پتروگرافی، کانی‌شناسی و شیمی کانی‌ها در سنگ‌های دگرگونی مجاورتی اوچستان (جنوب محلات)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه اصفهان، اصفهان، ایران

چکیده

اسکارن‌های اوچستان در 60 کیلومتری جنوب محلات و در پهنه سنندج-سیرجان واقع شده است. گستره غالب سنگ‌های این منطقه شامل: سنگ‌های نفوذی از نوع گرانیت و سنگ‌های دگرگونی از قبیل: شیست، فیلیت، اسلیت، هورنفلس، آمفیبولیت و متاولکانیک است. تزریق توده نفوذی سینوگرانیتی-مونزوگرانیتی کرتاسه-پالئوسن به درون آهک‌ها و دولومیت‌های پالئوزوئیک باعث اسکارن‌زایی شده است. کلینوپیروکسن (دیوپسید)، الیوین (فورستریت)، ترمولیت، تالک، سرپانتین، فلوگوپیت، مارگاریت، ولاستونیت، کلسیت و کانی‌های اپاک و به مقدار اندک کوارتز از کانی‌های مشاهده شده در این سنگ‌ها است. با توجه به یررسی‌های کانی‌شناسی، اسکارن‌های منطقه از نوع برون اسکارن و وجود کانی‌هایی مثل: فورستریت، دیوپسید، ترمولیت، آنتیگوریت و فلوگوپیت نشانه دولومیتی بودن سنگ مادر است. از سمت توده نفوذی به سنگ میزبان در اسکارن‌ها و مرمرها منطقه‌بندی دیده می‌شود که شامل: کلینوپیروکسن اسکارن، ولاستونیت اسکارن، مرمرهای فورستریت-سرپانتین‌دار، مرمرهای میکادار، مرمرهای ترمولیت-تالک‌دار و مرمرهای کلسیتی دولومیتی دانه‌درشت است.

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

Petrography, Mineralogy and Mineralchemistry of Ochestan contact metamorphic rocks (South of Mahallat)

نویسندگان [English]

  • Mohsen Tabatabaei Manesh
  • Zari Eslami
  • Mortaza Sharifi
چکیده [English]

The skarns of the Ochestan area are located in the Sanandaj- Sirjan zone, about 60 Km south of Mahallat. The rock complex in this area consist of intrusive bodies and metamorphic rock such as: schist, phyllite, slate, hornfels, amphibolite and metavolcanic. The injection of magma in the Cretaceous-Paleocene with syenogranite and monzogranite composition into the Paleozoic limestone and dolomite led to formation of skarn and marble. Clinopyroxene (diopside), olivine (forsterite), tremolite, talc, serpentine, phlogopite, margarite, wollastonite, opaque minerals, calcite and quartz are observed minerals in contact metamorphism rocks. According to the mineralogical studies, the Ochestan skarns are exoskarn-type and the presence of minerals such as: forsterite, diopside, tremolite, antigorite and phlogopite show that the host rock is dolomitic the in study area. These skarns show zoning of intrusive body into the host rock: wollastonite skarn, pyroxene skarn, forsterite- serpentine marbles, mica marbles, tremolite- talc marbles, calcite and dolomite marbles.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Clinopyroxene
  • Sanandaj-Sirjan
  • Forsterite
  • Serpentine
  • Wollastonite
  • skarn
  • Ochestan
  • Sanandaj
  • Sirjan

مقدمه

کانی‌شناسی، رهگشای مقدماتی برای تشخیص و توصیف توده‌های اسکارنی و عاملی تعیین کننده در کشف خاستگاه آنها است.

در اثر دگرگونی مجاورتی در این منطقه هورنفلس‌ها، اسکارن‌ها و مرمرها تشکیل شده است. سنگ‌های کربناته خالص و ناخالص در دگرگونی مجاورتی می‌تواند به انواع مرمر و اسکارن تبدیل شود. مرمر معادل دگرگونی سنگ آهک یا دولومیت است. از یک مرمر خالص به ندرت می‌توان اطلاعاتی درباره درجه دگرگونی به دست آورد. از دیدگاه منطقه‌بندی هاله دگرگونی مجاورتی مرمرها انتهایی‌ترین پهنه را تشکیل می‌دهد. در این پهنه کانی‌های کربناته نسبت به کالک‌سیلیکات‌ها بسیار فراوان‌تر است و به همین لحاظ برای توصیف آنها به جای واژه اسکارن بهتر است از واژه مرمر استفاده شود. اما در فاصله نزدیک‌تر به توده نفوذی که سنگ‌های آهکی ناخالص تحت تأثیر فرآیندهای تراوش یا نشری سیالات متاسوماتیک قرار گرفته‌اند به سنگ کالک‌سیلیکاته دانه‌درشت اسکارن تبدیل شده‌اند.

اسکارن اوچستان بر اثر نفوذ گرانیتوئیدهای این منطقه در داخل کربنات‌های پالئوزوئیک به وجود آمده است و در بیشتر قسمت‌ها به صورت نواری و در بعضی بخش‌ها به صورت توده‌ای دیده می‌شود. علی‌رغم اینکه در این منطقه بر روی توده‌های نفوذی توسط Movahedi (2009) و برخی از سنگ‌های دگرگونی دیناموترمال آن از جمله: متابازیت‌ها توسط Izadi (2010) بررسی‌هایی انجام شده است اما در خصوص تشکیل اسکارن و دگرگونی مجاورتی در این ناحیه تا کنون هیچ مطالعه‌ای انجام نشده است.

اسکارن‌ها را بر طبق نوع سنگی که جانشین می‌شود به درون اسکارن و برون اسکارن تقسیم‌بندی می‌کنند. با توجه به گستردگی این سنگ‌ها در صحرا و فراوانی ولاستونیت در آنها و همچنین، عدم وجود کانی‌های ماگمایی به همراه کانی‌های کالک‌سیلیکاته می‌توان گفت این سنگ‌ها از نوع برون اسکارن است.

