نوع مقاله : مقاله پژوهشی
نویسندگان
1 استاد، گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم زمین، دانشگاه شهید چمران اهواز، اهواز، ایران
2 دانشجوی دکتری، گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم زمین، دانشگاه شهید چمران اهواز، اهواز، ایران
3 دانشیار، گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم زمین، دانشگاه شهید چمران اهواز، اهواز، ایران
4 دانشیار، دانشکده علوم زمین، دانشگاه دامغان، دامغان، ایران
5 استادیار، گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم زمین، دانشگاه شهید چمران اهواز، اهواز، ایران
چکیده
کلیدواژه‌ها
موضوعات
عنوان مقاله [English]
نویسندگان [English]
Introduction
Porphyry Cu±Mo±Au deposits typically form from oxidized, water-rich magmas that undergo extensive fractional crystallization. Because hydrothermal alteration may modify whole-rock and mineral compositions, zircon is considered a reliable recorder of primary magmatic conditions. Zircon geochemical proxies such as Ce⁴⁺/Ce³⁺, Eu/Eu*, Ce/√(U×Ti), 10⁴(Eu/Eu*)/Y, (Eu/Eu*)/YbN, Th/U, and Hf contents are commonly used to constrain magma oxidation state, water content, and magmatic evolution. The Kuh-e Kapout porphyry Cu deposit, located in the southern Kerman Copper Magmatic Belt (KMCB), is characterized by potassic and phyllic alteration associated with disseminated and veinlet-type Cu-sulfide mineralization. Previous studies suggest that amphiboles from fertile microquartz diorite intrusions crystallized at ~891 °C from water-rich (~7 wt.% H₂O) and relatively oxidized magmas near the Ni–NiO (NNO) buffer. In this study, LA-ICP-MS zircon trace-element data from microquartz diorite and microgranodiorite intrusions were used to evaluate magma oxidation state, water content, evolutionary trends, and magmatic fertility in the Kuh-e Kapout porphyry system.
Methodology
Field observations indicate that volcanic rocks are widely exposed in the study area, whereas intrusive bodies occur mainly at depth and are only locally exposed. Extensive porphyry-related alteration zones also complicate sampling. Therefore, drill-core logs and borehole data were examined to identify intrusive phases and variations in alteration with depth. Samples were collected from the least-altered intervals, mainly within potassic alteration zones, of microquartz diorite (HBQD and DPQD) and microgranodiorite (GD03) intrusions. Zircon grains were separated by crushing, sieving, and washing, and subsequently handpicked under a binocular microscope. Selected grains were mounted in epoxy, polished, and imaged using reflected light, transmitted light, and cathodoluminescence to examine their internal structures. Trace and rare earth element concentrations were analyzed by LA-ICP-MS using a 193 nm Resolution SE laser coupled with an Agilent 7900 ICP-MS at the Institute of Geology and Geophysics, Chinese Academy of Sciences.
Discussion
Zircon Geochemistry and Magmatic Evolution
Increasing Hf contents accompanied by decreasing zircon crystallization temperatures reflect the progressive evolution of intermediate to felsic magmas (Dilles et al., 2015). During magma differentiation, U and Th increase whereas Th/U decreases, while the crystallization of minerals such as amphibole, titanite, and apatite modifies zircon chemistry by increasing Yb/Gd and decreasing Th/U (Claiborne et al., 2010). Zircons from the HBQD microquartz diorite exhibit high Hf contents, together with high Eu/Eu* values (>0.4), indicating hydrous and oxidized magma conditions. The decrease in Th/U with increasing Hf and decreasing temperature suggests progressive magma differentiation during cooling. Increasing Yb/Gd coupled with decreasing Th/U indicates crystallization of hornblende and apatite prior to or contemporaneous with zircon formation. Zircons from the DPQD microquartz diorite display similar geochemical characteristics, including high Eu/Eu* values and fractionation trends reflecting amphibole–apatite crystallization. However, zircon crystallization temperatures show a slight increase during magma evolution. This pattern is best explained by thermal recharge through the injection of a hotter magma pulse with a composition similar to the resident melt, which increased the temperature of the magma reservoir without significantly altering its chemical composition. In contrast, zircons from the GD03 microgranodiorite show low Eu/Eu* values (<0.4), suggesting lower water content and/or oxygen fugacity. The decrease in Eu/Eu* with increasing Hf indicates plagioclase fractionation as the primary control on magma evolution.
Zircon Geochemistry as a Proxy for Magmatic Fertility
The capacity of magmas to retain and transport sulfur, a key requirement for porphyry Cu formation, is largely controlled by oxygen fugacity (fO₂) (Richards, 2015). Elevated fO₂ suppresses early sulfide saturation in silicate melts, allowing S, Cl, and chalcophile metals to remain in the melt until they partition into hydrothermal fluids (Leong et al., 2023). Zircon trace-element systematics provide a robust record of such conditions. In particular, increasing Ce/√(U×Ti) values reflect progressive oxidation during magma evolution (Loucks et al., 2020). Calculated ΔFMQ values for GD03, HBQD, and DPQD indicate generally oxidized conditions with overlapping ranges. Magmatic water content is closely linked to redox evolution and plays a critical role in porphyry systems. The zircon index 10⁴(Eu/Eu*)/YbN has been proposed as a proxy for melt H₂O content (Loucks and Fiorentini, 2023). In shallow magmatic environments, exsolution of hydrothermal fluids reduces melt H₂O while increasing ΔFMQ due to preferential partitioning of Fe²⁺ and Cl⁻ into the fluid phase, which raises the Fe³⁺/Fe²⁺ ratio of the residual melt. In GD03, increasing fO₂ accompanied by decreasing H₂O suggests hydrothermal fluid exsolution. The microquartz diorites show contrasting trends: HBQD zircons record an initial positive correlation between H₂O and fO₂ followed by increasing fO₂ during decreasing H₂O, consistent with fluid saturation and subsequent fluid release, whereas DPQD zircons display only a weak correlation and lack clear evidence for significant fluid exsolution. Zircon fertility discrimination diagrams (Lu et al., 2016) further differentiate the intrusions. The GD03 microgranodiorite plots predominantly within the barren field, whereas the HBQD and DPQD microquartz diorites plot within or close to the fertile domain due to their higher Eu/Eu* values. Higher (Yb/Gd)N ratios in HBQD also indicate stronger amphibole fractionation and higher melt water contents. The overall geochemical characteristics suggest that the HBQD microquartz diorite most likely represents the fertile magmatic source of porphyry Cu mineralization at the Kuh-e Kapout deposit.
Conclusion
Microquartz diorite intrusions (HBQD and DPQD) are fertile, whereas the microgranodiorite (GD03) is barren. High zircon Eu/Eu* ratios (>0.4) in the microquartz diorites indicate high magmatic water content, whereas low Eu/Eu* values (<0.4) in GD03 reflect a relatively low-water magma.
In the microquartz diorites, increasing (Yb/Gd)N and decreasing Th/U with increasing Hf suggest that magma evolution was mainly controlled by crystallization of amphibole, apatite, and/or titanite. In contrast, the decrease of Eu/Eu* with increasing Hf in GD03 indicates that magma evolution was dominated by plagioclase fractionation.
Although HBQD and DPQD show similar Eu/Eu* values, the influence of hornblende crystallization is more pronounced in HBQD.
The increase in zircon Eu/Eu* from the older GD03 intrusion to the younger HBQD and DPQD intrusions reflects an increase in magmatic water content and/or oxygen fugacity, likely related to tectonic changes and arc evolution.
Based on evidence for high water content, elevated fO₂, and hydrothermal fluid exsolution, the HBQD microquartz diorite is interpreted as the most probable fertile magmatic source of porphyry Cu mineralization at the Kuh-e Kapout deposit.
کلیدواژه‌ها [English]
کانسارهای Cu±Mo±Au پورفیری تأمین‌کنندۀ ۷۵٪، ۵۰٪ و ۲۰٪ از نیاز جهانی به عنصرهای مس، مولیبدن و طلا هستند (Sillitoe, 2010). وجود مذاب‌هایی با فوگاسیتۀ بالای اکسیژن (ΔFMQ +1, +2)، محتوای بالای آب (≥۴ درصدوزنی آب) و درجه بالایی از تبلوربخشی، از نیازهای پیدایش این کانسارها هستند (Pizarro et al., 2020). برای ارزیابی ویژگی‌های فیزیکوشیمیایی ماگما، مانند محتوای آب و درجة اکسایش و تکامل سامانۀ سیلیکاته، شاخصه‌های زمین‌شیمیایی گوناگونی پیشنهاد شده‌اند. این شاخصه‌ها، بر پایۀ شیمی کانی و یا ترکیب سنگ کل، تعریف شده‌اند. در مجموعه‌ای از پژوهش‌های گوناگون، زراسوندی و همکاران (Zarasvandi et al., 2015, 2023, 2025)، با به‌کارگیری شیمی کانی‌های نشانگر سامانه‌های پورفیری (آمفیبول، پلاژیوکلاز، بیوتیت، مگنتیت) و ترکیب سنگ کل، به ارزیابی شرایط لازم برای باروری و امکان کانه‌زایی مذاب‌های کمربند ماگمایی مس کرمان پرداخته‌اند. با این حال، دگرسانی‌های وابسته به پیدایش کانسار، می‌تواند به تغییر در شیمی بسیاری از کانی‌ها و ترکیب سنگ کل بیانجامد (Large et al., 2020). کانی فرعیِ زیرکن در بسیاری از سنگ‌های آذرین اسیدی تا حدواسط یافت می‌شود (Large et al., 2020). این کانی که در برابر دگرسانی و هوازدگی سرشت مقاومی دارد و نیز سرعت بسیار کم انتشار یون‌های چهارظرفیتی در ساختار آن به حفظ ترکیب اولیه آن می‌انجامد، توجه پژوهشگران را به خود جلب کرده است (Blonch et al., 2022). در ساختار بلورین این کانی، عنصرهای فرعی با ظرفیت‌های یونی گوناگون، جانشین Zr4+, Sn4+, Th4+, U4+, Hf4+, Si4+, Ti4+, Ge4+ می‌شوند (Finch and Hanchar, 2003). ازاین‌رو، زیرکن از میزبان‌های اصلی عنصرهای خاکی کمیاب در سنگ‌های آذرین و دگرگونی است (Hoskin and Schaltegger, 2003). یون‌های اکسایش‌یافته‌ای مانند، Ce4+ (Å 97/0) و Eu3+ (Å 066/1) در مقایسه با گونه‌های احیایی این عنصرها (Ce3+ با شعاع یونی Å 14/1 و Eu2+ با شعاع یونی Å 25/1) با سهولت بیشتری در ساختار بلورین زیرکن جانشین Zr4+ می‌شوند (Burnham and Berry, 2012). ازاین‌رو، شاخصه‌هایی مانند 120Ce4+/Ce3+> و 3/0Eu/Eu*> در ترکیب زیرکن، به بالا‌بودن فوگاسیتۀ اکسیژن ماگما وابسته هستند (Ballard et al., 2002). همچنین، نسبت Ce/√(U×Ti) (Loucks et al., 2020) که برای ترکیب زیرکن اندازه‌گیری می‌شود، برای ارزیابی شرایط اکسایشی سامانه پیشنهاد شده است. لو و همکاران (Lu et al., 2016) نسبت‌های 3/0Eu/Eu*> و 1(Eu/Eu*)/Y> ×104 و لاکس و همکاران (Loucks et al., 2024) نسبت (Eu/Eu*)/YbN در ترکیب زیرکن را به‌عنوان شاخصه‌هایی در بررسی محتوای آب ماگما پیشنهاد کرده‌اند. افزون بر این، روند افزایشی مقدارهای Hf زیرکن و روند کاهشی Th/U زیرکن، به درجۀ تکامل مذاب وابسته است (Dilles et al., 2015). همچنین، نسبت‌هایی مانند 4/0Eu/Eu*>، 1Ce/Nd>، 1(Eu/Eu*)/Y> ×104، 01/0(Ce/Nd)/Y> و 3/0Dy/Yb< (Lu et al., 2016) در شناسایی توده‌های بارور از گونه‌های نابارور بر پایۀ شیمی زیرکن، کاربرد دارند.
