نوع مقاله : مقاله پژوهشی
نویسندگان
1 دانشجوی دکتری زمینشناسی اقتصادی، دانشکده منابع معدنی و آبهای زیرزمینی، دانشگاه شهید بهشتی، تهران، ایران
2 استاد، گروه زمینشناسی، گروه منابع معدنی و آبهای زیرزمینی، دانشگاه شهید بهشتی، تهران، ایران
3 استاد، گروه معدن، دانشکده مهندسی، دانشگاه کردستان، سنندج، ایران
چکیده
کلیدواژهها
موضوعات
عنوان مقاله [English]
نویسندگان [English]
Introduction
The Kushk Pb–Zn deposit in northeastern Bafq, Central Iran, is associated with Neoproterozoic–Early Cambrian magmatism related to the Proto-Tethyan continental arc system. These magmatic processes, accompanied by crustal extension and interaction between mantle-derived magmas and continental crust, played an important role in regional metallogeny. Therefore, investigating the origin and crystallization conditions of the host dacitic magma is crucial for understanding magma evolution and ore-forming processes in the Bafq district. In this study, whole-rock geochemistry together with zircon morphology and internal textures are used to evaluate the magma source, tectonic setting, and magmatic evolution. Because zircon preserves geochemical and crystallization features under different geological conditions, it is widely applied in petrogenetic studies.
Regional Geology
The Koushk Zn–Pb deposit is situated within the upper part of the Lower Cambrian volcano‑sedimentary sequences, in the central part of the Zarigan–Chahmir Basin (Figure 2). Two major stratigraphic sequences have been recognized in the area (Figure 3): (1) a mineralized sequence comprising the upper interval of the Lower Cambrian volcano‑sedimentary sequences at the base, and (2) an overlying volcano‑sedimentary sequence that includes Lower Paleozoic shales, argillaceous limestone, dolomitic units which host Fe-mineralization, as well as the rhyolitic and tuffaceous rocks (Gibbs, 1976). Rhyolitic and dacitic domes are present in the southeastern part of the deposit, adjacent to the mineralized sequence, as well as to the north and northwest of the deposit.
Materials and Methods
In this study, 65 samples were collected from the dacitic units hosting the Koushk Zn–Pb deposit. Petrographic and mineralogical investigations were carried out on 47 thin sections using an optical microscope at Shahid Beheshti University, Iran. To evaluate whole‑rock geochemistry, 27 samples of the rhyolites and rhyodacites hosting the Koushk Zn–Pb deposit were analyzed by XRF using a Philips PW 2404 instrument at Tarbiat Modares University, and a separate suite of 9 samples was processed for trace elements by ICP‑MS using a Perkin Elmer NexION 300 instrument at Zarazma Company Laboratory. Zircons were separated using a Wilfley shaking table, a Frantz magnetic separator, and heavy liquids, followed by handpicking under a binocular microscope at the Geological Survey of Iran. Zircon grains selected for CL and BSE‑SEM were mounted in epoxy resin and polished to expose their internal structures. CL images were obtained using a JEOL JXA 8900RL electron microprobe, and BSE‑SEM images were acquired using a Hitachi S3400N scanning electron microscope at Nagoya University, Japan, and Aria Electron Optics Co., Ltd.
Discussion
Examination of the external and internal morphology of zircon can aid in identifying the origin of magmatic rocks, the degree of aluminum and alkali saturation (Pupin, 1980), and the temperature of the melt (Pupin and Turco, 1972). Temperature and Zr saturation are the main factors governing the relative growth of different prismatic zircon morphologies. Zircons crystallizing from alkali, water-poor, and tholeiitic melts fall within the (101) and (100) fields; those derived from peraluminous melts plot within the (101) field; and in the presence of high-water content in the melt, they occur within the (101) and (110) domains. Based on the above considerations, the examination of zircon crystals associated with the Koushk dacites indicates that they predominantly display prismatic faces (110) and (110) >> (100), along with pyramidal faces (101) and (211) >> (101). The development of prismatic forms (110) and (100) reflects a high-temperature crystallization index, whereas the dominance of the (101) pyramids suggests a high alkalinity index an interpretation that is further supported by the geochemical characteristics of the samples. Moreover, the morphological analysis reveals that some zircon crystals exhibit noticeable variations in their length-to-width ratios, indicating differences in growth dynamics during crystallization. This may be attributed to crystallization rate (Bussy and Cadoppi, 1996) or the possible presence of two zircon generations in these samples. However, based on the detrital zircon dating from the Koushk area, (Mahmoudi, 2022; Vickers-Rich et al., 2017), the presence of a single zircon generation in these samples is confirmed. Therefore, crystallization rate is likely the main factor responsible for the increased length-to-width ratio observed in these zircons.
Conclusion
These crystals predominantly fall within the P2, P5, S5, and S25 fields, with fewer crystals plotting in the AB5, D, L5, P3, P4, R3, S10 and S20 domains. The minimum zircon crystallization temperatures in the studied dacites, based on zircon morphology and the temperature (I.T) and alkalinity (I.A) indices, are 740°C and 706.6°C, respectively. The temperature of the rhyolitic melt, based on zircon saturation thermometry, ranges from 703.49 to 830.74 °C (Watson and Harrison, 1983) and from 702.94 to 877.49 °C (Boehnke et al., 2013). Whole‑rock geochemical data yield a temperature range of 700 to 780 °C.
The data show that rhyolitic magma was supersaturated with respect to Zr from the earliest stages of crystallization making zircon one of the first minerals to form-a temperature interval of 700 to 780 °C is inferred for zircon crystallization in the rhyolitic magma. The presence of zoning within zircon crystals likely reflects a decrease in HREE and an enrichment in LREE, U, Th, and Y in these zones. The presence of narrow and closely spaced zoning in both elongated needle‑like zircons and shorter crystals indicates that the magma remained supersaturated with respect to zircon from the earliest to the latest stages of crystallization. Internal structures of some zircon crystals reveal rounded cores with zoning patterns distinct from their rims, suggesting that these cores acted as non‑reactive mineral relics during partial melting. The zircons within the dacites also exhibit evidence of partial resorption, implying episodic intervals of zircon undersaturation in the melt. Structural and compositional characteristics, crystal growth conditions, zircon age and provenance and metamictization processes, can all contribute to reduced lattice order and, consequently, diminished or absent cathodoluminescence (CL) in zircon crystals. Based on geochemical studies, these rocks originate from crust‑derived melts, and their magmas correspond to A‑type granites, specifically the A2 subtype within the calc‑alkaline series. According to tectonic discrimination diagrams, the dacites are derived from volcanic arc granites.
Acknowledgements
The authors appreciate Shahid Beheshti University Research Council that supported this work.
کلیدواژهها [English]
مقدمه
کانسار روی-سرب کوشک در شمالخاوری بافق و در پهنة ایران مرکزی جای دارد (شکلهای 1-A تا 1-D). در این پهنه، ماگماتیسم کمان قارهای پروتوتتیس در بازة زمانی نزدیک به 547 تا 525 میلیون سال پیش، در پی فرورانش و پسرفت سنگکرة اقیانوسی رخ داده است و با کشش و نازکشدن پوسته، پیدایش پهنههای پشتکمانی و برهمکنش ماگماهای مافیک جداشده از گوشته با پوستة قارهای همراه بوده است (Nayebi et al., 2021; Vesali et al., 2021). این فرایندها در ایران مرکزی، بهویژه در منطقة بافق، زمینة توسعه محیطهای کششی و پهنههای وابسته را فراهم کردهاند (Zolala et al., 2025). همچنین، برخی پژوهشها، به حضور ماگماهای مافیک غنی از آهن و فسفر، هیدراته و اکسیدشده را در ارتباط با محیطهای کافتی کششی و فرایندهای ماگمایی این ناحیه پرداختهاند (Mehdipour Ghazi et al., 2019, 2020; Mehdipour Ghazi and Moazzen, 2024).
شکل 1. A تا C) نقشة زمینشناسی منطقهای ذخایر آهن-فسفر-منگنز در منطقة معدنی بافق (BMD) (اصلاحشده پس از Huckreide et al., 1962; NISCO, 1980).
Figure 1. A to C) Regional geological map of Fe-P-Mn deposits of BMD (modified after Huckreide et al., 1962; NISCO, 1980).
با توجه به ارتباط نزدیک فرایندهای ماگمایی با کانهزایی، بررسی خاستگاه، سرشت و شرایط تبلور ماگمای داسیتی میزبان کانسار روی-سرب کوشک اهمیت ویژهای دارد. افزونبر این، شناخت ویژگیهای ماگمای مادر و شرایط پیدایش آن میتواند در درک بهتر فرایندهای فلززایی منطقة بافق و ارائه الگوهای اکتشافی برای کانسارهای مشابه در ایران مرکزی نقش مؤثری بازی کند. همچنین، با وجود بررسیهای فراوان دربارة زمینشناسی و کانهزایی منطقة بافق، اطلاعات مربوط به ویژگیهای ماگمای داسیتی میزبان کانسار کوشک و شرایط تبلور آن همچنان اندک است؛ از اینرو، انجام پژوهش کنونی میتواند بخشی از این نبود دانش را پوشش دهد. در این راستا، تلفیق دادههای کانیشناسی، زمینشیمی سنگ کل و ریختشناسی بلورهای زیرکن اطلاعات ارزشمندی دربارة خاستگاه ماگما، شرایط تبلور و محیط زمینساختی حاکم فراهم میکند. گرانیتوییدها و سنگهای اسیدی وابسته، بهعلت فراوانی در پوستة قارهای و ارتباط مستقیم با فرایندهای ژئودینامیک، از مهمترین شاخصهای بررسی خاستگاه و تکامل ماگما در محیطهای گوناگون زمینساختی به شمار میروند (Bonin, 2007). از اینرو، ردهبندی زایشی آنها در قالب انواع I، S، M و A (A1 و A2) بر پایة دادههای زمینشیمیایی، کانیشناسی و شواهد زمینشناسی که از روشهای رایج در تفسیر خاستگاه و شرایط پیدایش ماگما هستند (Loiselle and Wones, 1979; Bonin et al., 2020) بهکار برده شدند.
در کنار دادههای زمینشیمیایی، ریختشناسی و ویژگیهای بافتی بلورهای زیرکن نیز ابزار کارآمدی برای بررسی خاستگاه و تکامل ماگما بهشمار میروند؛ زیرا این ویژگیها بازتابی از ترکیب، دما، میزان تکامل و شرایط فیزیکوشیمیایی ماگمای مادر هستند. زیرکن از کانیهای فرعی رایج در سنگهای پوستهای تا گوشتهای است (Hoskin and Schaltegger, 2003; Belousova et al., 2006; Grimes et al., 2015) که بهعلت پایداری شیمیایی و فیزیکی بالا، نقطة ذوب بسیار و مقاومت در برابر هوازدگی، دگرگونی و آناتکسی، میتواند اطلاعات ارزشمندی از زمان تبلور، شرایط گرمایی، ترکیب ماگما و ویژگیهای ایزوتوپی را در خود نگه دارد (Valley et al., 2005; Belousova et al., 2006; Rubatto, 2017). افزونبر این، ریختشناسی بیرونی و ساختارهای درونی زیرکنها بازتابی از پویایی رشد بلور و تحولات سامانة ماگمایی است و در شناسایی فرایندهای ماگمایی، بازتبلور، دگرگونی و حتی شرایط اشباع اولیه زیرکن بهکار برده میشوند (Corfu et al., 2003; Hoskin and Schaltegger, 2003; Rivera et al., 2016).
از آنجاییکه گونهشناسی و ویژگیهای ریختشناسی زیرکن حتی در شرایط دما و فشار بالا نیز تا اندازة بسیاری حفظ میشوند (Sturm and Steyrer, 2003; Sturm, 2010)، این کانی در بررسی سنگهای قدیمی و بازسازی شرایط پیدایش آنها اهمیت ویژهای دارد. بررسیهای گوناگون نیز نشان دادهاند که میان ریختشناسی بلورهای زیرکن و خاستگاه، ترکیب شیمیایی، روند تکامل و جایگاه زمینساختی ماگمای مادر آنها ارتباط نزدیکی است (Pupin, 1980; Berezhnaya, 1999; Wang and Kienast, 1999).
بر این پایه، در پژوهش کنونی تلاش شده است با بهرهگیری از بررسیهای میدانی، بررسیهای سنگنگاری، دادههای زمینشیمیایی عنصرهای اصلی و کمیاب سنگ کل و نیز تحلیل ویژگیهای ریختشناسی بیرونی و ساختارهای درونی زیرکنها، خاستگاه، سرشت، شرایط تبلور و جایگاه زمینساختی ماگمای داسیتی میزبان کانسار روی-سرب کوشک ارزیابی شود. نتایج این پژوهش میتواند در شناخت بهتر فرایندهای ماگمایی و فلززایی مرتبط با کانسارهای روی-سرب در ایران مرکزی مؤثر باشد و چارچوب مناسبی برای تفسیر ارتباط میان ماگماتیسم و کانهزایی در منطقة بافق فراهم سازد. افزونبر این، استفاده همزمان از دادههای زمینشیمیایی و ریختشناسی زیرکنها میتواند به ارائه الگویی جامعتر برای بررسی خاستگاه و تکامل ماگماهای مرتبط با کانسارهای فلزی مشابه کمک کند.
زمینشناسی ناحیهای
منطقة بافق در مرکز ایران بخشی از گندواناست که میان کمربندهای چینخوردة آلپی زاگرس و البرز جای دارد. این منطقه پیسنگ پروتروزوییک بالایی با توالی پوششی نئوپروتروزوییک تا تریاس دارد (Stöcklin, 1971; Borumandi, 1973; Haghipour, 1977). سنگهای پروتروزوییک بالایی و کامبرین در بخش جنوبی پهنة ساختاری کمانی کاشمر-کرمان، که با گسلهای چاپدونی و کوه بنان-کلمرد-ازبک کوه مهدیآباد در خاور و گسل داوران-پشتبادام-نایینی-گرو در باختر و گسل اسفوردی در قلب آن، هممرز است، رخنمون دارند (شکل 1). گرانیتوییدها و تودههای آذرین درونی گابرو-دیوریت کامبرین، بههمراه دایکهای دیاباز و لامپروفیر تأخیری، توالی آتشفشانی-رسوبی-آذرآواری اسفوردی را قطع میکنند (Förster and Jafarzadeh, 1994; Daliran, 2002; Mohseni and Aftabi, 2015). ریولیت میزبان متحمل دگرسانی هیدروترمال زیردریایی شده و منجر به پیدایش آلبیت، اکتینولیت، کلریت، سریسیت، تورمالین و کربنات شده است (Aftabi et al., 2021).
