Document Type : Original Article
Author
اصفهان، دانشگاه اصفهان، گروه زمین شناسی
Abstract
Keywords
Main Subjects
کمپلکس آذرین درونی شیورداغ (با فازهای مختلف از دیدگاه ترکیب و زمان) در شمال اهر، در پهنة ارسباران با روند خاوری- باختری درون سنگهای رسوبی- آتشفشانی کرتاسه و ائوسن نفوذ کرده و کانیسازیهایی از مس- آهن (± طلا ± تنگستن) را بهدنبال داشته است. از مهمترین آنها میتوان کانسارهای مزرعه، گاودل، انجرد، جویبند، جوانشیخ و آس (کانلر) را نام برد که بیشترشان از نوع اسکارنی هستند (Jamali, 2012 and references therein; Parsa et al., 2018). همچنین، در جنوبباختری باتولیت شیورداغ، در محلی به نام درهعلیجواد (جنوبخاوری روستای انجرد)، یک پهنة دگرسانی گسترده آرژیلی- سیلیسی همراه با کانیسازی مس- طلا شناسایی شده است که شباهتهایی را به کانسارهای پورفیری نشان میدهد (Hajalilou and Aghazadeh, 2016). کانیسازی رگه- رگچهای مس- تنگستن- طلا در خاور تودة شیورداغ (روستاهای آغدره و چوپانلر) نیز ویژگیهای کانسارهای مرتبط با تودة آذرین درونی (Intrusion- Related Deposits) را نشان میدهد (Asgharzadeh-Asl et al., 2017). افزونبر آنها، نشانههایی از کانیسازی مس به شکل رگچهای و انتشاری در استوکهای کوارتزمونزونیتی شمالخاوری روستای حاجعلیکندی، قرهنیقدره و اطراف معدن مزرعه شناسایی شدهاند که در مراحل نخستین اکتشاف هستند و دادههای چندانی از آنها در دست نیست.
مهمترین کانهزایی مرتبط با کمپلکس شیورداغ، کانسار مس- آهن (طلا) مزرعه است که در فاصلة 20 کیلومتری شمال اهر، در محل همبری باتولیت شیورداغ با واحدهای کرتاسة بالایی روی داده است (شکل 1). بررسیهای بسیاری روی باتولیت شیورداغ و کانسار مزرعه انجام شده است. بیشتر آنها کانیسازی مزرعه را از نوع اسکارن و در ارتباط با بخش گرانیتی- گرانودیوریتی شیورداغ دانستهاند (Aghazadeh et al., 2011; Mollai, 1993; Moayyed et al., 2001; Karimzadeh Somarin and Moayyed, 2002; Mollai, 2009; Mollai and Sharifian, 2007; Gharesi et al., 2020)، بیآنکه به ارتباط میان فازهای ماگمایی و کانهزایی توجه شود. افزونبر آن، همة پژوهشگران یادشده کانیسازی را از نوع اسکارنی دانستهاند؛ اما این پژوهش نشان داده است کانهزایی در منطقة مزرعه تنها از نوع اسکارنی نیست و کانیسازی رگچهای- انتشاری از نوع مرتبط با تودة آذرین درونی نیز وجود دارد. همچنین، کانهزاییها، بهویژه نوع دوم، در ارتباط با استوکهای پورفیری کوارتزمونزونیتی- کوارتزدیوریتی جوانتر (میوسن) هستند و تودههای گرانولار و درشتبلور الیگوسن نقش بارزی در کانهزایی بازی نکرده است. ازاینرو، هدف این مقاله بررسی کانهزاییهای گوناگون و رابطة فازهای آذرین درونی با کانهزایی در منطقة مزرعه است و افزونبر معرفی نوع جدیدی از کانهزایی (مرتبط با تودة آذرین درونی)، دو کانی جدید (هرسینیت و آلتاییت) نیز شناسایی و گزارش شد.
شکل 1- A) جایگاه منطقة شیورداغ در ایران؛ B) نقشة زمینشناسی سادهشده از تودة شیورداغ و واحدهای مجاور (با تغییراتی از Mollai et al., 2009) (محدودة معدن مزرعه (شکل 2) با کادر قرمز نمایش داده شده است)
روش انجام پژوهش
برپایة بررسیهای صحرایی، ارتباط واحدهای زمینشناسی گوناگون و فازهای آذرین درونیِ کمپلکس شیورداغ بررسی و تفکیک شد. همچنین، چگونگی ارتباط کانهزاییها و پهنههای دگرسانی با سنگ میزبان و فازهای ماگمایی بررسی شد. افزونبر روابط صحرایی، دادههای زمینشیمیایی و سنسنجیهایِ پژوهشگران دیگر (Aghazadeh, 2009; Mollai, 2009; Mollai and Sharifian, 2007) نیز در تفکیک فازهای آذرین درونی بهکار برده شد. شمار 45 نمونة سنگی از تودههای آذرین درونی، کانسنگها و پهنههای دگرسان برای بررسیهای مختلف برداشت شد.
با بهکارگیری مقطعهای میکروسکوپی (نازک، نازک- صیقلی و صیقلی)، نمونهها بررسی سنگنگاری، کانیشناسی و بافتی شدند. برای ارزیابی ترکیب کانیها، شناسایی کانیهای کمیاب و تکمیل بررسیهای میکروسکوپی نوری، شماری از مقاطع صیقلی با میکروسکوپ الکترونی (SEM) در دانشگاه Karlsruhe آلمان بررسی شدند. این آزمایش در شدت جریان 20 میلیآمپر و ولتاژ 15 کیلوولت انجام شد. شمار 12 نمونه نیز از فازهای گوناگون تودة آذرین درونی به روش XRF (به روش ذوب قلیایی) در دانشگاه میامی آمریکا تجزیه شدند. دقت اندازهگیری برای اکسیدهای اصلی برابربا 03/0 تا 05/0 درصد و برای عنصرهای کمیاب برابربا 1 تا 2 پیپیام بود (جدول 1).
