زمین‌شیمی عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب در توده‌های مولد کانسار مس پورفیری کوه‌کپوت، کمان ماگمایی ارومیه‌-دختر

مقدمه

رخداد برخورد میان صفحه عربستان و ایران در ائوسن پایانی – الیگوسن (Dargahi et al., 2010; Aghazadeh et al., 2011) تجمع، دگرریختی و ضخیم‏‌شدگی پوسته در بخش‏‌هایی را به‌دنبال داشته است (Aghazadeh et al., 2011) همچنین، در این مرحله فرایندهای آتشفشانی گستردة آغاز سنوزوییک در ائوسن پسین قطع شدند و توده‌های آذرین‏‌ شوشونیتی و سنگ‏‌های آذرین درونیِ کالک‏‌آلکالن پتاسیم بالا در کمان ماگمایی ارومیه – دختر در الیگوسن جایگیری کردند (Dargahi et al., 2010; Aghazadeh et al., 2011). رخداد کمان ماگمایی ارومیه – دختر منجر به تولید ذخایر ماگمایی فراوان مانند ذخایر مس پورفیری فراوان در این کمان شده است. کانه‏‌زایی مرتبط با این کمان در ارتباط با گرانیتوییدهایی است که در اثر فرورانش نئوتتیس در ائوسن تا میوسن پدید آمده‏‌اند (McInnes et al., 2003) از آنجایی‌که فعالیت ماگمایی کمان ارومیه –دختر محدود به ائوسن نمی‌شود می‌توان بسیاری از کانه‏‌زایی‏‌های مهم را در ارتباط با توده‏‌های آذرین درونی الیگوسن دانست، این رخدادها در ارتباط با فرایندهای فرورانشی و پیدایش کافت هستند (Ramezani et al., 2019). در ایران ذخایر مس پورفیری گسترده در پهنة ماگمایی ارومیه- دختر در ارتباط مستقیم با فرورانش و بسته‌شدن اقیانوس نئوتتیس و رخداد رژیم برخوردی در ترشیری است (Zarasvandi et al., 2015). دو بخش اصلی و مهمِ کانه‏‌زایی برای ذخایر مس پورفیری در پهنة ارومیه – دختر شامل (۱) ذخایر الیگوسن تا آغاز میوسن غیر آداکیتی هستند که بیشتر آنها در هنگام بسته‏‌شدن پایانی اقیانوس نئوتتیس پدید آمده‏‌اند، و (۲) ذخایر میوسن زیرین تا میوسن پایانی که در جایگاه پس از برخورد پدید آمده‌اند و ویژگی‌های زمین‌شیمیایی شبه‏‌آداکیتی دارند. کمان ماگمایی سنوزوییک کرمان (KCMA) در بخش جنوب‌‌خاوری کمربند ماگمایی ارومیه‌- دختر که میزبان بسیاری از ذخایر مس پورفیری در ایران است، با گسترش توده‏‌های آذرین درونی کالک‏‌‌آلکالن به سن ائوسن- الیگوسن و میوسن با کانه‌سازی مس، مولیبدن و طلا به‌ویژه پورفیری همراه بوده است و به‌عنوان یک کمربند مهم کانه‏‌زایی مس پورفیری، شامل دو نوع از گرانیتوییدهای نا‏‌بارور نوع جبال بارز به سن ائوسن پایانی و میوسن آغازین و گرانیتوییدهای نوع کوه‏‌پنج و بارور به سن میوسن میانی و پالئوسن است (Mirzababaei et al., 2016) بخش شمال‌باختری کمربند مس کرمان (با نام دهج – ساردوییه) دارای ذخایر مس پورفیری بارور است (Dimitrijevic, 1973). این بخش با ماگماتیسمِ سنوزوییک، در ائوسن بیشتر دربردارندة فعالیت‏‌های آتشفشانی و در الیگوسن شامل فرایندهای ماگمایی آذرین درونی است و دربردارندة بسیاری از ذخایر مس پورفیری مانند سرچشمه، میدوک، سرکوه و آبدر است. این سامانه از مهم‌ترین سامانه‌های فلززایی است و بیشتر در ارتباط با ماگماتیسم وابسته به پهنة فرورانش و برخورد پدید آمده است (Hassanzadeh, 1993; McInnes et al., 2005; Shafiei et al., 2009). بخش جنوب‏‌خاوری کمربند مس کرمان تحت‌تأثیر توده‏‌های آذرین درونی مرتبط با پهنة جبال بارز بوده است. پهنة جبال بارز از دیدگاه کانه‏‌زایی مس پورفیری ضعیف است (Aghazadeh et al., 2015). عوامل بسیاری بر رخداد ماگماتیسم بارور مس پورفیری مؤثر است که در یک کمان، می‌توان بی‏‌آب شدن تیغة فرورونده به‌دنبال ذوب گوة گوشته‏‌ای دگرنهاد[1] را نام برد. این فرایند پیدایش ماگمای بارور سرشار از آب، مواد فرار، عنصرهای هالوژن و غنی از فلز و سولفور را در پی دارد (John et al., .2010). افزون‌‌براین، پهنه‏‌های معدنی در بسیاری از ذخایر مس پورفیری در ژرفای 1 تا 6 کیلومتری پدید آمده‌اند (Seedorff et al., 2005) نبود همه یا برخی از این عوامل رخداد ماگماتیسم نابارور را به‌دنبال دارد. با این دیدگاه، این مطالعه برای نخستین‌بار زایش و خاستگاه ماگما در کانسار مس پورفیری کوه‏‌کپوت در ناحیة جبال بارز بخشی از کمان ماگمایی سنوزوییک کرمان را بررسی خواهد کرد و به تعیین فرایندهای دخیل در تکامل ماگماتیسم و تعیین امکان کانه‏‌زایی مس پورفیری به‌عنوان یک ذخیره اقتصادی می‌پردازد. برای این کار نمونه‏‌هایی از تودة آذرین درونی مسئول کانه‏‌زایی با کمترین دگرسانی برای بررسی فراوانی عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب تجزیة شیمیایی شدند. این عنصرها به‌عنوان عنصرهای پایدار در شرایط دگرسانی شدید دیدگاه خوبی از ویژگی‏‌های زمین‌شیمیایی ماگمای خاستگاه و روند تغییر و تکامل ماگما فراهم می‌آورند (Rollinson, 1993). بررسی‌های بسیاری پیرامون کاربرد شیمی سنگ کل و عنصرهای کمیاب برای شناخت زایش، تکتونوماگماتیسم و شرایط فیزیکوشیمایی ماگمای خاستگاه که مؤثر بر پیدایش کانسارهای مس پورفیری است، در ایران و جهان انجام گرفته است (مانند:Maanijou et al., 2020; Zarasvandi et al., 2022; Goudarzi et al., 2024; Hao et al., 2024) که مبنای مطالعات در این بررسی قرار گرفته‏‌اند.

کمربند ماگمایی ارومیه-دختر و زمین‏‌شناسی منطقه

کوهزایی تتیس با بیش از 12000 کیلومتر، از کوه‌های آلپ، در سراسر جنوب اروپا، ترکیه، ایران، پاکستان، تبت، هند و چین تا جنوب‌باختری اقیانوس آرام گسترش یافته است (Richards, 2015). کمربند کوهزایی و فلززایی زاگرس یکی از این بخش‏‌هاست که در قلمرو تتیس باختری جای دارد و از سه پهنة زمین‌ساختی اصلی به نام‌های کمربند چین‌خوردگی و راندگی زاگرس (ZFTB)، منطقه سنندج-سیرجان (SSZ) و کمربند ماگمایی ارومیه- دختر (UDMB) تشکیل شده است. کمربند ماگمایی ارومیه- دختر بر کمربند کوهزایی و فلززایی آلپ- هیمالیا منطبق است و نزدیک به 2000 کیلومتر از شمال‌‌باختری تا جنوب‌خاوری ایران امتداد دارد و میان بلوک سنندج- سیرجان و بلوک‏‌های قاره‏‌ای پهنة ساختاری ایران مرکزی جای دارد (Alavi, 2007). فرورانش اقیانوس نئوتتیس در تریاس/ژوراسیک پیشین (Arvin et al., 2007) و ادامة آن تا دورة پالئوژن و در پایان بسته‌شدن آن و برخورد نهایی صفحة عربستان با ایران مرکزی در کرتاسة پسین تا میوسن پیدایش و تکامل کمان ماگمایی سنوزوییک ارومیه-دختر در ایران را به‌دنبال داشته است. این کمان ویژگی‏‌های کمان‏‌های ماگمایی نوع آند را نشان می‌دهد. بیشتر واحدهای آتشفشانی در کمان ارومیه-دختر به سن ائوسن (Verdel et al., 2011) هستند و توده‏‌های آذرین درونی آن سن میوسن نشان می‌دهند. فرایندهای ماگمایی گوناگون رخ‌داده در این کمان شامل ماگماتیسم کالک‏‌آلکالن و کالک‏‌آلکالن غنی از پتاسیم و کمتر از آن ماگماتیسم آلکالن هستند (Shahabpour, 1982). بخش جنوبی این کمان شامل توده‌های آذرین درونیِ گرانیت، گرانودیوریت، دیوریت و کوارتزدیوریت و کوارتز مونزونیت گرانولار است (Shafiei et al.,2009). از دیدگاه سنی، توده‌های آذرین درونی جبال بارز به سن 2/0±0 9/16 تا 3/7±29 میلیون سال پیش هستند (McInnes et al., 2005). از دیدگاه جایگاه جایگیری، این منطقه در کرانة جنوب‌خاوری پهنة ارومیه – دختر در پهنة جبال بارز و در شمال شهرستان بم جای دارد. گسترة مورد مطالعه در طول جغرافیایی " 06 ' 07 ° 58 تا " 38 ' 10 ° 58 خاوری و عرض جغرافیایی " 23 ' 17 °29 تا " 39 ' 20 ° 29 شمالی جای دارد (شکل 1-A).

