پتروگرافی و پتروژنز اسکارن‌های هشت‌کوه خضرآباد یزد

نویسندگان

1 Department of Petrology, School of Geosciences, Shahrood University of Technology, Shahrood, Iran

2 Department of Geology, University of Payame Noor, 19395-4697, Tehran, Iran

3 گروه زمین‌شناسی، دانشگاه آزاد اسلامی واحد لاهیجان، لاهیجان، ایران

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

چکیده

توده‌ نفوذی گرانیتوئیدی خضرآباد در شمال‌غرب استان یزد و در کمان ماگمایی ارومیه-دختر واقع شده‌است. نفوذ این توده در سنگ ‌میزبان آهکی‌کرتاسه (سازند تفت) باعث اسکارن‌سازی در هشت‌کوه با مجموعه کانیایی زیر شده‌است:
Garnet+Clinopyroxene+Epidote+Tremolite-Actinolite+Chlorite+Calcite+Quartz.
مطالعه همیافتی کانی‌‌ها نشان می‌دهد که همیافت گارنت-پیروکسن با بیشترین فراوانی پایه‌ کانیایی اسکارن را شکل داده، گارنت و پیروکسن از دیدگاه بافتی ارتباط تنگاتنگی با هم دارد. مطالعه دقیق روابط پاراژنتیک کانی‌های اسکارن به وضوح مراحل مختلف را در تکوین سامانه اسکارن نشان می‌دهد. به گونه‌ای که دو مرحله بنیادی در زایش کانی‌ها تشخیص داده‌شده‌است. بنابراین، می‌توان اسکارن هشت‌کوه را یک اسکارن چندزایی (polygenic) در نظر گرفت. شیمی کانی‌ها، گارنت را متمایل به قطب گروسولار و پیروکسن را از نوع اوژیت نشان می‌دهد و اوج دگرگونی، شکل‌گیری پیروکسن درگامه پیشرونده اسکارن را باعث‌ شده و به دنبال آن تشکیل گارنت اتفاق افتاده ‌است. وجود منطقه‌بندی در گارنت‌ها، جانشینی دوره‌ای Al-Fe+3 موجود در سیال را حین تشکیل این کانی نشان می‌دهد. حاکم شدن شرایط اکسیدان طی تبلور سیال، سبب ناپایداری پیروکسن (پایین بودن فوگاسیته اکسیژن) و رشد گارنت‌های آندرادیت در سامانه اسکارنی در T550 درجه سانتیگراد شده است.

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

Petrography and petrogenesis of Hasht-kuh Khezrabad of Yazd skarns

نویسندگان [English]

  • Hossein Mehdizadeh Shahri 1
  • Javad Ghanei Ardakanei 2
  • Ali Darvishzadeh 3
  • Mohammad Ali Mackizadeh 4
1 گروه پترولوژی و زمین شناسی اقتصادی، دانشکده علوم زمین، دانشگاه صنعتی شاهرود، شاهرود، ایران
2 گروه زمین‌شناسی، دانشگاه پیام ‌نور، تهران 19395-4697، ایران
3 Department of Geology, Islamic Azad University, Lahijan Branch, Lahijan, Iran
4 Departments of Geology, Faculty of Sciences, University of Isfahan, Isfahan, Iran
چکیده [English]

The Khezr-Abad granitoid intrusive body is located in the north-west of Yazd province within Urumia-Dokhtar magmatic arc. The intrusion of this body into the Cretaceous carbonate rocks (Taft Formation), gave rise to Hasht-kuh skarn mineralization with the following mineral assemblage:
Garnet+ Clinopyroxene+Epidote+Tremolite-Actinolite+Chlorite+Calcite+Quartz
Mineral associations studies show that pyroxene- garnet occurrence have most relations and are widespread in skarn. A detailed study of paragenetic relationships of skarn minerals clearly demonstrate that there are two stages in skarn evolution system, so the Hasht-kuh skarn can be considered as a polygenic skarn. On the basis of mineral chemistry data the garnet tends to be grossular and pyroxene is augite in composition. The peak temperature of contact metamorphism episode is accompanied by pyroxene crystallization in the early stage followed by overprinting of garnet formation. Due to presence of Al/Fe+3 periodic changes in fluids during garnet precipitation, zoning structure in some garnets was developed. The prevailing oxidation conditions during crystallization of fluids caused the instability of pyroxene (reducing ƒO2) and the growth of andradite garnet could be occurred at T

کلیدواژه‌ها [English]

  • Khezr-Abad granitoid
  • Paragenetic relationships
  • Hasht-kuh Skarn
  • Polygenic Skarn
  • Khezr
  • Abad granitoid
  • Hasht
  • kuh Skarn

مقدمه

کمان ماگمایی سنوزوئیک ایران مرکزی موسوم به ارومیه-دختر با امتداد NW-SE از استان‌یزد عبور می‌کند و منطقه بررسی شده نیز در این کمان واقع شده ‌است (شکل 1). توده نفوذی بزرگ خضرآباد از جنس آلکالی‌گرانیت تا گرانودیوریت تنها رخنمون توده آذرین در منطقه است که سازندهای رسوبی تخریبی-کربناته پالئوزوئیک و کرتاسه را قطع کرده و سبب توسعه اسکارن-هورنفلس شده ‌است (شکل 1). اسکارن‌ها از دیرباز مورد توجه زمین‌شناسان برای بررسی‌های کانسارهای گرمابی بوده ‌است Pirajno, 1991)؛ Ray and Webster, 1997؛ Lentz, 1998؛ Robb, 2005؛ (Kamvong and Zaw, 2008. با وجود این که مطالعاتی در خصوص اسکارن‌های استان یزد از جمله: مناطق شرق شیرکوه (Ghanei and Mackizadeh , 2007)، باقی‌آباد (Ghanei and Mackizadeh, 2011) و خوت (Zahedi and Boomeri, 2012) و ... انجام شده است، اما تاکنون منبعی راجع به گزارش یا مطالعه اسکارن‌ها هشت‌کوه در اطراف توده خضرآباد مشاهده نشده ‌است، بنابراین ضروری به نظر می‌رسد این رخداد اسکارن و کانی‌شناسی آن به ادبیات زمین‌شناسی ایران معرفی شود.

