Document Type : Original Article
Authors
1 Assistant Professor, Department of Geology, Faculty of Sciences, University of Lorestan, Khoramabad, Iran
2 , Assistant Professor, Department of Geology, Faculty of Sciences, University of Birjand, Birjand, Iran
3 , Professor, Key Laboratory of Metallogeny and Mineral Resource Assessment, Institute of Mineral Resources, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100037
Abstract
Keywords
Main Subjects
فوگاسیتة اکسیژن (fO2) پارامتر زمین‌شناسی مهمی است که روی پایداری کانی‌ها، تکامل ماگماها و فرایندهای کانهساز تأثیر می‌گذارد (Sun et al., 2015). فوگاسیتة اکسیژن معمولاً به‌عنوان تغییرات نسبت به بافر اکسیژن برداشت می‌شود. بافر اکسیژن به مجموعه یا ترکیب‌های کانیایی اشاره دارد که فوگاسیتة اکسیژن را به‌عنوان تابعی از دما و فشار در نظر می‌گیرد. بافرهای اکسیژنی که به‌طور متداول در آزمایش‌های فشار بالا و دما بالا به‌کار برده می‌شوند شامل فایالیت-مگنتیت-کوارتز (FMQ)، کبالت- اکسید کبالت (Co-CoO)، نیکل- اکسید نیکل (Ni-NiO؛ به‌اختصار NNO)، هماتیت-مگنتیت (HM) و منگانوسیت- هاسمانیت (MnO-Mn3O4) هستند (Sun et al., 2015). این بافرها همچنین، به‌عنوان نشانههایی در اندازه‌گیری فوگاسیتة اکسیژن سنگ‌ها و ماگماهای طبیعی کارآمد هستند. بافر اکسیژن FMQ به‌طور گسترده در بررسی نمونه‌های طبیعی به‌کار برده می‌شود. داده‌های فوگاسیتة اکسیژن بیشتر سنگ‌های آذرین در بازة چند واحد لگاریتمی بافر FMQ جای میگیرند. فوگاسیته‌های اکسیژن نمونه‌های طبیعی بیشتر به‌صورت تغییرات واحد لگاریتمی بافر FMQ، یعنی در واحدهای ∆FMQ، در نظر گرفته می‌شود. برای نمونه، ∆FMQ +2 بدین معناست که فوگاسیتة اکسیژن 2 واحد لگاریتمی بیشتر از مقدارهای تعریف‌شده توسط بافر FMQ است (Sun et al., 2015).
ذخیره‌های مس پورفیری که بیشتر منابع مس دنیا را تامین می‌کنند (Sillitoe, 2010; Zhang et al., 2017)، همراه با ماگماهای اکسیدان با ترکیب حد واسط تا اسیدی مرتبط با فرورانش پدید می‌آیند (Ishihara, 1977; Dilles, 1987). تفکیک ماگمایی مس با پایداری سولفید کنترل می‌شود و نوع گوگرد با فوگاسیتة اکسیژن کنترل می‌شود. پس فوگاسیتة اکسیژن تأثیری قوی بر رفتار مس هنگام ماگماتیسم پورفیری دارد (Sun et al., 2015). ماگماهای اکسیدان می‌توانند فلزها و گوگرد را در منابع‌شان به‌هم بیامیزند و بدون جدایش، یک مذاب سولفیدی غیرقابل امتزاج را به سطوح کم ژرفای پوسته حمل کنند (Hattori, 2018). شرایط اکسیداسیونی ماگماها را می‌توان برپایة نسبت Fe3+/Fe2+ سنگ‌کل، ترکیب اکسیدهای Fe-Ti و وجود کانی‌های شاخص fO2 بالا مانند مگنتیت، هماتیت و انیدریت (Shen et al., 2015) و ترکیب دانههای زیرکن، سنجید (Ballard et al., 2002; Shen et al., 2015; Hattori et al., 2017). دگرسانی گرمابی وسیع ذخیره‌های مس پورفیری معمولاً ترکیب شیمیایی کانی‌های اولیه و سنگ‌کل را تغییر میدهد. زیرکن یک کانی مقاوم است که از زمان تبلور ترکیب شیمیایی و ایزوتوپی اولیه خود را حفظ کرده (Cherniak et al., 1997) و داده‌های شیمیایی مربوط به ماگماهای مادر را فراهم می‌کند (Shen et al., 2015). این کانی هنگام تبلور تنوعی از عنصرهای فرعی را دربر می‌گیرد که شامل عنصرهای خاکی کمیاب (REE[1])، اورانیم، توریم و تیتانیم است که این مسئله به‌طور ویژه زیرکن را برای ردیابی شیمی ماگما و همچنین، سن‌سنجی و زمین دما-فشارسنجی (ژئوترموبارومتری) کارآمد می‌کند (Hoskin and Schaltegger, 2003; Watson and Harrison, 2005). در میان عنصرهای خاکی کمیاب، سریم (Ce) به حالت‌های Ce4+ و Ce3+ دیده می‌شود و زیرکن به‌طور ترجیحی Ce4+ را به‌جای Zr4+ در ساختار خود جا میدهد. ازآنجایی‌که درجات ناهنجاریهای مثبت به شرایط اکسیداسیون ماگمای مادر مربوط می‌شود، نسبت Ce4+/Ce3+ برای نشان‌دادن سرشت اکسیدان ماگماهای مادر سنگ‌های آذرین همراه با ذخیره‌های پورفیری در نقاط مختلف دنیا به‌کار برده می‌شود (Ballard et al., 2002; Liang et al., 2006; Qiu et al., 2013; Han et al., 2013; Shen et al., 2015).
کانسار مس گزو به‌عنوان کانی‌سازی مس پورفیری مرتبط با فرورانش در بلوک طبس معرفی شده است که در پی فرورانش پوستة اقیانوسی سبزوار به زیر پوستة قاره‌ای ایران مرکزی در کرتاسه- پالئوسن پدید آمده است (Mahdavi et al., 2016). تودههای آذرین درونی اسیدی و حد واسط مختلفی شامل هورنبلند گرانیت و هورنبلند کوارتز مونزونیت پورفیری در منطقة گزو نفوذ کرده و کانی‌سازی را پدید آورده‌اند. هنگام این رویداد فرورانشی، تودههای مشابهی مانند گرانیتوییدهای کجه (Najafi et al., 2014) و بجستان (Jung et al., 1983; Ahmadi Rouhani et al., 2016) در بلوک لوت نیز نفوذ کرده‌اند. با توجه به اهمیت و ارزش کانی‌سازی پورفیری در اقتصاد یک کشور، ما شرایط اکسیداسیونی ماگمای عامل کانی‌سازی مس گزو را به‌عنوان نمونهای از کانی‌سازی مس کرتاسه ایران در نظر قرار دادیم تا بدانیم آیا شرایط ماگمای عامل از نظر فوگاسیتة اکسیژن برای کانی‌سازی پورفیری مطلوب بوده است یا نه؟ در اینجا نسبت Ce4+/Ce3+ زیرکن در 2 تودة آذرین درونی کانهدار گزو را بررسی کردیم. نتایج با برخی ذخیره‌های مهم دنیا مقایسه شدند. نتایج به‌دست‌آمده برای ادامة بررسی‌های اکتشافی ذخیره‌های پورفیری کرتاسه در این بخش از کشور تأثیرگذار خواهد بود.
زمین‌شناسی و کانی‌سازی منطقة گزو
محدودة گزو در خاوریترین بخش بلوک طبس نزدیک به مرز باختری بلوک لوت جای دارد (شکل 1). بلوک طبس ویژگی‌های زمین‌شناسی متفاوتی از بلوک لوت در خاور و بلوک یزد در باختر نشان میدهد (Aghanabati, 2004) که شامل سنگ‌های ماگمایی کم، چینه شناسی متفاوت و فرونشست ژرف کربونیفر هستند (Mahdavi et al., 2016). برخلاف بلوک طبس، بلوک لوت دچار ماگماتیسم شدیدی شده است و بیشتر رخنمونهای سنگی آن سنگ‌های آتشفشانی و درونی هستند (Karimpour et al., 2011، شکل 1).
شکل 1- A) نقشة ساختاری ساده‌شده ایران (Aghanabati, 1998; Rajabi et al., 2014) و محل بلوک‌های لوت و طبس در خردقارة ایران مرکزی؛ B) نقشة زمین‌شناسی ناحیهای بلوک لوت و طبس و جایگاه کانسار گزو
زمین‌شناسی محدودة کانسار گزو بیشتر شامل سازندهای شتری تریاس میانی و شمشک ژوراسیک است (شکل 2). سازند شتری بیشتر از دولومیت و به میزان کمتر آهک و سازند شمشک از شیل، ماسهسنگ و کنگلومرا با میانلایههای زغالدار ساخته شده است. کهنترین سنگ‌ها شامل آهک و دولومیتهای سازند بهرام در شمالخاوری محدودة کانی‌سازی هستند (شکل 2). ماسهسنگ، شیل و آهک دونین-کربونیفر سازند شیشتو، شیل و ماسهسنگ کربونیفر سازند سردر، آهک و دولومیت پرمین بالایی سازند جمال و شیل تریاس زیرین سازند سرخ شیل از دیگر واحدها به‌شمار می‌روند. گسلهای محلی با روندهای شمالی- جنوبی، شمالباختری- جنوبخاوری و تقریباً خاوری-باختری رخ داده‌اند. فعالیت آذرین بیشتر در راستای گسلهای شمالی- جنوبی و همروند با گسل اصلی نایبند (جداکنندة بلوک‌های لوت و طبس) رخ داده است. هنگام رویداد این فرایند آذرین، سنگ‌های آذرین درونی اسیدی و حد واسط به سن کرتاسه تا پالئوسن (Mahdavi et al., 2016) درون سنگ‌های رسوبی نفوذ کرده‌اند. جایگزینی این سنگ‌های آذرین در امتداد مرز میان دولومیت و آهک سازند شتری و ماسهسنگ و شیل سازند شمشک، رخداد کانی‌سازی پورفیری و اسکارن گزو را به‌دنبال داشته است (شکل 2). ویژگی‌های صحرایی و سن‌سنجی به روش U-Pb زیرکن (Mahdavi et al., 2016) سه مرحله را برای جایگزینی تودههای آذرین درونی نشان می‌دهند:
- نفوذیهای پیش از کانی‌سازی (هورنبلند مونزونیت پورفیری، هورنبلند مونزودیوریت پورفیری و پیروکسن مونزونیت به‌ترتیب با سن 7/1 ± 1/68، 72/0 ± 74/67 و 94/0 ± 41/67 میلیون سال پیش)؛
- همزمان با کانی‌سازی (هورنبلند گرانیت و هورنبلند کوارتز مونزونیت پورفیری به‌ترتیب با سن 7/3 ± 9/65 و 2/1 ± 1/65 میلیون سال پیش)؛
- پس از کانی‌سازی (هورنبلند دیوریت پورفیری با سن 2/1 ± 1/65 میلیون سال پیش) (شکل 2).
