نوع مقاله : مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 گروه مهندسی معدن، دانشکده مهندسی، دانشگاه بیرجند، بیرجند، ایران

2 استادیار گروه زمین شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه بیرجند، بیرجند، ایران.

3 گروه آموزشی زمین شناسی دانشکده علوم دانشگاه بیرجند

چکیده

مجموعة آتشفشانی شمال خور در استان خراسان جنوبی، در فاصلة 90 کیلومتری شمال‏‌باختری‌ بیرجند در خاور ایران رخنمون دارد. سنگ‌های آتشفشانی یادشده شامل آندزیت‏‌ بازالت، آندزیت و تراکی‏‌آندزیت، لاتیت، داسیت تا ریوداسیت و سنگ‌های آذرآواری شامل توف و برش‏‌های آتشفشانی هستند. بافت غالب در این سنگ‌ها پورفیری است. سری ماگمایی بیشتر نمونه‏‌ها کالک‌آلکالن است؛ اما برخی به سری توله‏‌ایت گرایش نشان می‌دهند. در این منطقه، کانی‏‌سازی آهن به‌صورت مگنتیت، هماتیت و به مقدار کمتر گوتیت است و با توجه به شواهد صحرایی و سنگ‌نگاری خاستگاه ماگمایی دارد. بورنیت که تنها کانه مس است به‏‌صورت اولیه و در حجم کم پدید آمده است. حضور بورنیت و پیریت که فازهای سولفیدی هستند به مقدار بسیار کم و نبود دیگر کانه‏‌های سولفیدی اولیه مس در منطقه به‌همراه فازهای ثانویه کانه‏‌سازی مس در حجم‏‌های بسیار بیشتر، همگی نشان‌دهندة یک محلول گرمابی است که مراحل پایانی تفریق ماگمایی را پشت سر گذاشته و احتمالاً کانه‏‌های برونزاد مس مانند کالکوسیت در پهنة غنی‏‌شده را پدید آورده است. دیگر کانه‏‌های مس ثانویه هستند و شامل کالکوسیت، کوولیت و مالاکیت است. دماسنجی میانبارهای سیال کوارتز در مناطق غار کفتر و حوض‌سبز بازة دمایی 324- 187 درجة سانتیگراد را برای کانی‌سازی‌ مس نشان می‌دهد. ازاین‌رو، کانی‏‌سازی مس در حقیقت به شرایط گرمابی اپی‌ترمال تا مزوترمال مربوط است.
 
 

کلیدواژه‌ها

موضوعات

عنوان مقاله [English]

Geochemistry and microthermometry of fluid inclusions of Cu and Fe mineralization in North Khour volcanic rocks, Eastern Iran

نویسندگان [English]

  • Golamreza Fotoohirad 1
  • Mohammad Hossein Yousefzadeh 2
  • Hossein Abbasiniazabadi 3

1 Department of Mining Engineering, Faculty of Engineering, University of Birjand, Birjand, Iran.

2 Assistant Professor, Department of Geology, Faculty of Sciences, University of Birjand, Birjand, Iran.

3 Department of Geology, Faculty of Sciences, University of Birjand

چکیده [English]

The volcanic complex of North Khour  located in southern Khorasan province, 90 km northwest of Birjand in the Eastern of  Iran. The rocks under study are basaltic andesite, andesite and trachyandesite, latite, dacite to rhyodacite with tuff and breccia as pyroclastic rocks. The volcanic rocks are predominantly calc-alkaline nature with some tholeiitic affinity and porphyry texture. Iron mineralization developed as magnetite, hematite and small amount of goethite with magmatic origin, on the base of field observations. Bornite as the only and the primary Cu ore occurred as a small body. The presence of minor amounts of bornite and pyrite as the sulfide phases as well as the absence of the other Cu primary sulfide ores in the area along with secondary Cu mineralization phases reflect a hydrothermal solution with high oxidation degree which has passed the latest magmatic differentiation and gave rise to form surface Cu ores as chalcocite in supergene zone. The thermobarometry of fluid inclusions studies from Ghar Kaftar and Hoze Sabz, yield temperature range of 178 -324 C for Cu mineralization. Therefore, it seems that Cu mineralization is related to epithermal to mesothermal conditions.
 
 

کلیدواژه‌ها [English]

  • Epithermal
  • Fluid inclusion
  • Calc-alkaline
  • Khour
  • East of Iran

منطقة بررسی‌شده در این پژوهش دربردارندة مجموعه‌ای آتشفشانی است که در شمال خور، در استان خراسان جنوبی و در فاصلة 90 کیلومتری شمال‌باختری شهرستان بیرجند رخنمون دارد. در بخشی از این منطقه، Javidi Moghadam و همکاران (2018) بررسی‌های زمین‏‌شناسی اقتصادی را روی ایزوتوپ‏‌‏‌های پایدار و دماسنجی رگه‏‌های مس- نقره منطقه خور انجام داده‌اند. نشانه‌هایی از معدن‏‌کاری‌های قدیمی فلزی در منطقة بررسی‌شده که سرشت آنها در شناسایی مناطق با توان کانی‏‌سازی فلزی شناخته شده است، از شواهد مهم در امکان وجود اندوخته‌های معدنی در منطقة بررسی شده است.

هدف این پژوهش، سنگ‏‌شناسی و زمین‏‌شیمی‏‌ سنگ‌های آتشفشانی دارای کانی‌سازی مس و آهن در منطقة شمال خور و نیز خاستگاه این کانی‌سازی و حرارت‏‌سنجی میانبارهای ‏‌سیال آن است. برای این کار نخست بررسی‌های کتابخانه‌ای پیرامون منطقه انجام شد و پس از بازدیدهای نخستین، عملیات تفصیلی نمونه‌برداری صحرایی انجام شد. سپس بررسی‌های سنگ‌نگاری و کانه‌نگاری و گزینش نمونه‌های سنگی برای تجزیة شیمیایی و انجام مراحل بعدی پژوهش به‌انجام رسید.

 

زمین‏‌شناسی

مجموعة آتشفشانی شمال خور در استان خراسان جنوبی، در فاصلة 90 کیلومتری شمال‏‌‌باختری شهرستان بیرجند و در نقشة 1:100000 چهارگوش سارغنج (Lotfi, 1993) واقع شده است. مختصات جغرافیایی این پژوهش در گستره طول جغرافیایی"36'26˚58 تا "49'41˚58 و عرض جغرافیایی "16'15˚33 تا "18'03˚33 قرار گرفته است (شکل 1- A) که از نظر رده‏‌بندی‏‌های زمین‏‌ساختی- رسوبی (شکل 1- A) جزء بلوک لوت به‌شمار می‌رود (Lotfi, 1993).

از ویژگی‏‌های بارز این پهنه، فعالیت ماگمایی گسترده در ترشیری است که آغاز آن در ائوسن و نقطة اوج همراه با چین‏‌خوردگی و شکستگی‏‌های واحدهای آتشفشانی و آذراواری در الیگوسن و جایگیری گروهی از توده‏‌های آذرین درونی نیمه‏ژرف در این منطقه است (Moinvaziri, 1996; Emami, 2006) که بیشتر به‏‌صورت دایک دیده می‌شوند. فعالیت‏‌های زمین‏‌ساختی و دگرسانی‏‌ها آثار و پیامدهای ناشی از فعالیت‏‌های آتشفشانی را پیچیده‏‌تر‏ کرده‌اند.

بخش بزرگی از محدودة بررسی‌شده را سنگ‌های آتشفشانی ائوسن میانی تا الیگوسن بالایی فراگرفته‌اند (شکل 1- B). اگرچه با توجه به نقشة زمین‏‌شناسی 100000: 1 چهارگوش سارغنج سنگ‌های آتشفشانی سازند کرج به سن ائوسن میانی در محدودة یادشده گسترش کمی دارند و تنها در برخی بخش‏‌ها دیده می‌شوند، اما سنگ‌شناسی‏‌های تفکیک‌شده روی نقشه در این محدوده که از سازند کرج متمایز دانسته شده‏‌اند، احتمالاً بخشی از این سازند باشند. افزون‌بر این، رخنمون‏‌های دیگری از سنگ‌های آتشفشانی بازالت تا آندزیت بازالتی به سن ائوسن بالایی- الیگوسن نیز در منطقة بررسی‌شده وجود دارد (شکل 1- B) که در مقایسه با سنگ‌های آتشفشانی ائوسن ترکیب بازیک‏‌تری دارند (Darvishzadeh, 1989; Moinvaziri, 1996; Aghanabati, 2003).

