تعیین فوگاسیته اکسیژن ماگمای کانه‏‌دار عامل کانی‏‌سازی مس گزو: داده‏‌های سریم در کانی زیرکن

فوگاسیتة اکسیژن (fO₂) پارامتر زمین‌شناسی مهمی است که روی پایداری کانی‌ها، تکامل ماگماها و فرایندهای کانه‏‌ساز تأثیر می‏‌گذارد (Sun et al., 2015). فوگاسیتة اکسیژن معمولاً به‌عنوان تغییرات نسبت به بافر اکسیژن برداشت می‏‌شود. بافر اکسیژن به مجموعه یا ترکیب‌های کانیایی اشاره دارد که فوگاسیتة اکسیژن را به‌عنوان تابعی از دما و فشار در نظر می‏‌گیرد. بافرهای اکسیژنی که به‌طور متداول در آزمایش‌های فشار بالا و دما بالا به‌کار برده می‌شوند شامل فایالیت-مگنتیت-کوارتز (FMQ)، کبالت- اکسید کبالت (Co-CoO)، نیکل- اکسید نیکل (Ni-NiO؛ به‌اختصار NNO)، هماتیت-مگنتیت (HM) و منگانوسیت- هاسمانیت (MnO-Mn₃O₄) هستند (Sun et al., 2015). این بافرها همچنین، به‌عنوان نشانه‏‌هایی در اندازه‌گیری فوگاسیتة اکسیژن سنگ‏‌ها و ماگماهای طبیعی کارآمد هستند. بافر اکسیژن FMQ به‌طور گسترده در بررسی نمونه‏‌های طبیعی به‌کار برده می‌شود. داده‏‌های فوگاسیتة اکسیژن بیشتر سنگ‏‌های آذرین در بازة چند واحد لگاریتمی بافر FMQ جای می‏‌گیرند. فوگاسیته‌های اکسیژن نمونه‏‌های طبیعی بیشتر به‌صورت تغییرات واحد لگاریتمی بافر FMQ، یعنی در واحدهای ∆FMQ، در نظر گرفته می‌شود. برای نمونه، ∆FMQ +2 بدین معناست که فوگاسیتة اکسیژن 2 واحد لگاریتمی بیشتر از مقدارهای تعریف‌شده توسط بافر FMQ است (Sun et al., 2015).

ذخیره‌های مس پورفیری که بیشتر منابع مس دنیا را تامین می‌کنند (Sillitoe, 2010; Zhang et al., 2017)، همراه با ماگماهای اکسیدان با ترکیب حد واسط تا اسیدی مرتبط با فرورانش پدید می‏آیند (Ishihara, 1977; Dilles, 1987). تفکیک ماگمایی مس با پایداری سولفید کنترل می‏‌شود و نوع گوگرد با فوگاسیتة اکسیژن کنترل می‌شود. پس فوگاسیتة اکسیژن تأثیری قوی بر رفتار مس هنگام ماگماتیسم پورفیری دارد (Sun et al., 2015). ماگماهای اکسیدان می‏‌توانند فلزها و گوگرد را در منابع‌شان به‌هم بیامیزند و بدون جدایش، یک مذاب سولفیدی غیرقابل امتزاج را به سطوح کم ژرفای پوسته حمل کنند (Hattori, 2018). شرایط اکسیداسیونی ماگماها را می‏‌توان برپایة نسبت Fe³⁺/Fe²⁺ سنگ‌کل، ترکیب اکسیدهای Fe-Ti و وجود کانی‌های شاخص fO₂ بالا مانند مگنتیت، هماتیت و انیدریت (Shen et al., 2015) و ترکیب دانه‏‌های زیرکن، سنجید (Ballard et al., 2002; Shen et al., 2015; Hattori et al., 2017). دگرسانی گرمابی وسیع ذخیره‌های مس پورفیری معمولاً ترکیب شیمیایی کانی‏‌های اولیه و سنگ‌کل را تغییر می‏‌دهد. زیرکن یک کانی مقاوم است که از زمان تبلور ترکیب شیمیایی و ایزوتوپی اولیه خود را حفظ کرده (Cherniak et al., 1997) و داده‌های شیمیایی مربوط به ماگماهای مادر را فراهم می‏‌کند (Shen et al., 2015). این کانی هنگام تبلور تنوعی از عنصرهای فرعی را دربر می‌گیرد که شامل عنصرهای خاکی کمیاب (REE[1])، اورانیم، توریم و تیتانیم است که این مسئله به‌طور ویژه زیرکن را برای ردیابی شیمی ماگما و همچنین، سن‌سنجی و زمین دما-فشارسنجی (ژئوترموبارومتری) کارآمد می‏‌کند (Hoskin and Schaltegger, 2003; Watson and Harrison, 2005). در میان عنصرهای خاکی کمیاب، سریم (Ce) به حالت‌های Ce⁴⁺ و Ce³⁺ دیده می‏‌شود و زیرکن به‌طور ترجیحی Ce⁴⁺ را به‌جای Zr⁴⁺ در ساختار خود جا می‏‌دهد. ازآنجایی‌که درجات ناهنجاری‏‌های مثبت به شرایط اکسیداسیون ماگمای مادر مربوط می‏‌شود، نسبت Ce⁴⁺/Ce³⁺ برای نشان‌دادن سرشت اکسیدان ماگماهای مادر سنگ‌های آذرین همراه با ذخیره‌های پورفیری در نقاط مختلف دنیا به‌کار برده می‌شود (Ballard et al., 2002; Liang et al., 2006; Qiu et al., 2013; Han et al., 2013; Shen et al., 2015).

کانسار مس گزو به‌عنوان کانی‏‌سازی مس پورفیری مرتبط با فرورانش در بلوک طبس معرفی شده است که در پی فرورانش پوستة اقیانوسی سبزوار به زیر پوستة قاره‏‌ای ایران مرکزی در کرتاسه- پالئوسن پدید آمده است (Mahdavi et al., 2016). توده‏‌های آذرین درونی اسیدی و حد واسط مختلفی شامل هورنبلند گرانیت و هورنبلند کوارتز مونزونیت پورفیری در منطقة گزو نفوذ کرده و کانی‏‌سازی را پدید آورده‏‌اند. هنگام این رویداد فرورانشی، توده‏‌های مشابهی مانند گرانیتوییدهای کجه (Najafi et al., 2014) و بجستان (Jung et al., 1983; Ahmadi Rouhani et al., 2016) در بلوک لوت نیز نفوذ کرده‌اند. با توجه به اهمیت و ارزش کانی‏‌سازی پورفیری در اقتصاد یک کشور، ما شرایط اکسیداسیونی ماگمای عامل کانی‏‌سازی مس گزو را به‌عنوان نمونه‏‌ای از کانی‏‌سازی مس کرتاسه ایران در نظر قرار دادیم تا بدانیم آیا شرایط ماگمای عامل از نظر فوگاسیتة اکسیژن برای کانی‏‌سازی پورفیری مطلوب بوده است یا نه؟ در اینجا نسبت Ce⁴⁺/Ce³⁺ زیرکن در 2 تودة آذرین درونی کانه‏‌دار گزو را بررسی کردیم. نتایج با برخی ذخیره‌های مهم دنیا مقایسه شدند. نتایج به‌دست‌آمده برای ادامة بررسی‏‌های اکتشافی ذخیره‌های پورفیری کرتاسه در این بخش از کشور تأثیرگذار خواهد بود.

زمین‏‌شناسی و کانی‏‌سازی منطقة گزو

محدودة گزو در خاوری‏‌ترین بخش بلوک طبس نزدیک به مرز باختری بلوک لوت جای دارد (شکل 1). بلوک طبس ویژگی‏‌های زمین‏‌شناسی متفاوتی از بلوک لوت در خاور و بلوک یزد در باختر نشان می‌دهد (Aghanabati, 2004) که شامل سنگ‏‌های ماگمایی کم، چینه شناسی متفاوت و فرونشست ژرف کربونیفر هستند (Mahdavi et al., 2016). برخلاف بلوک طبس، بلوک لوت دچار ماگماتیسم شدیدی شده است و بیشتر رخنمون‏‌های سنگی آن سنگ‏‌های آتشفشانی و درونی هستند (Karimpour et al., 2011، شکل 1).

