زمینشناسی، کانیشناسی، ژئوشیمی و الگوی تشکیل کانسار مس (طلا) کوه میل، شمال‌خاور ساوه، استان مرکزی
الموضوعات :محمد کاظم غیاثی زاده 1 , مسعود علی‌پوراصل 2 , سید احمد مشکانی 3
1 - گروه پترولوژی و زمینشناسی اقتصادی، دانشکده علوم زمین، دانشگاه صنعتی شاهرود
2 - دانشگاه صنعتی شاهرود
3 - مدیر ارشد گروه معدنی و بازرگانی زرمش، تهران
الکلمات المفتاحية: اپی‌ترمال سولفید حدواسط, کانسار مس (طلا), کوه میل, ساوه,
ملخص المقالة :
کانسار مس (طلا) کوه میل در 25 کیلومتری شمالشرقی ساوه و در بخش میانی کمربند ماگمایی ارومیه- دختر واقع است. سنگ¬های گدازه‌ای و آذرآواری با ترکیب آندزیت، تراکیآندزیت و آندزیت- بازالت ائوسن میانی تا پسین در این گستره رخنمون دارند و توده¬های نیمه‌عمیق کوارتزمونزودیوریتی تا مونزودیوریتی ائوسن پسین به درون سنگ¬های آتشفشانی تزریق شده است. سنگ¬های آذرین با ماهیت کالکآلکالن در زمره گرانیتوئید¬های نوع I طبقه¬بندی می¬شوند و با کمان‌های ماگمایی مناطق حاشیه فعال قارهای و برخوردی مرتبط می‌باشند. کانهزایی به ¬صورت‌های رگه- رگچه¬ای، برشی و بندرت دانهپراکنده در سنگ¬های نفوذی و آتشفشانی مشاهده می¬شود. کانه¬های اولیه شامل کالکوپیریت، پیریت، اسپیکولاریت و هماتیت و انواع ثانویه شامل کالکوسیت، کوولیت، مالاکیت، گوتیت و لیمونیت است. دگرسانیها در این گستره شامل پروپیلیتیک، آرژیلیک، فیلیک، سیلیسی، اکسید آهنی، تورمالینی و کربناتی میباشد. در سنگهای دگرسان شده SiO2، K2O، روبیدیم، زیرکنیم، نیوبیوم، تانتالیم، اورانیم، توریم و عناصر کمیاب خاکی سبک دارای غنی‌شدگی، درحالی‌که اکسید عناصر اصلی دیگر، باریم، استرانسیم، سزیم و عناصر کمیاب خاکی سنگین تهی‌شدگی نشان می‌دهند. در این سامانه، مس با عناصر طلا، نقره، بیسموت، کادمیوم و آرسنیک همبستگی ژئوشیمیایی مثبت خوب دارد. دمای همگن¬شدگی میانبارهای سیال در کوارتز از 115 تا 200 درجه سانتی¬گراد و میزان شوری نیز از 68/2 تا 67/24 درصد وزنی معادل نمک طعام تغییر می¬کند. براساس دمای همگن¬شدگی و شوری، فشار به ¬دام افتادن میانبارهای سیال کمتر از 10 بار و عمق جایگیری کمتر از 500 متر ارزیابی میشود. سامانه کانهزایی مس (طلا) کوه میل در دسته کانسارهای اپی‌ترمال سولفید حدواسط طبقهبندی میشود.
پرتاک، ن. و علی‌پوراصل، م.، 1398. کانهزایی طلای اپی‌ترمال با سنگ میزبان کربناتی کاوند، جنوب غرب زنجان. فصلنامه زمینشناسی ایران، 13، 52، 63-88.
- حسنی قره‌تکان، م.، 1398. زمین¬شناسی، کانی¬شناسی و الگوی ژئوشیمی و پیدایش کانسار مس-آهن کردخلج، شمال¬غرب ساوه. پایان‌نامه کارشناسی ارشد، دانشکده علوم زمین، دانشگاه صنعتی شاهرود، 136.
- حسین زاده، م.ر.، مغفوری، س.، موید، م.، هادوی چهاربرج، ز. و عامل، ن.، 1402. زمینشناسی، ژئوشیمی و الگوی پراکندگی عناصر در زون‌های دگرسانی نقدوز-زایلیک، زون ماگمایی ارسباران. فصلنامه زمینشناسی ایران، 17، 65، 71-90.
- حیدریان دهکردی، ن.، نیرومند، ش. و تاج‌الدین، ح.ع.، 1403. الگوی توزیع عناصر نادر خاکی در پهنه‌های دگرسان و کانه‌دار کانسار لخشک (پهنه زمین درز سیستان). فصلنامه زمینشناسی ایران، 18، 69، 35-47.
- رجب پور، ش.، 1395. کانیشناسی، دگرسانی و ژئوشیمی کانسار مس ولکانیکی کوه پنگ ساوه، بخش میانی پهنه فرورانش ارومیه-دختر. مجله پژوهشهای دانش زمین دانشگاه شهید بهشتی، 7، 1، 25، 109 - 128 .
- فضلی، ن.، قادری، م.، لنتز، د. و جیان‌وی، ل.، 1398. زمینشناسی، دگرسانی، کانهزایی و ژئوشیمی کانسار اپی‌ترمال نقره- مس نارباغی‌شمالی،شمال‌خاور ساوه. فصلنامه علوم زمین، سازمان زمینشناسی و اکتشافات معدنی کشور، 28، 112، 13 -22.
- گروه معدنی زرمش، 1398. پی‌جویی‌های زمینشناسی و اکتشافی در مقیاس 20000/1 در محدوده‌ی اکتشافی کوه میل، شمال‌شرق ساوه، گزارش داخلی و منتشر نشده گروه معدنی زرمش.
- یوسفی، س.، 1396. کانی¬شناسی، دگرسانی، ژئوشیمی و الگوی تشکیل کانسار مس زرندیه، شمال شرق ساوه. پایان‌نامه کارشناسی ارشد، دانشکده علوم زمین، دانشگاه صنعتی شاهرود، 144.
- Aldanmaz, E., Pearce, J.A., Thirlwall, M.F. and Mitchell, J.G., 2000. Petrogenetic evolution late Cenozoic, post-collision volcanism in western Anatolia, Turkey. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 102, 67-95.
- Beane, R.E., 1983. The Magmatic–Meteoric Transition. Geothermal Resources Council, Special Report 13, 245–253.
- Boynton, W.V., 1984. Geochemistry of rare earth elements: Meteorite studies. In: Henderson, P., Ed., rare earth element geochemistry, Elsevier, New York, 63-114.
- Driesner, T. and Heinrich, C.A., 2007. The system H2O-NaCl correlation formulae for Phase relations in temperature-pressure-composition space from 0 to 1000°C, 0 to 5000 bar, and 0 to 1 XNaCl. Geochimica et Cosmochimica Acta, 71, 4880-4901.
- Grant, J.A., 1986. The isocon diagram-a simple solution to Gresens’ Equation for metasomatic alteration. Economic Geology, 81, 1976-l 982.
- Haas, J.L., 1971. The effect of salinity on the maximum thermal gradient of a hydrothermal system at hydrostatic pressure. Economic Geology, 66, 940-946.
- Haas J.L., 1976. Thermodynamic properties of the coexisting phases and thermodynamic properties of the NaCl component in boiling NaCl solutions. United State Geological Survey Bulletin, 1421-B. 71.
- Hedenquist, J.W., Arribas, J.A. and Gonzalez-Urein, E., 2000. Exploration for epithermal gold deposits. Society of Economic Geologists Review, 13, 245-277.
- Hedenquist, J.W., Sillitoe, R.H. and Arribas, A., 2004. Characteristics of and exploration for high-sulfidation epithermal Au-Cu deposits. In: Cooke, D. R., Deyell, C. L., Pongratz, J., (eds.), 24 Carat Gold Workshop: Centre for Ore Deposit Research, Special Publication, 5, 99-110.
- Henderson, P., 1984. General geochemical properties and abundances of the rare earth elements. In: P. Henderson (Editor), rare earth element geochemistry. Developments in Geochemistry, Elsevier, New York. 1-32.
- Hofmann A.W., Jochum, K.P., Seufert, M. and White, W.M., 1986. Nb and Pb in oceanic basalts: new constraints on mantle evolution. Earth and Planetary Science Letters, 79, 33–45.
- Kamber, B.S., Ewart, A., Collerson, K.D., Bruce, M.C. and McDonald, G.D., 2002. Fluid-mobile trace element constraints on the role of slab melting and implications for Archaean crustal growth models. Contributions to Mineralogy and Petrology, 144, 38-56.
- Leitch, C.H.B. and Lentz, D.R., 1994. The Gresens approach to mass balance constraints of alteration systems: methods, pitfalls, examples. In: D.R. Lentz (Editor), Alteration and Alteration Processes Associated with ore-forming systems. Geological Association of Canada, Short Course Notes, 11, 161-192.
- Lentz, D.R. and Gregoire, C., 1995. Petrology and mass balance constraints on major, trace and rare earth element mobility in porphyry greisen alteration associated with the epizonal True Hill granite, southwestern New Brunswick, Canada. Journal of Geochemical Exploration, 52, 303-331.
- McDonough, W.F. and Sun, S.S., 1995. Composition of the earth. Chemical Geology, 120, 223-253.
- Middlemost, E.A.K., 1994. Naming materials in the magma and igneous rock system. Science Reviews, 37, 215-224.
- Pearce, A., Harris, N.B. and Tindle, A.G., 1984. Trace elements discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rock. Journal of Petrology, 25, 956-983.
- Pearce, J.A., 1996. A user's guide to basalt discrimination diagrams. In Trace element geochemistry of volcanic rocks: Applications for massive sulfide exploration. Geological Association of Canada Short Course Notes. 79–113.
- Peccerillo, A. and Taylor, S.R., 1976. Geochemistry of Eocene calc-alkaline volcanic rocks from the Kastamonu area, northen Turkey. Contibutions to Mineralogy and Petrology, 58, 63-81.
- Pirajno, F., 2009. Hydrothermal processes and mineral systems. Springer, Geological Survey of Western Australia, Perth, Australia, 1273.
- Rollinson, H.R., 1993. Using geochemical data, evaluation, presentation, interpretation. Longman Scientific and Technical, 352.
- Sillitoe, R.H. and Hedenquist, J.W., 2003. Linkages between volcanotectonic settings ore-fuid compositions, and epithermal precious metal deposits in volcanic, geothermal, and ore-forming fuids: rulers and witnesses of processes with the earth. Society of Economic Geologists, Special Publication. 10. 315-345.
- Simmons, S.F., White, N.C. and John, D.A., 2005. Geological characteristics of epithermal precious and base metal deposits. Economic Geology 100th Anniversary. 485-522.
- Sourirajan, S. and Kennedy, G.C., 1962. The system H2O-NaCl at elevated temperatures and pressures. American Journal of Science, 260, 115-141.
- Wang, L., Qin, K.Z., Song, G.X. and Li, G.M., 2019. A review of intermediate sulfidation epithermal deposits and subclassification. Ore Geology Reviews, 107, 434-456.
- Whitney, D.L. and Evans, B.W., 2010. Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist, 95, 185-187.
- Wilkinson, J.J., 2001. Fluid inclusions in hydrothermal ore deposits. Lithos, 55, 229-272.