در این مجموعة آتشفشانی چندین نشانه از معدن‏‌کاری قدیمی و سرباره‏‌هایِ کوره‏‌های ذوب فلزی یافت شده است. گستردگی محدودة بررسی‌شده نیز در حقیقت، برپایة چهار اثر معدن‏‌کاری از این نوع انتخاب شد که خود گواهی بر رخداد کانی‏‌سازی در این منطقه است.

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل 1- A) جایگاه منطقة شمال خور در رده‌بندی پهنه‏‌های ساختاری در ایران؛ B) نقشة زمین‏‌شناسی منطقة شمال خور با مقیاس 1:50000، برگرفته از نقشة زمین‏‌شناسیِ Lotfi (1993)

 

 

 

روش انجام پژوهش

پس از گرد‏‌آوری و بررسی اطلاعات به‌دست‌آمده از گزارش‏‌ها و نقشه‏‌های منطقة بررسی‌شده، بررسی‏‌های صحرایی و آزمایشگاهیِ زیر انجام شد:

برداشت 72 نمونة سنگی برای بررسی‏‌های سنگ‏‌شناسی، دگرسانی و کانی‏‌سازی رگه‌های منطقة غار کفتر و حوض‌سبز از توده‏‌ها و دایک‏‌های آندزیتی نیمه‏‌عمیق منطقه و سنگ‌های میزبان‏‌ کانی‏‌سازی شامل توف‏‌ها و آندزیت‏‌ها. نمونه‏‌برداری از رگه رگچه‏‌های سیلیسی شفاف همزمان با کانی‏‌سازی‏‌ها. تهیة 40 مقطع نازک برای بررسی‏‌های سنگ‏‌شناسی- دگرسانی. تهیة 12 مقطع صیقلی از نمونه‏‌های کانه‏‌دار برای بررسی‏‌های کانه‏‌نگاری. تهیة مقاطع دوبر صیقل با به‌کارگیریِ استیج لینکام (مدل THMSG 600) در دانشگاه پیام‏‌نور مرکز تبریز. تهیه 6 مقطع دوبرصیقلی از بلور‏‌های منفرد کوارتز برای مطالعات دماسنجی میانبارهای سیال انجام تجزیه شیمیایی به روش XRF روی 13 نمونه از سنگ‌های بررسی شده در آزمایشگاه شرکت کانساران بینالود، ترسیم نمودارهای سنگ‌شناسی و زمین‌ساختی با به‌کارگیری نرم‏‌افزارهای کامپیوتری Minpet و Igpet و تحلیل و تفسیر آنها و تعیین ژرفا و فشار جایگیری توده‌های آذرین و دایک‏‌هایِ عامل کانی‏‌سازی که در سنگ میزبان نفوذ کرده‌اند. در پایان، به نگارش، تعبیر و تفسیر مطالب و یافته‌های این مقاله پرداخته شد.

 

سنگ‏‌شناسی

برپایة بررسی‏‌های صحرایی و آزمایشگاهی انجام‌شده، سنگ‌های آتشفشانی بررسی‌شده به سن ائوسن میانی تا الیگوسن بالایی و شامل آندزیت ‏‌بازالت، آندزیت و تراکی‏‌آندزیت، لاتیت، داسیت تا ریوداسیت و سنگ‌های آذرآواری توف و برش‏‌های آتشفشانی هستند. آندزیت‏‌ها و توف‏‌ها سنگ میزبان کانی‏‌سازی‏‌ یادشده هستند. دایک‏‌های آندزیتی هنگام جایگیری درون مجموعه‏‌های آتشفشانی بالا دستخوش تبلور شده‌اند و ازاین‌رو، سنگ‌های پیرامون خود را دگرسان کرده‏‌اند.

این مجموعه‏‌های آتشفشانی در صحرا به رنگ خاکستری مایل به سبز، با ساخت پورفیری تا دانه‏‌ریز شناخته می‏‌شود. سنگ‌های یادشده بیشتر دچار دگرسانی‏‌های سرسیتیک و آرژیلیک شده‌اند و ازاین‌رو، کانی‏‌های آنها بیشتر با سرسیت، کوارتز و کمی پیریت و کانی‏‌های رسی جایگزین شده‏‌اند. البته این سنگ‌ها دچار دیگر دگرسانی‏‌ها، مانند دگرسانی‏‌های پروپلیتیک، سیلیسی و زئولیتی نیز شده‌اند که در درجة دوم اهمیت هستند. در ادامه چکیده‌ای از زمین‌شناسی صحرایی و سنگ‌نگاری این سنگ‌ها به تفکیک نوع سنگ آورده شده است.

آندزیت- تراکی‏‌آندزیت: گدازه‌های آندزیتی که میزبان کانی‌سازی‌ها در منطقه هستند در نمونة دستی دربردارندة فنوکریست‌های دانه متوسط تا دانه درشتی از پلاژیوکلاز تا 20 درصدحجمی هستند و به رنگ سبز تا قهوه‌ای تیره دیده می‌شوند. بلورهای دانه متوسط تا دانه درشت پلاژیوکلاز (نزدیک به 20 درصدحجمی)، کلینوپیروکسن (نزدیک به 5 درصدحجمی) و هورنبلند (نزدیک به 15 درصدحجمی) به‌همراه کانی‌های فلزی از کانی‌های اصلی سازندة این سنگ‌ها هستند. این کان‌ها در زمینه‌ای میکرولیتی تا بسیار دانه‌ریز و گاه شیشه‌ای جای گرفته‌اند. اندازة فنوکریست‏‌های این سنگ‌ها از 2-5/0 میلیمتر در نوسان است. همچنین، معمولاً با بافت‏‌های ریزدانه، پورفیری، ویتروفیری و ارتوفیری شناخته می‌شوند. در آندزیت‏‌ها، سرسیت، کانی‏‌های رسی، کلسیت و اپیدوت از دگرسانی پلاژیوکلازها پدید آمده‏‌اند و در سطح شماری از آنها اکسیدهای آهن دیده می‏‌شوند. در برخی پلاژیوکلازها، انحلال و خوردگی شدید و حاشیه‌های واکنشی به‌چشم می‏‌خورد (Eichberger, 1978; Tsuchivama, 1985; Halsor, 1989; Nelson and Montana, 1992; Kawamoto, 1992; Dungan and Rhodes, 2001). این شواهد را گواهی بر آمیزش ماگمایی[1] در سنگ‌ها می‏‌دانند (Stewart and Pearce, 2004). پیدایش بافت غربالی را پیامد ناپایداری بلورهای پلاژیوکلاز هنگام حرکت سریع ماگما به‌سوی بالا می‏‌دانند؛ زیرا برخی بخش‏‌های پلاژیوکلاز دچار ذوب بخشی می‏‌شود و فرآورده‏‌های به‌دست‌آمده از ذوب پلاژیوکلاز درون بلور شروع به تبلور می‏‌کنند. اگر نرخ کاهش دما تند یا آهسته باشد، این فرآورده‏‌ها به‏‌صورت شیشه یا پلاژیوکلاز جدید درون پلاژیوکلاز نخستین متبلور می‏‌شوند و این بافت را پدید می‌آورند (شکل‌های 2- A و 2- B).

کانی‏‌های تیره نزدیک به 20-5 درصدحجمی آندزیت‏‌ها را در بر گرفته‌اند و شامل هورنبلند و بیوتیت‏‌ هستند. بیشتر این کانی‏‌ها در حاشیه سوخته هستند و با اکسیدهای آهن، کانی‏‌های کدر و در بخش‏‌های مرکزی با کلریت جایگزین شده‏‌اند (شکل 2- C). پیروکسن‏‌ها نیز چه کلینوپیروکسن باشند چه ارتوپیروکسن، به‏‌صورت فنوکریست و دانه‏‌ریز دیده می‏‌شوند. در پیروکسن‌آندزیت‏‌ها، پیروکسن‌ها تا 10 درصدحجمی سنگ را فرا گرفته‌اند. این بلورها نسبت به درشت بلورهای دیگر سالم‏‌تر هستند و از بخش‏‌های مرکزی به کلریت دگرسان شده‏‌اند. افزون‌بر پلاژیوکلازها، نشانه‌های از فرایند آمیزش ماگمایی نیز در پیروکسن‌ها به‌چشم می‏‌خورد (شکل 2- B). مگنتیت‏‌ها که کانی‏‌های کدر و فرعی به‌شمار می‌روند نیز نزدیک به 5-1 درصدحجمی نمونه‏‌ها را دربر گرفته‌اند و به‏‌صورت دانه‌ریز تا دانه درشت و بی‌شکل در زمینة این سنگ‌ها دیده می‌شوند (شکل 2- D).

