3-ساختمان منطقه معدنی

آندزیت های مینرالیزه و توده پورفیری سرچشمه الگوهای خردشدگی (شکستگی ) پیچیده ای دارند. این خردشدگی ها گاه با کانی سازی نوارهی کوارتز و سولفورها همراه است. کانی سازی کنترل شده توسط سیستم شکستگی ها در دایکها دیده می شود ولی تراکم این درزه ها بسیار کمتر از تراکم موجود در آندزیت ها و پورفیری سرچشمه است.

گمان می رود همه ساختارهای صفحه ای مهم دیده شده در سطح، ردیابی شده با چاه ها ،گمانه ها و تونلها گسله هایی باشند که همگان پس از پیدایش کانی سازی پیکرده توده را شکافته باشند. زیرا در بررسی های زمین شناسی معدنی هیچ رگه مهم کانی سازی چه از نظر اندازه و چه از نظر پرمایگی از کانه های سولفوره گزارش نشده است.

دایکهای سنگ ریزه ای (Pebble Dilce) با تراکم چشم گیر در منطقه پراکنده اند و بطور معمول در برگیرنده قلوه هایی از سنگ های مینرالیزه اند که با پودر سنگ به یکدیگر سیمان شده است. چندین پایپ برشی (Breccia pipe) نیز در سطح زمین بروزند دارند. دیگر یافته ها بر پایه بررسی ها ی مغزه ها گمانه ها و لاگها (Log) بوده است.

5-2-3-سرگذشت زمین شناسی و کانی سازی سرچشمه

سرگذشت پیدایش و تکوین توده معدنی سرچشمه چنین است:

1-         پیدایش و چین خوردگی سنگهای ولکانوسدیمنتر

2-         جایگیری پورفیری سرچشمه و درزه برداری، دگرسانی و کانی سازی پشت آن، هم درون استوک و هم در سنگ آندزیتی فراگیر سنگ دیواره

3-         نفوذ پورفیری ریزدانه تأخیری (L.F.P)

4-         پیدایش سیستم درزه و نفوذ E.H.Pو سپس L.H.P (هورنبلند پورفیری پیشین و پسین)

5-         پیدایش سیستم درزه و نفوذ فلدسپات پورفیری و سپس دایکهای (B.P) بیوتیت پورفیری که اینها هم پس از کانی سازی به انجام رسیده است.

بر روی هم چنین گمان می رود که دانه بندی زمینه و عیار بالای کانی سازی مس پورفیریها نخستین (E.H.P, S.C.P) در برابر عیار پائین مس و ریزدانگی شدید زمینه در پورفیریهای تأخیری (B.P, L.H.P) گویای رابطه ای مستقیم میان تبلور ماگما و انباشتگی مس است. شاید انجماد تند که بوسیله دانه بندی زمینه بازتاب می یابد. از فرار مس از درون ماگما جلوگیری کرده باشد.

6-2-3-دگرسانی ها

روند و رفتار دگرسانی در سرچشمه با زونالیته ای که توسط گیلبرت و لؤل (Gull bert-lowell 1970) رز (Rose 1970)، و گیلبرت و لول (1974) توصیف شده است هماهنگی دارد. در متن توده پورفیری سرچشمه دگرسانی پتاسیک چیره است و بسوی بیرون توده دگرسانی تدریجی فیلیک هستی می گیرد. و شدت دگرسانی بیوتیتی از مرکز بسوی بیرون کاهش می یابد و سنگهای بیرون از توده را نیز آسوده می نماید. با پیشرفتی کمتر، یک زون دگرسانی پروپلیتیک همه دگرسانیها را از بیرون در برمی گیرد.

