کانی‏‌شناسی و زمین‌شیمی کانسنگ اسکارن آهن و توده‏‌ نفوذی سینودیوریتی میزبان در منطقه اکتشافی زبرکوه (جنوب‌باختری بردسکن، استان خراسان جنوبی)

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

گروه پژوهشی اکتشاف ذخایر معدنی شرق ایران، دانشگاه فردوسی مشهد، مشهد، ایران

چکیده

منطقه اکتشافی زبرکوه در جنوب‌باختری شهرستان بردسکن در استان خراسان جنوبی و در شمال‌خاوری ایران جای دارد. سنگ‌های کربناته دگرگون‌شدة سازندهای ریزو و سلطانیه فراوان‌ترین سنگ‌های این منطقه هستند و توده‌های سینوگرانیتی و سینودیوریتی درون آنها نفوذ کرده‏‌اند. برپایه یافته‌های صحرایی و آزمایشگاهی (مانند: کنترل ساختاری پهنه اصلی کانه‏‌دار، پیدایش جانشینی متاسوماتیسم که با کانی‌های آب‌دارِ کم‌ دما و همراهی مگنتیت و پیریت با کلریت، اپیدوت، کلسیت و کوارتز شناخته می‌شود)، کانی‏‌سازی آهن منطقه از نوع اسکارن‌ِ کم دماست. شاید در این منطقه، توده آذرین درونیِ جوان‌تر دیگری در ژرفایِ خاستگاهِ کانی‏‌سازی آهن است. محلول گرمابی کانه‏‌دار از راه گسل و یا مرز توده آذرین درونی و سنگ کربناته به بالا راه پیدا کرده و پیدایش کانسنگ را در پی داشته است. عیار آهن از 54 تا 65 درصد است و مقدار سولفور تا بیش از 3 درصد می‏‌رسد. شیمی کانی مگنتیت و فراوانی Ti، V، Al، Mn، Ni و Cr نیز همانند اندوخته اسکارن است. توده بیوتیت‌سینودیوریت میزبان بافت هیپ‌ایدیومورف گرانولار داشته و بیشتر کانی‌های پلاژیوکلاز، آلکالی‌فلدسپار، بیوتیت و آپاتیت دارد. این توده از نوع آلکالن سری پتاسیم است که در جایگاه درون‌صفحه‏‌ای پدید آمده است. غنی‏‌شدگی شدید از عنصرهای LREE، LILE (مانند: Rb، Cs، Ba و K)، HFSE (مانند: Nb، Zr، Ti) و عنصر P از ویژگی‌های این ماگماست. خاستگاه ماگمای مادر این توده، ذوب‌بخشی درجه پایین گارنت لرزولیت گوشته آستنوسفری تا مرز آستنوسفر- لیتوسفر است.

کلیدواژه‌ها

موضوعات


عنوان مقاله [English]

Mineralogy and geochemistry of Skarn Fe orebody and syenodioritic intrusive host rock in Zeber Kuh prospect area (SW Bardaskan, South Khorasan province)

نویسندگان [English]

  • Hossein Narooie
  • Azadeh Malekzadeh Shafaroudi
  • Mohammad Hassan Karimpour
Research Center for Ore Deposit of Eastern Iran, Ferdowsi University of Mashhad, Mashhad, Iran
چکیده [English]

The Zeber Kuh prospect area is located southwest of Bardaskan, South Khorasan province, in the northeastern Iran. Lithologically, the area includes Rizu and Soltanieh Formations metamorphosed carbonate rocks, which were intruded by syenogranitic and syenodioritic intrusions. Field observations and laboratory studies such as structural controls of orebody, metasomatic replacement and formation of low temperature H2O-bearing minerals, and the occurrence of magnetite and pyrite associated with chlorite, epidote, calcite, and quartz indicate that  the iron mineralization is low temperature skarn-type. The source of Fe mineralization is probably a younger intrusive rock at depth. Hydrothermal ore fluid was ascended within fault zone and/or contact between the intrusive rock and the  carbonate unit and generated orebody. Iron grade ranges from 54 to 65 wt.% and sulfur value is > 3 wt.%. Magnetite chemistry and Ti, V, Al, Mn, Ni, and Cr contents are similar to skarn deposit. Biotite syenodiorite host rock has hypidiomorphic granular texture and it consists of plagioclase, K-feldspar, biotite, and apatite minerals. Chemically, this intrusive rock is K-series alkaline type, which was generated in within plate zone. This magma is characterized by strong enrichment in LREE, LILE (Rb, Cs, Ba, and K), HFSE (Nb, Zr, and Ti), and P elements. The primary magma is produced by low degree partial melting of garnet lherzolite from asthenospheric to boundary of asthenospheric-lithospheric mantle.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Low temperature Fe skarn
  • magnetite
  • Geochemistry of intrusive rock
  • Zeber Kuh
  • Kashmar-Kerman tectonic zone

منطقه اکتشافی زبرکوه در 75 کیلومتری جنوب‌باختری شهرستان بردسکن، 5 کیلومتری جنوب‌خاوری روستای زبرکوه (استان خراسان جنوبی) و در طول‌های جغرافیایی ''03'29o57 تا ''41'29o57 خاوری و عرض‌های جغرافیایی ''42'51o34 تا ''11'52o34 شمالی جای دارد. این منطقه، بخشی باختریِ محدوده‌ای است که به‌نام کوه سرهنگی شناخته می‌شود و در لبة شمال‌باختری بلوک لوت جای دارد (شکل‌های 1 و 2).

برپایه رده‌بندی‌های نوین زمین‏‌شناسی ساختاریِ Ramezani و Tucker (2003)، این گستره در شمال‌خاوری پهنه زمین‌ساختی کاشمر- کرمان بوده و دارای روند شمالی- جنوبی با تحدب به‌سوی باختر است (شکل 1). کوه سرهنگی با درازای نزدیک‌ به 75 کیلومتر و پهنای 10 تا 20 کیلومتر، به شکل گوه‌ای کشیده بوده و از سنگ‌های آذرین، دگرگونی و رسوبی ساخته شده است. در پی فرایندهای کوهزایی گوناگون، این سنگ‌ها به‌شدت دستخوش دگرریختی شده‏‌اند و با آرایش نواری به شکل دوپلکس‏‌های راستالغز دیده می‏‌شوند (Nazaem et al., 2015).

این منطقه از مناطق آهن‏‌خیز در شما‌ل‌خاوری ایران است و توان بالایی برای کانی‏‌سازی‌های گوناگون آهن (با سن‌های متفاوت) دارد. این منطقه، معدنی متروکه و قدیمی است و در آن در بخش‌هایی، بهره‏‌برداری به تازگی پایان داده شده است؛ اما مناطق اکتشافی نیز دیده می‏‌شوند. برای نمونه، آهن ده‏‌زمان، دلکن، کمرکاسه، زبرکوه، پده‌بید و چندین منطقه دیگر نام برده می‌شوند (شکل 2). افزون‌بر آهن، کانی‏‌سازهای رگه‏‌ای کوچکی از سرب و روی و مس (مانند: بخش‌های اکتشافی بیدو و یخاب) نیز در آن گزارش شده‌اند.


 

 

شکل 1- جایگاه جغرافیایی منطقه کوه سرهنگی در شمال‌خاوری ایران و پهنه زمین‌ساختی کاشمر- کرمان (برگرفته از Ramezani و Tucker (2003)، با تغییرات) (جایگاه منطقه اکتشافی زبرکوه (نقشه شکل 2) با چهارگوش نمایش داده شده است)

 

 

شکل 2- نقشه ساده‌شده زمین‏‌شناسی منطقه کوه سرهنگی (برگرفته از Nozaem و همکاران (2015)، با تغییرات)، همراه با جایگاه کانسارها و مناطق اکتشافی آهنی که تاکنون شناخته شده‌اند (مانند: منطقه زبرکوه)

 


تا اکنون بررسی علمی دقیق و تفصیلی بر روی منطقه اکتشافی زبرکوه انجام نشده است و تنها دو مورد بررسی‌های نخستینِ و ناحیه‏‌ای به‌دست Sahandi و همکاران (1983) و Momenzadeh و Wauschkuhn (1983) گزارش شده است که در آنها از کانی‏‌سازی این منطقه نام برده شده است. همچنین، در گزارش اکتشافی نخستینِ شرکت East Mining Investment and Development Co. در سال 2014، با نگاه اجمالی، از زمین‏‌شناسی و کانی‏‌سازی منطقه گفته شده است. هدفِ این پژوهش تهیه نقشه زمین‏‌شناسی- کانی‏‌سازی با مقیاس مناسب و با تاکید بر شناسایی توده‏‌های آذرین درونی و وابستگی آنها با کانی‏‌سازی، کانی‏‌شناسی ماده معدنی و زمین‌شیمی آنها، شناسایی نوع کانی‏‌سازی و بررسی‌های زمین‌شیمیایی، سنگ‌زایی و شناسایی جایگاه زمین‌ساختی توده‏‌ آذرین درونیِ میزبان کانی‏‌سازی است. بی‏‌گمان، شناسایی جایگاه زمین‌ساختیِ ماگمایِ سازندة توده‏‌های آذرین درونیِ منطقة کوه سرهنگی و وابستگی آنها با کانی‏‌سازی‌های این منطقه در اکتشاف هرچه بیشتر مواد معدنی این محدوده آهن‏‌خیز کمک بسزایی خواهد کرد.

