بررسی آمفیبولیت‌های منطقة بهرام‌گور ‏در شمال‌باختری معدن گل‌گهر سیرجان- کرمان با تأکید بر پاراژنز کانی‌ها و داده‌های شیمی سنگ‌کل

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 دانشیار گروه زمین شناسی دانشگاه شهید باهنر کرمان

2 دانشجوی دکترا، گروه زمین شناسی دانشگاه شهید باهنر کرمان

3 استاد-گروه زمین شناسی تبریز- دانشکده علوم طبیعی - دانشگاه تبریز

چکیده

منطقة بررسی‌شده در شمال‌باختری معدن گل‌گهر سیرجان (منطقة حفاظتی بهرام‌‏‌گور) استان کرمان جای دارد و بخشی از پهنة سنندج- سیرجان است. این منطقه دربردارندة سنگ‌‏‌های دگرگونی گوناگون با خاستگاه آذرین بازی و رسوبیِ اسلیت، فیلیت، شیست (گارنت‌شیست، آمفیبول‌شیست، میکاشیست، کیانیت‌شیست)، اپیدوت‌آمفیبولیت، آمفیبولیت، گنیس، کوارتزیت و مرمر است. از میان سنگ‌‏‌های یادشده، آمفیبولیت‌‏‌ها با پاراژنز متفاوت، دچار بالاترین درجة دگرگونی تا رخسارة آمفیبولیت شده‌‏‌اند. خاستگاه آمفیبولیت‌‏‌های یادشده، سنگ‌‏‌های آذرین بازی است که ترکیب شیمیایی آنها در محدوده توله‌ایتی تا کالک‌آلکالن و سنگ‌مادر آنها از نوع پوستة اقیانوسی بوده است. برپایة نمودارهای زمین‌شیمیایی، آمفیبولیت‌‏‌های منطقه چه‌بسا به پهنه‏‌های زمین‌ساختی پشت‌کمانی (BABB) وابسته بوده‌اند که شباهت بسیاری به پشته‌‏‌های میان‌اقیانوسی (MORB) دارند. ماگمای اولیه سنگ‌‏‌های آذرین بازی و سنگ‌مادر آمفیبولیت‌‏‌ها، از اسپینل‌پریدوتیت جدایش یافته است. برپایة داده‌‏‌های با آنومالی مثبت Ba، آنومالی منفی Nb و نسبت کم Nb/U، ماگمای سازندة سنگ‌مادر هنگام بالاآمدن، دچار آلودگی پوسته‌‏‌ای شده است و این نکته نشان می‌دهد ماگما چه‌بسا در یک محیط فرافرورانش وابسته به اقیانوس نئوتتیس جایگزین شده است.

کلیدواژه‌ها

موضوعات


عنوان مقاله [English]

The Study of amphibolites in‏ ‏Bahram Gor area (northwest of ‎Gol-e Gohar mine in Sirjan), with emphasis on mineral ‎paragenesis and whole rock chemical data

نویسندگان [English]

  • Seyyed Hesamaddin Moeinzadeh 1
  • hadiseh rahimisadegh 2
  • Mohssen Moazzen 3
1 Associate Professor, shahid bahonar university of kerman
2 PHD student,Department of geology, Shahid bahonar university, Kerman, Iran
3 professor,Department of geology, Tabriz university, Tabriz, Iran
چکیده [English]

The study area is located northwest of Gol-e Gohar mine (Bahram Gur Protected Zone) in Sirjan, the Kerman Province, a part of the Sanandaj-Sirjan zone. The area is mainly dominated by metamorphic rocks with their basic igneous origin and sedimentary including slate, phyllite, schist (garnet schist, amphibole schist, mica schist, kyanite schist), epidote amphibolite, amphibolite, gneiss, quartzite and marble. Among the study rocks, amphibolites with different minerals paragenesis, have been experienced the highest metamorphic grade to amphibolite facies. The basic igneous rocks ranging in composition from tholeiitic to calc-alkaline are the source rocks of the studied amphibolites and the oceanic crust is their protolith. As the discrimination geochemical diagrams display the amphibolites of the study area probably belong to back arc tectonic environments, which are very similar to mid-ocean ridges (MORB). The primary magma of the igneous rocks and the protolith of amphibolites were derived from spinel-peridotite. Furthermore, on the geochemical diagrams which were used for the purpose of this study, the positive Ba and negative Nb anomalies along with low Nb/U ratio show that the magma of the protolith has been subjected to crustal contamination during rising to the surface. All the geochemical data indicate that the magma has emplaced in a supra-subduction environment related to Neotethys Ocean.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Minerals Paragenesis
  • Back Arc
  • Mid Ocean Ridges
  • Crustal Contamination
  • ‎Amphibolite Facies
  • Sanandaj Sirjan Zone
  • Bahram Gor region

منطقة بهرام‌گور در50 کیلومتری جنوب‌باختریِ سیرجان (استان کرمان) و20 کیلومتری شمال‌خاوری قطروییه (استان فارس) جای گرفته است. گستردگی این محدوده بیشتر از 150 کیلومترمربع است. جایگاه این منطقه در لبه جنوب‌خاوری پهنة سنندج- سیرجان در مختصات طول جغرافیایی خاوریِ ´50°54 تا ´18°55 و عرض جغرافیایی شمالیِ ´28°29 تا ´12°29 است. از دیدگاه زمین‌‌شناسی و ساختمانی برپایة رده‌بندی Dimitrijevic (1973)، این منطقه در کمربند سیرجان جای دارد.

Eftekharnezhad (1980) این پهنة را به دو بخش تقسیم کرده است:

- پهنة سنندج- سیرجان جنوبی (از سیرجان تا گلپایگان): این پهنه دچار دگرگونی و دگرریختی در تریاس میانی تا تریاس پیسن شده است؛

- پهنة سنندج- سیرجان شمالی (از گلپایگان تا سنندج) که در کرتاسه پسین دگرگون و دگرریخت شده است.

به باور Stöcklin (1968)، هیچ شاهدی که گویای رویداد کوهزایی کالدونین و یا هرسی‌‏‌نین باشد، در این پهنة دیده نشده‌‏‌است. کمابیش همة زمین‌شناسانی که در بخش جنوبی این پهنة کار کرده‌‏‌اند (مانند: Sabzehei, 1999; Sarkarinejad, 1994; Mobin, 2001; Sheikholeslami, 2003) بر این باور هستند که همة نمودهای دگرریختی در این پهنة به فاز کیمرین آغازی (پیشین) وابسته هستند. ایشان رویداد کوه‌‏‌زایی کالدونین و هرسی‌‏‌نین یا کهن‏‌تر از آنها را باور ندارند. به باور Stöcklin (1968)، مهم‌ترین دگرریختی و دگرگونی دینامیک پهنة یادشده در زمانی میان تریاس میانی و بالایی روی داده است. ازاین‌رو، از دیدگاه رده‌بندی‌ فازهای کوه‌‏‌زایی، پهنة برشی- دگرگونی سنندج- سیرجان قوی‌‏‌ترین نشانه‌های کوهزایی کیمرین پیشین را در خود ثبت کرده ‏‌است.

برخی پژوهشگران (Babaie et al., 2001; Mohajjel et. al., 2003; Shahabpour, 2005) رخداد جزیره‌های کمانی در اقیانوس نئوتتیس (میان پهنة برشی- دگرگونی سنندج- سیرجان و کمربند کوهزایی زاگرس) را بررسی کرده‌‏‌اند.

Berberian و King (1981) پهنة برشی- دگرگونی سنندج- سیرجان را مرز فعال قاره‌‏‌ای در مزوزوییک دانسته‌اند. ازاین‌رو، نامبردگان دگرگونی‌‏‌های یادشده را به فرورانش وابسته می‌‏‌دانند.