برپایة ویژگی‌های صحرایی، هورنبلند مونزونیت پورفیری (قدیمیترین توده) را دیگر سنگ‌های آذرین درونی در مکان‌های مختلف قطع کرده‌اند. هورنبلند مونزودیوریت پورفیری از هورنبلند مونزونیت پورفیری جوان‌تر و از پیروکسن مونزونیت قدیمیتر است. هورنبلند مونزونیت پورفیری را دایک‌های کوچک هورنبلند مونزودیوریت پورفیری قطع کرده‌اند. زینولیت‌های کوچک هورنبلند مونزودیوریت پورفیری در پیروکسن مونزونیت دیده می‌شوند. دایک‌ها و سیل‌های نفوذکرده در واحدهای رسوبی منطقه ترکیب هورنبلند مونزودیوریت پو رفیری دارند. این دایک‌ها روند خاوری-باختری نشان می‌دهند و به‌علت سختی بالاتر دولومیت‌ها در مقایسه با آنها، همچنین، تیره‌تربودن واحد آذرین به نسبت دولومیت‌ها، دایک‌ها به‌صورت خطواره‌های فرورفته تیره رنگ درون سازند شتری به آسانی شناسایی می‌شوند. همة این سنگ‌ها را هورنبلند گرانیت و هورنبلند کوارتزمونزونیت پورفیری قطع کرده‌اند که با کانی‌سازی همزمان هستند. ازاین‌رو، هورنبلند مونزونیت پورفیری، هورنبلند مونزودیوریت پورفیری و پیروکسن مونزونیت پیش از کانی‌سازی پدید آمده‌اند. رابطة میان هورنبلند گرانیت و هورنبلند کوارتز مونزونیت پورفیری روشن نیست. هورنبلند دیوریت پورفیری دگرسانی ندارد و دیگر نفوذی‌ها و کانی‌سازی مس را قطع کرده است. ازاین‌رو، به‌عنوان پدیده‌ای پس از کانی‌سازی شناخته می‌شود. کانسار گزو رخنمونهای سطحی کوچکی دارد. ذخیرة گزو در پی کانی‌سازی پورفیری و اسکارن پدید آمده است.
شکل 2- نقشة زمین‌شناسی کانسار گزو (مقیاس 1:2000) (Mahdavi et al., 2016)
دگرسانی گرمابی گستردهای در منطقه روی داده است که شامل دگرسانیهای کوارتز-سریسیت-پیریت (QSP)، سریسیت- کلریت-کربنات (SCC)، آرژیلیک-سریسیت (AS)، پروپلیتیک (P) و کربناتی (C) است. اگرچه دگرسانی در سنگ‌های دیواره به‌خوبی گسترش یافته است، اما هیچ مرز روشنی میان پهنه‌های دگرسانی و کانی‌سازی دیده نمی‌شود و معمولاً رابطه‌ای تدریجی دارند. کانی‌سازی به‌صورت افشان، استوکورک، جانشینی سنگ‌های کربناته و کمی برشهای گرمابی دیده می‌شود. هورنبلند گرانیت و هورنبلند کوارتز مونزونیت پورفیری از تودههای عامل کانی‌سازی هستند. هر دو تودة یادشده کانی‌سازی پیریت و کالکوپیریت به‌صورت افشان دارند که با دگرسانی کوارتز-سریسیت-پیریت (QSP) همراه هستند. کانی‌سازی اسکارن مرتبط با این دو توده در مرز با سنگ کربناته میزبان (سازند شتری) به‌صورت تودههای با پهنای 2 تا 7 متر رخ داده است. اسکارنها از گارنت غنی از آندرادیت، هدنبرژیت و دیوپسید ساخته شده‌اند (Mahdavi et al., 2016). پیریت، کالکوپیریت، بورنیت و اسفالریت به همراه مقدارهایی از مگنتیت و مولیبدنیت از کانی‌های فلزی نخستین (هیپوژن) هستند. مالاکیت، کریزوکلا، آتاکامیت، فیروزه و اکسیدهای آهن از کانی‌های پهنة اکسیدان به‌شمار می‌روند. کانی‌های کوپریت، کالکوسیت و کوولیت در پهنة سوپرژن دیده می‌شوند. پیریت فراوان‌ترین کانی سولفیدی در کانسار گزو است. در پهنه‌های دگرسانی در تودههای آذرین درونی مقدار پیریت برابربا 1 تا 7 درصد است. شرایط اکسیداسیون سطحی در رخنمونهای کانسار گزو جانشینی بخش بزرگی از این کانی به اکسیدهای آهن را به‌دنبال داشته است. کالکوپیریت با فراوانی 5/0 تا 5 درصد کانة اصلی مس در کانسار گزو به‌شمار می‌رود. این کانی همراه با بورنیت و پیریت در دگرسانی کوارتز- سریسیت- پیریت به‌صورت افشان و رگچهای پدید آمده است. فراوانی اسفالریت تا نزدیک به 1 درصد است. میزان بورنیت بسیار کمتر از کالکوپیریت و به اندازة 5/0 درصد است. مقدار مولیبدنیت کمتر از 5/0 درصد است. کانی‌های ثانویه مس در کانسار گزو به فراوانی در امتداد شکستگیها، درون حفره‌ها و به‌صورت پراکنده دیده می‌شوند. کوولیت و کالکوسیت در بخشهای مختلف کانسار گزو از اکسیداسیون کالکوپیریت و بورنیت پدید آمده‌اند و در پهنه‌های غنی از کالکوپیریت، در حاشیه این کانی دیده می‌شوند. کوپریت در کانسار گزو فراوانی از 5/0 تا 1 درصد دارد و تنها در برخی حفره‌ها و رگچهها دیده می‌شود. مالاکیت بسته به فراوانی کانی‌های سولفیدیِ کانسار در بخش اکسیدان در پهنه‌های دگرسانی تودههای آذرین درونی پدید آمده است و گاه همراه با کریزوکلا و آتاکامیت دیده می‌شود.
آماده‌سازی نمونه و تجزیة عنصر فرعی زیرکن
شمار 2 نمونه از تودههای آذرین درونی کانهدار منطقه (نمونه‌های هورنبلند کوارتز مونزودیوریت پورفیری (G90-171) و هورنبلند گرانیت (G91-188)) با کمترین میزان دگرسانی برای جداسازی زیرکن تا اندازة نزدیک به 60 مش (250 میکرومتر) پودر شدند. جداسازی کانی سنگین با تکنیک‌های جداسازی ثقلی و مغناطیسی مرسوم انجام شد. زیرکن‌ها در زیر میکروسکوپ بینوکولار به‌صورت دستی جدا شدند. دانه‌ها در رزین اپوکسی محکم و سپس صیقل داده شدند تا سطوح داخلی آنها نمایان شود. همة دانه‌ها با میکروگراف نوری عبوری و بازتابی و همچنین، تصویرهای کاتدولومینسانس (CL) ثبت شدند تا وضعیت ساختار درونی آنها به‌دست آید (شکل 3).
در نمونة G90-171، زیرکن‌ها بیشتر به صورت بلورهای منشوری بیرنگ تا قهوهای کمرنگ شکلدار تا نیمهشکلدار هستند که اندازة آنها از 50 تا 200 میکرومتر طول و 50 تا 100 میکرومتر عرض متغیر است. تصویرهای CL نشان می‌دهند بیشتر بلورهای زیرکن منطقه‌بندی رشدی واضح دارند (شکل 3). نسبت Th/U زیرکن‌ها برابربا 54/0 تا 81/0 (میانگین: 67/0) است. میزان Th برابربا 1/110پیپیام تا 2/301 پیپیام (میانگین: 3/201 پیپیام) است. محتوای U برابربا 3/178 پیپیام و 8/390 پیپیام (میانگین: 4/299 پیپیام) است.
زیرکنهای نمونة G91-188 بیرنگ تا قهوه ای کمرنگ، شفاف و بیشتر شکلدار تا نیمهشکلدار هستند. آنها شکل‌های منشوری کوتاه با طول بلورهای متوسط 50-100 میکرومتری و نسبت طول به عرض از 1: 1 تا 2:1 به نمایش میگذارند. تصویر CL آنها منطقه‌بندی نوسانی معمولی نشان میدهد که نشان‌دهندة خاستگاه ماگمایی آنهاست (شکل 3).
شکل 3- تصویرهای کاتدولومینسانس (CL) زیرکنهای تودههای آذرین درونی کانهدار گزو (دایرههای سرخ‌رنگ محل آنالیزهای عنصر فرعی)
مقدار Th در این زیرکن‌ها برابربا 6/129 تا 4/305 پیپیام و غلظت U برابربا 9/223 و 7/486 پیپیام است. نسبت Th/U از 41/0 تا 1 متغیر است. نسبت‌های U/Th زیرکن برای شناسایی زیرکنهای دگرگونی از ماگمایی بسیار کارآمد است (Sun et al., 2002; Wu and Zheng, 2004). بازة محدود و یکسان نسبت‌های U/Th (84/1-69/0، جدول 1) و سن‌های U-Pb نوارها و هستهها در زیرکنهای گزو نشان‌دهندة خاستگاه ماگمایی آنها هستند.
