کاربرد داده‏‌های زمین‌شیمیایی برای تعیین توان کانه‏‌زایی گرانیتوییدهای محدودة حنار به‌عنوان بخشی از پلوتونیسم ترشیر در بلوک لوت (خاور ایران) )

کمابیش پیدایش همة نهشته‏‌های Mo، Sn و W، بیشتر از 60 درصد نهشته‏‌های Cu، بیشتر از 10 درصد از نهشته‏‌های Fe، Au، Pb، Zn، Ag و U و بسیاری از فلزهای کمیاب (مانند: Ta، Nb، Li، Be، Zr، Ga، Bi، Cd، Sb، Te، Re، In، Sc و REE) در ارتباط با سنگ‏‌های گرانیتوییدی هستند (Sillito, 1996). برپایة ویژگی‌های زمین‌شیمیایی، گرانیتویید‏‌های گوناگون به چهار دستة I، S، M و A (Barbarin, 1999) یا دو دستة مگنتیتی و ایلمنیتی (Ishihara, 1977) دسته‌بندی می شوند. ماگما‏‌های گرانیتوییدی با سرشت کالک‏‌آلکالن، اکسیدی و از نوع I توانایی (پتانسیل) بالایی در حمل و تمرکز فلزهای پایه (مانند: Fe، Cu، Mo و Au) نشان می‌دهند؛ اما ماگما‏‌های گرانیتوییدی احیایی و از نوع S توانایی تمرکز فلزاهایی مانند Sn، W و فلزهای پایه را دارند. گرانیتوییدهای نوع A نیز توان پیدایش نهشته‏‌های گوناگون REE (Rare earth elements)، U، IOCG (Iron oxide copper gold ore) و Mo را دارند (Pirajno, 2009). در کل، بررسی توان کانه‏‌زایی یک تودة آذرین درونی با بررسی هاله‏‌های دگرسانی به‌‌همراه ویژگی‌های صحرایی شدنی است. با وجود این، توان کانه‏‌زایی یک تودة آذرین درونی را با بررسی سنگ‌شناسی و زمین‌شیمیایی آن نیز می‌توان ارزیابی کرد (Govet and Atherden, 1988; Ruiz et al., 2008; Bahajroy and Taki, 2015). نهشته‏‌های فلزی در یک محدودة جغرافیایی خاص معمولأ به دوره‏‌های زمانی خاص تعلق دارند و با توده‌های آذرین درونی با سرشت و ترکیب زمین‌شیمیایی خاص همراهی می‏‌شوند (Eugster, 1985; Sillito, 1996). شناسایی دوره‏‌های زمانی و نیز سرشت زمین‌شیمیایی توده‌های آذرین درونی با توان کانه‏‌زایی خاص، کلید اکتشافی برای اکتشافات نخستینِ کانسارهای فلزی گوناگون در یک محدوده است. برای نخستین‌بار، Omidianfar و همکاران (2018) به بررسی سنگ‌شناسی و سنگ‌زایی تودة آذرین درونی حنار پرداخته‏‌اند که بخشی از ماگماتیسم ترشیر در خاور بلوک لوت به‌شمار می‌رود. همچنین، برخی دیگر از توده‌های آذرین درونی در بلوک لوت (ائوسن- الیگوسن) (مانند: توده‌های آذرین درونی دهسلم، ماهور، چاه‏‌شلغمی، بیشه و خونیک) را نیز پژوهشگران دیگری از دیدگاه زمین‌شیمیایی بررسی کرده‏‌اند (Arjmandzadeh and Santos, 2014; Miri Beydokhti et al., 2015; Arjmandzadeh et al 2011a, b; Nakhaie et al., 2015; Samiee et al., 2016). کاربرد داده‏‌های زمین‌شیمیایی برای تمایز توده‌های آذرین درونی بارور از نابارور در بلوک لوت عاملی مهم و کمابیش کم‌هزینه در شناسایی اولیه توده‌های آذرین درونی با توان کانه‏‌زایی بالا برای تمرکز فعالیت‏‌های اکتشافی است؛ هرچند متأسفانه تاکنون ‏‌چنین بررسی‌هایی روی توده‌های آذرین درونیِ در بلوک لوت انجام نشده‌اند. در این نوشتار، برای نخستین‌بار، با به‌کارگیری داده‏‌های زمین‌شیمیایی، توان کانه‏‌زایی تودة آذرین درونی حنار (که بخشی از پلوتونیسم ترشیری در بلوک لوت است) ارزیابی شده است.

