کانی‌شناسی، بررسی سرشت ماگمایی و جایگاه زمین‌ساختی ‏پیدایش سنگ‌مادر آمفیبولیت‌های معدن سنگ آهن ‏گل‌گهر (شماره 1) سیرجان، کرمان

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 گروه زمین‌شناسی دانشگاه فردوسی مشهد، مشهد، ایران

2 شرکت صنعتی و معدنی گل‌گهر، سیرجان، ایران

چکیده

مجموعه معدنی گل‌گهر در 55 کیلومتری جنوب‌باختری سیرجان در پهنه دگرگونی سنندج- سیرجان جای دارد. سنگ‌های منطقه در بازة رخساره‌های شیست‌سبز و آمفیبولیت دگرگون شده‌اند. کانه‌سازی آهن (مگنتیت) به‏‌صورت توده‌ای و یا پراکنده در منطقه رخنمون دارد. متابازیت‌های منطقه به گروه‌های آمفیبولیت، اپیدوت- آمفیبولیت، اپیدوت- بیوتیت ‌آمفیبولیت و بیوتیت ‌آمفیبولیت رده‌بندی می‌شوند. برپایة تغییرات عنصرهای اصلی، فرعی و کمیاب، سنگ‌مادر آنها از نوع سنگ‌های آذرین مافیک و در بازة ترکیبی پیکروبازالت، بازالت، آندزیت‌بازالت، تراکی‌بازالت و ‌تراکی‌آندزیت بازالتی بوده است. الگوی عنصرهای نادر، غنی‌شدگی از عنصرهای لیتوفیل بزرگ یون و تهی‌شدگی از عنصرهای با شدت میدان بالا نشان می‌دهد که با ویژگی‌های بازالت‌های کمان آتشفشانی همخوانی دارد. الگوی غنی‌شدگی LREE و کمابیش مسطح HREE نیز این نکته را نشان می‌دهند. داده‌های زمین‌شیمیایی پیشنهاد می‌کنند این سنگ‌ها از گوشته‌ای تهی‌شده و آلوده به رسوب‌های قاره‌ای جدایش یافته‌اند. سن نسبی نسبت‌داده‌شده به این سنگ‌ها با چنین جایگاه زمین‌ساختی همخوانی ندارد. گمان می‌رود به‌دنبال فرورانش نئوتتیس در راستای پهنه فرورانش شمالی، سنگ‌های بازیک در تریاس بالایی جایگیری کرده‌اند. ‌داده‌های سن‌سنجی در این زمینه بسیار کارآمد خواهند بود.

کلیدواژه‌ها

موضوعات


عنوان مقاله [English]

mineralogy, the nature of magmatic and tectonic setting of amphibolite protolith from Gol Gohar iron ore deposit, Sirjan, Kerman

نویسندگان [English]

  • Afsane Jafari 1
  • Mohammad Hassan Karimpour 1
  • Seyed Ahmad Mazaheri 1
  • Azadeh Malekzadeh Shafaroudi 1
  • Masoud Askari2 2
1 Department of Geology, Ferdowsi University of Mashhad, Mashhad, Iran
2 Golgohar mining and Industrial company,Sirjan, Iran
چکیده [English]

The Golgohar iron mine is located at 55 km southwest of Sirjan in the Sanandaj-Sirjan structural zone. The host rocks of the ore deposit include metamorphosed rocks in green schist and amphibolite facies. The mineralization is massive or disseminated in adjacent rocks. The metabasic rocks are classified into amphibolite, epidote amphibolite, epidote-biotite amphibolite and biotite amphibolite types. Base on major, trace, and rare earth elements, the protolithsof these rocks are basic igneous rocks varying from basalt, basaltic andesite, trachy basalt, basaltic trachy andesite compositions. The trace elements pattern shows enrichment in large-ion lithophileelements and depletion in high field strength elements, suggesting their island arc signatures. LREEs enrichment and relatively flat HREEs patterns further support this interpretation. According to geochemical data these rocks were derived from depleted mantle that was contaminated by the melts of subducted sediments. The relative age of these rocks does not match with the tectonic setting. It seems that the Neo-Tethyan subduction along the northern subduction zone caused the emplacement of the study rocks in the Upper Triassic time. In this case, geochronological data may be helpful.

کلیدواژه‌ها [English]

  • amphibolite
  • Petrography
  • protolith
  • paleotectonic
  • Golgohar
  • Sirjan
  • Sanandaj- Sirjan

مقدمه

منطقة بررسی‌شده در 50 کیلومتری جنوب‌باختری سیرجان در طول جغرافیایی خاوری ΄15 ˚55 تا ΄24 ˚55 و عرض جغرافیایی شمالی ΄3 ˚29 تا ΄7 ˚29، در پهنة سنندج- سیرجان جای دارد (شکل 1). مجموعه‌ معدنی گل‌گهر 6 حوزه معدنی دارد و در مجموع، منطقه‌ای به گستردگی 40 کیلومترمربع را دربر می‌گیرد.

 

 

شکل 1- موقعیت معدن گل‌گهر در پهنة سنندج- سیرجان (Alavi, 1991)

 

 

تا کنون دیدگاه‌های گوناگونی برای پیدایش کانسار گل‌گهر پیشنهاد شده‌اند. برخی از آنها، پیدایش کانسار را به فرایندهای رسوبی- شیمیایی وابسته دانسته‌اند (Ljung, 1976; Valeh, 1977; Moxham, 1990; Pourkhak, 2003)، برخی دیگر، خاستگاه آتشفشانی- رسوبی دریایی را برای این کانسار پیشنهاد کرده‌اند (Khalili Mobarhan, 1993; Yaghoubi, 1999; Babaki, 2004; Babaki and Aftabi, 2006). گروهی نیز ژنز ماگمایی- اسکارن (Mücke and Golestaneh, 1982; Hallaji, 1991; Shahabpour, 2005; Torabian, 2007) و یا اثر هر دو فرایند آتشفشانی- رسوبی دریایی و ماگمایی (Asghari, 2009; Bayati Rad, 2009) را پیشنهاد کرده‌اند. برپایة بررسی‌های Sheikoleslami (2002)، نسبت‌های ایزوتوپی U-Pb در زیرکن‌های جداشده از واحد اورتوگنیسی منطقه کرسفید در باختر ناحیه گل‌گهر، سن کامبرین زیرین (520 میلیون سال پیش) را برای سنگ مادر آنها نشان داده‌اند. همچنین، نسبت‌های ایزوتوپی آرگون روی بیوتیت و هورنبلند شیست‌های کمپلکس دگرگونی گل‌گهر، سن دگرگونی را ژوراسیک میانی نشان داده‌اند (Ghalamghash and Mirnejad, 2008). Hajghanbari و همکاران (2011) با به‌کارگیری روش ایزوتوپ سرب در این کانسار سن کربونیفر زیرین را برای کانه‌زایی در این محدوده تعیین کردند. Asghari و همکاران (2011) با بررسی آمفیبولیت‌های کمپلکس گل‌گهر (بیرون از محدودة این معدن) برپایة دلایلی مانند داشتن مرزهای تدریجی و موازی آمفیبولیت با لیتولوژی‌های مجاور، فراوانی کوارتز نسبت به پلاژیوکلاز و همچنین، ویژگی‌های زمین‌شیمیایی، خاستگاه رسوبی را برای آن پیشنهاد کرده‌اند. برپایة وجود سکانس‌های رسوبی گوناگون (پلیت و آهک) در منطقه، پیدایش پاراآمفیبولیت‌ هنگام رویداد دگرگونی ناحیه‌ای ناشدنی نیست. در این منطقه، سنگ‌هایی که میزبان کانی‌سازی آهن هستند تا رخسارة شیست سبز و آمفیبولیت دگرگون ‌شده‌اند. از آنجا‌یی‌که پی‌بردن به سرشت سنگ‌های دگرگونی منطقه گام مهم و بنیادی در شناخت پیدایش کانسار است، پس در این پژوهش به بررسی سرشت ماگمایی، ویژگی‌های زمین‌شیمیایی و جایگاه زمین‌ساختی سنگ‌مادر (پروتولیت) آمفیبولیت‌های منطقه پرداخته شده است.

 

زمین‌شناسی منطقه

این محدوده در گوشة جنوب‌خاوری ورقه زمین‌شناسی 1:100000 گل‌گهر جای گرفته و قسمتی از بخش خاوری پهنة سنندج- سیرجان است (شکل 1). این منطقه عموماً از آبرفت‌های عهد حاضر پوشیده شده است و رخنمون‌های محدودی از سنگ‌های دگرگونی در جنوب و جنوب‌باختری، سنگ‌های رسوبی در خاور و توده نفوذی گرانیت میلونیتی به‌شکل گنبد کم ارتفاعی در جنوب معدن برونزد دارند (Sabzehi, 1997). از ویژگی‌های مهم این منطقه معدنی، فراوانی کمپلکس‌های دگرگونی پالئوزوییک و تریاس میانی است که توده‌های بازیک و گرانیتی تریاس بالایی درون آن نفود کرده‌اند. این ناحیه بیشتر با سنگ‌های دگرگونی فراگرفته شده است؛ مانند: مجموعه گل‌گهر (تناوبی از گنیس، میکاشیست، آمفیبولیت و کوارتز‌‌ شیست در بخش پایینی و گنایس و کوارتز ‌شیست) در بخش‌های بالایی و مجموعه کرسفید (بیشتر شامل تناوب مرمر و شیست)، سنگ‌های رسوبی مزوزوییک (شامل کنگلومرا، آهک ریفی، ماسه‌سنگ آهکی، شیل و توربیدایت) و آبرفت‌های کواترنر (شامل پادگانه‌ها و مخروط افکنه‌های کهن و جوان) (Sabzehi, 1997). رخنمون‌های خاوری و جنوب‌خاوری ناحیه که میزبان کانسار آهن گل‌گهر نیز هستند بیشتر دربردارندة سنگ‌های دگرگونی درجه متوسط تا رخساره آمفیبولیت (مانند: شیست، آمفیبولیت، گنیس و مرمر) با سن پالئوزوییک زیرین (کمپلکس دگرگونه گل‌گهر) هسستند (Sabzehi, 1997). برپایة یافته‌های صحرایی در پله‌های مختلف گودال معدن شماره 1، سنگ‌های دگرگونی که میزبان کانی‌سازی هستند دربردارندة انواع میکاشیست‌ها، تالک‌شیست، کلریت‌شیست و آمفیبولیت هستند. میکا‌شیست‌ها لایه‌بندی و ساخت رسوبی را به‌خوبی نشان می‌دهند و بیشتر در پله‌های بالایی معدن رخنمون دارند؛ اما آمفیبولیت‌ها در پله‌های گوناگون برونزد دارند؛ به‌ویژه در پله‌هایی پایینی معدن و به‏‌صورت رخنمون‌های کوچک درگیر با کانی‌سازی. مرزهای گسله و به‌هم‌ریختگی پدیدآمده از زمین‌ساخت پویای منطقه، روابط صحرایی مختلف این سنگ‌ها را به‏‌صورت قطع‌شدگی و گاه موازی با یکدیگر نشان ‌می‌دهند (شکل 2).