‌آندزیت‌بازالت: این سنگ‌ها بلورهای دانه متوسط تا دانه درشت پلاژیوکلاز (نزدیک به 20 درصدحجمی)، اورتوپیروکسن و کلینوپیروکسن (نزدیک به 10 درصدحجمی)، هورنبلند (نزدیک به 10 درصدحجمی)، میکرولیت‌های ریز‌دانه‌تر پلاژیوکلاز (کمتر از 5 درصدحجمی) و کانی‌های فلزی دارند که در زمینه‌ای میکرولیتی تا بسیار دانه‌ریز و گاه شیشه‌ای جای گرفته‌اند. زمینة میکرولیتی از بلورهای ریز پلاژیوکلاز ساخته شده است. کانی‌های شکل‌دار و نیمه‌شکل‌‌دار پلاژیوکلاز به‏‌صورت فنوکریست و دانه‌ریز در زمینة سنگ روی‌هم‌رفته نزدیک به 45 درصدحجمی از کانی‌های سازندة سنگ را دربر می‌گیرند. این کانی در برخی مقاطع خاموشی بالا نشان می‌دهد و احتمالاً شامل گونه‌های مافیک‌تر این کانی (مانند لابرادوریت) است. پیروکسن‌ها نیز (هم کلینوپیروکسن و هم ارتوپیروکسن) به‏‌صورت فنوکریست و دانه‌ریز در سنگ دیده می‌شوند (شکل 2- E). زمینة سنگ در یکی از مقطع‌ها نسبت به دیگر مقطع‌ها آغشتگی بیشتری به اکسیدهای آهن نشان می‌دهد. سوختگی در کانی‏‌های آبدار بیوتیت و هورنبلند نشان‌دهندة بالا‏‌بودن PH2O در پایان تاریخ بلوری‏‌شدن و بالا‏‌بودن فوگاسیتة اکسیژن هنگام بیرون‏‌ریزی گدازه است (Hess, 1989; Sigurdsson et al., 2000; Best, 2001). برخی دیگر این پدیده را پیامد کاهش فشار هنگام نزدیک‏‌شدن ماگما به سطح زمین، ازدست‌دادن گازهای ماگمایی و بالارفتن سرعت سرد‏‌شدن و چسبندگی ماگما دانسته‌اند و به آن حاشیة اُپاسیتی گفته‌اند (Rittmann, 1973; Shelly, 1993) (شکل 2- F). بیشتر پلاژیوکلازها در پی دگرسانی به کانی‌های رسی و سریسیت و برخی پیروکسن‌ها در لبه‌های بلورها به کلریت، اکسیدهای آهن و مگنتیت دگرسان شده‌اند. نشانه‌هایی از آمیزش ماگمایی در این سنگ‌ها نیز دیده می‌شوند.

لاتیت- پیروکسن‌لاتیت: این سنگ‌ها در نمونة دستی به رنگ تیره تا خاکستری روشن هستند. پلاژیوکلازها (40 درصدحجمی)، پیروکسن‌ها (10 درصدحجمی) و بیوتیت‌ها و فلدسپارهای‌اورتوز (5 درصدحجمی) از کانی‌های سازندة این سنگ هستند که در زمینه‌ای شیشه‌ای تا دانه‌ریز جای گرفته‌اند و در برخی بخش‌ها به اکسیدهای آهن آغشته‌اند. فنوکریست‌های کوارتز یا بسیار اندک هستند یا اصلاً دیده نمی‌شوند. افزون‌بر کانی‌های اصلی یادشده، قطعاتی از سنگ‌های آتشفشانی در زمینة سنگ به‌ندرت دیده می‌شوند. بافت‌های سازندة این سنگ، پورفیری، ویتروفیری و اینترگرانولار هستند. پلاژیوکلازها شکل‌های گوناگونی دارند و به‌دنبال دگرسانی به سریسیت و کانی‌های رسی دگرسان شده‌اند. پیروکسن‌ها که بیشترشان کلینوپیروکسن هستند اندکی به کلریت و اکسیدهای آهن و گاه به کانی‌های کدر دگرسان شده‌اند. بیوتیت‌های با حاشیة سوخته نیز به‏‌صورت درشت بلور و کشیده، اما اندک (5 درصدحجمی) در سنگ دیده می‌شوند و به‏‌صورت بخشی به کلریت دگرسان شده‌اند (شکل 2- F).

داسیت- ریوداسیت: فنوکریست‌های پلاژیوکلاز (50-40 درصدحجمی)، سانیدین (نزدیک به 20 درصدحجمی)، اورتوکلاز و کوارتز (نزدیک به 10 درصدحجمی) از کانی‌های سازندة سنگ هستند. پلاژیوکلازها گاه بسیار دانه‌درشت هستند و ماکل پلی‌سینتتیک نشان می‌دهند. منطقه‌بندی نیز در این کانی‌ها دیده می‌شود که ترکیب آنها از لابرادوریت و به‌ندرت بیتونیت در مرکز تا الیگوکلاز در حاشیه متفاوت است. کوارتز به‏‌صورت دانه‌های ریزتر و گهگاه به‏‌صورت دانه‌درشت است. درصدحجمی دگرسانی در این سنگ‌ها از دیگر سنگ‌ها کمتر است. پلاژیوکلازها به کانی‌های رسی، سریسیت و کربنات دگرسان شده‌اند (شکل 2- G). بخشی از پلاژیوکلازها به‏‌صورت بخشی به سریسیت و کانی‌های رسی دگرسان شده‌اند. کانی‌های فرومنیزین بیشتر بیوتیت‌ و هورنبلند هستند و به اکسید‌های آهن و کانی‌های کدر دگرسان شده‌اند. بافت سنگ فلسوفیری و گاهی ویتروفیری است.

توف: واحدهای توفی در منطقه شامل لیتیک‌توف و ویتریک‌توف‌ها هستند که هم‌ارز با سازند کرج دانسته شده‏‌اند. این سنگ‌ها در بخش شمالی منطقه بیشتر به‌چشم می‏‌خورند. واحد لیتیک‌توف به‌همراه واحدهای آندزیتی، سنگ میزبان کانی‌سازی‌های منطقة بررسی‌شده به‌شمار می‌آید. زمینة سنگ افزون‌بر قطعات سازندة آن، آغشتگی به آهن نشان می‌دهد. واحد ویتریک‌توف در نمونة دستی به‏‌صورت ریز‌بلور و به رنگ سبز روشن است. زمینة سنگ کمابیش به‏‌طور کامل شیشه‌ای است و قطعات شیشه پهن‌شده به‏‌صورت جوش‌خورده در آن دیده می‌شود که گویای بافت اوتاکسیتی هستند. همچنین، زمینة سنگ تا اندازه‌ای حالت جریانی دارد. فنوکریست‌های پلاژیوکلاز با منطقه‌بندی مشخص نیز در هر دو نوع واحد توفی دیده می‌شوند. کوارتزهای ‏‌ریزدانه در پی فرایند شیشه‌زدایی شیشه‏‌های به‌هم جوش‌خوردة زمینة سنگ پدید آمده‏‌اند. زئولیت‏‌ها نیز از دیگر کانی‏‌های ثانویه‌ای هستند که فضای درز و شکستگی‏‌ها را پر کرده‏‌اند (شکل 2- H).

برش‌های آتشفشانی: این سنگ‌ها شامل گروهی از قطعات سنگ‌های آتشفشانی با زمینة کربناتی و سیلیسی هستند که لاتیت، آندزیت و تراکی‌آندزیت از قطعات سنگی آنها به‌شمار می‌روند. پلاژیوکلازهای سازندة قطعات سنگی، بسیار دگرسان شده‌اند و بیشتر آنها با رس و کمتر با سریسیت جایگزین شده‌اند. برخی قطعات سنگی سازندة این واحد سنگی حاشیه‌های تیز و برخی دیگر حاشیه‌های گرد نشان می‌دهند. حفره‌های این سنگ‌ها بیشتر با کوارتز ریز بلور (کلسدونی) پر شده‌اند و بافت اسفرولیتی زیبایی را پدید آورده‌اند. زمینة سنگ به اکسیدهای آهن آغشتگی دارد و رگه-رگچه‌های سیلیسی نیز در سنگ دیده می‌شوند (شکل 2- I).

