نوع مقاله : مقاله پژوهشی
نویسندگان
دانشکده علوم زمین، دانشگاه صنعتی شاهرود، سمنان، ایران
چکیده
کلیدواژهها
عنوان مقاله [English]
نویسندگان [English]
The extensive spectrum of intrusive and extrusive igneous rocks with bimodal nature have exposed in the south of Bahabad area, northeast of Bafq. The intrusive igneous rocks are gabbro to granitic composition. The extrusive rocks compose of volcanosedimentary complex, known as Narigan series, alternation of basalt and rhyolite associated with pyroclastic rocks, sandstone, dolomite and evaporates (gypsum and halite). This complex displays features of shallow sedimentary and within plate environments. The presence of Archeocyatide fossil in the Limestone - dolomitic horizons and radiometric dating confirm Lower Cambrian age for this complex. The intrusive rocks mainly emplaced in the form of stock, dyke or sill intruded into the volcanosedimentary complex (Lower Cambrian) and Middle-Upper Cambrian and Ordovician deposits, therefore, these rocks are reffered to Lower Paleozoic. According to the geochemical data, gabbros and diorites are enriched in LREE and depleted in HREE and indicate alkaline within plate nature. The felsic rocks (leucogranites and rhyolites) indicate typical characteristics of crustal rocks. The leucogranites belong to I, H and A-Type granites. The magnetite, apatite, barite, lead and zinc mineralization in this area and adjacent regions (Bafq-Bahabad) are resulted from these magmatic evolutions.
کلیدواژهها [English]
مقدمه
شکلگیری هر حوضه اقیانوسی از مرحله کافت قارهای شروع شده، با تشکیل حوضه آتشفشانی – رسوبی کم عمق تا نیمهعمیق و فورانهای آتشفشانی اسیدی و بازیک ادامه مییابد. در صورت افزایش عمق و مساحت حوضه، در نهایت یک حوضه اقیانوسی کامل شکل میگیرد، ولی در صورت عدم گسترش حوضه و ناقص ماندن کافت، شواهد کافتزایی و ویژگیهای بارز سنگشناسی آن حفظ میشود. در محدوده ایران مرکزی، شواهدی از محیطهای کششی کافتهای درون قارهای که انشعاباتی از پروتوتتیس بودهاند، در مناطق مختلف قابل مشاهده است. منطقه جنوب بهاباد در شمالشرقی بافق، از نظر تقسیمات ساختاری در محدوده ایران مرکزی و در بلوک پشتبادام واقع شده است.
در این منطقه، شواهد کافتزایی پالئوزوییک زیرین به خوبی نمود یافته است. بهعلاوه، مطالعه پترولوژی این منطقه، بهخصوص از نظر بررسی حوضه آتشفشانی- رسوبی و فرایندهای تکتونیکی مؤثر بر مراحل اولیه شکلگیری آن و بازسازی تحولات زمینشناسی ایران دارای اهمیت بوده و به درک رخسارههای آتشفشانی محیطهای کششی درونقارهای و واکنشهای متقابل پوسته و گوشته و فرایندهای مرتبط با آنها، از جمله صعود ماگمای گوشتهای، ذوببخشی پوسته و اختلاط ماگمایی کمک زیادی مینماید.
در گذشته، منطقه مورد بحث و مناطق همجوار آن توسط محققان مختلفی، از جمله سهیلی و مهدوی (1370)، امینی و همکاران (1381)، مهدوی (1375)، سبزهیی (1386)، صادقیان (1386) و نوگلسادات (1386) بهمنظور تهیه نقشههای زمینشناسی و کنعانیان و همکاران (1376)، شریفی (1376)، موسوی ماکویی (1377)، امینی و همکاران (1382)، بلاغی (1387)، بلاغی و همکاران (1386 و 1387) از نظر پترولوژی و عسکری (1376)، موسوینسب (1376)، فرخندیسرخابی (1378)، قادری و رمضانی (1384)، مختاری و نفیسی (1384)، صادقی دعوتی و همکاران (1386)، بنیادی (1387) و Bonyadi و همکاران (2011) از جنبه کانهزایی و توان معدنی مطالعه شده است. اغلب این محققان، سنگهای این مناطق و کانهزاییهای مرتبط با آنها را به پرکامبرین نسبت دادهاند، ولی در راستای مطالعات صحرایی انجام شده در این مقاله، بر اساس روابط چینهشناسی، این سنگها دارای سنی جوانتر از پرکامبرین بوده، متعلق به کامبرین- اردوویسین هستند. صادقیان (1386)، نوگلسادات (1386) و سبزهیی (1386) نیز در گزارشهای خود، این سن را تأیید کردهاند.