جایگاه زمین‏‌شناسی

منطقة بررسی‌شدة حنار (تودة آذرین درونی حنار) در میان طول‏‌های جغرافیایی خاوری ″40'57º58 تا ″00'03º59 و عرض‏‌های جغرافیایی شمالی ″40'26º31 تا ″00'30º31، در 155 کیلومتری جنوب بیرجند و 33 کیلومتری جنوب معدن قلعه‏‌زری (شهرستان خوسف) جای گرفته است. همچنین، از دیدگاه پهنه‌بندی ساختاری ایران، تودة آذرین درونی حنار در خاور بلوک لوت جای گرفته است. بلوک لوت روند شمالی– جنوبی دارد و با توسط گسل نهبندان در خاور، گسل درونه در شمال، گسل نایبند در باختر و گسل جازموریان در جنوب فراگرفته شده است (Berberian and King, 1981). اگرچه در محدودة بلوک لوت فعالیت‏‌های ماگمایی از زمان ژوراسیک میانی (سیمیرین میانی)، به‌ویژه در بخش‌های دهسلم و چهارفرسخ، روی داده‌اند (Aghanabati, 2004)، اما حجم بزرگی از ماگماتیسم در بلوک لوت (که تودة آذرین درونی حنار نیز بخشی از آن به‌شمار می‌رود) به سن ائوسن (تا الیگوسن) است و نزدیکی زمین‌شیمیایی فراوانی به ماگماتیسم‏‌های روی‌داده در بالای پهنة فرورانش نشان می‌دهد (Arjmandzadeh et al., 2011a, b; Samiee et al., 2016; Sepidbar et al., 2018) (شکل 1- A). به باور Pang و همکاران (2013)، پیدایش ماگماتیسم زمان ائوسن در بلوک لوت پیامد زایش بزرگ‌ مقیاس ماگما در پی کشش‏‌هایی است که در مرحله پسابرخوردی (برخورد بلوک های لوت و افغان و در پی بسته‌شدن اقیانوس سیستان در زمان کرتاسه بالایی) در پوستة قاره‏‌ای این بلوک روی داده‌اند. کانه‏‌زایی گوناگونی مانند نهشته‏‌های پورفیری Cu-Au-Mo، Cu-Au-Ag، رگه‏‌های Cu، ماسیوسولفید‏‌های Cu-Au و نهشته‏‌های اسکارنی Sn بیشتر در پی فرایند ماگماتیسمِ زمان ترشیری در گسترة بلوک لوت پدید آمده‏‌اند (Malekzadeh Shafaroudi, 2009). در شکل 1- B، کانه‏‌زایی‌های گوناگون در بلوک لوت که بیشترشان در ارتباط با توده‌های آذرین درونی به سن ترشیری هستند به نمایش درآمده است. در نقشة زمین‏‌شناسی محدودة حنار، تونالیت (To)، گرانودیوریت (Gd)، کوارتزدیوریت (Qd)، دیوریت (Di) و میکرودیوریت (Micro Di) به سن ائوسن تا الیگوسن از واحدهای آذرین درونی هستند. همچنین، بازالت (Ba)، آندزیت بازالتی (AB)، آندزیت (An) و سنگ‏‌های آذرآواری (Py) به سن ائوسن- الیگوسن از واحد‏‌های آذرین بیرونی به‌شمار می‌روند. آبرفت‏‌های قدیمی و جدید (Q) به سن کواترنر تنها واحد رسوبی هستند. در این نقشه، جایگاه نقاط نمونه‏‌برداری نیز آورده شده است (شکل 1- C).

