Document Type : Original Article
Authors
1 Professor, Department of Geology, Faculty of Earth Sciences, Shahid Chamran University of Ahvaz, Ahvaz, Iran
2 Ph.D. Student, Department of Geology, Faculty of Earth Sciences, Shahid Chamran University of Ahvaz, Ahvaz, Iran
3 Associate Professor, Faculty of Earth Sciences, Damghan University, Damghan, Iran
4 Assistant Professor, Department of Geology, Faculty of Earth Sciences, Shahid Chamran University of Ahvaz, Iran
5 Head of Mining and Geological Research, Management of Research and Technology of Golgohar Mining and Industrial Company Iran, Kerman, Iran
6 B.Sc. Student, Department of Geology, Faculty of Earth Sciences, Shahid Chamran University of Ahvaz, Ahvaz, Iran
Abstract
Keywords
Main Subjects
مقدمه
رخداد برخورد میان صفحه عربستان و ایران در ائوسن پایانی – الیگوسن (Dargahi et al., 2010; Aghazadeh et al., 2011) تجمع، دگرریختی و ضخیمشدگی پوسته در بخشهایی را بهدنبال داشته است (Aghazadeh et al., 2011) همچنین، در این مرحله فرایندهای آتشفشانی گستردة آغاز سنوزوییک در ائوسن پسین قطع شدند و تودههای آذرین شوشونیتی و سنگهای آذرین درونیِ کالکآلکالن پتاسیم بالا در کمان ماگمایی ارومیه – دختر در الیگوسن جایگیری کردند (Dargahi et al., 2010; Aghazadeh et al., 2011). رخداد کمان ماگمایی ارومیه – دختر منجر به تولید ذخایر ماگمایی فراوان مانند ذخایر مس پورفیری فراوان در این کمان شده است. کانهزایی مرتبط با این کمان در ارتباط با گرانیتوییدهایی است که در اثر فرورانش نئوتتیس در ائوسن تا میوسن پدید آمدهاند (McInnes et al., 2003) از آنجاییکه فعالیت ماگمایی کمان ارومیه –دختر محدود به ائوسن نمیشود میتوان بسیاری از کانهزاییهای مهم را در ارتباط با تودههای آذرین درونی الیگوسن دانست، این رخدادها در ارتباط با فرایندهای فرورانشی و پیدایش کافت هستند (Ramezani et al., 2019). در ایران ذخایر مس پورفیری گسترده در پهنة ماگمایی ارومیه- دختر در ارتباط مستقیم با فرورانش و بستهشدن اقیانوس نئوتتیس و رخداد رژیم برخوردی در ترشیری است (Zarasvandi et al., 2015). دو بخش اصلی و مهمِ کانهزایی برای ذخایر مس پورفیری در پهنة ارومیه – دختر شامل (۱) ذخایر الیگوسن تا آغاز میوسن غیر آداکیتی هستند که بیشتر آنها در هنگام بستهشدن پایانی اقیانوس نئوتتیس پدید آمدهاند، و (۲) ذخایر میوسن زیرین تا میوسن پایانی که در جایگاه پس از برخورد پدید آمدهاند و ویژگیهای زمینشیمیایی شبهآداکیتی دارند. کمان ماگمایی سنوزوییک کرمان (KCMA) در بخش جنوبخاوری کمربند ماگمایی ارومیه- دختر که میزبان بسیاری از ذخایر مس پورفیری در ایران است، با گسترش تودههای آذرین درونی کالکآلکالن به سن ائوسن- الیگوسن و میوسن با کانهسازی مس، مولیبدن و طلا بهویژه پورفیری همراه بوده است و بهعنوان یک کمربند مهم کانهزایی مس پورفیری، شامل دو نوع از گرانیتوییدهای نابارور نوع جبال بارز به سن ائوسن پایانی و میوسن آغازین و گرانیتوییدهای نوع کوهپنج و بارور به سن میوسن میانی و پالئوسن است (Mirzababaei et al., 2016) بخش شمالباختری کمربند مس کرمان (با نام دهج – ساردوییه) دارای ذخایر مس پورفیری بارور است (Dimitrijevic, 1973). این بخش با ماگماتیسمِ سنوزوییک، در ائوسن بیشتر دربردارندة فعالیتهای آتشفشانی و در الیگوسن شامل فرایندهای ماگمایی آذرین درونی است و دربردارندة بسیاری از ذخایر مس پورفیری مانند سرچشمه، میدوک، سرکوه و آبدر است. این سامانه از مهمترین سامانههای فلززایی است و بیشتر در ارتباط با ماگماتیسم وابسته به پهنة فرورانش و برخورد پدید آمده است (Hassanzadeh, 1993; McInnes et al., 2005; Shafiei et al., 2009). بخش جنوبخاوری کمربند مس کرمان تحتتأثیر تودههای آذرین درونی مرتبط با پهنة جبال بارز بوده است. پهنة جبال بارز از دیدگاه کانهزایی مس پورفیری ضعیف است (Aghazadeh et al., 2015). عوامل بسیاری بر رخداد ماگماتیسم بارور مس پورفیری مؤثر است که در یک کمان، میتوان بیآب شدن تیغة فرورونده بهدنبال ذوب گوة گوشتهای دگرنهاد[1] را نام برد. این فرایند پیدایش ماگمای بارور سرشار از آب، مواد فرار، عنصرهای هالوژن و غنی از فلز و سولفور را در پی دارد (John et al., .2010). افزونبراین، پهنههای معدنی در بسیاری از ذخایر مس پورفیری در ژرفای 1 تا 6 کیلومتری پدید آمدهاند (Seedorff et al., 2005) نبود همه یا برخی از این عوامل رخداد ماگماتیسم نابارور را بهدنبال دارد. با این دیدگاه، این مطالعه برای نخستینبار زایش و خاستگاه ماگما در کانسار مس پورفیری کوهکپوت در ناحیة جبال بارز بخشی از کمان ماگمایی سنوزوییک کرمان را بررسی خواهد کرد و به تعیین فرایندهای دخیل در تکامل ماگماتیسم و تعیین امکان کانهزایی مس پورفیری بهعنوان یک ذخیره اقتصادی میپردازد. برای این کار نمونههایی از تودة آذرین درونی مسئول کانهزایی با کمترین دگرسانی برای بررسی فراوانی عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب تجزیة شیمیایی شدند. این عنصرها بهعنوان عنصرهای پایدار در شرایط دگرسانی شدید دیدگاه خوبی از ویژگیهای زمینشیمیایی ماگمای خاستگاه و روند تغییر و تکامل ماگما فراهم میآورند (Rollinson, 1993). بررسیهای بسیاری پیرامون کاربرد شیمی سنگ کل و عنصرهای کمیاب برای شناخت زایش، تکتونوماگماتیسم و شرایط فیزیکوشیمایی ماگمای خاستگاه که مؤثر بر پیدایش کانسارهای مس پورفیری است، در ایران و جهان انجام گرفته است (مانند:Maanijou et al., 2020; Zarasvandi et al., 2022; Goudarzi et al., 2024; Hao et al., 2024) که مبنای مطالعات در این بررسی قرار گرفتهاند.
کمربند ماگمایی ارومیه-دختر و زمینشناسی منطقه
کوهزایی تتیس با بیش از 12000 کیلومتر، از کوههای آلپ، در سراسر جنوب اروپا، ترکیه، ایران، پاکستان، تبت، هند و چین تا جنوبباختری اقیانوس آرام گسترش یافته است (Richards, 2015). کمربند کوهزایی و فلززایی زاگرس یکی از این بخشهاست که در قلمرو تتیس باختری جای دارد و از سه پهنة زمینساختی اصلی به نامهای کمربند چینخوردگی و راندگی زاگرس (ZFTB)، منطقه سنندج-سیرجان (SSZ) و کمربند ماگمایی ارومیه- دختر (UDMB) تشکیل شده است. کمربند ماگمایی ارومیه- دختر بر کمربند کوهزایی و فلززایی آلپ- هیمالیا منطبق است و نزدیک به 2000 کیلومتر از شمالباختری تا جنوبخاوری ایران امتداد دارد و میان بلوک سنندج- سیرجان و بلوکهای قارهای پهنة ساختاری ایران مرکزی جای دارد (Alavi, 2007). فرورانش اقیانوس نئوتتیس در تریاس/ژوراسیک پیشین (Arvin et al., 2007) و ادامة آن تا دورة پالئوژن و در پایان بستهشدن آن و برخورد نهایی صفحة عربستان با ایران مرکزی در کرتاسة پسین تا میوسن پیدایش و تکامل کمان ماگمایی سنوزوییک ارومیه-دختر در ایران را بهدنبال داشته است. این کمان ویژگیهای کمانهای ماگمایی نوع آند را نشان میدهد. بیشتر واحدهای آتشفشانی در کمان ارومیه-دختر به سن ائوسن (Verdel et al., 2011) هستند و تودههای آذرین درونی آن سن میوسن نشان میدهند. فرایندهای ماگمایی گوناگون رخداده در این کمان شامل ماگماتیسم کالکآلکالن و کالکآلکالن غنی از پتاسیم و کمتر از آن ماگماتیسم آلکالن هستند (Shahabpour, 1982). بخش جنوبی این کمان شامل تودههای آذرین درونیِ گرانیت، گرانودیوریت، دیوریت و کوارتزدیوریت و کوارتز مونزونیت گرانولار است (Shafiei et al.,2009). از دیدگاه سنی، تودههای آذرین درونی جبال بارز به سن 2/0±0 9/16 تا 3/7±29 میلیون سال پیش هستند (McInnes et al., 2005). از دیدگاه جایگاه جایگیری، این منطقه در کرانة جنوبخاوری پهنة ارومیه – دختر در پهنة جبال بارز و در شمال شهرستان بم جای دارد. گسترة مورد مطالعه در طول جغرافیایی " 06 ' 07 ° 58 تا " 38 ' 10 ° 58 خاوری و عرض جغرافیایی " 23 ' 17 °29 تا " 39 ' 20 ° 29 شمالی جای دارد (شکل 1-A).