جدول 1- دادههای بهدستآمده از تجزیة شیمیایی نمونههای باتولیت شیورداغ به روش XRF (اکسیدهای اصلی به درصدوزنی و عنصرهای کمیاب به ppm گزارش شده اند) (نامهای اختصاری: MzDi: Monzodiorite؛ Gd: Granodiorite؛ Gr: Granite؛ MzSy: Monzosyenite؛ Mz: Monzonite؛ QzMz: Quartzmonzonite؛ QzMzDi: Quartzmonzodiorite)
|
Sample No. |
86-Ag-57 |
86-Ch-10 |
86-Ch-27 |
86-Ch-30 |
86-Ch-4 |
87-Maz-240 |
86-Ag-46 |
86-Ch-4 |
86-Ch-12 |
86-Ch-17 |
86-Ch-192 |
87-maz-222 |
|
Composition |
MzDi |
Gd |
Gr |
MzSy-Mz |
QzMz |
QzMz- Gd |
Gr- Gd |
QzMzDi |
QzMz |
QzMzDi |
QzMzDi |
GD- Gr |
|
Age |
Oligocene |
Miocene |
||||||||||
|
SiO2 |
52.44 |
64.78 |
67.35 |
56.3 |
56.88 |
61.31 |
64.92 |
54.91 |
63.09 |
64.92 |
66.53 |
67.44 |
|
TiO2 |
1.14 |
0.55 |
0.44 |
0.85 |
0.83 |
0.79 |
0.53 |
1.37 |
0.56 |
0.48 |
0.45 |
0.45 |
|
Al2O3 |
18.15 |
16.72 |
14.97 |
18.15 |
18.99 |
16.32 |
16.17 |
14.23 |
15.84 |
15.49 |
15.74 |
15.4 |
|
Fe2O3t |
9.16 |
3.94 |
4.94 |
6.75 |
7.18 |
5.42 |
3.76 |
7.91 |
4.3 |
3.55 |
3.67 |
3.39 |
|
MnO |
0.18 |
0.07 |
0.02 |
0.13 |
0.07 |
0.1 |
0.06 |
0.15 |
0.11 |
0.07 |
0.11 |
0.02 |
|
MgO |
3.49 |
1.28 |
1.25 |
2.79 |
2.7 |
2.83 |
1.93 |
5.66 |
2.38 |
2 |
1.38 |
1.4 |
|
CaO |
8.95 |
3.33 |
1.27 |
5.68 |
3.11 |
4.6 |
2.99 |
5.62 |
3.4 |
3.28 |
3.01 |
2.29 |
|
Na2O |
2.9 |
3.87 |
3.25 |
3.77 |
3.64 |
3.75 |
4.32 |
3.14 |
3.69 |
3.82 |
3.73 |
3.77 |
|
K2O |
2.3 |
4.55 |
4.93 |
4.11 |
4.41 |
3.75 |
3.87 |
3.66 |
4.1 |
3.54 |
4.17 |
4.45 |
|
P2O5 |
0.64 |
0.22 |
0.18 |
0.51 |
0.5 |
0.35 |
0.27 |
0.52 |
0.22 |
0.2 |
0.18 |
0.19 |
|
L.O.I. |
0.39 |
0.48 |
1.21 |
0.71 |
1.47 |
0.58 |
0.97 |
2.61 |
2.11 |
2.49 |
0.81 |
0.98 |
|
Total |
99.74 |
99.79 |
99.81 |
99.75 |
99.78 |
99.8 |
99.79 |
99.78 |
99.8 |
99.84 |
99.78 |
99.78 |
|
V |
264.85 |
68.65 |
88.14 |
155.34 |
172.59 |
104.13 |
65.59 |
146.57 |
83.15 |
39.53 |
55.24 |
59.34 |
|
Cr |
88.89 |
72.5 |
26.56 |
111 |
108 |
54.16 |
31.74 |
170.79 |
34.18 |
32.77 |
41.75 |
71.95 |
|
Zn |
119.51 |
43 |
51.02 |
63.77 |
62.73 |
76.64 |
47.08 |
81.69 |
63.33 |
63.36 |
55.81 |
28.73 |
|
Rb |
82.86 |
162.77 |
98.77 |
99.73 |
122.01 |
117.25 |
102.68 |
112.48 |
109.7 |
99.59 |
141.07 |
176.45 |
|
Sr |
1344.46 |
578.56 |
538.33 |
1016.8 |
903.14 |
719.21 |
715.95 |
866.83 |
574 |
647.44 |
490.09 |
591.81 |
|
Zr |
222.56 |
302.36 |
154.01 |
194.75 |
341.19 |
231.27 |
170.33 |
202.88 |
149.98 |
155.46 |
185.4 |
180.2 |
|
Ba |
1162.15 |
762.2 |
829.86 |
1175.57 |
1007.25 |
727.73 |
788.8 |
884.96 |
967.52 |
709.86 |
745.46 |
711.09 |
|
Y |
22.42 |
22.74 |
22 |
22.26 |
30.85 |
21.5 |
11.49 |
14.49 |
14.79 |
12.3 |
18.49 |
9.31 |
|
Nb |
20.27 |
39.62 |
13.94 |
24.77 |
32.86 |
25.68 |
19.1 |
28.63 |
14.46 |
17.55 |
24.18 |
19.06 |
|
Sr/Y |
59.97 |
25.44 |
24.47 |
45.68 |
29.28 |
33.45 |
62.31 |
59.82 |
38.81 |
52.64 |
26.51 |
63.57 |
|
Zr/TiO2*0.0001 |
0.02 |
0.05 |
0.04 |
0.02 |
0.04 |
0.03 |
0.03 |
0.01 |
0.03 |
0.03 |
0.04 |
0.04 |
|
Zr/Y |
9.93 |
13.30 |
7.00 |
8.75 |
11.06 |
10.76 |
14.82 |
14.00 |
10.14 |
12.64 |
10.03 |
19.36 |
|
Y+Nb |
42.69 |
62.36 |
35.94 |
47.03 |
63.71 |
47.18 |
30.59 |
43.12 |
29.25 |
29.85 |
42.67 |
28.37 |
زمینشناسی ناحیهای
پهنة ماگمایی البرز- آذربایجان با راستای WNW-ESE از کوههای البرز در شمال ایران آغاز شده است و پس از گذر از آذربایجان و قفقاز کوچک تا شمال ترکیه ادامه مییابد. این پهنه در ایران، با گسل رشت- تاکستان به دو بخش خاوری و باختری تفکیک شده است. بخش خاوری از توفهای بازیک تا اسیدی با سرشت شوشونیتی تا آلکالن ساخته شده است (Blourian, 1994) و بخش باختری نیز دربردارندة گدازههای آندزیتی تا ریوداسیتی و چندین تودة گرانیتوییدی با سرشت کالکآلکالن است (Moayyed, 2001). در شمالباختری ایران (از اردبیل تا جلفا)، این پهنه بهنام «پهنة ارسباران» شناخته میشود (Jamali, 2010; Hassanpour, 2010). کهنترین واحد سنگی در پهنة ارسباران از نوع دگرگونی با سن نامشخص (قدیمیتر از ژوراسیک) است که تا رخسارة شیست سبز و آمفیبولیت دگرگون شده است و در شمال کلیبر و کنار رود ارس (نزدیکی روستای قولان) رخنمون دارد (Mehrpartou