نوع مقاله : مقاله پژوهشی
نویسندگان
1 دانشجوی دکتری، گروه زمین‌شناسی اقتصادی، دانشگاه تربیت مدرس، تهران، ایران
2 استادیار، گروه زمین‌شناسی اقتصادی، دانشگاه تربیت مدرس، تهران، ایران
3 استاد، گروه زمین‌شناسی اقتصادی، دانشگاه تربیت مدرس، تهران، ایران
چکیده
کلیدواژه‌ها
موضوعات
عنوان مقاله [English]
نویسندگان [English]
Introduction
Epithermal deposits form in shallow geothermal systems driven by magmatic heat and represent important sources of Au, Ag, and base metals such as Pb, Zn, and Cu worldwide (Sillitoe, 2010; Richards, 2015). Their formation is fundamentally controlled by the evolution of the underlying magmatic systems, as magma composition and physicochemical evolution govern hydrothermal fluid chemistry, metal transport, and ore precipitation (Hedenquist and Lowenstern, 1994; Richards, 2015). The Gishoun Pb-Zn deposit is located along the southwestern margin of the Lut Block, one of Iran’s principal metallogenic provinces, and forms part of the Cenozoic tectono-magmatic framework of central Iran. This region was indirectly influenced by the Neotethyan subduction system and by the arc-related magmatism of the Urumieh-Dokhtar belt. Mineralization occurs mainly within the rhyolitic-dacitic volcanic rocks and is characterized by vein-veinlet, replacement, disseminated, and brecciated textures, accompanied by argillic, silicic, and chloritic alteration, with silicification closely associated with sulfide mineralization.
This study aims to constrain the petrogenesis and tectonic setting of the Eocene volcanic–subvolcanic rocks and to clarify their role in controlling alteration patterns and mineralization in the Gishoun epithermal system. Petrographic, geochemical, and structural characteristics of the host units are examined in an integrated framework, and their relationships with Pb-Zn sulfide mineralization are systematically assessed to provide a refined genetic model for the ore-forming processes in the region.
Regional geology
The Gishoun Pb-Zn deposit is located within the southwestern margin of the Lut Block, one of the major structural domains of central Iran (Figure 1). This area constitutes part of the Cenozoic tectono-magmatic framework of central Iran and was indirectly affected by the Neotethyan subduction system and associated arc magmatism of the Urumieh-Dokhtar belt. The study area is covered by the 1:250,000 Bam geological quadrangle map (Eftekharnejad et al., 1993) and is dominated by Eocene volcanic and volcaniclastic sequences that unconformably overlie the Paleocene Kerman Conglomerate. The Eocene volcanic succession comprises alternating lava flows and pyroclastic units. Lava flows are mainly basaltic and dacitic in composition, whereas pyroclastic rocks include rhyolitic and dacitic tuffs, volcanic ash deposits, and widespread ignimbrites. Dacitic units constitute the principal host rocks for Pb-Zn mineralization and are spatially associated with hydrothermal alteration. Subvolcanic intrusions occur as diabase and granite dikes that intrude the Eocene volcanic units, commonly cutting the dacitic host rocks. These dikes show NW-SE and E-W trends and are locally accompanied by hydrothermal alteration, indicating a close temporal and genetic relationship with volcanic activity. Quaternary alluvial and colluvial deposits locally cover the older units.
Methodology
Field and laboratory studies were conducted on volcanic-subvolcanic units, with 60 samples selected for petrographic investigations and 30 samples analyzed for whole-rock geochemistry. Major oxides were determined by XRF, and trace and rare earth elements were analyzed by ICP-MS at the Zar-Azma Geochemical Laboratory. Geochemical data were processed using Excel and GCDkit to evaluate magmatic series, tectonomagmatic affinity, and magma evolution trends.
Results
Field and petrographic observations show volcanic rocks with porphyritic to glomeroporphyritic textures, containing phenocrysts of plagioclase, quartz, K-feldspar, biotite, clinopyroxene, and olivine in a fine-grained groundmass. Subvolcanic dikes exhibit porphyritic to microgranular textures with variable sericitization and iron-oxide alteration. Geochemically, the volcanic-subvolcanic suite ranges from basaltic to rhyolitic and plots in the medium- to high-K calc-alkaline to shoshonitic fields. All samples are enriched in LILE (Rb, Ba, Pb) and LREE but depleted in HFSE (Nb, Ta, Ti). Chondrite-normalized REE patterns show elevated La/Yb ratios and variable negative Eu anomalies. Diabase and granite have higher Rb, Th, and K₂O and lower Sr, Ni, and Cr than the associated volcanic rocks, consistent with advanced differentiation under relatively slow cooling.
Discussion
The geochemical data from the Gishoun volcanic-subvolcanic rocks indicate a continental magmatic arc setting linked to Neotethyan slab subduction. Nb/La (0.22-0.50), Ti/Yb (350-2300), and Th/Yb (0.9-1.5) are consistent with continental arc magmatism. LILE-LREE enrichment and HFSE depletion (Nb, Ta, Ti) reflect mantle-source modification by slab-derived fluids and melts. Fractional crystallization was the primary control on magmatic evolution: CaO, MgO, FeOt, TiO₂, and P₂O₅ decrease with increasing SiO₂, indicating removal of clinopyroxene, olivine, Fe-Ti oxides, and apatite. Al₂O₃ behavior and negative Eu anomalies (Eu/Eu*= 0.61-0.83 in granitic dikes) record plagioclase fractionation; stronger Eu anomalies in subvolcanic dikes than in rhyolites suggest slower cooling in a deeper, more closed system. K₂O increases from <1% to >7%, with elevated K₂O/Na₂O, indicating shoshonitic to high-K calc-alkaline affinity. A/CNK <1 in most samples indicates metaluminous, I-type character; values of 1-1.1 in some felsic rocks suggest minor late-stage crustal contamination. Field evidence shows that doleritic dikes along NE-SW mineralized trends acted as the main heat source, driving convection and ore deposition in dacitic host rocks, whereas NW-SE granitic dikes are discordant, unaltered, and sulfide-free. These findings support classical epithermal models driven by magmatic heat and show that structural orientation and emplacement timing of subvolcanic dikes were critical controls on mineralization in the Eocene volcanic belt of the Urumieh-Dokhtar arc.
Conclusion
Petrographic and geochemical data from the Gishoun volcanic-subvolcanic rocks indicate a continental magmatic arc setting related to Neotethyan slab subduction. LILE-LREE enrichment, Nb-Ti depletion, and Nb/La, Ti/Yb, and Th/Yb ratios are consistent with continental arc magmatism. Fractional crystallization was the main process controlling compositional variations, as shown by decreasing CaO, MgO, FeOt, TiO₂, and P₂O₅ with increasing SiO₂, reflecting removal of mafic minerals and apatite. In the volcanic rocks, the basalt→andesite→dacite→rhyolite transition shows increasing Rb, Th, and K₂O and decreasing Sr and Ni; this trend continues in subvolcanic dikes from doleritic to granitic, with granitic dikes having higher Rb, Th, and K₂O and lower Sr and Ni compared to their doleritic counterparts. This continuous mafic-to-felsic trend, regardless of emplacement timing, points to fractional crystallization as the key driver of magmatic evolution. Subvolcanic dikes represent more advanced fractionation under slower cooling conditions. Therefore, alignment between subvolcanic dike trends and ore-bearing structures can serve as a practical exploration guide for epithermal mineralization in the Urumieh-Dokhtar belt.
کلیدواژه‌ها [English]
مقدمه
سامانه‌های ماگمایی-گرمابی نقش کلیدی در پیدایش بخش بزرگی از ذخایر معدنی فلزی زمین دارند (Sillitoe, 2010; Richards, 2015). بیشتر این سامانه‌ها را فعالیت‌های ماگمایی تغذیه می‌کنند و کانسارهای ماگمایی-گرمابی زیرگروه اصلی آنها به‌شمار می‌روند. از مهم‌ترین تیپ‌های این کانسارها می‌توان کانسارهای اپی‌ترمال (Hedenquist et al., 2000; Simmons et al., 2005) و مس پورفیری را نام برد که بیشتر در پهنه‌های فرورانش دیده می‌شوند و به‌طور معمول به ماگماهای کالک‌آلکالن وابسته هستند (Sillitoe, 2010; Richards, 2015). کانسارهای اپی‌ترمال که در سامانه‌های زمین‌گرمایی کم‌ژرفا و با محرک گرمای ماگمایی پدید می‌آیند، از منابع اصلی جهانی طلا، نقره و فلزات سرب-روی و مس به‌شمار می‌روند (Sillitoe, 2010; Richards, 2015). فرایند پیدایش این کانسارها ریشه در تکامل سامانه‌های ماگمایی زیرین دارد، جایی‌که ترکیب، زمان‌بندی و تکامل فیزیکوشیمیایی ماگماها بر شیمی سیال گرمابی، انتقال فلز و نهشت پایانی کانه تأثیر می‌گذارند (Hedenquist and Lowenstern, 1994; Richards, 2015; John et al., 2018). در ایران، پهنة ماگمایی ارومیه-دختر از مناطق فلززایی مهم به‌شمار می‌رود که دربردارندۀ کانسارهای اپی‌ترمال و پورفیری است (Aghazadeh et al., 2015; Shafiei et al., 2009, 2022; Mokhtari et al., 2022; Raeisi et al., 2021, 2024). کانسار سرب و روی گیشون در ۱۰۰ کیلومتری شمال‌باختری بم و از دیدگاه زمین‌ساختی و ساختاری در کرانۀ جنوب‌باختری بلوک لوت جای دارد و بخشی از پهنۀ تکتونوماگمایی سنوزوییک ایران مرکزی است که نامستقیم سامانة فرورانشی نئوتتیس و ماگماتیسم کمان ارومیه-دختر بر آن اثر گذاشته‌اند (شکل 1-A). کانه‌زایی در واحدهای آتشفشانی داسیتی، ریولیتی و توف داسیتی روی داده است و دربردارندۀ سه گونة اصلی است: (۱) کانه‌زایی سرب و روی (گالن و اسفالریت) به‌صورت رگه‌ای، برشی و جانشینی، (۲) کانه‌زایی مس-طلا-نقره (کالکوپیریت، تتراهدریت-تنانتیت) به‌صورت پراکنده و رگچه‌ای و (۳) کانه‌زایی رگه‌ای باریت. دگرسانی‌های همراه دربردارندۀ پنج گونة سیلیسی، سریسیتی، آرژیلیک، کلریتی و کربناتی هستند که الگوی پهنه‌بندی مشخصی از مرکز رگه به‌سوی سنگ دیواره نشان می‌دهند. دگرسانی‌های سریسیتی و آرژیلیک همراه با کانه‌زایی هستند و دگرسانی سریسیتی رابطة مستقیمی با کانی‌سازی دارد. دگرسانی سیلیسی بیشتر همراه با کانه‌زایی باریت و مس-طلا-نقره است و در ارتباط با کانه‌زایی سرب و روی شدت کمتری دارد. دگرسانی کلریتی در همة واحدهای سنگی گسترش دارد و دگرسانی کربناتی به دو صورت همراه با کانه‌زایی سرب و روی و در مراحل پایانی به‌صورت قطع‌کننده رخ داده است. بر پایۀ بررسی‌های صحرایی و مقاطع میکروسکوپی، کانی‌های اولیه در کانسار گیشون شامل گالن، اسفالریت، پیریت و آرسنوپیریت، کالکوپیریت و تتراهدریت-تنانتیت، باریت هستند. کانی‌های ثانویه که از هوازدگی کانی‌های اولیه پدید آمده‌اند، دربردارندۀ آنگلزیت، سروزیت، مالاکیت، آزوریت و کوولیت و هماتیت و گوتیت هستند که در پهنة اکسیداسیون سطحی کانسار پدید آمده‌اند. با وجود جایگاه امیدبخش این کانسار و شواهد اولیه کانه‌زایی، هیچ‌گونه بررسی در زمینة ویژگی‌های سنگ‌نگاری و سنگ‌زایی و همچنین، نقش دقیق سنگ‌های آتشفشانی و نیمه‌ژرف میزبان در فرایندهای کانه‌زایی انجام نشده است. ازاین‌رو، این پژوهش با هدف تکمیل درک موجود از فرایندهای زایشی و ماگمایی در کانسار گیشون، یک بررسی جامع زمین‌شناسی صحرایی، سنگ‌نگاری و زمین‌شیمیایی روی سنگ‌های کل واحدهای سنگ‌شناسی کلیدی انجام داده است. این بررسی با هدف روشن‌کردن ارتباط زایشی میان ماگماتیسم و کانه‌زایی سولفیدی در منطقه، چارچوب سنگ‌زایی مستحکمی را برای بهبود راه‌بردهای پی‌جویی فراهم می‌آورد.