رخدادهای ماگماتیسم مرتبط با کمان در این منطقه شامل ماگماتیسم پالئوسن تا الیگوسن است و فرایندهای آذرین درونی و آتشفشانی کالکآلکالن و آلکالن را بهدنبال داشته است. در این منطقه، توالیهای بزرگی از این آتشفشانیها رخنمون دارند که درصد بالایی از پوشش سطحی منطقه را دربر گرفتهاند. واحدهای آتشفشانی و آذرآواری از مهمترین فعالیتهای آتشفشانی ائوسن منطقه بهشمار میروند و از گدازههای آندزیتی و داسیت پورفیری و ریزدانه و به مقدار کمتر از آنها، تراکیآندزیت با بافت پورفیری را شامل میشوند (شکل 1-B). در بخشهایی این واحدهای آتشفشانی با نهشتههای توفی و مخروطافکنه و خاکستر آتشفشان پوشیده شدهاند. فاز اصلی پدیدآورندة کانهزایی در کانسار کوهکپوت استوک کالکآلکالن پورفیری کمژرفا با ترکیب کوارتزدیوریتی است که در واحدهای آتشفشانی- رسوبی منطقه نفوذ کرده است و در پی آن، در حاشیه این تودهها رخداد دگرگونی همبری[2] (مجاورتی) رخ داده است که دگرسانی گستردة سرسیتی، آرژیلیک و پروپیلیتیک در سنگ دیواره را بهدنبال داشته است (شکل 1-B).
شکل 1. A) جایگاه کانسار کوهکپوت روی نقشة پهنههای ساختاری ایران (Stöcklin, 1968)؛ B) نقشة زمینشناسی و دگرسانی کانسار مس پورفیری کوهکپوت (برگرفته از مهندسین مشاور شرکت کوشا معدن (۱۳۹۹)، با تغییرات).
Figure 1. A) Location of Kuh-Kapout deposit on the map of structural zones of Iran (Stöcklin, 1968); B) Geology and alteration map of Kuh-Kapout deposit (with modification after consulting engineers of the Kusha Mining Company, 1399).
رخداد دگرسانی آرژیلیک در سطح به رنگ کرمی و صورتی تا خاکستری روشن دیده میشوند و پهنة دگرسانی پروپیلیتیک به رنگ قهوهایی تا خاکستری با گسترش بسیار دیده میشود (شکل 2-A). در سطح، رخنمونهایی از تودههای آذرین درونی میکرودیوریتی دایکمانند دیده میشود که بیشترشان دگرسانی پروپیلیتیک دارند.. نقش گسلهای منطقه و فعالیت زمینساختی روی ماگماتیسم، کانهزایی و دگرسانی گسترده چشمگیر است، رخداد رگههای کوارتز سرسیتی استوکورک در سطح از شمار این موارد است (شکل 2-B).
شکل 2. A) نمایی کلی از دگرسانیهای آرژیلیک و پروپیلیتیک در منطقة کوه کپوت در واحدهای سنگی آواری و آذرآواری ائوسن و آندزیتهای پورفیری (دید رو به جنوب)؛ B) رخداد استوکورک های پیریت- کوارتز و سرسیت در واحدهای آندزیت و داسیتهای منطقة کوه کپوت.
Figure 2. A) A wide view of phyllic and argillic alterations in the Kuh Kaput area in Eocene clastic and pyroclastic rock units and porphyritic andesite (Southward view); B) Occurrence of pyrite-quartz and sericite stock works in dacite and andesite units in Kuh Kaput area.
زمینشناسی و دگرسانی کانسار
بیشتر سنگهای آذرین و آذرآواری داسیت و آندزیت ائوسن تحتتأثیر رخدادهای دگرسانی قرار گرفتهاند. در پهنة دگرسانی پروپیلیتیک در مجاورت تودة آذرین درونی کوارتزدیوریت، کانیهای کربناته، کلریت فراوان و کانیهای پلاژیوکلاز در واحد آتشفشانی دیده میشوند که به مجموعة سرسیت، اپیدوت و کلسیت تجزیه شدهاند. کانیهای فرومنیزین آمفیبول و بیوتیت تا اندازهای به کانیهای کلریت و کربنات دگرسان شدهاند (شکل 3-A). بیشترین رخدادهای کانهزایی سوپرژن اکسیدان در این ناحیه شامل کوولیت پراکنده و مالاکیت هستند (شکل 3-B). در پهنة دگرسانی آرژیلیک کانیهای هورنبلند، کوارتز و بیوتیت ریزدانه در یک زمینة سرسیتی شده دیده میشوند و فاز سولفیدی بهصورت پیریتهای ریزدانه و پراکنده دیده شد. در کانسار کوهکپوت بیشتر تودههای آذرین درونی در ارتباط با جایگیری استوک پورفیری کم ژرفا کوارتزدیوریتی هستند که تودة آذرین درونی اصلی منطقه و مسئول کانهزایی بهشمار میروند. در این منطقه تودة آذرین درونی کوارتزدیوریت نشاندهندة بیشترین میزان اثرپذیری دگرسانیهاست که انواع اصلی آن را میتوان دگرسانی پتاسیم و فیلیک شمرد. در طول مغزة حفاری مورد مطالعه، آثار دگرسانی به ترتیب از سطح با رخدادهای دگرسانی آرژیلیک حدواسط، پهنة کوارتز- سرسیت- پیریت (شکلهای 3-C و 3-G) و سپس در ژرفای پهنة پتاسیک (شکلهای 3-H و 3-K) و آلکالی (پتاسیم) فلدسپار- سرسیت - کلریت - انیدریت دیده میشود (شکل 3-L). در ناحیة دگرسانی کوارتز-سرسیت-پیریت با ژرفای نزدیک به 390 متر، بهترتیب در سطح کلریت، کوارتز فراوان و پلاژیوکلاز در زمینة سنگ بههمراه رخداد پیریت و انیدریت و درجات متفاوتی از سرسیتیشدن (شکل 3-C) بهشکل جانشینی بخشی تا کامل فلدسپارها دیده میشود، با افزایش ژرفا در این ناحیه بخش بزرگی از زمینه را سرسیت فرا گرفته است و جانشینی فلدسپار وکانیهای فرومنیزین با سرسیت بهسوی ژرفای بیشتر افزایش مییابد. رگههای کانهزایی مگنتیت شکلدار و بیشکل همراه با کلریت و تورمالین در بخش ژرف این پهنه دیده شد (شکل 3-D). در این پهنه کانهزایی سولفید مس بهصورت رگه و پراکنده است. این پهنه شامل بخش قابل توجهی از غشاء پیریتی میشود، به این ترتیب که با افزایش ژرفا بر میزان رخداد رگههای پیریت (شکل 3-E) افزوده شده و شاهد کاهش رخداد رگههای انیدریت هستیم. بهطور کلی این پهنه را رگههای پیریت- کالکوپیریت و انیدریت قطع کردهاند (شکلهای 3- F و 3-G). تودة آذرین درونی کوارتزدیوریتی بافت پورفیری ریزدانه دارد که شامل بلورهای پلاژیوکلاز و هورنبلند نزدیک به 30 تا 40 درصدحجمی و بیوتیت، 10 تا 15 درصدحجمی و پتاسیمفلدسپار و کوارتز به میزان کمتر هستند (شکل 3-H). در ژرفا، دگرسانی پتاسیک توسط رخداد بیوتیت، مگنتیت، کوارتز و انیدریت شناخته میشود. در این پهنه بلورهای پلاژیوکلاز با منطقهبندی خوب دیده میشوند و پلاژیوکلازها تا اندازهای به سرسیت تجزیه شدهاند و دچار رورشدی پتاسیمفلدسپار و بیوتیت ثانویه و نئوفرم شدهاند. بیوتیت در این پهنه بهصورت فنوکریست بیشکل تا گرد در زمینه و بهصورت رگچهای دیده میشود. در این پهنه، بخشهایی از هورنبلند و بیوتیت بهصورت بخشی تا کامل با اکتینولیت جایگزین شدهاند (شکل 3-H). این پهنه بهویژه در ارتباط با رخداد سولفیدهای مس کانهزایی رگهایی و پراکنده است (شکل 3-I) و تحتتأثیر محلولهای گرمابی پدید آمده است. این پهنه شامل رخداد رگههای کانهزایی کوارتز±کالکوپیریت±پیریت± مگنتیت است که با رگههای کوارتز+پیریت+ آلکالیفلدسپار قطع شدهاند (شکلهای 3- J و 3-K) و از مهمترین رخدادهای کانهزایی بهشمار میروند. با افزایش ژرفا، پهنة دگرسانی شاخص پتاسیک با فراوانی بیوتیتهای گرمابی پراکنده و جانشین فرومنیزینها، رخداد انیدریت همراه با رخداد رگچههای مگنتیتی و افزایش نرخ جانشینی پتاسیمفلدسپار همراه است (شکل 3-L). این پهنه بهعنوان پهنة شاخص کانهزایی با رخداد بیشترین رگههای کانهزایی پیریت و کالکوپیریت در زمینة مگنتیت و بیوتیت پراکنده همراه است. بخش نهایی پهنة دگرسانی و رخدادهای کانهزایی، مربوط به ژرفای بیش از 800 متری در بررسیهای گمانههای حفاری است. این پهنه با نام پهنة پتاسیمفلدسپار- سرسیت-کلریت و انیدریت دارای کانهزایی محدود بهصورت مگنتیت و پیریت ریزدانه همراه با افزایش جانشینی آلکالیفلدسپار است. در این پهنه شاهد حذف بیوتیت گرمابی و افزایش جانشینی فلدسپار پتاسیم هستیم. پلاژیوکلازها در این پهنه با کلسیت و سرسیت جانشین شده است و میزان اندکی بیوتیت ثانویه و آمفیبول دیده میشود. در سطح، رخداد اختلاط ماگماتیسم در بخشهایی دیده میشود که شامل قطع تودههای آذرین درونیِ کوارتزدیوریتی توسط دایک میکرودیوریتی است. تودههای آذرین درونی دایک مانند تاخیری میکرودیوریتی (شکل 3-M) شامل بخشهایی از مرکز منطقه است که واحدهای سنگی دیگر را قطع میکند و کانهزایی ندارد. این واحدها بافت پورفیری تا گرانولار دارند و بیشتر آنها نسبت به دیگر تودههای آذرین درونی، دگرسانیهای متوسط پروپیلیتیک نشان میدهند (شکل 3-N). از ویژگیهای تودههای آذرین درونی دایکمانند منطقه، وجود بافت غربالی در پلاژیوکلازهاست (شکل 3-N). این پدیده در هنگام رخداد فرایند کاهش فشار ماگما (Nelson and Montana, 1992) یا در اثر واکنش ماگما با یک مذاب داغتر و غنی از کلسیم روی میدهد. در فرایند کاهش فشار، وقتی ماگمای زیراشباع از H2O با نرخ سریع صعود کند، فشار H2O سیستم ماگمایی را افزایش و پایداری پلاژیوکلاز را کاهش میدهد که در نتیجة آن پلاژیوکلاز دچار انحلال خواهد شد (Nelson and Montana,1992; Blundy and Cashman, 2001, 2005). رخداد بافت غربالی در پلاژیوکلاز در شرایطی که آثار اختلاط ماگمایی در منطقه دیده میشود میتواند در کنار دیگر شواهد یادشده نشاندهندة صعود سریع و هم دمای میکرودیوریتها باشد.