کانسار مس پورفیری کوه کپوت در شمال شهرستان بم و در بخش جنوبی کمربند ماگمایی مس کرمان (KMCB) جای دارد. بررسی‌های صحرایی نشان می‌دهند مجموعه سنگ‌های آتشفشانی و توده‌های آذرین درونی منطقه دچار دگرسانی‌های شاخص سامانه‌های پورفیری شده‌اند. پهنه‌های فیلیک (کوارتز-پیریت-سریسیت) و پتاسیک (کوارتز-بیوتیت-انیدریت-مگنتیت) مهم‌ترین دگرسانی‌های وابسته به توده‌های میکروکوارتزدیوریت بارور هستند و کانه‌زایی سولفیدهای مس بیشتر به‌صورت پراکنده و رگه‌ای در این پهنه رخ داده‌اند. در ژرفای بیش از ۸۰۰ متر نیز مجموعه‌ای از پتاسیم‌فلدسپار، کلریت، سریسیت و انیدریت همراه با مگنتیت و پیریت‌های ریزدانه دیده شده است (Zarasvandi et al., 2024). زراسوندی و همکاران (Zarasvandi et al., 2025) نشان داده‌اند تبلور آمفیبول‌های توده‌های میکروکوارتزدیوریتی بارور در دمای نزدیک به ۵/۸۹۱ درجۀ سانتیگراد و با محتوای آب نزدیک به ۰۲/۷ درصدوزنی انجام شده است؛ فوگاسیتۀ اکسیژن سامانه در هنگام تبلور این کانی‌ها در گسترۀ بافر NNO (بافر نیکل-نیکل اکسید) گزارش شده است.
بررسی‌های گوناگونی روی سامانه‌های پورفیری و برای یافتن شاخصه‌های شناسایی توده‌های بارور از گونه‌های نابارور، تعیین خاستگاه و تعریف ویژگی‌های فیزیکوشیمیایی ماگما، بر پایۀ ترکیب عنصری و ایزوتوپی زیرکن در ایران و جهان انجام شده است (Asadi, 2018; Pizarro et al., 2020; Sepidbar et al., 2021; Shafaii Moghadam et al., 2022; Lu et al., 2016). در این پژوهش، افزون‌بر پیشنهاد داده‌های تجزیه LA-ICP-MS روی عنصرهای فرعی و خاکی کمیاب زیرکن‌های توده‌های میکروکوارتزدیوریت و میکروگرانودیوریت کانسار مس پورفیری کوه کپوت، به بررسی ویژگی‌های فیزیکوشیمیایی، روند زایش، تکامل و پتانسیل باروری توده‌های بررسی‌شده در این کانسار می‌پردازیم. داده‌های به‌دست‌آمده از زمین‌زمان‌سنجی دقیق زیرکن، نشان می‌دهند رشد این کانی در بازۀ زمانی چند هزار ساله، می‌تواند ادامه داشته باشد (Large et al., 2020). بر این پایه، برای بررسی دقیق روند تکامل مذاب، در هر توده، یک کانی زیرکن در دو نقطه و روی لایه‌های رشدی زیرکن، بخش درونی و لایه‌های بیرونی‌تر، تجزیه شد و دیگر بخش‌ها روی زیرکن‌های گوناگون (از هر توده) تجزیه شده‌اند. این کار بررسی دقیق تغییر در روند تکامل توده‌های بررسی‌شده را امکان‌پذیر می‌کند. همچنین، سنجش داده‌های به‌دست‌آمده از این بررسی با پژوهش‌های پیشین، امکان ارزیابی میزان دقت زیرکن، در ثبت رخدادهای سامانۀ ماگمایی، در این منطقه را فراهم می‌کند.
کمربند ماگمایی مس کرمان (KMCB)، با روند شمال‌باختری-جنوب‌خاوری و در گستره‌ای به درازای ۴۰۰ کیلومتر و پهنای ۴۰-۵۰ کیلومتر در بخش جنوب‌خاوری ارومیه-دختر جای گرفته است. این کمربند، مجموعه‌ای از توده‌های آذرین وابسته به فرورانش و برخورد/پس از برخورد را میزبانی می‌کند (شکل 1-A). تکامل تکتونوماگمایی KMCB، با فرورانش پوستۀ اقیانوسی نئوتتیس به زیر خردقارۀ ایران مرکزی، در هنگام ائوسن متأثر شده است (Shafiei, 2010). فرورانش پوستۀ اقیانوسی نئوتتیس، نزدیک به ۲۰۰ میلیون سال پیش، آغاز شده است (Stampfli and Borel, 2002). آغاز برخورد میان صفحۀ آفرو-عربی و کرانۀ ایران مرکزی در میانة ائوسن- پایان اولیگوسن آغاز شده و تا میانة میوسن ادامه داشته است (Agard et al., 2005).
شکل ۱. A) نقشة زمین‌شناسی بخش جنوبی UDMB برگرفته از شفایی مقدم و همکاران (Shafaii Moghadam et al., 2022)؛ B) نقشة سنگ‌شناسی کانسار مس پورفیری کوه کپوت (با اندکی تعدیل از Zarasvandi et al., 2025). نقاط تیره‌رنگ محل گمانه‌های حفاری را نشان می‌دهند. نمونه‌های تودة میکروکوارتزدیوریت HBQD از مغزه‌های حفاری ژرفای ۵۷۶ و ۶۲۵ متری و نمونه‌های تودة میکروگرانودیوریت GD03 از ژرفای ۹۱۲ و ۱۰۶۰ متری و نمونه‌های میکروکوارتزدیوریت DPQD از ژرفای ۷۳۱ و ۷۳۷ متری، برداشت شده است.
Figure 1. A) Geological map of the southern part of the Urumieh-Dokhtar Magmatic Belt (UDMB), modified after Shafaii Moghadam et al. (2022); B) Lithological map of Kuh-e-Kapout Cu porphyry deposit (slightly modified from Zarasvandi et al., 2025). Dark-colored spots indicate the locations of drill holes. Samples of the HBQD micro-quartz diorite unit were collected from drill cores at depths of 576 m and 625 m. Additionally, samples of the GD03 microgranodiorite unit were retrieved from depths of 912 m and 1060 m; and samples of the DPQD microquartz diorite unit were obtained from depths of 731 m and 737 m.
کمربند ماگمایی مس کرمان (KMCB) میزبان بخش چشمگیری از کانه‌زایی‌های مس پورفیری ایران است. پیدایش کانسارهای مس پورفیری KMCB در پی فعالیت‌های تکتونو-ماگمایی و فلززایی سنوزوییک کمربند مس کرمان و در محیط پس از برخورد روی داده است (Asadi, 2018). به باور اسدی (Asadi, 2018)، پیدایش کانسارهای مس پورفیری KMCB، در دو دوره زمانی ۱) اولیگوسن آغازین تا پایانی (۳/۲۳ – ۹/۳۳ میلیون سال پیش) که با پیدایش سنگ‌های آذرین درونی گونۀ جبال بارز همراه بوده است و به پیدایش کانسارهای مس پورفیری کوچک، در ارتباط با توده‌های کالک‌آلکالن عادی انجامیده است؛ و ۲) میوسن آغازین تا پلیوسن آغازین (۶/۳ – ۱۷ میلیون سال پیش) که با پیدایش گرانیتوییدهای گونۀ کوه پنج، کانه‌زایی‌های متوسط تا بزرگی همانند سرچشمه، وابسته به کالک‌آلکالن‌های شبه‌آداکیتی پتاسیک را پدید آورده است.
