زمین‌شیمی آپاتیت و سنگ‏‌های میزبان کانسار آهن± آپاتیت لکه‏‌سیاه (شمال‏‌خاوری بافق): رهیافتی در شناسایی خاستگاه و جایگاه تکتونوماگمایی

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 زمین شناسی, علوم پایه, دانشگاه بو علی سینا, همدان, ایران

2 زمین شناسی، علوم پایه، دانشگاه بوعلی سینا, همدان، ایران

3 زمین شناسی, علوم پایه، دانشگاه بوعلی سینا، همدان, ایران

10.22108/ijp.2020.115080.1118

چکیده

منطقة لکه‏‌سیاه در پهنة ایران مرکزی و در 40 کیلومتری شمال‏‌خاوری شهرستان بافق در استان یزد جای دارد. واحدهای سنگی منطقه به سن کامبرین زیرین و دربردارندة ریولیت، ‌آندزیت و سنگ‏‌های آذرآواری هستند. این سنگ‌ها بیشتر بافت پورفیری تا گلومروپورفیری نشان می‌دهند. سنگ‏‌های آذرین درونی منطقه به شکل استوک و دایک جایگزین شده‏‌اند و ترکیب مونزونیتی و دیوریتی و بافت اینترگرانولار و گرانولار دارند. برپایة ویژگی‌های زمین‌شیمیایی این سنگ‏‌ها از سری ماگمایی کالک‌آلکالن به‌شمار می‌روند و متاآلومینوس تا پرآلومینوس هستند. الگوی فراوانی عنصرهای خاکی کمیاب در کانی آپاتیت کانسار از LREE نسبت به HREE غنی‏‌شدگی نشان می‏‌دهد. این الگو از ویژگی‌‏‌های کانسارهای آهن تیپ کایروناست. همچنین، در سنگ میزبان LILE (مانند: Rb، Ba، La، U، K و Th) غنی‏‌شدگی و HFSE (مانند: Nb، Ta، Zr و Y) تهی‏‌شدگی نشان می‏‌دهند. این ویژگی‏‌ نشانة ماگماتیسم در پهنه‏‌های فرورانشی است. برپایة میزان غلظت عنصرهای کمیاب و فرعی، از دیدگاه زمین‌ساختی، سنگ‏‌های آتشفشانی و آذرین درونی به محدودة کمان ماگمایی متعلق هستند. شواهد نشان می‏‌دهند ماگمای نخستینِ سازندة این سنگ‏‌ها پیامد ذوب‌بخشی پوستة اقیانوسی فرورو در پهنة‏‌ فرورانش است و هنگام بسته‏‌شدن حوضه اقیانوسی پروتوتتیس پدید آمده است. ماگمای اکسیدی سرشار از آهن و فسفر از جدایش ماگماهای مافیک نخستین پدید آمده است و از راه گسل‏‌ها و شکستگی‏‌ها به سطوح بالاتر راه یافته است. بررسی ترکیب ایزوتوپی اکسیژن و هیدروژن کوارتز همراه با کانسنگ مگنتیت در این کانسار و محاسبة سیال در تعادل با آن نشان می‏‌دهد سیال کانه‏‌زا در این کانسار خاستگاه ماگمایی داشته است.
 

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

Geochemistry of apatite and host rocks in Lakeh Siah iron± apatite deposit (Northeast Bafq): Implications for origin and tectonomagmatic setting

نویسندگان [English]

  • meisam Gholipoor 1
  • Mehrdad Barati 2
  • Ebrahim Tale Fazel 3
1 Geology,Faculty of Science, Bu-Ali Sina, Hamedan, Iran
2 Geology, Faculty of Science, Bu-Ali sina, Hamedan, Iran
3 Geology, Faculty of science, Bu-Ali Sina, Hamedan, Iran
چکیده [English]

The Lakeh-Siah region is situated in the Central Iran Zone (CIZ), 40 km northeast of Bafq city in the Yazd province. The rocks of the study area belonging to the lower Cambrian; including rhyolite, andesite and pyroclastic surge with porphyry to glomeroporphyric textures. The intrusive igneous rocks occur as stock and dyke and have monzonitic and dioritic composition with intergranular and granular textures. Based on geochemical studies, the rocks under study are calc-alkaline, metaluminous to peraluminous nature. The study apatite shows LREE- enrichment relative to HREE, this is a remarkable feature of the Kiruna- type iron deposits. Also, the enrichment of LILE (such as Rb, Ba, La, U, K and Th) and depletion of HFSE (such as Nb, Ta, Zr and Y) in the host rock, is known as a characteristic of the magmatism in the subduction zones. Based on the concentration of rare and trace elements, the volcanic and to the magmatic arc setting. The overall evidences demonstrate that the primary intrusive rocks belong magma of the rocks have been generated from partial melting of oceanic crust, during the closure of the Proto-Tethys Ocean. Iron oxide- phosphorus magma derived from magmatic differentiation of primary mafic magmas and ascended to higher levels through faults and fractures. Oxygen and hydrogen isotopic study of quartz along with magnetite ore in this deposit and calculation the fluid equilibrium with it shows that the ore- bearing fluid has a magmatic origin.
 

کلیدواژه‌ها [English]

  • Lakeh siah
  • Rhyolite
  • subduction zone
  • Proto-Tethys
  • magmatic differentiation

منطقة معدنی بافق با نام حوضة زریگان- چاه‌میر نیز شناخته می‏‌شود و از مهم‏‌ترین ایالت‏‌های فلززایی در ایران به‌شمار می‌رود. این منطقه میزبان بسیاری از کانسارها مانند کانسارهای اکسید آهن- آپاتیت، آهن- منگنز بروندمی، سرب و روی رسوبی- بروندمی (سدکس) است (Heidarian et al., 2017; Rajabi et al., 2015; Daliran, 2010; Daliran et al., 2007; Ramezani and Taker, 2003). بیشتر این ذخایر در توالی آتشفشانی- رسوبی کامبرین زیرین (Cambrian Volcano- Sedimentary Unit= CVSU) جایگزین شده‏‌اند که به نام سازند ساغند نیز شناخته می‏‌شود (Ramezani and Tucker, 2003; Samani, 1988; Haghipour, 1977).

واحد CVSU دربرگیرندة ریولیت‏‌های کالک‌آلکالن، ریوداسیت، بازالت و مقدار اندکی تبخیری، واحدهای کربناته، گل‏‌سنگ و ماسه‏‌سنگ است. جریان‏‌های گدازه‏‌ای مهم‏‌ترین فراورده‌های آتشفشانی در این ناحیه‌اند (Rajabi et al., 2012; Stoch et al., 2011; Torab, 2008; Daliran, 2002; Samani, 1998). از دیدگاه ساختاری، کانسار آهن± آپاتیت لکه‏‌سیاه در خردقاره ایران مرکزی و در منطقة معدنی بافق جای گرفته است که کهن‏‌ترین پی‏‌سنگ را دارد (Haghipour, 1977; Stöcklin, 1971).

فرایند‏های آتشفشانی- آذرین درونی منطقه بیشتر به سن کامبرین- کامبرین زیرین دانسته می‏‌شوند. از دیدگاه سنگ‏‌شناسی، سنگ‏‌های این منطقه دربردارندة سنگ‌های اسیدی و حد واسط گوناگون‌اند.

بسیاری از پژوهشگران بررسی‏‌های گسترده‏‌ای دربارة چگونگی پیدایش کانسارهای این منطقه انجام داده‌اند (Heidarian et al., 2017; Mokhtari, 2015; Sabet- Mobarhan- Talab et al., 2015; Bonyadi et al., 2011; Jami, 2005; Taghipour et al., 2013; Hafezian and Jamali, 2015)؛ اما تا کنون بررسی جامع و دقیقی روی مادة معدنی و سنگ‏‌های میزبان کانسار آهن± آپاتیت لکه‌سیاه انجام نشده است.

در این بررسی، برپایة بررسی‏‌های سنگ‏‌شناسی و زمین‌شیمی عنصرهای اصلی، کمیاب و خاکی کمیاب در کانی آپاتیت و سنگ‏‌های پیرامون کانسار، خاستگاه ماگمای پدیدآوردندة این سنگ‏‌ها بررسی و در پایان، الگوی تکتونوماگمایی برای کانسار و سنگ‏‌های میزبان آن پیشنهاد می‌شود.

 

روش انجام پژوهش

این پژوهش شامل دو بخشِ بررسی‏‌های صحرایی و آزمایشگاهی است. بررسی‏‌های صحرایی با گزینش رخنمون‏‌های خوب و برداشت 160 نمونه همراه بود. در آزمایشگاه شمار 70 نمونه که دگرسانی کمتری داشتند برگزیده و از آنها مقطع نازک تهیه شد. بررسی‏‌های میکروسکوپی و بررسی‏‌های سنگ‏‌نگاری با به‌کارگیری میکروسکوپ پلاریزان مدل زایس انجام شد. نام اختصاری کانی‏‌ها در تصویرهای میکروسکوپی برگرفته از Whitney و Evans (2010) است.

در مرحله پایانی و پس از بررسی‏‌های میکروسکوپی، شمار 19 نمونه برای بررسی ترکیب شیمی سنگ کل به روش ICP-MS و XRF برگزیده و به مرکز تحقیقات و فرآوری مواد معدنی ایران فرستاده شد. برای آماده‌سازی، نمونه‏‌های سنگی نخست با چکش به تکه‌های کوچک خرد شدند.

همچنین، شمار شش نمونه بلور آپاتیت برای اندازه‏‌گیری غلظت عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب و چهار نمونه کوارتز برای انجام بررسی‏‌های ایزوتوپی اکسیژن- هیدروژن با خلوص بیشتر از 95 درصد به روش دستی و با میکروسکوپ بیناکولار جدا شدند. بررسی‏‌های ایزوتوپی اکسیژن- هیدروژن کانی کوارتز در دانشگاه کورنل (Cornel) کشور امریکا انجام شد. برای پودر‌کردن نمونه‏‌ها نیز هاون آگاتی به‌کار برده شد. آستانة آشکارسازی دستگاه برای اکسیدهای اصلی برابربا 1/0 درصدوزنی و برای عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب به‌ترتیب 1/0 و 1 ppm است. رسم نمودارهای زمین‏‌شیمیایی نیز با نرم‌افزارهای GCDkit و Igpet انجام شد.

 

 

زمین‏‌شناسی

منطقة معدنی لکه‌سیاه در شمال‌خاوری شهرستان بافق در استان یزد و در کمان آتشفشانی- آذرین درونیِ کاشمر- کرمان به سن کامبرین زیرین جای دارد (Torab 2008; Jami, 2005; Ramezani and Tucker 2003) (شکل 1).

برپایة نقشه زمین‏‌شناسی 1:25000 علی‏‌آباد (Hushmandzadeh et al., 2012) (شکل 1)، بیشتر رخنمون‏‌های سنگی منطقة بررسی‌شده به سن کامبرین زیرین و دربردارندة مجموعه‏‌ای از سنگ‏‌های ریولیتی و آذرآواری هستند (شکل 2).

 

 

 

شکل 1- نقشة ساختاری بخش خاوری- مرکزی ایران و جایگاه پهنة زمین‌ساختی کاشمر- کرمان و کانسار لکه‌سیاه در آن (Ramezani and Tucker, 2003) (SSZ: پهنة سنندج- سیرجان؛ CIZ: پهنة ایران مرکزی؛ PB: بلوک پشت‌بادام)

 

شکل 2- نقشة زمین‏‌شناسی منطقة بررسی‌شده و جایگاه اندیس‏‌های گوناگون کانسار لکه‌سیاه (شماره‏‌های 1، 2 و 3) (با تغییراتی پس از Hushmandzadeh et al., 2012)

 

 

سنگ‏‌های ریولیتی در منطقه با سه شکل گنبد، گدازه و جریان‏‌های آذرآواری (توف ریولیتی) دیده می‏‌شوند. بلندای برخی گنبدهای ریولیتی در منطقه نزدیک به پنجاه تا صد متر است (شکل 3- A). چنین گنبدهای ریولیتی در منطقة کوشک، میشدوان و اسفوردی نیز دیده می‌شوند (Forster and Jafarzadeh, 1994). سنگ‏‌های آندزیتی در منطقه گسترش و رخنمون کمتری نسبت به سنگ‏‌های ریولیتی دارند. سنگ‏‌های آذرآواری در منطقه نیز سه ترکیبِ ریولیتی، آندزیتی و داسیتی نشان می‏‌دهند و ساخت جریانی در آنها به‌خوبی دیده میشود (شکل 3- B). توده‏‌های آذرین درونی در منطقه رخنمون بسیار کمی دارند. بیشتر این سنگ‌ها به‏‌صورت استوک‏‌های مونزونیتی و دایک‏‌های دیابازی دیده می‏‌شوند و در برخی بخش‏‌ها واحدهای ریولیتی را قطع کرده‏‌اند (شکل‌های 3- C و 3- D). ترکیب و جنس واحدهای رسوبی (سری ریزو و دزو) منطقه نیز بیشتر دولومیتی- آهکی و ماسه‌آهکی است. بخش‏‌های جنوبی و باختری این ناحیه بیشتر با رسوب‌های کواترنری و رسوب‌های رودخانه‏‌ای پوشیده شده‌اند. در کانسار لکه‌سیاه مادة معدنی اصلی مگنتیت با مقدار فرعی آپاتیت همراه است و به شکل توده‏‌ای تا عدسی‌شکل و با بزرگی گوناگون در میزبان آتشفشانی پدید آمده‏‌ است. هماتیت، لیمونیت و گوتیت نیز در پی پدیده‏‌های هوازدگی و برونزاد پدید آمده‏‌اند. ترمولیت- اکتینولیت، گارنت، پیروکسن، کوارتز، کلسیت و کانی‏‌های خاکی کمیاب (مانند: مونازیت، زنوتیم و آلانیت) از دیگر کانی‏‌های دیده شده در مقیاس میکروسکوپی در این کانسار هستند (Gholipoor et al., 2019).