جدول 1- داده‌های سن‌سنجی U-Pb زیرکن به روش LA-ICP-MS (مقدارهای Ce4+/Ce3+، fO2 و دمای Ti در زیرکن برای زیرکنهای ماگمایی تودههای آذرین درونی کانهدار گزو به‌دست آورده شده‌اند)
|
∆FMQ |
Log fO2 |
T*(°K) |
Ce4+/Ce3+ |
U/Th |
Eu/Eu* |
Concordance (%) |
206Pb/238U |
207Pb/235U |
Sample No. |
||
|
Age (Ma) 1σ |
Age (Ma) 1σ |
||||||||||
|
1.35 |
-18.73 |
873 |
162 |
1.58 |
0.54 |
96% |
3.3 |
62.3 |
12.0 |
64.5 |
G90-171-1 |
|
1.13 |
-15.11 |
1008 |
143 |
1.83 |
0.66 |
98% |
3.0 |
66.2 |
7.4 |
67.4 |
G90-171-2 |
|
0.99 |
-16.26 |
969 |
25 |
1.24 |
0.69 |
98% |
3.4 |
67.1 |
11.3 |
67.9 |
G90-171-3 |
|
0.62 |
-15.73 |
1004 |
291 |
1.84 |
0.78 |
97% |
3.2 |
67.7 |
7.7 |
69.7 |
G90-171-4 |
|
0.88 |
-15.50 |
1002 |
58 |
1.84 |
0.84 |
93% |
3.7 |
63.0 |
8.1 |
67.4 |
G90-171-7 |
|
0.86 |
-14.47 |
1047 |
198 |
1.59 |
0.71 |
94% |
2.4 |
62.0 |
7.0 |
65.7 |
G90-171-8 |
|
1.32 |
-15.60 |
981 |
259 |
1.47 |
0.83 |
89% |
3.1 |
66.7 |
7.7 |
59.8 |
G90-171-9 |
|
1.15 |
-15.05 |
1010 |
385 |
1.76 |
0.56 |
96% |
2.8 |
64.3 |
5.3 |
66.7 |
G90-171-10 |
|
0.85 |
-13.93 |
1071 |
48 |
1.44 |
0.57 |
95% |
5.1 |
69.1 |
18.0 |
72.0 |
G90-171-11 |
|
1.14 |
-14.76 |
1023 |
117 |
1.37 |
0.71 |
96% |
1.5 |
63.6 |
3.9 |
65.6 |
G90-171-13 |
|
0.98 |
-14.56 |
1037 |
161 |
1.27 |
0.63 |
93% |
3.4 |
67.0 |
9.6 |
71.5 |
G90-171-14 |
|
1.05 |
-15.97 |
977 |
108 |
1.38 |
0.71 |
93% |
2.7 |
67.2 |
9.8 |
71.7 |
G90-171-15 |
|
1.07 |
-14.18 |
1050 |
121 |
1.61 |
0.72 |
99% |
1.8 |
63.2 |
5.3 |
62.9 |
G90-171-16 |
|
1.20 |
-13.91 |
1057 |
170 |
1.34 |
0.75 |
95% |
2.3 |
69.1 |
6.9 |
72.5 |
G90-171-17 |
|
0.76 |
-15.67 |
1001 |
57 |
1.84 |
0.73 |
99% |
3.8 |
67.2 |
14.3 |
67.4 |
G90-171-18 |
|
1.09 |
-14.44 |
1038 |
126 |
1.30 |
0.55 |
97% |
1.7 |
65.5 |
6.2 |
63.7 |
G90-171-19 |
|
0.70 |
-16.56 |
968 |
180 |
1.48 |
0.81 |
92% |
2.5 |
64.0 |
10.5 |
69.2 |
G90-171-20 |
|
1.08 |
-13.19 |
1096 |
153 |
1.10 |
0.6 |
94% |
2.4 |
65.0 |
9.4 |
68.5 |
G91-188-1 |
|
1.51 |
-15.06 |
995 |
10 |
0.69 |
0.65 |
97% |
3.0 |
66.0 |
10.1 |
67.5 |
G91-188-6 |
|
0.98 |
-14.96 |
1021 |
36 |
0.72 |
0.64 |
98% |
4.2 |
65.8 |
6.4 |
66.2 |
G91-188-8 |
|
-1.37 |
-17.70 |
1004 |
13 |
1.60 |
0.14 |
99% |
1.8 |
67.2 |
4.3 |
67.7 |
G91-188-9 |
|
2.33 |
-12.25 |
1081 |
80 |
1.26 |
0.39 |
94% |
5.4 |
68.0 |
12.3 |
71.8 |
G91-188-13 |
|
0.81 |
-12.38 |
1151 |
190 |
0.88 |
0.60 |
97% |
1.9 |
64.4 |
4.3 |
66.3 |
G91-188-15 |
|
1.14 |
-14.42 |
1037 |
53 |
1.73 |
0.41 |
97% |
6.1 |
69.1 |
15.7 |
71.1 |
G91-188-16 |
|
1.19 |
-17.99 |
901 |
30 |
1.43 |
0.67 |
99% |
1.7 |
67.7 |
7.7 |
68.7 |
G91-188-17 |
|
1.23 |
-12.50 |
1122 |
72 |
1.02 |
0.26 |
98% |
3.2 |
68.7 |
4.7 |
69.7 |
G91-188-22 |
|
0.44 |
-15.73 |
1011 |
34 |
1.46 |
0.72 |
94% |
3.4 |
62.3 |
4.5 |
65.1 |
G91-188-24 |
|
0.71 |
-13.62 |
1093 |
53 |
1.30 |
0.16 |
96% |
3.2 |
65.3 |
10.4 |
66.6 |
G91-188-2-5 |
|
1.51 |
-15.06 |
995 |
10 |
0.90 |
0.65 |
96% |
4.4 |
67.0 |
8.3 |
71.4 |
G91-188-2-6 |
|
-0.10 |
-16.56 |
999 |
22 |
1.23 |
0.27 |
98% |
3.7 |
65.3 |
4.7 |
66.1 |
G91-188-2-12 |
|
1.14 |
-14.42 |
1037 |
53 |
1.44 |
0.41 |
94% |
7.4 |
68.0 |
11.3 |
71.2 |
G91-188-2-16 |
|
0.99 |
-17.78 |
915 |
119 |
1.38 |
0.51 |
95% |
4.6 |
68.2 |
7.3 |
70.8 |
G91-188-2-21 |
برپایة نمودارهای La دربرابر N(Sm/La) (Hoskin, 2005) و Y دربرابر U/Yb (Grimes et al., 2009)، ترکیب زیرکنهای تودههای آذرین درونی کانهدار گزو در قلمروی ماگمایی و مرز پوستة قاره‌ای و اقیانوسی جای دارد که نشان میدهد آنها از ماگمای سنگ‌کرة قاره‌ای و متاسوماتیسم‌شده با مذاب حاصل از ذوب پوستة اقیانوسی تبلور یافتهاند (شکل‌های 4- A و 4- B).
مقدار عنصرهای فرعی زیرکن با تجزیة سطوح بدون میانبار یا دگرسانی در مقطع زیرکن به‌دست آورده شده است. تجزیة عنصر فرعی با لیزر و دستگاه طیف‌سنجی جرمی پلاسمای القایی (LA-ICP-MS) در آزمایشگاه ایزوتوپی زمین‌شناسی در انستیتوی منابع معدنی، آکادمی علوم زمین چین انجام شد. شرایط عملیاتی دقیق برای سیستم لیزر و ابزار MC-ICP-MS و تبدیل داده‌ها را Hou و همکاران (2009) توضیح داده‌اند. در این روش، یک سیستم لیزری ArF excimer (Geolas CQ) به یک دستگاه Agilent 7500a ICP-MS متصل است. انتخاب اندازة نقطه (µm 160-60) و نرخ تکرارپذیری (Helz 10-3) با تأثیر نزدیک به 10J/cm2، به شدت سیگنال بستگی دارد. هنگام تابش لیزر، گاز هلیم به سلول نمونه وارد شد تا مقدار مواد زائد در پیرامون گودال تابش لیزری به کمترین اندازه برسد. سپس گاز آرگون برای بهبود کارایی حمل و نقل به‌کار برده شد. اندازهگیریهای ICP-MS با کمک تجزیة انحلال-زمان و اوج پرش در یک نقطه در هر جرم انجام شد. هر پنج نمونة تجزیه‌شده با یک زیرکن استاندارد 91500 و یک دستگاه اندازه‌گیری NIST SRM 610 دنبال شدند. هر تجزیه نقطهای تقریباً شامل 30 ثانیه جمعآوری پس‌زمینه و 40 ثانیه جمعآوری دادة نمونه بود. با به‌کارگیری برنامة ICP-MS DataCal، انتخاب داده‌های خام نامتعارف، ادغام سیگنالهای پس‌زمینه و تجزیهای و اصلاح زمان و کالیبراسیون عددی برای مقدار عنصرهای فرعی انجام شدند (Liu et al., 2010).
شکل 4- ترکیب زیرکنهای تودههای آذرین درونی کانهدار گزو در: A) نمودار La دربرابر N(Sm/La) (Hoskin, 2005)؛ B) نمودار U/Yb دربرابر Y (Grimes et al., 2007)؛ C) الگوی عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده با کندریت برای زیرکن‌ها و سنگ‌کل سنگ‌های آذرین درونیِ کانهدار گزو (ترکیب کندریت برگرفته از McDonough و Sun (1995) است. به منحنی با شیب ملایم سنگ‌کل دربرابر آنومالی‌های زیاد Ce و آنومالی‌های Eu منفی دانههای زیرکن توجه شود)
عنصرهای فرعی، چگونگی محاسبة نسبت Ce4+/Ce3+ و فوگاسیتة اکسیژن زیرکن
داده‌های تجزیة عنصرهای فرعی زیرکن و داده‌های به‌دست‌آمده به‌ترتیب در جدول‌های 1 و 2 آورده شده‌اند. آنومالی‌های Eu (Eu/Eu*) با روش مرسوم برپایة مقدارهای بهنجارشدة Sm و Gd به‌دست آورده شده‌اند. از داده‌های سنگ‌کل (Mahdavi و همکاران، 2016) و عنصرهای فرعی زیرکن (جدول 2) برای به‌دست‌آوردن نسبت Ce4+/Ce3+ زیرکن بهره گرفته شد. محاسبة آنومالی‌های Ce نیاز به به‌دست‌آوردن مقدار Ce3+ دارد که به‌طور متداول برپایة مقدارهای La و Pr انجام می‌شود. مقدار La و Pr در زیرکن بسیار کم و نزدیک به آستانة آشکارسازی دستگاه LA-ICP-MS است (جدول 2 و شکل 4- C) و این نکته محاسبة دقیق Ce3+ را دشوار می‌کند.
