پتروژنز سنگ‌های آذرین پالئوزوئیک زیرین جنوب بهاباد (بافق، ایران مرکزی) (شاهدی بر کافت‌زایی)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

دانشکده علوم زمین، دانشگاه صنعتی شاهرود، سمنان، ایران

چکیده

در منطقه جنوب بهاباد واقع در شمال شرقی بافق، طیف وسیعی از سنگ‌های آذرین درونی و خروجی، با ماهیت دوگانه رخنمون دارد. سنگ‌های آذرین درونی دارای ترکیبات گابرو تا گرانیت هستند. سنگ‌های خروجی شامل مجموعه آتشفشانی- رسوبی معروف به سری ناریگان بوده و تناوبی از بازالت و ریولیت، به همراه سنگ‌های آذرآواری، ماسه سنگ، دولومیت و تبخیری‌ها (گچ و نمک) را در بر می‌گیرند. این مجموعه ویژگی‌های محیط‌های رسوبی کم عمق و درون قاره‌ای را نشان می‌دهند. وجود فسیل آرکئوسیاتید در افق‌های آهکی- دولومیتی و سن سنجی‌های پرتوزاد، سن این مجموعه را کامبرین زیرین نشان می‌دهند. سنگ‌های آذرین درونی غالباً به شکل استوک، دایک یا سیل جایگزین شده‌اند و مجموعه آتشفشانی-رسوبی (کامبرین زیرین) و رسوبات متعلق به کامبرین میانی- بالایی و اردوویسین را قطع کرده‌اند و به پالئوزوئیک زیرین نسبت داده می‌شوند. بر اساس داده‌های ژئوشیمیایی گابروها و دیوریت‌ها از LREE غنی‌شدگی و از HREE تهی‌شدگی نشان می‌دهند و ماهیت آلکالن درون ورقه‌ای دارند. سنگهای فلسیک (لوکوگرانیت‌ها و ریولیت‌ها) ویژگی‌های شاخص سنگ‌های پوسته‌ای را نشان می‌دهند. لوکوگرانیت‌ها در زمره گرانیتوئیدهای نوع I ،H و A قرار می‌گیرند. کانه-زایی‌های مگنتیت- آپاتیت، باریت، سرب و روی در این منطقه و مناطق همجوار (بافق- اسفوردی) حاصل این تحولات ماگمایی هستند. 

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

Petrogenesis of the lower Paleozoic igneous rocks, south of Bahabad (Bafq, Central Iran): Implication for Rifting

نویسندگان [English]

  • Zari Balaghi
  • Mahmoud Sadegheian
  • Habibollah Ghasemi
چکیده [English]

The extensive spectrum of intrusive and extrusive igneous rocks with bimodal nature have exposed in the south of Bahabad area, northeast of Bafq. The intrusive igneous rocks are gabbro to granitic composition. The extrusive rocks compose of volcanosedimentary complex, known as Narigan series, alternation of basalt and rhyolite associated with pyroclastic rocks, sandstone, dolomite and evaporates (gypsum and halite). This complex displays features of shallow sedimentary and within plate environments. The presence of Archeocyatide fossil in the Limestone - dolomitic horizons and radiometric dating confirm Lower Cambrian age for this complex. The intrusive rocks mainly emplaced in the form of stock, dyke or sill intruded into the volcanosedimentary complex (Lower Cambrian) and Middle-Upper Cambrian and Ordovician deposits, therefore, these rocks are reffered to Lower Paleozoic. According to the geochemical data, gabbros and diorites are enriched in LREE and depleted in HREE and indicate alkaline within plate nature. The felsic rocks (leucogranites and rhyolites) indicate typical characteristics of crustal rocks. The leucogranites belong to I, H and A-Type granites. The magnetite, apatite, barite, lead and zinc mineralization in this area and adjacent regions (Bafq-Bahabad) are resulted from these magmatic evolutions.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Central Iran
  • Bafq
  • Lower Paleozoic
  • Rifting
  • Alkaline magmatism

مقدمه

شکل‌­گیری هر حوضه اقیانوسی از مرحله کافت قاره‌ای شروع شده، با تشکیل حوضه آتشفشانی – رسوبی کم عمق تا نیمه‌عمیق و فوران‌های آتشفشانی اسیدی و بازیک ادامه می­یابد. در صورت افزایش عمق و مساحت حوضه، در نهایت یک حوضه اقیانوسی کامل شکل می­گیرد، ولی در صورت عدم گسترش حوضه و ناقص ماندن کافت، شواهد کافت­زایی و ویژگی‌های بارز سنگ­شناسی آن حفظ می­شود. در محدوده ایران مرکزی، شواهدی از محیط‌های کششی کافت‌های درون قاره­ای که انشعاباتی از پروتوتتیس بوده­اند، در مناطق مختلف قابل مشاهده­ است. منطقه جنوب بهاباد در شمال‌شرقی بافق، از نظر تقسیمات ساختاری در محدوده ایران مرکزی و در بلوک پشت‌بادام واقع شده است.

در این منطقه، شواهد کافت­زایی پالئوزوییک زیرین به خوبی نمود یافته است. به‌علاوه، مطالعه پترولوژی این منطقه، به‌خصوص از نظر بررسی حوضه آتشفشانی- رسوبی و فرایندهای تکتونیکی مؤثر بر مراحل اولیه شکل‌گیری آن و بازسازی تحولات زمین­شناسی ایران دارای اهمیت بوده و به درک رخساره­های آتشفشانی محیط‌های کششی درون‌قاره­ای و واکنش­های متقابل پوسته و گوشته و فرایندهای مرتبط با آنها، از جمله صعود ماگمای گوشته­ای، ذوب‌بخشی پوسته و اختلاط ماگمایی کمک زیادی می­نماید.

در گذشته، منطقه مورد بحث و مناطق همجوار آن توسط محققان مختلفی، از جمله سهیلی و مهدوی (1370)، امینی و همکاران (1381)، مهدوی (1375)، سبزه­یی (1386)، صادقیان (1386) و نوگل­سادات (1386) به‌منظور تهیه نقشه­های زمین­شناسی و کنعانیان و همکاران (1376)، شریفی (1376)، موسوی ماکویی (1377)، امینی و همکاران (1382)، بلاغی (1387)، بلاغی و همکاران (1386 و 1387) از نظر پترولوژی و عسکری (1376)، موسوی‌نسب (1376)، فرخندی‌سرخابی (1378)، قادری و رمضانی (1384)، مختاری و نفیسی (1384)، صادقی دعوتی و همکاران (1386)، بنیادی (1387) و Bonyadi و همکاران (2011) از جنبه کانه­زایی و توان معدنی مطالعه شده است. اغلب این محققان، سنگ‌های این مناطق و کانه‌زایی­های مرتبط با آنها را به پرکامبرین نسبت داده‌اند، ولی در راستای مطالعات صحرایی انجام شده در این مقاله، بر اساس روابط چینه­شناسی، این سنگ‌ها دارای سنی جوان‌تر از پرکامبرین بوده، متعلق به کامبرین- اردوویسین هستند. صادقیان (1386)، نوگل‌سادات (1386) و سبزه­یی (1386) نیز در گزارش‌های خود، این سن را تأیید کرده­اند.

 

زمین‌شناسی منطقه

منطقه جنوب بهاباد با وسعت تقریبی 160 کیلومتر مربع در بین طول‌های جغرافیایی″30 ′52 o55 تا o56 شرقی و عرض‌های جغرافیایی ″00 ′45 o31 تا o31 ″30 ′52 شمالی در شمال­شرقی بافق در استان یزد واقع شده است (شکل 1).

در ­این منطقه، سنگ‌های آتشفشانی اسیدی، از جمله: ریولیت، داسیت، توف و ایگنمبریت به‌همراه گدازه­های بازالتی– آندزیتی و سنگ‌های آذرآواری با ماهیت توف سیلت‌استونی، توف ماسه‌سنگی، لیتیک‌توف، توف ریولیتی، توف سبز و گدازه­های برشی شده رخنمون دارند. این سنگ‌ها به‌عنوان مجموعه تفکیک نشده سری ناریگان نامیده شده­اند.

حضور فسیل آرکئوسیاتید در آهک‌های متعلق به این مجموعه، سن کامبرین زیرین را برای آن مشخص می­کند (سبزه­یی، 1386). سری ناریگان اولین بار توسط سبزه­یی معرفی شده و نام خود را از روستای ناریگان اقتباس کرده است و اگر بخواهیم آن را با نقشه­ها و مدارک منتشر شده قبلی در این محدوده زمانی مقایسه کنیم، معادل سری ریزو است.

 

 

شکل 1- الف) موقعیت جغرافیایی منطقه مورد مطالعه بر روی نقشه زون‌های ساختاری ایران، ب) موقعیت منطقه مورد مطالعه در زون تکتونیکی کاشمر- کرمان در ایران مرکزی (اقتباس از Ramezani و Tacker، 2003).