 

روش انجام پژوهش

در راستای تهیه نقشه زمین‏‌شناسی- کانی‏‌سازی منطقه اکتشافی زبرکوه و بررسی‌های سنگ‏‌شناسی و کانی‏‌شناسی ماده معدنی، نخست برداشت‌های صحرایی و نمونه‏‌برداری از واحدهای سنگی و پهنه کانی‏‌سازی انجام شد. شمار 120 نمونه از سطح منطقه برداشت شد و از میان آنها، 88 مقطع نازک، نازک صیقلی و بلوک صیقلی ساخته و بررسی شدند. نقشه زمین‏‌شناسی- کانی‏‌سازی منطقه در نرم‏‌افزار ArcGIS رسم شد. برای بررسی شیمی کانسنگ، شمار 10 نمونه خرده‏‌سنگی از پهنه کانی‏‌سازی برداشت و فراوانی مس، سرب، روی و عنصرهای دیگرِ آنها، با روش ICP-OES در آزمایشگاه زرآزما و با روش Fire Assay برای عنصر طلا بررسی شد. عیار آهن در 4 نمونه به روش شیمیِ ‏‌تر اندازه‏‌گیری شد. همچنین، شمار 15 نقطه از کانی مگنتیت به روش ریزکاو الکترونی با دستگاه Horiba-XGT-7200 (ولتاژ 50 کیلو ولت، قطر پرتوی X برابر با 10 و 100 میکرون) در کانساران بینالود تهران بررسی شدند.

پس از بررسی‌های دقیق سنگ‌نگاری، شمار 9 نمونه از توده‏‌ آذرین درونیِ میزبانِ کانی‏‌سازی که دارای کمترین دگرسانی بودند، برای بررسی‌های سنگ‌شناسی برگزیده شدند. پس از خردایش و آماده‏‌سازی نمونه‏‌ها، فراوانی اکسیدهای اصلی آنها (با روش XRF) و نیز مقدار L.O.I. آنها در شرکت تجزیه‏‌کنندگان کانسارهای بلورین آمتیس شرق، اندازه‌گیری شد. همچنین، نمونه‏‌ها برای تجزیه عنصرهای فرعی و خاکی نادر به آزمایشگاه ACME کانادا فرستاده شده و با روش MS-ICP تجزیه شدند. آماده‏‌سازی نمونه‏‌ها به روش ذوب قلیایی با کد 4B03 بوده است. داده‌های تجزیه‌ای به‌دست‌آمده با نرم‏‌افزار GCDkit پردازش شده و از نمودارهای سنگ‌شناسی برای تعبیر و تفسیرها بهره گرفته شده است.

 

زمین‏‌شناسی

کهن‌ترین سنگ‌های در منطقه کوه سرهنگی، اسلیت و فیلیت‏‌های سری مراد هستند که بخش بزرگی از خاور تا باختر این گستره را در بر می‌گیرند. این سنگ‌ها (میکاشیست‏‌های گارنت‏‌دار و استارولیت‏‌دار) در نزدیکیِ توده‏‌های گرانیتی دیده می‏‌شوند (شکل 2). سازند دگرگون‌شدة سلطانیه (دولومیت با تبلور دوباره‌ و اسلیت) به سن پرکامبرین بالایی و سری زبرکوه (دولومیت با تبلور دوباره‌ ، مرمر و کوارتزیت) به سن کامبرین زیرین- میانی در نیمه باختری محدوده کوه سرهنگی بر روی سری مراد جای گرفته‏‌اند. هنگام فرایند کوهزایی کاتانگایی، این مجموعه دچار دگرگونی و دگرریختی شده‏‌ است (Nazaem et al., 2015). گرانیت‏‌های دگرگون‌شده منطقه مهم‌ترین و نخستین رخداد ماگماتیسم در این گستره هستند و برپایه Sahandi (2009)، سن 5 ±624 میلیون سال پیش برای آنها گزارش شده است؛ اما Nozaem (2013) برپایه روش اورانیم- سرب در کانی زیرکن، سن 30± 530 میلیون سال پیش را برای آنها به‌دست آورده است (شکل 2). رخنمون کوچکی از سنگ‌های آذرآواری سیلورین در منطقه ده‏‌زمان (خاور منطقه) دیده می‌شود که در پی رخدادهای کوهزایی جوان‌تر، سری زبرکوه و سازند سلطانیه روی آنها رانده شده‏‌اند. در جنوب‌باختری ده‏‌زمان، واحدهای سیلورین بالایی تا پرمین بسیار دگرریخت شده و دچار دگرگونی ناحیه‏‌ای ضعیفی شده‏‌اند. این واحدها بر روی شیل و ماسه‏‌سنگ قرمز سری گردو با سن ژوراسیک میانی رانده شده‏‌اند و مارن و آهک‌های کرتاسه نیز بسیار دگرریخت شده‌اند. این پدیده‌ها نشان‌دهنده رخداد کوهزایی لارامین (کرتاسه بالایی- پالئوسن) هستند. نبود واحدهای سنگی تریاس تا ژوراسیک زیرین گویای رخداد کوهزایی سیمرین آغازین است. همچنین، نبود رسوب‌های پالئوژن نشان‌دهنده رویداد کوهزایی لارامین در منطقه کوه سرهنگی است (Nazaem et al., 2015). توده‏‌های آذرین درونیِ دیوریتی- گابرویی نیز در جنوب منطقه و در میان رباط زنگیچه و انجیره و همچنین، جنوب‌خاوری روستای زبرکوه در توده گرانیتی و یا سنگ‌های دگرگونی سری زبرکوه نفوذ کرده‏‌اند، اما سن آنها ناشناخته است (شکل 2). کنگلومرا، سنگ‌های تبخیری، مارن قرمز و ماسه‏‌سنگ نئوژن جوان‌ترین سنگ‌های منطقه کوه سرهنگی هستند. این سنگ‌ها بیشتر در جنوب و جنوب‌باختری این محدوده رخنمون دارند و به‌سوی شمال، در زیر رسوب‌های کواترنری دفن شده‌اند (شکل 2).

منطقه اکتشافی زبرکوه در شمال‌خاوری نقشه 1:100000 ازبک‌کوه (Ruttner et al., 1978) است. کهن‌ترین سنگ‌های این گستره، سنگ‌های رسوبی دگرگون‌شدة سازندهای ریزو (اینفراکامبرین) و سلطانیه (پرکامبرین بالایی) هستند. آهک و دولومیت‌هایِ سازند ریزو که تبلور دوباره یافته‌اند، گسترده‏‌ترین سنگ‌های منطقه هستند و بخش بزرگی از نیمه جنوبی و بخش‌هایی از مرکز و شمال این گستره را می‏‌پوشانند. در شمال‌باختری نقشه، این سنگ‌ها با میان لایه‏‌هایی از اسلیت همراه هستند. سنگ‌های کربناته دگرگون‌شدة سازند سلطانیه در شمال منطقه اکتشافی دیده می‏‌شوند. سختی این سازندها در برابر پدیده‌های فرسایشی، بلندی‌های شمال منطقه زبرکوه را پدید آورده است (شکل 3).

برپایه نقشه زمین‏‌شناسی ازبک‌کوه، هیچ توده آذرین درونی در گسترة منطقه اکتشافی زبرکوه دیده نمی‌شود؛ اما بررسی‌های صحرایی این پژوهش نشان می‌دهند که دو نوع توده نفوذی در این منطقه رخنمون دارند. برپایه بررسی‌های سنگ‌نگاری، توده‏‌های آذرین درونی منطقه زبرکوه به سینوگرانیت پورفیری و بیوتیت سینودیوریت رده‌بندی می‌شوند (شکل 3). این توده‏‌ها به شکل استوک در سنگ‌های کهن‌تر نفوذ کرده‏‌اند؛ اما سن دقیق آنها شناخته‌شده نیست. در باختر منطقه، توده سینوگرانیت پورفیری رخنمون گسترده‏‌ای دارد و برپایه روابط قطع‏‌شدگی صحرایی، گویا این توده پیش از توده‏‌ سینودیوریتی نفوذ کرده است. دگرسانی شدید سیلیسی- سرسیتیک با سرسیت‏‌های جهت‏‌یافته در این سنگ‌ها نشان می‏‌دهد که این توده پیش از رخداد دگرگونی ناحیه‏‌ای (شاید در پایان پالئوزوییک) بوده است. همچنین، دگرسانی آن به فعالیت‌های گرمابی کهن منطقه وابسته بوده و به کانی‏‌سازی آهن منطقه زبرکوه وابستگی ندارد. این یافته نشان می‌دهد که توده سینوگرانیت پورفیری از توده سینودیوریتی کهن‌تر بوده است.