جدول 2- داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة عنصرهای فرعیِ (برپایة ppm) زیرکن تودههای آذرین درونی کانهدار گزو
|
Sample No. |
G91-188-2-21 |
G91-188-2-16 |
G91-188-2-12 |
G91-188-2-6 |
G91-188-2-5 |
G91-188-24 |
G91-188-22 |
G91-188-17 |
G91-188-16 |
|
U |
311 |
429 |
288 |
400 |
490 |
145 |
1066 |
271 |
429 |
|
Th |
130 |
248 |
185 |
583 |
305 |
109 |
1209 |
152 |
248 |
|
Hf |
24046 |
17024 |
16217 |
9706 |
13328 |
18862 |
20392 |
19125 |
17024 |
|
Lu |
162.5 |
144.9 |
130.3 |
173.1 |
139.7 |
95.9 |
165.6 |
128.8 |
144.9 |
|
Yb |
900 |
681 |
671 |
915 |
778 |
441 |
878 |
640 |
681 |
|
Tm |
93.6 |
69 |
70.1 |
87 |
77.2 |
43.4 |
87.2 |
54.9 |
69 |
|
Er |
428 |
237 |
324 |
372 |
333 |
175 |
370 |
223 |
237 |
|
Ho |
86.7 |
45.7 |
70.4 |
88.2 |
73.4 |
35.2 |
73.1 |
49 |
45.7 |
|
Dy |
218.9 |
104.3 |
171.6 |
229.3 |
169.8 |
89.3 |
193.4 |
102 |
104.3 |
|
Tb |
15.82 |
12.64 |
13.88 |
20.46 |
13.32 |
7.05 |
14.33 |
8.34 |
12.64 |
|
Gd |
39.04 |
22.21 |
38.46 |
74.29 |
33.36 |
18.21 |
38.39 |
21.01 |
22.21 |
|
Eu |
1.76 |
1.39 |
1.27 |
7.69 |
0.69 |
1.86 |
1.49 |
2.42 |
1.39 |
|
Sm |
2.83 |
4.92 |
5.34 |
17.66 |
5.07 |
3.44 |
8.09 |
5.73 |
4.92 |
|
Nd |
1.23 |
3.74 |
2.4 |
10.12 |
2.46 |
2.15 |
5.04 |
4.53 |
3.74 |
|
Pr |
0.01 |
0 |
0.19 |
0.66 |
0.28 |
0.14 |
0.44 |
0 |
0 |
|
Ce |
25.5 |
34.24 |
13.08 |
35.02 |
27.16 |
14.2 |
76.6 |
24.68 |
34.24 |
|
La |
0.1 |
0 |
0.11 |
0.18 |
0.56 |
0.21 |
0.82 |
0 |
0 |
|
Ti |
1.84 |
7.6 |
5.1 |
4.85 |
13.11 |
5.82 |
17.11 |
1.52 |
7.6 |
جدول 2- ادامه
|
Sample No. |
G91-188-15 |
G91-188-13 |
G91-188-9 |
G91-188-8 |
G91-188-6 |
G91-188-1 |
G90-171-20 |
G90-171-19 |
G90-171-18 |
|
U |
351 |
134 |
481 |
105 |
400 |
283 |
292 |
330 |
273 |
|
Th |
201 |
157 |
107 |
77 |
583 |
211 |
185 |
223 |
199 |
|
Hf |
15825 |
15314 |
15923 |
10350 |
9706 |
10550 |
11128 |
11886 |
11298 |
|
Lu |
129.9 |
195.1 |
100.4 |
80.1 |
173.1 |
98.1 |
78.9 |
101 |
80.3 |
|
Yb |
596 |
1000 |
566 |
385 |
915 |
491 |
421 |
565 |
449 |
|
Tm |
58.3 |
102.7 |
57.4 |
33.9 |
87 |
40.2 |
33.7 |
46.5 |
37.1 |
|
Er |
210 |
445 |
259 |
146 |
372 |
147 |
119 |
165 |
133 |
|
Ho |
43 |
94.7 |
56.9 |
29.4 |
88.2 |
31.3 |
23.7 |
32.2 |
27.6 |
|
Dy |
97.7 |
218.9 |
141.4 |
66.6 |
229.3 |
59 |
56.3 |
75.7 |
68.2 |
|
Tb |
7.74 |
16.96 |
10.99 |
5.5 |
20.46 |
4.98 |
4.38 |
5.53 |
5.28 |
|
Gd |
23.86 |
47.78 |
26.34 |
15.16 |
74.29 |
15.75 |
12.69 |
15.92 |
16.49 |
|
Eu |
1.4 |
2.13 |
0.49 |
1.4 |
7.69 |
1.01 |
1.39 |
1.23 |
1.76 |
|
Sm |
2.12 |
5.89 |
4.37 |
2.98 |
17.66 |
1.69 |
2.16 |
2.92 |
3.31 |
|
Nd |
0.89 |
2.58 |
2.11 |
1.78 |
10.12 |
1.12 |
0.54 |
1.38 |
1.82 |
|
Pr |
0.1 |
0.12 |
0.15 |
0.21 |
0.66 |
0.11 |
0.04 |
0.08 |
0.13 |
|
Ce |
27.46 |
42.68 |
6.72 |
12.36 |
35.02 |
23.46 |
17.33 |
26.21 |
18.64 |
|
La |
0 |
0.1 |
0.15 |
0.44 |
0.18 |
0 |
0.02 |
0 |
0.01 |
|
Ti |
21.85 |
11.74 |
5.39 |
6.42 |
4.85 |
13.5 |
3.57 |
7.71 |
5.17 |
جدول 2- ادامه
|
Sample No. |
G90-171-17 |
G90-171-16 |
G90-171-15 |
G90-171-14 |
G90-171-13 |
G90-171-11 |
G90-171-10 |
G90-171-9 |
G90-171-8 |
|
U |
391 |
355 |
268 |
324 |
379 |
178 |
365 |
329 |
275 |
|
Th |
301 |
242 |
201 |
201 |
274 |
140 |
266 |
229 |
156 |
|
Hf |
11038 |
10255 |
11328 |
10699 |
10334 |
9139 |
9626 |
9723 |
9520 |
|
Lu |
105.3 |
100.9 |
84.6 |
95.6 |
96.4 |
80.5 |
85.2 |
92.2 |
79.4 |
|
Yb |
592 |
567 |
473 |
517 |
568 |
460 |
496 |
520 |
450 |
|
Tm |
48 |
44.8 |
39.5 |
41.3 |
46 |
39.6 |
40.7 |
43.8 |
34.9 |
|
Er |
172 |
160 |
141 |
144 |
158 |
151 |
139 |
150 |
121 |
|
Ho |
33.6 |
32.4 |
28.4 |
28.2 |
32.3 |
31.5 |
27.5 |
29 |
24.8 |
|
Dy |
80.3 |
76.2 |
69.2 |
67 |
77.5 |
67.2 |
65.3 |
68 |
55 |
|
Tb |
5.21 |
5.56 |
4.76 |
4.93 |
5.6 |
5.73 |
5.03 |
4.9 |
4.21 |
|
Gd |
14.09 |
13.31 |
15.11 |
12.86 |
14.21 |
15.53 |
12.24 |
12.4 |
10.15 |
|
Eu |
1.37 |
1.33 |
1.32 |
1 |
1.47 |
1.32 |
1 |
1.26 |
1.07 |
|
Sm |
2.2 |
2.39 |
2.15 |
1.81 |
2.83 |
3.24 |
2.38 |
1.77 |
2.09 |
|
Nd |
1.5 |
1.66 |
1.4 |
1.16 |
1.6 |
1.9 |
0.34 |
0.75 |
0.59 |
|
Pr |
0.11 |
0.09 |
0.06 |
0.06 |
0.1 |
0.04 |
0.08 |
0.02 |
0.02 |
|
Ce |
30.51 |
25.35 |
21.3 |
22.76 |
26.73 |
15.65 |
25.19 |
25.38 |
18.31 |
|
La |
0.14 |
0.01 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0.33 |
0 |
|
Ti |
9.27 |
8.72 |
3.97 |
7.65 |
6.56 |
10.73 |
5.72 |
4.15 |
8.43 |
جدول 2- ادامه
|
Sample No. |
G90-171-7 |
G90-171-4 |
G90-171-3 |
G90-171-2 |
G90-171-1 |
|
U |
306 |
203 |
273 |
214 |
301 |
|
Th |
208 |
110 |
221 |
117 |
191 |
|
Hf |
10093 |
9341 |
9164 |
9300 |
9499 |
|
Lu |
87.7 |
57 |
80.9 |
65.9 |
56 |
|
Yb |
521 |
324 |
490 |
376 |
342 |
|
Tm |
40.5 |
25.9 |
41.7 |
30.3 |
27.5 |
|
Er |
138 |
87 |
143 |
98 |
95 |
|
Ho |
30 |
17.4 |
32.2 |
20.4 |
19.3 |
|
Dy |
73.5 |
37.3 |
89.6 |
47.3 |
43.8 |
|
Tb |
5.08 |
2.86 |
7.23 |
3.31 |
3.42 |
|
Gd |
14.41 |
10 |
21.22 |
7.15 |
11.15 |
|
Eu |
1.74 |
0.77 |
2.76 |
0.79 |
0.74 |
|
Sm |
2.81 |
0.91 |
7.05 |
1.87 |
1.59 |
|
Nd |
2.47 |
0.32 |
2.88 |
0.94 |
0.81 |
|
Pr |
0.1 |
0.02 |
0.1 |
0.02 |
0.04 |
|
Ce |
19.81 |
12.86 |
18.81 |
17.77 |
20.41 |
|
La |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
|
Ti |
5.27 |
5.35 |
3.59 |
5.61 |
1.03 |
برای محاسبة مقدارهای Ce4+/Ce3+ روش Smythe و Brenan (2015) به‌کار برده شد. در این روش، مقدار عنصرهای خاکی کمیاب سبکی مانند La، Pr و Eu برای محاسبة Ce3+ و نیز کاتیون 4 ظرفیتی U برای محاسبة Ce4+ به‌کار برده نمی‌شود؛ زیرا میانبارهای کوچک می‌توانند مقدار کم این عنصرها را بهم بریزند. ضریب‌های تفکیک‌های زیرکن- مذاب برای Ce3+ و Ce4+ برپایة الگوی کرنش شبکه (Blundy and Wood, 1994) به‌دست آورده شدند. شعاع یونی REE از روش پیشنهادیِ Shannon (1976) به‌دست آمد.
در این پژوهش، فوگاسیته‌های اکسیژن (logfO2) برپایة روش‌های کالیبراسیون پیشنهادیِ Smythe و Brenan (2015) و Trail و همکاران (2012)، به‌دست آورده شدند. در الگوی پیشنهادیِ Smythe و Brenan (2015)، کالیبراسیون فوگاسیتة اکسیژن به پارامترهای دما، نسبت Ce4+/Ce3+ مذاب، ترکیب و مقدار آب مذاب بستگی دارد. مشابه با کالیبراسیون نسبت Ce4+/Ce3+ زیرکن، برای به‌دست‌آوردن نسبت‌های Ce4+/Ce3+ مذابها از الگوی کرنش شبکه (معادله 1؛ Blundy and Wood, 1994) بهره گرفته شد که در آن، D0 ضریب تفکیک جبران کرنش، E مدول یانگ، NA عدد آووگادرو، R ثابت گاز و T دما (سانتیگراد) هستند. حاصل رسم‌کردن lnDi دربرابر عبارت (ri/3 + r0/6)×(ri-r0)2 رابطه‌ای خطی برای سریهایی از کاتیونهای همظرفیت است. ازآنجایی‌که شعاع یونی Ce4+ و Ce3+ معلوم است، ضریب تفکیکشان با درونیابی به‌دست آورده می‌شود.
معادلة 1:
lnDi = lnD0 - (4 ×E×NA×(ri/3 + r0/6)×(ri-r0)2) / (R×(T + 273.15))
مقدار DCezircon/melt بین ضریب‌های تفکیک دو عضو پایانی حالت ظرفیت (Ce4+ و Ce3+) است و fO2 از ترکیب معادله‌های 2 و 3 به‌دست آورد.