et al., 1992; Mehrpartou and Nazer, 1999). در شمال مشکینشهر، برونزدهای کوچکی از سنگهای مافیک- الترامافیک به نام افیولیت اللهیارلو دیده میشوند که به سن کربونیفر بالایی تا ژوراسیک زیرین دانسته میشوند (Sudi Ajirlu and Moazzen, 2014). بررسیهای جدیدترِ Moazzen و همکاران (2020) سن 326- 334 میلیون سال پیش (کربنیفر) را برای افیولیتهای اللهیارلو نشان دادهاند. واحدهای رسوبی- آتشفشانی کرتاسة بالایی دربردارندة سنگ آهک، مارن، شیل، سیلتستون و ماسهسنگ با میانلایههایی از توف و گدازههای زیردریایی با ترکیب حد واسط و ویژگی کالکآلکالن- تولهایتی هستند و بخش گستردهای از پهنة ارسباران را پوشاندهاند. سنگهای آذرین این مجموعه به محیط فرورانش نسبت داده شدهاند (Hassanpour, 2010; Mobashergermi et al., 2018). در ادامه، فعالیت ماگمایی مربوط به فرورانش در پالئوسن و ائوسن به اوج خود رسیده است و بخش گستردهای از پهنة ارسباران را سنگهای آتشفشانی و ولکانوکلاستیک ائوسن پوشاندهاند. سنگهای آذرین مربوط به الیگوسن از نوع آذرین درونی و کمتر نیمهآتشفشانی هستند و در جاهایی همراه با دگرسانی و کانهزایی دیده میشوند. مرحله بعدی ماگماتیسم در پهنة ارسباران از میوسن آغاز شده است و تا پلیو- کواترنری ادامه داشته است و بیشتر بهصورت نیمهآتشفشانی و یا آتشفشانی نمود پیدا کرده است. از مهمترین واحدهای نیمهآتشفشانی که با کانهزایی هم همراه هستند سونگون و میوهرود (اندریان) و از سنگهای آتشفشانی، آتشفشان سبلان و شمال باختر اهر را میتوان نام برد. ماگماتیسم میو- پلیوسن ارسباران ترکیب اسیدی تا بازیک و سرشت کالک آلکالن- آلکالن دارد و به محیط فرورانشی پسابرخوردی نسبت داده شده است (Jamali and Mehrabi, 2015).
پهنة ارسباران از پربارترین پهنههای فلززایی ایران است و کانسارهای پورفیری مس- طلا- مولیبدن (مانند: سونگون، مسجدداغی، هفت چشمه، سوناجیل و میوهرود)، اسکارن (مانند: مزرعه، جویبند، سونگون، میوهرود، پهناور) و اپیترمال (مانند: زگلیک، مزرعة شادی، مسجدداغی و ...) دارد که بیشترشان در ارتباط با ماگماتیسم نئوژن هستند و از دیدگاه نوع کانهزایی، زمان و نوع عنصرهای همراه پهنهبندی نشان میدهند. بیشتر کانسارهای اسکارنی در شمال پهنة ارسباران و در ارتباط با باتولیت شیورداغ رخ دادهاند (Jamali et al., 2012).
زمینشناسی باتولیت شیورداغ
باتولیت شیورداغ یک تودة بزرگ با درازایی نزدیک به 25 کیلومتر و پهنای متغیر از 2 تا 7 کیلومتر با روند خاوری- باختری است که از گردنة سامبران در خاور تا روستای انجرد در باختر کشیده شده است. این توده ارتفاعهای شمال اهر را میسازد. این باتولیت درون سکانس رسوبی- آتشفشانی کرتاسة بالایی و ائوسن تزریق شده است. گدازههای آتشفشانی پلیو- کواترنری با ترکیب آندزیتی- تراکی آندزیتی با دگرشیبی آذرینپی آن را پوشاندهاند (شکل 2). واحدهای سنگی کرتاسه دربردارندة سنگآهکهای نازکلایة خاکستری، شیل، آهکهای مارنی و ماسهای همراه با گدازهها و آذرآواریهای حد واسط هستند. سنگهای ائوسن نیز بیشتر دربردارندة توف، ایگنیمبریت و گدازههای اسیدی تا حد واسط هستند. بهعلت دمای تودههای آذرین درونی و محلولهای برخاسته از آنها، دگرگونی همبری، دگرسانی و کانهزایی در سنگهای دربرگیرنده و خود توده رخ دادهاند که در مقدمه از شماری از آنها یاد شد.
شکل 2- نقشة زمینشناسی سادهشده از منطقة معدن مزرعه
باتولیت شیورداغ بهصورت یک کمپلکس آذرین درونی از چندین فاز ماگمایی با ترکیب گرانیت، گرانودیوریت، کوارتزمونزونیت، مونزونیت، سینیت، کوارتز مونزودیوریت و گابرودیوریت است که بافت گرانولار تا پورفیروییدی نشان میدهند و شماری دایک با ترکیب گرانیت تا دیوریت در آنها تزریق شدهاند (شکل 3- A). برپایة روابط صحرایی، بررسیهای زمینشیمیایی و سنسنجیهای انجامشده، گابرودیوریتها کهنترین فاز آذرین درونی هستند (شکل 3- B). گرانیتها و گرانودیوریتها با بافت گرانولار و درشتبلور و سن 31- 33 میلیون سال پیش، بیشترین حجم باتولیت را دربر گرفتهاند. این سنگها از گابرودیوریتها و سینیتها با سن 23- 29 میلیون سال پیش کهنتر هستند (Aghazadeh et al., 2011). استوکهای کوارتزمونزودیوریتی- کوارتزمونزونیتی با بافت پورفیری و به سن 31/0±91/9 میلیون سال پیش، جوانترین فاز آذرین درونی در باتولیت شیورداغ بهشمار میروند (Hassanpour, 2013; Jamali, 2012) (شکل 3- C) و با کانیسازیهایی از مس- طلا- تنگستن همراه هستند (Jamali, 2012; Asgharzadeh-Asl et al., 2017; Asgharzadeh-Asl et al., 2018). برپایة آنچه گفته شد، جایگزینی و پیدایش تودة شیورداغ بیش از 23 میلیون سال (از الیگوسن زیرین تا میوسن بالایی) به درازا کشیده است.