الف- دگرسانیهای گسترده در توده پورفیری میزبان

1-        دگرسانی پتاسیک

در پورفیری های سرچشمه پیدایش فلدسپات های ثانویه بر روی پلاژیوکلازها و نوزادگی بیوتیت بر روی بیوتیت های نخستین و یا هوربنلند ها مشخص است. کمترین پیشروی و شدت دگرسانی در تبدیل هورنبلند به بیوتیت دیده می شود. با شدت یافتن پیشروی دگرسانی بیوتیت های اولیه بوسیله دگرسانی در لبه ها و در راستای رخ ها به بیوتیت نوزاد تبدیل می شوند. در زون های شدیداً دگرسانی پورفیری سرچشمه همه فنوکریست های هورنبلند، بیشتر فنوکریست های بیوتیت و بیوتیت زمینه بیوتیت ثانویه تبدیل می شوند. پلاژیوکلازها بیشتر بطور کامل به فلدسپات پتاسیم ثانویه می گردد این دگرسانی همه واحدهای پورفیری با شدت های گوناگون دیده میشوند تنها در L.P.H شدت آن بسیار اندک می شود و در B.P و F.P اصلاًدیده نمی شود.

2-        دگرسانی فیلیک

دگرسانی فیلیک پخش شونده درون توده پورفیری سرچشمه (S.C.P) فرایندی تأخیری است که بر روی دیگر دگرسانیها قرار می گیرد. همه سیلیکاتهای سنگ به سریسیت برگشته اند. فلدسپاتهای جان بدر برده از دگرسانی پتاسیک، در اینجا به سریسیت تبدیل شده اند و این در حالی است که فلدسپات های پتاسیک ثانویه در برابر این دگرسانی پایدارترند. سریسیتی شدن ،بیوتیت های اولیه را دگرسان کرده است ولی بیوتیت ها ثانویه با کلریت، دگرسان شده اند و این فرایند به فراونی دیده می شود.

ب- دگرسانی پخش شونده در سنگ دیواره آندزیتی فراگیر

در سنگ دیواره آندزیتی، با سن ائوسن، فراگیر توده پورفیری سرچشمه دگرسانی هایی با این شرح دیده می شود.

1-         دگرسانی پتاسیک در سنگ دیواره بصورت هاله هایی رخ مینماید. دو زون بیوتیتیت شدن می توان دید:

الف-هاله نزدیکتر به توده پورفیری سرچشمه که پیشرفته ترین دگرسانی بیوتیتی شدن را در خود جا داده است.

ب-هاله دوم بصورت زونی است که گرداگرد هاله نخستین جای گرفتهاست و پیشرفتی بسیار کم از دگرسانی بیوتیتی شدن بر آن نقش بسته است. در این دو زون دانه های بیوتیت بسیار کم از دگرسانی بیوتیتی شدن بر آن نقش بسته است. در این دو زون دانه های بیوتیت ثانویه احتمالاً از نابودی کانی های فرومنیزین، پدید آمده است. گفتنی است درون آندزیت ها اثری از فلدسپاتی شدن پتاسیکی دیده نمی شود یا کم وجود دارد. قرار گرفتن این دگرسانی ها در سنگ دیواره نشان دهنده این حقیقت است که محلولهای هیدروترمال با سنگ دیوار در حالت نامتعادل بوده اند.

2-        دگرسانی فیلیک در سنگ دیواره آندزیتی

دگرسانی فیلیک یک رخداد برگشتی است که بر دگرسانی های پیشرفتی بیوتیتی شدن در آندزیتها نقش می بندد. این پدیده هاله ای متحدالمرکز برنگ خاکستری میان هاله بیرونی تر پروپیلیتی و هاله سریسیتی ضعیف درونی می سازد. ویژگی هم آیند کانه ای در این زون وجود کانی سازی سریسیتی، مسکویت، کوارتز،پیریت و کالکوپیریت است. روتیل یک کانی همراه در این کانی سازی است که فراورده دگرسانی بیوتیت است.