ماگماتیسم کمان قارهای پروتوتتیس از 547 تا 525 میلیون سال پیش انجام شده است (Nayebi et al., 2021). این دوره با عقبنشینی لیتوسفر اقیانوسی در حال فرورانش پروتوتتیس مشخص میشود که منجر به کشش و نازکشدن پوسته، بازشدن حوضهها در کمان ماگمایی کادومین و برهمکنش ماگمای مافیک آبدار، فلزدار و بارور پیامد ذوب گوشته لیتوسفر زیرقارهای[1] (SCLM) با پوستة قارهای (Ga 3/8-2/0~) در این محیط حوضه پشتکمانی شده است (Vesali et al., 2021). چنین فرایندهای زمینشناسی پویا، توسعه سیستمهای هیدروترمال را تقویت کرده و باعث پیدایش ذخایر معدنی متمایزِ ایران مرکزی شده است (Vesali et al., 2021). همچنین، مقایسه سن سنگهای آذرین و کانهزایی، ارتباط ژنتیکی کانسارهای اولیه آهن-آپاتیت (Ma543-490) را با گابرو، دیوریت، کوارتز دیوریت و گرانیتهای با خاستگاه ماگمایی مشترک (Ma 547-525) نشان میدهد (Zolala et al., 2025)؛ آپاتیتهای تیره و مونازیتهای ثانویه (Ma 440 و 437) با نفوذهای سینیتی در پایان اردویسین تا آغاز سیلورین (Ma 430-452) مرتبط هستند. این رویدادها با ماگماتیسم و رسوبگذاری در یک محیط کششی منطقهای و توسعه حوضه در نئوپروتروزوییک پسین-کامبرین پیشین تا سیلورین در منطقة بافق سازگار است (Zolala et al., 2025). از سوی دیگر، پژوهشهای مهدیپورقاضی و همکاران (Mehdipour Ghazi et al., 2019; 2020) و همچنین، مهدیپورقاضی و موذن (Mehdipour Ghazi and Moazzen, 2024)، نشاندهندة وجود ماگمایی مافیک غنی از آهن و فسفر، مشتق از گوشته، هیدراته و اکسیدشده را که در یک محیط کافت پسبرخوردی کششی پدید آمده است، به عنوان خاستگاه کانسارهای آهن اکسیدی-آپاتیتی تیپ کیرونا در ایالت فلززایی بافق ساغند[2] پیشنهاد کردهاند. پیدایش کانسارهای مگنتیت-هماتیت-آپاتیت گستره معدنی بافق در کافتهای ولکانوژنیک آلکالن درون قارهای نئوپروتروزوییک-کامبرین زیرین (Aftabi and Mohseni, 2020; Daliran, 2002)، ولکانیسم زیردریایی پهنههای کافتی حاشیهای زیپی[3] (Mohseni and Aftabi, 2015; Atapour and Aftabi, 2020) یا کمان ماگمایی پیامد فرورانش اقیانوس پروتوتتیس به زیر ایران مرکزی با زایش ماگماتیسم کالکآلکالن پتاسیک-شوشونیتی تا سابآلکالن (Ramezani and Tucker, 2003; Mehdipour Ghazi et al., 2020; Sepidbar et al., 2020; Nayebi et al., 2021; Vesali et al., 2021) پیشنهاد شده است. کانیزایی مگنتیت-آپاتیت همزمان با ماگماتیسم کمان قارهای پروتوتتیس از 547 تا 525 میلیون سال پیش انجام شده است (Nayebi et al., 2021).
بیشتر پژوهشگران سن پیدایش سنگهای آتشفشانی-آذرآواری سازند اسفوردی را با جایگزینی گرانیتوییدهای کامبرین آغازین یکسان دانستهاند. سنسنجی U–Pb روی کانی زیرکن (Ramezani and Tucker, 2003) نشان میدهد پیسنگ پایان نئوپروتروزوییک-کامبرین زیرین در 550-540 میلیون سال پیش دچار نفوذ گرانودیوریتهای Ma 1±533 در مجموعة گرانیت-تونالیت شمال زریگان، داسیت پورفیری و ریوداسیتهای چاهگز Ma 1±528 و لوکوگرانیتهای نوع ناریگان و زریگان Ma 16±529 و Ma 7±525 بهعنوان پایان ماگماتیسم کمان ماگمایی در پایان نئوپروتروزوییک-آغاز کامبرین در ایران مرکزی شده است. سنسنجی 207Pb/206Pb آپاتیتهای بدون مونازیت کانسارهای اسفوردی، لکه سیاه، میشدوان و زریگان در گسترة معدنی بافق به روش طیفسنجی جرمی یونش گرمایی[4]، سن کانیزایی را 527 تا 539 میلیون سال پیش نشان میدهد (Stosch et al., 2011). سنسنجی Th–U–Pb مونازیتها و آپاتیتها در کانسار چغارت و اسفوردی میانگین سن 515 تا 21±529 میلیون سال پیش را نشان میدهد (Torab and Lehmann, 2007; Hosseini and Rajabzadeh, 2022; Hosseini et al., 2022). سنسنجی آپاتیتها به روش LA-ICPMS U-Pb سن کانیزایی را در کانسار چادرملو Ma 25±529، در چاه گز Ma 32±543، در میشدوان Ma 25±517 و در آنومالی XIV 19±533 میلیون سال پیش نشان میدهد (Nayebi et al., 2021). بیشترِ کانهزایی آپاتیت-آهن با Ti کم در 510-539 میلیون سال پیش در گسترة معدنی بافق و در پی فرایندهای ماگمایی و گرمابی درجه حرارت بالا همزمان با جایگزینی تودههای گرانیتی، دیوریتی، گرانودیوریتی، ترانجمیتی و تونالیتی (Ma 525-532) کالکآلکالن کمان ماگمایی مرتبط با فرورانش پروتوتتیس (Ma 510-539) رخ داده است. سپس گسترش کافت قارهای و تزریق سینیت و مونزوسینیتهای آلکالن (Ma 421-447) با دگرنهادشدن آلکالن و تهنشست دوبارة مادة معدنی آهن در نزدیک به Ma 540 روی داده است (Majidi et al., 2020). سنهای جوانتر Ma 21±437 و Ma 14±457 بهترتیب در کانسارهای چادرملو و آنومالی XIV، نشاندهندة رویدادهای گرمابی پیامد ماگماتیسم کششی سینیتی سیلورین آغازین در Ma 440-420 و سن جوانتر (Ma 215±11) در آنومالی XXI، Ma 104-153 برای شمار اندکی از مونازیتهای کانسار اسفوردی و چغارت (Hosseini and Rajabzadeh, 2022; Hosseini et al., 2022) نشاندهندة ماگماتیسم برخوردی گرانیتی-تونالیتی پایان تریاس در Ma210-220 است. سنسنجی U/Pb به روش طیفسنجی جرمی پلاسمای جفتشدة القایی چند کلکتوره با نمونهبرداری لیزری[5] (لیزر ابلیشن) و سنسنجی SHRIMP U-Th-Pb zircon نشاندهندة سن کانکوردیا (Ma537±4) برای ریولیتهای سازند اسفوردی، سن کانکوردیا 536±5 میلیون سال پیش برای گرانیت زریگان، سن کانکوردیا 529±4 میلیون سال پیش برای گرانیت چادرملو، سن کانکوردیا 538±5 میلیون سال پیش برای گرانیت ناریگان و میانگین وزنی سن (1/1MSWD=) 5±457 میلیون سال پیش برای سینیتهای اسفوردی است (Mehdipour Ghazi et al., 2020).
این منطقه معدنی شامل ذخایر آهن، فسفات، منگنز، سرب-روی و REE-Th-U-Ti است. این کانیزایی در ارتباط با یک توالی آتشفشانی-رسوبی، به ویژه واحدهای فلسیک نئوپروتروزوییک بالایی تا کامبرین زیرین سازند اسفوردی (بخش چهارم سازند ساغند) (Samani, 1988) جای دارد. سازند اسفوردی با ضخامت نزدیک به ۸۰۰ متر، شامل ماسهسنگ چرتی، آهک دولومیتی، گنبدهای ریولیتی-ریوداسیتی پروکسیمال با کانیسازی آهن-فسفر، توفهای ریولیتی-ریوداسیتی و بازالتهای اسپلیتی با کانیسازی مگنتیت-فسفر، دولومیت چرتی، جاسپیلیت، کلاهکهای کربناتی و شیلهای سیاه و همچنین، سنگهای دولومیت چرتی و شیل سیاه است که میزبان ذخایر سرب-روی سِدِکس دیستال هستند. در منطقه معدنی بافق، کانسنگهای مگنتیت-آپاتیت بیشتر در گنبدهای ریولیت-ریوداسیت و لایههای آذرآواری زیردریایی سازند اسفوردی جای دارند که با سازندهای ریزو، دسو، هرمز و سلطانیه همخوانی دارند. کانیسازی آهن-فسفر با پراکندگی تونالیتها و لوکوگرانیتهای زریگان-ناریگان روی نداده است (Stosch et al., 2011; Mohseni and Aftabi, 2015).
کانسار روی-سرب کوشک در بخش بالایی توالی آتشفشانی-رسوبی کامبرین زیرین (LCVSS[6]) و در مرکز حوضة زریگان-چاهمیر (شکلهای 1-A تا 1-D) جای دارد. در این منطقه، دو توالی شناسایی شدهاند (شکل 2):
شکل 2. نقشة زمینشناسی کانسار روی و سرب کوشک و جایگاه گنبدهای داسیتی و ریوداسیتی شمال و شمالباختری و ریولیتی در جنوبخاوری کانسار (Rajabi et al., 2012).
Figure 2. Geological map of the Koushk Zn-Pb deposit and the location of dacite and rhyodacite domes in the north and northwest, and the rhyolite in the southeast of the deposit (Rajabi et al., 2012).
بخش قاعدهای (از توالی کانهدار) شامل توفهای کریستالی خاکستری، غنی از فلدسپارهای آلکالن، کوارتز و قطعات سنگی است که با سنگ آهکهای ماسهای تا سیلتی خاکستری تیره، به صورت محلی دولومیتی شده و رو به بالا با سیلتستونها پوشیده شدهاند. واحد اخیر شامل سیلتسنگهای آهکی در بخش پایینی بههمراه رسوبات عدسیشکل همپیوسته توف ریولیتی در مرز شارپ با رسوبات دربرگیرنده است. سیلتسنگهای آهکی به افق کانهدار ردهبندی میشوند که شامل سیلتسنگهای سیاه دانه ریز و غنی از مواد آلی است. بالای این واحد با توفها، شیلها و چرتهای میانلایهای پوشیده شده است (Rajabi et al., 2012). سنگهای آهک و دولومیتهای چرتی بزرگ و با کانیزایی آهن بالاترین بخش توالی آتشفشانی-رسوبی کامبرین زیرین بهشمار میروند (Rajabi et al., 2012; Hosseini et al., 2025). گنبدهای داسیتی-ریولیتی در بخش شمال، شمالباختری و جنوبخاوری کانسار، در نزدیکی توالی کانهدار جای دارد و دایکهای دیابازی کل توالی آتشفشانی-رسوبی را قطع کردهاند (شکل 2). سیلهای دیابازی در بخش پایینی توالی آتشفشانی-رسوبی، درست در جنوبباختری گسل کوشک، رخ میدهند (شکل 2).
روش انجام پژوهش
در راستای انجام این پژوهش 65 نمونه از تودههای داسیتی و ریوداسیتی پورفیری میزبان برداشت شد. بررسیهای سنگنگاری و کانیشناسی با استفاده از میکروسکوپ نوری روی 47 مقطع نازک در دانشگاه شهید بهشتی تهران انجام شد.
برای مطالعات ریختشناسی زیرکن نمونهها در اندازه 63 تا 500 مش مورد خردایش قرار گرفت. زیرکنها با استفاده از میز لرزان ویلفلی، جداکننده مغناطیسی فرانتس و مایعات سنگین و در نهایت با دستچین کردن زیر میکروسکوپ دوچشمی، از بخشهای غربالی ۶۳-۱۱۲ و ۱۱۲-۲۰۰ میکرومتر در سازمان زمینشناسی و اکتشافات معدنی کشور در دو مرحلة 170 بلور زیرکن جدا شدند. دانههای زیرکن با کمک میکروسکوپ دو چشمی، تصویربرداری کاتدولومینسانس (CL) و BSE-SEM بررسی شده بودند، روی رزین اپوکسی نصب و صیقل داده شدند تا فضای درونی دانهها نمایان شود.
تصویرهای CL با استفاده از میکروپروب الکترونی JEOL JXA-8900RL و تصویرهای SEM-BSE با میکروسکوپ الکترونی هیتاچی S3400N در دانشگاه ناگویا در کشور ژاپن و شرکت آریا الکترون اوپتیک بهدست آمدند. کاربرد تصویرهای کاتدولومینسانس و همچنین، تصویربرداری با میکروسکوپ الکترونی BSE-SEM، مزیت دیگری برای روشن کردن نهتنها ریختشناسی خارجی، بلکه ریختشناسی درونی نیز دارد، بهگونهایکه تغییرات ریختشناسی زیرکن و ساختار درونی بلور زیرکن در طول رشد را میتوان ردیابی کرد. نتایج اندازهگیری پارامترهای طول، پهنا و نسبت پهنا به طولِ زیرکنها در جدول 1 آورده شده است.