روش انجام پژوهش

هنگام انجام بررسی‌های صحرایی در محدودة تودة آذرین درونی حنار، از همة واحد‏‌های آذرین درونی و آتشفشانی، شمار 92 نمونه برداشت و از آنها مقطع نازک تهیه شد. مقطع‌های نازک یادشده با میکروسکوپ پلاریزان بررسی شدند. با توجه به تنوع سنگی نمونه‌ها، از میان نمونه‏‌های با کمترین دگرسانی، شمار 13 نمونه برای تجزیة اکسید‏‌های عنصرهای اصلی با روش XRF (دستگاه Philips، مدل PW 2404) در مرکز تحقیقات فرآوری مواد معدنی ایران برگزیده شدند. همچنین، تجزیة عنصرهای فرعی، کمیاب و خاکی کمیاب این نمونه‌ها با روش ICP-MS (دستگاه Agilent، مدل Agilent series 4500) در شرکت زرآزمای تهران انجام شد. دقت تجزیه برای عنصرهای اصلی نزدیک به 1± درصد و برای عنصرهای کمیاب برای غلظت‏‌های بالای ppm100 برابر 5± و برای غلظت‏‌های کمتر از ppm100، 10± درصد است. گفتنی است هرچند شمار 12 داده از داده‏‌های زمین‌شیمیایی آورده‌شده در این نوشتار پیش از این در مقاله‏‌ای با موضوع «بررسی سنگ‏‌نگاری، زمین‌شیمی و جایگاه زمین‌ساختی گرانیتویید‏‌های منطقه حنار» (Omidianfar et al., 2018) نیز به‌کار برده ‌‌شده‏‌اند، اما ارائه و به‌کارگیری دوباره از آنها در پژوهش پیش رو با رویکرد و موضوع تازه‌ای است.

شکل 1- A) واحد‏‌های ساختاری در ایران (برگرفته از Sengör، 1990؛ Alavi، 1996؛ Bagheri و Stampfli، 2008) و جایگاه تودة آذرین درونی حنار در گسترة بلوک لوت؛ B) کانه‏‌زایی‌های گوناگون در در بلوک لوت که بیشترشان در ارتباط با توده‌های آذرین درونی به سن ترشیری هستند (برگرفته از Karimpour و همکاران (2011)، با تغییرات)؛ C) نقشة زمین‏‌شناسی و جایگاه نقاط نمونه‏‌برداری در محدودة بررسی‌شده (برگرفته از Griffis و همکاران (1992)، با تغییرات)

شکل 1- ادامه

مشاهدات صحرایی

در محدودة حنار، سنگ‏‌های آذرین درونی با ترکیب حدواسط تا فلسیک به‌صورت استوک و دایک درون واحد‏‌های آتشفشانی (با ترکیب بازالت، آندزیت بازالتی، آندزیت) و سنگ‏‌های آذرآواری هم‌ارز آنها نفوذ کرده‌اند؛ اما رخداد دگرگونی مجاورتی در مرز واحدهای آذرین درونی با واحدهای میزبان (سنگ‏‌های آتشفشانی) به‌علت پوشیدگی گسترده با رسوب‌های آبرفتی به‌خوبی شناسایی نمی‌شود (شکل‌های 1- C و 2- A).

واحد‏‌های گوناگون این تودة آذرین درونی ظاهری خاکستری مایل به سبز تا خاکستری روشن (با میزان متفاوتی از کانی‏‌های تیره) دارند و بیشتر ساخت گرانولار تا پورفیریتیک نشان می‌دهند. میان گروه‌های سنگی گوناگون آذرین درونی مرز مشخصی دیده نمی‌شود و گروه‌های سنگی گوناگون ‌‌به‌طور تدریجی به همدیگر تبدیل می‌شوند. سنگ‏‌های تیره‏‌تر (دیوریت و میکرودیوریت) در حواشی و واحد‏‌های فلسیک‏‌تر (تونالیت و گرانودیوریت) بیشتر در بخش‏‌های میانی این تودة آذرین درونی رخنمون دارند. واحد میکرودیوریتی نشان‌دهندة حاشیة توده و محل سرد‏‌شدگی کمابیش سریع‏‌تر ماگما در همبری با سنگ‏‌های آتشفشانی دربرگیرنده است. دگرسانی در واحد‏‌های گوناگون این تودة آذرین درونی به میزان محدودی دیده می‏‌شود. در محدودة بررسی‌شده تنها نشانة کانه‏‌زایی موجود به‌صورت رگه‏‌ای از آهن به ستبرای نزدیک به 3 متر دیده می‌شود که به‌صورت منقطع، بیشتر درون واحد‏‌های آتشفشانی مجاور این تودة آذرین درونی رخنمون دارد (شکل‌های 1- C، 2- B، 2- C و 2- D).

