Investigation of effective factors in mineralization at Dalli porphyry Cu-Au deposit, Markazi province: base on geological, mineralogical and geochemical evidences

Daneshjou, Mehdi; Zarasvandi, Alireza; Pourkaseb, Houshang; Rezaei, Mohsen; Asadi Harooni, Houshang

doi:10.22108/ijp.2016.21231

Investigation of effective factors in mineralization at Dalli porphyry Cu-Au deposit, Markazi province: base on geological, mineralogical and geochemical evidences

Document Type : Original Article

Authors

دانشگاه صنعتی اصفهان

10.22108/ijp.2016.21231

Abstract

The Dalli porphyry Cu-Au deposit is located in Delijan city, Markazi province, Iran. The deposit, structurally, is placed in the central part of the Urumieh-Dokhtar magmatic arc (UDMA) and consists of two parts, the South Part and the North Part with andesite to andesite basalt wall-rock intruded by granitoids (diorite, quartz diorite and monzodiorite). The aim of this study is the investigation of geologic, mineralogic and geochemical characteristics of the Dalli deposit in order to understand the mineralization factors effective in productive parts. For this purposes, in addition to field observations as well as mineralogical investigations, sampling was done from unaltered, mineralized and less-altered portions for geochemical studies using LA-ICP-MS. Mineralogical and geological evidences indicate that the presence of phyllic, argillic and supergene alterations with more abundance of hornblende, biotite and magnetite in the South Part are effective parameters in increasing the mineralization potential of the Southern Part. As the presence of hornblende, magnetite and lesser abundance of plagioclase indicate high ƒH₂O and ƒO₂ during magma evolutions and the phyllic and supergene alterations provide conditions for copper precipitation by creating heat loss and copper solution, respectively. This is also supported by high Eu/Eu^*, [Dy/Yb]_n, [La/Sm]_n values and REEs trend with a upward concavity for the South Part.

Keywords

Full Text

بررسی عوامل مؤثر بر کانه‌زایی در کانسار مس- طلای پورفیری دالی، استان مرکزی:
بر پایه بررسی‎های زمین‎شناسی، کانی‎شناسی و زمین‌شیمی

مهدی دانشجو ¹، علیرضا زراسوندی ¹*، هوشنگ پورکاسب ¹، محسن رضایی ¹ و هوشنگ اسدی‌هارونی ²

¹گروه زمین‎شناسی، دانشکده علوم زمین، دانشگاه شهید چمران اهواز، اهواز، ایران

²دانشکده معدن، دانشگاه صنعتی اصفهان، اصفهان، ایران

چکیده

کانسار مس- طلای پورفیری دالی در شهرستان دلیجان، استان مرکزی در بخش مرکزی کمان ماگمایی ارومیه- دختر جای گرفته است. این کانسار دارای دو بخش به‌‌نام‌‌های جنوبی و شمالی با سنگ دیواره آندزیتی تا آندزی‌‌بازالتی است و گرانیتوییدها (دیوریت، کوارتزدیوریت و مونزودیوریت) به درون آنها نفوذ کرده‌‌اند. هدف این پژوهش، بررسی ویژگی‌‌های زمین‎شناسی، کانی‎شناسی و زمین‌شیمی کانسار دالی برای درک پیامد عوامل کانه‌زایی در بخش‌های بارور است. در این راستا، افزون‌‌بر بر بازدیدهای صحرایی و بررسی کانی‎شناسی، از بخش‌های غیردگرسان، کانه‌‌زا و کمتر دگرسان‌‌شده نمونه‌برداری شد. سپس برای بررسی‎های زمین‌شیمیایی، نمونه‌ها به روش LA-ICP-MS بررسی شدند. شواهد کانی‎شناسی و زمین‌‌شناختی نشان‌دهنده این است که حضور دگرسانی‌های آرژیلیک و فیلیک همراه با فراوانی بیشتر هورنبلند، بیوتیت و مگنتیت در بخش جنوبی عوامل مؤثر در افزایش پتانسیل کانه‌زایی بخش جنوبی هستند. به‌گونه‌ای‌که حضور هورنبلند، مگنتیت و فراوانی کمتر پلاژیوکلاز نشان‌دهنده‌ ƒO₂ و ƒH₂O بالا هنگام تحول ماگما هستند و دگرسانی‌‌های فیلیک و برون‌زاد، به‌‌ترتیب با پیدایش افت دما و انحلال مس، شرایط را برای ته‌نشست مس فراهم کرده‎اند. برپایه مقدارهای بالای Eu/Eu^*، [Dy/Yb]_n و [La/Sm]_n و روند عناصر خاکی نادر (REE) با تقعر رو به بالا، این یافته‌ها برای بخش جنوبی نیز تأیید می‌شوند.

واژه‌های کلیدی: کانه‌زایی، بارور و نیمه‌بارور، کانی‎شناسی، زمین‌شیمی، کانسار پورفیری دالی، پهنه ارومیه- دختر

مقدمه

امروزه کانسارهای مس نوع پورفیری از مهم‌‌ترین منابع برخی مواد معدنی هستند که به‎صورت حجم‌‌های بزرگی (10 تا بیش از 100 کیلومتر مکعب) در سنگ‎های دگرسانی بر روی استوک‌‌های پورفیری پدید می‌‌آیند و ممکن است دارای اسکارن، سنگ میزبان‌‌های رسوبی و کانه‌زایی‌‌ فلز‌‌های پایه و گران‌بها از نوع اپی‌‌ترمال سولفیداسیون بالا تا حدواسط باشد (John et al., 2010; Sillitoe, 2010). در دهه‌‌های اخیر، بسیاری از رخدادها و اندوخته‌‌های (ذخایر) مس ایران آمیختگی چشمگیری با نقره و طلا نشان داده‌‌اند (Samani, 1998). منابع با توان استحصال طلا در پهنه‌های ماگمایی ترسیری به اندوخته مس پورفیری بستگی دارند (Lescuyer et al., 2003). از میان آنها می‌توان محور طلادار ساوه- کاشان- نایین در بخش مرکزی کمان ماگمایی ارومیه-دختر (Moritz et al., 2006) و کانسار مس- طلای پورفیریِ امروزی در دالی را نام برد. این کانسار در 50 درجه و 20 دقیقه طول‌‌جغرافیایی خاوری و 34 درجه و 15 دقیقه عرض‌‌جغرافیایی شمالی در استان مرکزی (شهرستان دلیجان) و 9 کیلومتری شمال‌‌باختری روستای راوه در همین بخش از ارومیه-دختر جای دارد. درباره بررسی‎های انجام‌‌شده بر روی کانسار دالی می‌توان گزارش‌های اکتشافی و پژوهش‌‌هایی را برشمرد که ویژگی‌های سنگ‎شناسی، ویژگی‌های سیال‌های درگیر و شیمی برخی کانی‎های ویژه آنها (مانند بیوتیت) را بررسی کرده‌‌اند (مانند: Harooni, 2008; Ayati et al., 2008, 2012a, 2012b, 2013; Darabi-Golestan et al., 2012). از مهم‌ترین ویژگی‌‌هایی که درباره این اندوخته از دیدگاه زمین‎شناسی اقتصادی همواره بررسی شده‌‌اند، عوامل مؤثر در اقتصادی‌‌بودن این اندوخته است. پژوهشگران بسیاری آن را بررسی کرده‌‌اند که می‌توان به آنها استناد کرد (Stringham, 1960; Sillitoe, 1979; Baldwin and Pearce, 1982; Shafiei and Shahabpour, 2008; Zarasvandi et al., 2015).بود و یا نبود برخی کانی‎ها در کانسار می‌تواند نشان‌دهنده شرایط ویژه‌‌ای در هنگام تحول ماگما باشد و در پایان می‌تواند در بارورشدن توده نفوذی مؤثر باشد؛ به‌گونه‌ای‌که معمولاً کانه‌زایی‌‌های مس پورفیری بیشتر از ماگمای کالک‌‌آلکالن آبدار ریشه می‌گیرند. همچنین، شرایط اکسیدان، جدایش بلورین (تفریق) پیشرفته ماگما و تبلوربخشی کانی آبداری مانند هورنبلند از فاکتورهای مهم در پیدایش توده‌های بارور مس هستند. از این‌رو، در این پژوهش عوامل مؤثر بر انباشته‌‌شدن ماده معدنی در بخش‌های ویژه‌‌ای از کانسار پورفیری دالی (به‌‌ویژه توده‌های جنوبی آن) از دیدگاه زمین‎شناسی، کانی‎شناسی و زمین‌شیمی بررسی می‌‌شود.

