نوع مقاله : مقاله پژوهشی

نویسنده

استادیار گروه زمین شناسی، دانشگاه پیام نور، ایران

چکیده

کانسار سولفید توده‎ای آتشفشان‌زاد مس– روی سرگز در پهنة سنندج–سیرجان جنوبی و در جنوب‎خاوری کرمان جای دارد. توالی آتشفشانی–رسوبی سرگز شامل سنگ‎‌های آتشفشانی و آذرآواری با ترکیب مافیک و فلسیک و سنگ‎‌های رسوبی ماسه‏سنگ، آهک و توف‎آهکی با روند شمال‎باختری–جنوب‎خاوری است که کانه‌زایی در سنگ میزبان بازالتی با ماهیت بیشتر توله‌ایتی تا انتقالی رخ داده است. پهنه‌‌های دگرسانی‎ مرتبط با سیستم کانه‎زایی، نشان‌دهندة پهنه‎‌های بالارونده سیال گرمابی هستند و در پایپ دگرسانی با هستة مرکزی سیلیسی و سیلیس ± سریسیتی شناخته می‏شوند که به‌ترتیب به پهنه‎‌های سیلیسی–کلریتی، کلریت– سیلیسی و در نهایت کلریت–سریسیت در حاشیه منتهی می‌شود. دگرسانی گسترده با گسترش کلریت و سریسیت آغاز می‌شود که پس از آن با کلریت، سپس سریسیت و در نهایت با افزایش شدت فعالیت گرمابی در مرکز پهنة دگرسانی، با کوارتز جایگزین شده است. با وجود دگرسانی شدید سنگ‌‌های آتشفشانی، عنصرهای نامتحرک مانند Ti و Zr اساساً بی‌تغییر به‌جای مانده‎اند که به این ترتیب شناسایی سنگ اولیه و انجام محاسبات تغییرات جرمی ممکن شد. محاسبات تغییرات جرمی نشان می‌دهند به‌طور کلی پهنه‎‌های دگرسانی زیر و اطراف توده‌معدنی با کاهش جرمی مشخص Na2O و CaO و افزایش جرمی بالایی از MgO، SiO2 و K2O همراه هستند. افزایش جرمی Si در 5 تا 10 متری زیر عدسی سولفید توده‎ای بالاترین مقدار را دارد. سنگ‎‌های بازالتی کمرپایین به‌شدت سیلیسی‎ شده‌اند که درست زیر عدسی سولفید توده‎ای کانسار سرگز جای دارند و با سیلیس سفید تا خاکستری ریزبلور شناسایی می‎شوند. بررسی‎‌های تغییرات جرمی نشان می‌دهند سنگ‎‌های کمرپایین بازالتی دگرسان‎شدة بلافصل کانسار سولفید توده‌ای نزدیک 90% افزایش در سیلیس داشته‎اند. پهنه‎‌های دگرسانی کلریتی و کلریتی–سریسیتی با غنی‎شدگی از Mg و Fe و کمی K2O در پهنة کلریتی–سریسیتی و تهی‎شدگی همزمان از Na و Ca شناخته می‎شوند و پیامد تجزیة کانی‌های کلینوپیروکسن، پلاژیوکلاز و شیشة آتشفشانی به کلریت هستند. پهنة دگرسانی سیلیسی±سریسیتی به‌طور ویژه از Si و نسبتاً از K2O غنی‎، اما از Ca و Na و Mg به‌شدت تهی ‎شده ‎است. تغییر از دگرسانی کلریتی به سیلیسی و سریسیتی با کاهش pH هنگام رخداد فرایند سیلیسی و سریسیتی‌شدن همراه شده است. شناسایی این پهنه‎‌های دگرسانی کلید اکتشافی در شناسایی دیگر کانسار‌های سولفید توده‎ای آتشفشان‌زاد قدیمی به‌شمار می‌رود.
 
 

کلیدواژه‌ها

موضوعات

عنوان مقاله [English]

Mineralogy and geochemistry of hydrothermal alteration zones underlying the Sargaz Volcanic–Hosted Massive Sulfide Deposit, SE of Kerman

نویسنده [English]

  • Zahra Badrzadeh

Department of Geology, Payame Noor Universtiy, PO BOX 19395-3697, Tehran, Iran

چکیده [English]

The Sargaz Cu–Zn volcanogenic massive sulfide deposit, in the southern Sanandaj–Sirjan Zone, composed of felsic and mafic volcanoclastic, volcanic rocks, with sandstone, limestone and calcareous tuff and NW-SE trending. The basaltic host rocks with mostly tholeiitic to transitional affinity host the massive sulfide mineralization. The alteration zones related to mineralization system representing the channels of ascending hydrothermal solutions existing within a footwall alteration pipe, with a central siliceous and quartz–sericite core giving rise to zones of quartz–chlorite, chlorite–quartz, and finally chlorite–sericite (stringer envelope zone) on the margins. Pervasive alteration started with the development of chlorite–sericite subsequently overprinted by chlorite, sericite, and finally quartz as hydrothermal activity intensified in the center of the alteration zone. Despite intense alteration of the volcanic rocks, immobile elements (i.e. Ti, Zr) have remained essentially immobile, which allows identification of the precursors and calculation of mass changes. Mass changes calculated for mafic footwall rocks indicating most of the volcanic rocks in the mine area are strongly depleted in Na2O and CaO, and highly enriched in MgO, Si2O and K2O. The Si content is the largest within 5–10 m of the massive sulfide lenses. Intensely silicified footwall basaltic rocks underlie the massive sulfide lens in Sargaz deposit were characterized by white to grey, microcrystalline silica. Mass change analysis of altered footwall basaltic rocks immediately below the massive sulphide zone shows the SiO2 content increases to about 90%. The chloritic and chlorite–sericite alteration zones were enriched in Fe, Mg, with only small amount of K in the chlorite–sericite zone but depleted in Na and Ca most likely due to the alteration of clinopyroxene, plagioclase, and volcanic glass. The change from chloritization to silicification and sericitization must be accompanied by a reduction in pH during silicification and sericitization. Identification of such alteration patterns can be used as an exploration key in other massive sulfide mineral exploration.
 
 

کلیدواژه‌ها [English]

  • alteration
  • Sanandaj– Sirjan alteration
  • mass changes
  • Sargaz mineralization
  • Sanandaj– Sirjan

سنگ‏‌های آتشفشانی کانه‎زایی‎شدة استوک‎ورک[1] همراه با کانسار‌های سولفید توده‎ای در هستة پایپ‎‌های دگرسانی یافت می‎شوند که دارای منطقه‎بندی به‌صورت هم‌مرکز هستند. این بخش‎‌ها در حقیقت، مسیر گذر سیال‌های گرمابی[2] را نشان می‎دهند. دگرسانی‌‌های گرمابی کمرپایین زیر سیستم‎‌های کانه‌زایی سولفید توده‎ای آتشفشان‎زاد (VMS[3]) مکان‎هایی هستند که کانی‌های اولیه و شیشه‎‌های آتشفشانی با کانی‌های دگرسانی که در شرایط جدید پایدار هستند، جایگزین می‎شوند. این جایگزینی در پی واکنش متقابل میان سیال و سنگ در زیر کف‌دریا رخ می‎دهد. دگرسانی‎‌های گرمابی در کانسار‌های VMS کانادا (Franklin et al., 1981; Barrett and MacLean, 1999; Lentz and Goodfellow, 1993)، کانسار‌های VMS استرالیا (Large, 1977, 1992; Gemmell and Large, 1992; Huston et al., 1992) و کانسار‌های نوع کروکو ژاپن (Urab et al., 1983; Ohmoto, 1996) گزارش شده‌اند.

کانسار سولفید توده‌ای سرگز با میزبان سنگ‌‌های آتشفشانی بازالتی در توالی آتشفشانی–رسوبی در کرانة جنوبی پهنة سنندج–سیرجان (در 35 کیلومتری شمال‌باختری شهرستان جیرفت در استان کرمان) و در 21 ̊ 57 طول خاوری و 40 ̊ 28 عرض شمالی جای دارد (شکل 1). روابط صحرایی و زمین‏شناسی نشان می‎دهند تودة ترونجمیتی سرگز درون توالی آتشفشانی–رسوبی یادشده نفوذ کرده است و از این توالی جوان‌تر است. این توده برپایة سن‌سنجی U–Pb روی بلور‌های زیرکن سن 5/187 میلیون سال پیش را نشان می‌دهد (Badrzadeh, 2019). از این‌رو، کانسار سولفید توده‌ای سرگز سن احتمالی پیش از ژوراسیک زیرین دارد و چه‌بسا به پیش از سن تریاس بالایی است. این کانساز از کانسارهایی است که از فرایند‌های دگرگونی و دگرریختی بعدی محفوظ مانده است. شواهدی مانند رخداد کانه‎زایی در سنگ‌‌های آتشفشانی بازیک، وجود افق ژاسپیلیت– باریت–کربنات روی پهنة سولفید توده‎ای، گسترش پهنة استرینگر به‌همراه گسترش دگرسانی‏‌های کلریتی، سریسیتی و سیلیسی به‌طور ناهمشیب زیر افق کانه‏زایی و رخداد پیریت به‌عنوان کانی سولفیدی اصلی نشان‌ می‌دهند کانسار سرگز از نوع کانسار‌های سولفید توده‎ای آتشفشان‎زاد است. سیستم گرمابی کانسار سرگز به‌طور شاخص شامل یک عدسی سولفید توده‌ای پیریت–کالکوپیریت–اسفالریت است که با لایة کربنات–باریت–ژاسپیلیتی پوشیده شده است. Badrzadeh و همکاران (2011) به بررسی‌ کانی‎شناسی و داده‏‌های ایزوتوپی سولفور کانه‎زایی سرگز پرداخته‌اند.

