نوع مقاله : مقاله پژوهشی
نویسندگان
گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه اصفهان، اصفهان، ایران
چکیده
کلیدواژه‌ها
عنوان مقاله [English]
نویسندگان [English]
The Kalchouyeh area, southwest of Nain is located in the Uromieh-Dokhtar volcano-plutonic belt. From the lithologic point of view, this area is mainly comprised of pyroxene andesite lavas, trachy- andesites, tuffic sand stones and lithic tuffs. Mineralization (Cu=Ave. 7637.755, Au=Ave. 0.55 ppm)occurred mainly as disseminations and veinlets hosted by trachy andesite and pyroxene andesites. Fluid inclusion and minerallographic studies were carried out to determine the direction and the source of the ore - bearing fluids. The two major mineralized zones: A (larger vein) from the North-Northwest and B (smaller vein) from the East-Southeast of the area were sampled. The alteration studies have revealed that the main alteration assemblages are comprised of silicification and propylitic. The ore minerals are chalcopyrite, galena, pyrite, bornite, chalcocite, covellite, goethite, malachite, azurite and cuprite with quartz, calcite and barite as the main gangues. By means of these evidences, it seems that two major processes that carry ore elements are diffusion adjacent to fractures and mainly infiltration into fractures. Petrographic studies on fluid inclusions indicate that most of them are circular to subhedral and in some cases elongated in shape. The most studied inclusions are two phases (L+V) type having a relatively big vapor bubble. The direction of ore bearing fluids movement is determined according to homogenization temperature, salinity of fluid inclusions and types of mineralization, from east-southeast to north-northwest. It seems that approximate site of mineralization center is located adjacent to small vein B. On the base of aforementioned evidences, the principle deposition mechanism of ore minerals was mixing of two meteoric and magmatic fluids and the mineralization is Low-sulphide epithermal in type.
کلیدواژه‌ها [English]
مقدمه
بیش از 2000 کیلومتر از کمربند جهانی مس از ایران می‌گذرد و تا کنون بر روی حدود 100 کانسار، مطالعه و بررسی‌های اکتشافی و اصولی انجام شده است. بررسی‌های حاصل از آنالیز شیمیایی سنگ‌های ماگمایی و یا سنگ‌های دگرگون با منشأ آذرین، نشان می‌دهند که فراوانی مس در سنگ‌های ماگمایی پیش از ترشیری در بیشتر موارد در حد عادی است، اما بیشتر سنگ‌های آتشفشانی آندزیت، آندزی‌بازالت، بازالت و به خصوص تراکی‌آندزیت ائوسن میانی، فراوانی بیشتری از مس را نشان می‌دهند. در ایران، آثار و نشانه‌های معدنی مس را از پروتروزوییک پسین تا پلیوسن می‌توان ردیابی کرد که بیشتر آن‌ها در ترشیری و مخصوصاً الیگومیوسن تشکیل شده‌اند و وابستگی تنگاتنگی با سنگ‌های ماگمایی ترشیری دارند. در فاز ماگمایی- کانهزایی ائوسن میانی بیشتر سنگ‌های آتشفشانی با زمینه بالایی از مس مطرح هستند. در فاز ماگمایی- کانهزایی الیگومیوسن، توده‌های نفوذی گرانیتی- گرانیتوییدی، تونالیتی تا دیوریتی همراه با کانه‌سازی مس از نوع اسکارن و رگه‌ای رخ داده‌اند. در فاز ماگمایی- کانهزایی الیگومیوسن، سنگ‌های آتشفشانی و نفوذی‌های متوسط تا کوچک در بسیاری از نقاط ایران تشکیل شده‌اند و پاره‌ای از ذخایر مس پورفیری و رگه‌ای وابسته به ماگماتیسم در این دوره تشکیل شده‌اند و نهایتاً در فاز ماگمایی- کانهزایی میوپلیوسن، بیشتر نفوذی‌های کم عمق حضور داشته‌اند که تصور می‌شود بیشتر ذخایر مس پورفیری به این توده‌ها وابسته باشند. در این برهه زمانی، فعالیت‌های ماگمایی با تشکیل گنبدهای اسیدی تا متوسط در ایران فروکش می‌کند، ولی محلول‌های گرمابی همراه آن‌ها ذخایر زیادی را به وجود می‌آورند (قربانی، 1386).
اندیس مس کالچویه در جنوب غرب نائین و کیلومتر 110 جاده اصفهان- نائین واقع شده است. مختصات جغرافیایی این اندیس، طول‌های جغرافیایی
7ً َ91 ْ52 و 59ً َ98 ْ52 شرقی و عرض‌های جغرافیایی 11ً َ53 ْ32 و 40ً َ58 ْ32 شمالی است. ارتفاع متوسط آن از سطح دریا ۱830 متر است. از مهم‌ترین محور‌های ارتباطی در این محدوده می‌توان از نائین- کوهپایه و بخشی از راه نائین- اردستان نام برد.
میانگین غلظت مس حاصل از آزمایش نمونه‌های مربوط به دو رگه در این اندیس ppm 75/7637 و غلظت طلا ppm 55/0است. جدول 1 غلظت بعضی از عناصر موجود در این دو رگه را نشان می‌دهد.
زمین‌شناسی
منطقه مورد مطالعه از نظر زمین‌شناسی، در کمربند ماگمایی ارومیه- دختر واقع در غرب- جنوب‌غرب زون ایران مرکزی و شمال زون سنندج- سیرجان قرار دارد (شکل 1). از نظر چینه‌شناسی، واحدهای سنگی این منطقه بیشتر مربوط به دوران مزوزوئیک، سنوزوئیک و کواترنری هستند (شکل 1). دوران مزوزوئیک در منطقه فقط شامل واحدهای کرتاسه بوده که چینه‌شناسی رسوبی آن معادل سازند تفت است. این سازند از واحدهای سنگ آهک، آهک‌مارنی و کنگلومرای قاعده‌ای تشکیل شده‌است (شکل1، واحد k1l).
فعالیت ولکانیکی این دوران نیز به کرتاسه زیرین که شامل سنگ‌های آذرین بیرونی اسیدی تا حدواسط (آندزیت و داسیت) با میان لایه‌هایی از آهک کرتاسه با فسیل اربیتولین است و کرتاسه بالایی با مجموعه سنگ‌های ریولیت، داسیت و آندزیت با میان لایه‌هایی از آهک پلاژیک، محدود می‌شود (آقانباتی، 1385). در واقع پس از یک دوره نبود چینه‌شناسی، پیشروی وسیع دریای کرتاسه شروع می‌شود که در کل به تشکیل رسوبات کربناته و شیل‌های اربیتولین‌دار منجر می‌شود. در کرتاسه بالایی جنبش‌های زمین‌ساختی شدت بیشتری داشته و در حوضه‌های رسوبی تغییراتی صورت گرفته و رخساره‌های گوناگون با ضخامت‌های مختلف به وجود آمده است.