زمین‌شناسی محدوده
پهنة ماگمایی ارومیه-دختر با روند شمال‌باختری-جنوب‌خاوری از مهم‌ترین پهنه‌های ماگمایی و فلززایی ایران است که مجموعه‌ای از سامانه‌های پورفیری مس-مولیبدن، مس-طلا و کانسارهای اپی‌ترمال طلا و مس را در خود جای داده است (Shafiei et al., 2009, 2022; Aghazadeh et al., 2015; Raeisi et al., 2021, 2024; Mokhtari et al., 2022; Shahabinejad et al., 2020, 2024, 2026). بیشتر ذخایر بزرگ پورفیری مانند سرچشمه، میدوک و درالو در بخش جنوب‌خاوری این پهنه جای دارند؛ بخشی که با نام کمربند مس پورفیری کرمان (KPCB[1]) نیز شناخته می‌شود و رخدادهای ماگماتیسم و فلززایی میوسن در پیدایش آن نقش کلیدی داشته‌اند (Dimitrijevic, 1973; Taghipour et al., 2008). این پهنه پیامد ماگماتیسم وابسته به کرانۀ فعال قاره‌ای برآمده از فرورانش صفحۀ عربی به زیر صفحۀ ایران است (Shahabpour, 1992; Asadi, 2018; Zarasvandi et al., 2019; Azizi et al., 2021; Raeisi et al., 2024). فعالیت‌های آذرین ائوسن، نخستین مرحلة ماگماتیسم در منطقه بوده‌اند که در پی آنها، توده‌های گرانیتوییدی الیگوسن و مجموعه‌ای از توده‌ها و آپوفیزهای نیمه‌ژرف میوسن تا پلیوسن در منطقه جایگیر شده‌اند (Atapour and Aftabi, 2007; Zarasvandi et al., 2019). کانه‌زایی پورفیری و اپی‌ترمال در این ناحیه بیشتر با ماگماتیسم کالک‌آلکالن ائوسن و توده‌های حد واسط تا اسیدی نیمه‌ژرف با سرشت آداکیتی در میوسن-پلیوسن در ارتباط است (Richards and Sholeh, 2016).
شکل ۱. نقشة زمین‌شناسی-ساختاری ایران (اصلاح‌شده و ساده‌شده از Stöcklin (1968) و Alavi (1991) که در آن جایگاه محدوده کانسار گیشون (ستاره سیاه‌رنگ) روی پهنة ارومیه-دختر نشان داده شده است.
Figure 1. Structural-geological map of Iran (modified and simplified after Stöcklin (1968) and Alavi (1991), showing the location of the Gishoun deposit area (indicated by the black star) within the Urmieh-Dokhtar Magmatic Belt (UDMB).
کانسار گیشون در کرانۀ جنوب‌باختری بلوک لوت و بخشی از پهنۀ تکتونوماگمایی سنوزوییک ایران مرکزی است (شکل 1-A). این گستره که در نقشة زمین‌شناسی چهارگوش 250،000: 1 بم (Eftekharnejad et al., 1993) نشان داده شده است (شکل ۲)، با واحدهای سنگی ائوسن که خود روی سازند کرمان جای دارند، پوشیده شده است. سازند کنگلومرای کرمان با سن پالئوسن، از گونة کنگلومراست و از قطعه‌سنگ‌های آهکی کرتاسه ساخته شده است. واحدهای ائوسن بیشتر توالی‌های کمابیش منظمی از واحدهای گدازه‌ای (گدازه‌های داسیتی و بازالتی) و واحدهای آذرآواری دربردارندۀ توف‌های ریولیتی و توف داسیتی هستند. همچنین، در این محدوده، واحدهای نیمه‌ژرف دربردارندۀ دایک‌های دلریتی و گرانیتی دیده می‌شوند که در واحدهای ائوسن نفوذ کرده‌اند. در ادامه به تفصیل به این واحدها پرداخته می‌شود.
شکل ۲. نقشة زمین‌شناسی کانسار گیشون بر پایة نقشة زمین‌شناسی چهارگوش 250،000: 1 بم (Eftekharnejad et al., 1993).
Figure 2. Geological map of the Gishoun deposit based on 1:250,000 geological map of the Bam quadrangle (Eftekharnejad et al., 1993).
کنگلومرای کرمان (KP)
این واحد که به‌صورت ناهمشیب روی سازندهای کرتاسه جای گرفته است، کهن‌ترین سنگ‌های ترشیری در گسترۀ گیشون دانسته می‌شود. این واحد که کنگلومرای قاعده پالئوسن نیز نامیده شده است، بیشتر در یک سامانه مخروط افکنه‌ای بزرگ نهشته شده است و دو بخش اصلی دارد: بخش زیرین دربردارندۀ کنگلومرای درشت‌دانه با قلوه‌های کاملاً گردشده و بخش زیرین متشکل از لایه‌های ماسه‌سنگی و سیلتستونی است. ترکیب قلوه‌های این کنگلومرا بیشتر از سنگ‌های آهکی سازندهای کرتاسه است و دربردارندۀ قطعاتی از سنگ‌های آذرین و شیل‌های ژوراسیک نیز است. سیمان کلسیتی موجود در این سنگ، مقاومت بالای آن در برابر فرسایش را به‌دنبال داشته است. از دیدگاه زمین‌شناسی ساختمانی، این واحد یک افق کلیدی زمین‌ساختی شناخته می‌شود که نشان‌دهندۀ یک رویداد کوهزایی مهم در پایان کرتاسه و آغاز پالئوسن در منطقه است (Eftekharnejad et al., 1993). ستبرای این واحد از ۵۰ متر در برخی بخش‌ها تا بیش از ۳۰۰ متر در دیگر بخش‌ها در نوسان است و افزون بر منطقة گیشون، در شمال‌باختری محدوده نیز گسترش چشمگیری دارد.
واحد گدازه بازالتی (Eb)
واحد گدازه بازالتی (Eb) به‌صورت هم‌شیب و یا با مرز گسلی روی کنگلومرای کرمان جای گرفته است و بیشتر در بخش‌های جنوب‌باختری و باختر محدوده گسترش یافته است (شکل 3-A). سنگ‌های این واحد در نمونه‌های دستی ساختاری متراکم، ریزدانه و بسیار سخت با رنگ سبز تیره تا خاکستری تیره دارند (شکل 3-B). از دیدگاه کانی‌شناسی، پلاژیوکلاز فراوان‌ترین کانی، به‌صورت بلورهای شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار دیده می‌شود (شکل 3-C). این سنگ‌ها بیشتر بافت پورفیری و گلومروپورفیری دارند و از فنوکریست‌های پلاژیوکلاز، پیروکسن و الیوین تشکیل شده‌اند.
شکل ۳. A) نمایی از واحد گدازه بازالتی (Eb) به‌صورت هم‌شیب و یا با مرز گسلی روی کنگلومرای کرمان جای گرفته است (دید رو به شمال‌باختری)؛ B) تصویر نمونة دستی از واحد بازالتی در کانسار گیشون؛ C) تصویرهای میکروسکوپی (XPL) از واحد گدازه بازالتی (Eb) که دربردارندۀ بلورهای الیوین (Ol) و پلاژیوکلاز (Pl) در زمینۀ شیشه است. کوته‌نوشت کانی‌ها برگرفته از وار (Warr, 2021).
Figure 3. A) A view of the basaltic lava unit (Eb), emplaced conformably or with a faulted contact overlying the Kerman Conglomerate (view looking NW); B) Hand-specimen photograph of the basaltic unit from the Gishoun deposit; C) Photomicrographs (cross-polarized light, XPL) of the basaltic lava unit (Eb), containing olivine (Ol) and plagioclase (Pl) phenocrysts embedded in a glassy groundmass. Mineral abbreviations from Warr (2021).
واحد کریستال لیتیک توف (Evs)
این واحد در بخش‌های خاوری و شمالی محدودة کانسار گیشون رخنمون دارد و از دیدگاه سنگ‌شناسی، دربردارندۀ مجموعه‌ای از ماسه‌سنگ، برش آتشفشانی با ترکیب اسیدی تا حد واسط، گونه‌های توف (لیتیک، کریستال ویتریک و کریستال لیتیک)، کنگلومرای ولکانوژن و همچنین، میان‌لایه‌هایی از گدازه‌های اسیدی تا مافیک است (شکل 4-A). رنگ‌بندی رخنمون این واحد بسیار گوناگون است و طیف‌های نارنجی تا سرخ، خاکستری روشن تا تیره، سیاه، سفید و سبز روشن نشان می دهد (شکل‌های 4-B و 4-C). بررسی‌های میکروسکوپی گویای حضور کوارتز متوسط‌دانه، کانی‌های درشت سانیدین و آلبیت و اکسیدهای آهن هماتیتی-گوتیتی هستند. زمینة توفی به اندازة چشمگیری به اکسیدهای آهن آغشته است و دربردارندۀ ذرات ریز کوارتز ثانویه پدیدآمده هنگامِ سیلیسی‌شدن است (شکل‌های 4-D، 4- E و 4-F).
شکل ۴. A) نمایی از واحد لیتیک توف (Evs) در کانسار گیشون (دید رو به خاور)؛ B، C) تصویرهایی نزدیک از واحد لیتیک توف (Evs) (دید رو به شمال)؛ D، E، F) تصویرهای میکروسکوپی (XPL) از واحد لیتیک توف (Evs) که دربردارندۀ قطعات سنگی (Lit) و کوارتز (Qz)، پتاسیم‌فلدسپار (Afs) و اکسیدهای آهن هماتیتی-گوتیتی را نشان می‌دهد. کوته‌نوشت کانی‌ها برگرفته از وار (Warr, 2021).
Figure 4. A) A view of the lithic tuff unit (Evs) at the Gishoun deposit (view looking E); B, C) Close-up photographs of the lithic tuff unit (Evs) (view looking N); D, E, F) Photomicrographs (XPL) of the lithic tuff unit (Evs), showing lithic fragments (Lit), quartz (Qz), coarse-grained orthoclase (Afs), and hematite-goethite iron oxides. Mineral abbreviations from Warr (2021).
واحد توف‌های ریولیتی (Ea)
توف‌های ریولیتی (واحد Ea) گسترش چشمگیری در این محدوده دارند و بیشتر با ریخت‌شناسی ملایم و سیمای تپه‌ماهوری با رنگ خاکستری تا سبز تیره رخنمون دارند. این واحد از قطعات سنگی (لیتیک) و سیمانی از خاکستر و بلور ساخته شده است (شکل‌های 5-A و 5-B). قطعات سنگی با اندازة معمولاً کمتر از ۵ سانتیمتر، ترکیب‌های گوناگونی دارند که بر پایۀ بررسی‌های صحرایی و آزمایشگاهی بیشتر اسیدی شناسایی شده‌اند. در بررسی نمونة دستی، بلورهای پلاژیوکلاز، بیوتیت و کوارتز کانی اصلی شناسایی شدند. در بررسی‌های میکروسکوپی، بافت پورفیری در زمینة نهان‌بلورین دیده می‌شود. بیوتیت با اندازه‌های گوناگون و پدیده اورالیتی‌شدن در ترک‌ها دیده می‌شوند (شکل 5-C).