 


 

شکل 3- نقشه زمین‏‌شناسی- کانی‏‌سازی منطقه اکتشافی زبرکوه (جنوب‌باختری بردسکن، استان خراسان جنوبی)

 


همچنین، پدیده اسکارنی‏‌شدن در مرز این توده با سنگ‌های کربناتة دگرگون‌شده دیده نمی‏‌شود و تنها نشانه‌هایی از دمای نفوذ توده آذرین شناسایی می‌شوند. در نیمة شمالی منطقه، توده بیوتیت سینودیوریت رخنمون گسترده‏‌ای دارد و نشانه‌ای از دگرگونی ناحیه‏‌ای در کانی‌های آن دیده نمی‏‌شود. از نکته‌های درخور بررسی، پیدایش این اسکارن‌های کم‌دما در کنارة این توده با سنگ‌های کربناتة دگرگون‌شدة سازندهای ریزو و سلطانیه است که در برخی بخش‌ها با کانی‏‌سازی آهن همراه است (شکل 3).

نبود اسکارن دمابالا (گارنت اسکارن یا پیروکسن اسکارن) و پدیدنیامدن کانی‌های کالک‌سیلیکاتة بی‌آب (مانند: گارنت و پیروکسن در مرز این توده و پدیدنیامدن پهنه اندواسکارن نشان می‏‌دهند که توده آذرین درونیِ سینودیوریتی، خاستگاه کانی‏‌سازی منطقه نیست و یافته‌ها نشان می‏‌دهند که باید توده آذرین‌ درونیِ دیگری در ژرفای این منطقه بوده باشد. محلول کانه‏‌دار از راه پهنه‏‌های گسلی و یا مرزهای سنگ‏‌شناسی (میان توده و واحد کربناته) به بالا مهاجرت کرده و پیدایش اسکارن کم‌دما، همراه با کانی‏‌سازی آهن در برخی بخش‌ها را در پی داشته است. توده سینودیوریتی میزبان، دچار این محلول شده و دگرسانی پروپلیتیک (کلریت، اپیدوت و کلسیت) گسترده‌ای، همراه با کانی‏‌سازی آهن، در مرز آن دیده می‏‌شود. به‌گونه‌ای‌که مقدار این کانی‌ها با دورشدن از مرز توده کاهش می‏‌یابد. بخش اسکارن کم‌دما با رویداد کلریت (تا 10 درصد حجمی)، اپیدوت (تا 8 درصد حجمی)، کلسیت (تا 5 درصد حجمی) و کوارتز (تا 15 درصد حجمی) همراه با کانی‏‌سازی پراکنده پیریت و مگنتیت (کمتر از 20 درصد حجمی) شناخته می‏‌شود.

کنگلومرا و ژیپس نئوژن جوان‌ترین سنگ‌های منطقه هستند و بخش خاوری منطقه اکتشافی زبرکوه را پوشانده‏‌اند. رسوب‌های کواترنری نیز تنها در آبراهه‏‌ها دیده می‏‌شوند (شکل 3).

 

سنگ‌نگاری توده‏‌های آذرین درونی

بیوتیت سینودیوریت: بافت آن هیپ‌ایدیومورف گرانولار است. دارای 60 تا 63 درصد حجمی پلاژیوکلاز (آندزین با اندازه بیشینة 7/0 میلیمتر)، 8 تا 12 درصد حجمی آلکالی‌فلدسپار و 20 تا 25 درصد حجمی بیوتیت تا اندازة بیشینة 5/0 میلیمتر است (شکل 4- A). در برخی بخش‌ها، کانی هورنبلند به مقدار کمتر از 2 درصد حجمی دیده می‏‌شود. همچنین، فراوانی کانی‌های تیره (کدر) که بیشتر مگنتیت هستند، 2 تا 3 درصد حجمی بوده و شکل‏‌دار تا نیمه‏‌شکل‏‌دار و به‌بزرگی 2/0 میلیمتر هستند. آپاتیت، زیرکن و اسفن از کانی‌های فرعی هستند. در حاشیه این توده با واحدهای کربناته، مقدار فراوانی کلریت (نزدیک به 15 درصد حجمی)، اپیدوت (30 تا 35 درصد حجمی) و کلسیت (تا 5 درصد حجمی)، همراه با کانی‏‌سازی پراکنده یا رگچه‏‌ای مگنتیت (تا 7 درصد) دیده می‌شود (شکل‌های 4- B و 4- C). با دور شدن از این بخش، فراوانی کلریت و اپیدوت و مگنتیت به‌آرامی کاهش می‏‌یابد؛ اما دگرسانی پروپلیتیک در همه جای آن دیده می‏‌شود. کلریت در زمینه سنگ و به شکل جانشینی در بیوتیت (از 20 تا گاه 100 درصد حجمی) و هورنبلند پدید آمده است. اپیدوت‌ها در زمینه سنگ و به‌صورت جانشینی در بیوتیت و پلاژیوکلاز (گاه تا 40 درصد حجمی جانشین شده است) دیده می‏‌شوند. کلسیت از کانی‌های ثانویه دیگر است که به‌صورت رگچه، جانشینی در پلاژیوکلاز و یا در زمینه سنگ پدید آمده است. کمتر از 2 درصد حجمی فلدسپارها نیز با سرسیت جانشین شده‏‌اند. گفتنی است که در این توده، هیچ‌گونه نشانه‌ای از رویداد دگرگونی ناحیه‏‌ای دیده نمی‏‌شود.

سینوگرانیت پورفیری: بافت آن پورفیری با زمینه دانه‌ریز است. نزدیک به 40 تا 45 درصد حجمی آن درشت بلور است (20 تا 22 درصد حجمی کوارتز، 10 تا 15 درصد حجمی آلکالی‌فلدسپار، 5 تا 8 درصد حجمی پلاژیوکلاز (آلبیت- الیگوکلاز)). کوارتز، فلدسپار‏‌ها و کانی‌های ثانویه در اندازه کوچک‌تر از 4/0 میلیمتر زمینه سنگ را می‌سازند. کانی‌های تیره (کدر) کمتر از 1 درصد حجمی زمینه سنگ هستند و زیرکن تنها کانی فرعی این سنگ است. این توده نیمه‏‌عمیق بسیار دچار دگرسانی سیلیسی- سرسیتیک شده است (شکل 4- D). کوارتز ثانویه با اندازه کمتر از 3/0 میلیمتر در زمینه سنگ دیده می‏‌شود و مقدار آن از 8 تا 25 درصد حجم سنگ در بخش‌های گوناگون آن متغیر است. فراوانی سرسیت در زمینه سنگ و نیز به‌صورت جانشینی در فلدسپارها، گاه تا 25 درصد حجم سنگ می‏‌رسد. 10 تا 100 درصدِ فلدسپارها با سرسیت جانشین شده‏‌اند. جهت‏‌یافتگی در سرسیت‏‌های زمینه سنگ نشان می‏‌دهد که این توده پیش از زخداد دگرگونی ناحیه‏‌ای در منطقه نفوذ کرده و دست‌کم بخشی از دگرسانی آن در پی فعالیت محلول‌های گرمابی پیشین در این منطقه رخ داده است و پیامد محلول‌های کانه‏‌دار مرتبط با کانی‏‌سازی آهن نیست.

 

 

 

شکل 4- تصویرهای میکروسکوپی از توده‏‌های آذرین درونی منطقه اکتشافی زبرکوه (جنوب‌باختری بردسکن) در نور XPL (Cross Polarized Light): A) توده آذرین بیوتیت سینودیوریت با بافت هیپ‌ایدیومورف گرانولار و کانی‌های اصلیِ پلاژیوکلاز و بیوتیت؛ B) اپیدوت و مگنتیت‌هایِ پراکنده در کنارة توده بیوتیت سینودیوریت؛ C) اپیدوت، کلریت و کلسیت فراوان در کنارة توده آذرین؛ D) بافت پورفیری با زمینه دانه‌ریز و سرسیت‏‌های جهت‏‌یافته در زمینه سنگ در توده سینوگرانیت پورفیری (Pl= پلاژیوکلاز؛ Bt= بیوتیت؛ Mag= مگنتیت، Ep= اپیدوت؛ Chl= کلریت؛ Cal= کلسیت؛ Qz= کوارتز؛ Kfs= آلکالی‌فلدسپار (Whitney and Evans, 2010))


 

 