کانسار مس پورفیری کوه‌کپوت در مختصات "۶'۰۷°۵۸ تا "۳۸'۱۰°۵۸ طول جغرافیایی خاوری و "۲۳'۱۷°۲۹ تا "۳۹'۲۰°۲۹ عرض جغرافیایی شمالی، در شمال شهرستان بم و در گسترۀ کوه‌های جبال‌بارز جای دارد (Zarasvandi et al., 2025) (شکل 1-B). به‌طور کلی، فعالیت‌های آتشفشانی این منطقه سرشت کالک‌آلکالن دارند (Zarasvandi et al., 2024). بررسی‌های میدانی نشان می‌دهند واحدهای آتشفشانی و آذرآواری ائوسن با ترکیب داسیت، آندزیت ریزدانه، از کهن‌ترین و اصلی‌ترین واحدهای سنگی منطقه هستند. کانی‌شناسی آندزیت‌ها و داسیت‌ها با داشتن کوارتز، کلسیت، پلاژیوکلاز، پتاسیم‌فلدسپار، بیوتیت و هورنبلند شناخته می‌شود (Zarasvandi et al., 2025) که با دگرسانی‌های پروپیلیتیک، آرژیلیک/گرایزن و سریسیتی‌شدن، دگرسان شده‌اند. این واحدهای آتشفشانی با روند شمال‌باختری–جنوب‌خاوری، بخش بزرگی از منطقه را پوشانده‌اند (شکل 1-B). بررسی مغزه‌های حفاری نشان می‌دهد واحدهای داسیت-آندزیت را می‌توان تا ژرفای ۴۰ متری ردیابی کرد. تعیین محل دقیق همبری میان واحدهای آتشفشانی و توده‌های آذرین درونی را به‌علت شدت هالۀ دگرسانی نمی‌توان شناسایی کرد؛ اما گمان می‌رود با افزایش ژرفا ترکیب از دیوریت به کوارتزدیوریت تغییر می‌کند (Zaheri, 2024). دگرسانی پروپیلیتیک با رگچه‌های نواری کوارتز، همراه با بلورهای درشت کلسیت، هماتیت و انیدریت پهنة بزرگی از منطقه را می‌پوشاند. گسترش دگرسانی آرژیلیک کمتر است (Zarasvandi et al., 2025). توده‌های آذرین درونی کم‌ژرفا، با ترکیب میکروکوارتزدیوریت و میکروگرانودیوریت، درون واحدهای آتشفشانی منطقه نفوذ کرده‌اند و سپس با لایه‌هایی از توف‌های ائوسن و رسوبات مخروط افکنه کواترنر پوشیده شده‌اند. کانه‌زایی در منطقه، پیامد جایگیری کم‌ژرفا و فعالیت‌های گرمابی استوک‌های پورفیری میکروکوارتزدیوریت است و به دگرسانی گستردة سنگ دیواره انجامیده است (Zarasvandi et al., 2025) و خود با دگرسانی پتاسیک همراه است. در بخش‌های کم‌ژرفا، پهنة دگرسانی کوارتز–سریسیت–پیریت گسترش دارد؛ اما در سطوح ژرف‌تر، دگرسانی پتاسیک شناخته می‌شود. شواهد ساختاری نشان می‌دهند گسل‌ها و شکستگی‌ها نقش مهمی در کنترل پراکندگی پهنه‌های دگرسانی و مسیر حرکت سیال‌های گرمابی داشته‌اند. این ویژگی گویای تأثیر مستقیم فعالیت‌های زمین‌ساختی بر فرایندهای دگرسانی و کانه‌زایی در منطقه است. واپسین مرحله ماگماتیسم منطقه به‌صورت دایک‌های میکرودیوریتی در سطح رخنمون دارد که بیشترشان نشانه‌هایی از دگرسانی پروپیلیتیک را نشان می‌دهند (Zarasvandi et al., 2025). بررسی دقیق مغزه‌های حفاری به‌همراه داده‌های به‌دست‌آمده از لاگینگ لیتولوژیک، گویای وجود روابط بریدگی میان واحدهای میکروگرانودیوریت و میکروکوارتزدیوریت است. در برخی بازه‌های حفاری، توده‌های میکروکوارتزدیوریتی به‌صورت فازهای آذرین درونی در راستای شکستگی‌ها و پهنه‌های کنترل‌شده ساختاری در درون واحدهای میکروگرانودیوریتی گسترش یافته‌اند. الگوی آذرین درونی واحدهای میکروکوارتزدیوریتی در درون میکروگرانودیوریت، گویای جایگیری پسین این توده‌ها نسبت به سنگ میزبان است. بر این پایه و با استناد به روابط بریدگی دیده‌شده در مغزه‌های حفاری، میکروگرانودیوریت فاز آذرین درونی کهن‌تر و میکروکوارتزدیوریت‌ها پالس‌های ماگمایی جوان‌تر هستند که در مرحله‌ای پسین‌تر از فعالیت ماگمایی منطقه جایگیر شده است، تفسیر می‌شود.
پیمایش‌های میدانی و بررسی نقشه‌های زمین‌شناسی و سنگ‌شناسی، گویای گسترش وسیع واحدهای آتشفشانی در منطقه است. تنها در بخش‌هایی محدود، رخنمون‌هایی سطحی از توده‌های آذرین درونی، دیده می‌شوند (شکل 1-B). وجود دگرسانی‌های گوناگون وابسته به سامانه‌های پورفیری (شکل 1-B)، کار نمونه‌برداری را چالش‌برانگیز می‌کند. بررسی مغزه‌های حفاری مجموعه‌ای از گمانه‌ها، گویای تغییر در گونۀ دگرسانی به‌سوی ژرفا و وجود مجموعه‌ای از توده‌های آذرین درونیِ میکروکوارتزدیوریتی و میکروگرانودیوریتی است. ازاین‌رو، بر پایۀ داده‌های به‌دست‌آمده از لاگ‌های حفاری و اطلاعات گمانه، گمانه‌های مناسب برگزیده شدند (شکل 1-B) و با اینکه زیرکن کانی مقاومی است، برای پرهیز از هرگونه انحراف از ترکیب اولیه کانی، برداشت نمونه از بخش‌هایی با کمترین دگرسانی (پتاسیک) انجام شد. این برداشت‌ها از توده‌های میکروکوارتزدیوریت HBQD (با کانی‌شناسی پلاژیوکلاز، کوارتز، پتاسیم‌فلدسپار، بیوتیت و هورنبلند) و DPQD (پلاژیوکلاز، کوارتز و پتاسیم‌فلدسپار و بیوتیت به میزان محدود) و تودة میکروگرانودیوریت GD03 (پلاژیوکلاز، پتاسیم‌فلدسپار، کوارتز، بیوتیت بیشتر در زمینه ریزدانه سنگ) بوده است (شکل 1-B). پس از خردایش، الک‌کردن و شستشوی نمونه‌ها، جداسازی کانی‌های زیرکن در زیر میکروسکوپ بینوکولار انجام شد. با نهادن دانه‌های زیرکن در اپوکسی و برای آشکارسازی میانبارها و ساختار درونی، کانی‌ها پالیش شد و تصویرهای نور بازتابی، کاتدولومینسانس و نور گذری از آنها تهیه شد (شکل ۳). تجزیة زیرکن‌ها با به‌کارگیری روش طیف‌سنجی جرمی پلاسمای جفت‌شدة القایی همراه با لیزر ابلیشن (LA-ICP-MS) با بهره‌گیری از سامانۀ لیزر ۱۹۳ نانومتری Resolution SE، متصل به‌دستگاه Agilent 7900 ICP–MS در آزمایشگاه تکامل لیتوسفر، مؤسسه زمین‌شناسی و ژئوفیزیک، آکادمی علوم چین انجام شد. تجزیه‌ها با به‌کارگیری پرتوی لیزر به قطر ۳۰ میکرومتر، با نرخ تکرار ثابت ۶ هرتز و چگالی انرژی ۲۰ ژول بر سانتیمتر مربع انجام شده‌اند. هر تجزیه دربردارندۀ ۲۰ ثانیه جمع‌آوری داده‌های پس‌زمینة گاز و به‌دنبال آن حداکثر ۴۰ ثانیه تابش لیزر و جمع‌آوری سیگنال بوده است. زیرکن ۹۱۵۰۰ (استاندارد بیرونی) برای تصحیح شناسایی عنصری و NIST SRM 610 (استاندارد بیرونی) و سیلیسیم (استاندارد درونی) برای کالیبراسیون عنصرهای فرعی از استانداردهای به‌کاررفته در این آزمایش هستند. کالیبراسیون دستگاه به شکل مکرر پس از تجزیه ۱۰ نقطه با به‌کارگیری استانداردهای یادشده انجام شده است. در جدول ۱، داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیه عنصرهای فرعی و خاکی کمیاب زیرکن‌ها، آورده شده‌اند. همچنین، رسم نمودارهای عنکبوتی با به‌کارگیری نرم‌افزار GCDKit انجام شده است.
سنگ‌های آتشفشانی داسیتی با زمینة ریزدانه، بازمانده‌هایی از بلورهای اولیه (پلاژیوکلاز-پتاسیم‌فلدسپار و کوارتز) دارند. این کانی‌های اولیه در پی از دگرسانی‌های فیلیک و آرژیلیک، به‌شدت سریسیتی و رسی شده‌اند (شکل‌های 2-A، 2-B و 2-C). تودة میکروکوارتزدیوریت HBQD، در نمونة دستی، نمایی روشن دارد (شکل 2-D). بافت پورفیری سنگ از کانی‌های پلاژیوکلاز (۷-۲ میلیمتر)، بیوتیت (۳ میلیمتر) و هورنبلند (۴-۱ میلیمتر) ساخته شده است (شکل 2-D).
جدول ۱. داده‌های عنصرهای فرعی و خاکی کمیاب (بر پایة ppm) به‌دست‌آمده از تجزیة LA-ICP-MS زیرکن‌های توده‌های میکروکوارتزدیوریت (نمونه‌های HBQD و DPQD) و میکروگرانودیوریت (نمونة GD03) کانسار کوه کپوت.