3-        دگرسانی پروپیلیتیک در سنگ دیواره آندزیتی

دگرسانی پروپیلیتیک کمرندی سبز رنگ، به دور واپسین هاله دگرسانی، در آندزیت ها می سازد و می توان آنرا در جای جای L.F.P و S.C.P نیز دید. کانیهای همبود این دگرسانی چنین اند: کلریت، اپیدوت، کلسیت، آلبیت، کوارتز و کائولین

پ – دگرسانی های گزینشی

این نام برای دگرسانی هایی گزیده می شود که بگونه ای محلی در همه دگرسانی ها یافت می شود و ارتباط زمانی و فضایی با دیگر دگرسانی ها نشان نمی دهند.

1-        کلریتی شدن

این عمل را می توان جزئی از دگرسانی فیلیک دانست ولی می تواند در دگرسانی پروپیلیتی شدن هم دیده شود.

2-        اپیدوتی شدن

اپیدوتی شدن کانیهای فرومنیزین یا فلدسپاتها پدیده ای کمیابتر است تا کلریتی شدن، این دگرسانی بصورت تبدیل پلاژیوکلازها به کلریت در L.H.P, E.H.P, L.F.P, S.C.P و در برخی رگه ها دیده شده است.

3-        کلسیتی شدن

پلاژیوکلازها و کانیهای فرومنیزین، هم در استوک و هم در دایکهای گامه های نخست دیده شده است. در پلاژیوکلازها کلسیتی شدن در راستای ماکل ها و در بیوتیت ها در راستای کلیواژها انجام می شود. بخشی از کلسیتی شدن می تواند در اثر خروج کلسیم و جانشین آن با پتاسیم پدید آید ولی یادآوری می شود رگه های کلسیت دایکهای بسیار جوان را قطع می کند.

4-آرژیلی شدن

آرژیلی شدن زونی مشخص نمی سازد ولی کانیهای رسی هیپوژن بگونه ای محلی درون همه دگرسانی های زونها اولیه دیده می شود.

ت-رگه ها ودگرسانی های آنها

رگه های درون انباشته مس و دگرسانی رگه ها، دگرسانی پخش شده را قطع می کند و این به مفهوم تأخر رگه نسبت به توده نیست. همسانی دگرسانی و کانی سازی در رگه ها و سنگ می تواند گویای همزمانی این دو رخداد باشد. گرچه در مقیاس این رگه ها کوچکند سنگ می تواند گویای همزمانی این دو رخداد باشد. گرچه در مقیاس این رگه ها کوچکندولی می توانند ردپای محلولهای هیدروترمال در مراحل گوناگون دگرسانی و کانی سازی باشند. ولی وابستگی برخورد آنها برای تقسیم فرایند کانه ساز به مراحل گوناگون می تواند سودمند افتد

7-2-3-خاستگاه دگرسانی-کانی سازی

جایگیری کانسارهایی، همسان با استوک سرچشمه، حدود یک میلیون سال به درازا می کشد. گمان می رود گرمای ماگمایی سرچشمه، با بکارگیری آبهای ماگمایی و جوی سلولهای گرمابی، درون سنگ فراگیر و درون استوک افریده باشد. سپس سلولها بیکدیگر پیوسته باشند، همانگونه که در بررسی های سیالات در گیر می توان یافت، ترکیب این دو الگو کانی سازی-دگرسانی را در سرچشمه ساختند.

برای توجیه زونالیته-در سرچشمه از مرکزی با زون فلدسپات-بیوتیت و بسوی بیرون یا زون کوارتز سریسیتی دو توجیه می تواند وجود داشته باشد.

الف- گروهی از پژوهشگران (هملی و جونز 1964) دگرسانی و زونالیته را به تبادل کاتیونی میانی محلولهای ئیدروترمال و سنگ میزبان نسبت می دهند که در روند آن کاهشی در نسبت aK+/aH+ از زون دگرسانی پتاسیک بسوی فیلیک رخ می دهد.