شکل 1- A) نقشة ساختاری ساده‌شده ایران (Aghanabati, 1998; Rajabi et al., 2014) و محل بلوک‏‌های لوت و طبس در خرد‏‌قارة ایران مرکزی؛ B) نقشة زمین‏‌شناسی ناحیه‏‌ای بلوک لوت و طبس و جایگاه کانسار گزو

زمین‏‌شناسی محدودة کانسار گزو بیشتر شامل سازندهای شتری تریاس میانی و شمشک ژوراسیک است (شکل 2). سازند شتری بیشتر از دولومیت و به میزان کمتر آهک و سازند شمشک از شیل، ماسه‏‌سنگ و کنگلومرا با میان‌لایه‏‌های زغال‏‌دار ساخته شده است. کهن‏‌ترین سنگ‏‌ها شامل آهک و دولومیت‏‌های سازند بهرام در شمال‏‌خاوری محدودة کانی‏‌سازی هستند (شکل 2). ماسه‏‌سنگ، شیل و آهک دونین-کربونیفر سازند شیشتو، شیل و ماسه‏‌سنگ کربونیفر سازند سردر، آهک و دولومیت پرمین بالایی سازند جمال و شیل تریاس زیرین سازند سرخ شیل از دیگر واحدها به‌شمار می‌روند. گسل‏‌های محلی با روندهای شمالی- جنوبی، شمال‏‌باختری- جنوب‏‌خاوری و تقریباً خاوری-باختری رخ داده‌اند. فعالیت آذرین بیشتر در راستای گسل‏‌های شمالی- جنوبی و هم‏‌روند با گسل اصلی نایبند (جداکنندة بلوک‌های لوت و طبس) رخ داده است. هنگام رویداد این فرایند آذرین، سنگ‏‌های آذرین درونی اسیدی و حد واسط به سن کرتاسه تا پالئوسن (Mahdavi et al., 2016) درون سنگ‏‌های رسوبی نفوذ کرده‏‌اند. جایگزینی این سنگ‏‌های آذرین در امتداد مرز میان دولومیت و آهک سازند شتری و ماسه‏‌سنگ و شیل سازند شمشک، رخداد کانی‏‌سازی پورفیری و اسکارن گزو را به‌دنبال داشته است (شکل 2). ویژگی‌های صحرایی و سن‏‌سنجی به روش U-Pb زیرکن (Mahdavi et al., 2016) سه مرحله را برای جایگزینی توده‏‌های آذرین درونی نشان می‌دهند:

- نفوذی‏‌های پیش از کانی‏‌سازی (هورنبلند مونزونیت پورفیری، هورنبلند مونزودیوریت پورفیری و پیروکسن مونزونیت به‌ترتیب با سن 7/1 ± 1/68، 72/0 ± 74/67 و 94/0 ± 41/67 میلیون سال پیش)؛

- همزمان با کانی‏‌سازی (هورنبلند گرانیت و هورنبلند کوارتز مونزونیت پورفیری به‌ترتیب با سن 7/3 ± 9/65 و 2/1 ± 1/65 میلیون سال پیش)؛

- پس از کانی‏‌سازی (هورنبلند دیوریت پورفیری با سن 2/1 ± 1/65 میلیون سال پیش) (شکل 2).

برپایة ویژگی‌های صحرایی، هورنبلند مونزونیت پورفیری (قدیمی‏‌ترین توده) را دیگر سنگ‌های آذرین درونی در مکان‌های مختلف قطع کرده‌اند. هورنبلند مونزودیوریت پورفیری از هورنبلند مونزونیت پورفیری جوان‌تر و از پیروکسن مونزونیت قدیمی‏‌تر است. هورنبلند مونزونیت پورفیری را دایک‌های کوچک هورنبلند مونزودیوریت پورفیری قطع کرده‌اند. زینولیت‌های کوچک هورنبلند مونزودیوریت پورفیری در پیروکسن مونزونیت دیده می‌شوند. دایک‌ها و سیل‌های نفوذکرده در واحدهای رسوبی منطقه ترکیب هورنبلند مونزودیوریت پو رفیری دارند. این دایک‌ها روند خاوری-باختری نشان می‌دهند و به‌علت سختی بالاتر دولومیت‌ها در مقایسه با آنها، همچنین، تیره‌تربودن واحد آذرین به نسبت دولومیت‌ها، دایک‌ها به‌صورت خطواره‌های فرورفته تیره رنگ درون سازند شتری به آسانی شناسایی می‌شوند. همة این سنگ‌ها را هورنبلند گرانیت و هورنبلند کوارتزمونزونیت پورفیری قطع کرده‌اند که با کانی‌سازی همزمان هستند. ازاین‌رو، هورنبلند مونزونیت پورفیری، هورنبلند مونزودیوریت پورفیری و پیروکسن مونزونیت پیش از کانی‌سازی پدید آمده‌اند. رابطة میان هورنبلند گرانیت و هورنبلند کوارتز مونزونیت پورفیری روشن نیست. هورنبلند دیوریت پورفیری دگرسانی ندارد و دیگر نفوذی‌ها و کانی‌سازی مس را قطع کرده است. ازاین‌رو، به‌عنوان پدیده‌ای پس از کانی‌سازی شناخته می‌شود. کانسار گزو رخنمون‏‌های سطحی کوچکی دارد. ذخیرة گزو در پی کانی‏‌سازی پورفیری و اسکارن پدید آمده است.

شکل 2- نقشة زمین‏‌شناسی کانسار گزو (مقیاس 1:2000) (Mahdavi et al., 2016)

دگرسانی گرمابی گسترده‏‌ای در منطقه روی داده است که شامل دگرسانی‏‌های کوارتز-سریسیت-پیریت (QSP)، سریسیت- کلریت-کربنات (SCC)، آرژیلیک-سریسیت (AS)، پروپلیتیک (P) و کربناتی (C) است. اگرچه دگرسانی در سنگ‌های دیواره به‌خوبی گسترش یافته است، اما هیچ مرز روشنی میان پهنه‌های دگرسانی و کانی‏‌سازی دیده نمی‌شود و معمولاً رابطه‌ای تدریجی دارند. کانی‏‌سازی به‌صورت افشان، استوک‏‌ورک، جانشینی سنگ‏‌های کربناته و کمی برش‏‌های گرمابی دیده می‏‌شود. هورنبلند گرانیت و هورنبلند کوارتز مونزونیت پورفیری از توده‏‌های عامل کانی‏‌سازی هستند. هر دو تودة یادشده کانی‏‌سازی پیریت و کالکوپیریت به‌صورت افشان دارند که با دگرسانی کوارتز-سریسیت-پیریت (QSP) همراه هستند. کانی‏‌سازی اسکارن مرتبط با این دو توده در مرز با سنگ کربناته میزبان (سازند شتری) به‌صورت توده‏‌های با پهنای 2 تا 7 متر رخ داده است. اسکارن‏‌ها از گارنت غنی از آندرادیت، هدنبرژیت و دیوپسید ساخته شده‏‌اند (Mahdavi et al., 2016). پیریت، کالکوپیریت، بورنیت و اسفالریت به همراه مقدارهایی از مگنتیت و مولیبدنیت از کانی‏‌های فلزی نخستین (هیپوژن) هستند. مالاکیت، کریزوکلا، آتاکامیت، فیروزه و اکسیدهای آهن از کانی‏‌های پهنة اکسیدان به‌شمار می‌روند. کانی‏‌های کوپریت، کالکوسیت و کوولیت در پهنة سوپرژن دیده می‌شوند. پیریت فراوان‌ترین کانی سولفیدی در کانسار گزو است. در پهنه‏‌های دگرسانی در توده‏‌های آذرین درونی مقدار پیریت برابربا 1 تا 7 درصد است. شرایط اکسیداسیون سطحی در رخنمون‏‌های کانسار گزو جانشینی بخش بزرگی از این کانی به اکسیدهای آهن را به‌دنبال داشته است. کالکوپیریت با فراوانی 5/0 تا 5 درصد کانة اصلی مس در کانسار گزو به‌شمار می‌رود. این کانی همراه با بورنیت و پیریت در دگرسانی کوارتز- سریسیت- پیریت به‌صورت افشان و رگچه‏‌ای پدید آمده است. فراوانی اسفالریت تا نزدیک به 1 درصد است. میزان بورنیت بسیار کمتر از کالکوپیریت و به اندازة 5/0 درصد است. مقدار مولیبدنیت کمتر از 5/0 درصد است. کانی‏‌های ثانویه مس در کانسار گزو به فراوانی در امتداد شکستگی‏‌ها، درون حفره‌ها و به‌صورت پراکنده دیده می‌شوند. کوولیت و کالکوسیت در بخش‏‌های مختلف کانسار گزو از اکسیداسیون کالکوپیریت و بورنیت پدید آمده‌اند و در پهنه‏‌های غنی از کالکوپیریت، در حاشیه این کانی دیده می‏‌شوند. کوپریت در کانسار گزو فراوانی از 5/0 تا 1 درصد دارد و تنها در برخی حفره‌ها و رگچه‏‌ها دیده می‏‌شود. مالاکیت بسته به فراوانی کانی‏‌های سولفیدیِ کانسار در بخش اکسیدان در پهنه‏‌های دگرسانی توده‏‌های آذرین درونی پدید آمده است و گاه همراه با کریزوکلا و آتاکامیت دیده می‏‌شود.

آماده‌سازی نمونه و تجزیة عنصر فرعی زیرکن

شمار 2 نمونه از توده‏‌های آذرین درونی کانه‏‌دار منطقه (نمونه‌های هورنبلند کوارتز مونزودیوریت پورفیری (G90-171) و هورنبلند گرانیت (G91-188)) با کمترین میزان دگرسانی برای جداسازی زیرکن تا اندازة نزدیک به 60 مش (250 میکرومتر) پودر شدند. جداسازی کانی سنگین با تکنیک‌های جداسازی ثقلی و مغناطیسی مرسوم انجام شد. زیرکن‌ها در زیر میکروسکوپ بینوکولار به‌صورت دستی جدا شدند. دانه‏‌ها در رزین اپوکسی محکم و سپس صیقل داده شدند تا سطوح داخلی آنها نمایان شود. همة دانه‌ها با میکروگراف نوری عبوری و بازتابی و همچنین، تصویرهای کاتدولومینسانس (CL) ثبت شدند تا وضعیت ساختار درونی آنها به‌دست آید (شکل 3).