زمین‎شناسی

از دیدگاه زمین‎شناسی، پهنه‌ کوهزایی هیمالیا- تبت که بخشی از محدوده فلززایی تتیس خاوری (ETMD) است، از پهنه‌‌های کلاسیک برای رخداد اندوخته‌‌های پورفیری به‌‌شمار می‌‌رود (Hou et al., 2011). این پهنه دارای پنج پهنه‌ Cu-Mo و Cu-Au پورفیری بزرگ مانند پهنه‌های مس پورفیری Yulong و Gangdese در ناحیه تبت، پهنه‌ مس Chagai در پاکستان و پهنه‌ مس ارسباران- کرمان یا همان کمان ماگمایی ارومیه- دختر (UDMA) و یا پهنه‌ ولکانیک- پلوتونیک ایران‎مرکزی (CIVB) در ایران است (Hou et al., 2003; Cook et al., 2005; Hezarkhani, 2006a, 2006b; Zarasvandi et al., 2007; Hou and Cook, 2009). پهنه‌ ماگمایی ارومیه- دختر بخشی از این کوهزایی است و برپایه اندوخته مس، از شمال‌‌باختری به‌‌سوی‌‌ جنوب‌‌خاوری، به سه بخش رده‌‌بندی شده است (Zarasvandi et al., 2005; Samani, 1998). این منطقه در بخش مرکزی این کمان به نام ناحیه اردستان- ساوه است. برپایه بررسی‎های سنگ‌‌زایی و ساختاریِ Mohajjel و Proohan (2005)، Nadri و همکاران (2010)، Babaahmadi و همکاران (2010) و Monsef (2011)، در پی عملکرد گسل‌‌های منطقه، سنگ‌‌های آذرین با ترکیب حدواسط در بازه زمانی نئوژن در سنگ‌‌های رسوبی کهن‌‌تر نفوذ کرده‎اند. سنگ‌‌های آتشفشانی و نیمه‌‌آتشفشانی نئوژن در دو مرحله ماگمایی پدید آمده‎اند. مرحله نخست فوران‌‌های پس از برخوردی در میوسن میانی تا بالایی بوده است. سنگ‌‌های این مرحله شامل گدازه‌ها و آذرآواری‌‌ها با ترکیبی از بازالت‌‌آندزیت تا آندزیت (بازیک- حدواسط) بوده و استراتوولکان‌‌هایی مانند سخت‌‌حصار را ساخته است. فاز دوم با فوران‌‌های آندزیتی- داسیتی نشان‌دهنده اسیدی‌‌ترشدن فعالیت‌‌های ماگمایی منطقه است و دارای نشانه‌‌های آواری، مانند گسترش دهانه آتشفشانی کوه خستک است (Monsef, 2011). نهشته‌‌های کنگلومرایی و رسوب‌‌های آواری- تبخیری سازند قرمز زیرین، رسوب‌‌های دریایی سازند قم و رسوب‌‌های تبخیری- قاره‌ای سازند قرمز بالایی رسوب‌‌های الیگو- میوسن منطقه و جوان‌ترین رسوب‌‌های آبرفتی کواترنری بخش بزرگی از منطقه را در برگرفته‌اند. نمای کلی کانسار نشان‌دهنده دهانه آتشفشانی (کالدرا) با ترکیب آندزیتی تا آندزیت بازالت است که استوک‌های حدواسط گرانیتوییدی به درون آنها نفوذ کرده‌اند؛ از این‌رو می‌توان کانسار را برپایه Shafiei و Shahabpour (2008) بخشی از اندوخته پورفیری نوع ولکانیک (PVD) به‌شمار آورد. برپایه بازدیدهای صحرایی، این محدوده را می‌توان به دو بخش شمالی و جنوبی رده‌‌بندی کرد. در بخش شمالی سنگ میزبان شامل دو استوک کمابیش هم‌اندازه است؛ اما بخش جنوبی دارای استوک همراه با رخنمون‌‌هایی از دو استوک بسیار کوچک‌‌تر است (شکل 1). استوک‌‌ها ترکیبی از دیوریت تا کوارتزدیوریت پورفیری همراه با نشانه‌‌هایی از مونزودیوریت، به‌‌ویژه در بخش جنوبی، با بافت پورفیری نشان می‌دهند. سنگ‌‌های آتشفشانی حدواسط با ترکیب آندزیت تا آندزیت‌‌بازالت پورفیری همراه با مواد آذرآواری این استوک‌‌ها را فراگرفته‎اند و نقش سنگ دیواره کانسار را دارند. از دیدگاه ساختاری سنگ‌‌های یاد‌‌شده در درون سیستم گسلی به عرض 1 تا 2 کیلومتر با روند NE-SW نفوذ کرده‎اند. رگه‌های کوارتز کانه‌دار و بی‌کانه‌زایی همراه با کانه‌های ثانویه اکسید آهن و کربنات مس نشان‌دهنده کارکرد محلول‌های گرمابی و جوی در محدوده کانسار هستند (Harooni, 2008). از نشانه‌‌های دیگر در منطقه، رخداد فرایندهای دگرسانی مانند سیستم‌های پورفیری (پتاسیک، فیلیک (بیشتر به‌گونه‌ محلی)، پروپلیتیک و همراه با مقدارهای ناچیزی دگرسانی آرژیلیک) هستند که به‎صورت هم مرکز از درون به بیرون گسترش یافته‌‌اند.

شکل 1- نقشه زمین‎شناسی ساده‌‌شده از کانسار دالی در استان مرکزی (Harooni, 2008).

روش انجام پژوهش

برپایه اهداف این پژوهش، بررسی‎ها در سه بخشِ زمین‎شناسی صحرایی و نمونه‌برداری، بررسی‎های آزمایشگاهی و زمین‌شیمیایی انجام شد. در تابستان 1391، بررسی‌های زمین‎شناسی صحرایی و نمونه‌‌برداری از بخش‌های کانه‌دار، دگرسان و کمتر دگرسان در دو بخش سطحی و گمانه‌‌های حفاری انجام شد. برای انجام بررسی‎های کانه‌نگاری و سنگ‎شناسی، 20 مقطع نازک و 10 مقطع صیقلی در کارگاه مقطع‌‌گیری دانشگاه شهید چمران اهواز تهیه شد. برای شناسایی کانی‎های رسی، 7 نمونه تجزیه پراش اشعه X (XRD) در آزمایشگاه کانساران بینالود تهران انجام شد. برپایه جدول 1، برای بررسی‎های زمین‌شیمیایی، نمونه‌‌هایی از بخش‌های نادگرسان و با دگرسانی کم برگزیده شد. این نمونه‌‌ها نخست با دستگاه آسیاب خردایش و پودر آنها تهیه شد. برای کاهش اثر آلودگی، پیش از آماده‌‌سازی هر نمونه، دستگاه‌‌ها به‌‌خوبی با آب مقطر شستشو داده ‌‌شدند. پودرهای به‌‌دست‌‌آمده در اندازه‌های 100 گرمی بسته‌‌بندی شده و 14 نمونه برای تجزیه به آزمایشگاه زمین‌شیمی دانشگاهNew Brunswickدر کشور کانادا فرستاده شدند.

برای تجزیه‌‌های زمین‌شیمیایی، نمونه‎های پودری نخست با گرم‌کننده کربنی به شیشه‌‌های همگن تبدیل شدند. در ادامه برای شناسایی عناصر اصلی، دستگاه SEM-EDS به‌‌همراه روش ریزکاو الکترونی (EMPA) به‌کار برده شد. روش تجزیه‌ در پژوهش Zarasvandi و همکاران (2015) گفته شده است. افزون‌بر این، برای سنجش عناصر خاکی نادر و کمیاب، روش پرتو‌سنجی جرمی پلاسمای جفتیده القایی با پرتو لیزری (LA-ICP-MS) به‌‌کار برده شد. روش تجزیه‌ نمونه‎های کل سنگ با بهره‌‌گیری از تجزیه‌ LA-ICP-MS برپایه روش McFarlane و Luo (2012) بوده است. گفتنی است که در هنگام تجزیه‌، شیشه سنتز‌‌شدة NIST 612برای مرجع خارجی و نیز شیشه T1-GMPI-DING برای استاندارد کنترل کیفیت به‌‌کار برده شد.

سنگ‎شناسی و دگرسانی

(1) بخش جنوبی کانسار دالی

الف- سنگ دیواره: برپایه بازدیدهای صحرایی و بررسی‎های سنگ‎نگاری، سنگ‌‌های اصلی سنگ دیواره که در هر دو بخش شمالی و جنوبی کانسار دیده می‌شود، گدازه‌های آتشفشانی آندزیتی تا آندزی‌‌بازالت پورفیری (شکل 2- A) هستند. گدازه‌های آندزیتی سنگ دیواره دارای بافت پورفیری تا هیالوپورفیریتیک هستند. ترکیب کانی‎شناسی آنها پلاژیوکلاز (45-50 درصد‌‌حجمی)، هورنبلند (10-5 درصد‌‌حجمی) و بیوتیت (15-20 درصد‌‌حجمی) به‎صورت درشت بلور است. این کانی‌‌ها در زمینه‌‌ای (مجموعاً 10-15 درصد‌‌حجمی) از کانی‎های ریزترِ پلاژیوکلاز، اپیدوت، کلریت و مقدار کمتری کوارتز پراکنده شده‎اند. کانی‎های کلریت و بیوتیت به‎صورت رگچه‌ای در نمونه‎های دستی و مقاطع نازک میکروسکوپی نیز دیده می‌شوند و بازگوکنندة ثانویه‌‌بودن آنها هستند (شکل 2- B). فراوانی کلریت به میزان بیوتیت (و به میزان کمتری با هورنبلند) در سنگ پیش از دگرسانی بستگی دارد (Schwartz, 1966).

ب- سنگ میزبان: کانه‌‌زایی در کانسار دالی به‌گونه چشمگیری به سنگ‎های حدواسطی بستگی دارد که ترکیبی مانند گدازه‌های آندزیتی سنگ دیواره دارند. این توده‌های نیمه‌‌ژرف را می‌توان هم‌‌ارز درونی سنگ دیواره دانست. برپایه ترکیب کانی‎شناسی می‌توان گفت سنگ میزبان دارای ترکیب دیوریت، مونزودیوریت تا کوارتز مونزونیت با بافت پورفیری بوده است (شکل‌‌های 2- C و 2- D).

شکل 2- تصویرهایی از نمونه‌های دستی و مقاطع میکروسکوپی کانسار دالی (استان مرکزی). A و B) نمونه آندزیتی با رگچه‌های کلریت و بیوتیت؛ C و D) نمونه‌های دستی سنگ میزبان گرانیتوییدی با رگه‌های کوارتز؛ E) بلورهای شکل‌‌دار پلاژیوکلاز در نمونه‌‌های کوارتز دیوریتی؛ F) بیوتیتی‌‌شدن بلورهای پلاژیوکلاز؛ G) درشت‌‌بلورهای بیوتیت نخستین و هورنبلند؛ H) نمونه دارای رگچه کوارتز و بلورهای سرسیت به‌دست‌آمده از دگرسانی کانی‎های نخستین. نام‌‌ اختصاری کانی‌‌ها از Whitney و Evans (2010) برگرفته شده است (Bt: بیوتیت؛ Chl: کلریت؛ Hbl: هورنبلند؛ Qz: کوارتز؛ Py: پیریت؛ Pl: پلاژیوکلاز؛ Ser: سرسیت).

کانی‎شناسی استوک جنوبی شامل پلاژیوکلاز (45-35 درصد‌‌حجمی)، هورنبلند (5-10 درصد‌‌حجمی)، بیوتیت (10-15 درصد‌‌حجمی) و کوارتز (15-20 درصد‌‌حجمی) است. این کانی‌‌ها به‎صورت درشت‌‌بلور در زمینه‌‌ای دانه‌‌ریز از کوارتز و پلاژیوکلاز یافت می‌شوند (شکل‌‌های 2- E، 2- F و 2- G). در بخش‌های مرکزی این استوک کانی‎های ارتوکلاز نیز دیده می‌شود و از میزان کانی‎های بیوتیت نخستین کاسته می‌شود.