 

 

 

شکل 3- تصویرهای میدانی از واحدهای سنگی منطقة لکه‌سیاه (شمال‌خاوری بافق): A) ریولیت‏‌ها و جریان‏‌های آذرآواری میزبان کانسار (دید رو به خاور)؛ B) جریان‏‌های آذرآواری و گدازه‏‌های ریولیتی در منطقه با ساخت جریانی؛ C) دایک‏‌های دیابازی تزریق شده در واحدهای آتشفشانی منطقه؛ D) نمایی از رخنمون واحد مونزونیتی در منطقه

 


کانه‏‌زایی

کانه‏‌زایی در اندیس‏‌های آهن منطقة لکه‏‌سیاه به شکل مگنتیت- آپاتیت رخ داده است (شکل 4- A). برپایة بررسی‌ ویژگی‌های صحرایی و میکروسکوپی، مگنتیت مهم‏‌ترین و فراوان‏‌ترین کانه در این کانسارهاست. در بررسی‏‌های صحرایی این کانه به‏‌صورت توده‏‌ای است و بیشتر از 80 درصدحجمیِ بیرون زدگی‏‌ها را دربر گرفته است. برای رنگ سیاه این کانی و پیدایش آن در ریولیت‏‌های سفید رنگ، این اندوخته را لکه‌سیاه می‏‌نامند. در مقطع‌های میکروسکوپی مگنتیت به‏‌صورت توده‏‌ای و برشی دیده می‏‌شود و با آپاتیت درهمرشدی نشان می‌دهد (شکل 4- B). آپاتیت فراوان‏‌ترین کانی باطله همراه با کانسنگ در منطقه است؛ هرچند کانی‏‌هایی مانند آمفیبول و پیروکسن نیز دیده می‏‌شوند. بلورهای آپاتیت با فراوانی بالا، به‏‌صورت کاملاً خوش‏‌وجه و با اندازه‏‌ای تا 5 سانتیمتر، در زمینه‏‌ای از مگنتیت یافت می‌شوند. هماتیت، لیمونیت و گوتیت از دیگر کانه‏‌های همراه با کانسنگ آهن لکه‌سیاه شمرده می‌شوند.

 

 

 

شکل 4- A) نمونة دستی از کانسنگ آهن- آپاتیت منطقة لکه‌سیاه (شمال‌خاوری بافق)؛ B) تصویر میکروسکوپی (در PPL) از کانسنگ آهن- آپاتیت (Mag: مگنتیت؛ Ap: آپاتیت)

 


- ریولیت: از دیدگاه کانی‏‌شناسی، این سنگ‏‌ها بیشتر از کوارتز، پتاسیم‌فلدسپار (ارتوکلاز)، پلاژیوکلاز و مقدار ناچیزی آمفیبول (ترمولیت- اکتینولیت) ساخته شده‏‌اند. بافت این سنگ‏‌ها پورفیری با خمیره‏‌ای میکرو- تا کریپتوکریستالین از کوارتز است. بیشتر پلاژیوکلازها شکل‌دار هستند و ماکل پلی‏‌سینتتیک نشان می‏‌دهند (شکل 5- A). در برخی بلورهای پلاژیوکلاز جابه‏‌جایی و دگرریختی ماکل‏‌ها به‌خوبی دیده میشوند. این پدیده نشان‏‌دهندة دگرریختی این کانی در پی گسلش در منطقه است (شکل 5- B).خاموشی موجی و بازتبلور دینامیکی کوارتز از سیماهای بافتی این سنگ‏‌هاست. سایة فشاری در پیرامون پورفیروکلاست‏‌های پلاژیوکلاز و کم‌بودن مقدار تنش در این بخش‏‌ها بازتبلور دینامیکی کوارتز در این بخش‌ها را به‌دنبال داشته است (شکل 5- B). رویداد این ریزساختارها نشان‏‌دهندة‏‌ اعمال نیروهای زمین‌ساختی به این سنگ‏‌هاست.برخی بلورهای کوارتز در این سنگ‏‌ها مرز خلیجی دارند (شکل 5- C). در این بافت، مرز‏‌ دانه‏‌ها به‏‌صورت گردشده و گاه خلیجی به درون دانه کشیده شده است. این بافت نشان‏‌دهندة افت فشار و در پی آن، ذوب و انحلال بخش‏‌هایی از کانی در مذاب میزبان است. به گفتة دیگر این پدیده پیامد رشد نامتعادل و تأثیر انحلال در پی کاهش فشار هنگام بالاآمدن ماگماست (Shelley, 1993). همچنین، این بافت چه‌بسا در پی نبود تعادل و آمیختگی و آلایش ماگمایی نیز روی بدهد. در برخی بخش‏‌ها، رگه- رگچه‏‌های کلسیت سنگ را تحت‌تأثیر قرار داده‌اند. زیرکن، سانیدین، بیوتیت و کانی‏‌های تیره از فازهای فرعی در این سنگ‏‌ها به‌شمار می‌روند.


 

 

 

شکل 5- تصویرهای میکروسکوپی از ریولیت‏‌های منطقة لکه‏‌سیاه (شمال‌خاوری بافق): A) مجموعه کانیایی سازندة ریولیت‏‌های منطقه با بافت پورفیری؛ B) دگرریختی ماکل‏‌های پلاژیوکلاز و بازتبلور دینامیکیِ کوارتز؛ C) خوردگی خلیجی‌شکل در فنوکریست کوارتز (در XPL) (Qz: کوارتز؛ Pl: پلاژیوکلاز؛ Amp: آمفیبول؛ Cal: کلسیت؛ Afs: آلکالی‌فلدسپار)

 


- آندزیت: درشت‌بلورهای پلاژیوکلاز، آمفیبول و به مقدار کم کوارتز از کانی‏‌های اصلی سازندة این سنگ‏‌ها هستند که در خمیره‏‌ای ریزدانه از همین کانی‏‌ها دیده می‌شوند (شکل‌های 6- A و 6- B). در این سنگ‏‌ها، پلاژیوکلاز شکل‌دار تا نیمه‌شکل‏‌دار است و ماکل پلی‏‌سینتتیک نشان می‌دهد. این کانی نزدیک به 70 تا 80 درصدحجمی سنگ را دربر گرفته است. همچنین، برخی بلورهای کوارتز نیز مرز خلیجی دارند. بافت پورفیری فراوان‌ترین بافتِ این سنگ‏‌هاست (شکل‌های 6- A و 6- B)، هرچند در برخی بخش‏‌ها، انباشتگی و چسبیدن بلورهای درشت پلاژیوکلاز بافت گلومروپورفیری را نیز پدید آورده‌اند (شکل 4- C). در برخی بخش‏‌ها، شدت دگرسانی در این سنگ‏‌ها بسیار بالاست و پلاژیوکلازها و آمفیبول‏‌ها به‌طور کامل به سریسیت و کانی‏‌های رسی دگرسان شده‏‌اند؛ به‏‌گونه‏‌ای که تنها قالب‏‌هایی از این کانی‏‌ها به‌جای مانده است (شکل 4- B). همچنین، هورنبلند، کلریت، سریسیت، کانی‏‌های رسی و کلسیت از کانی‏‌های فرعی و ثانویة این سنگ‏‌ها شمرده می‌شوند.

 

 

شکل 6- تصویرهای میکروسکوپی (در XPL) از آندزیت‏‌های منطقة لکه‌سیاه (شمال‌خاوری بافق): A، B) آندزیت‏‌های با بافت پورفیری؛ C، D) آندزیت‏‌های با بافت گلومروپورفیری (Pl: پلاژیوکلاز؛ Amp: آمفیبول؛ Mag: مگنتیت؛ Hbl: هورنبلند)

 


- سنگ‏‌های آذرآواری: از دیدگاه سنگ‏‌شناسی، ارتوکلاز و کوارتز کانی‏‌های اصلی سازندة سنگ‏‌های آذرآواری منطقة لکه‌سیاه هستند. این کانی‌ها در زمینه‏‌ای ریزبلور از همین کانی‏‌ها و آمفیبول دیده می‌شوند (شکل‌های 7- A و 7- B). ارتوکلاز کانی اصلی این سنگ است و به‏‌صورت شکل‌دار تا نیمه‌شکل‏‌دار با بزرگی متوسط 2/0 میلیمتر دیده می‏‌شود. پس از ارتوکلاز، کوارتز فراوان‏‌ترین کانیِ این سنگ است. این کانی به‏‌صورت دانه‏‌های بی‏‌شکل، ریزدانه تا متوسط دانه و با بزرگیِ 05/0 تا 2/0 میلیمتر دیده می‏‌شود. برپایة بررسی‌ها، زمینة این سنگ از تکه‏‌هایی با لبه‏‌های تیز ساخته شده است. همچنین، زمینة سنگ حفره‌هایی دارد که از کناره‌ها با کوارتز پر شده‏‌اند. چه‌بسا این حفره‌ها در پی خروج گاز از گدازه پدید آمده‌اند و ویژگی‏‌های بافت توفی را نشان می‏‌دهند. فنوکریست‏‌های کوارتز نیز در این سنگ بافت خلیجی دارند و پیامد کاهش فشار هنگام بالاآمدن ماگما هستند (شکل 7- B). در برخی واحدهای آندزیتی، این سنگ‏‌ها قطعات زاویه‏‌داری در زمینه دارند و ازاین‌رو،آنها را توف آندزیتی می‌نامند. بافت حاشیه اُپاسیتی مهم‏‌ترین بافت دیده‌شده در این سنگ‏‌هاست (شکل‌های 7- C و 7- D). این بافت، بافت رایج در کانی‏‌های آبدار سنگ‏‌های آتشفشانی (مانند: آمفیبول و بیوتیت) است. این کانی‏‌ها در هنگام بالاآمدن ماگما و در پاسخ به کاهش فشار آب دچار واپاشی می‏‌شوند و آب ساختاری خود را در ماگما آزاد می‏‌کنند. این واپاشی به‏‌صورت یک هالة سیاه رنگِ ساخته‌شده از اکسیدآهن در پیرامون کانی دیده می‏‌شود (Plechov et al., 2008). در این شرایط آمفیبول نخست در پاسخ به تغییر فشار، آب و یا هیدروژن خود را آزاد می‌کند و جای خود را به آمفیبولی فقیر از آب می‏دهد. ازاین‌رو، جای واحد هیدروکسیل در ساختار آمفیبول خالی بماند و این پدیده ناپایداری و از هم پاشیده‌شدن آمفیبول را به‌دنبال دارد (Harford and Sparks, 2001).