همچنین، برای صحتسنجی نتایج بهدستآمده از بررسی ریختشناسی زیرکنها در شناسایی سرشت ماگما، از دادههای زمینشیمیایی سنگ کل بهره گرفته شد. برای بررسی زمینشیمی کل سنگ شمار 25 نمونه از داسیتها و 2 نمونه ریولیتهای میزبان کانسار روی و سرب کوشک به روش XRF الگو PW 2404 شرکت Philips ساخت کشور هلند در دانشگاه تربیت مدرس انجام شد. آمادهسازی نمونه به روش پرس پودری و تهیة قرصهایی با قطر 40 میلیمتر انجام شد، برای اندازهگیری L.O.I[7] نمونهها به مدت یک ساعت در دمای 1050 درجة سانتیگراد گذاشته شدند (جدول 2). همچنین، 9 نمونه از داسیتهای میزبان با اسید نیتریک رقیق حل شدند و محلول نهایی به روش ICP-MS در شرکت زرآزما با دستگاه Perkin Elmer (NexION 300) تجزیه شدند (جدول 3). دادههای بهدستآمده در نرمافزارهای Excel و GCDkit تجزیه و تحلیل شدند.
جدول 1. نتایج اندازهگیری پارامترهای طول، پهنا و نسبت پهنا به طول در زیرکنهای مرتبط با داسیتهای پورفیری میزبان کانسار روی و سرب کوشک.
Table 1. Results of measurements of length, width, and width-to-length ratio parameters in zircons associated with porphyry dacites hosting the Koushk Zn–Pb deposit.
|
Sample No. |
Az1 |
Az2 |
Az3 |
Az4 |
Az5 |
Az6 |
Az7 |
Az8 |
Az9 |
Az10 |
|
Maximum grain length (microns) |
207 |
243 |
184 |
223 |
177 |
126 |
143 |
176 |
201 |
165 |
|
Maximum grain width ratios (microns) |
75 |
95 |
78 |
95 |
87 |
64 |
43 |
91 |
92 |
53 |
|
Width ratios/length |
0.36 |
0.39 |
0.42 |
0.43 |
0.49 |
0.51 |
0.30 |
0.52 |
0.46 |
0.32 |
|
Sample No. |
Az11 |
Az12 |
Az13 |
Az14 |
Az15 |
Az16 |
Az16 |
Az18 |
Az19 |
Az20 |
|
Maximum grain length (microns) |
192 |
165 |
418 |
327 |
274 |
371 |
276 |
368 |
273 |
218 |
|
Maximum grain width ratios (microns) |
81 |
82 |
161 |
143 |
97 |
163 |
74 |
135 |
102 |
81 |
|
Width ratios/length |
0.42 |
0.50 |
0.39 |
0.44 |
0.35 |
0.44 |
0.27 |
0.37 |
0.37 |
0.37 |
|
Sample No. |
Az21 |
Az22 |
Az23 |
Az24 |
Az25 |
Az26 |
Az27 |
Az28 |
Az29 |
Az30 |
|
Maximum grain length (microns) |
198 |
227 |
247 |
286 |
131 |
198 |
255 |
221 |
234 |
341 |
|
Maximum grain width ratios (microns) |
85 |
115 |
103 |
78 |
35 |
100 |
108 |
78 |
93 |
157 |
|
Width ratios/length |
0.43 |
0.51 |
0.42 |
0.27 |
0.27 |
0.51 |
0.42 |
0.35 |
0.40 |
0.46 |
|
Sample No. |
Az31 |
Az32 |
Az33 |
Az34 |
Az35 |
Az36 |
Az37 |
Az38 |
Az39 |
Az40 |
|
Maximum grain length (microns) |
168 |
278 |
114 |
191 |
327 |
254 |
285 |
377 |
183 |
176 |
|
Maximum grain width ratios (microns) |
71 |
102 |
57 |
79 |
73 |
96 |
113 |
139 |
81 |
75 |
|
Width ratios/length |
0.42 |
0.36 |
0.50 |
0.41 |
0.22 |
0.37 |
0.39 |
0.36 |
0.44 |
0.42 |
|
Sample No. |
Az41 |
Az42 |
Az43 |
Az44 |
Az45 |
Az46 |
Bz47 |
Az48 |
Az49 |
Az50 |
|
Maximum grain length (microns) |
221 |
185 |
218 |
304 |
403 |
153 |
201 |
162 |
363 |
176 |
|
Maximum grain width ratios (microns) |
97 |
57 |
73 |
124 |
165 |
47 |
76 |
64 |
123 |
77 |
|
Width ratios/length |
0.43 |
0.3 |
0.33 |
0.40 |
0.41 |
0.30 |
0.37 |
0.39 |
0.33 |
0.44 |
|
Sample No. |
Az51 |
Az52 |
Az53 |
Az54 |
Az55 |
Az56 |
Az57 |
Az58 |
Az59 |
Az60 |
|
Maximum grain length (microns) |
181 |
128 |
349 |
285 |
215 |
174 |
215 |
290 |
203 |
224 |
|
Maximum grain width ratios (microns) |
74 |
49 |
170 |
121 |
77 |
49 |
68 |
127 |
114 |
131 |
|
Width ratios/length |
0.41 |
0.38 |
0.49 |
0.42 |
0.36 |
0.28 |
0.32 |
0.44 |
0.56 |
0.58 |
|
Sample No. |
Az61 |
Az62 |
Az63 |
Az64 |
Az65 |
Az66 |
Az67 |
Az68 |
Az69 |
Az70 |
|
Maximum grain length (microns) |
124 |
205 |
133 |
275 |
205 |
139 |
153 |
151 |
211 |
168 |
|
Maximum grain width ratios (microns) |
80 |
151 |
95 |
186 |
145 |
98 |
98 |
107 |
125 |
95 |
|
Width ratios/length |
0.65 |
0.74 |
0.71 |
0.68 |
0.71 |
0.71 |
0.64 |
0.71 |
0.59 |
0.57 |
|
Sample No. |
Az71 |
Az72 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
Maximum grain length (microns) |
102 |
122 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
Maximum grain width ratios (microns) |
63 |
73 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
Width ratios/length |
0.61 |
0.60 |
|
|
|
|
|
|
|
|
جدول 2. دادههای بهدستآمده از XRF برای اکسیدهای اصلی (بر پایة درصدوزنی) و برخی عنصرهای فرعی (بر پایة ppm) در ریولیت و داسیتهای میزبان کانسار روی-سرب کوشک.
Table 2. XRF data of major elements’ oxides (in wt%) and some minor elements (in ppm) in the rhyolites and dacites hosting the Koushk Zn–Pb deposit.
|
Rock type |
Rhyolite |
Dacite |
|||||||
|
Sample No. |
RK18 |
RK20 |
RK7 |
RK14 |
RK3 |
RK9 |
RK5 |
RK1 |
RK12 |
|
Major element oxides (in wt.%) |
|||||||||
|
SiO2 |
75.66 |
72.41 |
69.46 |
68.68 |
68.43 |
67.73 |
67.50 |
67.41 |
66.88 |
|
TiO2 |
0.20 |
0.20 |
0.33 |
0.21 |
0.30 |
0.35 |
0.33 |
0.05 |
0.31 |
|
Al2O3 |
12.05 |
12.46 |
14.80 |
12.92 |
13.30 |
13.30 |
14.10 |
14.88 |
14.20 |
|
Fe2O3 |
1.09 |
1.23 |
3.39 |
5.76 |
4.17 |
5.04 |
3.61 |
4.52 |
5.54 |
|
FeOt |
0.98 |
1.10 |
3.05 |
5.18 |
3.75 |
4.53 |
3.25 |
4.07 |
4.99 |
|
MgO |
0.40 |
0.59 |
2.76 |
1.51 |
2.28 |
3.32 |
3.64 |
2.80 |
1.97 |
|
MnO |
0.02 |
0.02 |
0.15 |
0.03 |
0.12 |
0.13 |
0.12 |
0.10 |
0.12 |
|
CaO |
0.38 |
2.79 |
3.24 |
2.87 |
3.79 |
3.54 |
3.81 |
2.50 |
2.81 |
|
Na2O |
0.21 |
0.22 |
1.14 |
2.11 |
2.14 |
1.15 |
2.14 |
2.21 |
2.15 |
|
K2O |
8.83 |
8.55 |
2.71 |
3.00 |
2.91 |
3.60 |
2.85 |
2.87 |
2.76 |
|
P2O5 |
0.06 |
0.06 |
0.04 |
0.07 |
0.03 |
0.04 |
0.04 |
0.10 |
0.05 |
|
LOI |
0.88 |
1.28 |
2.25 |
2.19 |
2.19 |
1.31 |
1.53 |
2.48 |
2.39 |
|
S |
0.04 |
0.96 |
0.03 |
0.00 |
0.01 |
0.03 |
0.01 |
0.00 |
0.03 |
|
Total |
99.78 |
99.81 |
100.26 |
99.36 |
99.66 |
99.50 |
99.67 |
99.92 |
99.19 |
|
Minor element (in ppm) |
|||||||||
|
Ba |
480 |
10880 |
1500 |
100 |
1300 |
600 |
180 |
100 |
800 |
|
Rb |
100 |
100 |
20 |
50 |
90 |
30 |
50 |
10 |
60 |
|
Sr |
200 |
230 |
500 |
100 |
20 |
200 |
300 |
150 |
300 |
|
Zn |
30 |
40 |
90 |
40 |
60 |
200 |
10 |
800 |
70 |
|
Zr |
150 |
100 |
80 |
200 |
120 |
130 |
100 |
100 |
90 |
|
Zircon saturation temperatures (°C) and ASI=molar (Al2O3/Na2O+K2O+CaO) |
|||||||||
|
ASI |
1.13 |
0.84 |
1.38 |
1.08 |
0.98 |
1.08 |
1.04 |
1.31 |
1.22 |
|
M |
0.74 |
1.32 |
0.97 |
1.16 |
1.35 |
1.25 |
1.29 |
0.95 |
1.06 |
|
T (°C): Watson and Harrison (1983) (Zr:496000 ppm) |
830.74 |
752.42 |
758.38 |
824.51 |
765.17 |
779.45 |
754.18 |
778.58 |
761.73 |
|
T (°C): Watson (1979) (Zr: 497651.6 ppm) |
830.42 |
752.15 |
758.10 |
824.20 |
764.89 |
779.16 |
753.91 |
778.29 |
761.45 |
|
T (°C): Boehnke et al. (2013) (Zr: 497651.6 ppm) |
753.48 |
771.86 |
713.25 |
833.06 |
795.66 |
792.83 |
769.09 |
733.18 |
733.86 |
جدول 2. ادامه.
Table 2. Continued.
|
Rock type |
Dacite |
||||||||
|
Sample No. |
RK8 |
RK17 |
RK2 |
RK11 |
RK13 |
RK16 |
RK4 |
RK6 |
RK15 |
|
Major element oxides (in wt.%) |
|||||||||
|
SiO2 |
66.46 |
66.29 |
66.20 |
66.03 |
65.94 |
65.93 |
65.80 |
65.30 |
65.29 |
|
TiO2 |
0.24 |
0.46 |
0.36 |
0.32 |
0.23 |
0.47 |
0.30 |
0.25 |
0.45 |
|
Al2O3 |
13.50 |
14.32 |
13.70 |
14.20 |
14.56 |
14.52 |
12.37 |
13.45 |
14.44 |
|
Fe2O3 |
6.73 |
4.98 |
5.20 |
5.95 |
5.77 |
5.00 |
5.95 |
4.63 |
5.02 |
|
FeOt |
6.05 |
4.48 |
4.68 |
5.36 |
5.19 |
4.50 |
5.35 |
4.16 |
4.52 |
|
MgO |
3.25 |
2.40 |
4.25 |
2.26 |
3.60 |
2.24 |
3.72 |
4.67 |
2.66 |
|
MnO |
0.12 |
0.12 |
0.15 |
0.13 |
0.03 |
0.10 |
0.12 |
0.11 |
0.13 |
|
CaO |
4.63 |
3.38 |
2.05 |
2.65 |
3.17 |
3.72 |
4.60 |
4.06 |
3.37 |
|
Na2O |
1.12 |
2.01 |
2.17 |
1.15 |
2.11 |
2.05 |
1.14 |
2.12 |
1.94 |
|
K2O |
3.58 |
3.16 |
3.69 |
3.81 |
2.07 |
2.98 |
2.79 |
2.67 |
3.45 |
|
P2O5 |
0.04 |
0.07 |
0.04 |
0.10 |
0.05 |
0.06 |
0.04 |
0.03 |
0.06 |
|
LOI |
0.18 |
2.41 |
1.38 |
2.47 |
2.19 |
2.51 |
2.39 |
2.37 |
2.70 |
|
S |
0.04 |
0.27 |
0.02 |
0.03 |
0.00 |
0.23 |
0.02 |
0.01 |
0.31 |
|
Total |
99.83 |
99.59 |
99.18 |
99.06 |
99.72 |
99.58 |
99.23 |
99.66 |
99.51 |
|
Minor element (in ppm) |
|||||||||
|
Ba |
300 |
210 |
700 |
120 |
650 |
300 |
1000 |
500 |
400 |
|
Rb |
40 |
40 |
70 |
70 |
60 |
60 |
20 |
60 |
100 |
|
Sr |
300 |
390 |
100 |
400 |
100 |
540 |
400 |
170 |
360 |
|
Zn |
40 |
390 |
80 |
90 |
50 |
280 |
80 |
400 |
400 |
|
Zr |
200 |
50 |
20 |
100 |
100 |
110 |
40 |
180 |
80 |
|
Zircon saturation temperatures (°C) and ASI=molar (Al2O3/Na2O+K2O+CaO) |
|||||||||
|
ASI |
0.95 |
1.11 |
1.21 |
1.31 |
1.26 |
1.08 |
0.93 |
0.97 |
1.10 |
|
M |
1.51 |
1.20 |
0.99 |
1.00 |
1.08 |
1.26 |
1.60 |
1.45 |
1.22 |
|
T (°C): Watson and Harrison (1983) (Zr:496000 ppm) |
797.46 |
703.49 |
654.02 |
774.67 |
769.08 |
766.72 |
666.18 |
792.86 |
741.76 |
|
T (°C): Watson (1979) (Zr: 497651.6 ppm) |
797.16 |
703.25 |
653.80 |
774.39 |
768.80 |
766.44 |
665.95 |
792.57 |
741.49 |
|
T (°C): Boehnke et al. (2013) (Zr: 497651.6 ppm) |
877.49 |
688.34 |
597.6 |
738.65 |
746.67 |
780.04 |
707.68 |
855.8 |
748.51 |
جدول 2. ادامه.