رخدادهای ماگماتیسم مرتبط با کمان در این منطقه شامل ماگماتیسم پالئوسن تا الیگوسن است و فرایند‏‌های آذرین درونی و آتشفشانی کالک‏‌آلکالن و آلکالن را به‌دنبال داشته است. در این منطقه، توالی‌های بزرگی از این آتشفشانی‌‏‌ها رخنمون دارند که درصد بالایی از پوشش سطحی منطقه را دربر گرفته‌اند. واحدهای آتشفشانی و آذرآواری از مهم‌ترین فعالیت‌های آتشفشانی ائوسن منطقه به‌شمار می‌روند و از گدازه‌های آندزیتی و داسیت پورفیری و ریزدانه و به مقدار کمتر از آنها، تراکی‌آندزیت با بافت پورفیری را شامل می‌شوند (شکل 1-B). در بخش‌هایی این واحدهای آتشفشانی با نهشته‌های توفی و مخروط‌افکنه و خاکستر آتشفشان پوشیده شده‌اند. فاز اصلی پدیدآورندة کانه‏‌زایی در کانسار کوه‏‌کپوت استوک کالک‏‌آلکالن پورفیری کم‌ژرفا با ترکیب کوارتزدیوریتی است که در واحدهای آتشفشانی- رسوبی منطقه نفوذ کرده است و در پی آن، در حاشیه این توده‌ها رخداد دگرگونی همبری[2] (مجاورتی) رخ داده است که دگرسانی گستردة سرسیتی، آرژیلیک و پروپیلیتیک در سنگ دیواره را به‌دنبال داشته است (شکل 1-B).

شکل 1. A) جایگاه کانسار کوه‏‌کپوت روی نقشة پهنه‏‌های ساختاری ایران (Stöcklin, 1968)؛ B) نقشة زمین‏‌شناسی و دگرسانی کانسار مس پورفیری کوه‏‌کپوت (برگرفته از مهندسین مشاور شرکت کوشا معدن (۱۳۹۹)، با تغییرات).

Figure 1. A) Location of Kuh-Kapout deposit on the map of structural zones of Iran (Stöcklin, 1968); B) Geology and alteration map of Kuh-Kapout deposit (with modification after consulting engineers of the Kusha Mining Company, 1399).

رخداد دگرسانی آرژیلیک در سطح به رنگ کرمی و صورتی تا خاکستری روشن دیده می‌شوند و پهنة دگرسانی پروپیلیتیک به رنگ قهوه‏‌ایی تا خاکستری با گسترش بسیار دیده می‌شود (شکل 2-A). در سطح، رخنمون‏‌هایی از توده‌های آذرین درونی میکرودیوریتی دایک‌مانند دیده می‌شود که بیشترشان دگرسانی پروپیلیتیک دارند.. نقش گسل‏‌های منطقه و فعالیت زمین‌ساختی روی ماگماتیسم، کانه‏‌زایی و دگرسانی گسترده چشمگیر است، رخداد رگه‏‌های کوارتز سرسیتی استوک‏‌ورک در سطح از شمار این موارد است (شکل 2-B).

شکل 2. A) نمایی کلی از دگرسانی‏‌های آرژیلیک و پروپیلیتیک در منطقة کوه کپوت در واحدهای سنگی آواری و آذرآواری ائوسن و آندزیت‏‌های پورفیری (دید رو به جنوب)؛ B) رخداد استوک‌‌‏‌ورک های پیریت- کوارتز و سرسیت در واحدهای آندزیت و داسیت‏‌های منطقة کوه کپوت.

Figure 2. A) A wide view of phyllic and argillic alterations in the Kuh Kaput area in Eocene clastic and pyroclastic rock units and porphyritic andesite (Southward view); B) Occurrence of pyrite-quartz and sericite stock works in dacite and andesite units in Kuh Kaput area.

زمین‏‌شناسی و دگرسانی کانسار

بیشتر سنگ‌های آذرین و آذرآواری داسیت و آندزیت ائوسن تحت‌تأثیر رخدادهای دگرسانی قرار گرفته‏‌اند. در پهنة دگرسانی پروپیلیتیک در مجاورت تودة آذرین درونی کوارتزدیوریت، کانی‏‌های کربناته، کلریت فراوان و کانی‏‌های پلاژیوکلاز در واحد آتشفشانی دیده می‌شوند که به مجموعة سرسیت، اپیدوت و کلسیت تجزیه شده‏‌اند. کانی‏‌های فرومنیزین آمفیبول و بیوتیت تا اندازه‌ای به کانی‏‌های کلریت و کربنات دگرسان شده‏‌اند (شکل 3-A). بیشترین رخدادهای کانه‏‌زایی سوپرژن اکسیدان در این ناحیه شامل کوولیت پراکنده و مالاکیت هستند (شکل 3-B). در پهنة دگرسانی آرژیلیک کانی‏‌های هورنبلند، کوارتز و بیوتیت ریزدانه در یک زمینة سرسیتی شده دیده می‌شوند و فاز سولفیدی به‏‌صورت پیریت‏‌های ریزدانه و پراکنده دیده شد. در کانسار کوه‏‌کپوت بیشتر توده‌های آذرین درونی در ارتباط با جایگیری استوک پورفیری کم ژرفا کوارتزدیوریتی هستند که تودة آذرین درونی اصلی منطقه و مسئول کانه‏‌زایی به‌شمار می‌روند. در این منطقه تودة آذرین درونی کوارتزدیوریت نشان‌‌دهندة بیشترین میزان اثرپذیری دگرسانی‌هاست که انواع اصلی آن را می‌توان دگرسانی پتاسیم و فیلیک شمرد. در طول مغزة حفاری مورد مطالعه، آثار دگرسانی به ترتیب از سطح با رخدادهای دگرسانی آرژیلیک حدواسط، پهنة کوارتز- سرسیت- پیریت (شکل‌های 3-C و 3-G) و سپس در ژرفای پهنة پتاسیک (شکل‌های 3-H و 3-K) و آلکالی ‌(پتاسیم) ‏‌فلدسپار- سرسیت - کلریت - انیدریت دیده می‌شود (شکل 3-L). در ناحیة دگرسانی کوارتز-سرسیت-پیریت با ژرفای نزدیک به 390 متر، به‌ترتیب در سطح کلریت، کوارتز فراوان و پلاژیوکلاز در زمینة سنگ به‏‌همراه رخداد پیریت و انیدریت و درجات متفاوتی از سرسیتی‌شدن (شکل 3-C) به‏‌شکل جانشینی بخشی تا کامل فلدسپار‏‌ها دیده می‌شود، با افزایش ژرفا در این ناحیه بخش بزرگی از زمینه را سرسیت فرا گرفته است و جانشینی فلدسپار وکانی‏‌های فرومنیزین با سرسیت به‌سوی ژرفای بیشتر افزایش می‌یابد. رگه‏‌های کانه‏‌زایی مگنتیت شکل‏‌دار و بی‏‌شکل همراه با کلریت و تورمالین در بخش ژرف این پهنه دیده شد (شکل 3-D). در این پهنه کانه‏‌زایی سولفید مس به‏‌صورت رگه و پراکنده است. این پهنه شامل بخش قابل توجهی از غشاء پیریتی می‌شود، به این ترتیب که با افزایش ژرفا بر میزان رخداد رگه‏‌های پیریت (شکل 3-E) افزوده شده و شاهد کاهش رخداد رگه‏‌های انیدریت هستیم. به‌طور کلی این پهنه را رگه‏‌های پیریت- کالکوپیریت و انیدریت قطع کرده‌اند (شکل‌های 3- F و 3-G). تودة آذرین درونی کوارتزدیوریتی بافت پورفیری ریز‏‌دانه دارد که شامل بلورهای پلاژیوکلاز و هورنبلند نزدیک به 30 تا 40 درصدحجمی و بیوتیت، 10 تا 15 درصدحجمی و پتاسیم‌فلدسپار و کوارتز به میزان کمتر هستند (شکل 3-H). در ژرفا، دگرسانی پتاسیک توسط رخداد بیوتیت، مگنتیت، کوارتز و انیدریت شناخته می‌شود. در این پهنه بلورهای پلاژیوکلاز با منطقه‌بندی خوب دیده می‌شوند و پلاژیوکلازها تا اندازه‌ای به سرسیت تجزیه شده‏‌اند و دچار رورشدی پتاسیم‏‌فلدسپار و بیوتیت ثانویه و نئوفرم شده‏‌اند. بیوتیت در این پهنه به‏‌صورت فنوکریست بی‏‌شکل تا گرد در زمینه و به‌صورت رگچه‏‌ای دیده می‌شود. در این پهنه، بخش‌هایی از هورنبلند و بیوتیت به‌صورت بخشی تا کامل با اکتینولیت جایگزین شده‌اند (شکل 3-H). این پهنه به‌ویژه در ارتباط با رخداد سولفیدهای مس کانه‏‌زایی رگه‏‌ایی و پراکنده است (شکل 3-I) و تحت‌تأثیر محلول‏‌های گرمابی پدید آمده است. این پهنه شامل رخداد رگه‏‌های کانه‏‌زایی کوارتز±کالکوپیریت±پیریت± مگنتیت است که با رگه‏‌های کوارتز+پیریت+ آلکالی‏‌فلدسپار قطع شده‏‌اند (شکل‌های 3- J و 3-K) و از مهم‏‌ترین رخدادهای کانه‏‌زایی به‌شمار می‌روند. با افزایش ژرفا، پهنة دگرسانی شاخص پتاسیک با فراوانی بیوتیت‏‌های گرمابی پراکنده و جانشین فرومنیزین‏‌ها، رخداد انیدریت همراه با رخداد رگچه‏‌های مگنتیتی و افزایش نرخ جانشینی پتاسیم‌فلدسپار همراه است (شکل 3-L). این پهنه به‌عنوان پهنة شاخص کانه‏‌زایی با رخداد بیشترین رگه‏‌های کانه‏‌زایی پیریت و کالکوپیریت در زمینة مگنتیت و بیوتیت پراکنده همراه است. بخش نهایی پهنة دگرسانی و رخدادهای کانه‏‌زایی، مربوط به ژرفای بیش از 800 متری در بررسی‌های گمانه‏‌های حفاری است. این پهنه با نام پهنة پتاسیم‏‌فلدسپار- سرسیت-کلریت و انیدریت دارای کانه‏‌زایی محدود به‏‌صورت مگنتیت و پیریت ریزدانه همراه با افزایش جانشینی آلکالی‏‌فلدسپار است. در این پهنه شاهد حذف بیوتیت گرمابی و افزایش جانشینی فلدسپار پتاسیم هستیم. پلاژیوکلازها در این پهنه با کلسیت و سرسیت جانشین شده است و میزان اندکی بیوتیت ثانویه و آمفیبول دیده می‌شود. در سطح، رخداد اختلاط ماگماتیسم در بخش‌هایی دیده می‌شود که شامل قطع توده‌های آذرین درونیِ کوارتزدیوریتی توسط دایک میکرودیوریتی است. توده‌های آذرین درونی دایک مانند تاخیری میکرودیوریتی (شکل 3-M) شامل بخش‌هایی از مرکز منطقه است که واحدهای سنگی دیگر را قطع می‌کند و کانه‏‌زایی ندارد. این واحد‏‌ها بافت پورفیری تا گرانولار دارند و بیشتر آنها نسبت به دیگر توده‌های آذرین درونی، دگرسانی‌های متوسط پروپیلیتیک نشان می‌دهند (شکل 3-N). از ویژگی‏‌های توده‌های آذرین درونی دایک‌مانند منطقه، وجود بافت غربالی در پلاژیوکلازهاست (شکل 3-N). این پدیده در هنگام رخداد فرایند کاهش فشار ماگما (Nelson and Montana, 1992) یا در اثر واکنش ماگما با یک مذاب داغ‏‌تر و غنی از کلسیم روی می‌دهد. در فرایند کاهش فشار، وقتی ماگمای زیراشباع از H₂O با نرخ سریع صعود کند، فشار H₂O سیستم ماگمایی را افزایش و پایداری پلاژیوکلاز را کاهش می‌دهد که در نتیجة آن پلاژیوکلاز دچار انحلال خواهد شد (Nelson and Montana,1992; Blundy and Cashman, 2001, 2005). رخداد بافت غربالی در پلاژیوکلاز در شرایطی که آثار اختلاط ماگمایی در منطقه دیده می‌شود می‌تواند در کنار دیگر شواهد یادشده نشان‌دهندة صعود سریع و هم دمای میکرودیوریت‏‌ها باشد.

