 877–90.

Beane, R. E. (1974) Biotite stability in the porphyry copper environment. Economic Geology 69: 241–256.

Boomeri, M., Nakashima, K. and Lentz, D. R. (2009) The Miduk porphyry Cu deposit, Kerman, Iran: a geochemical analysis of the potassic zone including halogen element systematics related to Cu mineralization processes. Journal of Geochemical Exploration 103: 17–29.

Boomeri, M., Nakashima, K. and Lentz, D. R. (2010) The Sar-Cheshmeh porphyry copper deposit, Kerman, Iran: a mineralogical analysis of the igneous rocks and alteration zones including halogen element systematics related to Cu mineralization processes. Ore Geology Reviews 38: 367–381.

Cao, M. J., Qin, K. Z., Li, G. M., Evans, N. J., Hollings, P. and Lu, Y. J. (2016) Genesis of ilmenite-series I-type granitoids at the Baogutu reduced porphyry Cu deposit, western Junggar, NW-China. Lithos 246: 13–30.

Cathelineau, M. (1988) Cation site occupancy in chlorites and illites as a function of temperature. Clay Minerals 23: 471–485.

Ghasemi, A. and Talbot, C. J. (2006) A new tectonic scenario for the Sanandaj–Sirjan Zone (Iran). Journal of Asian Earth Science 26: 683–693.

Henry, D. J., Guidotti, C. V. and Thomson, J. A. (2005) The Ti-saturation surface for low to medium pressure metapelitic biotite: implications for geothermometry and Ti-substitution mechanisms. American Mineralogist 90: 316–328.

Hezarkhani, A. (2006) Mineralogy and fluid inclusion investigations in the Reagan Porphyry System, Iran, the path to an uneconomic porphyry copper deposit. Journal of Asian Earth Science 27: 598–612.

Landtwing, M. R., Pettke, T., Halter, W. E., Heinrich, C. A., Redmond, P. B., Einaudi, M. T. and Kunze, K. (2005) Copper deposition during quartz dissolution by cooling magmatic– hydrothermal fluids: the Bingham porphyry. Earth and Planetary Science Letters 235: 229–243.

Liang, H. Y., Sun, W. D., Su, W. C. and Zartman, R. E. (2009) Porphyry copper-gold mineralization at Yulong, China, promoted by decreasing redox potential during magnetite alteration. Economic Geology 104: 587–596.

Maydagan, L., Franchini, M., Impiccini, A. and Lentz, D. R. (2016) Phyllosilicates geochemistry and distribution in the Altar porphyry Cu- (Au) deposit, Andes Cordillera of San Juan, Argentina: Applications in exploration, geothermometry, and geometallurgy. Journal of Geochemical Exploration 167: 83-109.

McInnes, B. I. A., Evans, N. J., Belousova, E. and Griffin, W. L. (2003) Porphyry copper deposits of the Kerman belt, Iran: Timing of mineralization and exhumation processes. CSIRO Scientific Research Report, Australia.

Mirnejad, H., Mathur, R., Hassanzadeh, J., Shafie, B. and Nourali, S. (2013) Linking Cu mineralization to host porphyry emplacement: Re-Os ages of molybdenites versus U-Pb ages of zircons and sulfur isotope compositions of pyrite and chalcopyrite from the Iju and Sarkuh Porphyry deposits in southeast Iran. Economic Geology 108: 861-870.

Mirnejad, H., Raisi, D. and Heidari, F. (2015) Geochemistry and petrogenesis of the tonalities in Iju region, northwest of Shahr-e-Babak, Kerman: Emphasis on the adakite magmatism. Iranian Journal of Petrology 24: 197-210 (in Persian).

Munoz, J. L. (1992) Calculation of HF and HCl fugacities from biotite compositions: revised equations. Geological Society of America 24: 221-222.

Nachit, H., Ibhi, A. B., Abia, El-H., El Hassan, A. and Ben Ohoud, M. (2005) Discrimination between primary magmatic biotites, reequilibrated biotites, and neoformed biotites. Computer Research Geoscience 337: 1415–1420.

Parneix, J. C., Beaufort, D., Dudoignon, P. and Meunier, A. (1985) Biotite chloritization process in hydrothermally altered granites. Chemical Geology 51: 89-101.