شکل3. A) تصویر میکروسکوپی از پهنة دگرسانی پروپیلیتیک و سرسیتیشدن در آندزیتهای منطقه با بافت پورفیری؛ B) کانهزایی سوپرژن مالاکیت در آندزیت؛ C) تصویر میکروسکوپی از پهنة دگرسانی فیلیک و رخداد رگههای مگنتیت (نمونة NT-3-132)؛ D) پهنة دگرسانی فیلیک و رخداد تورمالین و کلریت شعاعی (نمونة NT-3-390)؛ E) نمونهای از رگة پیریت در پهنة دگرسانی فیلیک (نمونة NT-3-248)؛ F) رخداد رگه انیدریت و بیوتیت در پهنة دگرسانی فیلیک کم ژرفا (نمونة NT-3-195)؛ G) رخداد رگة کالکوپیریت+ پیریت+ کوارتز (±مگنتیت) در پهنة دگرسانی فیلیک ژرف (نمونة NT-3-248)؛ H) پهنة دگرسانی پتاسیک و رخداد بیوتیت اولیه و ثانویه و جانشینی کانیهای فرومنیزین اولیه (هونبلند و بیوتیت) با بیوتیت ثانویه (نمونه NT-3-583)؛ I) رخداد رگة کانهدار مس در پهنة دگرسانی پتاسیک (نمونة NT-3-593)؛ J) نمونة مغزة حفاری با دگرسانی پتاسیک و رخداد رگههای کانهزایی اصلی؛ K) رخداد رگهرگچههای کانهزایی و رخداد کانهزایی کالکوپیریت و مگنتیت در پهنة پتاسیک؛ L) پهنة فلدسپار- سرسیت- کلریت- انیدریت و جایگزینی پتاسیمفلدسپار؛ M) رخداد انکلاو گرانولار مافیک و آثار اختلاط ماگمایی در تودة آذرین درونی کوارتزدیوریتی؛ N) تصویر میکروسکوپی از تودة آذرین درونی میکرودیوریت دایکمانند با پلاژیوکلاز دارای بافت غربالی (نام اختصاری کانیها از ویتنی و اوانس (Whitney and Evans (2010)).
Figure 3. A) Microscopic image of the propylitic alteration zone and sericitization in the andesites with porphyry texture; B) Mineralization of malachite in the supergene zone in the andesite; C) Microscopic image of phyllic alteration zone and the occurrence of magnetite veins (sample NT-3-132); D) Phyllic alteration zone and the occurrence of tourmaline and radial chlorite (sample NT-3-390); E) Sample of pyrite vein in the phyllic alteration zone (sample NT-3-248); F) The occurrence of anhydrite and biotite veins in the shallow phyllic alteration zone (sample NT-3-195); G) The occurrence of chalcopyrite+pyrite+quartz (±magnetite) vein in the deep phyllic alteration zone (sample NT-3-248); H) Potassic alteration zone and the occurrence of primary and secondary biotite and substitution of primary ferromagnesian minerals (Hornblende and Biotite) with secondary biotite (sample NT-3-583); I) The Cu mineralized vein in the potassic alteration zone (sample NT-3- 593); J) Drilling core sample with potassic alteration and the occurrence of main mineralization veins; K) Examples of mineralizing veins and occurrence of chalcopyrite and magnetite mineralization in the potassic zone; L) Feldspar – sericite - chlorite – anhydrite zone and replacement of K- feldspar; M) Mafic granular enclaves and magma mixing in the quartz diorite intrusive rocks; N) Microscopic image of dyke-like microdiorite intrusive rock with sieve plagioclase texture (Abbreviations of minerals from Whitney and Evans (2010).
شکل3. ادامه.
Figure 3. Continued.
شکل3. ادامه.
Figure 3. Continued.
مواد و روشها
در منطقة کوه کپوت گمانههای قطعکنندة تودة آذرین درونی نشاندهندة درجة بالایی از دگرسانی هستند؛ زیرا کانهزایی دارند و فرایندهای پس از جایگیری را نشان میدهند. ازاینرو، انتخاب نمونههای نادگرسان و دگرسانی خفیف یک چالش بهشمار میرود. همة بخشهای مغزة حفاری با دقت بررسی شد و نمونهها با توجه به هرگونه پتانسیل دگرسانی گرمابی گزینش شدند. بر پایة بررسیهای صحرایی و تغییرات نرخ کانهزایی- دگرسانی، نمونهها از بخش دگرسانی ضعیف پهنة کوارتز-سرسیت- پیریت برای بررسیهای زمینشیمیایی برگزیده شدند که نشاندهندة بیشتر از 10 درصد رخداد کانیهای مرتبط با دگرسانی نباشند. پس از انجام بازدیدهای میدانی در منطقه، شمار 40 نمونه مناسب از واحدهای آتشفشانی و دارای کانهزایی و دگرسانی و رخنمونهای سطحی از تودة آذرین درونی برداشت شدند. افزونبر آن، برای بررسیهای سنگنگاری و سنگشناسی، در کارگاه تهیة مقطع زمینشناسی دانشگاه شهید چمران اهواز نمونههایی از مغزههای حفاریشده از تودة آذرین درونی اصلی و دایک میکرودیوریت برش داده شدند تا برای تهیة مقاطع نازک صیقلی آمادهسازی شوند. سپس به کارگاه تهیه مقطع در دانشگاه دامغان برای تهیة مقاطع نازک فرستاده شدند. بخشی از نمونههای گمانههای اکتشافی (16 نمونه) برای انجام تجزیة زمینشیمیایی از تودة آذرین درونی و تعیین فراوانی عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب با هدف مطالعة شیمی تودة آذرین درونی و تعیین خاستگاه زمینساختی تودههای آذرین درونی آماده شدند. تجزیة نمونهها با هدف تعیین شیمی عنصرهای کمیاب با روش آنالیز چند اسیدی و بهکارگیری Microwave Digest انجام شد. سپس محلول نهایی نمونهها با دستگاه ICP-MS در آزمایشگاه شرکت مطالعات مواد معدنی زرآزما تجزیة شیمیایی شد.