 

 

شکل 2- نقشه زمین‌شناسیِ گودال معدن شماره 1 گل‌گهر با مقیاس 1:500 (Tlc: تالک؛ Chl: کلریت؛ Amp: آمفیبول؛ Ms: مسکوویت؛ Bt: بیوتیت؛ Ep: اپیدوت؛ Mag: مگنتیت؛ Py: پیریت؛ Po: پیروتیت؛ Ccp: کالکوپیریت؛ نام اختصاری کانی‌ها از Whitney و Evans (2010) برگرفته شده است)

 


روش انجام پژوهش

برای شناسایی سنگ‌مادر و بررسی سنگ‌شناسی آمفیبولیت‌های این منطقه، بیشتر از 300 مقطع نازک از واحدهای سنگی گوناگونی که در گودال معدن رخنمون دارند دقیق بررسی شدند. سپس نقشة زمین‌شناسی در مقیاس 1:500 (شکل 2) تهیه شد. شمار 20 نمونه سنگی از متابازیت‌های گوناگون منطقه برای انجام تجزیه‌های شیمیایی برگزیده شد. فراوانی اکسید عنصرهای اصلی در شرکت تحقیقات و فرآوری مواد معدنی با دستگاه XRF و به روش ذوب قلیایی به‌دست‌آورده شد. فراوانی عنصرهای کمیاب و خاکی نادر نیز با دستگاه ICP-MS در شرکت زرآزما به‌دست‌ آورده شد.

ویژگی‌های صحرایی و سنگ‏‌نگاری

آمفیبولیت‌ها به‌صورت سیاه‌رنگ، دانه‌ریز و دانه‌درشت، با مقاومت فیزیکی بالا، به‌صورت توده‌ای (قطع‌کنندة متاپلیت‌ها) و برخی به‏‌صورت شبه‌لایه‌بندی با شیست‌ها رخنمون دارند و گاه سیمایی شبیه به سنگ‌های آتشفشانی دارند. نفوذ سنگ‌آهن درون آن باعث پیدایش هاله‌ای سبز رنگ (کلریت ‌شیست و بیوتیت آمفیبولیت ‌بدون فلدسپار که بیوتیت آنها به‌طور کامل با کلریت جایگزین شده است) در مرز سنگ‌آهن و آمفیبولیت شده است (شکل 3). از دیدگاه کانی‌شناسی، به گروه‌های گوناگون رده‌بندی شده‌اند که در ادامه بررسی خواهند شد. چکیده‌ای از توصیف‌های سنگ‌شناسی این سنگ‌ها در جدول 1 آورده شده است.


 

 

 

شکل 3- نمای صحراییِ آمفیبولیت‌های معدن سنگ آهن گل‌گهر (کرمان): A) نمایی از اپیدوت ‌آمفیبولیت در کنار سنگ‌آهن. در کنارة سنگ‌آهن و نیز درون اپیدوت ‌آمفیبولیت، نوار باریکی از بیوتیت ‌شیستِ بی کوارتز دیده می‌شود؛ B) نمایی از نفوذ سنگ آهن درون اپیدوت- بیوتیت‌ آمفیبولیت که در پیرامون آن هالة سبز رنگ کلریت‌ شیست دیده می‌شود (دیواره شمالی پله 11 باختری، دید رو به شمال؛. C) نمایی از بیوتیت آمفیبولیتِ بی فلدسپار و دگرسان‌شده و اپیدوت- بیوتیت ‌آمفیبولیت در کنار سنگ‌آهن اکسیدشده (دیواره شمالی پله 11 باختری، دید رو به شمال‌باختری) (Chl: کلریت؛ Amp: آمفیبول؛ Bt: بیوتیت؛ Ep: اپیدوت؛ نام اختصاری کانی‌ها از Whitney و Evans (2010) برگرفته شده است)

 

جدول 1- سنگ‏‌نگاری واحدهای دگرگونی متابازیت در منطقه معدنی گل‌گهر (سیرجان، کرمان)

Rock name

Amp

Vol.%

Pl (oli)

Vol.%

Bt

Vol.%

Ep

Vol.%

Op

Vol.%

Qtz

Vol.%

Tur

Vol.%

Accessory minerals

Secondary minerals

texture

amphibolite

50-55

40-45

2-3

-

2-3

-

 

Tur, Spn, Ep

sericite

granoblastic, nematobalstic, poikiloblastic

Ep amphibolite

50-55

35-40

-

5-10

-

2-3

-

 

Sericite, chlorite

nematobalstic poikiloblastic

granoblastic,

Ep-Bt amphibolite

45-50

25-30

10-15

5-10

-

<5

 

Spn, Tur, Zo, Czo

sericite,

nematobalstic poikiloblastic

Bt amphibolite

45-50

30-35

10-15

-

-

1-4

 

Ep, Spn, Tur, Mag, Py

Sericite, chlorite

granoblastic, , poikiloblastic

Ep amphibolite without Fsp

75-80

-

-

20-25

-

-

 

 

 

nematobalstic

Bt amphibolite without Fsp

80-85

-

10-15

-

3-7

-

 

Tur, Spn, Ep, Qtz

chlorite

granoblastic, nematobalstic

Tur amphibolite without Fsp

60-65

-

-

-

-

-

30-35

Ep, Mag, Py

chlorite

granoblastic, porphyroblastic

actinolitite

95

-

-

-

-

-

-

Bt, Py

Tlc

acicular

 


 

 

آمفیبولیت: بیشترین رخنمون آمفیبولیت مربوط به دیواره شمالی معدن، پله 11، به‌ویژه بخش باختری است. رخنمون‌‌های کوچک‌تری نیز در بخش خاوری معدن (پله 15) دیده می‌شوند (شکل 2). در بررسی‌های میکروسکوپی بافت گرانوبلاستیک، نماتوبلاستیک و پویی‌کیلوبلاستیک دارند. میانگینِ درصدحجمیِ مجموعه کانی‌شناسی آنها برابر 50-55 درصدحجمی آمفیبول (با چندرنگی سبز- قهوه‌ای و سبز- سبزآبی، در اندازه 05/0-2 میلیمتر)، 40-45 درصدحجمی فلدسپار (الیگوکلاز؛ با اندازة 1/0-8/0 میلیمتر)، 2-3 درصدحجمی بیوتیت (با اندازة 05/0-4/0 میلیمتر) و 2-3 درصدحجمی کانی کدر (پیریت و ایلمنیت) است. تورمالین، اسفن و اپیدوت از کانی‌های فرعی این سنگ هستند. مقدار تورمالین در نمونه‌های گوناگون بسیار متغیر است و معمولاً به‏‌صورت کانی فرعی دیده می‌شود که چندرنگی بنفش- آبی- قهوه‌ای است. نزدیک به 5 درصدِ فلدسپارها با سریسیت جایگزین شده‌ است (شکل 4- A). برپایة نبود تورمالین در همه نمونه‌های بررسی‌شده، وجودِ بسیار نایکنواخت آن تنها در شمار اندکی از متاپلیت‌ها و متابازیت‌ها و از سوی دیگر، افزایش بسیار آن تنها در بخشی از معدن (به‌ ضخامت کمتر از یک متر و به‌صورت تورمالینیت) در نزدیکی تورمالین آمفیبولیت، بی‌گمان خاستگاه بور مربوط به سنگ‌های رسوبی نبوده است و خاستگاه گرمابی داشته است.

اپیدوت ‌آمفیبولیت: بیشترین گسترش اپیدوت ‌آمفیبولیت مربوط به ضلع شمالی در بخش باختری معدن است (شکل 2). اپیدوت ‌آمفیبولیت بافت نماتوبلاستیک، پویی‌کیلوبلاستیک و گرانوبلاستیک دارد. مجموعة کانی‌شناسی در این سنگ‌ها دربردارندة 50-55 درصدحجمی آمفیبول (با چندرنگی سبز- قهوه‌ای و سبز- سبزآبی، در اندازه 1/0-2 میلمیتر)، 5-10 درصدحجمی اپیدوت (گاه تا 15% اپیدوت، زوییزیت و کلینوزوییزیت؛ با اندازة 05/0- 75/0 میلیمتر)، 35-40 درصدحجمی فلدسپار (الیگوکلاز؛ با اندازة 2/0-1 میلیمتر) و 2-3 درصدحجمی کوارتز (با اندازة 2/0-5/0 میلیمتر) است. کلریت و سریسیت از کانی‌های ثانویه در این سنگ هستند. کلریت از دگرسانی بیوتیت و آمفیبول و سریسیت از دگرسانی فلدسپار پدید آمده است. میزان سریسیتی‌شدن پلاژیوکلازها متغیر است و گاه پلاژیوکلاز تا 70 درصد با سریسیت و کانی رسی جایگزین شده است (شکل 4- B).

اپیدوت- بیوتیت ‌آمفیبولیت: این گروه سنگی دو رخنمون کوچک در باختری‌ترین بخش دیواره شمالی پله 11‌ دارد (شکل 2). بافت آن نماتوبلاستیک و پو‌یی‌کیلوبلاستیک است. مجموعة کانی‌شناسی آن دربردارندة 45-50 درصدحجمی آمفیبول (با اندازة 2/0-2/2 میلیمتر و چندرنگی سبز- سبزآبی)، 10-15 درصدحجمی بیوتیت (با چندرنگی قهوه‌ای- کرم و در اندازه 05/0- 1 میلیمتر)، 5-10 درصدحجمی اپیدوت (با اندازة 05/0-4/0 میلیمتر)، 25-30 درصدحجمی فلدسپار (الیگوکلاز؛ با اندازة 2/0-8/0 میلیمتر) و کمتر از 5 درصدحجمی کوارتز است. پیریت، ایلمنیت، زوییزیت، کلینوزوییزیت، اسفن و تورمالین از کا‌نی‌های فرعیِ این سنگ هستند. بیوتیت تا نزدیک به 2 درصد با کلریت (بیشتر در امتداد کلیواژ‌ها) جایگزین شده است (شکل 4- C).