طی این پژوهش به بررسی پتروگرافی، کانی‌شناسی، روابط پاراژنتیکی و مینرال‌شیمی در مجموعه‌های دگرگونی مجاورتی پرداخته می‌شود.

 

زمین‌شناسی منطقه

فعالیت‌های ماگمایی گسترده در پهنه سنندج-سیرجان منجر به تزریق توده‌های نفوذی متعدد در امتداد این کمربند و در نتیجه در بسیاری از موارد باعث اسکارن‌زایی شده است. در منطقه اوچستان واقع در 60 کیلومتری جنوب محلات و در گستره طول جغرافیایی ¢22 º50 تا ¢26 º50 شرقی و عرض جغرافیایی ¢37 º33 تا ¢40 º33 شمالی تزریق توده نفوذی به سن کرتاسه-پالئوسن با ترکیب سینو‌گرانیتی و مونزوگرانیتی در سنگ‌های کربناته پالئوزوئیک باعث اسکارن‌زایی و مرمر‌زایی شده است (شکل 1).

از واحدهای سنگی مشاهده شده در منطقه بررسی شده می‌توان آمفیبولیت (مزوزوئیک)، گرانیت میلونیتی (سنوزوئیک)، شیست (مزوزوئیک)، هورنفلس و سنگ‌های کالک‌سیلیکاته (سنوزوئیک) را نام برد. شیست‌ها و مرمر‌های آهکی و اسکارن‌ها مهم‌ترین سنگ‌های دگرگونی با منشأ رسوبی و آمفیبولیت‌ها و گرانیتوئید‌ها بارزترین سنگ‌های دگرگون و دگرشکل شده منطقه با منشأ آذرین‌اند. غالب شیست‌های منطقه از نوع میکاشیست‌ها است. آمفیبولیت‌ها همچون سایر سنگ‌های دگرگونی محدود به پهنه برشی‌اند. این سنگ‌ها غالباً به صورت هم‌یافت با سایر سنگ‌های منطقه به ویژه شیست‌ها و گرانیت‌ها دیده می‌شود. آمفیبولیت‌های موجود در منطقه بررسی شده بر اساس داده‌های ایزوتوپی قدیمی‌ترین سنگ‌های دگرگونی منطقه یعنی ژوراسیک را تشکیل می‌دهد (Rashidnejad Omran, 2001). گرانیت‌های میلونیتی منطقه محصول عملکرد فاز کوه‌زایی اواخر کرتاسه-پالئوسن (لارامید) در نظر گرفته شده‌اند. بر اساس بررسی‌های Movahedi (2009) گرانیتوئید‌های مزبور شامل: آلکالی‌فلدسپار‌گرانیت، گرانیت (سینوگرانیت و مونزوگرانیت) و گرانودیوریت است که گرانیت‌ها بیشترین حجم توده را به خود اختصاص داده‌اند. بررسی‌های ژئوشیمیایی بیانگر ماهیت ساب‌آلکالن (کالک‌آلکالن)، سرشت پرآلومینه و S بودن گرانیتوئید‌های بررسی شده است. این منطقه چند دگرگونی را تحمل کرده است و انواع دگرگونی‌های ناحیه‌ای، مجاورتی و دینامیکی به وضوح مشاهده می‌شود (Saba, 1999).

یکی از شرایط لازم برای رخداد اسکارن‌زایی فعال بودن منطقه از نظر تکتونیکی است. همان طور که در شکل 1 مشخص است گسل‌های متعددی از منطقه عبور می‌کندکه شناسایی و تفکیک گسل‌ها توسط Sharifi (2007) به طور کامل و با پردازش داده‌های رقومی ماهواره‌ای و بررسی‌های صحرایی انجام شده است.

 

 

شکل 1- نقشه زمین‌شناسی اوچستان (Sharifi, 2007)

 


روش انجام پژوهش

پس از بررسی‌های صحرایی و نمونه‌برداری به منظور بررسی‌های سنگ‌شناختی مقاطع نازک صیقلی از سنگ‌ها تهیه و با چسب اپوکسی بدون پوشش آماده و با میکروسکوپ پلاریزان بررسی شد. برای پی بردن به نوع و ترکیب کانی‌ها از کانی‌های الیوین و پیروکسن در آزمایشگاه EMPA دانشگاه دولتی مسکو توسط دستگاه میکروپروب JEOL مدل JXA-8800 (WDS)، آنالیز نقطه‌ای به عمل آمد و همچنین، از 5 مقطع نازک برای پی بردن به نوع کانی‌های موجود در آنها آنالیز SEM در آزمایشگاه SEM دانشگاه تربیت مدرس تهران به عمل آمد. در محاسبه فرمول ساختاری کانی‌ها و ترسیم دیاگرام‌ها از نرم‌افزار‌های Microsoft Office 2007؛ Mineral structural formula و Minpet استفاده شد.

پتروگرافی

بر اساس بررسی‌های انجام شده بر روی اسکارن‌ها و مرمرهای محدوده اوچستان مجموعه کانی‌های دیوپسید، ولاستونیت، فورستریت، فلوگوپیت، مارگاریت، ترمولیت، تالک، آنتیگوریت، کلسیت، دولومیت، کوارتز و کانی‌های اپاک مشاهده می‌شود. طبق شواهد صحرایی و بررسی‌های کانی‌شناسی و بافتی می‌توان به پیدایش این کانی‌ها طی سه مرحله و پهنه‌بندی منطقه پی برد که در ادامه به توضیح آن خواهیم پرداخت. بررسی‌ها نشان می‌دهد هیچ گونه کانه‌زایی و انباشته اقتصادی در منطقه رخ نداده است و کانی‌های اپاک همچون: مگنتیت، هماتیت و گوئتیت به مقدار ناچیز دیده می‌شود.

