سنگ شناسی، ژئوشیمی و جایگاه زمین ساختی توده نفوذی همراه با کانسار مس رنگرز (شمال ساوه، بخش میانی کمان ماگمایی ارومیه- دختر).

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 گروه زمین شناسی، دانشکده علوم پایه، دانشگاه لرستان، خرم آباد، ایران

2 گروه زمین شناسی، دانشکده علوم پایه، دانشگاه برندون، برندون، کانادا

3 گروه علوم زمین و فضا، دانشگاه علم و صنعت چین، هفئی، چین

چکیده

کانسار مس رنگرز در 18 کیلومتری شمال ساوه در بخش میانی کمان ماگمایی ارومیه – دختر قرار گرفته است. سنگ های میزبان عمدتاً سنگ های آتشفشانی و آذرآواری ائوسن هستند که نفوذ یک توده با ترکیب کوارتز مونزودیوریتی و دایک های آندزیت- بازالتی در آنها منجر به دگرسانی و کانی سازی شده است. دگرسانی های هیدروترمالی شامل پروپیلیتیک، سریسیتی شدن، سیلیسی شدن، و مجموعه کلریت، کانی های رسی، کوارتز هستند. کانی های هیپوژن اصلی شامل پیریت، کالکوپیریت، بورنیت، اسپیکولار هماتیت، و مگنتیت هستند. کوارتزمونزودیوریت رنگرز بافت های گرانولار تا پورفیری را نشان می دهد و در بردارنده کانی های پلاژیوکلاز، آلکالی فلدسپار، کوارتز و ریز بلورهای آمفیبول و بیوتیت است. این سنگ ها عمدتاً متاآلومینوس و کالک آلکالن هستند. بالا بودن مقدار اکسیدهای CaO (61/2 تا 81/5)، Na2O (90/6 تا 78/7)، و پایین بودن اکسیدهای K2O (04/0 تا 38/0)، Fe2O3 (60/2 تا 58/4) و MgO (22/1 تا 81/2) می تواند ناشی از رخداد گسترده دگرسانی های پروپیلیتیک در سنگ های نفوذی منطقه باشد. بر اساس نمودارهای تفکیک موقعیت زمین ساختی و الگوی توزیع عناصرفرعی و نادر خاکی، تهی شدگی از عناصر Ti و P و غنی شدگی LREE ها از مشخصات یک محیط زمین ساخت فرورانشی حاشیه قاره ای فعال است. آنومالی منفی مشخص Eu و تهی شدگی نسبی Sr بیانگر حضور پلاژیوکلاز در خاستگاه ماگمایی به عنوان فاز پایدار است. نتایج مطالعات پتروژنزی بیانگر این هستند که تبلور تفریقی، و اختلاط ماگمایی اصلی ترین فرآیندهای کنترل کننده تکامل ماگمایی بوده اند.

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

Petrology, geochemistry and tectonic setting of the intrusive mass associated with Rangraz copper deposit (North of Saveh, central part of Urumieh–Dokhtar magmatic arc)

نویسندگان [English]

  • somayeh dolatshahi 1
  • Hassan Zamanian 1
  • Alireza Karimzadeh Somarin 2
  • Xiaoyong Yang 3
1 Department of Geology, Faculty of basic Science, Lorestan University, Khoram Abad, Iran
2 Department of Geology, Faculty of Natural Science, Brandone universiry, Canada
3 School of Earth and Space Sciences, University of Science and Technology of China, Hefei, China
چکیده [English]

The Rangraz copper deposit is located in 18 km of northern Saveh which is in the central part of the Uromieh–Dokhtar magmatic arc. The host rocks are mainly volcanics and volcaniclastics of Eocene which altered and mineralized by intruding the quartz monzodiorite intrusion and andesitic-basaltic dikes in them. Hydrothermal alterations are propylitic, sericitization, silicification, and the chlorite-clay minerals-quartz assemblage. The principal hypogene ore minerals include pyrite, chalcopyrite, bornite, specular hematite, and magnetite. The Rangraz quartz monzodiorite composes of plagioclase, K-feldspar, quartz, fine grain biotite and amphibole shows granular to porphyritic textures. These rocks are commonly metaluminous and calc-alkaline. The high CaO (2.61 to 5.81) and Na2O (6.90 to 7.78) and low K2O(0.04 to 0.38), Fe2O3 (2.60 to 4.58), and MgO(1.22 to 2.81) contents can be caused by the extensive propylitic alteration in intrusion rocks of the study area. According to the tectonic setting discrimination diagrams, and trace and rare earth elements distribution patterns, depletion of Ti, P and LREE enrichment are the subduction at active continental margin tectonic characteristics. Significant negative Eu anomalies and relative depletion in Sr indicate the presence of plagioclase as a stable phase at magmatic source. The result of petrogenetic studies represent that crystal fractionation, and magma mixing were the most dominant processes controlling magmatic evolution.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Petrology
  • Geochemistry
  • quartz monzodiorite
  • Rangraz copper deposit
  • Saveh
  • Uromieh–Dokhtar magmtic arc

کانسار مس رنگرز در 18 کیلومتری شمال ساوه (مختصات طول جغرافیایی ²50¢50°24 تا  ²03¢50°26 خاوری و عرض جغرافیایی ²57¢35°10 تا ²14¢35°10 شمالی) و در بخش میانی کمان ماگمایی ارومیه- دختر جای گرفته است (شکل 1). وجود معادن و اندیس‏‏‌های مس (مانند معدن‌های نارباغی، کوه‌پنگ، زرندیه و اندیس مس علیشار) رخداد گستردة دگرسانی‏‏‌ها و گسترش توده‏‏‌های نفوذی در سنگ‏‏‌های آتشفشانی و آتشفشانی- رسوبی در منطقة ساوه آن را به یکی از پهنه‌های مستعد برای اکتشاف پتانسیل‏‏‌های معدنی فلزی تبدیل کرده است. یافتن نشانه‌هایی از معدنکاری‏‏‌های قدیمی در منطقة رنگرز، قدمت فعالیت‏‏‌های معدنی در این منطقه را نشان می‌دهد. برپایة عملیات‏‏‌های اکتشافیِ گروه معدنی زرمش از سال 1392 تا کنون (شامل تهیه نقشه‏‏‌های زمین‌‌شناسی، اکتشافات زمین‌فیزیکی و زمین‏‌شیمیایی، حفر ترانشه و گمانه)، 4 پهنة کانه‏‌زایی مس در منطقه شناسایی شده است. در شکل 2 جایگاه این پهنه‏‌‏‏‌ها نسبت به یکدیگر نشان داده شده است. گمان می‌رود پراکندگی کانی‏‌سازی‏‏‌ها در این منطقه از یک الگوی ساختاری ویژه پیروی می‏‏‌کند؛ به‏‌گونه‏‌ای‏‌که در بخش‏‌هایی که رخدادهای زمین‌‌شناسی گوناگون در آنها دیده می‌شود (مانند: گسل‏‏‌ها و شکستگی‏‏‌ها، نفوذ دایک‏‏‌ها، سنگ‌شناسی درهم و دگرسانی‏‏‌ها) رخنمون کانی‏‌سازی‏‏‌ها بیشتر است. برپایة نقشة 1:20000 منطقه، برونزدهای کوچکی از یک تودة نفوذی با مساحت نزدیک‌به 3 کیلومتر مربع در شمال بخش‏‏‌های کانه‏‏‌دار به‌چشم می‏‏‌خورند. تا کنون دربارة زمین‏‌شیمی، سنگ‌شناسی و سنگ‌زایی این تودة نفوذی پژوهشی انجام نشده است. در این پژوهش، برپایة بررسی‌های سنگ‌نگاری و ویژگی‏‏‌های زمین‏‌شیمیایی، جایگاه زمین‌ساختی و سنگ‌‌زایی تودة نفوذی رنگرز بررسی می‌شوند. در ادامه به اختصار کانی‏‌سازی همراه با این توده توصیف شده است.