 

وجود سنگ‌های آتشفشانی اسیدی و بازیک به‌همراه یکدیگر و نبودن ترکیبات حد واسط (آندزیت) بیانگر ماگماتیسم دوگانه (بایمودال) شاخص حوضه­های کافتی است. دوگانه بودن ترکیبات هم در سنگ‌های آتشفشانی و هم در توده­های نفوذی، به‌خوبی نمایان است. حضور گچ در بخش­هایی از منطقه نشان‌دهنده رسوب‌گذاری در محیط‌های کم‌عمق حاشیه فروافتادگی کافتی است. در بخش­های عمیق­تر، آهک و دولومیت بر جای گذاشته شده و در ضمن، سهم گدازه‌ها نیز بیشتر است. البته، در برخی موارد، سنگ‌های کربناته با سنگ‌های آتشفشانی رابطه جانبی بین‌انگشتی دارند که نشان‌دهنده وقوع فوران آتشفشانی به‌طور همزمان با رسوب‌گذاری در این حوضه کم‌عمق است. این پدیده، از ویژگی‌های بارز محیط‌های کششی درون‌قاره­ای است. فعالیت‌های آتشفشانی زیرآبی با کانه­زایی منگنز، سرب و روی به‌صورت برون‌دمی همراه بوده است (اندیس منگنز دارستان در منطقه مورد مطالعه و کانسار سرب و روی کوشک و منگنز ناریگان در مناطق هم‌جوار). سنگ‌های نفوذی منطقه، دارای طیف ترکیبی گابرو، دیوریت، سینیت، گرانیت و گرانودیوریت هستند. گابروها و دیوریت‌ها غالباً به‌صورت توده­های نفوذی کوچک و دایک رخنمون دارند. این سنگ‌ها در مجموعه تفکیک نشده آتشفشانی- رسوبی سری ناریگان و ماسه سنگ لالون و آهک و آهک­های دولومیتی سازند کوه‌بنان (معادل میلا) نفوذ کرده­اند (شکل 2- الف).

این ترکیبات دارای حاشیه انجماد سریع تیره رنگ بوده، به‌سمت داخل توده، بافت سنگ دانه درشت­تر و رنگ آنها روشن‌تر می­شود. ترکیبات دیوریتی از فراوانی بیشتری برخوردار هستند. همراه با این سنگ‌ها، کانه‌زایی مالاکیت و کالکوپیریت صورت گرفته است. توف‌های ریولیتی و آهک­های دولومیتی میزبان آنها تا حدودی متحمل دگرگونی مجاورتی شده، تغییر رنگ و از بین رفتن ساخت و بافت اولیه و تبلور مجدد آنها از شواهد این فرایند است. توده­های کوچک سینیت به رنگ صورتی در سنگ‌های آتشفشانی – رسوبی سری ناریگان تزریق شده‌اند.

 

 

شکل 2- الف) دایک دیوریتی نفوذ کرده به درون توف‌های سفید رنگ سری ناریگان، ب) استوک گرانیتی رخنمون‌ یافته در سنگ‌های آتشفشانی- رسوبی سری ناریگان

 

در نقاطی که سینیت‌ها در مجاورت دیوریت‌ها رخنمون دارند، تغییر رنگ تدریجی از سبز به‌سمت صورتی مشاهده می­شود که نشان‌دهنده روند تفریقی از ترکیبات گابرو- دیوریتی به‌سمت سینیت‌هاست. مطالعات پتروگرافی و ژئوشیمیایی نیز این روند تفریقی را تأیید می­کنند. در داخل سینیت‌ها و سنگ‌های میزبان آنها رگه­هایی از باریت که کانه­زایی مرتبط با ترکیبات مراحل انتهایی تفریق است مشاهده می­شود. بخش اعظم توده­های نفوذی مورد مطالعه، لوکوگرانیت‌ها هستند. این سنگ‌ها به‌صورت استوک و توده­های بزرگ‌تر در قیاس با ترکیبات مافیک، در میان سنگ‌های آتشفشانی- رسوبی سری ناریگان رخنمون دارند (شکل 2- ب). این سنگ‌ها دارای رنگ روشن بوده و بسیار ریزدانه هستند. در مجاورت این لوکوگرانیت‌ها در اطراف روستاهای علی­آباد و همیجان، کانه­زایی مگنتیت و آپاتیت صورت گرفته است. بررسی روابط صحرایی این توده­ها با سنگ‌های میزبان نشان می‌دهد که نفوذی‌های مورد مطالعه دارای سنی جوان‌تر از کامبرین بوده و به اردوویسین- سیلورین تعلق دارند.

موقعیت منطقه مورد مطالعه بر روی تصاویر ماهواره‌ای، نقشه زون‌های ساختاری ایران در زون تکتونیکی کاشمر- کرمان (Ramezani and Tucker, 2003) در شکل 1 و واحدهای سنگی ذکر شده در شکل 3 نشان داده شده­اند.

 

روش­ انجام پژوهش

در راستای تهیه نقشه زمین­شناسی 1:25000 اسفنگ (پارس‌کانی، 1388) و برداشت‌های زمین‌شناسی مرتبط با مطالعات صحرایی این مقاله، واحدهای سنگی آذرین مورد مطالعه در بیش از 200 ایستگاه مورد بازدید صحرایی قرار گرفت و برای اهداف مختلف، مانند: پتروگرافی، مینرالوگرافی، XRD و آنالیز شیمی به تعداد کافی نمونه­برداری انجام شد. از بین نمونه­های مطالعه شده، تعداد 20 نمونه سالم­تر برای آنالیز شیمیایی (به روش ICP-MS) انتخاب و به آزمایشگاه ACME کانادا ارسال شد. نتایج آنالیز شیمی پس از حذف مواد فرار توسط نرم افزارهای مختلف مانند Excel و GCDkit پردازش و از آنها در تعبیر و تفسیرها استفاده شد.

 

 

 

 

 

 

 
   

شکل 3- نقشه زمین­شناسی 1:25000 ساده شده منطقه مورد مطالعه بر اساس نقشه 1:25000 اسفنگ (پارس کانی، 1388). مختصات حاشیه نقشه بر حسب UTM است.

 

 

پتروگرافی

با توجه به ماهیت سنگ‌های مورد مطالعه می‌توان آنها را به دو دسته بیرونی و درونی تقسیم کرد. سنگ‌های درونی دارای طیف ترکیبی گابرو، دیوریت، مونزودیوریت، سینیت، گرانیت و گرانودیوریت و سنگ‌های بیرونی شامل بازالت، ریولیت و سنگ‌های آذرآواری مربوطه هستند. گابروها و دیوریت‌ها، بافت‌های افیتیک، ساب‌‌افیتیک و گرانولار نشان می­دهند. اوژیت، هورنبلند سبز، پلاژیوکلاز، بیوتیت و به‌ندرت کوارتز و ارتوکلاز (کانی‌های اصلی) و آپاتیت، اسفن، مگنتیت و تیتانومگنتیت (کانی‌های فرعی) و کلسیت، اپیدوت و کلریت (کانی‌های ثانویه) در آنها یافت می­شوند (شکل 4- a).

 

 (b)

(a)

   

(d)

(c)

 

 

(f)

(e)

 

 

(h)

(g)

 

 

شکل 4- تصاویر میکروسکوپی منتخب از گروه­های سنگی مختلف مورد مطالعه (در نور پلاریزه متقاطع): a) بافت افیتیک و ساب افیتیک همراه با کانی‌های اوژیت و پلاژیوکلاز در نمونه گابرویی، b) نمونه گابرو متاسوماتیسم شده که بیوتیت‌های دانه درشت حاصل از متاسوماتیسم پتاسیک در آن به‌وضوح مشاهده می­شوند، c) بافت گرانولار همراه با حضور بلورهای ارتوکلاز و اژیرین اوژیت در سینیت‌ها، d) بافت میکروگرانولار و پورفیروییدی در لوکوگرانیت‌ها، e) حضور آنکلاوی از سنگ‌های مافیک در داخل لوکوگرانیت‌ها، f) بافت پورفیری، گلومروپورفیری، میکرولیتی پورفیری و آمیگدالوییدی در بازالت‌ها، g) فنوکریست‌های درشت کوارتز همراه با بافت خلیج خوردگی در ریولیت‌ها و h) تصویری از حضور مگنتیت و آپاتیت به‌همراه کوارتز در سنگ‌های سازنده اندیس مگنتیت- آپاتیت همیجان

 

 

 

 

بسیاری از سنگ‌های گابرو- دیوریتی متحمل متاسوماتیسم پتاسیک شده­اند که آثار آن به‌صورت خوردگی پلاژیوکلازها و ایجاد بافت صفحه شطرنجی در آنها، تشکیل پوششی از ارتوکلاز در اطراف پلاژیوکلازها، اسفن­زایی کانی‌های کدر و تبدیل هورنبلند به بیوتیت و تشکیل بیوتیت‌های نوظهور متاسوماتیکی در نمونه­های میکروسکوپی تجلّی پیدا کرده است (شکل 4- b).

