مقدمه

محدوده مورد مطالعه به مساحت حدود 8 کیلومترمربع می‌باشد که در بخش میانی ورقه زمین‌شناسی بیرجند (250000: 1، اوهانیان و همکاران 1978) ،در محدوده ورقه زمین‌شناسی مختاران (100000: 1، موحد اول و امامی  1978) و ورقه زمین‌شناسی خونیک (20000: 1، روشن روان، 2001 ) قرار گرفته است. این محدوده در فاصله 57 کیلومتری خوسف و 93 کیلومتری بیرجند قراردارد. همچنین این محدوده  بین طول‌های جغرافیایی 32˚ 22΄ 00˝ - 32˚ 23΄ 00˝ و عرض‌های جغرافیایی59˚ 09΄ 00˝ - 59˚ 12΄ 00˝ واقع شده است. (شکل 1)

زمین‌شناسی ناحیه ای

براساس تقسیم بندی واحدهای ساختاری –رسوبی ایران، محدوده مورد مطالعه جزء بلوک لوت است که که از شمال با فرورفتگی کویر نمک، گسل درونه و گسل بزرگ کویر، در جنوب توسط کمپلکس ولکانیک بزمان - شهسواران و گودال جازموریان، از شرق با گسل نهبندان و رشته کوه‌های شرق ایران و در غرب توسط رشته کوه‌های شتری و گسل نایبند محدود می‌گردد. (آقا نباتی، 2003)

فعالیت‌های ماگمایی: لوت در کرتاسه پایانی آغاز شد. سنگ‌های آن شامل بازالت -آندزیت - داسیت و ریولیت و بیشتر لاواها و ایگنیمبریت می‌باشد. سنگ‌های عمیق و نیمه عمیق گسترش کمتری دارند. از خصوصیات این مجموعه سنگ‌ها کالک آلکالن بودن آنها در حاشیه قاره‌ای ولکانیسم صفحات همگراست.

توده‌های ساب‌ولکانیک: پس از فعالیت‌های آتشفشانی ائوسن که بطور عمده دارای ترکیب حدواسط هستند، توده‌های ساب‌ولکانیک به شکل گنبدی درون آنها جایگیرشده‌اند. این سنگ‌های آذرین بطور واضح توالی‌های آتشفشانی ائوسن را قطع کرده‌اند و بصورت توده‌های نفوذی محدود گسترش دارند.

زمین‌شناسی منطقه‌ای

براساس مطالعات پتروگرافی سنگ‌های  منطقه شامل:

1- واحدهای آذرآواری آندزیت – آمفیبول آندزیت 

2- گنبدهای داسیتی – ریوداسیتی

3- واحد تراکی آندزیت – لاتیت

4- توده‌های نفوذی دیوریتی- مونزودیوریتی - کوارتز مونزودیوریت

5-  واحدهای ماسه سنگ توفی- لیتیک توف – متاکنگلومرا- ولکانیک های برشی

جایگاه ژئوشیمیایی سنگ‌های آذرین

به منظور بررسی ویژگی‌های ژئوشیمیایی سنگ‌های آذرین در منطقه خونیک ترکیب شیمیایی 5 نمونه از سنگ‌های ولکانیکی این منطقه به روش  ICP-MS تعیین گردید. داده‌ها نسبت به ترکیب شیمیایی گوشته اولیه نرمالیزه شد و چگونگی توزیع آنها در(شکل2) به نمایش درآمده است. توزیع عناصر نشان‌دهنده خصوصیات کمان‌های ماگمایی برای سنگ‌های مورد مطالعه است که با بالا بودن نسبتHFSE / LILE می‌گردد. ( پیرس و پیت، 1995). غنی شدگی این سنگ‌ها از عناصرHFS /  LIL بطور متناوب انجام شده است که با جدا شدن این دو دسته عنصر بصورت قله و دره در نمودار خودنمایی می‌کند. این داده‌ها با نتایج قبلی در مورد جایگاه تکتونیکی سنگ‌های آذرین پالئوژن در بلوک لوت سازگاری و همخوانی دارد.