Table 1. REE and trace elements LA-ICP-MS analysis data (in ppm) of zircons from the Kuh-e-Kapout deposit microquartz-diorite (samples: HBQD, DPQD) and microgranodiorite (sample: GD03) intrusions.
|
GD03 |
DPQD |
HBQD |
Samples No. |
||||||||
|
3.55 |
4.21 |
3.30 |
4.62 |
3.83 |
1.43 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.64 |
La |
|
24.62 |
22.22 |
23.96 |
30.73 |
24.95 |
23.56 |
13.55 |
18.13 |
12.12 |
13.99 |
27.75 |
Ce |
|
1.10 |
1.26 |
1.24 |
1.46 |
1.11 |
0.47 |
0.04 |
0.03 |
0.05 |
0.03 |
0.15 |
Pr |
|
7.31 |
6.27 |
7.46 |
8.26 |
5.16 |
2.91 |
0.63 |
0.65 |
0.82 |
0.90 |
1.61 |
Nd |
|
6.19 |
4.74 |
7.17 |
5.81 |
2.45 |
2.75 |
1.53 |
1.57 |
1.38 |
1.67 |
2.35 |
Sm |
|
1.30 |
1.12 |
0.58 |
1.11 |
1.00 |
1.24 |
0.85 |
0.94 |
0.70 |
0.92 |
1.27 |
Eu |
|
34.84 |
25.19 |
38.85 |
31.93 |
11.52 |
16.17 |
9.58 |
11.46 |
9.28 |
11.17 |
14.19 |
Gd |
|
11.97 |
10.09 |
13.88 |
10.89 |
5.17 |
5.12 |
3.20 |
4.30 |
2.72 |
3.96 |
4.36 |
Tb |
|
182.61 |
134.89 |
170.27 |
170.25 |
55.59 |
71.78 |
54.87 |
60.32 |
37.47 |
52.17 |
59.45 |
Dy |
|
63.08 |
44.56 |
69.71 |
62.11 |
23.84 |
28.26 |
21.07 |
24.89 |
19.93 |
24.39 |
22.79 |
Ho |
|
297.43 |
234.11 |
314.59 |
297.84 |
132.58 |
144.93 |
113.08 |
149.55 |
86.95 |
132.15 |
101.15 |
Er |
|
64.36 |
60.00 |
70.86 |
69.46 |
30.42 |
31.23 |
28.55 |
31.11 |
26.53 |
29.25 |
28.50 |
Tm |
|
674.21 |
535.58 |
623.51 |
640.10 |
323.27 |
306.86 |
320.11 |
324.43 |
253.31 |
326.11 |
295.86 |
Yb |
|
114.92 |
107.38 |
130.05 |
118.17 |
81.69 |
78.15 |
81.51 |
88.99 |
68.92 |
74.45 |
59.62 |
Lu |
|
9510.04 |
9817.19 |
11336.86 |
10729.47 |
11311.01 |
10199.82 |
11702.96 |
13071.68 |
12743.89 |
11291.14 |
12176.12 |
Hf |
|
6.61 |
7.13 |
2.15 |
6.16 |
3.22 |
2.43 |
2.97 |
2.79 |
1.82 |
3.27 |
3.22 |
Ti |
|
0.27 |
0.31 |
0.11 |
0.25 |
0.58 |
0.57 |
0.68 |
0.68 |
0.6 |
0.65 |
0.67 |
Eu/Eu* |
|
0.67 |
0.71 |
0.48 |
0.75 |
0.32 |
0.47 |
0.29 |
0.30 |
0.30 |
0.33 |
0.56 |
Th/U |
|
23.87 |
26.23 |
19.80 |
24.73 |
34.63 |
23.41 |
41.22 |
34.92 |
33.67 |
36.02 |
25.71 |
Yb/Gd |
|
0.27 |
0.25 |
0.27 |
0.27 |
0.17 |
0.23 |
0.17 |
0.19 |
0.15 |
0.16 |
0.20 |
Dy/Yb |
|
0.43 |
0.41 |
0.67 |
0.51 |
0.68 |
0.74 |
0.43 |
0.55 |
0.52 |
0.40 |
0.54 |
Ce/√(UxTi) |
|
0.83 |
0.73 |
1.6 |
1.1 |
1.62 |
1.75 |
0.83 |
1.25 |
1.15 |
0.7 |
1.22 |
ΔFMQ |
|
773 |
780 |
670 |
765 |
706 |
682 |
699 |
693 |
659 |
707 |
705 |
T °C |
شکل‌های 2-E و 2-F، تصویرهای PPL و XPL از مقطع میکروسکوپی تودة HBQD را نشان می‌دهند؛ بررسی مقاطع میکروسکوپی نشان می‌دهد زمینة ریزدانه سنگ، از پلاژیوکلاز-کوارتز-پتاسیم‌فلدسپار-بیوتیت ساخته شده است. پلاژیوکلازها با بافت پلی‌سینتتیک، فراوان‌ترین کانی‌های سازندۀ سنگ هستند و بیشتر نشانه‌های سریسیتی‌شدن از خود نشان می‌دهند (شکل 2-F)؛ و به میزان ۵۰-۵۵ درصدحجمی حضور دارند. بیوتیت، هورنبلند، کوارتز و پتاسیم‌فلدسپار از دیگر کانی‌های سازندۀ سنگ هستند (شکل‌های 2-E و 2-F). در بیشتر موارد، قالبی بیوتیتی‌شده از هورنبلند دیده می‌شود. کانی‌های فرومنیزین، به میزان ۲۵-۳۰ درصدحجمی حضور دارند. مجموع حضور کوارتز و پتاسیم‌فلدسپار به میزان ۱۵-۲۰ درصدحجمی دیده می‌شود.
تودة میکروکوارتزدیوریت (DPQD)، در نمونة دستی چهره‌ای تیره‌رنگ دارد (شکل 2-G). بلورهای پلاژیوکلاز (۳ تا <۱ میلیمتر)، به‌همراه پتاسیم‌فلدسپار، بافت پورفیری سنگ را پدید آورده‌اند (شکل‌های 2-H و 2-I). پلاژیوکلاز (۴۰-۴۵ درصدحجمی) فراوان‌ترین کانی سازندۀ سنگ است و به‌همراه کوارتز و پتاسیم‌فلدسپار (مجموعاً ۲۵-۳۰ درصدحجمی) از کانی‌های اصلی سنگ هستند. پلاژیوکلازها و پتاسیم‌فلدسپارها، بیشتر نشانه‌های سریسیتی‌شدن دارند. حضور بیوتیت اندک است. در پی دگرسانی، کانی‌های فرومنیزین اولیه با محصولات ثانویه دگرسانی، جانشین شده‌اند. زمینة سنگ ریزدانه است و از کوارتز، پلاژیوکلاز و پتاسیم‌فلدسپار ساخته شده است (شکل‌های 2-H و 2-I).
شکل ۲. A) بازمانده‌ای از درشت‌بلور پلاژیوکلاز سریسیتی‌شده، کوارتز، پیریت و سریسیت (تصویر XPL از تودة آتشفشانی داسیتی با دگرسانی فیلیک؛ B) تصویر XPL و C) تصویر PPL از دگرسانی آرژیلیک و یا گرایزن سنگ‌های آتشفشانی داسیتی و زمینة سنگ کاملاً با کانی‌های رسی جایگزین شده است و کانی‌های کوارتز، فلوئوریت دیده می‌شوند؛ D) تصویر نمونة دستی از میکروکوارتزدیوریت HBQD، بافت پورفیری سنگ در نمونة دستی از بلورهای پلاژیوکلاز، بیوتیت و هورنبلند ساخته شده است؛ E) تصویر PPL و F) تصویر XPL از کانی بیوتیت و بازمانده‌ای از هورنبلند در حال دگرسانی، به‌همراه پتاسیم‌فلدسپار، پلاژیوکلاز، انیدریت و درشت‌بلور پلاژیوکلاز که در حال سریسیتی‌شدن است در میکروکوارتزدیوریت نمونة HBQD؛ G) تصویر نمونة دستی از کانی‌های پلاژیوکلاز که بافت پورفیری تودة میکروکوارتزدیوریت نمونة DPQD را پدید آورده‌اند؛ H) تصویر PPL و I) تصویر XPL از بافت پورفیری، پلاژیوکلاز و پتاسیم‌فلدسپار با نشانه‌هایی از سریسیتی‌شدن، زمینة ریزدانه سنگ، پلاژیوکلاز-کوارتز و پتاسیم‌فلدسپار در مقطع میکروسکوپی میکروکوارتزدیوریت DPQD؛ J) تصویر نمونة دستی از بلورهای درشت کوارتز به‌همراه پلاژیوکلاز، بافت پورفیری در میکروگرانودیوریت نمونة GD03؛ K) تصویر PPL و L) تصویر XPL از کوارتز و پلاژیوکلاز که بافت پورفیری تودة میکروگرانودیوریت را پدید آورده‌اند به‌همراه زمینة ریزدانه‌ای از پلاژیوکلاز، کوارتز و پتاسیم‌فلدسپار؛ M, N) تصویرهای XPL از زیرکن در نمونه‌های میکروکوارتزدیوریت. کوته‌نوشت نام کانی‌ها از وار (Warr, 2021).
Figure 2. A) Cross-polarized light (XPL) image of a dacitic volcanic rock with phyllic alteration, showing a relict of sericitized plagioclase phenocryst, quartz, pyrite, and sericite; B) XPL and C) Plane-polarized light (PPL) images of argillic and/or greisen alteration in dacitic volcanic rocks, where the rock matrix is completely replaced by clay minerals, accompanied by quartz and fluorite; D) Hand-specimen photograph of the HBQD microquartz diorite, displaying a porphyritic texture composed of plagioclase, biotite, and hornblende phenocrysts; E) PPL and F) XPL photomicrographs of the HBQD microquartz diorite, showing biotite and a relict of altering hornblende, associated with K-feldspar, plagioclase, anhydrite, and a sericitized plagioclase phenocryst; G) Hand-specimen photograph of the DPQD microquartz diorite, showing plagioclase crystals forming a porphyritic texture; H) PPL and I) XPL photomicrographs of the DPQD microquartz diorite, showing a porphyritic texture with plagioclase and K-feldspar exhibiting evidence of sericitization, within a fine-grained matrix of plagioclase, quartz, and K-feldspar; J) Hand-specimen photograph of the GD03 microgranodiorite, displaying a porphyritic texture with coarse-grained quartz and plagioclase crystals; K) PPL and L) XPL photomicrographs of the microgranodiorite showing porphyritic quartz and plagioclase in a fine-grained groundmass of plagioclase, quartz, and K-feldspar; M, N) XPL images of zircon grains in the microquartz diorite samples. Mineral abbreviations are after Warr (2021).
شکل ۲. ادامه.
Figure 2. Continued.
شکل 2. ادامه.
Figure 2. Continued.
شکل 2. ادامه.
Figure 2. Continued.