ب- گروهی دیگر (رز 1970) سرد شدن را عامل اصلی برای توجیه زونالیته پتاسیک و کوارتز-سریسیلیت می دانند در سرچشمه کاهش دمای کلنی از زون فلدسپاتی بسوی زون فیلیک و حضور رگه های هیبرید با هر دو هاله دگرسانی فلدسپاتی-فیلک نشان می دهد که هم افت دما و هم واکنش سیال و سنگ دیواره درگر بوده اند.

8-2-3-نواحی مختلف کانی سازی

الف- کانه هایی اکسیده

یک لایه پوشاننده فروشسته شده با ستبرای میانگین 26متر بر روی زون سوپرژن تشکیل داده اند. مرز پائینی این لایه شسته شده با سولفورها به نسبت تیز (Sharp) است. این سطح تماس بازتاب توپوگرافی کنونی است. پوشش شسته شده از زیر تپه ها به بزرگترین ستبرای خود می رسد و در زیر نهرها و دره ها نازک می شود و یا از میان می رود. ذخیره ای پراکنده ولی چشم گیر از مس اکسیده، بطور معمده کربناتهای مس در ستبرای بالای بخش سولفوره جای گرفته اند. گمان می رود که بخشی سترگ از این اکسیدها از آن چرخه فرسایش کنونی باشد و در کنترل عواملی چون، در جه پرمایه شدگی سوپرژن، زونهایی که نسبت کالکوپیریت به پیریت بالایی در بخش هیپوژن دارند. تخلخل و نفوذپذیری بوده اند.

جای گیری سولفورها، با نگرش به سطوح ایستای پیشین و بودن کربناتهایی که جدایش و نهشته شدن کربناتهای مس در نتیجه گیری سولفورهای مس توسط محلولهای اسیدی نیز از فاکتورهای مهم در غنی شدگی این سولفورهایند.

ب- زون سوپرژن

میانگین ستبرای لایه سولفوره سوپرژن 37متر است. ستبرای این زون وابستگی تناتنگ با پرمایگی بخش هیپوژن کانیهای مس دارد.در بخش مرکزی کانسار بر روی برشهای آذرین درون کانه ای، ستبرای لایه سوپرژن کم است.

(عیار ناحیه غنی شده توسط عواملی چون عیار بخش هیپوژن، نسبت کالکوپسیت به پیریت، نفوذپذیری که خود در وابستگی با سیستم های درزه ای است، زونهای گسله و نواحی برشی تعیین شده است)کانی اصلی مس در ناحیه سوپرژن، زونهای گسله و نواحی برشی تعیین شده است) کانی اصلی مس در ناحیه سوپرژن، کالکوسیت است که بافت افشان دارد. دیژنیت (Digenite) نیز در این ناحیه دیده شده است و کوولیت هم در نزدیکی قاعده لایه ثانویه یافت می شود.

دایکهایی که مقدار نسبتاً کمی از سولفورهای هیپوژن در خود داشتند بگونه ای نامنظم کانه های سوپرژن در آنها پدید آمده است (از طریق غنی شدن). پیشرفت غنی شدن بطور معمول به همبری های دایک-پورفیری و اغلب به زونهای ساختاری که نفوذ را شتاب می دهد، بستگی دارد. برخی دایکهای نازک از نوع درون کانه ای(Intramineral) یک لایه پر مایه از کانه سوپرژن را در خود دارند. در بخش مرکزی دایکهای ستبر، فرایند غنی شدگی بشکل نازک است یا بکلی در آن رخ نداده است.

حفره های کم عیار کانسار بخش هایی از باطله است که دارای غنی شدگی متوسط و پراکنده ای است که درون بخش باطله هیپوژن جای گرفته است.

دگرسانی در زون سوپرژن، سریسیتی و کائولینی شدن است که بر روی زونهای دگرسانی های بسیار پیشرفته هیپوزنی جای دارند. بیشتر کانی های رسی بر روی زونهای دگرسانی ضعیف هیپوژنی جای دارند. گمان می رود که کانی های رسی اساساً از تجزیه فلدسپاتهای موجود در محیط سوپرژن پدید آمده باشد.