برش‌های گرمابی: یکی از پدیده‌های  مهم در منطقه خونیک وجود برش‌های کانی‌سازی شده‌ای است که از نظر کانی‌سازی فلزات گرانبها بویژه طلا حائز اهمیت است. در منطقه خونیک برش‌های مورد بحث با ضخامت 10 تا 100 سانتی متر و با اشکال تخت واحدهای سنگی را قطع کرده‌اند (شکل 3). برش‌ها از قطعاتی از سنگ میزبان تشکیل شده‌اند که توسط کوارتز نهان بلور و کربنات بهم سیمان شده‌اند.

کانی سازی، پاراژنز و  توالی پاراژنتیکی در خونیک

کانی‌سازی در منطقه خونیک به‌صورت افشان و برشی اتفاق افتاده است. براساس روابط قطع‌شدگی، مجموعه‌های کانیایی، کانی‌سازی در این منطقه به شکل زیر انجام گرفته است( شکل4) .

1) اکسیداسیون دانه‌های  پیریت غربالی که کاملاً توسط هیدروکسید نوع گوتیت  جانشین شده‌اند. 2) تشکیل بلور ثانویه کولیت در کنار گوتیت به علت وجود یون‌های مس در شبکه پیریت. 3) کالکوپیریت وتبدیل شدگی بخش اعظم آن به دیجنیت، کالکوسیت و کولیت طی فرآیندهای اکسیدان و غنی‌شدگی ثانویه 4) طلای آزاد در داخل زمینه‌ای از سیلیس دیده می‌شود.

بررسی دگرسانی در منطقه خونیک

منطقه اصلی دگرسانی در منطقه خونیک حدود 1 کیلومتر مربع وسعت دارد که در محدوده توده اصلی مونزودیوریت متمرکز است. ( شکل 5). شدیدترین مناطق دگرسانی در اطراف توده اصلی مونزودیوریت وجود دارد که به طور وسیع آن را فرا گرفته است. توده دگرسان شده بشدت سیلیسی شده ، ایلیت عمومیت دارد و جانشین فلدسپات‌ها شده است، کلریت واپیدوت نیز جانشین کانی‌های مافیک از جمله بیوتیت، هورنبلاند و پیروکسن شده‌اند. کوارتز از کانی‌های عمومی در زون‌های‌ دگرسانی است که به‌صورت دانه‌های بی شکل در فضای بین کانی‌ها   و به‌صورت جایگزینی دیده می شود. همچنین کوارتز به‌صورت تبلور مجدد در زون‌های‌ دگرسانی حضور پیدا کرده است.  آلونیت و ژاروسیت در وسعت خیلی زیادی  در منطقه دیده می شود که برای تعیین آلونیت در نمونه‌های مورد مطالعه ، علاوه بر مطالعات XRD ، مطالعات میکروسکپی و مقاطع نازک نیز انجام گرفت که حضور آلونیت را در منطقه خونیک تایید می‌کند. با توجه به شواهد و مطالعات صحرایی در خونیک عامل دگرسانی فراگیر در منطقه توده مونزودیوریتی می‌باشد. پدیده خردشدگی و برشی شدن بطور قابل توجه در سنگ‌های  این منطقه اتفاق افتاده است و ریز شکاف‌های حاصل تحت هجوم سیالات کانه دار قرار گرفته اند تا جایی که با تغییر شرایط Eh وpH  توانسته قشرهای نازکی از بلورهای اتومورف کوارتز و پیریت در آنها شکل گیرد. بعبارت دیگر ریز شکاف‌ها نقش فضای باز را بازی کرده و کانه زایی در فضای باز اتفاق افتاده است. و در واقع رنگ زرد و قهوه ای موجود در منطقه ناشی از آبشست این پدیده ها طی پدیده هوازدگی بعدی است. براساس مطالعات پتروگرافی ، صحرایی و آنالیزهای XRDبرروی نمونه‌های برداشت شده انواع دگرسانی های موجود در منطقه خونیک:

1-  دگرسانی سیلیسیک: سیلیس به‌صورت فاز باقی مانده و سیلیس‌های حفره‌دار در منطقه دیده می‌شود. بخشی از سیلیس نیز دستخوش ری کریستالیزاسیون گشته و تبلور مجدد پیدا کرده است

2- زون دگرسانی آرژیلیک پیشرفته: - دگرسانی آرژیلیک پیشرفته به‌صورت زون دگرسانی کائولینیتی در منطقه نمود پیدا کرده است که در جنوب روستای برزاج و در پهنه دگرسانی سفید رنگ قراردارد. توده‌ای اسیدی و به شدت دگرسان شده از نوع آرژیلی است. ظاهر کنکرسیونی تناوبی هیدروکسید آهن و کائولن نوعی تشابه به بخش زیرین آلونیت زایی را تداعی می‌کند. شواهد موجود در منطقه نشان می‌دهد که پدیده سولفیدشدن بالا اتفاق افتاده است .

3- دگرسانی آرژیلیک: در بالاترین بخش این منطقه یعنی قله کوه، سنگ از نوع توده گرانیتوئیدی است. سیالات کانه‌زا می توانند به عنوان تولیدات پس ماگمایی این توده باشند که در فاصله زمانی دیرتری برروی این توده و نواحی اطراف تاُثیر گذاشته و موجب کانه زایی طلا و آرژیلی شدن فراگیر منطقه شده است.بر اساس مشاهدات صحرایی و آنالیز XRD بر روی نمونه‌های گرفته شده نشان می‌دهد که غنی از ایلیت، آلونیت، ژاروسیت، دراویت ،مسکویت، کوارتز، دولومیت و کلریت می‌باشد. دگرسانی کائولینیتی نوع آرژیلیک در برخی قسمت ها بطور گسترده به رنگ صورتی دیده می‌شود

4- دگرسانی پروپلیتیک: دگرسانی پروپلیتیک بطور گسترده در منطقه به‌صورت کلریتی شدن و اپیدوتی شدن اتفاق افتاده است و بدلیل وجود این کانی ها رخساره ظاهری سبز رنگ به آن می‌بخشد.  آمفیبول‌های موجود در سنگ‌های آندزیت و آمفیبول آندزیت تماماّ توسط کلریت و بندرت مسکویت جایگزین شده‌اند. اپیدوتی شدن نیز با شدت کمتری نسبت به کلریتی شدن در سنگ‌های منطقه اتفاق افتاده است بطوری‌که برخی از کانی‌های مافیک مانند آمفیبول و بیوتیت به اپیدوت، کلریت و مسکویت تبدیل و تجزیه شده‌اند. اشکال ( 6 تا 9 ).

مطالعه سیال‌های درگیر

مطالعه سیال‌های درگیر درسال‌های گذشته، بخشی از مفیدترین اطلاعات را در رابطه با تعیین ویژگی‌های فیزیکی و شیمیایی محیط تشکیل کانسارها در اختیار محققین قرار داده است. (رودر،1984).