 

 

 

شکل 7- تصویرهای میکروسکوپی از توف‏‌های داسیتی منطقة لکه‌سیاه (شمال‌خاوری بافق): A) پراکندگی کوارتز و ارتوکلاز در زمینه‏‌ای ریزدانه و شیشه‏‌ای؛ B) کوارتزهای با مرز خلیجی؛ C، D) بافت اُپاسیتی کانی آمفیبول در توف‏‌های آندزیتی؛ E، F) بافت جوش‏‌خورده همراه با نشانه‌هایی از جریان‌یافتگی در توف‏‌های ریولیتی (خط نقطه‌چین نشان‌دهندة حالت جریانی است) (همة تصویرها در نور XPL هستند مگر تصویر C که در PPL است؛ Qz: کوارتز؛ Amp: آمفیبول؛ Afs: آلکالی‏‌فلدسپار)


 

 

توف‏‌های با ترکیب ریولیتی نیز از دیگر واحدهای آذرآواری منطقه هستند. بافت جوش‏‌خورده مهم‏‌ترین بافت دیده‌شده در این سنگ‌ها است (شکل‌های 7- E و 7- F). این بافت نوعی بافت توفی است که دچار فشردگی شده و ازاین‌رو، حفره‌های آن از میان رفته است. هنگامی‌که گازهای داغ از درون یک جریان تفرای در حال سرد‌شدن فرار می‏‌کنند از سرعت جریان تفرا کاسته می‌شود و موادی که هنوز داغ هستند شروع به نهشته‌شدن می‏‌کنند. بخش‏‌های بالا و پایین روانه که در همبری مستقیم با هوای آزاد و زمین است با سرعت بیشتری سرد می‏‌شود. به دنبال این سرد‌شدن سریع، نهشته‏‌هایی نرم و اندکی سنگی‌شده پدید می‌‌آیند که شباهت بسیاری به توف‏‌های خاکستر دارند. این در حالیست که بخش‏‌های درونی جریان هنوز دمای بالایی دارند. وزن لایه‏‌های بالایی فشردگی بخش‏‌های درونی را به‌دنبال دارد و در پی گرمای موجود در آن منطقه، تکه‏‌های ریز خاکستر، قطعات سنگی و شیشه‏‌های آتشفشانی به‌هم جوش‏‌خورده و بافت جوش‌خورده را پدید می‌آورند (Sepahi and Miri, 2015). معمولاً در این بافت نشانه‌هایی از جریان‌یافتگی توف‏‌ها به‌خوبی دیده می‌شوند (شکل‌های 7- E و 7- F).

 

- مونزونیت: این سنگ‏‌ها مهم‏‌ترین واحدهای آذرین درونی در منطقه هستند که پراکندگی و رخنمون کمی در منطقه دارند و بیشتر در بخش‏‌های مرکزی منطقة لکه‌سیاه دیده می‏‌شوند. برپایة بررسی‏‌های صحرایی، این توده‏‌ها به درون واحدهای آتشفشانی منطقه نفوذ کرده‏‌اند و نشان‏‌دهندة پیدایش پس از آنهاست. این سنگ‏‌ها در نمونة دستی به رنگ سبز روشن هستند و دانه‏‌بندی متوسط از خود نشان می‏‌دهند. پلاژیوکلاز و ارتوکلاز از کانی‏‌های اصلی سازندة این سنگ‏‌ها هستند که بیشتر از 75 درصدحجمی سنگ را دربر گرفته‏‌اند. در مقطع‌های بررسی‌شده، این سنگ‏‌ها دانه‏‌بندی متوسط دارند و بافت آنها گرانولار هم‌بعد است (شکل 8- A). در بخش‏‌هایی، ارتوکلاز بافت پرتیتی به نمایش می‏‌گذارد (شکل 8- B). فراوانی کوارتز در این سنگ کمتر از 10 درصدحجمی است. بیوتیت و آپاتیت (10 درصدحجمی) از کانی‏‌های فرعی این سنگ و اپیدوت، کلریت و کلسیت (5 درصدحجمی) از کانی‏‌های ثانویه هستند. همچنین، در برخی بخش‏‌ها بلورهای پلاژیوکلاز به‏‌صورت بسیار اندک به سرسیت دگرسان شده‏‌اند.

 

- دایک‏‌های دیابازی: بیشتر این سنگ‏‌ها که رنگ سبز تیره و دانه‏‌بندی ریز تا متوسط دارند از پلاژیوکلاز، پیروکسن، آمفیبول و بیوتیت ساخته شده‏‌اند. برپایة بررسی‏‌های انجام‌شده، این دایک‏‌ها ترکیب دیوریتی دارند و به دو شکل ریزدانه و درشت‌دانه دیده می‏‌شوند (شکل‌های 8- C و 8- D). برپایة بررسی‏‌های میکروسکوپی، بافت این سنگ‏‌ها اینترگرانولار تا اینترسرتال است. در این بافت‏‌ها بلورهای پلاژیوکلاز به‏‌صورت زاویه‏‌دار با یکدیگر برخورد می‌کنند و فضای میان آنها با کانی‏‌های فرومنیزین و یا با مواد نهان‌بلور پر می‏‌شود (Sepahi and Miri, 2015). پلاژیوکلازها به شکل تیغه‏‌ای و با فراوانی 70 تا 80 درصدحجمی ماکل پلی‏‌سینتتیک دارند. در برخی بخش‏‌ها، سریسیت به مقدار کم از دگرسانی پلاژیوکلازها پدید آمده است. پیروکسن با فراوانی 5 تا 10 درصدحجمی و آمفیبول با فراوانی نزدیک به 5 درصدحجمی به‏‌صورت شکل‏‌دار تا نیمه‌شکل‏‌دار در این سنگ‏‌ها دیده می‌شوند.

 

 

 

شکل 8- تصویرهای میکروسکوپی (در XPL) از توده‏‌های آذرین درونی مونزونیتی و دایک‏‌های دیابازی منطقة لکه‌سیاه (شمال‌خاوری بافق): A) مجموعه کانیایی مونزونیت با بافت گرانولار؛ B) آلکالی‌فلدسپار با بافت پرتیتی در مونزونیت‏‌های منطقه؛ C) دایک‏‌ دیابازی درشت دانه با بافت اینترگرانولار؛ D) دایک‏‌ دیابازی ریزدانه با بافت اینترگرانولار (Afs: آلکالی‌فلدسپار؛ Bt: بیوتیت؛ PL: پلاژیوکلاز؛ Ep: اپیدوت؛ Amp: آمفیبول؛ Px: پیروکسن؛ Chl: کلریت؛ Cal: کلسیت)

 


زمین‌شیمی

برپایة تجزیه‏‌های شیمیایی سنگ‏‌های آذرین می‏‌توان به سرشت سنگ‏‌ها، تغییرات ترکیبی آنها و تا اندازه‌ای به فرایندهای مؤثر در پیدایش آنها پی برد (Rollinson, 1993). در این راستا، برای بررسی شیمیایی سنگ‌کل نمونه‏‌ها، نمونه‏‌های سالم و با دگرسانی کمتر برگزیده شدند. داده‏‌های تجزیه زمین‏‌شیمیایی نمونه‏‌ها در جدول‌های 1 تا 4 آورده شده‌اند. مهم‏‌ترین کاربرد عنصرهای اصلی در رده‏‌بندی سنگ‏‌های آذرین است. این عنصرها همراه با عنصرهای کمیاب برای درک تحولات زمین‌شیمیایی، شناسایی پهنة زمین‌ساختی و شرایط پیدایش سنگ‏‌های آذرین به‌کار گرفته می‏‌شوند. برای رده‏‌بندی و پژوهش‏‌های سنگ‌شناسی در این پژوهش، نمودارهای TAS به‌کار برده شدند. در نمودار TAS پیشنهادیِ Le Bass و همکاران (1986)، نمونه‏‌های آتشفشانی منطقة لکه‌سیاه بیشتر در محدوده ترکیبی ریولیت، آندزیت و داسیت جای می‏گیرند (شکل 9- A).


 

 

جدول 1- داده‌های تجزیة شیمیایی سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة لکه‌سیاه (شمال‌خاوری بافق) به روش XRF (‌برپایة wt%)

Sample No.

Andesite

Andesite

Andesite

Ryholite

Ryholite

Ryholite

Ryholite

Dacite

Ryholite

SiO2

57.74

60.87

60.73

72.92

73.14

73.64

69.7

64.15

70.11

TiO2

5.60

6.43

8.06

1.03

0.98

1.25

2.45

9.37

0.21

Al2O3

18.49

13.46

10.51

9.98

9.17

12.51

12.96

11.26

11.95

Fe2O3

0.50

2.32

1.26

0.24

0.26

0.20

0.22

0.82

1.02

MnO

0.23

0.10

0.20

bdl

0.10

bdl

bdl

0.22

0.1

MgO

1.88

2.50

5.91

0.19

0.16

0.44

0.99

2.63

0.61

CaO

2.76

4.7

3.34

0.19

0.13

0.73

1.46

1.21

1.72

Na2O

0.27

3.19

0.63

0.2

0.25

0.21

0.36

4.34

0.31

K2O

5.95

2.93

4.61

8.32

8.14

8.94

10.02

2.43

10.35

P2O5

1.68

1.26

0.79

0.12

0.10

bdl

bdl

0.17

0.11

SO3

1.44

0.21

1.53

3.81

5.70

bdl

0.13

bdl

0.12

LOI

2.63

1.86

1.97

2.29

1.30

1.21

1.60

2.92

2.21

Total

99.17

99.83

99.54

99.29

99.43

99.13

99.89

99.52

99.74

bdl= below detection limit

 

جدول 2- داده‌های تجزیة شیمیایی سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة لکه‌سیاه (شمال‌خاوری بافق) به روش ICP- MS (‌برپایة ppm)

Sample No.

andesite

andesite

andesite

ryholite

ryholite

ryholite

ryholite

dacite

ryholite

Ba

1283.9

1215.27

3469.06

722.68

515.63

1525.96

1024.26

2811.25

457.31

Be

2.51

0.21

0.22

0.15

bdl

0.25

0.25

bdl

bdl

Cs

2.74

2.44

3.69

0.46

0.58

0.44

0.49

bdl

0.39

Co

9.05

72.04

38.64

1.00

1.00

1.00

1.29

40.59

1.19

Cr

33.36

33.65

25.45

24.81

26.37

18.69

21.61

264.79

30.21

Ni

19.25

45.85

40.41

7.74

8.3

6.49

16.72

142.25

13.35

V

183.19

264.21

67.22

5.69

4.47

8.32

11.61

195.65

12.17

Sn

1.25

1.07

12.75

1.41

1.14

4.68

3.04

bdl

1.98

Zr

15.39

14.35

21.18

10.44

11.5

61.86

29.23

9.12

15.54

Hf

5.55

5.58

2.38

4.38

6.14

4.82

4.45

17.87

5.35

Ta

0.57

0.73

0.15

0.51

0.41

0.45

0.69

0.62

0.27

Th

13.82

10.98

7.07

7.65

8.15

6.18

8.68

9.39

8.12

Y

5.38

7.64

3.67

4.31

4.12

6.36

7.98

8.17

8.29

Rb

110.1

41.13

73.88

40.21

38.98

36.98

35.67

43.71

39.84

Nb

14.64

12.02

7.11

3.91

4.19

2.32

3.48

17.58

4.09

U

1.22

bdl

3.12

1.07

1.2

1.6

1.9

bdl

1.2

Pb

8.69

56.31

4.96

5.53

7.01

8.24

9.01

4.12

5.38

Sr

107.94

676.51

279.31

50.21

42.38

46.14

49.74

173.61

40.92

Zn

59.42

254.88

47.4

11.92

24.35

31.35

27.33

198.12

47.32

La

29.38

68.88

97.84

23.37

26.64

23.27

21.76

33.07

22.84

Ce

47.71

122.71

178.22

52.74

61.17

49.08

63.97

77.34

51.14

Pr

9.27

17.67

22.06

7.64

6.98

8.04

7.09

NA

7.07

Nd

26.59

53.19

59.69

29.91

27.59

28.71

28.28

45.34

30.54

Sm

7.26

8.38

8.52

7.68

8.14

7.97

7.54

8.48

8.11

Eu

1.09

1.18

1.04

1.17

1.23

1.09

1.34

1.07

1.11

Gd

8.69

10.81

7.15

6.9

7.2

8.19

10.19

7.42

6.05

Tb

1.14

1.2

1.26

1.35

1.21

1.19

1.31

bdl

1.04

Dy

5.56

6.51

9.89

6.12

7.17

5.14

8.35

7.21

6.91

Ho

1.01

1.04

1.74

1.08

1.02

1.15

1.37

NA

1

Er

4.16

3.36

4.44

3.59

4.87

5.08

4.12

4.23

3.72

Tm

bdl

bdl

bdl

bdl

bdl

bdl

bdl

bdl

bdl

Yb

2.05

2.34

2.13

3.70

4.31

2.27

3.24

2.17

3.21

Lu

bdl

bdl

bdl

bdl

bdl

bdl

bdl

bdl

bdl

 

جدول 3- داده‌های تجزیة شیمیایی سنگ‏‌های آذرین درونی منطقة لکه‌سیاه (شمال‌خاوری بافق) به روش XRF (‌برپایة wt%)

Sample No.