هالة دگرسانی گرمابی پایپی‌شکل به‌همراه پهنة استرینگر رگه‌ایِ دارای سولفید–سیلیکات در زیر تودة معدنی، محل گذر سیال‌های کانه‌ساز را نشان می‌دهد. این هاله در مقیاس ناحیه‌ای با پهنه‌های دگرسانی ‌همشیب فراگرفته شده است. با وجود نبود برونزد بارز کانسار و حجم بزرگ سرباره که رخنمون پهنه‌های دگرسانی را محدود کرده است، در دسترس‌بودن مغزه‌‌های متعدد حفاری امکان مشاهدة کانی‌ها و مجموعه‎‌های دگرسانی گرمابی را امکان‌پذیر کرد و اجازه داد چگونگی توزیع پهنه‎‌های دگرسانی و الگوی دگرسانی‎‌ها و فرایند‌های مسئول پیدایش آنها بررسی شوند. ازآنجایی‌که تا کنون هیچ بررسی‎ روی این پهنه‎‌های دگرسانی انجام نشده است، در این نوشتار تلاش شد برای نخستین‌بار چگونگی توزیع پهنه‌‌های دگرسانی گرمابی و تغییرات مجموعه کانی‌های دگرسانی گرمابی در کمرپایین کانسار سولفید توده‌ای سرگز بررسی شود و زمین‌شیمی پهنه‌‌های دگرسانی وابسته به کانه‎زایی و غنی‎شدگی و تهی‎شدگی عنصرها در آنها ارائه شود.

 

 

 

شکل 1- نقشة ساختاری باختر و جنوب‎باختری ایران (Mohajjel et al., 2003) و جایگاه کانسار سرگز در پهنة سنندج–سیرجان که با نماد چهارگوش توپر نشان داده شده است.

 

 

زمین‌شناسی منطقه سرگز

پهنة سنندج–سیرجان (شکل 1) با روند شمال‌باختری–جنوب‌خاوری بخشی از کوهزاد زاگرس در باختر ایران است (Mohajjel and Fergusson 2000). این پهنه با پی‌سنگ نئوپروتروزوییک تا ائوآرکئن در حاشیة شمالی گندوانا جای دارد (Nutman et al., 2014) و با بازشدن اقیانوس تتیس جوان در زمان پرمین تا تریاس (Mohajjel et al., 2003) به‌عنوان بخشی از قارة سیمرین از گندوانا جدا شده است. سنگ‌‌های رخنمون‌یافته در این پهنه، سنگ‌‌های رسوبی و آتشفشانی دگرگون‌شده و سنگ‌‌های جوان‌تر دگرگون‌نشده هستند که تحت‎تأثیر توده‌‌های آذرین درونیِ متعدد مافیک تا فلسیک قرار گرفته‌اند (Nutman et al., 2014).

مجموعه‌‌های دگرگونی پالئوزوییک از قدیمی‎ترین سنگ‌‌های رخنمون‌یافته در منطقه سرگز به‌شمار می‌روند و شامل مرمر، فیلیت، شیست‌‎سبز، آمفیبولیت و کوارتزیت هستند (Babakhani, 1992). توالی سنگ‌‌های آتشفشانی– رسوبی منسوب به ژوراسیک با پی‌سنگِ کنگلومرایی و دگرشیبی زاویه‌دار روی مجموعه‌‌های دگرگونی پالئوزوییک ته‌نشست یافته‌اند. توالی مزوزوییک شامل تناوب ضخیمی از ماسه‌سنگ، سنگ‌آهک‌توفی، سنگ‌آهک و سنگ‌‌های آذرآواری فلسیک و سنگ‌‌های آتشفشانی بازیک و اسیدی است که سنگ‌‌های بازیک با ساخت بالشی در بخش زیرین این توالی رخنمون دارند. سنگ‎‌های بازالتی با ساخت بالشی با گسترش نزدیک به 2 کیلومترمربع گسترش دارند و میزبان کانه‌زایی سولفید توده‎ای سرگز به‌شمار می‌روند.

سنگ‌‌های بازالتی بالشی میزبان کانه‎زایی به سمت بالای توالی با تناوبی از سنگ‌‌های آذرآواری وگدازه‌های پورفیری با ترکیب آندزیت‌بازالتی با گسترش ناچیز پوشیده شده‌اند (شکل 2).

 

 

 

شکل 2- نقشة زمین‌شناسی منطقة بررسی‌شده و جایگاه کانه‌زایی سولفید توده‌ای. چهارگوش منطقه نشان داده شده در شکل 6- A را نشان می‌دهد (Badrzadeh et al., 2011).

 

 

این واحد با ته‌نشست سنگ‌‌های آذرآواری اسیدی، شیل‌‌های قرمز آهن‌دار، چرت‌‌های رادیولاردار و به سمت بالای سکانس سنگ‌‌های آتشفشانی ریوداسیتی دنبال می‎شود که به‌صورت همشیب روی سنگ‌‌های آندزیت‌بازالتی ته‌نشست یافته‌اند (Badrzadeh et al., 2011). سنگ‎های رسوبی بسیار ضخیم با رخسارة شبه‌فیلیش شامل کنگلومرا، ماسه‌سنگ، شیل، ماسه‌سنگ توفی، کریستال‌توف و سنگ‌آهک مجموعه سنگ‌‌های یادشده را پوشانده‌اند. دایک‌‌های فراوان تأخیری با ترکیب بیشتر دیابازی و کوارتزدیوریتی، مجموعه سنگ‌‌های آتشفشانی–رسوبی و نیز رسوب‌های نوع فیلیش را مورد هجوم قرار داده‌اند. رسوب‌های نوع فلیش به نوبت با آهک‌‌های کالپیونلادار ژوراسیک بالایی–نئوکومین با ناپیوستگی همشیب پوشیده شده‌اند (Shahraki, 2003).

 

زمین‌شناسی کانسار سرگز

رخداد کانه‌‌زایی سولفید توده‌ای سرگز در مرز میان سنگ‌‌های بازالتی بالشی زیرین و سنگ‌‌های آندزیتی بالایی، در بخش بالایی سنگ‌‌های بالشی بازالتی روی داده است (شکل 3). واحد اگزالیت باریت–کربنات درست روی تودة معدنی و ژاسپیلیت در بخش‌‌های جانبی تودة معدنی پدید آمده است و به این ترتیب، این لایه از اکسید‌شدن و از میان‌رفتن تودة معدنی جلوگیری کرده است (شکل 3). کانه‌زایی سولفید توده‌ای سرگز شامل یک عدسی سولفید توده‎ای با بیش از 50 درصدحجمی پیریت است. این کانسار دارای Mt 3 کانسار سولفید توده‎ای پیریتی با عیار حدود 34/1 درصدوزنی Cu، 38/0 درصدوزنی Zn، 08/0 درصدوزنی Pb، 24/0 گرم در تن Au و 7 گرم در تن Ag پس از معدنکاری قدیمی است (Badrzadeh et al., 2011).

دگرسانی گرمابی

در مناطق دور از کانه‏زایی، بازالت‎‌های میزبان کانه‌زایی با بافت پورفیریتیک دارای درشت‎بلور‌های پلاژیوکلاز آلبیتی‎شده و کلینوپیروکسن اپیدوتی و کلریتی‎شده هستند که در زمینه‌ای دانه‌ریز با بافت اینترسرتال، ساخته‌شده از کانی‌های آلبیت، کلریت، اپیدوت، کوارتز، کربنات، منیتیت و پیریت جای گرفته‏اند. رگچه‌‌های دارای اپیدوت و کربنات نیز سنگ را تحت‎تأثیر قرار داده‎اند. بازالت‎‌های یادشده بیشتر آمیگدالوییدال هستند و آمیگدال‎‌ها با کانی‌های ثانویه کلریت و اپیدوت پر شده‏اند. با وجود این، پهنه‎‌های دگرسانی گرمابی نزدیک کانه‌زایی به‌همراه سیستم رگه‎ای استرینگر در زیر کانسار سولفید توده‌ای سرگز، با دگرسانی شدید و منطقه‌بندی همراه هستند و تقریباً تا ژرفای 80 –70 متری زیر پهنة سولفید توده‌ای گسترش یافته‎اند. این مناطق که پهنه‎‌های بالاروندة گرمابی یا مجرای تخلیة سیال (پهنه‌‌های تغذیه‌کننده کانسار) را نشان می‌دهند، از دیدگاه مکانی و زمانی به کانسار سولفید توده‌ای سرگز وابسته هستند و معمولاً از واکنش متقابل میان سنگ–آب در دمای بالا و با نسبت بالای آب/سنگ در سیستم‌‌های سولفید توده‌ای آتشفشان‌زاد پدید می‌آیند (Galley et al., 2007).

در هالة دگرسانی سولفید توده‌ای سرگز، بافت اولیه سنگ در بیشتر موارد از میان رفته است و به‌ندرت دیده می‌شود. فراوانی مودال کانی‌های اصلی دگرسانی در استوک‎ورک سرگز به‌صورت چشمی و برپایة بررسی مقاطع نازک تهیه‌شده انجام شد. این بررسی نشان داد کلریت فاز دگرسانی اصلی به‌همراه کوارتز و سریسیت است. کانی‌های یادشده در سنگ‌‌های با دگرسانی کمتر در مناطق دور از کانه‌زایی نیز دیده می‌شوند؛ اما به لحاظ اندازة بزرگ‌تر، مقادیر مودال بالاتر، چگونگی توزیع و ارتباط فضایی با تودة معدنی از آن‌ها متمایز هستند. برپایة بررسی مغزه‎‌های حفاری چهار نوع دگرسانی در این هاله شناسایی شد (شکل 3) که در ادامه ویژگی‌‌های هر یک از این پهنه‌‌های دگرسانی به‌ترتیب از حاشیه و عمق به سمت هسته و مرکز کانه‌زایی توصیف خواهند شد:

 

 

 

شکل 3- مقطع چینه‎شناسی شماتیک سرگز (برگرفته از Badrzadeh و همکاران (2011)).