 

شکل 1- موقعیت اسکارن هشت‌کوه در ارتباط با نوار ماگماتیسم ارومیه-دختر (Aghanabati, 1998). راه‌های دسترسی به توده گرانیتوئیدی خضرآباد (ö) و نقشه زمین‌شناسی ساده منطقه بررسی شده را نشان می‌دهد.

 


 

 

زمین‌شناسی منطقه

قدیمی‌ترین سنگ‌های منطقه خضرآباد سازند کهر است که پی‌سنگ منطقه را تشکیل داده و عموماً شامل: شیل، ماسه‌سنگ و سیلستون به رنگ ‌سبز و سبز مایل به خاکستری است. به طور فرعی لایه‌های دولومیتی قهوه‌ای متمایل‌ به زرد مجموعه سنگ‌های ‌وابسته به ‌سازند کهر را همراهی می‌نماید که توسط سنگ‌های دولومیتی چرت‌دار سازند سلطانیه پوشیده‌ شده ‌است (شکل 1). توده‌های ‌گرانیتوئیدی خضرآباد به جز در ناحیه علی‌آباد دامک که آهک‌های تریاس را دگرگون کرده و با گرانیت شیرکوه کنتاکت دارد در دیگر نواحی، درون‌ سازند کهر و تفت نفوذ نموده و باعث اسکارن‌زایی و کانه‌زایی شده ‌است (شکل 1).

در جنوب مزرعه هشت‌کوه سنگ‌های اصلی برای تشکیل دگرگونی مجاورتی سنگ‌های آهکی توده‌ای اربیتولین‌دار سازند تفت است که در برخی نقاط دولومیتی نیز شده‌اند (شکل‌های 1 و 2-A). مشاهدات صحرایی نشان می‌دهد که بیشتر اسکارن‌ها ساخت توده‌ای دارد. همچنین، رخنمون محدودی از ساخت نواری (banded skarn) نیز تا حدودی محفوظ مانده ‌است که شاید نشان از لایه‌بندی سنگ آهک اولیه بوده که بعد از دگرگونی هنوز حفظ شده ‌است (شکل2-B).

اسکارن‌ها در امتداد تنها آبراهه بزرگ غربی-شرقی روستای هشت‌کوه به طور پراکنده و به ‌شکل تپه‌های کم‌ارتفاع رخنمون دارد.

 

روش انجام پژوهش

مرحله نخست پیمایش صحرایی برای شناسایی محدوده اسکارنی‌شده انجام شد و در مرحله بعد چهار ایستگاه که شامل‌ کامل‌ترین و ضخیم‌ترین رخنمون اسکارن بود برای بررسی‌های صحرایی دقیق‌تر و نمونه‌برداری انتخاب شد. بررسی‌های ‌صحرایی شامل: بررسی‌های ارتباط اسکارن با توده نفوذی، بافت و ساخت‌ در نمونه دستی، شناسایی پهنه‌های ‌اسکارن و ارتباط آنها بوده ‌است. از نمونه‌های برداشت ‌شده تعداد 32 مقطع نازک میکروسکوپی تهیه و با میکروسکوپ ‌پلاریزان Olympus مدل BX-60 مطالعه و تصاویر با دوربین Olympus مدل DP 70 تهیه شد. تحلیل‌های مایکروپروب توسط دستگاه Cameca مدل SX-100 در دانشگاه اوکلاهامای آمریکا انجام شد. در هنگام تحلیل‌ها، ولتاژ شتاب دهنده برابر با 15KV و شدت جریان 15nA بوده ‌است. برای پردازش داده‌ها و رسم نمودارها از نرم‌افزار 2.02 Minpet استفاده ‌شده ‌است. برای ‌تفکیک‌ میزانFe3+ از Fe2+ از روش پیشنهادی Droop (1987) استفاده شده ‌است.

 

 

شکل 2- تصاویر صحرایی از: (A ارتباط توده گرانیتوئیدی خضرآباد (KhG) با سازند تفت (TF) و اسکارن‌زایی (Sk)؛ (B ساخت نواری در اسکارن هشت‌کوه (غرب خضرآباد)

 

 

 

پتروگرافی

مجموعه کانیایی زیر در اسکارن هشت‌کوه دیده ‌می‌شود:

سGarnet+Pyroxene+Tremolite-Actinolite+Epidote+Chlorite+Quartz+Calciteی

بلورهای گارنت و پیروکسن (به‌ ترتیب با50 و 40 درصد حجمی) عمده سازنده اسکارن است و می‌توان گفت که بقیه کانی‌ها فرعی‌اند. بلورهای کلینوپیروکسن نیمه ‌شکل‌دار تا بی‌شکل بیشتر به شکل پویی‌کیلوبلاست درون گارنت دیده ‌می‌شود. بیشتر دانه‌ریزتر و پراکنده‌تر از گارنت هستند و در همیافتی نزدیک با گارنت است. هیچ موردی از رخداد پیروکسن به شکل بلورهای منفرد به ‌دور از تجمعات گارنت دیده نمی‌شود (شکل 3-A). حواشی گردشده و انحلالی (resorbed margins) پیروکسن‌ها و شکل نامنظم و آمیبی آنها درون گارنت نشان‌دهنده تغییرات فیزیکوشیمیایی سیال کانی‌ساز ضمن تحول سامانه اسکارن است (شکل 3-B).