 

 

 

شکل 1- جایگاه زمین‌‌شناسی منطقه مس رنگرز و توده‏‏‌های نفوذی شمال‌باختری ساوه در بخش میانی کمان ماگمایی ارومیه- دختر (اقتباس و تغییرات از Nouri و همکاران، 2018)

 

شکل 2- جایگاه پهنه‏‌‏‏‌های کانه‏‌زایی در نقشة 1:20000 رنگرز (اقتباس و تغییرات از Zamin Joyan Pars، 2014)

 

 

زمین‌‌شناسی

منطقة بررسی‌شده بخش کوچکی از ورقة 1:100,000 ساوه است (Ghalamghash, 1998). در گسترة این ورقه فراوانی واحدهای آذرین بیرونی ائوسن (گدازه‏‏‌ها، رسوبی‏‏‌های همراه و واحدهای آذرآواری) فراوان‌تر از سنگ‌های آذرین درونی است. گدازه‌ها و سنگ‏‏‌های آذرآواری حد واسط بخش بزرگی از سنگ‌های آذرین بیرونی را دربر گرفته‌اند و سنگ‏‏‌های بازیک (گدازه‏‏‌های بازالتی الیگوسن) رخنمون کمتری دارند. گدازه‏‏‌های آندزیتی- تراکی‌آندزیتی همراه با توف‏‏‌های ریوداسیتی با سن ائوسن میانی از کهن‏‌ترین واحدهای رخنمون‌یافته در پهنة ساوه هستند (Ghalamghash, 1998). سنگ‏‏‌های آتشفشانی پهنة ساوه ویژگی‌های زمین‏‌شیمیایی پهنه‌های فرورانش و سری‏‏‌های ماگمایی کالک‌آلکالن را نشان می‌دهند (Davarpanah, 2009).

 

توده‏‏‌های نفوذی گرانیتوییدی برونزدیافته در شمال‌باختری ساوه ترکیبی از کوارتزمونزوگابرو تا گرانیت دارند (Caillat et al., 1978; Helmi, 1991; Ramezani, 2005; Ghasemi et al., 2007; Rezaei Kahkhaei et al., 2011; Keshavarzi et al., 2014a, b; Rezaei Kahkhaei et al., 2014; Nouri et al., 2018) و به سه گروه کوارتزمونزودیوریت خلخاب، گرانودیوریت نشوه و گرانودیوریت سیلیجرد رده‌بندی می‏‏‌شوند (Rezaei Kahkhaei et al., 2014). گرانودیوریت سیلیجرد با مساحتی افزون‌بر 56 کیلومترمربع بخش بزرگی از این مجموعه را دربر گرفته است. برپایة نسبت‏‏‌های ایزوتوپی Sr و Nd، متاسوماتیسم گوشته‏‏‌ای نقش مهمی را در پیدایش توده‏‏‌های نفوذی شمال‌باختری ساوه داشته است (Rezaei Kahkhaei et al., 2014). همچنین، به باور Nouri و همکاران (2018)، ماگمای مادر و مافیک ساوه در پی ذوب‌بخشی کم ژرفای گوشتة سنگ‌کره‌ای متاسوماتیسم‌شده در پی گسترش مرتبط با فشارزدایی در فشار کم پدید آمده است. برپایة سن‌سنجی اورانیم- سرب، کمپلکس ماگمایی شمال‌باختری ساوه در ائوسن بالایی (بارتونین) متبلور شده است (Nouri et al., 2018).

رخنمون کانی‏‌سازی‏‏‌ها و دگرسانی‏‏‌ها در منطقة رنگرز در گستره‏‏‌ای به بزرگی نزدیک‌به 7 کیلومترمربع دیده می‌شود. سنگ‏‏‌های آتشفشانی و آذرآواری بخش بزرگی از این منطقه را پوشش داده‏‏‌اند. سنگ‏‏‌های آتشفشانی بیشتر دربردارندة آندزیت، لاتیت‌آندزیت، تراکیت- تراکی‌آندزیت، داسیت، ریوداسیت و آندزیت‌بازالت هستند. این سنگ‏‏‌های آتشفشانی ویژگی‌های میکروسکوپی کمابیش مشابهی دارند؛ به‏‌گونه‏‌ای‏‌که از درشت‌بلورهایی از پلاژیوکلاز و آلکالی‌فلدسپار در زمینه دانه‌ریزی از پلاژیوکلاز، آلکالی‌فلدسپار، کلریت و مقادیر اندکی بیوتیت، مگنتیت، پیریت و آپاتیت بسیار دانه‌ریز ساخته شده‌اند. سنگ‏‏‌های آذرآواری بیشتر ریوداسیت‌توف، توف‌آندزیتی، لیتیک‌آندزیت‌توف، ماسه‏‌سنگ‏‏‌های آتشفشانی، برش آتشفشانی و آگلومرا هستند. از دیدگاه دانه‏‌بندی این سنگ‏‌ها بیشتر در ردة خاکستر توف تا لاپیلی‏‌توف شمرده می‌شوند. خرده‏‌های سنگی سازندة این سنگ‏‌های آذرآواری بیشتر ترکیب آندزیتی و ریوداسیتی دارند و خرده‏‌های کانیایی بیشتر از بلورهای پلاژیوکلاز، آلکالی‌فلدسپار و کلسیت با بافت‏‏‌های گوناگونِ فراگمنتال، نیمه‏‏‌بلورین، میکروپورفیری، برشی و شبه برشی، میکروکریستالین و بادامکی ساخته شده‏‌اند.

سنگ‏‏‌های آتشفشانی و آذر آواری منطقه دچار نفوذ دایک‏‏‌های حدواسط- بازیک و توده‏‏‌های نفوذی شده‏‏‌اند (شکل 3) و ازاین‌رو، دگرسانی‏‏‌های گرمابی و کانه‏‌زایی در منطقه روی داده است. این دایک‏‏‌ها کمابیش در همة منطقه و با روند عمومی شمال‌باختری- جنوب‌خاوری گسترده شده‏‌اند. رخداد و پراکندگی این دایک‏‏‌ها در سراسر منطقه گویای جایگیری یک مخزن ماگمایی در ژرفای منطقه است که پس از پایان فوران ماگمایی به شکل تاخیری در دیگر واحدهای سنگی منطقه تزریق شده است. رخداد این دایک‏‏‌ها به‏‌صورت انفرادی یا دسته دایک‏‏‌های موازی است. درازای برخی از آنها به بیشتر از 300 متر و ستبرای آنها به چند متر می‏‌رسد. دایک‏‌های یادشده بیشتر ترکیب حد واسط تا بازیک دارند. به‌دنبال نفوذ این دایک‏‏‌ها در سنگ‏‏‌های منطقه، دگرسانی روی داده است، افزون‌براین، دایک‏‏‌ها نیز تحت‌تأثیر محلول‏‏‌های گرمابی با شدت و ضعف دچار دگرسانی شده‏‏‌اند. این دایک‏‏‌ها از دیدگاه سنگ‌‌شناسی، بازالت‌آندزیتی، آندزیت‌بازالتی و آندزیت هستند (Bazoobandi et al., 2016).

گسل کوشک نصرت اصلی‏‌ترین سامانة گسلی در نزدیکی منطقة بررسی‌شده است. در کل، ساختارهای زمین‌‌شناسی منطقه روند شمال‌باختری- جنوب‌خاوری دارند. ازآنجایی‌که مقاومت فیزیکی سنگ‏‏‌ها دربرابر نیروهای زمین‏‌ساختی فشارشی بالا‏‌ست، شکستگی‏‏‌ها نسبت به چین‌خوردگی‏‏‌ها پدیده غالب هستند و پیامد آنها فراوانی بالای گسل‏‏‌های فرعی در منطقه است.