 

 

پهنة دگرسانی کلریتیسریسیتی

پهنة دگرسانی کلریت–سریسیت–کوارتز که بیرونی‌ترین بخش از پهنة استرینگر را تشکیل می‎دهد، پهنة فراگیرندة استرینگر است. در پهنة فراگیرندة استرینگر نشانه‌هایی از بافت‎ اولیه سنگ بازالتی دیده می‌شوند (شکل 4). در این پهنه، کانی‎‌های فلدسپار به کوارتز و سریسیت و کانی‌های کلینوپیروکسن به کلریت و هماتیت تجزیه شده‌اند و زمینة شیشه‎ای نیز به کلریت، کوارتز و هماتیت دگرسان شده است. آمیگدال‎‌ها بیشتر با کلریت، سریسیت و کوارتز به‌ترتیب از حاشیه به مرکز پر شده‌اند.

 

 

 

 

 

 

شکل 4- تصویرهای ماکروسکوپی و میکروسکوپی از پهنة دگرسانی/استرینگر کلریتی–سریسیتی (A و B) و کلریتی– سیلیسی (C و D). A) دگرسانی کلریتی–سریسیتی که رنگ سبز تیره به سنگ داده است، به‌همراه پیریت‎‌های افشان با میزان کمتر و نیز هماتیت که در زمینة سنگ دیده می‌شود. در این بخش برشی‌شدن سنگ اولیه بسیار ناچیز است و رگه‌‌های استرینگر بسیار نادر هستند؛ B) قالب کانی‌های درشت‎بلور پلاژیوکلاز و میکرولیت‌های پلاژیوکلاز که با کوارتز و سریسیت و کانی‌های کلینوپیروکسن و زمینة شیشه‌ای که با کلریت، هماتیت و پیریت جایگزین شده‏اند (در XPL[4])؛ C) رگه و رگچه‌های استرینگر دارای کوارتز و سولفید با حاشیه‌های نامنظم. در این پهنه‎‌های دگرسانی، هماتیت هم در پهنة استرینگر و هم در زمینه به‌همراه کلریت، کوارتز و کانی‌های سولفیدی رخ داده است؛ D) در بالا، قالب درشت‎بلور‌های پیروکسن که به‌طور کامل با هماتیت و کلریت جایگزین شده‎‌اند (در PPL[5]) و در پایین، کانی‌های درشت‎بلور پلاژیوکلاز و میکرولیت‌های پلاژیوکلاز که با کوارتز و پیریت و زمینة شیشه‌ای که با کلریت و کانی‎‌های سولفیدی جایگزین شده‎اند (در XPL).

 

 

 

 

 

 

پهنة دگرسانی کلریتی سیلیسی

پهنة دگرسانی کلریتی– سیلیسی به رنگ سبز تیره پیامد برتری کانی کلریت به‌عنوان کانی دگرسانی است (شکل 4- C). بافت آمیگدالوییدال سنگ حفظ شده و آمیگدال‌‌ها با کلریت ± کانه‌های سولفیدی پر شده‌اند. زمینة سنگ دارای دگرسانی کلریتی به‌همراه پیریت‌های افشان به اندازه 5/0 تا 1 میلیمتر است. این پهنه در بخش‌های پایین‏تر بیشتر دارای سولفیدهای افشان است و میزان رگه و رگچه‌های استرینگر آن کمتر است؛ اما از نزدیک به 50 متری زیر پهنة سولفید توده‌ای بر چگالی رگه‎های استرینگر سولفیدی افزوده می‌شود. بیشتر رگه و رگچه‌‌ها دیواره‌های نامنظمی دارند که نشان‌دهندة فشار هیدرولیکی سیال هستند و موجبات برشی‎شدن سنگ و نفوذ سیال‌های گرمابی درون سنگ‌های آتشفشانی را فراهم کرده است. درون رگه‌های استرینگر قطعات برشی و کلریتی‎شده سنگ دیواره نیز دیده می‌شوند. سنگ در بخش‌هایی که دارای رگه ورگچه‌های استرینگر فراوانی است، به‌شدت برشی شده است. اندازة قطعات برش گاه به بیش از 10 سانتیمتر می‌رسد. نشانه‌های بافت اولیه سنگ تشخیص داده می‌شود. زمینة سنگ دارای هماتیت به‌طور فراگیر و با درصد کمی اپیدوت است. قالب کانی‌های فنوکریست مانند پیروکسن و پلاژیوکلاز را گاه می‌توان تشخیص داد که به‌ترتیب با کلریت، هماتیت و کوارتز جایگزین شده‌اند (شکل 4- D). توسعه پیشروندة سیال گرمابی زیر کانسار، موجب دگرسانی بازالت و نفوذ پهنة استرینگر درون برش‌های بازالتی بالشی زیرین شده است. مقدار کانی‌های سولفیدی در این بخش‌‌ها به‌مراتب بسیار از پهنه‏‌های دگرسانی نزدیک به تودة معدنی کمتر است.

پهنة دگرسانی سیلیسیکلریتی

به سمت بالا به سمت تودة معدنی، پهنة دگرسانی کلریتی– سیلیسی کم‌کم با پهنة دگرسانی سیلیسی–کلریتی جایگزین می‌شود که با تغییر در رنگ سنگ کاملاً مشخص است. میزان دگرسانی سیلیسی از میزان دگرسانی کلریتی بالاتر است و دارای کلریت‌های با بیرفرنژانس سبز تیره و دانه‎درشت است که به‌همراه کوارتز فراوان رنگ سبز مایل به خاکستری به سنگ داده‏اند (شکل 5- A). ضخامت این بخش نزدیک به 30–20 متر است. در این پهنة دگرسانی، بر میزان رگه و رگچه‌های استرینگر در این پهنه افزوده شده است و اندازة قطعات برشی سنگ کوچک‎تر شده‌اند. در بررسی‌های میکروسکوپی، نشانه‌های بافت اولیه سنگ تا اندازه‌ای تشخیص داده می‌شوند؛ به‌گونه‌ای‌که قالب درشت‏بلورهای پلاژیوکلاز که با سیلیس و پیریت جایگزین شده است، دیده می‎شود (شکل 5- B). میکرولیت‌های پلاژیوکلاز و زمینة سنگ نیز با کوارتز و کلریت جایگزین شده‌اند و آمیگدال‌های گرد تا بیضوی به‌صورت هم‌مرکز با کلریت‎های فیبری در حاشیه و کوارتز و پیریت‌های نیمه‌شکل‌دار در مرکز پر شده‏اند.

 

پهنة دگرسانی سیلیسی± سریسیتی

به سمت بالا و نزدیک به رخداد کانه‎زایی سولفید توده‎ای، قطعات بازالتی برشی‌شده، از نظر رنگ و کانی‎شناسی حالت پهنه‌بندی پیدا کرده‎اند (شکل 5- C). بخش‌های مرکزی قطعات برشی بازالتی دگرسانی سیلیسی– کلریتی به رنگ خاکستری تیره دارند؛ اما حاشیة این قطعات دگرسانی سیلیسی± سریسیتی± کلریتی با عرض کمتر از 5/0 تا یک سانتیمتر، رنگ خاکستری مایل به سفید نشان می‎دهند.

 

 

 

 

 

 

شکل5- تصویرهای ماکروسکوپی و میکروسکوپی از پهنة دگرسانی/استرینگر سیلیسی–کلریتی (A تا D) و سیلیسی±سریسیتی (E و F). A) قطعات برشی‎شده سنگ دیواره با رنگ روشن‌تر نسبت به پهنة دگرسانی کلریتی– سیلیسی و با بافت آمیگدالوییدال؛ B) بافت پورفیریتیک اولیه سنگ که درشت‌بلور‌های پلاژیوکلاز و زمینه با کوارتز، پیریت و کلریت کاملاً جایگزین شده‌اند (در XPL)؛ C) منطقه‌بندی دگرسانی بسیار مشخص در قطعات برشی سنگ دیواره. قطعات برشی سنگ دیواره که دارای دگرسانی سیلیسی–کلریتی هستند (در XPL)؛ D) در مرکز و دگرسانی سیلیسی–سریسیتی در حاشیه دیده می‌شوند. بقایایی از دگرسانی سیلیسی–کلریتی درون قطعات برشی حفظ شده‌اند. قطعات برشی کوچک‌تر به‌علت سطح تماس بالا کاملاً تحت‌تأثیر دگرسانی بعدی (سیلیسی–سریسیتی) قرار گرفته‌اند؛ E) به سمت تودة معدنی از اندازه قطعات برشی سنگ دیواره کاسته شده است و قطعات برشی‎شده بازالت توسط سیلیس دانه‌ریز و پیریت جایگزین شده‌اند. بافت اولیه سنگ کاملاً از میان رفته و سنگ بافت و ساخت گرانوبلاستیک پیدا کرده است؛ F) جایگزینی کامل سنگ با مجموعه کانیایی گرمابی پیریت‌، کوارتز و سریسیت (در XPL).