معادلة 2:
(Ce/Ce*)D = DCezircon/melt/(DLazircon/melt ×DPrzircon/melt)1/2
معادلة 3:
ln (Ce/Ce*)D = (0.1156±0.0050×lnfO2) + ((13.860±708)/(T + 273.15)) – (6.15±0.484)
که در آنها، DCezircon/melt، DLazircon/melt و DPrzircon/melt به‌ترتیب ضرایب تفکیک Ce، La و Pr بین زیرکن و مذاب هستند و T دماست (برپایة درجة کلوین). اگرچه مذابی وجود ندارد، اما ترکیب کل سنگ میزبان را می‌توان بجای آن به‌کار برد.
مشابه با کالیبراسیون نسبت Ce4+/Ce3+ زیرکن، برای به‌دست‌آوردن نسبت‌های Ce4+/Ce3+ مذابها، الگوی کرنش شبکه (معادلة 2؛ Blundy and Wood, 1994) به‌کار برده شد. دمایی به‌کاربرده‌شده با دماسنج Ti در زیرکن (روش پیشنهادیِ Ferry و Watson، 2007) به‌دست آمد. در دماسنج Ti در زیرکن، دمای تبلور زیرکن برپایة مقدار Ti (برپایة ppm) در زیرکن (Tizircon) و اکتیویتههای SiO2 (aSiO2) و TiO2 (aTiO2) در مذاب میزبان و با به‌کارگیری معادلة 4 به‌دست آورده می‌شود:
معادلة 4:
log Tizircon = (5.711 ± 0.072) - (4.800 ± 86) / (T + 273.15) - logaSiO2 + log aTiO2
که در این معادلة Smythe و Brenan (2015) مقدار اکتیویته SiO2 و TiO2 به‌ترتیب 1 و 7/0 فرض شده است. بازة دماهای محاسبه‌شده زیرکن‌ها در سنگ‌های آذرین درونی کانهدار گزو برابربا 873 تا 1151 درجة کلوین است (جدول 1). ازآنجایی‌که ماگماهای کانهدار به‌طور شاخص از آب غنی هستند (بیشتر از 10 درصد مقدار آب ماگمای پورفیری کانهدار گزارش شده (Lu et al., 2015))، مقدار آب ماگمای پورفیری گزو 5/6 درصد وزنی فرض شد. برای محاسبه خطای فوگاسیتة اکسیژن، به خطاهای آنالیزی هر دوی عنصرهای فرعی زیرکن و عنصرهای اصلی و فرعی سنگ‌کل توجه شد. میزان خطای فوگاسیتة اکسیژن (logfO2) به‌دست‌آمده در این پژوهش از 32/1 کمتر است.
نسبت‌های Ce4+/Ce3+ و فوگاسیته‌های اکسیژن استنباط‌شدة زیرکن
برپایة مقدارهای عنصر فرعی (جدول 2) و الگوهای عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده با کندریت (شکل 4- C)، زیرکنهای نفوذیهای کانهدار گزو الگوهای REE مشابهی دارند. همة زیرکن‌ها غنی‌شدگی از HREE نسبت به LREE، آنومالی‌های Ce مثبت قوی و آنومالی‌های Eu منفی نشان می‌دهند. آنومالی Eu به‌دست‌آمده برای دانههای زیرکن بازهای از 14/0 تا 86/0 دارند که در همة نمونهها، مگر چند نمونه، مقدارهای بالاتر از 4/0 نشان می‌دهند (جدول 1).
برپایة داده‌های محاسباتی جدول 1، مقدارهای Ce4+/Ce3+ به‌دست‌آمده برای زیرکنهای نمونة کوارتز مونزودیوریت (G90-171) در بازة 25 تا 385 (میانگین: 153) و برای هورنبلند گرانیت (G91-188) در بازة10 تا 190 (میانگین: 62) و در مجموع دو نمونه در بازه 10 تا 385 (میانگین: 110) جای گرفته‌اند. مقدار فوگاسیتة اکسیژن استنباط‌شده برای تودههای پورفیری گزو برای زیرکنهای نمونة کوارتز مونزودیوریت در بازة ∆FMQ 0.6 تا ∆FMQ 1.4 (میانگین: ∆FMQ 1) و برای هورنبلند گرانیت در بازة ∆FMQ -0.1 تا ∆FMQ 2.3 (میانگین: ∆FMQ 1.1) است، مگر یک نمونه که ∆FMQ -1.37 دارد و در مجموع دو نمونه با بازهای از ∆FMQ -1.37 تا ∆FMQ +2.33 (میانگین: ∆FMQ ~ +1) جای دارد (جدول 1).
بحث
عدد جادویی فوگاسیتة اکسیژن برای کانی‌سازی پورفیری از ∆FMQ +2 بیشتر است (Mungall, 2002; Sun et al., 2013b). میانگین فوگاسیتة اکسیژن چند ذخیرZ مس پورفیری دنیا برابربا ~∆FMQ +1.5 است (Sun et al., 2015; Shen et al., 2015; Smythe and Brenan 2015; Hattori et al., 2017). بر این پایه، مقدار میانگین ∆FMQ +1 برای همة زیرکنهای گزو از مقدار میانگین ~∆FMQ +1.5 در ذخیره‌های مس پورفیری دنیا به میزان تقریباً ∆FMQ 0.5 کمتر است. در داده‌های گزو، مگر در دو نمونه، همة مقدارها از ~∆FMQ +1.5 کمتر است. مقدارهای Ce4+/Ce3+ و Eu/Eu* ذخیره‌های پورفیری مختلف کمربند کوهزایی آسیای مرکزی (Shen et al., 2015) و نمونه‌های زیرکن گزو در شکل 5 آورده شده‌اند. همة سنگ‌های آذرین درونی کانهدار ذخیره‌های مس پورفیری بزرگ کمربند کوهزایی آسیای مرکزی بیشتر از 4 میلیون تن مس دارند و نسبت‌های Ce4+/Ce3+ به‌دست‌آمده برای دانههای زیرکن آنها با بازهای از 74 تا 592 بالا به‌شمار می‌رود. مقدارهای Ce4+/Ce3+ به‌دست‌آمده برای دانههای زیرکن دو ذخیره با اندازه متوسط کمربند کوهزایی آسیای مرکزی (ذخیره‌های Erdenet و Tuwu-Yandong) بازه ای از 74 تا 332 نشان می‌دهند. نسبت‌های Ce4+/Ce3+ به‌دست‌آمده برای زیرکن در نفوذیهای ذخیره‌های کوچک کمربند کوهزایی آسیای مرکزی بازه ای از 28 تا 158 دارند. نسبت‌های Ce4+/Ce3+ به‌دست‌آمده برای ذخیره‌های بزرگ همانند ذخیره‌های متوسط است (شکل 5). مقایسه مقدار Ce4+/Ce3+ زیرکنهای نمونه کوارتز مونزودیوریت با بازه 25 تا 385 و هورنبلند گرانیت با بازه 10 تا 190 (مجموع هر دو نمونه با بازة 10 تا 385) مربوط به نفوذیهای کانهدار گزو با مقدار ذخیره‌های کمربند کوهزایی آسیای مرکزی نشان‌دهندة رخداد ذخیره‌ای متوسط تا کوچک و چه‌بسا عقیم در منطقة گزو است (شکل 5).
شکل 5- مقایسه مقدار Ce4+/Ce3+ دربرابر Eu/Eu* تودههای آذرین درونی کانهدار گزو با ذخیره‌های پورفیری بزرگ، متوسط و کوچک مربوط به کمربند کوهزایی آسیای مرکزی (Shen et al., 2015)
همان‌گونه‌که گفته شد، آنومالی Eu به‌دست‌آمده برای دانههای زیرکن گزو بازهای از 14/0 تا 86/0 نشان میدهد که در نمونهها، مگر چند نمونه، مقدار آن از 4/0 بالاتر است (جدول 1؛ شکل 5). زیرکن با 4/0Eu/Eu*> ویژگی بسیاری از ماگماهای کمانی کانهدار است (Ballard et al., 2002; Burnham and Berry, 2012; Trail et al., 2012) و نشان میدهد نسبت‌های Eu3+/Eu2+ در ماگماهای اکسیدان بالاست. نسبت‌های Eu/Eu* در دانههای زیرکن به فاکتورهایی مانند شرایط اکسیداسیون ماگماهای مادر و نیز تبلور برخی کانی‌ها مانند پلاژیوکلاز از ماگما بستگی دارد (Shen et al., 2015). در مذاب سیلیکاته یوروپیم (Eu) به‌صورت Eu2+ و Eu3+ وجود دارد و Eu2+ به‌طور ترجیحی در جایگاه Ca2+ پلاژیوکلاز جای می‌گیرد. ازاین‌رو، تبلور پلاژیوکلاز Eu را در مذاب بجامانده کاهش میدهد و در هر فازی که پس از پلاژیوکلاز متبلور شود، Eu/Eu* کم می‌شود (Sun et al., 2015).
سرزمین ایران مرکزی متشکل از سه پهنة پوسته‌ای با جهت N-S (از خاور به باختر شامل بلوک‌های لوت، طبس و یزد؛ شکل 1- A) درون سیستم کوهزایی آلپی-هیمالیایی و بخشی از قارة بزرگ‌تر سیمرین است که در پی بسته‌شدن اقیانوس پالئوتتیس پدید آمده است (مانند Sengör, 1987; Stöcklin, 1968). این سرزمین همراه با دیگر بلوک‌های سیمیرین در ایران (پهنة البرز و سنندج- سیرجان) در شمالخاوری پهنة برخوردی نئوتتیس زاگرس- مکران جای دارد (Stöcklin, 1968). برپایة بررسی‌های Berberian (1977)، در زمان پالئوزوییک تا تریاس زیرین، بلوک‌های لوت و طبس تاریخچة رسوبی مشابهی داشته‌اند. بازسازی حرکت‌های صفحهای (Regard et al., 2010; Allen et al., 2011) نشان میدهد بلوک لوت یک قطعه قاره‌ای کمابیش سخت بوده است که میان دو برخورد جداگانة زاگرس در باختر و هیمالیا در خاور، گرفتار شده است. بلوک‌های لوت- طبس و یزد با یک کمربند طولانی، کمانی و از نظر ساختاری پیچیده که به‌صورت پهنة زمین‌ساختی کاشمر- کرمان (KKTZ؛ در شکل 1-A این مقاله به‌صورت بلوک پشت‌بادام نشان داده شده است) شناخته شده است، از یکدیگر جدا می‌شوند (Haghipour and Pelissier, 1977; Ramezani and Tucker, 2003). برخلاف بلوک‌های همسایه طبس و یزد، KKTZ بیرون زدگیهای چشمگیری از سطوح پوسته‌ای ژرفتر با سنگ‌های دگرگونی نئوپروتروزوییک بالایی و پالئوزوییک زیرین را در دسترس می‌گذارد. برپایة نتایج پژوهش‌های ساختاری و سن‌سنجی (40Ar-39Ar) کانی همزمان روی میلونیتهای کمپلکسهای دگرگونی بیرونزده در KKTZ (Masoodi et al., 2013)، هنگام کوهزایی سیمرین، در تریاس- ژوراسیک زیرین آغازی (پیش از 186~ میلیون سال پیش؛ سیمرین زیرین)، رویداد پیوستن قاره‌ای همزمان با حرکت‌های برشی راستگرد بزرگ در KKTZ روی داده است. در ژوراسیک میانی (168~ میلیون سال پیش؛ سیمرین میانی)، حرکت‌های برشی نرمال با شیب شمالخاوری، بیرونزدگی کمپلکسهای دگرگونی را به‌دنبال داشته است. رویدادهای فشارشی سیمرین پایانی (کرتاسه بالایی) پهنه‌های برشی همراه با گسلهای معکوس و چینهای بسیار برگشته را پدید آورده‌اند (Masoodi et al., 2013).