 

 

 

شکل 3- نقشة زمین‌‌شناسی 1:5000 منطقة رنگرز (اقتباس و تغییرات از Zamin Joyan Pars، 2014)

 

 

روش انجام پژوهش

پس از بازدیدهای صحرایی، شمار 60 نمونه از سنگ‌های آتشفشانی، آذرآواری، دایک‏‏‌ها و نفوذی‏‏‌های منطقه برگزیده و پس از ساخت مقطع نازک از آنها، بررسی سنگ‌نگاری شدند. همچنین، شمار 55 مقطع صیقلی از بخش‏‏‌های کانه‏‏‌دار منطقه ساخته و بررسی کانی‌‌شناسی شد. عملکرد گستردة رویدادهای گرمابی درجات ضعیف تا شدید دگرسانی را در پی داشته است؛ به‏‌گونه‏‌ای‏‌که برگزیدن نمونه‏‏‌های کاملاً سالم ممکن نبود. به‌هر روی، شمار 10 نمونه از توده‏‏‌های نفوذی با دگرسانی کمتر برگزیده شد و برای اکسیدهای عنصرهای اصلی به روش XRF و عنصرهای فرعی و خاکی کمیاب به روش ICP-MS در آزمایشگاه زمین‏‌شیمی دانشگاه علم و صنعت چین (Hefei) تجزیه شدند. در پردازش داده‏‏‌ها از نرم‌افرارهای GCDKit و Excel برای شناخت روابط عنصری و خاستگاه سنگ‏‏‌های نفوذی منطقه بهره گرفته شد.

سنگ‌‌شناسی تودة نفوذی

توده‏‏‌های نفوذی منطقه بیشتر در بخش‏‏‌های شمالی درون سنگ‏‏‌های توف آندزیتی و آندزیت- لاتیت آندزیت تزریق شده‌اند و این سنگ‏‏‌ها را قطع کرده‌اند. رنگ عمومی این سنگ‏‏‌ها خاکستری روشن تا تیره است. این سنگ‏‌ها زمینة گرانولار و بافت پورفیری دارند و دگرسانی پروپیلیتیک با شدت متوسط را تجربه کرده‏‏‌اند (شکل 4). ترکیب این سنگ‏‏‌ها به‏‌صورت میان‌انگشتی از دیوریت تا مونزودیوریت تغییر می‏‏‌کند. این واحد‏‏‌های سنگی از یک سری بلورهای متوسط اندازه ساخته شده‏‏‌اند. همچنین، این سنگ‌ها بلورهای نیمه‏‏‌شکل‌دار پلاژیوکلاز با ساخت منطقه‏‏‌ای (شکل 5- A)، بلورهای بی‏‏‌شکل آلکالی‌فلدسپار و بلورهای بی‌شکل کوارتز (با فراوانی نزدیک به 8 درصدحجمی و با ابعاد کوچک‏‌تر از دیگر سازنده‌های سنگ) دارند (شکل 5- B).

 

 

 

شکل 4- نمایی از تودة نفوذی در نمونة دستی

 

 

شکل 5- تصویرهای میکروسکوپی از تودة نفوذی با ترکیب مونزودیوریت. A) پلاژیوکلازهایی با ساخت منطقه‌ای؛ B) کوارتز با فراوانی کمتر از 10 درصدحجمی؛ C) بلور کلریت به رنگ آبی پررنگ در مرکز تصویر؛ D) بلورهای اپیدوت که با بلورهای پلاژیوکلاز دگرسان شده فراگرفته شده‏‏‌اند


 

 

کانی‏‏‌های‏‏‌فرومنیزین سنگ را بلورهای آمفیبول و پولک‏‏‌های بیوتیت می‌سازند. جانشینی آنها با کربنات (کلسیت– دولومیت)، کلریت، اکسیدهای تیتانیم و اپیدوت در سنگ کمابیش به یک اندازه دیده می‌شود (شکل‌‏‏‌های 5- C و 5- D). جانشینی با کانی‏‏‌های رسی تا اندازه‌ای سطح بلورهای فلدسپار را کدر و مخدوش‏‌ کرده است. در این سنگ‏‏‌ها نشانه‌هایی از هماتیت نیز دیده می‏‏‌شود که پیامد اکسید‏‌شدن دانه‏‏‌های منیتیت در زمینه سنگ است. همچنین، در این سنگ‏‏‌ها نشانه‌هایی از دگرسانی تورمالینی‏‌شدن دیده می‏‏‌شود. کربنات (کلسیت و دولومیت)، کلریت، اپیدوت، اکسیدهای تیتانیم و کانی‏‏‌های رسی از کانی‏‏‌های ثانویه هستند. کانی‏‏‌های کدر، آپاتیت و روتیل نیز از کانی‏‏‌های فرعی به‌شمار می‌روند.

 

شیمی سنگ کل

برپایة جدول 1، مقدار SiO2 در سنگ‏‏‌های نفوذی منطقة رنگرز که برابربا 13/58 تا 76/65 درصدوزنی (میانگین: 60/62 درصدوزنی) است، نشان‏‌دهندة سرشت اسیدی این سنگ‌هاست.

 

 

جدول 1- داده‌های تجزیة شیمیایی سنگ‏‏‌های نفوذی (کوارتزمونزودیوریت) منطقة رنگرز (شمال ساوه) (اکسید عنصرهای اصلی (برپایة درصدوزنی) با روش XRF و عنصرهای فرعی و کمیاب (برپایة ppm) با روش ICP-MS به‌دست آمده‌اند؛ DL: آستانه آشکارسازی)

D1

D3

D4

D10

D5

D2

D9

D8

D7

D6

DL

Sample No.