اسکارن‌های بررسی شده را می‌توان بر مبنای غالب بودن کانی‌های موجود در مقاطع میکروسکوپی، پاراژنزهای شاخص و دور شدن از توده به دو گروه تقسیم کرد: 1- پیروکسن‌اسکارن و
2- ولاستونیت‌اسکارن

پیروکسن اسکارن: پیروکسن اسکارن‌ها مشخصاً منیزیمی و از این رو دیوپسیدی‌اند. بسیاری از اسکارن‌های بی‌آب حاوی دیوپسید در محیطی با کلسیم اولیه متوسط تا زیاد و همراه با منیزیم یا بدون این عنصر که دستخوش متاسوماتیسم سیلیسی، آهنی، منیزیمی و آلومینیومی شده است به وجود آمده‌اند. در پیروکسن اسکارن‌های منطقه سنگ‌های واکنش‌گر دولومیتی معمولاً ناخالص سبب تشکیل کانی‌های غنی از منیزیم از جمله دیوپسید می‌شود. این سنگ‌ها در اولین مرحله تشکیل اسکارن به وجود می‌آید و در نزدیک‌ترین بخش سنگ درونگیر نسبت به توده نفوذی واقع شده و بیشترین حرارت را تحمل کرده‌اند.

کانی کلینوپیروکسن در مقاطع نازک و در نور XPL با رنگ قهوه‌ای کم‌رنگ، آبی، صورتی، زرد تا سبز مشاهده می‌شود. بررسی‌های میکروسکوپی نشان می‌دهد که این کانی بیشتر با کانی‌های فورستریت، ولاستونیت، آنتیگوریت، تالک، کلسیت، دولومیت، کوارتز و کانی‌های اپاک همراه است.

کلینوپیروکسن‌های سالم هم به صورت پراکنده و دانه‌درشت در زمینه کلسیتی-دولومیتی و هم به صورت متراکم و مجاور هم قرار گرفته‌اند و غالباً تشکیل بافت گرانوبلاستیک را می‌دهد (شکل 2-A و B). در بعضی از مقاطع میکروسکوپی دیوپسیدهایی دیده می‌شود که در حال تشکیل شدن در زمینه دولومیتی است و می‌توان واکنش شماره 1 را برای آن نوشت (شکل2-C). همه پیروکسن‌های موجود در نمونه‌ها سالم نبوده و شواهدی از سرپانتینی شدن در آنها دیده می‌شود. به طوری ‌که بلورهای دیوپسید در حال از بین رفتن و تبدیل شدن به سرپانتین است (شکل 2-D). چنین شواهدی نشانه رخداد دگرسانی پسرونده گسترده در منطقه است.

 Ca,Mg(CO3)2+2SiO2=(Ca,Mg)Si2O6+2CO2.1)

1)              دولومیت      "         دیوپسید

 

 

     

شکل 2- A و (B حضور کلینوپیروکسن‌های سالم هم به صورت دانه‌درشت و پراکنده و هم به صورت خرد شده در زمینه کلسیتی-دولومیتی (XPL)، (C نمونه‌ای از کانی دیوپسید که در حال تشکیل در زمینه دولومیتی است (XPL)، (D رخداد آلتراسیون در دیوپسید و تبدیل آنها به سرپانتین (XPL).

 

 

 

ولاستونیت اسکارن: در این گروه از اسکارن‌ها کانی غالب ولاستونیت است که گاه تا 90 درصد کانی‌های متشکله اسکارن را تشکیل می‌دهد و این سنگ‌ها غالباً بافت گرانوبلاستیک نشان می‌دهد. این کانی در نمونه دستی به طور عمده به صورت انبوهه‌های نیمه موازی یا حالت شعاعی مشاهده می‌شود و در مقاطع نازک میکروسکوپی بخش عمده مقطع میکروسکوپی را تشکیل داده‌اند (شکل 3-A). بلورهای کوارتز و کلسیت به صورت رگه‌ای که حاصل دگرگونی برگشتی ولاستونیت است به همراه این کانی دیده می‌شود (شکل 3-B). بلورهای ولاستونیت به رنگ‌های تداخلی نارنجی سری اول با روشنایی متوسط به بالا و بی‌رفرنژانس نسبتاً پایین مشخص می‌شود. گاهی اوقات میزان منیزیم در ولاستونیت‌ها نسبتاً بالاست که می‌تواند ناشی از آلودگی ولاستونیت‌ها توسط دیوپسید باشد Grammatikopoulos and Clark, 2005)؛ Sengupta et al., 2008). در تجزیه ولاستونیت‌ها عناصر اصلی دیگری از قبیل: منیزیم، آهن، منگنز، آلومینیوم و استرانسیوم نیز قابل استحصال است (Grammatikopoulos and Clark, 2006).

در همه اسکارن‌ها حجم بزرگی از ولاستونیت در مرمرها با واکنش شماره 2 تشکیل می‌شود.

2) SiO2+CaCO3=CaSiO3+CO2.

2) ولاستونیت " کلسیت + کوارتز

این کانی در هر محیط زمین‌شناسی یافت نمی‌شود. می‌توان گفت در شرایط دگرگونی ناحیه‌ای حتی در دماهای بسیار بالا کوارتز و کلسیت به صورت پایدار کنار هم به صورت هم‌زیست یافت می‌شود. این مطلب بیانگر آن است که کوارتز و کلسیت تنها زمانی برای تشکیل ولاستونیت با هم ترکیب می‌شود که به طریقی فوگاسیته CO2 در محیط کاهش یابد. زیرا از واکنش کوارتز و کلسیت، ولاستونیت و CO2 تشکیل می‌شود (Bucher and Ferry, 1994).