شکل ۵. A) نمایی از واحد خاکسترهای آتشفشانی (Ea) در محدوده گیشون (دید رو به شمال)؛ B) تصویری نزدیک از مرز بین واحد خاکستر آتشفشانی (Ea) و واحد داسیتی (Ed)؛ C) تصویر میکروسکوپی (XPL) از واحد خاکسترهای آتشفشانی (Ea) دربردارندۀ بلورهای کوارتز (Qz) و بیوتیت (Bt)، پلاژیوکلاز (Pl) و قطعات سنگی (Lit). کوته‌نوشت کانی‌ها برگرفته از وار (Warr, 2021).
Figure 5. A) A view of the volcanic ash unit (Ea) in the Gishoun deposit (view looking N); B) Close-up photograph showing the contact between the volcanic ash unit (Ea) and the dacitic unit (Ed); C) Photomicrograph (XPL) of the volcanic ash unit (Ea), containing quartz (Qz), biotite (Bt), plagioclase (Pl), and lithic fragments (Lit). Mineral abbreviations from Warr (2021).
واحد گدازه‌های ریولیتی (Er)
واحد گدازه‌های ریولیتی بخش بزرگی از بیرون‌زدگی‌های سطحی را در بر گرفته است. این واحد که در برابر فرسایش (پیامد چیرگی سیلیس در ترکیب سنگ) بیشترین ایستادگی را نشان می‌دهد، مرتفع‌ترین پستی و بلندی‌های منطقه را پدید آورده است (شکل 6-A). رخنمون‌های این سنگ در حالت تازه به رنگ کرمی تا خاکستری روشن است؛ اما سطوح هوازده به رنگ خاکستری مایل به صورتی دیده می‌شوند (شکل‌های 6-A و 6-B). از دیدگاه بافتی، این واحد تنوع چشمگیری دارد و بافت‌های میکروگرانولار، میکرواسفرولیتی و پورفیری در آن دیده می‌شوند. حضور بافت اسفرولیتی که به‌صورت رشد شعاعی الیاف کوارتز یا فلدسپار در زمینۀ شیشه‌ای دیده می‌شود، گویای فروسرمایش[2] ماگما در هنگام جایگیری و تبلور پرشتاب آن است. کانی‌های ارتوز (پتاسیم‌فلدسپار) به‌صورت بلورهای پراکنده با اندازه درشت تا ریز دیده می‌شوند که گاه در امتداد درزه‌ها تحت تأثیر فرایندهای گرمابی، دچار دگرسانی شده‌اند (شکل 6-C). از دیگر ویژگی‌های شاخص این واحد، وجود ساختارهای جریانی به‌صورت نوارهای خطی و خمیده موازی است که پیامد حرکت و جهت‌گیری هنگام فوران گدازه‌های ریولیتی است (شکل‌های 6-D و 6-E). این ساختار به‌همراه بافت اسفرولیتی، از ویژگی‌های بارز واحد ریولیتی است که گویای سردشدگی پرشتاب و تکامل ماگمایی در شرایط نزدیک به سطح است.
شکل ۶. A) نمایی از واحد گدازه‌ی ریولیتی (Er) (دید رو به شمال‌خاوری)؛ B) نمایی نزدیک از واحد گدازه‌ی ریولیتی (Er) با بافت جریانی؛ C، D، E) تصویرهای میکروسکوپی (نور عبوری با نیکول‌های متقاطع، XPL) از واحد گدازه‌ی ریولیتی که از شکل‌های شعله‌مانند کوارتز (Qz) و پتاسیم‌فلدسپار (Afs) ساخته شده است. کوته‌نوشت کانی‌ها برگرفته از وار (Warr, 2021).
Figure 6. A) Field view of the rhyolitic lava unit (Er) (view looking NE); B) Close-up photograph of the rhyolitic lava unit (Er) displaying flow texture; C, D, E) Photomicrographs (transmitted cross-polarized light, XPL) of the rhyolitic lava unit, showing flame-like (Qz) and K-feldspar (Afs) crystals. Mineral abbreviations from Warr (2021).
واحد داسیتی (Ed)
این واحد سنگ میزبان اصلی کانه‌زایی در کانسار گیشون است (شکل‌های 7-A، 7- B و 7-C). واحد داسیتی با رنگ خاکستری روشن، بیشتر در بخش‌های جنوب‌باختری محدوده رخنمون دارد و نمونه‌های هوازده به رنگ خاکستری متمایل به قهوه‌ای و صورتی هستند (شکل‌های 7-A و 7-B). از دیدگاه سنگ‌شناسی، این واحد بافت پورفیری با فنوکریست‌های کوارتز، پلاژیوکلاز و ارتوز دارد. پلاژیوکلاز به‌صورت فنوکریست‌های شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار با پهنه‌بندی دیده می‌شود (شکل‌های 8-A و 8-B). کانی بیوتیت به‌صورت اکسید شده و به رنگ قهوه‌ای سوخته رخداد دارد. بافت‌های فرعی دربردارندۀ تراکیتی و شیشه‌ای هستند و در زمینة سنگ، فنوکریست‌های ارتوز، پلاژیوکلاز و بیوتیت همراه با کانی‌های کدر دیده می‌شوند (شکل 8-C).
دایک‌ها (gd - dia)
دایک‌های گسترۀ گیشون با دو روند ساختاری اصلی شمال‌باختری-جنوب‌خاوری و شمال‌خاوری-جنوب‌باختری برونزد دارند که ارتباط نزدیکی با سامانه گسلی منطقه نشان می‌دهند. دایک‌های گرانیتی با روند شمال‌باختری-جنوب‌خاوری (شکل‌های 9-A و 9-B) در امتداد گسل‌های اصلی گستره جایگیری کرده‌اند و بافت پورفیری با زمینۀ ریزبلور کوارتز-فلدسپاری دارند. پتاسیم‌فلدسپار از گونة ارتوز است و به‌صورت فنوکریست‌های درشت با ماکل کارلسباد و بافت پرتیتی در زمینه یافت می‌شود (شکل 9-C).
شکل ۷. A) نمایی از واحد داسیتی و زون‌های دگرسانی و کانه‌زایی (Ed) (دید رو به جنوب‌خاوری)؛ B) تصویری از واحد داسیتی در یک نمونه مغزه حفاری؛ C) تصویری از پیدایش کانه‌زایی سرب و روی سولفیدی در واحد داسیتی (Ed).
Figure 7. A) Field view of the dacitic unit (Ed) and its associated alteration and mineralization zones (view looking SE); B) Photograph of the dacitic unit in a drill-core sample; C) Representative photograph showing the occurrence of lead-zinc sulfide mineralization within the dacitic unit (Ed).
شکل ۸. A، B و C) تصویرهای میکروسکوپی (XPL) از واحد داسیتی (Ed) که بیشتر از بلورهای کوارتز (Qz)، پلاژیوکلاز (Pl) و پتاسیم‌فلدسپار (Kfs) و در خمیرۀ از بلورهای پلاژیوکلاز (Pl) ساخته شده است. کوته‌نوشت کانی‌ها برگرفته از وار (Warr, 2021).
Figure 8. A, B, C) Photomicrographs (XPL) of the dacitic unit (Ed), consisting predominantly of quartz (Qz), potassium feldspar (Afs), and plagioclase (Pl) phenocrysts set in a groundmass dominated by plagioclase (Pl) laths. Mineral abbreviations from Warr (2021).
شکل ۹. A) نمایی از دایک با ترکیب گرانیتی که به‌صورت خطی در واحد لیتیک توف نفوذ کرده است (دید رو به شمال‌خاور)؛ B) نمایی نزدیک از دایک گرانیتی؛ C، D و E) تصویرهای میکروسکوپی (XPL) از دایک‌های با ترکیب گرانیتی که بیشتر از بلورهای کوارتز (Qz)، پتاسیم‌فلدسپار (Kfs)، پلاژیوکلاز (Pl) در خمیرۀ از پتاسیم‌فلدسپار ساخته شده است. کوته‌نوشت کانی‌ها برگرفته از وار (Warr, 2021).
Figure 9. A) Field photograph of a granitic dyke intruding linearly into the lithic tuff unit (view looking NE); B) Close-up view of the granitic dyke; C, D, E) Photomicrographs (XPL) of the granitic dykes consisting mainly of quartz (Qz), potassium feldspar (Kfs), and plagioclase (Pl) phenocrysts set in a potassium feldspar-rich groundmass (Kfs). Mineral abbreviations from Warr (2021).
بیشتر بیوتیت‌ها که به رنگ قهوه‌ای تیره هستند حاشیه‌های اکسیدشده دارند و گاه همراه با کانی فرعیِ آپاتیت دیده می‌شوند. کوارتز به‌صورت بی‌شکل، میان بلورهای فلدسپار جای گرفته است (شکل 9-D). فنوکریست‌های پلاژیوکلاز به‌صورت نیمه‌شکل‌دار تا شکل‌دار، با ماکل پلی‌سینتتیک و پهنه‌بندی ترکیبی آشکار دیده می‌شوند (شکل 9-E).
دایک‌های دلریتی با روند شمال‌خاوری-جنوب‌باختری، رنگ سبز تیره دارند و در سطوح هوازده به رنگ قهوه‌ای دیده می‌شوند (شکل‌های 10-A و 10-B).
از دیدگاه بافتی، این دایک‌ها بافت پورفیری تا میکروگرانولار (دلریتی) دارند و از ویژگی‌های شاخص آنها حضور کلینوپیروکسن با اندازه درشت (تا ۵ میلی‌متر) و ماکل ساده و پهنه‌بندی ضعیف است (شکل 10-C). پلاژیوکلاز به‌صورت فنوکریست‌های کشیده و شکل‌دار با ماکل پلی‌سینتتیک و بافت تراکیتی در زمینه دیده می‌شود (شکل‌های 10-D و 10-E).
شکل ۱۰. A) تصویری از دایک با ترکیب دلریتی که سنگ میزبان داسیتی را بریده و همراه با دگرسانی است (دید رو به شمال‌خاور)؛ B) تصویری نزدیک از دایک دلریتی با بافت پورفیری؛ C و D) تصویرهای میکروسکوپی (XPL) از دایک‌های با ترکیب دلریتی دربردارندۀ پلاژیوکلاز (Pl) با بافت پورفیری در خمیرۀ از میکرولیت‌های پلاژیوکلاز؛ E) تصویر میکروسکوپی از بافت تراکیتی پلاژیوکلاز در واحد دلریتی. کوته‌نوشت کانی‌ها برگرفته از وار (Warr, 2021).
Figure 10. A) Field photograph of a doleritic dyke crosscutting the altered dacitic host rock (view looking NE); B) Close-up photograph of the doleritic dyke displaying porphyritic texture; C, D) Photomicrographs (XPL) of the doleritic dykes showing porphyritic texture with plagioclase (Pl) phenocrysts embedded in a groundmass of plagioclase microlites; E) Photomicrograph showing trachytic texture of plagioclase in the doleritic unit. Mineral abbreviations from Warr (2021).
از دیدگاه ارتباط با کانه‌زایی، دایک‌های دلریتی در امتداد روندهای اصلی کانه‌زایی (بخش‌های جنوبی گستره) جایگیری کرده‌اند. اگرچه این دایک‌ها خود میزبان کانی‌سازی نیستند، اما مهم‌ترین سرچشمة گرمایی سامانه گرمابی بوده‌اند و با پدیدآوردن چرخه‌های همرفتی، نقش سازندهای در تحرک‌بخشی و ته‌نشینی فلزات در سنگ‌های میزبان آتشفشانی (به‌ویژه واحد داسیتی) داشته‌اند. در برابر، دایک‌های گرانیتی با روند گوناگون و نبود همراهی با پهنه‌های دگرسانی شدید، نقش چندانی در کانه‌زایی نداشته‌اند.