کانی‏‌سازی و کانی‏‌شناسی کانسنگ

بخش اصلی کانی‏‌سازی آهن در منطقه اکتشافی زبرکوه ستبرای 2 تا 3 متر دارد و در مرز توده بیوتیت‌سینودیوریت و سنگ‌های کربناته دگرگون‌شدة سازند ریزو (به سن اینفراکامبرین)، همراه با هاله‏‌ای از اسکارن کم‌دما (با ستبرای بیشینه 110 متر) در بخش میانی این گستره دیده می‏‌شود (شکل‌های 3 و 5- A). کانی‏‌سازی کنترل گسلی نیز دارد. پهنه کانی‏‌سازی اصلی در راستای شمال‌خاوری- جنوب‌باختری است و شیب متغیر 60 تا 80 درجه به‌سوی جنوب‌خاوری دارد. یافته‌ها نشان می‏‌دهند که توده نفوذی باید خاستگاه کانی‏‌سازی در ژرفا بوده باشد. محلول کانه‏‌دار از راه پهنه گسلی و مرزهای سنگ‏‌شناسی میان توده و سنگ کربناته دگرگون‏‌شده به سطح راه پیدا کرده و جانشینی متاسوماتیسم، پیدایش اسکارن کم‌دما، پهنه کانی‏‌سازی و دگرسانی توده نفوذی میزبان را در پی داشته‌ است. بخشی از کانی‏‌سازی در رگچه‏‌های زمین‌ساختی و فضاهای تهیِ پدیدآمده در پیرامون پهنه گسلی روی داده است و با دورشدن از پهنه گسلی مقدار آن کاهش می‏‌یابد. شدت دگرسانی پروپلیتیک نیز با دورشدن از مرز توده کم می‏‌شود.

مگنتیت و پیریت از کانی‌های نخستین در این منطقه هستند که با کانی‌های باطلة کلسیت، کوارتز، کلریت و اپیدوت همراهی می‏‌شوند. گوتیت و هماتیت از کانی‌های ثانویه هستند. گفتنی است که در بخش میانی این گستره، رگه‏‌هایی از کوارتز همراه با مقدار اندکی اکسیدآهن ثانویه (کمتر از 2 درصدحجمی) دیده می‏‌شوند که در پی اکسیدشدن پیریت پدید آمده‏‌اند (قالب‌های کانی پیریت دیده می‌شوند)؛ اما بررسی آنها در این مقاله نمی‌گنجد (شکل 3).

مگنتیت: این کانی به شکل‌های رگه‏‌ای، رگچه و پراکنده دیده می‏‌شود و اصلی‏‌ترین کانه کانسنگ منطقه است. در بخش رگه‏‌ای مقدار مگنتیت از 30 تا 70 درصدِ پهنة کانی‏‌سازی متغیر است. رگچه‏‌هایی از مگنتیت با بیشینه ستبرایِ 2 سانتیمتر در مرز توده آذرین سینودیوریتی و در نزدیکی پهنه گسلی پدید آمده‌اند (شکل 5- B). در مرز توده نفوذی و نیز داخل اسکارن کم‌دما، مگنتیت‌های پراکنده گاه تا 20 درصد حجم سنگ دیده می‏‌شوند. بیشتر مگنتیت‏‌ها بی‏‌شکل تا نیمه‏‌شکل‏‌دار هستند و اندازه آنها از 1/0 تا 5/0 میلیمتر است. این کانی در کناره‌ها و در راستای رخ و درز و شکستگی‌ها با هماتیت جانشین شده (بافت مارتیتی) و مقدار آن از 10 تا گاه 70 درصد است (شکل‌های 6- A و 6- B). همچنین، به‌دنبال اکسیداسیون سطحی، هماتیت‏‌ها دوباره با گوتیت جانشین شده‏‌اند (شکل 6- B).

پیریت: این کانی تنها کانی سولفیدی کانسنگ است که فراوانی آن نزدیک به 8 تا 10 درصد حجمی است. پیریت همراه با مگنتیتِ رگه‏‌ای و به‌صورت پراکنده در اسکارن کم‌دما دیده می‏‌شود. اندازه بلورهای آن از 5/0 تا یک میلیمیتر بوده و بیشتر آنها شکل‏‌دار تا نیمه‏‌شکل‏‌دار هستند. ویژگی‌های بافتی نشان می‏‌دهند که بخش بزرگی از پیریت هم‌زمان با مگنتیت پدید آمده است. نزدیک به 10 تا 50 درصد دانه‏‌های پیریت در بخش رگه‏‌ای و 80 درصد آن در بخش پراکنده با گوتیت جانشین شده است (شکل‌های 6- C و 6- D).

 

 

شکل 5- منطقه اکتشافی زبرکوه (جنوب‌باختری بردسکن): (A نمایی از توده نفوذی سینودیوریتی، کانی‏‌سازی آهن و اسکارن کم‌دما (دید رو به شما‌ل‌خاوری)؛ (B رگچه‏‌های مگنتیت در مرز توده سینودیوریتی

 

 

شکل 6- تصویرهای میکروسکوپی از کانی‏‌سازی منطقه اکتشافی زبرکوه (جنوب‌باختری بردسکن) در نور PPL (Plane Polarized Light) و نور انعکاسی: A) بلورهای بی‏‌شکل مگنتیت؛ B) جانشینی مگنتیت با هماتیت و سپس گوتیت (بافت مارتیتیزاسیون) (بازمانده‏‌هایی از مگنتیت با رنگ خاکستری نزدیک به قهوه‏‌ای)؛ C) به‌جامانده‌‏‌هایی از بلورهای نیمه‏‌شکل‏‌دار پیریت و مگنتیت که با گوتیت جانشین شده‏‌اند؛ D) جانشینی بلورهای نیمه‏‌شکل‏‌دار پیریت با گوتیت (Mag= مگنتیت؛ Hem= هماتیت؛ Gth= گوتیت؛ Py= پیریت (Whitney and Evans, 2010))


 

 

هماتیت و گوتیت: فراوان‌ترین کانی‌های ثانویه منطقه هماتیت و گوتیت هستند. هماتیت در قالب بافت مارتیتیزاسیون از جانشینی مگنتیت پدید آمده است و فراوانی آن از 5 تا 20 درصد حجمی است. بسیاری از هماتیت‏‌ها در پی فرایند اکسیداسیون با گوتیت جانشین شده‏‌اند. گوتیت پیامد اکسیدشدن پیریت و هماتیت است و فراوانی آن تا 35 درصد حجم کانسنگ می‏‌رسد. بافت کلوفرم در برخی بخش‌ها دیده می‏‌شود (شکل‌های 6- B و 6- D).

محلول گرمابیِ دارایِ آهن، گوگرد، کلسیم، منیزیم و سیلیسیم از راه پهنه گسلی و مرز میان واحد کربناتة دگرگو‌ن‌شده و توده سینودیوریتی بالا آمده و جانشینی متاسوماتیسم روی داده است. در پی این فرایند، اپیدوت- کلریت اسکارن و کانی‌های کلریت، اپیدوت و کلسیت در توده میزبان پدید آمده‌اند. همچنین، کاهش دما و دورشدن از خاستگاه توده آذرین درونی، ته‏‌نشست آهن و گوگرد در قالب کانی‌های مگنتیت و پیریت و پیدایش پهنه کانی‏‌سازی را در پی داشته است. هنگام فرایند هوازدگی، اکسیداسیون این کانی‌ها، پیدایش هماتیت و گوتیت را در پی داشته است (شکل 7).

 

 

شکل 7- توالی پاراژنز کانی‌های فلزی و نافلزی منطقه اکتشافی زبرکوه (جنوب‌باختری بردسکن)

 

 

شیمی کانسنگ و کانی مگنتیت

برپایه داده‌های تجزیه‌ای شیمیِ ‏‌تر کانسنگ زبرکوه، مقدار عیار آهن برابر 28/54 تا 65 درصد وزنی و میزان FeO برابر 9 تا 85/18 درصد وزنی است (جدول 1). عنصرهای معدنی مهم دیگر و یا عنصرهای احتمالی همراه با آهن درون کانسنگ که با روش ICP-OES و Fire Assay تجزیه شده‌اند در جدول 2 آورده شده‌اند.

میزان فسفر کانسنگ آهن برابر 003/0 تا 022/0 درصد بوده و برای کانسنگ آهن مطلوب است. کانی فسفات‏‌داری نیز دیده نشده است؛ اما مقدار گوگرد از 03/0 تا بیش از 3 درصد وزنی  است. بالابودن سولفور پیامد همراهیِ پیریت با مگنتیت است. مقدار مس در همه نمونه‏‌ها کمتر از یک گرم در تن است. ویژگی‌های کانی‏‌شناسی نیز نشان می‌دهند که هیچ کانی نخستین یا ثانویه مس‌داری در منطقه پدید نیامده است. فراوانی طلا نیز در بیشتر نمونه‏‌ها کمتر از 5 میلی‏‌گرم در تن بوده و تنها در 2 نمونه، فراوانی 5 و 7 میلی‏‌گرم در تن دیده شده است که بسیار ناچیز است. همچنین، نقره کمتر از 46/0 گرم در تن، آرسنیک کمتر از 10 گرم در تن، سرب کمتر از 98 گرم در تن، آنتیموان کمتر از 5/17 گرم در تن و روی کمتر از 77 گرم در تن است که نشان‌دهندة کم‌بودن فراوانی همه عنصرهای معدنی در کانسنگ است (جدول 2).