رنگ تودة میکروگرانودیوریتیِ GD03 در نمونة دستی، روشن است (شکل 2-J) و بلورهای درشت پلاژیوکلاز و کوارتز (تا بیش از ۱ سانتیمتر)، بافت پورفیری سنگ را می‌سازند (شکل 2-J). در مقاطع میکروسکوپی، زمینة سنگ ریزدانه است و از پلاژیوکلاز-کوارتز-پتاسیم‌فلدسپار ساخته شده است (شکل‌های 2-K و 2-L). پلاژیوکلاز فراوان‌ترین کانی سازندۀ سنگ است و ۴۵-۵۰ درصدحجمی سنگ را فراگرفته است (شکل‌های 2-K و 2-L). کوارتز و پتاسیم‌فلدسپار از دیگر کانی‌های اصلی سازندۀ سنگ هستند (شکل‌های 2-K و 2-L).
زیرکن‌های کانسار کوه کپوت، به فرم منشوری هستند و ۱۰۰ تا بیش از ۵۰۰ نانومتر درازا دارند (شکل ۳). نسبت پهنا به درازا این کانی‌ها از ۱:۱ تا ۱:۵ در نوسان است. تصویرهای کاتدولومینسانس نشان‌دهندۀ هسته‌های درشت با پهنه‌بندی ضعیف و گاهی همگن و حاشیه‌هایی با پهنه‌بندی مشخص است (شکل ۳).
شکل‌های 4-A و 4-B، الگوی عنصرهای خاکی کمیاب زیرکن‌های میکروگرانودیوریتِ GD03، میکروکوارتزدیوریت‌هایِ HBQD و DPQD، (به‌همراه داده‌های همانند از کانسارهای چوکیکاماتا، سرچشمه و ارمی) در نمودار عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب کندریت را نمایش می‌دهند. در این شکل، الگوی عنصرهای خاکی کمیاب در همة این نمونه‌ها، گویای طرح کلی زیرکن‌های کمان‌های ماگمایی است که با غنی‌شدگی از HREE، تهی‌شدگی از LREE، ناهنجاری مثبت Ce و ناهنجاری منفی Eu (با شدت متغیر از قوی تا ضعیف) شناخته می‌شوند (Hoskin and Schaltegger, 2003).
میزان Hf زیرکن‌های تودة میکروگرانودیوریتی (GD03) از ۹۵۱۰ تا ۱۱۳۳۷ ppm و دمای تبلور زیرکن‌ها از 670±22 تا 780±25 درجۀ سانتیگراد متغیر است. میزان Eu/Eu* زیرکن این توده از ۳۱/۰ تا ۱۱/۰ نوسان دارد. نسبت Eu/Eu* زیرکن‌های GD03، با افزایش Hf زیرکن روندی کاهشی نشان می‌دهد (شکل 5-A). میزان (Yb/Gd)N زیرکن‌های این توده، از ۸/۱۹ تا ۲/۲۶ و میزان Th/U زیرکن از ۴۸/۰ تا ۷۵/۰ متغیر است (جدول ۱). نسبت Th/U زیرکن‌های این توده، با افزایش Hf، کاهش می‌یابد (شکل 5-D). نسبت (Yb/Gd)N زیرکن‌های GD03، روند نزدیک به ثابتی با افزایش Hf، نشان می‌دهد (شکل 5-C).
شکل ۳. تصویرهای کاتدولومینسانس زیرکن‌های کانسار کوه کپوت. A) تصویر کاتدولومینسانس زیرکن در نمونة HBQD، پیدایش منشور سوزنی‌شکل زیرکن با نسبت پهنا به درازا ۱:۵؛ (B, C, D) به‌ترتیب تصویرهای کاتدولومینسانس زیرکن‌های توده‌های GD03، DPQD و HBQD (در این تصویرها تغییرات Hf، Eu/Eu*، Yb/Gd و Th/U با رشد کانی نشان داده شده است)؛ E) میان‌بارهای آپاتیت در درون زیرکن در تصویر نور گذری از زیرکنی مربوط به تودة HBQD.
Figure 3. Cathodoluminescence (CL) images of zircon grains from the Kuh-e-Kaput deposit. A) CL image of a zircon grain from the HBQD sample, showing an acicular prismatic habit with an aspect ratio (width-to-length) of 1:5; B, C, D) CL images of zircon grains from the GD03, DPQD, and HBQD units, respectively (displaying variations in Hf, Eu/Eu*, Yb/Gd, and Th/U ratios during mineral growth); E) Transmitted-light photomicrograph of a zircon grain from the HBQD unit, showing apatite inclusions within the host zircon.
شکل ۴. نمودار عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب کندریت (McDonough and Sun, 1995) برای: A) تودة میکروگرانودیوریت؛ B) توده‌های میکروکوارتزدیوریتی HBQD و DPQD. داده‌های چوکیکاماتا از پیزارو و همکاران (Pizarro et al., 2020)، داده‌های سرچشمه از لو و همکاران (Lu et al., 2016)، داده‌های ارمی از لیو و همکاران (Liu et al., 2025).
Figure 4. Chondrite-normalized spider diagram (data from McDonough and Sun, 1995) for: A) Microgranodiorite intrusion; B) HBQD and DPQD microquartz-diorite intrusions. Data for Chuquicamata are from Pizarro et al. (2020), data for Sarcheshmeh are from Lu et al. (2016), and data for Ermi are from Liu et al. (2025).
دمای تبلور زیرکن‌های تودة میکروکوارتزدیوریت HBQD، کمتر از میکروگرانودیوریت است و از 659±22 تا 707±22 درجۀ سانتیگراد تغییر می‌کند؛ میزان Hf زیرکن‌های HBQD، از ۱۱۲۹۱ تا ۱۳۰۷۱ ppm در تغییر است و با کاهش دما، افزایش می‌یابد (شکل 5-B). نسبت Eu/Eu* زیرکن تودة میکروکوارتزدیوریتی HBQD از ۶/۰ تا ۶۸/۰ در نوسان است و با افزایش Hf زیرکن روند نزدیک به ثابتی را نشان می‌دهد (شکل 5-A).
همچنین، میزان (Yb/Gd)N و Th/U در ترکیب زیرکن‌های این توده، به‌ترتیب بین ۴/۲۵ تا ۲/۴۱ و ۲۹/۰ تا ۵۶/۰ در نوسان است (جدول ۱) و با افزایش Hf، به‌ترتیب روند افزایشی و کاهشی نشان می‌دهند (شکل‌های 5-C و 5-D). میزان هافنیم زیرکن‌های تودة میکروکوارتزدیوریتی DPQD میزان ۱۰۲۰۰ تا ۱۱۳۱۱ ppm را نشان می‌دهد؛ دمای تبلور این کانی‌ها گسترۀ 682±22 تا 706±23 درجۀ سانتیگراد را نشان می‌دهد؛ دمای تبلور زیرکن‌های DPQD با افزایش میزان Hf زیرکن، تا اندازه‌ای افزایش پیدا می‌کند (شکل 5-B). میزان Eu/Eu* زیرکن به‌طور میانگین میزان ۵۸/۰ را نشان می‌دهد. همچنین، میزان (Yb/Gd)N زیرکن و Th/U زیرکن به‌ترتیب ۴/۲۳ تا ۶/۳۴ و ۳۲/۰ تا ۴۷/۰ تغییر می‌کند (جدول ۱) و با افزایش Hf، به‌ترتیب روند افزایشی و کاهشی نشان می‌دهند (شکل‌های 5-C و 5-D). جدول ۲، مقدارهای Hf، نسبت‌های Eu/Eu*، Th/U و (Yb/Gd)N را میان توده‌های بررسی‌شده در این پژوهش و کانسارهای سرچشمه، چوکیکاماتا و کانسار غیر اقتصادی ارمی مقایسه می‌کند.
جدول ۲. مقایسة داده‌های زمین‌شیمیایی و دمای تبلور زیرکن‌های توده‌های میکروکوارتزدیوریتِ HBQD، DPQD و تودة میکروگرانودیوریت GD03 با زیرکن‌های کانسارهای چوکیکاماتا، سرچشمه و ارمی. داده‌های زیرکن‌های کانسار چوکیکاماتا از پیزارو و همکاران (Pizarro et al., 2020)، داده‌های زیرکن‌های کانسار سرچشمه از لو و همکاران (Lu et al., 2016) و داده‌های زیرکن‌های ارمی از لیو و همکاران (Liu et al., 2025).
Table 2. Comparison of zircon geochemical data and zircon crystallization temperatures of the HBQD and DPQD microquartz-diorite intrusions and the GD03 microgranodiorite intrusion with corresponding zircon data from the Chuquicamata, Sarcheshmeh, and Ermi deposits. Data for Chuquicamata are from (Pizarro et al., 2020), those for Sarcheshmeh are from Lu et al. (2016), and those for Ermi are from Liu et al. (2025).
|
Sample Type |
Microquartz-diorite HBQD |
Microquartz-diorite DPQD |
Microgranodiorite GD03 |
Sarcheshmeh |
Chuquicamata deposit |
Ermi deposit (Sub-Economic) |
|
Hf (ppm) |
11291-13071 |
10200-11311 |
9510-11337 |
8973-11590 |
>8750 |
9301-10863 |
|
Eu/Eu* |
0.6-0.68 |
0.58-0.57 |
0.11-0.31 |
0.41-0.92 |
>0.4 |
0.21-0.31 |
|
(Yb/Gd) N |
25-41 |
23-34 |
19.8-26 |
17-61 |
- |
23-29 |
|
Th/U |
0.56-0.29 |
0.47-0.32 |
0.75-0.48 |
1.04-0.27 |
1-0.1 |
0.84-0.58 |
|
T°C |
659-707 |
682-706 |
670-780 |
- |
639-761 |
684-805 |
مقایسة داده‌های جدول ۲ نشان می‌دهد تغییرات میزان Hf، زیرکن‌های بررسی‌شده، با کانسارهای بزرگی مانند سرچشمه و چوکیکاماتا و نیز با کانسار غیر اقتصادی ارمی، تفاوت معناداری نشان نمی‌دهد. نسبت Eu/Eu* زیرکن‌های توده‌های میکروکوارتزدیوریت همخوانی معناداری با میزان این نسبت در زیرکن‌های سرچشمه و چوکیکاماتا نشان می‌دهد. همچنین، در مقایسه با توده‌های میکروکوارتزدیوریتی (با بازة تغییرات (Yb/Gd)N برابر با 25 تا 41 و 23 تا 34)، مقدار این نسبت در زیرکن‌های سرچشمه بازة بزرگی (17 تا 61) را نشان می‌دهد. به جز کانسار غیر اقتصادی ارمی که تبلور زیرکن‌ها، در بازة دمایی بزرگی از ۸۰۵ تا ۶۸۴ درجۀ سانتیگراد رخ داده است، بازة دماییِ تبلور زیرکن‌های بررسی‌شده با کانسار چوکیکاماتا، همپوشانی دارد.