ارتوکلازها به‎صورت رگه‌ای و به‌‌رنگ صورتی روشن دیده می‌شوند. فلدسپارها شکل‌‌دار هستند و منطقه‌‌بندی و دوقلویی دارند. این موضوع نشان‌‌دهنده پیدایش آنها در ماگمای گرانیتوییدی است (Best and Christiansen, 2001). اندازه آنها در کناره‌‌ها نزدیک به 4 تا 5 میلیمتر و در مرکز توده 7 میلیمتر است. هسته‌‌های دگرسانی و بلورهای کوچک با ماکل کارلسباد در این درشت‌‌بلورها نشان‌دهنده پیدایش آنها در شرایط سدیک است (Hezarkhani, 2006b). پلاژیوکلازهای سنگ میزبان ترکیبی از الیگوکلاز تا آندزین را نشان می‌دهند؛ اما در آندزیت‌‌ها ترکیبی آندزین دارند (Ayati et al., 2013). پلاژیوکلازها گاه به سرسیت دگرسان شده‎اند (شکل 2- F).

هورنبلند به‎صورت درشت‌‌بلورهای شکل‌‌دار با رنگ سبز دیده می‌شود که در پهنه‌های با دگرسانی بالا به کانی‎های ثانویه مانند کلریت و بیوتیت ثانویه تبدیل شده است (شکل 2- G). درشت‌‌بلورهای هورنبلند در نمونه‎های نادگرسان، نشان‌دهنده فاز سیال نخستین و ماگمای گرانودیوریتی با بیش از 3 درصدوزنی H₂O و آمیختگی هنگام تبلور است (Whitney, 1975; Burnham, 1979; Whitney and Stormer, 1985; Hezarkhani, 2006a, 2006b). برپایه بررسی‎های Ayati و همکاران )2013)، کمابیش همه هورنبلندهای منطقه از آمفیبول‌‌های کلسیک هستند. کانی‎های بیوتیت با رنگ قهوه‌‌ای تیره تا قهوه‌‌ای روشن در سنگ میزبان به دو صورت پراکنده و رگه‌ای دیده می‌شوند که نشان‌دهنده دو نسل متفاوت از آنهاست. نسل اول به‎صورت درشت‌‌بلورهای شکل‌‌دار با برگوارگی آشکار و به‌‌رنگ قهوه‌‌ای تیره هستند. این کانی‌‌ها که به‎صورت پراکنده در مقاطع نازک دیده می‌شوند را بیوتیت‌‌های ماگمایی می‌‌دانند. نسل دوم یا گونه‌‌های گرمابی آنها دارای رنگ قهوه‌‌ای کم‌‌رنگ بوده و آمیبی‌‌شکل هستند. این گروه از بیوتیت‌‌ها به‎صورت رگه‌ای یا جانشینی کانی‎های نخستین مانند هورنبلند دیده می‌شوند. کانی کوارتز به سه صورت در نمونه‎ها دیده می‌‌شود: (1) درشت‌‌بلورهایی با شکل هندسی آشکار تا نیمه‌شکل‌دار که نشان‌دهنده نسل اول کوارتزها هستند؛ (2) بلورهای دانه‌‌ریز به‎صورت پراکنده و فراوان زمینه را ساخته‌‌اند؛ (3) کانی‎های کوارتز رگه‌ای که می‌توانند نشان‌دهنده کارکرد و پیامد فرایندهای گرمابی پایانی باشند (شکل 2- H).

پ- دگرسانی: چگونگی گسترش دگرسانی در کانسار دالی بدین ترتیب است که در بخش جنوبی، از بیرون به درون، دگرسانی‌‌های پروپلتیک، آرژیلیک، سرسیتی و پتاسیک را می‌توان دید. دگرسانی‌‌های آرژیلیک و سرسیتی بیشتر به‎صورت محلی و نزدیک به سطح بوده و گاه دگرسانی‌‌های پیشین را می‌‌پوشانند. دگرسانی پروپلتیک دارای بیشترین گسترش در کانسار دالی است؛ به‌گونه‌ای‌که پیامد آن را می‌توان به‎صورت هاله‌‌ای سبز رنگ دید که در هر دو بخش شمالی و جنوبی بیشترین همراهی را با سنگ دیواره آندزیتی منطقه دارد. از دیدگاه کانی‎شناسی، بیشتر کانی‎های این دگرسانی عبارتند از اپیدوت (30-40 درصدحجمی)، کلریت (25-20 درصدحجمی) و به اندازه کمتر کلسیت (5> درصدحجمی). این کانی‎ها بیشتر به‎صورت پراکنده در زمینه‌‌ای دانه‌‌ریز از میکرولیت‌‌های پلاژیوکلاز هستند. کانی کلریت افزون‌بر حالت پراکنده، به‎صورت رگچه نیز همراه با بیوتیت ثانویه دیده می‌شود. نشانه‌‌های دگرسانی آرژیلیک بیشتر به‎صورت تخریب سنگ‌‌های سنگی و تبدیل کانی‎های سیلیکاته به کانی‎های رسی در نمونه‎های دستی و داده‌‌های XRD شناسایی می‌‌شوند. از کانی‎های فراوان این دگرسانی در کانسار دالی می‌توان کوارتز، آلبیت، مونت موریلینیت و کائولینیت (به‎صورت فاز اصلی) و کلریت، ایلیت و میکروکلین (به‎صورت فاز فرعی) را نام برد. این ترکیب کانی‎شناسی نشان‌دهنده دگرسانی آرژیلیک متوسط است. دگرسانی آرژیلیک متوسط گویای تجمع‌‌های رس‌‌داری است که در پی دگرسانی هیدرولیکی و دماهای کمتر و pH کمابیش کمتر از دگرسانی سرسیتی پدید آمده‌‌اند؛ اما pH بالاتر از دگرسانی آرژیلیک پیشرفته در دماهای همانند پدید می‌‌آید.

اجتماع‌‌های سفید تا خاکستری کوارتز- سرسیت- پیریت که تا اندازه‌‌ای در تخریب بیشتر بافت سنگ نقش دارند، در شناسایی دگرسانی سرسیتی در اندوخته پورفیری کاربرد دارند (Sillitoe, 2000). این دگرسانی در محدوده کانسار دالی بیشترین پیامد خود را در بخش‌های جنوبی نشان می‌دهد. نشانه‌‌های آن به‎صورت سنگ‌‌های کمابیش سست به‌‌رنگ سفید تا سبز کمرنگ با گسترشی در مقیاس محلی و بیشتر همراه با حضور رگچه‌های کوارتز دیده می‌شوند.

برپایه بررسی‎های کانی‎شناسی در چهارچوب مقاطع نازک و XRD، کانی‎های سازنده این دگرسانی عبارتند از کلریت (10-15 درصدحجمی)، سرسیت (25-35 درصدحجمی)، کوارتز (45-50 درصدحجمی) که بیشتر آنها از تخریب و دگرسانی کانی‎های مافیک نخستین مانند بیوتیت و هورنبلند و همچنین، پلاژیوکلاز پدید آمده‌‌اند (شکل 2- H). نشانه‌‌های تخریب فلدسپارها به سرسیت بیشتر در هسته و شکستگی‌‌های درون درشت بلورهای فلدسپار دیده می‌‌شود.

در بخش جنوبی این کانسار دگرسانی پتاسیک با حضور کانی‎های بیوتیت ثانویه، پتاسیم‌‌فلدسپار، مگنتیت و کوارتز در بخش مرکزی استوک‌‌های نفوذی شناسایی می‌‌شوند. کانی‎های بیوتیت به دو صورت پراکنده و رگچه‌ای با رنگ قهوه‌‌ای روشن که نشان‌دهنده Mg/Fe بیشتر است؛ اما کانی‎های پتاسیم‌‌فلدسپار بیشتر به‎صورت رگه و رگچه‌های صورتی رنگ آشکار و بیشتر در بخش‌های کوارتزمونزونیتی بخش‌های جنوبی شناسایی شدند.

2- بخش شمالی کانسار دالی

سنگ دیواره بخش شمالی کانسار ویژگی‌های سنگ‎نگاری مانند بخش جنوبی را دارد. می‌توان گفت که سنگ‌های آندزیتی تا آندزی‌بازالتی، در هر دو بخش، نقش سنگ دیواره را دارند؛ اما از سوی دیگر، سنگ میزبان بخش شمالی به‎صورت دو استوک کمابیش هم‌اندازه به درون سنگ‌های آندزیتی نفوذ کرده‎اند. استوک‌های بخش شمالی با ترکیب کانی‎های پلاژیوکلاز، کوارتز، هورنبلند و بیوتیت به‎صورت درشت‌‌بلور در زمینه‌ای دانه‌ریز تا دانه‌متوسط از کوارتز بیشتر ترکیب کوارتزدیوریت با بافت پورفیری را نشان می‌دهند. در سنگ میزبانِ بخش شمالی، کانی ارتوکلاز بسیار ناچیز و میزان درشت‌‌بلورهای هورنبلند و بیوتیت در مقایسه با بخش جنوبی کانسار کمتر است. نشانه‌های دگرسانیِ کانی‎های نخستین (پلاژیوکلاز، هورنبلند و بیوتیت) نیز در این بخش بسیار کمتر از بخش جنوبی است.

چگونگی گسترش دگرسانی در بخش شمالی کانسار دالی بیشتر با داشتن نشانه‌‌های دگرسانی پروپلتیک وابسته به سنگ‌‌های آندزیتی سنگ دیواره و دگرسانی پتاسیک وابسته به سنگ میزبان شناسایی می‌شود. در بخش‌های شمالی کانسار کمابیش نشانه‌‌هایی از دگرسانی سرسیتی و به‌‌ویژه آرژیلیک را نمی‌توان یافت و یا شدت آنها بسیار کم است. دگرسانی آرژیلیک (به‌‌ویژه در بخش جنوبی کانسار) بیشتر به‌‌گونه محلی گسترش یافته و در ژرفا دارای شدت کمتری هستند؛ اما شدت پیامد این دگرسانی در بخش شمالی از بخش جنوبی بسیار کمتر و ناچیزتر است.