نهشته‌های کواترنری (Qt2, Qal)
نهشته‌های کواترنری، مخروط‌افکنه‌ها و پادگانه‌های آبرفتی (Qt2)، مخروط‌های واریزه‌ای و پادگانه‌های رودخانه‌ای و نیز آبرفت‌های جدید (Qal) را دربردارند.
روش انجام پژوهش
این پژوهش در دو مرحله اصلی دربردارندۀ بررسی‌های صحرایی و آزمایشگاهی انجام شده است. در این بررسی‌ها، بیش از ۱۰۰ نمونه سنگی از واحدهای آتشفشانی-نیمه‌ژرف منطقه برداشت شد که بر پایۀ تنوع سنگ‌شناسی و هدف پژوهش، ۶۰ نمونه برای بررسی‌های سنگ‌نگاری برگزیده شدند. نمونه‌های برگزیده پس از بررسی در مقیاس دستی و زیر میکروسکوپ پلاریزان، برای بررسی‌های زمین‌شیمیایی غربال شدند و در پایان، ۳۰ نمونه معرف برای تجزیه شیمیایی عنصرهای اصلی، فرعی و کمیاب آماده‌سازی شدند. تجزیة اکسیدهای اصلی به روش XRF و تجزیه عنصرهای فرعی و کمیاب به روش ICP-MS در آزمایشگاه شرکت مطالعات مواد معدنی زرآزما انجام شد (جدول ۱). برای پردازش داده‌های زمین‌شیمیایی، محاسبة شاخص‌های ماگمایی و ترسیم نمودارهای عنصرهای اصلی، فرعی و کمیاب از نرم‌افزارهای Excel و GCDkit 2.6 بهره گرفته شد. این داده‌ها برای رده‌بندی سری ماگمایی، تفسیر محیط زمین‌ساختیِ ماگما و ارزیابی روندهای تکامل ماگما در منطقه، به‌کار برده شدند.
جدول ۱. داده‌های تجزیه زمین‌شیمیایی عنصرهای اصلی سنگ کل (بر پایۀ درصد وزنی، wt%) به‌دست‌آمده از روش XRF و غلظت عنصرهای کمیاب (بر پایۀ ppm) به‌دست‌آمده از روش ICP-MS در واحدهای آتشفشانی-نیمه‌ژرف کانسار گیشون.
Table 1. Whole-rock major-element compositions (in wt%, determined by XRF) and trace element concentrations (in ppm, determined by ICP-MS) of the volcanic to subvolcanic units from the Gishoun deposit.
|
Sample No. |
Gsh-21A |
Gsh-22 |
Gsh-28 |
Gsh-29 |
Gsh-30 |
Gsh-31 |
Gsh-32 |
Gsh-02 |
Gsh-35 |
Gsh-07 |
|
Rock Type |
Er |
Er |
Er |
Er |
Eb |
Eb |
Ed |
Dia |
Dia |
Eb |
|
SiO2 |
69.39 |
69.13 |
69.71 |
70.06 |
55.45 |
58.14 |
63.78 |
47.78 |
51.62 |
47.22 |
|
TiO2 |
0.13 |
0.14 |
0.14 |
0.14 |
0.49 |
0.4 |
0.3 |
0.53 |
0.45 |
0.62 |
|
Al2O3 |
14.95 |
14.04 |
13.87 |
14.04 |
16.88 |
16.66 |
15.85 |
17.32 |
13.29 |
17.2 |
|
Fe2O3 |
2.49 |
2.79 |
1.89 |
1.86 |
7.39 |
5.69 |
3.87 |
9.01 |
8.54 |
9.81 |
|
CaO |
1.51 |
1.96 |
2.23 |
2.42 |
6.77 |
7.09 |
3.49 |
8.31 |
8.74 |
11.51 |
|
MgO |
0.19 |
0.3 |
0.28 |
0.27 |
2.23 |
1.41 |
0.44 |
5.66 |
6.99 |
3.2 |
|
Na2O |
1.77 |
1.33 |
3.53 |
3.04 |
3.39 |
3.36 |
4.41 |
2.69 |
2.6 |
2.64 |
|
K2O |
6.82 |
7.26 |
4.98 |
5.1 |
2.97 |
3.58 |
4.36 |
3.02 |
2.74 |
2.63 |
|
MnO |
0.05 |
0.08 |
0.14 |
0.18 |
0.13 |
0.09 |
0.1 |
0.18 |
0.14 |
0.16 |
|
P2O5 |
0.04 |
0.04 |
0.05 |
0.08 |
0.27 |
0.18 |
0.14 |
0.31 |
0.23 |
0.24 |
|
SO3 |
0.16 |
0.29 |
0.2 |
<0.05 |
0.28 |
<0.05 |
0.32 |
0.05 |
0.11 |
0.18 |
|
LOI |
2.46 |
2.56 |
2.94 |
2.76 |
3.66 |
3.35 |
2.84 |
4.99 |
4.4 |
4.54 |
|
Ba |
440 |
852 |
371 |
457 |
508 |
472 |
859 |
517 |
479 |
477 |
|
Rb |
138 |
157 |
118 |
134 |
65 |
84 |
81 |
75 |
72 |
56 |
|
Sr |
56.9 |
192.2 |
132.3 |
102.9 |
542.8 |
373.5 |
252.3 |
1055 |
607.7 |
442 |
|
Cs |
3.4 |
3.4 |
3.1 |
4.7 |
1.8 |
2.6 |
3.5 |
8.9 |
2.6 |
8 |
|
Ta |
0.9 |
0.9 |
1 |
1.3 |
0.8 |
0.9 |
0.8 |
0.6 |
0.7 |
0.6 |
|
Nb |
12.1 |
12.2 |
14.3 |
15.6 |
10.3 |
10.9 |
9 |
7.1 |
8.9 |
5.7 |
|
Hf |
4 |
3.9 |
3.2 |
1.9 |
4.1 |
6.1 |
3.5 |
2.4 |
3.3 |
2.3 |
|
Zr |
175 |
141 |
107 |
67 |
147 |
230 |
141 |
92 |
121 |
74 |
|
Y |
27.4 |
23.6 |
18.7 |
16.5 |
22.7 |
20.8 |
16.3 |
20.8 |
20.1 |
19.8 |
|
Th |
9.8 |
9.7 |
11 |
10.4 |
6.2 |
9.1 |
6.6 |
6.8 |
6.5 |
3.8 |
|
U |
2.32 |
2.6 |
3.2 |
3 |
1.9 |
3 |
1.9 |
2 |
1.9 |
1.2 |
|
Cr |
22 |
19 |
13 |
19 |
30 |
51 |
25 |
27 |
289 |
49 |
|
Ni |
1 |
2 |
3 |
4 |
9 |
15 |
7 |
11 |
97 |
21 |
|
Co |
1.3 |
1.2 |
3.2 |
1.7 |
15.8 |
13.6 |
4.1 |
19.8 |
25.1 |
22.9 |
|
V |
4 |
8 |
17 |
14 |
158 |
159 |
61 |
188 |
184 |
281 |
|
Pb |
40 |
25 |
14 |
13 |
11 |
11 |
19 |
11 |
24 |
15 |
|
Zn |
63 |
46 |
41 |
52 |
82 |
67 |
37 |
69 |
68 |
66 |
|
As |
18.2 |
13.9 |
16.7 |
8.2 |
9 |
9.4 |
9.3 |
9 |
8.1 |
17.4 |
|
Be |
2.1 |
2 |
1.9 |
2.1 |
1.6 |
1.6 |
1.6 |
1.6 |
1.4 |
0.9 |
|
Cu |
29 |
12 |
14 |
11 |
34 |
26 |
14 |
33 |
62 |
7 |
|
Li |
32 |
29 |
40 |
56 |
20 |
20 |
19 |
17 |
18 |
28 |
|
Mo |
5.3 |
2.9 |
1.4 |
2.3 |
1.6 |
1.8 |
2.3 |
1.3 |
1.9 |
0.8 |
|
Sc |
2.9 |
3.3 |
2.1 |
1.6 |
15.9 |
14.3 |
5.1 |
16.3 |
21.6 |
27 |
|
Sn |
2.2 |
2.4 |
2.2 |
1.7 |
1.9 |
1.7 |
1.8 |
1.7 |
2 |
1.3 |
|
La |
34 |
31 |
28 |
29 |
23 |
22 |
22 |
24 |
22 |
13 |
|
Ce |
73 |
66 |
62 |
58 |
46 |
49 |
44 |
47 |
48 |
29 |
|
Pr |
7.26 |
7.31 |
6 |
6.33 |
5.86 |
5.32 |
4.99 |
6.05 |
6.43 |
4.06 |
|
Nd |
26.3 |
25.9 |
19.1 |
20.8 |
22.7 |
19.8 |
17.4 |
23.1 |
24.4 |
16.1 |
|
Sm |
5.6 |
5.8 |
4.1 |
4.1 |
5.4 |
4.7 |
3.9 |
5.4 |
5.8 |
4.2 |
|
Eu |
1.21 |
1.48 |
0.81 |
0.87 |
1.63 |
1.15 |
1.14 |
1.72 |
1.66 |
1.42 |
|
Gd |
4.07 |
3.97 |
3.1 |
3.11 |
3.56 |
3.3 |
2.85 |
3.73 |
3.93 |
3.14 |
|
Tb |
0.7 |
0.7 |
0.6 |
0.6 |
0.8 |
0.7 |
0.5 |
0.7 |
0.8 |
0.6 |
|
Dy |
4.3 |
4 |
3.1 |
3 |
4.4 |
3.7 |
2.7 |
3.9 |
4.2 |
3.9 |
|
Er |
2.2 |
2.4 |
1.8 |
1.9 |
2.4 |
2.1 |
1.4 |
2.1 |
1.9 |
2.1 |
|
Tm |
0.4 |
0.5 |
0.4 |
0.4 |
0.5 |
0.4 |
0.3 |
0.4 |
0.4 |
0.4 |
|
Cd |
0.1 |
0.2 |
0.3 |
0.1 |
0.2 |
<0.1 |
<0.1 |
0.3 |
0.2 |
0.2 |
|
Yb |
2.38 |
1.96 |
1.59 |
1.36 |
2.5 |
2.25 |
1.37 |
2.38 |
2.07 |
2.59 |
|
Lu |
0.4 |
0.4 |
0.4 |
0.3 |
0.4 |
0.4 |
0.3 |
0.3 |
0.3 |
0.3 |
جدول ۱. ادامه.