 


جدول 1- مقدار عیار آهن (برپایه درصد وزنی) به روش شیمی‏‌تر در کانسنگ منطقه اکتشافی زبرکوه (جنوب‌باختری بردسکن)

Sample No.

Z-36

Z-24

Z-B

Z-29

Fe

54.28

60.52

64.98

57.18

FeO

9.00

12.30

15.45

18.85

 

جدول 2- داده‌های زمین‌شیمیایی عنصرهای مهم کانسنگ آهن برپایه روش ICP-OES و نیز طلا برپایه روش Fire Assay در منطقه اکتشافی زبرکوه (جنوب‌باختری بردسکن) (واحد اندازه‏‌گیری همه عنصرها برپایه گرم در تن است؛ اما برای طلا، میلی‏‌گرم در تن است )

Sample No.

Z-15

Z-22

Z-24

Z-26

Z-27

Z-29

Z-36

Z-B

Z-PIS

Z-T

Ag

0.46

0.4

0.41

0.7

0.46

0.44

0.5

0.42

0.3

0.44

Al

15386

3339

3835

9010

4450

5566

5900

4518

2552

3744

As

2.4

10.1

2.9

2.2

1.9

2.3

2.6

2.5

2.2

1.9

Au

7

<5

<5

5

<5

<5

<5

<5

<5

<5

Ca

5455

12898

33798

56848

50967

74224

36362

17134

96053

3959

Ce

1

1

1

1

1

1

2

1

1

1

Co

61

48

18

27

18

19

41

22

16

14

Cr

4

5

5

3

5

8

23

16

6

4

Cu

<1

<1

<1

<1

<1

<1

<1

<1

<1

<1

La

2

1

1

1

3

3

5

1

2

4

Mg

1130

1267

4921

1742

4576

1897

4221

1459

>2%

776

Mn

703

625

486

1039

658

696

697

351

875

124

Ni

93

69

64

63

48

54

58

52

31

29

P

158

100

30

82

58

225

207

146

219

122

Pb

90

98

85

84

88

80

76

89

60

86

S

3621

389

9658

875

1283

3396

445

1278

>3%

1991

Sb

15.9

15.9

2.35

2.49

17.5

2.44

2.41

2.45

2.47

17.4

V

67

304

116

148

181

167

108

114

73

116

Zn

72

75

72

59

63

58

60

77

44

61

 


فراوانی عنصرهای نادرخاکی سبک (La و Ce) کمتر از 5 گرم در تن و کم است. عنصر آلومینیم برابر 4/0 تا 5/1 درصد وزنی، منیزیم برابر 07/0 تا بیش از 2 درصد وزنی و کلسیم برابر 4/0 تا 6/9 درصد وزنی است که مربوط به کانی‌های باطله همراه با ماده معدنی، به‌ویژه کلسیت، دولومیت و کلریت است. کبالت برابر 14 تا 61 گرم در تن، کرم برابر 3 تا 23 گرم در تن، منگنز برابر 01/0 تا 1/0 درصد، نیکل برابر 29 تا 93 گرم در تن و وانادیم برابر 67 تا 304 گرم در تن است (جدول 2).

کانی مگنتیت دارای عنصرهای فرعی در ساختار بلوری خود است؛ اما در ساختار اسپینل مگنتیت، تنها برخی عنصرها (مانند: Mg، Al، Ti، V، Cr، Mn، Co، Ni، Zn و Ga) به آسانی جانشین Fe2+ یا Fe3+ شده و در این کانی غنی ‌می‌شوند (Deer et al., 1992).

در کانسارهای گوناگون، مگنتیت ویژگی‌هایی زمین‌شیمیایی گوناگونی دارد و ازاین‌رو، با به‌کارگیری فراوانی عنصرهای فرعی در این کانی، نوع کانی‏‌سازی شناسایی می‌شود (Carew et al., 2006; Singoyi et al., 2006; Rusk et al., 2009; Dupuis and Beaudoin, 2011; Zhang et al., 2011; Nadoll et al., 2012; Xiaowen et al., 2014; Nadoll et al., 2014)؛ هرچند درستیِ آن نیازمند دانستن ویژگی‌های زمین‏‌شناسی، دگرسانی و بافت و ساخت کانی‏‌سازی و نوع کانه‏‌هاست.

داده‌های تجزیه ریزکاو الکترونی از کانی مگنتیت در منطقه اکتشافی زبرکوه در جدول 3 آورده شده‌اند. در کانی مگنتیت، فراوانی آهن برابر 57/68 تا 23/69 درصد وزنی است. همچنین، فراوانی Ti برابر صفر تا 09/0 درصد وزنی، V برابر صفر تا 19/0 درصد وزنی، Al برابر 2/0 تا 76/0 درصد وزنی و Mn برابر 01/0 تا 07/0 درصد وزنی است. افزون‌براین، میزان Ni برابر 005/0 تا 24/0 درصد وزنی و Cr برابر صفر تا 04/0 درصد وزنی است (جدول 2). برپایه نمودارهای Al+Mn و Ni/Cr+Mn در برابر Ti+V (Dupuis and Beaudoin, 2011)، نمونه‏‌ها در بخش اسکارن‌ها جای می‏‌گیرند (شکل 8). این نکته با یافته‌های زمین‏‌شناسی و کانه‏‌زایی منطقه زبرکوه همخوانی دارد.

 

 

جدول 3- داده‌های تجزیه ریزکاو الکترونی (برپایه درصد وزنی) برای مگنتیت منطقه اکتشافی زبرکوه (جنوب‌باختری بردسکن)

Sample No.

S28-1

S28-2

S28-3

S28-4

S28-5

T1-1

T1-2

T1-3

T1-4

T1-5

S14-1

S14-2

S14-3

S14-4

S14-5

Si

0.27

0.19

0.14

0.23

0.12

0.11

0.35

0.24

0.25

0.88

0.05

0.15

0.15

0.1

0.05

Ti

0

0.09

0.05

0.05

0.01

0.01

0.3

0.02

0.03

0.02

0

0.01

0.01

0.01

0.01

Al

0.29

0.4

0.31

0.31

0.32

0.23

0.28

0.28

0.2

0.44

0.4

0.76

0.69

0.76

0.57

Fe

69

68.72

68.89

68.57

68.95

69.23

68.66

69.12

69.17

67.52

69.04

68.45

68.72

68.58

69.02

Mn

0.06

0.06

0.06

0.06

0.06

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.07

0.02

0.07

0.07

0.07

Mg

0.04

0.12

0.22

0.18

0.15

0.2

0.02

0

0.09

0.13

0.09

0

0.06

0.13

0.06

Cr

0.0005

0.04

0.01

0.0008

0.0005

0.0004

0.01

0.01

0.0004

0

0.0004

0.0004

0.01

0.01

0.01

V

0.01

0

0.01

0.04

0.001

0.02

0.011

0.02

0.011

0.19

0.01

0.0067

0.01

0.0067

0.0069

Ni

0.0048

0.0054

0.0054

0.0054

0.0048

0.002

0.002

0.05

0.0029

0.0029

0.0093

0.24

0.0093

0.01

0.02

S

0.17

0.16

0.13

0.34

0.28

0

0

0

0

0.04

0

0.06

0

0.05

0.02

O

30.24

30.27

30.23

30.22

30.16

30.22

30.37

30.27

30.26

30.69

30.2

30.33

30.36

30.36

30.27

Total

100.08

100.05

100.05

100.006

100.05

100.03

100.01

100.02

100.02

99.92

99.86

100.02

100.08

100.08

100.10

 

 

شکل 8- ترکیب شیمیایی مگنتیت‏‌های منطقه اکتشافی زبرکوه (جنوب‌باختری بردسکن) در نمودارهای: A) Ti+V در برابر Al+Mn؛ B) Ti+V در برابر Ni/Cr+Mn (Dupuis and Beaudoin, 2011)

 


زمین‌شیمی توده‏‌ آذرین درونی سینودیوریتی میزبان

داده‌های تجزیة عنصرهای اصلی، فرعی و خاکی نادر از توده‏‌ سینودیوریتیِ میزبان کانی‏‌سازی منطقه اکتشافی زبرکوه در جدو‏‌ل 4 آورده شده‌اند. مقدار SiO2، Al2O3 و TiO2 توده‏‌ آذرین درونی این منطقه به‌ترتیب برابر 67/49 تا 32/53 درصد وزنی، 51/14 تا 43/16 درصد وزنی و 59/1 تا 23/2 درصد وزنی است. مجموع عنصرهای آلکالی برابر 28/8 تا 2/9 درصد وزنی است. همچنین، نسبت Na2O/K2O بیشتر از 1/1 است و تا 25/2 می‏‌رسد. نمودارهای TAS و نامگذاریِ Cox و همکاران (1979) نشان می‏‌دهند که نمونه‏‌ها در بخش سینودیوریت جای می‏‌گیرند. همچنین، در نمودار جداکنندة گسترة آلکالن از ساب‏‌آلکالن و توله‌ایتی، نمونه‌های توده آذرین درونی منطقه زبرکوه در بخش آلکالن‌ها هستند (جدول 4؛ شکل 9- A).