زمینشناسی، کانیشناسی، ژئوشیمی و الگوی تشکیل کانسار مس (طلا) کوه میل، شمال‌خاور ساوه، استان مرکزی
محمدکاظم غیاثی زاده1، مسعود علی‌پوراصل(2و1)و سید احمد مشکانی3
1دانش‌آموخته کارشناسی ارشد، گروه پترولوژی و زمینشناسی اقتصادی، دانشکده علوم زمین، دانشگاه صنعتی شاهرود، شاهرود
2دانشیار گروه پترولوژی و زمینشناسی اقتصادی، دانشکده علوم زمین، دانشگاه صنعتی شاهرود، شاهرود
3مدیر ارشد گروه معدنی و بازرگانی زرمش، تهران
چکیده
کانسار مس (طلا) کوه میل در 25 کیلومتری شمالشرقی ساوه و در بخش میانی کمربند ماگمایی ارومیه- دختر واقع است. سنگهای گدازه‌ای و آذرآواری با ترکیب آندزیت، تراکیآندزیت و آندزیت- بازالت ائوسن میانی تا پسین در این گستره رخنمون دارند و تودههای نیمه‌عمیق کوارتزمونزودیوریتی تا مونزودیوریتی ائوسن پسین به درون سنگهای آتشفشانی تزریق شده است. سنگهای آذرین با ماهیت کالکآلکالن در زمره گرانیتوئیدهای نوع I طبقهبندی میشوند و با کمان‌های ماگمایی مناطق حاشیه فعال قارهای و برخوردی مرتبط می‌باشند. کانهزایی به صورت‌های رگه- رگچهای، برشی و بندرت دانهپراکنده در سنگهای نفوذی و آتشفشانی مشاهده میشود. کانه‌های اولیه شامل کالکوپیریت، پیریت، اسپیکولاریت و هماتیت و انواع ثانویه شامل کالکوسیت، کوولیت، مالاکیت، گوتیت و لیمونیت است. دگرسانیها در این گستره شامل پروپیلیتیک، آرژیلیک، فیلیک، سیلیسی، اکسید آهنی، تورمالینی و کربناتی میباشد. در سنگهای دگرسان شده SiO2، K2O، روبیدیم، زیرکنیم، نیوبیوم، تانتالیم، اورانیم، توریم و عناصر کمیاب خاکی سبک دارای غنی‌شدگی، درحالی‌که اکسید عناصر اصلی دیگر، باریم، استرانسیم، سزیم و عناصر کمیاب خاکی سنگین تهی‌شدگی نشان می‌دهند. در این سامانه، مس با عناصر طلا، نقره، بیسموت، کادمیوم و آرسنیک همبستگی ژئوشیمیایی مثبت خوب دارد. دمای همگنشدگی میانبارهای سیال در کوارتز از 115 تا 200 درجه سانتیگراد و میزان شوری نیز از 68/2 تا 67/24 درصد وزنی معادل نمک طعام تغییر میکند. براساس دمای همگنشدگی و شوری، فشار به دام افتادن میانبارهای سیال کمتر از 10 بار و عمق جایگیری کمتر از 500 متر ارزیابی میشود. سامانه کانهزایی مس (طلا) کوه میل در دسته کانسارهای اپی‌ترمال سولفید حدواسط طبقهبندی میشود.
واژه‌های کلیدی: اپی‌ترمال سولفید حدواسط، کانسار مس (طلا)، کوه میل، ساوه
Geology, mineralogy, geochemistry and genesis of the Kuh-Mil copper (gold) deposit, Northeast Saveh, Markazi province
M.K. Ghiasizadeh1, M. Alipour-Asll2* and A. Meshkani3
1M.Sc. Graduate, Department of Petrology and Economic Geology, Faculty of Earth Sciences, Shahrood University of Technology, Shahrood
2Associate Professor, Department of Petrology and Economic Geology, Faculty of Earth Sciences, Shahrood University of Technology, Shahrood
3Senior Manager of Zarmesh Mining and Trading Group, Tehran
Abstract
The Kuh-Mil copper (gold) deposit is located in 25 km northeast Saveh and in the middle part of Urmia-Dokhtar magmatic arc. Volcanic and pyroclastic rocks such as andesite, trachyandesite, andesite basalt with Middle- Late Eocene age are outcropped in this area. The Late Eocene hypabyssal quartz monzodiorite to monzodiorite intrusive rocks have been injected into the volcanic rocks. The calc-alkaline igneous rocks are classified as I-type granitoids, and are related to the magmatic arcs in the active continental margin and collisional zones. Mineralization is mainly observed as vein- veinlets, breccia and rarely disseminated forms in intrusive and volcanic rocks. Primary ore minerals include chalcopyrite (main ore mineral), pyrite, specularite and hematite, and secondary types include chalcocite, covellite, malachite, goethite and limonite. Alteration zones are propylitic, argillic, phyllic (quartz, sericite ± pyrite), silicic, iron oxide, tourmalinization and carbonate. In the altered rocks, SiO2, K2O, Rb, Zr, Nb, Ta, U, Th, and light rare earth elements (LREEs) are enriched, while the rest of the major oxides, Ba, Sr, Cs, and heavy REEs show depletion. In the Kuh-Mil mineralization system, Cu has a good positive geochemical correlation with Au, Ag, Bi, Cd, and As. The homogenization temperature and salinity of fluid inclusion in quartz vary from 115 ºC to 200 ºC (average 164 ºC) and from 2.68 to 24.67 (average 20.25) wt.% NaCl equivalent, respectively. Based on the homogenization temperature and salinity, the trapping pressure of fluid inclusions is estimated to be less than 10 bars, and depth of placement is less than 500 meters. The Kuh-Mil Cu (Au) mineralization system is classified in the category of intermediate- sulfidation epithermal deposits.
Keywords: Intermediate-sulfidation epithermal, Cu (Au) deposit, Kuh-Mil, Saveh
مقدمه
گستره کانسار مس (طلا) کوه میل، با مساحت تقریبی 2/4 کیلومترمربع در منطقهای تپه‌ماهوری در شمالشرقی استان مرکزی، 25 کیلومتری شمال‌خاور شهرستان ساوه و در 10 کیلومتری جنوب شهر مامونیه قرار دارد. این گستره در فاصله مختصات 451176 تا 452172 طول‌های خاوری و 3902000 تا 3899478 عرض‌های شمالی (در سامانه مختصات UTM) واقع شده است. راه دسترسی به این گستره از بزرگراه تهران- ساوه امکان‌پذیر است (شکل 1). از دیدگاه زمین‌ریخت‌شناسی، بخش بیشتر این گستره اکتشافی، تپه‌ماهوری است و تنها در بخش‌های جنوبی و شرقی آن، ارتفاعات به نسبت بلندی وجود دارد که بیشینه ارتفاع آن‌ها به حدود 1470 متر از سطح دریای آزاد میرسد. از پژوهشهای زمینشناسی و اکتشافی پیشین در گستره کوه میل و مناطق هم‌جوار میتوان به پژوهشهای کانسار مس رگه‌ای گرمابی کوه پنگ در نزدیکی ساوه (رجب پور، 1395)، کانسار مس رگه‌ای گرمابی زرندیه (یوسفی، 1396)، کانسار نقره- مس نارباغی شمالی در شمالشرقی ساوه (فضلی و همکاران، 1398)، کانسار اسکارن آهن (مس) کرد خلج در شمالغرب ساوه (حسنی قره تکان، 1398) و پژوهشهای زمینشناسی و اکتشافی در مقیاس 25000/1 در گستره کوه میل (گروه معدنی زرمش، 1398) و ... اشاره کرد. هدف اصلی این پژوهش، مطالعات سنگ‌شناسی، کانیشناسی، دگرسانی، میانبار سیال، ژئوشیمی و تعیین تیپ کانهزایی مس (طلا) در گستره کوه میل است.
شکل 1. موقعیت جغرافیایی گستره اکتشافی کوه میل در ایران و استان مرکزی و راه‌های دسترسی به آن
روش مطالعه
در انجام این پژوهش، برداشت‌های زمینشناسی صحرایی و نمونه‌برداری برای تهیه نقشه زمینشناسی و مطالعات سنگ‌شناسی، کانیشناسی، دگرسانی، ژئوشیمی و میانبار سیال انجام شده است. در این راستا تعداد 19 نمونه سنگ، 27 نمونه کانسنگ برای تهیه و مطالعه مقاطع نازک، نازک-صیقلی و صیقلی و تعداد 12 نمونه سنگ و کانسنگ برای مطالعه کانیشناسی به روش پراش‌سنجی اشعه ایکس (XRD)، تجزیه ژئوشیمیایی چندعنصری با استفاده از روش‌های طیف‌سنجی پلاسمای جفت شده القایی نشر نوری/ جرمی (ICP-OES/MS) و تجزیه عنصر طلا به روش غال‌گذاری انتخاب شده است. مطالعه پراش‌سنجی و تجزیه ژئوشیمیایی 12 نمونه سنگ و کانسنگ در آزمایشگاه مطالعات مواد معدنی زرآزما در تهران انجام شده است. برای انجام پژوهشهای ریزدماسنجی تعداد پنج نمونه انتخاب و مقطع دوبر صیقلی تهیه شد و پس از پتروگرافی میانبارهای سیال، نمونه‌ها تحت مطالعات ریزدماسنجی قرار گرفتند. مطالعه میانبار سیال در آزمایشگاه میانبار سیال در دانشگاه صنعتی شاهرود به کمک Stage:THMSG600 گرمایشی و سرمایشی با مدل Linkam صورت گرفته است.
زمینشناسی و سنگ‌شناسی
گستره‌ی اکتشافی کوه میل در بخش میانی کمربند فلززائی ارومیه- دختر واقع شده است. این کمربند ماگمایی در نتیجه فرورانش پوسته اقیانوسی ته‌تیس جوان به زیرپوسته قارهای ایران مرکزی تشکیل شده است. این گستره بخش کوچکی از ورقه‌های زمینشناسی 100000/1 ساوه و زاویه را پوشش میدهد. سنگهای این گستره شامل واحدهای آذرآواری- رسوبی با ترکیب شیل توفی، کریستال توف و توف‌های تراکی‌آندزیتی تا آندزیتی و گدازه‌های تراکیآندزیت، آندزیتی و آندزیت بازالتی به سن ائوسن میانی تا پسین میباشد. تودههای کوارتز مونزودیوریتی تا مونزودیوریتی ائوسن پسین در واحدهای توفی و گدازه‌ای نفوذ کرده است. بر اساس اطلاعات نقشه زمینشناسی گستره کوه میل، واحدهای سنگ‌شناسی به شرح زير هستند (شکل 2).
شکل 2. نقشه زمینشناسی گستره اکتشافی کوه میل
واحدهای آذرآواری: واحد شیل توفی، کریستال توف و توف‌های تراکی‌آندزیتی تا آندزیتی با واحدهای گدازه‌ای با ترکیب آندزیت و آندزیت بازالتی به‌صورت بین‌لایه‌ای قرار گرفته است. این واحد در صحرا و نمونههای دستی به رنگ‌های خاکستری روشن، خاکستری، خاکستری تیره و سبز تیره مشاهده میشود و آثاری از برشی شدن و رگه- رگچه‌های اپیدوت، کلسیت و اکسیدهای آهن در آن‌ها مشاهده میشود. سنگهای آذرآواری متحمل دگرسانی گرمابی شده‌اند و کانیهای دگرسانی شامل اپیدوت، کلریت، سریسیت، کانیهای رسی، اکسیدهای آهن، کوارتز و کلسیت می‌باشند (شکل 3-ب، پ).
واحد گدازه تراکی‌آندزیتی: گدازه‌های تراکی‌آندزیتی با واحدهای آذرآواری و گدازه‌های آندزیتی و آندزیت بازالتی همراه هستند و بیشتر در بخش جنوبی این گستره و در مجاورت با تودههای نفوذی کوارتز مونزودیوریتی و مونزودیوریتی قرار گرفته‌اند (شکل 3-الف). گدازه‌های تراکی‌آندزیتی در صحرا و نمونههای دستی به رنگ خاکستری تا خاکستری مایل به سبز با بلورهای درشت پلاژیوکلاز در زمینه دانه‌ریز تا دانه‌متوسط دیده میشوند. پلاژیوکلاز و هورنبلند کانیهای اولیه (اصلی) و سریسیت، اپیدوت، کلریت، اکسیدهای آهن و کلسیت کانیهای ثانویه این سنگها را تشکیل می‌دهند. بافت گدازه‌های تراکی‌آندزیتی پورفیری با زمینه ریزبلور و جریانی است (شکل 3-ث).
واحد گدازه آندزیتی: این واحد سنگی با واحدهای آذرآواری و گدازه‌های تراکی‌آندزیتی و آندزیت بازالتی همراه است. در صحرا و نمونههای دستی به رنگ خاکستری تا خاکستری روشن با زمینه دانه‌متوسط تا دانه‌درشت مشاهده میشود. کانیهای اولیه این سنگها پلاژیوکلاز و هورنبلند و کانیهای ثانویه آن‌ها کلسیت و اکسیدهای آهن است و بافت سنگ از نوع پورفیری میباشد (شکل 3-ت).
واحد گدازه آندزیتی تا تراکی‌آندزیتی: ترکیب سنگهای این واحد از آندزیت تا تراکیآندزیت تغییر میکند و بیشتر در بخش مرکزی گستره مورد مطالعه رخنمون دارد و در مواردی میزبان کانهزایی مس است. این واحد در نمونههای دستی به رنگ خاکستری مایل به سبز با زمینه دانه‌ریز تا دانه‌متوسط و دارای بلورهای درشت پلاژیوکلاز است. بلورهای درشت پلاژیوکلاز و هورنبلند کانیهای اصلی آن‌ها هستند که در زمینه‌ای از بلورهای ریز پلاژیوکلاز قرار گرفته‌اند و دارای بافت هیالوپورفیری می‌باشند (شکل 3- ج).