 

 

 

شکل 2- تصویرهای میکروسکوپی از سنگ‌های آتشفشانی منطقة غار کفتر و حوض‌سبز در شمال خور. A) دگرسانی پلاژیوکلازها به اپیدوت و کانی‏‌‏‌های رسی (در XPL[2])؛ B) حاشیه‌های واکنشی در پلاژیوکلازها از زمینه شیشه‏‌ای (در [3]PPL)؛ C) پیروکسن در حال دگرسانی به کلریت به‌همراه آمفیبول‏‌های با حاشیة سوخته (در XPL)؛ D) دگرسانی کامل آمفیبول به کانی‏‌های کدر و به‌جای‌ماندن قالب آن (در PPL)؛ E) بافت غربالی در کلینوپیروکسن و دگرسانی آن به کلریت در یک آندزیت‏‌بازالت (در XPL)؛ F) بیوتیت‏‌های با حاشیة سوخته (در XPL)؛ G) پلاژیوکلازهایی با ماکل پلی‏‌سینتتیک که به کلسیت دگرسان شده‌اند به‌همراه دانه‏‌های کوارتز (در XPL)؛ H) حفره‌های پرشده سنگ با زئولیت و آغشتگی آنها به اکسید آهن (در XPL)؛ I) رگة سیلیسی همزمان با کانی‏‌سازی فلزی (در XPL) (نام اختصاری کانی‌ها برگرفته از Whitney و Evans (2010) است).

 

 

 

 

 

بحث و بررسی

زمین‏‌شیمی و تعیین محیط زمین‏‌ساختی

با توجه به دگرسانی کمابیش گستردة سنگ‌های آتشفشانی منطقه و پیدایش کانی‏‌های ثانویه تلاش شد بررسی‏‌های زمین‌شیمیایی روی نمونه‏‌های سالم و کمتر دگرسان‌شده متمرکز شوند. داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة زمین‌شیمیایی نمونه‏‌های سنگ‌های آتشفشانی در جدول 1 آورده شده‏‌‌اند.

 

 

جدول 1- داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة شیمیایی نمونه‏‌های برگزیدة منطقة غار کفتر و حوض‌سبز در شمال خور به روش XRF (Da: داسیت؛ And: آندزیت؛ Lat: لاتیت؛ R-Dac: ریوداسیت؛ T-And: تراکی‌آندزیت، A-Bas: آندزیت‌بازالت؛ n.d.: not determined)

KH-58

KH-56

KH-53

KH-52

KH-50

KH-30

KH-23

KH-18

KH-10

KH-9

KH-3

KH-2

KH-1

Sample No.

Dac

Dac

Dac

A-Bas

T-And

Dac

And

R-Dac

Lat

And

Dac

And

Dac

Rock Type

64.27

62.63

66.94

43.65

61.01

62.61

58.47

65.83

58.95

53.47

63.74

53.1

63.91

SiO2

14.55

14.30

14.15

11.10

15.05

13.22

13.50

14.21

13.78

13.06

4.29

12.17

15.12

Al2O3

4.71

8.00

5.84

9.48

8.71

7.57

7.98

5.52

7.79

9.07

6.00

6.96

5.59

Fe2O3

5.43

5.73

3.60

15.79

4.96

0.24

6.41

5.68

8.79

7.80

4.34

8.07

5.70

CaO

2.94

1.88

2.92

2.62

1.91

3.01

2.02

2.62

1.87

2.71

3.07

2.01

3.29

Na2O

2.24

3.14

3.24

3.11

3.27

4.18

3.12

2.26

2.46

3.19

3.31

0.08

0.75

K2O

2.27

0.48

0.15

2.20

1.06

0.03

1.81

0.57

3.66

2.71

1.43

3.06

1.60

MgO

0.525

1.170

1.116

1.014

1.198

0.647

1.986

0.533

0.983

0.954

0.959

0.218

0.649

TiO2

0.091

0.090

0.088

0.510

0.091

0.007

0.094

0.104

0.126

0.104

0.107

0.013

0.114

MnO

0.134

0.427

0.367

0.295

0.418

0.311

0.649

0.188

0.199

0.291

0.371

0.879

0.195

P2O5

0.103

0.013

0.003

0.003

0.003

0.620

0.003

0.080

0.065

0.003

0.003

1.489

0.003

SO3

2.49

2.11

1.20

9.90

2.03

6.33

3.073

2.01

1.93

6.25

7.98

8.65

2.68

LOI

99.75

99.97

99.61

99.66

99.70

98.76

99.10

99.06

100.63

99.61

96.60

96.70

99.72

Total

197

76

13

338

7

4177

117

269

201

144

180

7921

92

Cl

50

55

51

104

50

358

60

38

40

55

55

70

38

As

86

255

240

227

162

197

276

81

196

229

138

120

114

V

28

59

55

106

34

33

28

14

1774

65

19

10

18

Cr

15

18

15

17

25

18

26

16

22

27

16

2

17

Co

25

21

3

26

12

4

13

6

45

25

7

1

12

Ni

110

91

27

147

21

4634

1830

73

99

163

120

26010

98

Cu

38

69

94

58

75

26

79

31

65

48

56

129

49

Zn

45

73

55

76

88

23

80

58

71

67

18

1

28

Rb

729

383

339

921

370

860

335

365

503

839

406

482

464

Sr

5

9

3

17

11

2

29

3

7

9

14

2

2

Y

150

186

154

208

209

209

359

125

189

191

283

1

160

Zr

1

2

2

1

1

3

2

1

2

3

1

2

2

Nb

1181

775

765

628

830

14801

851

752

690

629

759

15429

716

Ba

11

14

14

18

16

73

18

15

11

12

19

3

17

Pb

18

29

30

42

34

35

43

1

13

23

15

51

1

La

41

98

54

72

48

82

124

3

28

49

52

36

2

Ce

103

93

89

84

77

73

67

113

107

88

133

125

99

Pr

22

7

42

48

35

14

11

54

47

53

40

35

13

Nd

10

0.4

8

18

15

9

8

18

16

19

12

17

15

Sm

12

0.7

9

17

14

7

9

19

17

21

19

14

17

Eu

8

0.8

8

9

7

3

3

6

4

7

8

9

5

Dy

n.d.

n.d.

n.d.

n.d.

n.d.

n.d.

n.d.

n.d.

n.d.

n.d.

n.d.

n.d.

n.d.

Yb

n.d.

n.d.

n.d.

n.d.

n.d.

n.d.

n.d.

n.d.

n.d.

n.d.

n.d.

n.d.

n.d.

Lu

 

جدول 1- ادامه.

KH-58

KH-56

KH-53

KH-52

KH-50

KH-30

KH-23

KH-18

KH-10

KH-9

KH-3

KH-2

KH-1

Sample No.

Dac

Dac

Dac

A-Bas

T-And

Dac

And

R-Dac

Lat

And

Dac

And

Dac

Rock Type

366

n.d.

n.d.

n.d.

n.d.

n.d.

n.d.

n.d.

n.d.

n.d.

n.d.

n.d.

n.d.

W

n.d.

n.d.

n.d.

n.d.

n.d.

n.d.

n.d.

n.d.

n.d.

n.d.

n.d.

n.d.

n.d.

U

n.d.

n.d.

n.d.

n.d.

n.d.

n.d.

n.d.

n.d.

n.d.

n.d.

n.d.

n.d.

n.d.

Th

 

 

مقدار SiO2 این سنگ‌ها برابربا 43 تا 67 درصدوزنی است و میزان Al2O3 نمونه‏‌ها بالاست (نزدیک به 15 درصدوزنی). مقدار بالای Al2O3 در بازالت‏‌ها نشان‌دهندة تبلور کانی‏‌های مافیک از مذاب نخستین سازندة آنها در فشارهای کمابیش بالاست (Yoder and Tilley, 1962; Gust and Perfit, 1987) که موجب تمرکز آلومینیم در مذاب به‌جامانده و تبلور پلاژیوکلاز در فشارهای کمتر می‏‌شود.