Table 2. Continued.
|
Sample No. |
RK10 |
RK25 |
RK19 |
RK21 |
RK22 |
RK26 |
RK23 |
RK27 |
RK24 |
|
Rock type |
Dacite |
||||||||
|
Major element oxides (in wt.%) |
|||||||||
|
SiO2 |
64.74 |
64.56 |
64.19 |
63.58 |
62.63 |
62.44 |
62.39 |
61.96 |
60.83 |
|
TiO2 |
0.28 |
0.45 |
0.48 |
0.49 |
0.44 |
0.47 |
0.49 |
0.52 |
0.58 |
|
Al2O3 |
13.90 |
14.24 |
14.21 |
14.98 |
14.63 |
15.00 |
13.74 |
14.44 |
15.32 |
|
Fe2O3 |
6.27 |
5.45 |
5.53 |
5.35 |
5.19 |
5.83 |
5.65 |
6.11 |
6.47 |
|
FeOt |
5.64 |
4.90 |
4.97 |
4.81 |
4.67 |
5.25 |
5.08 |
5.49 |
5.82 |
|
MgO |
2.85 |
4.16 |
4.12 |
4.05 |
4.40 |
3.58 |
3.04 |
3.81 |
4.81 |
|
MnO |
0.13 |
0.11 |
0.13 |
0.11 |
0.11 |
0.13 |
0.14 |
0.14 |
0.14 |
|
CaO |
3.76 |
2.16 |
2.72 |
1.74 |
3.51 |
3.58 |
4.94 |
3.20 |
3.34 |
|
Na2O |
1.14 |
2.15 |
2.13 |
2.08 |
2.12 |
2.13 |
2.25 |
2.87 |
2.56 |
|
K2O |
3.68 |
3.52 |
3.30 |
3.70 |
3.23 |
2.95 |
3.13 |
2.81 |
2.30 |
|
P2O5 |
0.38 |
0.14 |
0.18 |
0.18 |
0.17 |
0.24 |
0.15 |
0.16 |
0.18 |
|
LOI |
2.32 |
2.67 |
2.62 |
3.37 |
3.14 |
3.33 |
3.69 |
3.58 |
3.15 |
|
S |
0.02 |
0.03 |
0.05 |
0.04 |
0.14 |
0.04 |
0.05 |
0.02 |
0.04 |
|
Total |
99.44 |
99.61 |
99.59 |
99.64 |
99.57 |
99.68 |
99.60 |
99.59 |
99.67 |
|
Minor element (in ppm) |
|||||||||
|
Ba |
400 |
1120 |
1090 |
1060 |
940 |
1050 |
1380 |
1210 |
850 |
|
Rb |
30 |
60 |
70 |
90 |
60 |
80 |
60 |
60 |
60 |
|
Sr |
200 |
430 |
270 |
130 |
350 |
260 |
280 |
260 |
330 |
|
Zn |
50 |
120 |
90 |
80 |
80 |
90 |
150 |
130 |
90 |
|
Zr |
100 |
70 |
100 |
60 |
80 |
80 |
60 |
110 |
130 |
|
Zircon saturation temperatures (°C) and ASI=molar (Al2O3/Na2O+K2O+CaO) |
|||||||||
|
ASI |
1.09 |
1.26 |
1.18 |
1.41 |
1.09 |
1.13 |
0.85 |
1.06 |
1.19 |
|
M |
1.30 |
0.99 |
1.12 |
0.87 |
1.30 |
1.26 |
1.76 |
1.30 |
1.21 |
|
T (°C): Watson and Harrison (1983) (Zr:496000 ppm) |
753.29 |
745.77 |
766.36 |
741.95 |
735.94 |
738.14 |
684.97 |
761.18 |
781.70 |
|
T (°C): Watson (1979) (Zr: 497651.6 ppm) |
753.02 |
745.50 |
766.08 |
741.68 |
735.68 |
737.88 |
684.74 |
760.90 |
781.41 |
|
T (°C): Boehnke et al. (2013) (Zr: 497651.6 ppm) |
770.49 |
702.94 |
750.65 |
677.18 |
746.12 |
742.71 |
764.81 |
780.79 |
789.35 |
جدول 3. دادههای ICP-MS برای بررسی میزان عنصرهای اصلی و کمیاب در داسیتهای پورفیری در محدودة کانسار روی-سرب کوشک.
Table 3. ICP-MS data of major and trace element contents of porphyry dacites in Koushk Zn-Pb deposit area.
|
Sample No. |
ES1 |
ES2 |
ES3 |
ES4 |
ES5 |
ES6 |
ES7 |
ES8 |
ES9 |
|
Major element oxides(wt.%) |
|||||||||
|
Ti |
379.20 |
441.60 |
305.60 |
580.80 |
384.00 |
3608.00 |
3374.00 |
3411.00 |
3645.00 |
|
P |
286.00 |
142.00 |
216.00 |
160.00 |
154.00 |
542.00 |
558.00 |
1449.00 |
631.00 |
|
Minor element (in ppm) |
|||||||||
|
Ga |
25.98 |
33.32 |
17.86 |
26.13 |
22.24 |
26.00 |
31.00 |
20.00 |
23.00 |
|
Rb |
65.00 |
57.00 |
83.00 |
68.00 |
87.00 |
59.00 |
54.00 |
67.00 |
81.00 |
|
Sr |
209.00 |
46.00 |
95.00 |
44.00 |
41.00 |
340.00 |
362.70 |
348.10 |
314.60 |
|
Y |
14.00 |
20.00 |
12.00 |
23.00 |
17.00 |
24.10 |
25.70 |
31.20 |
25.70 |
|
Zr |
133.00 |
138.00 |
107.00 |
153.00 |
129.00 |
75.00 |
70.00 |
65.00 |
72.00 |
|
Nb |
1.90 |
1.37 |
1.01 |
2.56 |
1.35 |
11.20 |
10.00 |
9.80 |
9.70 |
|
Cs |
0.94 |
0.91 |
0.64 |
0.61 |
0.84 |
1.40 |
0.90 |
1.20 |
2.20 |
|
Ba |
1050.00 |
414.00 |
824.00 |
754.00 |
534.00 |
982.00 |
888.00 |
899.00 |
768.00 |
|
Ta |
0.24 |
0.12 |
0.12 |
0.28 |
0.73 |
0.70 |
0.60 |
0.70 |
0.80 |
|
Pb |
80.00 |
28.75 |
28.13 |
15.63 |
1820.63 |
13.00 |
5.00 |
4.00 |
3.00 |
|
Th |
17.39 |
9.68 |
11.83 |
11.49 |
7.62 |
9.70 |
9.40 |
9.40 |
9.00 |
|
U |
5.48 |
5.93 |
3.55 |
6.84 |
4.43 |
2.80 |
2.30 |
2.40 |
2.60 |
|
Hf |
10.24 |
7.86 |
6.57 |
9.50 |
6.27 |
2.90 |
2.30 |
2.30 |
2.40 |
|
Rare earth elements |
|||||||||
|
La |
4.00 |
19.00 |
6.00 |
38.00 |
16.00 |
24.00 |
28.00 |
43.00 |
28.00 |
|
Ce |
12.88 |
50.72 |
17.90 |
106.97 |
158.14 |
45.00 |
44.00 |
82.00 |
48.00 |
|
Pr |
1.34 |
6.69 |
1.93 |
16.88 |
5.26 |
5.20 |
5.23 |
10.44 |
6.02 |
|
Nd |
5.40 |
26.29 |
7.23 |
56.43 |
19.09 |
19.50 |
20.10 |
38.70 |
22.20 |
|
Sm |
1.00 |
4.00 |
1.00 |
7.00 |
3.00 |
3.60 |
3.90 |
7.10 |
4.80 |
|
Eu |
0.57 |
0.88 |
0.43 |
1.62 |
0.71 |
0.80 |
0.89 |
1.02 |
0.82 |
|
Gd |
2.95 |
7.89 |
2.96 |
14.08 |
6.02 |
4.22 |
3.97 |
6.35 |
4.62 |
|
Tb |
0.30 |
0.60 |
0.27 |
0.89 |
0.45 |
0.80 |
0.70 |
0.90 |
0.90 |
|
Dy |
2.84 |
4.43 |
2.30 |
6.48 |
3.54 |
4.10 |
4.30 |
5.60 |
4.60 |
|
Ho |
0.47 |
0.60 |
0.35 |
0.80 |
0.46 |
0.43 |
0.58 |
0.37 |
0.65 |
|
Er |
2.32 |
2.58 |
1.63 |
3.46 |
2.01 |
3.00 |
3.20 |
4.00 |
3.10 |
|
Tm |
0.69 |
0.76 |
0.51 |
1.01 |
0.60 |
0.50 |
0.50 |
0.50 |
0.50 |
|
Yb |
2.00 |
3.00 |
2.00 |
3.00 |
3.00 |
2.60 |
2.38 |
2.68 |
2.63 |
|
Lu |
0.75 |
0.74 |
0.54 |
0.97 |
0.60 |
0.40 |
0.40 |
0.40 |
0.40 |
|
Y |
14.00 |
20.00 |
12.00 |
23.00 |
17.00 |
24.10 |
25.70 |
31.20 |
25.70 |
|
Eu/Eu* |
1.02 |
0.48 |
0.76 |
0.50 |
0.51 |
0.63 |
0.69 |
0.46 |
0.53 |
|
(La/Yb)n |
1.35 |
4.27 |
2.02 |
8.54 |
3.60 |
6.22 |
7.93 |
10.82 |
7.18 |
|
(La/Sm)n |
2.52 |
2.99 |
3.77 |
3.41 |
3.35 |
4.19 |
4.52 |
3.81 |
3.67 |
|
(Ce/Yb)n |
1.67 |
4.37 |
2.31 |
9.22 |
13.64 |
4.48 |
4.78 |
7.91 |
4.72 |
|
(Ce/Sm)n |
3.11 |
3.06 |
4.32 |
3.69 |
12.72 |
3.02 |
2.72 |
2.79 |
2.41 |
|
(Eu/Yb)n |
0.82 |
0.83 |
0.61 |
1.54 |
0.67 |
0.87 |
1.06 |
1.08 |
0.89 |
|
(La/Lu)n |
0.55 |
2.68 |
1.14 |
4.07 |
2.78 |
6.23 |
7.27 |
11.16 |
7.27 |
سنگنگاری
با توجه به بررسیهای ماکروسکوپی و میکروسکوپی، واحدهای آذرین میزبان روی-سرب کوشک شامل داسیت، ریولیت، سیلهای دیوریتی و واحدهای دیابازی هستند که در این پژوهش داسیتهای میزبان کانسار بررسی سنگنگاری شدهاند (شکلهای 3-A تا 3-O).
داسیتهای بررسیشده درشتبلورهای سدیمفلدسپار مانند آنورتوکلاز و آلبیت دارند و کانیهای مافیک آنها بیشتر شامل آمفیبول، اپیدوت و کلریت هستند که دچار فرایندهای دگرنهادی سدیک شدهاند.
شکل 3. A) تصویر ماکروسکوپی داسیتهای پورفیری میزبان کانسار روی و سرب کوشک، دید رو به شمال؛ B تا E) تصویر نمونة دستی از داسیتهای پورفیری میزبان کانسار روی و سرب کوشک؛ F تا O) تصویرهای میکروسکوپی (XPL) از سنگهای داسیتی میزبان کوشک؛ F و G) بافت پورفیری؛ H) بافت پرتیت؛ I) بافت گرانوفیر؛ J) بافت پورفیری و میرمیکتی؛ K) بافت گرانولار؛ L و M) بافت غربالی؛ N و O) بافتهای پورفیری و خلیجی. نامهای اختصاری کانیها از وار (Warr, 2021).
Figure 3. A) Macroscopic images of the hosted porphyry dacites Koushk Zn-Pb deposit, view toward the north; B to E) hand specimen image of the porphyry dacites hosting the Koushk Zn-Pb deposit; F to O) Microscopic images of the Koushk‑hosted dacite rocks (XPL); F and G) Porphyritic texture; H) Perthitic texture; I) Granophyric texture; J) Porphyritic and myrmekitic texture; K) Granular texture; L and M) Sieved texture; N and O) Porphyritic and embayed textures. Abbreviations from Warr (2021).
شکل 3. ادامه.
Figure 3. Continued.