Mohajjel و همکاران (2003) پهنة برشی- دگرگونی سنندج- سیرجان را پیامد برخورد تکه‌های قاره‌‏‌ای جداشده از گندوانا می‌‏‌دانند که در راستای شمال‌‏‌‌باختری– جنوب‌‏خاوری جای گرفته‌اند. در پی این همگرایی، کمان ماگمایی ارومیه- دختر، پهنة برشی- دگرگونی سنندج- سیرجان و کمربند تراست- چین‌خوردة زاگرس پدید آمده‌اند. فرورانش طبقة دریایی تتیس در تریاس پایانی تا کرتاسه دگرریختی، دگرگونی و ناپیوستگی در زیر‌‏‌پهنة حاشیه‌‏‌ای را به دنبال داشته است و پدیده دگرریخت‌شدن کامل شده است. دگرریختی در کرتاسة پایانی، هنگامی‌که کمربند چین­خورده اصلی با همگرایی به‌سوی جنوب‌باختری رخ داده است، با دگرگونی شیست‌سبز و رویدادهای تاخیری که به‌صورت پلوتون­های گرانیتی پالئوسن روی داده بوده‌اند، به اوج خود رسیده است.

Shahabpour (2005)، کفة (گودی) سیرجان که میان پهنة برشی- دگرگونی سنندج- سیرجان (حوضة پیش‌کمانیِ ترشیری یا کمان بیرونی) و کمربند آتشفشانی ایران مرکزی (کمان ماگمایی ترشیری) جای دارد را حوضه‌ای میان‌کمان دانسته است و بر این باور است که رویدادهای دگرگونی و دگرریختی در این پهنه، در مزوزوییک و از تریاس پایانی تا پایان کرتاسه روی داده‌اند.

پهنة سنندج- سیرجان از واحدهای مهم زمین‌ساختی ایران است که به‌صورت نوار طویل دگرگون‌شده‌ای هم‌راستا و هم‌روند با روراندگی زاگرس از ارومیه و سنندج در شمال‌باختری تا سیرجان و اسفندقه در جنوب‌خاوری کشیده شده است (Berberian and King, 1981; Alavi, 1994). این پهنه روند ESE-WNW دارد و از سوی جنوب به گسل اصلی زاگرس و در شمال به پهنة ماگمایی ارومیه- دختر می‌رسد. جهت و راستای کلی پهنة سنندج- سیرجان و گسترش کم آتشفشان‌‏‌های ترشیری در این منطقه از پهنة زاگرس پیروی می‌کنند؛‌ اما ویژگی‌های ساختمانی و رسوبگذاری آن همانند ایران مرکزی است (Dimitrijevic, 1973).

سنگ‌‏‌های دگرگونی به‌سن پرکامبرین- پالئوزوییک که بسیار دچار فرایندهای زمین‌ساختی ‌شده‌اند، افیولیت‌های کرتاسة پایانی، سنگ‌‏‌های آهکی و چرت‌‏‌های رادیولارین کرتاسه- ترشیری، ولکانیک‌‏‌های آندزیتی ژوراسیک و کنگومرای کرتاسه از فراوان‌ترین واحدهای سنگی در این پهنه به‌شمار می‌روند (Mohajjel et al., 2003). گسترش و تغییرات زمین‌ساختی سنندج- سیرجان با گسترش و بازشدن یکی از بازوهای ریفتی دریای تتیس در پرمین آغاز شده است. ساختارها و سازندهای اصلی و مهم پهنة سنندج- سیرجان در سه رویداد مهم (فرورانش شمال‌خاوری صفحه عربستان به زیر صفحه ایران مرکزی، پیدایش ملانژهای افیولیتی کمربند سنندج- سیرجان و در پایان، برخورد قاره‌ای میان دو صفحه یادشده در میوسن) پدید آمده‌اند (Mohajjel et al., 2003).

سنگ‌‏‌های دگرگونی درجه‌ضعیف فیلیت‌، اسلیت،‌ شیست‌های سبز و سنگ‌‏‌هایی با درجة دگرگونی بالاتر (مانند: گارنت‌شیست، کیانیت‌شیست و آمفیبولیت) از مهم‌ترین سنگ‌‏‌های این منطقه هستند. همچنین، یک سری توده‌های متابازالتی و توالی‌‏‌های ستبر از آهک‌‏‌ها و دولومیت‌‏‌های دگرگون‌شده با گستردگی بسیار در این منطقه دیده می‌شوند. برپایة گسترش رخساره‌‏‌های شیست‌سبز و آمفیبولیت در این منطقه، تیپ دگرگونی از نوع باروین (فشار- دما متوسط) است (Rahmani Moghaddam et al., 2015) (شکل 1).

همچنین، بررسی‌هایی در بخش باختری این منطقه و در بخش شمال‌خاوری و خاور نیریز روی آمفیبولیت‌‏‌ها انجام شده است که درجة دگرگونی آن کمی از درجة دگرگونی آمفیبولیت‌‏‌های این منطقه بالاتر است (Fazlnia, 2017). در بررسی‌های انجام‌شده در معدن گل‌گهر در جنوب این منطقه، درجة دگرگونی آمفیبولیت‌‏‌های آن، همانند این منطقه است.

ازآنجایی‌که در این منطقه که در جنوب‌خاوری پهنة سنندج- سیرجان و ضلع باختریِ کفة نمکی سیرجان است تا کنون بررسی‌های جامعی انجام نشده است، هدف از انجام این پژوهش، بررسی سرشت اولیه سنگ‌‏‌های آمفیبولیت منطقه و پهنة زمین‌ساختی پیدایش سنگ مادر (protolith) آنهاست.

 

زمین‌شناسی منطقه

بیشتر سنگ‌‏‌های منطقة بهرام‌گور دگرگون و دگرریخت شده‌‏‌اند و مجموعه‌‏‌ای از سنگ‌‏‌های دگرگونی با خاستگاه آذرین و رسوبی را دربر می‌گیرند. کهن‌ترین این سنگ‌ها به‌سن پالئوزوییک آغازین (Mohajjel et al., 2003) و دربردارندة آمفیبولیت، بیوتیت‌آمفیبولیت، گارنت‌کیانیت‌شیست، آمفیبول‌شیست، بیوتیت‌شیست، شیست‌سبز، گنیس، متابازالت و آهک دگرگون شده‌ هستند. این گروه از سنگ‌ها به‌نام کمپلکس گل‌گهر شناخته می‌شوند (Sabzehei et al., 1997) و با واحدهای جدیدتر شامل تناوبی از سنگ‌‏‌های مرمر، کوارتزیت و سنگ‌‏‌های دگرگون‌نشده (مانند: گل‌سنگ آهکی و ماسه‌سنگ آهکی) پوشیده شده‌‏‌اند (شکل 2- A).