جدول 1- غلظت عناصر موجود در رگه‌های A و B که با روش ICP-MS اندازه گیری شده است (مقادیر اکسیدها بر حسب درصد وزنی و بقیه عناصر بر حسب ppm). نمونه‌های V11 و V1 از رگه، V5 از سنگ تقریباً سالم، V14 و V2 از سنگ دگرسان دیواره رگه و V9 و V10 از سنگ دگرسان نزدیک رگه برداشت شده است.
|
No |
(A)V14 |
(B)V2 |
(B)V5 |
(B)V9 |
(A)V10 |
(A)V11 |
(B)V1 |
|
SiO2 |
62.3 |
58.86 |
56.9967 |
60.9693 |
59.999 |
- |
- |
|
Al203 |
16.45267 |
15.20729 |
14.530802 |
15.529 |
15.909 |
- |
- |
|
Fe2O3 |
1.82 |
1.7704 |
1.6195597 |
1.759 |
1.72 |
- |
- |
|
FeO |
4.503649 |
4.453789 |
4.035 |
3.03 |
4.2523585 |
- |
- |
|
CaO |
2.927974 |
2.3392 |
1.4337 |
2.723872 |
2.055 |
- |
- |
|
Na2O |
5.02426 |
4.331003 |
4.13 |
4.8 |
3.017 |
- |
- |
|
MgO |
6.04973 |
5.149110 |
3.116 |
5.331578 |
3.08289 |
- |
- |
|
K2O |
1.9287 |
1.75 |
1.67 |
1.04818 |
1.061 |
- |
- |
|
TiO2 |
0.365305 |
0.593411 |
0.436697 |
0.26005 |
0.3333612 |
- |
- |
|
MnO |
0.79 |
0.25 |
0.1345513 |
0.2233914 |
0.0415792 |
- |
- |
|
P2O5 |
0.169545 |
0.136658 |
0.216038 |
0.125202 |
0.306873 |
- |
- |
|
Cu |
4970.59 |
11890 |
326.74 |
10504.705 |
4784.53 |
10000 |
12040.53 |
|
Mo |
4.17 |
33.29 |
2.44 |
3.21 |
32.1 |
3.27 |
6.56 |
|
U |
0.7 |
1.2 |
0.6 |
0.6 |
0.8 |
1.2 |
1.5 |
|
Pb |
8691.55 |
2849.16 |
494.91 |
4541.38 |
10504.31 |
11321.4 |
10000 |
|
Zn |
4185.3 |
347.2 |
218 |
4665.6 |
3848.8 |
5445 |
1183.6 |
|
Ag |
69.237 |
1.945 |
0.489 |
34.292 |
42.256 |
62.706 |
1.577 |
|
Ni |
9.8 |
17.5 |
1.4 |
5.5 |
16.2 |
23.4 |
24.5 |
|
Co |
4 |
29.7 |
1.6 |
6.5 |
1.6 |
7.4 |
51.8 |
|
As |
0.4 |
292.5 |
58.7 |
74.9 |
149.2 |
187.1 |
436 |
|
Au |
0.1 |
0.2 |
0.1 |
0.4 |
1.4 |
0.9 |
0.5 |
|
Th |
2.2 |
2.3 |
2 |
1.3 |
1.1 |
1.2 |
1.8 |
|
Sr |
130 |
111 |
302 |
186 |
417 |
327 |
407 |
|
Cd |
11.11 |
0.81 |
0.38 |
11.36 |
19.56 |
24.62 |
2.14 |
|
Bi |
0.17 |
1.82 |
0.84 |
1.44 |
0.2 |
1.49 |
16.51 |
|
V |
9 |
19 |
32 |
9 |
8 |
14 |
37 |
|
Cr |
46 |
118 |
48 |
74 |
118 |
140 |
48 |
|
Ba |
53 |
150 |
1087 |
989 |
200 |
222 |
5407 |
|
W |
0.3 |
0.3 |
0.6 |
0.3 |
0.5 |
0.7 |
1.5 |
|
Zr |
3.1 |
9.2 |
19.2 |
7.2 |
1.7 |
3 |
20.5 |
|
Sn |
0.3 |
0.4 |
0.5 |
0.3 |
0.3 |
0.4 |
0.8 |
|
Be |
1 |
1 |
1 |
1 |
1 |
1 |
3 |
|
Sc |
1 |
3 |
5 |
2.2 |
1.3 |
2.2 |
6.1 |
|
Y |
16.2 |
13.9 |
8.7 |
8.1 |
5.3 |
9.7 |
7.2 |
|
Hf |
0.1 |
0.7 |
0.33 |
0.22 |
0.1 |
0.12 |
0.79 |
|
Rb |
115.9 |
121.42 |
262.5 |
157.9 |
128.3 |
133.4 |
154.2 |
|
Ta |
0.1 |
0.2 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
|
Nb |
0.84 |
2.81 |
1.35 |
4.71 |
2.39 |
0.56 |
2.42 |
|
Cs |
3.5 |
8.8 |
1.3 |
1.5 |
1.9 |
1.2 |
8.8 |
پس از عملکرد فاز کوهزایی اتریشین، آثار آن به‌صورت پدیده‌های آتشفشانی و تغییرات رسوبگذاری دیده می‌شود (خسروتهرانی، 1383). سنگ‌های ترشیری منطقه جنوب نائین با رسوبات پالئوسن شروع می‌شود (وهابی‌مقدم، 1372). فاز کوهزایی لارامید باعث چین‌خوردگی و گسلش سنگ‌های قبل از ائوسن شده است. جنس اغلب گدازه‌های ائوسن در منطقه و پیرامون آن، آندزیتی است. ولکانیسم دوره پلیو- پلیستوسن از نوع خشکی‌زایی در شمال‌غرب منطقه دیده می‌شود که جنس آن‌ها اغلب آندزیت، تراکی‌آندزیت، تراکی‌داسیت و آندزیت‌بازالت است. آخرین فعالیت‌های مشاهده‌شده در منطقه مربوط به تشکیل تراورتن‌های کواترنری حاصل از چشمه‌های آبگرم در اطراف منطقه و در نهایت آبرفت‌های دوران چهارم است.
روش انجام پژوهش
به‌منظور تعیین خصوصیات فیزیکوشیمیایی سیالات کانه‌زا، تعیین جهت حرکت این سیالات و مرکز تقریبی کانه‌سازی، تعداد 11 نمونه کوارتزی از دو رگه سیلیسی کانهزایی شده، یعنی رگه B در شرق- جنوب‌شرق و رگه A در شمال منطقه (شکل 1) انتخاب شد.