بافت میکروسکوپی اصلی این داسیتها پورفیری و ویتروفیری است. بافت فرعی آن شامل میرمکیتی، گرانوفیر، گرانولار، پرتیت، اسفنجی یا غربالی و خلیجی است (شکلهای 3-F تا 3-O). در بافت پرتیت دو نوع آلکالیفلدسپار (آلبیت و میکروکلین) به صورت میانلایهای رشد کنند (شکل 3-H). بافت گرانوفیر نشاندهندة تبلور همزمان و سریع کوارتز و آلکالیفلدسپار در شرایط فرااشباع از سیلیس است (شکل 3-I). بافت میرمکیتی یا رشد همزمان کوارتز با فلدسپار غنی از سدیم در پی تبلور آذرین، دگرریختی در حالت جامد، دگرنهادشدن در پی تبلور بخشی و یا ترکیبی از فرایندهای موجود پدیدار میشود (Yazdi, 1997). در بافت میرمکیتی کوارتز به صورت اشکال ریز کرمیشکل در زمینهای از پلاژیوکلاز سدیمدار دیده میشود (شکل 3-J). رابطة مستقیم میان دگرریختی و فراوانی میرمکیت، نقش فرایندهای ساختاری را در تسهیل فرایند دگرنهادشدن نشان میدهد. در هنگام رخداد فرایند دگرنهادشدن، یونهایNa+، K+ و Ca+ میتوانند جابجا شوند؛ ازاینرو، در هنگام این جابجاییهای یونی، بافت میرمکیت نیز پدید میآید (Ghadiri et al., 2008). بافت اسفنجی یا غربالی بهعلت پیدایش حفرههای بسیار در فنوکریستها چهرة غربالی پدید میآورند. این بافت بیشتر در سنگهای آتشفشانی متداول است (Sepahi Gerow, 2012) بافت غربالی یادشده در فنوکریستهای کوارتز و آلبیت و آلکالیفلدسپارها در داسیتهای میزبان کانسار کوشک دیده شد (شکلهای 3-L و 3-M). با توجه به حضور کانی مافیک اصلیِ آمفیبول، اپیدوت، کلریت و یا پیروکسن غنی از سدیم، فنوکریستهای کوارتز، آلبیت و نبود بیوتیت و وجود بافت میرمکیتی که نشاندهندة رشد توأم کوارتز با فلدسپار غنی از سدیم است میتوان داسیتهای کانسار کوشک را از نوع سدیک دانست (Sepahi Gerow, 2012). در ریولیتهای پتاسیک کانی مافیک اصلی بیوتیت است. ویژگیهای یادشده، بههمراه پیدایش بافت میرمکیت در سنگها، در دمای بیشتر از 550 درجة سانتیگراد رخ میدهد (Bodorkos et al., 2000). از سوی دیگر، لبه کنگرهای و دندانهدارشده پلاژیوکلازها به درون بلورهای کناری (مانند کوارتزهای خلیجی) نیز رفتار دگرریختی در دمای نزدیک به 500 درجة سانتیگراد نشان میدهد (Tullis et al., 2000)، که این دگرریختی در کوارتزهای بیشکل با بافت خوردهشده و خلیجمانند در مقاطع میکروسکوپیِ داسیتهای کانسار کوشک دیده شد (شکلهای 3-N و 3-O). بافت خوردگی در این کانی در پی واکنش با مذاب یا دگرنهادشدن قلیایی روی داده است. بر پایة آنچه گفته شد و ویژگیهای سنگشناختی، دمای 500 تا 600 درجة سانتیگراد (Torkian, 2013) را میتوان برای خوردگی بلورهای درون سنگهای آتشفشانی کانسار کوشک پیشنهاد کرد.
طیف استثنایی و گستردهای از ریختشناسی زیرکن در داسیتهای میزبان کانسار کوشک دیده شد (شکلهای 4-A تا 4-I). آپاتیت از کانیهای فرعی دیده شده همراه با زیرکن است (شکلهای 4-B و 4-H). فراوانی زیرکن در مقاطع نازک در سنگهای داسیتی بسیار متغیر است و این فراوانی تقریباً با حجم کانیهایی که از مذاب میاندانهای تبلور یافتهاند همبستگی دارد (Moerhuis et al., 2025).
شکل 4. A تا C) تصویرهای میکروسکوپی (در XPL) از شاردهای سیلیسی در داسیتهای پورفیری میزبان کانسار روی و سرب کوشک و فراوانی کانیهای زیرکن و آپاتیت مرتبط با آنها ؛ D تا G) تصویرهای میکروسکوپی (در PPL) از داسیتهای پورفیری و حضور کانیهای زیرکن در ساختار کوارتز خلیجی؛ H و I) تصویرهای میکروسکوپی (در XPL) از داسیتها با بافت گرانولار و حضور میانبارهای زیرکن و آپاتیت در آنها. نام اختصاری کانیها از وار (Warr, 2021).
Figure 4. A to C) Photomicrographs (in XPL) of siliceous shards in porphyry dacites hosting the Koushk Zn–Pb deposit, showing the abundance of zircon and apatite minerals associated with them; D to G) Photomicrographs (in PPL) of porphyritic dacites with the occurrence of zircon minerals within embayed quartz structures; H and I) Photomicrographs (in XPL) of dacites with granular texture containing zircon and apatite inclusions (PPL). Abbreviations from Warr (2021).
گمان میرود در داسیتهای میزبان کوشک با افزایش مذاب سیلیسی و اکسیدهای آهن، گسترة کانیهای زیرکن در امتداد حفرههای میاندانهای و کوارتزهای خلیجی افزایش مییابد؛ اما بیشتر این بلورها حاشیه گردشده و کوتاه دارند (شکلهای 4-A تا 4-G) و بیشتر در مرز دانهها و همچنین، درون ساختار بلوری کانیها بهصورت بلورهای شکلدار تا نیمهشکلدار با زونینگ پیچیده و نوسانی دیده میشود. در شاردهای سیلیسی، کانیهای زیرکن فراوانی بیشتری دارند. این محیط باعث اشباع سریع زیرکن و بلورشدن گستردۀ آن میشود. بررسیهای زمینشیمی نشان دادهاند شاردهای شیشهای با افزایش غلظت Zr همبستگی مستقیم دارد و شرایط مناسب برای رشد زیرکن فراهم میکند (Zhang and Xu, 2016). بررسیهای ژانگ و شو (Zhang and Xu, 2016) نشان میدهد در مذابهای سیلیسی اشباع از زیرکنیم، غلظت Zr وابستگی شدیدی به دما و وابستگی ضعیفی به فشار و ترکیب مذاب دارد. ژانگ و شو (Zhang and Xu, 2016) نرخ انحلال یا رشد یک بلور زیرکن هنگامِ فروافتادن در مذاب ریولیتی هیدراته خاص را الگوسازی کردهاند. عوامل کنترلکننده بیشتر دما و غلظت Zr در مذاب هستند (Behrens and Hahn, 2009; Boehnke et al., 2013; Zhang and Xu, 2016). نرخ معمول رشد زیرکن در مذاب ریولیتی مرطوب برابر با 01/0 تا 0/1 میکرومتر در سال است. اندازة بلورهای زیرکن میتواند برای تعیین محدودیتهایی بر نرخ سردشدن ماگمای میزبان بهکار برده میشود (Zhang and Xu, 2016).
تصویر دانههای زیرکن زیر میکروسکوپ دو چشمی، تصویربرداری کاتدولومینسانس (CL) و BSE-SEM در شکلهای 5 تا 10 آورده شده است. ساختارهای رشد بلوری زیرکنها از گنبدهای داسیتی میزبان کانسار روی و سرب کوشک را میتوان با بهکارگیری مقاطع موازی و عمود بر محور بلوری (محور c) که در شکلهای 9 و 10 نشان داده شدهاند، تفسیر کرد. دانههای زیرکن درون سنگهای ریولیتی و داسیتی پهنهبندی نوسانی ماگمایی بهخوبی توسعهیافته دارند و در آنها هستهای دیده نمیشود. در مقاطع موازی با محور بلوری c، هرمهای {101} و در مقاطع عمود بر این محور، منشورهای {100} بهخوبی توسعه یافتهاند (شکلهای 5 تا 10). برخی بلورهای زیرکن درون داسیتهای کوشک هستههایی گرد و صاف دارند که الگوی پهنهبندی آنها با ناحیة حاشیهای بلور تفاوت دارد که گویای رویدادهای خوردگی یا بازجذب در طول تبلور است (Vavra, 1990; 1994) (شکل 10-I). این ویژگی میتواند نشاندهندة مرحلهای از کمبود اشباع زیرکن در مذاب باشد. برخی بلورهای زیرکن میانبارهای مذاب دارند (شکل 10). میانبارهای بازتبلوریافته[8] (که با از میانرفتن پهنهبندی نوسانی همراه هستند و بیشتر در اطراف میانبارهای مذاب دیده میشوند و بر پایة بررسیهای پیجین (Pidgeon, 1992) حاشیههایی با شدت کاتدولومینسانس (CL) پایین دارند) از ویژگیهای معمول این نمونهها هستند (شکل 10).
بر پایة تصویرهای کاتدولومینسانس (CL) زیرکنها حاشیههای تیره و روشن نشان میدهند (شکل 10) که چهبسا گویای کاهش عنصرهای HREE و افزایش LREE، U، Th و Y در بخشهای روشن در برابر بخشهای تیره است (Sommerauer, 1974; Poller et al., 2001). عنصرهای کممقداری مانند U، Th، Y و REEها که بهعلت شعاع یونی بزرگ و بار الکتریکی بالا در بسیاری از کانیهای سیلیکاته سنگساز عنصرهای ناسازگار بهشمار میروند، معمولاً در ذوبهای بجامانده متمرکز میشوند و در ساختار زیرکن تثبیت میشوند؛ زیرا شبکه بلوری زیرکن میتواند مقدارهای متفاوتی از این عنصرهای را در خود جای دهد (Belousova et al., 2002).
هرچه فاصله میان دو منطقهبندی در بلورهای زیرکن بیشتر باشد، تبلور زیرکن از ماگمایی با درجة اشباعشدگی کم از زیرکنیم روی داده است. در برابر آن، زیرکنهایی با منطقهبندی باریک و نزدیک به هم، از ماگمایی فرااشباع از زیرکن متبلور شدهاند (Vavra, 1990; Fowler et al., 2002; Martins et al., 2014). هرچند منطقهبندی باریک از شواهد جدایش بلوری سریع است (Shabanian Broujeni et al., 2009)؛ اما ازآنجاییکه منطقهبندی باریک و نزدیک به هم در بیشتر زیرکنهای کوتاه و پهن و زیرکنهای سوزنی دیده میشود (شکل 10)، میتوان عامل اصلی پیدایش آن را فرااشباعبودن ماگما از زیرکنیم دانست. تصویرهای CL در برخی دانههای زیرکن، حضور بخشهای یا هستههای بهارثرسیده پیشماگمایی[9] و ویژگیهای رشد ثانویه در حاشیهها را نشان میدهد. این بخشها از دیدگاه ساختاری با پهنههای رشد بیرونی ناپیوسته هستند (شکلهای 10-F و 10-I). بخش درونی دانهها بیشتر نشانههایی از انحلال ناهمگن را نشان میدهد که چهبسا پیامد متامیکتیشدن و برهمکنش زیرکن با سیالهاست. برخی بلورها شواهدی از بازجذب اندک یا به عبارتی خوردگی یا انحلال و جانشینی را نشان میدهند (شکلهای 7، 8 و 10) که به پیدایش سطوح گرد یا فرورفتگیهایی در بلور انجامیده است. چنین بخشهای و بخشهای خوردگی چهبسا بازتابی از بازجذب بلور زیرکن تا هنگامی است که دوباره به حالت اشباع از زیرکنیم (Zr) رسیده باشد (Shahbazi et al., 2014).
شکل 5. A تا K) تصویرهای تهیهشده با میکروسکوپ بیناکولار از زیرکنها در داسیتهای میزبان کانسار روی و سرب کوشک.
Figure 5. A to K) Photomicrographs (under binocular microscope) of zircons associated with dacites hosting the Koushk Zn–Pb deposit.
شکل 6. A تا N) تصویرهای BSE-SEM از بلورهای زیرکن انتخابشدة نمونههای داسیتی میزبان کانسار روی و سرب کوشک.
Figure 6. A to N) BSE‑SEM images of selected zircon crystals from the dacitic samples hosting the Koushk Zn‑Pb deposit.
شکل 7. A تا F) تصویرهای BSE-SEM از بلورهای خردشدة زیرکن درون نمونههای داسیتی میزبان کانسار روی و سرب کوشک و نقش فرایندهای جانشینی در ساختار آنها.
Figure 7. A to F) BSE‑SEM images of crushed zircon crystals from the dacitic samples hosting the Koushk Zn‑Pb deposit and the role of replacement processes in their structure.
برخی زیرکنها ناحیهبندی قطعشده[10] و همچنین، ناحیهبندی محو و پیچخوردهای[11] نشان میدهند که پیامد متامیکتیشدن تفسیر میشوند؛ این ویژگی را ترکهای شعاعیِ پیرامون بخشهای رشد نیز نشان میدهند (شکلهای 10-D و 10-G). این ترکها میتوانند پیامد انبساط حجمی پیامد ساختار تخریبشده پس از واپاشی یا پرتوزایی کانیهای رادیواکتیو[12] تفسیر شوند (Murakami et al., 1991).
توزیع ناهمگن اورانیم و توریم در زیرکن چهبسا به پیدایش ساختارهای تخریبشده ناهمگن در پی فرایندهای واپاشی مواد پرتوزا میانجامد (Nasdala et al., 1998) که آسیب به شبکة بلوری و پیدایش ترکها و شکافهای ریز بهعلت انبساط ناهمگن را بهدنبال دارد (Nasdala et al., 2001). رشدهای اندک در تصویرهای BSE در دانههای زیرکن رایج هستند (شکل 10) و نشانهای از ناپیوستگیها در طول تاریخچة رشد تفسیر میشوند (Speer, 1982).
شکل 8. A تا D) تصویرهای BSE-SEM بههمراه گرافهای EDX از بلورهای زیرکن انتخابشده درون نمونههای داسیتی میزبان کانسار روی و سرب کوشک. نام اختصاری کانیها از وار (Warr, 2021).
Figure 8. A to D) BSE‑SEM images with EDX graphs of selected zircon crystals from the dacitic samples hosting the Koushk Zn‑Pb deposit. Abbreviations after Warr (2021).
افزایش نرخ رشد وجوه {1 0 1} چهبسا با جذب کاتیونهایی مانند سدیم، پتاسیم و آلومینیم مرتبط است که انرژی سطحی نسبی ساختارها را تغییر میدهند (Vavra, 1994). پوستة بیرونی با لایهای از باز رشد (که با "O"در شکل 10 مشخص شده) مشخص میشود که چهبسا با دگرگونی یا فرایند دگرنهادی مرتبط است.