گارنت‌ها کانی عمده اسکارن هشت‌کوه را تشکیل داده‌اند. این کانی‌ها همسانگرد تا ناهمسانگرد است و با ماکل پیچیده و ساختار منطقه‌ای به‌وضوح دیده ‌می‌شود و ادخال‌های پیروکسن درون آنها به مقدار زیاد است (شکل 3-B).

در برخی موارد ادخال‌هایی از کلسیت با حواشی گردشده نیز درون گارنت مشاهده می‌شود که به نظر می‌رسد بازمانده جذب نشده سنگ آهک مرمری شده میزبان باشد.

ترمولیت-اکتینولیت به عنوان کانی فرعی با رخداد محدود دیده‌می‌شود که با داشتن چند رنگی واضح سبز کم‌رنگ تا تیره و مایل به ‌آبی‌ کم‌‌رنگ (PPL) به ‌نظر می‌رسد درآن عضو اکتینولیت غالب باشد. Deer و همکاران (1991) معتقدند در اکتینولیت و فرو‌اکتینولیت شدت چند رنگی به میزان محتوی آهن بستگی دارد و بیشتر همراهی آن به ‌شکل محدود با کوارتز و کلسیت است (شکل 4-A). در این مورد ادخال‌هایی از ترمولیت-اکتینولیت در کوارتز و کلسیت بافت پویی‌کیلوبلاست را شکل داده‌ و تداعی ‌کننده مرمر ترمولیت-اکتینولیت‌دار است. یادآوری می‌شود این بافت بسیار محدود است و تنها در فضای خالی بین بلورهای پیروکسن-گارنت توسعه یافته‌ است. این کانی در هنگام رخداد دگرگونی برگشتی در حال تبدیل به کلریت بوده که همیافتی نزدیک و مرز ناپایدار ترمولیت-اکتینولیت با کلریت گویای این رخداد است. علاوه بر این، کلریت‌ها به شکل دروغین (pseudomorph) قالب ترمولیت-اکتینولیت‌ها را اشغال کرده‌اند (Delvigne, 1998) (شکل 4-B) و هنوز بقایای ترمولیت-اکتینولیت به شکل بازمانده (relict) در توده کلریت‌ها نیز دیده می‌شود.

کوارتز به ‌شکل شکاف ‌پّر کن (filling) یا بافت روزنه‌ای (interstitial) با بلورهای گارنت، کلسیت و اپیدوت (کمتر) دیده ‌می‌شود (شکل 5-A). همچنین، کوارتز به شکل رگچه‌ای شکستگی‌های گارنت را پر کرده یا این که پس از برشی‌شدن گسترده گارنت‌ها آنها را سیمانی نموده ‌است. بدیهی است خاستگاه این کوارتز از سیلیس اضافی انتشار یافته در محیط اسکارن بعد از شکل‌گیری کانی‌های کالک‌سیلیکات است که در آخرین مرحله اسکارن متبلور شده ‌است.

اپیدوت ارتباط تنگاتنگی با گارنت داشته و به ‌صورت پوششی بر روی گارنت (over growth) و یا پُر‌کننده قطعات برشی گارنت‌ها مشاهده ‌می‌شود (شکل 5-B). مرز ناپایدار آن با گارنت نشان می‌دهد که باید به خرج گارنت به وجود آمده باشد
(شکل 5-C).

 شکل 3- تصاویر میکروسکوپی از اسکارن هشت‌کوه: (A رخداد پیروکسن‌های نیمه ‌شکل‌دار در گارنت‌های نسل دوم (بافت پویی‌کیلوبلاستیک). مرز پیروکسن‌ها با گارنت میزبان تا حدودی واضح است و کمتر خورده شده‌است (XPL)؛ (B پیروکسن‌ها درون گارنت به ‌وضوح مرز ناپایدار نشان می‌دهد و خرده‌های تحلیل نرفته به ‌شکل بازمانده (relict) دیده‌ می‌شود (XPL). علایم اختصاری نام کانی‌ها از Kretz (1983) اقتباس شده ‌است.

 

شکل 4- تصاویر میکروسکوپی از اسکارن هشت‌کوه: (A ترمولیت- اکتینولیت درون کوارتز و کلسیت که این مجموعه به طور محلی گسترش دارد و پر‌کننده فضای خالی مجموعه کانی‌های اصلی اسکارن یعنی گارنت-پیروکسن است (PPL)؛ (B ترمولیت-اکتینولیت به شکل بازمانده که از اطراف توسط کلریت احاطه شده است. در اینجا ترمولیت-اکتینولیت در ابتدا پر‌‌کننده فضای باز بین گارنت‌های ناهمسانگرد بوده ‌است (XPL). 


 

شواهد میکروسکوپی نشان می‌دهد کلسیت در چند شکل متبلور شده است:

الف) به ‌عنوان جانشینی که حاصل دگرسانی بخشی پیروکسن‌ها است. این‌گونه‌ دگرسانی تا جانشینی کامل پیروکسن توسط کلسیت نیز در مواردی ‌دیده ‌شده ‌است (شکل 6-A).

ب) کلسیت‌ها در بیشتر موارد درشت‌دانه بوده، مرحله روزنه‌ای تشکیل ‌داده، با ماکل‌های واضح مشخص است (شکل 6-B).