تجمع موضعی ارتوکلاز در برخی از سنگ‌های گابرو/ دیوریتی نشان‌دهنده تفریق این سنگ‌ها و تحول آنها به سمت ترکیبات سینیتی است. ارتوکلاز پرتیتی و اژیرین اوژیت، کانی‌های اصلی سینیت‌ها هستند (شکل 4- c)، ارتوکلازها غالباً کائولینیتی شده­اند و دارای منظره کدر هستند.

در سنگ‌های لوکوگرانیتی، پلاژیوکلاز آلبیتی، کوارتز و ارتوکلاز از فراوانی زیادی برخوردارند. آلانیت کانی فرعی موجود در این سنگ‌هاست. لوکوگرانیت‌ها بافت‌های گرانولار، پورفیروییدی، میرمکیتی و گرافیکی نشان می­دهند (شکل 4- d). حضور آنکلاو یا لخته­هایی از پلاژیوکلاز، آپاتیت، مگنتیت و اسفن در لوکوگرانیت‌ها، از شواهد بارز اختلاط ماگمایی محسوب می­شود و ارتباط و خویشاوندی آنها را با سنگ‌های مافیک نشان می‌دهد (شکل 4- e).

فنوکریست‌های پلاژیوکلاز، الیوین و اوژیت به‌عنوان کانی‌های اصلی و آپاتیت و مگنتیت کانی‌های فرعی سنگ‌های بازالتی هستند که در خمیره­ای از شیشه­ آتشفشانی قرار گرفته­اند. بافت‌های غالب در این سنگ‌ها، پورفیری، گلومروپورفیری، آمیگدالوییدی و میکرولیتی هستند (شکل 4- f).

در جنوب کوه دوقله در محدوده‌ای به وسعت یک کیلومتر مربع، یک گنبد ریولیتی رخنمون دارد که هم‌ارز لوکوگرانیت‌ها محسوب می­شود و فنوکریست‌های درشت کوارتز در آن قابل مشاهده است (شکل 4- g). میزبان آن سنگ‌های آهکی دولومیتی یا دولومیتی سری ناریگان است.

در مجاورت سنگ‌های لوکوگرانیتی منطقه (در اطراف روستاهای علی­آباد و همیجان)، کانه­زایی مگنتیت و آپاتیت صورت گرفته که به‌نظر می­رسد عناصر سازنده آنها از طریق تفریق ماگمایی و ایجاد سیالات غنی از عناصر آهن و فسفر تأمین شده­است. در ضمن، تشکیل کانی‌های سیلیکاته، مانند: اپیدوت، کلریت و آکتینولیت‌های آبی رنگ رشته‌ای یا الیافی (در نمونه دستی) در سنگ‌های میزبان آتشفشانی- تخریبی، بیانگر آن است که بخشی از عناصر موجود در محلول‌های حاصل از مراحل نهایی تفریق ماگمایی با سنگ میزبان تبادلات شیمیایی انجام داده­اند (شکل 4- h).

 

ژئوشیمی

نتایج تجزیه شیمیایی در جدول ‌های 1 و 2 ارائه شده است. در نمودار رده­بندی Na2O+K2O در مقابل SiO2 (Cox et al.,1979) سنگ‌های درونی در محدوده گابرو، دیوریت، سینیت، گرانودیوریت و گرانیت و سنگ‌های بیرونی در محدوده بازالت و ریولیت قرار می­گیرند (شکل 5)، که با مشاهدات صحرایی و پتروگرافی همخوانی کامل دارد. مقدار SiO2 در سنگ‌های مافیک در محدوده 44 تا 53 و در لوکوگرانیت‌ها در محدوده 67 تا 70 درصد وزنی تغییر می­کند. مجموع آلکالی (Na2O+K2O) در نمونه­های مافیک در محدوده 4/5 تا 10/8 درصد وزنی است.

 

 

 

 

 

جدول 1- نتایج تجزیه شیمیایی اکسیدهای عناصر اصلی، عناصر کمیاب و کمیاب خاکی نمونه­های گرانیتی، گرانودیوریتی، بازالتی و ریولیتی منطقه جنوب بهاباد

Sample No.

BG-5-5

BG-19-2

BG-2-2

BG-8-2

BG-7-2

BA

BB-6-1

BB-6-6

BR-14-1

Rock Name

گرانودیوریت

گرانودیوریت

گرانیت

گرانیت

گرانیت

گرانیت

آندزی بازالت

آندزی بازالت

ریولیت

(wt%)

 

 

 

 

 

 

 

 

 

SiO2

67.70

69.35

70.65

69.98

69.72

69.24

52.96

54.63

71.27

Al2O3

20.62

18.40

17.38

17.27

16.96

19.79

18.27

15.40

17.17

FeOtotal

3.24

3.83

2.80

3.10

3.30

0.76

11.55

13.80

1.89

FeO

2.32

2.57

1.88

2.15

2.26

0.53

7.27

8.73

1.32

Fe2O3

0.93

1.26

0.92

0.95

1.04

0.22

4.29

5.07

0.57

MgO

1.15

0.75

1.85

0.22

0.34

0.32

5.13

3.48

0.30

CaO

0.11

0.47

0.27

0.43

1.54

0.22

3.61

4.39

0.15

Na2O

2.77

4.61

2.06

3.95

3.53

4.45

2.75

4.84

0.17

K2O

4.12

2.17

4.66

4.71

4.19

4.76

2.81

0.98

8.92

TiO2

0.26

0.35

0.32

0.29

0.33

0.41

2.37

1.81

0.11

P2O5

0.04

0.05

0.06

0.04

0.05

0.06

0.53

0.59

nd*

MnO

0.02

0.01

0.01

0.02

0.03

0.01

0.02

0.04

0.01

Cr2O3

nd

nd

nd

nd

nd

nd

0.01

nd

nd

Total

100.03

99.99

100.05

100.03

99.98

100.0

100.01

99.97

100.00

L.O.I.

1.5

1.5

2

1.3

2.5

1

7.1

3.2

1.3

(ppm)

9.00

11.00

10.00

9.00

10.00

9.00

35.00

23.00

6.00

Sc

9.00

11.00

10.00

9.00

10.00

9.00

35.00

23.00

6.00

Ba

420.0

166.0

279.0

454.0

286.0

545.0

122.0

133.0

483.0

Be

2.00

3.00

3.00

2.00

1.00

3.00

3.00

5.00

1.00

Co

2.20

0.80

2.00

1.30

0.90

0.60

6.80

9.70

0.30

Cs

1.00

0.70

1.40

0.40

0.80

0.60

0.70

0.20

0.60

Ga

19.00

20.60

16.40

18.30

19.00

24.00

22.00

19.00

18.20

Hf

8.60

9.80

9.00

7.90

9.70

12.00

8.60

13.80

7.10

Nb

12.90

13.20

11.70

11.50

14.70

18.30

19.30

28.50

10.40

Rb

94.50

80.30

109.6

128.1

123.9

150.2

65.60

16.50

72.80

Sn

1.00

9.00

3.00

4.00

3.00

5.00

2.00

3.00

2.00

Sr

37.40

30.20

28.50

37.20

45.70

42.80

71.70

76.90

25.90

Ta

0.90

0.90

0.80

0.90

1.00

1.10

1.00

1.50

0.90

Th

14.00

14.10

13.70

11.30

13.70

27.70

6.40

9.60

16.00

U

3.00

3.00

2.90

3.00

3.10

7.60

2.00

3.00

2.90

V

11.00

16.00

17.00

15.00

17.00

20.00

245.00

88.00

8.00

W

1.70

1.80

1.50

1.30

1.50

3.40

0.60

1.00

0.60

Zr

294.5

347.9

318.2

275.8

328.0

432.3

313.3

490.3

193.1

Y

54.60

29.90

50.40

32.30

47.20

116.5

62.40

83.10

56.00

Mo

0.10

0.10

0.10

0.10

0.30

0.10

0.20

2.60

0.10

Cu

0.80

0.40

0.40

0.30

0.60

2.20

2.30

17.40

0.50

Pb

0.90

0.70

1.10

0.60

1.30

1.00

1.00

0.90

3.00

Zn

9.00

4.00

9.00

4.00

4.00

4.00

18.00

19.00

7.00

Ni

1.10

0.80

1.30

0.60

1.50

0.50

13.30

1.90

0.60

As

1.00

1.30

3.00

1.40

0.50

2.10

0.50

0.70

0.50

Cd

0.10

0.10

0.10

0.10

0.10

0.10

0.10

0.10

0.10

Sb

0.10

0.10

0.20

0.10

0.10

0.10

0.10

0.10

0.20

Bi

0.10

0.10

0.10

0.10

0.10

0.10

0.10

0.10

0.10

Ag

0.20

0.10

0.10

0.10

0.10

0.10

0.20

0.10

0.10

Au (ppb)