 

 

 

 

پیدایش این حاشیة سیلیسی± سریسیتی± کلریتی در اطراف برش‎‌های بازالتی با دگرسانی سیلیسی– کلریتی نشان‌دهندة رخداد دگرسانی سیلیسی–کلریتی پیش از دگرسانی سیلیسی± سریسیتی±کلریتی است. افزون‌بر این، عرض پهنة دگرسانی نیز می‏تواند نشان‌دهندة گسترش کمتر دگرسانی سیلیسی± سریسیتی± کلریتی نسبت به دگرسانی سیلیسی–کلریتی در سنگ‌های بازیک میزبان باشد. در این پهنه، از میزان کلریت بسیار کاسته شده است و کلریت‌‌ها در حال جایگزینی با سریسیت دیده می‌شوند. از ویژگی بارز این پهنه، افزایش میزان ته‌نشست سولفید‌ها و رخداد فراوان پیریت در زمینة سنگ به‌صورت افشان است. پهنة استرینگر این بخش بیشتر شامل پیریت و کوارتز ± کالکوپیریت است. هستة مرکزی هالة دگرسانی با سنگ‎‌های بازالتی شدیداً برشی و سیلیسی‎شده شناخته می‎شود (شکل 5- E) که در بخش مرکزی پهنة تغذیه رخ داده است. هستة سیلیسی–سولفیدی مرکزی یک پهنة باریک با گسترش نزدیک به 10 متر بلافاصله زیر کانسار توسعه یافته است. در این بخش قطعات بازالتی به‌شدت برشی‎شده دیده می‎شود که اندازة این قطعات به سمت تودة سولفیدی کاهش می‎یابد. کاهش اندازة قطعات برشی با افزایش شدت دگرسانی همراه است. افزون‌بر این، با حرکت از عمق به بالا، افزون‌بر افزایش در شدت دگرسانی، بر میزان رگه و رگچه‎های سولفیدی و درصدحجمی سولفید‌ها، به‌ویژه کالکوپیریت، افزوده می‎شود. مجموعه کانی‌های کوارتز– پیریت و کوارتز– پیریت ± سریسیت ± کلریت (با بیش از 60 درصدحجمی کوارتز) همة کانی‌های اولیه را جایگزین کرده‎اند. این پهنه احتمالاً مرکز پهنة بالارونده سیال گرمابی است. در این پهنه، سنگ‌های بازالتی کمرپایین کانسار کاملاً ماهیت اولیه خود را از دست داده‌اند و بافت و ساخت اولیه سنگ کاملاً از میان رفته و با بافت گرانوبلاستیک دانه‎ریز دارای کوارتز± سریسیت و پیریت دانه‌درشت جایگزین شده است (شکل 5- F).

 

روش انجام پژوهش

همان‌گونه که بررسی شیمی اولیه سنگ در شناخت سرشت سنگ و محیط ژئودینامیکی پیدایش آن به‌کار می‌رود، بررسی شیمی سنگ دگرسان‎شده، شناسایی سیستم گرمابی وابسته به کانه‎زایی را امکان‌پذیر می‌کند. نمونه‌برداری برای بررسی پهنه‌‌های دگرسانی در کانسار سرگز در چندین مرحله انجام شد. در گام نخست، گرد‎آوری نمونه‌‌های سطحی با کمترین دگرسانی انجام شد. این نمونه‎‌ها برای بررسی‌های شیمی سنگ اولیه و مقایسة آنها با دیگر نمونه‎‌ها برداشت شدند. در مرحلة بعد برای شناسایی کانی‎شناسی دگرسانی، نوع و شدت دگرسانی و چگونگی توزیع هالة دگرسانی، نمونه‎‌های با دگرسانی گرمابی از مغزه‌‌های حفاری برداشت شدند. ازآنجایی‌که رخنمون سطحی دگرسانی‎‌ها به‌علت حجم بالای سرباره‎‌های قدیمی محدود بود، نمونه‎گیری پهنه‎‌های دگرسانی بیشتر از مغزه‎‌های حفاری گمانه‎هایی که تودة معدنی را قطع کرده‎اند (گمانه‌‌های شمارة 1، 18، 25 و 31) و نیز گمانه‎‌های اطراف تودة معدنی که استوک‎ورک را قطع کرده‎اند (گمانه‌‌های شمارة 4 و 26) انجام شد (شکل 6). به‌دنبال آن بررسی‌های سنگ‌نگاری روی مقاطع نازک و مقاطع نازک–صیقلی تهیه‌شده انجام شد و شمار 39 نمونه پس از بررسی‎‌های میکروسکوپی به آزمایشگاه دانشگاه گوانجو کشور چین فرستاده شدند.

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل6- A) موقعیت گمانه‌‌های اکتشافی کانسار سرگز؛ B) مقطع عمودی از الگوی توزیع پهنه‌‌های دگرسانی در کمرپایین کانسار.

 

 

 

داده‎‌های تجزیه شیمیایی عنصرهای اصلی و کمیاب سنگ‎‎کل (جدول 1) با کمک دستگاه فلورسانس پرتو ایکس مدل SRS–303 به‌دست آورده شده‌اند کالیبراسیون دستگاه برپایة رفرنس‌‌های بین‌المللی انجام شد.

 

سنگ‌زمین‌شیمی[6] دگرسانی و محاسبات تعادل جرمی

بررسی‌های سنگ‌زمین‌شیمیایی در شناسایی ترکیب شیمی اولیه و سرشت ماگمایی سنگ‌‌های آذرین ابزار کارآمدی به‌شمار می‌روند. حتی در نواحی معدنی که دگرسانی گرمابی ترکیب اولیه سنگ را به‌شدت تغییر داده است، با این بررسی‌ها امکان شناسایی ترکیب و سرشت ماگمایی سنگ آتشفشانی اولیه با به‌کارگیری عنصرهای ناسازگار و نامتحرک فراهم می‌شود. بررسی‌ها (Lentz, 1996; Scher et al., 2013) نشان داده‌اند عنصرهای Al، Ti، Zr، Nb، Y و HREE هنگام رخداد دگرسانی همراه با کانسار‌های سولفید توده‌ای آتشفشان‌زاد و طلا نامتحرک هستند. با وجود این، نا‌متحرک‌بودن یک عنصر بایستی پیش از به‌کارگیری در نمودار‌‌های تشخیصی و یا محاسبات تغییرات جرمی بررسی شود؛ بدین ترتیب که در نمودار‌های دومتغیره، عنصرهای نامتحرک برای هر نوع سنگ آرایه‎‌های خطی با ضرایب همبستگی بالا تشکیل می‎دهند که از مبدأ می‌گذرند. در این بررسی، در گام نخست، برپایة معیار‌های سنگ‌نگاری (دگرسانی کمتر کانی‌های فلدسپار و پیروکسن) نمونه‌‌های با کمترین دگرسانی برگزیده شدند و سپس برپایة معیار‌های زمین‌شیمیایی (مقادیر کم LOI) نمونة معرف سنگ اولیه انتخاب شد.

نسبت‏‌های عنصرهای کمیاب نامتحرک نشان می‏دهند همة نمونه‏‌های بررسی‌شده ترکیب اولیه بازالتی داشته‏اند (شکل 7).

 

 

جدول 1– ترکیب شیمیایی سنگ‌های آتشفشانی مافیک دگرسان و نادگرسان در نهشتة سرگز

Sample No

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Hole No.

BH1

BH1

BH1

BH1

BH1

BH1

BH1

BH1

BH1

BH31

Depth (m)

36

82

64

66

74

84

98

88

94

58

SiO2 (wt%)

73.27

55.27

75.41

63.05

57.11

48.41

59.27

47.94

58.76

63.71

TiO2

0.90

0.82

1.01

0.84

1.02

1.03

1.08

1.20

1.09

1.00

Al2O3

10.01

11.29

10.43

9.36

13.23

13.51

14.74

15.43

14.42

11.04

FeO

5.46

10.79

6.00

10.82

12.04

11.08

9.86

11.22

9.22

10.34

MnO

0.10

0.12

0.08

0.11

0.26

0.29

0.34

0.32

0.25

0.14

MgO

9.28

21.07

6.78

15.21

16.06

25.45

13.04

22.43

14.88

13.50

CaO

0.41

0.49

0.19

0.51

0.17

0.16

0.31

0.42

0.34

0.16

Na2O

0.06

0.01

0.01

0.01

0.02

0.01

0.06

0.04

0.03

0.02

K2O

0.36

0.02

0.02

0.02

0.03

0.03

1.14

0.89

0.85

0.02

P2O5

0.15

0.12

0.06

0.07

0.06

0.03

0.16

0.11

0.17

0.07

LOI

5.93

5.25

6.96

5.44

9.18

7.81

7.00

5.85

7.43

8.50

Zr (ppm)

80.70

44.24

23.30

43.33

51.80

54.72

65.10

62.08

69.90

66.40

Y

15.30

9.20

10.80

13.00

9.53

10.92

18.60

16.55

14.90

14.90

Nb

7.80

3.68

1.51

3.49

2.89

3.96

7.10

4.77

7.30

7.40

 

جدول 1– ادامه.

Sample No

 

 

 

SAZ–49

SAZ–50

SAZ–12

SAZ–13

SAZ–54

 

 

Hole No.

BH31

BH18

BH31

 

 

 

 

 

BH1

BH1

Depth (m)

49

70

71

surface

surface

surface

surface

surface

40

42

SiO2 (wt%)

70.09

66.80

63.24

52.74

51.03

61.55

47.00

45.04

76.85

74.46

TiO2

0.88

0.94

0.90

1.28

1.16

1.20

1.20

0.91

0.69

0.68

Al2O3

9.08

10.64

11.39

13.89

13.46

13.00

15.88

13.15

7.35

7.77

FeO

9.97

8.14

8.62

14.52

13.77

9.88

12.31

11.14

8.97

6.83

MnO

0.09

0.14

0.16

0.25

0.22

0.28

0.13

0.31

0.04

0.04

MgO

9.56

12.98

14.21

5.62

6.23

10.92

16.67

14.53

5.13

9.33

CaO

0.18

0.17

0.25

6.02

9.30

1.81

4.03

12.48

0.07

0.22

Na2O

0.02

0.07

0.08

5.33

3.89

1.15

1.95

2.26

0.01

0.01

K2O

0.04

0.03

0.02

0.18

0.84

0.15

0.70

0.05

0.88

0.64

P2O5

0.09

0.09

0.12

0.18

0.11

0.07

0.12

0.14

0.01

0.02

LOI

8.77

8.22

8.76

2.01

5.59

3.95

5.78

9.29

5.80

5.31

Zr (ppm)

59.60

63.60

62.40

41.70

50.54

47.89

72.78

44.43

53.10

59.26

Y

11.60

12.90

15.20

17.81

19.87

16.39

23.97

16.78

12.10

11.36

Nb

6.50

7.10

6.90

4.17

4.67

2.28

5.45

3.34

2.95

4.10

 

جدول 1– ادامه.

Sample No

                   

Hole No.