شکل 3- واحدهای سنگی در منطقة شیورداغ: A) نفوذ تودة گرانودیوریتی (Gd) درون ولکانیکها (Kuv) و کربناتههای (Kul) کرتاسة بالایی که دایک کوارتزمونزونیتی (Dy) به خود آن نفوذ کردهاند (منطقة آغدره، نگاه رو به شمال)؛ B) نفوذ تودة گرانیتی (Gr) درون گابرودیوریت (Gb) (جنوب چوپانلر)؛ C) نفوذ کوارتزمونزونیت (QzMz) در گرانودیوریت (شمالباختری چوپانلر)؛ D) پتاسیمفلدسپارهای گوشتیرنگ (K.fs) و درشتبلور در زمینة متوسط بلور (متشکل از پلاژیوکلاز، کوارتز، آمفیبول) در سینوگرانیتهای جنوب آغدره؛ E) درشتبلورهای آمفیبول (Amp) ± بیوتیت در زمینة ریز بلور (متشکل از پلاژیوکلاز، پتاسیمفلدسپار و اندکی کوارتز) در کوارتزمونزونیتهای مزرعه (نام اختصاری کانیها برگرفته از Whitney و Evans (2010))
برپایة بررسیهای بافتی و تجزیة شیمیایی کانیها (EPMA)، Aghazadeh و همکاران (2011) ژرفای جایگزینی گرانودیوریتها را بیشتر از 4 کیلومتر بهدست آوردهاند. از ویژگی این تودهها، حضور بلورهای درشت آلکالیفلدسپار و پلاژیوکلاز در آنهاست (شکل 3- D) که چهبسا نشاندهندة محتوای کمِ آب در ماگمای سازندة آنها باشد؛ اما تودههای کوارتزمونزودیوریتی- کوارتزمونزونیتی با بافت پورفیری و ریزبلور که بهصورت استوک و آپوفیزهای کوچک درون گرانودیوریتها و مونزوسینیتها تزریق شدهاند (شکل 3- C)، درشتبلورهایی از آمفیبول و بیوتیت دارند (شکل 3- E). این ویژگی نشانة آبداربودن (H2O>4%) ماگمای سازندة آنهاست (Richards et al., 2012). در بیشتر استوکهای کوارتزمونزودیوریتی- کوارتزمونزونیتی جوان کانیسازیهای ضعیفی از مس (± طلا ± تنگستن) به شکل رگچهای و انتشاری همراه با دگرسانیهای ضعیف پتاسیک- فیلیک در مناطقی مانند مزرعه، انجرد، آغدره، چوپانلر و قرهنیقدره رخ دادهاند که چهبسا تأیید دیگری بر آبداربودن و باروربودن آنها هستند (Hassanpour, 2013; Jamali, 2012; Asgharzadeh-Asl et al., 2018).
برای بررسی زمینشیمی و سنگزایی سنگهای سازندة کمپلکس شیورداغ، شمار 12 نمونه از فازهای آذرین درونی گوناگون تجزیة شیمیایی شدند. در نمودار Zr/TiO2 دربرابر SiO2، ترکیب سنگها در محدوده دیوریت، سینودیوریت، مونزونیت و گرانودیوریت جای گرفته است (شکل 4- A).
|
شکل 4- نمودارهای سنگشناسی برای سنگهای کمپلکس شیورداغ برای بررسی: A) ترکیب شیمیایی (Winchester and Floyd, 1977)؛ B) سری ماگمایی (Peccerillo and Taylor, 1976)؛ C، D، E) جایگاه زمینساختی (Pearce, 1996, Pearce et al., 1984)؛ F) شناسایی آداکیتها از کالکآلکالنها (Defant and Drummond, 1990) (مقدار K2O، SiO2 و TiO2 به درصدوزنی و عنصرهای کمیاب به ppm است) |
در نمودار SiO2 دربرابر K2O بیشتر نمونهها در محدودة شوشونیتی و شماری نیز در محدودة کالکآلکالن پتاسیم بالا جای گرفتهاند (شکل 4- B). نمودار Zr دربرابر Zr/Y نیز محیطهای مربوط به فرورانش قارهای را برای نمونههای شیورداغ نشان میدهد (شکل 4- C). در نمودار Y دربرابر Nb و Y+Nb دربرابر Rb (Pearce, 1996) که محیطهای مختلف فروررانشی را از هم جدا میکند، بیشتر نمونههای شیورداغ در محل برخورد سه پهنة زمینساختی (که از ویژگیهای محیطهای پسابرخوردی است) جای گرفتهاند (شکلهای 4- D و 4- E). در نمودار Y دربرابر Sr/Y که برای تفکیک سنگهای کالکآلکالن نرمال از سنگهای آداکیتی بهکار میرود، نمونههای میوسن که با کانهزایی همراه هستند در محدودة آداکیتی و گرانودیوریتها و سینودیوریتهای الیگوسن در محدودة کالکآلکالن نرمال جای گرفتهاند (شکل 4- F).
کانهزایی مس (آهن± طلا) مزرعه
کانسار مزرعه در 20 کیلومتری شمال اهر و 5 کیلومتری شمال روستای مزرعه (به مختصات ׳47°4 طول جغرافیایی خاوری و ׳38°39 عرض جغرافیایی شمالی) و در بخش میانی کمپلکس شیورداغ جای دارد (شکل 1). کانهزایی در منطقة مزرعه به دو صورت اسکارنی در واحدهای کربناته کرتاسه و رگچه ای- انتشاری در تودههای آذرین درونی رخ داده است. نوع دوم این کانیسازی برای نخستین بار در این پژوهش معرفی میشود.
نخستین عملیات اکتشافی در بخش اسکارنی کانسار مزرعه را شرکت سهامی کل معادن در سال 1335 آغاز کرد و از سال 1369 بازسازی و آمادهسازی معدن آغاز و کارخانه تغلیظ در سال 1375 راه اندازی شد. میانگین عیار این کانسار نزدیک به 7/1 درصد مس است. ذخیرة قطعی بهدستآمده نزدیک به 730000 تن است که نزدیک به 200000 تن آن تا کنون استخراج شده است. استخراج به روش زیرزمینی انجام میشود. عیار طلا در کنسانتره کارخانه (با عیار 33 درصد مس) به 18 گرم در تن میرسد. این عیار نشانة بالابودن مقدار طلا در این کانسار است. نمونههای تجزیهشده از رگههای مگنتیتی و پهنههای اسکارنی شمال معدن مزرعه نیز عیار بالایی از طلا (تا 2 گرم در تن) را نشان میدهند (Jamali, 2009). افزونبر این، در بخشهایی از کانسار عیار آهن (بیشتر مگنتیتی) بالاست و میتواند بهعنوان فراورده جانبی دانسته شود.