در نمونة G90-171، زیرکن‏‌ها بیشتر به صورت بلورهای منشوری بی‏‌رنگ تا قهوه‏‌ای کمرنگ شکل‏‌دار تا نیمه‏‌شکل‏‌دار هستند که اندازة آنها از 50 تا 200 میکرومتر طول و 50 تا 100 میکرومتر عرض متغیر است. تصویرهای CL نشان می‌دهند بیشتر بلورهای زیرکن منطقه‌بندی رشدی واضح دارند (شکل 3). نسبت Th/U زیرکن‏‌ها برابربا 54/0 تا 81/0 (میانگین: 67/0) است. میزان Th برابربا 1/110پی‏‌پی‏‌ام تا 2/301 پی‏‌پی‏‌ام (میانگین: 3/201 پی‏‌پی‏‌ام) است. محتوای U برابربا 3/178 پی‏‌پی‏‌ام و 8/390 پی‏‌پی‏‌ام (میانگین: 4/299 پی‏‌پی‏‌ام) است.

زیرکن‏‌های نمونة G91-188 بی‏‌رنگ تا قهوه ای کمرنگ، شفاف و بیشتر شکل‏‌دار تا نیمه‌شکل‏‌دار هستند. آنها شکل‌های منشوری کوتاه با طول بلورهای متوسط 50-100 میکرومتری و نسبت طول به عرض از 1: 1 تا 2:1 به نمایش می‏‌گذارند. تصویر CL آنها منطقه‌بندی نوسانی معمولی نشان می‏‌دهد که نشان‌دهندة خاستگاه ماگمایی آنهاست (شکل 3).

شکل 3- تصویرهای کاتدولومینسانس (CL) زیرکن‏‌های توده‏‌های آذرین درونی کانه‏‌دار گزو (دایره‏‌های سرخ‌رنگ محل آنالیزهای عنصر فرعی)

مقدار Th در این زیرکن‏‌ها برابربا 6/129 تا 4/305 پی‏‌پی‏‌ام و غلظت U برابربا 9/223 و 7/486 پی‏‌پی‏‌ام است. نسبت Th/U از 41/0 تا 1 متغیر ‌است. نسبت‏‌‏‌های U/Th زیرکن برای شناسایی زیرکن‏‌های دگرگونی از ماگمایی بسیار کارآمد است (Sun et al., 2002; Wu and Zheng, 2004). بازة محدود و یکسان نسبت‏‌‏‌های U/Th (84/1-69/0، جدول 1) و سن‌های U-Pb نوارها و هسته‏‌ها در زیرکن‏‌های گزو نشان‌دهندة خاستگاه ماگمایی آنها هستند.

جدول 1- داده‏‌های سن‏‌سنجی U-Pb زیرکن به روش LA-ICP-MS (مقدارهای Ce⁴⁺/Ce³⁺، fO₂ و دمای Ti در زیرکن برای زیرکن‏‌های ماگمایی توده‏‌های آذرین درونی کانه‏‌دار گزو به‌دست آورده شده‌اند)

برپایة نمودارهای La دربرابر _N(Sm/La) (Hoskin, 2005) و Y دربرابر U/Yb (Grimes et al., 2009)، ترکیب زیرکن‏‌های توده‏‌های آذرین درونی کانه‏‌دار گزو در قلمروی ماگمایی و مرز پوستة قاره‏‌ای و اقیانوسی جای دارد که نشان می‏‌دهد آنها از ماگمای سنگ‌کرة قاره‏‌ای و متاسوماتیسم‌شده با مذاب حاصل از ذوب پوستة اقیانوسی تبلور یافته‏‌اند (شکل‌های 4- A و 4- B).

مقدار عنصرهای فرعی زیرکن با تجزیة سطوح بدون میانبار یا دگرسانی‏‌ در مقطع زیرکن به‌دست آورده شده است. تجزیة عنصر فرعی با لیزر و دستگاه طیف‌سنجی جرمی پلاسمای القایی (LA-ICP-MS) در آزمایشگاه ایزوتوپی زمین‏‌شناسی در انستیتوی منابع معدنی، آکادمی علوم زمین چین انجام شد. شرایط عملیاتی دقیق برای سیستم لیزر و ابزار MC-ICP-MS و تبدیل داده‌ها را Hou و همکاران (2009) توضیح داده‌اند. در این روش، یک سیستم لیزری ArF excimer (Geolas CQ) به یک دستگاه Agilent 7500a ICP-MS متصل است. انتخاب اندازة نقطه (µm 160-60) و نرخ تکرارپذیری (Helz 10-3) با تأثیر نزدیک به 10J/cm²، به شدت سیگنال بستگی دارد. هنگام تابش لیزر، گاز هلیم به سلول نمونه وارد شد تا مقدار مواد زائد در پیرامون گودال تابش لیزری به کمترین اندازه برسد. سپس گاز آرگون برای بهبود کارایی حمل و نقل به‌کار برده شد. اندازه‏‌گیری‏‌های ICP-MS با کمک تجزیة انحلال-زمان و اوج پرش در یک نقطه در هر جرم انجام شد. هر پنج نمونة تجزیه‌شده با یک زیرکن استاندارد 91500 و یک دستگاه اندازه‏‌گیری NIST SRM 610 دنبال شدند. هر تجزیه نقطه‏‌ای تقریباً شامل 30 ثانیه جمع‏‌آوری پس‌زمینه و 40 ثانیه جمع‏‌آوری دادة نمونه بود. با به‌کارگیری برنامة ICP-MS DataCal، انتخاب داده‏‌های خام نامتعارف، ادغام سیگنال‏‌های پس‌زمینه و تجزیه‏‌ای و اصلاح زمان و کالیبراسیون عددی برای مقدار عنصرهای فرعی انجام شدند (Liu et al., 2010).

شکل 4- ترکیب زیرکن‏‌های توده‏‌های آذرین درونی کانه‏‌دار گزو در: A) نمودار La دربرابر _N(Sm/La) (Hoskin, 2005)؛ B) نمودار U/Yb دربرابر Y (Grimes et al., 2007)؛ C) الگوی عنصرهای خاکی کمیاب ‌بهنجارشده با کندریت برای زیرکن‏‌ها و سنگ‌کل سنگ‌های آذرین درونیِ کانه‏‌دار گزو (ترکیب کندریت برگرفته از McDonough و Sun (1995) است. به منحنی با شیب ملایم سنگ‌کل دربرابر آنومالی‏‌های زیاد Ce و آنومالی‏‌های Eu منفی دانه‏‌های زیرکن توجه شود)

عنصرهای فرعی، چگونگی محاسبة نسبت Ce⁴⁺/Ce³⁺ و فوگاسیتة اکسیژن زیرکن

داده‌های تجزیة عنصرهای فرعی زیرکن و داده‏‌های به‌دست‌آمده به‌ترتیب در جدول‌های 1 و 2 آورده شده‌اند. آنومالی‌های Eu (Eu/Eu^*) با روش مرسوم برپایة مقدارهای ‌بهنجارشدة Sm و Gd به‌دست آورده شده‌اند. از داده‏‌های سنگ‏‌کل (Mahdavi و همکاران، 2016) و عنصرهای فرعی زیرکن (جدول 2) برای به‌دست‌آوردن نسبت Ce⁴⁺/Ce³⁺ زیرکن بهره گرفته شد. محاسبة آنومالی‌های Ce نیاز به به‌دست‌آوردن مقدار Ce³⁺ دارد که به‌طور متداول برپایة مقدارهای La و Pr انجام می‌شود. مقدار La و Pr در زیرکن بسیار کم و نزدیک به آستانة آشکارسازی دستگاه LA-ICP-MS است (جدول 2 و شکل 4- C) و این نکته محاسبة دقیق Ce³⁺ را دشوار می‌کند.

جدول 2- داده‌های به‌دست‌آمده از تجزیة عنصرهای فرعیِ (برپایة ppm) زیرکن توده‏‌های آذرین درونی کانه‏‌دار گزو

جدول 2- ادامه

جدول 2- ادامه

جدول 2- ادامه

برای محاسبة مقدارهای Ce⁴⁺/Ce³⁺ روش Smythe و Brenan (2015) به‌کار برده شد. در این روش، مقدار عنصرهای خاکی کمیاب سبکی مانند La، Pr و Eu برای محاسبة Ce³⁺ و نیز کاتیون 4 ظرفیتی U برای محاسبة Ce⁴⁺ به‌کار برده نمی‏‌شود؛ زیرا میانبار‏‌های کوچک می‌توانند مقدار کم این عنصرها را بهم بریزند. ضریب‌های تفکیک‌های زیرکن- مذاب برای Ce³⁺ و Ce⁴⁺ برپایة الگوی کرنش شبکه (Blundy and Wood, 1994) به‌دست آورده شدند. شعاع یونی REE از روش پیشنهادیِ Shannon (1976) به‌دست آمد.