بحث و بررسی
ردهبندی زمینشیمیایی و کانهزایی مس پورفیری کوهکپوت
ذخایر معدنی، نقاط کانونی شار عظیمی از فلزها و انرژی هستند که توسط فرایندهای زمین که در مقیاسهای مختلف از مقیاس منطقهای تا مقیاس کراتونی عمل میکنند پدید میآیند (Wyborn et al., 1994). ذخیرههای پورفیری Cu±Mo±Au بهصورت تیپیکال از سیالهای گرمابی خارج میشوند و از ماگماهای کالکآلکالن مرتبط با فرورانش پدید میآیند. طیف گستردهای از جایگاههای زمینساختی طیف گستردهای از شرایط بالقوه برای پیدایش ماگما و در پی آن، طیف گستردهای از ذخیرههای معدنی گوناگون مرتبط را بهدنبال دارند. گمان میرود منبع نهایی تودههای آذرین درونی کم ژرفا مسئول کانهزایی پورفیری، ماگماهای مافیک کمان باشد (Hou et al., 2011). بیشتر محدودة اکتشافی کوهکپوت تحتتأثیر تودههای آذرین درونی و آتشفشانیهای ائوسن بوده است و در ارتباط با رخدادهای ماگمایی مرتبط با کمان پدید آمده است. نقش بررسی عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب در کانسارهای مس پورفیری برای تعیین کانهزایی و باروری ماگماتیسم مرتبط با آنها، تکتونوماگماتیسم و تعیین خاستگاه ماگما، آلایندگی پوستهایی یا رخدادهای آبگیری و متاسوماتیسم گوشته اهمیت دارد (Zarasvandi et al., 2005, 2015). در تعیین سری ماگمایی از دادههای مربوط به تجزیة شیمی عنصرهای کمیاب بهره بردهایم. در مجموع همة این عنصرها کمابیش نامتحرک هستند و تحتتأثیر فرایندهای مربوط به دگرسانی گرمابی قرار نمیگیرند. ازاینرو، برای تعیین میزان تغییر و تحولات ماگمای اولیه نسبت به ماگمای مولد کانهزایی بهکار برده میشوند. عنصرهای Zr، Hf، Nb، Ta، Y، Ti و Cr و عنصرهای خاکی کمیاب بهجز Eu و شاید La، Th، Ga و Sc در میان کم تحرکترین عنصرها هستند. با این حال تغییر در ترکیب سیال از غنی از H2O به سیال غنی از CO2 یا ذوببخشی غنی از SiO2 و یا افزایش دما و یا توان بسیار بالای سیال ممکن است عنصرهای نامتحرک را بهحرکت در آورد (Hill et al., 2000). در جدول 1 فراوانی عنصرهای خاکی کمیاب و کمیاب برای گزیدهای از نمونهها آورده شده است (دادههای بهنجارسازی از: Boynton, 1985). شکل 4 توزیع و فراوانی عنصرهای مس و مولیبدن در ارتباط با فراوانی روی و سرب را در طول گمانه اکتشافی حفاریشده در تودة آذرین درونی اصلی نشان میدهد. در اینجا تغییرات نسبت Cu+Mo/Pb+Zn همبستگی خوبی با تغییرات فراوانی در Cu و Mo دارد که میتواند نشاندهندة جایداشتن گمانة حفاری در مرکز سیستم کانهزایی باشد.
جدول 1. دادههای عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب کانسار مس پورفیری کوهکپوت از تودة آذرین درونی کوارتزدیوریت (Qz dr=Quartz diorite).
Table 1. Trace elements and rare earth elements data of Kuh-Kapout Cu porphyry deposit (Qz dr=Quartz diorite).
|
Sample |
NT-3-266 |
NT-3-268 |
NT-3-270 |
NT-3-272 |
NT-3-274 |
NT-3-276 |
NT-3-278 |
NT-3-280 |
|
Lithology |
Qz dr |
Qz dr |
Qz dr |
Qz dr |
Qz dr |
Qz dr |
Qz dr |
Qz dr |
|
Ba |
160 |
83 |
75 |
82 |
152 |
104 |
88 |
81 |
|
Rb |
70 |
45 |
35 |
32 |
51 |
53 |
70 |
67 |
|
Th |
7.8 |
7.8 |
7.14 |
7.23 |
7.07 |
6.7 |
6.04 |
5.56 |
|
U |
1.7 |
1.4 |
1.3 |
1.3 |
1.3 |
1.1 |
1 |
1 |
|
Ta |
0.7 |
0.69 |
0.82 |
0.72 |
0.96 |
0.56 |
0.89 |
0.55 |
|
Nb |
7.7 |
8 |
7.1 |
6.5 |
6.8 |
6.6 |
9.2 |
7.1 |
|
Sr |
257.8 |
227 |
317 |
213.6 |
156 |
334.1 |
277.3 |
233.2 |
|
Hf |
1.81 |
2.02 |
1.78 |
1.92 |
2 |
1.69 |
1.71 |
1.52 |
جدول 1. ادامه.
Table 1. Continued.
|
Sample |
NT-3-266 |
NT-3-268 |
NT-3-270 |
NT-3-272 |
NT-3-274 |
NT-3-276 |
NT-3-278 |
NT-3-280 |
|
Lithology |
Qz dr |
Qz dr |
Qz dr |
Qz dr |
Qz dr |
Qz dr |
Qz dr |
Qz dr |
|
Y |
13.2 |
10.8 |
10.7 |
10.8 |
11 |
11.3 |
13.1 |
12.1 |
|
Cs |
1.4 |
1.3 |
1 |
0.9 |
1.7 |
1.4 |
1.5 |
1.4 |
|
K |
15948 |
10694 |
8571 |
8564 |
14412 |
13096 |
13353 |
13145 |
|
Ti |
3030 |
2171 |
1970 |
1850 |
1685 |
1613 |
2034 |
1883 |
|
Zr |
66 |
31 |
35 |
44 |
53 |
30 |
25 |
27 |
|
P |
637 |
516 |
538 |
597 |
623 |
536 |
520 |
481 |
|
Co |
5.3 |
7.9 |
7.2 |
7.6 |
8.6 |
10.4 |
4.4 |
6.9 |
|
Cr |
8 |
8 |
8 |
9 |
6 |
6 |
8 |
9 |
|
Cu |
3 |
4 |
2 |
3 |
2 |
5 |
5 |
3 |
|
Mo |
2 |
1 |
5 |
4 |
2 |
1 |
1 |
3 |
|
Ni |
5 |
2 |
1 |
1 |
1 |
1 |
1 |
1 |
|
Sc |
10.6 |
8.7 |
9 |
9.8 |
10.7 |
9 |
9.2 |
8.5 |
|
V |
76 |
63 |
64 |
64 |
72 |
65 |
66 |
55 |
|
Zn |
18 |
13 |
9 |
11 |
10 |
12 |
12 |
14 |
|
La |
25 |
21 |
23 |
23 |
25 |
22 |
15 |
13 |
|
Ce |
51 |
42 |
45 |
46 |
49 |
43 |
31 |
27 |
|
Pr |
5.72 |
5.28 |
5.44 |
5.32 |
6.14 |
5.01 |
3.85 |
3.25 |
|
Nd |
22.8 |
20.1 |
23.3 |
21.7 |
23.8 |
20.4 |
16.3 |
14.5 |
|
Sm |
2.01 |
3.96 |
4.19 |
4.18 |
4.72 |
4.17 |
3.63 |
3.12 |
|
Eu |
0.78 |
0.97 |
0.97 |
0.94 |
1.13 |
1.1 |
0.83 |
0.81 |
|
Gd |
2.81 |
3.59 |
3.78 |
3.59 |
3.83 |
3.5 |
3.59 |
3.15 |
|
Tb |
0.45 |
0.47 |
0.47 |
0.51 |
0.51 |
0.54 |
0.57 |
0.48 |
|
Dy |
2.73 |
2.23 |
2.12 |
2.02 |
2.01 |
2.26 |
2.48 |
2.54 |
|
Er |
1.27 |
1.21 |
1.21 |
1.1 |
1.1 |
1.26 |
1.39 |
1.58 |
|
Yb |
1.5 |
1.3 |
1.2 |
1.2 |
1.3 |
1.3 |
1.5 |
1.4 |
|
Lu |
0.2 |
0.18 |
0.11 |
0.14 |
0.15 |
0.16 |
0.17 |
0.16 |
|
ƩREEs |
116.27 |
102.29 |
110.79 |
109.7 |
118.69 |
104.7 |
80.31 |
70.99 |
|
Eu/Eu* |
1.003514 |
0.786605 |
0.745244 |
0.741946 |
0.812621 |
0.880381 |
0.703003 |
0.790009 |
|
(Dy/Yb)CN |
1.181304 |
1.113402 |
1.146687 |
1.092598 |
1.003559 |
1.12838 |
1.073126 |
1.177595 |
جدول 1. ادامه.
Table 1. Continued.