Monzonite

Diorite

Diorite

Diorite

Diorite

Monzonite

Diorite

Monzonite

Monzonite

Monzonite

SiO2

58.09

56.19

58.89

59.01

56.49

57.41

58.17

55.9

58.31

54.87

TiO2

4.93

7.93

4.07

7.84

10.03

8.13

8.48

5.51

8.13

5.77

Al2O3

19.44

14.59

13.61

11.89

15.08

13.14

11.42

20.01

14.29

18.37

Fe2O3

0.40

2.98

2.89

2.77

1.37

2.47

1.58

0.39

2.15

1.24

MnO

0.19

bdl

0.79

0.55

0.17

0.1

0.21

0.14

bdl

0.18

MgO

0.53

3.94

0.84

2.27

4.84

4.42

5.42

2.6

2.77

2.11

CaO

4.12

5.12

5.63

5.35

5.12

5.12

6.07

4.32

3.19

4.14

Na2O

4.96

3.04

2.12

2.19

2.75

3.38

2.93

3.45

4.33

4.46

K2O

2.88

2.07

3.18

3.07

2.32

2.76

2.81

4.12

3.21

2.92

P2O5

0.21

1.31

2.64

1.96

0.29

0.63

0.84

0.88

1.24

1.42

ZrO2

0.11

bdl

0.1

0.12

bdl

bdl

bdl

0.1

bdl

bdl

Cl

0.25

0.21

bdl

0.29

bdl

bdl

0.14

0.22

0.17

0.35

LOI

3.77

2.41

5.1

2.21

1.38

2.19

1.75

1.98

2.05

3.35

Total

99.88

99.79

99.86

99.52

99.93

99.75

99.81

99.62

99.84

99.18

 

جدول 4- داده‌های تجزیة شیمیایی سنگ‏‌های آذرین درونی منطقة لکه‌سیاه (شمال‌خاوری بافق) به روش ICP-MS (‌برپایة ppm)

Sample No.

Monzonite

Diorite

Diorite

Diorite

Diorite

Monzonite

Diorite

Monzonite

Monzonite

Monzonite

Ba

1322.54

700.19

1417.73

1104.17

443.09

529.04

1403.86

1830.79

1655.91

973.74

Be

1.64

0.25

2.36

0.45

0.20

0.73

0.70

1.38

0.78

1.43

Cs

bdl

1.68

bdl

bdl

3.68

bdl

1.94

3.63

1.48

bdl

Co

1

75.53

9.6

63.43

55.06

72.57

82.8

4.91

41.92

21.24

Cr

22.55

40.63

22.75

116.99

293.11

136.14

40.3.86

20.59

15.59

15.39

Ni

8.15

30.22

8.89

106.02

316.4

124.8

406.09

8.54

7.41

11.75

V

4.22

286.79

8.41

162.64

209.37

257.46

228.23

17.85

88.22

21.83

Sn

2.23

2.01

6.1

1.69

1.54

4.03

1.41

6.45

3.19

3.3

Zr

81.61

81.56

31.4

23.79

30.39

59.2

78.02

126.79

22.7

35.88

Hf

15.35

20.14

9.89

10.31

19.57

22.62

30.14

28.74

31.36

16.32

Ta

0.78

1.08

0.53

0.67

1.02

0.50

0.47

0.42

0.45

0.49

Th

2.69

2.1

6.93

11.11

NA

1.33

2.65

9.91

1.12

bdl

Y

6.1

8.14

5.98

8.91

3.61

4.24

10.35

10.07

7.36

5.05

Rb

43.69

30.66

38.14

31.15

58.67

13.89

37.67

94.61

36.86

10.19

Nb

20.96

18.51

15.23

14.09

8.97

6.07

12.02

16.67

24.08

13.84

U

bdl

bdl

bdl

bdl

bdl

1.12

bdl

1.83

bdl

bdl

Pb

10.23

9.87

7.17

6.34

11.02

6.39

9.54

12.97

12.02

7.98

Sr

169.71

422.43

228.08

366.06

264.37

867.02

655.67

1040.69

1033.11

254.17

Zn

28.03

108.85

28.55

43.86

188.49

174.77

351.81

771.39

137.51

33.87

La

33.17

41.1

36.01

39.47

21.28

19.62

48.52

80.3

41.96

18.02

Ce

72.92

87.04

78.7

84.33

57.26

49.71

80.24

143.67

93.6

39.1

Pr

7.78

12.33

7.85

9.47

5.56

5.41

7.21

12.6

11.3

6.12

Nd

31.24

38.98

32.5

41.15

29.36

24.58

33.84

42.92

52.87

27.48

Sm

6.57

9.28

6.22

6.33

4.98

6.36

6.02

5.11

9.36

7.58

Eu

1.05

1.11

1.01

1.1

1.17

1.09

1.24

1.61

1.39

1.04

Gd

6.57

5.92

4.83

5.84

7.12

6.11

5.35

6.08

6.71

5.24

Tb

bdl

1.54

0.97

0.87

bdl

1.02

1.2

bdl

bdl

bdl

Dy

3.05

4.48

5.58

5.03

2.84

3.67

4.3

3.76

2.37

4.3

Ho

bdl

bdl

1.68

1.12

bdl

bdl

bdl

bdl

bdl

bdl

Er

1.09

1.21

3.68

2.21

2.01

1.28

1.18

1.69

1.97

1.71

Tm

bdl

bdl

0.6

0.7

bdl

bdl

bdl

bdl

bdl

bdl

Yb

1.59

1.17

3.31

2.64

2.34

1.98

2.36

2.67

1.26

2.57

Lu

bdl

bdl

bdl

bdl

bdl

bdl

bdl

bdl

bdl

bdl

 


 

 

ازآنجایی‌که شاید دگرسانی روی سنگ‏‌های آتشفشانی بیشتر از سنگ‏‌های آذرین درونی تأثیر داشته باشد، عنصرهایی که امکان جابه‏‌جایی کمتری در هنگام دگرسانی دارند برای نامگذاری این سنگ‏‌ها به‌کار برده شدند (Karimpour, 1988). ازاین‌رو، از نمودار SiO2 دربرابر Zr/TiO2 بهره گرفته شد. در این نمودار، نمونه‏‌ها در گسترة ریولیت، ریوداسیت، داسیت و آندزیت جای می‏‌گیرند (شکل 9- B). از دیدگاه سری‏‌های ماگمایی، نمونه‏‌های بررسی‌شده در نمودار AFM در سری کالک‌آلکالن جای می‏‌گیرند (شکل 9- C). همچنین، در نمودار SiO2 به FeOt/MgO، همة نمونه‏‌ها در گسترة سری کالک‌آلکالن جای می‏‌گیرند (شکل 9- D).

 

 

 

شکل 9- رده‏‌بندی سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة لکه‌سیاه (شمال‌خاوری بافق): A) نمودار TAS (سیلیس دربرابر مجموع آلکالی برپایة درصدوزنی) (Le Bass et al., 1986)؛ B) نمودار Zr/TiO2 دربرابر SiO2 برپایة درصدوزنی (Winchester and Floyed, 1977)؛ C) نمودار AFM (Irvine and Baragar, 1971)؛ D) نمودار SiO2 برپایة درصدوزنی دربرابر FeOt/MgO (Miyashiro, 1974)؛ E) نمودار Co- Th (Hastie et al., 2007)؛ F) بررسی شاخص اشباع‌شدگی از آلومین برپایة نمودار A/CNK دربرابر A/NK (Shand, 1943)

 

 

در نمودار Co- Th، نمونه‏‌ها در گسترة سری کالک‌آلکالن و کالک‌آلکالن پتاسیم بالا و شوشونیتی جای می‏‌گیرند (شکل 9- E). این نمودار برپایة دو عنصر با رفتارهای متفاوت پیشنهاد شده است. Th عنصری ناسازگار است که در درجة کم ذوب‌بخشی وارد مذاب می‏‌شود؛ اما Co که میدان بلوری پایدار و شباهت شعاع یونی با عنصر Mg نشان می‌دهد، در درجة بالای ذوب‌بخشی وارد مذاب می‏‌شود. برای بررسی مقدار آلومین در ترکیب نمونه‏‌های بررسی‌شده از مولاریته نسبت Al2O3/(Na2O+K2O) دربرابر مولاریته نسبت Al2O3/(CaO+Na2O+K2O) بهره گرفته شد (شکل 9- F). برپایة این نمودار نمونه‏‌های بررسی‌شده در گسترة متاآلومینوس- پرآلومینوس جای می‏‌گیرند (شکل 9- F). در نمودارهای رده‏‌بندی سنگ‏‌های آذرین درونی، نمونه‏‌های بررسی‌شده در گسترة مونزونیت و دیوریت جای می‏‌گیرند (Middlemost, 1985) (شکل 10- A).

 

 

 

شکل 10- A، B) رده‏‌بندی سنگ‏‌های آذرین درونی منطقة لکه‌سیاه (شمال‌خاوری بافق): A) نمودار TAS (سیلیس دربرابر مجموع آلکالی) (Middlemost, 1985)؛ B) نمودار R1- R2 (De La Roche et al., 1980)؛ C) شناسایی سری ماگمایی سنگ‏‌های آذرین درونی منطقه در نمودار AFM (Irvine and Baragar, 1971)؛ D) شناسایی سری ماگمایی سنگ‏‌های آذرین درونی منطقه در نمودار SiO2 دربرابر K2O (Peccerillo and Taylor, 1976)؛ E) بررسی شاخص اشباع‌شدگی از آلومین برپایة نمودار A/CNK دربرابر A/NK (Shand, 1943)


 

 

همچنین، در نمودارکاتیونی R1- R2، نمونه‏‌ها بیشتر در گسترة مونزونیت، دیوریت و تونالیت جای می‏‌گیرند (شکل 10- B). از دیدگاه شناسایی سری‏‌های ماگمایی، سنگ‏‌های آذرین درونی منطقة لکه‌سیاه در نمودار AFM، در گسترة کالک‌آلکالن (شکل 10- C) و در نمودار SiO2 دربرابر K2O در گسترة سری کالک‌آلکالن با پتاسیم بالا جای می‏‌گیرند (Peccerillo and Taylor, 1976) (شکل 9- D). همچنین، برپایة ضریب اشباع‌شدگی از آلومین (ASI)، بیشتر نمونه‏‌های آذرین درونی منطقة بررسی‌شده در نمودار Al2O3/(Na2O+K2O) دربرابر Al2O3/(CaO+Na2O+K2O) در گسترة متاآلومینوس جای می‏‌گیرند (Shand, 1943) (شکل 10- E).

 

عنصرهای خاکی کمیاب

- الگوی فراوانی REE در سنگ‏‌های میزبان

الگوی فراوانی عنصرهای خاکی کمیاب در سنگ‏‌های آتشفشانی و توده‏‌های آذرین درونی که به ترکیب کندریت بهنجار شده‏‌اند (Boynton, 1985)، غنی‏‌شدگی نسبی از LREE دربرابر HREE و همچنین، آنومالی منفی و آشکاری از Eu را نشان می‏‌دهند. روند غنی‏‌شدگی LREE دربرابر HREE از ویژگی‏‌های ماگماهای پدیدآمده در پهنه‏‌های فرورانش است (Rolinson, 1993; Wilson, 1989; Gill, 1981) (شکل 11).

 

 

 

شکل 11- ترکیب سنگ‏‌های آذرین منطقة لکه‌سیاه (شمال‌خاوری بافق) در: A) نمودار الگوی فراوانی REE بهنجارشده دربرابر ترکیب کندریت برای سنگ‏‌های آتشفشانی؛ B) نمودار الگوی فراوانی REE بهنجارشده دربرابر ترکیب کندریت برای سنگ‏‌های آذرین درونی بهنجارشده دربرابر ترکیب کندریت؛ C) نمودار چندعنصری بهنجارشده به ترکیب اولیه گوشته برای سنگ‏‌های آتشفشانی؛ D) نمودار چندعنصری بهنجارشده به ترکیب اولیه گوشته برای سنگ‏‌های آذرین درونی (ترکیب گوشته اولیه از: McDonough and Sun (1995)؛ ترکیب کندریت از: Boynton (1984))


 

 

آنومالی منفی Eu نیز چه‌بسا پیامد جدا‌یش پلاژیوکلازهای کلسیک هنگام تبلوربخشی و یا نبود پلاژیوکلاز در مواد سازندة خاستگاه باشد (Richards et al., 2012; Wang et al., 2007; Rollinson, 1993). برپایة بررسی‌های Wu و همکاران (2003)، آنومالی منفی Eu همراه با آنومالی منفی Sr پیامد جدایش پلاژیوکلاز است؛ اما اگر با آنومالی منفی Ba همراه باشد، جدایش بلورین پتاسیم‌فلدسپار را نشان می‌دهد.