شکل 1- جایگاه زمین‌شناسی منطقه در ایران برگرفته از Hezarkhani و -Jones Williams (1998) و موقعیت رگه‌های نمونه‌برداری شده بر روی بخشی از نقشه زمین‌شناسی منطقه (اقتباس از امینی و امینی چهرق، 1382)
نظر به این که میان‌بارهای سیال حتی در لیتولوژی‌های یکسان، ممکن است تغییرات قابل ملاحظه‌ای در ترکیب و چگالی نشان دهند، بنابراین در این مطالعه، به‌منظور داشتن تأثیر کلی تغییرات میان‌بارهای سیال از یک بیرون‌زدگی دو یا سه نمونه برداشت شد. علت انتخاب کوارتز برای مطالعات میان‌بارهای سیال، شفافیت، عدم حضور کلیواژ و توانایی تبلور دوباره آسان است که محیط بسیار مناسبی برای محافظت میان‌بارهای سیال است (Wilkinson, 2001). آماده‌سازی این نمونه‌ها با تهیه مقاطع دو بر صیقل با ضخامت 3/0 تا 5/0 میلی‌متر انجام شد. مطالعات میکروترمومتری این مقاطع در آزمایشگاه میان‌بارهای سیال گروه زمین‌شناسی دانشگاه اصفهان با استفاده از استیج گرمایشی- سرمایشی دستگاه Linkam مدل THM600، با استانداردهای ترکیبی میان‌بارهای سیال و با فواصل دمایی 10 درجه در هر اندازه‌گیری انجام شد. به‌منظور انجام مطالعات پتروگرافی و کانه‌نگاری نیز از این رگه‌ها و سنگ درونگیر آن‌ها نمونه‌برداری و 31 مقطع نازک، نازک- صیقلی و صیقلی در دانشگاه اصفهان تهیه شد. برای مطالعه دگرسانی‌ها در منطقه، تعداد 11 مقطع نازک از سنگ‌های دگرسان اطراف دو رگه تهیه و مطالعه میکروسکوپی شدند. همچنین برای شناسایی رخداد تغییرات شیمیایی در طی دگرسانی‌ها نسبت به سنگ سالم، 4 نمونه از سنگ‌های دگرسان و 1 نمونه غیردگرسان با استفاده از روش ICP-MS آنالیز شیمیایی و مقایسه شدند.
پتروگرافی
با توجه به بررسی‌های صحرایی و مطالعات میکروسکوپی انجام شده، سنگ‌های دربرگیرنده رگه‌های کانهزایی شده به ترتیب اهمیت عبارتند از: گدازه‌های پیروکسن آندزیت، تراکی‌آندزیت، لیتیک توف و ماسه‌سنگ توفی که کانه‌سازی به دو صورت پراکنده در متن سنگ تا فاصله چند سانتی‌متری از رگه‌ها و عمدتاً همراه با رگه‌های کوارتزی رخ داده است.
پیروکسن‌آندزیت
حجم عمده این سنگ‌ها را پلاژیوکلاز تشکیل می‌دهد که اغلب به کلسیت تجزیه شده‌اند. بافت این سنگ‌ها عمدتاً بادامکی بوده که توسط کلریت، اپیدوت و کلسیت پر شده است. کلینوپیروکسن خرد‌شدگی زیادی در اثر فعالیت‌های تکتونیکی از خود نشان می‌دهد. آمفیبول و بیوتیت نیز اغلب به کلریت تجزیه شده‌اند. اپیدوت عمدتاً در امتداد درزه‌ها و شکاف‌ها تشکیل شده که بیانگر تشکیل آن طی دگرسانی گرمابی است. کوارتز که هم به‌صورت رگه‌ای و هم پراکنده در متن سنگ وجود دارد، در برخی از رگه‌ها بافت جانشینی دارد (تیغه‌هایی از فلدسپار در آن‌ها باقی مانده است) که نشان‌دهنده خروج سدیم و کلسیم از سنگ و ورود آن‌ها به محلول برای تشکیل کانی‌های جدید است (که احتمالاً در ایجاد دگرسانی پروپیلیتیک و مجموعه کانی‌های آن در منطقه بی‌تأثیر نبوده است). بنابراین این سنگ‌ها، دو نسل سیلیس‌زایی نشان می‌دهند:
|
شکل 2- نمایش دو نسل کوارتز در پیروکسن آندزیت‌های منطقه؛ (A کوارتز رگه‌ای و کوارتز اولیه (XPL)، (B کوارتز با منشأ جانشینی که تیغه‌هایی از پلاژیوکلاز در آن باقی مانده است (XPL)
تراکی‌آندزیت‌ها
این سنگ‌ها بافت پورفیری و گاهی تراکیتی داشته که در آن‌ها فنوکریست‌هایی از سانیدین با ماکل کارلسباد و کوارتز در زمینه‌ای از کانی‌های دانه ریز اپیدوت، کوارتز، سریسیت قرار گرفته‌اند (شکل 3).
شکل 3- بافت پورفیری (دانه‌های درشت کوارتز و سانیدین در زمینه‌ای از کانی‌های ریزتر) در تراکی‌آندزیت‌های منطقه (XPL)
لیتیک‌توف
در این سنگ‌ها نیز کوارتز به‌صورت فنوکریست و رگه‌ای موجود است.کلینوپیروکسن‌ها اکثراً به‌صورت کامل به اپیدوت تجزیه شده‌اند و فقط قالب‌هایی از آن‌ها مشاهده می‌شود. پلاژیوکلاز هم در خود سنگ و هم در قطعات لیتیک وجود دارند. قطعات لیتیک متشکل از پلاژیوکلاز، فلدسپار آلکالن و زمینه شیشه‌‌‌‌‌‌‌ای است که بین این کانی‌ها را پر می‌کنند و به کانی‌های ثانویه مثل اپیدوت، کلریت، کانی‌های رسی، کلسیت و اپاک تبدیل شده‌اند. آپاتیت به‌صورت ادخال در فنوکریست‌های کوارتز مشاهده می‌شود. سریسیت در اثر تجزیه فازهای پتاسیم‌دار به مقدار کم دیده می‌شود. اسفن نیز از تجزیه کانی‌های اپاک حاوی تیتان مثل ایلمنیت در اثر دگرسانی گرمابی به وجود آمده است (مهوری، 1388).
ماسه‌سنگ توفی
در این سنگ‌ها کلینوپیروکسن توسط فنوکریست‌هایی از پلاژیوکلاز که بافت پویی‌کلیتیک نشان می‌دهند، در بر گرفته شده است. پلاژیوکلاز در نتیجه سوسوریتی‌شدن به مجموعه کانی‌های اپیدوت، کلسیت و غیره تبدیل شده است. فلدسپارهای آلکالن به کانی‌های رسی تجزیه شده‌اند. بیوتیت، کلریت، اپیدوت و کلینوزوئیزیت، سریسیت، کلسیت و کانی‌های رسی از دیگر کانی‌های ثانویه موجود در این سنگ‌هاست (مهوری، 1388).
دگرسانی‌ها
سنگ‌های آتشفشانی این محدوده در نتیجه صعود سیالات ماگمایی تأخیری دستخوش دگرسانی‌های گرمابی با درجات ضعیف تا متوسط و مرز نامعلوم شده‌اند. به علت دمای پایین محلول کانه‌ساز، تنها دگرسانی‌های مشاهده شده در منطقه، دگرسانی‌های فراگیر پروپیلیتیک و سیلیسی است.