واحد گدازه آندزیت بازالتی: این واحد گدازه‌ای با واحدهای شیلی- توفی و گدازه‌های آندزیتی و تراکی‌آندزیتی همراه است و میزبان رگه‌های کانهزایی مس میباشد. گدازه‌های آندزیت بازالتی در نمونه دستی به رنگ سبز تا خاکستری تیره با بلورهای درشت پلاژیوکلاز در زمینه دانه‌ریز است. بر اساس پژوهشهای میکروسکوپی دارای کانیهای پلاژیوکلاز، پیروکسن، هورنبلند، سریسیت، اپیدوت، کلسیت، کلریت و اکسیدهای آهن است و دارای بافت هیالومیکرولیتی- پورفیری میباشد (شکل 3- چ).
سنگهای نفوذی: بر پایه مشاهدات صحرایی و مطالعات کانیشناسی، ترکیب سنگهای نفوذی در گستره اکتشافی کوه میل از کوارتز مونزودیوریت تا مونزودیوریت تغییر میکند. سنگهای کوارتز مونزودیوریتی در واحدهای توفی و گدازه‌ای با ترکیب آندزیت- بازالت، آندزیت و تراکیآندزیت نفوذ کرده است و سبب ایجاد دگرسانی در سنگهای میزبان شده است (شکل 3-الف). در صحرا و نمونههای دستی این سنگها به رنگ‌های خاکستری روشن تا خاکستری تیره مایل به سبز مشاهده میشوند و دارای بافت دانه‌ای متوسط تا درشت‌بلور هستند (شکل 3-خ). این سنگها از پلاژیوکلاز، هورنبلند، آمفیبول و کوارتز ترکیب یافته و متحمل دگرسانیهای رسی، اپیدوتی و کلریتی شده‌اند (شکل 3- ح،).
شکل 3. تصاوير صحرايی و میکروسکوپی از واحدهای سنگی گستره کوه میل. الف) تصویر صحرایی از همبری توده مونزودیوریت با گدازه‌های تراکی‌آندزیتی و آندزیت بازالتی (دید به شمالغرب)، ب) تصویر صحرایی از واحدهای توفی و شیل توفی که دارای دگرسانی پروپیلیتی است (دید به غرب)، پ) تصویر میکروسکوپی از واحد کریستال توف که دارای پلاژیوکلاز، اپیدوت و کلسیت است، ث) تصویر میکروسکوپی از گدازه تراکی‌آندزیتی که بلورهای درشت پلاژیوکلاز و هورنبلند در زمینه ریزبلور قابل مشاهده است، ت) تصویر میکروسکوپی از واحد آندزیتی که دارای پلاژیوکلاز و هورنبلند با بافت پورفیری- میکرولیتی است، ج) تصویر میکروسکوپی از گدازه آندزیتی که دارای کانیهای پلاژیوکلاز و هورنبلند با بافت هیالو پورفیری است، چ) تصویر میکروسکوپی از گدازه آندزیت- بازالت که دارای پلاژیوکلاز و پیروکسن با بافت پورفیری- میکرولیتی است، ح) تصویر میکروسکوپی از کوارتز مونزودیوریت با کانیهای پلاژیوکلاز، هورنبلند و کوارتز که دارای بافت میکروگرانولار است، خ) تصویر میکروسکوپی از مونزودیوریت که دارای پلاژیوکلاز، پیروکسن و هورنبلند با بافت دانه‌ای است. Pl: پلاژیوکلاز، Ep: اپیدوت، Hbl: هورنبلند، Px: پیروکسن، Qz: کوارتز
دگرسانی
در گستره اکتشافی کوه میل، برای مطالعه دگرسانیها از شواهد زمینشناسی صحرایی، مطالعه نمونههای مقاطع نازک و نازک- صیقلی، کانیشناسی به روش پراش اشعه ایکس و سنگ‌ژئوشیمیایی استفاده شده است. دگرسانیها در این گستره شامل پروپیلیتیک، آرژیلیک، اکسید آهنی، سیلیسی، تورمالینی شدن و کربناتی است. در این میان، دگرسانیهای سیلیسی، اکسید آهنی، تورمالینی و کربناتی ارتباط نزدیک با کانهزایی مس و طلا دارند. دگرسانی پروپیلیتیک به‌صورت هاله‌ای سایر مناطق دگرسانی (به‌ویژه دگرسانی آرژیلیک) را در برمی‌گیرد. سنگهای که تحت تاثیر این دگرسانی قرار گرفته‌اند بیشتر دارای ترکیب توفی- شیلی، توف و گدازه آندزیتی تا آندزیت بازالتی هستند. در این گستره، دگرسانی پروپیلیتی شامل مجموعه‌ای از کانیهای اپیدوت، کلریت و کلسیت است (شکل 4-الف، چ). دگرسانی آرژیلیک از خارج به دگرسانی پروپیلیتی محدود است و دگرسانیهای سیلیسی، اکسید آهنی، تورمالینی، کلریتی و کربناتی به‌صورت مناطق دگرسانی کوچک و محلی در داخل دگرسانی آرژیلیک محاط شده‌اند. سنگ‌هایی که متحمل دگرسانی آرژیلی شده‌اند دارای ترکیب تراکی‌آندزیتی، آندزیتی و بندرت مونزودیوریتی هستند. بر پایه پژوهشهای کانیشناسی به روش‌های پراش‌سنجی اشعه ایکس و میکروسکوپی، در نمونههای به‌شدت دگرسان شده کوارتز، سریسیت و ایلیت (کانیهای اصلی)، پیروفیلیت و کائولینیت (کانیهای فرعی) و آلبیت (کانی جزئی) را تشکیل می‌دهند. در نمونههای متوسط دگرسان شده کوارتز، آلبیت، کائولینیت، سریسیت و ایلیت (کانیهای اصلی) و کلسیت، آلکالی فلدسپار و گوتیت (کانیهای فرعی) را تشکیل می‌دهند. ترکیب کانیشناسی نمونههای دگرسانی آرژیلی این گستره، مشابهت زیادی با مجموعه کانیهای دگرسانی آرژیلیک حدواسط و پیشرفته دارد ( شکل 4-الف، ب). دگرسانی اکسید آهنی نیز از گسترش زیادی برخوردار است و به صورت‌های برشی، رگه- رگچهای و جانشینی در واحدهای سنگی با ترکیب تراکی‌آندزیتی، آندزیتی و مونزودیوریتی دیده میشود (شکل 4-پ). کانیهای این دگرسانی در گستره کوه میل شامل اسپیکولاریت و هماتیت (بیشتر اسپیکولاریت) است که در مواردی با کوارتز، کلریت، کلسیت و سولفیدها (کالکوپیریت و پیریت) همراهی میشود (شکل 4-ث، ج). اسپیکولاریت و هماتیت اولیه تحت شرایط اکسیداسیون سطحی به هماتیت ثانویه، گوتیت و لیمونیت تبدیل شده‌اند (شکل 4- ج). دگرسانی سیلیسی به شکل‌های رگه- رگچهای، برشی، سیلیسی شدن کامل و پرشدگی حفرات در سنگهای میزبان با ترکیب تراکی‌آندزیتی، آندزیتی و مونزودیوریتی گسترش دارد. این دگرسانی ارتباط تنگاتنگی با کانه‌زایی‌های اکسیدی و سولفیدی دارد و با کانیهای کالکوپیریت، پیریت، اسپیکولاریت، هماتیت، کانیهای رسی، تورمالین، کلریت، اپیدوت، کلسیت، مالاکیت و گوتیت همراه است (شکل 4-ت، ث). دگرسانی تورمالینی در برخی از نمونههای انتخابی از مغزه‌های حفاری رویت شد که با کانیهای کوارتز، کلریت، سریسیت، کلسیت و کالکوپیریت همراه بوده است. سنگهای میزبان دگرسانی تودههای نفوذی با ترکیب مونزودیوریت تا کوارتز مونزودیوریت بودهاند (شکل 4- ح). دگرسانی کربناتی به‌صورت رگه- رگچهای، برشی و جانشینی کانیهای قبلی مشاهده شده است. کلسیت هم به‌صورت همزاد با کوارتز، کلریت، اپیدوت، کلریت، کوارتز، سولفیدها و اکسیدهای آهن وجود دارد و همچنین به‌صورت رگه- رگچه‌های تاخیری، شکل‌های مختلف کانیهای قبلی (زمینه سنگ میزبان، رگه‌ها و برش‌ها) را قطع میکند (شکل 4- خ).
شکل 4. الف) نمایی از دگرسانیهای پروپیلیتیک، آرژیلیک و توده مونزودیوریتی در گستره کوه میل (دید به شمال- شمالغرب)، ب) دگرسانی آرژیلی شدید در واحد تراکی‌آندزیتی و استخراج آن به‌عنوان کائولن (دید به شمال- شمالغرب)، پ) تصویری از رگه-رگچه‌های اکسید آهنی در واحد آندزیتی، ت) نمونه مغزه حفاری که رگه سیلیسی- کلسیتی- سولفیدی را در سنگ میزبان مونزودیوریت نشان میدهد، ث) تصویر میکروسکوپی از رگه سیلیسی- اکسید آهنی (اسپیکولاریت)، ج) تصویر میکروسکوپی در نور انعکاسی (PPL) که دارای اسپیکولاریت، هماتیت و گوتیت است،
چ) تصویر میکروسکوپی از دگرسانی پروپیلیتیک با کانیهای شاخص اپیدوت، کلریت و کلسیت، ح) تصویری از هم‌رشدی تورمالین، کوارتز و کلسیت (XPL)، خ) تصویر میکروسکوپی نور عبوری (XPL) که همراهی کلسیت با کوارتز و اکسیدهای آهن را نشان میدهد. Py: پیریت، Ccp: کالکوپیریت، Sp: اسپیکولاریت،Chl : کلریت، :Cal کلسیت، :Qz کوارتز، Tur: تورمالین، Opq: کانیهای اپاک. علائم اختصاری کانی‌ها از ویتنی و اوانز (Whitney and Evans, 2010)
کانه‌زائی
کانهزایی در گستره اکتشافی کوه میل به شکل‌های رگه- رگچهای، برشی، داربستی و دانه پراکنده در سنگهای آتشفشانی (تراکی آندزیت، آندزیت و آندزیت بازالت) و سنگهای نفوذی مونزودیوریتی تا کوارتز مونزودیوریتی مشاهده میشود. کانهزایی رگه- رگچهای در رخنمون‌های سنگی و مغزه‌های حفاری مشاهده میشود (شکل 5-الف). کانهزایی برشی در رخنمون‌های سنگی و مغزه‌های حفاری دیده شده است با وجود این، در محیطهای سطحی و نزدیک به سطح گسترش بیشتری دارد. سنگ میزبان ساختارهای برشی، بیشتر سنگهای تراکی‌آندزیتی تا آندزیتی هستند (شکل 5-ب). کانهزایی داربستی در اطراف کانه‌زایی‌های برشی و رگه- رگچهای در دیواره ترانشه‌ها و مغزه‌های حفاری مشاهده شده است. سنگهای میزبانی که تحت تاثیر ساختارهای داربستی قرار گرفته‌اند دارای جنس تراکیآندزیت و مونزودیوریت هستند. ترکیب کانیشناسی رگه‌های داربستی از کوارتز، اسپیکولاریت و کانیهای با منشاء برون‌زاد از قبیل هماتیت، گوتیت و لیمونیت ترکیب یافته است (شکل 5-پ). کانهزایی دانهپراکنده شکل دیگری از کانهزایی در گستره کوه میل است که دانه‌هایی از کالکوپیریت، مگنتیت و پیریت به‌صورت بلورهای شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار و افشان در متن سنگهای مونزودیوریتی تا کوارتز مونزودیوریتی و بندرت در گدازه‌های آندزیتی تشکیل شده‌اند (شکل 5-ج).