 

 

 

شکل 1- نقشة واحدهای زمین‌ساختی ایران و نقشة زمین‌شناسی منطقة بهرام‌گور در شمال‌باختری معدن گل‌گهر، همراه با جایگاه نمونه‌‏‌های آمفیبولیت برداشت‌شده که برپایة برداشت صحرایی و عکس‌‏‌های ماهواره‌‏‌ای رسم شده است (Şengor, 1990)

 

شکل 2- A) نمای کلی از آمفیبولیت‌های منطقة بهرام‌گور در شمال‌باختری معدن گل‌گهر که روی واحدهای شیست جای گرفته‌‏‌اند و با سنگ‌‏‌های آهکی پوشیده شده‌‏‌اند (دید رو به شمال)؛ B) آمفیبولیت‌های بی‌جهت‌یافتگی منطقه که در آنها درشت‌بلورهای آمفیبول سبزرنگ و پلاژیوکلازهای سفیدرنگ دیده‌‏‌ می‌شوند؛ C) آمفیبولیت‌‏‌های جهت‌یافته، با برگوارگی و خطوارگی که در پی نیروهای زمین‌ساختی فعال در راستای پهنة برشی محلی در منطقه چین خورده‌‏‌اند (در این حالت، آمفیبولیت‌‏‌ها دربردارندة لایه‌‏‌های موازی با ستبرای متفاوت (از بالا به پایین تصویر) هستند که چین‌خوردگی ناهماهنگ یا نامتجانس نشان می‌دهند)

 

 

برخی سنگ‌‏‌های آذرین بازی در رخساره درجة متوسط و بالا (رخساره آمفیبولیت) دگرگون شده‌‏‌اند و سنگ‌‏‌های آمفیبولیت پدید آمده‌‏‌اند و برخی دیگر در رخساره درجة کم (رخساره شیست‌سبز) دگرگون شده‌‏‌اند و همچنان ساخت و بافت نخستین خود را دارند و تا متابازیت دگرگون شده‌‏‌اند. آمفیبولیت‌‏‌های منطقه باختریِ کویر نمکی سیرجان به‌طور گسترده در سه بخش از کل منطقه در کمپلکس گل‌گهر پراکنده شده‌‏‌اند (شکل 1):

a) بخش مرکزی؛

b) بخش جنوبی؛

c) بخش جنوب‌باختری.

آمفیبولیت‌‏‌های منطقة بهرام‌گور سیرجان در نمونة دستی به رنگ سبز تیره هستند و به دو صورتِ با جهت‌یابی ترجیحی و بی‌جهت‌یابی دیده می‌شوند. در آمفیبولیت‌هایی که ‌جهت‌یافتگی ندارند درشت‌بلورهای آمفیبول سبزرنگ و پلاژیوکلازهای سفیدرنگ دیده می‌شوند (شکل 2- B). در پی نیروهای زمین‌ساختی فعال در راستای پهنة برشی محلی در منطقه، برگوارگی و خطوارگیِ آمفیبولیت‌‏‌های جهت‌یافته چین خورده‌‏‌اند. این آمفیبولیت‌‏‌ها لایه‌‏‌های موازی با ضخامت‌‏‌های متفاوت با چین‌خوردگی ناهماهنگ یا نامتجانس نشان می‌دهند (شکل 2- C).

آمفیبولیت‌‏‌های منطقة بهرام‌گور به‌صورت توده‌‏‌های جدا از هم و پراکنده‌ای هستند که بیشتر با سنگ‌‏‌های متابازیت، شیست و گنیس همجوار هستند و روی آنها را آهک پوشانده است. ستبرای آمفیبولیت‌‏‌ها نزدیک‌به 20 متر است و بیشتر آمفیبولیت‌‏‌ها امتداد N50E و شیب 35NW دارند. به‌دنبال رفتار زمین‌ساختی در منطقه، مرز میان سنگ‌‏‌های آمفیبولیتی با سنگ‌‏‌های مجاور گسله و خردشده است. بیشتر گسل‌های منطقه روند شمال‌باختری– جنوب‌خاوری و شمالی- جنوبی نشان می‌دهند.

 

روش انجام پژوهش

برای دستیابی به هدف‌های این پژوهش، پس از بررسی و ارزیابی اطلاعات و گزارش‌های موجود و گردآوری اطلاعات، برای بررسی شواهد صحرایی از منطقه بازدید و از رخنمون‌های سنگی مناسب، نمونه‌برداری‌های جهت‌دار انجام شد. نزدیک‌به 300 مقطع نازک از سنگ‌‏‌ها تهیه شد. پس از بررسی‌های سنگ‌نگاری برپایة تنوع کانی‌شناسی و رخساره‌‏‌های دگرگونی، شمار 11 نمونه آمفیبولیت با کمترین دگرسانی برای تجزیة سنگ‌کل برگزیده شدند. این نمونه‌ها در آزمایشگاه Activation Laboratories Ltd. (ACTLABS) در Ontario (Ancaster، کانادا) با دستگاه‌های تجزیه‌ای XRF، ICP-OES و ICP-MS تجزیه شدند و مقدار 10 اکسید اصلی، 45 عنصر فرعی و LOI آنها به‌دست آمد. در این روش مقدار مشخصی از پودر سنگ با کمک‌ذوبِ لیتیم‌بورات آمیخته و در دمای بالا ذوب شد. شیشه‌‏‌های به‌دست‌آمده از ذوب، پس از انحلال در اسید و رقیق‌سازی، با دستگاه ICP-OES وMS-ICP و XRF تجزیه شدند.

ازآنجایی‌که دگرگونی یک سیستم کاملاً بسته نیست، کاربرد عنصرهای اصلی و فرعی برای تعیین سنگ‌مادر و محیط زمین‌ساختی با شک همراه خواهد بود؛ زیرا هوازدگی و دگرگونی چه‌بسا ترکیب اصلی را تغییر دهد.

 

سنگ‌نگاری

برپایة بررسی‌های میکروسکوپی، آمفیبولیت‌‏‌ها از نوع اورتوآمفیبولیت هستند. در نمونة دستی، تیره‌رنگ و در زیر میکروسکوپ دربردارندة کانی‌‏‌های هورنبلند، پلاژیوکلاز، اپیدوت، بیوتیت، تیتانیت و روتیل هستند. اورتوآمفیبولیت‌‏‌ها مقدار فراوانی هورنبلند و پلاژیوکلاز دارند و بی کوارتز هستند.

آمفیبولیت، اپیدوت آمفیبولیت و بیوتیت‌آمفیبولیت از گروه‌های اصلی اورتوآمفیبولیت‌‏‌های این منطقه هستند (جدول 1).

- آمفیبولیت‌‏‌ها که سنگ‌مادرشان سنگ آذرین بازی بوده است، پورفیروبلاست‌‏‌های آمفیبول منشوری نیمه‌شکل‌دار تا شکل‌دار به‌رنگ سبز- قهوه‌‏‌ای درشت دارند. این پورفیروبلاست‌‌ها در میان پلاژیوکلازهای دگرسان‌شده و سرسیتی‌شده، در یکدیگر قفل شده‌‏‌اند و بافت گرانوبلاستیک را پدید آورده‌اند (شکل 3- A). در برخی دیگر از آمفیبولیت‌‏‌ها، پورفیروبلاست‌‏‌های آمفیبول به‌رنگ سبز تیره تا سبز- قهوه‌‏‌ای هستند و در میان پلاژیوکلازهای دگرسان‌شده جای گرفته‌‏‌اند. این کانی‌ها جهت‌یابی ترجیحی از خود نشان می‌دهد (شکل 3- B). در هر دو نوع آمفیبولیت، برگوارگی به‌خوبی دیده می‌شود. در آمفیبولیت‌‏‌ها، کانی‌‏‌های هورنبلند (50~ درصدحجمی)، پلاژیوکلاز (40~ درصدحجمی)، به‌همراه کانی‌‏‌های فرعیِ تیتانیت، روتیل و کانی‌‏‌های تیره (10~ درصدحجمی) دیده می‌شوند. تیتانیت به‌صورت بلورهای نیمه‌شکل‌دار تا بی‌شکلی است که دور اکسیدآهن را فراگرفته‌اند (شکل 3- A). همچنین، بقایای روتیل دیده‌شده چه‌بسا هنگام بالاآمدن و کاهش فشار با تیتانیت جایگزین شده‌ باشند (Frost et al., 2001) (شکل 3- A).

 

 

جدول 1- کانی‌شناسی نمونه‌‏‌های آمفیبولیت بهرام‌گور شمال‌باختری در معدن گل‌گهر سیرجان- کرمان

Sample No.