دگرسانی پروپیلیتیک
دگرسانی پروپیلیتیک در صحرا به‌صورت فراگیر ولی بدون مرز مشخص و تا فاصله زیادی از رگه‌های کانهزایی شده، مخصوصاً پیرامون رگه A دیده می‌شود. این دگرسانی تحت تأثیر محلول‌های غنی ازCa ، Mg، Fe و Al و با pH قلیایی و نسبت بالای سیال به سنگ رخ داده و همراه با کانی‌های رسی و کانه‌های پیریت، کالکوپیریت و مگنتیت به مقدار بسیار کم است. کانی‌های اصلی این نوع دگرسانی در منطقه، اپیدوت و کلریت هستند که در آن کانی‌های آمفیبول، بیوتیت، پلاژیوکلاز و فلدسپار پتاسیم به کلریت و اپیدوت تبدیل شده‌اند (شکل 4).
از کانی‌های فرعی این نوع دگرسانی می‌توان به آلبیت، کلسیت، سریسیت، آپاتیت (شکل 2- A)، اسفن و رس (احتمالاً مونت‌موریلونیت) اشاره نمود.
شکل 4- نمایش دگرسانی پروپیلیتیک در پیروکسن‌آندزیت‌های منطقه؛ (A اپیدوتی شدن پلاژیوکلاز (PPL)، (B اپیدوتی و کلریتی‌شدن پلاژیوکلاز و بیوتیت (XPL)، (C کلریتی‌شدن بیوتیت (PPL)
نمودار افزودگی- کاهیدگی عناصر موجود در سنگ‌های دگرسان‌شده در مقایسه با سنگ‌های دگرسان‌نشده در شکل 5 نمایش داده شده است. همان‌طور که مشاهده می‌شود، در این نمودارها مقدار سیلیس و اکسیدهای آهن، سدیم، کلسیم و منیزیم افزایش یافته است که شاهدی برای تأثیر دگرسانی پروپیلیتیک و سیلیسی بر روی سنگ‌های منطقه است، زیرا در این دگرسانی، اکسید سدیم به علت تشکیل آلبیت، کلسیم به علت تشکیل کلسیت و اپیدوت و نیز اکسید منیزیم به علت تشکیل اپیدوت و کلریت افزایش می‌یابند. ولی اکسید پتاسیم روند مشخصی نشان نمی‌دهد که یا به ترکیب ناهمگن محلول‌های گرمابی و یا به ماهیت شیمیایی سنگ اولیه یا هر دو اشاره دارد. سیلیس نیز به عنوان فرآورده جانبی حاصل از واکنش‌‌های رخ داده طی دگرسانی پروپیلیتیک تشکیل می‌شود.
شکل 5- نمودارهای افزودگی- کاهیدگی عناصر موجود در سنگ دگرسان‌شده پروپیلیتیک که با مقایسۀ غلظت این عناصر در سنگ دگرسان‌نشده منطقه ترسیم شده‌اند.
سیلیسی‌شدن
یکی از رایج‌ترین انواع دگرسانی در سیستم‌های گرمابی، سیلیسی‌شدن است که در منطقه به‌صورت رگه- رگچه‌های سیلیسی و سیلیسی‌شدن بخش‌هایی از سنگ دیواره به‌صورت پراکنده وجود دارد (شکل 2- B). این دگرسانی بیشتر با امتداد شکستگی‌های کششی کانه‌زایی‌شده منطبق است. در واقع طی یک دگرسانی، کوارتز و اپیدوت با هم به‌وجود آمده‌اند (دگرسانی کوارتز- اپیدوت). یکی از راه‌های سیلیسی‌شدن تبدیل فلدسپار به سریسیت است. بنابراین، واکنش زیر پیشنهاد می‌شود:
3/2 KAlSi3O8 + H+ Þ 1/2 KAl3Si3O10 (OH)2 + 3SiO2 + K+
کانه‌نگاری
با توجه به انواع طبقه‌بندی‌های بافتی ارائه شده توسط Craig و Vaughan (1994)، بافت کانه‌های مورد مطالعه در این کانسار عمدتاً در گروه بافت‌های ثانویه، یعنی بافت‌هایی که پس از ته‌نشینی کانه به وجود می‌آیند، قرار می‌گیرد. مهم‌ترین بافت مشاهده شده در کانه‌ها، شکافه پرکن به‌صورت رگه‌ای و رگچه‌ای و به میزان کمتر بافت های جانشینی زونه‌ای و خوشه انگوری (اغلب حاصل اکسیداسیون) است (شکل 6).
در این سنگ‌ها اثراتی از آگرگات‌های برشی ناشی از فرآیندهای تکتونیکی (رخ‌های مثلثی خمیده در گالن)، نیز دیده می‌شود.
|
شکل 6- نمایش بعضی از انواع بافت کانه‌ها در سنگ‌های منطقه، (A برشی (Rppl)، (B زونه‌ای در گوئتیت (Rxpl)، (C جانشینی (Rppl)، (D رگچه‌ای (Rppl) و (E خوشه انگوری (Rppl) |
|
به‌نظر می‌رسد در اندیس کالچویه، کانه‌های فلزی طی دو مرحله تشکیل شده‌اند و مطابق جدول 2 کانی‌سازی اولیه یا هیپوژن دارای سه فاز سولفیدی کالکوپیریت، گالن و پیریت و یک فاز اکسیدی مگنتیت است. تشکیل همزمان پیریت و مگنتیت را از طریق شکل 7 می‌توان توضیح داد. همان طور که در این شکل مشخص است، در مرز بین قلمروهای مربوط به پایداری مگنتیت و پیریت می‌توان هم‌زیستی این دو کانی را مشاهده کرد. یکی دیگر از عواملی که هم‌زیستی مگنتیت و پیریت در مرحله کانی‌سازی اولیه را تأیید می‌کند، نبود مگنتیت به همراه کانی‌های اکسیدان است. مطابق این شکل، مگنتیت در شرایط احیاتری نسبت به هماتیت تشکیل می‌شود و با توجه به همبودی هماتیت با کوپریت و گوئتیت در مقاطع صیقلی، هم‌زیستی مگنتیت و هماتیت با هم، در شرایط بسیار احیاتری نسبت به شرایط تشکیل هماتیت در این کانسار رخ می‌دهد. با توجه به شرایط فیزیکوشیمیایی ته‌نشست طلا و عدم حضور طلای خالص، این عنصر احتمالاً درون سایر کانی‌ها، مطابق جدول 2 در مرحله هیپوژن نهشته شده است. کانی‌سازی سوپرژن با کانی‌های هماتیت، گوئتیت، لیمونیت، مالاکیت، آزوریت (مطابق شکل 8 پس از تشکیل مالاکیت و از افزایش غلظت مس آن) و کوپریت در زون اکسیدان و بورنیت، کالکوسیت و کوولیت (که به ترتیب اطراف کالکوپیریت تشکیل می‌شوند) در زون غنی‌شدگی ثانویه مشخص می‌شود. در واقع علت اینکه سه کانی اخیر در گروه کانی‌های سوپرژن قرار داده شدند این است که با توجه به شکل 8 این کانی‌ها در حال جایگزین شدن به‌جای گالن و کالکوپیریت اولیه هستند.