65.76

65.54

64.99

63.69

63.51

63.36

62.24

59.78

59.04

58.13

0.01

SiO2

0.52

0.52

0.55

0.53

0.57

0.54

0.59

0.67

0.61

0.59

0.01

TiO2

14.86

15.16

15.38

15.02

15.56

14.79

15.49

16.14

15.38

15.62

0.01

Al2O3

2.60

2.80

3.35

3.64

4.31

3.44

4.27

4.58

3.69

3.19

0.01

Fe2O3

0.05

0.05

0.03

0.04

0.03

0.04

0.04

0.05

0.04

0.06

0.01

MnO

1.33

1.22

1.82

2.19

2.78

2.36

2.46

2.74

2.78

2.81

0.01

MgO

3.46

3.55

2.94

3.35

2.61

3.95

3.58

4.23

5.23

5.81

0.01

CaO

7.60

7.78

7.62

7.43

7.57

7.25

7.56

6.90

7.32

7.33

0.01

Na2O

0.08

0.09

0.09

0.05

0.05

0.05

0.06

0.38

0.04

0.04

0.01

K2O

0.14

0.14

0.15

0.15

0.16

0.16

0.18

0.21

0.18

0.18

0.01

P2O5

3.35

3.42

3.17

3.35

3.04

4.13

3.50

4.45

5.36

5.82

0.01

LOI

99.75

100.27

100.09

99.44

100.19

100.07

99.97

100.13

99.67

99.58

0.01

Total

76

76

84

89

95

94

104

129

124

122

5

V

40

40

40

40

70

60

60

40

100

70

10

Cr

14

15

15.3

14.4

15.4

15

15

16.8

15.8

16.6

0.1

Ga

1.8

2

1.9

0.8

0.8

0.9

1

10

0.7

0.7

0.2

Rb

152

153

180.5

200

184.5

136.5

215

262

154

137

0.1

Sr

241

245

249

238

223

233

216

188

198

214

2

Zr

20

20

20.3

18.4

18.3

18

17.9

16.4

17.2

17.1

0.2

Nb

0.36

0.37

0.24

0.12

0.12

0.20

0.14

0.55

0.22

0.19

0.01

Cs

14.3

10.9

15.2

13

10.9

9.4

13.4

31.1

8.2

8.9

0.5

Ba

15.30

15.75

15.90

14.95

13.90

13.75

12.95

10.70

11.70

12.05

0.05

Th

3.47

3.48

3.56

3.40

3.25

3

3.44

3.10

3.01

3.08

0.05

U

6

5.9

6

5.8

5.5

5.7

5.1

4.6

4.8

5.3

0.2

Hf

1.6

1.6

1.5

1.5

1.4

1.4

1.3

1.2

1.2

1.3

0.1

Ta

1

1

1

1

1

1

1

1

2

2

1

W

2

2

2

1

2

2

1

1

2

1

1

Sn

20

17.7

18.6

13.9

14.7

18.9

17.4

22.1

21.7

21.5

0.1

Y

17.4

17.2

17.5

13.3

19.3

15.2

34.2

17.3

17.9

16.8

0.1

La

33.4

34.5

34.6

26.4

36

30.5

64.7

34

35.3

32.4

0.1

Ce

3.87

3.94

4.05

2.95

3.94

3.44

6.78

4.16

4.10

3.84

0.03

Pr

14.2

14.5

14.7

10.6

13.4

12.1

24

15.9

14.9

14.5

0.1

Nd

3.09

3.30

3.21

2.79

2.72

2.73

4.78

3.93

3.22

3.45

0.03

Sm

0.73

0.67

0.69

0.70

0.60

0.64

1.09

1.23

0.84

0.89

0.03

Eu

3.32

3.29

3.19

2.65

2.49

2.98

3.70

3.99

3.58

3.53

0.05

Gd

0.62

0.52

0.53

0.40

0.44

0.55

0.59

0.65

0.61

0.61

0.01

Tb

3.80

3.04

3.40

2.51

2.80

3.41

3.32

4.20

3.87

3.85

0.05

Dy

0.81

0.69

0.75

0.53

0.62

0.80

0.69

0.87

0.81

0.77

0.01

Ho

2.33

2.04

2.33

1.58

1.91

2.30

1.95

2.48

2.36

2.32

0.03

Er

0.36

0.33

0.34

0.25

0.31

0.34

0.29

0.37

0.35

0.34

0.01

Tm

2.20

2.16

2.28

1.83

2.08

2.12

2.02

2.39

2.35

2.29

0.03

Yb

0.37

0.35

0.35

0.32

0.35

0.34

0.33

0.36

0.36

0.37

0.01

Lu


 

 

همچنین، در این سنگ‏‏‌های نفوذی، مقدار میانگین از Al2O3 برابربا 79/14 تا 14/16 درصدوزنی، CaO برابربا 61/2 تا 81/5 درصدوزنی، Fe2O3 برابربا 60/2 تا 85/4 درصدوزنی، MgO برابربا 22/1 تا 81/2 درصدوزنی و نسبت Na2O/K2O برابربا 005/0 تا 055/0 است.

افزایش مقدار اکسیدهای CaO، Na2O و مقدار L.O.I. و کاهش اکسیدهای K2O، Fe2O3 و MgO با رخداد گسترده دگرسانی‏‏‌های پروپیلیتیک در سنگ‏‏‌های نفوذی منطقه مرتبط دانسته می‌شود. غنی‏‌شدگی از CaO و کاهش K2O و MgO چه‌بسا پیامد تجزیه کانی‏‌هایی مانند پلاژیوکلاز، آلکالی‌فلدسپار و بیوتیت و پیدایش کانی اپیدوت است که Ca بیشتری در ساختار خود دارند (Montoya and Hemley, 1975).

برای نام گذاری سنگ‏‏‌های نفوذی منطقه، نمودار R1-R2 (De La Roche et al., 1980) به‌کار برده شد. برپایة این نمودار، سنگ‏‏‌های نفوذی منطقه در گسترة مونزونیت و کوارتزمونزونیت جای می‏‏‌گیرند (شکل 6).

 

تعیین شاخص اشباع از آلومینیم و سری ماگمایی

برپایة نمودار A/NK دربرابر A/CNK (Shand, 1943)، سنگ‏‏‌های نفوذی منطقه از نظر شاخص اشباع از آلومینیم در گسترة سنگ‌های متاآلومینوس جای می‏‏‌گیرند (شکل 7- A). برپایة نمودار P2O5 دربرابر Zr (Winchester and Floyd, 1977)، سنگ‏‏‌های نفوذی سرشت ساب‌آلکالن دارند (شکل 7- B). برپایة نمودار پیشنهادیِ Ross و Bedard (2009) که روند تغییرات میزان Zr دربرابر Y را نشان می‏‏‌دهد، نمونه‌‏‏‌های سنگ‏‏‌های نفوذی در سری سنگ‌های کالک‌آلکالن جای می‏‏‌گیرند (شکل 7- C).

 

 

شکل 6- ترکیب تودة نفوذی منطقة رنگرز در نمودار R1 دربرابر R2 (De La Roche et al., 1980)

 

شناسایی جایگاه زمین‌ساختی

برپایة نمودار Ta/Yb دربرابر Th/Yb (Pearce, 1983)، نمونه‏‏‌های بررسی‌شده در محدوده مرز فعال قاره‏‏‌ای جای می‏‏‌گیرند (شکل 8- A). همچنین، Pearce و همکاران (1984) پهنه‏‏‌های زمین‌ساختی گوناگون گرانیتوییدها را برپایة نسبت لگاریتم Nb به لگاریتم Y شناسایی کرده‏‏‌اند. برپایة این نمودار، همة نمونه‏‏‌ها در موقعیت گرانیت‏‏‌های کمان‏‏‌های آتشفشانی و همزمان با برخورد جای گرفته‏‏‌اند (شکل 8- B). برپایة نمودار Y دربرابر Zr (Muller and Groves, 1997)، همة نمونه‏‏‌های تودة نفوذی منطقه مرتبط با کمان‏‏‌های آتشفشانی به‌شمار می‌روند (شکل 8- C).


 

 

 

شکل 7- A) نمودار تعیین شاخص آلومینیم (Shand, 1943)؛ B) شناسایی سری ماگمایی در نمودار P2O5 دربرابر Zr (Winchester and Floyd, 1977)؛ C) تفکیک سری‏‏‌های ماگمایی سنگ‏‏‌های منطقه در نمودار Zr دربرابر Y (Ross and Bedard, 2009)

 

 

شکل 8- شناسایی پهنة زمین‏‌ساختی سنگ‏‏‌های نفوذی منطقة رنگرز در: A) نمودار Ta/Yb دربرابر Th/Yb (Pearce, 1983)؛ B) نمودار لگاریتمی Nb دربرابر Y (Pearce et al., 1984)؛ C) نمودار Y دربرابر Zr (Muller and Groves, 1997)

 

 

بررسی الگوی عنصرهای فرعی و خاکی کمیاب

به‌کاربردن الگوی پراکندگی عنصرهای خاکی کمیاب و کمیاب در نمودارهای بهنجارشده به ترکیب کندریت از راه‏‏‌های کارآمد برای پی‌بردن به پهنة زمین‏‌ساختی سنگ‏‏‌های یک ناحیه است. در شکل 9- A، نمودار عنکبوتی عنصرهای فرعی و برخی عنصرهای خاکی کمیاب بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (Sun and McDonough, 1989)، برای سنگ‏‏‌های منطقه نشان داده شده است. برپایة این نمودار تأثیر فرایندهای دگرسانی به‌خوبی در الگوی پراکندگی برخی عنصرها آشکار است. تهی‏‌شدگی شدید K، Rb و Ba، پیامد شکسته‏‌شدن فلدسپارها هنگام رویداد فرایندهای دگرسانی است (Fulignati et al., 1999). Rb و Ba+2 در کانی‏‏‌های پتاسیم‏‏‌دار جانشین K می‏‏‌شوند و هنگام دگرسانی مقدار آنها شدیداً افت می‏‏‌کند. نبود آنومالی مثبت یا منفی Nb در این نمودار پیامد آنومالی منفی دروغین K در پی دگرسانی است. برپایة شکل 9- A، سنگ‏‏‌های نفوذی منطقه از P و Ti تهی‏‌شدگی نشان می‏‏‌دهند. این ویژگی با سرشت زمین‏‌شیمیایی شاخص‏‏‌های سنگ‏‏‌های پهنه‌های زمین‌ساختی فرورانشیِ وابسته به مرز فعال قاره‏‏‌ای همخوانی دارد (Gill, 2010). آنومالی منفی P پیامد جداشدن آپاتیت از ماگماست. برپایة بررسی‌های Zhang و همکاران (2010) عواملی که آنومالی منفی Ti را به‌دنبال دارند، عبارتند از:

1- ذوب‌بخشی  سنگ‏‌هایی که فازهای بجامانده‏‏‌ای مانند روتیل و ایلمنیت دارند؛

2- متاسوماتیسم همراه با فرورانش؛

3- آلایش پوسته‌ای.