 

جدول 4- داده‌های زمین‌شیمیایی عنصرهای اصلی (برپایه درصد وزنی)، فرعی و خاکی نادر (برپایه ppm) توده‏‌ نفوذی سینودیوریتی منطقه اکتشافی زبرکوه (جنوب‌باختری بردسکن)

T'24

T'22

T'21

T'20

T'19

S48

S46

S40

S39

Sample No.

57°29'23.5"E

57°29'22"E

57°29'21.3"E

57°29'20.5"E

57°29'19.6"E

57°29'20.20"E

57°29'20"E

57°29'19.1"E

57°29'18.5"E

Longitude.

34°52'5.5"N

34°52'22"N

34°52'6.9"N

34°52'7"N

34°52'7.73"N

34°52'6.2"N

34°52'6.9"N

34°52'7.9"N

34°52'7.5"N

Latitude

50.61

50.26

51.21

53.32

52.13

53.22

50.78

49.67

49.91

SiO2

1.9

1.9

1.96

1.64

1.92

1.59

1.88

2.01

2.23

TiO2

14.99

15.29

15.47

15.33

15.48

16.43

15.46

14.51

15.54

Al2O3

10.64

11.49

11.32

10.00

10.29

9.17

11.62

10.11

11.83

FeOt

0.09

0.1

0.1

0.07

0.06

0.09

0.09

0.07

0.06

MnO

4.11

5.05

4.31

3.88

4.17

3.44

4.98

4.13

4.98

MgO

5.15

3.4

3.81

3.31

3.24

3.68

3.53

5.91

3.05

CaO

4.62

5

5.39

5.93

5.57

5.99

5.02

5.74

5.42

Na2O

3.86

3.56

3.19

3.27

3.33

2.91

3.67

2.54

3.48

K2O

0.83

0.68

0.83

0.66

0.69

0.53

0.68

0.82

0.77

P‏‌2O5

2.79

2.83

2.02

2.26

2.73

2.58

1.85

4.17

2.29

LOI

99.59

99.56

99.61

99.67

99.61

99.63

99.56

99.68

99.56

Total

518

481

570

561

550

671

504

463

1060

Ba

82.9

76.2

70

79.2

77.2

70.5

84.9

53

90.6

Rb

547.8

460.5

588.9

261.8

244.8

663.6

464.2

183.1

185.7

Sr

330.9

318.4

342.6

433.4

349.3

381.3

344.3

310.3

286.2

Zr

69.7

77.9

71.6

74.2

81.5

77.6

79.7

68.2

68.2

Nb

23.2

26.3

21.9

24.3

19.5

18.3

26.4

17.6

21.3

Co

71.5

75.9

72.3

68.7

80.1

70

71.5

78.9

113.2

La

132.7

141.1

134.9

128.9

155.9

132.9

132.7

143.8

200.5

Ce

15.13

16.12

15.19

13.91

17.07

14.73

15.13

16.61

21.36

Pr

56.8

59.2

55.2

52.5

63.8

53.7

56.6

60.4

77.9

Nd

9.58

10.75

9.53

9.39

10.15

9.12

10.12

9.58

11.46

Sm

2.8

3.13

2.83

2.97

3.1

2.63

2.84

3.03

3.34

Eu

7.12

7.64

7.39

7.11

7.81

6.79

7.7

7.57

8.38

Gd

0.78

0.85

0.82

0.82

0.8

0.76

0.84

0.75

0.8

Tb

3.47

3.53

3.45

3.39

3.51

3.24

3.35

3.44

3.16

Dy

0.39

0.43

0.38

0.44

0.39

0.39

0.38

0.38

0.38

Ho

0.74

0.72

0.71

0.81

0.82

0.93

0.82

0.76

0.76

Er

0.09

0.11

0.08

0.11

0.09

0.11

0.1

0.1

0.09

Tm

0.51

0.59

0.6

0.71

0.54

0.61

0.58

0.55

0.55

Yb

0.07

0.09

0.07

0.09

0.08

0.07

0.07

0.11

0.09

Lu

9.7

11.8

10.3

11.9

10.1

11.3

11.5

10.4

11.7

Y

1.6

1.8

1.7

1.3

1.3

1.5

2

1.6

2.1

Cs

4

4.3

4.2

4.6

4.4

5.2

4.6

3.8

3.7

Ta

7.4

7.5

7.7

9.4

7.8

8.5

7.6

7.1

6.4

Hf

62

61

61

53

69

50

65

82

82

V

9.3

8.1

9.9

11.2

10

11.2

9.1

9.5

8.4

Th

24.2

23.6

24.8

23.1

25.5

25.1

25

23.2

24.4

Ga

1.19

1.40

1.68

1.81

1.67

2.05

1.36

2.25

1.55

Na2O/K2O

94.52

86.73

81.24

65.24

100.01

77.37

83.11

96.72

138.76

(La/Yb)N

1.04

1.06

1.03

1.11

1.06

1.02

0.98

1.09

1.04

Eu/Eu*

 


 


 

شکل 9- جایگاه توده‏‌ آذرین درونیِ منطقه زبرکوه (جنوب‌باختری بردسکن) در: A) نمودار نام‌گذاریِ Cox و همکاران (1979)؛ B) نمودار شناساییِ سنگ‌های آلکالن برپایه درصد وزنیِ Na2O در برابر K2O (Middlemost, 1975)

 

 

بالابودن مقدار TiO2 و عنصرهای آلکالی نشان‌دهندة سرشت آلکالن این توده است. همچنین، فراوانیِ بالای آپاتیت که مهم‌ترین کانی فرعی نمونه‏‌های بررسی‌شده است، از ویژگی‌های سنگ‌نگاری است که نشان می‌دهد ماگمای سازنده این سنگ‌ها آلکالن بوده است. شناسایی سنگ‌های آلکالن برپایه مقدار Na2O و K2O نشان می‏‌دهد که توده سینودیوریتی بیشتر در بخش سنگ‌های آلکالن سری پتاسیم است (شکل 9- B).

نمودار فراوانی عنصرهای خاکی نادر (REE) توده‏‌‏‌ میزبان که در برابر ترکیب کندریت بهنجار شده است‏‌، نشان می‏‌دهد که عنصرهای خاکی نادر سبک (LREE) در برابر عنصرهای خاکی نادر سنگین (HREE) غنی‏‌شدگی بسیار بالاتری دارند (شکل 10)؛ به‌گونه‌ای که مقدار (La/Yb)N برابر 24/65 تا 76/138 است (جدول 4). این شیب منفی و تند نشان‌دهندة سزشت آلکالن ماگمای سازندة توده سینودیوریت است (Fitton et al., 1991; Ali and Ntaflos, 2011).

 

 

 

شکل 10- فراوانی عنصرهای خاکی نادر بهنجارشده در برابر ترکیب کندریت (Boynton, 1985) برای توده آذرین درونی سینودیوریتی منطقه اکتشافی زبرکوه (جنوب‌باختری بردسکن)

 

نمودار‏‌ عنکبوتی عنصرهای فرعی و برخی عنصرهای خاکی نادر بهنجارشده در برابر ترکیب گوشته اولیه برای توده‏‌ سینودیوریتی میزبان، در شکل 11 نشان داده ‏‌شده ‏‌است. در این نمودار، غنی‏‌شدگی از عنصرهای LILE (مانند: Rb، Cs، Ba و K)، عنصرهای LREE (مانند: La، Ce، Nd و Sm) و نیز عنصرهای HFSE (مانند: Nb، Zr، Ti) و عنصر P در برابر تهی‏‌شدگی از عنصر Sr و عنصرهای HREE (مانند: Y، Yb و Lu) دیده می‏‌شود (شکل 11). این الگو نیز از ویژگی‌های سازگار با ماگماهای آلکالن است (Weifeng et al., 2005; Beccaluva et al., 2009).

در نمودارهای Y در برابر Nb و Y+Nb در برابر Rb (Pearce et al., 1984) و Ta/Hf در برابر Th/Hf (Schandl and Gorton, 2002)، توده بیوتیت سینودیوریت آلکالن زبرکوه در پهنه درون‌صفحه‏‌ای جای می‏‌گیرد (شکل‌ 12).