در این پژوهش، فوگاسیته‌های اکسیژن (logfO₂) برپایة روش‌های کالیبراسیون پیشنهادیِ Smythe و Brenan (2015) و Trail و همکاران (2012)، به‌دست آورده شدند. در الگوی پیشنهادیِ Smythe و Brenan (2015)، کالیبراسیون فوگاسیتة اکسیژن به پارامترهای دما، نسبت Ce⁴⁺/Ce³⁺ مذاب، ترکیب و مقدار آب مذاب بستگی دارد. مشابه با کالیبراسیون نسبت Ce⁴⁺/Ce³⁺ زیرکن، برای به‌دست‌آوردن نسبت‌های Ce⁴⁺/Ce³⁺ مذاب‏‌ها از الگوی کرنش شبکه (معادله 1؛ Blundy and Wood, 1994) بهره گرفته شد که در آن، D₀ ضریب تفکیک جبران کرنش، E مدول یانگ، NA عدد آووگادرو، R ثابت گاز و T دما (سانتیگراد) هستند. حاصل رسم‌کردن lnDi دربرابر عبارت (ri/3 + r₀/6)×(r_i-r₀)² رابطه‌ای خطی برای سری‏‌هایی از کاتیون‏‌های هم‏‌ظرفیت است. ازآنجایی‌که شعاع یونی Ce⁴⁺ و Ce³⁺ معلوم است، ضریب تفکیک‏‌شان با درون‏‌یابی به‌دست آورده می‌شود.

معادلة 1:

lnDi = lnD₀ - (4  ×E×N_A×(ri/3 + r₀/6)×(r_i-r₀)²) / (R×(T + 273.15))

مقدار D_Ce^zircon/melt بین ضریب‌های تفکیک دو عضو پایانی حالت ظرفیت (Ce⁴⁺ و Ce³⁺) است و fO₂ از ترکیب معادله‌های 2 و 3 به‌دست آورد.

معادلة 2:

(Ce/Ce^*)_D = D_Ce^zircon/melt/(D_La^zircon/melt ×D_Pr^zircon/melt)^1/2

معادلة 3:

ln (Ce/Ce^*)_D = (0.1156±0.0050×lnfO₂) + ((13.860±708)/(T + 273.15)) – (6.15±0.484)

که در آنها، D_Ce^zircon/melt، D_La^zircon/melt و D_Pr^zircon/melt به‌ترتیب ضرایب تفکیک Ce، La و Pr بین زیرکن و مذاب هستند و T دماست (برپایة درجة کلوین). اگرچه مذابی وجود ندارد، اما ترکیب کل سنگ میزبان را می‌توان بجای آن به‌کار برد.

مشابه با کالیبراسیون نسبت Ce⁴⁺/Ce³⁺ زیرکن، برای به‌دست‌آوردن نسبت‌های Ce⁴⁺/Ce³⁺ مذاب‏‌ها، الگوی کرنش شبکه (معادلة 2؛ Blundy and Wood, 1994) به‌کار برده شد. دمایی به‌کاربرده‌شده با دماسنج Ti در زیرکن (روش پیشنهادیِ Ferry و Watson، 2007) به‌دست آمد. در دماسنج Ti در زیرکن، دمای تبلور زیرکن برپایة مقدار Ti (برپایة ppm) در زیرکن (Ti_zircon) و اکتیویته‏‌های SiO₂ (aSiO₂) و TiO₂ (aTiO₂) در مذاب میزبان و با به‌کارگیری معادلة 4 به‌دست آورده می‌شود:

معادلة 4:

log Ti_zircon = (5.711 ± 0.072) - (4.800 ± 86) / (T + 273.15) - loga_SiO2 + log a_TiO2

که در این معادلة Smythe و Brenan (2015) مقدار اکتیویته SiO₂ و TiO₂ به‌ترتیب 1 و 7/0 فرض شده است. بازة دماهای محاسبه‌شده زیرکن‏‌‏‌‏‌ها در سنگ‌های آذرین درونی کانه‏‌دار گزو برابربا 873 تا 1151 درجة کلوین است (جدول 1). ازآنجایی‌که ماگماهای کانه‏‌دار به‌طور شاخص از آب غنی هستند (بیشتر از 10 درصد مقدار آب ماگمای پورفیری کانه‏‌دار گزارش شده (Lu et al., 2015))، مقدار آب ماگمای پورفیری گزو 5/6 درصد وزنی فرض شد. برای محاسبه خطای فوگاسیتة اکسیژن، به خطاهای آنالیزی هر دوی عنصرهای فرعی زیرکن و عنصرهای اصلی و فرعی سنگ‌کل توجه شد. میزان خطای فوگاسیتة اکسیژن (logfO₂) به‌دست‌آمده در این پژوهش از 32/1 کمتر است.

نسبت‏‌های Ce⁴⁺/Ce³⁺ و فوگاسیته‏‌های اکسیژن استنباط‌شدة زیرکن

برپایة مقدارهای عنصر فرعی (جدول 2) و الگوهای عنصرهای خاکی کمیاب ‌بهنجارشده با کندریت (شکل 4- C)، زیرکن‏‌های نفوذی‏‌های کانه‏‌دار گزو الگوهای REE مشابهی دارند. همة زیرکن‏‌ها غنی‌شدگی از HREE نسبت به LREE، آنومالی‏‌های Ce مثبت قوی و آنومالی‌های Eu منفی نشان می‌دهند. آنومالی Eu به‌دست‌آمده برای دانه‏‌های زیرکن بازه‏‌ای از 14/0 تا 86/0 دارند که در همة نمونه‏‌ها، مگر چند نمونه، مقدارهای بالاتر از 4/0 نشان می‏‌دهند (جدول 1).

برپایة داده‏‌های محاسباتی جدول 1، مقدارهای Ce⁴⁺/Ce³⁺ به‌دست‌آمده برای زیرکن‏‌های نمونة کوارتز مونزودیوریت (G90-171) در بازة‏‌ 25 تا 385 (میانگین: 153) و برای هورنبلند گرانیت (G91-188) در بازة‏‌10 تا 190 (میانگین: 62) و در مجموع دو نمونه در بازه 10 تا 385 (میانگین: 110) جای گرفته‌اند. مقدار فوگاسیتة اکسیژن استنباط‌شده برای توده‏‌های پورفیری گزو برای زیرکن‏‌های نمونة کوارتز مونزودیوریت در بازة‏‌ ∆FMQ 0.6 تا ∆FMQ 1.4 (میانگین: ∆FMQ 1) و برای هورنبلند گرانیت در بازة‏‌ ∆FMQ -0.1 تا ∆FMQ 2.3 (میانگین: ∆FMQ 1.1) است، مگر یک نمونه که ∆FMQ -1.37 دارد و در مجموع دو نمونه با بازه‏‌ای از ∆FMQ -1.37 تا ∆FMQ +2.33 (میانگین: ∆FMQ ~ +1) جای دارد (جدول 1).

بحث

عدد جادویی فوگاسیتة اکسیژن برای کانی‏‌سازی پورفیری از ∆FMQ +2 بیشتر است (Mungall, 2002; Sun et al., 2013b). میانگین فوگاسیتة اکسیژن چند ذخیرZ مس پورفیری دنیا برابربا ~∆FMQ +1.5 است (Sun et al., 2015; Shen et al., 2015; Smythe and Brenan 2015; Hattori et al., 2017). بر این پایه، مقدار میانگین ∆FMQ +1 برای همة زیرکن‏‌های گزو از مقدار میانگین ~∆FMQ +1.5 در ذخیره‌های مس پورفیری دنیا به میزان تقریباً ∆FMQ 0.5 کمتر است. در داده‏‌های گزو، مگر در دو نمونه، همة مقدارها از ~∆FMQ +1.5 کمتر است. مقدارهای Ce⁴⁺/Ce³⁺ و Eu/Eu^* ذخیره‌های پورفیری مختلف کمربند کوهزایی آسیای مرکزی (Shen et al., 2015) و نمونه‏‌های زیرکن گزو در شکل 5 آورده شده‏‌اند. همة سنگ‏‌های آذرین درونی کانه‏‌دار ذخیره‌های مس پورفیری بزرگ کمربند کوهزایی آسیای مرکزی بیشتر از 4 میلیون تن مس دارند و نسبت‌های Ce⁴⁺/Ce³⁺ به‌دست‌آمده برای دانه‏‌های زیرکن آنها با بازه‏‌ای از 74 تا 592 بالا به‌شمار می‌رود. مقدارهای Ce⁴⁺/Ce³⁺ به‌دست‌آمده برای دانه‏‌های زیرکن دو ذخیره با اندازه متوسط کمربند کوهزایی آسیای مرکزی (ذخیره‌های Erdenet و Tuwu-Yandong) بازه ای از 74 تا 332 نشان می‌دهند. نسبت‌های Ce⁴⁺/Ce³⁺ به‌دست‌آمده برای زیرکن در نفوذی‏‌های ذخیره‌های کوچک کمربند کوهزایی آسیای مرکزی بازه ای از 28 تا 158 دارند. نسبت‏‌های Ce⁴⁺/Ce³⁺ به‌دست‌آمده برای ذخیره‌های بزرگ همانند ذخیره‌های متوسط است (شکل 5). مقایسه مقدار Ce⁴⁺/Ce³⁺ زیرکن‏‌های نمونه کوارتز مونزودیوریت با بازه‏‌ 25 تا 385 و هورنبلند گرانیت با بازه ‏‌10 تا 190 (مجموع هر دو نمونه با بازة 10 تا 385) مربوط به نفوذی‏‌های کانه‏‌دار گزو با مقدار ذخیره‌های کمربند کوهزایی آسیای مرکزی نشان‌دهندة رخداد ذخیره‌ای متوسط تا کوچک و چه‌بسا عقیم در منطقة گزو است (شکل 5).