در نمودار عنکبوتی دربرابر ترکیب کندریت (Boynton, 1984)، عنصرهای خاکی کمیاب نمونه‏‏‌های منطقة رنگرز شیب منفی دارند و LREE‏‏‌ها دربرابر HREE‏‏‌ها غنی‏‌شدگی نشان می‏‏‌دهند (شکل 9- B). پیدایش سنگ‏‏‌ها در پهنه‌های فرورانش غنی‏‏‌شدگی LREEها را در پی دارد (Winter, 2001). Eu آنومالی منفی آشکارایی در سنگ‏‏‌های نفوذی منطقه نشان می‌دهد و نسبت Eu/Eu* در سنگ‏‏‌های نفوذی منطقه از 62/0 تا 95/0 تغییر می‏‏‌کند. در کل، با افزایش دگرسانی و تخریب پلاژیوکلاز، Eu به‏‌صورت Eu2+انتقال می‏‏‌یابد؛ زیرا در شرایط اکسیدان Eu با کمترین میزان پتاسیل یونی، تحرک‌پذیری بیشتری نسبت به دیگر عنصرهای خاکی کمیاب دارد (Puchlet and Emmermann, 1976). در مقابل، در دگرسانی پروپیلیتیک با افزایش شدت دگرسانی مقدار آنومالی منفی Eu کمتر می‏‏‌شود؛ زیرا در شرایط احیایی این دگرسانی، Eu به‏‌صورت دو ظرفیتی در سیال حضور دارد و اپیدوت میزبان خوبی برای Eu2+ است (به‌دنبال همانندیِ شعاع یونی Eu و Ca و جانشینی یوروپیم به‌جای کلسیم در ساختار اپیدوت). برپایة آنچه گفته شد، آنومالی منفی Eu پیامد رخداد دگرسانی در تودة نفوذی نیست. اگر ناهنجاری منفی Eu با ناهنجاری منفی Sr همراه باشد، جدایش بلوری پلاژیوکلاز رخ داده است (Wilson, 1989). برپایة آنومالی منفی آشکارا در Eu و تهی‏‌شدگی نسبی Sr در سنگ‏‏‌های نفوذی منطقه، پس پلاژیوکلاز فاز پایدار در خاستگاه و یا فاز مهم در هنگام جدایش بلورین و یا هنگام تغییر فوگاسیته اکسیژن بوده است (Rollinson, 1993; White, 2005).

 

 

 

شکل 9- A) عنصرهای فرعی در سنگ‏‏‌های نفوذی منطقه در نمودار عنکبوتی بهنجارشده دربرابر ترکیب گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989)؛ B) عنصرهای خاکی کمیاب سنگ‏‏‌های نفوذی منطقة رنگرز در نمودار بهنجارشده به ترکیب کندریت (Boynton, 1984)

 

 

سنگ‌‌زایی و فرایندهای ماگمایی

برای دستیابی به نقش تحولات ماگمایی (مانند: تفریق، جدایش بلورین، ذوب‌بخشی  و مانند آنها) که اغلب در تاریخچه پیدایش و تبلور هر کمپلکس ماگمایی رخ می‏‏‌دهد، نمودارهای ویژه‌ای به‌کار برده می‏‏‌شود. ماگماهای حدواسط تا اسیدی بیشتر با جدایش از یک ماگمای مافیک یا در پی ذوب‌بخشی  پوسته پدید می‌آیند (Castro, 2013). تغییرات Sr همروند با جدایش ماگمایی کم فشار است. Sr در پلاژیوکلاز سازگار است؛ اما در کلینوپیروکسن نه. ازاین‌رو، با جدایش پیاپی پلاژیوکلاز، مقدار استرانسیم با افزایش مقدار SiO2 در توده‏‏‌های نفوذی منطقه کاهش می‏‏‌یابد (Wilson, 2007) (شکل 10- A).

 

 

 

شکل 10- نمودارهای سنگ‌زایی برای توده‏‏‌های نفوذی منطقة رنگرز در نمودار: A) SiO2 دربرابر Sr؛ B) MgO دربرابر Sr؛ C) SiO2 دربرابر Dy/Yb؛ D) Sr دربرابر Rb/Sr؛ E) SiO2 دربرابر Eu؛ F) Sr دربرابر Eu/Eu*؛ G) TiO2 دربرابر Ta/Nb؛ H) Th/Ti دربرابر Th برای نمایش نقش مهم تبلور تفریقی یا آلایش در پیدایش این ترکیب‌ها (Schiano et al., 2010)؛ I) La دربرابر La/Yb؛ J) TiO2دربرابر Zr؛ K) Th دربرابر Ti/Yb (روندهای تفریق برگرفته از: Davidson et al., 2007; Klimm et al., 2008; Wilson, 2007; Stepanov et al., 2014)

 

 

در شکل 10- B، مقدار Sr با کاهش مقدار MgO کاهش می‏‏‌یابد که نشان‏‌دهندة جدایش پلاژیوکلاز است. مقدار Dy/Yb با افزایش مقدار SiO2 تقریباً کاهش می‏‏‌یابد و این پدیده نشان می‌دهد جدایش کلینوپیروکسن یا هورنبلند تا اندازه‌ای در تکامل ماگمای منطقه تأثیرگذار بوده است (شکل 10- C). مقدار نسبت Rb/Sr با افزایش مقدار Sr، نخست کاهش و سپس تغییرات کمابیش خطی نشان می‏‏‌دهد (شکل 10- D). این ویژگی با جدایش پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن و هورنبلند سازگار است (Davidson et al., 2007). Eu با افزایش مقدار SiO2 نخست افزایش و سپس کاهش می‏‏‌یابد. این نکته نشان می‏‏‌دهد جدایش پلاژیوکلاز نقش مهمی را در پیدایش ماگمایی با بیشتر از 60 درصدوزنی SiO2 دارد (شکل 10- E). افزون‌براین، همبستگی مثبت میان Sr و نسبت Eu/Eu* نشان‌دهندة جدایش چشمگیر پلاژیوکلاز است (شکل 10- F). ثابت‏‌بودن نسبت Ta/Nb دربرابر TiO2 نشان‏‌دهندة جدایش مگنتیت در ماگمای رنگرز است (شکل 10- G). همان‌گونه‌‌که نمودارهای Th/Ti دربرابر Th (Schiano et al., 2010)، La/Yb دربرابر La، Zr دربرابر TiO2 و Th دربرابر Ti/Yb نشان می‏‏‌دهند، ماگمای منطقه در هنگام رویداد فرایندهای جدایش بلورین دچار آلایش پوسته‏‏‌ای شده است (شکل‌های 10- H، 10- I، 10- J و 10- K).

 

دگرسانی و کانی‏‌سازی

برپایة بررسی‌های سنگ‌نگاری، پروپیلیتیک، سریسیتی‏‌شدن، سیلیسی‏‌شدن و مجموعه کلریت، کائولینیت، کوارتز از مجموعه دگرسانی‏‏‌های گرمابی دیده‌شده در منطقه هستند. دگرسانی پروپیلیتیک بیشتر واحدهای کوارتزمونزودیوریت و دایک‏‏‌های حد واسط- بازیک را تحت‌تأثیر قرار داده است. در این دگرسانی، پلاژیوکلاز، پتاسیم‌فلدسپار و کانی‏‏‌های مافیک در هنگام رویداد فرایندهای گرمابی با کلریت، اپیدوت و کلسیت جایگزین شده‏‏‌اند. همچنین، جانشینی ضعیف پلاژیوکلاز با آلبیت در واحد کوارتزمونزودیریت دیده می‏‏‌شود. برپایة حضور فراوان کلریت، دگرسانی کلریتی به‌عنوان زیررده‏‏‌ای از دگرسانی پروپیلیتیک دانسته می‌شود. در این زیررده از دگرسانی، کلریت و سریسیت جانشین پلاژیوکلاز شده‏‏‌اند و یا در زمینه حضور دارند. همراه با این دگرسانی پیریت نیز دیده می‌شود.