24.90

32.80

11.50

7.10

20.90

18.70

29.00

5.60

46.10

Hg

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

La

39.00

14.50

44.30

29.60

38.10

80.00

41.30

26.30

7.80

Ce

81.30

31.10

95.50

65.30

90.10

177.3

97.00

65.00

17.90

Pr

10.71

3.97

12.00

8.28

12.07

22.75

13.69

9.48

2.62

Nd

41.80

15.00

45.60

32.00

49.10

89.30

60.00

41.70

9.80

Sm

8.50

3.70

9.01

6.57

9.03

17.92

12.99

10.19

2.46

Eu

1.05

0.67

1.17

0.78

1.05

2.33

2.85

2.05

0.51

Gd

8.75

4.51

8.28

5.35

8.17

18.38

12.83

12.76

4.85

Tb

1.56

0.84

1.39

0.89

1.34

3.33

2.00

2.30

1.23

Dy

9.36

4.94

8.37

5.04

7.66

20.20

11.43

14.32

8.80

Ho

1.94

1.07

1.75

1.15

1.63

4.16

2.27

3.02

2.02

Er

5.48

3.15

5.07

3.65

4.69

11.42

6.21

8.61

5.77

Tm

9.00

11.00

10.00

9.00

10.00

9.00

35.00

23.00

6.00

Yb

420.0

166.0

279.0

454.0

286.0

545.0

122.0

133.0

483.0

Lu

2.00

3.00

3.00

2.00

1.00

3.00

3.00

5.00

1.00

جدول 2- مقادیر اکسیدهای عناصر اصلی (بر حسب درصد وزنی)، عناصر کمیاب و خاکی نادر (برحسب ppm) گابروها، دیوریت‌ها و سینیت‌های مورد مطالعه (جمع اکسیدها (sum) پس از تصحیح و حذف مواد فرّار در نظر گرفته شده است).

Sample No.

BD-2

BD-17-2

BD-1-7

BD-18-1

BD-1-1

BD-13-2

BS-16-1

BS-16-2

BS-SY-1

Rock Name

گابرو

گابرو

گابرو

گابرو

دیوریت

دیوریت

سینیت

سینیت

سینیت

(wt%)

 

 

 

 

 

 

 

 

 

SiO2

44.38

48.51

48.69

50.31

53.90

52.65

56.55

59.11

54.25

Al2O3

14.33

16.46

22.06

20.26

15.90

17.48

25.54

21.27

28.80

FeO

10.12

8.39

5.44

5.05

6.46

7.14

1.15

1.12

2.18

Fe2O3

4.25

4.11

2.99

2.73

2.71

3.79

0.44

0.40

0.81

MgO

7.73

5.57

7.85

4.59

5.48

5.81

0.09

0.09

0.18

CaO

7.42

5.34

3.69

9.31

4.50

3.78

4.75

5.59

1.35

Na2O

3.09

4.44

3.73

5.21

4.69

5.83

5.60

6.02

6.28

K2O

3.58

3.67

1.68

0.82

3.07

0.19

5.73

6.10

5.90

TiO2

3.74

2.69

3.15

1.35

2.40

2.43

0.06

0.07

0.07

P2O5

1.18

0.65

0.64

0.28

0.81

0.69

0.07

0.12

0.05

MnO

0.17

0.17

0.05

0.09

0.09

0.13

0.05

0.11

0.10

Cr2O3

0.02

0.01

0.02

0.01

0.02

­nd*

nd

nd

nd

Sum

100.0

100.0

100.00

100.00

100.03

99.94

100.04

100.01

99.98

L.O.I.

1.90

3.60

3.60

3.40

3.60

2.90

4.40

4.90

2.90

(ppm)

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Sc

19.0

15.0

14.0

29.0

11.0

28.0

1.0

1.0

1.0

Ba

1399.0

956.0

122.0

499.0

433.0

76.0

136.0

155.0

239.0

Be

2.0

3.0

3.0

1.0

2.0

1.0

3.0

4/0

7.0

Co

49.7

32.6

21.2

23.8

28.0

28.1

0.6

0.9

0.9

Cs

2.1

1.1

2.7

1.3

2.9

0.4

0.7

0.5

3.3

Ga

22.7

20.9

23.7

19.0

25.8

21.7

31.3

28.8

33.1

Hf

11.0

11.8

9.2

4.0

11.4

7.0

26.1

25.6

15.3

Nb

96.4

104.2

58.3

7.0

81.0

13.1

188.2

217.2

75.5

Rb

87.4

87.6

52.4

21.5

66.7

6.2

179.8

154.1

190.1

Sn

4.0

3.0

2.0

1.0

5.0

1.0

8.0

5.0

6.0

Sr

1166.2

515.1

267.6

727.0

409.4

71.4

85.9

83.6

336.0

Ta

5.2

5.7

3.4

0.4

4.3

0.7

11.5

11.5

5.6

Th

11.8

10.8

5.9

3.9

8.3

4.8

29.8

29.2

14.3

U

2.6

2.7

1.7

0.7

2.2

0.9

5.6

5.7

4.3

V

187.0

146.0

138.0

213.0

104.0

224.0

8.0

8.0

8.0

W

1.6

1.8

2.7

0.9

3.2

0.7

2.6

6.8

2.1

Zr

448.6

478.5

347.5

136.3

458.3

257.9

1035.4

991.9

596.7

Y

33.3

33.0

23.4

22.6

21.3

62.0

44.9

41.0

12.5

Mo

1.3

1.0

2.6

0.1

1.8

0.1

0.5

0.3

3.5

Cu

35.7

22.3

3.8

10.5

22.8

1.3

2.5

5.0

4.3

Pb

12.4

9.6

9.4

2.9

5.3

2.6

2.5

14.9

17.6

Zn

113.0

117.0

98.0

16.0

105.0

44.0

9.0

8.0

55.0

Ni

98.3

64.1

98.0

16.1

118.3

5.3

0.3

0.3

0.4

As

1.7

1.3

1.5

1.0

3.2

1.0

0.5

0.8

0.9

La

81.4

79.0

52.2

16.7

74.6

35.7

189.6

180.4

75.4

Ce

167.6

155.6

110.2

37.0

132.6

91.5

330.3

318.4

131.7

Pr

20.42

18.23

14.57

5.16

16.16

14.44

33.79

34.36

12.78

Nd

76.9

65.3

58.5

22.6

61.0

66.6

98.7

105.7

38.8

Sm

13.24

10.56

10.6

4.61

12.19

13.66

12.99

12.93

4.89

Eu

3.93

2.99

3.42

1.58

4.03

3.44

2.01

1.93

0.80

Gd

10.7

8.21

8.92

4.31

7.23

13.34

9.28

9.33

3.35

Tb

1.47

1.28

1.26

0.72

1.20

2.06

1.45

1.37

0.54

Dy

6.96

6.27

5.59

4.05

5.09

11.62

8.08

7.36

2.39

Ho

1.25

1.18

0.87

0.83

0.69

2.31

1.55

1.44

0.47

Er

2.89

3.08

2.07

2.27

1.46

6.16

4.41

3.95

1.15

Tm

0.42

0.46

0.29

0.37

0.21

0.96

0.76

0.67

0.21

Yb

2.33

2.69

1.55

2.16

1.01

5.68

4.51

4.19

1.31

Lu

0.33

0.38

0.21

0.35

0.14

0.84

0.70

0.64

0.20

*nd = not determined

 

 

 

 

 

 

 

شکل 5- نمودار Na2O+K2O در مقابل SiO2 (Cox et al., 1979) برای نام‌گذاری نمونه­های مورد مطالعه. علایم به‌کار رفته در نمودارها عبارتند از: گابرو - دیوریت(مربع)، سینیت (لوزی)، گرانیت (دایره)

 

بالا بودن عناصر آلکالی در این نمونه­ها، ناشی از ﺗﺄثیر متاسوماتیسم و افزایش عناصر آلکالی در این سنگ‌هاست. مقدار K2O سنگ‌های گابرو/ دیوریتی، به‌ویژه گابروها از حد متعارف این سنگ‌ها بیشتر است­ و به‌نظر می­رسد که ناشی از فرایند متاسوماتیسم و اضافه شدن پتاسیم به این سنگ‌ها باشد.