شکل 5- مقایسه مقدار Ce⁴⁺/Ce³⁺ دربرابر Eu/Eu* توده‏‌های آذرین درونی کانه‏‌دار گزو با ذخیره‌های پورفیری بزرگ، متوسط و کوچک مربوط به کمربند کوهزایی آسیای مرکزی (Shen et al., 2015)

همان‌گونه‌که گفته شد، آنومالی Eu به‌دست‌آمده برای دانه‏‌های زیرکن گزو بازه‏‌ای از 14/0 تا 86/0 نشان می‌دهد که در نمونه‏‌ها، مگر چند نمونه، مقدار آن از 4/0 بالاتر است (جدول 1؛ شکل 5). زیرکن با 4/0Eu/Eu*> ویژگی بسیاری از ماگماهای کمانی کانه‏‌دار است (Ballard et al., 2002; Burnham and Berry, 2012; Trail et al., 2012) و نشان می‌‌دهد نسبت‌های Eu³⁺/Eu²⁺ در ماگماهای اکسیدان بالاست. نسبت‏‌های Eu/Eu* در دانه‏‌های زیرکن به فاکتورهایی مانند شرایط اکسیداسیون ماگماهای مادر و نیز تبلور برخی کانی‏‌ها مانند پلاژیوکلاز از ماگما بستگی دارد (Shen et al., 2015). در مذاب سیلیکاته یوروپیم (Eu) به‌صورت Eu²⁺ و Eu³⁺ وجود دارد و Eu²⁺ به‌طور ترجیحی در جایگاه Ca²⁺ پلاژیوکلاز جای می‏‌گیرد. ازاین‌رو، تبلور پلاژیوکلاز Eu را در مذاب بجامانده کاهش می‏‌دهد و در هر فازی که پس از پلاژیوکلاز متبلور شود، Eu/Eu* کم می‏‌شود (Sun et al., 2015).

سرزمین ایران مرکزی متشکل از سه پهنة پوسته‏‌ای با جهت N-S (از خاور به باختر شامل بلوک‏‌های لوت، طبس و یزد؛ شکل 1- A) درون سیستم کوهزایی آلپی-هیمالیایی و بخشی از قارة بزرگ‌تر سیمرین است که در پی بسته‌شدن اقیانوس پالئوتتیس پدید آمده است (مانند Sengör, 1987; Stöcklin, 1968). این سرزمین همراه با دیگر بلوک‌های سیمیرین در ایران (پهنة البرز و سنندج- سیرجان) در شمال‏‌خاوری پهنة برخوردی نئوتتیس زاگرس- مکران جای دارد (Stöcklin, 1968). برپایة بررسی‌های Berberian (1977)، در زمان پالئوزوییک تا تریاس زیرین، بلوک‏‌های لوت و طبس تاریخچة رسوبی مشابهی داشته‌اند. بازسازی‏‌ حرکت‌های صفحه‏‌ای (Regard et al., 2010; Allen et al., 2011) نشان می‌دهد بلوک لوت یک قطعه قاره‌ای کمابیش سخت بوده است که میان دو برخورد جداگانة زاگرس در باختر و هیمالیا در خاور، گرفتار شده است. بلوک‏‌های لوت- طبس و یزد با یک کمربند طولانی، کمانی و از نظر ساختاری پیچیده که به‌صورت پهنة زمین‌ساختی کاشمر- کرمان (KKTZ؛ در شکل 1-A این مقاله به‌صورت بلوک پشت‌بادام نشان داده شده است) شناخته شده است، از یکدیگر جدا می‌شوند (Haghipour and Pelissier, 1977; Ramezani and Tucker, 2003). برخلاف بلوک‏‌های همسایه طبس و یزد، KKTZ بیرون زدگی‏‌های چشمگیری از سطوح پوسته‏‌ای ژرف‏‌تر با سنگ‏‌های دگرگونی نئوپروتروزوییک بالایی و پالئوزوییک زیرین را در دسترس می‌گذارد. برپایة نتایج پژوهش‌های ساختاری و سن‏‌سنجی (⁴⁰Ar-³⁹Ar) کانی همزمان روی میلونیت‏‌های کمپلکس‏‌های دگرگونی بیرون‏‌زده در KKTZ (Masoodi et al., 2013)، هنگام کوهزایی سیمرین، در تریاس- ژوراسیک زیرین آغازی (پیش از 186~ میلیون سال پیش؛ سیمرین زیرین)، رویداد پیوستن قاره‏‌ای همزمان با حرکت‌های برشی راستگرد بزرگ در KKTZ روی داده است. در ژوراسیک میانی (168~ میلیون سال پیش؛ سیمرین میانی)، حرکت‌های برشی نرمال با شیب شمال‏‌خاوری، بیرون‏‌زدگی کمپلکس‏‌های دگرگونی را به‌دنبال داشته است. رویدادهای فشارشی سیمرین پایانی (کرتاسه بالایی) پهنه‏‌های برشی همراه با گسل‏‌های معکوس و چین‏‌های بسیار برگشته را پدید آورده‌اند (Masoodi et al., 2013).

پهنه‌های برشی راستگرد و سن‌های ⁴⁰Ar-³⁹Ar به‌دست‌آمده با پهنة برخوردیِ مورب در جایگاه کمانی هنگام تریاس بالایی- کرتاسه زیرین در سراسر KKTZ که برای سرزمین ایران مرکزی پیشنهاد شده است، سازگار هستند (Ramezani and Tucker, 2003; Bagheri and Stampfli, 2008; Sheikholeslami et al., 2008; Zanchi et al., 2006, 2009a, 2009b; Wilmsen et al., 2009a, 2009b). بر این پایه، پهنه‌های برشی راستگرد قدیمی در پهنة KKTZ، به‌صورت گسل‏‌های پیونددهندة بلوک لوت- طبس و بلوک یزد در ایران مرکزی رفتار کرده‌اند. ویژگی‌های زیر نشان‌دهندة رویداد این برخورد هستند:

1) تغییر چشمگیر رسوبگذاری کربناته پلتفورم تریاس میانی (سازند شتری) به سنگ‌های سیلیسی آواری گروه شمشک (نورین- باژوسین) در بلوک طبس ایران مرکزی (Wilmsen et al., 2009b) (شکل 1- B)؛

2) ناپیوستگی زاویه‏‌دار تریاس بالایی در ایران مرکزی و البرز (Aghanabati, 2004; Davoudzadeh and Schmidt, 1984; Fürsich et al., 2005)؛

3) گسترش برگوارگی دگرگونی درجه بالا در شرایط رخساره آمفیبولیت و ضخیم‌شدگی پوسته‌ای در کمپلکس شترکوه، بخش شمال خاوری بلوک کویر بزرگ (Rahmati-Ilkhchi et al., 2010).

نتایج حرکت‌های برشی راستگرد بزرگ در KKTZ هنگام ژوراسیک زیرین آشکارا نشان‌دهندة رویداد چرخشی پادساعتگرد بزرگ برای بلوک لوت-طبس (135 درجه) هستند. چرخش بلوک‌های برخوردی در پی فعالیت راستالغز هنگام ادغام‌شان را Wilmsen و همکاران (b2009) پیشنهاد کرده‌اند. فعالیت ماگمایی پیوسته همراه با حرکت‌های راستالغز برای رژیم‏‌های کمان همگرایی مورب قدیمی و نیز جدید معمول است (Barnes et al., 1998; de Saint Blanquat et al., 1998). هنگام همگرایی کمان مورب، در پی حرکت صفحه، دگرریختی تفکیک‌شده (شامل برش‌خوردگی راستالغز و یک مولفة کشش موازی کوهزایی) رخ می‌دهد. فعالیت تکتونوماگمایی پیوسته با گرایش کمانی تا برخوردی در سرزمین ایران مرکزی هنگام مزوزوییک را چندین پژوهشگر گزارش کرده‌اند (Crawford, 1977; Immel et al., 1997; Ramezani and Tucker, 2003; Reyer and Mohafez, 1970). همچنین، جایگزینی گرانیتوییدهای شاه‏‌کوه (Esmaeily et al., 2005)، سرخ‏‌کوه (Karimpour et al., 2011) و باتولیت کلاته آهنی (Karimpour et al., 2014) با سن‌هایی در بازة 162~ تا 165 میلیون سال پیش به‌خوبی نشان‌دهندة رویداد برخوردی ژوراسیک است. به پیشنهاد Wilmsen و همکاران (b2009)، در تریاس بلوک‏‌های ایران مرکزی با بیشترین احتمال جهت باختری– خاوری داشته‌اند و بلوک لوت در روبروی نئوتتیس جای داشته است؛ اما به‌باور Shafiei و همکاران (2009)، در کرتاسة پسین، فرورانش نئوتتیس به زیر بلوک لوت موازی پهنة سنندج-سیرجان رخ داده است. افیولیت‏‌های کرتاسه در بخش خاوری بلوک لوت (نشان‌دهندة وجود اقیانوس قدیمی سیستان میان بلوک‏‌های لوت و افغانستان؛ شکل 1) بخشی از اقیانوسی بوده‌اند که خرد‏‌قاره ایران مرکزی را در کرتاسه فراگرفته بوده‌اند (McCall, 1997). اقیانوس سیستان در آغاز کرتاسة پیشین باز شده است (Babazadeh and Wever, 2004) و در کرتاسة پسین هنوز وجود داشته است (Zarrinkoub et al., 2012)؛ اما سازوکار و زمان بسته‌شدن اقیانوس هنوز به درستی شناخته نشده است. برای بسته‌شدن اقیانوس سیستان نظریه‌های گوناگونی (مانند: فرورانش پالئوسن بالایی-ائوسن پیشین به‌سوی خاور در پی برخورد بلوک‏‌های لوت و افغان (Tirrul et al., 1983; Pang et al., 2013; Saccani et al., 2010)؛ فرورانش باختری به زیر بلوک لوت (Zarrinkoub et al., 2012)؛ فرورانش همزمان به‌سوی خاور و باختر (Arjmandzadeh et al., 2011)؛ فرورانش درون‌اقیانوسی به‌سوی خاور (Saccani et al., 2010)) پیشنهاد شده‌اند. ماگماتیسم پس از برخورد در راستای خط درز شمالی- جنوبی و درازای بیشتر از 1000 کیلومتریِ کمپلکس‏‌های رتوک و نه و نیز بلوک لوت، هنگام ائوسن تا الیگوسن (Karimpour et al., 2011; Richards et al., 2012) پیامد زوال سنگ‌کره و بالاآمدن زبانه‏‌های سست‌کره‌ای هنگام رمبش کششی خاور ایران دانسته شده است (Pang et al., 2013).