در نمودار چندعنصری بهنجارشده به ترکیب گوشته اولیه، سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة لکه‌سیاه از عنصرهای Ba، Th، U، La، Ce و Ti غنی‏‌شدگی و از عنصرهای Nb، Ta، Sr، Zr و Y تهی‏‌شدگی نشان می‏‌دهند (شکل 11- C). در نمودار بهنجا‌رشده به ترکیب گوشته اولیه برای سنگ‏‌های آذرین درونی منطقة لکه‌سیاه (شکل 11- D)، عنصرهای با قدرت میدان بالا یا HFSE (مانند: Nb، Ta، Zr، Ti و Y) و برخی عنصرهای REE و عنصرهای لیتوفیل سبک یا LILE (مانند: Rb، K و Ba) در آن نمایش داده شده‌اند. در این نمودار، عنصرهای K، Ba، P، Ti، Pb و Ce غنی‏‌شدگی و عنصرهای Nb، Ta، Sr، Eu، Zr و Y تهی‏‌شدگی نشان می‏‌دهند. عنصر Ba در گستره‌های دمایی گستردة پهنه‏‌های فروانشی متحرک است و همراه با سیال‏‌های آبدار جابجا می‏‌شود. Th نیز در سیال‏‌های کم‌دما کم‌تحرک و یا نامتحرک است؛ اما در دمای بالا که رسوب‌های بالای صفحه فرورو و یا گوة گوشته‏‌ای دچار ذوب‌بخشی می‏‌شوند متحرک است.

آنومالی مثبت عنصرهای Pb و K نشان‏‌دهندة دخالت پوسته قاره‏‌ای در پیدایش و تحول ماگمای سازنده این سنگ‏‌هاست (Harris, 1983). آنومالی مثبت P، La و Ce در نمونه‏‌های آذرین درونی منطقه نیز پیامد حضور کانی آپاتیت در این سنگ‏‌هاست.

غنی‏‌شدگی LILE دربرابر HFSE از ویژگی‏‌های وابسته به آلایش پوسته‏‌ای و یا مذاب‏‌های وابسته به پهنه‏‌های فرورانشی است (Asran et al., 2012; Zhang et al., 2006; Kelemen et al., 1993; Woodhead et al., 1993; Pearce, 1982). آنومالی مثبت Pb نیز گویای متاسوماتیسم گوة گوشته‏‌ای با سیال‌های آزادشده از سنگ‌کرة اقیانوسی فرورو یا آلایش ماگما با سنگ‌کرة قاره‏‌ای است (Atherton and Ghani, 2002). عنصرهای HFSE از عنصرهای نامتحرک هستند و با سیال‌ها جابه‌جا نمی‏‌شوند و خاستگاه گوشته‏‌ای از آنها تهی خواهد ماند. ذوب این خاستگاه در مراحل بعدی، تهی‏‌شدگی از HFSE و غنی‏‌شدگی از LILE در مذاب را در پی خواهد داشت (McCulloch and Gamble, 1991). اگرچه به باور برخی پژوهشگران، تهی‏‌شدگی از HFSE در مذاب‏‌های پهنه‏‌های فرورانشی پیامد برجاماندن کانی‏‌های جذب‌کنندة HFSE (مانند: روتیل و آمفیبول) در گوة گوشته‏‌ای بالای صفحه فرورو است (Green, 2006; Geren and Pearson, 1986). تهی‏‌شدگی از HFSE (مانند: Nb، Ta و Ti) و فراوانی از عنصرهای با شدت میدان کم یا LILE (مانند: Ce، La، K، Rb و Th) از ویژگی‏‌های کمان‏‌های آتشفشانی هستند (Yoshida et al., 2013; Tian et al., 2008; Castillo et al., 2006). تهی‏‌شدگی از Ti نشان‏‌دهندة تمرکز فازهای تیتانیم‏‌دار در بخش‏‌های جدایش‌یافتة ژرف یا مقدار کم این عنصر در سنگ خاستگاه است (Pearce and Peate, 1995). آنومالی منفی Nb و Ti از ویژگی ماگماتیسم وابسته به فرایند فرورانش (Kuster and Harms, 1998) یا از ویژگی‏‌های سنگ‏‌های پوسته قاره‏‌ای و شرکت در فرایندهای ماگمایی باشد (Rollinson, 1993). آنومالی مثبت و منفی Ti را کانی‏‌های تیتانیم‏‌دار (مانند: اسفن) و کانی‏‌هایی مانند آمفیبول، ایلمنیت و تیتانومگنتیت کنترل می‏‌کنند (Glenn, 2004). برپایة بررسی‏‌های ریزپردازش الکترونی، کانی‏‌های کدر همراه با سنگ میزبان مگنتیت هستند و درهمرشدی‏‌هایی از کانی‏‌های ایلمنیت، روتیل و تیتانیت دارند (شکل 12).

 

 

 

شکل 12- A، B) تصاویر BSE از درهمرشدی Rt- Ttn- Ilm در مگنتیت سنگ میزبان در منطقة لکه‌سیاه (شمال‌خاوری بافق) (Ttn: تیتانیت؛ Rt: روتیل؛ Ilm: ایلمنیت؛ Qz: کوارتز؛ Amp: آمفیبول؛ Afs: آلکالی‌فلدسپار)

 

 

جایگیری ماگما در بخش‏‌های بالایی پوسته چه‌بسا به‌دنبال گاززدایی از مذاب و حذف آهن فرو با سیال‌های ثانویه هنگام سرد‌شدن فوگاسیتة اکسیژن را افزایش می‌دهد (Bell and and Simon, 2011). افزایش فوگاسیتة اکسیژن حلالیت Ti در مگنتیت را کاهش می‌دهد و تیغه‏‌های اکسلوشن ایلمنیت را در آن پدید می‏‌آورد.

 

- آپاتیت

عنصرهای خاکی کمیاب کمتر از دیگر عنصرها در معرض هوازدگی و دگرسانی‏‌های گرمابی هستند. ازاین‌رو، الگوی فراوانی آنها خاستگاه کانی‏‌ها و سنگ‏‌ها را نشان می‌دهد (Rollinson, 1993; Boynton, 1985). برای بررسی زمین‌شیمی عنصرهای خاکی کمیاب در کانی آپاتیت، شمار شش نمونه از بلورهای آپاتیت همراه با کانسنگ جدا و به روش ICP-MS تجزیه شیمیایی شدند. داده‌های به‌دست‌آمده در جدول 5 آورده شده‌اند. همچنین، نسبت‏‌های Lacn/Ybcn، Lacn/Smcn و Gdcn/Ybcn به‌ترتیب برای بررسی تفکیک LREE‏‌ها و HREE‏‌ها، تفکیک میان عنصرهای LREE‏‌ها و تفکیک میان عنصرهای HREE‏‌ها به‌دست آورده شدند. رسم نمودارهای عنکبوتی عنصرهای خاکی کمیاب برای نمونه‏‌های آپاتیت پس از بهنجار‌سازی دربرابر ترکیب کندریت، یک شیب منفی و یکنواخت همراه با آنومالی منفی Eu نشان می‏‌دهد (شکل 13- A). این روند کاهشی پیامد غنی‏‌شدگی از LREE دربرابر HREE و از ویژگی‏‌های شاخص آپاتیت‏‌ها در کانسارهای آهن- آپاتیت تیپ کایروناست (Edfelt, 2007; Jinjie et al., 2007). آپاتیت‏‌های تیپ کایرونا آنومالی منفی Eu و غلظت‏‌های ∑REE بیشتر از 2000 تا 7000 پی‏‌پی‌ام دارند (Frietsch and Pendahl, 1995). آنومالی Eu در نمونه‏‌های زمین‏‌شناسی مهم‏‌ترین ردیاب برای ارزیابی شرایط محیطی در سیستم‏‌های زمین‏‌شناسی گوناگون به‌شمار می‌رود (Jiang et al., 2007). پارامتر Gdcn/Ybcn به‌دست‌آمده برای نمونه‏‌های آپاتیت نشان می‏‌دهد تفکیک میان عنصرهای HREE نسبت به عنصرهای LREE (که تفکیک میان آنها با پارامتر Lacn/Smcn اندازه‌گیری می‏‌شود) کمتر روی داده است. الگوی فراوانی عنصرهای خاکی کمیاب که در شکل 13- A نمایش داده شده است نیز این نکته را به‌خوبی نشان می‏‌دهد. پارامتر Lacn/Ybcn به‌دست‌آمده برای نمونه‏‌ها نیز نشان می‌دهد تفکیک بالایی میان عنصرهای LREE و HREE روی داده است. تهی‏‌شدگی Eu در نمونه‏‌های آپاتیت این کانسار شاید با تبلوربخشی فلدسپار از ماگمای مادر وابسته باشد (Frietsch and Pendahl, 1995; Andreoli et al., 1994). آپاتیت‏‌ها در کانسارهای تیپ کایرونا فراوانی بالایی از Na (wt%37/0wt%<Na<07/0) و همچنین، S (wt%49/0wt%<S<08/0) و مقدار کمی از Mn (40- 245 ppm) دارند. فراوانی کم Mn در این تیپ کانسارها پیامد همزیستی اکتینولیت و مگنتیت با آپاتیت است؛ زیرا Mn وارد ساخـتار هر دوی آنها می‌شود. به‌تازگی نمودار سه‏‌تایی V-Mg-Mn‏‌ برای تفکیک آپاتیت در کانسارهای تیپ IOCG و IOA پیشنهاد شده است (Mao et al., 2016). آپاتیت‏‌هایِ کانسارهای آهن- آپاتیت در پهنه‏‌های فرورانش مقدار Mn کمتری نسبت به کانسارهای IOCG دارند. همچنین، کم‌بودن مقدار V نیز شاید پیامد کم‌بودن فوگاسیتة اکسیژن در محیط باشد؛ زیرا محتوای بالای V در آپاتیت پیامد فوگاسیتة بالای اکسیژن هنگام تبلور آپاتیت در پی جانشینی V+5 در آپاتیت است (Sha and Chappell, 1999; Kutoglu, 1974). در نمودار سه‌تایی V-Mg-Mn، نمونه‏‌های آپاتیت لکه‌سیاه در گسترة کانسارهای تیپ کایرونا جای می‏‌گیرند (شکل 13- B). نسبت‏‌های Eu/Eu* و Ce/Ce* در آپاتیت برای ارزیابی مراحل اکسایش- کاهش (redox) ماگما به‌کار برده می‌شود. کمبود فوگاسیتة اکسیژن، نسبت Eu+2/Eu+3 و Ce+3/Ce+4 در مذاب را افزایش، غلظت Eu+3 را کاهش و غلظت Ce+3 را افزایش می‏‌دهد (Sha and Chappell, 1999). این پدیده حضور Eu+3 نسبت به Ce+3 در آپاتیت را کاهش می‏دهد و ازاین‌رو، آنومالی منفی قوی Eu و آنومالی مثبت شاخص Ce در آپاتیت پدید می‏‌آورد. آپاتیت گرایش بیشتری برای افزودن Eu+3 و Ce+3 (نسبت به Eu+2 و Ce+4) به ساختار خود دارد؛ زیرا شعاع‏‌ یونی Eu+3 و Ce+3 به شعاع یونی Ca+2 نزدیک‌تر است. جدای از فوگاسیتة اکسیژن، Ce بیشتر به‏‌صورت Ce+3 وارد آپاتیت می‏‌شود. در نمودار Ce/Ce* دربرابر Eu/Eu*، نمونه‏‌های آپاتیت لکه‌سیاه در گسترة ترکیبی کانسارهای تیپ کایرونا و IOCG جای می‏‌گیرند (شکل 13- C).


 

 

جدول 5- داده‌های تجزیة شیمیایی عنصرهای کمیاب و خاکی کمیاب (‌برپایة ppm) در کانی آپاتیت منطقة لکه‌سیاه (شمال‌خاوری بافق) به روش ICP- MS

Apatite

Apatite

Apatite

Apatite

Apatite

Apatite

Sample No.