پهنه‌های برشی راستگرد و سن‌های 40Ar-39Ar به‌دست‌آمده با پهنة برخوردیِ مورب در جایگاه کمانی هنگام تریاس بالایی- کرتاسه زیرین در سراسر KKTZ که برای سرزمین ایران مرکزی پیشنهاد شده است، سازگار هستند (Ramezani and Tucker, 2003; Bagheri and Stampfli, 2008; Sheikholeslami et al., 2008; Zanchi et al., 2006, 2009a, 2009b; Wilmsen et al., 2009a, 2009b). بر این پایه، پهنه‌های برشی راستگرد قدیمی در پهنة KKTZ، به‌صورت گسلهای پیونددهندة بلوک لوت- طبس و بلوک یزد در ایران مرکزی رفتار کرده‌اند. ویژگی‌های زیر نشان‌دهندة رویداد این برخورد هستند:
1) تغییر چشمگیر رسوبگذاری کربناته پلتفورم تریاس میانی (سازند شتری) به سنگ‌های سیلیسی آواری گروه شمشک (نورین- باژوسین) در بلوک طبس ایران مرکزی (Wilmsen et al., 2009b) (شکل 1- B)؛
2) ناپیوستگی زاویهدار تریاس بالایی در ایران مرکزی و البرز (Aghanabati, 2004; Davoudzadeh and Schmidt, 1984; Fürsich et al., 2005)؛
3) گسترش برگوارگی دگرگونی درجه بالا در شرایط رخساره آمفیبولیت و ضخیم‌شدگی پوسته‌ای در کمپلکس شترکوه، بخش شمال خاوری بلوک کویر بزرگ (Rahmati-Ilkhchi et al., 2010).
نتایج حرکت‌های برشی راستگرد بزرگ در KKTZ هنگام ژوراسیک زیرین آشکارا نشان‌دهندة رویداد چرخشی پادساعتگرد بزرگ برای بلوک لوت-طبس (135 درجه) هستند. چرخش بلوک‌های برخوردی در پی فعالیت راستالغز هنگام ادغام‌شان را Wilmsen و همکاران (b2009) پیشنهاد کرده‌اند. فعالیت ماگمایی پیوسته همراه با حرکت‌های راستالغز برای رژیمهای کمان همگرایی مورب قدیمی و نیز جدید معمول است (Barnes et al., 1998; de Saint Blanquat et al., 1998). هنگام همگرایی کمان مورب، در پی حرکت صفحه، دگرریختی تفکیک‌شده (شامل برش‌خوردگی راستالغز و یک مولفة کشش موازی کوهزایی) رخ میدهد. فعالیت تکتونوماگمایی پیوسته با گرایش کمانی تا برخوردی در سرزمین ایران مرکزی هنگام مزوزوییک را چندین پژوهشگر گزارش کرده‌اند (Crawford, 1977; Immel et al., 1997; Ramezani and Tucker, 2003; Reyer and Mohafez, 1970). همچنین، جایگزینی گرانیتوییدهای شاهکوه (Esmaeily et al., 2005)، سرخکوه (Karimpour et al., 2011) و باتولیت کلاته آهنی (Karimpour et al., 2014) با سن‌هایی در بازة 162~ تا 165 میلیون سال پیش به‌خوبی نشان‌دهندة رویداد برخوردی ژوراسیک است. به پیشنهاد Wilmsen و همکاران (b2009)، در تریاس بلوک‌های ایران مرکزی با بیشترین احتمال جهت باختری– خاوری داشته‌اند و بلوک لوت در روبروی نئوتتیس جای داشته است؛ اما به‌باور Shafiei و همکاران (2009)، در کرتاسة پسین، فرورانش نئوتتیس به زیر بلوک لوت موازی پهنة سنندج-سیرجان رخ داده است. افیولیتهای کرتاسه در بخش خاوری بلوک لوت (نشان‌دهندة وجود اقیانوس قدیمی سیستان میان بلوک‌های لوت و افغانستان؛ شکل 1) بخشی از اقیانوسی بوده‌اند که خردقاره ایران مرکزی را در کرتاسه فراگرفته بوده‌اند (McCall, 1997). اقیانوس سیستان در آغاز کرتاسة پیشین باز شده است (Babazadeh and Wever, 2004) و در کرتاسة پسین هنوز وجود داشته است (Zarrinkoub et al., 2012)؛ اما سازوکار و زمان بسته‌شدن اقیانوس هنوز به درستی شناخته نشده است. برای بسته‌شدن اقیانوس سیستان نظریه‌های گوناگونی (مانند: فرورانش پالئوسن بالایی-ائوسن پیشین به‌سوی خاور در پی برخورد بلوک‌های لوت و افغان (Tirrul et al., 1983; Pang et al., 2013; Saccani et al., 2010)؛ فرورانش باختری به زیر بلوک لوت (Zarrinkoub et al., 2012)؛ فرورانش همزمان به‌سوی خاور و باختر (Arjmandzadeh et al., 2011)؛ فرورانش درون‌اقیانوسی به‌سوی خاور (Saccani et al., 2010)) پیشنهاد شده‌اند. ماگماتیسم پس از برخورد در راستای خط درز شمالی- جنوبی و درازای بیشتر از 1000 کیلومتریِ کمپلکسهای رتوک و نه و نیز بلوک لوت، هنگام ائوسن تا الیگوسن (Karimpour et al., 2011; Richards et al., 2012) پیامد زوال سنگ‌کره و بالاآمدن زبانههای سست‌کره‌ای هنگام رمبش کششی خاور ایران دانسته شده است (Pang et al., 2013).
برپایة بررسی‌های Mahdavi و همکاران (2016)، تودههای آذرین درونی گزو ویژگی کالکآلکالن پتاسیم بالا نوع I دارند و در نمودار Nb در برابر Rb/Zr (شکل 6)، در قلمروی کمان فرورانش قاره‌ای جای میگیرند. همچنین، برپایة نمودار Y در برابر Sr/Y آنها ویژگی آداکیتی ندارند (شکل 7).
شکل 6- نمودار زمین‌ساختی Nb دربرابر Rb/Zr (Brown et al., 1984) برای سنگ‌های آذرین کانهدار گزو برپایة داده‌های سنگ‌کل از Mahdavi و همکاران (2016)
شکل 7- نمودار شناخت آداکیت از سنگ‌های کالکآلکالن کمان نرمال (Defant and Drummond, 1990) برای سنگ‌های آذرین کانهدار گزو برپایة داده‌های سنگ‌کل از Mahdavi و همکاران (2016)
برپایة ایزوتوپهای Lu-Hf (Mahdavi et al., 2016)، خاستگاه تودههای آذرین درونی گزو، ماگماهای گوشتهای با آغشتگی پوستة قدیمی است. در خاستگاه ماگمای مادر احتمالاً هورنبلند و اکسیدهای آهن و تیتانیم (روتیل، ایلمنیت) بجاماندهاند. از دیذگاه کانی‌سازی، کانسار گزو کانی‌های فلزی اولیه اصلی کالکوپیریت، بورنیت و اسفالریت همراه با کانی‌های فرعی پیریت و مگنتیت را دارد. برپایة داده‌های سن‌سنجی U-Pb زیرکن و ویژگی‌های صحرایی (Mahdavi et al., 2016)، تودههای آذرین درونی کانهدار کانسار گزو در زمان کوتاهی و در کمتر از نزدیک به 1 میلیون سال پیش جایگزین شده‌اند (1/65-9/65 میلیون سال پیش). زمین‌شیمی سنگ‌کل و مقدارهای ƐHf(t) و سن‌های مدل برای زیرکن در تودههای گزو (Mahdavi et al., 2016) نشان میدهد ذوب‌بخشی خاستگاهی هیبرید متشکل از ترکیب‌های جداشده از گوشتة متاسوماتیسم‌شده با محلولهای جداشده از صفحة اقیانوسی فرورانده و ترکیب‌های پوسته‌ای کمابیش قدیمی ایران مرکزی، تودههای آذرین درونی در منطقة گزو را پدید آورده است. برپایة بررسی‌های Mahdavi و همکاران (2016)، شباهت ویژگی‌های زمین‌شیمیایی و سنی تودههای آذرین درونی گزو با گرانیتوییدهای بجستان (Jung et al., 1983; Ahmadi Rouhani et al., 2016) و کجه در باختر فردوس (Najafi et al., 2014) و جایگیری آنها در شمال بلوک لوت چه‌بسا نشان‌دهندة فرورانشی در جهت جنوبباختری در شمال بلوک ایران مرکزی باشد که هنگام آن گرانیتوییدهای بجستان، کجه و تودههای گزو جایگزین شده‌اند. به باور Stampfli و Borel (2004) و Mahdavi و همکاران (2016) عامل این رویداد فرورانشی بسته‌شدن حوضة پشت‌کمان سبزوار در میان ایران مرکزی و کوه‌های البرز در کرتاسه پسین تا ائوسن و فرورانش آن به زیر ایران مرکزی (Verdel et al., 2011; Stampfli and Borel 2002; Moix et al., 2008; Shafaii Moghadam et al., 2015) بوده است که در پی همگرایی پیوسته میان صفحة عربی و ایران رخ داده است (Agard et al., 2011; Rossetti et al., 2014).