کانه‌زایی

کانه‌زایی در این سیستم‌‌ها در توالی‌‌های آشکاری از رگچه‌های کوارتز و همچنین، به شکل پراکنده در سنگ دگرسان میان آنها رخ می‌دهد (Sillitoe, 2010). اگر شرایط دگرسانی و هوازدگی افزایش یابد چه‌‌بسا این اندوخته دچار فرایند غنی‌سازی برون‌زاد شود و در پایان پیدایش توالی ویژه‌‌ای از دیدگاه کانی‎شناسی را در پی داشته باشد. این توالی از پایین به بالا عبارت است از بخش درون‌زاد، بخش غنی‌شده سولفیدی، منطقه اکسیدی و در پایان کلاهک آهنی. این توالی ممکن است ستبرایی نزدیک به بیش از 1 کیلومتر داشته باشد؛ البته اگر دچار فرسایش نشود (Sillitoe, 2010; John et al., 2010). در همه این محدوده بخش درون‌زاد گسترش خوبی را نشان می‌دهند و برپایه بررسی گمانه‌‌های حفاری، تا ژرفای متوسط 200 تا 250 متری نفوذ کرده است. دیوریت- مونزودیوریت‌‌های پورفیری بیشترین نشانه‌‌های کانه‌زایی را در خود جای داده‌‌اند. بخش درون‌زاد کانسار دارای کانه‌های فلزی بیشتر پیریت و کالکوپیریت به‌‌همراه مقدار کمتری بورنیت و مگنتیت، به‎صورت پراکنده و رگچه، دیده می‌شوند (شکل‌‌های 3- A و 3- B). کالکوپیریت کانه اصلی مس در کانسار دالی (40 درصد کانه‌های فلزی) به‌‌شمار می‌‌رود و به‎صورت دانه‌‌های درشت و متوسط، به‌‌حالت پراکنده در زمینه و رگه و رگچه‌ای، بیشتر در بخش درون‌زاد دیده می‌شود (شکل‌‌های 3- A، 3- B و 3- C). فراوانی کالکوپیریت در بخش جنوبی در مقایسه با بخش شمالی بسیار بیشتر است و برپایه بررسی‎های SEM به‌‌دست Harooni (2008)، میزبان اصلی طلا در کانسار دالی است.پیریت از کانه‌هایی است که در بخش درون‌زاد پس از کالکوپیریت به‌‌فراوانی یافت می‌شود (20-30 درصد حجمی کانه‌های فلزی). این کانه نیز به‎صورت دانه‌‌های پراکنده و رگه‌ای در مقاطع صیقلی دیده می‌شود و فراوانی آن در بخش جنوبی بیشتر است (شکل‌‌های 3- D و 3- E). کانه مگنتیت (15-10 درصد حجمی کانه‌های فلزی) به‎صورت رگه‌ای و شکاف پرکن و به مقدار کمتر به‎صورت پراکنده بیشتر در بخش‌های جنوبی دالی دیده می‌شود (شکل 3- A). این کانه گاه در پی پدیده مارتیتی‌‌شدن به هماتیت تبدیل شده است. کانه مگنتیت نشان‌دهنده شرایط اکسیدانی است که برای پیدایش اندوخته مس- طلای پورفیری مناسب است (Shafiei and Shahabpour, 2008). از کانه‌های دیگر بخش درون‌زاد که به مقدار بسیار کم و تنها در بخش جنوبی یافت می‌شود می‌توان بورنیت (5 درصد حجمی کانه‌های فلزی) را نام برد. این کانه با رنگ صورتی تا صورتی کم‌رنگ بیشتر همراه با پیریت و گاه کوولیت (کمتر از 5 درصد حجمی کانه‌های فلزی) به‎صورت رگچه دیده می‌شود (شکل 3- B). طلا و نقره، به‎صورت محصول‌‌های همراه یا جانبی نزدیک به 30 درصد اندوخته‌‌ها هستند. گمان می‌شود این عنصرها در اندوخته پورفیری بیشترین همراهی را با کانه‌های کالکوپیریت و بورنیت دارند و به‎صورت ادخال در آنها یافت می‌شوند (Kesler et al., 2002; John et al., 2010). همان‌گونه که گفته شد در کانسار دالی میزبان اصلی طلا کالکوپیریت و همچنین، رگه‌های کوارتز است که می‌تواند نشان‌دهنده ورود آن از محیط پیرامون باشد. با وجود این، فراوانی آن در هر دو محدوده شمالی و جنوبی کمابیش یکسان است.

شکل 3- A) نمونه دستی از سنگ میزبان کانسار دالی (استان مرکزی) با کانه‌‌های کالکوپیریت و مگنتیت؛ B، C و D) مقاطع میکروسکوپی از کانه‌‌های سولفیدی که به‌‌صورت رگچه و پراکنده در بخش درونزاد دیده می‌شوند (در نور انعکاسی)؛ E) مقطع میکروسکوپی از کانه‌‌های سولفیدی که بیشتر به‌‌صورت پراکنده در بخش برونزاد (در نور انعکاسی)؛ F) نمونه دستی دارای کانه‌‌های مالاکیت و آزوریت؛ G) داده‌های XRD مربوط به نمونه کلاهک آهنی. نام‌‌ اختصاری کانی‌‌ها از Whitney و Evans (2010) برگرفته شده است (Kfs: پتاسیم‌‌فلدسپار؛ Ccp: کالکوپیریت؛ Mag: مگنتیت؛ Cv: کوولیت؛ Bn: بورنیت؛ Cct: کالکوسیت؛ Py: پیریت).

نشانه‌‌های فرایند برون‌‌زاد به‎صورت کانه‌های اکسیدی آهن و کربناته مس در کلاهک شسته‌‌شده و پهنه اکسیدی و همچنین، به‎صورت مقدار کمی کوولیت و کالکوسیت در پهنه سولفیدی دیده می‌شوند (شکل‌‌های 3- E و 3- F). کانه‌های مالاکیت و آزوریت (بیش از 50 درصد کانه‌های بخش برون‌زاد) بیشتر در نمونه‎های دستی به رنگ سبز و آبی همراه با کانی‎های اکسید آهن دیده می‌شوند (شکل 3- F). در کانسار دالی کلاهک آهنی تنها در بخش جنوبی است و برپایه بررسی‎های صحرایی و XRD کانی‎های شاخص آن ژاروسیت، هماتیت و گوتیت هستند (شکل 3- G). در بررسی‎های میکروسکوپی با میکروسکوپ بیناکولار، کانه مس خالص نیز به‎صورت ذرات جداگانه دندریتی و به‌‌رنگ قرمز تیره شناسایی می‌‌شوند. این کانه‌ها نشان‌دهنده منطقه اکسیدی در بخش برون‌زاد کانسارهای پورفیری هستند (John et al., 2010). در کانسار دالی، بیشتر کانه‌‌های سولفیدی ثانویه، کالکوسیت و کوولیت هستند و در مقاطع صیقلی به‎صورت هاله‌‌های جانشینی در پیرامون کانه سولفیدی درون‌زاد شناسایی می‌‌شوند.

زمین‌شیمی

داده‌‌های به‌دست‌آمده تجزیه‌های زمین‌شیمیایی شامل عناصر اصلی و عناصر فرعی در جدول 1 آورده شده است. در تجزیه شیمیایی نمونه‎ها، 10 عنصر به‌عنوان اکسیدهای اصلی دیده می‌شوند. ازآنجایی‌که این عناصر بیشترین همراهی را با کانی‎های اصلی توده‌های آذرین دارند، نقش مهمی در شناسایی ترکیب شیمیایی سنگ‎ها، تحول ماگمایی و حتی شناسایی پهنه زمین‌‌ساختی این سنگ‌‌ها دارد. محدوده SiO₂ سنگ‎های این منطقه در محدوده 49 تا 63 درصد وزنی با میانگین (56 درصد وزنی) با میانگین (2/54 درصد وزنی) هستند که نشان‌دهنده حدواسط‌‌بودن و سرشت گرانیتوییدی آنهاست. برای عناصر اصلی در سنگ دیواره و سنگ میزبان، دامنه تغییر کمابیش یکسان و همسان نشان‌‌دهنده ترکیب شیمیایی یکسان آنهاست.

در این پژوهشبرای شناسایی ترکیب شیمیایی و نام‌گذاری توده‌های آذرین این منطقه، نمودارهای R₁-R₂ (De la Roche et al., 1980) و نمودار Na₂O+K₂O در برابر SiO₂ (Le Maitre et al., 2002) به‌‌کار برده شد. برپایه این نمودارها توده‌های آتشفشانی در محدوده ترکیبی آندزیت تا آندزیت بازالت و درونی‌‌ها نیز در محدوده دیوریت، مونزودیوریت، با گرایش به گابرو دیوریت، جای می‌گیرند (شکل‌‌های 4- A و 4- B). برای شناسایی سری ماگمایی، نمودار Th در برابر Co (Hastie et al., 2007) به‌‌کار برده شده است (شکل 4- C). در بررسی‎های سنگ‎شناسی، این نمودار برای پهنه‌‌هایی که دگرسان شده‌‌اند و برای کاهش پیامد دگرسانی معرفی شده که در آن Co جانشین SiO₂ و Th جایگزین K₂O می‌شوند. برپایه این نمودار سنگ‌‌های آذرین منطقه کمابیش همگی در محدوده سری کالک‌‌آلکالن تا شوشونیتی هستند. برپایه بررسی سرشت سنگ‌‌زایی، این سنگ‌‌ها ویژگی‌‌های گرانیتوییدهای اکسیدی- نوع I (همانند متاآلومینوس‌‌بودن، SiO₂ کمتر از 70 درصد وزنی، Na₂O بیشتر از 2/3 درصد وزنی) مانند داشتن مگنتیت و بیوتیت قهوه‌‌ای مایل به سبز (Maanijou et al., 2013) را نشان می‌‌دهند. نمودارهای شناسایی پهنه زمین‌‌ساختی نیز I-type بودن آنها را تأیید می‌کنند (شکل 4- D).

بسیاری از پژوهشگران از عناصر فرعی و اصلی در شناسایی پهنه‌‌های زمین‌‌ساختی بهره‌‌ می‌‌گیرند. در میان این عناصر، میزان Y، Tb، Nb، Th/Yb و Ta/Yb به‌علت تحرک کم آنها در هنگام فرایندهای پیدایش سنگ‎های ماگمایی (مانند پدیده فرورانش) اهمیت بیشتری دارند (Zarasvandi et al., 2005; Pearce, 2005; Maanijou et al., 2013). در این نمودارها، کمابیش همه نمونه‎های کانسار دالی در محدوده کناره‌‌های فعال قاره‌ای (VGA) و I-type جای می‌گیرند (شکل 4- D).