 

 

 

شکل 4- تصویرهای میکروسکوپی از آمفیبولیت‌های معدن گل‌گهر (سیرجان): A) پلاژیوکلاز و آمفیبول با بافت گرانوبلاستیک در آمفیبولیت؛‌ B) آمفیبول، پلاژیوکلاز و اپیدوت با بافت نماتوگرانوبلاستیک در اپیدوت‌آمفیبولیت؛‌ C) آمفیبول، پلاژیوکلاز، بیوتیت و اپیدوت در اپیدوت- بیوتیت ‌آمفیبولیت؛‌ D) سریسیتی و رسی‌شدن (به‌مقدار کم) پلاژیوکلاز در بیوتیت ‌آمفیبولیت با بافت گرانوبلاستیک؛ E) بیوتیت ‌آمفیبولیت با بافت گرانوبلاستیک و پویی‌کیلوبلاستیک همراه با کلریتی‌شدن بیوتیت و سریسیتی‌شدن پلا‌ژیوکلاز (Amp: آمفیبول؛ Pl: پلاژیوکلاز؛‌ Bt: بیوتیت؛ Ep: اپیدوت؛ Czo: کلینوزوییزیت؛ Mag: مگنتیت؛‌ نام اختصاری کانی‌ها از Whitney و Evans (2010) برگرفته شده است) (در تصویرهای B، D و E، نیمة راست تصویر در XPL، نیمه چپ آن در PPL است؛ تصویرهای A و C در XPL هستند)


 


بیوتیت‌ آمفیبولیت: بیوتیت‌ آمفیبولیت بیشترین برونزد را به‌ویژه در بخش باختری معدن دارد. بیوتیت آمفیبولیت با بافت‌های گرانوبلاستیک، نماتوبلاستیک و پویی‌کیلوبلاستیک دربردارندة 45-50 درصدحجمی آمفیبول (در اندازه 1/0-2 میلیمتر با چندرنگی سبز- قهوه‌ای و سبز- سبزآّبی)، 10-15 درصدحجمی بیوتیت (با چندرنگی قهوه‌ای- کرم و اندازة 05/0-2 میلمیتر)، 30-35 درصدحجمی فلدسپار (الیگوکلاز؛ با ماکل پلی‌سینتتیک و اندازه 2/0- 8/0 میلیمتر) و 1 درصدحجمی کوارتز (با اندازة 05/0-75/0 میلیمتر) است. اپیدوت، اسفن، تورمالین، ایلمنیت و پیریت از کانی‌های دیگر این سنگ هستند که درصدحجمی آنها کمتر از 5 است. بیوتیت‌ بیشتر در امتداد کلیواژ با کلریت جایگزین شده و گاه تنها بقایایی از آن در مرکز کلریت دیده می‌شود. در بیشتر مقطع‌ها این جانشینی نزدیک به 10 درصد بوده است. پلاژیوکلاز از مقدار بسیار کم و گاه تا 50 درصد با سریسیت جایگزین شده ‌است (شکل 4- D). نمونه‌هایی از بیوتیت ‌آمفیبولیت با گسترش بسیار ناچیز در دیوارة جنوبی پله 14 و در نزدیکی کانی‌سازی دیده می‌شوند که در مقایسه با بیوتیت‌ آمفیبولیت‌های دیگر بسیار دانه درشت‌‌تر هستند (شکل 2). این سنگ با بافت گرانوبلاستیک دربردارندة 60-65 درصدحجمی آمفیبول (با اندازة 1- 5/6 میلیمتر و بی‌چندرنگی و یا با چندرنگی سبز- سبزآبی و سبز-قهوه‌ای)، 15-20 درصدحجمی بیوتیت (با چندرنگی قهوه‌ای- کرم و اندازة 1/0- 5/2 میلیمتر) و 20-25 درصدحجمی فلدسپار (الیگوکلاز؛ با ماکل پلی‌سینتتیک و در اندازة 2-5/4 میلیمتر) است. مگنتیت به‌مقدار کم با اندازة 05/0- 6/0 میلیمتر در سنگ به‌صورت پراکنده و نیمه‌شکل‌دار‌ دیده می‌شود. کلریت، سریسیت و ترمولیت- اکتینولیت از کانی‌های ثانویه در این سنگ هستند. پلاژیوکلاز تا نزدیک به 20 درصد با سریسیت جایگزین شده است. همچنین، بیوتیت از 10 و گاه تا 50 درصد با کلریت (با چندرنگی سبز و اینترفرانس کاهی) و آمفیبول به مقدار کم با ترمولیت- اکتینولیت جایگزین شده‌ است (شکل 4- E). در همه نمونه‌های متابازالتی که در بالا از آنها نام برده شد، ترکیب پلازیوکلاز برپایة داده‌های ریزکاو الکترونی (منتشر نشده) از نوع الیگوکلاز است که این نکته نشان‌دهندة درجه کم رخسارة آمفیبولیت (An>17) است. مجموعه رخسارة اپیدوت- آمفیبولیت دربردارندة هورنبلند (Al2O3 > 8/7 درصدوزنی)+ آلبیت+ اپیدوت+ کوارتز+ اسفن است (Apted and Liou, 1983). انتقال از رخساره اپیدوت آمفیبولیت به آمفیبولیت با شکست و تجزیه اپیدوت شناخته می‌شود و بیشتر با افزایش در محتوای An (درصد مولی آنورتیت) پلاژیوکلاز از 7/0 تا 45-65 همراه است. پس کم‌بودن میزان آنورتیت پلاژیوکلاز (با ترکیب الیگوکلاز) در درجه‌های کم رخسارة آمفیبولیت پیامد شرکت Ca در کانی‌هایی مانند اسفن، اپیدوت و گاه هورنبلند است.

اپیدوت‌ آمفیبولیت بدون فلدسپار: این گروه سنگی گسترش بسیار کم و ناچیزی در گودال معدن دارد. رخنمونی از آن در دیوارة شمالی پلة 12 باختری به عرض 3 متر است که در دو سوی آن، سنگ‌آهن اکسیدشده دیده می‌شود. همچنین، در ضلع شمالی پلة 13 باختری نیز رخنمون کوچکی دارد که میان آن و کانی‌سازی، نواری از آمفیبول ‌بیوتیت ‌شیستِ بی کوارتز- فلدسپار دیده می‌شود. در بررسی‌های میکروسکوپی، این سنگ بافت نماتوبلاستیک دارد و دربردارندة 75-80 درصدحجمی آمفیبول (با چندرنگی سبز- قهوه‌ای و اندازة 05/0-1 میلیمتر) و 20-25 درصدحجمی اپیدوت (با اندازة 05/0- 4/0 میلیمتر) است (شکل 5- A).


 


 

 

شکل 5- تصویرهای میکروسکوپی از آمفیبولیت‌های معدن گل‌گهر (سیرجان): A) اپیدوت ‌آمفیبولیتِ بی فلدسپار با بافت گرانوبلاستیک؛ B) بیوتیت ‌آمفیبولیتِ بی فلدسپار با بافت نماتوبلاستیک؛ C) بیوتیت ‌آمفیبولیتِ بی فلدسپار که در آن بیوتیت‌ها به‌طور کامل با کلریت جایگزین شده‌اند؛ D) تورمالین‌ ‌آمفیبولیتِ بی فلدسپار با بافت گرانوبلاستیک به‌همراه کانه مگنتیت؛ E) اکتینولیتیت ساخته‌شده از ستون‌های کشیده آمفیبول (Amp: آمفیبول؛ Pl: پلاژیوکلاز؛ Bt: بیوتیت؛ Chl: کلریت؛ Tur: تورمالین؛ Mag: مگنتیت؛ نام اختصاری کانی‌ها از Whitney و Evans (2010) است) (در تصویرهای A تا C، نیمة راست تصویر در XPL، نیمه چپ آن در PPL است؛ تصویر E در XPL است)


 

 

بیوتیت آمفیبولیتِ بی فلدسپار: این گروه سنگی بافت نماتوبلاستیک و گرانوبلاستیک دارد. مجموعه کانی‌شناسی آن دربردارندة 80-85 درصدحجمی آمفیبول (با چندرنگی سبز- سبزآبی و سبز- قهوه‌ای و در برخی نمونه‌ها با چندرنگی ضعیف سبز- بی‌رنگ با اندازة 2/0-3 میلیمتر)، 10-15 درصدحجمی بیوتیت (با چندرنگی قهوه‌ای- کرم و با اندازة 05/0-2/1 میلیمتر) و 3-7 درصدحجمی کانی کدر (پیریت و مگنتیت) است. تورمالین، اسفن، اپیدوت، کوارتز از کا‌نی‌های فرعی در این سنگ هستند. کلریت کانی‌ ثانویه‌ای است که به مقدار بسیار کم از جایگزینی بیوتیت در برخی نمونه‌ها پدید آمده است. رگچه‌هایی از اپیدوت با ستبرای 5/0 میلیمتر نیز در سنگ دیده می‌شوند (شکل 5- B). در برخی نمونه‌های بیوتیت آمفیبولیتِ بی فلدسپار که با گسترش کم در دیواره شمالی پله 11 باختری و پلة 13 خاوری در مرز کانی‌سازی و آمفیبولیت (یا اپیدوت- بیوتیت‌ آمفیولیت) جای دارند، کمابیش همة‌ بیوتیت‌ها به‌طور کامل با کلریت‌ جایگزین شده‌اند و تنها بقایایی از بیوتیت در مرکز برخی کلریت‌ها دیده می‌شود. دربرابر دیگر سنگ‌های این خانواده، این سنگ مقاومت فیزیکی کمتری دارد و به رنگ سبز تیره است و شیستوزیته ندارد. این سنگ با بافت نماتوبلاستیک دربردارندة 48 درصدحجمی آمفیبول (با اندازة 3/0-8/1 میلیمتر) و 45-50 درصدحجمی کلریت ثانویه (حاصل تجزیة بیوتیت؛ با اندازة 5/0 تا 2 میلیمتر) هستند. مقدار 2-5 درصدحجمی مگنتیت به‌صورت بی‌شکل در سنگ دیده می‌شود. آمفیبول نیز به مقدار کم با کلریت جایگزین شده است (شکل 5- C).

تورمالین ‌آمفیبولیتِ بی فلدسپار: به‌علت گستردگی بسیار کم و برپایة مقیاس 1:500، این گروه سنگی در نقشة تهیه‌شده نشان داده نشده است. در رخنمون‌های بسیار کوچک به‌صورت پراکنده در همراهی با آمفیبولیت‌هاست (به‌ویژه پله 14 باختری). تورمالین‌ آمفیبولیت با بافت گرانوبلاستیک و پورفیروبلاستیک به‌طور میانگین دربردارندة 60-65 درصدحجمی آمفیبول (با اندازة 2/0- 2 میلمیتر؛ به‌طور میانگین 6/0 میلیمتر با چندرنگی سبز- قهوه‌ای، سبز- سبزآبی و گاه چندرنگی سبز- بی‌ر‌نگ)، 30-35 درصدحجمی تورمالین (با اندازة 4/0 میلیمتر تا 1 سانتیمتر و با چندرنگی سبز- قهوه‌ای- بنفش) است. همچنین، کانی‌های اپیدوت به مقدار خیلی کم و کانی کدر (مگنتیت و پیریت) تا نزدیک به 5 درصدحجمی دیده می‌شوند. آمفیبول به میزان ناچیز تجزیه به کلریت را نشان می‌دهد (شکل 5- D).

اکتینولیتیت: این سنگ در مرز کانی‌سازی با آمفیبولیت، رخنمون بسیار کم و کوچکی دارد و برپایة مقیاس نقشة تهیه‌شده، نمایش‌دادنی نیست. این سنگ با بافت مشبک ساخته‌شده از 95 درصدحجمی ستون‌های بزرگ و کشیده آمفیبول (ترمولیت- اکتینولیت؛ با اندازة 5/0 تا 5/4 میلیمتر و چندرنگی ندارد یا چندرنگی بسیار ضعیف سبز نشان می‌دهد) است. همچنین، به مقدار کم (تا 5 درصدحجمی) کانی‌های بیوتیت، تالک و پیریت نیز در آن دیده می‌شوند (شکل 5- E).