شکل3. A) تصویر میکروسکوپی از پهنة دگرسانی پروپیلیتیک و سرسیتی‌شدن در آندزیت‏‌های منطقه با بافت پورفیری؛ B) کانه‏‌زایی سوپرژن مالاکیت در آندزیت؛ C) تصویر میکروسکوپی از پهنة دگرسانی فیلیک و رخداد رگه‏‌های مگنتیت (نمونة NT-3-132)؛ D) پهنة دگرسانی فیلیک و رخداد تورمالین و کلریت شعاعی (نمونة NT-3-390)؛ E) نمونه‏‌ای از رگة پیریت در پهنة دگرسانی فیلیک (نمونة NT-3-248)؛ F) رخداد رگه انیدریت و بیوتیت در پهنة دگرسانی فیلیک کم ژرفا (نمونة NT-3-195)؛ G) رخداد رگة کالکوپیریت+ پیریت+ کوارتز (±مگنتیت) در پهنة دگرسانی فیلیک ژرف (نمونة NT-3-248)؛ H) پهنة دگرسانی پتاسیک و رخداد بیوتیت اولیه و ثانویه و جانشینی کانی‏‌های فرومنیزین اولیه (هونبلند و بیوتیت) با بیوتیت ثانویه (نمونه NT-3-583)؛ I) رخداد رگة کانه‏‌دار مس در پهنة دگرسانی پتاسیک (نمونة NT-3-593)؛ J) نمونة مغزة حفاری با دگرسانی پتاسیک و رخداد رگه‏‌های کانه‏‌زایی اصلی؛ K) رخداد رگه‏‌رگچه‏‌های کانه‏‌زایی و رخداد کانه‏‌زایی کالکوپیریت و مگنتیت در پهنة پتاسیک؛ L) پهنة فلدسپار- سرسیت- کلریت- انیدریت و جایگزینی پتاسیم‌فلدسپار؛ M) رخداد انکلاو گرانولار مافیک و آثار اختلاط ماگمایی در تودة آذرین درونی کوارتزدیوریتی؛ N) تصویر میکروسکوپی از تودة آذرین درونی میکرودیوریت دایک‌مانند با پلاژیوکلاز دارای بافت غربالی (نام اختصاری کانی‏‌ها از ویتنی و اوانس (Whitney and Evans (2010)).

Figure 3. A) Microscopic image of the propylitic alteration zone and sericitization in the andesites with porphyry texture; B) Mineralization of malachite in the supergene zone in the andesite; C) Microscopic image of phyllic alteration zone and the occurrence of magnetite veins (sample NT-3-132); D) Phyllic alteration zone and the occurrence of tourmaline and radial chlorite (sample NT-3-390); E) Sample of pyrite vein in the phyllic alteration zone (sample NT-3-248); F) The occurrence of anhydrite and biotite veins in the shallow phyllic alteration zone (sample NT-3-195); G) The occurrence of chalcopyrite+pyrite+quartz (±magnetite) vein in the deep phyllic alteration zone (sample NT-3-248); H) Potassic alteration zone and the occurrence of primary and secondary biotite and substitution of primary ferromagnesian minerals (Hornblende and Biotite) with secondary biotite (sample NT-3-583); I) The Cu mineralized vein in the potassic alteration zone (sample NT-3- 593); J) Drilling core sample with potassic alteration and the occurrence of main mineralization veins; K) Examples of mineralizing veins and occurrence of chalcopyrite and magnetite mineralization in the potassic zone; L) Feldspar – sericite - chlorite – anhydrite zone and replacement of K- feldspar; M) Mafic granular enclaves and magma mixing in the quartz diorite intrusive rocks; N) Microscopic image of dyke-like microdiorite intrusive rock with sieve plagioclase texture (Abbreviations of minerals from Whitney and Evans (2010).

شکل3. ادامه.

Figure 3. Continued.

شکل3. ادامه.

Figure 3. Continued.