پژوهشهای کانیشناسی بر روی نمونههای مقاطع نازک، نازک- صیقلی و صیقلی، منجر به شناسایی کانیهای سولفیدی، اکسیدی، سیلیکاتی و کربناتی شده است که به صورت‌های درون‌زاد و برون‌زاد تشکیل شده‌اند. این کانی‌ها عبارت از کالکوپیریت، مگنتیت، پیریت، اسپیکولاریت، هماتیت، کالکوسیت، گوتیت، مالاکیت، کلریت، اپیدوت، کوارتز و کلسیت می‌باشند. بافتهای مهم شامل انواع رگه- رگچهای، پرکننده فضای بین قطعات برش، پرکننده فضای حفرات، دانه پراکنده، جانشینی، شعاعی و کلوفرمی است. در این میان شکل‌های رگه- رگچهای و برشی فراوان‌تر است (شکل 5-الف- ح). در گستره کوه میل، کالکوپیریت بیشتر به همراه اسپیکولاریت، پیریت و کوارتز در سنگهای میزبان از جنس آندزیت، کوارتز مونزودیوریت و مونزودیوریت مشاهده میشود (شکل‌های 5). کالکوپیریت براثر فرآیندهای برون‌زاد، از حاشیه‌ها در حال تبدیل شدن به کالکوسیت و سپس گوتیت است (شکل5-ث ). پیریت به‌صورت بلورهای درشت شکل‌دار و بی‌شکل و بیشتر در همراهی با کالکوپیریت وجود دارد ولی در مقایسه با آن از فراوانی کمتری برخوردار است. فرآیندهای هوازدگی و اکسیداسیون سطحی سبب تبدیل پیریت به هماتیت و گوتیت شده است ( شکل 5-چ). مگنتیت به دو صورت ماگمایی و گرمابی در سامانه کانهزایی کوه میل وجود دارد که فاز ماگمایی آن بیشتر به‌صورت افشان و دانهپراکنده بوده و مقدم بر انواع گرمابی تشکیل شده است. مگنتیت‌های گرمابی بیشتر به‌صورت رگه‌ای و پرشدگی فضاهای خالی هستند و با کانیهای کالکوپیریت، پیریت و هماتیت هم‌یافتی دارند (شکل 5-ج). اسپیکولاریت به صورت‌های برشی و رگه- رگچهای همراه با کوارتز، کالکوپیریت و هماتیت در سنگهای میزبان تراکیآندزیت و آندزیت مشاهده میشود (شکل 5- ب، ح). هماتیت به‌عنوان کانی اولیه و ثانویه در رگه‌ها و برش‌ها وجود دارد که نوع ثانویه آن بیشتر حاصل دگرسانی مگنتیت و کانیهای سولفیدی است. گوتیت حاصل هوازدگی کانیهای اکسیدی و سولفیدی است. این کانی از حاشیه‌ها و مرز شکستگی‌ها به‌طور بخشی و گاه کامل جانشین کالکوپیریت، مگنتیت، اسپیکولاریت و هماتیت میشود (شکل 5-ث). مالاکیت آخرین محصول هوازدگی کانیهای مس‌دار به‌ویژه کالکوپیریت، کالکوسیت و کوولیت است و به‌صورت رگه‌ای، پرکننده فضاهای خالی، فضای بین برش‌ها و جانشینی مشاهده میشود (شکل 5-ت).
بر اساس مشاهدات صحرایی و مطالعه نمونههای دستی و میکروسکوپی، سامانه کانهزایی کوه‌میل در سه مرحله تشکیل شده است (جدول 1): الف) مرحله ماگمایی (قبل از رخداد کانهزایی)، در این مرحله کانه‌های مگنتیت و پیریت با بافت دانه پراکنده و به‌صورت کانیهای تاخیری در فضای بین بلورهای درشت پلاژیوکلاز، هورنبلند و پیروکسن در سنگهای آندزیتی، آندزیت بازالتی و کوارتز مونزودیوریتی تا مونزودیوریتی تشکیل شده‌اند و منشاء ماگمایی دارند. ب) مرحله کانهزایی درون‌زاد (هیپوژن)، در این مرحله کانی‌ها و کانهها به‌نوبه خود در چند زیرمرحله تشکیل شده‌اند. در ابتدای مرحله کانهزایی درون‌زاد گرمابی، کانه‌های مگنتیت، پیریت و کالکوپیریت به‌صورت دانه پراکنده در طول فرایند‌های دگرسانی تورمالینی، کلریتی، اپیدوتی و سریسیتی شدن سنگهای میزبان تشکیل شده است. پس از رخداد کانهزایی دانه پراکنده با منشا گرمابی، رگه- رگچه‌های دارای کانیهای مگنتیت، پیریت، کالکوپیریت و اسپیکولاریت در سنگهای میزبان با ترکیب مونزودیوریت، تراکیآندزیت و آندزیت تشکیل شده است. در ادامه، فشار سیال گرمابی در بخش‌های نزدیک به سطح سبب خرد و برشی شدن سنگهای میزبان (به‌ویژه سنگهای آتشفشانی با ترکیب تراکیآندزیت و آندزیت و بندرت مونزودیوریت) شده و با کاهش فشار و دمای سیال، برخی از کانهها و کانی‌ها در فضای بین قطعات برش نهشته شده‌اند. بخشی از کانهزایی اسپیکولاریت، هماتیت و کالکوپیریت به همراه کوارتز، کلریت، کلسیت و کانیهای دیگر در مرحله برش‌زایی گرمابی تشکیل شده‌اند. در مرحله پایانی رخداد گرمابی هیپوژن نیز سیالات باقیمانده، حفرات و درز و شکستگی‌های سنگ میزبان را پر کرده است. اندکی از کانهزایی کالکوپیریت، اسپیکولاریت به همراه کانیهای کوارتز، کلریت و کلسیت در این مرحله تشکیل شده است. پ) مرحله اکسیداسیون و کانهزایی برون‌زاد (سوپرژن): این مرحله به‌نوبه خود شامل مراحل برون‌زاد احیایی و اکسیدی است. کانه‌های کالکوسیت و کوولیت در مرحله برون‌زاد احیایی جانشین کالکوپیریت میشوند. در مرحله برون‌زاد اکسیدی کانه‌های هماتیت ثانویه، مالاکیت، گوتیت و لیمونیت جانشین مگنتیت، اسپیکولاریت، هماتیت اولیه، کالکوپیریت و پیریت شده‌اند.
شکل 5. الف) رگه سیلیسی- اکسید آهنی دارای کانهزایی مس در واحد آندزیتی، ب) برشی شدن تراکیآندزیت دگرسان شده و پرشدگی فضای بین قطعات برش با اسپیکولاریت، پ) ساختار داربستی از اکسیدهای آهن در واحد تراکی آندزیتی، ت)کوارتز، کالکوپیریت و مالاکیت به‌صورت پرشدگی حفرات سنگ میزبان، ث) جانشینی کالکوپیریت به‌وسیله گوتیت از حاشیه و امتداد شکستگی‌ها، ج) تصویر میکروسکوپی از مگنتیت و پیریت به‌صورت دانه پراکنده در متن سنگ میزبان، چ) تصویر میکروسکپی از پیریت به‌صورت رگه‌ای در متن سنگ میزبان، ح) تصویر میکروسکوپی که تشکیل اسپیکولاریت و کالکوپیریت را از حاشیه به هسته رگه نشان میدهد. Ccp: کالکوپیریت، Cct: کالکوسیت، Py: پیریت، Mag: مگنتیت، Gth: گوتیت، Sp: اسپیکولاریت، علائم اختصاری کانی‌ها از ویتنی و اوانز(Whitney and Evans, 2010)
جدول 1. کانیشناسی، بافت و توالی پاراژنتیکی کانهها و کانی‌ها در سامانه کانهزایی کوه میل
ژئوشیمی سنگهای آذرین
مقادير غلظت عناصر اصلی و کمیاب برای 10 نمونه سنگ آذرين نفوذی و خروجی گستره کوه میل در جدول 2 آورده شده است. برای استفاده از اين داده‌ها در رسم و تفسیر نمودارهای ژئوشیمیایی، مقادير غلظت اکسید عناصر اصلی بدون در نظر گرفتن مقدار L.O.I. به 100 رسانده شده است و در ادامه، نمودارها با استفاده از نرم‌افزارهای مناسب از قبیل GCDkit، Excel و غیره رسم شده‌اند.
جدول 2. مقادیر اکسید عناصر اصلی (درصد وزنی)، عناصر اصلی، فرعی و کمیاب (ppm) در 10 نمونه سنگ آذرین به روش‌های ICP-OES/MS
Rock type
| Basaltic andesite
| Trachy andesite
| Quartz monzodiorite
| Basaltic andesite | monzodiorite
| Altered trachy andesite
| monzodiorite
| Altered trachy andesite
| Quartz monzodiorite
| Altered trachy andesite
|
Sample | KZ-RG-01 | KZ-RG-02 | KZ-RG-03 | KZ-RG-04 | KZ-RG-05 | KZ-RG-06 | KZ-RG-07 | KZ-RG-08 | KZ-RG-09 | KZ- RG-10 |
SiO2 | 54.81 | 52.85 | 56.71 | 54.69 | 57.19 | 74.56 | 57.07 | 84.19 | 56.83 | 83.42 |
Al2O3 | 16.88 | 18.33 | 16.19 | 16.89 | 20.00 | 14.12 | 19.06 | 12.57 | 17.15 | 13.26 |
CaO | 8.11 | 8.29 | 7.42 | 8.17 | 8.19 | 1.26 | 8.00 | 0.10 | 7.62 | 0.12 |
Fe2O3 | 9.75 | 9.94 | 9.12 | 9.79 | 5.46 | 2.82 | 6.36 | 0.16 | 8.19 | 0.14 |
K2O | 0.81 | 1.47 | 1.06 | 0.77 | 1.55 | 0.38 | 1.43 | 2.51 | 1.19 | 2.55 |
MgO | 5.13 | 4.43 | 5.09 | 5.17 | 2.28 | 0.16 | 2.97 | 0.07 | 4.38 | 0.09 |
MnO | 0.25 | 0.19 | 0.21 | 0.23 | 0.08 | 0.04 | 0.11 | 0.04 | 0.17 | 0.04 |
Na2O | 3.27 | 3.46 | 3.06 | 3.29 | 4.29 | 5.89 | 3.99 | 0.05 | 3.37 | 0.04 |
P2O5 | 0.17 | 0.17 | 0.23 | 0.18 | 0.18 | 0.16 | 0.19 | 0.05 | 0.22 | 0.05 |
TiO2 | 0.84 | 0.85 | 0.92 | 0.82 | 0.78 | 0.60 | 0.82 | 0.25 | 0.88 | 0.28 |
As | 20.2 | 22.6 | 16.5 | 20.3 | 9 | 9.3 | 10.9 | 11.4 | 14.6 | 11.7 |
Ba | 262 | 509 | 332 | 265 | 398 | 25 | 382 | 30 | 349 | 34 |
Be | 0.5 | 0.5 | 0.6 | 0.4 | 0.7 | 0.7 | 0.7 | 0.3 | 0.6 | 0.2 |
Ca | 52909 | 53700 | 48578 | 52906 | 52957 | 9126 | 51862 | 1358 | 49673 | 1345 |
Co | 28 | 27.7 | 21.9 | 27 | 12.7 | 2.2 | 15 | 0.75 | 19.6 | 0.75 |
Cr | 48 | 35 | 39 | 50 | 15 | 13 | 21 | 10 | 33 | 12 |
Cs | 0.6 | 1.6 | 0.8 | 0.5 | 0.9 | 0.37 | 0.9 | 0.37 | 0.8 | 0.37 |
Cu | 104 | 121 | 129 | 102 | 53 | 185 | 72 | 7 | 110 | 9 |
Hf | 0.59 | 0.58 | 1.19 | 0.61 | 1.62 | 2.46 | 1.51 | 1.33 | 1.30 | 1.32 |