جدول 1- داده‌های زمین‌‌شیمیایی تجزیه‌ LA-ICP-MS و SEM-EDS نمونه‌‌های کانسار دالی (استان مرکزی) (عناصر اصلی برپایه درصد وزنی و عناصر فرعی برپایه ppm؛ N: مقدار بهنجار شده در برابر ترکیب کندریت (Boynton, 1984) است).

شکل 4- جایگاه نمونه‌‌های کانسار دالی (استان مرکزی) در: A) نمودار رده‌‌بندی سنگ‎های آذرین R₁ در برابر R₂ (De la Roche et al., 1980)؛ B) نمودار Na₂O+K₂O در برابر SiO₂ (Le Maitre et al., 2002)؛ C) نمودار Th در برابر Co (Hastie et al., 2007)؛ D) نمودار شناسایی پهنه زمین‌ساختی Ta در برابر Yb (Pearce et al., 1984) (مثلث: سنگ‌‌های آذرین آتشفشانی؛ مربع‌: سنگ‌‌های آذرین درونی).

در مجموعه‌‌های گرانیتوییدی میزبان کانه‌زایی مس پورفیری، الگوی عناصر خاکی نادر (REEs) ابزار باارزشی برای بررسی منبع ماگما است. همچنین، در شناسایی توانایی ماگما در متمرکزکردن مس به ما کمک می‌کند (Zarasvandi et al., 2005; 2015). از این‌رو برای بررسی ویژگی‌‌های زمین‌شیمیایی در بخش‌های بارور (بخش جنوبی کانسار) و نیمه بارور کانسار (بخش شمالی کانسار) دالی، چگونگی توزیع عناصر کمیاب و خاکی نادر در دو بخش با هم مقایسه شدند. نفوذی‌های کانه‌دار معمولاً در الگوی عناصر خاکی نادر (REEs) خود جدایش آشکاری را نشان می‌دهند؛ به‌گونه‌ای‌که عناصر خاکی نادر با شدت میدان بالا (HFSE) و ایتریم (Y) در برابر عناصر دیگر تهی‌‌شدگی نشان می‌دهند (John et al., 2010). همان‌‌گونه‌‌که در شکل 5 دیده می‌شود، برپایه نمودار الگوی REE، غنی‌شدگی عناصر خاکی نادر سبک (LREE) در برابر عناصر خاکی متوسط (MREE) و سنگین (HREE) در هر دو بخش دیده می‌‌شود.

شکل 5- الگوی عناصر خاکی نادر (REE) برای کانسار دالی (استان مرکزی) در نمودار بهنجار شده در برابر ترکیب کندریت (Boynton, 1984).

از ویژگی‌‌های مهم این نمودار تفاوت در روند الگوی REE‌‌ برای بخش بارور (نمونه‎های مربوط به بخش جنوبی کانسار) در مقایسه با بخش‌های کم بارور (نمونه‎های مربوط به بخش شمالی کانسار) است؛ به‌گونه‌ای‌که نمونه‎های بخش جنوبی روندی پرشیب‌تر، همراه با یک تقعر رو به بالا در بازه میان MREE به‌‌سوی HREE و نبود ناهنجاری آشکار منفی Eu نشان می‌دهند (مانند اندوخته پورفیری بارور کوه‌‌پنج کرمان؛ سرچشمه و میدوک؛ Shafiei et al., 2009). عنصر کاربردی دیگر، Eu است که در شرایط ماگمایی در دو وضعیت اکسیداسیونی Eu²⁺ و Eu³⁺ رخ می‌دهد. کاتیون Eu²⁺در پلاژیوکلاز جانشین Ca²⁺ می‌شود. Eu یک شاخص حساس برای جدایش پلاژیوکلاز است که برپایه ناهنجاری منفی Eu در برابر REE کناری شناسایی می‌شود. نمودار Eu/Eu* در برابر SiO₂ (Richards et al., 2001) برای شناسایی رفتار یوروپیم و جدایش توده‌های بارور و نابارور به‌‌کار برده می‌‌شود. در این نمودار، انواع بارور میزان Eu/Eu* نزدیک به یک یا بیشتر نشان می‌دهند (شکل 6- A).

شکل 6- نمودارهای جداکننده نمونه‌های بارو و کم‌‌بارور در کانسار دالی (استان مرکزی). A) نمودار Eu/Eu* در برابر SiO₂ (Richards et al., 2001)؛ B) نمودار [La/Sm]_n در برابر [Dy/Yb]_n (Richards et al., 2012)؛ C) نمودار Y در برابر MnO (Baldwin and Pearce, 1982) (ترکیب کندریت پیشنهادی Boynton (1984)برای بهنجارسازی به‌‌کار برده شده است) (لوزی‌‌ سبز: نمونه‌های بارور؛ لوزی‌‌ بنفش: نمونه‌های کم‌‌بارور؛ توضیح کامل‌‌تر در متن آمده است).

در این زمینه، عناصر و نسبت‌های عنصری کلیدی دیگر عبارتند از La, Sm, Dy, Yb. عناصر LREE (La)، MREE (Sm, Dy) و HREE (Yb) در برابر شرایط و فرایندهای ماگمایی رفتار حساسی نشان می‌‌دهند و در نمودار [La/Sm]_n در برابر [Dy/Yb]_n به‌‌کار برده شده‌‌اند (Richards et al., 2012). در این نمودار، نمونه‎های بارور، در مقایسه با انواع کم بارورتر، مقدارهای بیشتری از این نسبت‌ها را نشان می‌دهد (شکل 6- B).

الگوی عناصر MREE و HREE در برابر LREE نشان‌‌دهنده برخی کانی‎ها، مانند گارنت و هورنبلند جدایش‌‌یافته یا به‌‌جا‌مانده، هستند. حضور این کانی‌‌ها الگوهای هموار یا منحنی‌‌واری در رده‌‌بندی MREE نشان می‌‌دهند که شیب آن از LREE به‌‌سوی MREE رو به پایین است (نسبت‌های بالای [La/Sm]_n نزدیک به 4 تا 11). سپس الگو در میان MREE هموار می‌شود و ممکن است حتی به‌‌سوی HREE شیب تا اندازه‌‌ای رو به بالا شود و تقعر رو به بالا در آنها روی دهد (نسبت‌های [Dy/Yb]_n≤ 1) (Klein et al., 1997; Bachmann et al., 2005; Prowatke and Klemme, 2006).

حالت هموار بیشتر برای اندوخته نابارور و حالت منحنی‌‌وار برای اندوخته بارور گزارش شده است (شکل‌‌های 5 و 6- B). برپایه 100 نمونه سنگ تازه و ناهوازده در مقیاس‌‌های معدنی، محلی و ناحیه‌ای در منطقه آند شیلی، مقایسه زمین‌شیمیایی دیگری به‌‌دست Baldwin و Pearce (1982)، میان نفوذی‌های بارور و نابارور انجام شده است. در این مقایسه دریافتند که نفوذی‌های بارور دارای ناهنجاری منفی آشکاری از Y، Mn، Th و عناصر خاکی نادر سنگین (HREE) هستند؛ ازاین‌‌رو، Baldwin و Pearce (1982) نمودار شناسایی Y در برابر MnO را پیشنهاد داده‌‌اند (شکل 6- C).در این نمودار، در نمونه‎های بارور، مقدارهای کم Y و Mn برپایه تبلور نخستین فازهای آبدار غنی در Y و Mn (به‎صورت هورنبلند) و همچنین، برپایه خروج و آزادشدن سیال غنی در Mn از ماگما توضیح داده می‌‌شود. مقدارهای کم Y ممکن است نشان‌‌دهندة فرایندهای ماگمایی آشکار و لازم برای زایش مس پورفیری باشد؛ اما مقدار کم MnO ممکن است نشان‌‌دهنده اندازه و استحکام و توانایی گسترش یک سیستم گرمابی باشد (Baldwin and Pearce, 1982).