شکل 7- روابط Eh-PH برای فازهای پایدار اکسیدها و سولفیدهای آهن و مس (Maynard, 1983)
در واقع، به دلیل اینکه قابلیت انحلال سرب در آب نسبت به مس بیشتر و میل ترکیبی مس با گوگرد نسبت به سرب بیشتر است، کانه‌های سرب‌دار جای خود را به کانه‌های مس‌دار می‌دهند.
کالکوپیریت به‌صورت یک کانی اولیه با انجام واکنش زیر در رگه‌های کوارتز تشکیل شده است. منبع مس، سیال گرمابی و منبع آهن، سیال و نیز دگرسانی کانی‌های مافیک سنگ و در نتیجه آزاد شدن آهن آن‌هاست. در مراحل بعدی کانهزایی با افزایش غلظت مس، کالکوپیریت توسط بورنیت، کالکوسیت، کوولیت و هیدروکسیدهای آهن جانشین می‌شود (شکل 8) و معمولاً هاله‌هایی اطراف آن تشکیل می‌دهند:
Cu+ + Fe+2 + 2H2S + 1/4O2 Þ CuFeS2 + 3H+ + 1/2 H2O
فرآیندهای غنی‌سازی سوپرژن باعث می‌شوند ضمن تبدیل کالکوپیریت به کالکوسیت و کوولیت، نسبت Cu/S افزایش یابد که به تشکیل کانی‌های فقیر از آهن و گوگرد و غنی از مس منجر می‌شود و آهن موجود در پیریت و کالکوپیریت نیز اکسید شده و به شکل گوئتیت آزاد می‌شود (شکل 8).
در هر دو رگه کانه‌های بالا وجود داشته‌اند، تنها با این تفاوت که در رگه B کانه‌های مس‌دار و در رگه A کانه‌های سرب‌دار مثل گالن و سروزیت به مراتب بیشتر مشاهده شده است.
|
|
|
جدول 2- نمایش توالی پاراژنزی کانی ها در اندیس مس کالچویه
بحث
پتروگرافی میان‌بارهای سیال
میان‌بارهای سیال را می‌توان با پارامترهای دیداری مثل اندازه، شکل، رنگ، شاخص انکساری و مخصوصاً با فازهای موجود در دمای اتاق توصیف کرد (Alfons et al., 2001). در نمونه‌های دو بر صیقل کوارتزی مربوط به هر دو رگه، حدود 100 میان‌بار اولیه (جدول‌های 3 و 4) انتخاب شد. این میان‌بارهای منفرد از سطوح شکستگی کانی پیروی نکرده، دارای اشکال نامنظم بوده و ندرتاً کشیدگی دارند. اندازه این میان‌بارها از 5 تا 30 میکرون متغیر بوده، اغلب حدود 15 میکرون و در برخی موارد، اندازه 40 میکرون نیز دیده شد. این میان‌بارها عمدتاً کروی تا نیمه‌شکل‌دار بوده و گاهی اشکال کشیده نیز در آن‌ها دیده می‌شود (شکل 9). در این میان‌بارها می‌توان پدیده گردن یافتگی (necking dawn) را نیز مشاهده نمود که در آن میان‌بارهای بزرگ، تخت و نامنظم تعادل مجدد یافته و در امتداد خاصی به میان‌بارهای کوچک تقسیم می‌شوند.
شکل 9- نمونه‌هایی از میان‌بارهای سیال در اندیس کالچویه
بر اساس فازهای مشاهده شده در دمای اتاق، میان‌بارهای سیال در این نمونه‌ها بیشتر از نوع دو فازی غنی از مایع با حباب بخار تقریباً بزرگ (L+V) هستند که مطابق رابطه زیر، درجه پرشدگی (F) برای بیشتر آن‌ها معادل 285/0 محاسبه گردید:
F=VL/VL+Vv Þ F=1/2.5+1=0.285
که VL و VV به ترتیب حجم فاز مایع و حجم فاز بخار است.
ریزدماسنجی میان‌بارهای سیال
مطالعات ریزدماسنجی عبارت است از مطالعه غیر مخرب برای تعیین دما، شوری، چگالی و ترکیب سیالاتی که مسبب کانی‌زایی شده‌اند.
تعیین شوری
برای سیستم های آبگین آب- نمک، مطالعات انجماد بهترین روش برای تعیین شوری میان‌بارهای آبگین است، زیرا کاهش نقطه انجماد آب خالص رابطه مستقیم با مقدار نمک موجود در محلول دارد. در این مطالعه، پس از منجمد کردن نمونه‌ها به‌طور کامل و گرم کردن آن‌ها، دمای TLM از 6/2- تا 2/0- درجه سانتی‌گراد در رگه A و 6- تا 1/0- درجه سانتی‌گراد در رگه B مشاهده شدند که با استفاده از نمودار Shepherd و همکاران (1985)، مقدار شوری به ترتیب در رگه A و B در محدوده 38/0 تا 23/4 و 166/0تا 188/9 درصد وزنی معادل نمک طعام به دست آمد.
جدول 3 خصوصیات میان‌بارهای سیال در رگه A، جدول 4 این خصوصیات را در رگه B و شکل 10 نمودار مربوط به شوری میان‌بارهای سیال در این دو رگه را نشان می‌دهد.