BH1

BH1

BH1

BH1

BH1

BH1

BH1

BH1

BH1

BH1

Depth (m)

52

54

44

50

61

68

72

80

86

90

SiO2 (wt%)

76.71

77.70

74.02

70.26

72.30

62.90

63.06

61.58

58.89

59.81

TiO2

0.96

0.76

0.88

0.80

0.95

0.91

0.87

0.96

1.16

1.06

Al2O3

10.05

7.87

8.91

8.50

9.30

10.75

10.11

11.56

15.13

14.23

FeO

6.83

5.41

6.03

10.82

10.49

12.14

12.85

11.71

9.23

9.53

MnO

0.03

0.09

0.10

0.09

0.04

0.17

0.17

0.24

0.34

0.29

MgO

5.01

7.69

9.05

9.04

6.72

12.94

12.50

13.47

13.77

13.89

CaO

0.28

0.35

0.38

0.20

0.11

0.12

0.27

0.25

0.31

0.27

Na2O

0.01

0.01

0.06

0.05

0.05

0.02

0.04

0.04

0.01

0.02

K2O

0.05

0.03

0.43

0.16

0.02

0.01

0.02

0.05

1.01

0.75

P2O5

0.05

0.10

0.14

0.08

0.03

0.04

0.10

0.13

0.16

0.15

LOI

5.00

5.01

6.20

7.56

9.05

8.43

8.58

8.69

7.33

6.79

Zr (ppm)

31.00

37.00

38.30

70.00

44.50

57.10

59.40

64.60

57.20

66.10

Y

8.50

10.90

21.40

17.30

8.50

10.50

11.70

16.50

21.00

17.80

Nb

1.60

2.04

6.60

7.90

6.10

6.60

6.90

7.40

3.35

7.30

 

جدول 1– ادامه.

Sample No

 

SAZ–53

SAZ–110

SAZ–07

SAZ–52

SAZ–56

SAZ–55

SAZ–54

SAZ–107

Hole No.

BH1

               

Depth (m)

92

surface

surface

surface

surface

surface

surface

surface

surface

SiO2 (wt%)

57.04

53.71

53.57

47.91

49.97

54.73

54.52

53.67

55.76

TiO2

1.11

1.05

1.52

1.49

1.28

1.04

1.08

1.39

1.36

Al2O3

14.38

15.07

16.39

16.55

13.54

12.05

15.73

15.36

15.60

FeO

10.70

9.84

11.85

9.53

11.45

9.88

9.09

13.82

12.05

MnO

0.24

0.28

0.18

0.37

0.44

0.17

0.20

0.21

0.22

MgO

15.31

6.97

5.76

4.55

11.07

5.65

6.05

5.29

4.72

CaO

0.31

7.79

4.84

14.49

8.62

14.78

7.33

3.80

4.64

Na2O

0.03

5.07

5.25

4.77

3.48

1.55

5.74

5.11

4.78

K2O

0.71

0.05

0.35

0.16

0.03

0.03

0.07

1.16

0.61

P2O5

0.17

0.16

0.30

0.17

0.12

0.11

0.19

0.21

0.27

LOI

7.77

2.83

6.45

9.42

4.09

3.29

2.49

2.70

2.96

Zr (ppm)

69.50

52.80

86.00

77.72

72.41

59.08

52.80

80.70

82.00

Y

17.50

21.10

30.80

26.04

22.84

18.41

24.60

26.00

30.40

Nb

7.10

2.74

4.60

5.16

3.60

3.99

3.04

3.00

4.10

 

 

سرشت ماگمایی سنگ‌‌های دگرسان‌شده با بررسی نسبت‌‌های عنصرهای کمیاب ناسازگار معین، مانند Zr/Y، La/Yb، Nb/Zr و Th/Yb شناسایی می‎شود (MacLean and Barrett, 1993). سنگ‌‌های با نسبت Zr/Y کمتر از 4، سرشت توله‌ایتی، نسبت‌‌های 7Zr/Y<>4، سرشت انتقالی و نسبت‎‌های بالاتر از 7، سرشت کالک‌آلکالن دارند. بر این اساس، ویژگی‏‌های زمین‌شیمیایی سنگ‎‌های بازالتی میزبان کانه‌زایی سرگز (44/5<Zr/Y<79/1) نشان‎دهندة سرشت توله‌ایتی تا انتقالی آنها هستند (شکل 7- B).

 

 

 

شکل7- سنگ‌های آتشفشانی کمرپایین کانسار سرگز در: A) نمودار Nb/Y دربرابر Zr/TiO2 (Winchester and Floyd, 1977) و ماهیت ساب‎آلکالن آنها؛ B) نمودار Y دربرابر Zr برای تشخیص ماهیت سنگ‌های آتشفشانی بازیک دگرسان‎شده (MacLean and Barrett, 1993).

 

 

 

تغییرات نسبت عنصرهای نامتحرک (Al2O3/TiO2، Zr/TiO2 و Nb/Zr) به سمت پایین در اعماق مختلف گمانة شمارة SA1 سرگز که با تودة معدنی برخورد کرده است در شکل 8 نمایش داده شده است. این عنصرها در بخش‎‌های مختلف بازالت‌‌های کمرپایین کانسار بدون توجه به نرخ دگرسانی، تغییرات کمی نسبت به ترکیب اولیه سنگ کمترین تا ژرفای 70 متری زیر کانسار نشان می‎دهند که نشان‌دهندة خاستگاه تقریباً همگن آنها به لحاظ شیمیایی است. در برخی نمونه‌‌ها، انحراف کم در نسبت‌‌های Zr/TiO2 و Zr/Y احتمالاً پیامد فرایند جدایش ماگمایی پیش از فوران بازالت‌‌های کمرپایین کانسار است.

 

 

 

شکل 8- نیمرخ سنگ‌زمین‌شیمیایی گمانة شمارة 1 کانسار سرگز.

 

 

پژوهشگران (MacLean and Kranidiotis, 1987; MacLean and Barrett, 1993) روش موازنه جرمی را ابداع کردند. در این روش مقدار تغییرات جرمی (برای نمونه، چه مقدار از یک عنصر به سنگ دگرسان افزوده و یا از آن کاسته شده است) از راه مقایسة نمونة دگرسان‎شده با نمونة سالم و دگرسان‌نشده معادل آن، برپایة نسبت‌‌های عنصری که در آنها، مخرج کسر یک عنصر نامتحرک است، برآورد می‌شود. این روش نیازمند وجود یک عنصر نامتحرک و وجود نمونه (روش تک سنگ‌مادر[7] یا تک ‌پروتولیت) یا نمونه‎‌های (روش چند سنگ‌مادر یا چند ‌پروتولیت) با کمترین دگرسانی است (Barrett and Joseph, 2018). روش تک ‎پروتولیت برای مقادیر انتقال جرمی برای نمونه‎هایی به‌کار می‎رود که به یک واحد سنگی همگن اولیه تعلق دارند؛ اما روش پروتولیت چندگانه برای محاسبة تغییرات جرمی مجموعه‎ای از سنگ‎‌های با تغییرات شیمیایی سیستماتیک کاربرد دارد. در این روش نمونه‎‌های با کمترین دگرسانی منحنی‌‌های زمین‌شیمیایی پیوسته‌ای (منحنی‎‌های تفریق) برای هر عنصر موردنظر تعریف می‌کنند که نمونه‎‌های دگرسان‎شده را می‎توان نسبت به آن‌ها مقایسه کرد. در این بررسی، با توجه به خاستگاه همگن سنگ‎‌های کمرپایین سرگز، روش تک ‎پروتولیت برای محاسبة تغییرات جرمی به کار برده شد.

با مقایسة عنصرهای نامتحرک سنگ‎‌های دگرسان‎شده با نمونه با کمترین دگرسانی، فاکتور تغییر جرمی (فاکتور غنی‌شدگی) به‌دست می‎آید. فاکتور به‌دست‌آمده از این طریق برای تصحیح جرمی نمونه‎‌های دگرسان‌شده استفاده ‎شده و به این ترتیب در مقایسه با نمونه‎ با کمترین دگرسانی، محاسبات مربوط به تغییرات عنصری انجام می‎شود. تجزیه برخی نمونه‌‌های معرف سنگ‏‌های با دگرسانی نسبتاً کم و کاملاً دگرسان‌شده در جدول 1 آورده شده است. از نمونه‎‌های با کمترین دگرسانی برای ارتباط میان نسبت‎‌های عنصرهای نامتحرک سنگ‎‌های دگرسان‎شده به سنگ خاستگاه اولیه آنها و برای محاسبات تغییرات جرمی استفاده شده است. در این محاسبات، ازآنجایی‌که بیشتر نمونه‎‌ها بیشتر از 90 درصد دگرسانی دارند، از عنصرهای Al، Ti، Y و Zr به‌عنوان عنصرهای نامتحرک بهره گرفته شد که هنگام رخداد دگرسانی‏‌های مرتبط با کانسار‌های سولفید توده‎ای (کلریتی، سریسیتی و سیلیسی‌شدن)، دچار تغییرات جرمی نمی‌شوند (Barrett et al., 2001). تغییرات جرمی محاسبه‎شده با استفاده از جفت عنصر Al–Ti سنگ‌های مافیک کمرپایین بازالتی دگرسان‎شده سرگز نشان می‎دهد مقدار پراکندگی این عنصرها در نمودار‎‌های عنصری نامتحرک کمتر است (شکل 9). از این‌رو، از عنصر Ti به‌عنوان تصحیح‌کنندة محاسبات جرمی سنگ‎‌های بازالتی میزبان کانه‎زایی استفاده شد.

 

 

شکل 9- نمودار درصدوزنی TiO2 دربرابر Al2O3 برای سنگ‌‌های بازالتی کمرپایین. روند دگرسانی با خط‎چین نمایش داده شده است؛ به‌ویژه تغییرات جرمی مثبت کمابیش بزرگی را نشان می‎دهند.