|
Sample |
NT-3-282 |
NT-3-284 |
NT-3-286 |
NT-3-288 |
NT-3-290 |
NT-3-292 |
NT-3-294 |
NT-3-296 |
|
Lithology |
Qz dr |
Qz dr |
Qz dr |
Qz dr |
Qz dr |
Qz dr |
Qz dr |
Qz dr |
|
Trace Elements (ppm) |
||||||||
|
Ba |
78 |
85 |
112 |
175 |
53 |
116 |
49 |
143 |
|
Rb |
49 |
78 |
62 |
39 |
19 |
30 |
16 |
17 |
|
Th |
6.4 |
6.65 |
7.71 |
8.03 |
7.3 |
7.66 |
7.91 |
8.34 |
|
U |
1.3 |
1.2 |
1.6 |
2 |
1.6 |
1.7 |
1.6 |
1.9 |
|
Ta |
0.67 |
0.95 |
0.88 |
0.63 |
0.65 |
0.91 |
0.45 |
0.9 |
|
Nb |
7.8 |
9.7 |
11.1 |
10.2 |
9 |
9.7 |
6.9 |
9.7 |
|
Sr |
282.7 |
177.4 |
222.2 |
169 |
202.8 |
184.4 |
149.3 |
149.6 |
|
Hf |
1.79 |
1.72 |
2.19 |
2.25 |
1.88 |
2.01 |
1.67 |
1.84 |
|
Y |
14.6 |
14.8 |
13.8 |
15.6 |
15.6 |
15.5 |
13.8 |
15.6 |
|
Cs |
1.2 |
2.7 |
2.2 |
2.1 |
1 |
1.4 |
1.2 |
1.2 |
|
K |
10372 |
19626 |
13947 |
9345 |
5294 |
7214 |
4311 |
4843 |
|
Ti |
2499 |
2631 |
2850 |
3144 |
2730 |
3006 |
3119 |
3199 |
|
Zr |
34 |
33 |
41 |
42 |
35 |
52 |
28 |
40 |
|
P |
558 |
528 |
564 |
585 |
597 |
595 |
570 |
589 |
|
Co |
14.8 |
9.7 |
11.1 |
6 |
7.5 |
9 |
7.7 |
4.7 |
|
Cr |
7 |
8 |
10 |
11 |
47 |
13 |
12 |
11 |
|
Cu |
3 |
4 |
5 |
3 |
6 |
2 |
3 |
2 |
|
Mo |
4 |
3 |
2 |
1 |
0.1 |
2 |
0.1 |
1 |
|
Ni |
2 |
1 |
3 |
1 |
1 |
1 |
1 |
2 |
|
Sc |
9.7 |
9.6 |
9.6 |
11.4 |
10.4 |
11.8 |
10.9 |
11.9 |
|
V |
71 |
71 |
72 |
80 |
72 |
84 |
76 |
78 |
|
Zn |
15 |
10 |
14 |
627 |
19 |
31 |
46 |
48 |
|
La |
14 |
16 |
22 |
22 |
22 |
22 |
22 |
25 |
|
Ce |
31 |
34 |
45 |
45 |
46 |
46 |
44 |
50 |
|
Pr |
3.65 |
4.23 |
5.52 |
5.73 |
5.57 |
5.42 |
4.85 |
5.85 |
|
Nd |
15.2 |
17.6 |
24.4 |
24 |
22.6 |
21.5 |
20 |
24.6 |
|
Sm |
3.67 |
3.57 |
4.45 |
4.46 |
4.34 |
4 |
3.75 |
4.46 |
|
Eu |
0.94 |
1.08 |
1 |
1.2 |
1.09 |
0.96 |
0.96 |
1.17 |
|
Gd |
3.22 |
3.53 |
3.84 |
4.06 |
4.4 |
3.89 |
3.83 |
4.23 |
|
Tb |
0.55 |
0.57 |
0.65 |
0.61 |
0.67 |
0.62 |
0.54 |
0.59 |
|
Dy |
2.83 |
2.76 |
2.99 |
3.39 |
3.36 |
2.75 |
2.47 |
3.15 |
|
Er |
1.74 |
1.79 |
1.88 |
2.01 |
1.74 |
1.59 |
1.59 |
1.61 |
|
Yb |
1.5 |
1.7 |
1.6 |
1.6 |
1.6 |
1.8 |
1.4 |
1.6 |
|
Lu |
0.17 |
0.2 |
0.22 |
0.23 |
0.23 |
0.2 |
0.22 |
0.2 |
|
Eu/Eu* |
0.836078 |
0.930212 |
0.739664 |
0.862245 |
0.762667 |
0.744126 |
0.774526 |
0.823622 |
|
(Dy/Yb)CN |
1.224576 |
1.053782 |
1.212946 |
1.375214 |
1.363044 |
0.991632 |
1.145142 |
1.277853 |
شکل 4. سنگشناسی، دگرسانی و تغییرات فراوانی مس در گمانة اکتشافی (BH-03) و تودة آذرین درونی کوارتزدیوریتی کانهزا (نمونههای تجزیهشده شامل گمانة اصلی با ژرفای 1100 متر و شمار 550 نمونه هستند).
Figure 4. Lithology, alteration and variations in copper abundance in the exploratory borehole (BH-03) in quartzdiorite mineralized intrusion (Analyzed samples (n=550) are from the main borehole in 1100 m depth).
نمودار Co در برابر Th نشان میدهد بیشتر نمونهها در این پژوهش در گسترة ماگمای با سرشت کالکآلکالن جای گرفتهاند (شکل 5-A). در محیطهای فرورانش برخی عنصرها مانند Yb و Ta در تیغة فرورونده بهجای میمانند و عنصرهای محافظهکار دانسته میشوند؛ اما دیگر عنصرها را سیال یا مذاب به گوة گوشته منتقل میکنند (Pearce and Peate, 1995). با فرض اینکه عنصری غیر محافظهکار در نمودارهای مقایسهای Th/Yb- Ta/Yb همانند Th بهکار برده شود، دادههای کمان آتشفشانی در این نوع از سیستمها روی مرز MORB جای میگیرند (شکل 5-B). در کانسار کوه کپوت، فراوانی عنصرها نشاندهندة رخداد ماگماتیسم کمانی از سری کالکآلکالن است و نمونهها در مرز با ناحیة شوشونیتی جای میگیرند. الگوی استاندارد برای فرورانش در طول فانروزوییک شامل بیآبشدن سنگکرة اقیانوسی فرورانده شده است که منجر به دگرنهادشدن و ذوببخشی گوة گوشتهای سستکرهایِ پوشاننده (e.g., Delavari and Damghani, 2022)، صعود ماگمای آبدار و اکسیدشده به سنگکرة بالایی، تفکیک و برهمکنش این ماگماها با سنگهای پوسته و جایگیری در پوستة بالایی و در پایان فرایند آتشفشانی میشود. خروج سیالهای گرمابی ماگمایی در پوستة بالایی پیدایش ذخیرههای معدنی پورفیری و اپیترمال را بهدنبال داشته باشد. متغیرهایی که بر پتانسیل فلززایی چنین سیستمهای فرورانشی تاثیر میگذارند عبارت از شار ماگما (و میزان فلز) که به محیط پیدایش ذخیره در پوستة بالایی میرسد، میزان آب ماگمایی (میزان بالای آب برای پیدایش ذخیرة معدنی بزرگ ماگمایی (Zarasvandi et al., 2019) و حالت اکسیداسیون ماگمایی و میزان سولفور در فوگاسیتة اکسیژن معین است. پس شرایط بهینة پیداش ذخیرة معدنی در کمانها با عمر دراز در جایگاهی است که یک شارة ماگمایی بزرگ به پوستة بالایی میرسد و ماگمای اکسیدان و آبدار غنی از سولفور تولید میشوند.
شکل 5. A) نمودار Co در برابر Th (Hastie et al., 2007) (دادهها از: Alavi et al., 2014; Arjmandzadeh and Santos, 2014; Febbo et al., 2014)؛ B) نمودار Ta/Yb در برابر Th/Yb (Pearce, 1983) (دادهها از Jiang et al., 2006 ; He et al., 2014; Alirezaei et al., 2017; Kamail et al., 2018; Yang et al., 2019).
Figure 5. A) Co versus Th diagram (Hastie et al., 2007) (data from: Alavi et al., 2014; Arjmandzadeh and Santos, 2014; Febbo et al., 2014; B) Ta/Yb versus Th/Yb diagram (Hastie et al., 2007) (Data from: Jiang et al., 2006; He et al., 2014; Alirezaei et al., 2017; Kamail et al., 2018; Yang et al., 2019).