 

شناسایی خاستگاه رسوبی یا آذرین متابازیت‌های منطقه

پاراآمفیبولیت‌ها معمولاً از دگرگونی شیل‌های دولومیتی یا آهکی پدید می‌آیند؛ ‌اما اورتوآمفیبولیت‌ها، همان متادولریت، متابازالت یا توف‌های متابازیک با تبلور دوباره‌ هستند (Leake, 1964). به باور Blatt و همکاران (2006)، بسیاری از سنگ‌های کالک‌سیلیکاته در درجه‌های متوسط تا بالا همانندیِ بسیاری با آمفیبولیت‌هایی دارند که هم‌ارز دگرگونیِ سنگ‌های آتشفشانی مافیک هستند. در سال‌های گذشته، بررسی‌های گوناگونی روی تفاوت اورتو- و پاراآمفیبولیت‌ها، به‌ویژه برپایة تفاوت‌های شیمیایی انجام شده‌اند (Engel and Engel, 1951; Lapadu-Hargues, 1953; Poldervaart, 1953; Eckelmann and Poldervaart, 1957; Wilcox and Poldervaart, 1958). در گذشته، تاکید بسیاری برای شناسایی پاراآمفیبولیت‌ها برپایة وضعیت لایه‌ای آنها (Wilcox and Poldervaart, 1958; Walker et al., 1959) و یا نظر به‌همراهی آنها با مرمر (Heier, 1962) شده است؛ اما هیچ‌یک از این دو ویژگی دلیل قطعی بر خاستگاه آذرین‌ نیست. Walker و همکاران (1959) برپایة مقدار Co، Ni و Cu، محدودة بازالت‌ها، بازالت‌های دگرسان‌شده، اورتوآمفیبولیت و پاراآمفیبولیت‌ها را به‌طور محلی از یکدیگر جدا کرده‌اند. نواربندی در سنگ چه‌بسا پیامد تفاوت‌های اولیه رسوب‌گذاری، یا پیامد تفریق دگرگونی و یا برش سنگ درون دیگری است (Evans and Leake, 1960). برپایة آنچه گفته شد، گاه شناسایی خاستگاه آمفیبولیت‌ها تنها برپایة ویژگی‌های صحرایی و بافتی ممکن نیست و باید از روش‌های زمین‌شیمیایی بهره گرفت. Shaw و Kudo (1965) با به‌کارگیری عنصرهای نادر (مانند: Cr، V، Ni، Co، Sc، Sr، Ba و Zr) و عنصرهای اصلی (TiO2، Al2O3، Fe2O3، FeO، MnO، MgO، CaO و P2O5)، پارامترهای X1، X2 و X3 را برای شناسایی اورتو- از پاراآمفیبولیت‌ها به‌دست آورده‌اند. در بررسی‌هایی که به‌تازگی برای شناسایی اورتو و پاراآمفیبولیت‌ها انجام شده‌اند (Sills and Tarney, 1984; Neumayr et al., 1996; Celik, 2008; Asran and Kabesh, 2012; Thomas and Paudel, 2015)، نمودارهای پیشنهادیِ Leake (1964) به‌کار برده شده‌اند.

 

بررسی سنگ‌مادر آمفیبولیت‌ها برپایة عنصرهای اصلی

داده‌های تجزیة عنصرهای اصلی، فرعی و کمیابِ آمفیبولیت‌های منطقه در جدول 2 آورده شده‌اند. برای بررسی تغییرات عنصرهای اصلی در سنگ‌های دگرگونی، مقدارهای نیگلی به‌کار برده شد. مقدارهای نیگلی با نرم‌افزار GCDkit (Janoušek et al., 2006) به‌دست‌آورده شدند (این مقدارها در بخش پایانیِ جدول 2 آورده شده‌اند). نمودارهای تغییرات پارامترهای نیگلی دربرابر mg و si نیگلی در شکل 6 نشان داده شده‌اند. عنصرهای اصلی روندهای افزایش مشخص al، alk، کمتر مشخص c و کاهش fm را با افزایش si نشان می‌دهند. اگرچه این روندها می‌توانند پیامد متاسوماتیسم سازندة سدیم‌فلدسپار باشند؛ اما کاهش mg با افزایش si نشان می‌دهد جدایش بلورین ماگمایی نقش مهمی داشته است. کاهش alk، ti و p با افزایش mg نیز این نکته رانشان می‌دهد. پراکندگی و روند نامعمول k با افزایش mg در پی تحرک k روی داده و به دگرسانی سریستی در نمونه‌ها مربوط است (شکل 6). با وجود این، به گفتة Leake (1964)، اگر پلیت با mg 35/0، fm 40 و c 50 با مقدارهای گوناگون دولومیت (mgfm 50 و c 50) آمیخته شود، با افزایش mg، کاهش si، al و alk روی خواهد داد؛ هرچند تغییرات مشابه در fm ناچیز خواهد بود. ازاین‌رو، بسنده‌کردن به این تغییرات سیستماتیک برای شناسایی خاستگاه آمفیبولیت‌ها به‌تنهایی کارآمد نخواهد بود.


 

 

جدول 2- داده‌های تجزیة عنصرهای اصلی (برپایة wt%)، عنصرهای فرعی و کمیاب (برپایة ppm) و مقدارهای به‌دست‌آمدة نیگلی برای آمفیبولیت‌های منطقة معدنی گل‌گهر سیرجان

Element

Ep-Bt amphibolite

Ep amphibolite

Bt amphibolite

amphibolite

Sample No.

P-273

P-10B

P-250

P-163

P-240

P-282

P-215

P-157A

P-195A

P-58

SiO2

52.08

49.41

53.06

58.09

51.23

49.09

53.22

47.34

48.00

51.15

TiO2

1.81

1.84

1.17

0.51

1.29

1.58

1.07

0.81

0.49

1.56

Al2O3

14.49

14.78

17.59

17.71

16.12

14.03

17.19

11.32

11.19

14.55

FeO

11.13

11.75

8.18

5.44

8.85

12.88

8.86

17.72

14.16

11.72

MnO

0.11

0.11

0.08

0.03

0.08

0.11

0.08

0.19

0.14

0.13

MgO

6.33

7.28

6.53

3.09

9.35

10.66

7.34

15.47

15.94

8.15

CaO

6.75

9.10

6.17

0.60

5.34

4.23

3.19

1.22

4.51

6.74

Na2O

3.10

3.03

4.07

7.42

3.71

3.41

4.53

1.90

1.48

3.91

K2O

1.69

0.60

1.41

1.46

1.26

1.21

2.04

2.35

2.23

0.94

P2O5

0.25

0.25

0.14

0.09

0.16

0.16

0.14

0.14

0.09

0.18

V2O5

0.04

0.05

0.03

0.01

0.05

0.06

0.03

0.04

0.02

0.05

S

<0.05

<0.05

0.09

1.54

<0.05

0.15

0.20

0.08

0.22

0.08

LOI

2.01

1.38

1.38

1.88

1.95

2.62

1.74

3.25

2.89

1.53

Total

99.79

99.58

99.90

97.87

99.39

100.19

99.63

101.82

101.37

100.69

Be

3.05

3.5

2.25

1.85

2.45

3.85

2.3

2.65

2.65

2.95

Sc

38.3

40.8

29.5

13.5

32.4

42

28.3

12.5

11.3

39.7

Ti

9443

9932

5188

2068

3412

7118

4248

3850

2752

8331

V

221

256

142

95

159

210

142

166

102

221

Cr

111

107

82

101

212

207

100

129

63

182

Co

29.8

10.1

16.5

38.8

22.3

21.6

29.1

8.9

27.3

39.7

Ni

16

11

28

38

49

26

35

25

35

29

Cu

54

13

4

33

3

5

32

65

1

11

Zn

49

43

30

14

33

57

38

54

60

51

Rb

48

15

46

36

54

39

70

97

75

41

Sr

208.8

188.8

171.4

44.3

127.2

54.9

97.1

45.5

21.6

79

Y

17.6

36.4

23.6

6.1

23.1

17.6

21.4

6.3

20.1

22.2

Zr

13

19

9

<5

15

9

28

7

8

13

Nb

2.4

6.3

5.6

4.1

2.9

5.3

3.4

9.8

5

5.5

Cd

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

0.1

In

<0.5

0.64

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

Sn

1.1

8.6

2.7

1.2

2.3

8

8.3

3.5

4.7

1.5

Sb

0.6

0.9

0.8

0.5

0.6

<0.5

<0.5

<0.5

0.5

0.7

Te

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

0.14

<0.1

0.11

Cs

0.9

<0.5

0.9

0.8

0.8

0.9

1.1

1.4

1.1

0.6

Ba

147

49

230

366

118

155

250

159

252

138

La

15

20

10

47

15

35

16

17

30

9

Ce

35

45

27

60

37

47

48

26

55

26

Pr

3.7

5.94

3.31

7.33

3.82

5.3

3.27

3.15

7.01

2.79

Nd

16.1

23.8

13.8

24

15.6

20.9

12.5

10

24.9

12.5

Sm

3.88

5.71

3.56

3.57

3.91

4.73

3.13

1.62

4.55

3.44

Eu

1.42

2.58

1.44

0.48

1.47

2.26

1.59

0.31

1.23

1.37

Gd

4.99

6.69

4.97

2.98

5.1

6.04

4.52

2.3

5.19

4.86

Tb

0.79

1.11

0.83

0.29

0.82

0.92

0.73

0.27

0.79

0.81

Dy

4.99

6.92

5.52

1.98

5.21

5.44

4.87

2.02

4.9

5.28

Er

3.57

4.8

4.18

1.6

3.8

3.65

3.56

1.55

3.36

3.75

Tm

0.49

0.66

0.58

0.28

0.53

0.51

0.5

0.28

0.48

0.53

Yb

2.6

4.1

3.6

0.7

3

2.7

2.8

0.7

2.5

2.9

Lu

0.36

0.5

0.46

0.14

0.4

0.36

0.38

0.16

0.37

0.41

Hf

0.55

0.97

0.54

<0.5

0.69

<0.5

1.07

<0.5

<0.5

0.67

Ta

0.33

0.45

0.62

0.51

0.43

0.66

0.53

0.77

0.5

0.62

W

<1

<1

<1

<1

<1

<1

<1

<1

<1

<1

Tl

0.16

<0.1

0.13

<0.1

<0.1

<0.1

0.17

0.2

0.15

<0.1

Pb

4

6

6

4

6

6

6

4

9

5

Bi

0.4

0.7

0.6

0.4

0.3

0.4

0.6

0.2

0.4

0.7

Th

4.33

5.12

5.61

8.82

4.99

3.56

6.68

5.97

10.43

3.61

U

0.6

1

1

2.6

0.7

1.35

1

0.8

1.9

0.4

Niggli values

si

135.71

116.93

138.81

206.17

125.62

113.43

142.39

96.82

96.66

122.02

al

22.25

20.61

27.11

37.04

23.29

19.10

27.10

13.64

13.28

20.45

fm

48.27

48.46

42.92

31.85

51.89

61.01

48.53

76.85

71.24

51.85

c

18.84

23.07

17.29

2.28

14.03

10.47

9.14

2.67

9.73

17.23

alk

10.64

7.86

12.67

28.83

10.79

9.42

15.23

6.83

5.75

10.47

k

0.26

0.12

0.19

0.11

0.18

0.19

0.23

0.45

0.50

0.14

mg

0.51

0.53

0.59

0.51

0.66

0.60

0.60

0.61

0.67

0.56

ti

0.28

0.25

0.16

0.14

0.17

0.16

0.16

0.12

0.08

0.18

p

0.39

0.48

0.40

0.07

0.27

0.17

0.19

0.03

0.14

0.33


جدول 2- ادامه

Element

Amphibolite

 

Ep amphibolite without Fsp

Bt amphibolite without Fsp

Tur amphibolite without Fsp

actinolitite

Sample No.