برپایة بررسی‌های گسترده، ذخیره‌های پورفیری رابطة نزدیکی با ماگماهای اکسیدان دارند (Burnham and Ohmoto, 1980; Candela, 1992; Hedenquist and Lowenstern, 1994; Mungall, 2002; Liang et al., 2006; Liang et al., 2009; Sillitoe, 2010; Sun et al., 2012, 2013b). همچنین، به ماگماهای سری مگنتیتی شناخته می‌شوند (Ishihara and Terashima, 1989). این ذخیره‌های مس- (مولیبدن)- (طلا) تقریباً همیشه با ماگمای آداکیتی اکسیدان غنی از گوگرد و فلز ارتباط دارند و ماگماهای مادر آنها از آب و اکسیدان غنی هستند (Ballard et al., 2002; Mungall, 2002; Sillitoe, 2010). هم‌رشدی‌های مگنتیت و هماتیت نشان می‌دهند بیشتر فوگاسیته‌های اکسیژن ذخیره‌های پورفیری به مقدارهای مشخص‌شده به بافر هماتیت- مگنتیت (HM) میرسند. سولفات یک شاخص رایج از فوگاسیتة اکسیژن بالای ذخیره‌های پورفیری است (Vila et al., 1991; Halter et al., 2005; Imai et al., 2007; Stern et al., 2007; Li et al., 2008; Liang et al., 2009; Cooke et al., 2011; Kavalieris et al., 2011; Ling et al., 2013). افزون‌بر سولفات، هماتیت و اسپکیولاریت اولیه نیز در بسیاری از ذخیره‌های پورفیری گزارش شده است (Vila and Sillitoe, 1991; Vila et al., 1991; Spry et al., 1996; Baker et al., 1997; Hedenquist et al., 1998; Imai, 2001; Seedorff and Einaudi, 2004; Imai et al., 2007; Li et al., 2008; Sillitoe, 2010;).
بررسی‌های پیشین روی کانی‌سازی گزو در منطقة گزو (Mahdavi et al., 2016)، نشان داده‌اند مگر مگنتیت که اکسید آهن رایج است، هیچ هماتیت و/یا اسپکیولاریت اولیهای همراه با کانی‌سازی در کانسار گزو دیده نشده است. همچنین، کانی انیدریت همراه با ذخیره نیز گزارش نشده است. این شواهد نشان‌دهندة نبود رخداد کانی‌سازی گزو در بالای بافر هماتیت- مگنتیت (HM) هستند. این حالت با مقدارهای نسبت‌های Ce4+/Ce3+ و فوگاسیته‌های اکسیژن (∆FMQ +1) استنباط‌شده زیرکن سازگار است.
مس، طلا و مولیبدن عنصرهای کالکوفیل با ضریب‌های تفکیک بالا میان سولفید و مذاب هستند. سولفید رفتارهای مس و طلا را به‌شدت کنترل می‌کند. هنگام ذوب‌شدن گوشته، مس و همچنین، طلا و مولیبدن عنصرهایی به‌طور متوسط ناسازگار هستند (McDonough and Sun, 1995; Sun et al., 2003a, 2003b, 2004a). مقدار مس تخمینی در گوشته 30 پیپیام است (McDonough and Sun, 1995)؛ اما مقدار مس در MORB که تا کنون منتشرشده بازهای از 70 تا 150 پیپیام دارد (Hofmann, 1988; Sun et al., 2003b). هنگامی‌که هیچ سولفید بجاماندهای در خاستگاه گوشتهای وجود نداشته باشد، مس و عنصرهای کالکوفیل بسیار ناسازگار می‌شوند (Lee et al., 2012; Liu et al., 2014). مقدار گوگرد در گوشتة اولیه نزدیک به 250-200 پیپیام (McDonough and Sun, 1995) و در گوشتة تهی‌شده نزدیک به 150 پیپیام (Lorand, 1990; Mavrogenes and O'Neill, 1999) برآورد می‌شود. دربرابر پریدوتیت گوشته، MORB مقدارهای گوگرد حدود 1000 پیپیام دارد (O'Neill and Mavrogenes, 2002). اثرات فوگاسیتة اکسیژن بر سولفیدهای بجامانده، و در نتیجه، مقدار مس در مذابها، با درنظرگرفتن ذوب‌بخشی صفحه‌های اقیانوسی فروراندهشده بسیار روشنتر می‌شود. غالباً نوع گوگرد در ماگماها را فوگاسیتة اکسیژن کنترل می‌کند (Jugo et al., 2005, 2010; Jugo, 2009). در فوگاسیته‌های اکسیژن کمتر از بافر FMQ، سولفید نوع گوگرد غالب است. نسبت‌های سولفات در بالای بافر FMQ شروع به افزایش می‌کند. در ∆FMQ +2 بیشتر گوگرد ماگماها به‌صورت سولفات وجود دارد (Jugo et al., 2005, 2010; Jugo, 2009). آزمایش‌ها نشان داده‌اند در ماگماها، حلالیت سولفات بسیار بیشتر از سولفید است.
در فوگاسیته‌های اکسیژن ∆FMQ 0 تا ∆FMQ +2.5، هرچه سیستم اکسیدانتر شود، مقدار گوگرد در ماگما بالاتر می‌رود، در نتیجه، فوگاسیتة اکسیژن بالا مؤثرترین راه برای حذف سولفیدهای بجامانده است (Lee et al., 2012; Sun et al., 2013b). حلالیت سولفید در ماگماها به فوگاسیتة اکسیژن در زیر بافر FMQ وابسته نیست (Mavrogenes and O'Neill, 1999) و این بدین معناست که بیشتر گوگرد به شکل سولفات در فوگاسیتة اکسیژن بالا حذف می‌شود (Jugo, 2009). حذف گوگرد عنصرهای کالکوفیل بسیار بیشتری را آزاد می‌کند (Sun et al., 2004b; Liang et al., 2009; Lee et al., 2012). در فوگاسیتة اکسیژن زیر ∆FMQ +1، ذوب‌بخشی 10 درصد یا کمتر گوة گوشتهای سولفیدهای بجامانده را حفظ می‌کند. در فوگاسیته‌های اکسیژن بالاتر هیچ سولفیدی بجا نمیماند؛ مگر اینکه گوگرد از صفحة فرورانش افزوده شود که در واقعیت احتمال آن وجود دارد. هنگام دگرگونی صفحة در حال فرورانش، گوگردِ سنگ‌های دگرگونی شیست آبی تا آمفیبولیت مهاجرت می‌کند (Tomkins, 2010; Sun et al., 2013a). به‌دنبال آن، گوگرد و عنصرهای کالکوفیلِ گوة گوشتهای آزاد می‌شوند (Li et al., 2013a). با توجه به این حالت، سنگ‌های کمان عادی (نرمال) برای کانی‌سازی مس پورفیری مطلوب نیستند (Sun et al., 2015).
ماگماهای کمان احتمالاً عنصرهای اقتصادی ارزشمند غنیشدهای مانند مس را با خود ندارند (Lee et al., 2010; Lee et al., 2012). در عوض، بیشتر ذخیره‌های مس پورفیری همراه با آداکیتها برای کانی‌سازی مس پورفیری مطلوب هستند (Thieblemont et al., 1997; Oyarzun et al., 2001; Sajona and Maury, 1998; Sun et al., 2010, 2012). بیشتر آداکیتهای کانیساز از راه ذوب صفحة فروراندهشده پدید می‌آیند (Sun et al., 2011, 2012)؛ یعنی از خود پوستة اقیانوسی در حال فرورانش جدا می‌شوند تا از گوة گوشتهای روی آن (Sun et al., 2015).
همان‌گونه‌که گفته شد، عدد جادویی فوگاسیتة اکسیژن برای کانی‌سازی پورفیری بالاتر از ∆FMQ +2 است (Mungall, 2002; Sun et al., 2013b). این دقیقاً همان نقطهای است که در آن ذوب‌بخشیِ نزدیک به 10% صفحة فرورانده سولفید بجامانده را حذف می‌کند و مذابهایی با مقدارهای مس اولیه بیشتر از 1000 پیپیام را پدید میآورد. دربرابر، در فوگاسیتة اکسیژنِ تنها کمی کمتر، مانند ∆FMQ +1.7، بیشترین مقدار مسی که از راه ذوب صفحة فرورانده پدید می‌آید نزدیک به 450 پیپیام است. برپایة نمودار تغییرات logfO2 (شکل 8؛ Sun et al., 2015)، فوگاسیته‌های اکسیژن کم در سنگ‌های آتشفشانی کمان ژاپن (<∆FMQ +2) در مقایسه با فوگاسیته‌های اکسیژن بالای سنگ‌های آتشفشانی قارههای آمریکای باختری (بیشتر از ∆FMQ +3) فاکتور کلیدی مهمی در کنترل توزیع ذخیره‌های مس پورفیری هستند. برای نمونه، ذخیره‌های مس پورفیری در قارههای آمریکای باختری روی داده‌اند؛ اما هیچ ذخیره‌ای در ژاپن دیده نمی‌شود (Sun et al., 2012, 2013b).
تودههای کانهدار گزو با ویژگی غالباً در حد پریدوتیتهای کمانی و تا میزان کمی ماگماهای کمانی، برای کانی‌سازی پورفیری چندان مطلوب نیستند (شکل 8). این ویژگی به‌گونة بهتری با نمودار شرایط فوگاسیتة اکسیژن (logfO2) دربرابر دما توضیح داده می‌شود (شکل 9). در این نمودار مسیر تکاملی ماگمای نوع I تا رسیدن به سطح زمین و پیدایش یا نبود پیدایش یک ذخیرة پورفیری نشان داده شده است. بر پایة آن، اگرچه ماگمای نوع I در شرایط سیستم باز اکسیدان است، اما به‌علت از دست‌دادن گوگرد نمی‌تواند مقدار مناسبی از فلزها (به‌ویژه مس) را حمل کند و ازاین‌رو، کانی‌سازی رخ نخواهد داد (شکل 9، مسیر A).
شکل 8- فوگاسیتة اکسیژن (logfO2) رژیمهای زمین‌ساختی گوناگون (Sun et al., 2015). توجه شود پس از حذف نمونه‌های پریدوتیتی رژیمهای کمانی، بازة فوگاسیتة اکسیژن برای پریدوتیت قاره‌ای بسیار کمتر از مقدار پیشنهادیِ Bryant و همکاران (2007) است. فوگاسیته‌های اکسیژن ماگماهای حاشیة قاره به‌طور منظم از مقدار رژیمهای درون‌صفحه بیشتر است. کانی‌سازی ماگماهای رژیمهای درونصفحهای بدون تأثیرپذیری از فرورانش صفحهای بسیار کاهش مییابد. مقدارهای logfO2 در تودههای کانهدار گزو بازهای کمابیش گسترده با ویژگی ماگماهای کمانی و غالباً پریدوتیتهای کمانی نشان میدهد که برای کانی‌سازی پورفیری چندان مطلوب نیست.