از شواهد افزایش K2O، تشکیل بیوتیت‌های متاسوماتیک نوظهور در این نمونه­هاست که در نورم به‌صورت ارتوز ظاهر می­شوند. افزایش سیالات حاوی K2O و همچنین Na2O با ﻣﻨﺸﺄ تفریق ماگمایی، به تشکیل ارتوکلاز و نفلین نورماتیو منجر شده است، به‌طوری‌که نمونه­های گابرویی در نورم خشک همگی دارای ارتوز نورماتیو و برخی از آنها دارای نفلین نورماتیو هستند، در حالی‌که در هیچ یک از نمونه­های میکروسکوپی تهیه شده از این سنگ‌ها ارتوز و نفلین مشاهده نشده­است.

پس از تصحیح نفلین و ارتوز نورماتیو و نام‌گذاری سنگ‌ها برمبنای مقادیر نورم اصلاح شده، تمامی نمونه‌های مافیک درمحدوده گابرو و دیوریت واقع شده‌اند. در نمودارهای هارکر عناصر اصلی و کمیاب، روند تفریقی بارزی بین نمونه­های گابرو- دیوریتی و سینیت‌ها مشاهده می­شود (شکل 6)، که مبین تفریق یافتن سینیت‌ها از ماگمای بازیک در مراحل نهایی تفریق است.

در تمامی این نمودارها، نمونه­های گابرویی/ دیوریتی و سینیت‌ها در امتداد روندی خطی قرار می‌گیرند و با افزایش مقدار SiO2 یا تفریق یافتگی، مقادیر Na2O، Al2O3 و K2O افزایش و Fe2O3، FeO، MgO، TiO2، P2O5، MnO و CaO کاهش می­یابند. این وضعیت بیانگر تفریق گابرودیوریت‌ها به سمت سینیت‌ها و ﻣﻨﺸﺄ گرفتن آنها از یک منبع ماگمایی واحد است، اما بین نمونه­های گرانیتی با نمونه­های سینیتی و گابرویی وقفه ترکیبی بارزی وجود دارد که ﻣﻨﺸﺄ متفاوت آنها را نشان می­دهد.

در مجموع، با بررسی دقیق­تر نمودارهای هارکر میتوان نتیجه گرفت دو مجموعه سنگی در منطقه وجود دارد: یک گروه، سنگ‌های مافیک گابرو/دیوریتی با ﻣﻨﺸﺄ گوشته‌ای و سینیت‌ها که حاصل تفریق این مجموعه هستند و دیگری سنگ‌های اسیدی (لوکوگرانیت‌ها) که احتمالاً حاصل اختلاط ماگمای تفریق یافته مجموعه اول با مواد حاصل از ذوب پوسته سیالیک زیرین هستند. مهم­ترین شاهد فرایند اختلاط ماگمایی، حضور لخته­های مگنتیت، آپاتیت و آلانیت با ﻣﻨﺸﺄ گوشته‌ای در سنگ‌های لوکوگرانیتی است.

نمونه­های گابرویی- دیوریتی مورد مطالعه، در نمودار چند عنصری به‌هنجار شده به کندریت (Nakamura, 1974) از عناصر LREE، غنی‌شدگی و از عناصر HREE، تهی­شدگی نشان می‌دهند. نداشتن آنومالی Eu نشان‌دهنده آن است که تبلور پلاژیوکلاز کلسیک نقش مهمی در تحول ماگما نداشته است (Ying et al., 2007) نمونه­های فلسیک (لوکوگرانیت‌ها)، از عناصر K، Rb، La، Ce، Nd و Th غنی­شدگی و از عناصر Ba، Ta، Sr، P، Ti و Nb تهی‌شدگی نشان می‌دهند (شکل 7).

 

 

 

 

 

شکل 6- نمودارهای تغییرات SiO2 (درصد وزنی) در مقابل FeO، Fe2O3، MgO و Na2O (wt%) و Ba و Sr (بر حسب ppm)، (Harker, 1909)

 

 

(b)

(a)

   

(c)

 

شکل 7- نمودارهای عنکبوتی و چند عنصری نمونه‌های سنگی مورد مطالعه: a) نمودار عنکبوتی به‌هنجار شده نسبت به کندریت (Nakamura, 1974) برای نمونه­های گابرویی/ دیوریتی مورد مطالعه، b) نمودار چند عنصری به‌هنجار شده نسبت به کندریت (Thompson, 1982) برای نمونه‌های گرانیتی مورد مطالعه، c) نمودار چند عنصری به‌هنجار شده نسبت به گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989) برای نمونه­های گابرویی- دیوریتی

 

 

 

در مراحل انتهایی تفریق و تشکیل لوکوگرانیت‌ها، اختلاط و آلایش ماگما با ماگمای حاصل از ذوب بخشی‌هایی از پوسته قاره­ای زیرین صورت گرفته که به ایجاد تغییراتی در غلظت عناصر کمیاب منجر شده است.

از شواهد ذوب پوسته‌ای می­توان به تمایل یافتن ترکیبات گرانیتی به ماهیت پرآلومین تا پرآلومین شدید، تفاوت قابل ملاحظه مقدار SiO2 سنگ‌های گرانیتی (67 تا 70 درصد) با سایر سنگ‌های تفریق‌یافته از ماگماهای مافیک- حد واسط، به‌ویژه سینیت (3/56 درصد) اشاره کرد. لذا اختلاف 10 تا 15 درصدی مقدار SiO2 و تا حدودی K2O، عامل ایجاد کننده وقفه ترکیبی بین این سنگ‌هاست. بنابراین، ماگمای تفریق‌یافته هم‌ﻣﻨﺸﺄ با گابرو/ دیوریت‌ها و سینیت‌ها در بخش تحتانی پوسته، با مذاب حاصل از ذوب‌بخشی پوسته سیالیک (پوسته تحتانی)، اختلاط پیدا کرده و افزایش غیرعادی SiO2 و K2O را به‌همراه داشته است و در نتیجه، بر روی نمودارهای هارکر، وقفه ترکیبی به نمایش می­گذارند (شکل 6). به‌علاوه، ترکیبات گرانیتی در نمودارهای ژئوشیمیایی مستقیماً در ادامه روند تفریق قرار نمی‌گیرند.

تهی­شدگی لوکوگرانیت‌ها از Sr، با ترکیب پلاژیوکلازهای سدیک موجود در آنها سازگار است. میزان آنورتیت درصد پلاژیوکلازهای لوکوگرانیت‌ها (3/6 درصد)، نشان می­دهد که آنها از نوع آلبیت هستند، لذا نمی­توانند میزبان خوبی برای Sr باشند. آنومالی منفی P در این سنگ‌ها از ویژگی‌های لوکوگرانیت‌های نوع I است که از ذوب پوسته تحتانی ایجاد شده­اند (Chappell and White, 1992). به‌علاوه آنومالی منفی P، می­تواند نتیجه جدا شدن آپاتیت از ماگما باشد
(Wu et al., 2003). در لوکوگرانیت‌های مورد مطالعه نیز، آپاتیت از ماگما جدا شده و مجموعه­های آپاتیت، هماتیت و مگنتیت به‌صورت کانسارهای مگنتیت – آپاتیت در حاشیه توده‌های گرانیتی تشکیل شده­اند. لذا مطابق نظر Wu et al., 2003)) فرض دوم منطقی­تر به‌نظر می­رسد. از جمله این کانسارها، می­توان به اندیس معدنی مگنتیت - آپاتیت همیجان و علی­آباد در منطقه بهاباد و اندیس مگنتیت – آپاتیت چغارت یا اسفوردی یا سایر نقاط دارای کانسارزایی مشابه اشاره کرد. تهی‌شدگی بیش از حد Ti به نبودن کانی‌های تیتانیم­دار مربوط می­شود.

به‌علاوه، این آنومالی ممکن است در ارتباط با فرایندهای پتروژنتیکی، مانند مشارکت پوسته قاره­ای در فرایندهای ماگمایی باشد (Tchameni et al., 2006; Almeida et al., 2007). لذا می­توان، ذوب‌بخشی از سنگ‌های آذرین پوسته تحتانی و یا تفریق ماگمای مافیک به‌همراه هضم و آلایش پوسته‌ای را فرایندهای احتمالی مؤثر در تشکیل گرانیت‌ها دانست.

در نمودار مجموع درصد وزنی Na2O+K2O در مقابل درصد وزنی SiO2 (Cox et al., 1979) سنگ‌های مافیک در محدوده آلکالن و سنگ‌های فلسیک در محدوده ساب‌آلکالن واقع می­شوند. سنگ‌های آتشفشانی بازالتی نیز نزدیک مرز آلکالن- ساب‌آلکالن قرار می‌گیرند (شکل 5). حضور فراوان آپاتیت در نمونه­های گابرو/ دیوریتی مورد مطالعه، از شواهد پتروگرافی تأیید کننده ماگمای آلکالن سازنده این سنگ‌هاست.