تشکیل ولاستونیت معمولاً به نفوذ گرانیت‌ها وابسته است. یعنی جایی که این توده‌ها سنگ‌های کربناته ناخالص را قطع کرده و دگرگونی مجاورتی دما بالا را ایجاد می‌کند. در واقع واکنش‌های مرتبط با کربنات‌ها به افزایش دما حساس و در دماهای بالاتر مواد فرّار (CO2) خود را از دست می‌دهد و به این ترتیب تخلخل در آهک‌ها افزایش می‌یابد. ساختمان‌هایی که خلل و فرج زیاد دارد کم کم به درزه و شکاف تبدیل می‌شود و اجازه ورود توده گرانیتی و مخصوصاً سیلیکات‌ها که به عنوان اجزای ضروری برای تشکیل ولاستونیت است را می‌دهد (Berrada et al., 2011). فراوانی این کانی در بخش‌هایی از سنگ‌های بررسی شده نشانه آن است که سنگ دیواره هتروژن و نفوذپذیر بوده است و به سیالات هیدروترمال اجازه داده که در یک نقطه تمرکز کند. در چنین سنگی اگر شارژ دوباره سیال صورت گیرد آن گاه تشکیل ولاستونیت به صورت پخش و پراکنده انجام می‌شود (Grammatikopoulos and Clark, 2006).

مرمرها را می‌توان بر اساس نوع کانی غالب به شکل زیر تقسیم‌بندی کرد: مرمرهای فورستریت-سرپانتین‌دار، مرمرهای میکادار، مرمرهای ترمولیت-تالک‌دار و مرمرهای کلسیتی و دولومیتی دانه‌درشت.

مرمرهای فورستریت-‌سرپانتین‌دار: این مرمرها همراه با مرمرهای میکادار و به صورت همجوار با ولاستونیت اسکارن‌ها یافت می‌شود. بلورهای مدور و آبی رنگ فورستریت در زمینه‌ای از بلورهای کلسیت و دولومیت در این مرمرها می‌تواند نشانی از رخداد واکنش شماره 3 باشد.

3) 2Ca,Mg(CO3)2+SiO2=2CaCO3+Mg2SiO4+2CO2.

3) فورستریت +  کلسیت  "  کوارتز  +  کلسیت

بعضی از فورستریت‌ها به سرپانتین تجزیه شده‌اند. به طوری که سرپانتین‌ها دور تا دور فورستریت‌ها را احاطه کرده‌اند. گاهی این سرپانتینی شدن تا حدی پیش رفته که تمام فورستریت‌ها به سرپانتین و اکسید آهن تبدیل شده است. فراوان بودن فورستریت‌ها در بعضی قسمت‌های این مرمرها از طریق فراوانی سرپانتین‌ها تأیید می‌شود (شکل 4-A). با توجه به اینکه میزان کانی‌های کربناته نسبت به کالک‌سیلیکات‌ها بیشتر است این سنگ‌ها را مرمر نامیده‌ایم. فورستریت معمولاً در دولومیت ناخالص تشکیل می‌شود. بر اساس شواهد میکروسکوپی بخشی از سرپانتین‌ها از نوع آنتیگوریت با بافت مشبک و پنجره‌ای است. اینگونه سرپانتین‌ها هم به صورت اولیه و هم به صورت ثانویه دیده می‌شود. سرپانتین‌های ثانویه که طی واکنش شماره 4 ایجاد شده‌اند به میزان فراوان در زمینه دولومیتی دیده می‌شود (شکل 4-C).

4) 34Mg2SiO4+20CaCO3+20CO2+31H2

=Mg3Si2O5(OH)4+20Ca,Mg(CO3)2 ت

4) دولومیت  + سرپانتین " کلسیت +  فورستریت

بازمانده بقایای دولومیت و یا وجود کلسیت در همراهی و یا در داخل سرپانتین و همچنین، وجود بافت آتلی یا خرد‌شدگی حلقوی در دولومیت‌هایی که در مجاورت سرپانتین‌ها واقع شده‌اند؛ نشانه آن است که شاید واکنش شماره 5 رخ داده باشد. همانطور که طی این واکنش مشاهده می‌شود این سرپانتین‌ها طی هجوم سیالات داغ با XH2O بالا و همراه با سیلیس به دولومیت‌ها به وجود آمده‌اند (شکل 4-D).

5) 3Ca,Mg(CO3)2+2SiO2+2H2O=.

Mg3Si2O5(OH)4+3CaCO3+3CO2.

5) کلسیت + سرپانتین " کوارتز+  دولومیت

 

 

   

شکل 3-(A بلورهای ولاستونیت همراه با رگه‌های کوارتز و کلسیت حاصل از دگرگونی برگشتی که به موازات رخ‌ها است (XPL)، (B تشکیل کانی‌های کلینوپیروکسن و کوارتز در زمینه ولاستونیتی (XPL).

   

شکل 4- (A فورستریت‌های دانه‌ای و مدور در زمینه کلسیتی که در حال سرپانتینی شدن است (XPL)، (B پراکنده شدن اکسیدهای آهن حاصل از تجزیه الیوین‌ها و یا سیالات آهن‌دار در زمینه کلسیتی و ایجاد بافت شبحی توسط آنها (PPL)، (C تشکیل آنتیگوریت در زمینه دولومیتی (XPL)، (D تشکیل بافت آتل از سرپانتین‌های اولیه (XPL).

   

 

مرمر‌های میکادار: در هاله دگرگونی مجاورتی منطقه اوچستان دسته‌ای از مرمرها که دارای میکاهای نوع فلوگوپیت، مارگاریت و به میزان اندک کلینتونیت و مسکویت همراه با دیوپسید، فورستریت، کلسیت، ترمولیت، کوارتز است دیده می‌شود.

فلوگوپیت از کانی‌های میکایی شاخص منیزیم‌اسکارن‌ها است. صفت اختصاصی این کانی رخ میکایی و رنگ قهوه‌ای مایل به زرد است (شکل 5-A). بر اساس شواهد میکروسکوپی فلوگوپیت مانند سایر کانی‌های گروه میکا دارای مقاطع طولی مستطیل‌شکل ورقه‌ای با یک رخ بسیار خوب که ورقه‌های آن کشسان و خمش پذیرند و مقاطع عرضی فاقد رخ است.