ج) کلسیت فضای خالی خرده‌های برشی گارنت-کوارتز را نیز پر کرده است (شکل 6-C).

 

مینرال‌شیمی اسکارن

برای شناخت ترکیب شیمیایی کانی‌های اساسی سازنده اسکارن از تحلیل‌های کمی (WDS) توسط دستگاه دستگاه تجزیه ریزکاو الکترونی استفاده شده ‌است (جدول 1). ترکیب شیمیایی گارنت‌ها نزدیک به قطب گروسولار است (شکل 7-A و جدول 1).

این گارنت‌ها نزدیک به میدان اسکارن‌های حاوی کانسار آهن Meinert, 1998)؛ Meinert et al., (2005 قرار گرفته‌اند (شکل 7-B). داده‌های حاصل از تجزیه پیروکسن‌ها نیز در جدول 2 آمده‌ است. بر مبنای طبقه‌بندی Morimoto و همکاران (1988) پیروکسن‌ها در میدان اوژیت قرار می‌گیرد (شکل 8).

Al+3 در ساختار گارنت‌های منطقه نقش عمده‌ای دارد. این عنصر، عضو گروه HFSE (High Field Strength Element)- است. در سیالات گرمابی این عنصر به سختی قابل انتقال است. بنابراین، برای تأمین آن می‌توان یک منشأ محلی و نزدیک را در سنگ میزبان اسکارن (کانی‌های آلومینیم‌دار نظیر: رس‌ها یا سنگ آهک مارنی) در نظر گرفت (Masudy et al., 2005).

نسبت بالای آب به سنگ (water/rock) و نرخ رشد کند بلور گارنت می‌تواند شرایط لازم برای تأمین یون Al+3 را از تجزیه کانی‌ها آماده نماید. این گونه غنی‌شدگی آلومینیم در سیالات گرمابی شبیه به فرآیندهای دراز‌ مدت آبشویی (leaching) کاتیونی سنگ‌های حاوی آلومینوسیلیکات‌ها در زمان زمین‌شناسی است.

سازه گروسولار در گارنت‌های پهنه اسکارن بررسی شده بیشترین حجم را دارد. همان‌گونه که گفته شد Al در میان عناصر موجود در سیالات گرمابی دارای کمترین پویایی است. برای تأمین Al مورد نیاز لازم است سنگ اولیه یک آهک مارنی بوده باشد. بنابراین، مواد مورد نیاز برای رشد گروسولار در محیط قابل تأمین است.

تبلور مجدد این سنگ آهک اولیه منجر به تشکیل مرمر با بافت گرانوبلاستیک یا پولی‌گونال خواهد شد. این تبلور مجدد شاید در ابتدای شوک حرارتی دگرگونی اتفاق افتاده ‌باشد. انتشار در امتداد مرز دانه‌های کلسیت این مرمر به راحتی انجام می‌شود (Shelley, 1993). فرآیند انتشار موجب هسته‌زایی و رشد بلوری گارنت‌ها (nucleation and crystal growth) در امتداد اتصالات سه‌گانه دانه‌های زمینه کلسیتی با مدل Bard (1987) خواهد شد.

از شواهد فوق می‌توان نتیجه گرفت که:
الف) سنگ‌های اطراف و میزبان اسکارن در رخنمون صحرایی مرمرها و سنگ‌های آهکی با تبلور مجدد بخشی است. ب) در مشاهدات میکروسکوپی همان‌گونه که ذکر شد بخش‌هایی از میزبان مرمر به شکل بازمانده (دانه‌های گرد شده) در گارنت دیده می‌شود. این گونه فرآیند معمولاً هنگام دگرسانی از نوع نشری (pervasive) روی می‌دهد. بنابراین، هر دو فرآیند انتشار و تراوش (infiltration) در انتقال مواد برای شکل‌گیری گارنت‌ها نقش داشته ‌است (Orhan et al., 2011).

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل 7-(A نمودار توزیع ترکیب تجزیه‌های نقطه‌ای الکترون مایکروپروب گارنت‌های هشت‌کوه خضرآباد؛ (B مقایسه آن با اسکارن‌های معدنی جهان (Meinert , 1998).

 

جدول 1- تحلیل دستگاه تجزیه ریزکاو الکترونی از 10 نمونه گارنت در اسکارن هشت‌کوه و محاسبه فرمول ساختاری بر پایه 12 اکسیژن

Sample

S1-1

S1-2

S1-3

S1-4

S1-5

S2-1

S2-2

S2-3

S2-4

S2-5

Mineral

Grt

Grt

Grt

Grt

Grt

Grt

Grt

Grt

 

rt

Grt

SiO2

37.72

37.85

37

61

37.67

37.35

37.67

37.79

37.45

37.86

37.78

TiO2

0.77

0.59

0.56

0.68

0.53

0. 20

0.17

0.16

0.15

0.01

Al2O3

15.36

15.77

15.82

15.70

15.75

16.03

16.20

15.97

15.67

16.05

Cr2O3

0.00

0.00

0.05

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.03

0.00

Fe2O3

0.81

0.79

0.80

0.79

0.79

0.23

0.80

0.82

0.82

0.83

FeO

9.36

9.04

9.18

9.13

9.09

9.84

9.20

9.41

9.41

9.55

MnO

0.78

0.79

0.84

0.88

0.81

0.79

0.81

0.84

0.86

0.86

MgO

0.01

0.02

0.01

0.01

0.01

0.00

0.02

0.00

0.01

0.00

CaO

34.50

34.43

34.40

34.12

34.46

34.46

34.44

34.43

34.42

34.34

Na2O

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

K2O

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

Total

99.31

99.32

99.26

98.99

98.80

99.22

99.43

99.09

99.39

99.18

Si

2.943

2.948

2.931

2.946

2.923

2.934

2.935

2.921

2.947

2.943

Ti

0.045

0.035

0.033

0.040

0.031

0.012

0.01

0.009

0.009

0.006

Al

1.412

1.447

1.453

1.447

1.453

1.471

1.483

1.468

1.438

1.474

Cr

0.000

0.000

0.003

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.002

0.000

Fe(3+)