P-232

P-268

P-264

P-63

P-70

P-242

P-38

P-272

P-41

P-301A

SiO2

54.41

50.76

46.23

39.56

42.22

43.96

41.24

32.00

39.40

48.25

TiO2

2.58

1.22

1.61

1.80

0.91

1.00

1.47

2.33

3.10

0.45

Al2O3

13.71

14.60

16.90

13.80

12.28

12.23

8.38

14.89

17.24

6.61

FeO

12.04

10.03

7.59

19.55

10.60

13.37

13.68

15.94

15.37

14.11

MnO

0.12

0.12

0.09

0.16

0.09

0.14

0.12

0.17

0.09

0.15

MgO

5.69

11.01

7.87

12.06

19.99

15.84

26.46

27.34

11.16

18.08

CaO

5.45

6.77

14.71

7.46

6.86

9.35

6.23

1.90

8.15

8.77

Na2O

4.71

2.69

0.74

1.14

0.62

1.24

<0.1

<0.1

1.44

0.43

K2O

0.52

0.56

0.41

2.18

3.86

0.58

0.02

0.03

0.60

0.73

P2O5

0.39

0.16

0.25

0.16

0.18

0.18

0.21

0.34

0.44

0.11

V2O5

0.09

0.05

0.06

0.06

0.04

0.03

0.02

0.05

0.10

0.04

S

0.36

<0.05

<0.05

0.10

0.09

<0.05

0.41

<0.05

0.11

<0.05

LOI

0.77

2.27

2.83

2.01

2.60

2.56

5.93

10.22

2.12

2.71

total

100.84

100.25

99.29

100.05

100.34

100.48

104.16

105.21

99.32

100.45

Be

3.75

2.45

4.15

5.55

3.7

2.45

1.75

2.6

4.95

4.2

Sc

37.6

29.5

50.3

45.7

23.8

26.7

23.3

37.2

35.5

58.4

Ti

13055

2889

9468

9307

4935

4028

7442

11411

12543

2590

V

278

156

294

275

186

161

92

215

253

190

Cr

27

173

69

217

186

144

104

120

116

37

Co

26.5

24.1

30.1

32.4

27.5

23.1

23.4

150.3

28.2

24

Ni

4

42

9

39

33

33

37

90

26

17

Cu

64

16

2

24

5

2

10

54

12

48

Zn

46

34

43

83

96

35

60

61

87

61

Rb

12

22

17

94

165

19

3

7

20

29

Sr

44.8

97.3

516.2

21.2

22.2

16

8.4

24.5

89.5

14.2

Y

29.5

24.7

40.3

42.8

19.6

15.6

25.1

13.9

57.6

33.6

Zr

11

78

21

10

14

12

9

20

78

51

Nb

3.9

2.8

8.9

9

6.8

3.5

22.1

7.2

4.3

2.5

Cd

0.1

0.1

0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

0.2

0.2

In

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

<0.5

Sn

2.6

2.6

27.6

20.7

11.6

7.2

5.4

2.4

12.6

16.9

Sb

<0.5

0.6

1.2

0.6

0.7

0.6

<0.5

<0.5

0.7

<0.5

Te

<0.1

<0.1

0.14

<0.1

0.12

<0.1

0.11

<0.1

0.14

<0.1

Cs

<0.5

0.5

0.6

1.2

2

0.6

<0.5

<0.5

0.5

0.7

Ba

56

116

88

273

378

35

<1

79

137

77

La

20

31

53

35

8

5

4

26

40

17

Ce

42

112

97

56

23

15

12

55

120

66

Pr

6.01

4.13

11.85

8.31

2.05

1.74

1.23

4.53

7.33

1.16

Nd

24.9

12.8

40.5

33.2

8.5

8.4

5.8

16.7

28

3.1

Sm

5.77

3.26

8.07

7.99

2.4

2.5

2.25

2.95

7.77

1.46

Eu

1.67

1.25

4.33

3.4

1.2

1.61

0.28

0.26

4.33

1.08

Gd

6.81

4.72

8.99

9.2

3.7

3.75

4.11

3.85

10.18

3.96

Tb

1.11

0.72

1.49

1.56

0.61

0.57

0.72

0.51

1.77

0.92

Dy

6.9

4.71

8.91

9.34

4.22

3.9

4.94

3.42

10.77

7.76

Er

4.78

3.42

6.32

6.33

3.26

2.87

3.79

2.54

7.37

7.22

Tm

0.64

0.48

0.83

0.84

0.49

0.42

0.55

0.38

0.94

1.05

Yb

4.1

2.6

5.9

6.1

2.8

2

3.4

1.5

7

8.3

Lu

0.5

0.34

0.74

0.82

0.41

0.28

0.49

0.21

0.88

1.03

Hf

0.53

2.6

1.13

0.56

0.58

0.62

<0.5

<0.5

2.75

1.54

Ta

0.4

0.59

0.74

0.76

0.63

0.48

0.9

0.81

0.38

0.44

W

<1

<1

<1

<1

1.5

<1

<1

<1

<1

<1

Tl

<0.1

<0.1

<0.1

0.2

0.31

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

<0.1

Pb

7

4

11

13

5

4

5

4

26

5

Bi

0.5

0.2

8.3

0.4

0.4

0.2

0.2

0.2

1.8

0.8

Th

5.94

4.6

5.64

3.71

4.21

3.7

4.2

5.01

4.61

2.82

U

0.6

0.6

10.21

4.1

1.2

0.7

0.4

0.4

8.16

0.1

Niggli values

si*

146.60

116.73

103.40

75.15

75.24

82.26

66.05

49.33

78.91

91.40

al

21.77

19.78

22.27

15.45

12.89

13.49

7.91

13.52

20.34

7.38

fm

49.31

56.72

40.29

64.63

68.55

64.83

81.30

83.23

58.61

73.15

c

15.73

16.68

35.25

15.18

13.10

18.75

10.69

3.14

17.49

17.80

alk

13.19

6.82

2.19

4.74

5.46

2.94

0.10

0.10

3.56

1.67

k

0.07

0.12

0.27

0.56

0.80

0.24

0.21

0.28

0.22

0.53

mg

0.46

0.67

0.65

0.53

0.77

0.68

0.78

0.75

0.57

0.70

ti

0.44

0.16

0.24

0.13

0.14

0.14

0.14

0.22

0.37

0.09

p

0.32

0.29

0.87

0.23

0.19

0.29

0.13

0.04

0.30

0.24

*si= mol% SiO2×100/σ, al= mol% Al2O3×100/σ, fm= mol% (Fe2O3+FeO+MnO+MgO)×100/σ, c= mol% CaO×100/σ, alk= mol% (Na2O+K2O)×100/σ, k= mol‰ K2O/(Na2O+K2O), mg= mol‰ MgO/(2F2O3+FeO+MnO+Mg), ti= = mol% TiO2×100/σ, p== mol% P2O5×100/σ

 

شکل 6- نمودار تغییرات مقدار نیگلی al، fm، c، alk و mg دربرابر si (سمت چپ) و تغییرات alk، ti، p و k دربرابر mg (سمت راست) برای نمونه‌های آمفیبولیت معدن گل‌گهر (سیرجان)


 

 

اگر تجزیه‌های کافی از آمفیبولیت‌ها در دسترس باشد، با رسم mg دربرابر c و تعیین روند آن، شناسایی اورتو- از پاراآمفیبولیت ممکن خواهد شد. با رسم آمفیبولیت‌های این منطقه در نمودار mg دربرابر c روشن می‌شود آنها مربوط به مراحل نخستین جدایش بلوری ماگمایی هستند (شکل 7- A). روندهایی که مخلوط پلیت و سنگ آهک یا دولومیت یا هردو نشان می‌دهند، کمابیش بر روند داده شده برای سنگ‌های آذرین بازیک عمود هستند. ازآنجایی‌که نمونه‌های این منطقه هیچ روند موازی با این خط‌ها نشان نمی‌دهند، فرضیة رسوبی‌بودن آمفیبولیت‌ها تا اندازة بالایی کنار زده خواهد شد. در نمودار al-alk دربرابر c، همه نمونه‌ها در محدودة سنگ‌های آذرین و بیشتر آمفیبولیت‌ها در میدان دولریت‌های کارو جای گرفته‌اند. اگرچه این ناحیه با سنگ‌های رسوبی هم‌‌پوشانی دارد؛ اما آنها هیچ روندی که موازی با خط پیوند پلیت و دولومیت باشد نشان نمی‌دهند (شکل 7- B).

 

 

 

شکل 7- آمفیبولیت‌های معدن گل‌گهر سیرجان در: A) نمودار mg نیگلی دربرابر c. خط روند جدایش بلوری ماگمایی دولریت‌های کارو و دیگر خط‌ها مخلوط‌های آهک-دلومیت را که با مقادیر متغیر پلیت و سمی پلیت آمیخته شده‌اند را نشان می‌دهد (Leake, 1964)؛ B) نمودار c نیگلی دربرابر al-alk (Evans and Leake, 1960)

 

 

عنصرهای نادر و کمیاب

رفتار عنصرهای گوناگون هنگام دگرگونی متفاوت است. عنصرهای K، Na و Ca هنگام دگرگونی به‌صورت متحرک رفتار می‌کنند؛ اما عنصرهایی مانند P، Al و Ti کمابیش نامتحرک هستند. عنصرهایی مانند Zr، Sc و Y رفتاری نامتحرک دارند (Pearce and Cann, 1973; Winchester and Floyd, 1977; Pearce and Norry, 1979; Schüssler et al., 1989; Rollinson, 2014). پس برای شناسایی خاستگاه آمفیبولیت‌‌های منطقه نمی‌توان تنها به کاربرد عنصرهای اصلی اعتماد کرد و ازاین‌رو، در این بخش، به بررسی عنصرهای نادر و کمیاب پرداخته می‌شود.

تغییرات و میانگین مقدار عنصرهای نادر در آمفیبولیت‌های منطقه در شکل 8 نشان داده شده‌اند و با محدوده تغییرات همان عنصرها در بازالت‌ها، شیل‌ها و سنگ‌های کربناته مقایسه شده است. محدودة ‌تغییرات عنصرهای Cr، Co و Sc کاملاً در محدودة سنگ‌های بازالتی است و میانگین مقدار آنها نیز بسیار نزدیک با میانگین ترکیب آنها در بازالت‌هاست. اگرچه Ni در محدود‌ة سنگ‌های بازالتی جای دارد، اما میانگین آن از میانگین بازالت‌ها کمتر است و در محدودة مخلوط‌های شیل و سنگ‌های کربناته نیز جای می‌گیرد. کمترین میزان عنصرهای Cu و Sr در بیرون از محدودة بازالت‌هاست. این پدیده شاید پیامد تحرک بیشتر این عنصرها در مقایسه با عنصرهای پیشین باشد. دگرگونی می‏‌تواند عامل تحرک دوبارة این عنصرها باشد. در کل، میانگین مقدار همة عنصرهای یادشده به میانگین بازالت نزدیک‌تر است تا میانگین مخلوط شیل- دولومیت یا شیل-آهک.