مارگاریت میکای شکننده کلسیم‌دار دی‌اکتاهدرال است که در آهک‌های دولومیتی دگرگون شده که نزدیک توده نفودی اوچستان قرار دارد دیده می‌شود. این کانی به رنگ‌های صورتی، سفید، خاکستری و به صورت دانه‌های کشیده در زمینه کلسیتی قرار گرفته است و در نور پلاریزه خاموشی مستقیم دارد (شکل 5-B). از ویژگی‌های بارز این کانی داشتن رخ میکایی و شکنندگی آن است. مارگاریت بهترین نوع میکای شکننده شناخته شده است که غالباً از طریق واکنش دگرگونی فیلوسیلیکات‌های آب‌دار و کانی‌های کربنات در مجموعه هیدروترمال تشکیل می‌شود.

با توجه به مجاور بودن مرمرهای میکادار منطقه بررسی شده با پیروکسن اسکارن‌ها و غنی‌ بودن توده نفوذی از آلومینیوم (پرآلومینوس) (Movahedi, 2009) می‌توان گفت تشکیل میکاهای نوع مارگاریت در این مرمرها طبق نظر Olesch و Seifert (1976) طی متاسوماتیسم انجام شده است.

به این ترتیب، تشکیل فلوگوپیت و مارگاریت در مرمرهای تیپیک با حضور Al2O3 و K2O و SiO2 که نتیجه نشت و انتشار از فازهای گرمابی داغ است افزایش می‌یابد. این فازها نتیجه ورود آب، پتاسیم و آلومینیوم به سیستم است. با توجه به پاراژنز کانیایی که در این دسته از مرمرها مشاهده شد می‌توان واکنش‌های زیر را برای آن در نظر گرفت:

6) Ca2Mg5Si8O22(OH)2+8KAl2[ALSi3O10(OH)2].

+19Ca,Mg(CO3)2+H2O=17CaCO3+4CaAl2.

 [Al2Si2O10(OH)2] +8KMg3AlSi3O10(OH)2.

6) دولومیت  +    مسکویت     +   ترمولیت

فلوگوپیت      +    مارگاریت    +   کلسیت"

7) (Ca,Mg)Si2O6+5Ca,Mg(CO3)2+2KAl2[AlSi3O10.

(OH)2]+H2O=5CaCo3+CaAl2[Al2Si2O10(OH)2].

+2KMg3AlSi3O10(OH)2+5CO2.

7) مسکویت   +    دولومیت    +    دیوپسید

فلوگوپیت    +    مارگاریت      +   کلسیت "

بررسی آنالیز SEM وقوع این دو کانی را در مرمرهای منطقه مورد تأیید قرار داد.

 

 

   

شکل 5- (A تراکم ریز‌دانه‌های فلوگوپیت همراه با کلسیت در مرمرهای میکادار (XPL)، (B بلورهای کشیده مارگاریت در زمینه کلسیتی در مرمرهای میکادار (XPL)

 

 

مرمرهای ترمولیت-‌تالک‌دار: این دسته از مرمرها در فاصله دورتری از توده نفوذی قرار گرفته‌اند. مهم‌ترین کانی‌های متشکله این دسته از مرمرها ترمولیت، تالک و کوارتز است که در زمینه دولومیتی قرار گرفته‌اند. این دو کانی هم طی مرحله پیشرونده دگرگونی و بر اثر واکنش کوارتز با زمینه دولومیتی و هم طی مرحله پسرونده دگرگونی با افزایش سیال غنی از آب تشکیل می‌شود. در مرمرهای بررسی شده این دو کانی بیشتر بر اثر ورود سیالات سیلیس‌دار منشأ گرفته از توده نفوذی و طی رخداد واکنش‌های شماره 8 و 9 به وجود آمده‌اند.

8)3Ca,Mg(CO3)2+4SiO2+H2O.

=3CaCO3+Mg3Si4O10(OH)2+3CO2.

8) تالک   +   کلسیت   "   کوارتز   +   دولومیت

9)5Ca,Mg(CO3)2+8SiO2+H2O=3CaCO3.

+Ca2Mg5Si8O22(OH)2+7CO2.

9) ترمولیت + کلسیت " کوارتز+  دولومیت

شکل 6-A نمونه‌ای از تشکیل کانی تالک را طی مرحله به مرحله پیشرونده دگرگونی نشان می‌دهد. کانی تالک می‌تواند در دولومیت‌ها و اسکارن‌هایی که تحت تأثیر فاز هیدروترمال قرار می‌گیرد به عنوان محصول آلتراسیون ترمولیت و به ندرت دیوپسید و فلوگوپیت باشد (Vander Auwera and Verkaeren, 1993). این تالک‌ها که از دگرسانی سیلیکات‌های منیزیم‌دار حاصل می‌شود به طور مخصوص در سنگ‌های دگرگونی درجه پایین تشکیل می‌شود.

ترمولیت، آمفیبول عمده اسکارن‌های منیزیم‌دار محسوب می‌شود. در نمونه‌های بررسی شده ترمولیت به دو صورت سوزنی و منشوری دیده می‌شود. بلورهای ریز و سوزنی شکل و پراکنده این کانی در داخل کانی‌های کلسیت، دولومیت و کوارتز تشکیل بافت نماتوبلاستی را داده است‌ (شکل 7-B و D). در تعدادی از مقاطع بلورهای منشوری به صورت متراکم قرار گرفته و آثاری از چین‌خوردگی و تغییر شکل دینامیکی در آنها دیده می‌شود (شکل 7-C).

 

 

     

شکل 6- (A کانی پولکی تالک در زمینه دولومیتی در مرمرهای ترمولیت-تالک‌دار (XPL)، (B بلورهای سوزنی ترمولیت در زمینه کوارتزهای تأخیری (XPL)، (C وفور ترمولیت‌های چین‌خورده در مرمرهای ترمولیت-تالک‌دار (XPL)، (D نمونه‌ای از حضور ترمولیت در زمینه کلسیتی (XPL).