ازآنجایی‌که امکان دگرسانی و تغییرات کانی‏‌شناسی و شیمیایی سنگ‌های آتشفشانی بالاست، برای نامگذاری دقیق‏‌تر این سنگ‌ها عنصرهایی که امکان جا‏‌به‏‌جایی کمتری دارند به‌کار برده می‏‌شود. ازاین‌رو، نمودار پیشنهادیِ Winchester و Floyd (1977) برای نامگذاری این سنگ‌ها به‌کار برده شد (شکل 3).

 

 

شکل 3- جایگاه سنگ‌های آتشفشانی منطقة غار کفتر و حوض‌سبز در شمال خور در نمودار رده‏‌بندی Nb/Y دربرابر Zr/TiO2 (Winchester and Floyd, 1977).

برپایة نمودار AFM، یشتر نمونه‏‌ها در گسترة کالک‌آلکالن جای می‏‌گیرند و به توله‏‌ایتی گرایش دارند (شکل 4). دامنة تغییرات K2O در این سنگ‌ها کمابیش گسترده ( 08/0تا 31/3 درصدوزنی) است و بیشتر نمونه‏‌ها در سری کالک‌آلکالن با پتاسیم متوسط تا پتاسیم بالا جای می‏‌گیرند (شکل 5). تنوع و پراکندگی نمونه‏‌ها از نظر مقدار K2O می‏‌تواند پیامد تحرک‏‌پذیری عنصر پتاسیم هنگام فرایند دگرسانی سنگ‌های منطقه باشد (Morata and Aguirre, 2003). هرچند گفتنی است نمونه‌هایی که در بخش توله‏‌ایتی نمودار شکل 4 جای گرفته‌اند چه‌بسا نمونه‌های ناشی از آمیزش ماگمایی هستند که مقدار سیلیس در ماگمای متبلورکنندة آنها افزایش یافته است و ازاین‌رو، در محدودة توله‏‌ایتی نمودار جای می‌گیرند.

 

 

شکل 4- نمودار AFM (Irvine and Baragar, 1971) برای تعیین سری ماگمایی سنگ‌های منطقة غار کفتر و حوض‌سبز در شمال خور.

 

شکل 5- نمودار درصدوزنی SiO2 دربرابر K2O (Peccerillo and Taylor, 1976) برای تعیین سری ماگمایی سنگ‌های آتشفشانی منطقة غار کفتر و حوض‌سبز در شمال خور.

 

 

تغییرات SiO2 دربرابر عنصرهای TiO2، FeO و MgO (شکل 6) گویای روند کاهشی آنها با افزایش مقدار SiO2 است (به‌ویژه در دو نمونة KH9 و KH10). این پدیده نشان‌دهندة تبلوربخشی کانی کلینوپیروکسن هنگام تبلور ماگماست. همچنین، مقدار SiO2 دربرابر CaO نیز تقریباً همین‌گونه است و می‏‌تواند به تبلور پلاژیوکلازها از کلسیک به سدیک هنگام رویداد مرحلة اصلی تبلور ماگمای سازندة این سنگ‌ها وابسته باشد.

 

 

شکل 6- روند تغییرات درصدوزنی عنصرهای اصلی سنگ‌های آتشفشانی منطقة غار کفتر و حوض‌سبز نسبت به SiO2 در نمودارهای هارکر (Harker, 1909).

 

 

 

 

برپایة بررسی‌های میکروسکوپی دو نمونة آندزیت‏‌بازالتی یادشده، تبلور درشت بلورهای پیروکسن نشان می‌دهند که این پدیده مقدار MgO در این نمونه‏‌ها را نسبت به دیگر نمونه‏‌ها افزایش داده است. همچنین، مقدار سه عنصر کروم، کبالت و نیکل در این دو نمونه بالاست که گویای گرایش شدید به جداشدن از ماگما در آغاز جدایش ماگمایی است (Norman and Leeman, 1990). در میان عنصرهای کمیاب، عنصرهای سازگاری مانند کرم، کبالت، نیکل و وانادیم نسبت به SiO2 روندی کاهشی دارند. این عنصرها در آغاز روند جدایشی، از ماگمای بازالتی جدا و به کانی‏‌های پیروکسن و مگنتیت وارد می‏‌شوند (Mason and Moore, 1982).

در شکل 7، ترکیب شیمیایی سنگ‌های آتشفشانی منطقة بررسی‌شده به ترکیب گوشتة اولیه بهنجار شده است (Sun and McDonough, 1989). در این نمودار عنصرهای Pb، K، Ba و Sr در همة نمونه‏‌ها ناهنجاری مثبت دارند. این عنصرها، عنصرهایی متحرک و LILE[4] (با پتانسیل یونی کم) هستند که غلظت آنها تابعی از فاز سیال است، در برابر آنها، عنصرهای Nb، Rb و Ce در همة نمونه‏‌ها ناهنجاری منفی دارند و عنصرهایی کم تحرک و HFSE[5] (دارای پتانسیل یونی بالا) هستند که غلظت آنها با شیمی سنگ خاستگاه و فرایندهای بلور- مذابd کنترل می‏‌شود که هنگام پیدایش سنگ روی می‌دهند (Rollinson, 1993). همچنین، عنصرهای Ti، P و Zr در برخی نمونه‏‌ها نا‏‌هنجاری منفی دارند.

عنصرهای LILE به‏‌علت پتانسیل یونی کم، در فشار و دمای بالا به آسانی در شاره‏‌های آبدار حل می‌شوند و انتقال می‏‌یابند (Green and Pearson, 1986; Ryerson and Watson, 1987; Tatsumi and Eggins, 1997)؛ ‌اما میزان انحلال‏‌پذیری عنصرهای HFSE در شاره‏‌های آبدار کم است (Tatsumi and Eggins, 1997). ازاین‌رو، هنگام ذوب‌بخشی یا از ‌دست‌دادن آبِ پوستة اقیانوسی فرورونده، در پی فرایندهای دگرنهادی با شاره‏‌های آبدار، گوة گوشته‏‌ای از عنصرهای LILE نسبت به عنصرهای HFSE غنی می‏‌شود (Green, 2006). گدازه‏‌های پهنة فرورانش معمولاً با تهی‏‌شدگی عنصرهای HFSE نسبت به عنصرهای LILE شناخته می‌شوند. این تهی‏‌شدگی می‏‌تواند پیامد‌علت تأثیر شاره‏‌ها یا مواد مذاب حاصل از تختة فرورونده روی گوة گوشته‏‌ای باشد (Green, 2006). هنگام ماگماتیسم پهنة فرورانش، شاره‏‌های آبدار در ناحیة کمان برخی از عنصرهای ناسازگار را از پوستة فرورانده به پوستة قاره‏‌ای انتقال می‌دهند (Hermann et al., 2006). در پی ورود سازنده‌های LILE دارِ تختة فرورونده به گوة گوشته‏‌ای بالای آن، نسبت LILE/HFSE در سنگ‌های پهنة کمان افزایش می‌یابد (Mohamed et al., 2000). همچنین، فرایند فرورانش نقش مؤثری در افزایش میزان نسبت LILE/HFSE دارد (Saunders et al., 1980; Hole et al., 1984).

نا‏‌‏‌هنجاری‏‌های مثبت Pb به فرایندهای دگرنهادی گوة گوشته‏‌ای با شاره‏‌های آزادشده از پوستة اقیانوسی فرورونده و یا آلایش ماگما با پوستة قاره‏‌ای اشاره دارد. غنی‌شدگی نمونه‏‌ها از Ba و Sr نیز با شاره‏‌های جداشده از رسوب‏‌های آبدار و پوستة اقیانوسی به گوة گوشته‏‌ای منتقل می‌شود (Kamber et al., 2002). ناهنجاری منفی عنصرهای Nb، P و Ti که منجر به پیدایش الگوی ضربدری در روند تغییرات عنصرهای کمیاب در نمونه‏‌ها شده است، می‏‌تواند نشان‌دهندة پیدایش سنگ‌ها در پهنة فرورانش باشد؛ زیرا در پهنة فرورانش شاره‏‌های آزادشده از سنگ‌کرة فرورونده که از Nb فقیر و از LILE غنی‏‌ هستند در گوة گوشته‏‌ای افزایش می‏‌یابد (Pearce and Parkinson, 1993).