برپایة بررسی‌های Mahdavi و همکاران (2016)، توده‏‌های آذرین درونی گزو ویژگی کالک‏‌آلکالن پتاسیم بالا نوع I دارند و در نمودار Nb در برابر Rb/Zr (شکل 6)، در قلمروی کمان فرورانش قاره‏‌ای جای می‏‌گیرند. همچنین، برپایة نمودار Y در برابر Sr/Y آنها ویژگی آداکیتی ندارند (شکل‌ 7).

شکل 6- نمودار زمین‌ساختی Nb دربرابر Rb/Zr (Brown et al., 1984) برای سنگ‌های آذرین کانه‏‌دار گزو برپایة داده‏‌های سنگ‏‌کل از Mahdavi و همکاران (2016)

شکل 7- نمودار شناخت آداکیت از سنگ‏‌های کالک‏‌آلکالن کمان نرمال (Defant and Drummond, 1990) برای سنگ‌های آذرین کانه‏‌دار گزو برپایة داده‏‌های سنگ‏‌کل از Mahdavi و همکاران (2016)

برپایة ایزوتوپ‏‌های Lu-Hf (Mahdavi et al., 2016)، خاستگاه توده‏‌های آذرین درونی گزو، ماگماهای گوشته‏‌ای با آغشتگی پوستة قدیمی است. در خاستگاه ماگمای مادر احتمالاً هورنبلند و اکسیدهای آهن و تیتانیم (روتیل، ایلمنیت) بجامانده‏‌اند. از دیذگاه کانی‏‌سازی، کانسار گزو کانی‏‌های فلزی اولیه اصلی کالکوپیریت، بورنیت و اسفالریت همراه با کانی‏‌های فرعی پیریت و مگنتیت را دارد. برپایة داده‌های سن‏‌سنجی U-Pb زیرکن و ویژگی‌های صحرایی (Mahdavi et al., 2016)، توده‏‌های آذرین درونی کانه‏‌دار کانسار گزو در زمان کوتاهی و در کمتر از نزدیک به 1 میلیون سال پیش جایگزین شده‏‌اند (1/65-9/65 میلیون سال پیش). زمین‌شیمی سنگ‏‌کل و مقدارهای ƐHf_(t) و سن‌های مدل برای زیرکن در توده‏‌های گزو (Mahdavi et al., 2016) نشان می‌دهد ذوب‌بخشی خاستگاهی هیبرید متشکل از ترکیب‌های جداشده از گوشتة متاسوماتیسم‌شده با محلول‏‌های جداشده از صفحة اقیانوسی فرورانده و ترکیب‌های پوسته‏‌ای کمابیش قدیمی ایران مرکزی، توده‏‌های آذرین درونی در منطقة گزو را پدید آورده است. برپایة بررسی‌های Mahdavi و همکاران (2016)، شباهت ویژگی‏‌های زمین‌شیمیایی و سنی توده‏‌های آذرین درونی گزو با گرانیتوییدهای بجستان (Jung et al., 1983; Ahmadi Rouhani et al., 2016) و کجه در باختر فردوس (Najafi et al., 2014) و جایگیری آنها در شمال بلوک لوت چه‌بسا نشان‌دهندة فرورانشی در جهت جنوب‏‌باختری در شمال بلوک ایران مرکزی باشد که هنگام آن گرانیتوییدهای بجستان، کجه و توده‏‌های گزو جایگزین شده‏‌اند. به باور Stampfli و Borel (2004) و Mahdavi و همکاران (2016) عامل این رویداد فرورانشی بسته‌شدن حوضة پشت‌کمان سبزوار در میان ایران مرکزی و کوه‌های البرز در کرتاسه پسین تا ائوسن و فرورانش آن به زیر ایران مرکزی (Verdel et al., 2011; Stampfli and Borel 2002; Moix et al., 2008; Shafaii Moghadam et al., 2015) بوده است که در پی همگرایی پیوسته میان صفحة عربی و ایران رخ داده است (Agard et al., 2011; Rossetti et al., 2014).

برپایة بررسی‌های گسترده، ذخیره‌های پورفیری رابطة نزدیکی با ماگماهای اکسیدان دارند (Burnham and Ohmoto, 1980; Candela, 1992; Hedenquist and Lowenstern, 1994; Mungall, 2002; Liang et al., 2006; Liang et al., 2009; Sillitoe, 2010; Sun et al., 2012, 2013b). همچنین، به ماگماهای سری مگنتیتی شناخته می‌شوند (Ishihara and Terashima, 1989). این ذخیره‌های مس- (مولیبدن)- (طلا) تقریباً همیشه با ماگمای آداکیتی اکسیدان غنی از گوگرد و فلز ارتباط دارند و ماگماهای مادر آنها از آب و اکسیدان‏‌ غنی هستند (Ballard et al., 2002; Mungall, 2002; Sillitoe, 2010). هم‌رشدی‌های مگنتیت و هماتیت نشان می‌دهند بیشتر فوگاسیته‏‌های اکسیژن ذخیره‌های پورفیری به مقدارهای مشخص‌شده به بافر هماتیت- مگنتیت (HM) می‏‌رسند. سولفات یک شاخص رایج از فوگاسیتة اکسیژن بالای ذخیره‌های پورفیری است (Vila et al., 1991; Halter et al., 2005; Imai et al., 2007; Stern et al., 2007; Li et al., 2008; Liang et al., 2009; Cooke et al., 2011; Kavalieris et al., 2011; Ling et al., 2013). افزون‌بر سولفات، هماتیت و اسپکیولاریت اولیه نیز در بسیاری از ذخیره‌های پورفیری گزارش شده است (Vila and Sillitoe, 1991; Vila et al., 1991; Spry et al., 1996; Baker et al., 1997; Hedenquist et al., 1998; Imai, 2001; Seedorff and Einaudi, 2004; Imai et al., 2007; Li et al., 2008; Sillitoe, 2010;).

بررسی‌های پیشین روی کانی‏‌سازی گزو در منطقة گزو (Mahdavi et al., 2016)، نشان داده‌اند مگر مگنتیت که اکسید آهن رایج است، هیچ هماتیت و/یا اسپکیولاریت اولیه‏‌ای همراه با کانی‏‌سازی در کانسار گزو دیده نشده است. همچنین، کانی انیدریت همراه با ذخیره نیز گزارش نشده است. این شواهد نشان‌دهندة نبود رخداد کانی‏‌سازی گزو در بالای بافر هماتیت- مگنتیت (HM) هستند. این حالت با مقدارهای نسبت‏‌های Ce⁴⁺/Ce³⁺ و فوگاسیته‏‌های اکسیژن (∆FMQ +1) استنباط‌شده زیرکن سازگار است.

مس، طلا و مولیبدن عنصرهای کالکوفیل با ضریب‌های تفکیک بالا میان سولفید و مذاب هستند. سولفید رفتارهای مس و طلا را به‌شدت کنترل می‏‌کند. هنگام ذوب‌شدن گوشته، مس و همچنین، طلا و مولیبدن عنصرهایی به‌طور متوسط ناسازگار هستند (McDonough and Sun, 1995; Sun et al., 2003a, 2003b, 2004a). مقدار مس تخمینی در گوشته 30 پی‏‌پی‏‌ام است (McDonough and Sun, 1995)؛ اما مقدار مس در MORB که تا کنون منتشرشده بازه‏‌ای از 70 تا 150 پی‏‌پی‏‌ام دارد (Hofmann, 1988; Sun et al., 2003b). هنگامی‌که هیچ سولفید بجامانده‏‌ای در خاستگاه گوشته‏‌ای وجود نداشته باشد، مس و عنصرهای کالکوفیل بسیار ناسازگار می‏‌شوند (Lee et al., 2012; Liu et al., 2014). مقدار گوگرد در گوشتة اولیه نزدیک به 250-200 پی‏‌پی‏‌ام (McDonough and Sun, 1995) و در گوشتة تهی‌شده نزدیک به 150 پی‏‌پی‏‌ام (Lorand, 1990; Mavrogenes and O'Neill, 1999) برآورد می‏‌شود. دربرابر پریدوتیت گوشته، MORB مقدارهای گوگرد حدود 1000 پی‏‌پی‏‌ام دارد (O'Neill and Mavrogenes, 2002). اثرات فوگاسیتة اکسیژن بر سولفیدهای بجامانده، و در نتیجه، مقدار مس در مذاب‏‌ها، با درنظرگرفتن ذوب‌بخشی صفحه‌های اقیانوسی فرورانده‏‌شده بسیار روشن‏‌تر می‏‌شود. غالباً نوع گوگرد در ماگماها را فوگاسیتة اکسیژن کنترل می‏‌کند (Jugo et al., 2005, 2010; Jugo, 2009). در فوگاسیته‏‌های اکسیژن کمتر از بافر FMQ، سولفید نوع گوگرد غالب است. نسبت‏‌‏‌های سولفات در بالای بافر FMQ شروع به افزایش می‏‌کند. در ∆FMQ +2 بیشتر گوگرد ماگماها به‌صورت سولفات وجود دارد (Jugo et al., 2005, 2010; Jugo, 2009). آزمایش‌ها نشان داده‌اند در ماگماها، حلالیت سولفات بسیار بیشتر از سولفید است.