شواهد تجربی، وضعیت اکسیداسیون بالای ماگماهای کمان مولد ذخایر پورفیری مس را نشان دادهاند (Park et al., 2021). این ماگماها معمولاً مقدار فوگاسیتة اکسیژن (fO2) برابر یا بیشتر از بافرNi-NiO را ثبت کردهاند (Sun et al., 2015). علت حالتهای اکسیداسیون کمابیش بالا در ماگماهای کمان بهویژه ماگماهای کمان سازندة اندوختههای مس پورفیری نسبت به بیشتر جایگاههای تکتونوماگمایی دیگر، که بهتازگی پیشنهاد شدهاند، شامل برجایماندن گارنت در ترکیب بجامانده مذاب است (Tang et al., 2020; Lee and Tang, 2020). ازآنجاییکه عنصرهای خاکی کمیاب سنگین (HREEs) در گارنت (آمفیبول) نسبت به Sr و LREEs بسیار تفکیکپذیر هستند، تفکیک گارنت و آمفیبول برای Sr/Y و La/Yb کمابیش بالا در ماگماهای سازندة اندوختههای مس پورفیری یک نشانة شیمیایی شمرده میشود و از ویژگیهای آداکیتها شناخته میشود که شاخص یک محیط اکسیدان و ماگماتیسم آبدار در خاستگاه است. افزونبر این، به پیشنهاد تانگ و همکاران (Tang et al., 2019)، تفکیک Fe+2 در گارنت به Fe+3 ترجیح دارد که بهطور بالقوه افزایش fO2 ثبتشده در این سنگها را در پی دارد. به این ترتیب تودههای آذرین درونی سازندة اندوختههای مس پورفیری بارور از نابارور توسط حالت اکسیدان بالا و مقدار بالای Sr/Y و La/Yb شناخته میشوند. در پهنة ماگمایی ارومیه- دختر جایگیری اندوختههای پورفیری با روند افزایش تکامل کمان و ضخامت پوسته و بهدنبال آن، انتقال ماگماتیسم از کالکآلکالن نرمال آندزیتی به وابسته به ماگماتیسم شبهآداکیت و پتاسیم بالای کالکآلکالن دیده میشود (Zarasvandi et al., 2018). سیستمهای پورفیری بزرگ در کمربند ماگمایی ارومیه-دختر به شدت به تودههای آذرین درونی Sr/Y بالای شبهآداکیت میوسن که نزدیک به سی میلیون سال پیش جایگیری کردهاند مرتبط هستند (Zarasvandi et al., 2018). برای تعیین نرخ تفکیک عنصرهای کمیاب، نمودار Y- Sr/Y بهکار برده میشود (شکل 6-A) این نسبت نشاندهندة تفکیک پلاژیوکلاز (Sr) در برابر تفکیک HREEs-Y است. بر پایة این نمودار ویژگی آداکیت در سنگهای آذرین مرتبط با اندوختههای مس پورفیری بارور دیده میشود که با نسبتهای بالا ازSr/Y سنگ آذرین درونی شناسایی میشوند (Richards, 2003). این ویژگی زمینشیمیایی پیامد نبود تفکیک پلاژیوکلاز در خاستگاه یا بقایای پلاژیوکلاز در مذاب بجامانده و یا بر پایة نمودار La/Yb در برابر Yb پیامد حضور گارنت در خاستگاه دانسته میشود (شکل 6-B). دادهها نشان میدهند ماگماتیسم مسئول کانهزایی در کانسار مس پورفیری کوهکپوت طبیعت کالکآلکالن نرمال دارد و به ویژگیهای شبهآداکیت گرایش اندکی نشان میدهد. این میتواند نشاندهندة تفکیک گارنت در نبود حضور پلاژیوکلاز بالا و اکسیدان بودن ماگماتیسم باشد. مقدارهای Eu/Eu* (Eun/(Smn × Gdn)1/2) در شرایط نبود پایداری پلاژیوکلاز در خاستگاه مقدارهای منفی در مذاب نشان نمیدهند که از این نظر همانند Sr عمل میکند و شاخص یک ماگماتیسم اکسیدان است (Richards et al., 2012). در اینجا مقدارهای Eu/Eu* از 7/0 تا 1 و میانگین 8/0 کمابیش منفی هستند که چهبسا گویای پیشگیری از تفکیک پلاژیوکلاز بهدلیل تکامل ماگما بهسوی محتوای آب و مواد فرار بالا در خاستگاه باشد (Zarasvandi et al., 2015)، در این حالت کانی هورنبلند تبلور یافته است و در هنگام تکامل ماگما بهصورت ترجیحی Y و MREE را جذب می کند (Richards et al., 2012). آنچه در بسیاری از ذخایر ماگمایی پهنة ارومیه- دختر موجب پایداری گارنت در محل خاستگاه پیدایش ماگما و تولید ماگمای آداکیتی شده است فشارش ناشی از برخورد صفحهها (Shafiei et al., 2009)، همچنین، ذوببخشی پوستة قارهای زیرین است. دیگر فرایندی که پیدایش ماگمای خاستگاه در حضور گارنت را در پی دارد، ماگماتیسم ناشی از سنگکرة گوشتهای دگرنهاده و تعدیلیافته است (Asadi, 2018). رخداد ضخیمشدن پوسته در بسیاری از کانسارهای نوع کوهپنج در تولید ماگما دخیل بوده است. نمودار La/Sm در برابر Sm/Yb را میتوان برای تفسیر فرایندهای افزایش ضخامت پوسته در تولید ماگمای بارور مولد کانهزایی و یا رخدادهای غنیشدگی خاستگاه بهکار برد. نمونههای رسمشده در نمودار Sm/Yb در برابر La/Sm روندی از افزایش ضخامت پوستهای را نشان میدهد و نشاندهندة مقدارهای افزایشیافتة La/Sm با Sm/Yb است که در نمونههای برخوردی گسترش یافتهاند. این روند نشان میدهد ماگماتیسم، غنیشدگی تدریجی LREE در ناحیة خاستگاه پوستة زیرین و یا آلودگی پوستهای در بخشهای ژرف پوسته (MASH zone) را بههمراه داشته است. از نظر نسبت عنصری یادشده در بالا، نمونههای کانسار کوهکپوت میان ناحیه جبال بارز و کوهپنج روی نمودار جای گرفتهاند (شکل 7) که روندی مایل به رخداد ماگماتیسم مرتبط با ضخیمشدن پوسته دارد. ازآنجاییکه سرشت ماگما بیشتر نشاندهندة رخداد ماگماتیسم کالکآلکالن (شکل 7) است، اثرات رخداد برخورد قارهای روی ماگماتیسم کالکآلکالن کمان بالغ در منطقه مورد مطالعه را میتوان ارزیابی کرد. برخلاف الگوهای کلاسیک مربوط به فرورانش، بهتازگی بررسیها نشان میدهند بیشتر پورفیریهای بارور میوسن از ذوببخشی سنگهای پوستهای مافیک ضخیمشده پدید آمدهاند که در آن فشردهشدن و کوتاهشدن زمینساختی منجر به گسترش یک منطقة ذوب گارنت-آمفیبولیت در پوستة زیرین هنگام برخورد قاره-قاره میشود (Shafiei et al., 2009).
شکل 6. A) نمودار Y در برابر Sr/Y (Defant and Drummond, 1993) (دادهها از: Hassanzadeh, 1993; Shen et al., 2017; Alirezaei et al., 2017)؛ B) نمودار Yb در برابر La/Yb (Richard and Kerrich, 2007) (دادهها از:Perelló et al., 2008; Shafiei et al., 2009; Alirezaei et al., 2017).
Figure 6. Y versus Sr/Y diagram (Defant and Drummond, 1993) (Data from: Hassanzadeh, 1993; Shen et al., 2017; Alirezaei et al., 2017); B). Yb versus La/Yb diagram (Richards and Kerrich, 2007) (Data from: Perelló et al., 2008; Shafiei et al., 2009; Alirezaei et al., 2017).
شکل 7. نمودار Sm/Yb دربرابر La/Sm (Haschke et al., 2002) (دادهها از: Zarasvandi et al., 2022).
Figure 7. Sm/Yb versus La/Sm diagram (Haschke et al., 2002) (Data from: Zarasvandi et al., 2022).
ترکیب خاستگاه گوشته و درجة ذوببخشی توسط فراوانی REEs و نسبتهای میان آنها شناخته میشود. با توجه به شرایط فیزیکوشیمیایی، گوشته ترکیب متنوعی دارد. ذوببخشی یک خاستگاه گوشته اسپینل لرزولیت باید کاهشدهندة نسبت La/Sm و محتوی Sm مذاب باشد (Aldanmaz et al., 2000). در این حال نسبت Sm/Yb را شاید تغییر ندهد؛ زیرا Sm و Yb ضریب تفکیک جزیی مشابهی دارند (Dong et al., 2007). این روند ذوب نشاندهندة روندهای موازی با روند گوشتة اولیه است درحالیکه ذوببخشی گارنت لرزولیت روندهای ذوب شیبدار دارد (Zhao and Zhou, 2007). در نمودارهای Sm/Yb در برابر La/Sm و Sm/Yb در برابر Sm، تودة آذرین درونی کوهکپوت نسبتهای Sm/Yb بالاتری نسبت به آنچه بهصورت معمول برای روند ذوب اسپینل لرزولیت دیده میشود نشان میدهد (شکلهای 8-A و 8-B). نمودار تنوع بالایی از مقدار Sm را نشان میدهد و همة نمونهها در این کانسار در میان روند ذوب اسپینلگارنتلرزولیت و گارنتلرزولیت و در نزدیکی بردار اسپینل+گارنت لرزولیت جای گرفتهاند. نمودار Sm/Yb در برابر La/Sm نشاندهندة نزدیک به 5 درصد ذوببخشی ماگمای خاستگاه است. بهطور کلی، آنچه از نمودارها برداشت میشود اینست که پیدایش مذاب از خاستگاه اسپینل+ گارنت لرزولیتی در پی نزدیک به 5 تا 10 درصد ذوببخشی روی داده است.
شکل 8. A) نمودار La/Sm در برابر Sm/Yb؛ B) نمودار Sm در برابر Sm/Yb (Aldanmaz et al., 2000) و رخداد ذوببخشی از خاستگاه گوشته اسپینل+ گارنت لرزولیت. اعداد روی نمودار میزان ذوببخشی را نشان میدهند. منحنیهای ذوب برای اسپینل لرزولیت (Ol53 + Opx27 + Cpx17 + Sp11) و گارنت پریدوتیت (Ol60 + Opx20 + Cpx10 + Gt10)، E-MORB, N-MORB و گوشتة اولیه (PM).
Figure 8. A) La/Sm versus Sm/Yb diagram; B) Sm versus Sm/Yb diagram (Aldanmaz et al., 2000) and the partial melting event of the spinel + garnet lherzolite mantle origin. The numbers on the graph show the degree of partial melting. Melting curves for lherzolite spinel (Ol53+Opx27+Cpx17+Sp11) and peridotite garnet (Ol60+Opx20+Cpx10+Gt10), E-MORB, N-MORB and primitive mantle (PM).
