Authors
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
Abstract
Keywords
Main Subjects
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.
)