بحث

از فاکتورهای مهم در پیدایش توده‌های بارور مس، شرایط اکسیدان، جدایش پیشرفته ماگما و تبلوربخشی یک کانی آبدار (مانند هورنبلند) است (Sun et al., 2013; Zarasvandi et al., 2015). برپایه بررسی‎های سنگ‎نگاری و کانی‎شناسی مهم‌‌ترین کانی‎ها و فرایندهایی که می‌توانستند در کانه‌زایی و اقتصادی‌‌بودن کانسار مس- طلای پورفیری دالی نقش بسزایی را داشته باشند عبارت بودند از: هورنبلند، پلاژیوکلاز، مگنیتیت، پیریت، کالکوپیریت و رخداد دگرسانی برون‌‌زاد. میزان بالای آب ماگمایی پیش‌‌شرط لازم برای جایگیری پوسته‌ای کم‌‌ژرفِ ماگماهای کمانی و پیدایش سیستم‌‌های ماگمایی- گرمابی با پتانسیل کانه‌زایی است. از این‌رو، Richard و همکاران (2012) پیشنهاد می‌کنند که باروری ماگماهای پدیدآمده در پهنه برخوردی و یا کمانی می‌تواند برپایه دارابودن درشت‌‌بلورهای هورنبلند یا بیوتیت شناسایی شود؛ زیرا هورنبلند (1 تا 2 درصد وزنی آب) و بیوتیت (2 تا 4 درصد وزنی آب) عادی‌‌ترین فازهای ماگمایی آبدار در ماگماهای حدواسط هستند (Cloos, 2001). همچنین، دیدن هورنبلند به‎صورت درشت‌‌بلور در نمونه‎های بسیار تازه در بخش ژرف استوک (یک فاز مایع نخستین) نشان‌دهنده ماگمای حدواسط با بیش از 3 درصد وزنی H₂O و اشباع‌بودن از آب در هنگام تبلور آغازین است (Whitney, 1975; Burnham, 1979; Whitney and Stormer, 1985). از ویژگی‌‌های دیگر پورفیری‌‌های بهره‌‌ور، فراوانی مودال کانی‎های روشن در برابر تیره و همچنین، برتری مودال هورنبلند در برابر بیوتیت است (Shafiei, 2012). برپایه بررسی‎های Zarasvandi و Liyaghat (2005)، همراه با تبلور هورنبلند چه‌‌بسا مس فراوانی از سیستم آزاد می‌شود؛ اما سنگ‎های گرانیتوییدی بی‌‌کانه‌زایی مس دارای تبلور بخشی پلاژیوکلاز هستند. دگرسانی کوارتز- مگنتیت و حضور کانه مگنتیت نخستین که با رخداد کانه‌زایی همبستگی مثبتی دارند، از ویژگی‌‌های آشکار اندوخته پورفیری با توان کانه‌زایی بالا هستند. فوگاسیته اکسیژن سیال‌های بهره‌‌ور معمولاً در محدوده بافرهای اکسید نیکل- نیکل (NNO) و هماتیت- مگنتیت (HM) در دماهای مناسب است (Burnham and Ohmoto, 1980). فراوانی مگنتیت، هماتیت و انیدریت نخستین در تعادل با کانی‎های سولفید مس- آهن (کالکوپیریت، بورنیت) و همراهی اندوخته مس پورفیری با گرانیتوییدهای اکسیدی نوع I یا سری مگنتیت نشان‌‌دهنده این فوگاسیته بالای اکسیژن هستند (Rowins, 2000). همبستگی مثبت میان مگنتیت و هماتیت با کانه‌زایی‌‌های کالکوپیریت و بورنیت در بخش مرکزی همراه با دگرسانی پتاسیک به‌ویژه در بخش جنوبی می‌تواند نشان‌دهنده حالت اکسیدان در هنگام تحول ماگمایی باشد؛ زیرا شرایط بهتری برای گرد‌آوری، حمل و در پایان ته‌نشست مس و طلا فراهم می‌کند. کلاهک آهنی، منطقه اکسیدی و غنی‌‌سازی سولفیدی نشان‌دهنده تکامل این دگرسانی در کانسار دالی به‌ویژه در بخش جنوبی است. برپایه بررسی‎های Sillitoe (2000) در اندوخته مس- طلای پورفیری، پوشش و کلاهک شسته‌‌شدة به‌دست‌آمده بیشتر گوتیتی هستند و برخی دارای مس چشمگیری به‎صورت مالاکیت، کریزوکولا، نئوتوسیت، لیمونیت pitch (گوتیت مس‌‌دار) و کانی‎های اکسید مسِ همراه هستند. نشانه‌‌های گوتیت، لیمونیت، مالاکیت، همراه با کائولینتی‌‌شدن فلدسپارها و مارتیتی‌‌شدن مگنتیت (تبدیل مگنتیت به هماتیت) در کلاهک آهنی و بخش اکسیدی پهنه برون‌‌زاد در بخش جنوبی کانسار دالی دیده می‌شوند. همچنین، سنگ‎هایی که دچار دگرسانی فیلیک شده‌‌اند بهترین سنگ‎ها برای اکسید‌‌شدن و پیدایش منطقه برون‌زاد هستند (Enders, 2000; Berger et al., 2008). ازآنجایی‌که رخداد و پیامد دگرسانی فیلیک بیشتر در بخش جنوبی آشکارا دیده می‌‌شود؛ ازاین‌‌رو، یکی از عوامل مهم در گسترش دگرسانی برون‌زاد در بخش جنوبی را می‌توان به آن وابسته دانست. در کانسار دالی مهم‌‌ترین تفاوت درباره دگرسانی درون‌‌زاد، دگرسانی‌‌های فیلیک و آرژیلیک در بخش جنوبی هستند که در مقیاس محلی و سنگ میزبان کانه‌زایی به‌گونه‌ فراگیر دچار آنها شده است. درباره دگرسانی فیلیک و میزان طلا در اندوخته مس- طلای پورفیری پیشنهادهای گوناگونی داده شده است، به‌گونه‌ای‌که برخی، مانند Shafiei و Shahabpour (2008)، رخداد دگرسانی فیلیک و آرژیلیک را از عوامل مؤثر در کم‌‌بودن میزان طلای اندوخته پورفیری ناحیه کرمان دانسته‌‌اند؛ اما Sillitoe (1979، 2000) رخداد دگرسانی فیلیک را عاملی محدود‌‌کننده در میزان طلای این اندوخته نمی‌‌داند؛ به‌گونه‌ای‌که نمی‌‌توان آن را به همه اندوخته‌‌های پورفیری تعمیم داد. در کانسار دالی میزان طلای هر دو بخش بسیار نزدیک به‌‌هم است. پس رخداد این دگرسانی‌‌ها در این کانسار عاملی محدودکننده در تمرکز طلا نبوده‌‌ است؛ اما برپایه بررسی‎های Hezarkhani (a2006) درباره پیامد دگرسانی فیلیک بر میزان مس در یک ذخیره پورفیری، سه عامل کاهش در ƒO₂، افزایش در pH و کاهش دما در ته‌نشست کالکوپیریت مؤثر هستند. در میان آنها، عامل سوم نقش مهم‌‌تری دارد؛ به‌گونه‌ای‌که شورابه غنی از فلز تا هنگامی‌‌که به چند صد درجه کمتر از دمای خود در ماگمای مادر نرسد، مس را ته‌نشست نمی‌کند. از مواردی که کاهش دمای چشمگیری در آن رخ می‌دهد، میان دگرسانی فیلیک و پتاسیک است. این افت دما نیز با تخریب فلدسپار و مصرف H⁺، کاهش اسیدیته را در پی خواهد داشت. همچنین، با هیدرولیزکردن SO₂ ماگمایی، محیط احیایی شده و کالکوپیریت ته‌نشست می‌شود. این پدیده در دماهای زیر 400 درجه بیشتر رخ می‌دهد و محصول آن با مس و آهن نامحلول برای ته‌نشست کالکوپیریت ترکیب می‌شود. از این‌رو شاید بتواند مقدار بسیار کم کانی‎های مس‌‌دار در بخش شمالی را پیامد رخداد ضعیف دگرسانی سرسیت و در نتیجه نبود افت دمای مناسب دانست. از سوی دیگر، این پدیده نیز با مقدار کمتر مگنتیت در بخش شمالی که نشان‌‌دهنده فوگاسیته کم اکسیژن ماگمای مادر است، نیز سازگاری دارد؛ اما نکته‌‌ای که باید به‌‌یاد داشت این است که نسبت کم Cu/Au در بخش شمالی در مقایسه با بخش جنوبی می‌تواند نشان‌دهنده جایگیری استوک شمالی در سطوح بالاتری در برابر به استوک جنوبی باشد زیرا نسبت Cu/Au با ژرفای جایگیری توده نفوذی وابستگی وارونه دارد (Murakami et al., 2010). از سوی دیگر، این ژرفایِ کم جایگیری با ƒO₂ کم در بخش شمالی که در بالا گفته شد متناقض است. در تفاوت نسبت Cu/Au در دو بخش باید این نکته را به یاد داشت که سرد‌‌شدن و جداشدن طلا از سولفیدها و تفاوت در کانی‎شناسی سولفیدها در مقایسه با ژرفا تاثیر بیشتری را بر نسبت Cu/Au در اندوخته مس- طلای پورفیری دارند و همچنین، فرایندهای دما بالا مس را در برابر طلا از سیستم‌‌های مس پورفیری حذف می‌کند؛ اما فرایندهای کم‌‌دما به‌گونه ترجیحی Au را حذف می‌کنند (Kesler et al., 2002) که فراوانی دگرسانی‌‌های دمابالا (پتاسیک و فیلیک) در بخش شمالی می‌تواند علت میزان بالای Au/Cu در آن باشد. افزون‌بر این، همبستگی میان دگرسانی کم‌‌دما (آرژیلیک و پروپلیتیک) با دگرسانی برون‌‌زاد و تمرکز ثانویه مس که در بالا به آن گفته شد نیز می‌تواند عامل دیگری در تفاوت نسبت Cu/Au در دو بخش باشد. بر پایه نمودارها می‌توان به شرایط متفاوت تحول ماگمایی میان اندوخته‌‌های بارور و اندوخته‌‌های نابارور پی برد. بیشتر سنگ‎های گرانیتوییدی که همراه با کانه‌زایی شدید مس هستند مقدار 1Eu/Eu^*≥ را نشان می‌دهد (Zarasvandi, 2004; Richards et al., 2012). این وضعیت می‌تواند نشان‌دهنده جدایش ماگمایی و کنترل آن با تبلور بخشی هورنبلند باشد. این پدیده عامل اصلی تکامل ماگمایی در کانسار‌‌های مس پورفیری است که در شرایط بالای اکسیدی در ماگما انجام می‌شود (Lang and Titley, 1998). افزون‌‌بر این، این مقدار می‌تواند نشان‌دهنده نبود جدایش پلاژیوکلاز از ماگمای نخستین، توقف جدایش و جدایش پلاژیوکلاز در پی میزان بالای آب ماگمایی، یا یک وضعیت اکسیداسیونی بالا (که Eu بیشتر در وضعیت سه‌ظرفیتی است) باشد. برپایه دیدن درشت‌‌بلورهای پلاژیوکلاز با منطقه‌‌بندی آشکار، همراه با هورنبلند و بیوتیت و فراوانی بیشتر این دو کانی در کانسار دالی، به‌ویژه در بخش جنوبی، می‌توان نبود ناهنجاری آشکار Eu در این بخش از کانسار را پیامدِ توقف تبلور پلاژیوکلاز (در پی میزان آب بالا و شرایط اکسیدان در مراحل پایانی تحول ماگمایی) دانست. روند عناصر خاکی نادر نمونه‎های بخش جنوبی که مقدارهای حدواسطی را برای LREE/MREE نشان می‌دهند ([La/Sm]_n بالاتر)؛ اما غنی‌شدگی ضعیفی را برای HREEها دارند ([Dy/Yb]_n بیشتر) نشان‌دهنده نقش بیشتر هورنبلند در هنگام تحول ماگمایی هستند. همچنین، جدایش نخستین و فراوان هورنبلند از یک ماگماهای آبدار (Romick et al., 1992; Davidson et al., 2007; Rooney et al., 2011) می‌تواند ماگما را به‌گونه‌ ترجیحی از MREE-HREE و Y تهی می‌کنند و در پی آن روندی منحنی‌‌وار با تقعر رو به بالا در الگوی REEها و غلظت‌‌های کم Y و Yb (HREEها) پدید آورد. از نمودارهای شناسایی به‌‌کاررفته دیگر، نمودار Y در برابر MnO است (شکل 6- C) که در آن، تپه جنوبی مقدارهای کم Y و Mn را نشان می‌دهد. Baldwin و Pearce (1982) تفاوت در مقدارهای Mn و Y را به این علت‌‌ها می‌‌دانند:

(1) در هنگام جدایش بلوری: تبلور فازها از نفوذی‌های بارور می‌توانسته ضریب جدایش بیشتری برای Y و Mn در برابر تبلور فازها از نفوذی‌های نابارور داشته باشد؛

(2) در هنگام خروج فاز بخار و مواد فرار: خروج یک فاز غنی در CO₂ در سطوح بالا در پوسته می‌توانسته Y و Mn را از ماگما بیرون براند؛

(3) در هنگام دگرسانی گرمابی: گذر سیال‌های گرم ماگما یا سیال‌های جوی می‌توانسته دوباره با نفوذی‌های بارور پس از تبلور واکنش داده و Y و Mn را در محلول حذف کند. پس می‌تواند نشان‌دهنده دگرسانی (جانشینی هورنبلند) بیشتر در بخش جنوبی در برابر بخش شمالی باشد و بر میزان MnO ﺗﺄثیر بیشتری دارد تا بر Y، و کاهش MnO.