دادهها روی نمودار (Dy/Yb)CN در برابر Sr/Nd نشان میدهد تفکیک پلاژیوکلاز در سطح کم ژرفا در تکامل ماگما مؤثر بوده است (Kelemen et al., 2003). در این نمودار مقدارهای کمِ نسبت Sr/Nd (کمتر از 20) دیده میشوند و نمودار Sr/Nd در برابر (Dy/Yb)CN همبستگی مثبت نشان میدهد (شکل 9-A). بهطور کلی نسبتهای 38/14 La/Yb= و (Dy/Yb)CN معادل میانگین ppm16/1 و مقدارهای کم Yb برابر با میانگین ppm468/1 هستند. به این ترتیب مذاب سازندة پالس ماگمایی در کانسار کوهکپوت ترکیب مافیک تا حد واسط، کمابیش آبدار و غنی از سیال داشته است که با ادغام ماگما از مواد گارنتدار شکل گرفته است و هنگام برهمکنش ماگما با پوستة زیرین در جایگاه ژرف آشیانة ماگمایی پیش از تبلور تکامل یافته است (Kelemen et al., 2003). بهطور کلی، به لحاظ فرایندهای مؤثر ماگماتیسم مولد کانهزایی در اینجا، ذوببخشی درجه پایین و تفکیک اولیه آمفیبول در ژرفا و سپس تفکیک کم ژرفای پلاژیوکلاز از عوامل مهم تولید مذاب بارور هستند (Loucks, 2014). در روند تکامل ماگمای منطقه کوهکپوت، فرایند تبلوربخشی مهمتر از ذوببخشی رفتار کرده است. این مسئله میتواند در تعیین ترکیب ماگمای خاستگاه اهمیت داشته باشد. اگر آمفیبول و فلوگوپیت هنگام ذوببخشی یا تفکیک از مذاب خارج شوند روی رخداد ویژگیهای بهخصوص ماگما در تفکیک عنصرهای کمیاب مؤثر خواهد بود (Green, 1994). ضرایب تفکیک منتشرشده برای عنصرهای Ti، Rb، Ba و K در کانی آمفیبول و فلوگوپیت از کمابیش ناسازگار تا کاملاً سازگار در نوسان است و تمایل دارند تا عنصرهای REEs حد واسط (MREE) را نسبت به HREEs و LREEs تغلیظ کنند (Panter et al., 2000). آمفیبول و فلوگوپیت کانیهای پایدار در شرایط P-T گوشتة بالایی هستند که با ژرفای خاستگاه بیشتر ماگماهای آلکالن همخوانی دارند (Mengel and Green, 1989). نمودار La در برابر La/Yb نشان میدهد هر دو فرایند ذوببخشی و تبلوربخشی در پیدایش ماگمای پورفیری کوهکپوت مؤثر بودهاند (شکل 9-B).
شکل 9. A) نمودار (Dy/Yb)CN در برابر Sr/Nd (Kelemen et al., 2003) (داده از: Svetlitskaya and Nevolko, 2022)؛ B) نمودار La در برابر La/Yb (Thirlwall et al., 1994) (دادهها از: Wang et al., 2018; Svetlitskaya and Nevolko, 2022; Zarasvandi et al., 2022).
Figure 9. A) (Dy/Yb)CN versus Sr/Nd diagram (Kelemen et al., 2003) (Data from: Svetlitskaya and Nevolko, 2022); B) La versus La/Yb diagram (Thirlwall et al., 1994) (Data from Wang et al., 2018; Svetlitskaya and Nevolko, 2022; Zarasvandi et al., 2022).
همانگونهکه گفته شد، روند ضخیمشدگی پوسته در نمودار La/Sm در برابر Sm/Yb میتواند عاملی برای رخداد آلایندگی پوستهای پس از ذوب در این ناحیه تفسیر شود. مقدارهای Ba/Th بالا در برابر مقدارهای Th/Nb کم نشان میدهند آلودگی ماگما با مواد تیغة فرورونده و یا پوستة زیرین با ماگما و تأثیر بیشر روند مرتبط با غنیشدگی ناشی از سیال ماگما، نسبت به غنیشدگی مرتبط با گوشتة غنیشده در خاستگاه ماگما رخداد داده است (Ajalli et al., 2021) (شکل10-A) و در پایان، بررسی نمونهها در این کانسار خاستگاه ماگمای آلوده با پوستة زیرین و یا مواد حاصل از فرورانش را نشان میدهد (Temel et al., 1998) بر پایة نمودار Rb/Zr در برابر Nb، گرانیتوییدهای مسئول کانهزایی اقتصادی در ذخایر مس پورفیری ایران در پهنة ارومیه –دختر به سن میوسن بالایی و میانی در محدودة کمان قارهای نرمال جای دارند و کانسارهای نوع جبال بارز با ویژگی نیمهاقتصادی و به سن ائوسن و الیگوسن در محدودة جزیرههای کمانی جای گرفتهاند. نمونههای مس پورفیری کوهکپوت بیشتر روی این نمودار در ناحیه کمان قارهای نرمال جای گرفتهاند که مشابه با رخداد گرانیتوییدهای کانهزای مس پورفیری نوع کوهپنج است (شکل10- B) که نشاندهندة ماگماتیسم کمان بالغ هستند و ویژگیِ کمانهای بالغ برخوردی را دارند (Richards, 2015). تغییرات زمینساختی در مسیر تکامل کمان میتواند ضخامت پوستهایی را افزایش دهد و تمایز طولانی مدت ماگما و تبلور غالب آمفیبول در شرایط H2O محلول بالا و تولید مذاب آبدار را بهدنبال داشته باشد (Huang et al., 2024).
شکل 10. A) نمودار Ba/Th در برابر Th/Nb (Temel et al., 1998) و نقش مواد پوستة زیرین در آلایندگی مذاب اولیه (دادهها از Khosravi et al., 2019; Bao et al., 2020; Sun et al., 2022; Zarasvandi et al., 2022)؛ B) نمودار Nb در برابر Rb/Zr (Brown et al., 1984) (دادهها از: Jamali and Mehrabi, 2014; Khosravi et al., 2019).
Figure 10. A) Ba/Th versus Th/Nb diagram (Temel et al., 1998) and the role of lower crust materials in contamination of primary magma (Data from Khosravi et al., 2019; Bao et al., 2020; Sun et al., 2022; Zarasvandi et al., 2022); B) Nb versus Rb/Zr diagram (Brown et al., 1984) (Data from: Jamali and Mehrabi, 2014; Khosravi et al., 2019).
نمودار بهنجارشدة عنصرهای کمیاب در برابر ترکیب گوشتة اولیه و شیمی عنصرهای کمیاب
عنصرهای کمیاب با شدت میدان بالا (HFSEs) در تودة آذرین درونی کانسار مس پورفیری کوهکپوت آنومالی منفی مشخصی را در بهنجارسازی به گوشتة اولیه نشان میدهند و عنصرهای لیتوفیل با شعاع یونی بالا (LILEs) بهعلت انحلالپذیری بیشتر نسبت به عنصرهای با شدت میدان بالا و تأثیرپذیری بالاتر نسبت به رخدادهایی مانند دگرسانی گوشته آنومالی مثبت نشان میدهند (Ionov and Hofmann, 1995). بهجایماندن عنصرهای با شدت میدان بالا در خاستگاه منجر به مقدارهای کم این عنصرها در ماگمای تحول یافته میشود، رخداد آنومالی منفی در این عنصرها از سویی میتواند خاستگاهی از آلایندگی پوستهای با مواد مذاب در هنگام صعود آنها به سطح داشته باشد. آنومالیهای منفی در HFSEs در پهنة فرورانش از ویژگیهای ماگمای کمان است (Nicholson et al., 2004) در تودة آذرین درونیکانسار مس کوهکپوت آنومالی منفی Ba، Nb، P، Zr، Ti و Lu و آنومالی مثبت Cs، Rb، Th، U، K، Nd، Sm، Eu، Dy و Y دیده میشود. آنومالی مثبت Rb، Th و U از ویژگیهای کمان آتشفشانی هستند. آنومالی منفی Nb ویژگی ماگمای ناشی از پهنة فرورانش است و آنومالی مثبت آن نشاندهندة رخداد آلودگی پوسته قارهای است (Asran et al., 2012). آنومالی منفی Ti و Nb میتواند پیامد حضور فازهای روتیل و ایلمنیت یا دیگر اکسیدهای آهن- تیتانیم در خاستگاه باشد (Martin, 1999). وجود آنومالی منفی در Ti میتواند پیامد وجود شرایط با فوگاسیتة بالای اکسیژن باشد؛ زیرا نیاز به دمای بالاتر برای ذوب فازهای دارای Ti است که مانع از حضور آنها در فاز مذاب میشود (Rollinson, 1993). در حالت کلی آنومالی منفی در HFSEs میتواند پیامد حضور فازهای دیرگداز در پوستة اقیانوسی فرورونده (Tatsumi et al., 1986) یا رخداد تهیشدگی پیشین در خاستگاه گوشته باشد (Woodhead et al., 1993). در این پژوهش گمان میرود بهعلت حضور فازهایی مانند گارنت و هورنبلند در خاستگاه یک تفریق میان عنصرهای با شدت میدان بالا و عنصرهای با شعاع یونی بالا رخ داده باشد (Green, 2006). همچنین، آنومالی منفیSr پیامد حضور فاز پلاژیوکلاز جدایشیافته کم ژرفاست (Martin, 1999). وجود آنومالی کمابیش منفی Eu و Sr میتواند بر حضور میزانی از فازهای پلاژیوکلاز و پتاسیمفلدسپار در خاستگاه تاکید کند. بررسیهای تجربی و بررسی عنصرهای کمیاب نشان دادهاند بهنجارسازی دادههای عنصرهای کمیاب به ترکیب گوشتة اولیه غلظت بالای نسبی Nb و Ta و آنومالی منفی برای K و Pb همراه با تهیشدگی مشخص Cs و Rb با هرگونه نقش مهمی از تأثیر آلودگی پوستهای در تضاد است (Panter et al., 2000) (شکل 11). در اینجا با توجه به بررسیهای انجامشده و بهنجارسازی دادهها با ترکیب گوشتة اولیه یک تهیشدگی نسبی در مقدارهای Ba و Nb و غنیشدگی نسبی در Rb و Cs بهخوبی دیده میشود که بر پایة نمودارهای Th/Nb در برابر Ba/Th و La/Sm در برابر Sm/Yb وجود آلودگی پوستهای با مذاب گوشتهای چشمگیر است.