شکل 2- A) نمای بخشی از تودة آذرین درونی در محدودة حنار و واحدهای آتشفشانی دربرگیرنده آن؛ B) نمای بخشی از رگه آهن در واحد‏‌های آتشفشانی میزبان تودة آذرین درونی محدودة حنار؛ C، D) نمونه‏‌هایی از رگه آهن در ارتباط با تودة آذرین درونی حنار در واحدهای آتشفشانی مجاور این تودة آذرین درونی

سنگ‌نگاری

دیوریت و کوارتزدیوریت: بلورهای پلاژیوکلاز با ترکیب الیگوکلاز تا آندزین (برگرفته از روش Wright (1951)) و آمفیبول با ترکیب هورنبلند (به رنگ سبز روشن تا سبز تیره) از کانی‏‌های اصلی سازندة این دسته از سنگ‏‌ها هستند. بلورهای کوارتز، بیوتیت، کلینو‏‌پیروکسن و ‌کانی ‌کدر (مگنتیت) نیز از کانی‏‌های فرعی هستند. بیشتر این سنگ‏‌ها بافت گرانولار، پورفیریتیک و ‌‌به‌طور محدودتر بافت‏‌های پویی‌کیلیتیک و میرمکیتی دارند و دگرسانی کمابیش بالایی نشان می‏‌دهند (شکل‌های 3- A تا 3- C). بلورهای پلاژیوکلاز و پیروکسن به‌ترتیب نسبت‏‌های گوناگونی از دگرسانی سوسوریتی‏‌شدن و اورالیتی‌شدن از خود نشان می‏‌دهند. در برخی نمونه‏‌ها، بلورهای آمفیبول در پی دگرسانی با کلریت+بیوتیت جایگزین شده‏‌اند و برخی بلورهای نخستینِ بیوتیت نیز در پی دگرسانی با کلریت جایگزین ‌‌شده‏‌اند.

میکرودیوریت: کانی‏‌شناسی این سنگ‏‌ها همانند سنگ‏‌های دیوریتی و بافت غالب در آنها بافت پورفیریتیک است که در آن نزدیک به 50 درصد از سنگ را زمینه‏‌ای میکروکریستالین فرا گرفته است (شکل 3- D).

گرانودیوریت: در این سنگ‏‌ها، کانی‏‌های پلاژیوکلاز با ترکیب الیگوکلاز تا آندزین، آلکالی‏‌فلدسپار با ترکیب ارتوز تا میکروکلین، کوارتز و آمفیبول به‌صورت بلورهای هورنبلند (با رنگ سبز روشن) از کانی‏‌های اصلی به‌شمار می‌روند. کانی‏‌های کدر، بیوتیت و کلینوپیروکسن نیز از شمار کانی فرعی این سنگ‏‌ها هستند. بیشتر سنگ‏‌های گرانودیوریتی بافت گرانولار دارند؛ اما بافت‏‌های پورفیریتیک، پویی‌کیلیتیک، میرمکیتی نیز به‌صورت محدود در آنها دیده می‏‌شوند (شکل 3- E). در پی دگرسانی، بلورهای پلاژیوکلاز و آلکالی‏‌فلدسپار به‌ترتیب تا اندازه‌ای سوسوریتیو کائولینیتی‌ شده‏‌اند. دگرسانی در بلورهای مافیک این دسته از سنگ‏‌ها (کلینوپیروکسن، آمفیبول و بیوتیت) نیز همان‌گونه است که پیشتر دربارة سنگ‏‌های دیوریتی و کوارتزدیوریتی گفته شد.