Li | 8 | 10 | 8 | 9 | 3 | 11 | 4 | 6 | 7 | 5 |
Mo | 0.2 | 1.8 | 0.6 | 0.1 | 0.1 | 0.6 | 0.2 | 0.3 | 0.5 | 0.2 |
Nb | 1.8 | 1.1 | 2.3 | 1.7 | 1.7 | 4.2 | 1.9 | 6.1 | 2.2 | 6.4 |
Ni | 13 | 10 | 17 | 15 | 7 | 1 | 10 | 8 | 15 | 6 |
Pb | 4 | 51 | 14 | 6 | 0.75 | 0.75 | 0.75 | 0.75 | 12 | 0.75 |
Rb | 12 | 25 | 18 | 15 | 27 | 13 | 25 | 47 | 20 | 51 |
S | 436 | 655 | 289 | 438 | 207 | 232 | 228 | 781 | 269 | 785 |
Sb | 0.8 | 0.37 | 0.7 | 0.7 | 0.37 | 1.2 | 0.37 | 1 | 0.8 | 1 |
Sc | 22.1 | 24.8 | 25.5 | 22.4 | 18.4 | 9.2 | 20.2 | 4 | 23.7 | 5 |
Sn | 1.1 | 0.4 | 1.2 | 0.9 | 0.9 | 1.8 | 1.0 | 0.5 | 1.1 | 0.6 |
Sr | 386.3 | 474.7 | 407.8 | 386.5 | 529 | 80.1 | 498.7 | 204.3 | 438.1 | 204.5 |
Ta | 0.62 | 0.54 | 0.58 | 0.65 | 1.66 | 0.79 | 1.39 | 1.02 | 0.85 | 1.03 |
Th | 2.09 | 1.95 | 3.19 | 2.15 | 2.93 | 10.45 | 3.00 | 9.7 | 3.13 | 9.5 |
U | 0.4 | 0.5 | 0.6 | 0.3 | 0.7 | 2.1 | 0.7 | 1.4 | 0.6 | 1.6 |
V | 238 | 266 | 235 | 235 | 175 | 77 | 190 | 8 | 220 | 10 |
Y | 16.4 | 18.6 | 20.9 | 16.2 | 16.7 | 18.3 | 17.8 | 8.8 | 19.9 | 8.1 |
Zn | 117 | 646 | 74 | 120 | 41 | 11 | 49 | 0.75 | 66 | 0.75 |
Zr | 9 | 19 | 34 | 12 | 46 | 76 | 43 | 50 | 37 | 56 |
La | 9 | 11 | 13 | 10 | 10 | 24 | 11 | 33 | 12 | 32 |
Ce | 16 | 19 | 24 | 17 | 22 | 47 | 23 | 63 | 24 | 61 |
Pr | 1.87 | 2.1 | 2.71 | 1.85 | 2.32 | 4.8 | 2.42 | 5.65 | 2.61 | 5.61 |
Nd | 7.6 | 8.6 | 11.2 | 7.5 | 8.8 | 18.4 | 9.4 | 17.5 | 10.6 | 17.3 |
Sm | 2.87 | 3.15 | 3.6 | 2.85 | 3.02 | 4.3 | 3.17 | 2.59 | 3.46 | 2.56 |
Eu | 1 | 1.18 | 1.1 | 1 | 1.05 | 0.78 | 1.06 | 0.36 | 1.09 | 0.34 |
Gd | 2.98 | 2.93 | 3.46 | 2.97 | 3.01 | 3.71 | 3.12 | 1.79 | 3.35 | 1.76 |
Tb | 0.59 | 0.56 | 0.63 | 0.61 | 0.54 | 0.66 | 0.56 | 0.32 | 0.61 | 0.3 |
Dy | 3.59 | 3.55 | 4.01 | 3.57 | 3.48 | 3.85 | 3.61 | 1.53 | 3.88 | 1.53 |
Er | 2.43 | 2.49 | 2.46 | 2.45 | 2.2 | 2.58 | 2.27 | 1.26 | 2.40 | 1.24 |
Tm | 0.31 | 0.32 | 0.34 | 0.33 | 0.27 | 0.31 | 0.29 | 0.19 | 0.32 | 0.18 |
Yb | 2.4 | 2.6 | 2.5 | 2.3 | 1.9 | 1.7 | 2.1 | 0.9 | 2.4 | 0.8 |
Lu | 0.34 | 0.35 | 0.34 | 0.35 | 0.27 | 0.31 | 0.29 | 0.22 | 0.32 | 0.22 |
بر اساس نمودار Nb/Y – Zr/Ti (Modified by Pearce, 1996) سنگهای آتشفشانی گستره در میدان سنگهای آندزیت، آندزیت بازالت و تراکیآندزیت قرار می‌گیرد (شکل 6-الف). بر اساس نمودار میدل‌موست (Middlemost, 1994)، سنگهای نفوذی منطقه از جنس گابرودیوریت، دیوریت و مونزونیت می‌باشند (شکل 6-ب). سری ماگمایی سنگهای منطقه با توجه به نمودار(Peccerillo and Taylor, 1976) کالکآلکالن است (شکل 6-پ). از رفتار ژئوشیمیایی Y وNb به‌عنوان نشانگرهای بسیار موثری در تشخیص انواع گرانیت‌ها استفاده میشود که بر اساس اين نمودار، سنگهای آذرین منطقه، نشان‌دهنده موقعیت کمان آتشفشانی مرتبط با مناطق فرورانش و برخوردی هستند (شکل 6-ث).
شکل 6. الف) موقعیت سنگهای آتشفشانی منطقه بر روی نمودار Nb/Y – Zr/Ti )اصلاح شده توسط پارس، 1996)، ب) موقعیت سنگهای نفوذی منطقه بر روی نمودار (میدل موست، (1994، پ) تعیین سری ماگمایی سنگهای آذرین گستره کوه میل بر اساس نمودار پسریلو و تیلور (Peccerillo and Taylor, 1976) که در گستره کالکآلکالن قرار دارند، ث) بر اساس نمودار پرس و همکاران (Pearce et al., 1984) نمونه‌ها در موقعیت کمان آتشفشانی مرتبط با مناطق فرورانش و برخوردی قرار می‌گیرند
ژئوشیمی سنگهای مناطق دگرسان شده
از آن جایی که در گستره کوه میل، پدیده دگرسانی بیشتر سنگهای آتشفشانی و توفی میزبان تودههای نفوذی مونزودیوریتی و کانهزایی را تحت تاثیر قرار داده است، به همین دلیل میتوان برای مطالعه شیمی دگرسانیها از داده‌های ژئوشیمیایی سنگهای آتشفشانی سالم (تراکیآندزیت و آندزیت بازالت) و به‌شدت دگرسان شده (تراکی‌آندزیت‌های به‌شدت دگرسان شده) استفاده شده است. در مطالعه ژئوشیمی مناطق دگرسانی، برای بررسی غنی‌شدگی و تهی‌شدگی مقادیر عناصر اصلی، کمیاب و کمیاب خاکی در خلال فرآیند دگرسانی سنگها، مقدار غلظت عناصر در سنگهای دگرسان شده به انواع سالم و کمتر دگرسان شده آن‌ها مقایسه میشود (e.g., Grant, 1986; Leitch and Lentz, 1994). در این پژوهش نیز برای بررسی رفتار ژئوشیمیایی عناصر در طول دگرسانی سنگها، نسبت متوسط مقدار غلظت عناصر در سنگهای آتشفشانی دگرسان شده (نمونههای سنگ شماره‌های KZ-RG-06, 08, 10) به متوسط مقدار آن‌ها در سنگهای سالم و کمتر دگرسان شده (نمونههای سنگ شماره‌های KZ-RG-01, 02, 04) حساب شده است (جدول 2). غنی‌شدگی در مقدار یک عنصر بیانگر اضافه شدن آن به ترکیب سنگ بر اثر رخداد دگرسانی است، درحالی‌که تهی‌شدگی در مقدار یک عنصر بیانگر خارج شدن آن از ترکیب سنگ براثر رخداد دگرسانی و شستشوی گرمابی است. عناصر SiO2 و K2O در سنگهای آتشفشانی دگرسان شده گستره کوه میل غنی‌شدگی دارند درحالی‌که عناصر CaO، MgO، Fe2O3، MnO، Al2O3، Na2O، P2O5 و TiO2در این سنگها تهی‌شدگی نشان می‌دهند (شکل 7-الف). افزایش در مقدار SiO2 و K2O و کاهش در مقدار Na2O و CaO نتیجه جانشینی گرمابی پلاژیوکلازهای اولیه سنگ توسط آلکالی‌فلدسپار ثانویه، هیدرولیز فلدسپارها و تبدیل آن‌ها به کانیهای رسی (ایلیت و کائولینیت)، سریسیت و سیلیسی شدن است (Lentz and Gregoire, 1995). در سنگهای دگرسان شده عناصری از قبیل روبیدیم، زیرکنیم، نیوبیوم، تانتالیم، اورانیم و توریم غنی‌شدگی دارند درحالی‌که عناصری مانند باریم، استرانسیم، سزیم و ایتریم تهی‌شدگی نشان می‌دهند. عناصر باریم و استرانسیم بیشترین شباهت ژئوشیمیایی را با عنصر کلسیم دارند و در ساختار پلاژیوکلاز و تا حدودی هورنبلند به‌صورت پذیرفته وارد میشود. جانشینی پلاژیوکلازها به‌وسیله آلکالی فلدسپار، تبدیل فلدسپارها به کانیهای رسی و تبدیل هورنبلندها به بیوتیت و کلریت در جریان فرآیند دگرسانی، سبب کاهش در مقدار کلسیم، باریم و استرانسیم میشود. عناصر کمیاب از قبیل نیوبیوم، تانتالیم، توریم و اورانیوم در طول دگرسانی سنگهای آتشفشانی حدواسط تا بازیک گستره کوه میل رفتار ژئوشیمیایی مشابه با عناصر کمیاب خاکی سبک دارند و مقدار غلظت آن‌ها در طول فرآیند دگرسانی افزایش می‌یابد (شکل 7-ب). در سنگهای دگرسان شده عناصر کمیاب خاکی سبک از قبیل لانتانیم، سریم، پرازیدیمیم و نئودیمیم غنی‌شدگی دارند درحالی‌که عناصر کمیاب خاکی سنگین (ساماریم تا لوتسیم و ایتریم) تهی‌شدگی نشان می‌دهند. تفکیک عناصر کمیاب خاکی سبک از سنگین و غنی‌شدگی عناصر کمیاب خاکی سبک در پهنه‌های دگرسانی آرژیلیک به وجود و نبود کانیهای حاصل از دگرسانی میزبان عناصر کمیاب خاکی سبک و میزان غلظت این عناصر در سیال گرمابی بستگی دارد که توسط تغییرات خواص فیزیکوشیمیایی از قبیل افزایش pH، درجه حرارت و فراوانی کمپلکسهای سولفات، کربنات و کلرید فراهم میشود (حیدریان دهکردی و همکاران، 1403). عناصر کمیاب خاکی سبک رها شده از سیال در ساختار سیلیکات‌های ورقهای مانند ایلیت، کائولینیت و پیروفیلت به‌جای پتاسیم وارد میشوند (Henderson, 1984؛ حسین زاده و همکاران، 1402) (شکل 7-پ).
شکل 7. توزیع ژئوشیمیایی نسبت متوسط مقدار غلظت عناصر در سنگهای آتشفشانی دگرسان شده به متوسط سنگهای آتشفشانی سالم و غیردگرسان شده در گستره کوه میل. الف) اکسید عناصر اصلی، ب) عناصر فرعی و کمیاب، پ) عناصر کمیاب خاکی
ژئوشیمی کانسنگ
برای بررسی ویژگی‌های ژئوشیمیایی کانهزایی در منطقه کوه میل، تعداد چهار نمونه کانسنگ برای عنصر طلا به روش غال‌گذاری تجزیه شده است. علاوه بر این، نمونههای کانسنگ برای اندازگیری مقادیر غلظت عناصر اصلی، کمیاب و کمیاب خاکی به روش مخلوط چهار اسید آماده‌سازی شده و با استفاده از روش‌های ICP-OES/MS تجزیه شده‌اند. مقادیر غلظت عناصر اصلی، کمیاب و کمیاب خاکی در چهار نمونه کانسنگ در جدول 3 آورده شده است.