مواد و روش‏‌ها

در منطقة کوه کپوت گمانه‏‌های قطع‌کنندة تودة آذرین درونی نشان‌دهندة درجة بالایی از دگرسانی هستند؛ زیرا کانه‏‌زایی دارند و فرایندهای پس از جایگیری را نشان می‌دهند. ازاین‌رو، انتخاب نمونه‏‌های نادگرسان و دگرسانی خفیف یک چالش به‌شمار می‌رود. همة بخش‏‌های مغزة حفاری با دقت بررسی شد و نمونه‌ها با توجه به هرگونه پتانسیل دگرسانی گرمابی گزینش شدند. بر پایة بررسی‌های صحرایی و تغییرات نرخ کانه‏‌زایی- دگرسانی، نمونه‏‌ها از بخش دگرسانی ضعیف پهنة کوارتز-سرسیت- پیریت برای بررسی‌های زمین‌شیمیایی برگزیده شدند که نشان‏‌دهندة بیشتر از 10 درصد رخداد کانی‏‌های مرتبط با دگرسانی نباشند. پس از انجام بازدیدهای میدانی در منطقه، شمار 40 نمونه مناسب از واحدهای آتشفشانی و دارای کانه‏‌زایی و دگرسانی و رخنمون‏‌های سطحی از تودة آذرین درونی برداشت شدند. افزون‌بر آن، برای بررسی‌های سنگ‏‌نگاری و سنگ‌شناسی، در کارگاه تهیة مقطع زمین‏‌شناسی دانشگاه شهید چمران اهواز نمونه‏‌هایی از مغزه‏‌های حفاری‌شده از تودة آذرین درونی اصلی و دایک میکرودیوریت برش داده شدند تا برای تهیة مقاطع نازک صیقلی آماده‌سازی شوند. سپس به کارگاه تهیه مقطع در دانشگاه دامغان برای تهیة مقاطع نازک فرستاده شدند. بخشی از نمونه‏‌های گمانه‏‌های اکتشافی (16 نمونه) برای انجام تجزیة زمین‌شیمیایی از تودة آذرین درونی و تعیین فراوانی عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب با هدف مطالعة شیمی تودة آذرین درونی و تعیین خاستگاه زمین‌ساختی توده‌های آذرین درونی آماده شدند. تجزیة نمونه‏‌ها با هدف تعیین شیمی عنصرهای کمیاب با روش آنالیز چند اسیدی و به‌کارگیری Microwave Digest انجام شد. سپس محلول نهایی نمونه‌ها با دستگاه ICP-MS در آزمایشگاه شرکت مطالعات مواد معدنی زرآزما تجزیة شیمیایی ‌شد.

بحث و بررسی

رده‌بندی زمین‌شیمیایی و کانه‏‌زایی مس پورفیری کوه‏‌کپوت

ذخایر معدنی، نقاط کانونی شار عظیمی از فلزها و انرژی هستند که توسط فرایندهای زمین که در مقیاس‌های مختلف از مقیاس منطقه‏‌‌ای تا مقیاس کراتونی عمل می‌کنند پدید می‌آیند (Wyborn et al., 1994). ذخیره‌های پورفیری Cu±Mo±Au به‌صورت تیپیکال از سیال‌های گرمابی خارج می‌شوند و از ماگما‌های کالک‌آلکالن مرتبط با فرورانش پدید می‌آیند. طیف گسترده‌ای از جایگاه‌های زمین‌ساختی طیف گسترده‌ای از شرایط بالقوه برای پیدایش ماگما و در پی آن، طیف گسترده‌ای از ذخیره‌های معدنی گوناگون مرتبط را به‌دنبال دارند. گمان می‌رود منبع نهایی توده‌های آذرین درونی کم ژرفا مسئول کانه‏‌زایی پورفیری، ماگماهای مافیک کمان باشد (Hou et al., 2011). بیشتر محدودة اکتشافی کوه‌کپوت تحت‌تأثیر توده‌های آذرین درونی‌ و آتشفشانی‏‌های ائوسن بوده است و در ارتباط با رخدادهای ماگمایی مرتبط با کمان پدید آمده است. نقش بررسی عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب در کانسارهای مس پورفیری برای تعیین کانه‏‌زایی و باروری ماگماتیسم مرتبط با آنها، تکتونوماگماتیسم و تعیین خاستگاه ماگما، آلایندگی پوسته‏‌ایی یا رخدادهای آبگیری و متاسوماتیسم گوشته اهمیت دارد (Zarasvandi et al., 2005, 2015). در تعیین سری ماگمایی از داده‏‌های مربوط به تجزیة شیمی عنصرهای کمیاب بهره برده‏‌ایم. در مجموع همة این عنصرها کمابیش نامتحرک هستند و تحت‌تأثیر فرایندهای مربوط به دگرسانی گرمابی قرار نمی‌گیرند. ازاین‌رو، برای تعیین میزان تغییر و تحولات ماگمای اولیه نسبت به ماگمای مولد کانه‏‌زایی به‌کار برده می‌شوند. عنصرهای Zr، Hf، Nb، Ta، Y، Ti و Cr و عنصرهای خاکی کمیاب به‏‌جز Eu و شاید La، Th، Ga و Sc در میان کم تحرک‏‌ترین عنصرها هستند. با این حال تغییر در ترکیب سیال از غنی از H₂O به سیال غنی از CO₂ یا ذوب‌بخشی غنی از SiO₂ و یا افزایش دما و یا توان بسیار بالای سیال ممکن است عنصرهای نامتحرک را به‌حرکت در آورد (Hill et al., 2000). در جدول 1 فراوانی عنصرهای خاکی کمیاب و کمیاب برای گزیده‌ای از نمونه‏ها آورده شده است (داده‏‌های بهنجارسازی از: Boynton, 1985). شکل 4 توزیع و فراوانی عنصرهای مس و مولیبدن در ارتباط با فراوانی روی و سرب را در طول گمانه اکتشافی حفاری‌شده در تودة آذرین درونی اصلی نشان می‌دهد. در اینجا تغییرات نسبت Cu+Mo/Pb+Zn همبستگی خوبی با تغییرات فراوانی در Cu و Mo دارد که می‌تواند نشان‌دهندة جای‌داشتن گمانة حفاری در مرکز سیستم کانه‏‌زایی باشد.

جدول 1. داده‌های عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب کانسار مس پورفیری کوه‏‌کپوت از تودة آذرین درونی کوارتزدیوریت (Qz dr=Quartz diorite).

Table 1. Trace elements and rare earth elements data of Kuh-Kapout Cu porphyry deposit (Qz dr=Quartz diorite).

جدول 1. ادامه.

Table 1. Continued.

جدول 1. ادامه.

Table 1. Continued.

شکل 4. سنگ‌شناسی، دگرسانی و تغییرات فراوانی مس در گمانة اکتشافی (BH-03) و تودة آذرین درونی کوارتزدیوریتی کانه‏‌زا (نمونه‏‌های تجزیه‌شده شامل گمانة اصلی با ژرفای 1100 متر و شمار 550 نمونه هستند).

Figure 4. Lithology, alteration and variations in copper abundance in the exploratory borehole (BH-03) in quartzdiorite mineralized intrusion (Analyzed samples (n=550) are from the main borehole in 1100 m depth).

نمودار Co در برابر Th نشان می‌دهد بیشتر نمونه‏‌ها در این پژوهش در گسترة ماگمای با سرشت کالک‏‌آلکالن جای گرفته‏‌اند (شکل 5-A). در محیط‏‌های فرورانش برخی عنصرها مانند Yb و Ta در تیغة فرورونده به‌جای می‏‌مانند و عنصرهای محافظه‏‌کار دانسته می‌شوند؛ اما دیگر عنصرها را سیال یا مذاب به گوة گوشته منتقل می‌کنند (Pearce and Peate, 1995). با فرض اینکه عنصری غیر محافظه‌کار در نمودارهای مقایسه‏‌ای Th/Yb- Ta/Yb همانند Th به‌کار برده شود، داده‏‌های کمان آتشفشانی در این نوع از سیستم‏‌ها روی مرز MORB جای می‌گیرند (شکل 5-B). در کانسار کوه کپوت، فراوانی عنصرها نشان‌دهندة رخداد ماگماتیسم کمانی از سری کالک‏‌آلکالن است و نمونه‌ها در مرز با ناحیة شوشونیتی جای می‌گیرند. الگوی استاندارد برای فرورانش در طول فانروزوییک شامل بی‌آب‌شدن سنگ‌کرة اقیانوسی فرورانده شده است که منجر به دگرنهادشدن و ذوب‌بخشی گوة گوشته‌ای سست‌کره‌ایِ پوشاننده (e.g., Delavari and Damghani, 2022)، صعود ماگمای آبدار و اکسیدشده به سنگ‌‌کرة بالایی، تفکیک و برهم‌کنش این ماگماها با سنگ‌های پوسته و جایگیری در پوستة بالایی و در پایان فرایند آتشفشانی می‌شود. خروج سیال‌های گرمابی ماگمایی در پوستة بالایی پیدایش ذخیره‌های معدنی پورفیری و اپی‌ترمال را به‌دنبال داشته باشد. متغیرهایی که بر پتانسیل فلززایی چنین سیستم‌های فرورانشی تاثیر می‌گذارند عبارت از شار ماگما (و میزان فلز) که به محیط پیدایش ذخیره در پوستة بالایی می‌رسد، میزان آب ماگمایی (میزان بالای آب برای پیدایش ذخیرة معدنی بزرگ ماگمایی (Zarasvandi et al., 2019) و حالت اکسیداسیون ماگمایی و میزان سولفور در فوگاسیتة اکسیژن معین است. پس شرایط بهینة پیداش ذخیرة معدنی در کمان‌ها با عمر دراز در جایگاهی است که یک شارة ماگمایی بزرگ به پوستة بالایی می‌رسد و ماگمای اکسیدان و آبدار غنی از سولفور تولید می‌شوند.

شکل 5. A) نمودار Co در برابر Th (Hastie et al., 2007) (داده‏‌ها از: Alavi et al., 2014; Arjmandzadeh and Santos, 2014; Febbo et al., 2014)؛ B) نمودار Ta/Yb در برابر Th/Yb (Pearce, 1983) (داده‏‌ها از Jiang et al., 2006 ; He et al., 2014; Alirezaei et al., 2017; Kamail et al., 2018; Yang et al., 2019).