شکل 10- نمودار شوری میان‌بارهای سیال در منطقه کالچویه
جدول 3- خصوصیات فیزیکوشیمیایی میان‌بارهای سیال رگه A در منطقه کالچویه
|
P, PS, S |
)Density( g/cm3 |
wt% NaCl |
Type of homogenization |
Th (°C) |
Tlm (°C) |
Number of fluid inclusion |
Number of sample |
|
P |
0.797 |
0.993 |
To liquid |
252 |
-0.6 |
1 |
1 |
|
P |
0.838 |
2.632 |
To liquid |
238 |
-1.6 |
2 |
2 |
|
P |
0.832 |
2.632 |
To liquid |
242 |
-1.6 |
2 |
3 |
|
P |
0.846 |
2.632 |
To liquid |
235 |
-1.6 |
2 |
4 |
|
P |
0.846 |
2.632 |
To liquid |
232 |
-1.6 |
3 |
5 |
|
P |
0.833 |
2.794 |
To liquid |
242 |
-1.7 |
3 |
6 |
|
P |
0.858 |
0.993 |
To liquid |
212 |
-0.6 |
3 |
7 |
|
P |
0.861 |
0.993 |
To liquid |
210 |
-0.6 |
2 |
8 |
|
P |
0.857 |
1.158 |
To liquid |
214 |
-0.7 |
2 |
9 |
|
P |
0.853 |
0.993 |
To liquid |
216 |
-0.6 |
3 |
10 |
|
P |
0.851 |
0.827 |
To liquid |
216 |
-0.5 |
2 |
11 |
|
P |
0.851 |
4.232 |
To liquid |
240 |
-2.6 |
2 |
12 |
|
P |
0.844 |
3.278 |
To liquid |
238 |
-2 |
1 |
13 |
|
P |
0.834 |
2.956 |
To liquid |
243 |
-1.8 |
5 |
14 |
|
P |
0.816 |
2.306 |
To liquid |
250 |
-1.4 |
3 |
15 |
|
P |
0.809 |
1.478 |
To liquid |
248 |
-0.9 |
2 |
16 |
|
P |
0.820 |
1.979 |
To liquid |
175 |
-1.2 |
4 |
17 |
|
P |
0.81 |
1.03 |
To liquid |
220 |
-0.6 |
2 |
18 |
|
P |
0.83 |
0.88 |
To liquid |
228 |
-0.2 |
2 |
19 |
جدول 4- خصوصیات فیزیکوشیمیایی میان‌بارهای سیال رگه B در اندیس مس کالچویه
|
P, PS, S |
)Density( g/cm3 |
wt% NaCl |
Type of homogenization |
Th (°C) |
Tlm (°C) |
Number of fluid inclusion |
Number of sample |
|
P |
0.8 |
1.65 |
To liquid |
255 |
-1 |
5 |
1 |
|
P |
0.798 |
1.48 |
To liquid |
255 |
-0.9 |
3 |
2 |
|
P |
0.798 |
1.488 |
To liquid |
257 |
-0.9 |
5 |
3 |
|
P |
0.713 |
1.32 |
To liquid |
298 |
-0.8 |
3 |
4 |
|
P |
0.692 |
0.166 |
To liquid |
299 |
-0.1 |
2 |
5 |
|
P |
0.893 |
6.374 |
To liquid |
265 |
-4 |
2 |
6 |
|
P |
0.875 |
9.188 |
To liquid |
265 |
-6 |
3 |
7 |
|
P |
0.875 |
9.188 |
To liquid |
260 |
-6 |
2 |
8 |
|
P |
0.868 |
8.513 |
To liquid |
260 |
-5.5 |
2 |
9 |
|
P |
0.88 |
9.32 |
To liquid |
257 |
-6.1 |
2 |
10 |
|
P |
0.688 |
3.27 |
To liquid |
324 |
-2 |
3 |
11 |
|
P |
0.682 |
2.956 |
To liquid |
324 |
-1.8 |
2 |
12 |
|
P |
0.844 |
3.278 |
To liquid |
261 |
-3.7 |
2 |
13 |
|
P |
0.883 |
5.624 |
To liquid |
263 |
-3.5 |
4 |
14 |
|
P |
0.827 |
5.624 |
To liquid |
267 |
-3.2 |
3 |
15 |
|
P |
0.833 |
5.319 |
To liquid |
261 |
-3.3 |
3 |
16 |
|
P |
0.773 |
1.487 |
To liquid |
269 |
-0.9 |
4 |
17 |
|
P |
0.758 |
1.487 |
To liquid |
277 |
-0.9 |
4 |
18 |
تعیین دمای همگن شدن
هدف نهایی مطالعات حرارت‌دهی، اندازه‌گیری دمای نهایی همگن‌شدن است (دمایی که در آن، میان‌بار به‌صورت یک سیستم تک‌فازی در می‌آید). آزمایش حرارت‌دهی روی میان‌بارهای سیال منطقه انجام شد و نمونه‌ها در دمای حدود 175 تا 324 درجه سانتی‌گراد به فاز مایع تبدیل شدند، یعنی L+VÞL. نمودار این دماها برای میان‌بارهای سیال رگه‌های A و B در شکل 11 نشان داده شده است. این شکل نشان می‌دهد که دمای همگن شدن سیالات در رگه A بین 175 تا 252 و در رگه B بین 250 تا 324 درجه سانتی‌گراد است. البته دمای یکنواختی معادل دمای به دام افتادن سیال در زمان تشکیل نیست و بنابراین برای به‌دست آوردن دمای واقعی به دام افتادن میان‌بارهای سیال باید تصحیح عوامل فشار، چگالی و ترکیب محلول را انجام داد، زیرا دمای همگن شدن تابع این موارد است. به‌علت فشار پائین به دام افتادن سیالات در این منطقه، دماهای همگن شدن معادل یا نزدیک دماهای به دام افتادن سیال حین تشکیل بلورها در نظر گرفته می‌شود.
شکل 11- نمودار مربوط به دمای همگن شدن میان‌بارهای سیال در اندیس مس کالچویه
تعیین چگالی میان‌بارهای سیال
برای تعیین چگالی، از نرم افزارهای طراحی شده، استفاده شد. پس از وارد کردن دمای همگن شدن و شوری میان‌بارهای سیال، چگالی در محدوده‌ای از 861/0-83/0 گرم برسانتی‌متر مکعب برای رگه A و 893/0 -682/0 گرم برسانتی‌متر مکعب برای رگه B (جدول‌های 3 و 4) به‌دست آمد.
تعیین ترکیب میان‌بارهای سیال
علاوه بر روش‌های کمی، ترکیب شیمیایی میان‌بارهای سیال را می‌توان با روش‌های کیفی نیز تعیین کرد. با توجه به این که در این نمونه‌ها شوری بسیار پایین بوده، بنابراین هیچ‌گونه کانی نوزادی تشکیل نشده است ولی چون در دماهای یوتکتیک (TFM) پایین‌تر از °C 21- نمک احتمالی موجود در سیال NaCl است، می‌توان به حضور کم کاتیون Na+ و آنیون Cl- پی برد. از طرفی ترسیم داده‌های شوری و دمای همگن شدن اندیس کالچویه بر روی نمودار Large و همکاران (1988)، غلبه کمپلکس‌های بی‌سولفیدی را بر کلریدی نشان می‌دهد و بنابراین با توجه به دمای پایین سیالات می‌توان کمپلکس اصلی را کمپلکس‌های بی‌سولفیدی و زیرمجموعه‌های آن دانست (شکل 12). وجود کانه‌های کالکوپیریت و گالن نیز این مطلب را تأیید می‌کند. کمپلکس حمل کننده طلا را نیز می‌توان با توجه به خصوصیات سیال کانه‌زا مشخص نمود. در محلول‌های آبگین احیایی، خنثی و با شوری و دمای کم در سیستم‌های اپی‌ترمال، طلا احتمالاً از طریق کمپلکس Au(HS)2- منتقل می‌شود که این حالت انتقال در سیستم‌های سولفیداسیون پایین و شرایط خنثی تا قلیایی رخ می‌دهد (در شرایط اسیدی کمپلکس بی‌سولفیدی حمل کننده طلا AuHS است)، ولی در محلول‌های با دمای بیش از 300 درجه و شوری بالا و اسیدی طلا از طریق کمپلکس Au(Cl)2- منتقل می‌شود که این حالت انتقال در سیستم‌های سولفیداسیون بالا رخ می‌دهد (Robb, 2005). بنابراین، کمپلکس اصلی حمل کننده طلا نیز کمپلکس‌های بی‌سولفیدی بوده‌اند.