داده‌های سیال‌های درگیر در این منطقه از مطالعه 8 عدد مقطع دوبرصیقل (باضخامت 70میکرون) که از بلورهای کوارتز در رگه‌های سیلیسی که با فاصله حدود 300 متر انتخاب شده بدست أمده است. اندازه سیال‌های درگیر در بلورهای کوارتز عموما˝ از 2تا16میکرون بوده و با شکل‌های  نامنظم، منظم و میله ای تغییر می‌کند.(شکل 10)  دمای همگن شدگی ( T_h ) در مجموعه سیال‌های درگیر اولیه از 108 تا 450 درجه سانتی گراد تغییرمی‌کند. دمای ذوب یخ ( ₁T_m ) از 2/1- تا C°30 – تغییرمی‌کند. شوری محاسبه شده (شکل11) بر اساس دمای ذوب یخ و با استفاده از معادله‌های بودنار ( 1993) از 5/2 تا 15 در صد وزنی معادل NaCl متغیر است. شوری نشان‌دهنده مقدارکلریدهای محلول، اساسا˝ NaCl و مقادیر کمتر KCl،CaCl₂  وغیره در محلول‌های  گرمابی می‌باشد. ( هدنکوئیست و همکاران، 1992).

برای بررسی تغییرات مکانی سیال‌های گرمابی و تعیین ساز و کار نهشت کانسنگ می‌توان از رابطه بین دمای همگنشدگی و دمای ذوب یخ سیال‌های درگیر استفاده کرد. این روابط توسط (هدنکوئیست و هنلی، b 1985 ) مورد بررسی قرار گرفته و چهار روند اصلی برای آنها پیشنهاد شده است (شکل 12). روندa  4-4 نشان‌دهنده اختلاط یک سیال داغ و شور با یک سیال سردتر و رقیق‌تر می‌باشد. روندb  4-4 توسط جوشش یک سیال غنی از گاز توضیح داده می‌شود و نشان می‌دهد که افت ناچیز دما (C °10) در اثر جوشش، باعث فرار بیش از نیمی از CO₂ اولیه می‌شود. روند c 4-4 یک نتیجه گیری فرضی از جوشش یک سیال فقیر از گاز است که جوشش پیوسته سیال و فرار بخار که همزمان با سردشدگی روی می‌دهد باعث افزایش شوری سیال می‌گردد. روند d-4-4 ترکیبی از جوشش یک سیال غنی از گاز و رقیق شدگی آن را پس از جوشش نشان می‌دهد. رابطه بین T_h در مقابل ₁T_m برای سیال‌های درگیر در منطقه خونیک  نشان می‌دهد که T_h و ₁T_m دامنه وسیعی از تغییرات را نشان می‌دهد اما در امتداد یک روند خطی حرکت می‌کند (شکل 13).

تخمین عمق کانی‌سازی

برای تخمین عمق کانی‌سازی در زیر سطح ایستابی قدیمی،از منحنی جوشش هیدروستاتیک نسبت به عمق استفاده شد(هس، 1971). ( شکل 14).با این حال،به دلیل عدم وجود شواهد سیال‌های درگیر مبنی بر وقوع جوشش، در سیستم اپی‌ترمال خونیک، عمق محاسبه شده حداقل عمق تشکیل می‌باشد. عمق کانی‌سازی در این سیستم با دو سری اطلاعات 400 و600 متر در زیر سطح ایستابی قدیمی محاسبه گردید که چنین عمقی مشخص کننده سیستم‌های اپی‌ترمال طلا متعلق به گروه سولفیدی شدن بالا است. (هدنکوئیست و همکاران, 2000, آلبینسون و همکاران, 2001).

مطالعات ایزوتوپی گوگرد

امروزه ترکیب ایزوتوپی کانی های سولفیدی برای تفسیر منشاء کانسارها استفاده می‌شود. ترکیب ایزوتوپی این کانی ها بوسیله فاکتورهایی مانند درجه حرارت، نهشت،  ترکیب ایزوتوپی سیال هیدروترمالی که کانی از آن نهشته شده است، ویژگی های شیمیایی ترکیبات محلول آن عنصر مانندpH   و فوگاسیته اکسیژن در زمان کانه زایی و سرانجام مقدار نسبی کانی نهشته شده از سیال تعیین می‌شود. ( هوفز، 1997).