برای پیدایش ذخیرة پورفیری، ماگمای اکسیدان باید به‌صورت سیستم بسته رفتار کند و با انتقال مقدارهای مناسبی از فلزها و گوگرد در مرحلة پایانی، کانی‌سازی پورفیری را در شرایط اکسیدانتری (بالای بافر هماتیت (H)) انجام دهد (شکل 9، مسیر B). نمایش نمونه‌های کانهدار گزو در این نمودار (شکل 9) نشان میدهد اگرچه ماگمای کانهدار گزو در مراحل نخستین شرایط اکسیدان خوبی همانند ماگماهای نوع I داشته است، اما در ادامه، مسیر مطلوب برای پیدایش ذخیره‌های پورفیری (بالای بافر هماتیت (H)) را نگذرانده است.
شکل 9- نمایش شرایط فوگاسیتة اکسیژن (log fO2) در برابر دما (در فشار 1 کیلوبار) برای ماگماهای نوع I و محلول گرمابی مرتبط (از Sun و همکاران (2015) با تغییراتی پس از Oyarzun و همکاران (2001)) و جایگاه همة نمونه‌های کانهدار گزو در آن. مسیرهای فرضی محلول گرمابی پس از تزریق ماگما: مسیر A، ماگما با رهاشدگی گازها (سیستم باز)؛ B ذخیره‌های مس پورفیری بزرگ (سیستم بسته) (L: پورفیریهای Luzon، P: Pinatubo؛ Ch: El Chichón؛ H: هماتیت؛ S: گوگرد؛ M: مگنتیت، Po پیروتیت؛ P: پیریت؛ Q کوارتز؛ F: فایالیت؛ NO: اکسید نیکل؛ N: نیکل)
در فوگاسیته‌های اکسیژن بالاتر از ∆FMQ +2، گوگرد در ماگماها بیشتر به‌صورت سولفات (مانند انیدریت) است و در چنین ماگماهایی معمولاً مقدار مجموع گوگرد و عنصرهای کالکوفیل بیشتر است. ترسیب نهایی مس هنگام کانی‌سازی بیشتر با رفتار گوگرد احیایی کنترل می‌شود (Sun et al., 2004a, 2013b; Liang et al., 2009). پس در مرحلة پایانی کانی‌سازی، احیای سولفات به سولفید در ماگماهای منبع اکسیدان ضروری است (Sun et al., 2013b).
تبلور/دگرسانی مگنتیت و حتی هماتیت اغلب به‌عنوان فرایند کنترلکنندةکانیسازی پورفیری Cu و Au از راه احیای سولفات و نوسان‌های فوگاسیتة اکسیژن دانسته می‌شود (Liang et al., 2009; Sun et al., 2004a, 2013b, 2015). هم‌رشدی‌های هماتیت-مگنتیت اولیه در ذخیره‌های مس پورفیری فراوانی در سراسر جهان (تقریباً همة ذخیره‌های پورفیری اصلی در چین (Sun et al., 2013b)، افزون‌بر برخی ذخیره‌هایِ آمریکای جنوبی (Vila and Sillitoe, 1991; Patricio and Gonzalo, 2001; Ballard et al., 2002)، جزیره‌های جنوبباختری اقیانوس آرام (Hedenquist et al., 1998; Imai et al., 2007) و مغولستان (Khashgerel et al., 2008)) گزارش شده است. رخداد هماتیت اولیه در ارتباط نزدیک با مگنتیت فوگاسیتة اکسیژن بسیار بالایی را نشان میدهد؛ به‌گونه‌ای‌که هنگام کانی‌سازی مس پورفیری، فوگاسیتة اکسیژن به بافر هماتیت-مگنتیت (HM) (معادل ~ΔFMQ + 4) رسیده است.
افزون‌بر شواهد کانی‌سازی اندیس گزو، یعنی نبود هماتیت و انیدریت همراه با کانی‌سازی مس که در بالا از آنها یاد شد، شواهد گوناگون زمین‌ساختی و ماگمایی مانند پیدایش سنگ‌های آذرین درونی در کمان حاشیة قاره عادی و آداکیتی‌نبودن آنها، مقدارهای ƐHf(t) و سن مدل‌های زیرکن در تودههای گزو نشان‌دهندة خاستگاه گوشتة غنی‌شده با دخالت کم صفحة فرورانش و دخالت ترکیب‌های پوسته‌ای (Mahdavi et al., 2016) است. همة این ویژگی‌ها نشان‌دهندة نبود شرایط مناسب برای پیدایش ماگمای عامل ذخیرة پورفیری مطلوب در منطقة گزو است. برای اطمینان از این موضوع بررسی‌های بیشتری نیاز است.
با توجه به قرارگیری کانسار گزو در مرز میان دو بلوک لوت و طبس با ویژگی‌های چینهشناسی متفاوت، پیچیدگی درک تکامل زمین‌ساختی ناحیهای، جهت‌های اصلی و مقدار جابجایی در پهنة KKTZ و میزان و چگونگی چرخش 135 درجه پادساعتگرد بلوک لوت- طبس، کافی‌نبودن داده‌های ماگماتیسم کرتاسه-پالئوسن و دیگر ویژگی‌های شاخص فرورانش در دیگر بخشهای این ناحیه، بررسی سناریوی تکتونوماگماتیسم و کانی‌سازی گزو با دشواری و تردید همراه است. ارتباط ماگماتیسم گزو با فرورانش پوستة اقیانوسی سبزوار به زیر بلوک لوت مشکلات بسیاری (مانند نبود شاخصهای فرورانشی مهم مانند کمان آتشفشانی کرتاسه-ائوسن و دگرگونی شیست آبی) است. از سوی دیگر، داده‌های ما در این مقاله به‌خوبی نشان‌دهندة ذوب پریدوتیت تحت‌تأثیر اندک مذابهای پدیدآمده از ذوب پوستة اقیانوسی در ماگمای مادر تودههای گزو هستند. داده‌های زمین‌شیمیایی سنگ‌کل تودههای گزو (Mahdavi et al., 2016) نیز از این نتیجه پشتیبانی می‌کنند. نظریه‌هایی که دربارة فرورانش پوستة اقیانوسی سیستان در خاور ایران پیشنهاد شده‌اند هنوز ابهامات بسیاری دارند. مهم‌ترین چالش این سناریوها، درنظرنگرفتن چرخشهای خردقارة ایران مرکزی است. نخست اینکه اگر خردقارة ایران مرکزی به جایگاه تریاس پایانی خود برگردانده شود، بلوک لوت در کنار پهنة دگرگونی سنندج- سیرجان جای می‌گیرد و موازی آن خواهد بود. در این صورت، اگر در آغاز ژوراسیک کافتی میان افغان و ایران پدید آمده باشد، باید نه میان بلوک لوت و افغان، بلکه میان سه بلوک لوت، طبس، یزد از یک سو و بلوک افغان بوده باشد. این ایراد به همة الگوها وارد است. دوم اینکه در الگوی فرورانش دو سویه، همزمانی فرورانش دو سویه مورد توجه است. باید به این نکته توجه کرد که یک فرورانش دو سویه همزمان نمی‌تواند در یک سو کمان ماگمایی کرتاسه (در خاور زمیندرز سیستان و درون بلوک افغان) و در سوی دیگر کمان ماگمایی ترشیری (در باختر زمیندرز و درون بلوک لوت) را داشته باشد.
با توجه به داده‌های این مقاله و نیز آنچه گفته شد، سناریوی زیر برای پیدایش ماگمای پورفیری گزو پیشنهاد می‌شود:
در زمان تریاس- ژوراسیک، جایگیری بلوک لوت به‌صورت خاوری-باختری، موازی پهنة سنندج- سیرجان و روبروی نئوتتیس سبب فرورانش پوستة اقیانوسی به زیر آن شد. فرورانش مورب و چرخش پادساعتگرد همزمان بلوک لوت گسلهای راستالغز در پوستة قاره‌ای لوت، کشش ناشی از همزمانی فرورانش مورب و چرخش در راستای آنها را به دنبال داشته است. کاهش فشار ناشی از این حالت، ذوب سنگ‌کره قاره‌ای بالای پهنة فرورانش (سوپراسابداکشن) با تأثیر کم مذابهای فرورانشی همزمان را در پی داشته است. چنین ماگمایی فوگاسیته‌های اکسیژن اولیه مطلوبی (بالا) نداشته است. با بالاآمدن ماگما از میان پوستة قاره‌ای احیایی تودههای آذرین درونی گزو در کرتاسه-پالئوسن جایگزین شده‌اند. این سناریو برای تودههای آذرین درونی گزو با فوگاسیتة اکسیژن اولیه متوسط و سپس کاهش بعدی پیوسته آن به‌خوبی سازگار است. کاهش تدریجی فوگاسیتة اکسیژن (شکل 9) را می‌توان با بالاآمدن و جایگزینی در فرایند آغشتگی با پوستة قاره‌ای توجیه کرد. این حالت با داده‌های ایزوتوپ Hf سنگ‌کل (بازة وسیع و کمی مثبت، اما متغیر εHf(t))، وجود زینوکریستهای زیرکن پوستة قاره‌ای قدیمی کادومین ایران مرکزی در تودههای گزو (Mahdavi et al., 2016) و سن‌های TDM زیرکن‌ها که اغلب برابربا 550 تا 650 میلیون سال پیش (سن پیسنگ ایران مرکزی؛ Shafaii Moghadam et al., 2013) هستند، سازگار است.
برداشت
مطلوبترین شرایط فوگاسیتة اکسیژن (بالای بافر HM، ~ΔFMQ + 4) در ماگماهای کمان بالغ فرورانش حاشیة قاره روی میدهد که از ذوب پوستة اقیانوسی فرورانده خاستگاه گرفته‌اند. ازآنجایی‌که ماگماهای عامل کانی‌سازی گزو از ذوب پریدوتیت گوشتهای کم متاسوماتیسم‌شده با مذابهای پوستة فرورانده در خاستگاه پدید آمده‌اند، فوگاسیتة اولیه برای حمل مقدار بسیاری مس خوب نبوده است. با بالاآمدن چنین ماگمایی از میان پوستة قاره‌ای احیایی، از مقدار اولیه فوگاسیتة اکسیژن آن نیز کاسته شده است. از این‌رو، مقدارهای میانگین فوگاسیتة اکسیژن تودههای آذرین درونی کانهدار گزو (~ΔFMQ + 1)، درخور کانی‌سازی پورفیری در منطقة گزو نبوده است.
سپاس‌گزاری
از مؤسسة منابع معدنی CAGS، پکن چین برای پشتیبانی مالی بخشی از پروژة سازمان زمین‌شناسی چین به‌شماره 12120113093600 سپاس‌گزاری می‌شود. نگارندگان از آقای دکتر Kejun Hou برای لطف وکمک‌شان در زمینة آماده‌سازی نمونهها و آنالیزها بسیار سپاس‌گزارند
[1] Rare Earth Element
)