 

 

 

مرمرهای کلسیتی-دولومیتی: این مرمرها در نمونه دستی به رنگ سفید تا کرم روشن است و بلورهای درشت رومبوئدریک کلسیت و دولومیت بخش اعظم سنگ را تشکیل داده‌اند. این کانی‌ها باعث تشکیل بافت موزائیکی در مرمرها می‌شود.

دگرگونی حرارتی بدون استرین، باعث ایجاد یک موزائیک هم‌بعد از ذرات کلسیت می‌شود که فاقد هرگونه جهت یافتگی ترجیهی است.

علت وجود کلسیت و دولومیت‌های درشت‌بلور و تقریباً خالص به مقدار فراوان در همراهی با اسکارن‌ها را می‌توان در تفاوت ترکیب شیمیایی سنگ مادر آنها دانست. در بخش‌هایی که ترکیب سنگ مادر به صورت آهک و دولومیت خالص یا با ناخالصی‌های بسیار اندک باشد در اثر دگرگونی همبری فقط می‌تواند تبدیل به مرمر شود اما در بخش‌هایی که ترکیب سنگ مادر به صورت آهک‌های دولومیتی ناخالص باشد اسکارن‌زایی با شدت بیشتری انجام می‌شود.

بر اساس بررسی‌های کانی‌شناسی اسکارن و مرمرهای اوچستان می‌توان گفت دگرگونی در این منطقه در طی سه مرحله رخ داده است که هر کدام توسط مجموعه‌های پاراژنزی و بافت‌های شاخص هر مرحله مشخص می‌شود. به طوری که در مرحله اول که همان مرحله دگرگونی همبری ایزوشیمیایی است با راهیابی توده ماگمایی به بخش‌های بالایی پوسته دگرگونی همبری باعث تبلور و درشت شدن آهک‌ها و دولومیت‌های سنگ میزبان شده است و همچنین، یک هاله حرارتی منطقه‌بندی شده‌ای را پدید می‌آورد. این مرحله شامل: تشکیل سیلیکات‌های کلسیم-منیزیم مانند: فورستریت و دیوپسید در دولومیت ناخالص و ولاستونیت در آهک‌های ناخالص می‌شود.

مرحله دوم مرحله متاسوماتیسم (پیدایش اسکارن) است. با شروع تبلور ماگمایی و آزاد شدن سیالات ماگمایی، متاسوماتیسم و اسکارن‌زایی رخ می‌دهد. فشار سیالات در توده نفوذی در سنگ‌های دگرگونی مجاورتی که پیشتر تشکیل شده شکستگی‌هایی پدید می‌آورد. این سیالات ماگمایی که ممکن است با آب‌های دگرگونی یا در مرحله بعدی با آب‌های جوی در آمیزد (Taylor, 1980) در امتداد فصل مشترک توده نفوذی و سنگ دیواره، در امتداد شکستگی‌ها، در طول همبری توده نفوذی (فصل مشترک لایه‌ها) و نیز در امتداد دیگر مناطق قابل نفوذ تراوش و حرکت می‌کند (Einaudi et al., 1981). گرادیان غلظت مؤثر محلول موجود در کانال‌های مربوط به سیالات باعث پیدایش ساخت منطقه‌ای منظم در اسکارن اولیه که اسکارنی بی‌‌آب بوده، می‌شود. به طور کلی، طی این مرحله مجموعه اسکارن آبکی در سنگ‌های کربناته بر اثر ورود سیلیس، آلومینیوم، پتاسیم و سایر اجزای درون اسکارن تشکیل می‌شود.

شروع مرحله دگرگونی برگشتی در ارتباط با آزاد شدن سیالات غنی از آب از تبلور توده نفوذی و پگماتیت‌های پخش شده داخل سکانس اسکارن‌ها و مرمرها است. این مرحله طی کاهش دما و مصرف H+ سیال که صرف هیدرولیز کانی‌های سیلیکات کلسیم بی‌آب می‌شود رخ ‌می‌دهد. کانی‌شناسی مرمر پسرونده به طور تیپیک در اشکال ترمولیت، اکتینولیت، سرپانتین، تالک و دیگر فازهای آبکی از نظر ساختاری کنترل شده و توالی منطقه‌بندی پسرونده را روپوشانی می‌کند. باید توجه داشت که کانی‌های آبدار همیشه نشان‌دهنده دگرسانی پسرونده نیست. مثلاً سرپانتین‌ها در مرحله قبل هم به صورت اولیه تشکیل می‌شود و حاصل دگرسانی نیست. طی این مرحله گاهی دگرسانی پسرونده تا حد تخریب کامل بعضی کانی‌ها مثل فورستریت‌ها پیش رفته و سرپانتین‌ها در قالبی از فورستریت تشکیل شده‌اند. در منطقه بررسی شده با توجه به گستردگی پهنه‌های ترمولیت-تالک‌دار و سرپانتین‌دار می‌توان به رخداد این مرحله به طور وسیع پی برد.

در آخرین مرحله که در منطقه گسترش چندانی نداشته سیلیکات‌های کلسیمی آب‌دار و بدون آب تشکیل شده در مراحل قبلی اسکارن‌زایی دستخوش دگرسانی شده و کانی‌هایی مانند: کوارتز، کلسیت و به مقدار ناچیز کانی‌های اپاک به وجود آمده‌اند.

توالی پاراژنتیکی کانی‌ها طی مراحل گوناگون در شکل 7 آورده شده است.

 

شیمی کانی‌ها

در بررسی‌های کانی‌شناسی بهترین روش به منظور بررسی ترکیب شیمیایی کانی‌ها استفاده از آنالیزهای مایکروپروب است.

کلینوپیروکسن: به منظور مطالعه دقیق‌تر، کانی کلینوپیروکسن موجود در این سنگ‌ها آنالیز الکترون مایکروپروب شد (جدول 1).