در نمودار ASI A/NK- (Shand, 1943) لوکوگرانیت‌ها و ریولیت‌ها در محدوده پرآلومین قرار می‌گیرند (شکل 8). قرارگیری این ترکیبات سنگی در محدوده پرآلومین ناشی از مشارکت سنگ‌های پوسته‌ای در تشکیل این دسته از سنگ‌هاست.

 

شکل 8- نمودار ASI A/NK- (shand, 1943) برای تعیین ماهیت سنگ‌های مورد مطالعه

 

بر اساس نمودار Na2O در مقابل (Chappel and White, 2001) K2O (شکل 9) نمونه­های گرانیتی غالباً در محدوده لوکوگرانیت‌های نوع I واقع می­شوند و در نتیجه، سهم ماگمای حاصل از تفریق نسبت به ماگمای حاصل از ذوب سنگ‌های پوسته‌ای (پوسته تحتانی، CI)بیشتر است و در واقع این لوکوگرانیت‌ها دارای ماهیت دورگه (هیبریدی H) هستند.

 

 

شکل 9- نمودار Na2O در مقابل K2O (Chappell and White, 2001) برای تعیین نوع گرانیتوییدهای مورد مطالعه

 

لذا این گرانیت‌ها از ذوب پوسته حاصل شده­اند. گرانیتوییدهای نوع I به‌عنوان نوع با ﻣﻨﺸﺄ آذرین، ممکن است از تفریق ماگماهای با منابع گوشته‌ای (نوع M) و یا از ذوب سنگ‌های آذرین پوسته زیرین حاصل شوند. بنابراین، واژه C برای گرانیتوییدهای با ﻣﻨﺸﺄ پوسته­ای، CS برای انواع حاصل از ذوب پوسته فوقانی که همان گرانیتوییدهای نوع S هستند و CIبرای انواع حاصل از ذوب پوسته زیرین یا ذوب پوسته اقیانوسی فرورونده استفاده می­شود که در واقع برخی از گرانیتوییدهای نوع I هستند (Landenberger و Collins، 1996؛ ولی­زاده و قاسمی، 1372؛ قاسمی و همکاران، 1388؛ قاسمی و خان‌علی زاده، در حال چاپ).

در نهایت، با توجه به مجموع ملاحظات صحرایی و نمودارهای ژئوشیمیایی، می‌توان لوکوگرانیت‌های منطقه جنوب بهاباد را از نوع CI و همچنین از نوع اختلاطی و دورگه H معرفی کرد. با توجه به شواهد صحرایی اختلاط ماگمایی (لخته­هایی از کانی‌های ﻣﻨﺸﺄ گرفته از ماگمای مافیک) و با استناد به نمودارهای ضریب تفریق که نشان می­دهند لوکوگرانیت‌ها نیز از روند تفریقی سنگ‌های مافیک تبعیت می­کنند، می­توان تشکیل این لوکوگرانیت‌ها را در ابتدا با ذوب‌بخشی پوسته قاره­ای تحتانی (بر اثر جایگزینی ماگماهای مافیک در قاعده پوسته قاره­ای) مرتبط دانست که در مراحل بعدی با تفریق ماگمای مافیک و اختلاط آن با مذاب فلسیک حاصل از ذوب‌بخشی پوسته تحتانی همراه بوده است. با مقایسه سنگ‌های گرانیتی با معیارهای تقسیم­بندی انواع لوکوگرانیت‌های نوع H (Castro, 1991)، می­توان لوکوگرانیت‌های مورد مطالعه را از نوع لوکوگرانیت‌های هیبریدی و از گروه Hsm (سنگ‌هایی که سهم مشارکت منابع گوشته‌ای کمی بیشتر از سهم پوسته‌ای در آنهاست) دانست. این سنگ‌ها در نمودارهای تمایز محیط تکتونیکی (Pearce, 1984)، در گروه WPG (گرانیت‌های درون صفحه­ای) قرار می­گیرند (شکل 10) و در نمودار (Whalen, 1987) (شکل 11) در محدوده لوکوگرانیت‌های نوع A قرار می­گیرند. بر اساس فرضیه‌های ژنتیکی متعددی که برای لوکوگرانیت‌های نوع A ارائه شده، می­توان ژنز این گونه لوکوگرانیت‌ها را در نتیجه ورود و دخالت ماگمای ﻣﻨﺸﺄ گرفته از گوشته فوقانی، ذوب‌بخشی پوسته تحتانی و هضم آن در ماگما در نظر گرفت که در طی این فرایند، یک ماگمای دورگه (هیبرید) و غنی از عناصر LILE ایجاد می­شود. این ماگما نسبت به ماگمای اولیه از توانایی زیادی برای تولید حجم­های عظیم گرانیتی در طی تبلور تفریقی برخوردار است (Middlemost, 1985).

 

 

شکل 10- نمودار Rb در مقابل Y+Nb (Pearce et al., 1984) برای تعیین جایگاه تکتونیکی سنگ‌های مورد مطالعه

 

 

شکل 11- نمودار (Na2O+K2O) /CaO در مقابل Zr+Nb+Ce+Y (Whalen et al., 1987) برای تعیین نوع گرانیتوییدهای مورد مطالعه

 

بحث

شواهد صحرایی نشان می­دهند که کشش­های ناشی از کافت­زایی در منطقه در دو مرحله صورت گرفته است:. مرحله اول در کامبرین زیرین با نازک‌شدگی پوسته و فوران­های اسیدی و اندکی بعد خروج گدازه‌های بازالتی مشخص می­شود و مرحله دوم در فاصله زمانی اواخر کامبرین- اوایل سیلورین صورت گرفته که با صعود ماگمای مافیک گوشته­ای، توده­های نفوذی به‌صورت دایک، استوک و سیل با ترکیبات گابرو، دیوریت، سینیت و لوکوگرانیت و گنبدهای ریولیتی جایگزین شده­اند. صعود ماگمای مافیک گوشته‌ای و گرمای ناشی از آن، باعث ذوب‌بخشی پوسته تحتانی شده است. همچنین بعضاً ماگمای فلسیک حاصل از ذوب‌بخشی پوسته با مذاب‌های فلسیک مراحل انتهایی تفریق ماگمایی، اختلاط یافته است. شواهد این فرآیند در لوکوگرانیت‌ها، شامل لخته­ها یا آنکلاوهای متشکل از پلاژیوکلاز، مگنتیت و آپاتیت، و کانه­زایی قابل‌توجه (درحد قابل بهره­برداری) مگنتیت و آپاتیت در حاشیه توده­های لوکوگرانیتی است. پلوتونیسم نیز ماهیت دوگانه دارد و ترکیبات مافیک (گابرو و دیوریت) و ترکیبات فلسیک (گرانیت و گنبدهای ریولیتی) هردو رخنمون یافته­اند. این سنگ‌ها در مجموعه آتشفشانی- رسوبی سری ناریگان و سازندهای لالون و کوه‌بنان (معادل میلا) نفوذ کرده­اند، لذا دارای سن بعد از کامبرین (اردوویسین- سیلورین) هستند.

تعیین سن‌های پراکنده­ای که توسط برخی محققان انجام شده نیز این سن را تأیید می‌کند. نمونه­های آتشفشانی این مجموعه به روش اورانیم- سرب تعیین سن شده و سن 1±9/527 میلیون سال را نشان داده­اند (Ramezani and Tucker, 2003). بنابراین، واحد آتشفشانی- رسوبی ایران مرکزی، سن کامبرین آغازین داشته، متعلق به پرکامبرین نیست. فرخندی‌سرخابی و همکاران (1378)، سن رادیومتری کانی­زایی آهن- آپاتیت منطقه بافق را بسیار جوان‌تر از پرکامبرین و به اردوویسین (480-430 میلیون سال) نسبت داده­اند که با شواهد چینه­شناسی منطقه مورد مطالعه کاملاً مطابقت دارد.

نسبت LREE/HREE در سنگ‌های مافیک نشان می‌دهد که منبع ماگمایی آنها از ذوب‌بخشی درجات پایین تا متوسط گوشته نشأت گرفته است. به‌طور کلی، غنی­شدگی از LREE را می­توان به دو عامل درجات ذوب‌بخشی پایین (کمتر از 15درصد) منبع گوشته‌ای و آلایش ماگما توسط مواد پوسته‌ای نسبت داد. در اینجا، ماهیت آلکالن نمونه­های مافیک مورد مطالعه، بیانگر درجات ذوب‌بخشی پایین گوشته در تشکیل ماگماست.تهی‌شدگی سنگ‌ها از HREE حضور گارنت در منبع را نشان می‌دهد. لذا ماگمای مادر سنگ‌های مورد مطالعه از ذوب‌بخشی درجات پایین منبع غنی­شده گارنت­پریدوتیتی در اعماق بین 80 تا 100 کیلومتری از گوشته لیتوسفر زیرقاره­ای غنی شده ﻣﻨﺸﺄ گرفته است (شکل 12).