 

 

 

شکل 11- نمودار بهنجارشده در برابر ترکیب گوشته اولیه (میانگین ترکیب پوسته از Sun و McDonough (1989) است) برای برخی عنصرهای فرعی و خاکی نادر در توده‏‌‏‌ آذرین درونی منطقه اکتشافی زبرکوه (جنوب‌باختری بردسکن)

 

 

بحث و نتیجه‏‌گیری

سنگ‌زایی توده سینودیوریت میزبان: برپایهویژگی‌های سنگ‏‌شناسی و زمین‌شیمی کل سنگ، ماگمای توده‏‌ بیوتیت سینودیوریت در منطقه اکتشافی زبرکوه سرشت آلکالن دارد و در پهنه درون صفحه‏‌ای پدید آمده است. میزان غنی‏‌شدگی خاستگاه ماگمایی برپایه نسبت Zr به Nb شناسایی می‌شود. به باور Sun و McDonough (1989)، نسبت Zr/Nb کمتر از 71/15 نشان‌دهندة خاستگاه ماگماییِ غنی‏‌شده است. ازآنجایی‌که این نسبت در توده بررسی‌شده برابر 08/4 تا 84/5 است، پس خاستگاه اولیه ماگما غنی‏‌شده دانسته می‌شود. همچنین، نسبت عنصرهای HFSE/LREE در ماگماهای آلکالن برای شناسایی خاستگاهِ پدیدآورندة ماگمای سنگ‌ها به‌کار برده می‏‌شود؛ به‌گونه‌ای‌که نسبت‌های کمتر از یک نشان‌دهندة خاستگاه سنگ‌کره‌ای هستند؛ اما نسبت‌های بزرگ‌تر از یک نشان‌دهندة ماگماهای برخاسته از سست‌کره هستند (Smith et al., 1999). در توده سینودیوریت زبرکوه بیشتر نسبت‌ها بالاتر از یک Nb/La (6/0 تا 1/1)، Nb/Ce (صفر تا 1)، Zr/La (3 تا 6) و Zr/Ce (4/1 تا 3/3) هستند. تنها دو نمونه مقدار Nb/La و Nb/Ce کمتر از یک (به‌ترتیب 6/0 تا 9/0 برای Nb/La و صفر برای Nb/Ce) نشان می‏‌دهند. در مجموع این نسبت‌ها نشان‌دهندة پدیدآمدن ماگمای سازندة این توده از خاستگاه سست‌کره‌ای یا مرز سست‌کره با سنگ‌کره هستند.

 

 

 

شکل 12- جایگاه توده‏‌ سینودیوریت میزبان کانی‏‌سازی در منطقه اکتشافی زبرکوه (جنوب‌باختری بردسکن) در: A و B) نمودارهای رده‌بندی پیشنهادیِ Pearce و همکاران (1984)؛ C) نمودار Ta/Hf در برابر Th/Hf (Schandl and Gorton, 2002) (VAG= گرانیتوییدهای کمان آتشفشانی؛ WPG= گرانیتوییدهای درون‌صفحه‏‌ای؛ ORG= گرانیتوییدهای پشته میان‌اقیانوسی؛ syn-COLG= گرانیتوییدهای هم‌زمان با برخورد قاره‏‌ای)

 

 

برای شناسایی میزان آلایش پوسته‏‌ای و نقش آن در تحول ماگمای سازندة توده زبرکوه، نسبت‌های عنصرهای کمیاب پیشنهادیِ Hart و همکاران (1989) به‌کار برده شد. بر پایه بررسی‌های Hart و همکاران (1989)، نسبت La/Nb بیشتر از 5/1 و La/Ta بیشتر از 22 نشان‌دهنده آلایش ماگما با ترکیب‌های پوسته‏‌ای است. نسبت‌های La/Nb و La/Ta توده سینودیوریت بررسی‌شده به‌ترتیب برابر 89/0 تا 65/1 و برابر 46/13 تا 59/30 هستند. تنها یکی از نمونه‌ها دارای نسبت La/Nb بیشتر از 5/1 و نسبت La/Ta بیشتر از 22 است. ازاین‌رو، این مقدارها نشان‌دهندة نبود آلایش یا آلایش بسیار ناچیز ماگمای سازندة این توده با ترکیب‌های پوسته‏‌ای در هنگام بالاآمدن است.

در کل، غنی‏‌شدگی LREE پیامد درجه‌ذوب بخشی کمِ (کمتر از 15 درصد) خاستگاه گوشته‏‌ای و آلایش ماگما با مواد پوسته‏‌ای دانسته می‌شود. نسبت بسیار بالای LREE/HREE (نسبت (La/Yb)N برابر 24/65 تا 76/138) در توده سینودیوریت زبرکوه نشان می‏‌دهد که در خاستگاه ماگمایی آنها درجه کمی از ذوب‌بخشی گوشته‌ای روی داده است. سرشت آلکالن توده نیز درستیِ این نکته را نشان می‌دهد. تهی‏‌شدگی شدید از HREE نشان‌دهندة خاستگاه ماگماییِ گارنت‌دار است. از سوی دیگر، میزان YbN (بهنجار شده در برابر ترکیب گوشته اولیة Sun و McDonough (1989)) در همه نمونه‏‌ها کمتر از 2 است. این نکته نشان‌دهندة دارابودن فاز بجای‌ماندة گارنت در خاستگاه گوشته‌ای این سنگ‌هاست (Morata et al., 2005). همچنین، نداشتن آنومالی منفی Eu نشان‌دهنده آنست که تبلور پلاژیوکلاز کلسیک نقش مهمی در تحول ماگما نداشته است (Ying et al., 2007). الگوی بهنجارشدة HREE، در مذاب‌های برخاسته از خاستگاه اسپینل لرزولیتی، کمابیش هموار بوده و شیب بسیار کمی را نشان می‏‌دهد؛ اما ماگماهای برخاسته از خاستگاه گارنت لرزولیتی دارای شیب تند و مقدار (La/Yb)N بالایی هستند (Blundy et al., 1998; Ali and Ntaflos, 2011). ازاین‌رو، ماگمای مادر توده بیوتیت سینودیوریت منطقه اکتشافی زبرکوه از ذوب‌بخشی درجه کمِ خاستگاه غنی‏‌شدة گارنت لرزولیتی و در گوشته سست‌کره‌ای تا مرز سست‌کره- سنگ‌کره پدید آمده است و در هنگام بالاآمدن دچار آلایش با ترکیب‌های پوسته‏‌ای نشده یا میزان آلایش بسیار ناچیز بوده است.

از آنجایی‌که این توده آذرین درونی با ویژگی‌های سنگ‏‌شناسی و زمین‌شیمیایی یادشده برای نخستین‌بار در این بخش از منطقه کوه سرهنگی (در شمال‌خاوری ایران) شناسایی شده است و سن آن نیز ناشناخته است، درباره پهنه ژئودینامیک و زمان پیدایش ریفت و دیگر رویدادهای مربوطه نمی‏‌توان صحبت کرد؛ اما این پژوهش گام مهمی در راستای شناسایی این‌ چنین توده‏‌های آذرین درونی در منطقه مربوطه، سن‌سنجی آنها و بررسی کانی‏‌سازی‌های احتمالی مرتبط با آنهاست تا در آینده ژئودینامیک ریفت پدیدآمده در این بخش از ایران را بتوان بررسی کرد.

 

الگوی رخداد کانی‏‌سازی: یافته‌های صحرایی و کانی‏‌شناسی دربارة ماده معدنی نشان می‏‌دهد که کانی‏‌سازی آهن در منطقه اکتشافی زبرکوه از نوع اسکارن کم‌دماست. از ویژگی‌های آن، کنترل گسلی پهنه اصلی کانه‏‌دار و رویداد جانشینی متاسوماتیسم (که با کانی‌های آب‌دار کم‌دما در سنگ کربناته دگرگون‌شده و همراهی مگنتیت با کلریت، اپیدوت، کلسیت و کوارتز شناخته می‌شود) نام برده می‌شود. شیمی مگنتیت و مقدار Ti (صفر تا 09/0 درصد وزنی)، V (صفر تا 19/0 درصد وزنی)، Al (2/0 تا 76/0 درصد وزنی)، Mn (01/0 تا 07/0 درصد وزنی)، Ni (005/0 تا 24/0 درصد وزنی) و Cr (صفر تا 04/0 درصد وزنی) نیز همانند مگنتیت‏‌های پدیدآمده در اندوخته‌های اسکارنی است.

همچنین، نبود کانی‌های کالک‏‌سیلیکاتة دمابالا (مانند: گارنت و پیروکسن) و پدیدنیامدن پهنه‏‌های گارنت اسکارن یا پیروکسن اسکارن در نزدیکی توده بیوتیت‌ سینودیوریت نشان می‏‌دهند که این توده آذرین درونی نقشی در رخداد کانی‏‌سازی مگنتیت نداشته است. تفاوت‌های زمین‌شیمیایی میان ماده معدنی و توده نفوذی نیز درستیِ این نکته را نشان می‌دهند؛ به‌گونه‌ای‌که فراوانی عنصرهای LREE، P و Ti در مگنتیت زبرکوه بسیار کم است. همچنین، فراوانیِ بالای این عنصرها در توده آذرین درونیِ آلکالن منطقه از ویژگی‌های بسیار شناخته‌شده است.