 

 

 

شکل 8- محدودة تغییرات عنصرهای نادر در آمفیبولیت‌های معدن گل‌گهر سیرجان (A) و مقایسة آنها با اورتوآمفیبولیت‌های لایه‌ای کانمارا (B)، بازالت‌ها (C)، شیل (D) و دولومیت و سنگ‌آهک (E)

 

 

اگرچه اورتوآمفیبولیت‌ها با مقدارهای بالاتر Cr، Ni و Ti و نسبت‌‌های kنیگلی کمتر از پاراآمفیبولیت‌ها شناسایی می‌شوند، اما ازآنجایی‌که بسیاری از سنگ‌های آذرین مقدارهای Cr، Ni و Ti کمی دارند و آلکالی‌متاسوماتیسم در سرزمین‌های دگرگونی مقدار k را تغییر می‌دهد، هیچ معیاری برپایة سطوح فراوانی معمولاً قابل استفاده نیست. پس در شناسایی اورتو و پاراآمفیبولیت‌ها، روند تغییرات عنصرها بسیار بیشتر از مقدار عنصرها اهمیت دارد و برای اثبات روندهای قابل اعتماد به تجزیه‌های کافی نیاز است (Leake, 1964). در نمودار دوتایی عنصرهای یادشده دربرابر mg نیگلی (شکل 9)، عنصرهای Ni، Sr و Co/Ni روند مشخصی را نشان می‌دهند. با افزایش mg، مقدار Ni در آمفیبولیت‌ها (به‌ویژه در آمفیبولیت‌های فلدسپاردار) افزایش محسوسی نشان می‌دهد. عنصر Cr در آمفیبولیت‌های پلاژیوکلازدار روند افزاینده‌ای را با افزایش mg نشان می‌دهد. مقدار Sr و نسبت Co/Ni با افزایش mg کاهش پیدا می‌کند. همة اینها نشان‌دهندة سنگ‌مادری بازالتی برای این سنگ‌ها هستند. Co، Ba و Sc روند مشخصی را نشان نمی‌دهند. در سنگ‌های پلیتی عنصرهای یادشده با افزایش mg تغییر سیستماتیکی نشان نمی‌دهند. افزون‌براین، اگر این پلیت‌‌ها با دولومیت یا آهک مخلوط شوند ارتباط مشخص منفی میان آنها پدید می‌آید (Leake, 1964).

 

 

 

شکل 9- نمودار تغییرات عنصرهای فرعی و نادر دربرابر mg نیگلی (Evans and Leak, 1960) برای آمفیبولیت‌های معدن گل‌گهر سیرجان


 

 

 

از آنجایی‌که محدودة تغییرات Co، Cr و Ni در سنگ‌های بازیک و آمفیبولیت‌ها بسیار است و از سوی دیگر، Cu عنصر متحرکی است که هنگام دگرگونی به آسانی توزیع دوباره پیدا می‌کند، پس نمودار‌های پیشنهادیِ Walker و همکاران (1959) برای جدا‌کردن اورتو و پارا آمفیبولیت‌ به‌کار برده نشدند. کاربرد روند تغییرات Ni دربرابر TiO2 برای جدا‌کردن اورتو و پاراآمفیبولیت بسیار کارآمد است. از آنجایی‌که در سنگ‌های بازیک با افزایش mg، مقدار Ti کاهش و Ni افزایش می‌یابد، پس باید ارتباط میان Ti و Ni منفی باشد؛ اما در مخلوط‌های پلیت- دولومیت یا پلیت- کلسیت، Ti و Ni، باید ارتباط مثبت داشته باشند؛ زیرا مقدار Ti و Ni در دولومیت‌ها کمتر از پلیت است. در شکل 10- A، ارتباط منفی TiO2 و Ni به‌خوبی در نمونه‌های منطقه دیده می‌شود و درستی این نکته که آمفیبولیت‌های منطقه سنگ‌مادر آذرین دارند را نشان می‌دهد. در نمودار Zr/TiO2 دربرابر Ni (شکل 10- B) نیز نمونه‌های منطقه در محدوده آذرین جای دارند و اورتوآمفیبولیت هستند.

 

 

 

شکل 10- نمونه‌های آمفیبولیت معدن گل گهر در: A) نمودار Ni دربرابر TiO2 (Leake, 1964)؛ B) نمودار Ni دربرابر Zr/TiO2 (Winchester et al., 1987)

 

 

ویژگی‌های زمین‌شیمیایی آمفیبولیت‌ها

مقدار LOI در آمفیبولیت‌های منطقه از 77/0 تا 8/2 متغیر است؛ البته نمونه‌های بیوتیت آمفیبولیتِ بی فلدسپارِ دگرسان‌شده (P38 و P272) که به احتمال بالا، نمونه‌‌های دگرسان‌شده هستند، مقدار LOI بسیار بیشتری دارند و به‌طور غیرعادی مقدار سیلیس آنها کمتر است. پس اگرچه در نمودار‌های مربوطه، این نمونه‌ها نیز پلات شده‌اند، اما بی‌شک سرشتی متفاوت از متابازیت‌های دیگر دارند. در آمفیبولیت‌های واقعی که هورنبلند و پلاژیوکلاز دارند، مقدار SiO2 برابر با 47 تا 4/54 درصدوزنی (مگر نمونة P-163 که 09/58 درصدوزنی سیلیس دارد)، Al2O3 برابر با 32/11 تا 71/17 درصدوزنی، CaO برابر با 45/5 تا 10/9 درصدوزنی و MgO برابر با 69/5 تا 01/11 درصدوزنی است. نمونه‌های دیگر که پلاژیوکلاز ندارند (آمفیبولیتِ بی فلدسپار) مقدار کمی سیلیس (wt% 32- 48)، مقدار متغیری Al2O3 (wt% 6- 24/17) و مقدار بسیاری MgO (wt% 11-27) دارند. در نمودار SiO2 دربرابر Na2O+K2O (شکل 11- A)، نمونه‌ها محدودة ترکیبی پیوسته‌ای از پیکروبازالت تا بازالت، آنذریت‌بازالت، تراکی‌بازالت و ‌تراکی‌آنذریت‌بازالتی را نشان می‌دهند. ازآنجایی‌که این سنگ‌ها ‌دگرگونی هستند، نمودار Nb/Y دربرابر Zr/Ti (شکل 11- B) نیز به‌کار برده شد. در این نمودار، نمونه‌ها ترکیب بازالت، آنذزیت بازالتی و آنذریت نشان می‌دهند.


 

 

شکل 11- رده‌بندی زمین‌شیمیایی آمفیبولیت‌های معدن گل‌گهر سیرجان در: A) نمودار SiO2 دربرابر Na2O+K2O (Middlemost, 1994)؛ B) نمودار Nb/Y دربرابر Zr/Ti (Pearce, 1996)

 

 

زمین‌شیمی و جایگاه دیرینه‌زمین‌ساختیِ آمفیبولیت‌های گل‌گهر سیرجان

ازآنجایی‌که آمفیبولیت‌های منطقه خاستگاه آذرین دارند، کاربرد ترکیب این سنگ‌ها برای بررسی سنگ‌زایی و جایگاه زمین‌ساختی منطقه بسیار سودمند خواهند بود. سنگ‌های منطقه گل‌گهر در بازة رخسارة شیست سبز- آمفیبولیت دچار دگرریختی و دگرگونی شده‌اند؛ ازاین‌رو، برای بحث دربارة خاستگاه آمفیبولیت‌ها، باید ﺗﺄثیر احتمالیِ دگرریختی در مرحله‌های بعدی، دگرگونی، دگرسانی و آلودگی پوسته‌ای روی غلظت و تحرک عنصرها بررسی و آزمایش شود. در کل، برخی عنصرهای LIL (مانند: K، Ba، Rb و تا اندازه‌ای Sr) در گروه عنصرهای متحرک رده‌بندی می‌شوند؛ اما برخی عنصرهای فلزی انتقالی، HFSE و LREE کمابیش نامتحرک هستند (Winchester and Floyd, 1977; Humphris and Thompson, 1978; Wood et al., 1979; Polat et al., 2002; Rollinson, 2014; Wang et al., 2016). پس در ادامه، عنصرهای متحرک در تفسیر پهنة زمین‌ساختی و سنگ‌زایی به‌کار برده نمی‌شوند. برپایة همبستگی میان زیرکنیم و عنصرهای دیگر، عنصرهای اصلی (مانند: Al، Ti و P)، عنصرهای با شعاع یونی بالا (مانند: Hf، Ta، Th، Y و Yb) و همچنین، عنصرهای خاکی نادر هنگام دگرگونی و دگرریختی به‌طور چشمگیری متحرک نیستند (Polat et al., 2002; Liu et al., 2012).

در نمودار Nb دربرابر Nb/Ta (شکل 12- A) نمونه‌ها روند تبلور تفریقی و درگیری یک بخش رسوبی در خاستگاه ماگما را نشان می‌دهند. در نمودار La/Nb دربرابر Nb/Th (شکل 12- B) نمونه‌ها در میدان سنگ‌های آتشفشانی کمانی که به مواد پوسته‌ای آغشته شده‌اند جای گرفته‌اند.

 

                                                                                           

 

شکل 12- نمونه‌های آمفیبولیت معدن گل گهر سیرجان در: A) نمودار دوتایی Nb دربرابر Nb/Ta (Caulfield et al., 2008)؛ B) نمودار دوتایی La/Nb دربرابر Nb/Th (برگرفته از: Pearce، 1983؛ اصلاح‌شده به‌دست Wang و همکاران، 2016(

 

 

برای بررسی پهنة زمین‌ساختی پیدایش آمفیبولیت‌ها، مجموعه نمودارهای توابع شناسایی برپایة عنصرهای نادر نامتحرک (La، Sm، Yb، Nb و Th) به‌کار برده شدند. این نمودارها برای شناسایی جایگاه زمین‌ساختی سنگ‌های بازیک دگرسان و دگرگون‌شده بسیار سودمند هستند (Agrawal et al., 2008). برپایة این نمودارها، آمفیبولیت‌های منطقه جایگاه زمین‌ساختی کمان آتشفشانی را نشان می‌دهند (شکل 13- A). در این نمودار، جایگاه جزیره‌های کمانی و کمان قاره‌ای از یکدیگر جدا نشده‌اند. همچنین، در نمودار‌های تفکیکی سنگ‌های بازالتی که Hollocher و همکاران (2012) برای کمک به رده‌بندی آمفیبولیت‌های بازالتی برپایة موقعیت زمین‌ساختی به کار برده است، متابازیت‌های منطقه معدنی گل‌گهر در جایگاه کمان آتشفشانی قاره‌ای جای گرفته‌اند (شکل 13- B).

متاسفانه سن‌های نسبی نسبت‌داده‌شده در نقشه‌های زمین‌شناسی (پالئوزوییک) با چنین جایگاه زمین‌ساختی سازگاری ندارد. بررسی‌های گوناگون، ماگماتیسم کالک‌آلکالن در طول پهنة سنندج- سیرجان را با گسترش کمان ماگمایی هنگام فرورانش از زمان تریاس مرتبط می‌دانند (Berberian and King, 1981; Mohajjel, 1997; Mohajjel et al., 2003). Shahabpour (2005) تکامل زمین‌ساختی کمربند کوهزایی در ناحیة واقع میان کرمان و نیریز را در رابطه با پهنة فرورانش نئوتتیس با شیب شمال خاوری می‌داند. پهنة فرورانش شمالی مسئول پیدایش کمان ماگمایی سنندج- سیرجان در مزوزوییک و پهنة کششی پشت‌کمانی اینسیماتیک شهر بابک- بافت در کرتاسه پایانی است. ازآنجایی‌که سن دقیق سنگ‌های دگرگونی منطقه معدنی گل‌گهر با به‌کارگیری روش‌های سن‌سنجی به‌دست آورده نشده است، گمان می‌رود پیدایش سنگ‌های بازیک دگرگون‌شده تا رخسارة آمفیبولیت منطقه، به فرورانش نئوتتیس مربوط است که از تریاس آغاز شده است و هنگام فرورانش، این سنگ‌ها تا رخساره آمفیبولیت دگرگون شده‌اند. در این زمینه، داده‌های سن‌سنجی بسیار سودمند خواهد بود.