Table 1. Continued.
|
Sample No. |
Gsh-25 |
Gsh-01 |
Gsh-08 |
Gsh-19 |
Gsh-BA |
Gsh-26 |
Gsh-08 |
Gsh-21B |
Gsh-33 |
Gsh-34 |
Gsh-05 |
|
Rock Type |
Ed |
Er |
Er |
Er |
Eb |
Gr |
Dia |
Dia |
Gr |
Gr |
Er |
|
SiO2 |
56.28 |
60.16 |
58.2 |
68.44 |
59.63 |
70.96 |
51.83 |
51.86 |
72.87 |
73 |
69.47 |
|
TiO2 |
0.44 |
0.26 |
0.43 |
0.14 |
0.46 |
0.15 |
0.71 |
0.71 |
0.1 |
0.1 |
0.16 |
|
Al2O3 |
16.59 |
18.3 |
16.27 |
14.25 |
16.56 |
13.67 |
16.17 |
15.37 |
13.33 |
13.05 |
14.25 |
|
Fe2O3 |
6.69 |
4.56 |
5.09 |
2.09 |
6.29 |
2.01 |
9.66 |
9.13 |
1.43 |
1.41 |
2.67 |
|
CaO |
7.16 |
1.22 |
6.81 |
2.57 |
6.02 |
0.89 |
7.22 |
8.4 |
1.27 |
1.6 |
3.92 |
|
MgO |
1.98 |
0.17 |
0.66 |
0.19 |
3.15 |
0.26 |
5.86 |
4.11 |
0.18 |
0.17 |
0.27 |
|
Na2O |
3.32 |
0.39 |
3.86 |
3.49 |
3.98 |
3.56 |
3.15 |
3.06 |
2.75 |
3.1 |
1.4 |
|
K2O |
3.04 |
12.94 |
4.15 |
5.24 |
1.09 |
5.53 |
1.83 |
2.03 |
5.78 |
5.46 |
4.65 |
|
MnO |
0.1 |
0.02 |
0.32 |
0.09 |
0.12 |
0.09 |
0.2 |
0.16 |
0.07 |
0.09 |
0.05 |
|
P2O5 |
0.22 |
0.16 |
0.29 |
0.08 |
0.13 |
0.09 |
0.81 |
0.76 |
0.04 |
0.01 |
0.03 |
|
SO3 |
0.09 |
<0.05 |
0.14 |
0.34 |
0.17 |
0.86 |
0.31 |
0.25 |
0.35 |
<0.05 |
<0.05 |
|
LOI |
4.03 |
1.73 |
3.75 |
3.01 |
2.36 |
1.87 |
2.23 |
4.06 |
1.78 |
1.97 |
3.02 |
|
Ba |
469 |
482 |
367 |
685 |
384 |
529 |
437 |
472 |
374 |
376 |
577 |
|
Rb |
73 |
313 |
87 |
117 |
88 |
132 |
37 |
35 |
136 |
139 |
131 |
|
Sr |
403.8 |
101.4 |
205.6 |
131.9 |
368.3 |
193.3 |
495.2 |
536.4 |
86.3 |
103.3 |
62.2 |
|
Cs |
3.1 |
4.7 |
5.3 |
5 |
14.3 |
2.5 |
1 |
0.7 |
3.1 |
2.9 |
2.8 |
|
Ta |
0.8 |
1 |
0.8 |
0.9 |
0.8 |
1.1 |
0.9 |
0.8 |
1 |
1.1 |
1 |
|
Nb |
9.6 |
12 |
10.5 |
13.7 |
9.3 |
15.1 |
13.2 |
12.6 |
14.8 |
15.8 |
14.5 |
|
Hf |
3.9 |
5.3 |
4.4 |
4 |
5.8 |
3.8 |
5.5 |
4.3 |
2.2 |
2.5 |
1.3 |
|
Zr |
141 |
186 |
168 |
142 |
234 |
128 |
230 |
183 |
66 |
75 |
23 |
|
Y |
20.2 |
18.9 |
21.5 |
18.7 |
23.6 |
17.1 |
31 |
30 |
16.6 |
18.9 |
23.1 |
|
Th |
8 |
8 |
7 |
10.3 |
10.1 |
11 |
4.7 |
4.4 |
10.9 |
12.5 |
12 |
|
U |
2.61 |
1.9 |
2 |
3 |
2.8 |
3.5 |
1.3 |
1.25 |
2.3 |
2.8 |
2.3 |
|
Cr |
28 |
17 |
20 |
16 |
36 |
22 |
26 |
28 |
14 |
21 |
16 |
|
Ni |
10 |
1 |
2 |
4 |
9 |
4 |
6 |
8 |
1 |
5 |
1 |
|
Co |
16.2 |
1.7 |
8.2 |
2.3 |
16.1 |
2.4 |
20.7 |
18.7 |
<1 |
<1 |
1.1 |
|
V |
176 |
23 |
112 |
19 |
152 |
18 |
222 |
215 |
5 |
4 |
14 |
|
Pb |
14 |
46 |
14 |
17 |
11 |
8 |
10 |
10 |
4 |
8 |
6 |
|
Zn |
68 |
65 |
20 |
13 |
65 |
17 |
97 |
91 |
16 |
14 |
11 |
|
As |
12.4 |
40.6 |
17.6 |
16.6 |
13.7 |
16.7 |
5.3 |
9.5 |
8.4 |
13.6 |
8.3 |
|
Be |
1.5 |
1 |
1.1 |
1.8 |
1.4 |
1.9 |
1.6 |
1.6 |
1.9 |
2.1 |
1.8 |
|
Cu |
61 |
3 |
8 |
8 |
31 |
10 |
43 |
34 |
7 |
5 |
4 |
|
Li |
27 |
17 |
29 |
61 |
23 |
24 |
32 |
19 |
17 |
17 |
18 |
|
Mo |
2.9 |
3.6 |
2.3 |
0.9 |
1.6 |
3.8 |
1.1 |
1.6 |
1.6 |
1.8 |
0.9 |
|
Sc |
15.8 |
3.3 |
10.1 |
2.1 |
20.7 |
2.8 |
24.3 |
23.7 |
1.5 |
1.5 |
3.1 |
|
Sn |
1.7 |
2.3 |
1.8 |
1.8 |
2.1 |
1.9 |
1.7 |
1.8 |
2.2 |
2.2 |
3.7 |
|
La |
19 |
22 |
23 |
28 |
24 |
32 |
36 |
34 |
34 |
36 |
30 |
|
Ce |
42 |
49 |
48 |
59 |
54 |
60 |
74 |
72 |
60 |
62 |
64 |
|
Pr |
5.05 |
6.5 |
5.43 |
5.78 |
5.7 |
6.37 |
9.03 |
8.47 |
6.5 |
6.91 |
7.8 |
|
Nd |
18.7 |
23.2 |
20.2 |
19.4 |
20.7 |
20.3 |
33.7 |
31.8 |
20 |
22.9 |
27.6 |
|
Sm |
4.3 |
5.2 |
4.4 |
4.1 |
4.8 |
4.1 |
7.3 |
6.9 |
3.9 |
4 |
5.7 |
|
Eu |
1.34 |
1.33 |
1.37 |
1.07 |
1.25 |
0.94 |
2.22 |
2.08 |
0.69 |
0.7 |
1.15 |
|
Gd |
3.26 |
3.46 |
3.51 |
3 |
3.38 |
2.92 |
4.89 |
4.95 |
2.96 |
3.11 |
4.09 |
|
Tb |
0.6 |
0.6 |
0.7 |
0.6 |
0.7 |
0.5 |
1 |
0.9 |
0.5 |
0.6 |
0.8 |
|
Dy |
3.8 |
3.6 |
3.8 |
3.1 |
4.1 |
3 |
5.6 |
5.4 |
2.7 |
3 |
4.5 |
|
Er |
2.2 |
2 |
2.2 |
2 |
2.4 |
1.8 |
3.3 |
3 |
1.5 |
1.8 |
2.5 |
|
Tm |
0.4 |
0.4 |
0.4 |
0.4 |
0.4 |
0.3 |
0.5 |
0.5 |
0.3 |
0.4 |
0.5 |
|
Cd |
0.3 |
<0.1 |
0.1 |
<0.1 |
0.2 |
<0.1 |
0.2 |
0.1 |
0.1 |
<0.1 |
0.2 |
|
Yb |
2.34 |
1.54 |
2.21 |
1.57 |
2.49 |
1.51 |
3.43 |
3.23 |
1.24 |
1.48 |
1.94 |
|
Lu |
0.4 |
0.3 |
0.4 |
0.3 |
0.4 |
0.3 |
0.5 |
0.5 |
0.3 |
0.3 |
0.4 |
جدول ۱. ادامه.
Table 1. Continued.
|
Sample No. |
Gsh-06 |
Gsh-BH05-44 |
Gsh-BH08-81/15 |
Gsh-BH16-45/8 |
Gsh-13 |
Gsh-17 |
Gsh-18 |
Gsh-03 |
Gsh-04 |
|
Rock Type |
Dia |
Ed |
Ed |
Ed |
Er |
Ed |
Eb |
Ed |
Ed |
|
SiO2 |
51.05 |
69.27 |
66.57 |
69.54 |
73.21 |
62.89 |
52.6 |
61.89 |
61.59 |
|
TiO2 |
0.56 |
0.24 |
0.25 |
0.23 |
0.13 |
0.33 |
0.57 |
0.33 |
0.32 |
|
Al2O3 |
16.78 |
13.98 |
14.34 |
14.18 |
13.42 |
15.3 |
16.44 |
15.37 |
16.27 |
|
Fe2O3 |
7.5 |
3.13 |
4.31 |
3.7 |
1.56 |
4.79 |
7.67 |
4.66 |
4.49 |
|
CaO |
9.71 |
3.28 |
3.65 |
1.73 |
1.5 |
2.35 |
8.9 |
3.52 |
2.87 |
|
MgO |
5.01 |
1.04 |
1.34 |
1.26 |
0.27 |
2.07 |
3.22 |
1.3 |
1.96 |
|
Na2O |
2.17 |
2.53 |
2.18 |
2.81 |
1.56 |
5.03 |
2.96 |
4.21 |
3.75 |
|
K2O |
1.99 |
3.15 |
3.3 |
2.93 |
5.3 |
3.15 |
2.61 |
4.46 |
4.53 |
|
MnO |
0.14 |
0.09 |
0.17 |
0.06 |
0.07 |
0.07 |
0.16 |
0.13 |
0.08 |
|
P2O5 |
0.34 |
0.11 |
0.13 |
0.11 |
0.03 |
0.15 |
0.4 |
0.19 |
0.18 |
|
SO3 |
0.23 |
<0.05 |
0.34 |
0.22 |
0.24 |
0.5 |
0.09 |
0.31 |
0.17 |
|
LOI |
4.49 |
3.09 |
3.41 |
3.21 |
2.68 |
3.32 |
4.27 |
3.57 |
3.72 |
|
Ba |
326 |
774 |
107 |
36 |
322 |
569 |
473 |
587 |
724 |
|
Rb |
57 |
90 |
97 |
76 |
131 |
60 |
59 |
81 |
77 |
|
Sr |
501.8 |
51.3 |
33.3 |
38.8 |
125 |
259.8 |
543.4 |
294.1 |
166.5 |
|
Cs |
3.9 |
2.5 |
3.5 |
2.8 |
10.2 |
2 |
1.9 |
1.8 |
4.2 |
|
Ta |
0.8 |
0.6 |
0.7 |
0.7 |
1 |
0.6 |
0.8 |
0.8 |
0.8 |
|
Nb |
11.3 |
7.4 |
10.9 |
9.3 |
13.9 |
8.4 |
11.1 |
9.9 |
10.3 |
|
Hf |
2.9 |
2.2 |
3.2 |
3 |
3.7 |
4.8 |
5.2 |
7.7 |
7.1 |
|
Zr |
109 |
71 |
109 |
104 |
133 |
219 |
218 |
313 |
280 |
|
Y |
20.1 |
19.3 |
21.8 |
19.2 |
18.8 |
20.1 |
25.1 |
18.7 |
19.3 |
|
Th |
4.2 |
9.2 |
9.1 |
9.2 |
11.7 |
9.6 |
6.2 |
8.4 |
9.2 |
|
U |
1 |
2.3 |
2.2 |
2.47 |
2.7 |
3.2 |
1.7 |
2.79 |
2.9 |
|
Cr |
107 |
18 |
19 |
20 |
15 |
22 |
71 |
22 |
22 |
|
Ni |
39 |
1 |
1 |
1 |
3 |
4 |
27 |
5 |
3 |
|
Co |
20 |
1.8 |
3 |
2 |
2.3 |
12.1 |
19.7 |
11.8 |
9.3 |
|
V |
174 |
23 |
25 |
22 |
10 |
92 |
171 |
92 |
87 |
|
Pb |
11 |
5 |
2 |
7 |
12 |
102 |
17 |
148 |
13 |
|
Zn |
116 |
13 |
16 |
17 |
10 |
423 |
114 |
229 |
238 |
|
As |
10.9 |
8.4 |
9.9 |
8.6 |
11.1 |
12.1 |
12.9 |
12 |
12.7 |
|
Be |
1.1 |
1.8 |
1.8 |
1.8 |
2.4 |
1.7 |
1.6 |
1.8 |
1.7 |
|
Cu |
47 |
4 |
2 |
2 |
7 |
58 |
24 |
60 |
20 |
|
Li |
47 |
22 |
19 |
18 |
123 |
44 |
27 |
32 |
42 |
|
Mo |
1.2 |
1.3 |
1.4 |
1.1 |
1.1 |
1.7 |
1.6 |
3.2 |
1.5 |
|
Sc |
25.3 |
4.1 |
4.8 |
3.7 |
1.4 |
7.2 |
21.4 |
5.2 |
5.9 |
|
Sn |
1.6 |
2 |
2.2 |
2.5 |
2.2 |
1.5 |
1.9 |
2 |
1.7 |
|
La |
20 |
26 |
30 |
26 |
32 |
25 |
27 |
20 |
24 |
|
Ce |
40 |
52 |
64 |
50 |
64 |
50 |
55 |
54 |
59 |
|
Pr |
5.56 |
6.22 |
7.49 |
5.68 |
6.41 |
4.63 |
6.35 |
4.96 |
5.46 |
|
Nd |
21.6 |
21.8 |
25.8 |
19 |
21 |
17 |
22.2 |
17.9 |
19.2 |
|
Sm |
5.2 |
4.6 |
5.2 |
3.9 |
4 |
3.7 |
5.2 |
4 |
4.4 |
|
Eu |
1.59 |
1.04 |
1.07 |
0.67 |
0.8 |
0.97 |
1.45 |
1.23 |
1.32 |
|
Gd |
3.61 |
3.15 |
3.86 |
3.04 |
3.04 |
2.82 |
3.68 |
2.94 |
3.12 |
|
Tb |
0.7 |
0.6 |
0.7 |
0.6 |
0.5 |
0.6 |
0.7 |
0.6 |
0.6 |
|
Dy |
4.2 |
3.5 |
3.9 |
3.2 |
3.4 |
3.2 |
4.5 |
3.5 |
3.5 |
|
Er |
2.2 |
2 |
2.1 |
1.9 |
1.8 |
1.6 |
2.4 |
1.9 |
1.9 |
|
Tm |
0.4 |
0.4 |
0.4 |
0.4 |
0.4 |
0.4 |
0.4 |
0.4 |
0.4 |
|
Cd |
0.2 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
0.1 |
<0.1 |
0.1 |
<0.1 |
<0.1 |
|
Yb |
2.11 |
1.55 |
1.86 |
1.71 |
1.49 |
2.11 |
2.6 |
1.92 |
1.91 |
|
Lu |
0.3 |
0.3 |
0.3 |
0.3 |
0.3 |
0.3 |
0.4 |
0.3 |
0.3 |
رده‌بندی سنگ‌ها
برای بررسی سرشت و جایگاه سنگ‌های آتشفشانی و نیمه‌ژرف کانسار گیشون، از نمودارهای رده‌بندی پرکاربرد بهره گرفته شد. بر پایۀ نمودار Na₂O+K₂O در برابر SiO₂، نمونه‌ها در گسترۀ ساب‌آلکالن/توله‌ایتی جای می‌گیرند و بیشتر دربردارندۀ آندزیت، داسیت و ریولیت، تراکی‌بازالت و تراکی‌آندزیت هستند (شکل 11-A). بر پایۀ نمودار Na₂O+K₂O در برابر SiO2، سنگ‌های نیمه‌ژرف (دایک‌ها) نیز در گسترة گرانیت و کوارتزمونزونیت، مونزودیوریت و گابرودیوریت جای می‌گیرند (شکل 11-B).