Latitude and

Longitude

Qtz

Bt(И)

Pl

Fsp

Chl

Cal

Am

Brs

Act

Tr

Ep

Ser

Tur

Ttn

Rt

Op

Rock Type

HRS-78

55° 00' 53"

29° 32' 34"

X

 

X

O

Xret

 

X

     

X

Xret

     

O

Epidote Amphibolite

HRS-178

55° 03' 29"

29° 16' 18"

X

 

X

O

Xret

 

X

     

X

Xret

     

O

Epidote Amphibolite

HRS-244

54° 57' 26"

29° 19' 50"

X

   

X

Xret

O

X

     

X

Xret

     

O

Epidote Amphibolite

HRS-218

55° 01' 09"

29° 17' 10"

O

X

X

 

 Xret

 

X

               

O

 Biotite Amphibolite

HRS-222

55° 00' 09"

29° 17' 47"

O

 

X

     

X

       

Xret

 

O

O

O

 Amphibolite

HRS-242

54° 53' 01"

29° 19' 37"

O

 

X

     

X

     

O

Xret

 

O

 

O

 Amphibolite

HRS-243

54° 53' 11"

29° 19' 39"

O

 

X

 

 Xret

 

X

X

     

Xret

 

O

 

O

 Amphibolite

HRS-250

55° 00' 06"

29° 17' 30"

O

 

X

     

X

       

Xret

 

O

O

O

 Amphibolite

HRS-255

55° 01' 02"

29° 17' 43"

O

 

X

O

Xret

O

X

 

O

O

O

 

O

O

 

O

 Amphibolite

HRS-260

54° 53' 00"

29° 19' 30"

O

 

X

 

 Xret

 

X

X

     

Xret

 

O

 

O

 Amphibolite

HRS-263

55° 01' 07"

29° 17' 44"

O

 

X

O

Xret

 

X

 

O

O

O

Xret

 

O

 

O

 Amphibolite

X: Major Mineral, O: Minor Mineral, Xr: Relict Mineral, Xret: Retrograde Product, X(Inc): Inclusion

І: Syn tectonic Mineral, И: Post tectonic Mineral

Mineral abbreviations after J. Siivola & R. Schmid (2007)

 

 

- اپیدوت‌آمفیبولیت دربردارندة هورنبلند (40~ درصدحجمی)، پلاژیوکلاز (30~ درصدحجمی)، اپیدوت (20~ درصدحجمی) و کوارتز (10~ درصدحجمی) است. اپیدوت بیشتر در بخش روشن سنگ (سرشار از پلاژیوکلاز) تمرکز پیدا کرده است. اپیدوت‌آمفیبولیت‌‏‌ها از دگرگونی سنگ‌‏‌های آذرین بازی در زیررخسارة اپیدوت- آمفیبولیت پدید آمده‌‏‌اند. میانبارهایی از آمفیبول و اپیدوت که درون پورفیروبلاست‌‏‌های پلاژیوکلاز دیده می‌شوند، بافت پویی‌کیلوبلاستیک را پدید آورده‌اند. همچنین، جهت‌یافتگی آمفیبول و اپیدوت به‌موازات برگوارگی به‌خوبی دیده می‌شود (شکل 3- C)

- در بیوتیت‌آمفیبولیت‌‏‌ها، کانی‌‏‌های اصلی هورنبلند (50~ درصدحجمی)، پلاژیوکلاز (40~ درصدحجمی) و بیوتیت (10~ درصدحجمی) دیده می‌شوند. بیوتیت‌‏‌ها به رنگ قهوه‌‏‌ای با یک جهت رخ واضح، در میان آمفیبول‌‏‌های کشیده به‌رنگ سبز- قهوه‌‏‌ای و پلاژیوکلازهای دگرسان‌شده دیده می‌شوند (شکل 3- D).

 

 

 

شکل 3- تصویرهای میکروسکوپی از آمفیبولیت‌های منطقة بهرام‌گور در شمال‌باختری معدن گل‌گهر. A) آمفیبول‌‏‌های سبز- قهوه‌‏‌ای درشت قفل شده در میان پلاژیوکلازهای دگرسان‌شده و سرسیتی‌شده و پیدایش بافت گرانوبلاستیک (آمفیبولیت‌‏‌هایِ با سنگ مادر آذرین)؛ B) آمفیبول‌‏‌ها (به‌صورت منشوری، کشیده، درشت‌دانه و نیمه‌شکل تا شکل‌دار) در میان پلاژیوکلازهای سرسیتی‌شده (جهت‌یافتگی آمفیبول به‌موازات برگوارگی است) به‌همراه تیتانیت (به‌صورت بلورهای نیمه‌شکل‌دار تا بی‌شکل) پیرامونِ اکسیدآهن (آمفیبولیت‌‏‌های پدیدآمده از سنگ مادر آذرین بازی)؛ C) اپیدوت‌‏‌های نیمه‌شکل‌دار تا شکل‌دار در میان آمفیبول‌‏‌های کشیده (جهت‌یافتگی آمفیبول و اپیدوت موازی برگوارگی است)؛ D) بیوتیت به‌رنگ قهوه‌‏‌ای با یک جهت رخ واضح در میان آمفیبول‌‏‌های کشیده و پلاژیوکلازهای دگرسان‌شده با بافت گرانوبلاستیک (بیوتیت‌آمفیبولیت) (همة تصویرها در نور CPL (Cross Polarized Light) هستند (مگر تصویر D)؛‌ نام اختصاری کانی‌‏‌ها Kretz, 1983)): آمفیبول: Amp؛ پلاژیوکلاز: Pl؛ بیوتیت: Bt؛‌ اپیدوت: Ep؛‌ کوارتز: Qtz؛ تیتانیت: Ttn؛ روتیل: Rt؛ کانی‌‏‌های کدر: Op)

 

 

مجموعه‌‏‌های پایدار کانی‌‏‌های دگرگونی

برپایة ویژگی‌های بافتی و فابریکی، از مجموعه کانی‌‏‌ها و روابط کموگرافیک (نمودارهای فازی ترکیبی)، برای بازسازی تغییرات کانی‌‏‌ها و تاریخچه واکنش‌‏‌های نمونه‌‏‌های آمفیبولیت این منطقه بهره گرفته شد (Modjarrad et al., 2010). برپایة قانون فاز کانی‌‏‌شناسی گلدشمیت، در برخی سنگ‌های دگرگونی، دما و فشار هر دو وجود دارند. برپایة اینکه در سنگ مادر چه سازنده‌‏‌هایی وجود دارند، سنگ‌‏‌های دگرگونی را رده‌‌ بندی و بررسی می‌کنند.

سنگ‌‏‌های مادر مافیک مقدارهای چشمگیری از هشت سازندة اکسیدی SiO2، TiO2، Al2O3، Fe2O3، FeO، MgO، CaO و Na2O را دارند. همچنین، K2O، H2O و CO2 نیز به مقدار کمی در این سنگ‌‏‌ها حضور دارند. این سنگ‌‏‌ها را در نمودار فازی ترکیبی ACF بررسی می‌کنند.

 

سنگ‌‏‌های مافیک دگرگون‌شده (سیستم NCFMAS-HC)

پاراژنز کانی‌‏‌های مهم در سنگ‌‏‌های آمفیبولیت منطقة بهرام‌گور سیرجان عبارتند از (پاراژنزها به‌ترتیب افزایش درجة دگرگونی آورده شده‌‏‌اند):

(1) رخسارة اپیدوت آمفیبولیت

Hbl+Chl or Ep+Qtz+Ttn+Ilm

(2) رخسارة آمفیبولیت زیرین

Hbl+Pl+Ttn+Ilm+Rt

(3) رخسارة آمفیبولیت میانی

Hbl+Bt+Pl+Ttn+Ilm+Rt

در همة پاراژنزهای یادشده، کوارتز و پلاژیوکلاز به‌صورت فاز اضافی هستند. پاراژنزهای یادشده نشان‌دهندة کانی‌‏‌های متعادل با هم هستند. این پاراژنزها با رخسارة اپیدوت آمفیبولیت و آمفیبولیت (پهنة گارنت و آغاز پهنة استاورولیت) همخوانی دارند.