 

در نمودار‎‌های دوگانه افزایش یا کاهش عنصرهای متحرک هنگام رخداد دگرسانی گرمابی به‌ترتیب کاهش یا افزایش در تمرکز عنصرهای نامتحرک را به‌دنبال دارد (Barrett et al., 2005)؛ اما نسبت یک عنصر نامتحرک به دیگری حفظ می‎شود (MacLean and Barrett, 1993). در نتیجه سنگ‎‌های دگرسان‌شده از یک خاستگاه یکسان در امتداد یک خط که تا خاستگاه ادامه می‎یابد مرتب می‌شوند؛ به‌گونه‌ای‌که نمونه‎‌های جای‌گرفته در بالای نمونة سالم و نمونه‎‌های جای‌گرفته زیر آن به‌ترتیب دچار کاهش و افزایش جرمی شده‎اند (شکل 8). انتخاب نمونة بکر با کمترین دگرسانی اهمیت بالایی در بررسی پهنه‌‌های دگرسانی دارد؛ زیرا تغییرات شیمیایی به‌دست‌آمده به‌شدت به ترکیب اولیه سنگ‌مادر انتخابی بستگی دارد. با توجه به بررسی‌‌های زمین‎شناسی، روابط‎ صحرایی، معیار‌های سنگ‌نگاری و زمین‌شیمیایی که در کانسار سرگز انجام شد، ترکیب شیمیایی سنگ بازالتی اولیه، ترکیب نمونة SAZ–49 (جدول 1) به‌عنوان سنگ با کمترین دگرسانی تعیین شد. محاسبات تغییرات جرمی برای نمونه‎‌های دگرسان در جدول 2 آورده شده است.

 

 

جدول 2– تغییرات جرمی به‌دست‌آمده برای سنگ‌های بازالتی در نهشتة‌ سرگز.

Sample No

SiO2

TiO2

Al2O3

FeOT

MnO

MgO

CaO

Na2O

K2O

P2O5

 

 (wt.%)

 (wt.%)

 (wt.%)

 (wt.%)

 (wt.%)

 (wt.%)

 (wt.%)

 (wt.%)

 (wt.%)

 (wt.%)

Precursor composition

                   

SAZ–49

52.74

1.28

13.89

14.52

0.25

5.62

6.02

5.33

0.18

0.18

Calculated mass changes

                   

SAZ–12

12.86

0.00

–0.04

–3.99

0.05

6.02

–4.09

–4.11

–0.02

–0.10

SAZ–13

–2.75

0.00

2.99

–1.42

–0.11

12.12

–1.73

–3.25

0.56

–0.05

SAZ–54

10.80

0.00

4.65

1.21

0.19

14.88

11.59

–2.14

–0.11

0.02

BH1–36

51.32

0.00

0.32

–6.76

–0.11

7.56

–5.43

–5.25

0.33

0.04

BH1–40

88.70

0.00

–0.38

1.99

–0.18

3.82

–5.88

–5.31

1.43

–0.16

BH1–42

88.19

0.00

0.81

–1.59

–0.17

12.05

–5.60

–5.31

1.02

–0.14

BH1–52

49.46

0.00

–0.50

–5.42

–0.21

1.06

–5.64

–5.31

–0.11

–0.10

BH1–54

78.02

0.00

–0.65

–5.41

–0.11

7.32

–5.43

–5.31

–0.13

–0.02

BH1–82

33.01

0.00

3.62

2.22

–0.07

27.06

–5.26

–5.31

–0.15

0.00

BH1–44

54.91

0.00

–0.93

–5.75

–0.11

7.55

–5.47

–5.24

0.44

0.03

BH1–50

59.32

0.00

–0.33

2.74

–0.11

8.80

–5.71

–5.25

0.07

–0.05

BH1–61

44.50

0.00

–1.39

–0.41

–0.19

3.42

–5.88

–5.27

–0.16

–0.13

BH1–64

42.76

0.00

–0.68

–6.92

–0.15

2.97

–5.77

–5.32

–0.16

–0.09

BH1–66

43.43

0.00

0.38

1.99

–0.08

17.58

–5.24

–5.31

–0.16

–0.07

BH1–68

35.64

0.00

1.21

2.54

–0.02

12.57

–5.85

–5.30

–0.17

–0.11

BH1–72

40.19

0.00

1.01

4.42

0.00

12.81

–5.62

–5.27

–0.15

–0.03

BH1–74

19.04

0.00

2.73

0.62

0.07

14.57

–5.81

–5.30

–0.14

–0.11

BH1–84

7.53

0.00

2.93

–0.72

0.12

26.07

–5.82

–5.32

–0.15

–0.13

BH1–80

29.37

0.00

1.52

1.10

0.07

12.34

–5.68

–5.28

–0.11

0.00

BH1–98

17.38

0.00

3.54

–2.85

0.15

9.81

–5.65

–5.26

1.16

0.01

BH1–88

–1.50

0.00

2.60

–2.52

0.10

18.36

–5.57

–5.29

0.77

–0.06

BH1–86

12.41

0.00

2.84

–4.31

0.13

9.61

–5.68

–5.32

0.94

0.00

BH1–90

19.47

0.00

3.28

–3.01

0.10

11.15

–5.69

–5.31

0.72

0.00

BH1–92

13.19

0.00

2.73

–2.14

0.03

12.08

–5.66

–5.30

0.64

0.02

BH1–94

16.35

0.00

3.07

–3.68

0.04

11.88

–5.62

–5.29

0.82

0.02

B31–58

28.80

0.00

0.23

–1.29

–0.07

11.66

–5.81

–5.30

–0.16

–0.09

B31–49

49.41

0.00

–0.65

0.01

–0.12

8.32

–5.76

–5.30

–0.12

–0.04

B18–70

37.88

0.00

0.54

–3.48

–0.06

11.99

–5.78

–5.24

–0.14

–0.06

B31–71

36.82

0.00

2.24

–2.31

–0.02

14.51

–5.66

–5.22

–0.15

–0.01

SAZ–53

12.84

0.00

4.51

–2.50

0.09

2.90

3.50

0.87

–0.12

0.02

SAZ–110

–7.64

0.00

–0.10

–4.54

–0.10

–0.77

–1.94

–0.91

0.11

0.08

SAZ–07

–11.67

0.00

0.29

–6.35

0.07

–1.72

6.40

–1.24

–0.04

–0.03

SAZ–52

–2.86

0.00

–0.37

–3.09

0.19

5.44

2.59

–1.85

–0.16

–0.06

SAZ–50

3.71

0.00

0.99

0.72

–0.01

1.28

4.27

–1.03

0.75

–0.06

SAZ–56

14.38

0.00

0.88

–2.40

–0.04

1.31

12.10

–3.42

–0.15

–0.04

SAZ–55

11.56

0.00

4.66

–3.80

–0.02

1.52

2.63

1.44

–0.10

0.04

SAZ–54

–3.48

0.00

0.20

–1.84

–0.06

–0.76

–2.53

–0.64

0.88

0.01

SAZ–107

–0.13

0.00

0.82

–3.15

–0.04

–1.17

–1.64

–0.82

0.39

0.08

 

 

 

 

شکل 10- نمودار‌‌های تغییرات جرمی محاسبه‌شده برای سنگ‌‌های آتشفشانی مافیک کمرپایین کانسار سرگز. A) نمودار درصدوزنی CaO+Na2O دربرابر MgO؛ B) نمودار درصدوزنی K2O دربرابر MgO؛ C) نمودار درصدوزنی K2O دربرابر SiO2؛ D) نمودار درصدوزنی SiO2 دربرابر MgO نشان‏دهندة پهنه‌‌های دگرسانی مختلف در کانسار سرگز.

 

 

نتایج به‌دست‌آمده از محاسبات تغییرات جرمی سنگ‎‌های آتشفشانی کمرپایین بازیک سرگز در نمودار‌های دوگانة شکل 10 نشان داده شده است. در نمودار‌های تغییرات جرمی دوگانه خط‌چین‏‌های مستقیم که روی هر دو محور x و y از صفر می‌گذرند نشان‏دهندة خطوط با تغییرات جرمی صفر در نمودار‌های ترسیم‌شده هستند. نماد Δ نیز نشان‎دهندة تغییرات جرمی است. در این نمودار‌‌ها نمونه‎‌های با کمترین دگرسانی نزدیک به خاستگاه (مبدأ صفر) جای می‎گیرند. پهنه‏‌های دگرسانی کمرپایین بازالتی کانسار سرگز با افزایش جرمی مشخصی از ΔSiO2 و ΔMgO و نیز ΔK2O همراه هستند و کاهش جرمی مشخصی را در ΔNa2O و ΔCaO نشان می‎دهند.

در نمونه‎‌های به‌شدت دگرسان‏شده کمرپایین کانسار، مقدار کاهش جرمی ΔCaO+ΔNa2O به مقدار تقریباً 12درصد می‎رسد (شکل 10– A) که نشان‎دهندة از میان‌رفتن تقریباً کلی این عنصرها از سنگ اولیه و واپاشی کامل پلاژیوکلاز است. در نمونه‎‌های با دگرسانی سریسیتی، افزایش جرمی ΔK2O همزمان با افزایش جرمی ΔMgO (شکل 10– B) نشان‎دهندة دگرسانی کلریتی– سریسیتی و افزایش جرمی ΔK2O به‌همراه افزایش جرمی بسیار مشخص در ΔSiO2 نشان‏دهندة پهنة دگرسانی سیلیسی درست زیر کانه‎زایی سولفید توده‎ای است (شکل 10– C). در این بخش‏‌ها مقدار افزایش جرمی ΔSiO2 به مقدار تقریباً 90 درصد می‎رسد. هماهنگی مثبت میان ΔSiO2 و ΔMgO نشان‎دهندة دگرسانی کلریتی است.

در پهنة دگرسانی کلریتی–سیلیسی افزایش جرمی ΔMgO به 27% می‎رسد (جدول 2؛ شکل 10– D). این افزایش MgO نشان می‎دهد کانی‌های Mg دار در پی عملکرد فرایند‌های دگرسانی پدید آمده‎اند. در این پهنة دگرسانی، کاهش جرمی ΔNa2O و ΔCaO بسیار مشهود است (شکل 10– A). افزایش اندک Ca و Na در برخی نمونه‎‌های کمتر دگرسان‌‌شده به‌علت وجود رگچه‎‌های دارای اپیدوت، آلبیت و کانی‌های کربناته است. همچنین، این نمونه‎‌ها مقدار کمی افزایش SiO2 نشان می‎دهند.