در ایران نیز بررسی‎هایی درباره عوامل مؤثر بر باروری توده‌های نفوذی مرتبط با اندوخته‌‌های پورفیری انجام شده است که برخی داده‌های آنها در جدول 2 آورده شده است. مقایسه کانسار دالی با برخی کانسارهای پورفیری ایران نشان‌دهنده روندی همسان در شاخص‌‌های شناسایی دیگر کانسارهای پورفیری ایران است؛ به‌گونه‌ای‌که از دیدگاه کانی‎شناسی، در کانسارهای با باروری بالا (مانند سرچشمه، سونگون، کوه پنج، میدوک و شادان) در مقایسه با انواع کم بارور (مانند ریگان، دارالو و جبال بارز)، کانی‎های آبدار (مانند هورنبلند و بیوتیت) بسیار بیشتر است. همچنین، نسبت‌های عناصر فرعی به‌عنوان شاخص جدایش ‌خوبی را نشان می‌دهند؛ به‌گونه‌ای‌که انواع با باروری بالا دارای [La/Sm]_n بالاتر از 4 و Eu/Eu^* نزدیک به یک یا بیشتر هستند.

جدول 2-مقایسه زمین‌شیمیایی کانسار دالی (استان مرکزی) با برخی کانسارهای پورفیری ایران (داده‌‌های جدول از: Zarasvandi et al., 2011, 2015; Asadi et al., 2013, 2014; Richards et al., 2012; Shafiei 2010; Shafiei et al., 2009; Hezarkhani, 2006a, 2006b).

productivity	REEs Pattern	[La/Sm]_n	Eu/Eu^*	Index minerals	Deposit
High	Upward Concavity	4 - 11	≈ 1	Plagioclase, Quartz, Hornblende, K-feldspar	Sarchesmeh
High	Upward Concavity	6 - 9	1 & >1	Plagioclase Hornblende, Biotite	Sungun
Low	Flat	2 - 1	< 1	plagioclase, K-feldspar, quartz, rare biotite & hornblende (	Reagan
Low	Flat	2	< 1	plagioclase, quartz, K-feldspar, minor olivine, hornblende & biotite	Daraloo
High	Upward Concavity	4 - 7	1 & >1	plagioclase, quartz, Hornblende and biotite	Meiduk
High	Upward Concavity	5 - 8	≈ 1	Hornblende ± Biotite, Plagioclase	Shadan
Low	Flat	1 - 4	≈ 1 & <1	Plagioclase + Olivine	Jebal Barez
High	Upward Concavity	4 - 10	> 1	Hornblende phenocrystal	Kuh panj
Low	Flat	1 - 4	< 1	plagioclase, quartz, minor Hornblende & Biotite	N part	Dalli
High	Upward Concavity	4 - 7	≈ 1	plagioclase, quartz, Hornblende and biotite	S part	Dalli

نتیجه‌‌گیری

یافته‌‌های این پژوهش به‌‌گونه زیر است:

1) برپایه بررسی‎های صحرایی، کانی‎شناسی و داده‌های زمین‌شیمیایی این کانسار دارای دو بخش شمالی (بزرگ‌تر و کم‌عیار) و جنوبی (پرعیارتر) است که درون یک ناحیه گسلی با روند شمال‌‌خاوری- جنوب‌‌باختری جای گرفته‌‌اند و در کل نمای یک کالدرای آتشفشانی را دارند.

2) مهم‌‌ترین تفاوت دو بخش از دیدگاه سنگ‎نگاری و کانه‌زایی، فراوانی کانی‎های هورنبلند، بیوتیت و مگنتیت ماگمایی در بخش جنوبی است که نشان‌دهنده شرایط اکسیدان و میزان آب ماگمایی بیشتر در این بخش است

3) از دیدگاه دگرسانی، بخش‌های بارور کانسار دالی با رخداد دگرسانی‌‌های فیلیک، آرژیلیک و دگرسانی برون‌‌زاد رابطه مستقیمی دارند که ترکیب این دگرسانی با ویژگی‌‌های سنگ‎نگاری نام‌‌برده‌‌شده در بند 2، از عوامل مهم در اقتصادی‌‌تربودن این بخش از کانسار دالی به‌‌شمار می‌‌روند.

4) نبود ناهنجاری منفی آشکار Eu برای داده‌های بخش جنوبی (1Eu/Eu*≥)، الگوی قاشقی‌‌شکل (تقعر رو به بالا) عناصر خاکی نادر (REE) در نمودار بهنجار شده در برابر ترکیب کندریت و مقدارهای بیشتر [La/Sm]_n و [Dy/Yb]_n نشان‌ می‌‌دهند که تبلور ماگمای استوک جنوبی با تبلور هورنبلند و چه‌‌بسا پایان‌‌یافتن تبلور پلاژیوکلاز (در پی مقدار آب بالا و یا شرایط اکسیدان بالا) کنترل می‌‌شود.

5) مقایسه کانسار دالی با دیگر کانسارهای پورفیری ایران نشان می‌‌دهد که به‌‌کارگیری این ویژگی‌‌ها می‌تواند راهنمای خوبی برای شناسایی بخش‌های با کانه‌زایی بالا و شناسایی آنها از بخش‌های نابارور و حتی با باروری کمتر باشد که در بررسی‎های زمین‎شناسی اقتصادی بسیار اهمیت دارد.

منابع

Asadi, S., Moore, F., Zarasvandi, A. and Khosrojerdi, M. (2013) First report on the occurrence of co2-bearing fluid inclusions in Meiduk porphyry copper deposits, Iran: Implications for mineralizing processes in a continental collision setting. Geologos 19(4): 301-320.

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.

Ayati, F., Yavuz, F., Asadi, H. H., Richards, J. P. and Jourdan, F. (2013) Petrology and geochemistry of calc-alkaline volcanic and subvolcanic rocks, dalli porphyry copper–gold deposit, Markazi Province, Iran. International Geology Review 55(2): 1-27.

Ayati, F., Yavuz, F., Noghreyan, M., Haroni, A. and Yavuz, R. (2008) Chemical characteristics and composition of hydrothermal biotite from the Dalli porphyry copperprospect, Arak, Central Province of Iran. Mineralogy and Petrology 94(1-2): 107–122.

Ayati, F., Asadi Harouni, H., Bagheri, H. and Mansouri Isfahani, M. (2012b) Application of mineralography and fluid inclusion data to determine the formation conditions of porphyry copper deposit, NE Arak. Petrology 3(12): 15-32 (in Persian)

Ayati, F., Noghreyan Kalimi, M. and Khalili, M. (2012a) Petrographic and mineral-chemistry of the magmatic-alteration zones south of salafchegan. Petrology 2(8): 1-19 (in Persian)

Babaahmadi, A., Safaei, H., Yassaghia, A., Vafa, H., Naeimi, A., Madanipour, S. and Ahmadi, M. (2010) A study of quaternary structures in the Qom region, west Central Iran. Journal of Geodynamics 50(5): 355-367.

Bachmann, O., Dungan, M. A. and Bussy, F. (2005) Insights into shallow magmatic processes in large silicic magma bodies: the trace element record in the Fish Canyon magma body, Colorado. Contributions to Mineralogy and Petrology 149(3): 338-349.

Baldwin, A. J. and Pearce, A. J. (1982) Discrimination of productive and non-productive porphyritic intrusions in the Chilean Andes. Economic Geology 77(3): 664-974.

Berger, B. R., Ayuso, R. A., Wynn, J. C. and Seal, R. R. (2008) Preliminary model of porphyry copper deposits. U.S. Geological Survey, open-file Report.

Best, M. G. and Christiansen, E. H. (2001) Igneous petrology. Black Well Science Inc.

Boynton, W. V. (1984) Geochemistry of the rare earth elements: meteorite studies. In: Rare earth element geochemistry (Ed. Henderson, P.) 63-114. Elsevier, Amesterdam.

Burnham, C. W. (1979) Magmas and hydrothermal fluids. In: Geochemistry of hydrothermal ore deposits (Ed. Barnes, H. L.) 71-136. John Wiley and Sons, New York.

Burnham, C. W. and Ohmoto, H. (1980) Late-stage processes in felsic Magmatism. Mining Geology Special 8: 1-11.

Cloos., M. (2001) Bubbling Magma chambers, cupolas and porphyry copper deposits. International Geology Reviwe 43(4): 285-311.

Cooke, D. R., Hollings, P. and Walshe, J. L. (2005) Giant porphyry deposits: characteristics, distribution, and tectonic control. Economic Geology 100(5): 801-818.

Darabi-Golestan. F., Ghavami-Riabi. R., Asadi-Harooni. H. (2012) Alteration, zoning model, and mineralogical structure considering lithogeochemical investigation in northern Dalli Cu–Au porphyry. Arabian Journal of Geosciences 6(12): 4821-4831.

Davidson, J., Turner, S., Handley, H., Macpherson, C. and Dosseto, A. (2007) Amphibole “Sponge” in arc crust? Geology 35(9): 787-790.

De La Roche, H., Leterrier, J., Grandclaude, P. and Marchal, M. (1980) A classification of volcanic and plutonic rocks using r1r2- diagram and major element analyses - its relationships with current nomenclature. Chemical Geology 29(1-4): 183-210.