میزان غلظت و تمرکز Ti در زیرکن به دما، فشار، ɑSiO2 و ɑTiO2 مذابی که زیرکن از آن متبلور می‌شود بستگی دارد (Ferry and Watson, 2007). دماسنجی بر پایۀ میزان Ti در ساختار زیرکن بر پایۀ واکنش تبادلی زیر است:
ZrSiO2 + TiO2 = ZrTiO2 + SiO2
فری و واتسون (Ferry and Watson, 2007) رابطة زیر را برای دماسنجی بر پایۀ زمینشیمی زیرکن پیشنهاد کرده‌اند:
Log (ppm Ti-in-zircon) = (711.5 ± 0.072) – (4800 ± 86)/T(°K) – log (ɑSiO2) + log (ɑTiO2)
کالیبراسیون این معادله برای فشار ۱ گیگاپاسکال و با فرض اشباع‌بودن سامانه از SiO2 و TiO2 انجام گرفته است (ɑTiO21/1ɑSiO2=). با وجود این، به‌دلیل پیدایش کانسارهای پورفیری در ژرفا و فشار نزدیک به سطح (Sillitoe, 2010)، می‌توان از تأثیر فشار بر این میزان چشم‌پوشی کرد (Pizarro et al., 2020). نبود تیتانیت در نمونه‌ها و حضور کوارتزهای ماگمایی نشان می‌دهد برای اکتیویتة TiO2 و SiO2 به‌ترتیب مقدارهای ۵/۰ و ۱ پذیرفتنی است. دمای به‌دست‌آمده برای تبلور زیرکن نشان‌دهندۀ پیدایش زیرکن‌های میکروگرانودیوریت در دمای ۷۸۰-۶۷۰ درجۀ سانتیگراد و تبلور زیرکن‌های میکروکوارتزدیوریت‌ها در دمای ۷۰۸-۶۵۹ درجۀ سانتیگراد است.
بررسی‌های آزمایشگاهی نشان داده‌اند ناهنجاری Ce در ترکیب زیرکن به فوگاسیتۀ اکسیژن مذاب وابسته است (Trail et al., 2012). تعیین دقیق ناهنجاری Ce (Ce/Ce*=CeN/(LaN×PrN)0.5) در ساختار زیرکن چالش‌برانگیز است؛ زیرا غلظت La و Pr در ساختار این کانی بسیار کم (Hoskin and Schaltegger, 2003) و نزدیک به آستانۀ آشکارسازی دستگاه است (Loader et al., 2017). همچنین، محاسبة نسبت Ce4+/Ce3+ با به‌کارگیری روش بالارد و همکاران (Ballard et al., 2002) که بر پایۀ کرنش شبکه بلورین کانی[1] پایه‌گذاری شده است، محاسباتی پیچیده دارد. لادر و همکاران (Loader et al., 2017) روش نوینی برای به‌دست‌آوردن ناهنجاری Ce (Ce/Ce*[2]) پیشنهاد کرده‌اند. همچنین، لاکس و همکاران (Loucks et al., 2020) رابطة Ce/√(U×Ti) را برای محاسبة فوگاسیتۀ اکسیژن مذاب با به‌کارگیری شیمی زیرکن پیشنهاد کرده‌اند. مهم‌ترین ویژگی این رابطه وابسته‌نبود آن به دما، فشار و محتوای آب مذاب است (Loucks et al., 2020). میزان ΔFMQ را می‌توان با به‌کارگیری رابطة زیر به‌دست آورد (Loucks et al., 2020):
ΔFMQ=3.998±0.124×log(Ce/√(U×Ti))+2.284(±0.101)
در این پژوهش، ناهنجاری Ce بر پایۀ روش لادر و همکاران (Loader et al., 2017) و فوگاسیتۀ اکسیژن بر پایۀ روش لاکس و همکاران (Loucks et al., 2020)، به‌دست آورده شده‌اند.
میزان Ce/√(U×Ti) برای تودة میکروگرانودیوریت برابر با ۴۱/۰ تا ۶۷/۰ و برای توده‌های میکروکوارتزدیوریت برابر با ۴/۰ تا ۷۴/۰ است. و میزان ΔFMQ برای تودة میکروگرانودیوریتی از ۱۱/۰ ± ۷۳/۰ تا ۱/۰ ± ۶/۱ و برای توده‌های میکروکوارتزدیوریتی از ۱۱/۰ ± ۷/۰ تا ۱/۰ ± ۷۵/۱ در نوسان است. ناهنجاری Eu (Eu/Eu*) در ساختار زیرکن شاخصی برای برآورد فوگاسیتۀ اکسیژن مذاب (Lee et al., 2021)، میزان آب ماگما (Lu et al., 2016) و یا گاززدایی (SO2) ماگما (Dilles et al., 2015) دانسته شده است. در بررسی‌های گوناگون، شناسایی توده‌های بارور از گونه‌های عقیم در بخش مرکزی آسیا، شیلی، پرو و شمال آمریکا بر پایۀ نسبت 4/0<Eu/Eu* انجام شده است (Lee et al., 2021; Dilles et al., 2015).
بررسی‌های گوناگون (Dilles et al., 2015; Hong et al., 2024)، رابطة میان افزایش هافنیم و کاهش دمای تبلور زیرکن را پیامد تکامل ماگمای حد واسط/فلسیک دانسته‌اند. همچنین، با تکامل مذاب، میزان عنصرهایی مانند U و Th افزایش و نسبت Th/U کاهش می‌یابد (Claiborne et al., 2010). افزون بر این، کانی‌های همایندی که هم‌زمان و یا پیش از اشباع مذاب سیلیکاته از زیرکن متبلور شده‌اند، از دیگر عوامل کنترل‌کنندة زمینشیمی زیرکن است. تبلور کانی‌هایی مانند آمفیبول، عنصرهای Gd و Th به افزایش نسبت Yb/Gd و کاهش میزان Th/U در ساختار زیرکن می‌انجامند (Rezeau et al., 2019).
میزان U و Th در زیرکن‌های HBQD بازة تغییرات بزرگی دارد و از ۸۱۱ تا ۲۹۹ ppm برای اورانیم و ۴۵۶ تا ۹۶ ppm برای توریم، در نوسان است و میزان Th/U نیز از ۵۶/۰ تا ۲۹/۰ در تغییر است (جدول ۱). بیشترین میزان Hf در زیرکن‌های این توده دیده می‌شود (۱۳۰۷۱ تا ۱۱۲۹۱ ppm) (جدول ۱). مقدارهای بالای Eu/Eu* در ترکیب زیرکن، به محتوای بالای آب (Lu et al., 2016) و یا فوگاسیتۀ اکسیژن (Ballard et al., 2002) ماگما بستگی دارد. شکل 5-A، نشان می‌دهد نسبت Eu/Eu* زیرکن‌های HBQD بالاست (۴/ > Eu/Eu*). به باور لارج و همکاران (Large et al., 2020)، روند کاهشی Th/U و افزایش Hf زیرکن، نشان‌دهندۀ روند روبه‌پیشرفت جدایش بلوریِ ماگمایی است. هم‌زمانی این رخداد با کاهش میزان Ti زیرکن (دمای تبلور زیرکن)، نشان می‌دهد مذاب، هم‌زمان با تفریق در حال سرد‌شدن نیز هست (Large et al., 2020). شکل‌های 5-D و 5-E، نشان‌دهندۀ کاهش نسبت Th/U هم‌زمان با افزایش Hf، و کاهش دما، هم‌زمان با کاهش Th/U، در ترکیب زیرکن‌های HBQD است که نشان‌دهندۀ تبلور زیرکن‌های این توده از مذابی در حال جدایش بلوری و سرد‌شدن است.
شکل ۵. نمودارهای چگونگی تغییر دما و نسبت عنصرهای فرعی زیرکن بر پایۀ تغییرات Hf؛ A) نمودار Hf در برابر Eu/Eu*؛ B) نمودار دما در برابر Hf؛ C) نمودار Hf در برابر Yb/Gd؛ D) نمودار Hf در برابر Th/U؛ E) نمودار Th/U در برابر دمای تبلور زیرکن‌ها.
Figure 5. Diagrams illustrating plots in temperature and zircon trace-element ratios as a function of Hf content. A) Hf versus Eu/Eu* plot; B) Hf versus temperature plot; C) Hf versus Yb/Gd plot; D) Hf versus Th/U plot; E) zircon crystallization temperature versus Th/U plot.
روند افزایشی و کاهشی زیرکن‌های HBQD که به‌ترتیب در نمودارهای Hf در برابر Yb/Gd و Th/U، به‌چشم می‌خورد، نشان‌دهندۀ تبلور آمفیبول، آپاتیت و یا تیتانیت، هم‌زمان و یا پیش از زیرکن است (Rezeau et al., 2019) (شکل‌های 5-C و 5-D). در همخوانی با محتوای بالای آب مذاب، این ویژگی نشان می‌دهد تکامل ماگمای میکروکوارتزدیوریتی HBQD، با تبلور کانی‌های هورنبلند، آپاتیت و یا تیتانیت کنترل شده است. در بررسی مقاطع میکروسکوپی تیتانیت دیده نشده است؛ اما حضور میان‌بارهای آپاتیت در کانی‌های زیرکن نشان‌دهندة تبلور این کانی هم‌زمان و یا پیش از پیدایش زیرکن‌هاست (شکل 3-E).