در بخش‏‌هایی از منطقه، نفوذ دایک‏‏‌ها به درون توف‏‏‌های آندزیتی دگرسانی‏‏‌های سریسیتی فراگیر را به‌دنبال داشته است (شکل 11- A). سریسیت/ ایلیت، کوارتز و کلسیت از مجموعه کانی‏‏‌های این دگرسانی به‌شمار می‌روند. در این دگرسانی، فلدسپار‏‏‌ها به‏‌صورت اندک یا به‏‌صورت کلی با سریسیت جایگزین شده‏‏‌اند. دگرسانی سیلیسی به‌ویژه توف‏‏‌های آندزیتی میزبان کانی‏‌سازی را تحت‌تأثیر قرار داده است و به‏‌صورت سیلیس دانه‌ریز افشان در زمینة سنگ و یا حضور رگچه‏‏‌های کلوفرمی کوارتز دیده می‏‏‌شود (شکل 11- B). این رگچه‏‏‌های کوارتزی در پی پر‏‌شدگی فضاهای تهی با سیال‌های گرمابی سرشار از سیلیس پدید آمده‏‏‌اند. همراه با این دگرسانی، سریسیتی‏‌شدن نیز چشمگیر است. مجموعه دگرسانی کلریت، کانی‏‏‌های رسی و کوارتز به رنگ زرد روشن به‏‌صورت یک نوار باریک از خاور تا باختر منطقه درون واحدهای سنگی آندزیت- لاتیت و ریوداسیت گسترش یافته‌اند. در این دگرسانی درشت‌بلورهای پتاسیم‌فلدسپار و به مقدار کمتری پلاژیوکلاز با کانی‏‏‌های رسی جانشین شده‏‏‌اند. کلریت هم در زمینه دیده می‌شود و یا در پی دگرسانی کانی‏‏‌های مافیک پدید آمده است. کوارتز به‏‌صورت دانه‏‏‌های ریز پراکنده در زمینه دیده می‌شود.

تقریباً در همة پهنه‏‌‏‏‌های کانی‏‌سازی منطقه مقدارهای چشمگیری از کانی‏‌سازی‏‏‌ها همراه با این مجموعه دگرسانی رخ داده است. هوازدگی و واکنش‏‏‌های اکسیداسیون در بخش‏‏‌های سطحی منطقه، رخداد گستردة اکسید و هیدروکسیدهای آهن را به‌دنبال داشته است.

 

 

 

شکل 11- A) دگرسانی در پی نفوذ دایک در توف آندزیتی؛ B) نمایی از سیلیسی‏‌شدن توف آندزیتی در نمونة دستی

 

 

سیمای کانی‏‌سازی‏‏‌ها در منطقة رنگرز بیشتر به‏‌صورت رگه- رگچه‌ای، قشری- قشری کلوفرم، افشان (پراکننده)، پرکنندة فضاهای تهی و به‌ندرت برش گرمابی است. کانی‏‌سازی رگه- رگچه‏‏‌ای رخداد گسترده‌ای در منطقة رنگرز دارد. رگه- رگچه‏‏‌های گوناگون دیده‌شده در منطقه عبارتند از: رگه‏‏‌های کوارتز- کالکوپیریت (شکل‌های 12 –A، 12- B و 12- C)، رگه‏‏‌های کوارتز- کلسیت- کالکوپیریت- اسپیکولار هماتیت ± پیریت (شکل 12- D)، رگه‏‏‌های کوارتز- اسپیکولار هماتیت (شکل 12- E)، رگه‏‏‌های کالکوپیریت ± بورنیت- کوارتز ± کلسیت. رگه- رگچه‏‏‌های کوارتز- کالکوپیریت فراوان‏‌ترین نوع کانی‏‌سازی‏‏‌ها در بخش‏‏‌های ژرف کانسار رنگرز هستند و ستبرای آنها از چندین میلیمتر تا چندین سانتیمتر تغییر می‏‏‌کند. کانی‏‌سازی به‏‌صورت نواری قشری/ کلوفرم نوع دیگری از کانی‏‌سازی‏‏‌ها در منطقه است. حضور کوارتز، کالکوپیریت و اسپیکولار هماتیت در این نوع اهمیت دارد (شکل‌های 12- F و 12- G). پیریت، مگنتیت، روتیل (به‏‌صورت اولیه و ثانویه) و به مقدار کمتر کالکوپیریت و اسپیکولار هماتیت فراوان‌ترین کانی‏‌هایی هستند که به‏‌صورت افشان دیده می‏‏‌شوند. برش‏‏‌های گرمابی در منطقه با گسترش ناچیز شامل قطعاتی از لیتیک‌آندزیت توف با سیمانی از بقایای کالکوپیریت و اکسیدهای مس هستند (شکل 12- H). کوارتز، باریت و کلسیت از کانی‏‏‌های باطله این منطقه به‌شمار می‌روند. کوارتز به‏‌صورت رگه- رگچه‌ای، کلوفرم، قشری (شکل 12- I) و در مواردی تیغه‏‏‌ای دیده می‏‏‌شود. باریت به‏‌صورت رگه‌ای، قشری و پرکنندة فضاهای تهی دیده می‏‏‌شود و بیشتر با کوارتز همرشد است (شکل‏‏‌های 12– J، 12- K و 12- L).

 

 

شکل 12- A) نمایی از یک رگچة کوارتز- کالکوپیریت؛ B) کانی‏‌سازی رگه‏‏‌ای کوارتز- کالکوپیریت؛ C) نمایی از یک رگة کوارتز- کالکوپیریت که دچار زمین‏‌ساخت کششی شده است؛ D) رگة کوارتز- کلسیت- کالکوپیریت- اسپیکولارهماتیت؛ E) رگة کوارتز- اسپیکولارهماتیت؛ F) کانی‏‌سازی اسپیکولار هماتیت- کوارتز به‏‌صورت قشری- کلوفرم؛ G) نمایی از کانی‏‌سازی کالکوپیریت- کوارتز به‏‌صورت قشری- کلوفرم؛ H) نمایی از یک برش گرمابی با قطعات توف آندزیتی و سیمانی از بقایای کالکوپیریت در زمینه‌ای از اکسیدهای ثانویه مس؛ I) نمایی از حضور کوارتز با بافت قشری در منطقه؛ J، K) نمایی از همرشدی باریت- کوارتز همراه با کالکوپیریت؛ L) نمایی از همرشدی باریت- کوارتز در مقطع میکروسکوپی (نام اختصاری کانی‌ها (Whitney and Evans, 2010): Ccp: کالکوپیریت؛ Qz: کوارتز؛ Hem: هماتیت؛ Cal: کلسیت؛ Brt: باریت)

 

 

برپایة بررسی‌های میکروسکوپی سه مرحله کانی‏‌سازی (هیپوژن، سوپرژن و اکسیداسیون) در منطقة رنگرز شناسایی می‌شوند:

- مرحلة هیپوژن: کانی‏‌سازی در پهنة هیپوژن به‏‌صورت 2 فاز اکسیدی و سولفیدی رخ داده است. کانی‌های سولفیدی اولیه دربردارندة پیریت، کالکوپیریت و بورنیت هستند. کانی‏‏‌های اکسیدی نیز دربردارندة اسپیکولار هماتیت، مگنتیت و تیتانومگنتیت هستند. پیریت نخستین کانی سولفیدی پدیدآمده در مرحلة هیپوژن است. این کانی در مقاطع صیقلی بیشتر یوهدرال است و مگر در چند مورد ناچیز، ارتباط زایشی با کالکوپیریت یا دیگر کانی‏‏‌های مس‏‏‌دار نشان نمی‏‏‌دهد. ازآنجایی‌که کالکوپیریت و بورنیت بلورهای پیریت را فراگرفته‌اند، این کانی در مرحلة پیش از کانی‏‌سازی پدید آمده است و فاز قدیمی‏‌تری نسبت به کالکوپیریت و بورنیت است (شکل‌های 13- A و 13- B). کالکوپیریت اصلی‏‌ترین و فراوان‌ترین کانة مس در منطقة رنگرز است و فراوانی بیشتری نسبت به بورنیت دارد. اندازة دانه‏‏‌های کالکوپیریت از 1/0 میلیمتر تا 5/2 سانتیمتر است. دانه‏‏‌های آن بیشتر بی‌شکل ‏‏هستند. این کانی در چند مورد با اسپیکولارهماتیت همرشدی نشان می‏‏‌دهد (شکل 13- C). برپایة روابط میان دو کانی بورنیت و کالکوپیریت گمان می‌رود کالکوپیریت پس از بورنیت پدید آمده باشد (شکل 13- D). هماتیت به‏‌صورت تیغه‏‏‌ای و ورقه‏‏‌ای در همة پهنه‏‌‏‏‌های کانی‏‌سازی منطقه گسترده شده است. مگنتیت به‏‌صورت دانه‏‏‌های شکل‌‏‏‌دار تا نیمه‏‏‌شکل‌‏‏‌دار پراکنده در زمینة سنگ دیده می‌شود (شکل 13- E). فراوان‏‌ترین بافت‏‏‌های دیده‌شده در مگنتیت عبارتند از بافت‏‏‌های برشی (کاتاکلاستی) (شکل 13- F) و جانشینی (شکل 13- G). تیتانومگنتیت با بافت اسکلتی در همراهی با مگنتیت به‏‌صورت دانه پراکنده دیده می‏‏‌شود (شکل 13- H).