 

 

 

شکل 13- آمفیبولیت‌های معدن گل‌گهر سیرجان در: A) نمودارهای توابع شناسایی برای تفکیک موقعیت زمین‌ساختی بازالت‌ها (Agrawal et al., 2008) (مقدارهای DF1 و DF2 برپایة روش Agrewal و همکاران (2008) به‌دست آورده شده‌اند)؛ B) نمودارهای شناسایی بازالت‌های میان‌اقیانوسی، کمانی و جزیره‌های اقیانوسی (Hollocher et al., 2012) (IAB: بازالت‌های کمانی (قاره‌ای و اقیانوسی)؛ MORB: بازالت‌های پشته‌های میان‌اقیانوسی؛ OIB: بازالت‌های جزیره‌های اقیانوسی؛ CRB: بازالت‌های ریفت‌های قاره‌ای)


 

 

تفسیر الگوی عنصرهای کمیاب و عنصرهای خاکی نادر در آمفیبولیت‌ها

در شکل 14، نمودار چندعنصریِ آمفیبولیت‌های منطقه که دربرابر ترکیب گوشتة اولیه (McDonough and Sun, 1995) بهنجار شده، نشان داده شده است. نمونه‌ها غنی‌شدگی آشکاری از عنصرهای لیتوفیل با شعاع یونی بزرگ (LILE) (مانند: Rb، Cs، Pb و U) نشان می‌دهند؛‌ اما عنصرهایی مانند Nb، Zr، Ti، Sr و Ba تهی‌شدگی مشخصی نشان می‌دهند. غنی‌شدگی از LILE و تهی‌شدگی از HFSE از ویژگی‌های شاخص ماگماتیسم در پهنة فرورانش است (Wilson, 2007). تهی‌شدگی از Sr شاید پیامد حضور پلاژیوکلاز در گوشتة خاستگاه ماگما و یا چه‌بسا پیامد تحرک بیشتر این عنصر نسبت به عنصرهای HFSE در هنگام متاسوماتیسم و دگرگونی باشد. عنصر Ba هرچند مانند LILE های دیگر دربرابر HFSE غنی‌شدگی‌ نشان می‌دهد، اما تا اندازه‌ای دربرابر دیگر LILE ها تهی‌شدگی نشان می‌دهد. این پدیده پیامد متحرک‌تر‌بودن این عنصر است. بازالت‌های کمان معمولاً مقدار کمی Ni دارند؛ زیرا آنها ماگمای اولیه نیستند و دچار جدایش بلورین الیوین در طول مسیر تا سطح زمین شده‌اند.

الگوی عنصرهای خاکی نادر در آمفیبولیت‌های منطقه دربرابر ترکیب کندریت بهنجار شده‌ است (شکل 15- A). آمفیبولیت‌ها غنی‌شدگی از LREE و الگوی کمابیش مسطح HREE نشان می‌دهند. آنومالی مثبت Eu در بیشتر نمونه‌ها، حضور پلاژیوکلاز و شرایط احیایی هنگام تبلور ماگما را نشان می‌دهد. الگوی عنصرهای خاکی نادر در بازالت‌های فرورانش محدودة گسترده‌ای را نشان می‌دهد. بازالت‌های توله‌ایتی تهی‌شدگی در LREE و بازالت‌های کالک‌آلکالن غنی‌شدگی در LREE نشان می‌دهند. الگوی REE آمفیبولیت‌های منطقه بیشتر همانندِ بازالت‌های کالک‌آلکالن است.

 

 

 

شکل 14- نمودار عنکبوتی بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (McDonough and Sun, 1995) برای آمفیبولیت‌های معدن گل‌گهر سیرجان

 

شکل 15- ترکیب آمفیبولیت‌های معدن گل‌گهر سیرجان در: A) نمودار عنصرهای خاکی نادر بهنجارشده به ترکیب کندریت (Boynton, 1984)؛‌ B) نمودار عنصرهای خاکی نادر بهنجارشده به ترکیب کندریت (Boynton, 1984) (برای برخی آمفیبولیت‌های کلریت‌دار منطقه)

 

 

گفتنی است نمونه‌هایی از بیوتیت‌آمفیبولیت (P-163، P-157 و P-195) ، بیوتیت آمفیبولیتِ بی فلدسپار (P-38 و P-272) که به‌طور غیرعادی میزان LOI بیشتری دارند ‌و نیز اکتینولیتیت، الگوی متفاوتی از عنصرهای خاکی نادر را نشان می‌دهند. بر خلاف نمونه‌های دیگر، این سنگ‌ها تهی‌شدگی چشمگیری از Eu (مگر اکتینولیتیت)، غنی‌شدگی در Gd و شیب تندتری در LREE‌ها نشان می‌دهند. حتی نمونه اکتینولیتیت از HREE غنی‌شدگی نشان می‌دهد. این سنگ‌ها در مرز کانی‌سازی هستند و در پی تاثیر سیال‌های کانه‌ساز بر این سنگ‌ها، الگوی متفاوتی را نشان می‏‌دهند (شکل 15- B).

 

نتیجه‌گیری

سنگ‌های میزبان کانی‌سازی آهن در معدن سنگ‌آهن گل‌گهر سنگ‌هایی دگرگون‌شده در بازة رخساره شیست سبز و آمفیبولیت هستند. برپایة یافته‌های زمین‌شیمیایی، مانند روند تغییرات عنصرهای اصلی (افزایش مشخص al، alk ، کمتر مشخص c،کاهش fm و mg با افزایش si و کاهش alk، ti و p با افزایش mg که نشان‌دهندة جدایش بلورین در ماگما هستند)، عنصرهای فرعی (افزایش Ni و Cr وکاهش Sr و Co/Ni با افزایش mg و همانندیِ فراوانی عنصرهای Ni، Cr، Co و Sc با ترکیب سنگ‌های بازالتی) و به‌کارگیری نمودار‌های شناسایی اورتو- و پاراآمفیبولیت‌ها، خاستگاه بازیک آمفیبولیت‌های منطقه شناسایی شد. سنگ خاستگاه آمفیبولیت‌های منطقه سنگ‌های بازیک در محدودة ترکیبی پیکروبازالت، بازالت، آندزیت‌بازالت، تراکی‌بازالت و ‌تراکی‌آندزیت‌بازالتی است. آمفیبولیت‌های گل‌گهر در پهنة زمین‌ساختی کمان ماگمایی که به مواد پوسته‌ای آغشته شده‌ است و در هنگام تبلوربخشی پدید آمده‌اند. الگوی غنی‌شدگی از LILE و تهی‌شدگی از HFSE نیز نشانة ماگماتیسم در پهنة فرورانش است. مقدارهای کمتر Ba دربرابر عنصرهای بزرگ یون لیتوفیل مجاور پیامد تحرک بیشتر این عنصر در هنگام دگرگونی است. مقدار کم Ni در آمفیبولیت‌های منطقه از ویژگی‌های بازالت‌های فرورانش و اولیه‌نبودن ماگماست. غنی‌شدگی از LREE و الگوی کمابیش مسطح HREE سرشت بازالت‌های کالک‌آلکان را نشان می‌دهند. آنومالی مثبت Eu پیامد حضور پلاژیوکلاز و شرایط احیایی حاکم بر تبلور است. الگوی عنصرهای نادر و خاکی نادر آمفیبولیت‌های منطقه نشان می‌دهد که آنها به تنهایی نمی‌توانند از گوشتة با خاستگاه مورب یا توله‌ایت جدا شده باشند؛ بلکه به افزوده‌شدن یک بخش سرشار از LILE و LREE نیاز دارند که چه‌بسا از لبة فرورانده‌شده جدا شده است. تغییرات در مقدار نسبی این عنصرها شاید به نسبت‌های ذوب‌بخشی گوشتة لرزولیتی و لبة فرورانده‌شده مربوط است. برپایة آنچه گفته شد، بازالت‌های خاستگاه آمفیبولیت‌ها در موقعیت کمان ماگمایی از ماگمای جداشده از گوشته‌ای (در ژرفای پایداری گارنت و پلاژیوکلاز) که به مواد پوسته فرورانده آلوده شده‌ بوده است و در پی تبلوربخشی پدید آمده‌اند. سپس به‌دنبال فازهای دگرگونی بعدی تا رخساره آمفیبولیت دگرگون شده‌اند. ازآنجایی‌که سن دقیق سنگ‌های دگرگونی منطقه معدنی گل‌گهر ناشناخته است، گمان می‌رود پیدایش سنگ‌های بازیک دگرگون‌شده تا رخسارة آمفیبولیت در این منطقه، به فرورانش نئوتتیس وابسته است که از تریاس آغاز شده است. سپس در مرحله‌های بعدی تا رخساره آمفیبولیت دگرگون شده‌اند. برپایة نوع ماگما و جایگاه زمین‌ساختی سنگ‌مادر متابازیت‌ها و مقایسة آن با ویژگی‌ ماگماهای مرتبط با کانسارهای آهن، هرگونه ارتباط ژنزی این سنگ‌ها با کانی‌سازی آهن در منطقه معدنی گل‌گهر منتفی است و این سنگ‌ها تنها سنگ میزبانی برای کانی‌سازی هستند و فرضیة ماگمایی‌بودن کانسار آهن گل‌گهر در ارتباط با این سنگ‌ها نادرست است.

 

سپاس‌گزاری

این مقاله در ارتباط با طرح شماره 3، به شماره 3/29205 به تاریخ 20/2/92 در دانشگاه فردوسی مشهد است. از شرکت صنعتی و معدنی گل‌گهر برای پشتیبانی مالی در انجام تجزیه‌های زمین‌شیمیایی بسیار سپاس‌گزاری می‌شود.

Agrawal, S., Guevara, M. and Verma, S. P. (2008) Tectonic discrimination of basic and ultrabasic volcanic rocks through log-transformed ratios of immobile trace elements. International Geology Review 50(12): 1057-1079.

Alavi, M. (1991) Sedimentary and structural characteristics of the Paleo-Tethys remnants in northeastern Iran. Geological Society of America Bulletin 103(8): 983-992.

Apted, M. J. and Liou, J. (1983) Phase relations among greenschist, epidote-amphibolite, and amphibolite in a basaltic system. American Journal of Science 283: 328-354.

Asghari, G. (2009) Genesis and formation of the Gol-Gohar iron ore deposit and its host rocks. MSc thesis, University of Tehran, Tehran, Iran (in Persian).

Asghari, G., Mirnejad, H. and Ghalamghash, J. (2011) Evaluation of a sedimentary source for the amphibolites and metapelites hosting Gol-Gohar Fe ore deposit, Sirjan, Kerman. Stratigraphy and Sedimentology Researches 41(4): 73-88.