شکل 12- حوضه‌های دما- شوری و منحنی تغییرات میانگین برای محدوده‌ای از سیستم‌های کانهزایی گرمابی (Large et al., 1988).
تعیین فشار به دام افتادن سیال
با استفاده از رابطه P=rgz می‌توان فشاری که در آن میان‌بارهای سیال به دام افتاده‌اند را تعیین کرد:
که در آن r چگالی میانگین سیال که در اینجا برای رگه A حدود 836/0 گرم بر سانتی‌متر مکعب و برای رگه B 804/0 گرم برسانتی‌متر مکعب بوده، g شتاب گرانش زمین که در اینجا معادل 8/9 در نظر گرفته می‌شود، z نیز عمق تقریبی کانهزایی است که مهوری (1388) آن را معادل 400 متر در نظر گرفته است. نهایتاً P فشاری است که در آن سیال به دام افتاده و بر حسب بار بیان می‌شود. مطابق این شرایط، فشار در رگه A تقریباً معادل 7/32 بار و در رگه B معادل 5/31 بار بوده است. راه دیگری که از طریق آن می‌توان به فشار بخار محلول پی برد، استفاده از دیاگرام Chou (1987) است. مطابق این دیاگرام که در شکل 13 مشاهده می‌شود فشار بخار حدود 30 بار است که استفاده از رابطه بالا را تأیید می‌کند.
شکل 13- دمای همگن شدن در مقابل شوری در سیستم
NaCl-H2O (Chou, 1987).
تعیین عوامل فیزیکوشیمیایی مؤثر بر ته نشست ذخیره
برای انجام هر نوع تفسیر معنی‌دار لازم است که تعداد جمعیت میان‌بارهای سیال در منطقه مشخص شود. اگر چندین جمعیت وجود داشته باشند، لازم است ارتباط این سیالات که از طریق فرآیندهایی مثل مخلوط شدن سیالات، جوشش یا سرد شدن رخ می دهد، مشخص شود. با به کارگیری شوری و دمای همگن شدن میان‌بارهای سیال می توان به این مسئله پی برد (شکل14). معمولاً تعداد 30 تا 40 میان‌بار برای مشخص نمودن یک جمعیت خاص کافی است (باقری، 1389). مناسب‌ترین روش نمایش داده‌ها، نمودارهای دو متغیره و نمودارهای میله‌ای هستند. برای مثال شکل 14 نشان‌دهنده دو جمعیت مجزای میان‌بارهای سیال منطقه است. در این شکل نمودارهای دمای همگن شدن در مقابل شوری را برای میان‌بارهای آبگین دو فازی در کوارتز رگه‌های A و B منطقه به‌منظور تعیین شرایط فیزیکوشیمیایی کانهزایی و شکل 15 این نمودار را برای هر دو رگه به‌صورت جداگانه نشان می‌دهد.
شکل 14- (A نمودار شماتیکی جهات اصلی دمای همگن شدن- شوری در طی فرآیندهای مختلف تکامل میان‌بارهای سیال (Wilkinson, 2001) نمودار دمای همگن شدن- شوری میان‌بارهای سیال در ذخیره مس کالچویه جهت تعیین فرآیند کانهزایی
|
این شکل‌ها نیز حضور دو جمعیت مختلف از میان‌بارهای سیال دیده می‌شود. چنانچه در این شکل‌ها مشاهده می‌شود، محدوده تغییرات مقدار شوری در میان‌بارهای سیال کالچویه تقریباً گسترده است که این میتواند شاهدی بر اختلاط دو سیال (جوی و ماگمایی) برای ته‌نشینی مس باشد. از طرفی دامنه نسبتاً وسیع دمای همگن شدن سیالات در نمونه‌های مورد مطالعه نشان می‌دهد که فرآیند سرد شدن ساده نیز یکی از عوامل مؤثر در ته‌نشینی ماده معدنی بوده است. به دلیل عدم هم‌زیستی همزمان سیالات غنی از بخار و غنی از مایع (باقری، 1389) و نبود برش‌های گرمابی در صحرا نمی‌توان پدیده جوشش را فرآیندی جهت ته‌نشست کانه‌ها دانست. بر اساس نظر حسنی پاک (1381) و Pirajno (2009) که پیدایش کلسیت تیغه‌ای و صفحه‌ای در سیستم‌های اپی‌ترمال را نشانه ته‌نشست از یک سیال در حال جوشش می‌دانند، حضور کلسیت تیغه‌ای در حفرات سنگ‌های منطقه که توسط سیلیس جانشین شده است و نیز حضور حباب بخار بزرگ در میان‌بارهای سیال می‌توانند نشانه‌هایی از رخداد این پدیده باشند. بنابراین، احتمال رخداد هر دو پدیده جهت ته‌نشست طلا، مس و سایر کانه‌ها وجود دارد.
تعیین نوع ذخیره
شکل 16 گروه‌های اصلی ذخایر معدنی بر اساس دمای همگن شدن و شوری را نشان می‌دهد. این گروه‌ها حوزه‌های وسیعی را در فضای شوری- دمای همگن شدن، اشغال می‌کنند که خواص اساسی سیالات در حین تشکیل آن‌ها را بیان می‌کند و بین منحنی اشباع نمک و منحنی بحرانی برای محلول‌های ضعیف NaCl محدود می‌شوند. در این مطالعه، بر اساس مقایسه این نمودار با دماها و شوری‌های به‌دست آمده از سیالات ناحیه، اندیس مس کالچویه جزو ذخایر نوع اپی‌ترمال قرار می‌گیرد که این مسأله با در نظر گرفتن شرایطی که Foster (1996) و Robb (2005)، برای کانسارهای گرمابی در نظر گرفته‌اند، تأیید می‌شود.
بنابراین سیالات بیشتر از سطح منشأ گرفتند که در اعماق محدود رژیم پوسته شکننده، گردش کرده و سیالاتی با شوری پایین و دمای کم تا متوسط ایجاد کرده‌اند. لازم به ذکر است که دماهای بالایی که در چندین نمونه مشاهده شد، میتواند نشان‌دهنده چیرگی بیشتر سیالات ماگمایی در آن‌ها باشد که به طرف پوسته کم عمق مهاجرت کرده و با سیالات جوی مخلوط شده و شوری پائین ایجاد کرده‌اند.