0.612

0.588

0.619

0.582

0.639

0.638

0.626

0.667

0.652

0.629

Fe(2+)

0.051

0.005

0.031

0.068

0.008

0.016

0.023

0.000

0.024

00.26

Mn

0.052

0.052

0.055

0.058

0.054

0.052

0.053

0.055

0.057

0.057

Mg

0.001

0.002

0.001

0.001

0.001

0.000

0.002

0.000

0.001

0.000

Ca

2.884

2.873

2.873

2.859

2.890

2.875

2.866

2.878

2.871

2.866

Na

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

K

0.000

0.000

0.000

0.000

0.001

0.000

0.000

0.000

0.001

0.000

%XPy

0.04

0.08

0.04

0.04

0.04

0.04

0.08

0.08

0.04

0.05

%XGr

65.89

66.91

65.98

66.63

65.84

65.62

65.90

64.60

64.52

65.66

%XAlm

1.73

1.85

1.06

2.27

0.27

0.61

0.80

0.00

0.81

0.89

%XSp

1.73

1.75

1.89

1.96

1.84

1.79

1.83

1.92

1.94

1.94

%XAndr

30.56

29.34

30.86

29.05

31.80

31.72

31.14

33.15

32.47

31.27

 

جدول 2- تحلیل دستگاه تجزیه ریزکاو الکترونی از 7 نمونه پیروکسن در اسکارن هشت کوه و محاسبه فرمول ساختاری بر پایه 6 اکسیژن

Sample

Cpx1

Cpx3

Cpx4

Cpx6

Cpx7

Cpx8

Cpx9

Mineral

Augite

Augite

Augite

Augite

Augite

Augite

Augite

SiO2

45.81

45.45

43.2

45.63

46.51

47.66

44.47

TiO2

0.22

0.16

0.24

0.27

0.19

0.10

0.10

Al2O3

6

6.82

7.98

4

8

 

4.18

2.64

5.49

Cr2O3

0.03

0.00

0.02

0.05

0.07

0.07

0.02

Fe2O3

0.80

3.12

3.09

3.16

3.20

3.07

3.05

FeO

9.24

28.08

27.02

28.45

28.77

27.63

27.14

MnO

1.13

0.87

0.91

1.31

1.32

1.90

1.17

MgO

1.91

2.12

1.71

2.07

2.27

2.39

2.35

CaO

11.32

11.36

11.50

10.99

10.81

11.97

12.20

Na2O

0.54

0.41

0.47

0.35

0.28

0.14

0.25

K2O

0.26

0.33

0.43

0.23

0.19

0.20

0.23

Total

98.34

98.73

97.37

97.33

97.79

97.77

96.43

Si

1.893

1.868

1.805

1.913

1.938

1.984

1.879

Ti

0.007

0.005

0.008

0.009

0.006

0.003

0.003

Al

0.292

0.330

0.393

0.238

0.205

0.130

0.273

Cr

0.001

0.000

0.001

0.002

0.002

0.002

0.001

Fe(3+)

0.000

0.000

0.044

0.000

0.000

0.000

0.000

Fe(2+)

1.075

1..073

1.036

1.108

1.114

1.069

1.066

Mn

0.040

0.030

0.032

0.047

0.047

0.067

0.042

Mg

0.118

0.013

0.106

0.129

0.141

0.148

0.148

Ca

0.501

0.500

0.515

0.494

0.483

0.534

0.552

Na

0.043

0.033

0.038

0.028

0.023

0.011

0.020

K

0.014

0.017

0.023

0.012

0.010

0.011

0.120

 

 

 شکل 8- توزیع ترکیب تجزیه‌های نقطه‌ای الکترون مایکروپروب پیروکسن‌های هشت‌کوه خضرآباد در نمودار سه گوش ولاستونیت (Wo)، انستاتیت (En) و فروسیلیت (Fs)(Morimoto et al., 1988)

 

 

 

 

 

 

برای جانشینی دو گانه Al+3↔Fe+3 در محلول جامد گارنت‌ها می‌توان نظر Yardley و همکاران (1991) را در نظر گرفت. آنها بر این باورند که جریان سیال گرمابی به شکل متناوب با فرآیند جوشش همراه است که این فرآیند سبب رخداد اکسایش در محلول می‌شود و شرایط را برای حضور Fe+3 مستعدتر می‌نماید. با افزایش نسبت اکتیویته یون‌ها (aFe+3/aAl+3) عضو انتهایی آندرادیت در محلول جامد افزایش می‌یابد. در گارنت‌های اوگراندیت پایداری آندرادیت با نرخ سریع رشد و جریان تند سیالات گرمابی هماهنگ است.