 

 

شکل 12- نمودار Dy/Yb در مقابل La/Yb (Thirwall et al,1994; Bogard et al, 2003) برای تعیین درجه ذوب‌بخشی سنگ ﻣﻨﺸﺄ

 

نقش مؤثر محلول‌های متاسوماتیسم کننده در سنگ‌های منطقه و کانه­زایی مرتبط با این سیالات نشان می­دهد که منبع گوشته‌ای ماگما متحمل متاسوماتیسم نوع پتاسیک شده و فاز آبدار موجود در آن فلوگوپیت بوده­است. این فاز، میزبان عناصر کمیاب ناسازگار بوده و به غنی‌شدگی منبع از LILE منجر شده است. تهی‌شدگی سنگ‌های مافیک از Sr حضور آمفیبول را رد می­کند (Karmalker et al., 2005). لذا با توجه به آنومالی منفی Sr در نمودارهای عنکبوتی (شکل 7)، حضور آمفیبول در ﻣﻨﺸﺄ منتفی شده و غنی‌شدگی آنها از Rb و K تأییدی بر حضور فلوگوپیت در ﻣﻨﺸﺄ است. نمودار Dy/Yb در مقابل La/Yb (Thirwall et al.,1994; Bogard et al., 2003) نیز این ﻣﻨﺸﺄ را نشان می‌دهد (شکل 13).

 

 

شکل 13- نمودار نسبت Rb/Sr در مقابل Ba/Rb برای تشخیص حضور فلوگوپیت و آمفیبول در ﻣﻨﺸﺄ سنگ‌های مافیک مورد مطالعه

 

حضور فلوگوپیت در ﻣﻨﺸﺄ، نشان‌دهنده متاسوماتیسم گوشته‌ای است. به‌علاوه، متاسوماتیسم در محل استقرار توده­ها نیز رخ داده است. این فرایند با وفور کانی‌های غنی از K و Na نظیر بیوتیت و ارتوکلاز و کانی‌های غنی از عناصر نادر خاکی مانند: آپاتیت و آلانیت تأیید می‌شود. در ضمن، تبدیل پلاژیوکلاز به ارتوکلاز و میرمکیت­زایی از شواهد دیگری هستند که متاسوماتیسم را تأیید می­کنند و در سنگ‌های مورد مطالعه مشاهده شده است. در مجموع، بر اساس نتایج به‌دست آمده در این مطالعه می­توان الگوی تکتونوماگمایی مناسبی برای سنگ‌های منطقه جنوب بهاباد ارائه کرد (شکل 14).

(a)

 

(b)

 

(c)

 

شکل 14- مدل تکتونوماگمایی منطقه مورد مطالعه: a) کشیدگی و نازک‌شدگی پوسته بر اثر صعود پلوم گوشته‌ای (مرحله آغازین کافت­زایی)، b) ایجاد حوضه آتشفشانی- رسوبی کم‌عمق تا عمیق و فوران‌های آتشفشانی دوگانه (اسیدی و بازیک) به‌همراه کانه‌زایی منگنز و سرب زیردریایی، c) رژیم کششی مجدد و نفوذ ماگمای آلکالن به قاعده پوسته، تفریق آن و اختلاط با مذاب‌های فلسیک حاصل از ذوب‌بخشی پوسته و ایجاد لوکوگرانیت‌های دورگه. در این مرحله کانه­زایی مگنتیت و آپاتیت نیز در اطراف سنگ‌های تفریق‌یافته صورت گرفته است.

 

نتیجه‌گیری

با استناد به ویژگی‌های صحرایی، پتروگرافی و ژئوشیمیایی، نمونه­های مافیک گابرو/ دیوریتی منطقه ماهیت آلکالن درون ورقه­ای و نمونه­های گرانیتی، ماهیت پرآلومین داشته، در زمره گرانیت‌های نوع I-Type و A-Type و همچنین، H-Type قرار می­گیرند. سنگ‌های گرانیتی از تفریق ماگمای آلکالن مافیک سازنده گابرو/ دیوریت‌ها ایجاد شده که با نفوذ ماگمای مافیک به قاعده پوسته تحتانی و ذوب بخش‌هایی از آن، مواد فلسیک پوسته‌ای نیز در تشکیل آنها مشارکت داشته­ است. در واقع، ساز و کار مؤثر در تشکیل این لوکوگرانیت‌ها، تبلور تفریقی همراه با هضم و آلایش پوسته‌ای (AFC) بوده که به تشکیل ماگمای هیبریدی سازنده این توده‌ها منجر شده است. در ارتباط با سنگ‌های منطقه کانه­زایی­های مختلفی، از جمله مگنتیت، آپاتیت، آکتینولیت و باریت صورت گرفته است که ناشی از ماهیت آلکالن و غنی از مواد فرار ماگمای سازنده سنگ‌های منطقه در یک محیط کافت درون‌قاره­ای است.

محققان قبلی، فعالیت‌های آتشفشانی، ماگماتیسم و کانه­زایی­های مرتبط با آنها را در بسیاری از مناطق ایران مرکزی، ازجمله بافق و اسفوردی، را به پرکامبرین نسبت داده­اند، ولی در مطالعات انجام شده در راستای این تحقیق و همچنین با استناد به گزارش‌های تفصیلی و شرح نقشه­های زمین­شناسی 1:25000 اخیر و تعیین سن‌های انجام شده، می­توان سن این سنگ‌ها را جوان‌تر از پرکامبرین - کامبرین در نظر گرفت. از آن‌جا که توده­های نفوذی مورد مطالعه، غالباً سنگ‌های آتشفشانی- رسوبی کامبرین و سازندهای لالون و میلا را قطع کرده­اند، لذا دارای سنی جوان‌تر از کامبرین هستند. اگر فعالیت‌های بازالتی قاعده سیلورین را نیز ادامه همین فعالیت‌های ماگمایی به حساب آوریم، می‌توان دوره انجام فعالیت‌های ماگمایی منطقه را در فاصله زمانی پس از کامبرین تا حداقل آغاز سیلورین، یا به عبارتی، اواخر اردوویسین - اوایل سیلورین در نظر گرفت.

سپاسگزاری

از مدیریت محترم شرکت پارس‌کانی که در راستای تهیه نقشه 1:25000 اسفنگ امکانات ارزشمندی برای ما فراهم نمودند، تشکر و قدردانی می­کنیم. از ریاست محترم شورای شهر بهاباد، آقای سید محمود میرابوالقاسمی نیز صمیمانه تشکر می‌نماییم.

 

امینی، ب.، پشت‌کوهی، م. و رشید، ح. (1382) ماگماتیسم پروتروزوییک و پالئوزوییک در ناحیه بافق و ارتباط آن با کانی­زایی آهن. بیست و دومین گردهمایی علوم زمین، سازمان زمین­شناسی کشور.

امینی، ب.، پشت‌کوهی، م. و رشید، ح. (1381) نقشه زمین­شناسی 1:10000 ورقه بافق. انتشارات سازمان زمین­شناسی کشور.

بلاغی، ز. (1387) پترولوژی و ژئوشیمی سنگ‌های آذرین جنوب بهاباد (بافق، یزد). پایان­نامه کارشناسی ارشد، دانشگاه صنعتی شاهرود.

- بلاغی، ز.، صادقیان، م.، قاسمی، ح. و خان‌علی­زاده، ع. (1386) پترولوژی و ژئوشیمی سنگ‌های آذرین جنوب بهاباد (بافق- یزد). شانزدهمین همایش انجمن بلورشناسی و کانی‌شناسی ایران، دانشگاه گیلان، رشت.

بلاغی، ز.، صادقیان، م. و قاسمی، ح. (1387) ﻣﻨﺸﺄ و پتروژنز گرانیت‌های منطقه جنوب بهاباد (شمال‌شرقی بافق، ایران مرکزی). دوازدهمین همایش انجمن زمین‌شناسی ایران، مناطق نفت خیز جنوب، اهواز.

بلاغی، ز.، صادقیان، م. و قاسمی، ح. (1387) بررسی شواهد متاسوماتیسم پتاسیک در توده­های گابرویی منطقه جنوب بهاباد (شمال‌شرق بافق، ایران مرکزی). دوازدهمین همایش انجمن زمین‌شناسی ایران، مناطق نفت خیز جنوب، اهواز.

بنیادی، ز.، (1378) ژئوشیمی و ژنز کانسار منگنز ناریگان، بافق، استان یزد. پایان­نامه کارشناسی ارشد، دانشکده علوم زمین، دانشگاه شیراز.