شکل ۱۱. نمودارهای رده‌بندی سنگ‌های محدوده گیشون: A) سنگ‌های آتشفشانی در نمودار SiO₂ در برابر Na₂O+K₂O (Le Bas et al., 1986)؛ B) سنگ‌های نیمه‌ژرف (دایک‌ها) در نمودار SiO₂ در برابر Na₂O+K₂O (Middlemost, 1994).
Figure 11. Classification diagrams for the Gishoun area rocks: A) Volcanic rocks plotted on the SiO₂ versus Na₂O+K₂O diagram (Le Bas et al., 1986); B) Subvolcanic rocks (dikes) plotted on the SiO₂ versus K₂O+Na₂O diagram (Middlemost, 1994).
سری ماگمایی
بر پایۀ نمودار Ta/Yb در برابر Th/Yb که پیرس و همکاران (Pearce et al., 1982) برای سنگ‌های آتشفشانی پیشنهاد کرده‌اند، بیشتر نمونه‌ها در محدوده سنگ‌های کالک‌آلکالن و شوشونیتی جای می‌گیرند (شکل 12-A) که نشان‌دهندۀ نقش فرایندهای وابسته به فرورانش در پیدایش ماگمای این منطقه است. برای تحلیل دقیق‌تر و شناسایی سری‌های ماگمایی همانند، از نمودار تغییرات Co در برابر Th بهره گرفته شد. این نمودار توانایی بالایی در جدایش سری‌های توله‌ایتی، کالک‌آلکالن و شوشونیتی از یکدیگر دارد. بر این پایه، نمونه‌های دایک، سرشت کالک‌آلکالن و شوشونیتی نشان می‌دهند (شکل 12-B).
جایگاه تکتونوماگمایی
بر پایۀ نمودارهای زمین‌ساختی ماگما، داده‌های زمین‌شیمیایی سنگ‌های آتشفشانی منطقه بیشتر در گسترۀ کرانۀ قاره‌ای فعال[3] جای می‌گیرند. در این محیط‌ها، نسبت عنصرهای ناسازگار مانند Th/Yb، Th/Ta و Th/Hf معمولاً بالاست و نشان‌دهندۀ مشارکت یا آلایش پوسته‌ای در تکامل ماگماست. بررسی‌های پیشین نشان داده‌اند در چنین محیط‌هایی، Th/Yb معمولاً از ۱ تا بیش از ۳، Th/Ta غالباً بالای ۲ و Th/Hf معمولاً بیشتر از ۳/۰ است (Pearce et al., 1982; Wilson, 1989; Hawkesworth et al., 2024).
شاندل و گورتن (Schandle and Gorton, 2002) بر پایة نمودار Ta/Yb در برابر Th/Yb (شکل 13)، چهار محیط زمین‌ساختی جدا را برای سنگ‌های آذرین پیشنهاد کرده‌اند: بازالت‌های درون‌صفحه‌ای (WPB)، مناطق آتشفشانی درون‌صفحه‌ای (WPVZ)، سنگ‌های آذرین کرانۀ فعال قاره‌ای (ACM) و کمان اقیانوسی. بر پایۀ این نمودار، نمونه‌ها در گسترۀ سنگ‌های آذرین کرانۀ فعال قـــاره‌ای (ACM) و کمان اقیانوسی جای می‌گیرند (شکل 13).
شکل ۱۲. A) ترکیب شیمیایی نمونه‌های برداشت‌شده از سنگ‌های آتشفشانی محدوده گیشون در نمودار Ta/Yb در برابر Th/Yb (Pearce et al., 1982)؛ B) ترکیب شیمیایی دایک‌های گسترۀ گیشون در نمودار Co در برابر Th (Hastie et al., 2007).
Figure 12. A) Chemical composition of volcanic rocks from the Gishoun deposit plotted on the Ta/Yb versus Th/Yb diagram (Pearce et al., 1982); B) Chemical composition of dikes from the Gishoun area plotted on the Co versus Th diagram of Hastie et al. (2007).
همچنین، با به‌کارگیری نمودارهای Ta در برابر Th، Th/Hf در برابر Ta/Hf و نمودار Yb در برابر Th/Ta، محیط زمین‌ساختی سنگ‌ها بررسی شد (شکل‌های 13-A، 13-B و 13-D). داده‌های این نمودارها به‌طور آشکار نشان می‌دهد نمونه‌ها در گسترۀ کمان‌های آتشفشانی قاره‌ای[4] جای دارند. این جایگاه زمین‌ساختی با موقعیت پهنة ماگمایی ارومیه-دختر که در پی فرورانش پوستۀ اقیانوسی نئوتتیس به زیر صفحۀ قاره‌ای ایران پدید آمده است، هماهنگی کامل دارد. بر این پایه، ماگماتیسم کانسار گیشون، بخشی از همان رویداد ماگمایی فرورانشی در کرانۀ جنوب‌خاوری ایران به‌شمار می‌رود. به گفتة دیگر، سنگ‌های آتشفشانی و نیمه‌ژرف گیشون در یک محیط زمین‌ساختی همانند با دیگر کانسارهای وابسته به کمان ارومیه-دختر پدید آمده‌اند.
بر پایۀ نمودار زمین‌ساختی ماگماییِ Ta در برابر Yb که پیرس و همکاران (Pearce et al., 1984) برای سنگ‌های گرانیتوییدی پیشنهاد کرده‌اند، نمونه‌های برداشت‌شده از سنگ‌های نیمه‌ژرف (دایک‌ها) بیشتر در گسترۀ گرانیت‌های کمان آتشفشانی (VAG) جای می‌گیرند (شکل ۱۵). این گستره به‌خوبی نشان می‌دهد ماگمای مادر این سنگ‌ها در یک محیط فرورانش پدید آمده است. الگوی جایگیری نمونه‌ها با مقدارهای کمابیش کم Yb و محتوای کم تا متوسط Ta، با ویژگی‌های سنگ‌های وابسته به کمان‌های آتشفشانی همخوانی دارد (Gill, 2012; Wilson, 1989). این ویژگی‌ها بیشتر پیامد ذوب‌بخشی گوة گوشته‌ای متأثر از سیال‌های فرورانشی هستند؛ هرچند در مراحل پیشرفته‌تر، نقش تبلور بخشی و آلایش پوسته‌ای نیز دیده می‌شود. برخی نمونه‌ها نیز نزدیک به مرز گسترة گرانیت‌های وابسته به برخورد[5] هستند که می‌تواند نشان‌دهندۀ تأثیرپذیری از فرایندهای کوهزایی و فشردگی پوسته در بازۀ فرورانش باشد. این یافته‌ها با الگوهای زمین‌پویایی که پیدایش گرانیتوییدها را در محیط‌های فرورانش و برخورد قاره‌ای وابسته می‌دانند (شکل 14)، همخوانی دارد (Pearce et al., 1984).
شکل ۱۳. نمودارهای جایگاه زمین‌ساختی (Schandle and Gorton, 2002) برای سنگ‌های آتشفشانی محدوده گیشون. A) Ta/Yb در برابر Th/Yb؛ B) Ta در برابر Th؛ C) Ta/Hf در برابر Th/Hf؛ D) Yb در برابر Th/Ta.
Figure 13. Tectonic setting discrimination diagrams (Schandle and Gorton, 2002) for volcanic rock samples from Gishoun area: A) Ta/Yb versus Th/Yb diagram; B) Ta versus Th diagram; C) Ta/Hf versus Th/Hf diagram; D) Yb versus Th/Ta diagram.
شکل ۱۴. نمودارهای شناسایی‌کنندۀ محیط‌های زمین‌ساختی (Pearce et al., 1984) برای سنگ‌های نیمه‌ژرف در محدوده گیشون.
Figure 14. Tectonic setting discrimination diagrams (Pearce et al., 1984) for the subvolcanic rocks (dykes) in the Gishoun area.