همانند HBQD، میزان نسبت Eu/Eu* زیرکن‌های میکروکوارتزدیوریت DPQD، نیز بالاست (۴/۰<Eu/Eu*). زیرکن‌های این توده نیز، در نمودار Yb/Gd و Th/U در برابر Hf به‌ترتیب روند افزایشی و کاهشی نشان می‌دهند (شکل‌های 5-C و 5-D) که نشان‌دهندۀ تأثیر تبلور هورنبلند، آپاتیت و تیتانیت بر شیمی زیرکن و روند تکامل مذاب است؛ اما دمای تبلور زیرکن‌های DPQD با تکامل مذاب افزایش پیدا کرده است (شکل‌های 5-B و 5-E)؛ بررسی رابطة دما با تغییرات Th/U (شکل 5-E)، زیرکن‌های DPQD، نشان می‌دهد افزایش دمای تبلور زیرکن‌ها، هم‌زمان با کاهش Th/U روی داده است (به گفتة دیگر، مذاب در حال تکامل است؛ اما دما افزایش نسبی داشته است). یک دلیل احتمالی برای چنین روندی، تزریق پالس‌های جدید ماگمایی به درون آشیانة ماگمایی است. پائولیلو و همکاران (Paolillo et al., 2022)، افزایش دمای تبلور زیرکن، هم‌زمان با افزایش Th/U، کاهش Yb/Gd و کاهش Hf زیرکن، از بخش‌های درونی‌تر به‌سوی لایه‌های بیرونی‌تر زیرکن را پیامد تزریق فازهای مذاب مافیک، به درون آشیانة ماگمایی می‌دانند. ازآنجایی‌که افزایش دمای تبلور زیرکن‌های DPQD، با تغییر معنادار در شیمی کانی همراه نیست، چه‌بسا فاز جدید ماگمایی با دمای بیشتر و با ترکیبی همانندِ ترکیب مذاب میکروکوارتزدیوریتی DPQD، وارد آشیانة ماگمایی شده و تنها به‌عنوان یک ورودی گرمایی رفتار کرده است؛ بی‌آنکه تعادل شیمیایی آشیانة ماگمایی را تغییر دهد.
میزان Eu/Eu* در ترکیب زیرکن‌های میکروگرانودیوریت GD03 کم است (۴/۰< Eu/Eu*) (شکل 5-A) که نشان‌دهندۀ کم‌بودن محتوای آب و یا فوگاسیتۀ اکسیژن ماگماست. دمای تبلور زیرکن‌های GD03 با افزایش میزان Hf کاهش پیدا می‌کند (شکل 5-B)؛ همچنین، در نمودارهای Hf در برابر Th/U و دمای تبلور، روند کاهشی نشان می‌دهند (شکل‌های 5-D و 5-E). این ویژگی تکامل مذاب میکروگرانودیوریتی هم‌زمان با سرد‌شدن ماگما را نشان می‌دهد. با این حال، روند کاهشی زیرکن‌های GD03 در نمودار Eu/Eu* در برابر Hf نشان می‌دهد مسیر تکامل تودة میکروگرانودیوریتی با آنچه که پیشتر، دربارة میکروکوارتزدیوریت‌ها گفته شد یکسان نیست (شکل 5-A). در تودة میکروگرانودیوریت، روند کاهشی Eu/Eu* در ترکیب تکامل ماگما، نشان‌دهندۀ کاهش عنصر Eu در مذاب در پی تبلور پلاژیوکلاز است. به گفتة دیگر، تکامل ماگمای میکروگرانودیوریتی با تبلور پلاژیوکلاز کنترل شده است.
گفتنی است اختلاف دمای تبلور زیرکن‌های GD03، بازة دمایی ۷۸۰ تا ۶۷۰ درجۀ سانتیگراد را نشان می‌دهد (جدول ۱). توجه به میزان Th/U (که شاخصه‌ای در بررسی میزان تکامل ماگماست) نشان می‌دهد زیرکن‌های با کمترین دما (۶۷۰ درجۀ سانتیگراد)، کمترین میزان Th/U (۴۸/۰) را دارند. در مقایسه با بیشترین دمای تبلور (۷۸۰ درجۀ سانتیگراد) که برای زیرکنی با بیشترین میزان Th/U (۷۵/۰) است. این ویژگی، افزون بر اینکه گویای هم‌زمانی تکامل ماگما با کاهش دماست، نشان‌دهندۀ پیدایش و تبلور زیرکن در بازۀ زمانی از حیات ماگمای سیلیکاته است. در پژوهش‌های دیگر (Paolillo et al., 2021; Liu et al., 2025) چنین بازة دمایی برای تبلور زیرکن گزارش شده است.
از مهم‌ترین ویژگی‌های مذاب‌های بارور، توان نگه‌داشت و حمل گوگرد است. این مهم در گرو فوگاسیتۀ اکسیژن مذاب است (Richards, 2015). بالا‌بودن فوگاسیتۀ اکسیژن مذاب، با جلوگیری از خروج زودهنگام سولفید از سامانۀ سیلیکاته، امکان تمرکز بیشینۀ S، Cl و عنصرهای فلزی در سیال‌های گرمابی را فراهم می‌کند (Leong et al., 2023). روند افزایشی میزان Ce/√(U×Ti) در زیرکن‌ها هم‌زمان با تکامل مذاب نشان‌دهندۀ افزایش ƒO2 مذاب است (Loucks et al., 2020).
میزان ΔFMQ به‌دست‌آورده‌شده از رابطة Ce/√(U×Ti) نشان می‌دهد این میزان برای زیرکن‌های GD03 از ۷۳/۰ تا ۶/۱ و برای HBQD از ۲۵/7-1/۰ و برای DPQD از ۷۵/62-1/۱ در تغییر است (شکل 7-B). فوگاسیتۀ اکسیژن این توده‌ها همپوشانی بالایی نشان می‌دهد (شکل 6-B).
بررسی‌های پیشین رابطة مستقیم میان میزان Fe3+/Fe2+ و درصدوزنی H2O ماگما را نشان داده‌اند (Tollan and Hermann, 2019). لاکس و فیورنتینی (Loucks and Fiorentini, 2023)، نسبت ×(Eu/Eu*)/YbN104 در ساختار زیرکن را به‌عنوان شاخصه‌ای در تخمین محتوای H2O ماگما پیشنهاد کرده‌اند. به باور لاکس و فیورنتینی (Loucks and Fiorentini, 2023)، با خروج سیال‌های گرمابی از ماگمای سیلیکاته در ژرفای نزدیک به سطح و نیمه‌آتشفشانی، محتوای آب ماگما کاهش و ΔFMQ افزایش خواهد یافت. افزایش ƒO2 در مذاب پیامد تمرکز Fe2+ به‌همراه –Cl در سیال‌های گرمابی و افزایش نسبت Fe3+/Fe2+ در مذاب سیلیکاته است.
شکل 6. A) نمودار Ce/√(U×Ti) در برابر ×(Eu/Eu*)/YbN104 برای بررسی چگونگی تغییرات فوگاسیتۀ اکسیژن مذاب هم‌زمان با تغییرات محتوای آب ماگما (با اندکی تعدیل از Loucks and Fiorentini, 2023)؛ B) نمایش چگونگی تغییر فوگاسیتۀ اکسیژن توده‌های HBQD، DPQD و GD03 در نمودارهای Box-and-Whisker. روش به‌دست‌آوردن ΔFMQ در متن توضیح داده شده است.
Figure 6.A) Ce/√(U×Ti) versus 104×(Eu/Eu*)/YbN diagram, illustrating the variation in magma oxygen fugacity relative to magmatic water content (modified after Loucks and Fiorentini, 2023); B) Box-and-Whisker plots showing the oxygen fugacity variations (expressed as ΔFMQ) of the HBQD, DPQD, and GD03 units. The calculation method for ΔFMQ is detailed in the text.
نمودار Ce/√(U×Ti) در برابر ×(Eu/Eu*)/YbN104 (شکل 6-A) نشان می‌دهد افزایش فوگاسیتۀ اکسیژن مذاب، هم‌زمان با کاهش محتوای آب تودة میکروگرانودیوریت، نشان‌دهندۀ تأثیر خروج سیال‌های گرمابی بر افزایش فوگاسیتۀ اکسیژن این توده است (شکل 6-A)؛ اما توده‌های میکروکوارتزدیوریتی پیچیدگی بیشتری نشان می‌دهند. این زیرکن‌ها (تودة HBQD) روند دوگانه‌ای را به نمایش می‌گذارند (شکل 6-A). نخست محتوای آب و فوگاسیتۀ اکسیژن ماگمای HBQD رابطه‌ای مثبت و افزایشی نشان می‌دهد و در ادامه با کاهش محتوای آب ماگما فوگاسیتۀ اکسیژن آن افزایش می‌یابد (شکل 6-A). زیرکن‌های تودة DPQD روند مثبت و افزایشی کمابیش ضعیفی میان فوگاسیتۀ اکسیژن و محتوای آب ماگما نشان می‌دهند (شکل 6-A)؛ در این توده با افزایش ×(Eu/Eu*)/YbN104 از ۹/۷ تا ۲/۸، میزان Ce/√(U×Ti) از ۶۸/۰ تا ۷۴/۰ افزایش می‌یابد (شکل 6-A). رابطة مثبت و افزایشی در میزان آب و فوگاسیتۀ اکسیژن مذاب که در تودة DPQD و بخشی از زیرکن‌های تودة HBQD دیده می‌شود را می‌توان پیامد تمرکز ترجیحی Fe2+ در ساختار کانی‌هایی مانند هورنبلند (Goltz et al., 2022) دانست. الگویی که زیرکن‌های HBQD در شکل 6-A، به نمایش گذاشته‌اند (نخست افزایشی و سپس کاهشی) می‌تواند به مرحله اشباع‌شدن ماگما از سیال‌های گرمابی و به‌دنبال آن خروج سیال‌های گرمابی وابسته باشد. دربارة زیرکن‌های DPQD، چنین رابطه‌ای دیده نمی‌شود. به گفتة دیگر، شاهدی که گویای خروج سیال‌های گرمابی از میکروکوارتزدیوریت DPQD باشد وجود ندارد.