با توجه به نتایج آنالیزهای نقطه‌ای پیروکسن‌ها به روشنی ترکیب دیوپسید را نشان می‌دهد. طبقه‌بندی‌های مختلفی برای تقسیم‌بندی کلینوپیروکسن‌ها به کار رفته است. در اینجا با توجه به دیاگرام‌های به کار رفته از طبقه‌بندی Morimoto (1989) استفاده می‌شود.

با قرار دادن نمونه‌های آنالیز شده بر روی نمودار ارایه شده توسط Morimoto و Kitamoura (1983) تمام پیروکسن‌ها در محدوده Quad قرار می‌گیرد (شکل 8-A).

ترکیب شیمیایی کلینوپیروکسن‌ها تقریباً به صورت En51Fs0Wo49 در نمودار سه گوش En-Wo-Fs ترکیب دیوپسیدهای غنی از کلسیم را نشان می‌دهد (Morimoto and Kitamoura, 1983) (شکل 8-B).

 

شکل 7- توالی پاراژنتیک کانی‌ها در اسکارن‌ها و مرمرهای اوچستان

 

 

شکل 8- (A موقعیت کلینوپیروکسن بر روی دیاگرام Q-J و تعیین گروه آن (Morimoto and Kitamoura, 1983)، (B دیاگرام مثلثی Wo-En-Fs و تعیین نوع کلینوپیروکسن (Morimoto and Kitamoura, 1983).

الیوین: الیوین‌های موجود در نمونه‌های بررسی شده با روش الکترون مایکروپروب آنالیز نقطه‌ای شد (جدول 2). قرار دادن نتایج در نمودار تقسیم‌بندی الیوین که توسط Deer و همکاران (1972) ارایه شده گویای آن است که الیوین‌های بررسی شده از نوع فورستریت است (شکل 9). ترکیب شیمیایی الیوین‌ها به صورت Fo98Fa2 نشان‌دهنده غنی بودن سنگ مادر اسکارن‌های بررسی شده از منیزیم است. طبق آزمایش‌هایی که توسط محلول آلیزارین قرمز روی مقاطع میکروسکوپی انجام شد دولومیتی بودن سنگ میزبان این اسکارن‌ها تأیید شد.

سرپانتین و تالک: بررسی‌های فازی انجام شده در این کار پژوهشی بر روی تعدادی از نمونه‌ها حضور سرپانتین های نوع آنتیگوریت و تالک را تأیید می‌کند (شکل 10).

 

 

جدول 1- ترکیب شیمیایی کلینوپیروکسن‌ها در اسکارن‌های منطقه اوچستان

Number

1

2

3

4

5

Sample

SK-M

SK-11

C4

D3

D4

SiO2

55.87

55.84

56.27

55.63

55.92

Al2O3

0.00

0.22

0.32

0.17

0.13

Cr2O3

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

FeO*

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

MgO

19.07

19.18

18.90

19.05

19.02

CaO

25.44

25.78

25.45

25.82

25.65

Total

100.38

101.02

100.94

100.67

100.72

Structural formula based on the 6 Oxygens

Si

2.003

1.989

2.008

1.989

1.999

Al

0

0.009

0.013

0.007

0.005

Fe3+

0

0

0

0

0

Fe2+

0

0

0

0

0

M1Mg

1

1

0.987

1

0.996

M2Mg

0.019

0

0.019

0.015

0.018

M2Ca

0.977

0.984

0.973

0.989

0.982

Sum-cat

4

4

4

4

4

WO

48.95

49.14

49.18

49.35

49.22

EN

51.05

50.86

50.82

50.66

50.78

FS

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

WEF

100

100

100

100

100

 

 

جدول 2- ترکیب شیمیایی الیوین‌های موجود در اسکارن‌های منطقه اوچستان

Number

1

2

3

4

5

Sample

SK-M

SK-11

D1

B30

C20

SiO2

42.51

42.78

42.56

42.73

42.55

Al2O3

0

0

0

0

0

FeO

1.55

1.19

1.29

1.3

1.49

MnO

0

0.24

0

0

0

MgO

55.65

57.05

56.6

56.05

57.06

Total

99.71

101.26

100.45

100.08

101.1

Structural formula based on the 4 Oxygens

Si

1.007

0.994

0.998

1.006

0.991

Fe2+

0.031

0.022

0.024

0.028

0.026

Mn

0

0.004

0

0

0

Mg

1.962

1.98

1.978

1.966

1.983

Cations

3

3

3

3

3

Fo

98.46

98.84

98.74

98.72

98.56

Fa

1.54

1.16

1.26

1.28

1.44

   

شکل 9- نمودار تقسیم‌بندی الیوین‌ها (Deer et al., 1972)

شکل 10- الگوی پراش پرتوی X از نمونه آنتیگوریت

 


نتیجه‌گیری

تزریق توده گرانیتوئیدی با گرایش ساب‌آلکالن به درون کربنات‌های پالئوزوییک واقع در منطقه اوچستان و تشکیل جریان‌های حرارتی و سیال از توده به سمت سنگ‌های درونگیر دگرگونی مجاورتی در مقیاس نه چندان وسیعی در اطراف توده ایجاد و منجر به تشکیل هورنفلس، اسکارن و مرمر شده است. کربنات‌های منطقه بررسی شده از مجموعه‌ای از آهک‌ها و دولومیت‌ها تشکیل شده‌اند که با نفوذ این توده برون اسکارن‌های نوع کلسیم-منیزیم‌دار به وجود آمده است. بررسی‌های میکروسکوپی و نتایج آنالیزهای مایکروپروب، SEM و XRD مؤید وجود مجموعه کانیایی ولاستونیت، دیوپسید، فورستریت، آنتیگوریت، فلوگوپیت، مارگاریت، ترمولیت، تالک، کلسیت، دولومیت، کوارتز و کانی‌های اپاک در این سنگ‌ها در پهنه‌های مختلف دگرگون شده است.