در فوگاسیته‏‌های اکسیژن ∆FMQ 0 تا ∆FMQ +2.5، هرچه سیستم اکسیدان‏‌تر شود، مقدار گوگرد در ماگما بالاتر می‏‌رود، در نتیجه، فوگاسیتة اکسیژن بالا مؤثرترین راه برای حذف سولفیدهای بجامانده است (Lee et al., 2012; Sun et al., 2013b). حلالیت سولفید در ماگماها به فوگاسیتة اکسیژن در زیر بافر FMQ وابسته نیست (Mavrogenes and O'Neill, 1999) و این بدین معناست که بیشتر گوگرد به شکل سولفات در فوگاسیتة اکسیژن بالا حذف می‏‌شود (Jugo, 2009). حذف گوگرد عنصرهای کالکوفیل بسیار بیشتری را آزاد می‏کند (Sun et al., 2004b; Liang et al., 2009; Lee et al., 2012). در فوگاسیتة اکسیژن زیر ∆FMQ +1، ذوب‌بخشی 10 درصد یا کمتر گوة گوشته‏‌ای سولفیدهای بجامانده را حفظ می‏‌کند. در فوگاسیته‏‌های اکسیژن بالاتر هیچ سولفیدی بجا نمی‏‌ماند؛ مگر اینکه گوگرد از صفحة فرورانش افزوده شود که در واقعیت احتمال آن وجود دارد. هنگام دگرگونی صفحة در حال فرورانش، گوگردِ سنگ‏‌های دگرگونی شیست آبی تا آمفیبولیت مهاجرت می‏‌کند (Tomkins, 2010; Sun et al., 2013a). به‌دنبال آن، گوگرد و عنصرهای کالکوفیلِ گوة گوشته‏‌ای آزاد می‌شوند (Li et al., 2013a). با توجه به این حالت، سنگ‏‌های کمان عادی (نرمال) برای کانی‏‌سازی مس پورفیری مطلوب نیستند (Sun et al., 2015).

ماگماهای کمان احتمالاً عنصرهای اقتصادی ارزشمند غنی‌شده‏‌ای مانند مس را با خود ندارند (Lee et al., 2010; Lee et al., 2012). در عوض، بیشتر ذخیره‌های مس پورفیری همراه با آداکیت‏‌ها برای کانی‏‌سازی مس پورفیری‏‌ مطلوب هستند (Thieblemont et al., 1997; Oyarzun et al., 2001; Sajona and Maury, 1998; Sun et al., 2010, 2012). بیشتر آداکیت‏‌های کانی‏‌ساز از راه ذوب صفحة فرورانده‏‌شده پدید می‌آیند (Sun et al., 2011, 2012)؛ یعنی از خود پوستة اقیانوسی در حال فرورانش جدا می‏‌شوند تا از گوة گوشته‏‌ای روی آن (Sun et al., 2015).

همان‌گونه‌که گفته شد، عدد جادویی فوگاسیتة اکسیژن برای کانی‏‌سازی پورفیری بالاتر از ∆FMQ +2 است (Mungall, 2002; Sun et al., 2013b). این دقیقاً همان نقطه‌‏‌ای است که در آن ذوب‌بخشیِ نزدیک به 10% صفحة فرورانده‏‌ سولفید بجامانده را حذف می‏‌کند و مذاب‏‌هایی با مقدارهای مس اولیه بیشتر از 1000 پی‏‌پی‏‌ام را پدید می‏آورد. دربرابر، در فوگاسیتة اکسیژنِ تنها کمی کمتر، مانند ∆FMQ +1.7، بیشترین مقدار مسی که از راه ذوب‏ صفحة فرورانده پدید می‌آید نزدیک به 450 پی‏‌پی‏‌ام است. برپایة نمودار تغییرات logfO₂ (شکل 8؛ Sun et al., 2015)، فوگاسیته‏‌های اکسیژن کم در سنگ‏‌های آتشفشانی کمان ژاپن (<∆FMQ +2) در مقایسه با فوگاسیته‏‌های اکسیژن بالای سنگ‏‌های آتشفشانی قاره‏‌های آمریکای باختری (بیشتر از ∆FMQ +3) فاکتور کلیدی مهمی در کنترل توزیع ذخیره‌های مس پورفیری هستند. برای نمونه، ذخیره‌های مس پورفیری در قاره‏‌های آمریکای باختری روی داده‌اند؛‌ اما هیچ ذخیره‏‌ای در ژاپن دیده نمی‌شود (Sun et al., 2012, 2013b).

توده‏‌های کانه‏‌دار گزو با ویژگی غالباً در حد پریدوتیت‏‌های کمانی و تا میزان کمی ماگماهای کمانی، برای کانی‏‌سازی پورفیری چندان مطلوب نیستند (شکل 8). این ویژگی به‌گونة بهتری با نمودار شرایط فوگاسیتة اکسیژن (logfO₂) دربرابر دما توضیح داده می‌شود (شکل 9). در این نمودار مسیر تکاملی ماگمای نوع I تا رسیدن به سطح زمین و پیدایش یا نبود پیدایش یک ذخیرة پورفیری نشان داده شده است. بر پایة آن، اگرچه ماگمای نوع I در شرایط سیستم باز اکسیدان است، اما به‌علت از دست‌دادن گوگرد نمی‌تواند مقدار مناسبی از فلزها (به‌ویژه مس) را حمل کند و ازاین‌رو، کانی‏‌سازی رخ نخواهد داد (شکل 9، مسیر A).

شکل 8- فوگاسیتة اکسیژن (logfO₂) رژیم‏‌های زمین‌ساختی گوناگون (Sun et al., 2015). توجه شود پس از حذف نمونه‏‌های پریدوتیتی رژیم‏‌های کمانی، بازة فوگاسیتة اکسیژن برای پریدوتیت قاره‏‌ای بسیار کمتر از مقدار پیشنهادیِ Bryant و همکاران (2007) است. فوگاسیته‏‌های اکسیژن ماگماهای حاشیة قاره به‌طور منظم از مقدار رژیم‏‌های درون‌صفحه بیشتر است. کانی‏‌سازی ماگماهای رژیم‏‌های درون‌صفحه‏‌ای بدون تأثیرپذیری از فرورانش صفحه‏‌ای بسیار کاهش می‏‌یابد. مقدارهای logfO₂ در توده‏‌های کانه‏‌دار گزو بازه‏‌ای کمابیش گسترده با ویژگی ماگماهای کمانی و غالباً پریدوتیت‏‌های کمانی نشان می‌دهد که برای کانی‏‌سازی پورفیری چندان مطلوب نیست.

برای پیدایش ذخیرة پورفیری، ماگمای اکسیدان باید به‌صورت سیستم بسته رفتار کند و با انتقال مقدارهای مناسبی از فلزها و گوگرد در مرحلة پایانی، کانی‏‌سازی پورفیری را در شرایط اکسیدان‏‌تری (بالای بافر هماتیت (H)) انجام دهد (شکل 9، مسیر B). نمایش نمونه‏‌های کانه‏‌دار گزو در این نمودار (شکل 9) نشان می‌دهد اگرچه ماگمای کانه‏‌دار گزو در مراحل نخستین شرایط اکسیدان خوبی همانند ماگماهای نوع I داشته است، اما در ادامه، مسیر مطلوب برای پیدایش ذخیره‌های پورفیری (بالای بافر هماتیت (H)) را نگذرانده است.

شکل 9- نمایش شرایط فوگاسیتة اکسیژن (log fO₂) در برابر دما (در فشار 1 کیلوبار) برای ماگماهای نوع I و محلول گرمابی مرتبط (از Sun و همکاران (2015) با تغییراتی پس از Oyarzun و همکاران (2001)) و جایگاه همة نمونه‏‌های کانه‏‌دار گزو در آن. مسیرهای فرضی محلول گرمابی پس از تزریق ماگما: مسیر A، ماگما با رهاشدگی گازها (سیستم باز)؛ B ذخیره‌های مس پورفیری بزرگ (سیستم بسته) (L: پورفیری‏‌های Luzon، P: Pinatubo؛ Ch: El Chichón؛ H: هماتیت؛ S: گوگرد؛ M: مگنتیت، Po پیروتیت؛ P: پیریت؛ Q کوارتز؛ F: فایالیت؛ NO: اکسید نیکل؛ N: نیکل)

در فوگاسیته‏‌های اکسیژن بالاتر از ∆FMQ +2، گوگرد در ماگماها بیشتر به‌صورت سولفات (مانند انیدریت) است و در چنین ماگماهایی معمولاً مقدار مجموع گوگرد و عنصرهای کالکوفیل بیشتر است. ترسیب نهایی مس هنگام کانی‏‌سازی بیشتر با رفتار گوگرد احیایی کنترل می‏‌شود (Sun et al., 2004a, 2013b; Liang et al., 2009). پس در مرحلة پایانی کانی‏‌سازی، احیای سولفات به سولفید در ماگماهای منبع اکسیدان ضروری است (Sun et al., 2013b).