جدول 3. مقادیر غلظت عناصر اصلی، کمیاب و کمیاب خاکی (ppm) در چهار نمونه کانسنگ در گستره کوه میل
Sample | Au | Ag | Al | As | Ba | Be | Bi | Ca | Cd | Ce | Co | Cr |
KZ-OG-04 | 0.617 | 0.4 | 18759 | 23.9 | 17 | 0.15 | 2.9 | 53709 | 0.1 | 8 | 5.2 | 19 |
KZ-BH3-19 | 0.012 | 0.4 | 60233 | 8 | 210 | 0.5 | 0.07 | 49422 | 0.07 | 26 | 17.5 | 19 |
KZ-BH4-44 | 0.136 | 0.07 | 57621 | 7.9 | 172 | 0.3 | 0.3 | 40508 | 0.07 | 24 | 11.8 | 26 |
KZ-BH5-65 | 2.188 | 0.6 | 34714 | 9.7 | 60 | 0.2 | 1.2 | 85527 | 0.7 | 28 | 6.8 | 13 |
| Cu | Dy | Er | Eu | Fe | Gd | Hf | K | La | Li | Lu | Mg |
KZ-OG-04 | 15165 | 1.78 | 0.81 | 0.44 | 83965 | 1.96 | 0.37 | 460 | 4 | 44 | 0.1 | 2954 |
KZ-BH3-19 | 2027 | 4.01 | 2.17 | 1.04 | 63971 | 3.77 | 0.96 | 8191 | 12 | 41 | 0.25 | 15578 |
KZ-BH4-44 | 2739 | 4.22 | 2.36 | 0.88 | 65235 | 3.91 | 0.81 | 6180 | 11 | 26 | 0.32 | 14268 |
KZ-BH5-65 | 39667 | 4.11 | 1.92 | 0.99 | 80461 | 4.07 | 1.24 | 1287 | 14 | 34 | 0.23 | 8474 |
| Mn | Mo | Na | Nb | Nd | Ni | P | Pb | Pr | S | Sb | Sc |
KZ-OG-04 | 328 | 4 | 7270 | 0.75 | 6.7 | 7 | 210 | 1 | 1.55 | 368 | 5.5 | 9.5 |
KZ-BH3-19 | 1851 | 1 | 14655 | 1.8 | 14.3 | 13 | 482 | 0.75 | 3.56 | 3587 | 2.1 | 14.5 |
KZ-BH4-44 | 1369 | 1 | 17236 | 2 | 13.4 | 15 | 478 | 0.75 | 3.31 | 2901 | 1.6 | 16.4 |
KZ-BH5-65 | 1212 | 4 | 11029 | 1 | 15.3 | 8 | 451 | 4 | 3.8 | 39900 | 4.5 | 11.3 |
| Se | Sm | Sn | Sr | Ta | Tb | Te | Th | Ti | Tm | U | V |
KZ-OG-04 | 0.37 | 1.62 | 2.1 | 40.3 | 0.36 | 0.21 | 0.07 | 0.07 | 767 | 0.11 | 5.7 | 139 |
KZ-BH3-19 | 0.37 | 3.49 | 1.3 | 87.7 | 0.5 | 0.56 | 0.07 | 0.64 | 3081 | 0.26 | 1.04 | 147 |
KZ-BH4-44 | 0.37 | 3.39 | 1.2 | 107.5 | 0.48 | 0.57 | 0.07 | 0.72 | 3278 | 0.32 | 0.8 | 134 |
KZ-BH5-65 | 1.51 | 3.78 | 1.3 | 55.8 | 0.5 | 0.61 | 0.22 | 0.07 | 1852 | 0.29 | 1.1 | 109 |
| W | Y | Yb | Zn | Zr |
| ||||||
KZ-OG-04 | 78.5 | 7.8 | 0.3 | 46 | 12 | |||||||
KZ-BH3-19 | 12.4 | 21.6 | 1.4 | 69 | 32 | |||||||
KZ-BH4-44 | 10.9 | 22.5 | 1.7 | 57 | 26 | |||||||
KZ-BH5-65 | 38.4 | 22.7 | 1.1 | 64 | 47 | |||||||
براي ارزيابی همبستگی‌های ژئوشیمیايی میان عناصر در سامانه کانهزایی کوه میل، از تابع ضريب همبستگي پیرسون استفاده شده است و نتايج محاسبات به‌صورت ماتريس ضرايب همبستگي در جدول 4 آورده شده است. بر این اساس، عنصر طلا با بیسموت، کادمیم، مس، آهن، مولیبدن، سرب، آنتیموان و تنگستن دارای ضریب همبستگی مثبت بسیار خوب است (73/0 تا 93/0). همبستگی طلا با مس و آهن با حضور کالکوپیریت، پیریت و اسپیکولاریت در مطالعات کانیشناسی مطابقت دارد. عنصر مس با طلا، نقره، بیسموت، کادمیوم و آرسنیک دارای همبستگی مثبت خوب است و با سرب و روی هیچ‌گونه همبستگی ندارد و با باریم همبستگی منفی دارد.
جدول 4. مقادیر ضریب همبستگی به روش پیرسون بر پایه لگاریتم داده‌های ژئوشیمیایی کانسنگ در گستره کوه میل
در بررسی ژئوشیمی عناصر کمیاب و کمیاب خاکی در کانسنگ‌های گستره کوه میل، مقادیر غلظت عناصر کمیاب در چهار نمونه کانسنگ به ترکیب گوشته اولیه (McDonough and Sun, 1995) به‌هنجار شده است (شکل 8-الف). تهی‌شدگی Ti و Nb از ویژگی‌های ماگماهای کالکآلکالن مرتبط با کمان‌های آتشفشانی در مقایسه با ماگماهای داخل صفحات لیتوسفری میباشد. آنومالی منفی Nbدر بیشتر نمونه‌ها مورد مطالعه مشاهده میشود که نشان‌دهنده ماگماهای مربوط به محیطهای حاشیه فعال قارهای بوده و میتواند نشان‌دهنده آلودگی پوسته‌ای و سیالات آزاد شده از لیتوسفر فرورونده به وجود آمده باشد (Aldanmaz et al., 2000). آنومالی مثبت Pb نیز در نمونههای مورد مطالعه مشاهده میشود که میتواند به متاسوماتیسم گوه گوشته‌ای توسط سیالات ناشی از پوسته اقیانوسی فرورونده و یا آلایش ماگما با سنگهای پوسته قارهای ارتباط داشته باشد (Kamber et al., 2002). آنومالی مثبت Pb و آنومالی منفی Nb، نشانه ماگماهای کمان‌های حاشیه قارهای و ماگماهای متاثر از ترکیب پوسته قارهای است (Hofmann et al., 1986). در شکل (8-ب) الگوی ژئوشیمیایی عناصر کمیاب خاکی نمونههای کانسنگ گستره کوه‌میل به کندریت (Boynton, 1984) به‌هنجار شده است. به‌هنجارسازی نسبت به کندریت دو نقش ایفا میکند، اول این‌که تغییرات فراوانی بین عناصر با عدد اتمی زوج و فرد را کاهش میدهد و دوم این‌که هرگونه تفریق نسبت به کندریتی را آشکار می‌سازد (Rollinson, 1993). با توجه به شکل (8-ب) الگوی توزیع عناصر کمیاب خاکی در سه نمونه کانسنگ مشابه است درحالی‌که نمونه KZ-OG-04 در مقایسه با سه نمونه کانسنگ دیگر نسبت به عناصر کمیاب خاکی تهی‌شدگی دارد. دلیل مقدار پایین عناصر کمیاب خاکی در این نمونه به‌احتمال زیاد به خاطر افزایش سیلیس و اکسیدهای آهن میباشد که در دمای پایین و pH پایین سیال گرمابی و تحت شرایط نزدیک به سطح زمین تشکیل میشوند.
شکل 8. الف) نمودار به‌هنجار شده عناصر کمیاب چهار نمونه کانسنگ به ترکیب گوشته اولیه (McDonough and Sun, 1995)، ب) نمودار به‌هنجار شده عناصر کمیاب خاکی چهار نمونه کانسنگ نسبت به کندریت (Boynton, 1984)
نمودار توزیع ژئوشیمیایی عناصر کمیاب و کمیاب خاکی در متوسط ترکیب نمونههای کانسنگ، مونزودیوریت، سنگهای آتشفشانی سالم و سنگهای آتشفشانی دگرسان شده میزبان کانهزایی در شکل (9-الف و ب) نشان داده شده است. نتایج حاصل از این مقایسه حاکی است که روند تغییرات عناصر کمیاب و کمیاب خاکی در نمونههای کانسنگ با روند این عناصر در نمونههای سنگهای میزبان سازگاری دارد و ارتباط زایشی میان کانسنگ و سنگ میزبان را بازگو میکند. به عبارتی عناصر مس، طلا، نقره و عناصر همراه از سیالات ماگمایی مرتبط با تودههای نفوذی مونزودیوریتی و نیز از شستشوی گرمابی سنگهای آتشفشانی میزبان منشا گرفته‌اند. در سنگهای آتشفشانی دگرسان شده عناصر کمیاب خاکی سبک از قبیل لانتانیم، سریم، پرازیدیمیم و نئودیمیم در مقایسه با سنگهای سالم و نیز کانسنگ غنی‌شدگی جزیی دارند درحالی‌که عناصر کمیاب سنگین در سنگهای دگرسان شده تهی‌شدگی نشان می‌دهند (شکل 9-الف)، که دلیل آن ورود عناصر کمیاب سبک به‌جای پتاسیم در کانیهای منطقه دگرسانی آرژیلیک (به‌ویژه نوع پیشرفته) مانند پیروفیلت و ایلیت و یا جذب سطحی این عناصر به کانیهای رسی مانند کائولینیت است (Henderson, 1984).
شکل 9. الف) به‌هنجارسازی متوسط عناصر کمیاب خاکی کانسنگ و سنگهای میزبان به ترکیب کندریت (Boynton, 1984)، ب) به‌هنجارسازی متوسط عناصر کمیاب کانسنگ و سنگهای میزبان به ترکیب گوشته اولیه (McDonough and Sun, 1995)
میانبارهای سیال
در اين پژوهش، مطالعه سنگ‌نگاری و حرارت سنجی میانبارهای سیال در پنج نمونه مینرالیزه و بر روی کوارتزهای همزاد با کالکوپیريت از نمونههای سطحی و مغزه‌های حفاری صورت گرفته است. اندازه میانبارهای سیال موجود در بلورهای کوارتز متفاوت بوده و از 5/0 تا سه میکرون متغیر است و بر مبنای زايش يا زمان به تله افتادن به صورت‌های اولیه، ثانويه و ثانويه کاذب هستند (شکل 10-الف تا ت). در نمونههای کوه میل، درصد میانبارهای سیال نوع اولیه غالب است و به صورت‌های بی‌شکل، نیمه‌شکل‌دار، شکل‌دار، کشیده و کروی هستند. نتایج مطالعات ریزدماسنجی نشان میدهد که مقادیر کمینه، بیشینه و متوسط شوری میانبارهای سیال در نمونههای مورد مطالعه به ترتیب 68/2، 67/24 و 25/20 درصد وزنی معادل نمک طعام است. تغییرات دمای همگن شدن میانبارهای سیال از 115 تا 200 درجه سانتیگراد متغیر است، که میانگین آن 164 درجه سانتیگراد است.
شکل 10. انواع میانبارهای سیال به همراه اشکال مختلف آن‌ها در نمونههای مورد مطالعه، الف) میانبار دوفازی نوع مایع- بخار (LV ) به شکل‌های کروی و کشیده و میانبارهای اولیه و ثانویه کاذب، ب) میانبار نوع مایع- بخار، به‌صورت نیمه‌شکل‌دار و میانبارهای اولیه و ثانویه‌کاذب، پ) میانبار سیال از نوع ثانویه و ثانویه‌کاذب، ت) میانبار دو فازی نوع مایع- بخار به‌صورت کشیده و تمامشکلدار و انواع میانبارهای اولیه، ثانویه و ثانویه کاذب. اولیه (P)، ثانویه (S) و ثانویه کاذب (Ps)
چگالي میانبارهای سیال در کانهزایی کوه میل در بازه 9/0 تا 1/1 گرم بر سانتیمتر مکعب قرار گرفته است (شکل 11-الف). این گستره وسیع دما و شوری که منجر به تغییرات چگالی سیالات میشود میتواند ناشی از تغییرات متعدد در سامانه کانهزایی در اثر نفوذ سیالهای جدید و اثرات آن بر سامانه و همچنین تغییرات در شرایط فیزیکی از قبیل فشار باشد. فشار به دام افتادگی میانبارهای سیال کمتر از 10 بار است (شکل 11-ب). نوع کمپلکسهای احتمالی برای حمل عناصر در سیالات گرمابی در سامانه کانهزایی کوه میل از نوع سولفیدی بوده است. به همین دلیل میتوان نتیجه گرفت که SO42- و یا HS- مهمترين آنیونهاي حمل‌کننده کاتیون‌های عناصر مختلف بودهاند. وجود پیریت و کالکوپیریت در کانسار کوه‌میل این مطلب را تاًیید میکند. عنصر مس در درجه حرارتهای پایینتر و محیطهای غنی از H2S به‌صورت کمپلکسهای بیسولفیدی ولی در حرارتهای بالا به‌صورت کمپلکسهای کلریدی CuCl2- و CuCl32- حمل میشود. عنصر طلا در سیالات گرمابی بیشتر به‌صورت کمپلکسهای سولفیدی حمل میشود (پرتاک و علی‌پوراصل، 1398). در محدوده کوه‌میل با توجه به حرارت پایین سیالات کانهساز، عناصر مس و طلا به‌صورت کمپلکسهای بیسولفیدی حمل و ته‌نشست یافته‌اند (شکل 11-پ). حضور کانیهای کربناته مس از جمله مالاکیت، گوتیت و کلسیت به حضور آنیون CO32- یا HCO32- در سیالات دلالت دارد که دارای منشأ جوی میباشد و شواهد خوبی مبنی بر حضور سیالات جوی در کانهزایی اکسیدی برون‌زاد است. براساس مطالعات ریزدماسنجی میانبارهای سیال در نمونههای مربوط به گستره مورد مطالعه و نمودار شکل (11-ث) به نظر میرسد که منشأ سیالات گرمابی، از نوع ماگمایی بوده است که در اثر اختلاط با آبهای جوی و شوراب‌های حوضه‌ای رقیق شده است. براساس نمودار دما-فشار- عمق Haas, 1971, 1976; Sourirajan and Kennedy, 1962)) میتوان عمق تقریبی کانیسازی را به دست آورد که کمتر از 500 متر میباشد (شکل 12). ازآنجاکه محیط به تله افتادن میانبارهای سیال در منطقه کوه‌میل، مرتبط با سطح زمین و در عمق کم میباشد، فشار حاکم بر محیط، فشار هیدرواستاتیک است. ولی اگر محیط به تله افتادن میانبارهای سیال در رابطه با ضخامت طبقات بالایی یا عمق زیاد تشکیل میانبارهای سیال باشد، فشار حاکم بر محیط، فشار لیتواستاتیک خواهد بود. در سامانه کوه میل فشار هیدرواستاتیک بر فشار لیتواستاتیک غالب است.