2165.21

2052.66

2659.95

2303.71

3617.71

4208.91

La

5321.7

5596.9

7024.77

6168.93

8381.45

9616.59

Ce

521.97

580.49

724.19

642.99

783.08

915.65

Pr

2114.34

2034.22

2592.05

2324.03

2671.07

3188.19

Nd

297.31

273.17

340.45

301.43

358.5

397.39

Sm

23.21

19.98

25.95

23.86

32.01

36.29

Eu

297.3

257.45

321.43

285.27

354.26

403.68

Gd

58.67

45.78

59

50.74

62.38

68.48

Tb

139.21

124.3

160.93

139.22

163.23

189.49

Dy

29.14

25.85

33.48

28.62

32.92

38.65

Ho

40.31

43.63

56.61

51.04

58.15

66.07

Er

10.34

8.8

11.28

10.07

11.52

13.18

Tm

45.98

41.47

51.09

48.12

57.98

66.67

Yb

4.35

4.57

5.85

5.42

6.24

6.97

Lu

11069.04

11109.27

14067.03

12383.45

16590.5

19216.21

∑REE

31.75

33.37

35.10

32.28

42.07

42.56

Lacn/Ybcn

4.58

4.73

4.91

4.81

6.35

6.66

Lacn/Smcn

5.21

5.00

5.07

4.78

4.93

4.88

Gdcn/Ybcn

0.24

0.23

0.24

0.25

0.27

0.28

Eu/Eu*

1.25

1.23

1.21

1.21

1.19

0.14

Ce/Ce*

58.38

56.34

61.76

58.98

23.53

23.59

V

171.69

165.03

188.36

208.45

159.6

149.12

Mn

10200

9600

10800

12000

1000

1000

Mg

 

 

شکل 13- A) الگوی فراوانی REE در کانی آپاتیت منطقة لکه‌سیاه (شمال‌خاوری بافق) بهنجارشده به‌ ترکیب کندریت (Boynton, 1985)؛ B) نمودار سه‌تایی V-Mn-Mg برای شناسایی آپاتیت‏‌ها در کانسارهای IOCG و IOA؛ C) نمودار Ce/Ce* دربرابر Eu/Eu* برای آپاتیت‏‌های تیپ کانسارهای گوناگون (Mao et al., 2016)

 



زمین‌شیمی ایزوتوپی

انجام بررسی‏‌های ایزوتوپی در نمونه‏‌های کانساریاز روش‏‌های مرسوم برای شناسایی و شناسایی ترکیب نخستین سیال کانه‏‌ساز در کانسارهاست (Yan et al., 2014). برای شناسایی خاستگاه و سرشت سیال کانه‏‌ساز تجزیه‌های ایزوتوپ‏‌های پایدار اکسیژن و هیدروژن روی نمونه‏‌های کوارتز همراه با کانسنگ مگنتیت این کانسار انجام شد. خلوص نمونه‏‌ها در زمان جداسازی در زیر میکروسکوپ بیناکولار برابربا 95 تا 98 درصد بود. داده‌های به‌دست‌آمده از این تجزیه که برپایة استاندارد میانگین آب اقیانوس گزارش شده‌اند، در جدول 6 آورده شده‌اند.

از آنجایی‌که دما کنترل‌کنندة جدایی ایزوتوپی ایزوتوپ‏‌های پایدار میان کانی و سیال‌های گرمابی است، با درنظرگرفتن دمایی برابربا 360، 370 و 390 درجة سانتیگراد برپایة بررسی سیال‌های درگیر برای پیدایش کوارتز این کانسار، مقدار18Oδ سیال در حال تعادل با این کانی به‌دست آورده می‌شود (Clayton et al., 1972). برای شناخت خاستگاه سیال کانه‏‌زا در کانسار لکه‏‌سیاه نمودار Dδ دربرابر 18Oδ به‌کار برده شد (شکل 14). در این نمودار، نمونه‏‌های بررسی‌شده درون و نزدیک محدوده سیال‌های ماگمایی جای می‏‌گیرند. Foerster و Jafarzadeh (1994) نیز از پژوهشگرانی هستند که خاستگاه ماگمایی را برای کانسارهای آهن منطقة بافق پیشنهاد کرده‏‌اند.

 

 

جدول 6- مقدار 18Oδ و DH2Oδ (برپایة ‰) در کانی کوارتز لکه‏‌سیاه و مقدار 18Oδ به‌دست‌آمده برای سیال در تعادل با آن‏‌

T (°C)

18OFluid ‰δ

DH2O ‰δ

18OMineral ‰δ

Mineral

374

7.38

- 60.39

- 2.13

Quartz

370

6.17

- 62.11

- 3.34

Quartz

390

4.03

- 70.98

- 4.71

Quartz

360

6.15

- 60.28

- 3.36

Quartz

 

 

شکل 14- نمودار Dδ دربرابر 18Oδ سیال برای شناسایی خاستگاه سیال مؤثر در کانه‏‌زایی در منطقة لکه‌سیاه (شمال‌خاوری بافق)


 


جایگاه زمین‌ساختی

برای شناخت و تفسیر پهنه‏‌های زمین‌ساختی بیشتر عنصرهای نامتحرک یا کم تحرک کاربرد دارند. عنصرهای با شدت میدان بالا (مانند: Zr، Nb، Y و Ti) کاربرد بیشتری دارند؛ زیرا در سیال‌ها کمابیش نامتحرک هستند و شرایط گرمابی، هوازدگی و دگرگونی درجه بالا آنها را چندان تغییر نمی‌دهند. در نمودار نسبت عنصرهای Ta/Yb دربرابر Th/Yb، سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة لکه‌سیاه در پهنة مرز فعال قاره‏‌ای جای می‏‌گیرند (شکل 15- A). همچنین، نمودارهای تغییرات SiO2 دربرابر عنصرهای کمیاب (مانند: Y، Rb، Nb) برای بررسی جایگاه زمین‌ساختی نمونه‏‌ها به‌کار برده شدند (Pearce et al., 1984). در این نمودارها، پهنه‏‌های زمین‌ساختی گوناگون (مانند: گرانیتوییدهای درون‌صفحه‏‌ای، گرانیتوییدهای میان اقیانوسی، گرانیتوییدهای کمان ماگمایی و گرانیتوییدهای برخوردی) از یکدیگر جدا شده‏‌اند. نمونه‏‌های آتشفشانی منطقة لکه‌سیاه در شکل‌های 15- B و 15- C در گسترة ترکیبی گرانیتوییدهای VAG، ORG و COLG جای می‏‌گیرند؛ اما در شکل 15- D، نمونه‏‌ها آشکارا در گسترة گرانیتوییدهای کمان ماگمایی دیده می‏‌شوند.

 

 

 

شکل 15- شناسایی جایگاه زمین‌ساختی ماگمای سازنده سنگ‏‌های آتشفشانی منطقة لکه‌سیاه (شمال‌خاوری بافق) در: A) نمودار Th/Yb دربرابر Ta/Yb (Schandl and Gorton, 2002)؛ B) نمودار SiO2 دربرابر Y(Pearce et al., 1984)؛ C) نمودار SiO2 دربرابر Nb (Pearce et al., 1984)؛ D) نمودار SiO2 دربرابر Rb (Pearce et al., 1984) (ACM: Active Continental Margin; WP: Within Plate; WPG: Within Plate Granite; ORG: Oceanic Ridge Granite; VAG: Volcanic Arc Granite; COLG: Collision Granite)


 

 

برای شناسایی پهنة زمین‌ساختی سنگ‏‌های آذرین درونی منطقة لکه‌سیاه نیز نمودارهای پیشنهادیِ Pearce و همکاران (1984) و Harris و همکاران (1986) به‌کار برد شدند. برپایة این نمودارها، نمونه‏‌های بررسی‌شده در گسترة ترکیبی گرانیت‌های کمربندهای آتشفشانی پهنه‏‌های فرورانش (VAG) جای می‏‌گیرند (شکل‌های 16- A تا 16- D). در نمودارهای Nb و Y دربرابر Rb/Zr که برای درجه تکامل کمان‏‌های ماگمایی پیشنهاد شده‌اند، نمونه‏‌های آتشفشانی و آذرین درونی منطقة لکه‌سیاه در گسترة ترکیبی کمان‏‌های ماگمایی نرمال جای می‏‌گیرند (شکل‌های 17- A و 17- B).

 

 

 

شکل 16- جایگاه زمین‌ساختی پیدایش سنگ‏‌های آذرین درونی منطقة لکه‌سیاه (شمال‌خاوری بافق) در نمودارهای پیشنهادیِ Pearce و همکاران (1984): A) Y+Nb دربرابر  Rb؛ B) Y دربرابر Nb؛ C) Ta+Yb دربرابر Rb؛ D) نمودار سه‏‌تایی Hf-Rb/30-3Ta (Harris et al., 1986) (نماد ها همانند شکل 10 هستند) (WPG: Within Plate Granite; ORG: Oceanic Ridge Granite; VAG: Volcanic Arc Granite; Syn-COLG: Syn- Collision Granite)

 


بررسی ویژگی‌های تکتونوماگمایی پهنة ایران‌مرکزی

کانسارهای آهن تیپ کایرونا بیشتر همراه با سنگ‏‌های آتشفشانی کالک‌آلکالن (ریولیت و داسیت) و سنگ‏‌های ساب ولکانیک دیده می‏‌شوند (Frietsch and Perdhal, 1995; Nystrom and Henriquez, 1995). این کانسارهای مگنتیت‌ با Ti کم و مقدارهای متفاوتی از آپاتیت، اکتینولیت، مقدار کم سولفید و دگرسانی محلی سدیک دارند. جایگیری این تیپ کانسارها بیشتر در ارتباط با گسل‏‌های ناحیه‏‌ای است و در جایگاه‏‌های زمین‏‌شناسی متفاوتی مانند پشت کمان (Back-arcs)، ریفت‏‌های درون قاره‏‌ای (anorogenic) و پهنه‏‌های فرورانشی (Subduction zones) پدید می‏‌آیند (Ramezani and Tucker, 2003). پراکندگی و رخداد کانه‏‌زایی آهن- آپاتیت در منطقة لکه‏‌سیاه نیز با سیستم‏‌های گسلی کنترل شده است (Rostami and Tale Fazel, 2018).

 

 

 

شکل 17- نمودارهای نشان‏‌دهندة درجه تکامل کمان‏‌های ماگمایی (Brown et al., 1984) برای سنگ میزبان کانسار آپاتیت و آهن در منطقة لکه‌سیاه (شمال‌خاوری بافق): A) نمودار Nb دربرابر Rb/Zr؛ B) نمودار Y دربرابر Rb/Zr

 


دربارة تکامل تکتونوماگمایی ایران مرکزی، به‌ویژه ناحیه بافق و کانسارهای همراه آن، الگو‏‌های گوناگونی پیشنهاد شده است. الگوی ریفت‏‌زایی و کشش پوسته‏‌ای الگوی تکتونوماگمایی عمومی است که مدت‏‌هاست برای ماگماتیسم در ایران مرکزی پیشنهاد شده است (Mohseni and Aftabi, 2007; Azaraein and Aftabi, 2003; Samani, 1988; Yaghubpur and Mehrabi, 1997; Beberian and King, 1981). این الگو بر این پایه استوار است که مراحل پایانی کوهزایی پان‏‌آفریکن در سپر عربی با جایگیری گرانیت‏‌های آلکالن نوع A و سنگ‏‌های آتشفشانی آلکالن پس از کوهزایی همراه بوده است (Nadimi, 2007; Omrani and Khabbaznia, 2003; Jackson et al., 1984). همچنین، Yaghubpur و Mehrabi (1997) جایگاه زمین‌ساختی درون‌قاره‏‌ای را برای کانسارهای سرب و روی این منطقه پیشنهاد کرده‏‌اند. Talbot و Alavi (1996) الگوی ریفت نابالغ که پیامد بالاآمدگی گوشتة سست‌کره‌ای است را برای این منطقه پیشنهاد کرده‏‌اند. برپایة این الگو، پوستة قاره‏‌ای اینفراکامبرین دچار کشش شده است؛ اما به مرحله تکامل ریفت بالغ نرسیده است. به باور Ramezani و Tucker (2003)، توده‏‌های آذرین درونی و سنگ‏‌های آتشفشانی ریولیتی- داسیتی با سن کامبرین زیرین سرشت کالک‌آلکالن دارند و در مرز فعال قاره‏‌ای پدید آمده‏‌اند. ازاین‌رو، نمی‏‌توان آنها را به ماگماتیسم آلکالنِ وابسته به ماگماتیسم درون صفحه‏‌ای است نسبت داد.