برای بررسی ترکیب شیمی سنگ کل آمفیبولیت‌‏‌ها از نمودارهای سازگاری ACF بهره گرفته شد که در آنها کوارتز، اکسیدهای آهن و تیتانیم و آلبیت فاز اضافی هستند (Bucher and Frey, 2000) (شکل 4).

 

 

 

شکل 4- روابط کموگرافیکی نمودارهای فازی ترکیبی ACF برای سنگ‌‏‌های آمفیبولیت منطقة بهرام‌گور سیرجان (خط‌ها نشان‌دهندة فازهای واکنش‌کننده هستند. شماره‌های درون کروشه پاراژنزها را نشان می‌دهند. افزون‌بر فازهای اضافه نوشته‌‏‌شده در بالا، یک فاز سیال اضافه شامل CO2- H2O نیز در واکنش‌‏‌ها حضور دارد)

 

 

پاراژنز کانی‌‏‌های (1) نشان می‌‏‌دهد اکتینولیت در حضور آلبیت، یا در حضور کلریت، اپیدوت و کوارتز، هورنبلند را پدید آورده ‏‌است:

[1] Act + Chl + Ep + Qtz = Hbl + H2O

پس برپایة نمودار کموگرافی شکل‌های 4- A و 3- C، با کاهش فراوانی اپیدوت و کلریت، واکنش [1] در رخساره اپیدوت آمفیبولیت رخ داده ‌‏‌است.

در پاراژنز کانی‌‏‌های (2)، مقدارهای کمابیش برابر هورنبلند و پلاژیوکلازِ سرشار از آنورتیت، همراه با ازمیان‌رفتن مقدارهای اپیدوت، کلریت و کوارتز، احتمالاً واکنش زیر را نشان می‌‏‌دهند (شکل‌های 3- A و 3- B؛ نمودار کموگرافی در شکل 4- B):

[2] Chl + Ep + Qtz = Hbl + An + H2O

نکته‌ای که درستی این واکنش را نشان می‌دهد این است که در نمودار کموگرافی شکل 4- B، خط اتصال هورنبلند- پلاژیوکلاز، خط اتصال کلریت- اپیدوت را قطع می‌‏کند. همچنین، این نمودار نشان می‌‏‌دهد ترکیب سنگ به محدودة رخساره آمفیبولیت وارد شده‌‏‌است. واکنش [2] در مرز گذر از رخساره اپیدوت‌آمفیبولیت به رخساره آمفیبولیت رخ داده‌‏‌است (پاراژنز [3] و شکل‌های 3- A و 3- B).

پاراژنزهای [2] و [3] در سنگ‌‏‌های مافیک دگرگون‌‏‌شده، افزایش درجة دگرگونی را نشان می‌‏‌دهند. در این پاراژنزها، اپیدوت- زوییزیت و کلریت وجود ندارد. ازاین‌رو، ترکیب سنگ به محدودة آمفیبولیت میانی وارد شده ‌‏‌است. بودن روتیل در این پاراژنزها نشان می‌‏‌دهد فشار دگرگونی بسیار بالا رفته است (Mousavi Nejadsoogh et al., 2016). در این پاراژنزها پلاژیوکلاز و هورنبلند به‌ترتیب از آنورتیت و اکسید آلومینیم غنی شده‌‏‌اند. دانه‌‏‌های هورنبلند در این شرایط افزون‌بر آلومینیم، از منیزیم، سدیم و تیتانیم نیز غنی شده‌‏‌اند (Bucher and Frey, 2000).

 

زمینشیمی

برپایة بررسی‌های Ahmed-Said و Leake (1997)، Poller و همکاران (2001)، Yihunie و همکاران (2006)، از عنصرهای نامتحرک P، Ti، V، Nb، Ta، Zr، Y، Cr و REE برای بررسی سنگ‌مادر آمفیبولیت‌‏‌ها بهره گرفته شد. داده‌‏‌های عنصرهای اصلی و فرعی سنگ‌کل برای آمفیبولیت‌‏‌های منطقه در جدول 2 آورده شده‌اند.

در نمودار Nb/Y دربرابر Zr/(TiO2×0.0001) و نیز در نمودار SiO2دربرابر Na2O/K2O، آمفیبولیت‌‏‌های منطقه طیف پیوسته‌‏‌ای از ترکیب ساب‌آلکالی‌بازالت تا آندزیت‌بازالت از خود نشان می‌دهند (Winchester and Floyd, 1976) (شکل 5).

نمونه‌‏‌های آمفیبولیت HRS-260، HRS-250، HRS-244، HRS-243، HRS-242 و HRS-222، در نمودار AFM کمابیش روند توله‌ایتی و آمفیبولیت‌‏‌های HRS-78، HRS-178، HRS-218، HRS-255 و HRS-263، روند کالک‌آلکالن را نشان می‌دهند (Irvine and Baragar, 1971) (شکل 6).

عنصرهای با شدت میدان کم، متحرک هستند و هنگام دگرسانی تغییر می‌کنند؛ اما دربرابر آنها، عنصرهای با شدت میدان بالا و عنصرهای کمیاب نامتحرک هستند (Pearce and Norry, 1979; Wood et al., 1979). ازاین‌رو، عنصرهای نامتحرکی مانند REE و عنصرهای واسطه با شدت میدان بالا (Ti، Zr، Y، Nb، Ta، Hf و Th) برای بررسی سنگ‌زایی سنگ‌‏‌های بازیک به‌کار برده می‌شوند. سنگ‌‏‌های آمفیبولیت توله‌ایتی منطقه تمرکز بالایی از عنصرهای واسطه با شدت میدان بالا (مانند: Zr، Sm و Y) دارند. دربرابر آنها، سنگ‌‏‌های آمفیبولیت کالک‌آلکالن میزان Th، Ni و Cr بالایی دارند. همچنین، گروه توله‌ایتی میزان FeOtotal بالاتر و میزان Mg# کمتری نسبت به گروه کالک‌آلکالن از خود نشان می‌دهند و گروه کالک‌آلکالن میزان Al2O3بالاتری دارد (Zhu et al., 2016) (جدول 2).

 

جدول 2- تجزیه شیمیایی اکسیدهای اصلی، عنصرهای فرعی و کمیاب آمفیبولیت‌‏‌های منطقة بهرام‌گور سیرجان (اکسیدهای اصلی به درصدوزنی و عنصرهای فرعی وکمیاب برپایة ppm هستند) (Amp: Amphibolite؛ Ep. Amp: Epidote Amphibolite؛ Bt. Amp: Biotite Amphibolite)

Samples No.

HRS- 263

HRS- 222

HRS- 260

HRS- 250

HRS- 242

HRS- 255

HRS- 243

HRS- 78

HRS- 178

HRS- 244

HRS- 218

Symbol

Rock Type

Amp.

Amp.

Amp.

Amp.

Amp.

Amp.

Amp.

Ep. Amp.

Ep. Amp.

Ep. Amp.

Bt. Amp.