زمینشناسی منطقه
منطقه جنوب بهاباد با وسعت تقریبی 160 کیلومتر مربع در بین طولهای جغرافیایی″30 ′52 o55 تا o56 شرقی و عرضهای جغرافیایی ″00 ′45 o31 تا o31 ″30 ′52 شمالی در شمالشرقی بافق در استان یزد واقع شده است (شکل 1).
در این منطقه، سنگهای آتشفشانی اسیدی، از جمله: ریولیت، داسیت، توف و ایگنمبریت بههمراه گدازههای بازالتی– آندزیتی و سنگهای آذرآواری با ماهیت توف سیلتاستونی، توف ماسهسنگی، لیتیکتوف، توف ریولیتی، توف سبز و گدازههای برشی شده رخنمون دارند. این سنگها بهعنوان مجموعه تفکیک نشده سری ناریگان نامیده شدهاند.
حضور فسیل آرکئوسیاتید در آهکهای متعلق به این مجموعه، سن کامبرین زیرین را برای آن مشخص میکند (سبزهیی، 1386). سری ناریگان اولین بار توسط سبزهیی معرفی شده و نام خود را از روستای ناریگان اقتباس کرده است و اگر بخواهیم آن را با نقشهها و مدارک منتشر شده قبلی در این محدوده زمانی مقایسه کنیم، معادل سری ریزو است.
شکل 1- الف) موقعیت جغرافیایی منطقه مورد مطالعه بر روی نقشه زونهای ساختاری ایران، ب) موقعیت منطقه مورد مطالعه در زون تکتونیکی کاشمر- کرمان در ایران مرکزی (اقتباس از Ramezani و Tacker، 2003).
وجود سنگهای آتشفشانی اسیدی و بازیک بههمراه یکدیگر و نبودن ترکیبات حد واسط (آندزیت) بیانگر ماگماتیسم دوگانه (بایمودال) شاخص حوضههای کافتی است. دوگانه بودن ترکیبات هم در سنگهای آتشفشانی و هم در تودههای نفوذی، بهخوبی نمایان است. حضور گچ در بخشهایی از منطقه نشاندهنده رسوبگذاری در محیطهای کمعمق حاشیه فروافتادگی کافتی است. در بخشهای عمیقتر، آهک و دولومیت بر جای گذاشته شده و در ضمن، سهم گدازهها نیز بیشتر است. البته، در برخی موارد، سنگهای کربناته با سنگهای آتشفشانی رابطه جانبی بینانگشتی دارند که نشاندهنده وقوع فوران آتشفشانی بهطور همزمان با رسوبگذاری در این حوضه کمعمق است. این پدیده، از ویژگیهای بارز محیطهای کششی درونقارهای است. فعالیتهای آتشفشانی زیرآبی با کانهزایی منگنز، سرب و روی بهصورت بروندمی همراه بوده است (اندیس منگنز دارستان در منطقه مورد مطالعه و کانسار سرب و روی کوشک و منگنز ناریگان در مناطق همجوار). سنگهای نفوذی منطقه، دارای طیف ترکیبی گابرو، دیوریت، سینیت، گرانیت و گرانودیوریت هستند. گابروها و دیوریتها غالباً بهصورت تودههای نفوذی کوچک و دایک رخنمون دارند. این سنگها در مجموعه تفکیک نشده آتشفشانی- رسوبی سری ناریگان و ماسه سنگ لالون و آهک و آهکهای دولومیتی سازند کوهبنان (معادل میلا) نفوذ کردهاند (شکل 2- الف).
