Document Type : Original Article
Authors
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
Abstract
Keywords
Main Subjects
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
)