تبلور/دگرسانی مگنتیت و حتی هماتیت اغلب به‌عنوان فرایند کنترل‌کنندةکانی‏‌سازی پورفیری Cu و Au از راه احیای سولفات و نوسان‌های فوگاسیتة اکسیژن دانسته می‏‌شود (Liang et al., 2009; Sun et al., 2004a, 2013b, 2015). هم‌رشدی‏‌های هماتیت-مگنتیت اولیه در ذخیره‌های مس پورفیری فراوانی در سراسر جهان (تقریباً همة ذخیره‌های پورفیری اصلی در چین (Sun et al., 2013b)، افزون‌بر برخی ذخیره‌هایِ آمریکای جنوبی (Vila and Sillitoe, 1991; Patricio and Gonzalo, 2001; Ballard et al., 2002)، جزیره‌های جنوب‏‌باختری اقیانوس آرام (Hedenquist et al., 1998; Imai et al., 2007) و مغولستان (Khashgerel et al., 2008)) گزارش شده است. رخداد هماتیت اولیه در ارتباط نزدیک با مگنتیت فوگاسیتة اکسیژن بسیار بالایی را نشان می‌دهد؛ به‌گونه‌ای‌که هنگام کانی‏‌سازی مس پورفیری، فوگاسیتة اکسیژن به بافر هماتیت-مگنتیت (HM) (معادل ~ΔFMQ + 4) رسیده است.

افزون‌بر شواهد کانی‏‌سازی اندیس گزو، یعنی نبود هماتیت و انیدریت همراه با کانی‏‌سازی مس که در بالا از آنها یاد شد، شواهد گوناگون زمین‌ساختی و ماگمایی مانند پیدایش سنگ‏‌های آذرین درونی در کمان حاشیة قاره عادی و آداکیتی‌نبودن آنها، مقدارهای ƐHf_(t) و سن‌ مدل‌های زیرکن در توده‏‌های گزو نشان‌دهندة خاستگاه گوشتة غنی‏‌شده با دخالت کم صفحة فرورانش و دخالت ترکیب‌های پوسته‏‌ای (Mahdavi et al., 2016) است. همة این ویژگی‌ها نشان‌دهندة نبود شرایط مناسب برای پیدایش ماگمای عامل ذخیرة پورفیری مطلوب در منطقة گزو است. برای اطمینان از این موضوع بررسی‌های بیشتری نیاز است.

با توجه به قرارگیری کانسار گزو در مرز میان دو بلوک لوت و طبس با ویژگی‏‌های چینه‏‌شناسی متفاوت، پیچیدگی درک تکامل زمین‌ساختی ناحیه‏‌ای، جهت‌های اصلی و مقدار جابجایی در پهنة KKTZ و میزان و چگونگی چرخش 135 درجه پادساعتگرد بلوک لوت- طبس، کافی‌نبودن داده‏‌های ماگماتیسم کرتاسه-پالئوسن و دیگر ویژگی‌های شاخص فرورانش در دیگر بخش‏‌های این ناحیه، بررسی سناریوی تکتونوماگماتیسم و کانی‏‌سازی گزو با دشواری و تردید همراه است. ارتباط ماگماتیسم گزو با فرورانش پوستة اقیانوسی سبزوار به زیر بلوک لوت مشکلات بسیاری (مانند نبود شاخص‏‌های فرورانشی مهم مانند کمان آتشفشانی کرتاسه-ائوسن و دگرگونی شیست آبی) است. از سوی دیگر، داده‏‌های ما در این مقاله به‌خوبی نشان‌دهندة ذوب پریدوتیت تحت‌تأثیر اندک مذاب‏‌های پدیدآمده از ذوب پوستة اقیانوسی در ماگمای مادر توده‏‌های گزو هستند. داده‏‌های زمین‌شیمیایی سنگ‏‌کل توده‏‌های گزو (Mahdavi et al., 2016) نیز از این نتیجه پشتیبانی می‌کنند. نظریه‌هایی که دربارة فرورانش پوستة اقیانوسی سیستان در خاور ایران پیشنهاد شده‌اند هنوز ابهامات بسیاری دارند. مهم‌ترین چالش این سناریوها، درنظرنگرفتن چرخش‏‌های خرد‏‌قارة ایران مرکزی است. نخست اینکه اگر خردقارة ایران مرکزی به جایگاه تریاس پایانی خود برگردانده شود، بلوک لوت در کنار پهنة دگرگونی سنندج- سیرجان جای می‌گیرد و موازی آن خواهد بود. در این صورت، اگر در آغاز ژوراسیک کافتی میان افغان و ایران پدید آمده باشد، باید نه میان بلوک لوت و افغان، بلکه میان سه بلوک لوت، طبس، یزد از یک سو و بلوک افغان بوده باشد. این ایراد به همة الگوها وارد است. دوم اینکه در الگوی فرورانش دو سویه، همزمانی فرورانش دو سویه مورد توجه است. باید به این نکته توجه کرد که یک فرورانش دو سویه همزمان نمی‏‌تواند در یک سو کمان ماگمایی کرتاسه (در خاور زمین‏‌درز سیستان و درون بلوک افغان) و در سوی دیگر کمان ماگمایی ترشیری (در باختر زمین‏‌درز و درون بلوک لوت) را داشته باشد.

با توجه به داده‏‌های این مقاله و نیز آنچه گفته ‌شد، سناریوی زیر برای پیدایش ماگمای پورفیری گزو پیشنهاد می‏شود:

در زمان تریاس- ژوراسیک، جایگیری بلوک لوت به‌صورت خاوری-باختری، موازی پهنة سنندج- سیرجان و روبروی نئوتتیس سبب فرورانش پوستة اقیانوسی به زیر آن شد. فرورانش مورب و چرخش پادساعتگرد همزمان بلوک لوت گسل‏‌های راستالغز در پوستة قاره‏‌ای لوت، کشش ناشی از همزمانی فرورانش مورب و چرخش در راستای آنها را به دنبال داشته است. کاهش فشار ناشی از این حالت، ذوب سنگ‌کره قاره‏‌ای بالای پهنة فرورانش (سوپراسابداکشن) با تأثیر کم مذاب‏‌های فرورانشی همزمان را در پی داشته است. چنین ماگمایی فوگاسیته‏‌های اکسیژن اولیه مطلوبی (بالا) نداشته است. با بالاآمدن ماگما از میان پوستة قاره‏‌ای احیایی توده‏‌های آذرین درونی گزو در کرتاسه-پالئوسن جایگزین شده‌اند. این سناریو برای توده‏‌های آذرین درونی گزو با فوگاسیتة اکسیژن اولیه متوسط و سپس کاهش بعدی پیوسته آن به‌خوبی سازگار است. کاهش تدریجی فوگاسیتة اکسیژن (شکل 9) را می‏‌توان با بالاآمدن و جایگزینی در فرایند آغشتگی با پوستة قاره‏‌ای توجیه کرد. این حالت با داده‏‌های ایزوتوپ Hf سنگ‌کل (بازة وسیع و کمی مثبت، اما متغیر εHf(t))، وجود زینوکریست‏‌های زیرکن پوستة قاره‏‌ای قدیمی کادومین ایران مرکزی در توده‏‌های گزو (Mahdavi et al., 2016) و سن‌های T_DM زیرکن‏‌ها که اغلب برابربا 550 تا 650 میلیون سال پیش (سن پی‏‌سنگ ایران مرکزی؛ Shafaii Moghadam et al., 2013) هستند، سازگار است.

برداشت

مطلوب‏‌ترین شرایط فوگاسیتة اکسیژن (بالای بافر HM، ~ΔFMQ + 4) در ماگماهای کمان بالغ فرورانش حاشیة قاره روی می‌دهد که از ذوب پوستة اقیانوسی فرورانده خاستگاه گرفته‏‌اند. ازآنجایی‌که ماگماهای عامل کانی‏‌سازی گزو از ذوب پریدوتیت گوشته‏‌ای کم متاسوماتیسم‌شده با مذاب‏‌های پوستة فرورانده در خاستگاه پدید آمده‌اند، فوگاسیتة اولیه برای حمل مقدار بسیاری مس خوب نبوده است. با بالاآمدن چنین ماگمایی از میان پوستة قاره‏‌ای احیایی، از مقدار اولیه فوگاسیتة اکسیژن آن نیز کاسته شده است. از این‌رو، مقدارهای میانگین فوگاسیتة اکسیژن توده‏‌های آذرین درونی کانه‏‌دار گزو (~ΔFMQ + 1)، درخور کانی‏‌سازی پورفیری در منطقة گزو نبوده است.

سپاس‌گزاری

از مؤسسة منابع معدنی CAGS، پکن چین برای پشتیبانی مالی بخشی از پروژة سازمان زمین‏‌شناسی چین به‌شماره 12120113093600 سپاس‌گزاری می‌شود. نگارندگان از آقای دکتر Kejun Hou برای لطف وکمک‌شان در زمینة آماده‌سازی نمونه‏‌ها و آنالیزها بسیار سپاس‌گزارند

[1] Rare Earth Element