شکل 11. الف) نمودار دما – شوری جهت تعیین چگالی محلولهای NaCl-H2O اشباع از بخار (Wilkinson, 2001)، ب) نمودار تعیین فشار- بخار محلول برحسب دمای همگن شدن و شوری((Driesner and Heinrich, 2007، پ) نمودار دمای همگنشدگی- شوری سیالات (Pirajno, 2009) برای تعیین کمپلکسهای آنیونی موثر در حمل عناصر کانسارساز، ث) نمودار درجه حرارت- شوری برای میانبارهای سیال با منشأهای متفاوت (Beane, 1983)
شکل 12. نمودار دما- فشار- عمق برای تعیین عمق به دام افتادگی میانبارهای سیال و تشکیل سامانه کانهزایی کوه میل
مقایسه ویژگی‌های کانسار کوه میل با کانسارهای اپی‌ترمال
کانسار مس (طلا) کوه میل در بخش میانی کمربند ماگمایی ارومیه- دختر واقع است. سنگ میزبان کانه‌زائی بیشتر سنگهای آتشفشانی با ترکیب آندزیت، تراکیآندزیت، آندزیت بازالت و سنگهای نفوذی نیمه‌عمیق با ترکیب مونزودیوریت تا کوارتزمونزودیوریت هستند. بافتهای غالب در سنگهای آذرین پورفیری با زمینه میکرولیتی (سنگهای آتشفشانی) و دانه‌ای (سنگهای نفوذی نیمه‌عمیق) میباشد. سن سنگهای آتشفشانی ائوسن میانی- پسین و سن سنگهای نفوذی نیمه‌عمیق ائوسن پسین است. بر پایه مطالعات ژئوشیمیایی، سنگهای آذرین نفوذی ماهیت کالکآلکالن و از نوع متاآلومین بوده و در زمره گرانیتوئیدهای نوع I طبقهبندی میشوند و با کمان‌های ماگمایی مناطق فرورانش حاشیه فعال قارهای و برخوردی مرتبط هستند. بر پایه شواهد صحرایی و مطالعات کانیشناسی، کانهزایی در گستره کوه میل بیشتر به شکل‌های رگه- رگچهای، برشی، داربستی و دانه پراکنده در سنگهای آتشفشانی و سنگهای نفوذی مشاهده میشود، که در این میان بافت رگه- رگچهای دارای کالکوپیریت در نمونههای زیرسطحی غالب است. کالکوپیریت، پیریت، مگنتیت، اسپیکولاریت، کالکوسیت و مالاکیت از کانه‌های مهم در کانسار کوه میل می‌باشند. در سامانه کانهزایی کوه میل، همبستگی ژئوشیمیایی مثبت و خوب میان مس با طلا، نقره، بیسموت، کادمیوم و آرسنیک مشاهده میشود. مطالعه میانبار سیال بر روی کوارتزهای همزاد با کانهزایی مس و طلا، دمای همگنشدگی و میزان شوری را به ترتیب از 115 تا 200 درجه سانتیگراد (متوسط 164 درجه سانتیگراد) و از 68/2 تا 67/24 (متوسط 25/20) درصد وزنی معادل نمک طعام نشان میدهد. بر اساس متوسط دمای همگنشدگی و شوری، فشار بهدام افتادن میانبارهای سیال کمتر از 10 بار و عمق جایگیری کمتر از 500 متر ارزیابی میشود. مقایسه ویژگی‌های کانسار مس (طلا) کوه میل با ویژگی‌های عمومی کانسارهای اپی‌ترمال، سامانه کانهزایی کوه میل بیشترین مشابهت را با کانسارهای اپی‌ترمال سولفید حدواسط دارد (جدول 5).
جدول 5. مقایسه ویژگی‌های کانسار مس (طلا) کوه میل با ویژگی‌های عمومی کانسارهای اپی‌ترمال
مشخصات | کانسارهای اپی‌ترمال نوع سولفیداسیون بالا | کانسارهای اپی‌ترمال نوع سولفیداسیون پایین | کانسارهای اپی‌ترمال نوع سولفیداسیون حدواسط | کانسار مس (طلا) کوه میل |
محیط تکتونیکی | حواشی کمان‌های قارهای کششی و فشارشی | محیطهای کششی قارهای، جزایر کمانی، محیطهای پشت کمان، محیطهای کششی پس از برخورد | محیطهای کششی در کمان‌های قارهای و جزایر کمانی | محیطهای کششی در کمان ماگمایی حاشیه قارهای فعال |
سری ماگمایی | کالکآلکالن | کالکآلکالن | کالکآلکالن | کالکآلکالن |
سنگهای همراه | آندزیت، ریوداسیت | ریولیت- بازالت (بایمودال) | آندزیت، ریوداسیت، به مقدار کم ریولیت | تراکی آندزیت، آندزیت و آندزیت بازالت |
عناصر فلزی | مس- طلا- نقره (آرسنیک، روی، سرب، بیسموت، تنگستن، قلع) | طلا- نقره (سرب، روی، مس، مولیبدن، آنتیموان، جیوه) | نقره- طلا- روی- سرب- مس (آرسنیک، مولیبدن، آنتیموان، جیوه) | مس- طلا- نقره |
شکل کانسار | جانشینی، برشی، رگه‌ای، توده‌ای | رگه‌ای، داربستی، برشی، دانهپراکنده | رگه‌ای، برشی، داربستی | رگه‌ای، برشی، داربستی، بندرت دانهپراکنده |
کانهها | انارژیت، بورنیت، کالکوپیریت، طلای آزاد، پیریت، کوولیت، اسفالریت | الکتروم، آکانتیت، سولفوسالت نقره (اسفالریت، گالن، تنانتیت، کالکوپیریت) | الکتروم، آکانتیت، سولفوسالت نقره، اسفالریت، گالن، سلنیدها و تلوریدهای عناصر | کالکوپیریت، پیریت، اسپیکولاریت، هماتیت، مالاکیت، کالکوسیت و کوولیت |
کانیهای دگرسانی | کوارتز، آلونیت، کائولینیت، کلریت | کوارتز، کلسدونی، کلسیت، آدولاریا، کلریت | کوارتز، کلسدونی، کلسیت، کربنات‌های منگنز، باریت، آدولاریا | کوارتز، ایلیت، کائولینیت، سریسیت، پیروفیلیت، اپیدوت، کلریت، تورمالین، کلسیت |
بافت | کوارتز حفره‌ای، رگه‌ای، برشی، توده‌ای | پوسته‌ای، کلوفرمی، شانه‌ای، جانشینی کربناتی | پوسته‌ای، کلوفرم، شانه‌ای، جانشینی کربناتی | رگه- رگچهای، برشی، شانه‌ای، پرکننده فضای خالی، جانشینی، کلوفرمی |
ویژگی‌های سیال | آبهای ماگمایی (اسیدی- اکسیدی) | آبهای جوی (احیایی- نزدیک به خنثی) | آبهای جوی و ماگمایی (نزدیک به خنثی و احیایی) | آبهای جوی و ماگمایی (نزدیک به خنثی و احیایی) |
عیار مس | از 1/0 درصد تا بیش از یک درصد (متوسط حدود 5/0 درصد) | کمتر از نیم درصد | از 1/0 درصد تا بیش از یک درصد ( متوسط حدود 5/0 درصد) | از حدود 2/0 درصد تا 96/3 درصد ( بر اساس تجزیه چهار نمونه)
|
عیار طلا
| از حدود یک تا 20 گرم در تن | از حدود یک تا 100 گرم در تن | از حدود یک تا 30 گرم در تن | از حدود 1/0 تا 5/2 گرم در تن (بر اساس تجزیه چهار نمونه) |
دما و شوری میانبار سیال | دمای همگنشدگی: از 150 تا 350 درجه سانتیگراد متوسط شوری: کمتر از 10 درصد وزنی معادل نمک طعام | دمای همگنشدگی: از 150 تا بیش از 250 درجه سانتیگراد شوری: کمتر از 5 درصد وزنی معادل نمک طعام | دمای همگنشدگی: از 150 تا 300 درجه سانتیگراد شوری: کمتر از 10 درصد وزنی معادل نمک طعام | دمای همگنشدگی: از 115 تا 200 درجه سانتیگراد شوری: از 2/68 تا 67/24 درصد وزنی معادل نمک طعام |
منابع | Hedenquist et al., 2000, 2004; Sillitoe and Hedenquist, 2003; Simmons et al., 2005, Wang et al., 2019 | مطالعه حاضر | ||
مدل زایشی سامانه کانهزایی
بر اساس نتايج به‌دست‌آمده از مشاهدات صحرايي، مطالعات سنگشناسي و کانهنگاری، روابط پاراژنتيکي کانيها و کانهها، دگرسانیها، بررسیهای ژئوشیمیایی و میانبارهای سیال مراحل تکوين و تکامل کانهزایی مس (طلا) کوه میل را میتوان طی چند مرحله به شرح زير خلاصه کرد: مرحله 1) در طول دوره کرتاسه پسین- ائوسن پیشین ورق قارهای عربی به سمت شمالشرقی حرکت کرده و منجر به فرورانش پوسته اقیانوسی تتیس جوان به زیر ورق قارهای ایران مرکزی شده است. در نتیجه ذوب پوسته اقیانوسی فرورونده، گوه گوشته‌ای و پوسته قارهای زیرین، کمان ماگمایی ارومیه- دختر در یک حاشیه فعال قارهای تشکیل شده است (شکل 13-الف)، مرحله 2) در دوره ائوسن میانی- پسین، توالی از سنگهای رسوبی، آذرآواری و گدازه‌ای در محیط کششی درون کمانی مرتبط با منطقه فرورانش نهشته شده است (شکل 13-ب)، و مرحله 3) در این مرحله تودههای نفوذی از جنس کوارتزمونزودیوریتی تا مونزودیوریتی به سن ائوسن پسین در واحدهای آتشفشانی- رسوبی با ترکیب گدازه و توف‌های تراکیآندزیت، شیل توفی، آندزیت و آندزیت بازالتی نفوذ کرده است. جایگیری تودههای آذرین و سیالات گرمابی مرتبط با آن‌ها بیشتر در امتداد ساختارهای تکتونیکی از قبیل شکستگی‌ها و گسل‌ها عمیق صورت گرفته است. سیالات ماگمایی که گاهی با آبهای جوی مخلوط شده‌اند ضمن دگرسانی سنگهای آذرآواری و گدازه‌ای ائوسن میانی- پسین و همچنین تودههای کوارتز مونزودیوریت تا مونزودیوریت، در تشکیل کانه‌زائی گرمابی مس (طلا) در گستره کوه میل نقش برجسته‌ای داشته‌اند (شکل 13-پ).