شکل 11. نمودار بهنجارشدة عنصرهای کمیاب به ترکیب گوشتة اولیه (دادههای بهنجارسازی از: Sun and McDonough, 1989).
Figure 11. Trace elements Primitive Mantle-normalized diagram (Normalization values from: Sun and McDonough, 1989).
آنومالیهای مثبت Th، K و Rb و آنومالی منفی P، Ti و Sr میتواند نشان دهد هنگام تکامل ماگمایی، آلودگی پوستهای رخ داده است (Pearce et al., 1984). غنیشدن از عنصر Th و در برابر آن، تهیشدن از P میتواند پیامد رخداد آلایندگی پوستهای در مسیر تحول ماگمای اولیه باشد (Chappell and White, 2001). نسبت 5/0>Nb/La (در اینجا 41/0) نشانة خاستگاه گوشتة سنگکره دگرنهاده است. تحرک بیشترِ La در سیالهای دگرنهادکننده در هنگام فرورانش نسبت به Nb، این نسبت را در ماگمای محصول دگرنهادشدن کاهش میدهد. شواهد آنومالی عنصرهای کمیاب و نسبتهای عنصرهای کمیاب بر نقش یک ماگماتیسم خاستگاه یافته از کمان و رخدادهای بعدی مانند آلایندگی پوسته زیرین و سیال دگرنهادکننده تاکید میکند. از سوی دیگر، مقدارهای کمابیش بالای Ba/Nb معادل میانگین 44/12 از نشانههای رخداد ماگماتیسم مرتبط با کمان هستند (Fitton et al., 1991).
شیمی عنصرهای خاکی کمیاب و بهنجارسازی عنصرهای خاکی کمیاب به کندریت
نتایج دادههای عنصرهای خاکی کمیاب یک غنیشدن نسبی در LREEs نسبت به HREEs نشان میدهند. شیب نمودار عنصرهای نشان میدهد در بخش عنصرهای خاکی کمیاب سبک بهسوی عنصرهای خاکی کمیاب سنگین، یک شیب کاهندة شدید و در بخش عنصرهای خاکی کمیاب حد واسط تا عنصرهای خاکی کمیاب سنگین یک شیب کمابیش ملایمتر دیده میشود که نشاندهندة رخداد تهیشدگی شدید در عنصرهای خاکی کمیاب حد واسط است (شکل 12). همانگونهکه پیشتر نیز گفته شد، نبود آنومالی منفی شدید Eu/Eu* (Eun/(Smn×Gdn)0.5) میتواند دلیل دیگری بر نبود رخداد تبلور پلاژیوکلاز در ماگما در خاستگاه بهعلت محتوی بالای آب ماگمایی و یا شرایط اکسیداسیون در خاستگاه باشد (Richards et al., 2012) که میتواند نقش مؤثر هورنبلند در جذب عنصرهای خاکی کمیاب متوسط را نشان دهد.
شکل 12. نمودار بهنجارشدة عنصرهای خاکی کمیاب در برابر ترکیب کندریت (دادههای بهنجارسازی از: McDonough and Sun, 1995).
Figure 12. Rare earth elements chondrite-normalized diagram (Normalization values from: McDonough and Sun, 1995).
غنیشدگی از LREEs و تهیشدگی از HREEs نشاندهندة بجاماندن گارنت در خاستگاه و نرخ کم ذوببخشی و یا فوگاسیتة بالای CO2/H2O و یا ژرفای بالا برای پیدایش ماگمای مادر است (Panter et al., 2000). نسبتهای (La/Sm)CN با مقدار 452/3 و (La/Yb)CN معادل 697/9 (> 20) نشاندهندة غنیشدگی LREE نسبت به HREE و خاستگاه گارنت لرزولیت برای ماگمای مادر است(Panter et al., 2000). در اینجا میتوان الگوهای REEs کمابیش شیبدار را برای استنباط بجاماندن گارنت در مذاب بجامانده بهکار برد. رخدادهای ماگماتیسم با ویژگیهای کمان (تهیشدگی HREEs در برابر LREEs) افزونبر محیط فرورانش میتواند در ارتباط با رخداد ذوببخشی پوستة زیرین جوان و یا پیامد ذوببخشی گوشتة سنگکرهای تعدیلیافته حاصل از فرورانش باشد (Asadi, 2018).
تکتونوماگماتیسم و خاستگاه تودة آذرین درونی
در تعیین شکلهای گوناگون ذخایر معدنی در موقعیت مکانی و زمانی بهویژه، جایگاه زمینساختی صفحهها نقش مهمی را بازی میکند. ارتباط ذخایر مس پورفیری با حاشیههای صفحههای همگرا و در کوهزاییهای برخوردی روشن است (Shafiei et al., 2009; Khademian et al., 2022). بهطور کلی ذخایر پورفیری در مراحل پایانی از تکامل مراکز ماگمایی (John et al., 2010)، تغییرات زمینساختی (Sillitoe, 1997) یا برخی از آشفتگیهای رژیم زمینساختی غالب، بهعنوان محرکی برای صعود ماگما و تشکیل ذخایر پورفیری پدید میآیند (Cooke et al., 2005; Richards et al., 2001; Tosdal and Richards, 2001) این ذخایر بهطور معمول با سیستمهای ماگمایی- گرمابی دما بالای خاستگاهگرفته از ماگماتیسم اکسیدان غنی از فلز که در ژرفای کم جایگیری کردهاند در ارتباط هستند و از دیدگاه زمینساختی در جایگاه فرورانش و یا برخورد صفحه و همچنین، در جایگاه زمینساختی پسابرخوردی جای دارند (Agard et al., 2011).
افزونبر ماگماتیسم حاصل از ذوببخشی ناشی از گوة گوشتهای دگرنهاده در جایگاه کمان نرمال، امروزه روشن شده است ماگماتیسم کانهزای نوع ذخیره پورفیری میتواند مرتبط با مذاب ناشی از فرورانش تعدیلیافته از گوة گوشتهای سنگکرهای زیرقارهای و ذوب پوستة قارهای زیرینِ ضخیمشده (Cai et al., 2023) و حتی از ماگماتیسم ناشی از بالاآمدن سستکره، بهویژه در حاشیه صفحههای کوهزایی و برخوردی پدید آید و جایگیری کند (Richards, 2011; 2013; 2015). بررسیهای سنسنجی با بررسی روی کمربند کرمان، زمان برخورد صفحه-ی عربستان با ایران مرکزی را ائوسن پایانی نشان میدهند (Dargahi et al., 2010). دادههای جدید از سنسنجی تودههای آذرین درونی نوع جبال بارز و کوهپنج نشاندهندة رخدادهای فعال از03/23تا 9 /33 (الیگوسن پیشین تا الیگوسن پسین) و17 تا 6/3 میلیون سال پیش (میوسن پیشین تا پلیوسن پیشین) در کمان ماگمایی سنوزوییک کرمان هستند (Asadi, 2018). با توجه به اینکه تودههای آذرین درونی منطقه، واحدهای سنگی آتشفشانی منطقه با سن ائوسن میانی تا پایانی را قطع کردهاند گمان میرود تودههای آذرین درونی خاستگاه ماگماتیسم همزمان تا پس از برخورد داشته باشند. برای بررسی محیط زمینساختی کانسار از نمودارهای مرتبط پیشنهادی پیرس و همکاران (Pearce et al., 1984) بهره گرفته شد. از نمودارهای فراوانی عنصرهای کمیاب در بسیاری از مطالعات (e.g., Najmi et al., 2023) برای تعیین خاستگاه تودههای آذرین درونی در مناطق با جایگاه زمینساختی مشابه و در کمان ماگمایی سنوزوییک کرمان استفاده شده است (Mohammaddoost et al., 2023). نمونهها در ناحیة حاشیه فعال قارهای و مرتبط با ماگماتیسم پس از برخوردی جای میگیرند (شکلهای 13-A تا 13-D). الگوی نمایشی از زمینساخت منطقه و الگوی سنگشناسی و دگرسانی کانسار در شکل 14 آورده شده است.
شکل 13. جایگیری نمونهها روی نمودارهای تشخیص محیط زمینساختی (Pearce et al., 1984) (دادهها از:
; Yang et al., 2019; Zarasvandi et al., 2022) Maanijou et al., 2020
Figure 13. Composition of Kuh-Kapout samples on the tectonic environment discrimination diagrams (Pearce et al., 1984) (Data from: Maanijou et al., 2020; Yang et al., 2019; Zarasvandi et al., 2022).
برداشت
شکل 14. A) مدل تفهیمی از تکامل ماگماتیسم مرتبط با کمان در کانسار مس پورفیری کوهکپوت؛ B) الگوی سنگشناسی و دگرسانی- کانهزایی (دو بعدی) در کانسار مس پورفیری کوه کپوت.
Figure 14. A) Conceptual model of the evolution of arc-related magmatism in Kuh-Kaput porphyry copper deposit; B) lithology and alteration-mineralization pattern in Kuh-Kapout porphyry copper deposit
سپاسگزاری
این مقاله بخشی از پروژه تحقیقاتی با شماره قرارداد 4304/00 با بخش تحقیقات و فناوری شرکت معدنی و صنعتی گلگهر است. بدینگونه از آقای رحیم ستوهبحرینی مدیر تحقیقات و فناوری شرکت معدنی و صنعتی گلگهر سپاسگزاری میشود.
[1] Metasomatized mantle wedge
[2] Contact metamorphism
)