داده‏‌های سنگ‏‌شناسی (مانند: بررسی‏‌های کانی‏‌شناسی، ویژگی‏‌های زمین‌شیمیایی کالک‌آلکالن و سرشت کوهزایی) نشان‏‌دهندة جایگاه کمان ماگمایی برای پیدایش این سنگ‏‌ها در منطقة لکه‌سیاه هستند. گمان می‏‌رود این سنگ‏‌ها در پی فرورانش سنگ‌کرة اقیانوسی پروتوتتیس به زیر صفحة ایران مرکزی در زمان پیوستن به مرز شمالی گندوانا پدید آمده‌اند. ازاین‌رو، جایگاه کمان ماگمایی برای آنها پیشنهاد می‌شود. بررسی‏‌های اخیر پیدایش یک پهنة کمان ماگماییِ در راستای مرز پروتوتتیس گنـدوانا را پیشنهاد کرده‌اند (Ramezani and Tacker, 2003). سنگ‏‌های آتشفشانی- آذرین درونی بخشی از کمربند تکتونوماگمایی کاشمر- کرمان هستند که به‏‌صورت کمان آتشفشانی- آذرین درونی قاره‏‌ای و در پی فرورانش اقیانوس پروتوتتیس به زیر صفحة ایران مرکزی پدید آمده‏‌‏‌اند. بیشتر کانسارهای اکسید آهن- آپاتیت گسترش زمانی متفاوتی در جایگاه مرز‏‌های همگرا دارند (Williams et al., 2005). ترکیب دلایل کلیدی زمین‏‌شناسی (مانند: همراهی گسترده سنگ‏‌های آتشفشانی ریولیتی- داسیتی- آندزیتی و سنگ‏‌های آذرین درونی حدواسط با ترکیب مونزونیتی، وابستگی کالک‌آلکالن سنگ‏‌ها در ناحیه لکه‌سیاه) نشان می‌دهد کانه‏‌زایی آهن چه‌بسا در ارتباط با فرورانشِ پدیدآورندة کـمربند آتشفشـانی- آذرین درونی کاشـمر- کرمان روی داده باشد.

 

برداشت

در منطقة لکه‌سیاه رخنمون‏‌های گسترده‌ای از سنگ‏‌های آتشفشانی و آذرآواری دیده می‏‌شوند که میزبان اصلی کانسار آهن± آپاتیت لکه‌سیاه هستند و بیشتر ترکیب ریولیتی، آندزیتی و داسیتی دارند. توده‏‌های آذرین درونی در این منطقه رخنمون‏‌های کمی دارند و ترکیب سنگ‏‌شناسی آنها دیوریتی و مونزونیتی است. بافت‌های پورفیری و گلومروپورفیری فراوان‌ترین بافت سنگ‏‌های آتشفشانی هستند. بافت دایک‏‌ها و توده‏‌های آذرین درونی نیز اینترگرانولار و گرانولار است. برپایة بررسی‏‌های زمین‏‌شیمیایی، سنگ‏‌های این منطقه از سری ماگمایی کالک‌آلکالن هستند. در نمودارهای عنکبوتی و چندعنصری بهنجارشده به ترکیب کندریت و گوشته اولیه، سنگ‏‌های این منطقه غنی‏‌شدگی بیشتری از LREE و LILE نسبت به HREE و HFSE نشان می‏‌دهند. این روند نشان‌دهندة سنگ‏‌های وابسته به کمان‏‌های ماگمایی در پهنه‏‌های فروروانشی است. نمودارهای شناسایی پهنة زمین‌ساختی نیز که برپایة اکسیدهای اصلی و عنصرهای کم تحرک و فرعی پیشنهاد شده‌اند محیط پیدایش این سنگ‏‌ها را کمان ماگمایی وابسته به پهنه‏‌های فروروانش نشان می‌دهند. برپایة بررسی‏‌ سنگ‏‌های آتشفشانی و توده‏‌های آذرین درونی و همچنین، وابستگی مکانی این سنگ‏‌ها، گمان می‌رود سری‏‌های آتشفشانی و آذرین درونی از دیدگاه ماگمایی خاستگاه زمین‏‌ساختی مشابهی داشته‏‌اند. همچنین، برپایة جایگاه جغرافیایی و زمین‏‌شناسی منطقة بررسی‌شده گمان می‌رود این مجموعه در پی فرورانش پوستة اقیانوسی پروتوتتیس و برخورد بخش‏‌هایی از ایران مرکزی با پی‏‌سنگ عربی پدید آمده باشد. برپایة الگو‏‌های تکتونوماگمایی، صفحة ایران در پرکامبرین مرز فعال قاره‏‌ای دانسته شده است که پیامد فرورانش پروتوتتیس به زیر لبة شمالی ابر قاره گندواناست. درنظرگرفتن جایگاه مرز فعال قاره‏‌ای برای ایران مرکزی در زمان پرِکامبرین بالایی- کامبرین زیرین نیازمند جایگیری این خردقاره در لبة شمالی گندوانا و فرورانش پهنة اقیانوسی پروتوتتیس به زیر آن است. گمان می‏‌رود سنگ میزبان و ذخیره آهن- آپاتیت لکه‏‌سیاه نخست در پهنة فرورانش از ماگمای نخستین مافیک تا الترامافیک سرچشمه گرفته‏‌اند. سپس هنگام بالاآمدن و حرکت به‌سوی بالا، ماگما در پی اعمال نیروی شناوری (بویانسی) در طول مسیر خود دچار جدایش بلورین در بخش سیلیکاته شده است و در پایان، سنگ‏‌های آتشفشانی گوناگونی را به‌عنوان سنگ میزبان پدید آورده است. ویژگی‏‌های ایزوتوپی اکسیژن و هیدروژن کوارتز همراه با کانسنگ و محاسبه مقدار 18Oδ سیال در حال تعادل با آن‏‌ نیز نشان می‏‌د‏‌هند سیال کانه‏‌زا در کانسار لکه‌سیاه نیز سیال ماگمایی بوده است. این سیال با کمی تأخیر و در پی همان فرایندهای جدایش بلورین و آغشتگی در سنگ میزبان تزریق شده است؛ ازاین‌رو، هر دو خاستگاه و رژیم زمین‌ساختی کمان ماگمایی داشته‏‌اند.

Aghanabati, A. (2004) Geology of Iran. Geological Survey of Iran, Tehran (in Persian).

Andreoli, M. A. G., Smith, C. B., Watkeys, M., Moore, J. M., Ashwal, L. D. and Hart, R. J. (1994) The geology of the Steenkampskraal monazite deposit, South Africa: Implications for REE-Th-Cu mineralization in charnockitegranuliteterranes. Economic Geology 89(5): 994–1016.

Asran, M., Ezzat, M. and Rahman, A. (2012) The pan- African calck- alkaline granitoids and the associated mafic microgranular enclaves (MME) around Wadi Abu Zawal area, North Eastern desert, Egypt: Geology, Geochemistry and petrogenesis. Journal of Biology and Earth Sciences 2(1): 1-16.

Atherton, M. P. and Ghani, A. A. (2002) Slab Breakoff: A Model for Caledonian, late granite syncollisional magmatism in the orthotectonic (metamorphic) zone of Scotland and Donegal, Ireland. Lithos 62(3-4): 65-85.

Azaraein, H. and Aftabi, A. (2003) A model of sedimentary-exhalative Pb-Zn-Femineralization at Kushk and the Bafq mining district, Yazd. Unpublished M.Sc. thesis, University of Shahid Bahonar, Kerman, Iran (in Persian).

Bell, A. S. and Simon, A. (2011) Experimental evidence for the alteration of the Fe3+/ Fe of silicate melt caused by the degassing of chlorine-bearing aqueous volatiles. Geology 39(5): 499-502.

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

Bonyadi, Z., Davidson, G. J., Mehrabi, B., Meffre, S. and Ghazban, F. (2011) Significance of apatite REE depletion and monazite inclusions in the brecciated Se-Chahun iron oxide-apatite deposit, Bafq district, Iran: Insights from paragenesis and geochemistry. Chemical Geology 281(3-4): 253-269.

Boynton, W. V. (1984) Geochemistry of rare earth elements: meteorite studies. In: Rare Earth Element Geochemistry (Ed. Henderson, P.) 2: 63-114. Elsevier, New York, US.

Brown, G. C., Thorpe, R. S. and Webb, P. C. (1984) The geochemical characteristics of granitoids in contrasting arcs and comments on magma sources. Journal of Geological Society of London 141(3): 413-426.

Castillo, P. R., Rigby, S. J. and Solidum, R. U. (2006) Origin of high field strength element enrichment in volcanic arcs: geochemical evidence from the Sulu Arc, Southern Philippines. Lithos 97(3-4): 271-288.

Chappell, B. W. (1999) Aluminium saturation in I- and S-type granites and the characterization of fractionated haplogranites. Lithos 46(3): 535–551.

Clayton, R. N., O'Neil, J. R. and Mayeda, T. K. (1972) Oxygen isotope exchange between quartz and water. Journal of Geophysical research 77(17): 3057-3067.‏

Daliran, F. (2002) Kiruna-type iron oxide-apatite ores and apatitites of the Bafq district, Iran, with an emphasis on the REE geochemistry of their apatites: Hydrothermal iron oxide copper gold and related deposits. A Global Perspective 2: 303-320.‏

Daliran, F. (2010) Lower Cambrian iron oxide-apatite-REE (U) deposits of the Bafq district, east-central Iran. In: Exploring for Iron-Oxide Copper-Gold Deposits (Eds. Corriveau, L. and Mumin, H.) 143–155. Canada and Global Analogues, Geological Association of Canada, Short Courses Notes: Calgary, AB, Canada.

Daliran, F., Stosch, H. G. and Williams, P. (2007) Multi Stage Metasomatism and Mineralization at Hydrothermal Fe oxide-REE-Apatite Deposits and “Apatitites” of the Bafq District, Central-East Iran. Proceedings of the 9th Biennial Meeting of the Society for Geology Applied to Mineral Deposits, Dublin, 1501-1504.

De La Roche, H., Leterrier, J., Gran Caludc, P. and Marcher, M. (1980) A classification of volcanic and plutonic rocks using R1- R2 diagrams and major element analysis. Chemical Geology 29(1-4): 183- 210.

Edfelt, A. (2007) The Tjårrojåkka Apatite-Iron and Cu (-Au) Deposits, Northern Sweden. Ph.D. thesis, Division of Ore Geology and Applied Geophysics, Luleå University of Technology, Sweden.

Förster, H. and Jafarzadeh, A. (1994) The Bafqmining district in Central Iran–A highlymineralized infracambrian volcanic field. Economic Geology 89(8): 1697–1721.

Frietsch, R. and Perdahl, J. A. (1995) Rare earth elements in apatite and magnetite in kiruna – type iron ores and some other iron ore type. Ore Geology Reviews 9(6): 489-510.

Gholipoor, M., Barati, M., Tale Fazel E. and Hurai, V. (in press) Chemical-textural relations of Apatite-monazite-xenotime in the Lakeh-Siah iron± apatite deposit (Northeastern Bafq): evidences for a hydrothermal system development. Iranian Journal of Crystallography and Mineralogy (in Persian).

Gill, J. B. (1981) Orogenic Andesites and Plate Tectonics. Volume 16, Springer Science and Business Media, Berlin.

Glenn, A. G. (2004) The influence of melt structure on trace element partitioning near the peridotite solidus. Contributions to Mineralogy and Petrology 147(5): 511- 527.

Green, N. L. (2006) Influence of slab thermal structure on basalt source regions and melting conditions: REE and HFSE constraints from the Garibaldi volcanic belt, northern Cascadia subduction system. Lithos 87(1-2): 23-49.

Green, T. H. and Pearson, N. J. (1986) Ti-rich accessory phase saturation in hydrous mafic-felsic compositions at high P-T. Chemical Geology 54(3-4): 185-201.

Hafezian, G. and Jamali, H. (2015) Geochemistry and genesis of magnetite- apatite mineralization in Gazestan, east of Bafq. Iranian Journal of Petrology 24: 39- 64 (in Persian).

Haghipour, A., Valeh, N., Pelissier, G. and Davoudzadeh, M. (1977) Explanatory Text of the Ardekan Quadrangle Map, 1:250,000. Geological Survey of Iran, Tehran.

Harford, C. L. and Sparks, R. S. J. (2001) Recent remobilization of shallow- level intrusions on Montserrat revealed by hydrogen isotope composition of amphiboles. Earth and Planetary Science Letters 185(3-4): 285- 297.

Harris, C. (1983) The petrology of lavas and associated plutonic of Ascension Island. Journal of Petrology 24(4): 424-470.

Harris, N. B. W., Pearce, J. A. and Tindle, A. G. (1986) Geochemical characteristics of collision –zone magmatism. In: Collision Tectonics (Eds. Coward, M. P. and Ries, A. C.) Special publication 19(1): 67-81. Geological Society of London, UK.