پس چه‌بسا توده آذرین درونی جوان‌تر دیگری در ژرفا، خاستگاه کانی‏‌سازی منطقه است. محلول گرمابی کانه‏‌دار برخاسته از این توده از راه گسل و یا مرز میان توده سینودیوریت و سنگ‌های کربناته دگرگون‌شده، به بالا راه پیدا کرده و پیدایش اسکارنِ کم‌دما در واحد کربناته، کانی‏‌سازی آهن در پهنه گسلی و فضاهای خالی و درز و شکستگی‌های درون توده نفوذی و واحد کربناته و رویداد دگرسانی پروپلیتیک در توده نفوذی را به دنبال داشته است. پهنه اسکارن دمابالا (مانند: گارنت اسکارن) شاید در نزدیکیِ توده آذین خاستگاه و در ژرفاست (شکل 13).

این احتمال هست که رخنمون‌هایی از توده آذرین درونیِ خاستگاه، پهنه‏‌های گارنت اسکارن یا پیروکسن اسکارن و کانسنگ آهن در بخش‌های دیگرِ منطقه کوه سرهنگی و بیرون از گسترة بررسی‌شده در سطح زمین بوده باشد که در بررسی‌های آینده می‏‌توانند شناسایی و بررسی شوند.

 

 

 

شکل 13- الگوی نمادینِ پیدایش کانی‏‌سازی آهن در منطقه اکتشافی زبرکوه (جنوب‌باختری بردسکن) (بدون مقیاس)


 


سپاس‌گزاری

این مقاله با پشتیبانی مالی دانشگاه فردوسی مشهد از طرح پژوهشی شماره 31855/3 به‌تاریخ 1/6/1393 انجام شده است. از شرکت‌های کانسارهای بلورین آمتیس شرق، کانساران بینالود تهران و زرآزما برای انجام آنالیزهای به‌کاررفته در این پژوهش سپاسگزاریم. از جناب آقای مهندس نصیر نادری‌میقان برای دراختیارگذاشتن گزارش نخستین منطقه سپاس‌گزاریم.

 

 

Ali, S. and Ntaflos, T. (2011) Alkali basalts from Burgenland, Austria: Petrological constraints on the origin of the westernmost magmatism in the Carpathian-Pannonian Region. Lithos 121: 76-87.

Beccaluva, L., Bianchini, G., Natali, C. and Siena, F. (2009) Continental flood basalts and mantle Plumes: a Case Study of the Northern Ethiopian Plateau. Journal of Petrology 50(8): 1377-1403.

Blundy, J. D., Robinson, J. A. C. and Wood, B. J. (1998) Heavy REEs are compatible in clinopyroxene on the spinel lherzolite solidus. Earth and Planetary Science Letters 160: 493-504.

Boynton, W. V. (1985) Cosmochemistry of the rare earth elements, Meteorite studies. In: Rare Earth Element Geochemistry (Ed. Henderson, P.) 115–1522. Elsevier, Amesterdam.

Carew, M. J., Mark, G., Oliver, N. H. S. and Pearson, N. (2006) Trace element geochemistry of magnetite and pyrite in Fe oxide (+/–Cu–Au) mineralized systems: Insights into the geochemistry of ore-forming fluid. Geochimica et Cosmochimica Acta 70(18): A83.

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

Deer, W. A., Howie, R. A. and Zussman, J. (1992) An introduction to the rock-forming minerals. 2nd edition, Longman, Harlow, Wiley, New York.

Dupuis, C. and Beaudoin, G. (2011) Discriminate diagrams for iron oxide trace element fingerprinting of mineral deposit types. Mineralium Deposita 46(3): 1–17.

East Mining Investment and Development Co. (2014) Geology and perliminary exploration of Zeber Kuh area. Preliminary Report.

Fitton, J. G., James, D. and Leeman, W. P. (1991) Basic magmatism associated with Late Cenozoic extension in the Western United States: compositional variations in space and time. Journal of Geophysical Research 96: 13693-13711.

Hart, W. K., Wolde, G. C., Walter, R. C. and Mertzman, S. A. (1989) Basaltic volcanism in Ethiopia: constraints on continental rifting and mantle interactions. Journal of Geophysical Research 94(B6): 7731-7748.

Middlemost, E. A. K. (1975) The basalt clan. Earth Science Reviews 11: 3337–364.

Momenzadeh, M. and Wauschkuhn, A. (1983) The Allahabad iron deposit and iron, lead, and turquoise occurrences in the Zeber-Kuh Sarhangi mountains SW Kashmar (NE Iran). In: Geodynamic project (geotraverse) in Iran (Ed. Almassi, A.) 185–204. Geological Survey of Iran, Tehran.

Morata, D., Oliva, C., Cruz, R. and Suarez, M. (2005) The Bandurrias gabbro: Late Oligocene alkaline magmatism in the Patagonian Cordillera. Journal of South American Earth Sciences 18: 147-162.

Nadoll, P., Mauk, J. L., Hayes, T. S., Koenig, A. E. and Box, S. E. (2012) Geochemistry of magnetite from hydrothermal ore deposits and host rocks of the Mesoproterozoic Belt Supergroup, United States. Economic Geology 107(6): 1275-1292.

Nadoll, P., Angerer, T., Mauk, J. L., French, D. and Walshe, J. (2014) The Chemistry of hydrothermal magnetite: A review. Ore Geology Reviews 61: 1-32.

Nozaem, R. (2013) Deformation analysis of Kuh-e-Sarhangi in the SW Lut block. PhD thesis, Tarbiat Modarres University, Tehran, Iran (in Persian).

Nozaem, R., Nasrabadi, M., Mohajjel, M. and Yasaghi, A. (2015) Mineralogy, petrogenesis and tectonic setting interpretation of Kuh-e-Sarhangi area granites (northwest of Lut block). Petrology 6(21): 177-197 (in Persian).

Pearce, J. A., Harris, N. W. and Tindle, A. G. (1984) Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks. Journal of Petrology 25: 956-983.

Ramezani, J. and Tucker, R. D. (2003) The Saghand region, Central Iran: U-Pb geochronology, petrogenesis and implications for Gondwana tectonics. American Journal of Science 303: 622-665.

Rusk, B. G., Oliver, N. H. S., Zhang, D., Brown, A., Lilly, R. and Jungmann, D. (2009) Compositions of magnetite and sulfides from barren and mineralized IOCG deposits in the eastern succession of the Mt Isa Inlier. 10th Biennial SGA Meeting, Townsville, Australia.

Ruttner, A., Nabavi, M. H. and Alavi, M. (1978) Geological Quadrangle Map of Ozbak-Kuh 1:100000, No.7559, Geological survey of Iran, Tehran.

Sahandi, M. R. (2009) Geological Quadrangle Map of Ghasem Abad 1:100000, No.7559, Geological survey of Iran, Tehran.

Sahandi, M., Baumgartner, S. and Schmidt, K. (1983) Contributions to stratigraphy and tectonics of the Zeber-Kuh range (East of Iran). In: Geodynamic project (geotraverse) in Iran (Ed. Almassi, A.) 185–204. Geological Survey of Iran, Tehran.

Schandl, E. S. and Gorton, M. P. (2002) Application of high field strength elements to discriminate tectonic setting in VMS environment. Economic Geology 97(3): 629-642.

Singoyi, B., Danyushevsky, L., Davidson, G. J., Large, R. and Zaw, K. (2006) Determination of trace elements in magnetites from hydrothermal deposits using the LA ICP-MS technique. SEG Keystone Conference, Denver, USA.

Smith, E. I., Sánchez, A., Walker, J. D. and Wang, K. (1999) Geochemistry of mafic magmas in the Hurricane Volcanic Field, Utah: implications for small- and large scale chemical variability of the lithospheric mantle. Journal of Geology 107: 433-448.

Sun, S. S. and McDonough, W. F. (1989) Chemical and isotopy systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. In: Magmatism in the Ocean: Basins. (Eds. Saunders, A. D. and Norry, M. J.) special publications 42: 313–345. Geological Society, London.

Weifeng, C., Peirong, C., Xesheng, X. and Min, Z. (2005) Geochemical characteristics of Cretaceous basaltic rocks in south China and constraints on Pacific plate subduction. Science in China Ser. D Earth Sciences 48(12): 2104-2117.

Xiaowen, H., Liang, Q. I. and Yumiao, M. (2014) Trace element geochemistry of magnetite from the Fe (-Cu) deposits in the Hami region, eastern Tianshan orogenic belt, NW China, Acta Geologica Sinica (English Edition) 88(1): 176-195.

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.

Zhang, D., Rusk, B., Oliver, N. and Dai, T. (2011) Trace element geochemistry of magnetite from the Ernest Henry IOCG deposit, Australia. 11th Bi-ennial SGA Meeting, Antofagasta, Chile.