Figure 5. A) Co versus Th diagram (Hastie et al., 2007) (data from: Alavi et al., 2014; Arjmandzadeh and Santos, 2014; Febbo et al., 2014; B) Ta/Yb versus Th/Yb diagram (Hastie et al., 2007) (Data from: Jiang et al., 2006; He et al., 2014; Alirezaei et al., 2017; Kamail et al., 2018; Yang et al., 2019).

شواهد تجربی، وضعیت اکسیداسیون بالای ماگماهای کمان مولد ذخایر پورفیری مس را نشان داده‌اند (Park et al., 2021). این ماگماها معمولاً مقدار فوگاسیتة اکسیژن (fO₂) برابر یا بیشتر از بافرNi-NiO را ثبت کرده‌اند (Sun et al., 2015). علت حالت‌های اکسیداسیون کمابیش بالا در ماگماهای کمان به‌ویژه ماگماهای کمان سازندة اندوخته‌های مس پورفیری نسبت به بیشتر جایگاه‌های تکتونوماگمایی دیگر، که به‌تازگی پیشنهاد شده‌اند، شامل برجای‌ماندن گارنت در ترکیب بجا‏‌مانده مذاب است (Tang et al., 2020; Lee and Tang, 2020). ازآنجایی‌که عنصرهای خاکی کمیاب سنگین (HREEs) در گارنت (آمفیبول) نسبت به Sr و LREEs بسیار تفکیک‌پذیر هستند، تفکیک گارنت و آمفیبول برای Sr/Y و La/Yb کمابیش بالا در ماگماهای سازندة اندوخته‌های مس پورفیری یک نشانة شیمیایی شمرده می‌شود و از ویژگی‌های آداکیت‌ها شناخته می‌شود که شاخص یک محیط اکسیدان و ماگماتیسم آبدار در خاستگاه است. افزون‌بر این، به پیشنهاد تانگ و همکاران (Tang et al., 2019)، تفکیک Fe⁺² در گارنت به Fe⁺³ ترجیح دارد که به‌طور بالقوه افزایش fO₂ ثبت‌شده در این سنگ‌ها را در پی دارد. به این ترتیب توده‌های آذرین درونی سازندة اندوخته‌های مس پورفیری بارور از نابارور توسط حالت اکسیدان بالا و مقدار بالای Sr/Y و La/Yb شناخته می‌شوند. در پهنة ماگمایی ارومیه- دختر جایگیری اندوخته‌های پورفیری با روند افزایش تکامل کمان و ضخامت پوسته و به‌دنبال آن، انتقال ماگماتیسم از کالک‏‌آلکالن نرمال آندزیتی به وابسته به ماگماتیسم شبه‏‌آداکیت و پتاسیم بالای کالک‏‌آلکالن دیده می‌شود (Zarasvandi et al., 2018). سیستم‏‌های پورفیری بزرگ در کمربند ماگمایی ارومیه-دختر به شدت به توده‌های آذرین درونی Sr/Y بالای شبه‌آداکیت میوسن که نزدیک به سی میلیون سال پیش جایگیری کرده‏‌اند مرتبط‏‌ هستند (Zarasvandi et al., 2018). برای تعیین نرخ تفکیک عنصرهای کمیاب، نمودار Y- Sr/Y به‌کار برده می‌شود (شکل 6-A) این نسبت نشان‌دهندة تفکیک پلاژیوکلاز (Sr) در برابر تفکیک HREEs-Y است. بر پایة این نمودار ویژگی آداکیت در سنگ‌های آذرین مرتبط با اندوخته‌های مس پورفیری بارور دیده می‌شود که با نسبت‌های بالا ازSr/Y سنگ آذرین درونی شناسایی می‌شوند (Richards,  2003). این ویژگی زمین‌شیمیایی پیامد نبود تفکیک پلاژیوکلاز در خاستگاه یا بقایای پلاژیوکلاز در مذاب بجامانده و یا بر پایة نمودار La/Yb در برابر Yb پیامد حضور گارنت در خاستگاه دانسته می‌شود (شکل 6-B). داده‏‌ها نشان می‌دهند ماگماتیسم مسئول کانه‏‌زایی در کانسار مس پورفیری کوه‏‌کپوت طبیعت کالک‏‌آلکالن نرمال دارد و به ویژگی‌های شبه‏‌آداکیت گرایش اندکی نشان می‌دهد. این می‌تواند نشان‌دهندة تفکیک گارنت در نبود حضور پلاژیوکلاز بالا و اکسیدان بودن ماگماتیسم باشد. مقدارهای Eu/Eu* (Eu_n/(Sm_n × Gd_n)^1/2) در شرایط نبود پایداری پلاژیوکلاز در خاستگاه مقدارهای منفی در مذاب نشان نمی‌دهند که از این نظر همانند Sr عمل می‌کند و شاخص یک ماگماتیسم اکسیدان است (Richards et al., 2012). در اینجا مقدارهای Eu/Eu* از 7/0 تا 1 و میانگین 8/0 کمابیش منفی هستند که چه‌بسا گویای پیشگیری از تفکیک پلاژیوکلاز به‌دلیل تکامل ماگما به‌سوی محتوای آب و مواد فرار بالا در خاستگاه باشد (Zarasvandi et al., 2015)، در این حالت کانی هورنبلند تبلور یافته است و در هنگام تکامل ماگما به‌صورت ترجیحی Y و MREE را جذب می کند (Richards et al., 2012). آنچه در بسیاری از ذخایر ماگمایی پهنة ارومیه- دختر موجب پایداری گارنت در محل خاستگاه پیدایش ماگما و تولید ماگمای آداکیتی شده است فشارش ناشی از برخورد صفحه‌ها (Shafiei et al., 2009)، همچنین، ذوب‌بخشی پوستة قاره‏‌ای زیرین است. دیگر فرایندی که پیدایش ماگمای خاستگاه در حضور گارنت را در پی دارد، ماگماتیسم ناشی از سنگ‌کرة گوشته‏‌ای دگرنهاده و تعدیل‌یافته است (Asadi, 2018). رخداد ضخیم‌شدن پوسته در بسیاری از کانسارهای نوع کوه‌پنج در تولید ماگما دخیل بوده است. نمودار La/Sm در برابر Sm/Yb را می‌توان برای تفسیر فرایندهای افزایش ضخامت پوسته در تولید ماگمای بارور مولد کانه‏‌زایی و یا رخدادهای غنی‏‌شدگی خاستگاه به‏‌کار برد. نمونه‌های رسم‌شده در نمودار Sm/Yb در برابر La/Sm روندی از افزایش ضخامت پوسته‏‌ای را نشان می‌دهد و نشان‌دهندة مقدارهای افزایش‌یافتة La/Sm با Sm/Yb است که در نمونه‌های برخوردی گسترش یافته‌اند. این روند نشان می‌دهد ماگماتیسم، غنی‌شدگی تدریجی LREE در ناحیة خاستگاه پوستة زیرین و یا آلودگی پوسته‏‌ای در بخش‌های ژرف پوسته (MASH zone) را به‏‌همراه داشته است. از نظر نسبت عنصری یادشده در بالا، نمونه‏‌های کانسار کوه‏‌کپوت میان ناحیه جبال بارز و کوه‌پنج روی نمودار جای گرفته‏‌اند (شکل 7) که روندی مایل به رخداد ماگماتیسم مرتبط با ضخیم‌‌شدن پوسته دارد. ازآنجایی‌که سرشت ماگما بیشتر نشان‌‌دهندة رخداد ماگماتیسم کالک‏‌آلکالن (شکل 7) است، اثرات رخداد برخورد قاره‏‌ای روی ماگماتیسم کالک‏‌آلکالن کمان بالغ در منطقه مورد مطالعه را می‌توان ارزیابی کرد. برخلاف الگوهای کلاسیک مربوط به فرورانش، به‌تازگی بررسی‌ها نشان می‌دهند بیشتر پورفیری‌های بارور میوسن از ذوب‌بخشی سنگ‌های پوسته‌ای مافیک ضخیم‌شده پدید آمده‌اند که در آن فشرده‌شدن و کوتاه‌شدن زمین‌ساختی منجر به گسترش یک منطقة ذوب گارنت-آمفیبولیت در پوستة زیرین هنگام برخورد قاره-قاره می‌شود (Shafiei et al., 2009).

شکل 6. A) نمودار Y در برابر Sr/Y (Defant and Drummond, 1993) (داده‏‌ها از: Hassanzadeh, 1993; Shen et al., 2017; Alirezaei et al., 2017)؛ B) نمودار Yb در برابر La/Yb (Richard and Kerrich, 2007) (داده‏‌ها از:Perelló et al., 2008; Shafiei et al., 2009; Alirezaei et al., 2017).

Figure 6. Y versus Sr/Y diagram (Defant and Drummond, 1993) (Data from: Hassanzadeh, 1993; Shen et al., 2017; Alirezaei et al., 2017); B). Yb versus La/Yb diagram (Richards and Kerrich, 2007) (Data from: Perelló et al., 2008; Shafiei et al., 2009; Alirezaei et al., 2017).

شکل 7. نمودار Sm/Yb دربرابر La/Sm (Haschke et al., 2002) (داده‌ها از: Zarasvandi et al., 2022).