شکل 13. تصویر نمادین از مراحل تکوین و تکامل کانهزایی در گستره کوه میل. الف) فرورانش پوسته اقیانوسی تتیس جوان به زیر ورق قارهای ایران مرکزی، ذوب بخشی پوسته اقیانوسی فرورونده و بسته شدن اقیانوس تتیس جوان در زمان کرتاسه بالایی- ائوسن پیشین، ب) تشکیل توالی آتشفشانی- رسوبی در محیط کششی درون کمانی مرتبط با مناطق فرورانش در زمان ائوسن میانی- پسین، پ) نفوذ تودههای کوارتزمونزودیوریت تا مونزودیوریت در واحدهای آتشفشانی- رسوبی در زمان ائوسن پسین، گسلش و ایجاد مناطق درز و شکستگی و برش‌زایی در امتداد مناطق گسلی، صعود سیالات با منشاء ماگمایی و اختلاط آن‌ها با آبهای جوی و انتقال مس، طلا و عناصر همراه به‌صورت کمپلکسهای بیسولفیدی و نهشته‌گذاری آن‌ها در درز و شکستگی‌ها و فضای بین قطعات برش‌ها و تشکیل سامانه کانه‌زائی اپی‌ترمال در منطقه کوه میل
نتیجه‌گیری
طی رخدادهای پس از فرورانش پوسته اقیانوسی تتیس جوان به زیر ورق قارهای ایران مرکزی و برخورد ورقهای قارهای ایران مرکزی و زاگرس، ماگمای والد کالکآلکالن سامانه کانه‌زائی کوه میل از ذوب بخشی پوسته اقیانوسی فرورونده، گوه‌ی گوشته‌ای و پوسته قارهای زیرین ضخیم شده، در موقعیت کمان ماگمایی حاشیه قارهای فعال ایجاد شده است. دگرسانیهای مرتبط با سامانه کانه‌زائی کوه میل شامل پروپیلیتیک، آرژیلیک، فیلیک، سیلیسی، اکسید آهنی، تورمالینی و کربناتی است، که در این میان کانهزایی بیشتر در مناطق دگرسانی سیلیسی و اکسید آهنی رخ داده است. شکل‌های رگه - رگچهای و برشی، ساخت و بافتهای غالب کانه‌زائی در این گستره هستند. تکامل کانیشناسی در سامانه کوه میل در دو مرحله درون‌زاد و برون‌زاد صورت گرفته است. در مرحله درون‌زاد مگنتیت، پیریت، کالکوپیریت، اسپیکولاریت و هماتیت و در مرحله اکسیداسیون سطحی و برون‌زاد، کالکوسیت، کوولیت، مالاکیت،گوتیت و لیمونیت تشکیل شده است. برای تعیین عناصر معرف کانهزایی در محدوده کوه میل، مقادیر غلظت عناصر مهم از قبیل Au, Cu, Ag, As, Pb, Zn, Sb, Sn, W, Ba در نمونههای کانسنگ با مقدار فراوانی پوسته‌ای آن‌ها مقایسه شده است. نتیجه این بررسی نشان میدهد که مقادیر غلظت مس و طلا در حد تمرکز کانساری و نقره در حد غنی‌شدگی است و مقادیر سایر عناصر پایین است. متوسط مقدار مس (14900 گرم در تن) و طلا (74/0 گرم در تن) در نمونههای کانسنگ گستره کوه میل در مقایسه با فراوانی پوسته‌ای آن‌ها (60 گرم در تن برای مس و 005/0 گرم در تن برای طلا) در حدود 250 و 150 مرتبه بیشتر است که بیان از رخداد کانهزایی مس و طلا در این گستره است. متوسط مقدار نقره در نمونههای کانسنگ (37/0 گرم در تن) در مقایسه با فراوانی پوسته‌ای آن (075/0 گرم در تن) در حدود پنج مرتبه بیشتر میباشد که بیان از غنی‌شدگی جزئی عنصر نقره در گستره کوه میل است. مقایسه رفتار ژئوشیمیایی عناصر کمیاب و کمیاب خاکی در متوسط ترکیب نمونههای کانسنگ، مونزودیوریت، سنگهای آتشفشانی سالم و دگرسان شده، این نتیجه به دست می‌آید که روند تغییرات این عناصر در نمونههای کانسنگ با روند آن‌ها در نمونههای سنگهای میزبان سازگاری دارد و ارتباط زایشی میان کانسنگ و سنگ میزبان را بازگو میکند. به عبارتی عناصر مس، طلا، نقره و عناصر همراه از سیالات ماگمایی مرتبط با تودههای نفوذی مونزودیوریتی و نیز از شستشوی گرمابی سنگهای آتشفشانی میزبان منشا گرفته‌اند. دمای همگنشدگی میانبارهای سیال از 115 تا 200 درجه سانتیگراد و میزان شوری آن‌ها از 68/2 تا 67/24 درصد وزنی معادل نمک طعام تغییر میکند. براساس دمای همگنشدگی و شوری، فشار بهدام افتادن میانبارهای سیال کمتر از 10 بار و عمق جایگیری کمتر از 500 متر بوده است. بر پایه مشاهدات صحرایی، مطالعات زمینشناسی، سنگ‌نگاری، دگرسانی، کانهزایی، ژئوشیمی، میانبارهای سیال و مقایسه کانسار مورد مطالعه با انواع کانسارهای اپی‌ترمال، سامانه کانهزایی کوه میل یک کانسار مس (طلا) اپی‌ترمال با درجه سولفید حدواسط معرفی میشود که در کمان ماگمایی حاشیه قارهای فعال تشکیل شده است.
منابع
پرتاک، ن. و علی‌پوراصل، م.، 1398. کانهزایی طلای اپی‌ترمال با سنگ میزبان کربناتی کاوند، جنوب غرب زنجان. فصلنامه زمینشناسی ایران، 13، 52، 63-88. ##- حسنی قره‌تکان، م.، 1398. زمینشناسی، کانیشناسی و الگوی ژئوشیمی و پیدایش کانسار مس-آهن کردخلج، شمالغرب ساوه. پایان‌نامه کارشناسی ارشد، دانشکده علوم زمین، دانشگاه صنعتی شاهرود، 136. ##- حسین زاده، م.ر.، مغفوری، س.، موید، م.، هادوی چهاربرج، ز. و عامل، ن.، 1402. زمینشناسی، ژئوشیمی و الگوی پراکندگی عناصر در زون‌های دگرسانی نقدوز-زایلیک، زون ماگمایی ارسباران. فصلنامه زمینشناسی ایران، 17، 65، 71-90. ##- حیدریان دهکردی، ن.، نیرومند، ش. و تاج‌الدین، ح.ع.، 1403. الگوی توزیع عناصر نادر خاکی در پهنه‌های دگرسان و کانه‌دار کانسار لخشک (پهنه زمین درز سیستان). فصلنامه زمینشناسی ایران، 18، 69، 35-47. ##- رجب پور، ش.، 1395. کانیشناسی، دگرسانی و ژئوشیمی کانسار مس ولکانیکی کوه پنگ ساوه، بخش میانی پهنه فرورانش ارومیه-دختر. مجله پژوهشهای دانش زمین دانشگاه شهید بهشتی، 7، 1، 25، 109 - 128 . ##- فضلی، ن.، قادری، م.، لنتز، د. و جیان‌وی، ل.، 1398. زمینشناسی، دگرسانی، کانهزایی و ژئوشیمی کانسار اپی‌ترمال نقره- مس نارباغی‌شمالی،شمال‌خاور ساوه. فصلنامه علوم زمین، سازمان زمینشناسی و اکتشافات معدنی کشور، 28، 112، 13 -22. ##- گروه معدنی زرمش، 1398. پی‌جویی‌های زمینشناسی و اکتشافی در مقیاس 20000/1 در محدوده‌ی اکتشافی کوه میل، شمال‌شرق ساوه، گزارش داخلی و منتشر نشده گروه معدنی زرمش. ##- یوسفی، س.، 1396. کانیشناسی، دگرسانی، ژئوشیمی و الگوی تشکیل کانسار مس زرندیه، شمال شرق ساوه. پایان‌نامه کارشناسی ارشد، دانشکده علوم زمین، دانشگاه صنعتی شاهرود، 144. ##- Aldanmaz, E., Pearce, J.A., Thirlwall, M.F. and Mitchell, J.G., 2000. Petrogenetic evolution late Cenozoic, post-collision volcanism in western Anatolia, Turkey. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 102, 67-95. ##- Beane, R.E., 1983. The Magmatic–Meteoric Transition. Geothermal Resources Council, Special Report 13, 245–253. ##- Boynton, W.V., 1984. Geochemistry of rare earth elements: Meteorite studies. In: Henderson, P., Ed., rare earth element geochemistry, Elsevier, New York, 63-114. ##- Driesner, T. and Heinrich, C.A., 2007. The system H2O-NaCl correlation formulae for Phase relations in temperature-pressure-composition space from 0 to 1000°C, 0 to 5000 bar, and 0 to 1 XNaCl. Geochimica et Cosmochimica Acta, 71, 4880-4901. ##- Grant, J.A., 1986. The isocon diagram-a simple solution to Gresens’ Equation for metasomatic alteration. Economic Geology, 81, 1976-l 982. ##- Haas, J.L., 1971. The effect of salinity on the maximum thermal gradient of a hydrothermal system at hydrostatic pressure. Economic Geology, 66, 940-946. ##- Haas J.L., 1976. Thermodynamic properties of the coexisting phases and thermodynamic properties of the NaCl component in boiling NaCl solutions. United State Geological Survey Bulletin, 1421-B. 71. ##- Hedenquist, J.W., Arribas, J.A. and Gonzalez-Urein, E., 2000. Exploration for epithermal gold deposits. Society of Economic Geologists Review, 13, 245-277. ##- Hedenquist, J.W., Sillitoe, R.H. and Arribas, A., 2004. Characteristics of and exploration for high-sulfidation epithermal Au-Cu deposits. In: Cooke, D. R., Deyell, C. L., Pongratz, J., (eds.), 24 Carat Gold Workshop: Centre for Ore Deposit Research, Special Publication, 5, 99-110. ##- Henderson, P., 1984. General geochemical properties and abundances of the rare earth elements. In: P. Henderson (Editor), rare earth element geochemistry. Developments in Geochemistry, Elsevier, New York. 1-32. ##- Hofmann A.W., Jochum, K.P., Seufert, M. and White, W.M., 1986. Nb and Pb in oceanic basalts: new constraints on mantle evolution. Earth and Planetary Science Letters, 79, 33–45. ##- Kamber, B.S., Ewart, A., Collerson, K.D., Bruce, M.C. and McDonald, G.D., 2002. Fluid-mobile trace element constraints on the role of slab melting and implications for Archaean crustal growth models. Contributions to Mineralogy and Petrology, 144, 38-56. ##- Leitch, C.H.B. and Lentz, D.R., 1994. The Gresens approach to mass balance constraints of alteration systems: methods, pitfalls, examples. In: D.R. Lentz (Editor), Alteration and Alteration Processes Associated with ore-forming systems. Geological Association of Canada, Short Course Notes, 11, 161-192. ##- Lentz, D.R. and Gregoire, C., 1995. Petrology and mass balance constraints on major, trace and rare earth element mobility in porphyry greisen alteration associated with the epizonal True Hill granite, southwestern New Brunswick, Canada. Journal of Geochemical Exploration, 52, 303-331. ##- McDonough, W.F. and Sun, S.S., 1995. Composition of the earth. Chemical Geology, 120, 223-253. ##- Middlemost, E.A.K., 1994. Naming materials in the magma and igneous rock system. Science Reviews, 37, 215-224. ##- Pearce, A., Harris, N.B. and Tindle, A.G., 1984. Trace elements discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rock. Journal of Petrology, 25, 956-983. ##- Pearce, J.A., 1996. A user's guide to basalt discrimination diagrams. In Trace element geochemistry of volcanic rocks: Applications for massive sulfide exploration. Geological Association of Canada Short Course Notes. 79–113. ##- Peccerillo, A. and Taylor, S.R., 1976. Geochemistry of Eocene calc-alkaline volcanic rocks from the Kastamonu area, northen Turkey. Contibutions to Mineralogy and Petrology, 58, 63-81. ##- Pirajno, F., 2009. Hydrothermal processes and mineral systems. Springer, Geological Survey of Western Australia, Perth, Australia, 1273. ##- Rollinson, H.R., 1993. Using geochemical data, evaluation, presentation, interpretation. Longman Scientific and Technical, 352. ##- Sillitoe, R.H. and Hedenquist, J.W., 2003. Linkages between volcanotectonic settings ore-fuid compositions, and epithermal precious metal deposits in volcanic, geothermal, and ore-forming fuids: rulers and witnesses of processes with the earth. Society of Economic Geologists, Special Publication. 10. 315-345. ##- Simmons, S.F., White, N.C. and John, D.A., 2005. Geological characteristics of epithermal precious and base metal deposits. Economic Geology 100th Anniversary. 485-522. ##- Sourirajan, S. and Kennedy, G.C., 1962. The system H2O-NaCl at elevated temperatures and pressures. American Journal of Science, 260, 115-141. ##- Wang, L., Qin, K.Z., Song, G.X. and Li, G.M., 2019. A review of intermediate sulfidation epithermal deposits and subclassification. Ore Geology Reviews, 107, 434-456. ##- Whitney, D.L. and Evans, B.W., 2010. Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist, 95, 185-187. ##- Wilkinson, J.J., 2001. Fluid inclusions in hydrothermal ore deposits. Lithos, 55, 229-272.##
[1] * نویسنده مرتبط: masoodalipour@shahroodut.ac.ir