کانیسازی در منطقة مزرعه از دیدگاه نوع کانیها، شکل کانهزایی، نوع سنگ میزبان و چگونگی پیدایش به دو نوع اسکارنی و مرتبط با تودة آذرین درونی تفکیک میشود. در ادامه به بررسی آنها پرداخته میشود.
کانیسازی اسکارنی
اسکارنها بیشتر از دگرنهادی سنگهای کربناته در همبری تودههای آذرین پدید میآیند. در منطقة مزرعه، کانیسازی اسکارنی در محل برخورد باتولیت شیورداغ با سنگ آهکهای کرتاسة بالایی با روند تقریبی خاوری- باختری رخ داده است (شکلهای 2، 5- A و 5- B). پهنة اگزواسکارن ستبرایی نزدیک به 25 متر دارد و گاه ستبرای آن تا 50 متر نیز میرسد؛ اما بخشهای کانیسازیشده درون آن پیوسته نیستند. گرچه کانیسازی پهنة اسکارنی در نزدیکی تودة گرانودیوریتی روی داده است؛ اما همانگونهکه در شکلهای 5- A و 5- B دیده میشود، مرز تودة گرانودیوریتی با پهنة اسکارنی تیز (sharp)، ناگهانی و چهبسا گسله است. کانیسازی در پهنة اسکارنی بیشتر بهصورت تودهای است؛ اما گاه بهصورت رگچهای نیز دیده میشود (شکل 5- D). گارنت، پیروکسن، اپیدوت، آمفیبول، کلسیت و کوارتز از کانیهای اسکارنی هستند. در میان آنها اپیدوت فراوانی بیشتری دارد. فراوانترین کانه مگنتیت است که بهصورت تودهای، رگچهای و شکلهای نامنظم دیده میشود. در برخی بخشها، بیشتر از 90 درصدحجم پهنة اسکارنی از مگنتیت ساخته شده است. پیریت و کالکوپیریت نیز فراوانترین کانی سولفیدی در پهنة اسکارنی هستند که بهصورت لکهای، پراکنده و رگچهای دیده میشوند (شکلهای 5- C و 5- D).
شکل 5- تصویرهایی از کانیسازی اسکارنی در معدن مزرعه. A، B) نمایی از کانیسازی اسکارن با روند خاوری- باختری در فاصلة میان تودة گرانودیوریتی و مرمرهای کرتاسة بالایی؛ C) نمایی نزدیک از کانیسازی مس- آهن در پهنة اسکارنی؛ D) رگچههای کانهدار در تودة گرانودیوریتی (Ccp: کالکوپیریت؛ Mag: مگنتیت؛ Cal: کلسیت)
پیروکسن نخستین کانی پدیدآمده در مرحلة پیشرونده اسکارن است که با گارنت و کانیهای آبدار جانشین شده است. دو نوع گارنت یکی قهوهای مایل به قرمز (آندرادیت) و دیگری سبز مایل به زرد (گروسولار) شناسایی شدند که بهصورت رگچهای، تودهای و نواری دیده میشوند. گارنتهای رگچهای خاستگاه گرمابی دارند و هم در مرمرها و هم در تودة گرانودیوریتی دیده میشوند (Karimzadeh Somarin and Moayyed, 2002). در برخی بخشها، گارنتها در پهنة اگزواسکارن بهصورت میانلایه با مرمرها دیده میشوند. این پدیده شاید پیامد وجود ناخالصی در ترکیب سنگ مادر آنها باشد. منطقهبندی در بلورهای گارنت چهبسا پیامد تغییر ترکیب سیالهای پدیدآورنده آنها باشد (شکلهای 6- A و 6- B). در توالی پاراژنتیک، کانیهای گارنت و پیروکسن نخستین کانیهای پدیدآمده در مرحلة پیشروندة اسکارنزایی هستند. در هنگام دگرسانی پسرونده، این کانیها به کانیهایی مانند اپیدوت، ترمولیت- اکتینولیت، کلریت، کوارتز و کلسیت دگرسان شدهاند (شکلهای 6- C و 6- D).
شکل 6- کانیهای پهنة اسکارنی. A, B) پهنهبندی نوسانی در گارنت (Grt) و قطعشدن آن با مگنتیت (Mag)؛ C، D) جایگزینی گارنت و پیروکسن (Px) با اپیدوت (Ep)، اکتینولیت (Act) و کلریت (Chl) در مرحلة پسرونده (عکسها از Karimzadeh Somarin و Moayyed (2002) برگرفته شدهاند. تصویر A در PPL و دیگر تصویرها در XPL گرفته شدهاند)
هرسینیت (FeAl2O4) از کانیهای معمول در پهنة اسکارنی است که برای نخستینبار در این پژ<هش در کانسار مزرعه گزارش شده است. این کانی در نخستین مرحلههای دگرگونی همبری پدید آمده است (شکلهای 7- A و 7- B).
مگنتیت نخستین کانه فلزی است که پدید آمده است. مگنتیت یا با هماتیت همرشدی نشان میدهد و یا مارتیتی شده است و در حال جایگزینی با هماتیت است (شکل 7- B). این ویژگی نشاندهندة افزایش فوگاسیتة اکسیژن تا بافر هماتیت- مگنتیت (HM buffer) است (Sun et al., 2015). بهدنبال کانیهای اکسیدی، پیدایش کانیهای سولفیدی آغاز شده است. از کانیهای سولفیدی میتوان پیریت، کالکوپیریت، بورنیت، تترائدریت، اسفالریت و پیروتیت (اندک) را نام برد. پیروتیت نخستین کانی سولفیدی است که پدید آمده است. پیریتها معمولاً با کانیهای دیگر جایگزین شده است و در لای شکستگیهای آنها، رگچههای کالکوپیریت و بورنیت دیده میشوند. این پدیده نشاندهندة تأخیریبودن کانیهای تازهپدیدآمده نسبت به پیریت است. کالکوپیریت و بورنیت همزمان پدیدار شدهاند (شکلهای 7- C و 7- D) و کوولیت، کالکوسیت و دیژنیت از هوازدگی برونزاد آنها پدید آمدهاند. اسفالریت نیز نسبت به پیریت و کالکوپیریت تأخیریتر است و بهصورت زمینه آنها را دربر میگیرد.