 

 

 

شکل 7- نمودار عنکبوتی سنگ‌های آتشفشانی منطقة غار کفتر و حوض‌سبز در شمال خور، به‏‌هنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989)

 

 

برای بررسی دقیق‏‌ محیط زمین‏‌ساختی سنگ‌های منطقة بررسی‌شده نمودارهای (Pearce and Cann, 1973; Mullen, 1993) نیز به‌کار برده شد که سنگ‌های منطقه در گسترة بازالت‏‌های کالک‌آلکالن و در ارتباط با کمان آتشفشانی جای می‏‌گیرند (شکل 8).

 

 

شکل 8 - تعیین محیط زمین‏‌ساختی سنگ‌های آتشفشانی منطقة غار کفتر و حوض‌سبز در شمال خور (Pearce and Cann, 1973; Mullen, 1993)

 

 

برای شناخت کمان ماگمایی حاشیة فعال قاره‏‌ای از کمان ماگمایی جزیره‌های اقیانوسی از نمودار Zr دربرابر Zr/Y بهره گرفته شد (شکل 9). سنگ‌های بررسی‌شده در گسترة کمان قاره‏‌ای قرار می‏‌گیرند و گمان می‌رود کمان ماگمایی سازندة سنگ‌های منطقه، احتمالاً پیامد فرورانش پوسته‌ای اقیانوسی به زیر پوسته‌ای قاره‏‌ای بوده است. نسبت Zr/Y نیز برای شناخت کمان ماگمایی به‌کار برده می‌شود؛ به‏گونه‌ای‌که اگر این نسبت از 3 بیشتر باشد، کمان از نوع قاره‏‌ای است؛ وگرنه از نوع کمان اقیانوسی است (Pearce and Norry, 1979; Pearce, 1983).

 

شکل 9 - نمودار تعیین محیط زمین‏‌ساختی سنگ‌های آتشفشانی منطقة غار کفتر و حوض‌سبز در شمال خور برپایة تغییرات Zr (برپایة ppm) دربرابر Zr/Y (Pearce, 1983).

 

کانه‏‌سازی

در گسترة بررسی‌شده در شمال خور، کانی‏‌سازی فلزی به دو صورت نخستین و ثانویه روی داده است. مگنتیت با فرمول شیمیایی Fe3O4 در مقاطع بررسی‌شده، 65-50 درصد کانی‌سازی‌های فلزی را دربر گرفته است و در کنار هماتیت به رنگ قهوه‌ای روشن دیده می‌شود. در برخی بخش‌ها که چگالی کمتری در زمینة سنگ دارند، این کانی به‏‌صورت بلورهای شکل‌دار دیده می‌شود. این کانه تحت‏‌تأثیر سیال‌ها در مراحل بعدی با هماتیت جایگزین شده است. این جایگزینی بیشتر در بخش‌های حاشیه‌ای روی داده است و مگنتیت در بخش مرکزی به‌جای مانده است. در برخی بخش‌ها نیز هماتیت به‏‌طور کامل جانشین مگنتیت شده است. مگنتیت‌ها همچنین، در امتداد سطوح شکستگی و رخ‌ها به مارتیت تبدیل شده‌اند. کانی‏‌سازی مگنتیت، هماتیت و به مقدار کمتر گوتیت کاملاً از کانی‏‌سازی مس جدا هستند و برپایة شواهد صحرایی (مانند وجود مگنتیت در زمینة سنگ آذرین)، باید خاستگاه ماگمایی داشته باشد (شکل 10- A). بورنیت با فرمول شیمیایی Cu5FeS4، تنها کانه مس است که خاستگاه نخستین دارد و نزدیک به 5 درصد کانه‌سازی‌های فلزی را دربر گرفته است. این کانه به‌همراه دیگر کانه‏‌ها و تحت‏‌تأثیر سیال‌ها کانه‏‌های روزاد مس را در پهنة غنی‏‌شده پدید آورده است. بورنیت بی‏‌شکل و به رنگ پرطاووسی در مقطع‌ها دیده می‌شود (شکل 10- B). پیریت با فرمول FeS2 در مقاطع صیقلی بررسی‌شده به‏‌صورت نخستین یافت می‌شود و نزدیک به 5 درصد کانه‏‌سازی‏‌های فلزی را دربر گرفته است. این کانه به‏‌صورت دانه‌های ریز و پراکنده در زمینه‏‌ای از سریسیت به‌همراه مگنتیت به‌چشم می‌خورد. اکسیداسیون در منطقه آن را در امتداد سطوح شکستگی به مارتیت دگرسان کرده است. در برخی مقطع‌ها، حضور پیریت در کنار کالکوسیت نشان‌دهندة رخداد دو فاز جداگانة کانه‏‌سازی مس و آهن در منطقه است (شکل 10- C).

Javidi Moghaddam و همکاران (2018، 2020) نیز از کانی‌سازی مس گرمابی مرتبط با سنگ‌های آتشفشانی- نیمه‌درونی در منطقه خور یاد کرده‌اند.

 

 

 

 

 

 

 

شکل 10- تصویرهای میکروسکوپی از سنگ‌های آتشفشانی منطقة غار کفتر و حوض‌سبز در شمال خور. A) کانه‌سازی مگنتیت (در PPL)؛ B) کانه‌سازی بورنیت (در PPL)؛ C) پیریت در حال اکسید‏‌شدن به‌همراه کالکوسیت که نشان‌دهندة دو فاز جداگانة در کانی‏‌سازی مس و آهن است (در PPL)؛ D) هماتیت‌های رشته‌ای اولیه به‌همراه هماتیت‌های ثانویه ناشی از اکسیداسیون مگنتیت و مارتیت (در PPL)؛ E) بلورهای دانه‌ای و پیچیده کوولیت در زمینة‌ کالکوسیت (در PPL)؛ F) مالاکیت درحاشیه حفره‌های پرشده با کانی‌های ثانویه در زمینه‌ای از مگنتیت دگرسان‌شده به هماتیت و مارتیت (در PPL) (Mag: مگنتیت؛ Hem: هماتیت؛ Mar: مارتیت؛ Bor: بورنیت؛ Cov: کوولیت؛ Cha: کالکوسیت؛ Mal: مالاکیت).

 

 

هماتیت با فرمول Fe2O3 در مقاطع بررسی‌شده نزدیک به 30-20 درصد کانه‌سازی‌های فلزی را دربر گرفته است. با توجه به شکل کانی‌سازی هماتیت که هم به‏‌صورت سوزنی و رشته‌ای و هم به‏‌صورت بی‌شکل و حاشیه‌ای در اطراف مگنتیت‌ها به‌چشم می‌خورد، می‌توان گفت هماتیت هم به‏‌صورت نخستین و هم به‏‌صورت ثانویه از اکسیداسیون مگنتیت‌ها پدید آمده است (شکل 10- D). گوتیت‏‌ها به‏‌صورت ثانویه هستند و نزدیک به 5 درصد کانه‏‌سازی را شامل می‏‌شوند.

کوولیت با فرمول CuS نزدیک به 10 درصد کانه‌سازی‌های فلزی را دربر گرفته است. آگرگات آن به‏‌صورت پیچ‌خورده و دانه‌ای است. کالکوسیت‏‌ها‏‌ بیشترین درصد از کانه‏‌سازی مس را به خود اختصاص داده‏‌اند. کالکوسیت تحت‏‌تأثیر اکسیداسیون بورنیت و احتمالاً دیگر کانه‏‌های موجود مس مانند کالکوپیریت و انحلال سولفات‏‌های آزادشده از کانه‏‌هایی مانند پیریت سبب غنی‏‌شدگی در این منطقه شده‌اند. این کانه در برخی بخش‏‌ها به‏‌صورت جانشینی با کوولیت جایگزین می‏‌شود (شکل 10- E). مالاکیت‏‌ نیز به‏‌عنوان کانة اکسیدی و سطحی مس 3-5 درصد کانه‏‌سازی‏‌ها را فراگرفته است و به رنگ سبز تیره دیده می‌شود. این کانه در مقاطع، حاشیة حفره‌های پرشدة با کانی‌های ثانویه را پر کرده است (شکل 10- F). توالی کانی‌های همایند در کانی‏‌سازی منطقة شمال خور در جدول 2 آورده شده است.

 

سنگ‌نگاری و دماسنجی میانبارهای سیال

بهترین نمونه‏‌ها برای بررسی میانبارهای سیال نمونه‏‌های بزرگ، شکل‌دار، به رنگ روشن و شفاف تا نیمه‏‌شفاف و همزمان با کانی‏‌سازی هستند (Shepherd et al., 1985; Roedder and Bodnar, 1997). برای دستیابی به برداشت علمی بهتر، نمونه‏‌برداری از بلور‏‌های کوارتزی انجام شد که به‏‌صورت شکافه‏‌پرکن، فضای درز و شکاف‏‌ها را پر کرده بودند.

