Document Type : Original Article
Author
Department of Geology, Payame Noor Universtiy, PO BOX 19395-3697, Tehran, Iran
Abstract
Keywords
Main Subjects
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 کلریتی–سریسیتی
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 سیلیسی–کلریتی
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:
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
)