شکل 7- تصویرهای میکروسکوپی انعکاسی از بخش اسکارنی کانهدار معدن مزرعه. A) پرشدن شکستگیهای هرسینیت با کالکوپیریت که نشانة تأخیریبودن آن نسبت به هرسینیت است؛ B) کانیهای اکسیدی شامل مگنتیت مارتیتی شده، ایلمنیت و هرسینیت؛ C) اسفالریت تأخیری دانههای پیریت و کالکوپیریت را فراگرفته است؛ D) پرشدگی فضای میان دانههای مگنتیت توسط کالکوپیریت و پیروتیت درون کالکوپیریت (همه تصویرها در PPL گرفته شدهاند)
آلتاییت (PbTe) که با کالکوپیریت و بورنیت دیده میشود برای نخستینبار در این پژوهش شناسایی شده است (شکلهای 8- A و 8- B). بیسموت طبیعی از دیگر کانی هایی است که Mollai (2009) آن را گزارش کرده است. کربناتها و اکسیدهای مس و هیدروکسیدهای آهن نیز از هوازدگی اکسیدهای آهن و سولفیدها در مرحلة برونزاد پدید آمدهاند.
برپایة بررسی سیالهای درگیر، کانیسازی اسکارن در فشار نزدیک به 5/0 کیلوبار (ژرفای نزدیک به 6/1 کیلومتر) و دمای 300 تا 500 درجة سانتیگراد، از سیالهای ماگمایی روی داده است. در مرحلة پیدایش اکسیدها دما بالا بوده است؛ اما در مرحلة سولفیدزایی دما کاهش یافته است (Mollai et al., 2009). تغییرات دمایی بهدستآمده از بررسی سیالهای درگیر با توالی پاراژنزی یادشده همخوانی دارد. نتیجة بررسیهای کانیشناسی (سکانس پاراژنتیک) و سیالهای درگیر را میتوان با تغییرات فوگاسیتة اکسیژن و pH، بهصورت زیر همخوانی داد. کانیسازی در مرحلههای نخستین با احیاء سولفات کنترل میشده است و با تبلور مگنتیت آغاز شده است و با کاهش pH و افزایش پتانسیل اکسایشی سولفات همراه بوده است.
شکل 8- همرشدی مگنتیت با هماتیت و بورنیت با کالکوپیریت. یک بلور کوچک آلتاییت میان کالکوپیریت و بورنیت دیده میشود. A) عکس با میکروسکوپ انعکاسی (PPL)؛ B) عکس میکروسکوپ الکترونی (BSE)
پیدایش هماتیت (مارتیتیشدن مگنتیت) هنگامی رخ داده است که احیاء سولفات، pH را به اندازة کافی پایین آورده است. افزونبر اکسیداسیون آهن فرو هنگام تبلور مگنتیت و هماتیت، سنگ دیوارة احیاء نیز شاید احیاءشدن سولفات و کانهزایی سولفیدی را بهدنبال داشته است. فرار گازهای اکسیدان نیز چهبسا فرایند بنیادی دیگر برای احیاء سولفات باشد (Sun et al., 2015). سولفیدها هنگامی پدید میآیند که احیاء سولفات در محلولهای آبگین رخ دهد و فلزها به ژرفای کمتر (برای نمونه، بالای تودة آذرین درونی و نزدیک سنگهای دربرگیرنده) برسند.
کانیسازی مس ± طلای مرتبط با تودة آذرین درونی (Intrusion- Related Cu±Au Mineralization):
در حاشیة شمالخاوری معدن مزرعه، یک استوک کوچک کوارتزمونزونیتی به سن میوسن درون تودة درشتبلور گرانودیوریتی و سنگهای رسوبی- آتشفشانی کرتاسه نفوذ کرده است (شکل 9- A). دایکهایی با ترکیب مشابه نیز در جنوب معدن دیده میشوند. این استوک بافت پورفیری دارد و از درشتبلورهای آمفیبول± بیوتیت ساخته شده است. همچنین، ویژگی آداکیتی (نسبت بالای Sr/Y) نشان میدهد (شکلهای 3- E و 4- F) که نشانة آبداربودن ماگمای سازندة آنهاست (Richards et al., 2012). افزونبر رخداد کانهزایی در استوک کوارتزمونزونیتی، در گرانودیوریت میزبان آن نیز کانهزایی مشابهی رخ داده است (شکلهای 2 و 9- A).
برپایة روابط صحرایی، استوکهای کوارتزمونزونیتی آداکیتی، جوانترین فاز آذرین درونی در کمپلکس شیورداغ هستند که در برخی جاها (مانند شمالخاوری روستای حاجعلیبیگ، آغدره و چوپانلر) با کانهزایی مس± تنگستن± طلا همراه هستند (Jamali, 2010; Asgharzadeh-Asl et al., 2017; Asgharzadeh-Asl et al., 2018). Hassanpour (2013) نیز کانیسازی اسکارنی در منطقة انجرد را به تودههای میوسن بالایی (با سن نزدیک به 10 میلیون سال پیش) نسبت داده است. کانیسازی در تودة کوارتزمونزونیتی مزرعه و گرانودیوریت میزبان بهصورت رگچههای سیلیسی سولفید- مگنتیتدار و سولفیدهای پراکنده است و با دگرسانی پتاسیک ضعیف - فیلیک - آرژیلیک همراه است. فلدسپارها به سریسیت و کانیهای رسی تجزیه شدهاند و گاه از حاشیهها با آلکالیفلدسپار جانشین شدهاند. بیوتیتها نیز در حال جایگزینی با کلریت و اکسیدهای آهن هستند. گاهی رگچهها و تجمعاتی از بیوتیت ثانویه، کوارتز و کلریت در زمینة سنگ دیده میشوند. کالکوپیریت، پیریت، بورنیت و مگنتیت از شمار کانههایی هستند که بهصورت پراکنده و نیز در رگچههای سیلیسی دیده میشوند (شکلهای 9 و 10).
شکل 9- تصویرهای ماکروسکوپی و میکروسکوپی از استوک کوارتزمونزونیتی و کانهزایی رگچهای در آن. A) رخنمونی از استوک کوارتزمونزونیتی در فاصلة میان تودة گرانودیوریتی و پهنة اسکارنی در شمال معدن مزرعه (نگاه به شمالخاوری)؛ B) رگچههای سیلیسی نیمهموازی کانهدار در استوک کوارتزمونزونیتی؛ C) کانهسازی رگچهای در تودة گرانودیوریتی درشتبلور میزبان استوک پورفیری؛ D) تصویر میکروسکوپ انعکاسی (PPL) از همان نمونه (شکل B) که کالکوپیریت و مگنتیت دارد.