 

بحث

دگرسانی وابسته به عدسی سولفید توده‌ای سرگز به‌صورت یک پهنة پایپی شکل است که زیر پهنة سولفید توده‌ای جای دارد. کانی‏‌های اصلی دگرسانی شامل کانی‎‌های کوارتز، کلریت و سریسیت است. پیریت به‌عنوان کانی سولفیدی اصلی به‌همراه کانی‎‌های دگرسانی در استوک‎ورک رخ داده است. وجود کلریت، کوارتز و رگه‎‌های سولفیدی و رخداد برش‎‌های دانه‎درشت و دانه‎ریز (رگه‎‌های سولفیدی استرینگر) در بخش هسته سیستم تخلیه سیال گرمابی معمول است (Lentz and Goodfellow, 1993).

منطقه‎بندی کانی‎شناسی و شیمیایی در پهنة بالارونده و پایپ دگرسانی کانسار سرگز گویای کنترل دمایی، pH و حالت اکسیداسیون –احیای سیال گرمابی دارد. رخداد کانی کلریت غنی از Mg در هالة دگرسانی به‌طور وسیع نشان می‎دهد خاستگاه سیال گرمابی، به‌طور عمده آب‎دریا بوده است (Humphris et al., 1998; Franklin et al., 2005). این پدیده می‎تواند در پی نفوذپذیری نسبتاً بالای سنگ‎‌های بازالتی میزبان کانه‎زایی با ساخت بالشی رخ دهد.

منیزیم آب ‏دریا به واسطه مبادله با کلسیم موجود در سنگ‌‌های بازالتی و تبدیل کانی‌های آذرین اولیه به فاز‌های دگرسانی مانند کلریت، هم در دما‌های بالا و هم در دما‌های پایین از آن خارج می‌شود (German and Seyfried, 2014). کلریتی‎شدن یک سنگ آتشفشانی و مبادلة Mg:Ca، منجر به مصرف Al موجود در کانی‌های فلدسپار و شیشه آتشفشانی شده و Na، K و Ca را در فاز سیال آزاد خواهد کرد. همچنین، این فرایند با آزادکردن H+، کاهش pH سیال را در پی دارد (Seyfried and Bischoff, 1981). گسترش بالای دگرسانی کلریتی در پایپ دگرسانی سرگز احتمالاً در پی ورود آب دریا به درون سیال گرمابی بالارونده و واکنش آن با سنگ بازالتی و نه به‌واسطه واکنش مستقیم سیال دما بالا با سنگ میزبان بازالتی رخ داده است (Janecky and Shanks, 1988). برپایة بررسی‌های Mottl (1983)، کلریتی‎شدن سنگ ‌های کمرپایین سرگز به‌همراه کاهش CaO و Na2O با نتایج آزمایش آب دریا–بازالت در نسبت ‌های جرمی آب/سنگ بالای 50 همخوانی دارد.

فراوانی کانی‌های کلریت و سریسیت در پهنه‎‌های دگرسانی کانسار‌های سولفید توده‎ای به احتمال قوی از طریق pH و دمای سیال کنترل می‌شود (Schardt et al, 2001). به این ترتیب که در دمای پایین (Cº250>)، pH پایین سیال گرمابی (5/4>) منجر به پیدایش پهنة دگرسانی کمرپایین غنی از سریسیت –پیریت و در دمای بالاتر (Cº350–250) و با pH متوسط (5/5–5/4) پهنة کلریتی در بیشتر پایپ‌‌های دگرسانی کانسار‌های سولفید توده‌ای تشکیل می‌شود. در دما‌های پایین، سریسیت در محدوده گسترد‌های از pH فاز پایدار است. اگر pH سیال بالا باشد، کلریت در دما‌های پایین فاز پایدار خواهد بود. با وجود این، چنین سیال‌های قلیایی در سیستم‏‌های دگرسانی VMS وجود ندارند (Schardt et al., 2001).

در سیال‌های آبدار با pH خنثی تا اسیدیته متوسط، Al نامتحرک است و K ‎می‎تواند از سیال دگرسانی (آب‌دریای تغییریافته) تأمین شود و سریسیت را پدید آورد که در بیشتر سیستم‌‌های دگرسانی VMS یافت می‌شود. در پهنة فراگیرندة استرینگر، این کانی احتمالاً از واکنش زیر از پلاژیوکلاز‌های آلبیتی‌شده پدید آمده است:

3NaAlSi3O8 + K+ + 2H+= KAl3Si3O10(OH)2 + 6SiO2 + 3Na+

پیدایش پهنة دگرسانی کلریتی– سریسیتی احتمالاً نشان‌دهندة دمای پایین سیال (Cº200>) و جایی است که آب دریا با سیال‌های اسیدی‎تر اولیة در حال صعود اختلاط می‎یابد (Richards et al., 1989; Schardt et al., 2001).

برپایة داده‎‌های ایزوتوپی سولفور، مقادیر δ34S برای کانی‏‌های سولفیدی 7/2–5/8 ‰ و برای باریت مقادیر 5/19تا 5/20 ‰ به‌دست آمد که به سمت بخش‎‌های ژرف پهنة دگرسانی، نسبت δ34S کانی‌های سولفیدی افزایش می‎یابد (Badrzadeh et al., 2011). وجود هماتیت در پهنه‌‌های دگرسانی ژرف‌تر به‌همراه بالابودن مقدار δ34S کانی‌های سولفیدی و کاهش مقدار پیریت در ژرف‎ترین بخش‎‌های پهنة دگرسانی نشان می‌دهد در این بخش‌‌ها، آهن (Fe) موجود در کانی‎‌های اولیه سنگ مانند کلینوپیروکسن اکسیده شده است. این شواهد نشان می‏دهند احیای سولفات از طریق اکسیداسیون FeO برپایة واکنش زیر روی داده است (Huston et al., 2001):

 

پیدایش هستة سیلیسی در پایپ دگرسانی سرگز همانند دیگر کانسار‌های سولفید توده‎ای، مانند کانسار نیوبرانزویک کانادا (Lentz and Goodfellow, 1993) و کانسار هلر در باختر استرالیا (Gemmel and Large, 1992) رخ داده است. این دگرسانی احتمالاً پیامد دمای بالای سیال گرمابی و فوق‌اشباع‌شدن از سیلیس در سیال اولیه است که منجر به ته‎نشست کوارتز در مرکز پایپ دگرسانی شده است؛ جایی‌که نسبت آب/ سنگ بالاترین مقدار را داشته است (Von Damm et al., 1985; Schardt et al., 2001). سردشدن همرفتی سیال گرمابی یا سردشدن همرفتی سیال گرمابی همراه با اختلاط آن با آب دریا می‌تواند اشباع‎شدن سیال نسبت به سیلیس آمورف و ته‌نشست همزمان سیلیس با سولفید را در پی داشته باشد (Janecky and Seyfried, 1984). در این شرایط دمای سیال بیشتر از 350 درجة سلسیوس برآورد می‌شود تا شستشوی فلزات از بازالت امکان‌پذیر شود. با وجود این، کمیاب‎بودن کالکوپیریت در پهنة دگرسانی و محدودبودن آن تنها در رگه‎‌های موجود در پهنة سیلیسی، گواهی بر اینست که سیال گرمابی در کف ‎دریا، دمایی زیر 300 درجة سلسیوس داشته است (Crerar and Barnes, 1976).

در مقدارهای pH کمتر، سریسیت احتمالاً برپایة واکنش زیر و به‌ازای کلریت در هستة سیلیسی پهنة دگرسانی پدید آمده است:

3Mg5Al2Si3O10(OH) + 2K+ +28H+ = 2KAl3Si3O10(OH)2 + 3SiO2 + 15Mg2+ + 24H2O

 

برداشت

یافته‌های اصلی این نوشتار به شرح زیر است:

  • ویژگی پهنه‎‌های دگرسانی پدیدآمده زیر کانسار شاخص پهنه‎‌های دگرسانی با کانه‏زایی نوع سولفید توده‌ای مرتبط است که با یک هستة مرکزی سیلیسی و سیلیس ± سریسیتی که به‎ترتیب به پهنه‎‌های سیلیسی–کلریتی، کلریت– سیلیسی و در نهایت، کلریت–سریسیت در حاشیه منتهی می‌شود، شناخته می‌شوند.
  • محاسبات تغییرات جرمی برپایة عنصرهای نامتحرک نشان می‌دهند به‌طور کلی، پهنه‎‌های دگرسانی زیر و اطراف تودة معدنی با کاهش جرمی مشخص Na2O و CaO و افزایش جرمی بالایی از MgO، SiO2 و K2O همراه هستند.
  • بیشترین تغییرات جرمی در عنصرهایی مانند Si، Mg و K دیده می‌شود. افزایش بسیاز بالا و با اهمیت Si درست در زیر تودة معدنی رخ داده است.
  • هستة سیلیسی پهنة دگرسانی احتمالاً در پی سردشدن سریع سیال دمای بالای فوق‌اشباع از سیلیس و به‌دنبال اختلاط با آب دریا در شرایط pH کم روی داده است. این پهنه به‌طور ویژه از Si و نسبتاً از K2O غنی ‎ و از Mg تهی ‎شده ‎است.
  • افزایش Si به‌همراه افزایش در Mg در پهنه‎‌های دگرسانی نشان‌دهندة پیدایش کلریت در آن بخش از پهنة دگرسانی است.
  • پیدایش پهنة کلریت– سریسیت در حاشیه پهنة دگرسانی احتمالاً پیامد اختلاط آب‎ دریای پایین‏رونده با سیال اسیدی در حال صعود رخ داده است. این پهنه افزایش جرمی در عنصرهای MgO، FeO و K2O نشان می‏دهد.
  • رخداد هماتیت در بخش‎‌های ژرف‎تر پهنة دگرسانی احیای سولفات آب دریا از طریق اکسیداسیون FeO را نشان می‎دهد.