تونالیت: دراین سنگ‏‌ها، کانی‏‌های پلاژیوکلاز با ترکیب آلبیت تا الیگوکلاز، کوارتز و آمفیبول از کانی‏‌های اصلی و کانی‏‌های بیوتیت و ‌‌کدر نیز از کانی فرعی هستند. بافت بیشتر این سنگ‌ها پورفیریتیک است؛ اما بافت‏‌ پویی‌کیلیتیک نیز در آن دیده می‌شود. این دسته از سنگ‏‌ها در برابر دیگر دسته‏‌های سنگی یادشده در این مبحث، دگرسانی کمتری به نمایش می‏‌گذارند (شکل 3- F).

شکل 3- A) سنگ‏‌های دیوریتی با بافت گرانولار و برخی از کانی‏‌های اصلی و فرعی گوناگونِ آنها؛ B) سنگ‏‌های دیوریتی با بافت پورفیریتیک و میرمکیتی (بافت میرمکیتی با دایره‌های سرخ‌رنگ نشان داده شده است) و کانی‏‌های سازندة این دسته از سنگ‏‌ها؛ C) سنگ‏‌های کوارتز دیوریتی با بافت گرانولار و برخی کانی‏‌هایِ سازندة این دسته از سنگ‏‌ها؛ D) سنگ‏‌های میکرودیوریتی با بافت پورفیریتیک و برخی کانی‏‌هایِ آنها؛ E) سنگ‏‌های گرانودیوریتی با بافت گرانولار و برخی از کانی‏‌های گوناگونِ این دسته از سنگ‏‌ها؛ F) سنگ‏‌های تونالیتی با فنوکریست‏‌های پلاژیوکلاز و آمفیبول و زمینه‏‌ای با بافت میکروکریستالین (نام اختصاری کانی‌ها برگرفته از Whitney و Evans (2010): Qz: کوارتز؛ Pl: پلاژیوکلاز؛ Afs: آلکالی‌فلدسپار؛ Amp: آمفیبول؛ Bt: بیوتیت؛ Cpx: کلینوپیروکسن؛ Opq: کانی‏‌های کدر)

زمین‌شیمی

داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة زمین‌شیمیایی عنصرهای اصلی ، فرعی، کمیاب و خاکی کمیاب برای شمار 13 نمونة برداشت‌شده از تودة آذرین درونی منطقة حنار در جدول 1 آورده شده‌اند.

میزان اکسید‏‌ عنصرهای اصلی (برپایة درصدوزنی) با روش XRF و میزان عنصرهای فرعی، کمیاب و همچنین، عنصرهای خاکی کمیاب (برپایة ppm) با روش ICM-MS اندازه‏‌گیری شده‌اند.

جدول 1- داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیه سنگ‏‌های آذرین درونی منطقه حنار (خاور بلوک لوت). جدایش آهن دوظرفیتی از آهن سه ظرفیتی با به‌کارگیری روش Le Maitre (1976) انجام شده است (Di: دیوریت؛ Qd: کوارتزدیوریت؛ Gd: گرانودیوریت؛ To: تونالیت؛ LOI: میزان مواد فرار برپایة درصدوزنی)

در ترکیب زمین‌شیمیایی سنگ‏‌های گرانیتوییدی محدودة حنار، میزان SiO₂ برابربا 45/55 تا 29/80 درصدوزنی است و در نمودار پیشنهادیِ Cox و همکاران (1979) بازة ترکیبی از دیوریت تا گرانیت (نمونه‏‌های با ویژگی‏‌های سنگ‌نگاری سنگ‏‌های تونالیتی) نشان می‌دهند (شکل 4- A).برپایة نمودار A/CNK = Al₂O₃ / (CaO+Na₂O+K₂O دربرابر A/NK = Al₂O₃ / (Na₂O+K₂O) (شکل 4- B)، همة نمونه‏‌ها (مگر نمونة HZ312) در محدودة متاآلومین جای گرفته‌اند.