شکل 10- کانیسازی پراکنده در تودة گرانودیوریتی جنوب مزرعه. A، B) عکس میکروسکوپ الکترونی (BSE) از رخداد کالکوپیریت (Ccp)، پیریت (Py)، بیوتیت (Bt) و اکتینولیت (Act)؛ C) تصویر انعکاسی (PPL) از مگنتیت (Mag)، ایلمنیت (Il) و بیوتیت
شکل اصلی کانهزایی بهصورت رگچههای میلیمتری کوارتز- سولفید و کوارتز- مگنتیت صفحهای نیمهموازی (sheeted veins) است (شکلهای 9- B تا 9- D و 11) و استوکورک تیپیک که در کانسارهای پورفیری معمول است در آنها دیده نمیشود. دگرسانی ضعیف و محدوده به پهنة کانهدار است و در بیرون از پهنة کانهدار ناپدید میشود. رگچههای کانهدار با درزههای درون تودههای گرانودیوریتی میزبان همروند هستند (شکل 11).
شکل 11- تودة گرانودیوریتی و دایک مونزونیتی تزریقشده در آن، در جنوب معدن مزرعه (نگاه به شمال) (به رگچههای صفحهای (sheeted veins) کوارتز- سولفید در دایک و تودة گرانودیوریتی (که به موازات دایک است) توجه شود)
کانیسازی مشابهی در 7 کیلومتری جنوب و جنوبباختری معدن مزرعه (منطقه جنگرلو) در تودههای درشتبلور گرانیتی- گرانودیوریتی رخ داده است. کانهزایی از رگچههای موازی تا نیمهموازی کوارتز- سولفید± مگنتیت و سولفیدهای پراکنده ساخته شده است و از درزههای موجود در سنگ میزبان پیروی میکند. در جنوب معدن مزرعه، دایک مونزونیتی درون تودة گرانودیوریتی دیده میشود که رگچههای کانهدار همراه با دگرسانی سریسیتی دارد. همراستابودن دایک و رگچههای کانهدار با شکستگیهای گرانودیوریت شاید نشاندهندة همزمان و یا تأخیریبودن کانهزایی نسبت به دایک مونزونیتی و جوانتربودن هر دوی آنها نسبت به تودة گرانودیوریتی باشد (شکل 11). بهگفتة دیگر، کانهزایی همزمان و یا پس از تزریق دایک و پس از سردشدن تودة گرانودیوریتی رخ داده است. عیار کانهزایی مرتبط با تودة آذرین درونی کمابیش پایین است (مس کمتر از 2/0درصد)؛ اما گسترش سطحی آن در برخی بخشها به یک تا دو هکتار میرسد. مگنتیت، ایلمنیت، پیریت و کالکوپیریت که از شمار کانهها هستند، بهصورت پراکنده و رگچههای نیمهموازی دیده میشوند. از دیدگاه توالی تبلور، تبلور مگنتیت و ایلمنیت نسبت به سولفیدها پیشدستی نشان میدهد و نشانههایی از مارتیتیشدن مگنتیتها نیز دیده میشوند. پیریت و کالکوپیریت که سولفیدهای اصلی هستند، بیشتر بیشکل و بهصورت پرکننده و یا بهصورت جانشینشده در ساختار بلوری برخی کانیها (مانند: آمفیبول و بیوتیت) دیده میشوند (شکل 12). بیوتیت، اکتینولیت، سریسیت و کمی کانیهای رسی از کانیهای دگرسانی همراه با این کانهزایی به شمار میروند که محدود به حاشیه رگچهها هستند و در بیرون از پهنة کانهدار گسترش ندارند.
شکل 12- بافت جانشینی در کانیسازی نوع پراکنده در گرانودیوریت. A، B) جانشینی بلور بیوتیت از حاشیه با کالکوپیریت؛ (C جایگزینی بیوتیت با کالکوپیریت در امتداد رخها (تصویرهای A و C با میکروسکوپ انعکاسی و در PPL و B با میکروسکوپ الکترونی (BSE) گرفته شدهاند. محدودههای خطچین مرز بلورهای بیوتیت را نشان میدهند که با سولفیدها بهطور بخشی جایگزین شده است)
بحث و برداشت
باتولیت شیورداغ یک کمپلکس چند فازی است که پیدایش آن بیشتر از 23 میلیون سال به درازا کشیده است. بخش بزرگی از باتولیت را سنگهای گرانیتی، گرانودیوریتی و سینیتی به سن الیگوسن (23 تا 33 میلیون سال پیش) ساختهاند که بیشتر درشتبلورهای آنها پتاسیمفلدسپار و پلاژیوکلاز هستند و ماگمای سازندة آنها محتوای آب کمتری داشته است. این سنگها درشتبلور هستند و در ژرفای بسیار (بیشتر از 4 کیلومتر) جایگزین شدهاند (Aghazadeh et al., 2011) و در بیشتر رخنمونها درزههای سیستماتیک دارند. بسیاری از رخنمونهای آن کانهزایی ندارند؛ بهگونهایکه حتی در کنار پهنة اسکارنی نشانهای از کانهزایی چشمگیر دیده نمیشود و مرز آن با اسکارن تیز است. همچنین، در محل همبری آنها با سنگهای دربرگیرنده (کرتاسة بالایی و ائوسن) نشانههای آشکار و چشمگیری از دگرسانی و کانهزایی دیده نمیشوند. این در حالیست که استوکهای کوچک کوارتزمونزونیتی میوسن که درون واحدهای کهنتر نفوذ کردهاند بافت پورفیری دارند و در ژرفاهای کمتر (5/1 کیلومتر) جایگزین شده (Mollai et al., 2009). همچنین، درشتبلورهایی از آمفیبول و بیوتیت دارند که نشانة آبداربودن ماگمای سازندة آنها هستند (Richards et al., 2012). این استوکها افزونبر اینکه با کانسارهای اسکارنی رابطة مکانی نزدیکی دارند، خودشان نیز بیشتر کانهدار هستند و در جاهایی که درون تودههای الیگوسن نفوذ کردهاند کانهزایی و دگرسانی را بهدنبال داشتهاند. همة اینها نشاندهندة آنست که در منطقة مزرعه و شاید در مناطق مشابه مانند انجرد، گاودل و جوان شیخ، کانهزایی در ارتباط با استوکهای کوارتزمونزونیتی جوان (میوسن بالایی) باشد. این نکته کلید اکتشافی است که میتواند در منطقة شیورداغ بهکار برده شود. Richards