برخی زیرکنها بازجذب و قطعشدگی پهنهبندی نوسانی در ساختار درونی آن نشان میدهد. قطعشدگی پهنههای نوسانی گواهی بر رخدادهای خوردگی شیمیایی تفسیر میشوند. ساختارهای درونی پس از این رویداد، بهطور کلی به دو بخش دستهبندی میشوند: یک بخش درونی با شدت کمِ CL و یک بخش با شدت بالای CL که تا حاشیة بلور امتداد دارد. پوستة بیرونی بلورهای زیرکن که شکل بیرونی آن را تعریف میکند تیره است و ویژگی کاتادولومینسانس (CL) ضعیف دارد؛ اما نوارهای روشن شدت بالای کاتادولومینسانس (CL) را نشان میدهد. وضعیتی که نشاندهندة مقدار اندک عنصرهای کمیاب و بلورینگی مطلوب است و هیچگونه ساختار درونی در آن شناسایی نمیشود.
شکل 8. ادامه.
Figure 8. Continued.
برخی زیرکنها مرتبط با داسیتهای کوشک ویژگی کاتادولومینسانس (CL) را یا از خود نشان نمیدهند یا بسیار ضعیف نشان میدهند که این بهعلت ویژگیهای ساختاری، ترکیبی یا فرایندهای دگرنهادی[13]، شرایط رشد بلور، سن و خاستگاه زیرکن و فرایندهای متامیکتی ناشی از مقدارهای بالای U و Th است که با گذشت زمان به آسیب ساختاری ناهمگن ناشی از تابش میانجامند. این آسیبها آرایش بلوری را میکاهند و ازاینرو، ویژگی CL کاهش مییابد یا حذف میشود (Nasdala et al., 2003; Hanchar and Hoskin, 2003). پیدایش ساختارهای تخریب شده ناهمگن در پی فرایندهای واپاشی مواد پرتوزا[14] سبب کاهش شفافیت یا کدر شدن، کاهش شدت کاتدولومینسانس (CL)، از میانرفتن پهنهبندی بلوری، افزایش تخلخل یا شکستگی، واکنشپذیری بیشتر در برابر دگرسانی یا بازتبلور میشود (Geisler et al., 2001).
شکل 9. A تا E) تصویرهای BSE-SEM از زیرکنهای درون نمونههای داسیتی میزبان کانسار روی و سرب کوشک.
Figure 9. A to E) BSE‑SEM images of zircons in the dacitic samples hosting the Koushk Zn‑Pb deposit.
شیمی کل سنگ
مقدار SiO2 در داسیتها و ریولیتهای میزبان کانسار کوشک از 83/60 تا 66/75 درصدوزنی و مقدارهای Al2O3 از 05/12 تا 32/15 متغیر است. مقدارهای اکسیدها Na2O و K2O نیز بهترتیب از 21/0 تا 87/2 و 07/2 تا 83/8 تغییر میکند (جدول 2).
بر پایة نمودار SiO2 در برابر Na2O+K2O، نمونههای بررسیشده در گسترة داسیت جای دارند و تنها دو نمونة RK18 و RK20 در محدودة ریولیت هستند (شکل 11-A). بر پایة نمودار SiO2 در برابر K2O بیشتر آنها به سری کالکآلکالن پتاسیم بالا وابسته هستند (شکل 11-B). همچنین، سنگها سرشت پرآلومینوس نشان میدهند و شماری از آنها ویژگی تا متاآلومین دارند (شکلهای 11-C و 11-D). در سنگهای بررسیشده، شاخص اشباعشدگی از آلومینیم (ASI) برابر با 85/0 تا 41/1 (میانگین: 16/1) است (جدول 2).
شکل 10. A تا L) تصویرهای CL از زیرکنهای مربوط به نمونههای داسیتی میزبان کانسار روی و سرب کوشک. نامهای اختصاری: Inh: هستة بهارثرسیده؛ M: ناحیة متامیکت؛ Cr: خوردگی (بازجذب یا انحلال)؛ Mi: چهبسا میانبارهای مذاب؛ O: رشد ثانویه (رو رشدی).
Figure 10. A to L) CL images of zircons from the dacitic samples hosting the Koushk Zn‑Pb deposit, including metamict zircons. Abbreviations: Inh: inherited core; M: metamictdomain; Cr: corrosion (resorption or dissolution); Mi: possible meltinclusion; O: overgrowth.
فراوانی عنصرهای فرعی و کمیابِ نمونههای داسیت تجزیهشده در جدول 3 آورده شده است. در نمودار عنکبوتی، عنصرهای کمیاب (بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه، پیشنهادی مکدوناف و سان (McDonough and Sun, 1995)، نمونهها در عنصرهای Pb، Th، U، Rb، Cs و Ba غنیشدگی نشان میدهند (شکل 12-A). همچنین، بیهنجاری منفی روشنی در الگوی عنصرهای Nb، Sr، P و Ti دیده میشود. بیهنجاری منفی Sr در توافق با بیهنجاری منفی Eu است. افزونبر این، داسیتهای یادشده آشکارا از عنصرهای LILE[15] (بهویژه Sm، Ce، Rb و Th) غنی و از عنصرهای Nb، P، Eu، Sr و Ti تهی هستند.
شکل 11. ردهبندی داسیتهای میزبان کانسار روی و سرب کوشک در A) نمودار SiO2 در برابر Na2O+K2O (Le Bas et al., 1986)؛ B) نمودار SiO2 در برابر K2O (Peccerillo and Taylor, 1976)؛ C) نمودار سهتایی Al2O3-Na2O-K2O؛ D) نمودار A/CNKدر برابر A/NK (Shand, 1943).
Figure 11. Classification of dacitic samples hosting the Koushk Zn Pb deposit in A) SiO₂ versus Na₂O+K₂O diagram (Le Bas et al., 1986); B) SiO₂ versus K₂O diagram (Peccerillo and Taylor, 1976); C) Al₂O₃–Na₂O–K₂O ternary plot; D) A/CNK versus A/NK diagram (Shand, 1943).
در نمودار عنصرهای خاکی کمیاب بهنجار شده در برابر کندریت باینتون (Boynton, 1984) (شکل 12-B) نمونهها در LREEها در برابر HREEها غنیشدگی نشان میدهند و شیب ملایم رو به پایین دارند. همة نمونهها بیهنجاری منفی آشکار از عنصر Eu دارند.
شکل 12. الگوی ترکیبیِ داسیتهای پورفیری میزبان کانسار روی و سرب کوشک در A) نمودار عنکبوتی عنصرهای کمیاب بهنجارشـده به ترکیـب گوشتة اولیه (McDonough and Sun, 1995)؛ B) نمودار عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب کندریت (Boynton, 1984).
Figure 12. The compositional pattern of porphyritic dacites hosting the Koushk Zn-Pb deposit in A) trace (multi-element) elements spider diagram, normalized to primitive mantle composition (McDonough and Sun, 1995); B) REE diagram normalized to chondrite composition (Boynton, 1984).
بحث
بررسی ریختشناسی خارجی و درونی زیرکن میتواند اطلاعات ارزشمندی دربارة خاستگاه سنگهای ماگمایی، ترکیب شیمیایی مذاب و دمای تبلور فراهم کند (Pupin, 1980; Pupin and Turco, 1972). پوپین (Pupin, 1980) بر پایة ویژگیهای ریختشناسی زیرکن، گرانیتوییدها را به سه گروه با خاستگاه پوستهای، هیبریدی و گوشتهای دستهبندی کرد و نشان داد شیمی مذاب، مقدار آب، دما و سرعت سردشدن بر شکل بلورهای زیرکن اثر میگذارند (شکل 13). بر این پایه، گرانیتهای نوع I معمولاً هرمهای {101} و گرانیتهای نوع S هرمهای {211} دارند (Pupin, 1980; Belousova et al., 2006; Köksal et al., 2008). تغییر ترکیب ماگما نیز میتواند موجب تفاوت در وجوه بلوری حتی در یک بلور واحد شود (Belousova et al., 2006; Siebel et al., 2006). از سوی دیگر، آب نقش مهمی در تبلور زیرکن دارد؛ بهگونهایکه در ماگماهای غنی از آب، تبلور زیرکن از مراحل آغازین تا پایانی ادامه مییابد و با پیدایش هیدروزیرکنهای غنی از U، Th و Y همراه است؛ اما در ماگماهای فقیر از آب، تبلور آن به مراحل اولیه محدود است (Pupin, 1980; Corfu et al., 2003; Shabanian Broujeni et al., 2009).
ساختارهای درونی زیرکن، مانند منطقهبندی، خوردگی و کاهش کاتدولومینسانس، بازتاب تغییرات شیمیایی و فیزیکی مذاب و نیز اثر واپاشی عنصرهای پرتوزاست (Yazdi, 2009). منطقهبندی نوسانی ویژگی زیرکنهای آذرین است؛ اما زیرکنهای دگرگونی معمولاً ساختار درونی مشخصی ندارند (Hoskin and Black, 2000; Jafari, 2022). بیشتر زیرکنهای بررسیشده منشورهای {110} و {100} و هرمهای {101} دارند که نشاندهندة دمای بالا و سرشت کمابیش آلکالن مذاب سازندة آنهاست. همچنین، پهنهبندی نوسانی ماگمایی، نبود هیدروزیرکن و کمیاببودن میانبارها، خاستگاهی همانند گرانیتهای نوع I را برای داسیتهای میزبان کانسار روی و سرب کوشک نشان میدهد (Pupin, 1980; Corfu et al., 2003; Shahbazi et al., 2014).
شکل 13. ردهبندی گونهشناسی زیرکن و مقیاس دماسنجی مربوطه که پوپین (Pupin, 1980) پیشنهاد داده است. شاخص A نشاندهندة نسبت کنترلکنندة توسعه هرمهای زیرکن است؛ اما دما بر توسعه منشورهای زیرکن تأثیر میگذارد.
Figure 13. Zircon typological classification and corresponding thermometric scale proposed by Pupin (1980). Index A reflects the ratio controlling the development of zircon pyramids, whereas temperature affects the development of zircon prisms.
زیرکن بهصورت بلورهای ستونی رشد میکند و سرعت تبلور مهمترین عامل کشیدگی بلورهاست؛ بهگونهایکه بلورهای سوزنی و اسکلتی نشاندهندة تبلور سریع و سردشدگی ناگهانی ماگما هستند (Pupin, 1980; Hoskin and Black, 2000). پیدایش زیرکن در ماگما هنگام رسیدن به اشباعشدگی از Zr رخ میدهد و این اشباعشدگی میتواند در مراحل آغازین یا پایانی تبلور روی دهد (Hoskin and Black, 2000). همچنین، حتی در غلظتهای بسیار کم یا بسیار Zr نیز هستهبندی زیرکن امکانپذیر است (Hoskin and Black, 2000). بررسی ریختشناسی زیرکنهای داسیتهای منطقه کوشک نشان میدهد نسبت درازا به پهنای بلورها متغیر است؛ ویژگی که میتواند پیامد تفاوت در سرعت تبلور باشد (Chiarenzelli and McLelland, 1993; Bussy and Cadoppi, 1996). با توجه به دادههای سنسنجیِ واحدهای میزبان و گنبدهای داسیتی منطقه (سن بهدستآمدة 4/5±6/521 تا Ma 3/7±4/518 برای شیلها و سیلتستونهای سیاه میزبان کانسار (Mahmoudi, 2022)، سن Ma 9±581 برای سیلتستونهای توفی برش وج و سن Ma 555±14 برای شیلهای توفی در بخشهای بالایی توالی وج در مجاورت گنبدهای داسیتی (Vickers-Rich et al., 2017; Farjandi et al., 2022)، وجود تنها یک نسل زیرکن در این نمونهها محتملتر است؛ بنابراین تغییرات نسبت درازای بلورها به پهنای آنها بیشتر پیامد تفاوت سرعت رشد بلورها دانسته میشود.
ریختشناسی زیرکن با کاهش دمای تبلور تغییر میکند و حضور آب نیز در رشد وجوه بلوری نقش مهمی دارد (Pupin, 1980; Hoskin and Black, 2000). در ماگماهای غنی از آب، تبلور زیرکن از مراحل آغازین تا پایان تبلور ادامه مییابد و با غنیشدگی عنصرهای کمیاب مانند U، Th و Y همراه است (Pupin, 1980). نسبت درازا به پهنای زیرکنها شاخصی از سرعت رشد بلور است؛ بهگونهایکه بلورهای کشیدهتر نشاندهندة تبلور سریعتر هستند (Corfu et al., 2003). نسبت درازا به قطر در بلورهای زیرکن از 1 تا 5 متغیر است. در نمونههای بررسیشده، درازای بلورها از 124 تا 418 میکرومتر و پهنای آنها از 35 تا 186 میکرومتر در تغییر است و بیشتر بلورها نسبت درازا به پهنای بالایی دارند؛ بهگونهایکه نسبت پهنا به درازا در بیشتر بلورهای بررسیشده برابر با 27/0 تا 52/0 و در شمار اندکی از آنها برابر با 57/0 تا 74/0 میکرومتر است. ازاینرو، بیشتر زیرکنها سوزنیشکل و بلند هستند و شمار اندکی از بلورهای زیرکن کوتاه هستند. این ویژگی نشان میدهد بیشتر زیرکنها در شرایط سردشدگی سریع و از ماگمایی اشباع از زیرکنیم متبلور شدهاند؛ اما شمار اندکی از بلورهای کوتاهتر چهبسا در شرایط پایدارتر دمایی پدید آمدهاند.