SiO2

46.40

46.55

49.89

45.96

49.41

47.35

50.51

49.28

48.12

45.53

47.02

Al2O3

17.66

14.96

12.91

15.08

14.97

16.31

13.07

16.50

14.48

13.79

15.65

Fe2O3 (T)

10.39

13.80

16.20

13.99

11.98

10.09

15.65

10.19

12.37

13.42

13.68

FeO (T)

9.35

12.42

14.58

12.59

10.78

9.08

14.08

9.17

11.13

12.08

12.31

MnO

0.19

0.19

0.25

0.20

0.19

0.22

0.25

0.21

0.18

0.17

0.37

MgO

10.44

7.49

4.20

7.36

6.60

10.07

4.16

6.03

5.91

5.34

7.80

CaO

7.78

9.29

6.24

9.37

9.77

6.68

6.29

9.67

7.96

11.18

8.29

Na2O

3.14

2.53

3.70

2.49

2.44

3.24

3.95

3.28

2.84

2.66

3.62

K2O

0.64

1.11

0.76

1.04

0.49

0.72

0.71

0.53

0.88

0.21

0.48

TiO2

1.01

2.18

3.23

2.21

1.47

0.89

3.22

1.03

2.00

2.12

1.86

P2O5

0.11

0.24

0.50

0.24

0.15

0.07

0.48

0.26

0.27

0.28

0.23

LOI

2.18

2.06

1.85

2.08

1.83

3.45

1.81

2.95

4.77

4.77

1.47

Total

99.94

100.40

99.73

100.00

99.30

99.08

100.10

99.92

99.78

99.47

100.50

Mg#

66.56

51.81

33.93

51.03

52.18

66.41

34.49

53.97

48.62

44.08

53.04

Sc

38

32

37

32

42

39

37

34

39

33

40

Be

< 1

< 1

2

< 1

< 1

< 1

2

1

1

1

< 1

V

209

305

399

305

296

216

399

307

293

297

295

Ba

94

145

256

142

67

180

364

429

484

24

103

Sr

117

194

174

203

259

212

178

910

299

465

181

Y

21

24

49

24

27

20

52

15

29

23

32

Zr

75

124

254

123

87

60

242

86

150

145

116

Cr

350

210

50

190

160

320

50

50

80

70

250

Co

45

64

37

61

41

47

37

33

34

43

48

Ni

170

130

30

120

70

160

40

30

30

70

140

Cu

50

60

40

50

70

20

40

30

30

40

50

Zn

210

90

150

80

120

160

140

90

90

100

90

Ga

16

20

22

20

16

16

22

17

19

20

18

Ge

2

1

2

1

2

1

1

1

1

1

1

As

< 5

< 5

< 5

< 5

5

< 5

< 5

< 5

< 5

< 5

< 5

Rb

17

36

25

33

15

17

23

12

26

< 2

14

Nb

3

7

16

7

3

< 1

16

5

10

13

4

Mo

< 2

< 2

< 2

< 2

< 2

< 2

< 2

< 2

< 2

< 2

< 2

Ag

< 0.5

< 0.5

< 0.5

< 0.5

< 0.5

< 0.5

< 0.5

< 0.5

< 0.5

< 0.5

< 0.5

In

< 0.2

< 0.2

< 0.2

< 0.2

< 0.2

< 0.2

< 0.2

< 0.2

< 0.2

< 0.2

0.2

Sn

< 1

1

3

1

1

< 1

3

< 1

1

1

1

Sb

1.3

0.7

0.6

0.6

0.8

1.5

0.8

0.8

0.8

0.6

0.8

Cs

< 0.5

< 0.5

1

< 0.5

< 0.5

< 0.5

0.9

< 0.5

0.6

< 0.5

< 0.5

La

5.6

13.5

22.7

11.1

6.1

3.8

24.4

20.9

14.6

14

8.1

Ce

13

27.8

53.2

25.6

15.3

9.5

57.8

41.5

33.6

32.8

20.5

Pr

1.84

3.4

7.08

3.37

2.25

1.36

7.47

4.93

4.35

4.1

2.93

Nd

9.2

16.3

32.1

16.4

11.3

7.2

34.3

21.4

19.9

19.7

15.1

Sm

3

4.5

9

4.6

3.4

2.3

9.3

4.9

5.3

5

4.4

Eu

0.98

1.5

2.81

1.45

1.38

0.96

2.86

1.48

1.83

1.8

1.54

Gd

3.4

5.2

9.5

5.2

4.5

3.1

9.2

3.9

5.8

5.1

5.6

Tb

0.6

0.8

1.6

0.8

0.8

0.6

1.6

0.6

1

0.8

1

Dy

4.1

5.1

9.6

5

5.1

3.8

9.9

3.4

5.9

4.9

6

Ho

0.8

1

1.9

1

1.1

0.8

2

0.7

1.2

1

1.2

Er

2.4

2.9

5.6

2.9

3

2.3

5.7

1.8

3.4

2.6

3.6

Tm

0.36

0.41

0.79

0.42

0.46

0.34

0.83

0.25

0.49

0.38

0.53

Yb

2.3

2.7

5.1

2.7

3

2.3

5.3

1.6

3.2

2.4

3.3

Lu

0.41

0.4

0.75

0.42

0.48

0.38

0.83

0.23

0.49

0.37

0.5

Hf

1.8

3.1

5.8

3

2.4

1.6

5.8

2.2

3.7

3.5

2.9

Ta

0.3

0.7

1.2

0.7

0.3

0.2

1.3

0.4

0.8

1.1

0.4

W

2

3

3

2

3

2

2

2

2

2

2

Tl

< 0.1

0.1

0.2

0.1

< 0.1

< 0.1

0.2

< 0.1

0.1

< 0.1

< 0.1

Pb

27

< 5

< 5

< 5

< 5

9

< 5

8

5

< 5

< 5

Bi

< 0.4

< 0.4

< 0.4

< 0.4

0.6

< 0.4

< 0.4

< 0.4

< 0.4

< 0.4

2.1

Th

0.6

1

2.8

0.9

0.7

0.4

3

4.4

1.6

1.3

0.9

U

0.2

0.2

1.1

0.3

0.2

0.1

1.1

1.2

0.6

0.5

0.3

 

شکل 5- جایگاه آمفیبولیت‌‏‌های منطقة بهرام‌گور شمال‌باختری معدن گل‌گهر در نمودارهای پیشنهادیِ Winchester و Floyd (1976): A) نمودار Nb/Y دربرابر Zr/(TiO2×0.0001)؛ B) نمودار SiO2 دربرابر Na2O/K2O

 

 

 

شکل 6- جایگاه آمفیبولیت‌‏‌های منطقة بهرام‌گور در نمودار سه‌تایی پیشنهادیِ Irvine و Baragar (1971)

 

همة نمونه‌‏‌های منطقه به دو گروه رده‌بندی می‌شوند: 1) آمفیبولیت‌‏‌های توله‌ایتی؛ 2) آمفیبولیت‌‏‌های کالک‌آلکالن.

نمونه HRS-78 (از بخش مرکزی منطقه) و نمونه‌‏‌های HRS-178، HRS-218، HRS-255، HRS-263 (از بخش جنوبی منطقه) در بخش کالک‌آلکالن و نمونه‌‏‌های دیگر در بخش توله‌ایتی جای گرفته‌‏‌اند. به عبارتی از مرکز منطقه به‌سوی باختر منطقه با فاصله بیشتر از 20 کیلومتر، ویژگی ترکیبی سنگ‌ها از کالک‌آلکالن به توله‌ایتی تغییر می‌یابد.

 

سنگ‌زایی

بررسی عنصرها در شناخت سنگ مادر و نوع پهنة زمین‌ساختی سنگ‌‏‌های دگرگونی کاربرد دارد. برخی عنصرهای کمیاب (مانند: Zr، Ti، Y، Nb و Th) در شرایط دگرگونی ناحیه‌‏‌ای نامتحرک هستند و ازاین‌رو، از این عنصرها برای شناخت سنگ مادر و پهنة زمین‌ساختی پیدایش این سنگ‌‏‌ها بهره گرفته می‌شود (Akbari et al., 2016). نمودار Zr/P2O5 دربرابر Nb/Y نشان می‌دهد سنگ‌مادر آمفیبولیت‌‏‌های (توله‌ایتی و کالک‌آلکالن) منطقة بهرام‌گور از نوع پوستة اقیانوسی بوده است (Floyd and Winchester, 1978) (شکل 7).