شکل 4- A) نام‏‌گذاری زمین‌شیمیایی سنگ‏‌‏‌های آذرین درونی حنار با به‌کارگیری نمودار مجموع عنصرهای آلکالن (Na₂O+K₂O) دربرابر SiO₂ (Cox et al., 1979)؛ B) تعیین وضعیت اشباع‌شدگی از آلومین در سنگ‏‌های آذرین درونی حنار در نمودار A/NK دربرابر A/CNK (Shand, 1943) (محدوده‏‌های مربوط به توده‌های آذرین درونی با کانسار‏‌های فلزی گوناگون در این نمودار از Meinert (1995) برگرفته شده‌اند)

Chappell و White (1992) اکسید‏‌های Na₂O و K₂O را برای جدایش انواع گرانیتوییدهای نوع S از نوع I به‌کار برده‌اند. در این نمودار همة نمونه‏‌های بررسی‌شده در محدوده گرانیتوییدهای نوع I جای گرفته‌اند (شکل 5- A). همچنین، با افزایش میزان SiO₂ به‌عنوان شاخص جدایش بلوری در نمونه‏‌های بررسی‌شده، میزان P₂O₅ در آنها کاهش می‏‌یابد و این ویژگی شاخص گرانیتویید‏‌های نوع I است (Eastoe, 1978; Mason and McDonald, 1978; Eastoe and Eadington, 1986; Dilles, 1987) (شکل 5- B).

در نمودار SiO₂ دربرابر FeO_t/(FeO_t+MgO) (شکل 5- C)، نمونه‏‌های محدودة حنار در محدودة گرانیتویید‏‌های نوع I و اکسیدی (همانند گرانیتوییدهای نوع کردیلرین) جای گرفته‌اند. همچنین، همة نمونه‏‌های بررسی‌شده در نمودار SiO₂ دربرابر Na₂O+K₂O (شکل 6- A) در محدوده ساب‏‌آلکالن و در نمودار AFM (شکل 6- B) در محدودة کالک‏‌آلکالن جای گرفته‌اند. گفتنی است رفتار تااندازه‌ای متفاوت نمونة HZ312 در نمودارهای یادشده (و همچنین، در برخی نمودارهای مربوط به مبحث توان کانه‏‌زایی در این نوشتار) شاید به‌علت تفاوت در خاستگاه و یا تفاوت در فرایندهای گوناگون درگیر در تکامل ماگما باشد.

شکل 5- ترکیب سنگ‏‌‏‌های آذرین درونی حنار در: A) نمودار K₂O دربرابر Na₂O برگرفته از Chappell و White (1992) برای شناسایی گرانیت‏‌های نوع S از نوع I؛ B) نمودار نمایش روند کاهشی میزان P₂O₅ دربرابر افزایش SiO₂؛ C) نمودار SiO₂ دربرابر FeO_t/(FeO_t+MgO) (Frost et al., 2001)

شکل 6- ترکیب سنگ‏‌‏‌های آذرین درونی حنار در: A) نمودار درصدوزنی SiO₂ دربرابر مجموع عنصرهای آلکالن (Na₂O+K₂O) برای شناخت ماگماهای آلکالن از ساب‏‌آلکالن (Rickwood, 1989)؛ B) نمودار AFM (Na₂O+K₂O- FeO- MgO) برای شناخت ماگماهای کالک‏‌آلکالن از توله‌ایتی (Irvine and Baragar, 1971) (محدوده‏‌های مربوط به توده‌های آذرین درونی با کانسارهای فلزی گوناگون در این نمودارها از Meinert (1995) برگرفته شده‌اند)

Pearce و همکاران (1984) از میزان Nb دربرابر Y و نیز میزان Rb دربرابر Y+Nb برای شناخت پهنة زمین‌ساختی پیدایش گرانیت‏‌های گوناگون بهره گرفته‏‌اند. در نمودارهای یادشده، همة نمونه‏‌های بررسی‌شده در محدودة پهنه‏‌های آتشفشانی فرورانشی جایابی شده‌اند (شکل‌های 7- A و 7- B).