ابی (Eby, 1992) گرانیتوییدهای نوع A را از نظر شیمیایی به دو گروه A1 و A2 دستهبندی کرده است. ماگمای گروه A1 بر پایة نسبتهای عنصری شباهت بسیاری به بازالت جزیرههای اقیانوسی دارد و در پی کافت درونقارهای و معمولاً همراه با ماگماهای مافیک جداشده از گوشته، بی یا با هضم پوستهای و در ارتباط با نقاط داغ جایگیری میکند (Loiselle and Wones, 1979; Kebede and Koeberl, 2003). گروه A2 شباهت بسیاری به ترکیب میانگین پوسته و بازالت جزیرههای کمانی دارد و در دامنة گستردهای از محیطها، بهویژه محیطهای پسابرخوردی، سپرها، پهنههای کششی حاشیههای فعال، جزیرههای کمانی، پشتة اقیانوسی و پایان یک دورة طولانی جریان بسیار گرم و ماگماتیسم گرانیتی پدید میآید (شکلهای 14-A تا 14-F) (Clemens et al., 1986; Wu et al., 2002; Bonin, 2007). بر پایة ویژگیهای زمینشیمیایی و جایگاه پیدایش، گرانیتهای تیپ A از خاستگاههای متنوعی مانند پوسته آذرین زیرین، گوشتهای، پوسته رسوبی بالایی و یا از خاستگاه ماگماهای آمیخته پدید میآیند (Clemens et al., 1986; Barbarin, 1996). فرایندهای گوناگونی مانند تبلوربخشی در پیدایش گرانیتهای I-type و نیز A-type دخیل هستند. ازاینرو، جیانگ و همکاران (Jiang et al., 2009) پیشنهاد کردند خاستگاه ماگمای نوع A شبیه نوع I است؛ یعنی ماگماهای سازندة آنها محصول تبلور بخشی هستند و تفاوتهای میان این دو گروه، مشخصاً به تغییر در شرایط ذوب اولیه سنگ مادر، مانند تغییر در شرایط دما (مانند دماهای بیشتر)، نسبت داده شود. به باور بونین (Bonin, 2007)، گرانیتهای نوع A شاید زیر گروه نوع I باشند. با استناد به تجزیه و تحلیل نمودارها، ویژگیهای عنصرهای اصلی و کمیاب نمونههای منطقه و بررسیهای پیشین دربارة سرشت گرانیتوییدهای نوع A در ناحیة بهاباد (Balaghi et al., 2011) میتوان دریافت که داسیتهای میزبان کانسار کوشک سرشت نوع A دارند (شکلهای 14-A تا 14-C) و بر پایة نمودارهای سهتایی و نمودار (Y/Nb)n در برابر (Th/Nb)n در محدوده A2 جای میگیرند (شکلهای 14-D تا 14-F). نمونههای بررسیشده با داشتن ویژگیهایی مانند بافت پرتیتی و گرانوفیری و نسبت 10000*Ga/Al (62/2 تا 84/4) (شکلهای 14-A و 14-B) به گرانیتوییدهای نوع A اختصاص پیدا میکند (Whalen et al., 1987; Bonin, 2007).
شکل 14. A و B) نمودار متمایزکنندة گرانیتوییدهای A، I و S (Whalen et al., 1987)؛ C تا E) نمودارهای متمایزکنندة گرانیتهای A (Eby, 1992)؛ F) نمودار تفکیکی A1 و A2 بر پایة (Y/Nb)n با (Th/Nb)n (Moreno et al., 2014). ترکیـب گوشتة اولیه از مکدوناف و سان (McDonough and Sun, 1995) است.
Figure 14. A and B) Discrimination diagrams for A, I and S-types granitoids (Whalen et al., 1987); C to E) Discrimination diagrams for A-types granitoids (Eby, 1992); F) A1 and A2 discrimination diagram based on the (Y/Nb)n versus (Th/Nb)n ratio (Moreno et al., 2014). Values are normalized to primitive mantle composition (McDonough and Sun, 1995).
بر پایة غنیشدگی عنصرهای کمیاب (Pb، Th، U، Rb، Cs و Ba) (شکل 12-A)، نقش تسلط پوستهای (Eby, 1992; Bonin, 2007) در پیدایش این سنگها بهخوبی دیده میشود. این ویژگی با ویژگیهای گرانیت نوع A و زیرگروه A2 که خاستگاه پوستهای دارند همخوانی دارد. همچنین، بیهنجاریهای منفی Ti و Nb با جدایش آمفیبولها و نیز کانیهای Ti دار ارتباط دارد و بیهنجاری منفی P گویای تبلور بخشی و جدایش آپاتیت در ماگمای مادر است. بیهنجاری منفی Ba میتواند به جدایش از گدازههای داسیتی مربوط باشد؛ زیرا داسیتهای میزبان کانسار روی و سرب کوشک از فلدسپارهای قلیایی و اورتوکلاز پرتیتی غنی است و نبود بیوتیت و یا ناچیزبودن مقدارهای بیوتیت در این سنگها این ویژگی را نشان میدهد (شکل 12-A). ترکیب عنصرهای خاکی کمیاب (شکل 12-B) و غنیشدگی در LREEها در برابر HREEها نشاندهندة روند جدایش بلورین باشد (Wilson, 1989). بیهنجاری منفی مشخص از عنصر Eu به دو عامل بستگی دارد (Dahlquist et al., 2010; Rollinson, 1993):
1- حضور پلاژیوکلاز که کانی مهمی در منبع است و مشارکتنکردن آن در فرایند ذوب؛
2- جدایش بلورین ماگما و جدایش پلاژیوکلار در هنگام فرایند تبلور بخشی.
به باور رولینسون (Rollinson, 1993)، ضریب جدایش Eu در پلاژیوکلازها با فعالیت اکسیژن در ارتباط است، بهگونهای که در اکتیویتة کم اکسیژن مقدار Eu در این کانی کاهش مییابد. افزونبر آنچه گفته شد، ناهنجاری منفی Eu همراه با غنیشدگی LREE در برابر MREE و HREE نشاندهندة اهمیت نقش جدایش بلورین ماگما در فرایند تکامل گرانیتوییدهاست (Wilson, 1989).
ترکیب شیمیایی ماگما، بهویژه نسبت آلومینیم/قلیا (A)، توسعه هرمهای زیرکن را کنترل میکند؛ اما دمای تبلور، توسعه نسبی اشکال مختلف منشور زیرکن را تعیین میکند (Yazdi, 1997). بنابراین، ریختشناسی زیرکنهایی که از مذابهای با دمای بالا متبلور شدهاند، تحتسلطة منشورهای {100} است و آنهایی که از مذابهای با دمای کم متبلور شدهاند، تحتسلطة منشورهای {110} است. این رابطه میتواند بهصورت زمیندماسنج بهکار برده شود (Pupin and Turco, 1972). به باور پوپین (Pupin, 1980)، رشد نسبی شکلهای منشوری با دمای تبلور و رشد نسبی شکلهای هرمی با ترکیب شیمیایی رابطة مستقیم دارد و دما اصلیترین عامل کنترل رشد نسبی شکلهای منشوری گوناگون است (شکل 13). فشار در این رابطه نقشی ندارد (Zhang and Xu, 2016). پژوهشگران (Pupin, 1980; Watson and Harrison, 1983) دو روش برای دماسنجی مذاب سازندة سنگهای مختلف پیشنهاد کردهاند: 1- با استفاده از شکلشناسی بلورهای زیرکن (شکل 8)، 2- با استفاده از دادههای زمینشیمی، برای به دست آوردن دمای سازندة سنگهای داسیتی کانسار کوشک هر دو روش در این پژوهش استفاده شده است. تصویرهای بینوکولار، میکروسکوپ الکترونی روبشی (SEM) و لومینسانس کاتد (CL) از زیرکنهای درون سنگهای داسیتی در شکلهای 5 تا 10 آورده شدهاند.
طول بیشتر دانهها بین 120 تا 420 میکرومتر است که بیشتر به رنگ صورتی و زرد عسلی (پیامد حضور اکسیدهای آهن) تا شفاف و بیرنگ (شکلهای 9-A تا 9-K) و به شکلهای منشوری شکلدار[16] تا نیمهشکلدار[17] کشیده و بر پایة تصویرهای CL دارای بافت منطقهبندی نوسانی درونی هستند برخی دارای اشکال منشوری کوتاه یا همبعد[18] هستند (شکلهای 5 تا 10). زیرکنهایی که از مذابهای با دمای بالا متبلور شدهاند، بیشتر دارای منشورهای {1 0 0} هستند، اما زیرکنهای متبلور شده از مذابهای با دمای پایین، دارای منشورهای {1 1 0} هستند (Pupin and Turco, 1972). بلورهای شکلدار زیرکن این نمونهها از نظر شکلشناسی (Pupin, 1980) (شکل 13) و شاخص دما (I.T) و آلکالن بودن (I.A) و فراوانی این کانیها به شرح زیر بررسی شدند. زیرکنهای درون داسیتهای میزبان کانسار روی و سرب کوشک بیشتر هابیت منشوری دارند اما برخی دانهها گرد شده هستند و بیشتر در گستره P2،P5 ، S5 و S25 قرار دارد و تعداد کمتری در بخشهای AB5،D ، L5،P3 ، P4، R3، S10 و S20 واقع هستند که مقدار I.T و I.A بهترتیب برابر740 و 6/706 است (شکلهای 15 و 16).
شکل 15. فراوانی انواع بلورهای زیرکن در نمونههای مورد بررسی بر پایة تقسیمبندی مرجع (Pupin, 1980) و روند تکاملی گونهشناختی (T.E.T) محاسبه شده روی نمودار تقسیمبندی مرجع (Pupin, 1980). جمعیتهای زیرکن در ردهبندی پتروژنتیک پیشنهادیِ پوپین (Pupin, 1980). استوکهای (1)، (2) و (3) شامل گرانیتهایی با خاستگاه پوستهای یا اساساً با خاستگاه پوستهای (گرانیتهای کوهزایی) هستند؛ استوک (1) لوکوگرانیتهای آلومیندار؛ استوک (2) مونزوگرانیتها و گرانودیوریتهای برجا؛ استوک (3) مونزوگرانیتها و گرانودیوریتهای آلومیندار درونی. استوکهای (4) و (5) گرانیتهایی با خاستگاه پوستهای و گوشتهای، گرانیتهای هیبریدی (گرانیتهای کوهزایی): ( 4a-c، ناحیه نقطهچین تیره) گرانودیوریتها و مونپهنهیتها؛ (4a-c، ناحیه نقطهچین شفاف) مونزوگرانیت و گرانیتهای آلکالن؛ استوک (5) گرانیتهای سری سابآلکالن. استوکهای (6) و (7) گرانیتهایی با خاستگاه گوشتهای یا اساساً با خاستگاه گوشتهای (گرانیتهای غیرکوهزایی)؛ استوک (6) گرانیتهای سری آلکالن؛ استوک (7) گرانیتهای سری تولییتی. اختصارات: Ch= ناحیه شارنوکیت ماگمایی؛ Mu= حد گرانیتهای مسکوویت (دمای 725>T درجة سانتیگراد).
Figure 15. Abundance of zircon crystal types in the studied samples based on the reference classification of Pupin (1980), along with the calculated typological evolutionary trend (T.E.T) plotted on the reference classification diagram of Pupin (1980). Zircon populations in the petrogenetic classification proposed by Pupin (1980). Stocks (1), (2) and (3) comprise granites of crustal or mainly crustal origin (orogenic granites); stock (1) aluminous leucogranites; stock (2) (sub) autochthonous monzogranites and granodiorites; stock (3) intrusive aluminous monzogranites and granodiorites. Stocks (4) and (5) granites of crust and mantle origin, hybrid granites (orogenic granites): (4a–c, dark dotted area) granodiorites and monzonites; (4a–c, clear dotted area) monzogranite and alkaline granites; stock (5) sub-alkaline series granites. Stocks (6) and (7) granites of mantle or mainly mantle origin (anorogenic granites); stock (6) alkaline series granites;stock (7) tholeiitic series granites. Abbreviations: Ch= magmatic charnockite area; Mu= limit of muscovite granites (T< 725◦C).
بررسیهای ریختشناسی بر پایة روش پوپین (Pupin, 1980) همراه با تصویربرداری با میکروسکوپ الکترونی نشان میدهد شکل بیرونی زیرکنها بطور منظم با کاهش دمای تبلور تغییر میکند. تغییرات چشمگیری در ریختشناسی زیرکنها دیده میشود. وجود بلورهای اسکلتی بزرگ، سوزنیهای استوانهای، زیرکنهای شکلدار با انتهای کوتاه یا منشوری، در داسیتهای کوشک دیده میشود.
شکل 16. فراوانی بلورهای زیرکن نمونههای داسیتی میزبان کانسار روی و سرب کوشک روی نمودار ریختشناسی مرجع (Pupin, 1980).
Figure 16. Abundance of zircon crystals from the dacitic samples hosting the Koushk Zn‑Pb deposit plotted on the reference morphologic diagram of (Pupin, 1980).
برای بررسی روند تکاملی گونهشناسی ([19]T.E.T) نمونههای مورد بررسی، با روش رسم زاویه از برخوردگاه شاخص آلکالن و دما، پس از محاسبه انحراف استانداردهای I.A و I.T بر پایة معادلة 1 و 2 و روند تکامل گونهشناختی از نقطهنظر برخورد این شاخصها، خطی با شیب به دست آمده از ɑ=ST/SA (معادله 3) رسم میشوند که مقدار آن با تانژانت زاویه بین محورهای T.E.T برابر است، این زاویه °43/52 است (شکل 15). (T جمعیتهای زیرکن طبق روش پوپین (Pupin, 1980) محاسبه شدند).
معادلة 1:
معادلة 2:
Standard deviation of A index= =
معادلة 3:
Standard deviation of T index= =
n=number of investigated crystals
برای تعیین شرایط دمایی مذاب اسیدی سازندة سنگهای داسیتی و ریولیتی میزبان کانسار کوشک روشهای مختلف بررسی شدند و دماهای بهدست آمده بر پایة شکل و ریخت بلورهای زیرکن و دادههای شیمیایی تأییدکننده هم و نشاندهندة بازه دمایی حدود 49/703 تا 74/830 درجة سانتیگراد برای دمای مذاب در تعادل با زیرکن، برای عمده نمونههای مورد بررسی است.