 

شکل 7- نمودار عنصرهای کمیاب Zr/P2O5 دربرابر Nb/Y (Floyd and Winchester, 1978) برای بررسی سنگ‌مادر آمفیبولیت‌‏‌های منطقة بهرام‌گور

 

نمودار عنصرهای نامتحرک Nb-Zr-Y و نمودار Ti دربرابر V نیز نشان می‌دهد نمونه‌‏‌ها مربوط به MORB، BABB و Volcanic Arc هستند. این تناقض شاید با این مطلب توجیه شود که برخی نمونه‌‏‌ها دچار دگرگونی پسرونده و ورود سیال‌ها به درون سنگ شده‏‌‌‏‌اند (Meschede, 1986) (شکل‌های 8- A و 8- B).

 

در نمودار چندعنصری بهنجارشده دربرابر ترکیب MORB (Pearce, 1983) برای آمفیبولیت‌‏‌ها، الگوی مسطحی را برای عنصرهای نامتحرکِ Y، Ti، Zr و P نشان می‌دهد. تمرکز بالای LILE (مانند:Ba، Rb، K و Sr) نزدیک‌به 10 تا 20 برابر مورب، مربوط به تأثیر فاز سیال و آلودگی پوسته‌‏‌ای است (Shah and Shervais, 1999).

در ترکیب نمونه‌‏‌ها، آنومالی منفی در Nb و Ti و آنومالی مثبت در Ba و Rb دیده می‌شود. آنومالی منفی Nb نشان‌دهندة فرورانشی است که تحت‌تأثیر سیال‌ها و هنگام پیدایش ماگمای مادرِ سازندة سنگ‌مادر روی داده است و آنومالی منفی Ti پیامد جدایش تیتانومگنینت هنگام تبلور است (Shah and Shervais, 1999). مقدار Ba نشان می‌دهد ماگمای مادر در پی فرایند فرورانشی پدید آمده است که در آن سیال‌هایی از لبة فرورو در پهنة فرافرورانش (suprasubduction) آزاد شده‌اند (Culshaw and Dostal, 2002). رفتار LILE و آنومالی منفی Nb و Ti نشان‌دهندة بازالت‌‏‌های کمان آتشفشانی هستند (Wilson, 1993) (شکل 8).

 

 

شکل 8- نمودارهای پیشنهادیِ Meschede (1986) برای شناسایی پهنة زمین‌ساختی سنگ‌مادر آمفیبولیت‌‏‌های منطقة بهرام‌گور (MORB: Mid Ocean Ridge Basalt؛ BABB: Back Arc Basin Basalt؛ OIB: Oceanic Island Basalt)


 

 

در نمونه‌‏‌های بررسی‌شده، مقدار MgO برابربا 16/4 تا 44/10 درصدوزنی و مقدار Mg# (Mg#=100×Mg2+/(Mg2++Fe2+total)) برابربا 93/33 تا 56/66 است. این مقدار Mg# آشکارا از میزان Mg# ماگمای اولیه (70~) کمتر است. پس ماگمای بازالتی جدایش‌یافته، دچار آلودگی پوسته‌‏‌ای شده است (Zhu et al., 2016).

آمفیبولیت‌‏‌ها از LILES غنی‌شدگی و از HFSES (Nb، Ti، Ta، Zr و Hf) تهی‌شدگی نشان می‌دهند (شکل 9).

همچنین، REE برای بررسی خاستگاه ماگمایی به‌کار برده می‌شوند؛ زیرا ویژگی‌های آنها هنگام ذوب‌بخشی اسپینل‌پریدوتیت یا گارنت‌پریدوتیت تغییر می‌کند (Zhu et al., 2016) (شکل 10).

 

 

 

شکل 9- نمودار چندعنصری بهنجارشده به ترکیب MORB (Pearce, 1983) برای آمفیبولیت‌های منطقة بهرام‌گور در شمال‌باختری معدن گل‌گهر

 

 

شکل 10- الگوی REE بهنجارشده به ترکیب کندریت (Sun and McDonough, 1989) برای آمفیبولیت‌های منطقة بهرام‌گور شمال‌باختری معدن گل‌گهر


 

 

درجة غنی‌شدگی در HREE به این نکته بستگی دارد که گارنت فازی باشد که از ذوب‌بخشی در گارنت‌پریدوتیت بجامانده باشد (Zhu et al., 2016)؛ اما در نمونه‌‏‌های آمفیبولیت بررسی‌شده غنی‌شدگی در LREE نسبت به HREE و همچنین، روند افزایشی Dy/Yb دربرابر La/Yb و روند افزایشی Zr/Y دربرابر La/Yb نشانه‌‏‌ای از ذوب‌بخشی اسپینل‌پریدوتیت در درجه‌های گوناگون ذوب‌بخشی هستند (Miller et al., 1999; Zhao et al., 2009) (شکل‌های 11- B و 11- A). در نمودار La/Sm دربرابر Sm/Yb، همة نمونه‌‏‌های آمفیبولیت در بخش اسپینل‌پریدوتیت هستند. از آنجایی‌که گارنت در ناحیه خاستگاه آمفیبولیت‌‏‌ها نبوده است و ژرفای پایداری گارنت بیشتر است، پس به احتمال بالا ماگمای مادر آمفیبولیت‌‏‌های منطقه از ژرفای کمتری خاستگاه گرفته است (Zhu et al., 2016) (شکل 11- C). در کل، برخی نمونه‌‏‌های سنگی در بیشتر نمودارها ویژگی‌های متضادی را نشان می‌‏‌دهند. شاید این نکته این‌گونه توجیه‌شدنی باشد که برخی نمونه‌‏‌ها دچار دگرگونی پسرونده و ورود سیال‌ها به درون سنگ شده‌اند؛ ازاین‌رو، ویژگی‌هایی را نشان می‌‏‌دهند که در تضاد با نمونه‌‏‌های سنگی دیگر هستند.

 

 

 

شکل 11- آمفیبولیت‌های منطقة بهرام‌گور در شمال‌باختری معدن گل‌گهر در: A) نمودار La/Yb دربرابر Dy/Yb؛ B) نمودار La/Yb دربرابر Zr/Y؛ C) نمودار Sm/Yb دربرابر La/Sm (CLM= continental lithospheric mantle; PM= Primitive mantle)


 


نتیجه‌گیری

آمفیبولیت‌‏‌های منطقة بهرام‌گور (باختر خیرآباد و شمال‌باختری معدن گل‌گهر) سیرجان ترکیب شیمیایی توله‌ایتی تا کالک‌آلکالن دارند. این سنگ‌ها الگوی REE مسطحی با یک افزایش نسبی در LREE نسبت به HREE نشان می‌دهند که شبیه به الگوی EMORB است. ماگمای سازندة سنگ مادرآمفیبولیت‌‏‌ها در ژرفای کم از گوشته اسپینل پریدوتیتی جدایش یافته است. ماگمای سازندة سنگ‌مادر هنگام بالاآمدن آلودگی پوسته‌‏‌ای را تجربه کرده است و این نکته نشان می‌دهد به احتمال بالا در پهنة فرافرورانش در ارتباط با اقیانوس نئوتتیس جایگزین شده باشد. سپس سنگ مادر آمفیبولیت‌‏‌ها تا رخساره آمفیبولیت دگرگون شده‌‏‌ است. گمان می‌رود این دگرگونی پیامد بسته‌شدن حوضة اقیانوسی و برخورد قاره‌‏‌ای بعدی روی داده باشد برپایة نمودارهای سازگاری ACF از رخساره اپیدوت آمفیبولیت تا آمفیبولیت میانی، نمونه‌‏‌های متابازیت پاراژنز کانی‌‏‌های Hbl+Ep+Qtz، Hbl+Pl و Hbl+Bt+Pl را نشان می‌دهند.

 

سپاس‌گزاری

از شرکت زمین پژوه سهند برای فرستادن نمونه‌‏‌ها برای آنالیز شیمیایی به کانادا که سهم بسزایی در انجام این پژوهش داشته است، صمیمانه سپاس‌گزاری می‌شود.