Enders, M. S. (2000) The evolution of supergene enrichment in the Morenci porphyry copper deposit, Greenlee County, Arizona: Tucson. Ph. D. Thesis, University of Arizona, USA.

Harooni, H. (2008) Final exploration report of porphyry Cu-Au Dalli deposit, industries and mines organization of Markazi Province, Iran. Dorsa Pardaze Co. (in Persian).

Hastie, A. R., Kerr, A. C., Pearce, J. A. and Mitchell, S. F. (2007) Classification of altered volcanic island arc rocks using immobile trace elements: development of The Th-Co discrimination diagram. Journal of Petrology 48(12): 2341-2357.

Hezarkhani, A. (2006a) Alteration/Mineralization and controls of chalcopyrite dissolution/deposition in the Raigan porphyry system, Bam-Kerman, Iran. International Geology Review 48(6): 561-572.

Hezarkhani, A. (2006b) Mineralogy and fluid inclusion investigations in the Reagan porphyry system, Iran, the path to an uneconomic porphyry copper deposit. Journal of Asian Earth Sciences 27(5): 598–612.

Hou, Z. and Cook, N. J. (2009) Metallogenesis of the Tibetan collisional orogen: a review and introduction to the special issue. Ore Geology Review 36(1-3): 2-24.

Hou, Z. Q., Ma, H. W., Zaw, K., Zhang, Y. Q., Wang, M. J., Wang, Z., Pan, G. T. and Tang, R. L. (2003) The Himalayan Yulong porphyry copper belt: product of large-scale strike-slip faulting in eastern Tibet. Economic Geology 98(1): 125-145.

Hou. Z., Zhang. H., Pan. X., Yang. Z. (2011) Porphyry Cu (–Mo–Au) Deposits related to melting of thickened mafic lower crust: examples from the eastern Tethyan metallogenic domain. Ore Geology Reviews 39(1-2): 21-45.

John, D. A., Ayuso, R. A., Barton, M. D., Blakely, R. J., Bodnar, R. J., Dilles, J. H., Gray, F., Graybeal, F, T., Mars, J. C. McPhee, D. K., Seal, R. R., Taylor, R. D. and Vikre, G. P. (2010) Porphyry copper deposit model, chapter b of mineral deposit models for resource assessment. Scientific Investigations Report 2010–5070.

Kesler, S. E., Chryssoulis, S. L. and Simon, G. (2002) Gold in porphyry copper deposits: Its abundance and fate. Ore Geology Reviews 21(1-2): 103- 124.

Klein, M., Stosch, H. G. and Seck, H. A. (1997) Partitioning of high fieldstrength and rare-earth elements between amphibole and quartz-dioritic to tonalitic melts: an experimental study. Chemical Geology 138(3-4): 257–271.

Lang, J. R. and Titley, S. R. (1998) Isotopic and geochemical characteristics of Laramide magmatic systems in Arizona and implications for the genesis of porphyry copper deposits. Economic Geology 93(2): 138-170.

Le Maitre, R. W., Streckeisen, A., Zanettin, B., Le Bas, M. J., Bonin, B, Bateman, P., Bellieni, G., Dudek, A., Efremova, S., Keller, J. Lameyre, J., Sabine, P. A., Schmid, R., Sørensen, H., Woolley, A. R. (2002) A Classification and Glossary of Terms. Cambridge University Press.

Lescuyer, J. L., Hushmandzadeh, A. and Daliran, F. (2003) Gold metallogeny in Iran: A preliminary- review. In: Mineral exploration and sustainable developement (Ed. Liopoulos, D. G.) 1185-1188. Millpress, Rotterdam, Netherlands.

Maanijou, M., Aliani, F., Miri, M. and Lentz, D. R. (2013) Geochemistry and petrology of igneous assemblage in the south of Qorveh Area, West Iran. Chemie der Erde 73(2): 181-196.

McFarlane, C. and Luo, Y. (2012) U–Pb Geochronology using 193 Nm Excimer LA–ICP-MS optimized for in situ accessory mineral dating in thin section. Geoscience Canada 39(3): 158–172.

Mohajjel, M. and Proohan, N. (2005) Geometry and kinematics of the Qom-Zefreh fault system and its significance in transpression tectonics. Scientific Quarterly Journal, Geosciences 12: 72-83 (in Persian).

Monsef, R. (2011) Geochemistry, petrogenesis and tectonomagmatic aspects of Neogene volcanic and sub-volcanic rocks in west of Salafchegan to north of Deligan (Central Iran). Ph. D. thesis, Tarbiat Modares University, Tehran, Iran (in Persian).

Moritz, R., Ghazban, F., Singer, B. S. (2006). Eocene gold ore formation at Muteh, Sanandaj-Sirjan tectonic sitting zone, western Iran: A result of late stage extension and metamorphic basement rocks within the Zagros Orogen. Economic Geology101(8): 1497-1524.

Murakami, H., Seo, J. H. and Heinrich, C. A (2010). The relation between Cu/Au ratio and formation depth of porphyry-style Cu-Au± Mo deposits. Mineralium Deposita 45(1): 11-21.

Nadri, R., Mohajjel. M. and Behrodi, A. (2010) Bidhend strike-slip fault (south Qom). Scientific Quarterly Journal, Geosciences 19: 184-177 (in Persian).

Pearce, J. A. (2005) Mantle preconditioning by melt extraction during flow: theory and petrogenetic implications. Journal of Petrology 46(5): 973-997.

Prowatke, S. and Klemme, S. (2006) Rare earth element partitioning between titanite and silicate melts: Henry’s law revisited. Geochimica et Cosmochimica Acta 70(19): 4997-5012.

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(2): 295-332.

Richards, J. R., Boyce, A. J. and Pringle, M. S. (2001) Geologic evolution of the Escondida area, northern Chile: A Model for spatial and temporal localization of porphyry copper mineralization. Economic Geology 96(2): 271-305.

Romick, J. D., Kay, S. M. and Kay, R. W. (1992) The influence of amphibole fractionation on the evolution of calc-alkaline andesite and dacite tephra from the Central Aleutians, Alaska. Contributions to Mineralogy and Petrology 112(1): 101-118.

Rooney, T. O., Franceschi, P. and Hall, C. M. (2011) Water-saturated magmas in the Panama Canal Region: A precursor to adakite-like magma generation? Contributions to Mineralogy and Petrology 161(3): 373-388.

Rowins, S. M. (2000) Reduced porphyry copper-gold deposits: A new variation on an old theme. Geology 28(6): 491-494.

Samani, B. (1998) Distribution setting and metallogenesis of copper deposits in iran. exploration division AEOI, in porphyry and hydrothermal copper and gold deposits: a global perspective. Proceedings of Australian Mineral Foundation, Glenside, South Australia.

Schwartz, G. M. (1966). The natuer of primery and secondary mineralization in porphyry copper deposits, geology of the porphyry copper deposits southwestern North America. The University of Arizona press.

Shafiei, B. (2010) Lead Isotope Signatures of the igneous rocks and porphyry copper deposits from the Kerman Cenozoic magmatic arc (SE Iran), and their magmatic-metallogenetic implications. Ore Geology Reviews 38(1-2): 27–36.

Shafiei, B. (2012) Discriminiation between productive and non-productive granitoid intrusions in Kerman porphyry copper belt: Results of preliminary petrographic and mineralogical studies. Journal of Advenced Applied Geology 1: 1-7 (in Persian).

Shafiei, B. and Shahabpour, J. (2008) Gold distribution in porphyry copper deposits of Kerman region, southeastern Iran. Journal of Sciences, Islamic Republic of Iran 19(3): 247-260.

Shafiei, B., Haschke, M., 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. (1979) Some thoughts on gold-rich porphyry copper deposits. Mineralium Deposita 14(2): 161-174.

Sillitoe, R. H. (2000) Gold-rich porphyry deposits: descriptive and genetic models and their role in exploration and discovery. SEG Reviews 13(9): 315-345.

Sillitoe, R. H. (2010) Porphyry copper systems, Economic Geology 105(1): 3-41.

Stringham, B. (1960) Differences between barren and productive intrusive porphyry: Economic Geology 55: 1622–1630.

Sun, W. D., Liang, H. Y., Ling, M. X., Zhan, M. Z., Ding, X., Zhang, H. and Yang, X. Y. (2013) The link between reduced porphyry copper deposits and oxidized magmas. Geochimica Et Cosmochimica Acta 103: 263–275.

Whitney, D. L. and Evans, B. W. (2010) Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist 95(1): 185–187.

Whitney, J. A. (1975) The effects of pressure, temperature and X_H2O on phase assemblage in four synthetic rock compositions. Journal of Geology 83(1): 1–32.

Whitney, J. A. (1975) Volatiles in magmatic systems, in fluid-mineral equilibria in hydrothermal systems. Reviews in Economic Geology 1: 155-175.

Whitney, J. A. and Stormer, J. C. (1985). Mineralogy, petrology, and magmatic conditions from the Fish Canyon tuff, Central San Juan volcanic field, Colorado. Journal of Petrology 26(3): 726-762.

Zarasvandi, A. (2004) Magmatic and structural controls on localization of the Darreh-Zerreshk and Ali-Abad porphyry copper deposits, Yazd Province, Iran. Ph. D. thesis, Shiraz University, Shiraz, Iran.

Zarasvandi, A., Liaghat, S., Zentilli, M. and Reynolds, P. H. (2007) ⁴⁰Ar/³⁹Ar geochronology of alteration and petrogenesis of porphyry copper-related granitoids in the DarrehZerreshk and Ali-Abad area, Central Iran. Exploration and Mining Geology 16: 11–24.

Zarasvandi, A., Liaght, S. and Zentilli, M. (2005) Porphyry copper deposits of the Urumieh-Dokhtar magmatic arc, Iran, Super Porphyry Copper and Gold deposits: A global perspective. PGC publishing, Adelaide 2: 441-452.

Zarasvandi, A., Rezaei, M., Sadeghi, M., Lentz, D., Adelpour, M. and Pourkaseb, H. (2015) 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., Shafiei, B., Pourkaseb, H. and Moridi, S. (2011) Effects of the supergene process in distribution of major and trace elements in the Darreh-Alu porphyry copper deposit, Kerman Province. First symposium of Copper, Kerman, Iran (in Persian).

References