به ‌طور کلی، Jamtveit و همکاران (1993) و Deer و همکاران (1991) برای بالا بودن آندرادیت در محلول جامد اوگراندیت، افزایش XCO2، ¦O2 و شوری بالای ‌سیالات را در نظر گرفته‌اند. در اسکارن‌های منطقه وجود ساخت‌ برشی ‌در بخش‌های توده‌ای و سطوح لایه‌بندی در بخش‌های نواری، فراهم کننده جریان تند و آسان سیالات گرمابی بوده ‌است‌ که این پدیده در پایداری آندرادیت مؤثر بوده ‌است. علاوه بر این، شرایط اکسیدان در سیال گرمابی نیز نهشت آندرادیت را فراهم می‌کند یا به عبارت دیگر می‌توان گفت فوگاسیته بالای اکسیژن باعث شده که آهن موجود در سیال ابتدا بهFe+3 اکسید شده و نه تنها برای تشکیل گارنت آندرادیت، بلکه برای تشکیل اپیدوت نیز شرکت کند:

.2Fe3O4+1/2O2→3Fe2O3

.4CaCO3+3Fe2O3+6SiO2+H2O = .2Ca2Fe3Si3O12(OH)+4CO2

اپیدوت

در ادامه، با کمتر شدن فوگاسیته اکسیژن شرایط برای نهشت ترمولیت-اکتینولیت و کلریت مهیا شده ‌است.

 

بحث و نتیجه‌گیری

بر مبنای مشاهدات بافتی کانی‌ها، شکل، ارتباط مرزهای دانه‌ای بلوری (مرزهای تعادل یا عدم تعادل) می‌توان‌ گفت: واکنش‌های اسکارن‌سازی به ‌شکل زنجیروار و درچند مرحله انجام شده است. بنابراین، روابط پاراژنتیک کانی‌ها به شکل جدول 3 قابل طرح است. به طور کلی، اسکارن‌های منطقه با دو گونه دگرسانی اصلی مشخص است که بر مبنای تقدم و تأخر نهشت سیلیکات‌ها است:

الف) همیافتی کانیایی پیشرونده (early prograde assemblage) که با گارنت و پیروکسن مشخص است؛ ب) همیافتی کانیایی پسین (late retrograde assemblage) که با شکل‌گیری اپیدوت، ترمولیت-اکتینولیت و کلریت مشخص است.

در مرحله پیشرونده پیروکسن پایه‌ای‌ترین و تنها کانی اسکارن است. بر مبنای واکنش‌های زیر رخداد این کانی قابل توجیه است.

.2Fe3O4+6CaCO3+6SiO2 =.6CaFeSiO2O6+6Ca2+O2

هدنبرژیت =               کلسیت +  گنتیت

.CaMg(CO3)2+2SiO2=CaMgSi2O6+2CO2

دیوپسید                    دولومیت

وجود سنگ‌های ‌کربناته آهن‌دار به عنوان سنگ میزبان برای تأمین آهن در واکنش بالا لازم ‌است و به احتمال زیاد آهن مورد نیاز می‌تواند از منشأ ماگما نیز دریافت شود. در ارتباط با ترکیب شیمیایی پیروکسن برای تأمین Mg، کربنات‌های میزبان اسکارن اندکی دولومیتی است. از طرفی، Al موجود در ساختار پیروکسن می‌تواند از سنگ میزبان مارنی یا این که از ماگما تأمین شود. برای پیدایش گروسولار واکنش زیر توسط Tracy و Frost (1991) پیشنهاد شده است:

CaAl2Si2O8+2CaCO3+SiO2(aq)=.Ca3Al2Si3O12+2C.O2(aq) .

برای تشکیل گارنت مطابق واکنش بالا آنورتیت لازم است و آنورتیت در سنگ‌های آهکی منطقه وجود ندارد. بنابراین، می‌توان CaAl2Si2O8 را به شکل بسته‌های ساختاری و کلوئیدی در سیالات ماگماتیک در نظر گرفت که برای شکل‌گیری ‌گارنت گروسولار لازم است.

ولاستونیت از واکنش کوارتز و کلسیت قبل از شکل‌گیری آنورتیت به ‌وجود می‌آید یعنی آنورتیت و ولاستونیت در دماهای بالا پایدار است (شکل 9) از سویی منطقی ‌است‌ که واکنش تشکیل گروسولار در اسکارن‌های منطقه به ‌خرج کائولینیت و کلسیت یعنی سنگ‌های آهکی میزبان مارنی در نظر گرفته شود (Casillas et al., 2011):

.2[Al2Si2O5(OH)4]+6CaCO3. =

کلسیت  +       کائولینیت

2Ca3Al2(SiO4)3+4H2O+6CO2.

گروسولار

این واکنش شکل‌گیری گارنت را در اثر هسته‌زایی به خرج کانی‌های زمینه سنگ را توجیه می‌نماید. Deer و همکاران (1991) نشان داده‌اند که برای تشکیل گروسولار از مخلوط واکنشی کائولین، CaCl2، CaO و SiO2، بهترین شرایط دمایی 900 درجه سانتیگراد و فشار2000 اتمسفر است. اما در مخلوطی از سیلیس، کلسیت و اکسید‌آلومینیم با نسبت‌های Al2O3، 3CaCO3، 3SiO2، ولاستونیت و گروسولار در 500 درجه سانتیگراد تشکیل می‌شود.

شکل 9 نمودار واکنش دماهای 380 تا 530 درجه سانتیگراد را برای تشکیل گروسولار نشان می‌دهد. Miyashiro (1994) اعتقاد دارد که مجموعه کوارتز و گروسولار تحت شرایط فشار کم CO2 پایدار می‌ماند و با افزایش دما واکنش تشکیل ولاستونیت+آنورتیت انجام می‌گیرد.

 

 

جدول 3- روابط پاراژنتیک کانی‌ها بر مبنای شواهد بافتی

 

 

 

 

 شکل 9- نمودار T-XCO2 در 500 بار در سیستم (H2O-CO2) CAS محاسبه شده در Geo-Calc (Tracy and Frost, 1991).