دهقانی، ه.، (1377) ژئوشیمی و ﻣﻨﺸﺄ کانسار اسفوردی بافق. پایان­نامه کارشناسی ارشد، دانشکده علوم زمین، دانشگاه شیراز.

سبزه­یی، م.، (1386) شرح نقشه زمین­شناسی 1:25000 علی­آباد. (چاپ نشده).

سهیلی، م.، مهدوی، م. (1370) نقشه زمین­شناسی 1:100000 اسفوردی. انتشارات سازمان زمین‌شناسی کشور، ورقه شماره 7153.

شریفی، آ. (1376) بررسی گرانیتوییدهای ایران مرکزی، نواحی اسفوردی- زریگان. پایان­نامه کارشناسی ارشد، دانشگاه تهران.

شریفی، آ. (1376) مطالعه تحرک و توزیع دوباره عناصر اصلی و کمیاب بر اساس تعادل جرم در توده سینیتی آرش. اولین همایش انجمن زمین­شناسی ایران.

صادقی دعوتی، و.، حسن­زاده، ج. و علیرضایی، س. (1386) کانه­زایی اکسید آهن-آپاتیت ناحیه بافق؛ رابطه زمانی، مکانی و ژئوشیمیایی با ماگماتیسم گرانیتوییدی و حوضه­های رسوبی کامبرین آغازی. بیست و ششمین گردهمایی علوم زمین، سازمان زمین­شناسی کشور.

صادقیان، م. (1386) شرح نقشه زمین­شناسی 1:25000 اسفنگ. (چاپ نشده).

فرخندی‌سرخابی، ک. (1378) پراکندگی عناصر نادر خاکی و نیوبیم در کانسارهای آهن آپاتیتی منطقه بافق. پایان­نامه کارشناسی ارشد، دانشگاه شهید بهشتی، دانشکده علوم زمین.

قادری، م. و رمضانی، ج. (1384) کانی­سازی آهن- فسفات کامبرین در ناحیه معدنی بافق، شرق ایران مرکزی، یافته­های جدید از تعیین سن به روش اورانیم – سرب. بیست و یکمین گردهمایی علوم زمین، سازمان زمین­شناسی کشور.

قاسمی، ح. و خان‌علی­زاده، ع. (1389) گرانیتویید نوع A تویه دروار، جنوب باختر دامغان: نشانه­ای از ماگماتیسم حوضه کششی پالئوتتیس در پالئوزوییک زیرین البرز. مجله بلورشناسی و کانی‌شناسی ایران (در حال چاپ).

قاسمی، ح.، صادقیان، م.، کرد، م. و خان‌علی­زاده، ع. (1388) سازوکار شکل ­گیری باتولیت گرانیتوییدی زاهدان، جنوب شرق ایران. مجله بلورشناسی و کانی­شناسی ایران، سال هفدهم، شماره چهارم، صفحات 551-578.

کنعانیان، ع.، درویش­زاده، ع. و اسماعیلی، د. (1376) ماگماتیسم مرتبط با ریفت در شمال شرق اردکان. اولین همایش انجمن زمین­شناسی ایران.

مختاری، م. ع. ا. و نفیسی، ر. (1384) ژئوشیمی عناصر نادر خاکی کانسارهای آهن- آپاتیت ناحیه بافق و مقایسه آن با ژئوشیمی توده­های سینیتی مجاور و ﻣﻨﺸﺄ احتمالی آنها. بیست و چهارمین گردهمایی علوم زمین، سازمان زمین­شناسی کشور.

موسوی‌ماکویی، ع. (1377) بررسی پترولوژی گرانیت ناریگان. پایان­نامه کارشناسی ارشد، دانشگاه شهید بهشتی.

موسوی‌ماکویی، ع. (1379) معرّفی توده گرانیتی ناریگان به‌عنوان گرانیت نوع I تفریق یافته با ویژگی‌هایی از گرانیت نوع A. چهارمین همایش انجمن زمین­شناسی ایران.

موسوی‌نسب، ز. (1376) ژئوشیمی و ژنز کانسار آهن چغارت، بافق- یزد. پایان­نامه کارشناسی ارشد، دانشگاه شیراز.

مهدوی، م. ا. (1375) نقشه زمین­شناسی 1:100000 بهاباد. انتشارات سازمان زمین­شناسی و اکتشافات معدنی کشور، ورقه شماره 7253.

نوگل‌سادات، ع. (1386) شرح نقشه زمین­شناسی 1:25000 هریسک. (چاپ نشده).

ولی­زاده، م. و قاسمی، ح. (1372) پتروژنز توده گرانیتوییدی بویین- میاندشت، جنوب شرقی الیگودرز. فصل‌نامه علوم زمین، سازمان زمین‌شناسی کشور، 7: 74-83.

Almeida, M. E., Macambira M. J. B., Oliveira E. C. (2007) Geochemistry and zircon geochronology of the I-type high-K calc-alkaline and S-type granitoid rocks from southeastern Roraima, Brazil: Orosirian collisional magmatism evidence (1.97–1.96 Ga) in central portion of Guyana Shield. Precambrian Research, 155: 69-97.

Bogard P. J. F. and Warner, G. (2003) Petrogenesis of basanitic to tholiitic volcanic rock fram the Miocene Vgelsberg, Central Germany. Journal of Petrology 44, 569-602.

Bonyadi, Z., Davidson, G. J., Mehrabi, B., Meffre, S. and Ghazban., F. (2011) Significance of apatite REE depletion and monazite inclusions in the brecciated Se Chahun iron oxide–apatite deposit, Bafq district, Iran: Insights from paragenesis and geochemistry. Chemical Geology 281(3-4): 253-269.

Castro A., Moveno- ventas, I. De La Rosa, J. D. (1991) H- type (hybrid) granitoids: a proposed revision of the granite- type classification and nameclature. Earth Science Reviws 31: 237-253.

Chappell, B. W. and White, A. J. R. (1992) I and S- type granites in the Lachlan fold belt. Transaction of the Royal Society of Edinburgh sciences 83.

Chappell, B. W. and White, A. J. R. (2001) Two contrasting granite types. 25 years later. Australian Journal of Erath Sciences 48: 489-499.

Cox, K. G., Bell, J. D., Pankhurts, R. J. (1979) The interpretation of igneous rocks. George Allen and Unwin.

Harker, A. (1909) The natural history of igneous rocks. Methuen & Co., London.

Middlemost, E. A. K. (1985) Magma and magmatic rocks, An introduction to igneous petrology. Longman Group U. K.

Nakamura, N. (1974) Determination of REE, Ba, Fe, Mg, Na and K in carbonaceous and ordinary chondrites. Geochimica et Cosmochimica Acta 38: 757-775.

Pearce, J. A., Harris, N. B. W. and Thindle, A. G. (1984) Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rock. Journal of petrology 25: 956-83.

Ramezani J. and Tacker R. D. (2003) The Saghand region, Central Iran: U-Pb geochronology, petrogenesis and implication for Gondwana tectonics. American journal of science 303: 622-665.

Shand, S. J. (1943) Eruptive rocks. Their genesis, coposition, classification and their relation to ore deposits. Thomas Murby & Co., London.

Sun, S. S., McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implication for mantle composition and processes. In: Saunders, A. D., Norry M. J. (Eds): Magmatism in oceanic basins. Geological Society of London Special Publication 42: 313-345.

Tchameni, R., Pouclet, A., Penaye, J., Ganwa, A. A. and Toteu, S. F. (2006) Petrography and geochemistry of the Ngaoundere Pan-African granitoids in Central North Cameroon: Implications for their sources and geological setting. Journal of African Earth Sciences 44: 511-529.

Thirwall, F. M., Upton, B. J., Jenkins, C. (1994) Intraction between continental lithosphere and Lceland plume-Sm-Nd-Pb isotope geochemistry of Tertiary basalts, Ne Greenland. Journal of Petrology, 35, 839-879.

Thompson, R. N. (1982) British Tertiary volcanic province. Scott. J. Geol., 18, 49-107.

Whalen, J. B., Currie, K. L., Chappell, B. W. (1987) A-type granites: geochemical characteristics, discrimination and petrogenesis. Contrib. Mineral. Petrol. 95, 407-419.

Wu, F. Y., Jahn, B. M., Wilde, S. A., Lo, C. H., Yui, T. F., Lin, Q., Ge, W. C. and Sun, D. Y. (2003) Highly fractionated I-type granites in China (I): geochronology and petrogenesis. Lithos 66: 241-273.

Ying, J., Zhang, H., Sun, M., Tang, Y., Zhou, X. and Liu, X. (2007) Petrology and geochemistry of Zijinshan alkaline intrusive complex in Shanxi province, Western North China Craton: Implication for magma mixing of different sources in an extentional regime. Lithos 98: 45-66.