تعیین دما با استفاده از دادههای زمینشیمیایی بیشتر بر پایة شیمی سنگ کل و درجه اشباع زیرکنیم[20] انجام میشود. مقدار عنصر Zr در سنگهای اسیدی به میزان حلالیت بلور زیرکن در مذاب و درنتیجه دما وابسته است از این رو بر پایة این عنصر میتوان شرایط مذابهای سازندة سنگهای اسیدی را تعیین کرد (Watson and Harrison, 1983; King et al., 2001). این روش نیازمند شرایطی مانند نداشتن زیرکنهای موروثی، متاآلومین بودن، توزیع یکسان بلورهای زیرکن در کل سنگ و داشتن روند منفی میان زیرکن و سیلیس در نمودارهای شاخص جدایش است (Janousek and Saturnin, 2006; Shabanian Broujeni et al., 2009). نمودار SiO2 در برابر Zr بر پایة شیمی سنگ کل نشان میدهد نمونههای اسیدی منطقه روند منفی دارند (شکلهای 17-A و 17-C) و بر پایة نمودار (K+Na+2Ca)/Al+Si و SiO2 در برابر Zr، بیشتر نمونههای بررسیشده بازة دمایی 49/703 تا 74/830 درجة سانتیگراد را نشان میدهد و تنها سه نمونه بازة دمایی 02/654 تا 97/684 دارند. چنین دماهایی چهبسا به فرایندهای دگرنهادشدن بعدی نیز مرتبط باشند (جدول 1؛ شکلهای 17-A و 17-B).
از روشهای پذیرفتهشده برای برآورد دمای مذاب سازندة سنگها، روش واتسون و هریسون (Watson and Harrison, 1983) بر پایة دما، ترکیب مذاب و حلالیت زیرکن است که بهصورت معادلههای 4 و 5 پیشنهاد شده است:
معادلة 4:
ln D Zr zircon/melt = {-3.80 - [0.85 (M - 1)]} +12900 / T
معادلة 5:
TZr = 12.900 / [2.95 + 0.85 M + ln (496.000 /Zrmelt)]
در این جا، Ln DZr نسبت غلظت عنصر Zr در کانی زیرکن به غلظت آن در مذاب (بر پایة ppm) است که مقدار آن در کانی ppm 000/496 (Miller et al., 2003) و در مذاب برابر با مقدار اندازهگیری شده بر پایة تجزیههای شیمیایی است. T دما بر پایة کلوین است و M که از معادلة 6 بهدست آورده میشود به حلالیت زیرکن در برابر SiO2 و آلومینیمدار بودن مذاب وابسته است (Watson and Harrison, 1983).
معادلة 6:
M= [(Na+K+2Ca)/(Al*Si)]
شکل 17. A و B) نمودارهای (K+Na+2Ca)/Al+Si و SiO2 در برابر Zr (Watson and Harrison, 1983)؛ C) نمودار SiO2 در برابر (C°) Tzr (دمای اشباعشدگی Zr) (Boehnke et al., 2013).
Figure 17. A and B) (K+Na+2Ca)/Al+Si and SiO₂ versus Zr diagrams (Watson and Harrison, 1983); C) SiO₂ versus Tzr (°C) diagram (Zr saturation temperature) (Boehnke et al., 2013).
این روش دقیقاً با پارامترها و جزییات روش واتسون و هریسون (Watson and Harrison, 1983) همخـوانی دارد و از دیـد فرمـولی نیـز بـا آن یکسـان اسـت؛ تنهـا تفـاوت در مقدارهای غلظـت عنصر زیرکنیم است. واتسون (Watson, 1979) غلظت عنصر زیرکنیم را 6/497651 ppm اعلام کرده بود. بر پایة این روش، کمترین دمای تبلور برای داسیتهای بررسیشده 80/653 درجة سانتیگراد (تنها در سه نمونه) بهدست آمد؛ اما بیشتر نمونهها بازة دمایی 25/703 تا 42/830 درجة سانتیگراد نشان میدهند. دمای بهدستآمده بر پایة ریختشناسی زیرکنها نیز این بازة دمایی را نشان میدهد.
بوهنکه و همکاران (Boehnke et al., 2013) رابطة میان حلالیت زیرکن، دمـا و ترکیـب مـذاب پیشـنهادی واتسـون و هریسـون (Watson and Harrison, 1983) را تصحیح و به این ترتیـب، معادله 7 را پیشنهاد کردند:
معادله 7:
ln DZr ={(10108 ± 32)/T}- (1.16- 0.15) (1-M)- (1.48±0.09)
در این رابطه،Ln D Zr Zircon/melt غلظت عنصر زیرکنیم در کانی زیرکن 6/497651 ppm دانسته شده است و پارامترها و شرایط دیگر بر پایة روش واتسون (Watson, 1979) و واتسـون و هریسـون (Watson and Harrison, 1983) هستند. بر پایة این رابطه، دمای سنگهای داسیتی و ریولیتی 94/702 تا 49/877 درجة سانتیگراد بهدست آمد (شکل 17-C). مقدار دماهای بهدستآمده برای نمونههای بررسیشده برای مقایسه در جدول ١ آورده شدهاند.
تمایز محیطهای تکتونیکی معمولاً بر پایة نمودارهای زمینشیمیایی بر پایة عنصرهای اصلی و کمیاب انجام میشود؛ اما امروزه نمودارهای بر پایة عنصرهای نامتحرک کاربرد بیشتری دارند. در این پژوهش، بهعلت دگرسانی شدید و کانهزایی گسترده، نمودارهای گوناگون نتایج متناقضی نشان میدهند (Torab, 2008). ازاینرو، برای افزایش اطمینان، از نمودارهایی که بر پایة عنصرهای با قدرت میدان بالا هستند بهره گرفته شد. این نمودارها نشان میدهند سنگهای آتشفشانی اسیدی منطقه در محدودة گرانیتهای کمان آتشفشانی (VAG) جای میگیرند (شکلهای 18 و 19) (Pearce et al., 1984; Harris et al., 1986).
شکل 18. A و B) ترکیب نمونههای داسیتهای میزبان کانسار روی و سرب کوشک در نمودارهای تعیین جایگاه زمینساختی (Pearce, et al., 1984) (WPG: گرانیتهای درونصفحهای؛ :VAG گرانیتهای کمانهای آتشفشانی؛ :ORG گرانیتهای مرتبط با کافت اقیانوسی؛ :syn-COLGگرانیتهای همزمان با برخورد).
Figure 18. A and B) Composition of the dacite samples hosting the Koushk Zn‑Pb deposit in discriminating tectonic setting diagrams (Pearce, et al., 1984) (WPG: within-plate granite; VAG: volcanic arc granite; ORG: ocean ridge granite; syn- COLG: syncollision granite).
شکل 19. ترکیب نمونههای داسیتهای میزبان کانسار روی و سرب کوشک در نمودارهای تعیین جایگاه زمینساختی (Harris et al., 1986) (Group 2: گرانیتهای همزمان با برخورد قارهها؛ :Group 3 گرانیتهای پس از برخورد قارهها؛ :VA گرانیتهای کمانهای آتشفشانی؛ :WP گرانیتهای درونصفحهای).
Figure 19. Composition of the dacite samples hosting the Koushk Zn‑Pb deposit in discrimination diagrams for tectonic setting (Harris et al., 1986) (Group 2: Syn-collision granites; Group 2: post-collision granites; VA: volcanic arc; WP: within-plate).
بر پایة نمودار I.A-I.T برای ردهبندی زایشی (Pupin, 1980) (شکل 15) نیز داسیتهای میزبان کانسار کوشک با میانگین شاخص دمایی و آلکالن بهترتیب برابر 740 و 6/706 از سری کالکآلکالن و از نظر خاستگاه این سنگها از مذابهای پوسـتهای و ماگمـای آنها به گرانیتهای نوع A و به زیرردة A2 تعلق دارد و نسبت ST/SA برابر با 30/1برای این سنگها گویای این ویژگی است. از سوی دیگر، نبود هیدروزیرکن بهصورت همرشدی، تبلور این بلورها از ماگمای با خاستگاه نوع I را نشان میدهد. ازاینرو، سهم ماگمای پدیدآمده از جدایش بلورین در برابر ماگمـای پدیدآمده از ذوب سنگهای پوستهای (پوستة زیرین، CI) بیشتر است و نشاندهندة سرشت دورگه[21] داسیتهاست. فرایندهای مختلف مانند تبلور بخشی در پیدایش گرانیتهای نوع I و نیز نوع A دخیل هستند. همانگونهکه پیشتر گفته شد، خاستگاه ماگمای نوع A شبیه نوع I است (Jiang et al., 2009) و گرانیتهای نوع A شاید زیر گروه نوع I باشند (Bonin, 2007). ازاینرو، داسیتهای میزبان کانسار کوشک سرشت نوع A را دارند و بر پایة نمودارهای سهتایی در محدوده A2 جای میگیرند. همچنین، ناهنجاری منفی Eu همراه با غنیشدگی LREE در برابر MREE و HREE و نسبت بالای (La/Lu)n (16/55-11/0) نشاندهندة اهمیت نقش جدایش بلورین ماگما در فرایند تکامل گرانیتوییدهاست. رژیمهـای زمینساختی داسیتهای پورفیری میزبان کوشک، برپایـة نمودارهـای متمایزکننـده و بر پایة فراوانی عنصرهای نامتحرک با قدرت میدان بالا، از گرانیتهای کمـان آتشفشـانی (VAG) بهشمار میروند.
برداشت
بلورهای دراز و سوزنی زیرکن در داسیتهای میزبان کانسار روی و سرب کوشک به تبلور سریع در هنگام بالاآمدن ماگما اشاره دارد. بر پایة ریختشناسی و شاخص دمایی (I.T) و آلکالن بودن (I.A) نمونهها، کمترین دمای تبلور زیرکن در این داسیتها بهترتیب برابر 740 و 6/706 است. نسبت ST/SA برابر با 30/1، ویژگی ریختشناسی خارجی و بافتهای درونی زیرکنها، ناچیز بودن میانبارهای آپاتیت، نبود بر هم رشدی هیدروزیرکن روی زیرکنها و شواهد زمینشیمیایی نشاندهندة ماگمای با خاستگاه نوع I هستند و ازاینرو، سهم ماگمای پدیدآمده از جدایش بلوری در برابر ماگمـای پدیدآمده از ذوب سنگهای پوستهای (پوستة زیرین، CI) بیشتر است. این ویژگی نشاندهندة سرشت دورگة این داسیتهاست. از سوی دیگر، در نمودار عنکبوتی عنصرهای کمیاب، نمونهها در عنصرهای Pb، Th، U، Rb، Cs و Ba غنیشدگی نشان میدهند که نقش تسلط پوستهای در پیدایش آنها را نشان میدهد. این ویژگی با ویژگیهای گرانیت نوع A و زیرگروه A2 که از خاستگاه پوستهای هستند همخوانی دارد. ناهنجاری منفی Eu همراه با غنیشدگی LREE در برابر MREE و HREE و نسبت بالای (La/Lu)n نشاندهندة اهمیت نقش جدایش بلورین ماگما در فرایند تکامل گرانیتوییدهاست. همچنین، بر پایـة نمودارهـای متمایزکننـده و با استفاده عنصرهای غیرمتحرک با قدرت میدان بالا، رژیمهـای زمینساختی داسیتهای پورفیری میزبان کوشک بـه گرانیتهای کمـان آتشفشـانی (VAG) متعلـق هسـتند.
دمای مذاب داسیتی بر پایة دمای اشباع زیرکن 49/703 تا 74/830 درجة سانتیگراد (Watson and Harrison, 1983) و 94/702 تا 49/877 درجة سانتیگراد (Boehnke et al., 2013) و بر پایة زمینشیمی سنگ کل، 700 تا 780 درجة سانتیگراد بهدست آورده شده است. با توجه به نتایج بهدستآمده و اینکه ماگمای داسیتی از همان آغاز تبلور از زیرکنیم به حالت فرااشباع بوده و زیرکن از نخستین کانیهای تبلور یافته است، بنابراین، دمای تبلور ماگمای داسیتی را در بازة دمایی نزدیک به 49/703 تا 74/830 درجة سانتیگراد میتوان دانست. تغییرات در ساختارهای درونی زیرکن را میتوان پیامد تغییر در پارامترهای شیمیایی و فیزیکی مذاب دانست. وجود پهنهبندی در بلورهای زیرکن چهبسا نشاندهندة کاهش عنصرهای HREE و افزایش LREE، U، Th و Y در این بخشهاست. منطقهبندی باریک و نزدیک به هم در زیرکنهای سوزنی و بلند و زیرکنهای کوتاه نشاندهندة فرااشباعبودن ماگما از زیرکنیم از آغاز تا مراحل پایانی آن است. بررسی ساختار دورنی برخی از بلورهای زیرکن نشاندهندة وجود هستههای گرد با الگوی پهنهبندی متفاوت در برابر حاشیه هستند که نشان میدهد این هستهها در فرایند ذوب اجزای کانیایی واکنشناپذیر بودهاند. زیرکنهای درون داسیتها شواهدی از بازجذب اندک را نشان میدهند که گویای دورههایی از اشباعنبودن زیرکن در مذاب است. ویژگیهای ساختاری، ترکیبی، فرایندهای دگرنهادی، شرایط رشد بلور، سن و خاستگاه زیرکن و فرایندهای متامیکتی را میتوان از عوامل کاهش آرایش بلوری و به دنبال آن، کاهش یا حذف CL در بلورهای زیرکن دانست.
[1] Subcontinental lithospheric mantle
[2] Bafq-Saghand metallogenic province (BSMP)
[3] Zipper basinal rift zones
[4] Thermal Ionization Mass Spectrometry (TIMS)
[5] Laser Ablation- Multi Collector–Inductively Coupled Plasma Mass Spectrometry (LA-MC-ICPMS)
[6] Lower Cambrian Volcanic–Sedimentary Sequence (LCVSS)
[7] Loss on ignition
[8] Recrystallized
[9] Pre-magmatic inherited domains
[10] Truncated zoning
[11] Blurred and convoluted zoning
[12] Metamictization
[13] Metasomatism
[14] Metamict or Radiation damage
[15] Large-Ion Lithophile Elements
[16] Euhedral
[17] Sub-hedral
[18] Isometric
[19] Typologic Evolution Trend
[20] Zircon saturation temperatures
[21] Hybrid
)