این ترکیبات دارای حاشیه انجماد سریع تیره رنگ بوده، بهسمت داخل توده، بافت سنگ دانه درشتتر و رنگ آنها روشنتر میشود. ترکیبات دیوریتی از فراوانی بیشتری برخوردار هستند. همراه با این سنگها، کانهزایی مالاکیت و کالکوپیریت صورت گرفته است. توفهای ریولیتی و آهکهای دولومیتی میزبان آنها تا حدودی متحمل دگرگونی مجاورتی شده، تغییر رنگ و از بین رفتن ساخت و بافت اولیه و تبلور مجدد آنها از شواهد این فرایند است. تودههای کوچک سینیت به رنگ صورتی در سنگهای آتشفشانی – رسوبی سری ناریگان تزریق شدهاند.
شکل 2- الف) دایک دیوریتی نفوذ کرده به درون توفهای سفید رنگ سری ناریگان، ب) استوک گرانیتی رخنمون یافته در سنگهای آتشفشانی- رسوبی سری ناریگان
در نقاطی که سینیتها در مجاورت دیوریتها رخنمون دارند، تغییر رنگ تدریجی از سبز بهسمت صورتی مشاهده میشود که نشاندهنده روند تفریقی از ترکیبات گابرو- دیوریتی بهسمت سینیتهاست. مطالعات پتروگرافی و ژئوشیمیایی نیز این روند تفریقی را تأیید میکنند. در داخل سینیتها و سنگهای میزبان آنها رگههایی از باریت که کانهزایی مرتبط با ترکیبات مراحل انتهایی تفریق است مشاهده میشود. بخش اعظم تودههای نفوذی مورد مطالعه، لوکوگرانیتها هستند. این سنگها بهصورت استوک و تودههای بزرگتر در قیاس با ترکیبات مافیک، در میان سنگهای آتشفشانی- رسوبی سری ناریگان رخنمون دارند (شکل 2- ب). این سنگها دارای رنگ روشن بوده و بسیار ریزدانه هستند. در مجاورت این لوکوگرانیتها در اطراف روستاهای علیآباد و همیجان، کانهزایی مگنتیت و آپاتیت صورت گرفته است. بررسی روابط صحرایی این تودهها با سنگهای میزبان نشان میدهد که نفوذیهای مورد مطالعه دارای سنی جوانتر از کامبرین بوده و به اردوویسین- سیلورین تعلق دارند.
موقعیت منطقه مورد مطالعه بر روی تصاویر ماهوارهای، نقشه زونهای ساختاری ایران در زون تکتونیکی کاشمر- کرمان (Ramezani and Tucker, 2003) در شکل 1 و واحدهای سنگی ذکر شده در شکل 3 نشان داده شدهاند.
روش انجام پژوهش
در راستای تهیه نقشه زمینشناسی 1:25000 اسفنگ (پارسکانی، 1388) و برداشتهای زمینشناسی مرتبط با مطالعات صحرایی این مقاله، واحدهای سنگی آذرین مورد مطالعه در بیش از 200 ایستگاه مورد بازدید صحرایی قرار گرفت و برای اهداف مختلف، مانند: پتروگرافی، مینرالوگرافی، XRD و آنالیز شیمی به تعداد کافی نمونهبرداری انجام شد. از بین نمونههای مطالعه شده، تعداد 20 نمونه سالمتر برای آنالیز شیمیایی (به روش ICP-MS) انتخاب و به آزمایشگاه ACME کانادا ارسال شد. نتایج آنالیز شیمی پس از حذف مواد فرار توسط نرم افزارهای مختلف مانند Excel و GCDkit پردازش و از آنها در تعبیر و تفسیرها استفاده شد.
شکل 3- نقشه زمینشناسی 1:25000 ساده شده منطقه مورد مطالعه بر اساس نقشه 1:25000 اسفنگ (پارس کانی، 1388). مختصات حاشیه نقشه بر حسب UTM است.