 

سپاس‌گزاری

نگارنده از دقت نظر داوران گرامی که در بهترشدن کیفیت مقاله نقش مؤثری داشته‏اند، سپاسگزاری می‌کند.

 

[1] stockwork

[2] hydrothermal

[3] Volcanogenic Massive Sulfide

[4] Cross Polarized Light

[5] Plane Polarized Light

[6] Lithogeochemistry

[7] Protolith

 
Babakhani, A. (1992) Geological map of Sabzevaran (scale 1: 250.000). Geology survey of Iran, Tehran, Iran (in Persian).
Badrzadeh, Z. (2019) Petrogenesis and U–Pb SHRIMP age dating of Chaltian pluton, West Jiroft. Geosciences 113: 165-178 (in Persian).
Badrzadeh, Z., Barrett, T. J., Peter, J. M., Gimeno, D., Sabzehei, M. and Aghazadeh, M. (2011) Geology, mineralogy, and sulfur isotope geochemistry of the Sargaz Cu–Zn volcanogenic massive sulfide deposit, Sanandaj–Sirjan Zone, Iran. Mineralium Deposita 46: 905-923.
Barrett, T. J. and MacLean, W. H. (1999) Volcanic sequences, lithogeochemistry, and hydrothermal alteration in some bimodal volcanic–associated massive sulfide systems. In: Reviews in economic geology (Eds. Barrie, C. T., Hannington, M. D.) 8: 101-131. Society of Economic Geologists.
Barrett, T. J. and Joseph, E. P. (2018) Extreme alteration in an acid–sulphate geothermal field: Sulphur Springs, Saint Lucia. Chemical Geology 500: 103-135
Barrett, T. J., MacLean, W. H. Areback, H. (2005) The Palaeoproterozoic Kristineberg VMS deposit, Skellefte district, northern Sweden. Part II: chemostratigraphy and alteration. Mineralium Deposita 40: 368–395.
Barrett, T. J., MacLean, W. H. and Tennant, S. C. (2001) Volcanic sequence and alteration at the Parys Mountain volcanic–hosted massive sulfide deposit, Wales, United Kingdom: applications of immobile element lithogeochemistry. Economic Geolology 96: 1279-1305.
Crerar, D. A. and Barnes, H. L. (1976) Ore solution chemistry v. solubilities of chalcopyrite and chalcocite assemblages in hydrothermal solution at 200 degree to 350 degree C. Economic Geology 71: 772–794.
Franklin, J. M., Gibson, H. L., Jonasson, I. R. and Galley, A. G. (2005) Volcanogenic Massive Sulphide Deposits. In: Economic Geology (Eds. Hedenquist, J. W., Thompson, J. F. H., Goldfarb, R. J. and Richards, J. P.) 523–560. 100th Anniversary Volume, The Economic Geology Publishing Company.
Franklin, J. M., Lydon, J. W. and Sangster, D. F. (1981) Volcanic–associated massive sulfide deposits. Economic Geology 75th Anniversary, Society of Economic Geologists 485–627.
Galley, A. G., Syme, E. C. and Bailes, A. H. (2007) Metallogeny of the Paleoproterozoic Flin Flon Belt, Manitoba and Saskatchewan. In: Mineral Deposits of Canada: A Synthesis of Major Deposit Types, District Metallogeny, the Evolution of Geological Provinces, and Exploration Methods (Ed. Goodfellow, W. D.) Special Publication, 5: 509–531. Geological Association of Canada, Mineral Deposits Division.
Gemmell, J. B. and Large, R. R. (1992) Stringer system and alteration zones underlying the Hellyer volcanogenic massive sulfide deposit, Tasmania, Australia. Economic Geology 87: 620–649.
German, C. R. and Seyfried, W. E. (2014) Hydrothermal processes. In: Treatise on Geochemistry (Eds. Holland, H. D. and Turekian, K. K. 191–233. 2nd Ed, Elsevier, London.
Humphris, S. E., Alt, J. C., Teagle, D. A. H. and Honnorez, J. J. (1998) Geochemical changes during hydrothermal alteration of basement in the stockwork beneath the active tag hydrothermal mound. Proceedings of the Ocean Drilling Program, Scientific Results 158: 255–276.
Huston, D. L., Brauhart, C. W., Folkert, S., Davidson, G. J. and Groves, D. I. (2001) Metal leaching and inorganic sulfate reduction in VHMS mineral systems: Evidence from the paleo-Archean Panorama district, Western Australia. Geology 29: 687–690.
Huston, D. L., Bottrill, R. S., Creelman, R. A., Zaw, K., Ramsden, T. R., Rand, S. W., Gemmell, J. B., Jablonsky, W., Sie, S. H. and Large, R. R. (1992) Geologic and geochemical controls on the mineralogy and grain size of gold–bearing phases, Eastern Australian volcanichosted massive sulfide deposits. Economic Geology 87: 542–563.
Janecky, D. S. and Shanks, W. C. (1988) Computational modeling of chemical and sulfur isotopic reaction processes in seafloor hydrothermal systems: chimneys, massive sulfides, and subjacent alteration zones. Canadian Mineralogist 26: 805–825.
Janecky, D. R. and Seyfried, W. E. (1984) Formation of massive sulfide deposits on ridge crests: incremental reaction models for mixing between hydrothermal solutions and seawater. Geochimica et Cosmochimica Acta 48: 2723–2738.
Large, R. R. (1977) Chemical evolution and zonation of massive sulfide deposits in volcanic terrains. Economic Geology 72: 549–572.
Large, R. R. (1992) Australian volcanic–hosted massive sulfide deposits: Features, styles, and genetic models. Economic Geology 87: 471–510.
Lentz, D. R. and Goodfellow, W. D. (1993) Mineralogy and petrology of the stringer sulphide zone in the Discovery Hole at the Brunswick No. 12 massive sulphide deposit, Bathurst, New Brunswick. Geologiacal Survey of Canada 93–1E: 249–258.
Lentz, D. R. (1996) Trace–element systematics of felsic volcanic rocks associated with massive sulphide deposits in the Bathurst Mining Camp: petrogenetic, tectonic and chemostratigraphic implications for VMS exploration. In: Trace Element Geochemistry of Volcanic Rocks: Applications for Massive Sulphide Exploration (Ed. Wyman, D. A.) Short Course Notes, 12: 359–402. Geological Association of Canada.
MacLean, W. H. and Barrett, T. J. (1993) Lithogeochemical techniques using immobile elements. Journal of Geochemical Exploration 48: 109–133.
MacLean, W. H. and Kranidiotis, P. (1987) Immobile elements as monitors of mass transfer in hydrothermal alteration: Phelps Dodge massive sulfide deposit, Matagami, Quebec. Economic Geology 82: 951–962.
MacLean, W. H. and Barrett, T. J. (1993) Lithogeochemical techniques using immobile elements. Journal of Geochemical Exploration 48: 109–133.
Mohajjel, M., Fergusson, C. L. and Sahandi, M. R. (2003) Cretaceous– Tertiary convergence and continental collision, Sanandaj–Sirjan zone, Western Iran. Journal of Asian Earth Sciences 21: 397–412.
Mohajjel, M., Fergusson, C. L. (2000) Dextral transpression in Late Cretaceous continental collision, Sanandaj–Sirjan Zone, Western Iran. Journal of Structural Geology 22: 1125–1139.
Mottl, M. J. (1983) Metabasalts, axial hot springs, and the structure of hydrothermal systems at mid–ocean ridges. Geological Society of America Bulletin 94: 161–180.
Nutman, A. P., Mohajjel, M., Bennett, V. C. and Fergusson, C. L. (2014) Gondwanan Eoarchean–Neoproterozoic ancient crustal material in Iran and Turkey: zircon U–Pb–Hf isotopic evidence. Canadian Journal of Earth Science 51: 272–285.
Ohmoto, H. (1996) Formation of volcanogenic massive sulphide deposits: the Kuroko perspective. Ore Geology Review 10: 135–177.
Richards, H. G., Cann, J. R. and Jensenius, J. (1989) Mineralogical zonation and metasomatism of the alteration pipes of Cyprus sulfide deposits. Economic Geology 84: 91–115.
Schardt, C., Cooke, D., Gemmell, J. B. and Large, R. R. (2001) Geochemical Modeling of the Zoned Footwall Alteration Pipe, Hellyer Volcanic–Hosted Massive Sulfide Deposit, Western Tasmania, Australia. Economic Geology 96: 1037–1054
Scher, S., Williams–Jones, A. E. and Williams–Jones, G. (2013) Fumarolic activity, acid–sulfate alteration, and high sulfidation epithermal precious metal mineralization in the crater of Kawah Ijen volcano, Java, Indonesia. Economic Geology 108: 1099–1118.
Seyfried, W. E. and Bischoff, J. L. (1981) Experimental seawater–basalt interaction at 300°C, 500 bars, chemical exchange, secondary mineral formation and implications for the transport of heavy metals. Geochimica et Cosmochimica Acta 45: 135–147.
Shahraki, A. (2003) Geological map of Esfandaqeh sheet (scale 1: 100.000). Geology survey of Tehran, Iran (in Persian).
Urabe, T., Scott, S. D. and Hattori, K. (1983) A comparison of footwall rock alteration and geothermal systems beneath some Japanese and Canadian volcanogenic massive sulfide deposits. Economic Geology Monograph 5: 345–364.
Von Damm, K. L., Edmond, J. M. Measures, C. I. and Grant, B. (1985) Chemistry of submarine hydrothermal solutions at Guaymas Basin, Gulf of California. Geochimica et Cosmochimica Acta 49: 2221–2237.
Winchester, J. A. and Floyd, P. A. (1977) Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation products using immobile elements. Chemical Geology 20: 325–343.