شکل 7- شناخت پهنة زمین‌ساختی پیدایش تودة آذرین درونی حنار در: A) نمودار Y دربرابر Nb (برپایة ppm) (Pearce et al., 1984)؛ B) نمودار Y+Nb دربرابر Rb (برپایة ppm) (Pearce et al., 1984)

بحث

برپایة نمودارهای یادشده در بخش زمین‌شیمی، تودة آذرین درونی حنار از گرانیتوییدهای نوع I و اکسیدی به‌شمار می‌رود (شکل‌های 5- A تا 5- C). برپایة یافته‌های پژوهشگران (Govett and Atherden, 1988; Ishihara, 1981; Blevin and Chappell, 1995)، این ویژگی‏‌ گویای ناتوانایی زایش کانسارهای گوناگونِ مرتبط با توده‌های آذرین درونی نوع S و احیایی (مانند کانه‏‌زایی‏‌‏‌های Sn و W) در تودة آذرین درونی حنار است.

ازآنجایی‌که در بررسی‌های اکتشافی Koreii و Roushanravan (2012)، محدودة تودة آذرین درونی حنار (و نیز دیگر توده‌های آذرین درونی مجاور آن) محدوده امیدبخش از دیدگاه کانه‏‌زایی Cu و Fe دانسته شده‌اند، در ادامه این نوشتار با به‌کارگیری فاکتورهای زمین‌شیمیایی به بررسی توان زایش کانسارهای Cu و Fe در ارتباط با تودة آذرین درونی حنار پرداخته شده است.

کاربرد فاکتورهای زمین‌شیمیایی در ارزیابی توان کانه‏‌زایی Cu در تودة آذرین درونی محدودة حنار

نهشته‏‌های پورفیری مس تنها همراه با گرانیتوییدهای نوع I (Baker et al., 2005) و اکسیدی (Ishihara, 1981) یافت می‌شوند و وابسته به گرانیتویید‏‌های کمتر جدایش‌یافته هستند (Blevin and Chappell, 1995). همچنین، توده‌های آذرین درونی همراه با این نهشته‏‌ها نسبت‏‌های بالایی از Sr/Y، V/Sc و Eu/Eu* دارند (Loucks and Ballard, 2002). Loucks (2014) میزان Sr/Y بیشتر از 35 و میزان V/Sc بیشتر از 5/32 را برای ماگماهای پدیدآمده در پهنه‌های با ویژگی‏‌های کمانی و زایا برای پیدایش کانسارهای پورفیری مس پیشنهاد کرده است. با اینکه نمونه‌های بررسی‌شده از گرانیتوییدهای نوع I هستند، اما حالت اکسیدی ماگما (جای‌گرفتن در محدودة Magnesian دربرابر محدودة Ferroan در شکل 5- C) و نیز تکامل‌یافتگی متوسط تا کم ماگما برپایة میزان K/Rb (میزان K/Rb در نمونه‌های بررسی‌شده برابربا 1/183 تا 633 است (میانگین: 8/306 ؛ جدول 1) و گویای جدایش‌یافتگی کم تا متوسط آنهاست (Blevin, 2003))، میزان نسبت‏‌ Sr/Y برابربا 68/10 تا 52/19 و میزان نسبت‏‌ V/Sc برابربا 8/6 تا 9 نشان‌دهندة نا‏‌زایا‌بودن این تودة آذرین درونی از دیدگاه زایش کانسار پورفیری مس هستند.

افزون‌براین، در نمودارهای SiO₂ دربرابر Sr/Y و نیز دربرابر Al₂O₃/TiO₂ (شکل‌های 8- A و 8- B)، همة نمونه‏‌های تودة آذرین درونی حنار در محدودة عقیم برای زایش کانسارهای پورفیری مس جای گرفته‌اند. Baldwin و همکاران (1982) نیز با به‌کارگیری نمودار MnO دربرابر Y گرانیتویید‏‌های زایا، نیمه‌زایا و عقیم برای پیدایش کانسارهای پورفیری مس را از یکدیگر جدا کرده است. همان‌گونه در شکل 8- C دیده می‌شود، همة نمونه‏‌های برداشت‌شده از محدودة حنار در محدودة عقیم جای گرفته‌اند و تنها نمونة HZ312 ویژگی‏‌های گرانیتوییدهای نیمه‌زایا را نشان می‌دهد.