- مرحلة سوپرژن (غنی‏‌شدگی ثانویه): در منطقة رنگرز، کالکوسیت، کولیت و دیژنیت مهم‏‌ترین کانی‌های پدیدآمده در این مرحله هستند. این مرحله در منطقة رنگرز گسترش بالایی نداشته است. میزان دیژنیت دربرابر کالکوسیت و کوولیت بسیار کمتر است. در پی تأثیر فرایندهای سوپرژن، کالکوپیریت و به میزان کمتر بورنیت با سولفورهای ثانوی مس (کالکوسیت، کوولیت، دیژنیت) جانشین شده‏‏‌اند و حواشی کم ضخامتی از کانی‏‏‌های سولفیدی ثانویه در پیرامون سولفیدهای نخستین پدید آمده است (شکل‌های 13- I و 13- J).

- مرحله اکسیداسیون: گسترده‏‌ترین رخداد کانی‏‌سازی‏‏‌ها در این مرحله روی داده است. کوپریت، تنوریت، مالاکیت، آزوریت، اکسید و هیدروکسیدهای آهن (هماتیت و گوتیت) و نئوتوسیت از کانی‏‏‌های پدیدآمده در این مرحله هستند. کانی‏‏‌های سولفیدی مس، به‌ویژه کالکوپیریت، در پی اکسیداسیون در حاشیه با کوپریت و تنوریت جانشین شده‏‏‌اند؛ به‏‌گونه‏‌ای‏‌که باقیمانده دانه‏‏‌های کالکوپیریت در زمینه‏‏‌ای از این کانی‏‏‌ها دیده می‌شود (شکل 13- K). اکسیداسیون پیریت در بخش‌های سطحی پیدایش اکسید و هیدروکسیدهای آهن را به‌دنبال داشته است. در پی این فرایندها بافت‏‏‌های جعبه‏‏‌ای که از شاخص‏‏‌های پهنه‏‌‏‏‌های اکسیداسیون است پدید آمده است (شکل 13- L).

در شکل 14 توالی کانی‏‏‌های همایند در مراحل گوناگون کانی‏‌سازی آورده شده است.

 

 

 

شکل 13- A) حضور دانه‏‏‌های شکل‌‏‏‌دار پیریت در زمینة کالکوپیریت؛ B) دانه‏‏‌های شکل‌‏‏‌دار پیریت که با بورنیت فراگرفته‌شده‌اند؛ C) نمایی از همرشدی کانی‏‏‌های اسپیکولار هماتیت و کالکوپیریت در منطقه رنگرز؛ D) پیدایش بورنیت و کالکوپیریت نخستین به‏‌صورت همزمان با یکدیگر؛ E) حضور مگنتیت‏‏‌های دانه‌درشت شکل‌‏‏‌دار در کنار مگنتیت‏‏‌های دانه‌ریز نشان‏‌دهندة دو نسل متفاوت از مگنتیت است؛ F) مگنتیت دانه درشت کاتاکلاستی‌شده که در لبه‌ها با گوتیت با بافت کلوفرمی جایگزین شده است؛ G) نمایی از جانشینی مگنتیت با مارتیت؛ H) نمایی از رخداد تیتانومگنتیت با بافت اسکلتی؛ I) جانشینی کالکوپیریت با کالکوسیت در لبه‌ها؛ J) نمایی از جانشینی بورنیت با کالکوسیت در لبه‌ها؛ K) اکسیداسیون کالکوپیریت که جانشینی آن با کانی‏‏‌های اکسیدی مس را به‌دنبال داشته است و جزیره‏‌هایی از کالکوپیریت به‏‌صورت باقیمانده در زمینة کانی‏‏‌های ثانویه به‌جای مانده است؛ L) نمایی از بافت جعبه‏‏‌ای پدیدآمده از اکسیداسیون کانی‏‏‌های سولفیدی نخستین، شاخص پهنة شسته‌شده و اکسیدی (نام اختصاری کانی‌ها (Whitney and Evans, 2010): Ccp: کالکوپیریت؛ Mag: مگنتیت؛ Hem: هماتیت؛ Cct: کالکوسیت؛ Bn: بورنیت؛ Cpr: کوپریت؛ Tnr: تنوریت؛ Gth: گوتیت؛ Py: پیریت؛ Mrt: مارتیت)

 

 

شکل 14- توالی کانی‏‏‌های همایند به‌همراه فرم و بافت آنها و مراحل زمانی رخداد کانه‏‌سازی‏‏‌ها در منطقة رنگرز

 

 

نتیجه‌گیری

متأثر‏‌شدن سنگ‏‏‌های آتشفشانی و آذرآواری منطقة رنگرز با دایک‏‏‌های آندزیت- بازالتی و یک توده با ترکیب کلی کوارتزمونزودیوریتی دگرسانی و کانی‏‌سازی در راستای گسل‏‏‌های شمال باختری- جنوب خاوری را در پی داشته است. آشکارترین نوع دگرسانی‏‏‌های گرمابی مرتبط با کانی‏‌سازی‏‏‌ها در منطقة رنگرز عبارتند از دگرسانی‏‏‌های سریسیتی‏‌شدن، سیلیسی‏‌شدن و مجموعه کلریت، کانی‏‏‌های رسی، کوارتز. کالکوپیریت و اسپیکولار هماتیت فراوان‏‌ترین کانی‏‏‌های سولفیدی و اکسیدی در منطقه به‌شمار می‏‏‌روند. کانی‏‌سازی‏‏‌ها بیشتر به‏‌صورت رگه- رگچه‌ای، قشری- کلوفرم، افشان و شکافه پرکن رخ داده‏‏‌اند.برپایة بررسی‌های سنگ‌نگاری تودة نفوذی رنگرز بافت گرانولار تا پورفیرویید دارد و پلاژیوکلاز، آلکالی‌فلدسپار، کوارتز، آمفیبول و بیوتیت از کانی‏‏‌های اصلی سازندة آن هستند.

برپایة بررسی‌های زمین‏‌شیمیایی این توده سرشت کالک آلکالن با سرشت متاآلومینوس دارد. بررسی‌های سنگ‌زایی نشان‏‌دهندة نقش برجستة فرایندهای جدایش بلورین و آلایش پوسته‏‏‌ای در تحولات ماگمایی این منطقه است. الگوی عنصرهای کمیاب بهنجارشده به ترکیب گوشته اولیه نشان‏‌دهندة آنومالی منفی آشکار Ti و P است که از ویژگی‏‏‌های سنگ‏‏‌های مرتبط با پهنه‌های فرورانش است. آنومالی منفی K در این الگو در ارتباط با فرایندهای دگرسانی است. مقدار میانگین نسبت‏‏‌های (La/Yb)N، (La/Sm)N و (Dy/Yb)N ‏‏‌به‌عنوان شاخص‏‏‌های‏‏‌ (LREE/HREE)‏‏‌، (LREE/MREE)‏‏‌ و (MREE/HREE) برای سنگ‏‏‌های نفوذی منطقه به‏‌ترتیب برابر است با 82/5، 50/3 و 01/1. این مقدارها نشان‏‌دهندة غنی‏‏‌شدگی آشکارای LREE دربرابر HREE است. غنی‏‏‌شدگی ضعیف MREE دربرابر HREE نشان می‏‏‌دهد گارنت درگیر نبوده است. نسبت Eu/Eu* از 62/0 تا 95/0 تغییر می‏‏‌کند که نشان‏‌دهندة جدایش چشمگیر پلاژیوکلاز است. برپایة نمودارهای شناسایی پهنه‏‏‌های زمین‌ساختی این تودة نفوذی در کمان‏‏‌های آتشفشانی مرز فعال قاره‏‏‌ای جای گرفته است.