شکل 16- نمودار دمای همگن شدن- شوری انواع ذخایر معدنی (Wilkinson, 2001) و موقعیت شوری و دمای نمونه‌های کالچویه بر روی آن
ارتباط دگرسانی و کانهزایی
طبق مطالعات دگرسانی و میان‌بارهای سیال، محلول‌هایی با درجات ترکیبی متفاوت از نوع ماگمایی و جوی مسبب کانهزایی در این ناحیه بوده‌اند: یکی سیال A با دمای کم (175 تا 250) و شوری بسیار پایین 38/ 0تا 23/4 درصد وزنی معادل نمک طعام با چیرگی آب جوی بر آب ماگمایی و دیگری سیال B با دمای متوسط (250 تا 324) و شوری 166/0 تا 188/9 درصد وزنی معادل نمک طعام از مخلوط آب ماگمایی و جوی. در واقع سیال با ترکیب آب ماگمایی و جوی با دور شدن از مرکز اصلی کانهزایی (توده نفوذی که منبع سیال گرمابی غنی از سیلیس و مواد فرار و محرک گرمایی برای ایجاد یک سیستم گرمابی بوده است) با آب جوی بیشتری مخلوط و سردتر شده است. بنابراین دما و شوری کمتر در رگه A، میزان حضور آب جوی بیشتر را در این رگه نشان داده که دورتر از مرکز کانهزایی است. با توجه به حضور فراگیر دگرسانی پروپیلیتیک در منطقه و شرایط تشکیل این دگرسانی به نظر می‌رسد، سیالB با دما و شوری متوسط- کم، ضمن نزدیک شدن به سطح زمین، عبور از سنگ‌های آتشفشانی منطقه و اختلاط با آب جوی و در نتیجه کاهش بیشتر دما، آن‌ها را دگرسان کرده و بنابراین نسبت کاتیون‌ها در سیال به‌تدریج افزایش و غلظت یون هیدروژن کاهش می‌یابد. در این وضعیت به‌علت کاهش دما، رخداد جوشش و افزایش pH، زمانی‌که هنوز آب ماگمایی و جوی با هم مخلوط نشدند، پیریت، مگنتیت، گالن و کالکوپیریت در منطقه هیپوژن ته‌نشین می‌شوند و با افزایش این اختلاط کانهزایی به مرحله بعدی یعنی سوپرژن توسعه می‌یابد. به‌طور کلی، سیلیسی‌شدن، سریسیتی‌شدن و ته‌نشینی مس به‌صورت کالکوپیریت در مرحله سرد و رقیق‌شدگی رخ می‌دهند. بخش ماگمایی سیال A که در فاصله بیشتری نسبت به منشأ، آثار کانهزایی آن را می‌توان مشاهده کرد، به‌علت دوری از منشأ از مس فقیرتر و از سرب و روی غنی‌تر بوده است. علاوه بر این، بخش جوی سیال A که بیشتر در مرحله سوپرژن نقش داشته و احتمالاً CO2 و SO4 کافی برای ته‌نشینی کانی‌های کربناته مس و سرب و سولفات باریم داشته، ضمن ورود به درون زمین در منطقه اکسیدان، مالاکیت، آزوریت، سروزیت و هیدروکسیدهای آهن را ته‌نشین کرده و با رسیدن به زیر سطح آب زیرزمینی یا شرایط احیا، کالکوسیت، کوولیت و بورنیت را جانشین کالکوپیریت و گالن کرده است.
نتیجه گیری
با توجه به مطالعات پتروگرافی و کانه‌نگاری، دو بافت اصلی کانه‌ها، افشان و رگه‌ای است. با توجه به اینکه کانه‌های افشان تا فاصله چند سانتی‌متری از رگه‌های کانهزایی شده دیده شده‌اند، نمی‌توان هم‌زمانی نهشت کانه و سنگ میزبان را پذیرفت. از طرفی با توجه به اینکه مواد طی دگرسانی سنگ دیواره از دو طریق تراوش (جریان سیال در طول سنگ) و انتشار (انتقال جرم بوسیله سیالات راکد درون خلل و فرج یا دانه به دانه) منتقل شده‌اند و انتشار معمولاً در فاصله کم رخ می‌دهد، می‌توان نتیجه گرفت که کانه‌های با بافت افشان در نزدیکی رگه‌ها عمدتاً از طریق فرآیند انتشار و کانه‌های همراه با رگه‌های سیلیس بیشتر از طریق فرآیند تراوش تشکیل شده‌اند. تجزیه و تحلیل نمودارهای حاصل از اندازه‌گیری دمای همگن شدن و شوری میان‌بارهای سیال در نمونه‌های کوارتز ناحیه کالچویه نشان‌دهنده دو جمعیت متفاوت از میان‌بارهای سیال است که محدوده کلی دمای همگن شدن در آن‌ها 175 تا 324 درجه سانتی‌گراد و شوری پایین است. بنابراین اختلاط دو سیال با منشأ جوی و ماگمایی که از طریق آزمایشات ایزوتوپی (مهوری، 1388)، نیز تأیید شده است و احیاناً جوشش، تغییرات فیزیکوشیمیایی مسبب کانهزایی بوده‌اند.
همچنین، بر اساس این مطالعات، کمپلکس‌های اصلی حامل مس و طلا در این ذخیره، کمپلکس‌های بی‌سولفیدی بوده‌اند. شوری و دمای پایین سیالات کانه‌ساز، موقعیت تکتونیکی منطقه که جزو کمان آتشفشانی و مناطق همزمان با برخورد بوده، ماهیت کالک آلکالن و ترکیب ماگمای مولد کانهزایی که ازنوع تونالیتی است، پاراژنز کانی‌ها و حضور کوارتز با چیرگی بافت قشرگونه، شکافه پرکن و تیغه‌ای، پراکندگی و انواع دگرسانی‌ها که از نوع پروپیلیتیک بوده، ماهیت سیال کانسارساز کالچویه که خنثی و احیایی است، این اندیس (رگه A) را در محدوده نوع اپی‌ترمال نوع سولفیداسیون پایین قرار می‌دهند (به‌علت تمرکز بیشتر عناصر تحت کانساری در رگه B و دما و شوری بالاتر آن نسبت به رگه A، احتمالاً این رگه در گروه اپی‌ترمال سولفیداسیون بالا قرار می‌گیرد).
با توجه به اینکه با حرکت از رگه B به سمت رگه A، میانگین دمای همگن شدن و شوری کاهش، میزان عناصر فوق کانساری مثل سرب، نقره، آنتیموان و کادمیوم افزایش، میزان عناصر تحت کانساری مثل مس، نیکل و کبالت کاهش و کانهزایی گالن افزایش یافته است (جدول 1) و همچنین دگرسانی پروپیلیتیک با وسعت بیشتری نمود می‌یابد (چرا که این دگرسانی در فواصل بیشتر از مرکز اصلی کانهزایی و در دمای کمتر شکل می‌گیرد)، جهت احتمالی حرکت سیال گرمابی کانه‌دار از شرق تا جنوب‌شرقی به سمت شمال‌غرب بوده و مرکز تقریبی کانه‌سازی به رگه جنوب‌شرقی یعنی رگه B نزدیک‌تر بوده است.
تشکر و قدردانی
از همکاری و زحمات آقای دکتر رضا شمسی‌پور دهکردی و دکتر محمدعلی مکی‌زاده سپاسگزاری می‌شود.
)