شکل 8- بررسی توان کانه‏‌زایی Cu در تودة آذرین درونی حنار در: A) نمودار SiO₂ دربرابر Sr/Y (Loucks, 2014)؛ B) نمودار SiO₂ دربرابر Al₂O₃/TiO₂(Loucks, 2014)؛ C) نمودار MnO دربرابر Y (Baldwin, 1982)

همچنین، در بلوک لوت بیشتر توده‌های آذرین درونی به سن ترشیری و با کانسارهای (Cu-Au) ترکیب پتاسیک دارند؛ اما توده‌های آذرین درونی به سن ترشیاری و بدون کانسارهای یادشده ترکیب سدیک هستند (Karimpour et al., 2011). همان‌گونه‌که در جدول 1 نیز پیداست، میزان Na₂O/K₂O در تودة آذرین درونی محدودة حنار برابربا 9/0 تا 1/3 (میانگین: 14/2) متغیر است که نشان‌دهندة سرشت سدیک آن است.

افزون‌براین، همان‌گونه‌که در نمودار Yb_N دربرابر (La/Yb)_N (شکل 9) نیز دیده می‌شود، کمابیش همة نمونه‏‌های بررسی‌شده از توده‌های آذرین درونی با کانه‏‌زایی‏‌های فلزی (Cu- Au) در گسترة بلوک لوت در قلمرو مشترک آداکیتی و جزیره‌های کمانی معمول هستند و نمونه‏‌های توده‌های آذرین درونی بدون کانه‏‌زایی فلزی (Cu- Au) در قلمرو آداکیتی و یا محدودة جزیره‌های کمانی نرمال جای گرفته‌اند (Karimpour et al., 2012). همان‌گونه‌که در این شکل دیده می‌شود، همة نمونه‏‌های تودة آذرین درونی حنار در محدودة آداکیتی و بدون توان کانه‏‌زایی فلزی (Cu- Au) جای گرفته‌اند (شکل 9). همة نسبت‏‌های عنصری و نیز نمودارهای یادشده گویای عقیم‌بودن گرانیتوییدهای محدودة حنار برای پیدایش کانسارهای مس پورفیری هستند.

کاربرد فاکتورهای زمین‌شیمیایی در ارزیابی توان کانه‏‌زایی Fe در تودة آذرین درونی محدودة حنار

در کل، نهشته‏‌های Fe همراه با توده‌های آذرین درونی با ویژگی گرانیتویید‏‌های نوع I، متاآلومین، میزان SiO₂ کم، سرشار از Fe و کمابیش اولیه و جدایش‌نیافته پدید می‌آیند (Meinert, 1993). در نمودار A/CNK دربرابر A/NK (شکل 4- B)، نمودار SiO₂ دربرابر مجموع عنصرهای آلکالن (شکل 6- A) و نیز نمودار AFM (شکل 6- B)، جایگیری نمونه‏‌های بررسی‌شده در محدودة توده‌های آذرین درونی همراه با کانه‏‌زایی Fe چشمگیر است.

 Meinert (1995) در نمودارهای جداگانه SiO₂ دربرابر MgO و نیز نمودار SiO₂ دربرابر K₂O (که در آنها ترکیب‌های معمول توده‌های آذرین درونی با کانسارهای فلزی گوناگون نمایش داده شده‌اند)، توده‌های آذرین درونی گوناگون را از دیدگاه توان کانه‏‌زایی فلزهای گوناگون جدا کرده است. همان‌گونه‌که در شکل‌های 10- A و 10- B دیده می‏‌شود، بخش دیوریتی گرانیتوییدهای محدودة حنار در قلمرو با توان کانه‏‌زایی Fe جای گرفته است. در نمودارهای SiO₂ دربرابر Fe₂O₃/Fe₂O₃+FeO (شکل 10- C) و SiO₂ دربرابر FeO+Fe₂O₃+CaO+Na₂O (شکل 10- D) نیز توان کانه‏‌زایی بخش دیوریتی تودة آذرین درونی حنار از دیدگاه زایش کانسارهای آهن آشکار شده است.

شکل 10- بررسی توان کانه‏‌زایی Fe در سنگ‏‌‏‌های آذرین درونی حنار در نمودارهای درصدوزنی SiO₂ دربرابر MgO، K₂O، Fe₂O₃/Fe₂O₃+FeO و FeO+Fe₂O₃+CaO+Na₂O/K₂O (Meinert, 1985)