تفسیر تکامل زمین‌شیمیایی سنگ‌ها با به‌کارگیری تغییرات اکسیدهای اصلی
بررسی روند تغییرات اکسیدهای اصلی در برابر SiO₂، الگوی سامان‌مند و چندمرحله‌ای فرایندهای جدایش ماگمایی را در سنگ‌های آتشفشانی و نیمه‌ژرف منطقه آشکار می‌کند. کاهش هماهنگ مقدارهای CaO، MgO، FeOt و TiO₂ با افزایش SiO₂ (شکل ۱۵)، گویای جدایش تدریجی کانی‌های مافیک مانند کلینوپیروکسن، الیوین، آمفیبول و اکسیدهای آهن-تیتانیم از ماگمای مادر است که احتمالاً در یک آشیانة ماگمایی در پوستۀ میانی و در شرایط غنی از آب رخ داده است (Wilson, 1989). کاهش شدید P₂O₅ در نمونه‌های اسیدی (از ۸/۰ به‌سمت کمتر از ۱/۰ درصد) (شکل ۱۵)، گویای جدایش آپاتیت در مراحل آغازین تبلور ماگماست که با بررسی‌های تجربی مربوط به انحلال فسفات در ماگماهای کالک‌آلکالن (Watson and Harrison, 1984) همخوانی دارد. رفتار Al₂O₃ که با افزایش آغازین و سپس کاهش در ترکیب‌های اسیدی مشخص می‌شود (شکل ۱۶)، الگوی کلاسیک جدایش پلاژیوکلاز را نشان می‌دهد. این فرایند که بیشتر در مراحل پیشرفته‌تر تمایز ماگمایی و همزمان با بالاآمدن و جایگیری ماگما در سطوح نیمه‌ژرف تا سطحی رخ داده است، با گسترش ناهنجاری منفی Eu و کاهش Sr در داده‌های عنصرهای کمیاب تأیید می‌شود (Henderson, 1984). افزایش نمایی K₂O از مقدارهای کمتر از ۱ درصد به بیش از ۷ درصد، همراه با نسبت‌های بالای K₂O/Na₂O، سرشت شوشونیتی تا پرپتاسیم سری ماگمایی منطقه را نشان می‌دهد. این غنی‌شدگی می‌تواند گویای تفریق ماگمایی و یا آلایش با پوستۀ قاره‌ای در هنگام بالاآمدن ماگما باشد (شکل ۱۵) (Rollinson, 2014; Winter, 2014).
شکل ۱۵. نمودارهای تغییرات اکسیدهای اصلی در برابر SiO₂ (Harker, 1909) برای نمونه‌های برداشت‌شده از واحدهای سنگی محدوده گیشون.
Figure 15. Harker variation diagrams of major oxide concentrations versus SiO₂ (Harker, 1909) for the sampled rock units of the Gishoun area.
نمودارهای تغییرات عنصرهای کمیاب
داده‌های زمین‌شیمیایی نشان می‌دهند سنگ‌های آتشفشانی و نیمه‌ژرف از منبع ماگمایی همانندی جدایش پیدا کرده‌اند؛ اما تفاوت در شرایط تبلور به پیدایش الگوهای متمایز در روندهای تفریق انجامیده است (شکل ۱۶). عنصرهای ناسازگار مانند Rb، Zr و Ce در هر دو گروه با افزایش SiO₂ افزایش می‌یابند (شکل ۱۶)؛ اما مقدار آنها در سنگ‌های نیمه‌ژرف در گسترۀ سیلیس مشابه به‌طور معنی‌داری بیشتر است. برای نمونه، مقدار Rb در گرانیت‌ها به ۱۴۰ گرم در تن نیز می‌رسد؛ اما فراوانی این عنصر در ریولیت‌های با مقدارهای سیلیس مشابه، نزدیک به ۱۲۰ گرم در تن است.
شکل ۱۶. روند تغییرات عنصرهای کمیاب در برابر سیلیس (Harker, 1909) برای نمونه‌های برداشت‌شده از واحدهای سنگی محدوده گیشون.
Figure 16. Variation trends of trace elements versus SiO₂ (Harker, 1909) for the sampled rock units of the Gishoun area.
این الگو نشان‌دهندۀ کارایی بیشتر تبلور بخشی در محیط نیمه‌ژرف و هماهنگ با الگوهای کلاسیک جدایش ماگمایی است (Rollinson, 2014). در برابر، عنصرهای سازگار مانند Cr، Ni و Sr با افزایش SiO₂ در هر دو گروه کاهش می‌یابند؛ اما کاهش آنها در سنگ‌های نیمه‌ژرف شدیدتر است (شکل ۱۶). مقدار کم Ni در دلریت‌ها نسبت به بازالت‌های با سیلیس و کاهش بارز Sr در گرانیت‌ها نسبت به ریولیت‌ها گویای جدایش کارآمدتر کانی‌های مافیک و پلاژیوکلاز در شرایط نیمه‌ژرف است (Castillo, 2012). رفتار عنصرهای خاکی کمیاب نیز تفاوت شرایط تبلور را تقویت می‌کند. غنی‌شدگی LREEها (با میانگین نسبت La/Yb بهنجارشده به ترکیب کندریت برابر با ۱۵) در سنگ‌های نیمه‌ژرف از سنگ‌های آتشفشانی (برابر با ۱۰) بیشتر است و گویای تبلور بخشی پیشرفته‌تر ماگما در این محیط است (Rollinson, 2014). با وجود تفاوت‌ها در شدت ناهنجاری Eu و غنی‌شدگی عنصرهای ناسازگار، شاخص A/CNK به‌دست‌آمده برای نمونه‌های منطقه (جدول ۱) نشان می‌دهد بازالت‌ها، دایک‌های دلریتی و گرانیتی همگی در گسترۀ متالومینوس (A/CNK < ۱) جای دارند که با سرشت I-type این سنگ‌ها همخوانی دارد. در برابر، برخی نمونه‌های داسیتی و ریولیتی مقدارهای A/CNK برابر با ۱ تا ۱/۱ نشان می‌دهند که گویای ویژگی پرآلومینوس ضعیف است و می‌تواند پیامد تکامل‌های ماگمایی پیشرفته‌تر یا مشارکت اندک مواد پوسته‌ای در مراحل پایانی تکامل ماگما باشد (Chappell, 2012; Frost and Frost, 2019). روی‌هم‌رفته، داده‌های زمین‌شیمیایی نشان می‌دهند سنگ‌های آتشفشانی و نیمه‌ژرف منطقة گیشون، با وجود خاستگاه همانند در یک محیط کمان ماگمایی قاره‌ای و خاستگاه گوشته‌ای دگرنهاد‌شده وابسته به فرورانش، شرایط تبلور گوناگونی را تجربه کرده‌اند که به رخداد تفاوت‌های مشخص در ترکیب شیمیایی پایانی آنها انجامیده است. سنگ‌های نیمه‌ژرف (دایک‌ها) نشان‌دهندۀ تمایز پیشرفته‌تر و کارآمدتری هستند که در غنی‌شدگی بیشتر عنصرهای ناسازگار و کاهش شدیدتر عنصرهای سازگار نمود یافته است. این یافته‌ها با الگوهای سنگ‌شناسی که بر اهمیت شرایط فیزیکوشیمیایی محیط در کنترل مسیر تمایز ماگمایی تأکید دارند، همخوانی دارد و نشان می‌دهند سردشدن آهسته‌تر ماگما در محیط نیمه‌ژرف، نقش سازندهای در دگرگونی شیمیایی این سنگ‌ها بازی کرده است (Rollinson, 2014).
الگوی عنصرهای کمیاب بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه، به‌خوبی سرشت ماگماتیسم کمانی سنگ‌های آتشفشانی منطقه را نشان می‌دهد (شکل ۱۷). غنی‌شدگی عنصرهای LILE دربردارندۀ Cs، Ba، Th، U، K و Pb گویای ورود سیال‌های آب‌دار از تخته فرورونده به گوة گوشته‌ای است (Wilson, 1989; Gill, 2012; Rollinson, 2014; Willbold and Elliott, 2023). الگوی REE در سنگ‌های منطقه با غنی‌شدگی قوی LREEها و شیب کمابیش تند از La به Lu شناخته می‌شود (شکل‌های ۱۷ و ۱۸). نسبت (La/Yb)N در بازالت‌ها و دایک‌های دلریتی بین ۶/۳ تا ۶/۷ (میانگین ۸/۶) متغیر است؛ اما در سنگ‌های اسیدی (داسیت، ریولیت و گرانیت) این نسبت به ۶/۹ تا ۶/۱۹ (میانگین ۹/۱۲) افزایش می‌یابد. غنی‌شدگی چشمگیر LREEها و نسبت‌های بالای (La/Yb)N (10<) در سنگ‌های اسیدی، همراه با تهی‌شدگی نسبی HREEها، می‌تواند پیامد ذوب‌بخشی یک خاستگاه گوشته‌ای غنی‌شده و یا مشارکت مواد پوسته‌ای در فرایند سنگ‌زایی باشد (McDonough and Sun, 1995; Hofmann, 1997; Rollinson, 2014). ناهنجاری منفی مشخص Nb، Ta و Ti (شکل ۱۷) از مهم‌ترین ویژگی‌های زمین‌شیمیایی محیط‌های فرورانشی است و پیامد برجای‌ماندن این عنصرها در فازهای مقاوم مانند روتیل دانسته می‌شود (Pearce, 1982; Wilson, 1989; Gill, 2012). تهی‌شدگی Ti در ریولیت‌ها می‌تواند افزون بر این، پیامد جدایش ایلمنیت یا تیتانومگنتیت در بازۀ جدایش بلوری باشد (Rollinson, 2014). ناهنجاری منفی Sr و P به‌ترتیب گویای جدایش پلاژیوکلاز و آپاتیت در مراحل گوناگون تمایز ماگمایی است (Rollinson, 2014; Winter, 2014). نسبت‌های عنصرهای کمیاب در نمونه‌های کانسار گیشون نیز با ماگماتیسم کمان‌های آتشفشانی قاره‌ای همخوانی دارد. نسبت Nb/La در همه نمونه‌ها از ۵/۰ (گسترۀ ۲۲/۰ تا ۵/۰) کمتر است که گویای تهی‌شدگی Nb نسبت به La در محیط‌های فرورانشی است (Pearce, 1982). نسبت Ti/Yb در بازالت‌ها و دایک‌های دلریتی از ۱۱۰۰ تا ۲۳۰۰ و در سنگ‌های اسیدی از ۳۵۰ تا ۱۵۰۰ در نوسان است که با مقدارهای گزارش‌شده برای کمان‌های قاره‌ای (Ti/Yb < ۳۰۰۰) همخوانی دارد (Gill, 2012). نسبت Rb/Sr از ۰۷/۰ در بازالت‌ها تا ۵۰/۵ در ریولیت‌ها افزایش می‌یابد که نشان‌دهندۀ تفریق پیشرفته پلاژیوکلاز در سنگ‌های اسیدی است. نسبت Ba/La در بیشتر نمونه‌ها، بیشتر از ۱۵ (در بازة ۱۰ تا ۳۵) است که با نقش سیال‌های فرورانشی در غنی‌شدگی LILE سازگار است (Gill, 2012). نسبت Th/Yb نیز از ۵/۱ در بازالت‌ها تا ۹/۰ در گرانیت‌ها افزایش یافته است که با گسترۀ کمان‌های قاره‌ای (Th/Yb > ۲) همخوانی دارد (Pearce, 1982; Hawkesworth et al., 2024). همة این ویژگی‌ها نشان می‌دهند سنگ‌های گسترۀ گیشون در محیط کمان ماگمایی قاره‌ای پدیدار شده‌اند.
شکل ۱۷. نمودار عنکبوتی عنصرهای کمیاب بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989) برای سنگ‌های آتشفشانی محدوده گیشون.
Figure 17. Primitive mantle-normalized trace element spider diagram for the volcanic rocks of the Gishoun area (normalization values are after Sun and McDonough, 1989).