اسکارن‌ها و مرمرهای اوچستان از نظر زایشی روند تکاملی سه مرحله‌ای را طی کرده‌اند. در مرحله اول که همزمان با جایگیری توده نفوذی و دگرگونی ایزوشیمیایی است تبلور و درشت شدن آهک‌ها و دولومیت‌های سنگ میزبان و تبلور کانی‌های دیوپسید، ولاستونیت و فورستریت اتفاق افتاده است. مرحله دوم همزمان با آغاز تبلور توده نفوذی اوچستان و جدایش فازهای گرمابی داغ از آن و انتشار آن‌ها در پهنه‌های خرد شده و شکسته سنگ میزبان است. در این مرحله مقدار در خور توجه‌ای Al2O3، K2O و SiO2 وارد سیستم می‌شود. کانی‌هایی همچون: فلوگوپیت، مارگاریت، مسکویت، ترمولیت، تالک، سرپانتین از کانی‌های شاخص این مرحله است. با کاهش تدریجی دمای سامانه گرمابی-ماگمایی و شاید مخلوط شدن آن با آب‌های با دمای پایین با خاستگاه جوی، دگرسانی پسرونده در مجموعه کانیایی سیلیکات‌کلسیم بدون آب رخ می‌دهد و تبلور کانی‌هایی همچون: سرپانتین، کوارتز، کلسیت، دولومیت و به مقدار اندک ترمولیت، تالک، کانی‌های اپاک در این مرحله است.

دگرگونی ایجاد شده در این ناحیه از توده نفوذی به سمت آهک‌ها و دولومیت‌ها دارای منطقه‌بندی به شرح ذیل است:

توده نفوذی← پیروکسن‌اسکارن← ولاستونیت اسکارن← مرمرهای فورستریت-سرپانتین‌دار← مرمرهای میکادار← مرمرهای ترمولیت-تالک‌دار ← مرمرهای کلسیتی و دولومیتی دانه‌درشت.

سپاسگزاری

نگارندگان از خانم دکتر الگا پارفنوا در دانشگاه دولتی مسکو به خاطر انجام آنالیزهای نقطه‌ای و از مدیریت تحصیلات تکمیلی دانشگاه اصفهان به خاطر حمایت مادی و معنوی سپاسگزاری می‌نمایند.

Berrada, S. H., Hajjaji, M. and Belkabir, A. (2011) Mineralogical and geochemical features of the wollstonite deposit of Azegour, haut-atlas (Morocco). Journal of African Earth Sciences 60: 247-252.

Bucher, K. and Ferry, M. (1994) Petrogenesis of metamorphic rock. 6th edition, springer, verlag, Berlin; New York.

Deer, W. A., Howie, R. A. and Zussm, J. (1972) An introduction the rock-forming minerals. John Wiley and Sons, New York.

Einaudi, M. T., Meinert, L. D. and Newberry, R. J. (1981) Skarn Deposits. in: Economic Geology: 75th Anniversary, Volumes 1905-1980 (Ed. Skinner, B. J.) 317-391. Economic Geology Publishing Company, El Paso.

Grammatikopoulos, T. A. and Clark, A. H. (2005) Petrogenesis of the Platinova skarn in the Belmond domain (Composite Arc Belt, SE Ontario, Canada). Mineralogy and Petrology 85: 141-161.

Grammatikopoulos, T. A. and Clark, A. H. (2006) A comparative study of wollastonite skarn genesis in the Central metasedimentary belt, Southeastern Ontario, Canada. Ore Geology Reviews 29: 146-161.

Izadi, F. (2010) Petrology and petrography metabasites and calc-silicate (northeast Golpayegan, Markazy province, Iran). MSc thesis, Universityof Isfahan, Iran (in Persian).

Morimoto, N. (1989) Nomenclature of pyroxenes. Canadian Mineralogist 27: 143-156.

Morimoto, N. and Kitamura, M. (1983) Q-J diagram for classification of pyroxenes. Journal of the Japanese Association of mineralogy, Petrology and Economical Geology 78: 141

Movahedi, M. (2009) Petrology and Petrography of the Ochestan granitoid. MSc thesis, University of Isfahan, Iran (in Persian).

Olesch, M. and Seifert, F. (1976) Stability and phase relations of trioctahedral calcium brittle micas (clintonite group). Journal of Petrology 17: 291-314.

Rashidnejad Omran, N. (2001) Petrology and geochemistry of intrusive and sedimentary metavolcanic rock in Muteh with special in view of the genesis and gold mineral processing (south of Delijan, southwest of Tehran, Iran). PhD thesis, University of Tehran, Tehran, Iran (in Persian).

Saba, A. A. (1999) Structural analysis of intrusive simultaneously with deformation in north of Varzaneh (northeast Golpayegan). MSc thesis, University of Tarbiat Modares, Tehran, Iran (in Persian).

Sengupta, P., Dutta, U., Uttam Bhui, K. and Mukhopadhyay, D. (2008) Genesis of wollastonite- and grandite-rich skarns in a suite of marble-calc-silicate rocks from Sittampundi, Tamil Nadu: constraints on the P-T-fluid regime in parts of the Pan-African mobile belt of South India. Mineral Petrology 95(3-4): 179-200.

Sharifi, M. (2007) Study of alkaline magmatism in north of Golpayegan. PhD thesis, University of Isfahan, Isfahan, Iran (in Persian).

Taylor, H. P. (1980) The effects of assimilation of country rocks by magmas on 18O/16O and 87Sr/86Sr systematic in igneous rocks. Earth and Planetary Science Letters 47: 243-254.

Vander Auwera, J. and Verkaeren, J. (1993) Occurrence of contrasting skarn formations in dolomites of the Traversella Deposit (Ivrea, Italy). International Journal of Earth Sciences (Geol Rundsch) 82: 726-740.