 

پس از پیدایش گارنت‌هایی که با پیروکسن همیافت نیست، پیدایش نسل دوم گارنت به خرج فروپاشی پیروکسن‌ها است. تحلیل رفتن حاشیه پیروکسن‌ها توسط گارنت در گارنتیت-اسکارن را می‌توان در واقع هجوم CaO فعال در محیط اسکارن به پیروکسن میزبان دانست:

.CaAl2Si2O8+CaO+CaFeSi2O6 =

هدنبرژیت               آنورتیت

.Ca3Al2(SiO4)3+FeO+SiO2

گارنت

با در نظر گرفتن محتوی Al پیروکسن‌ها واکنش بالا به شکل زیر نیز قابل پیشنهاد است:

.(CaMgSi2O6+CaAl2Si2O6)+CaO =

پیروکسن

.Ca3Al2(SiO4)3+MgO

گارنت

برای هر دو واکنش بالا شواهد میکروسکوپی دلالت بر وجود مرزهای انحلالی و نامتعادل گارنت-پیروکسن دارد. علاوه بر این، بافت‌های بازمانده‌ای (relict textures) از پیروکسن جانشین ‌شده توسط گارنت نیز دلیل دیگری بر وقوع واکنش‌های فوق است (Kato, 1991). نگاهی به دو واکنش فوق نشان می‌دهد که CaO ترکیب ضروری برای واکنش‌ها است که از دیدگاه اسکارن‌سازی نیز منطقی است چرا که بالا رفتن پتانسیل شیمیایی CaO در محیط اسکارن (تجزیه کربنات‌ها) خود سبب پیشرفت سایر واکنش‌های مراحل تأخیری اسکارن‌سازی است.

شکل‌گیری سازه آندرادیت در گارنت‌های سری اوگراندیت منطقه را می‌توان با واکنش زیر توجیه نمود (Rose and Burt, 1979):

.4CaFeSi2O6+2CaCO3+O2 =

پیروکسن

.2Ca3Fe2Si3O12+2SiO2+2CO2

گارنت

مطالعات تجربی Rose و Burt (1979) نشان داده ‌است که Fe2+ می‌تواند در ساختار پیروکسن (هدنبرژیت) نقش پایین آورنده فوگاستیه اکسیژن سیالات را بازی نموده و در پیدایش آندرادیت تأخیری شرکت نماید. در خصوص منشأ اکسی‍ژن می‌توان گفت شاید ناشی از ورود آب‌های جوی سرشار از اکسیژن به سامانه اسکارن بوده ‌باشد. واکنش بالا از این رهگذر در سامانه‌های اسکارنی نیز قابل‌توجه است. اکسیژن‌زدایی سیالات ( تبدیلFe2+ در هدنبرژیت به Fe3+ در آندرادیت) توسط هدنبرژیت می‌تواند یک محیط احیا را برای سیال اسکارن‌ساز یا کانه‌ساز فراهم نماید. بنابراین، سیالات سولفیددار می‌توانند فلزات خود را در مرز محیط‌های احیا-اکسیدان نهشت نمایند. همراهی نزدیک و نامتعادل گارنت-پیروکسن بنا به نظر Einaudi و Burt (1982) می‌تواند بیانگر تغییرات دمایی و پویایی Ca2+، H+ و SiO2 در شرایط اکسیدان باشد:

.Ca3Fe2Si3O12+H4SiO4+2H+=

آندرادیت

.2CaFeSi2O6+Ca+2+3H2O+0.5O2

هدنبرژیت

از آنجا که تمام کانی‌های سازنده اسکارن هشت‌کوه در سامانه Ca-Fe-Si-C-O-H جای می‌گیرد، بنابراین، از نمودار شکل 10 برای تخمین شرایط فیزیکوشیمیایی تشکیل این اسکارن استفاده ‌شده ‌است. نمودار بالا بر پایه XCO2=0/01 بنا شده ‌است. با در نظر گرفتن مورفولوژی زبانه ‌مانند توده نفوذی، رخداد کم ‌و ‌بیش بافت پرفیروئید در سنگ‌ها و ساختمان منطقه‌ای در پلاژیوکلازها می‌توان گفت جای‌گیری توده به صورت نیمه‌عمیق بوده ‌است. علاوه‌ بر آن، واحدهای رسوبی موجود در منطقه به ‌عنوان سربار توده نفوذی نزدیک به 1000 متر ضخامت دارد. بنابراین، برآورد فشار تقریبی 5/0 کیلوبار دور از واقعیت نیست. همان طور که دیده می‌شود میدان پایداری آندرادیت از 390 تا 700 درجه سانتیگراد است و فوگاسیته اکسیژن 26- تا 15- را نشان می‌دهد. آندرادیت توسط ولاستونیت+مگنتیت در 700>T درجه سانتیگراد و هدنبرژیت+ولاستونیت در 500>T درجه سانتیگراد در حضور کوارتز جانشین می‌شود. از آنجا که همیافتی کانیایی بالا در اسکارن منطقه مشاهده نشده‌ است، بنابراین، گارنت‌سازی به‌عنوان شاخص اسکارن منطقه در 550>T درجه سانتیگراد رخ داده است.

 

 

 

 

شکل 10- نمودار T-¦O2 در500 بار که میدان‌های عمده پایداری کانی‌های سیلیکات، اکسید و سولفید در اسکارن‌ها را نشان می‌دهد (Einaudi and Burt, 1982).