Ahmed- Said, Y. and Leake, B. E. (1997) The petrogenesis of the Edough amphibolites, Annaba, NE Algeria: two unrelated basic magmas and the lherzolite- harzburgite residue of a possible magma source. Mineralogy and Petrology 59: 207- 237.

Akbari, K. and Tabatabaei Manesh, S. M. (2016) Study of protolith of metabasites from Zayandehrood dam margin and river (Sanandaj- Sirjan zone) with emphasis on minerals chemistry. Iranian Journal of Petrology 7(25): 97- 116 (in Persian).

Alavi, M. (1994) Tectonics of the Zagros orogenic belt of Iran. Tectonophysics 229(3): 211- 238.

Babaie, H. A., Ghazi, A. M., Babaei, A. A., LaTour, T. E. and Hasanipak, A. A. (2001) Trace element geochemistry of the volcanic rocks of the Neyriz ophiolite, Iran. Journal of Asian Earth Science 19: 61- 76.

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

Bucher, K. and Fery, M. (2000) Petrogenesis of Metamorphic Rocks. 7th edition, Springer, Verlag, Berlin Heidelberg.

Culshaw, N. and Dostal, J. (2002) Amphibolites of the Shawanaga domain, Central Gneiss Belt, Grenville Province, Ontario: tectonic setting and implications for relations between the Central Gneiss Belt and Mid- continental USA. Precambrian Research 113: 65- 85.

Dimitrijevic, M. D. (1973) Geology of Kerman region. Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.

Eftekharnezhad, C. (1980) Separation of different parts of Iran in terms of construction status in relation to sedimentary basins. Journal of the Oil Association 82: 19- 28 (in Persian).

Fazlnia, A. (2017) Tectonomagmatic setting of the Siahbaz A- type granitoids and mafic intrusions (Northwest of Khoy). Iranian Journal of Petrology 8(30): 31- 54 (in Persian).

Floyd, P. A. and Winchester, J. A. (1978) Identification and discrimination of altered and metamorphosed volcanics using immobile elements. Chemical Geology 21: 291-306.

Frost, B. R., Chamberlain, K. R. and Schumacher, J. C. (2001) Sphene (titanite): phase relations and role as a geochronometer. Chemical Geology 172(1): 131-148.

Hofmann, A., Jochum, K., Seufert, M. and White, W. (1986) Nb and Pb in oceanic basalts: new constraints on mantle evolution. Earth and Planetary Science Letters 79(1): 33–45.

Irvine, T. N. and Barager, W. R. A. (1971) A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks. Canadian Journal of Earth Science 8: 523- 548.

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

Meschede, M. (1986) A method of discriminating between different types of mid- ocean ridge basalts and continental tholeiites with the Nb- Zr- Y diagram. Chemical Geology 56: 207- 218.

Miller, C., Schuster, R., Klötzli, U., Frank, W. and Purtscheller, F. (1999) Post- collisional potassic and ultrapotassic magmatism in SW Tibet: geochemical and Sr–Nd–Pb–O isotopic constraints for mantle source characteristics and petrogenesis. Journal of Petrology 40(9): 1399–1424.

Mobin, M. (2001) Study of the history of deformation and stratigraphy of the Qur'i and Kyrfid regions. M.Sc. Thesis (not published), Geological Survey of Iran, Tehran, Iran.

Modjarrad, M., Moazzen, M. and Moayyed, M. (2010) Whole rock chemistry of Shahindezh metapelites, provenance and mineral parageneses. Iranian Journal of Petrology 1(4): 73- 88 (in Persian).

Mohajjel, M., Fergusson, C. L. and Sahandi, M. R. (2003) Cretaceous–Tertiaryconvergence and continental collision, Sanandaj- Sirjan zone, Western Iran. Journal of Asian Earth Sciences, 21:397–412.

Mousavi Nejadsoogh, S., Nasrabady, M., Nozaim. R. and Davoodi, Z. (2016) Thermobarometry and tectonic setting of Precambrian metamorphic basement of Central Iran in the Lakh Bargheshi area (southwest of Bardaskan, Khorasan Razavi). Iranian Journal of Petrology 7(26): 171-186 (in Persian).

Pearce, J. A. (1983) Role of the sub- continental lithosphere in magma genesis atactive continental margins. In: Continental basalts and mantle xenoliths (Eds. Hawkesworth, C. J. and Norry, M. J.) Shiva Publishing Ltd., Cheshire, UK.

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.

Poller, U., Huth, J., Hoppe, P. and Williams, I. S. (2001) REE, U, Th, and Hf distribution in zircon from western Carpathian Variscan granitoids: a combined cathodoluminescence and ion microprobe study. American Journal of Science 301: 858- 876.

Rahmani Moghaddam, I., Sharifi, M., Nadimi, A. and Tabatabaei manesh, S. M. (2015) Reconstruction of deformation and metamorphism history in the Bultaq shear zone (Central part of Sanandaj- Sirjan zone). Iranian Journal of Petrology 6(22): 1- 19 (in Persian).

Sabzehei, M., Eshragi, S. A., Roshan Ravan, J. and Seraj, M. (1997) Geology map of Golegohar, Geological survey of Iran, Tehran, Itan.

Sarkarinejad, K. (1994) Petrology and tectonic setting of the Neyriz ophiolite, southeastern Iran. Proceedings of 29th International Geological Congress, Part D: 221–234.

Şengor, A. M. C. (1990) A new model for the Late Paleozoic–Mesozoic tectonic evolution of Iran and implications for Oman. In: The Geology and Tectonics of the Oman region (Eds. Robertson, A. H. F., Searle, M. P. and Ries, A. C.) Special Publication 49: 797–831. Geological Society, London, UK.

Shah, M. T. and Shervais, J. W. (1999) The Dir- Utror metavolcanic sequence, Kohistan arc terrane, northern Pakistan. Journal of Asian Earth Sciences 17: 459- 475.

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

Sheikholeslami, R., Bellon, H., Emami, H., Sabzehei, M. and Piqué, A. (2003) Nouvelles données structurales et datations 40K- 40Ar surles roches métamorphiques de la region de Neyriz (zone de Sanandaj- Sirjan, Iran méridional). Leur intérêt dans le cadre du domaine néo- tethysien du Moyen- Orient. Compates Rendus Geoscience 335: 981- 991.

Stöcklin, J. (1968) Structural history and tectonics of Iran: a review. The American Association of Petroleum Geologists Bulletin 52(7): 1229–1258.

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

Wilson, M. (1993) Igneous petrogenesis, a global tectonic approach. Chapman & Hall, London, UK.

Winchester, J. A., and Floyd, P. A. (1976) Geochemical magma typediscrimination: application to altered and metamorphosed basic igneous rocks. Earth and Planetary Science Letters 28: 459- 469.

Wood, D., 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.

Yihunie, T., Adachi, M. and Yamamoto, K. (2006) Geochemistry of the Neoproterozoic metabasic rocks from the Negele area, southern Ethiopia: Tectonomagmatic implications. Journal of African Earth Sciences 44: 255- 269.

Zhao, Z., Mo, X., Dilek, Y., Niu, Y., DePaolo, D.J., Robinson, P., Zhu, D., Sun, C., Dong, G., Zhou, S. and Luo, Z. (2009) Geochemical and Sr–Nd–Pb–O isotopic compositions of the postcollisional ultrapotassic magmatism in SW Tibet: petrogenesis and implications for India intra-continental subduction beneath southern Tibet. Lithos 113(1): 190–212.

Zhu, C. Y., Zhao, G., Sun, M., Eizenhöfer, P. R., Liu, Q., Zhang, X., Han, Y. and Hou, W. (2016) Geochronology and geochemistry of the Yilan greenschists and amphibolites in the Heilongjiang complex, northeastern China and tectonic implications. Journal of Gondwana Research GR-01579: 16.