Parry, W. T. and Downey, L. M. (1982) Geochemistry of hydrothermal chlorite replacing igneous biotite. Clay Minerals 30: 81–90.

Parsapoor, A., Khalili, M., Tepley, F. and Maghami, F. (2015) Mineral chemistry and isotopic composition ofmagmatic, re-equilibrated and hydrothermal biotites from Darreh-Zar porphyry copper deposit, Kerman (Southeast of Iran). Ore Geology Reviews 66: 200–218.

Richards, J. P. (2011) Magmatic to hydrothermal metal fluxes in convergent and collided margins. Ore Geology Review 40: 1–26.

Richards, J. P. (2015) Introduction to special issue: Magmatic and metallogenic evolution of the Tethyan Orogen. Ore Geology Reviews 70: 321–322.

Richards, J. P., Spell, T., Rameh, E., Razique, A. and Fletcher, T. (2012) High Sr/Y magmas reflect arc maturity, high magmatic water content, and porphyry Cu ± Mo ± Au potential: examples from the Tethyan arcs of Central and Eastern Iran and Western Pakistan. Economic Geology 107: 295–332.

Selby, D. and Nesbitt, B. E. (2000) Chemical composition of biotite from Casino porphyry Cu–Au–Mo mineralization, Yukon, Canada: evaluation of magmatic and hydrothermal fluid chemistry. Chemical Geology 171: 77–93.

Shafiei, B., Haschke, M. and Shahabpour, J. (2009) Recycling of orogenic arc crust triggers porphyry Cu mineralization in Kerman Cenozoic arc rocks, southeastern Iran. Mineralium Deposita 44: 265–283.

Sillitoe, R. H. (2010) Porphyry Copper Systems. Economic Geology 105: 3–41.

Sun, W. D., Liang, H. Y., Ling, M. X., Zhan, M. Z., Ding, X., Zhang, H., Yang, X. Y., Li, Y. L., Ireland, T. R., Wei, Q. R. and Fan, W. M. (2013) The link between reduced porphyry copper deposits and oxidized magmas. Geochimica et Cosmochimica Acta 103: 263– 275.

Teiber, H., Scharrer, M., Marks, M. A. W., Arzamastsev, A. A., Wenzel, T. and Markl, G. (2015) Equilibrium partitioning and subsequent re-distribution of halogens among apatite–biotite–amphibole assemblages from mantle-derived plutonic rocks: Complexities revealed. Lithos 220: 221–237.

Tischendorf, G., Gottesmann, B., Förster, H. J. and Trumbull, R. B. (1997) On Li-bearing micas: Estimating Li from electron microprobe analyses and an improved diagram for graphical representation. Mineralogical Magazine 61: 809–834.

Wang, R., Richards, J. P., Hou, Z., Yang, Z. and Dufrane, A. (2014) Increased magmatic water content—the key to Oligo–Miocene porphyry Cu–Mo ± Au formation in the Eastern Gangdese Belt, Tibet. Economic Geology 109: 1315–1339.

Wones, D. R. and Eugster, H. P. (1965) Stability of biotite: experiment, theory, and application. American Mineralogist 50: 1228–1272.

Zarasvandi, A., Rezaei, M., Sadeghi, M., Lentz, D., Adelpour, M. and Pourkaseb, H. (2015a). Rare earth element signatures of economic and sub-economic porphyry copper systems in Urumieh–Dokhtar magmatic arc (UDMA), Iran. Ore Geology Reviews 70: 407-423.

Zarasvandi, A., Rezaei, M., Raith, J. G., Lentz, D. R., Azimzadeh, A. M. and Pourkaseb, H. (2015b) Geochemistry and fluid characteristics of the Dalli porphyry Cu–Au deposit, Central Iran. Journal of Asian Earth Sciences 111: 175–191.

Zhang, W., Lentz, D. R., Thorne, K. G. and McFarlane, C. (2016) Geochemical characteristics of biotite from felsic intrusive rocks around the Sisson Brook W–Mo–Cu deposit, west-central New Brunswick: An indicator of halogen and oxygen fugacity of magmatic systems. Ore Geology Reviews 77: 82–96.

Zhu, C. and Sverjensky, D. A. (1992) F–Cl–OH partitioning between biotite and apatite. Geochimica et Cosmochimica Acta 56: 3435–3467.