 

سپاس‌گزاری

نگارندگان از گروه معدنی و بازرگانی زرمش برای در اختیارگذاشتن نقشه‏‏‌ها، داده‏‏‌ها و اطلاعات مغزه‏‏‌های حفاری بسیار سپاس‌گزارند. این پژوهش با پشتیبانی مالی مرکز مطالعات و همکاری‏‏‌های علمی بین‌المللی وزارت علوم، تحقیقات و فناوری انجام شده است.

Bazoobandi, M. H., Arian, M. A., Emami, M. H., Tajbakhsh, G. and Yazdi, A. (2016) Petrology and geochemistry of dikes in the north of Saveh in Iran. Open Journal of Marine Science 6: 210-222.

Boynton, W. V. (1984) Cosmochemistry of the rare earth elements, Meteorite studies, in Rare Earth Element Geochemistry. In: Developments in Geochemistry (Ed. Henderson, P.) 115-1522. Elsevier, Amesterdam.

Caillat, C., Dehlavi, P. and Martel Jantin, B. (1978) Geologie de la region de Saveh (Iran). Contribution a l'etude du volcanism et du plutonism tertiaresde la zone de I Iran central. Ph.D. thesis, Grenoble, France.

Castro, A. (2013) Tonalite–granodiorite suites as cotectic systems: a review of experimental studies with applications to granitoid petrogenesis. Earth Science Review 124: 68–95.

Davarpanah, A. (2009) Magmatic Evolution of the Eocene Volcanic Rocks of the Bijgerd Kuhe Kharchin Area, Urumieh-Dokhtar Zone, Iran. M.Sc. thesis, Georgia State University, US.

Davidson, J., Turner, S., Handley, H., Macpherson, C. and Dosseto, A. (2007) Amphibole “sponge” in arc crust? Geology 35: 787–790.

De La Roche, H., Leterrier, J., Grandclaude, P. and Marchal, M. (1980) A classification of volcanic and plutonic rocks using R1R2-diagram and major element analyses-Its relationships with current nomenclature. Chemical Geology, 29: 183-210.

Fulignati, P., Gioncada, A. and Sbrana, A. (1999) Rare element (REE) behaviour in the alteration facies of the active magmatic-hydrothermal system of Volcano (Aeolian Islands, Italy). Journal of Volcanology and Geothermal Research 88: 325-342.

Ghalamghash, J. (1998) Geological map of Saveh Quadrangle (scale 1:100000). Geological survey of Iran, Tehran.

Ghasemi, H., Ramezani, A. and Khanalizadeh, A. (2007) Petrology, geochemistry and tectonomagmatic setting of the Silijerd intrusion, northwest Saveh. Scientific Quarterly Journal 67: 68-85 (in Persian).

Gill, R. (2010) Igneous rocks and Processes, a partical guide. 2nd edition, Springer, Verlag, Berlin.

Helmi, F. (1991) Petrology and Geochemistry of the igneous rocks in the Newshat area (northeast saveh). M.Sc. Thesis, University of Tehran, Tehran, Iran (in Persian).

Keshavarzi, R., Bijani, M. H., Esmaeili, D. and Rezaei, M. (2014a) Geology, petrography and geochemical of the Selijerd intrusive rocks, northeast Saveh, central Iran. International Research Journal of Applied and Basic Sciences 8(10): 1839-1846.

Keshavarzi, R., Esmaili, D., Rezaei Kahkhaei, M., Mokhtari, M. A. and Kordlou, M. (2014b) Mineral chemistry and magmatic differentiation evidences in the Neshveh intrusion (NW Saveh, central Iran). Open Journal of Geology 4: 262-288.

Klimm, K., Holtz, F. and King, P. L. (2008) Fractionation vs. magma mixing in the Wangrah suite A-type granites, Lachlan Fold Belt, Australia: experimental constraints. Lithos 102: 415–434.

Montoya, J. W. and Hemley, J. J. (1975) relations and stabilities in alkalai feldspar and mica alteration reactions. Economic Geology 70: 577-594.   

Muller, D. and Groves, D. I. (1997) Potassic igneous rocks and associated gold-copper mineralization, Springer-Verlag.

Nouri, N., Azizi, H., Stern, R., Asahara, Y., Khodaparast, S., Madanipour, S. and Yamamoto, K. (2018) Zircon U-Pb dating, geochemistry and evolution of the Late Eocene Saveh magmatic complex, central Iran: Partial melts of sub-continental lithospheric mantle and magmatic differentiation. Lithos 314–315: 274–292.

Pearce, J. A. (1983) Role of the sub-continental lithosphere in magma genesis at active continental margin. In: Continental Basalts and Mantle Xenoliths (Eds. Hawkesworth, C. J. and Norry, M. J.) 230– 249. Shiva, Nantwich.

Pearce, J. A., Harris, N. B. W. and Tindle, A. G. (1984) Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks. Petrology 25(4): 956-983.

Puchlet, H. and Emmermann, R. (1976) Bearing of Rare Earth Patterns of appetites from Igneous and Metamorphic rocks. Earth and Planetary Science Letters 31: 279-286.

Ramezani, A. (2005) Geology, petrology and geochemistry of Silijerd granitic rocks, NW of Saveh. M.Sc. Thesis, University of Shahrod, Shahrod, Iran (in Persian).

Rezaei Kahkhaei, M., Esmaili, D. and Francisco, C.G. (2014) Geochemical and isotopic (Nd and Sr) constraints on elucidating the origin of intrusions from northwest Saveh, Central Iran. Geopersia 4(1): 103-123.

Rezaei Kahkhaei, M., Galindo, C., Pankhurst, R. J. and Esmaeily, D. (2011) Magmatic differentiation in the calc-alkaline Khalkhab–Neshveh pluton, Central Iran. Journal of Asian Earth Sciences 42: 499–514.

Rollinson, H. (1993) Using geochemical data: evolution, presentation and interpretation, Longman, Singapore.

Ross, P. S. and Bedard, J. H. (2009) Magmatic affinity of modern and ancient subalkaline volcanic rocks determined from trace element discrimination diagram. Canadian Journal of Earth Sciences 46: 823–829.

Schiano, P., Monzier, M., Eissen, J.P., Martin, H. and Koga, K.T. (2010) Simple mixing as the major control of the evolution of volcanic suites in the Ecuadorian Andes. Contributions to Mineralogy and Petrology 160: 297–312.

Shand, S. J. (1943) Eruptive Rocks. Their Genesis, composition, classification, and their relation to ore-deposits with a chapter on meteorite, New York: John Wiley and Sons.

Stepanov, A., Mavrogenes, J.A., Meffre, S. and Davidson, P. (2014) The key role of mica during igneous concentration of tantalum. Contributions to Mineralogy and Petrology 167: 1009.

Sun, S. ­S. and ­McDonough, ­W. ­F. (1989) Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts; implications for mantle composition and processes. In: Magmatism in the ocean basins (Eds. Saunders, A. D. and Norry, M. J.) Special Publications, l42: 313- 345. Geological Society, London, UK.

White, W. M. (2005) Geochemistry. First edition, Wiley-Blackwell, London, UK.

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

Wilson, M. (1989) Igneous Petrogenesis, a global tectonic approach. London, Unwin Hyman.

Wilson, M. (2007) Igneous Petrogenesis. Chapman & Hall, London. 411p.

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

Winter, J. D. (2001) An introduction to igneous and metamorphic petrology. Prentice Hall, Upper Saddle River, New Jersey.

Zamin Joyan Pars (2014) 1:5000 and 1:20000 Rangraz Maps, Zarmesh mining and commercial group, Tehran, Iran.

Zhang, C., Ma, C. and Holtz, F. (2010) Origin of high- Mg adakitic magmatic enclaves from the Meichuan pluton, southern Dabie orogen (central China): implications for delamination of the lower continental crust and melt-mantle interaction. Lithos 119: 467–484.


دوره 10، شماره 2
تابستان 1398
صفحه 79-98
  • تاریخ دریافت: 18 فروردین 1398
  • تاریخ بازنگری: 07 مرداد 1398
  • تاریخ پذیرش: 09 شهریور 1398