و همکاران (2012) در بررسیهایی که در مناطق کرمان، خاور ایران و باختر پاکستان انجام دادهاند نیز به نتایج مشابهی دست یافتهاند. به باور آنها، در پهنههای فرورانشی که فعالیت ماگمایی درازمدتی داشته باشند، فازهای تأخیری آب بیشتر و توان بیشتری برای کانهزایی دارد. بدینگونه، کانهزاییهایی که در برخی جاها در نزدیکی پهنة اسکارنی در تودة گرانودیوریتی دیده میشوند و در بررسیهای پیشین اندواسکارن دانسته شدهاند (Mollai, 1993; Moayyed et al., 2001; Karimzadeh Somarin and Moayyed, 2002; Mollai, 2009; Mollai and Sharifian, 2007) چهبسا پیامد تزریق تودههای جوانتر باشند. برپایة بررسیهای Reich و همکاران (2003)، نسبت Sr/Y در استوکهای مرتبط با کانهزایی در شیلی مرکزی از سنگهای گرانیتی نابارور، بالاتر است. ماگماهای با مقادیر بالای Sr/Y شاید پیامد بجاماندن یا جدایشیافتن هورنبلند (گارنت و تیتانیت) در پوستة زیرین باشند (Richards, 2009). به باور Paterno و Castillo (2006) نیز مذابهای آداکیتی در جایی از ذوببخشی پوستة زیرین بازالتی پدید میآیند که فشار بسیار بالا باشد و گارنت در سنگ نخستین پایدار بجامانده باشد (ژرفای بیشتر از 40 کیلومتر). این بدان معناست که ماگماهای آداکیتی جوانتر، در شرایطی از ذوب پوستة زیرین پدید آمدهاند که در پی افزایش ستبرای پوسته، فشار بالا بوده است و گارنت و هورنبلند در سنگ خاستگاه بجای ماندهاند. افزایش ستبرای پوسته نیز پیامد فرایند برخورد قاره- قاره (صفحة ایران با اوراسیا) بوده است. ویژگی آداکیتی ماگماتیسم میوسن و بالابودن نسبت Sr/Y در آنها، در ارتباط با افزایش ستبرای پوسته در دوره نئوژن است که با دادههای زمینفیزیکی بهدستآمده نیز همخوانی دارد (Jamali, 2012).
کانیسازی رگچهای- پراکنده در هر دوی تودة گرانودیوریتی الیگوسن و کوارتزمونزونیتی میوسن ویژگیهای یکسانی دارد. رگچهها بیشتر بهصورت موازی تا نیمهموازی هستند و با شکستگیهایی در تودة گرانودیوریتی همراستا هستند. دگرسانی همراه با آنها از نوع فیلیک و پتاسیک ضعیف و محدود به پهنة کانهدار است و دگرسانی آرژیلیک بسیار ضعیف و محدود است. شکل کانهزایی (رگچههای صفحهای)، نوع کانیها (مگنتیت- پیریت- کالکوپیریت- بورنیت)، نوع دگرسانی (پتاسیک ضعیف و فیلیک)، بافت کانیها (پراکنده، پرکننده و جانشینی)، کنترل ساختاری و نیز نوع سنگ میزبان (تودههای آذرین درونی) با ویژگیهای «کانسارهای مس- طلای مرتبط با تودة آذرین درونی» بیشترین همخوانی را نشان میدهند. گسترش بسیارِ کانهزایی، فاصلة بسیار از بخش اسکارنی و نیز ندیدن کانیهای تیپیک اسکارنی (گارنت و پیروکسن) تفاوتهایی هستند که این نوع کانهزایی را از اندواسکارن متمایز میکنند. برپایه دادههای ارائهشده، مانند دادههای صحرایی، دادههای زمینشیمیایی، سنسنجی، کانیشناسی و دگرسانی، مرحلههای زیر برای پیدایش و تکامل زمینشناسی و کانهزایی منطقة مزرعه و مناطق پیرامون آن در نظر گرفته میشود (شکل 13).
شکل 13- مراحل پیدایش و تکامل زمینشناسی و فلززایی منطقة شیورداغ. A) در دوره کرتاسه و ائوسن منطقه بیشتر زیر آب بوده است و واحدهای رسوبی- آتشفشانی پدید آمدهاند؛ B) از ائوسن پایانی تا میوسن آغازین، تودههای آذرین درونی درشتبلور شیورداغ (Gd) در واحدهای کرتاسة بالایی و ائوسن تزریق شدهاند و بالاآمدگی و فرسایش را بهدنبال داشتهاند. از سوی دیگر، ستبرای پوسته افزایش پیدا کرده است؛ C) در میوسن ماگماتیسم آداکیتی کوارتزمونزونیتی (QzMz) رخ داده است و کانهزایی اسکارنی و مرتبط با تودة آذرین درونی را بهدنبال داشته است.
در مرحلة نخست (A) واحدهای رسوبی- آتشفشانی کرتاسه و ائوسن پدید آمدهاند و در پی بستهشدن نئوتتیس و افزایش فشار همگرایی صفحة ایران و اوراسیا، واحدهای سنگی منطقه چین خورده و از آب بیرون آمدهاند. در دورة الیگوسن، تودههای آذرین درونی گرانودیوریتی، گرانیتی و سینیتی کم آب بهصورت باتولیت درشتبلور در ژرفای بسیار (4- 5 کیلومتر) جایگزین شدهاند (مرحلة B). با افزایش همگرایی دو صفحة ایران و اوراسیا، از یک سو، بالاآمدگی و فرسایش و از سوی دیگر، ضخیمشدگی پوسته رخ دادهاند. در پی آن، ماگماهای آداکیتی آبدار خاستگاهگرفته از ژرفای بسیار بهصورت تودههای استوکمانند در ژرفای کم (نزدیک به 1- 2 کیلومتر) جایگزین شدهاند. در پی جدایش بلورین و جدایش سیالهای فلزدار، کانهزایی هم در استوکهای میوسن و هم در سنگهای دربرگیرندة آنها رخ داده است. در محل برخود استوکهای میوسن با سنگآهکهای کرتاسة بالایی، کانیسازی اسکارنی مانند مزرعه، گاودل و انجرد روی دادهاند؛ اما در استوکهای میوسن و سنگهای آذرین درونی الیگوسن، کانهزایی بهصورت رگچهای و انتشاری رخ داده است.
سپاسگزاری
نگارنده از سرکار خانم دکتر فرحناز دلیران برای انجام آزمایشهای SEM در دانشگاه Karlsruhe سپاسگزاری میکند.
)