 

 

جدول 2- توالی کانی‌های همایند در کانی‏‌سازی‏‌های مس و آهن در منطقة غار کفتر و حوض‌سبز در شمال خور.

 

 

 

در نمونه‏‌های بررسی‌شده، میانبارهای سیال گوناگون از نخستین، ثانویه تا ثانویه کاذب یافت می‌شوند و شکل‌های متنوعی مانند سوزنی، ستاره‏‌ای، سه‌گوش، منفی بلور و نامنظم نشان می‌دهند. همچنین، میانبارهای سیال یادشده درجة پرشدگی بالایی از 85 تا 90% دارند و تنها از دو فاز گاز و مایع (L+V) ساخته شده‏‌اند و هیچگونه فاز دختر، دی‏‌اکسیدکربن و مواد هیدروکربوری ندارند (شکل‌های 11- A، 11- B و 11- C).

در مرحلة گرمایش، پس از جای‌دادن نمونة دوبر صیقل در دستگاه، میانبار سیال نخستین انتخاب و با سرعت ℃/min30 گرم شد. با نزدیک‏‌شدن به دمای همگن‌شدن میانبار، نرخ گرمایش به ℃/min10 کاهش داده شد و در پایان، دامنة تغییرات درجة حرارت همگن‌شدن میانبارها برای 20 میانبار اندازه‏‌گیری‌شده، 324-187 درجة سانتیگراد به‌دست آمد.

 

 

 

 

شکل 11- A، B) میانبارهای سیال منفرد نخستین با درصد پرشدگی متفاوت؛ C) میانبارهای سیال سوزنی‌شکل

 

در مرحلة انجماد، شماری از میانبارها با کمک نیتروژن مایع تا دماهای متفاوتی (تا 80- درجة سانتیگراد) سرد شدند؛ اما به‏‌علت کدر‏‌شدن میدان دید در اثر انجماد نمونه‏‌ها و نبود دسترسی به ابژکتیو LD با بزرگ‏‌نمایی بیشتر از 400، ثبت نقطة ذوب آخرین بلور یخ ممکن نشد.

درجه حرارت‌های به‌‌دست‌آمده درجة همگن‏‌شدن میانبار سیال است، درجه حرارت‌هایی هستند که در شرایط آزمایشگاه و فشار یک اتمسفر ثبت شده‌اند (جدول3)؛ ‌اما میانبارهای سیال مورد نظر در ژرفا به‌دام افتاده‌اند. ازاین‌رو، برای به‌دست‌آوردن درجة حرارت واقعی به‌تله‌افتادن میانبارهای سیال نمودارهای پیشنهادیِ Potter (1977) به‌کار برده شدند و نتایج آن به‏‌صورت هیستوگرام رسم شده است (شکل 12).

 

جدول 3- داده‌های به‌دست‌آمده از بررسی میانبارهای سیال منطقة غار کفتر و حوض‌سبز در شمال خور.

Df%

bv

av

ab

Homogenization

Temperature (℃)

Type of fluid

D.ph

Row

90

10

10

2

197

Primary

---

1

65

15

35

10

324

Primary

---

2

85

20

45

5

249

Primary

---

3

60

10

30

8

262

Primary

---

4

85

5

40

7

268

Primary

---

5

87

10

40

10

255

Primary

---

6

85

7

40

3

211

Primary

---

7

80

7

30

7

321

Primary

---

8

90

20

50

5

212

Primary

---

9

90

25

70

6

202

Primary

---

10

90

40

70

5

205

Primary

---

11

90

10

40

4

219

Primary

---

12

70

25

30

15

219

Primary

---

13

80

35

75

10

187

Primary

---

14

85

5

20

3

215

Primary

---

15

90

5

50

7

187

Primary

---

16

85

10

45

7

215

Primary

---

17

75

15

60

10

298

Primary

---

18

80

20

60

5

206

Primary

---

19

75

12

50

5

211

Primary

---

20

D.ph: فاز دختر؛ Df %: درجة پرشدگی (درصد) ab، av، bv: به‌ترتیب قطر حباب، طول میانبار، عرض میانبار

 

شکل 12- نمودار درجة همگن‏‌شدن میانبارهای سیال پیش از تصحیح فشار.

 

برداشت

سنگ‌های منطقة بررسی‌شده شامل آندزیت‌ها و تراکی‌آندزیت‌ها، آندزیت ‏‌بازالت، لاتیت، داسیت تا ریوداسیت و توف و برش‌های آتشفشانی هستند. داده‌های تجزیة شیمیایی، ترکیب سنگ‌های بررسی‌شده را در محدودة آندزیت تا تراکی‌آندزیت و داسیت تا ریوداسیت نشان می‌دهند. سرشت ماگمای سنگ‌های بررسی‌شده برپایة داده‌های زمین‌شیمیایی سری کالک‌آلکالن پرپتاسیم تا توله‏‌ایتی است. نابهنجاری منفی عنصرهای Nb، P و Ti و نا‌بهنجاری‌های مثبت Pb و K در سنگ‌های آتشفشانی میزبان کانسار نشان‌دهندة ویژگی سنگ‌های پهنه‌های فرورانش هستند.

کانه‏‌سازی آهن به شکل مگنتیت، هماتیت و اسپکیولاریت به‏‌صورت نخستین (با عیار نزدیک به 35 تا 40 درصد در سنگ‌های مختلف) و گوتیت به‏‌صورت ثانویه وجود دارند.

بورنیت به‏‌صورت نخستین و کالکوسیت، کوولیت و مالاکیت به شکل ثانویه از سازنده‌های کانه‏‌سازی‏‌های مس (با عیار 9/0 تا 1/1 درصد در سنگ‌های مختلف) به‌شمار می‌روند. حضور فازهای سولفیدیِ بورنیت و پیریت به مقدار بسیار کم و نبود دیگر کانه‏‌های سولفیدی نخستین مس در منطقه به‌همراه فازهای ثانویه کانه‏‌سازی مس در حجم‏‌های بسیار بیشتر نشان‏‌دهندة محلول گرمابی است که مراحل پایانی جدایش ماگمایی را پشت سر گذاشته است و کانه‏‌های روزاد مس مانند کالکوسیت را در پهنة غنی‏‌شده پدید آورده است.

بررسی‌های دما‌سنجی میانبارهای سیال با توجه به شواهد چینه‌شناسی و سنگ‌شناسی و بررسی دامنة تغییرات درجة حرارت همگن‏‌شدن میانبارها برای 20 میانبار اندازه‏‌گیری‌شده، بازة دمایی 324-187 درجة سانتیگراد را برای این کانی‌سازی‌ نشان داد. این یافته‌ها با داده‌های پیشینِ Javidi Moghaddam و همکاران (2018) همخوانی دارند. بنابراین با توجه به یافته‌های این پژوهش و نیز جایگاه زمانی و مکانی سنگ‌های آتشفشانی میزبان کانی‏‌سازی و نوع کانی‏‌سازی‏‌ها، می‌توان دریافت به‌طور کلی خاستگاه کانی‌سازی مس، رگه‌های اپی‌ترمال تا مزوترمال به ماگماتیسم خاور ایران مربوط هستند.

 

سپاس‌گزاری

در پایان از همة عزیزانی که در به‌ثمررساندن این پژوهش ما را یاری کردند، به‌ویژه از کارکنان گرامی آزمایشگاه کانساران بینالود سپاس‌گزاری می‌کنیم. همچنین، از هیات تحریریه مجلة وزین پترولوژی و سردبیر گرامی نشریة پترولوژی سپاس‌گزاریم.