Figure 7. Sm/Yb versus La/Sm diagram (Haschke et al., 2002) (Data from: Zarasvandi et al., 2022).

ترکیب خاستگاه گوشته و درجة ذوب‌بخشی توسط فراوانی REEs و نسبت‏‌های میان آنها شناخته می‌شود. با توجه به شرایط فیزیکوشیمیایی، گوشته ترکیب متنوعی دارد. ذوب‌بخشی یک خاستگاه گوشته اسپینل لرزولیت باید کاهش‌دهندة نسبت La/Sm و محتوی Sm مذاب باشد (Aldanmaz et al., 2000). در این حال نسبت Sm/Yb را شاید تغییر ندهد؛ زیرا Sm و Yb ضریب تفکیک جزیی مشابهی دارند (Dong et al., 2007). این روند ذوب نشان‌دهندة روندهای موازی با روند گوشتة اولیه است درحالیکه ذوب‌بخشی گارنت لرزولیت روندهای ذوب شیب‌دار دارد (Zhao and Zhou, 2007). در نمودارهای Sm/Yb در برابر La/Sm و Sm/Yb در برابر Sm، تودة آذرین درونی کوه‏‌کپوت نسبت‌های Sm/Yb بالاتری نسبت به آنچه به‏‌صورت معمول برای روند ذوب اسپینل لرزولیت دیده می‌شود نشان می‌دهد (شکل‌های 8-A و 8-B). نمودار تنوع بالایی از مقدار Sm را نشان می‌دهد و همة نمونه‏‌ها در این کانسار در میان روند ذوب اسپینل‌گارنت‌لرزولیت و گارنت‌لرزولیت و در نزدیکی بردار اسپینل+گارنت لرزولیت جای گرفته‌اند. نمودار Sm/Yb در برابر La/Sm نشان‌دهندة نزدیک به 5 درصد ذوب‌بخشی ماگمای خاستگاه است. به‌طور کلی، آنچه از نمودارها برداشت می‌شود اینست که پیدایش مذاب از خاستگاه اسپینل+ گارنت لرزولیتی در پی نزدیک به 5 تا 10 درصد ذوب‌بخشی روی داده است.

شکل 8. A) نمودار La/Sm در برابر Sm/Yb؛ B) نمودار Sm در برابر Sm/Yb (Aldanmaz et al., 2000) و رخداد ذوب‌بخشی از خاستگاه گوشته اسپینل+ گارنت لرزولیت. اعداد روی نمودار میزان ذوب‌بخشی را نشان می‌دهند. منحنی‏‌های ذوب برای اسپینل لرزولیت (Ol₅₃ + Opx₂₇ + Cpx₁₇ + Sp₁₁) و گارنت پریدوتیت (Ol₆₀ + Opx₂₀ + Cpx₁₀ + Gt₁₀)، E-MORB, N-MORB و گوشتة اولیه (PM).

Figure 8. A) La/Sm versus Sm/Yb diagram; B) Sm versus Sm/Yb diagram (Aldanmaz et al., 2000) and the partial melting event of the spinel + garnet lherzolite mantle origin. The numbers on the graph show the degree of partial melting. Melting curves for lherzolite spinel (Ol₅₃+Opx₂₇+Cpx₁₇+Sp₁₁) and peridotite garnet (Ol₆₀+Opx₂₀+Cpx₁₀+Gt₁₀), E-MORB, N-MORB and primitive mantle (PM).

داده‏‌ها روی نمودار (Dy/Yb)_CN در برابر Sr/Nd نشان می‌دهد تفکیک پلاژیوکلاز در سطح کم ژرفا در تکامل ماگما مؤثر بوده است (Kelemen et al., 2003). در این نمودار مقدارهای کمِ نسبت Sr/Nd (کمتر از 20) دیده می‌شوند و نمودار Sr/Nd در برابر (Dy/Yb)_CN همبستگی مثبت نشان می‌دهد (شکل 9-A). به‌طور کلی نسبت‏‌های 38/14 La/Yb= و (Dy/Yb)_CN معادل میانگین ppm16/1 و مقدارهای کم Yb برابر با میانگین ppm468/1 هستند. به این ترتیب مذاب سازندة پالس ماگمایی در کانسار کوه‏‌کپوت ترکیب مافیک تا حد واسط، کمابیش آبدار و غنی از سیال داشته است که با ادغام ماگما از مواد گارنت‌دار شکل گرفته است و هنگام برهمکنش ماگما با پوستة زیرین در جایگاه ژرف آشیانة ماگمایی پیش از تبلور تکامل یافته است (Kelemen et al., 2003). به‌طور کلی، به لحاظ فرایندهای مؤثر ماگماتیسم مولد کانه‏‌زایی در اینجا، ذوب‌بخشی درجه پایین و تفکیک اولیه آمفیبول در ژرفا و سپس تفکیک کم ژرفای پلاژیوکلاز از عوامل مهم تولید مذاب بارور هستند (Loucks, 2014). در روند تکامل ماگمای منطقه‏‌ کوه‏‌کپوت، فرایند تبلوربخشی مهم‏‌تر از ذوب‌بخشی رفتار کرده است. این مسئله می‌تواند در تعیین ترکیب ماگمای خاستگاه اهمیت داشته باشد. اگر آمفیبول و فلوگوپیت هنگام ذوب‌بخشی یا تفکیک از مذاب خارج شوند روی رخداد ویژگی‏‌های به‏خصوص ماگما در تفکیک عنصرهای کمیاب مؤثر خواهد بود (Green, 1994). ضرایب تفکیک منتشرشده برای عنصرهای Ti، Rb، Ba و K در کانی‏‌ آمفیبول و فلوگوپیت از کمابیش ناسازگار تا کاملاً سازگار در نوسان است و تمایل دارند تا عنصرهای REEs حد واسط (MREE) را نسبت به HREEs و LREEs تغلیظ کنند (Panter et al., 2000). آمفیبول و فلوگوپیت کانی‏‌های پایدار در شرایط P-T گوشتة بالایی هستند که با ژرفای خاستگاه بیشتر ماگماهای آلکالن همخوانی دارند (Mengel and Green, 1989). نمودار La در برابر La/Yb نشان می‌دهد هر دو فرایند ذوب‌بخشی و تبلوربخشی در پیدایش ماگمای پورفیری کوه‏‌کپوت مؤثر بوده‌اند (شکل 9-B).

شکل 9. A) نمودار (Dy/Yb)_CN در برابر Sr/Nd (Kelemen et al., 2003) (داده از: Svetlitskaya and Nevolko, 2022)؛ B) نمودار La در برابر La/Yb (Thirlwall et al., 1994) (داده‏‌ها از: Wang et al., 2018; Svetlitskaya and Nevolko, 2022; Zarasvandi et al., 2022).

Figure 9. A) (Dy/Yb)_CN versus Sr/Nd diagram (Kelemen et al., 2003) (Data from: Svetlitskaya and Nevolko, 2022); B) La versus La/Yb diagram (Thirlwall et al., 1994) (Data from Wang et al., 2018; Svetlitskaya and Nevolko, 2022; Zarasvandi et al., 2022).

همان‌گونه‌که گفته شد، روند ضخیم‌شدگی پوسته در نمودار La/Sm در برابر Sm/Yb می‌تواند عاملی برای رخداد آلایندگی پوسته‏‌ای پس از ذوب در این ناحیه تفسیر شود. مقدارهای Ba/Th بالا در برابر مقدارهای Th/Nb کم نشان می‌دهند آلودگی ماگما با مواد تیغة فرورونده و یا پوستة زیرین با ماگما و تأثیر بیشر روند مرتبط با غنی‏‌شدگی ناشی از سیال ماگما، نسبت به غنی‏‌شدگی مرتبط با گوشتة غنی‌شده در خاستگاه ماگما رخداد داده است (Ajalli et al., 2021) (شکل10-A) و در پایان، بررسی نمونه‏‌ها در این کانسار خاستگاه ماگمای آلوده با پوستة زیرین و یا مواد حاصل از فرورانش را نشان می‌دهد (Temel et al., 1998) بر پایة نمودار Rb/Zr در برابر Nb، گرانیتوییدهای مسئول کانه‏‌زایی اقتصادی در ذخایر مس پورفیری ایران در پهنة ارومیه –دختر به سن میوسن بالایی و میانی در محدودة کمان قاره‏‌ای نرمال جای دارند و کانسارهای نوع جبال بارز با ویژگی نیمه‌اقتصادی و به سن ائوسن و الیگوسن در محدودة جزیره‌های کمانی جای گرفته‏‌اند. نمونه‏‌های مس پورفیری کوه‏‌کپوت بیشتر روی این نمودار در ناحیه کمان قاره‏‌ای نرمال جای گرفته‌اند که مشابه با رخداد گرانیتوییدهای کانه‏‌زای مس پورفیری نوع کوه‏‌پنج است (شکل10- B) که نشان‌دهندة ماگماتیسم کمان بالغ هستند و ویژگیِ کمان‏‌های بالغ برخوردی را دارند (Richards, 2015). تغییرات زمین‌ساختی در مسیر تکامل کمان می‌تواند ضخامت پوسته‏‌ایی را افزایش دهد و تمایز طولانی مدت ماگما و تبلور غالب آمفیبول در شرایط H₂O محلول بالا و تولید مذاب آبدار را به‌دنبال داشته باشد (Huang et al., 2024).