در بررسی‌های لو و همکاران (Lu et al., 2016) روی حجم بزرگی از داده‌های زیرکن، نسبت‌هایی مانند، 3/0Eu/Eu*>، ×(Eu/Eu*)/Y1000 <۱، 01/0(Ce/Nd)/Y> و 3/0Dy/Yb< برای شناسایی توده‌های بارور از نابارور پیشنهاد شده‌اند. شکل ۷ روند زیرکن‌های کانسار کوه کپوت را نشان می‌دهد. بر پایۀ همة شاخصه‌های یادشده، تودة میکروگرانودیوریت در گسترۀ نابارور جای می‌گیرد (شکل‌های 7-A، 7-B، 7-C و 7-D)؛ اما میکروکوارتزدیوریت‌های HBQD و DPQD با میزان بالای Eu/Eu* (۴/۰<) در گسترۀ توده‌های بارور جای گرفته‌اند (شکل‌های 7-A و 7-B). هر سه توده GD03، HBQD و DPQD نسبت 3/0Dy/Yb< دارند (جدول ۱) و در نمودار (Ce/Nd)/Y در برابر Eu/Eu*، توده‌های میکروکوارتزدیوریتی در گسترۀ بارور جای گرفته‌اند (شکل 7-D). در نمودار (Ce/Nd)/Y در برابر ×(Eu/Eu*)/Y1000 دو تودة میکروگرانودیوریت و میکروکوارتزدیوریت DPQD در گسترۀ نابارور جای گرفته‌اند؛ اما تودة HBQD با داشتن ۱×(Eu/Eu*)/Y≈1000 (۹۸/۰ – ۸۳/۰) در مرز گسترۀ بارور جای گرفته است (شکل 7-C). به باور لو و همکاران (Lu et al., 2016)، بالا‌بودن نسبت (Ce/Nd)/Y (0۱/۰ <) در زیرکن‌های توده‌های بارور پیامد تبلوربخشی هورنبلند و در پی آن تخلیه مذاب آب‌دار از عنصر Y است. گمان می‌رود با اینکه شاخصۀ هیدرومتر ×(Eu/Eu*)/YbN104 و نسبت Eu/Eu* زیرکن‌ها در هر دو تودة میکروکوارتزدیوریتی همانند هستند، اما ویژگی‌های وابسته به تبلور هورنبلند در تودة HBQD بیشتر از DPQD دیده می‌شود. اختلافی که در نسبت (Yb/Gd)N در این توده‌ها دیده می‌شود گواهی بر این تفاوت است. نسبت (Yb/Gd)N برای HBQD و DPQD به‌ترتیب از 25 تا 41 و 23 تا 34 تغییر می‌کند (جدول ۱). بالاتر‌بودن این میزان در میکروکوارتزدیوریت HBQD نشان‌دهندۀ تخلیه MREEها با تبلور کانی‌هایی مانند هورنبلند از ترکیب مذاب میکروکوارتزدیوریتی است. بررسی مقاطع میکروسکوپی دو توده نیز این اختلاف را نشان می‌دهد.
همان‌گونه‌که پیشتر نیز گفته شد، بر پایۀ بررسی مغزه‌های حفاری و داده‌های لاگینگ لیتولوژی، توده نابارور میکروگرانودیوریتی GD03 فاز کهن و توده‌های میکروکوارتزدیوریتی (با پتانسیل باروری)، فازهای جدید فعالیت‌های ماگمایی شمال بم را نمایندگی می‌کنند. نکته مهم این است که کاهش سن توده‌های آذرین درونی کانسار کوه کپوت، با افزایش نسبت Eu/Eu* زیرکن‌های این توده‌ها همراه است. تغییر در میزان Eu/Eu* زیرکن در بازۀ فعالیت‌های آذرین کمربندهای مس پورفیری در گذار از سامانه‌های پیش از کانه‌زایی به‌سوی توده‌های بارور، در پژوهش‌های بسیاری دیده شده است (Ballard et al., 2002; Dilles et al., 2015; Nathwani et al., 2021). این نوسان‌ها پیامد تغییر در فوگاسیتۀ اکسیژن مذاب (Ballard et al., 2002)، محتوای آب مذاب (Lu et al., 2016) و میزان این نسبت در ماگمای مادر (Nathwani et al., 2021) دانسته شده است.
شکل ۷. شناسایی توده‌های بارور از گونه‌های نابارور در کانسار کوه کپوت بر پایۀ شاخصه‌های مهم زیرکن. A) نسبت CeN/(Nd2/Sm)N در برابر Eu/Eu*؛ B) نمودار Dy/Yb در برابر Eu/Eu*؛ C) نمودار (Ce/Nd)/Y در برابر ×(Eu/Eu*)/Y1000؛ D) نمودار (Ce/Nd)/Y در برابر Eu/Eu* (محدوده‌های بارور و نابارور از لی و همکاران (Lee et al., 2017) و لو و همکاران (Lu et al., 2016).
Figure 7. Discrimination of fertile versus barren intrusive suites in the Kuh-e-Kaput deposit based on key zircon geochemical indicators. A) CeN/(Nd2/Sm)N versus Eu/Eu*; B) Dy/Yb versus Eu/Eu*; C) (Ce/Nd)/Y versus 1000×(Eu/Eu*)/Y; D) (Ce/Nd)/Y versus Eu/Eu*. Fertile and barren fields are compiled from Lee et al. (2017) and Lu et al. (2016).
زیرکن تنها می‌تواند روند تکامل ماگما در بخش‌های میانی تا بالایی پوستۀ قاره‌ای را بازتاب دهد (Large et al., 2020)؛ اما افزایش نسبت Eu/Eu* زیرکن‌ها، از تودة کهن‌تر (GD03) به‌سوی توده‌های جوان‌تر (HBQD, DPQD) (شکل 7-A)، نشان می‌دهد فعالیت‌های ماگمایی در این منطقه، به‌سوی پیدایش مذاب‌هایی با محتوای بالاتر آب، گرایش پیدا کرده است. به باور اسدی (Asadi, 2018)، پیدایش کانسارهای مس پورفیری کمربند مس کرمان، در محیط پس از برخورد روی داده است. پس شاید همانند آنچه در بررسی ناتوانی و همکاران (Nathwani et al., 2021) روی کانسار کوئلاوکو[3] در جنوب پرو گزارش شده است، این تغییر در محتوای آب ماگما را بتوان پیامد تغییرات زمین‌ساختی منطقه دانست. به‌هر روی، بر پایة شواهد مبنی بر محتوای بالای آب و بالا‌بودن فوگاسیتۀ اکسیژن مذاب و نیز وجود شواهد مبنی بر برون‌زد سیال‌های گرمابی از مذابی آب‌دار و اکسیدان، میکروکوارتزدیوریت HBQD محتمل‌ترین منبع ماگمایی در پیدایش کانه‌زایی مس پورفیری کانسار کوه کپوت، دانسته می‌شود.
۱- زیرکن‌های کانسار کوه کپوت، با غنی‌شدگی عنصرهای HREE در برابر تهی‌شدگی عنصرهای LREE، ویژگی‌هایِ زیرکن‌هایِ ماگمایی را نشان می‌دهند. بر پایۀ دماسنجی، زیرکن‌های تودة میکروگرانودیوریت در دمای ۷۸۰-۶۷۰ درجۀ سانتیگراد و زیرکن‌های میکروکوارتزدیوریت در دمای ۷۰۸-۶۵۹ درجۀ سانتیگراد پدید آمده‌اند. همچنین، فوگاسیتۀ اکسیژن به‌دست‌آمده برای ماگما در هنگام تبلور زیرکن‌ها گویای بازة ΔFMQ برابر با 1/0 ± 6/1 تا 11/0 ± 73/0 برای تودة میکروگرانودیوریت و بازة 11/0 ± 7/0 تا 1/0 ± 75/1 برای توده‌های میکروکوارتزدیوریت است.
۲- توده‌های میکروکوارتزدیوریتی بارور و تودة میکروگرانودیوریت نابارور هستند. مقدارهای بالای نسبت Eu/Eu* (۴/۰< Eu/Eu*) در ترکیب زیرکن‌های توده‌های میکروکوارتزدیوریتی، نشان‌دهندۀ محتوای بالای آب، در ترکیب این توده‌هاست؛ اما میزان کم نسبت Eu/Eu* (۴/۰> Eu/Eu*)، در ترکیب زیرکن‌های میکروگرانودیوریت GD03 نشان‌دهندۀ محتوای کم آب در این توده است.
۳- روندهای افزایشی نسبت (Yb/Gd)N و کاهشی نسبت Th/U با افزایش Hf، در ترکیب زیرکن‌های توده‌های میکروکوارتزدیوریتی نشان می‌دهد تبلور کانی‌های آمفیبول، آپاتیت و یا تیتانیت، تکامل این توده‌ها را کنترل کرده است. در حالی‌که، روند کاهشی Eu/Eu* با افزایش Hf که در زیرکن‌های GD03، دیده می‌شود، گویای تکامل مذاب GD03 با تبلور پلاژیوکلاز است.
۴- با اینکه مقدار Eu/Eu* در زیرکن‌های توده‌های میکروکوارتزدیوریت HBQD و DPQD همانند هستند؛ تأثیر تبلور هورنبلند بر تکامل مذاب HBQD آشکارتر است.
۵- افزایش نسبت Eu/Eu* زیرکن، از تودة میکروگرانودیوریت کهن‌تر (GD03) به‌سوی توده‌های میکروکوارتزدیوریت جدیدتر (HBQD و DPQD) نشان‌دهندۀ افزایش محتوای آب و یا فوگاسیتۀ اکسیژن و پتانسیل باروری ماگما، در پاسخ به تغییرات زمین‌ساختی منطقه و تکامل کمان، دانسته می‌شود.
۶- بر پایۀ شواهدی مانند محتوای بالای آب، ƒO2 بالا و شواهدی مبنی بر برون‌زد سیال‌های گرمابی از یک تودة آب‌دار و اکسیدان، تودة میکروکوارتزدیوریتی HBQD، مستعدترین خاستگاه کانه‌زایی مس پورفیری کوه کپوت، شناخته شد.
این پژوهش با حمایت مالی بنیاد ملی علم ایران (INSF) در قالب پژوهانه به شماره 4031069 و مصوب مورخ 12/03/1403، به انجام رسیده است. بدین‌وسیله نویسندگان مراتب سپاسگزاری صمیمانه خود را از بنیاد ملی علم ایران، به پاس حمایت‌های ارزشمند آن بنیاد در انجام این مطالعه ابراز می‌دارند.
[1] lattice-strain
[2] Ce/Ce*=CeN/[(NdN)2/SmN])
[3] Quellaveco
)