الگوی پراکندگی عنصرهای کمیاب در دایک‌های دلریتی و گرانیتی کانسار گیشون که به مقدارهای گوشتة اولیه بهنجارشده است (Sun and McDonough, 1989)، ویژگی‌های شاخص ماگماتیسم وابسته به محیط‌های فرورانش را به‌خوبی نشان می‌دهد. در دایک‌های دلریتی، تهی‌شدگی از عنصرهای Nb و Ti به‌خوبی دیده می‌شود و این از ویژگی‌های بارز ماگماهای کمان‌های آتشفشانی و پیامد پایداری فازهای برجای‌مانده مانند روتیل در خاستگاه گوشته‌ای است (شکل ۱۸) (Pearce, 1982; Gill, 2012). در برابر، این دایک‌ها غنی‌شدگی چشمگیری از عنصرهای K و Pb نشان می‌دهند. غنی‌شدگی K و Pb در ماگماهای کمانی معمولاً پیامد نقش سیال‌های غنی از این عنصرها که از صفحه فرورونده آزاد شده و گوشته منبع را دگرنهاد کرده‌اند، دانسته می‌شود (Wilson, 1989). همچنین، این دایک‌ها غنی‌شدگی نسبی و نه‌چندان شدیدی از Sr نشان می‌دهند که گویای نبود جدایش گسترده پلاژیوکلاز و شرایط تبلور کمابیش پرشتاب در این سنگ‌هاست (Winter, 2014). در دایک‌های گرانیتی، الگوی عنصرهای کمیاب شدت بیشتری پیدا می‌کند. تهی‌شدگی Nb و P در این دایک‌ها بسیار بیشتر از دایک‌های دلریتی است. تهی‌شدگی شدید P پیامد جدایش آپاتیت در مراحل پیشرفته تبلور بخشی است (شکل ۱۸) (Watson and Harrison, 1984). تهی‌شدگی Ti نیز در دایک‌های گرانیتی به‌خوبی دیده می‌شود که می‌تواند پیامد جدایش کانی‌های اکسید آهن-تیتانیم مانند ایلمنیت یا تیتانومگنتیت در هنگام دگرگونی ماگما باشد (Rollinson, 2014). از دیدگاه غنی‌شدگی، دایک‌های گرانیتی غنی‌شدگی بسیار بالایی از K و Pb نشان می‌دهند که در برابر دایک‌های دلریتی شدت بیشتری دارد و گویای تبلور بخشی پیشرفته‌تر و غنی‌شدگی بیشتر عنصرهای ناسازگار در ماگمای برجای‌مانده است (Wilson, 1989; Rollinson, 2014). نبود غنی‌شدگی Sr در دایک‌های گرانیتی (و حتی تهی‌شدگی نسبی آن) نیز گویای جدایش گسترده پلاژیوکلاز در مراحل پیشرفته جدایش بلوری ماگمایی است (Henderson, 1984). به‌طور کلی، تفاوت سامان‌مند میان دایک‌های دلریتی و گرانیتی در شدت تهی‌شدگی HFSE (به‌ویژه Nb، P و Ti) و میزان غنی‌شدگی LILE (به‌ویژه K و Pb)، روند تکامل و دگرگون‌شدن ماگما از ترکیب مافیک به اسیدی را نشان می‌دهد. دایک‌های گرانیتی نسبت به دایک‌های دلریتی، مراحل پیشرفته‌تری از تبلوربخشی و آلایش پوسته‌ای را پشت سر گذاشته‌اند (Gill, 2012; Rollinson, 2014).
شکل ۱۸. نمودار عنکبوتی عنصرهای کمیاب بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989) برای دایک‌های محدوده گیشون.
Figure 18. Primitive mantle-normalized trace element spider diagram for the dykes of the Gishoun area (normalization values are after Sun and McDonough, 1989).
بحث
داده‌های زمین‌شیمیایی سنگ‌های آتشفشانی و نیمه‌ژرف کانسار گیشون به‌خوبی نشان می‌دهد این سنگ‌ها در یک محیط کمان ماگمایی قاره‌ای وابسته به فرورانش نئوتتیس پدید آمده‌اند. نسبت‌های عنصرهای کمیاب مانند Nb/La (۲۲/۰ تا ۵/۰)، Ti/Yb (۳۵۰ تا ۲۳۰۰) و Th/Yb (۵/۱ تا ۹/۰) با گسترۀ گزارش‌شده برای ماگماتیسم کمان‌های قاره‌ای (Gill, 2012; Pearce, 1982) همخوانی کامل دارد. غنی‌شدگی چشمگیر LILE (مانند: Rb، Ba، Cs، K، Pb) و LREE در کنار تهی‌شدگی مشخص HFSE (به‌ویژه Nb، Ta، Ti)، از ویژگی‌های شاخص ماگماهای متأثر از سیال‌های آزادشده از صفحه فرورونده است (Rustioni et al., 2021; Willbold and Elliott, 2023). بررسی روند تغییرات اکسیدهای اصلی و عنصرهای کمیاب در نمودارهای هارکر (شکل‌های ۱۵ و ۱۶) نشان‌دهندۀ سیر تکامل و دگرگون‌شدن ماگما به‌واسطه تبلور بخشی است. کاهش هماهنگ CaO، MgO، FeOt و TiO₂ با افزایش SiO₂، گویای جدایش کانی‌های مافیک مانند کلینوپیروکسن، الیوین و اکسیدهای آهن-تیتانیم است (Wilson, 1989). کاهش شدید P₂O₅ در نمونه‌های اسیدی (از ۸۱/۰ به کمتر از ۱/۰ درصد) نیز گویای جدایش آپاتیت در مراحل آغازین تبلور است (Watson and Harrison, 1984). رفتار Al₂O₃ که افزایش آغازین و سپس کاهش در ترکیب‌های اسیدی نشان می‌دهد، الگوی کلاسیک جدایش پلاژیوکلاز را نشان می‌دهد (Rollinson, 2014). این ویژگی به‌صورت ناهنجاری منفی Eu (به‌ویژه در دایک‌های گرانیتی با Eu/Eu* = ۶۱/۰-۸۳/۰) و کاهش Sr در سنگ‌های اسیدی دیده می‌شود (Henderson, 1984). شدت بیشتر ناهنجاری Eu در دایک‌های گرانیتی نسبت به ریولیت‌ها (Eu/Eu* = ۶۹/۰-۱۰/۱) نشان‌دهندۀ تبلور گسترده‌تر پلاژیوکلاز در شرایط سردشدگی آهسته‌تر در محیط نیمه‌ژرف است. افزایش نمایی K₂O از کمتر از ۱ درصد به بیش از ۷ درصد همراه با نسبت‌های بالای K₂O/Na₂O، سرشت شوشونیتی تا پرپتاسیم سری ماگمایی منطقه را نشان می‌دهد. این غنی‌شدگی می‌تواند پیامد دو عامل تبلور بخشی پیشرفته ماگما و آلایش ماگما با پوستۀ قاره‌ای در هنگام بالاآمدن باشد (Rollinson, 2014; Winter, 2014). مقدارهای A/CNK در بیشتر نمونه‌ها کمتر از ۱ است که با سرشت متالومینوس و I-type این سنگ‌ها همخوانی دارد (Chappell, 2012). با این حال، مقدارهای A/CNK برابر با ۱ تا ۱/۱ در برخی نمونه‌های داسیتی و ریولیتی، گویای پرآلومینوس ضعیف است که می‌تواند پیامد مشارکت اندک مواد پوسته‌ای در مراحل پایانی دگرگونی ماگما باشد (Frost and Frost, 2019). دایک‌های گرانیتی با ناهنجاری منفی Eu شدیدتر (Eu/Eu* = ۶۱/۰-۸۳/۰)، نسبت بالاتر (La/Yb)N (۲/۱۵-۶/۱۹) و نسبت Rb/Sr بالاتر (۳/۱-۶/۱) در سنجش با ریولیت‌ها (به‌ترتیب Eu/Eu= ۶۹/۰-۱۰/۱، (La/Yb)N= ۵/۷-۴/۱۵ و Rb/Sr= ۵/۰-۵/۵) نشان می‌دهند دایک‌های نیمه‌ژرف در شرایط سردشدگی آهسته‌تر (محیط بسته‌تر و ژرف‌تر) متبلور شده‌اند که فرصت بیشتری برای تبلور بخشی کارآمد، به‌ویژه جدایش پلاژیوکلاز و کانی‌های مافیک، فراهم کرده است (Castillo, 2012; Rollinson, 2014). بررسی‌های صحرایی در کانسار گیشون نشان می‌دهد دایک‌های دلریتی با روند شمال‌خاوری-جنوب‌باختری (شکل ۱۰) در امتداد روندهای اصلی کانه‌زایی (بخش‌های جنوبی گستره) جایگیری کرده‌اند. اگرچه خود این دایک‌ها میزبان کانی‌سازی نیستند، اما مهم‌ترین منبع گرمایی سامانه گرمابی بوده‌اند. گرمای آزادشده از این دایک‌ها به پیدایش چرخه‌های همرفتی انجامیده است و به تحرک‌بخشی فلزات از سنگ‌های منبع کمک کرده و در پایان به ته‌نشینی کانه در واحدهای داسیتی (سنگ میزبان اصلی) انجامیده است (Sillitoe, 2010). در برابر، دایک‌های گرانیتی با روند شمال‌باختری-جنوب‌خاوری (شکل ۹) در خلاف جهت روندهای کانه‌زایی هستند و از هرگونه همراهی با پهنه‌های دگرسانی یا کانی‌سازی مستقل هستند. تفاوت در روند و زمان جایگیری این دو گروه دایک نشان می‌دهد جایگاه ساختاری و زمان‌بندی نفوذ توده‌های نیمه‌ژرف، نقش مهمی در توان کانه‌زایی داشته است. این یافته‌ها با الگوهای کلاسیک کانسارهای اپی‌ترمال که بر نقش منابع گرمایی ماگمایی در راه‌اندازی سامانه‌های گرمابی تأکید دارند (Hedenquist and Lowenstern, 1994; Simmons et al., 2005) همخوانی کامل دارد.
برداشت
داده‌های سنگ‌نگاری و زمین‌شیمیایی سنگ‌های آتشفشانی و نیمه‌ژرف کانسار گیشون نشان می‌دهند این سنگ‌ها در یک محیط کمان ماگمایی قاره‌ای وابسته به فرورانش نئوتتیس پدید آمده‌اند. غنی‌شدگی LILE و LREE همراه با تهی‌شدگی مشخص Nb و Ti و نسبت‌های کلیدی Nb/La، Ti/Yb و Th/Yb با ماگماتیسم کمان‌های قاره‌ای همخوانی کامل دارد. تبلوربخشی، فرایند اصلی در تنوع ترکیبی این سنگ‌ها است و کاهش هماهنگ CaO، MgO، FeOt، TiO₂ و P₂O₅ با افزایش SiO₂، گویای جدایش تدریجی کانی‌های مافیک و آپاتیت است. بررسی داده‌های زمین‌شیمیایی واحدهای سنگی کانسار گیشون گویای آنست که در سنگ‌های آتشفشانی، با گذر از بازالت به آندزیت، داسیت و ریولیت، غلظت عنصرهای ناسازگار (Rb، Th و K₂O) به‌طور سامان‌مند افزایش و غلظت عنصرهای سازگار (Sr و Ni) کاهش می‌یابد. این روند در دایک‌های نیمه‌ژرف نیز با گذر از ترکیب دلریتی به گرانیتی، به‌صورت روشن‌تری ادامه می‌یابد؛ به‌گونه‌ای‌که دایک‌های گرانیتی در سنجش با دایک‌های دلریتی، غلظت Rb، Th و K₂O بیشتر و غلظت Sr و Ni کمتری نشان می‌دهند. این روند ترکیبی پیوسته از سنگ‌های آتشفشانی مافیک تا دایک‌های اسیدی، مستقل از ترتیب زمانی نفوذ، گویای نقش سازندة تبلور بخشی در تکامل ماگمای منطقه است. در این میان، دایک‌های نیمه‌ژرف از دیدگاه ترکیبی گویای مراحل پیشرفته‌تر تفریق هستند و در شرایط سردشدگی آهسته‌تر نسبت به سنگ‌های آتشفشانی پدید آمده‌اند. بر این پایه، داده‌های به‌دست‌آمده نشان می‌دهند وجود هم‌راستایی میان روند دایک‌های نیمه‌ژرف و ساختارهای کانه‌دار، می‌تواند راهنمای پی‌جویی عملی برای شناسایی مناطق امیدبخشِ کانه‌زایی اپی‌ترمال در کمربند ارومیه-دختر باشد.
[1] Kerman Porphyry Copper Belt
[2] undercooling
[3] Active Continental Margin
[4] Continental volcanic arcs
[5] syn-COLG
)