سپاسگزاری

نگارندگان لازم می‌دانند که از حمایت مالی معاونت پژوهشی دانشگاه‌های صنعتی شاهرود و پیام نور کمال تشکر و قدردانی نمایند.

منابع

Aghanabati, A. (1998) Major sedimentary and structural units of Iran (map). Geosciences 7, Geological Survey of Iran, Tehran.

Bard, J. P. (1987) Microtextures of igneous and metamorphic rocks. Dordt Reidel publishing Company, Holland, Dordrecht.

Casillas, R., Demeny, A., Nagy, G., Ahijado, A. and Fernandez, C. (2011) Metacarbonatites in the Basal complex of Fuerteventura (Canary islands), The role of fluid/rock interactions during contact metamorphism and anatexis. Lithos 125:503-520.

Deer, W. A., Howie, R. A. and Zussman, J. (1991) An introduction to the rock forming minerals. Seventeenth impression, Longman, London.

Delvigne, J. (1998) Atlas of Micromorphology of mineral alteration and weathering. The Canadian Mineralogist special publication 3. Orstom wditions, Berlin.

Droop, G. T. R. (1987) A general equation for estimating Fe3+ concentration in ferromagnesian silicates and oxides from microprobe analysis, using stoichiometric criteria. Mineralogical Magazine 51: 431-435.

Einaudi, M. T. and Burt, D. M. (1982) Introduction terminology, classification, and composition of skarn deposits. Economic Geology 77: 745-754.

Ghanei, J. and Mackizadeh, M. A. (2007) Occurrences of brucite, serpentine, forsterite and hydromagnesite bearing marbles, east of Shirkuh, Yazd. Petrology 25(3): 39-49 (in Persian).

Ghanei, J. and Mackizadeh, M. A. (2011) Textural assemblage relationships between clintonite-spinel-garnet in the central Iranian skarns as evidence of clintonite genesis. Petrology 1(4): 65-72 (in Persian).

Jamtveit, B., Wogelius, R. A. and Fraser, D. G. (1993) Zonation patterns of skarn garnets, records of hydrothermal system evolution. Geology 21: 113-116.

Kamvong, T., and Zaw, K. (2008) The origin and evolution of skarn-forming fluids from the Phu Lon deposit, northern loei Fold belt, Thailand: evidence from fluid inclusion and sulfur isotope studies. Journal of Asian Earth Sciences 32: 961-980.

Kato, Y. (1991) Textural and compositional changes of clinopyroxene replaced by garnet in the Mozumi deposit, Kamioka mine, Japan. In: Skarns, their genesis and metallogeny (Ed. Barto-kyriakidis, A.). Theophrastus publications States America, California.

Kretz, R. (1983) Symbols for rock-forming mineral. American Mineralogist 68: 227-279.

Lentz, D. R. (1998) Mineralized intrusion-related skarn systems. vol. 26. Mineralogical Association of Canada, Ottawa.

Masudy, F., mehraby, B. and Faraydel, F. (2005) Type of zoning structure of garnet from Ghohrud skarn, south of Khashan. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy 13(1): 43-60.

Meinert, L. D. (1998) Application of skarn zonation models to mineral exploration. Exploration and Mining Geology 6(2): 185-208.

Meinert, L. D., Dipple, G. M. and Nicolescu, S. (2005) World skarn deposits. In: Economic geology (eds. Hedenquist, J. W., Thompson, J. F. H., Goldfarb, R. J. and Richards, J. P.) 100th Anniversary Volume: 299-336. Society of Economic Geologists, Littleton, Colorado, USA.

Miyashiro, A. (1994) Metamorphic petrology. University College London, London.

Morimoto, N., Fabries, J., Ferguson, A. K., Ginzburg, I. V., Ross, M., Seifert, F. A., Zussman, J., Aoki, K. and Gottardi, G. (1988) Nomenclature of pyroxenes, subcommittee on pyroxenes, commission on new minerals and mineral names. International Mineralogical Association Mineralogy and Petrology 39: 55-76.

Orhan, A., Mutlu, H., E. and Fallick, A. (2011) Fluid infiltration effects on stable isotope systematic of the Susurluk skarn deposit, NW Turkey. Journal of Asian Earth Sciences 40: 550-568.

Pirajno, F. (1991) Hydrothermal mineral deposits. Springer-verlag, London.

Ray, G. E. and Webster, I. C. L. (1997) Skarns in British Columbia. Ministry of Employment and Investment, British Columbia, Victoria, Canada.

Robb, L. (2005) Introduction to ore-forming processes. Blackwell publishing, Oxford.

Rose, A. W. and Burt, D. M. (1979) Hydrothermal alteration In: Geochemistry of hydrothermal ore deposits (Ed. Barnes, H. L.) Hoboken 173-235. John Wiley & Sons, Inc., New York.

Shelley, D. (1993) Igneous and metamorphic rocks under the microscope, classificathon, textures, microstructures and mineral preferred-orientathons. Chapman and Hall, London.

Tracy, R. J. and Frost, B. R. (1991) Phase equilibria and thermobarometery of calcareous, ultramafic and mafic rocks and iron formation. In: Contact metamorphism (Ed. Kerrick, D. M.) Reviews in Mineralogy 26: 207-289.

Yardley, B. W. D., Rochelle, C. A., Barn coat, A. C. and Lloyd, G. E. (1991) Oscillatory zoning in metamorphic minerals, an indicator of infiltration metasomatism. Mineralogical magazine 55: 357-365.

Zahedi, A. and Boomeri, M. (2012) Mineralogy and geochemistry of Khut copper deposit West of Taft, Yazd provinc. Petrology 2(8): 21-38 (in Persian).