شکل 10. A) نمودار Ba/Th در برابر Th/Nb (Temel et al., 1998) و نقش مواد پوستة زیرین در آلایندگی مذاب اولیه (داده‏‌ها از Khosravi et al., 2019; Bao et al., 2020; Sun et al., 2022; Zarasvandi et al., 2022)؛ B) نمودار Nb در برابر Rb/Zr (Brown et al., 1984) (داده‏‌ها از: Jamali and Mehrabi, 2014; Khosravi et al., 2019).

Figure 10. A) Ba/Th versus Th/Nb diagram (Temel et al., 1998) and the role of lower crust materials in contamination of primary magma (Data from Khosravi et al., 2019; Bao et al., 2020; Sun et al., 2022; Zarasvandi et al., 2022); B) Nb versus Rb/Zr diagram (Brown et al., 1984) (Data from: Jamali and Mehrabi, 2014; Khosravi et al., 2019).

نمودار بهنجارشدة عنصرهای کمیاب در برابر ترکیب گوشتة اولیه و شیمی عنصرهای کمیاب

عنصرهای کمیاب با شدت میدان بالا (HFSEs) در تودة آذرین درونی کانسار مس پورفیری کوه‏‌کپوت آنومالی منفی مشخصی را در بهنجارسازی به گوشتة اولیه نشان می‌دهند و عنصرهای لیتوفیل با شعاع یونی بالا (LILEs) به‌علت انحلال‌پذیری بیشتر نسبت به عنصرهای با شدت میدان بالا و تأثیر‏‌پذیری بالاتر نسبت به رخدادهایی مانند دگرسانی گوشته آنومالی مثبت نشان می‌دهند (Ionov and Hofmann, 1995). به‌جای‌ماندن عنصرهای با شدت میدان بالا در خاستگاه منجر به مقدارهای کم این عنصرها در ماگمای تحول یافته می‌شود، رخداد آنومالی منفی در این عنصرها از سویی می‌تواند خاستگاهی از آلایندگی پوسته‏‌ای با مواد مذاب در هنگام صعود آنها به سطح داشته باشد. آنومالی‏‌های منفی در HFSEs در پهنة فرورانش از ویژگی‏‌های ماگمای کمان است (Nicholson et al., 2004) در تودة آذرین درونی‏‌کانسار مس کوه‏‌کپوت آنومالی منفی Ba، Nb، P، Zr، Ti و Lu و آنومالی مثبت Cs، Rb، Th، U، K، Nd، Sm، Eu، Dy و Y دیده می‌شود. آنومالی مثبت Rb، Th و U از ویژگی‌های کمان آتشفشانی هستند. آنومالی منفی Nb ویژگی ماگمای ناشی از پهنة فرورانش است و آنومالی مثبت آن نشان‌دهندة رخداد آلودگی پوسته قاره‏‌ای است (Asran et al., 2012). آنومالی منفی Ti و Nb می‌تواند پیامد حضور فازهای روتیل و ایلمنیت یا دیگر اکسیدهای آهن- تیتانیم در خاستگاه باشد (Martin, 1999). وجود آنومالی منفی در Ti می‌تواند پیامد وجود شرایط با فوگاسیتة بالای اکسیژن باشد؛ زیرا نیاز به دمای بالاتر برای ذوب فازهای دارای Ti است که مانع از حضور آنها در فاز مذاب می‌شود (Rollinson, 1993). در حالت کلی آنومالی منفی در HFSEs می‌تواند پیامد حضور فازهای دیرگداز در پوستة اقیانوسی فرورونده (Tatsumi et al., 1986) یا رخداد تهی‏‌شدگی پیشین در خاستگاه گوشته باشد (Woodhead et al., 1993). در این پژوهش گمان می‌رود به‌علت حضور فازهایی مانند گارنت و هورنبلند در خاستگاه یک تفریق میان عنصرهای با شدت میدان بالا و عنصرهای با شعاع یونی بالا رخ داده باشد (Green, 2006). همچنین، آنومالی منفیSr پیامد حضور فاز پلاژیوکلاز جدایش‌یافته کم ژرفاست (Martin, 1999). وجود آنومالی کمابیش منفی Eu و Sr می‌تواند بر حضور میزانی از فازهای پلاژیوکلاز و پتاسیم‌فلدسپار در خاستگاه تاکید کند. بررسی‌های تجربی و بررسی عنصرهای کمیاب نشان داده‌اند بهنجارسازی داده‏‌های عنصرهای کمیاب به ترکیب گوشتة اولیه غلظت بالای نسبی Nb و Ta و آنومالی منفی برای K و Pb همراه با تهی‏‌شدگی مشخص Cs و Rb با هرگونه نقش مهمی از تأثیر آلودگی پوسته‏‌ای در تضاد است (Panter et al., 2000) (شکل 11). در اینجا با توجه به بررسی‌های انجام‌شده و بهنجارسازی داده‏‌ها با ترکیب گوشتة اولیه یک تهی‏‌شدگی نسبی در مقدارهای Ba و Nb و غنی‏‌شدگی نسبی در Rb و Cs به‌خوبی دیده می‌شود که بر پایة نمودارهای Th/Nb در برابر Ba/Th و La/Sm در برابر Sm/Yb وجود آلودگی پوسته‏‌ای با مذاب گوشته‏‌ای چشمگیر است.

شکل 11. نمودار بهنجارشدة عنصرهای کمیاب به ترکیب گوشتة اولیه (داده‏‌های بهنجارسازی از: Sun and McDonough, 1989).

Figure 11. Trace elements Primitive Mantle-normalized diagram (Normalization values from: Sun and McDonough, 1989).

آنومالی‏‌های مثبت Th، K و Rb و آنومالی منفی P، Ti و Sr می‌تواند نشان دهد هنگام تکامل ماگمایی، آلودگی پوسته‏‌ای رخ داده است (Pearce et al., 1984). غنی‏‌شدن از عنصر Th و در برابر آن، تهی‌شدن از P می‌تواند پیامد رخداد آلایندگی پوسته‏‌ای در مسیر تحول ماگمای اولیه باشد (Chappell and White, 2001). نسبت 5/0>Nb/La (در اینجا 41/0) نشانة خاستگاه گوشتة سنگ‌کره دگرنهاده است. تحرک بیشترِ La در سیال‏‌های دگرنهادکننده در هنگام فرورانش نسبت به Nb، این نسبت را در ماگمای محصول دگرنهاد‌شدن کاهش می‌دهد. شواهد آنومالی عنصرهای کمیاب و نسبت‏‌های عنصرهای کمیاب بر نقش یک ماگماتیسم خاستگاه یافته از کمان و رخدادهای بعدی مانند آلایندگی پوسته زیرین و سیال دگرنهادکننده تاکید میکند. از سوی دیگر، مقدارهای کمابیش بالای Ba/Nb معادل میانگین 44/12 از نشانه‏‌های رخداد ماگماتیسم مرتبط با کمان هستند (Fitton et al., 1991).

شیمی عنصرهای خاکی کمیاب و بهنجارسازی عنصرهای خاکی کمیاب به کندریت

نتایج داده‏‌های عنصرهای خاکی کمیاب یک غنی‏‌شدن نسبی در LREEs نسبت به HREEs نشان می‌دهند. شیب نمودار عنصرهای نشان می‌دهد در بخش عنصرهای خاکی کمیاب سبک به‌سوی عنصرهای خاکی کمیاب سنگین، یک شیب کاهندة شدید و در بخش عنصرهای خاکی کمیاب حد واسط تا عنصرهای خاکی کمیاب سنگین یک شیب کمابیش ملایم‏‌تر دیده می‌شود که نشان‌دهندة رخداد تهی‏‌شدگی شدید در عنصرهای خاکی کمیاب حد واسط است (شکل 12). همان‌گونه‌که پیشتر نیز گفته شد، نبود آنومالی منفی شدید Eu/Eu* (Eu_n/(Sm_n×Gd_n)^0.5) می‌تواند دلیل دیگری بر نبود رخداد تبلور پلاژیوکلاز در ماگما در خاستگاه به‌علت محتوی بالای آب ماگمایی و یا شرایط اکسیداسیون در خاستگاه باشد (Richards et al., 2012) که می‌تواند نقش مؤثر هورنبلند در جذب عنصرهای خاکی کمیاب متوسط را نشان دهد.

شکل 12. نمودار بهنجارشدة عنصرهای خاکی کمیاب در برابر ترکیب کندریت (داده‏‌های بهنجارسازی از: McDonough and Sun, 1995).

Figure 12. Rare earth elements chondrite-normalized diagram (Normalization values from: McDonough and Sun, 1995).