 

 

 

 

 

[1] Magma mixing

[2] Cross Polarized Light

[3] Plane Polarized Light

[4] Light Ion Lithophile Elements

[5] High Field Strength Elements

Aghanabati, S. A. (2003) Geology of Iran. Publications of Geological and Exploration Survey of Iran, Tehran, Iran (In Persian).
Best, M. G. (2001) Igneous Petrology. 2nd Edition, Blackwell, England.
Darvishzadeh, A. (1989) Geology of Iran. Danesh emrooz Publication, Tehran, Iran (In Persian).
Dungan, M. A. and Rhodes, J. M. (2001) Residual glasses and melt inclusions in basalts from DSDP Legs 45 and 46: evidence from magma mixing. Contributions to Mineralogy and Petrology 67: 417-431.
Eichberger, J. C. (1978) Andesites in island arcs and continental margins: relationships to crustal evolution. Bulletin of Volcanology 41: 480-500.
Emami, M. H. (2006) Magmatism in Iran. Publications of Geological and Exploration Survey of Iran, Tehran, Iran (In Persian).
Green, N. L. (2006) Influence of slab thermal structure on basalt source regions and melting conditions: REE and HFSE constraints from Garibaldi volcanic belt, northern Cascadia subduction system. Lithos 87: 23-49.
Green, T. H. and Pearson, N. J. (1986) Ti-rich accessory phase saturation in hydrous mafic-felsic compositions at high P, T. Chemical Geology 54: 185-201.
Gust, D. A. and Perfit, M. R. (1987) Phase relation of a high-Mg basalt from the Aleution island arc: implication for primary island arc basalts and high-Al basalts. Contributions to Mineralogy and Petrology 97: 7-18.
Halsor, S. P. (1989) Larg glass inclusion in plagioclase phenocrysts and their bearing on the origin of mixed andesitic lavas at Toliman Volcano, Guatemala. Bulletin of Volcanology 151: 271-280.
Harker, A. (1909) The natural history of igneous rocks. Methuen, London, England.
Hermann, J., Spandler, C., Hack, A. V. and Korskov, A. (2006) Aqueous fluids and hydrous melts in high-pressure and ultra-high pressure rock: Implications for element transfer in subduction zones. Lithos 92: 399-417.
Hess, P. C. (1989) Origins of Igneous Rocks. Harvard University, Cambridge, England.
Hole, M. J., Saunders, A. D., Marriner, G. F. and Tarney, J. (1984) Subduction of pelagic sediments: implication for the origin of Ceanomalous basalts from Alexander Islands. Journal of Geological Society of London 141: 453-472.
Irvine, T. N. and Baragar, W. R. A. (1971) A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks, Canada. Journal of Earth Sciences 8: 523-548.
Javidi Moghadam, M., Karimpour, M. H. and Malekzadeh Shafaroudi, A. (2020) Rashidi Copper Vein Deposit, North Khur, Eastern Iran: Hydrothermal Alteration, Mineralization, Geochemistry, Fluid Inclusion And Stable Isotope Investigations. Geosciences 29(116): 256-276.
Javidi Moghaddam, M., Karimpour, M. H., Ebrahimi Nasrabadi, K., Heidarian Shahri, M. R. and Malekzadeh Shafaroudi, A. (2018) Mineralogy, Geochemistry, Fluid Inclusion and Oxygen Isotope investigations of Epithermal Cu+ Ag veins of the Khur Area, Lut Block, Eastern Iran. Acta Geologica Sinica (English Edition) 92(3): 1139-1156.
Kamber, B. S., Ewart, A., Bruce, M. C. and McDonald, G. D. (2002) Fluid mobile trace element constraints on the role of slabe melting and implication of Archean growth model. Contributions to Mineralogy and Petrology 144: 38-56.
Kawamoto, T. (1992) Dusty and honeycomb plagioclase: Indicators of processes in the Uchino stratified magma chamber, Izu Peninsula, Japan, Journal of Volcanology and Geothermal Research 49: 191-208.
Lotfi, M. (1993) Sargheng geological map in scale 1: 100000. Publications of geological and exploration survey of Iran, Tehran, Iran (In Persian).
Mason, B. and Moore, C. B. (1982) Principles of geochemistry. 4th Edition, John Wiley and Sons, New York.
Moeinvaziri, H. (1996) Itroduction to magmatism in Iran. Publications of Kharazmi University, Tehran, Iran (In Persian).
Mohamed, F. H., Moghazi, A. M. and Hassanen, M. A. (2000) Geochemistry petrogenesis and tectonic setting of late Neoproterozoic Dokhan-type volcanic rocks in Fatira area, eastern Egypt. International Journal of Earth Science 88: 764-777.
Morata, D. and Aguirre, L. (2003) Extensional lower Cretaceous volcanism in the Coastal Range (2920-30 S), Chile: geochemistry and petrogenesis. Journal of South America Earth Science 16: 459- 476.
Mullen, E. D. (1993) MnO/TiO2/P2O5: a minor element discriminant for basaltic rocks of oceanic environments and its implications for petrogenesis. Earth and Planetary Science Letters 62: 53-62.
Nelson, S. T. and Montana A. (1992) Sieve-textured plagioclase in volcanic rocks produced by rapid decompression. American Mineralogist 77: 1242-1249.
Norman, M. D. and Leeman, W. P. (1990) Open system magmatic evolution of andesites and basalts from the Salman Creek volcanic, south western Idaho. Chemical Geology 81: 167-189.
Pearce, J. A. (1983) Role of the sub-continental lithosphere in magma genesis at active continental margins. In: Continental basalts and mantle xenoliths (Eds. Hawkesworth, C. J. and Norry, M. J.), 230-249. Shiva Publications, Nantwich, Cheshire.
Pearce, J. A. and Cann, J. R. (1973) Tectonic setting of basic volcanic rocks determined using trace element analyses. Earth and Planetary Science Letter 19: 293-300.
Pearce, J. A. and Parkinson, I. J. (1993) Trace element models for mantle melting: application to volcanic arc petrogenesis. In: Magmatic processes in Plate Tectonic (Eds. Prichard, H. M., Alabaster, T., Harris, N. B. W. and Neary, C. R.) Special Publication, 76: 373-403. Geological Society of London, England.
Pearce, J. and Norry, M. J. (1979) Petrogenetic implication of Ti, Zr, Y and Nb variations in volcanic rocks. Contributions to Mineralogy and Petrology 69: 33-47.
Peccerillo, A. and Taylor, S. R. (1976) Geochemistry of Eocene calc-alcaline volcanic rocks from the kastamous area, Northen Turkey. Contributions to Mineralogy and Petrology 58: 63-81.
Potter, R. W. (1977) Pressure correction for fluid inclusion homogenization temperatures based on the volcanometric properties of the system NaCl-H2O. Journal of Research, US Geological Survey.
Rittmann, A. (1973) Stable mineral assemblages of igneous rock. Springer-Verlag, Berlin.
Roedder, E. and Bodnar, R. J. (1997) Fluid inclusion studies of hydrothermal ore deposite. In: Geochemistry of Hydrothermal ore deposits (Ed. Barnes, H. I.) 657-697. Wiley, New York.
Rollinson, H. R. (1993) Using geochemical data: evaluation, presentation, interpretation. Longman Scientific and Technical, England.
Ryerson, F. J. and Watson, E. B. (1987) Rutile saturation in magmas: implications for Ti-Nb-Ta depletion in island arc basalts. Earth and Planetary Science Letters 86: 225-239.
Saunders, A. D., Tarney J. and Weaver, D. (1980) Transverse geochemical variations across the Antractic Peninsula: implication for the genesis of calcalkaline magmas. Earth and Planetary Science Letters 46: 344-360.
Shelly, D. (1993) Igneous and Metamorphic rocks under the Microscope, Chapman & Hall, University Press, Cambridge, England.
Shepherd, T. J., Rankin, A. H. and Alderton, D. H. M. (1985) A Practical Guide to Fluid Inclusion Studies. Blackie, Glasgow.
Sigurdsson, H., Houghton, B., Rymer, H., Stix, J. and McNutt, S. (2000) Encyclopedia of Volcanoes. Academic Press.
Stewart, M. L. and Pearce, T. H. (2004) Sieve-textured plagioclase in dacitic magma: Interference imaging results. American Mineralogist 89: 384-351.
Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematic of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. (Eds. Saunders, A. S. and Norry, M. J.) Special Publication 42: 313- 345. Geological Society, London, England.
Tatsumi, Y. and Eggins, S. (1995) Subduction Zone Magmatism. Blackwell Science Cambridge, MA.
Tsuchiyama, A. (1985) Dissolution kinetics of plagioclase in the melt of the system deposit-albite-anorthite and origin of dusty plagioclase in andesite. Contributions to Mineralogy and Petrology 89: 1-16.
Whitney, D. I. and Evans, B. W. (2010) Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist 95: 185–187.
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.
Yoder, H. S. and Tilley, C. E. (1962) Origin of basalt magmas: an experimental study of natural and synthetic rock system. Journal of Petrology 3: 342-532.