روش تجزیه : آنالیز ایزوتوپ های گوگرد در ناحیه خونیک برروی 6 نمونه پیریت دار که از کانسنگ افشان بدست آمده بود انجام شد. پیریت با استفاده از V₂O₅ تبدیل به SO₂  شد. آنالیز ایزوتوپی برروی گاز  SO₂ با استفاده از دستگاه اسپکترومتر جرمی در دانشگاه اتاوا کانادا انجام شد.

داده‌های ایزوتوپی نشان می‌دهد که مقادیر δ ³⁴S_∑S    و _H2S   δ³⁴S در کانسارهای اپی ترمال تغییرات زیادی نشان می‌دهد که این تغییرات در بعضی از کانسارها به ‰10 می رسد. تغییرات در_H2S δ³⁴S در سیالات هیدروترمال نشان می‌دهد که H₂S  از بیش از یک منشاء یا از طریق بیش از یک مکانیسم تأمین شده است. نسبت های H₂S تأمین شده از منشاء های مختلف در طول تشکیل کانسار هیدروترمال تغییر می کند ( اوموتو و گولدهبر، 1997 ). ترکیب ایزوتوپی نزدیک به صفر و یا تغییرات اندک نسبت به این مقداردر برخی کانسارها  نشان‌دهنده گوگرد با منشاء ماگمایی می‌باشد ( فار، 1977 ).  با توجه به این می‌توان   گفت که مقادیر نزدیک به صفر در منطقه خونیک حاکی از آنست که گوگرد منشاء ماگمایی دارد و سیال هیدروترمال گوگرد خود را از سنگ‌های ماگمایی تأمین کرده است و به این ترتیب بخشی از خود سیال نیز منشاء ماگمایی دارد.

اگر فرض کنیم درجه حرارت تشکیل پیریت °C 100 باشد مقادیر _H2S δ³⁴S محلول در سیال که در حقیقت گوگرد موجود در پیریت را تأمین کرده است می تواند با استفاده از رابطه اموتو و رای ( 1979 ) محاسبه شود. این داده‌ها نشان می دهند که سیال با مقدار _H2S δ ³⁴S  بین 6/8 –  تا 7 /9– مسئول تشکیل کانسار بوده است. این مقادیر ایزوتوپی خود تأییدی بر منشاء ماگمایی بخشی از سیال است.

نتیجه گیری

براساس داده‌های دگرسانی (شکل15و16) , سیال‌های درگیرو ایزوتوپی  سیستم اپی‌ترمال خونیک، این سیستم از نوع سولفید شدن بالا می‌باشد. (شکل 17) کانی‌سازی در منطقه خونیک به‌صورت پراکنده وا فشان صورت گرفته است که از نظر کانی‌سازی طلا دارای اهمیت می‌باشد.  داده‌های سیال درگیر حضور یک سیال با شوری متوسط تا بالا در حدود % 15– 5/2 در صد وزنی معادل  NaClو دمای متوسط  تا ºC280 را در سیستم اپی‌ترمال خونیک نشان می‌دهد که باعث کانی‌سازی فلزات گرانبها مانند طلا در این منطقه شده است. اگرچه سیال اولیه دارای شوری بیشتر تا 15 درصد وزنی معادل NaCl ودمای تا ºC 450 در سیستم خونیک تزریق شده است. عمق کانی‌سازی در این سیستم از (400-600 متر) در زیر سطح آب زیر زمینی قدیمی است.

     منابع

1- Hedenquist, J. W., 2003, Epithermal high sulfidation gold deposits: characteristics, related ore types and exploration.

2- Wilkinson, j. j., 2001, Fluid inclusions in hydrothermal ore deposits, Lithos 55 pp. 229-272.

3- William, R. C., and Boyce, A. J., 2000, Silicification, advanced argillic and porphyry-style alteration in Basalts, south Shetland island volcanic arc: formation from geothermal, magmatic-hydrothermal and intrusive systems, Journal of conference abstracts, v. 5(2), pp.1090-1091.