غنی‏‌شدگی از LREEs و تهی‏‌شدگی از HREEs نشان‌دهندة بجاماندن گارنت در خاستگاه و نرخ کم ذوب‌بخشی و یا فوگاسیتة بالای CO₂/H₂O و یا ژرفای بالا برای پیدایش ماگمای مادر است (Panter et al., 2000). نسبت‏‌های (La/Sm)_CN با مقدار 452/3 و (La/Yb)_CN معادل 697/9 (> 20) نشان‌دهندة غنی‏‌شدگی LREE نسبت به HREE و خاستگاه گارنت لرزولیت برای ماگمای مادر است(Panter et al., 2000). در اینجا می‌توان الگوهای REEs کمابیش شیب‌دار را برای استنباط بجاماندن گارنت در مذاب بجا‏‌مانده به‌کار برد. رخدادهای ماگماتیسم با ویژگی‌های کمان (تهی‏‌شدگی HREEs در برابر LREEs) افزون‌بر محیط فرورانش می‌تواند در ارتباط با رخداد ذوب‌بخشی پوستة زیرین جوان‌ و یا پیامد ذوب‌بخشی گوشتة سنگ‌کره‌ای تعدیل‌یافته حاصل از فرورانش باشد (Asadi, 2018).

تکتونوماگماتیسم و خاستگاه تودة آذرین درونی

در تعیین شکل‌های گوناگون ذخایر معدنی در موقعیت مکانی و زمانی به‏ویژه، جایگاه زمین‌ساختی صفحه‌ها نقش مهمی را بازی می‌کند. ارتباط ذخایر مس پورفیری با حاشیه‏‌های صفحه‌های همگرا و در کوهزایی‏‌های برخوردی روشن است (Shafiei et al., 2009; Khademian et al., 2022). به‌طور کلی ذخایر پورفیری در مراحل پایانی از تکامل مراکز ماگمایی (John et al., 2010)، تغییرات زمین‌ساختی (Sillitoe, 1997) یا برخی از آشفتگی‏‌های رژیم زمین‌ساختی غالب، به‌عنوان محرکی برای صعود ماگما و تشکیل ذخایر پورفیری پدید می‌آیند (Cooke et al., 2005; Richards et al., 2001; Tosdal and Richards, 2001) این ذخایر به‌طور معمول با سیستم‏‌های ماگمایی- گرمابی دما بالای خاستگاه‌گرفته از ماگماتیسم اکسیدان غنی از فلز که در ژرفای کم جایگیری کرده‏‌اند در ارتباط هستند و از دیدگاه زمین‌ساختی در جایگاه فرورانش و یا برخورد صفحه و همچنین، در جایگاه زمین‌ساختی پسابرخوردی جای دارند (Agard et al., 2011).

افزون‌بر ماگماتیسم حاصل از ذوب‌بخشی ناشی از گوة گوشته‏‌ای دگرنهاده در جایگاه کمان نرمال، امروزه روشن شده است ماگماتیسم کانه‏‌زای نوع ذخیره پورفیری می‌تواند مرتبط با مذاب ناشی از فرورانش تعدیل‌یافته از گوة گوشته‏‌ای سنگ‌کره‌ای زیرقاره‏‌ای و ذوب پوستة قاره‏‌ای زیرینِ ضخیم‌شده (Cai et al., 2023) و حتی از ماگماتیسم ناشی از بالاآمدن سست‌کره، به‏‌ویژه در حاشیه صفحه‌های کوهزایی و برخوردی پدید آید و جایگیری کند (Richards, 2011; 2013; 2015). بررسی‌های سن‏‌سنجی با بررسی روی کمربند کرمان، زمان برخورد صفحه-ی عربستان با ایران مرکزی را ائوسن پایانی نشان می‌دهند (Dargahi et al., 2010). داده‏‌های جدید از سن‏‌سنجی توده‌های آذرین درونی نوع جبال بارز و کوه‌پنج نشان‌دهندة رخداد‏‌های فعال از03/23تا 9 /33 (الیگوسن پیشین تا الیگوسن پسین) و17 تا 6/3 میلیون سال پیش (میوسن پیشین تا پلیوسن پیشین) در کمان ماگمایی سنوزوییک کرمان هستند (Asadi, 2018). با توجه به اینکه توده‌های آذرین درونی منطقه، واحدهای سنگی آتشفشانی منطقه با سن ائوسن میانی تا پایانی را قطع کرده‏‌اند گمان می‌رود توده‌های آذرین درونی خاستگاه ماگماتیسم همزمان تا پس از برخورد داشته باشند. برای بررسی محیط زمین‌ساختی کانسار از نمودارهای مرتبط پیشنهادی پیرس و همکاران (Pearce et al., 1984) بهره گرفته شد. از نمودارهای فراوانی عنصرهای کمیاب در بسیاری از مطالعات (e.g., Najmi et al., 2023) برای تعیین خاستگاه توده‌های آذرین درونی در مناطق با جایگاه زمین‌ساختی مشابه و در کمان ماگمایی سنوزوییک کرمان استفاده شده است (Mohammaddoost et al., 2023). نمونه‏‌ها در ناحیة حاشیه فعال قاره‏‌ای و مرتبط با ماگماتیسم پس از برخوردی جای می‌گیرند (شکل‌های 13-A تا 13-D). الگوی نمایشی از زمین‌ساخت منطقه و الگوی سنگ‏‌شناسی و دگرسانی کانسار در شکل 14 آورده شده است.

شکل 13. جایگیری نمونه‏‌ها روی نمودارهای تشخیص محیط زمین‌ساختی (Pearce et al., 1984) (داده‏‌ها از:
; Yang et al., 2019; Zarasvandi et al., 2022) Maanijou et al., 2020

Figure 13. Composition of Kuh-Kapout samples on the tectonic environment discrimination diagrams (Pearce et al., 1984) (Data from: Maanijou et al., 2020; Yang et al., 2019; Zarasvandi et al., 2022).

برداشت

• بر اساس داده‏‌های عنصرهای کمیاب برای تودة آذرین درونی کوارتزدیوریتی منطقه، ماگماتیسم مرتبط با کمان با سری کالک‏‌آلکالن شناسایی شد. کاربرد نسبت میان عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب نشان‌دهندة ماگماتیسم کمابیش اکسیدان و غنی از سیال- آبدار است که در خاستگاه با حضور فازهای گارنت و آمفیبول همراه بوده است. نبود آنومالی منفی شدید Sr و Eu/Eu* با مقدار میانگین 8/0 نشان‌دهندة شرایط پیشگیرانه برای تبلور پلاژیوکلاز در خاستگاه است.
• بررسی‌ها روی چگونگی رفتار عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب در نمودارهای بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه و کندریت گویای تهی‏‌شدگی HFSEs و HREEs به‌ترتیب نسبت به LILEs و LREEs است که از ویژگی‏‌های ماگماتیسم مرتبط با کمان است.
• از دیدگاه سیر تحول ماگماتیسم با توجه به تفسیر داده‌های عنصرهای کمیاب از خاستگاه به سطح، می‌توان یک ماگماتیسم ناشی از ذوب‌بخشی از ماگمای اولیه با ترکیب اسپینل+گارنت لرزولیت دگرنهاده در حضور فاز فلوگوپیت و آمفیبول را در نظر گرفت که هنگام صعود، ماگما دچار تبلور پلاژیوکلاز کم‌ژرفا شده است و بیشتر مراحل تکامل تحت‌تأثیر فرایند تبلوربخشی بوده است.

شکل 14. A) مدل تفهیمی از تکامل ماگماتیسم مرتبط با کمان در کانسار مس پورفیری کوه‏‌کپوت؛ B) الگوی سنگ‏‌شناسی و دگرسانی- کانه‏‌زایی (دو بعدی) در کانسار مس پورفیری کوه‏‌ کپوت.

Figure 14. A) Conceptual model of the evolution of arc-related magmatism in Kuh-Kaput porphyry copper deposit; B) lithology and alteration-mineralization pattern in Kuh-Kapout porphyry copper deposit

• همچنین ماگماتیسم به میزانی آلودگی با پوستة زیرینِ ضخیم‏‌شده پیدا کرده است که از نشانه‌های آن فراوانی K و تهی‏‌شدگی نسبی Nb، Zr و Ti را می‌توان نام برد. این رخداد هنگام فرایند همزمان با فرورانش و برخورد به‏‌شکل ضخیم‌شدن پوستة زیرین روی ماگماتیسم در حال صعود اثرگذار بوده است.
• از دیدگاه ویژگی‌های زمین‌شیمیایی و باروری ماگماتیسم، کانسار کوه‏‌کپوت به کانسارهای نوع کوه‏‌پنج بیش از نوع جبال بارز شباهت دارد و سرشت کالک‏‌آلکالن ناشی از کمان بالغ نشان می‌دهد و با توجه به سرشت آن، در دستة ذخایر نیمه‏‌اقتصادی تا اقتصادی جای می‌گیرد.
• تکتونوماگماتیسم منطقه بر پایه بررسی عنصرهای کمیاب از داده‏‌های سنگ کل، در محدودة حاشیه فعال قاره‏‌ای و همزمان با برخورد است.

سپاس‌گزاری

این مقاله بخشی از پروژه تحقیقاتی با شماره قرارداد 4304/00 با بخش تحقیقات و فناوری شرکت معدنی و صنعتی گل‏‌گهر است. بدین‌گونه از آقای رحیم ستوه‌بحرینی مدیر تحقیقات و فناوری شرکت معدنی و صنعتی گل‏‌گهر سپاس‌گزاری می‌شود.

[1] Metasomatized mantle wedge

[2] Contact metamorphism