Hastie, A. R., Kerr, A. C., Pearce, J. A. and Mitchell, S. F. (2007) Classification of altered island arc rocks using immobile trace elements: development of the Th-Co discrimination diagram. Journal of Petrology 48(12): 2341-2357.

Heidarian, H., Alirezaei, S. and Lentz, D. R. (2017) Chadormalu Kiruna-type magnetite-apatite deposit, Bafq district, Iran: Insights into hydrothermal alteration and petrogenesis from geochemical, fluid inclusion, and sulfur isotope data. Ore Geology Reviews 83: 43-82.

Houshmandzadeh, A., Sabzehei, M., Ghaemi, J. and Haddadan, M. (2012) Geological map of Ali Abad, scale, 1:25000. Sheet No. 7153 IV SE, Parskani Co. (in Persian).

Irvine, T. N. and Baragar, W. R. A. (1971) A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks. Canadian Journal of Earth Sciences 8(5): 523-548.

Jackson, N. J., Walsh, J. N. and Pegram, E. (1984) Geology, geochemistry and petrogenesis of late Precambrian granitoids in the central Hijaz region of the Arabian Shield. Contributions to Mineralogy and Petrology 87(3): 205-219.‏

Jami, M. (2005) Geology, geochemistry and evolution of the Esfordi phosphate-iron deposit, Bafq area, central Iran. Unpublished PhD thesis, University of New South Wales, Australia.

Jiang, S. Y., Zhao, H. X., Chen, T. Y., Yang, T., Yang, J. H. and Ling, H. F. (2007) Trace and rare earth element geochemistry of phosphate nodules from the Lower Cambrian blak shale sequence in the Mufu Mountain of Nanjing, Jiangsu Province China. Chemical Geology 244(3-4): 584- 604.

Jinjie, Y. U., Qi, Z., Jingwen, M. and Shenghao, Y. (2007) Geochemistry of Apatite from the Apatite-rich Iron Deposits in the Ningwu Region, East Central China. Acta Geologica Sinica (English Edition) 81(4): 637–648.

Karimpour, M. H. (1998) Igneous petrology and magmatic ore deposit. Mashhad Publication, Mashhad (in Persian).

Kelemen, P. B., Shimizu, N. and Dunn, T. (1993) Relative depletion of niobium in some arc magmas and the continental crust: partitioning of K, Nb, La and Ce during melt/rock reaction in the upper mantle. Earth and Planetary Science Letters 120(3-4): 111-134.

Küster, D. and Harms, U. (1998) Post-collisional potassic granitoids from the southern and northwestern parts of the Late Neoproterozoic East African Orogen: a review. Lithos 45(1-4): 177-195.

Kutoglu, A. V. (1974) Structure refinement of the apatite Ca5(PO4)3(OH). Neues Jahrbuch für Mineralogie- Monatshefte 5: 210-218.‏

Le Bas M. J., Le Maitre R. W., Streckeisen A. and Zanettin, B. (1985) A chemical classification of volcanic rocks based on the Total Alkali-Silica Diagram. Journal of petrology 27(3): 745- 750.

Mao, M., Rukhlov, A. S., Rowins, S.M., Spence, J. and Coogan, L. A. (2016) Apatite trace element compositions: A robust new tool for mineral exploration. Economic Geolology 111(5): 1187–1222.

McCulloch, M. T. and Gamble, J. A. (1991) Geochemical and geodynamical constraints on subduction zone magmatism. Earth and Planetary Science Letters 102 (3-4): 358-374.

McDonough, W. F. and Sun, S. S. (1995) Composition of the Earth. Chemical Geology 120(3-4): 223-253.

Middelmost, E. A. K. (1985) Magmas and magmatic rocks: An introduction to igneous petrology. Longmam, London, UK.

Miyashiro, A. (1974) Volcanic rock series in island arcs and active continental margins. American Journal of Science 274(4): 321-355.

Mohseni, S. and Aftabi, A. (2007) Investigation on the Rapitan banded iron formation andmineralization in Central Iranian iron ore field. M.Sc. thesis, University of Shahid Bahonar, Kerman, Iran (in Persian).

Mokhtari, M. A. A. (2015) Posht-e-Badam metallogenic block (central Iran): A suitable zone for REE mineralization. Central European Geology 58(3): 199–216.

Nadimi, A. (2007) Evolution of the Central Iranian basement. Gondwana Research 12(3): 324-333.

Nystrom J. O. and Henriquez, F. (1995) Magmatic Features of Iron Ores of the Kiruna Type in Chile and Sweden: Ore Textures and Magnetite Geochemistry. Economic Geology 89(4): 820-839.

Omrani, J. and Khabbaznia, A. R. (2003) Geological Quadrangle Map of Alut 1:100000. No E6, Geological Survey of Iran, Tehran.

Pearce, J. A. (1982) Trace element characteristics of lavas from destructive plate boundaries. Andesites 8: 525-548.

Pearce, J. A. and Peate, D. W. (1995) tectonic Implications of the Composition of Volcanic ARC Magmas. Annual Review of Earth and Planetary Sciences 23(1): 251-285.

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

Peccerillo, A. and Taylor, S. R. (1976) Geochemistry of Eocene calc-alkaline volcanic rocks from the Kastamonu area, Northern Turkey. Contributions to Mineralogy and Petrology 58(1): 63-81.

Plechov, P. Y., Tsai, A. E., Shcherbakov, V. D. and Dirksen, O. V. (2008) Opacitization conditions of hornblende in Bezymyannyi volcano andesites. Petrology 16(1): 19-35.

Rajabi, A., Cant, C., Rastad, E. and Alfonso, P. (2015) Basin evolution and stratigraphic correlation of sedimentary-exhalative Zn–Pb deposits of the Early Cambrian Zarigan–Chahmir Basin, Central Iran. Ore Geology Reviews 64: 328–353.

Rajabi, A., Rastad, E., Alfonso, P. and Canet, C. (2012) Geology, ore facies and sulfur isotopes of the Koushk vent-proximal sedimentary-exhalative deposit, Posht-e-Badam block, Central Iran. International Geology review 54(14): 1635–1648.

Ramezani, J. and Tucker, R. D. (2003) The Saghand region, central Iran: U-Pb geochronology, petrogenesis andimplications for Gondwana tectonics. American Journal of Science 303(7): 622–665.

Richards, J. P., Spell, T., Rameh, E., Razique, A. and Fletcher, T. (2012) High Sr/Y Magmas Reflect Arc Maturity, High Magmatic Water Content, and Porphyry Cu ± Mo ± Au Potential: Examples from the Tethyan Arcs of Central and Eastern Iran and Western Pakistan. Economic Geology 107(2): 295–332.

Rollinson, H. R. (1993) Using geochemical data evaluation, presentation, interpretation. Longman Scientific and Technical, UK.

Rostami, M and Tale fazel, E. (2018) Geochemistry, mineralization and alkali-Fe oxide alteration of the Lake Siah iron±apatite deposit (northeastern Bafq), Bafq-Saghand metallogenic province. Journal of Economic Geology 10(2): 587- 616 (in Persian).

Sabet-Mobarhan-Talab, A., Alinia, F., Ghannadpour, S. S. and Hezarkhani, A. (2015) Geology, geochemistry, and some genetic discussion of the Chador-Malu iron oxide-apatite deposit, Bafq District, Central Iran. Arabian Journal of Geoscience 8(10): 8399- 8418

Samani, B. A. (1988) Metallogeny of the Precambrian in Iran. Precambrian Research 39(1-2): 85–106.

Samani, B. A. (1998) Precambrian metallogeny in Central Iran. AEOI Sciences Bulletin 17, 1–16 (in Persian with English abstract).

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

Sepahi, A. A. and Miri, M. (2015) Textures of Igneous and metamorphic rocks. Bu-Ali sina University press, Hamedan (in Persian).

Sha, L. K. and Chappell, B. W. (1999) Apatite chemical composition, determined by electron microprobe and laser-ablation inductively coupled plasma mass spectrometry, as a probe into granite petrogenesis: Geochimica et Cosmochimica Acta 63(22): 3861–3881.

Shand, S. J. (1943) Eruptive rocks: Their genesis, composition classification and their ralarion to ore-deposits. 3rd Edition, John Wiely Sons, New York, US.

Shelley, D. (1993) Igneous and metamorphic rocks under the microscope. Chapman and Hall.

Stöcklin, J. (1971) Stratigraphic Lexicon of Iran; Part 1. Geological Survey of Iran, Tehran.

Stosch, H., Romer, R., Daliran, F. and Rhede, D. (2011) Uranium–lead ages of apatite from iron oxide ores of the Bafq District, East-Central Iran. Mineralum Deposita 46(1): 9–21.

Taghipour, S., Kananian, A. and Khalili, M. (2013) Sodic- Calcic alteration in the host rocks of the Esfordi magnetite- apatite deposit. Iranian Journal of Petrology 13: 67-80 (in Persian).

Talbot, C. J. and Alavi, M. (1996) The past of a future syntax across the Zagros. Geological Social Special Publication 100(1): 89-109.

Tian, L., Castillo, P. R., Hawkins, J. W., Hilton, D. R., Hanan, B. H. and Pietruszka, A. J. (2008) Major and trace element and Sr-Nd isotope signatures of lavas from the centeral Lau Basin: Implications for the nature and influence of subduction components in the back-arc mantle. Journal of Volcanology and Geothermal Research 178(4): 657-670.

Toplis, M. J., Libourel, G. and Carroll, M. R. (1994) The role of phosphorus in crystallisation processes of basalt: an experimental study. Geochim Cosmochim Acta 58(2): 797–810.

Torab, F. M. (2008) Geochemistry and metallogeny of magnetite apatite deposits of the Bafq Mining District, Central Iran. Ph.D. thesis, Clausthal University of Technology, Germany.

Wang, C. Y., Zhou, F. Z. and Qi, L. (2007) Permian flood basalts and mafic intrusions in the Jinping (SW China)–Song Da (northern Vietnam) district: Mantle sources, crustal contamination and sulfide segregation. Chemical Geology 3(243): 317–343.

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

Williams, P. J., Barton, M. D., Johnson, D. A., Fontbote, L., Haller, A. D., Mark, G., Oliver, N. H. S. and Marschik, R. (2005) Iron oxide copper-gold deposits: geology, space-time distribution and possible modes of origin. Economic Geology 371-415.

Wilson, B. M. (1989) Igneous petrogenesis a global tectonic approach. Springer Science and Business Media, London, UK.

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.

Wood, D. A. (1980) The application of a Th-Hf-Ta diagram to problems of tectonomagmatic classification and to establishing the nature of crustal contamination of basaltic lavas of the British Tertiary volcanic province. Earth and Planetary Science Letters 50(1): 11-30.

Woodhead, J., Eggins, S. and Gamble, J. (1993) High field strength and transition element systematic in island arc and back-arc basin basalts: evidence for multi-phase melt extraction and a deoleted mantle wedge. Earth and Planetary Science Letters 114(4): 491-504.

Wu, F., Jahnb, B., Wildec, S. A., Lod, C. H., Yuie, T. F., Lina, Q., Gea, W. and Suna, D. (2003) Highly fractionated I-type granites in NE China II: isotopic geochemistry and implications for crustal growth in the Phanerozoic. Lithos 67(3-4): 191-204.

Yaghubpur, A. and Mehrabi, B. (1997) Koushk zinc–lead deposit a typical black-shale-hosted deposit in Yazd State, Iran. Iranian Journal of Science 8: 117–125.

Yan, Y., Zhang, N., Li, S. and Li, Y. (2014) Mineral chemistry and isotope geochemistry of pyrite from the Heilangou gold deposit, Jiaodong Peninsula, Eastern China. Geoscience Frontiers 5(2): 205-213.‏

Yoshida, T., Okamura, S., Sakamoto, I., Ikeda, Y., Adachi, Y., Kojima, M., Sugawara, M. and Shitahaku, R. (2013) Petrology of felsic rocks dredged from the Myojin Seamount and the Myojin Rift in the north Izu-Bonin arc - Contribution of intra-oceanic subduction system to making continental middle crust. Meeting of International Association of Volcanology and Chemistry of the Earth's Interior, Kagoshima, Japan.

Zhang, H., Zhang, L., Harris, N., Jin, L. and Honglin, Y. (2006) U–Pb zircon ages, geochemical and isotopic compositions of granitoids in Songpan-Garze fold belt, eastern Tibetan Plateau: constraints on petrogenesis and tectonic evolution of the basement. Contributions to Mineralogy and Petrology 152(1): 75-88.