Asran, A. M. and Kabesh, M. (2012) Evolution and geochemical studies on a stromatic migmatite-amphibolite association in Hafafit area, Central Eastern Desert, Egypt. Journal of Biology and Earth Sciences 2(1): E17-E33.

Babaki, A. (2004) Investigation on the model of iron mineralization at Gol Gohar iron deposit, Sirjan-Kerman. MSc thesis, Shahid Bahonar University of Kerman, Kerman, Iran (in persian).

Babaki, A. and Aftabi, A. (2006) Investigation on the Model of Iron Mineralization at Gol Gohar Iron Deposit, Sirjan-Kerman. Geosciences Scientific Quarterly Journal 61: 40-59 (in Persian).

Bayati Rad, Y. (2009) Evaluating the origin of Gol-Gohar iron ore deposite. MSc thesis, University of Tehran, Tehran, Iran (in persian).

Berberian, M. and King, G. (1981) Towards a paleogeography and tectonic evolution of Iran. Canadian Journal of Earth Sciences 18(2): 210-265.

Blatt, H., Tracy, R. and Owens, B. (2006) Petrology: igneous, sedimentary, and metamorphic. W. H. Freeman, New York, US.

Boynton, W. (1984) Cosmochemistry of the rare earth elements: meteorite studies In: Rare Earth Element Geochemistry-Developments in Geochemistry (Ed. Henderson, R.) 2: 89-92. Elsevier, Amsterdam.

Caulfield, J., Turner, S., Dosseto, A., Pearson, N. and Beier, C. (2008) Source depletion and extent of melting in the Tongan sub-arc mantle. Earth and Planetary Science Letters 273(3): 279-288.

Celik, O. F. (2008) Detailed geochemistry and K-Ar geochronology of the metamorphic sole rocks and their mafic dykes from the Mersin Ophiolite, Southern Turkey. Turkish Journal of Earth Sciences 17(4): 685-708.

Eckelmann, F. D. and Poldervaart, A. (1957) Geologic evolution of the Beartooth Mountains, Montana and Wyoming part 1. Archean history of the Quad Creek area. Geological Society of America Bulletin 68(10): 1225-1262.

Engel, A. E. J. and Engel, C. G. (1951) Origin and evolution of hornblende-andesine amphibolites and kindred facies. Geological Society of America Bulletin 62:1435.

Evans, B. W. and Leake, B. E. (1960) The composition and origin of the striped amphibolites of Connemara, Ireland. Journal of Petrology 1(3): 337-363.

Ghalamghash, J. and Mirnejad, H. (2008). Dating report of Gol Gohar metamorphic complex. Tehran Padir Consulting Engineers Company.

Hajghanbari, J., Mirnejad, H. and Ghalamghash, J. (2011) age determination of Gol-Gohar iron deposit, based on Pb-Pb isotope method. 1st Symposium of Iranian Society of Economic Geology, Lorestan University, Iran.

Hallaji, A. (1991) Mineralogy study of trace elements and the origin of Gol Gohar ore deposit. Tehran Tarbiat Moallem University, Tehran, Iran (in Persian).

Heier, K. S. (1962) The possible origins of amphibolites in an area of high metamorphic grade. Norsk Geologisk Tidsskrift 42: 157-165.

Hollocher, K., Robinson, P., Walsh, E. and Roberts, D. (2012) Geochemistry of amphibolite-facies volcanics and gabbros of the Støren Nappe in extensions west and southwest of Trondheim, Western Gneiss Region, Norway: a key to correlations and paleotectonic settings. American Journal of Science 312(4): 357-416.

Humphris, S. E. and Thompson, G. (1978) Trace element mobility during hydrothermal alteration of oceanic basalts. Geochimica et Cosmochimica Acta 42(1): 127-136.

Janoušek, V., Farrow, C. and Erban, V. (2006) Interpretation of whole-rock geochemical data in igneous geochemistry: introducing Geochemical Data Toolkit (GCDkit). Journal of Petrology 47(6): 1255-1259.

Khalili Mobarhan, S. (1993) The genesis of the Gole Gohar iron ore deposit. MSc thesis, Shahid Bahonar University of Kerman, Kerman, Iran (in Persian).

Lapadu-Hargues, P. (1953) Sur la composition chimique moyenne des amphibolites. Bulletin de la Société Géologique de France 3: 153-173.

Leake, B. E. (1964) The chemical distinction between ortho-and para-amphibolites. Journal of Petrology 5(2): 238-254.

Liu, S., Zhang, J., Li, Q., Zhang, L., Wang, W. and Yang, P. (2012) Geochemistry and U–Pb zircon ages of metamorphic volcanic rocks of the Paleoproterozoic Lüliang Complex and constraints on the evolution of the Trans-North China Orogen, North China Craton. Precambrian Research 222: 173-190.

Ljung, S. (1976). Geological report, Gole-e-Gohar iron ore project. Private report. Granges International Mining, Stockholm, Sweden.

McDonough, W. F. and Sun, S.-S. (1995) The composition of the Earth. Chemical Geology 120(3): 223-253.

Middlemost, E. A. (1994) Naming materials in the magma/igneous rock system. Earth-Science Reviews 37(3): 215-224.

Mohajjel, M. (1997) Structure and tectonic evolution of Palaeozoic-Mesozoic rocks, Sanandaj-Sirjan Zone, western Iran. University of Wollongong, Wollongong, Australia.

Mohajjel, M., Fergusson, C. and Sahandi, M. (2003) Cretaceous-Tertiary convergence and continental collision, Sanandaj–Sirjan zone, western Iran. Journal of Asian Earth Sciences 21(4): 397-412.

Moxham, R. (1990) Geology and characteristics of the Gol-e-Gohar iron deposit (pp. 27). Gol-e-Gohar iron project. Report of the ADM Company.

Mücke, A. and Golestaneh, F. (1982) The genesis of the Gol Gohar iron ore deposit (Iran). Institu fur Mineralogie und Kritallographieder Technischen Universitat Berlin 193-212.

Neumayr, P., Mogessie, A., Hoinkes, G. and Puhl, J. (1996) Geological setting of the Meatiq metamorphic core complex in the Eastern Desert of Egypt based on amphibolite geochemistry. Journal of African Earth Sciences 23(3): 331-345.

Pearce, J. A. (1983) Role of the sub-continental lithosphere in magma genesis at active continental margins. In: Continental basalts and mantle xenoliths (Eds. Hawkesworth, C. J. and Norry, M. J.) 230-249. Shiva Publications, Nantwich, Cheshire, UK.

Pearce, J. A. (1996) A user’s guide to basalt discrimination diagrams. In: Trace element geochemistry of volcanic rocks: applications for massive sulphide exploration (Ed. Wyman, D. A.) 12: 79-113. Geological Association of Canada, Short Course Notes.

Pearce, J. A. and Cann, J. (1973) Tectonic setting of basic volcanic rocks determined using trace element analyses. Earth and Planetary Science Letters 19(2): 290-300.

Pearce, J. A. and Norry, M. J. (1979) Petrogenetic implications of Ti, Zr, Y, and Nb variations in volcanic rocks. Contributions to Mineralogy and Petrology 69(1): 33-47.

Polat, A., Hofmann, A. and Rosing, M. T. (2002) Boninite-like volcanic rocks in the 3.7–3.8 Ga Isua greenstone belt, West Greenland: geochemical evidence for intra-oceanic subduction zone processes in the early Earth. Chemical Geology 184(3): 231-254.

Poldervaart, A. (1953) Metamorphism of basaltic rocks: a review. Geological Society of America Bulletin 64(3): 259-274.

Pourkhak, F. (2003) Paragenesis, petrogenesis and petrochemistry of Gol Gohar ore deposit (anomaly No. 3). Shahid Bahonar University of Kerman, Kerman, Iran (in Persian).

Rollinson, H. R. (2014) Using geochemical data: evaluation, presentation, interpretation. Routledge, New York, US.

Sabzehi, M. (1997). Gol Gohar geological map 1:100000, Geological survey of Iran, Tehran.

Schüssler, U., Richter, P. and Okrusch, M. (1989) Metabasites from the KTB Oberpfalz target area, Bavaria-geochemical characteristics and examples of mobile behaviour of “immobile” elements. Tectonophysics 157(1): 135-148.

Shahabpour, J. (2005) Tectonic evolution of the orogenic belt in the region located between Kerman and Neyriz. Journal of Asian Earth Sciences 24(4): 405-417.

Shaw, D. and Kudo, A. (1965) A test of the discriminant function in the amphibolite problem. Mineralogical Magazine 34: 423-435.

Sheikoleslami, M. R. (2002) Évolution structurale et métamorphique de la marge sud de la microplaque de l'Iran central: les complexes métamorphiques de la région de Neyriz (zone de Sanandaj-Sirjan). PhD thesis, universite´ de Brest, Brest, France.

Sills, J. D. and Tarney, J. (1984) Petrogenesis and tectonic significance of amphibolites interlayered with metasedimentary gneisses in the Ivrea Zone, Southern Alps, Northwest Italy. Tectonophysics 107(3-4): 187-206.

Thomas, H. and Paudel, L. (2015) Petrogeochemistry of Amphibolites from Shivpura District Bhilwara, Rajasthan, India. Journal of Institute of Science and Technology 20(2): 103-112.

Torabian, S. (2007) Mineralization and genesis of Gol Gohar 3 mine in the base of trace element distribution. MSc thesis, Tarbiat Moallem University, Tehran, Iran (in Persian).

Valeh, N. (1977) Gol-e-Gohar iron ore project: an outline study of the Gol-e-Gohar iron ore area. In: Proceeding of the National Iranian Steel Industries, excursion of the 2nd Geological Symposium of Iran.

Walker, K. R., Joplin, G. A., Lovering, J. and Green, R. (1959) Metamorphic and metasomatic convergence of basic igneous rocks and lime‐magnesia sediments of the precambrian of North‐western Queensland. Journal of the Geological Society of Australia 6(2): 149-177.

Wang, T., Wang, Z., Yan, Z., Ma, Z., He, S., Fu, C. and Wang, D. (2016) Geochronological and Geochemical evidence of amphibolite from the Hualong Group, northwest China: Implication for the early Paleozoic accretionary tectonics of the Central Qilian belt. Lithos 248: 12-21.

Whitney, D. L. and Evans, B. W. (2010) Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist 95(1): 185-187.

Wilcox, R. E. and Poldervaart, A. (1958) Metadolerite dike swarm in Bakersville-Roan mountain area, north Carolina. Geological Society of America Bulletin 69(11): 1323-1368.

Wilson, B. M. (2007) Igneous petrogenesis a global tectonic approach. Springer, London.

Winchester, J. and Floyd, P. (1977) Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation products using immobile elements. Chemical Geology 20: 325-343.

Winchester, J., Max, M. and Long, C. (1987) Trace element geochemical correlation in the reworked Proterozoic Dalradian metavolcanic suites of the western Ox Mountains and NW Mayo Inliers, Ireland. Geological Society, London, Special Publications 33(1): 489-502.

Wood, D. A., Joron, J.-L., Treuil, M., Norry, M. and Tarney, J. (1979) Elemental and Sr isotope variations in basic lavas from Iceland and the surrounding ocean floor. Contributions to Mineralogy and Petrology 70(3): 319-339.

Yaghoubi, A. (1999) The study of geochemistry and genesis of Gol Gohar ore depoist (No. 2). M. Sc. thesis, Shiraz University, Shiraz, Iran (in Persian).