پتروگرافی
با توجه به ماهیت سنگهای مورد مطالعه میتوان آنها را به دو دسته بیرونی و درونی تقسیم کرد. سنگهای درونی دارای طیف ترکیبی گابرو، دیوریت، مونزودیوریت، سینیت، گرانیت و گرانودیوریت و سنگهای بیرونی شامل بازالت، ریولیت و سنگهای آذرآواری مربوطه هستند. گابروها و دیوریتها، بافتهای افیتیک، سابافیتیک و گرانولار نشان میدهند. اوژیت، هورنبلند سبز، پلاژیوکلاز، بیوتیت و بهندرت کوارتز و ارتوکلاز (کانیهای اصلی) و آپاتیت، اسفن، مگنتیت و تیتانومگنتیت (کانیهای فرعی) و کلسیت، اپیدوت و کلریت (کانیهای ثانویه) در آنها یافت میشوند (شکل 4- a).
|
(b) |
(a) |
|
(d) |
(c) |
|
|
|
|
(f) |
(e) |
|
|
|
|
(h) |
(g) |
|
|
شکل 4- تصاویر میکروسکوپی منتخب از گروههای سنگی مختلف مورد مطالعه (در نور پلاریزه متقاطع): a) بافت افیتیک و ساب افیتیک همراه با کانیهای اوژیت و پلاژیوکلاز در نمونه گابرویی، b) نمونه گابرو متاسوماتیسم شده که بیوتیتهای دانه درشت حاصل از متاسوماتیسم پتاسیک در آن بهوضوح مشاهده میشوند، c) بافت گرانولار همراه با حضور بلورهای ارتوکلاز و اژیرین اوژیت در سینیتها، d) بافت میکروگرانولار و پورفیروییدی در لوکوگرانیتها، e) حضور آنکلاوی از سنگهای مافیک در داخل لوکوگرانیتها، f) بافت پورفیری، گلومروپورفیری، میکرولیتی پورفیری و آمیگدالوییدی در بازالتها، g) فنوکریستهای درشت کوارتز همراه با بافت خلیج خوردگی در ریولیتها و h) تصویری از حضور مگنتیت و آپاتیت بههمراه کوارتز در سنگهای سازنده اندیس مگنتیت- آپاتیت همیجان
بسیاری از سنگهای گابرو- دیوریتی متحمل متاسوماتیسم پتاسیک شدهاند که آثار آن بهصورت خوردگی پلاژیوکلازها و ایجاد بافت صفحه شطرنجی در آنها، تشکیل پوششی از ارتوکلاز در اطراف پلاژیوکلازها، اسفنزایی کانیهای کدر و تبدیل هورنبلند به بیوتیت و تشکیل بیوتیتهای نوظهور متاسوماتیکی در نمونههای میکروسکوپی تجلّی پیدا کرده است (شکل 4- b).
تجمع موضعی ارتوکلاز در برخی از سنگهای گابرو/ دیوریتی نشاندهنده تفریق این سنگها و تحول آنها به سمت ترکیبات سینیتی است. ارتوکلاز پرتیتی و اژیرین اوژیت، کانیهای اصلی سینیتها هستند (شکل 4- c)، ارتوکلازها غالباً کائولینیتی شدهاند و دارای منظره کدر هستند.
در سنگهای لوکوگرانیتی، پلاژیوکلاز آلبیتی، کوارتز و ارتوکلاز از فراوانی زیادی برخوردارند. آلانیت کانی فرعی موجود در این سنگهاست. لوکوگرانیتها بافتهای گرانولار، پورفیروییدی، میرمکیتی و گرافیکی نشان میدهند (شکل 4- d). حضور آنکلاو یا لختههایی از پلاژیوکلاز، آپاتیت، مگنتیت و اسفن در لوکوگرانیتها، از شواهد بارز اختلاط ماگمایی محسوب میشود و ارتباط و خویشاوندی آنها را با سنگهای مافیک نشان میدهد (شکل 4- e).
فنوکریستهای پلاژیوکلاز، الیوین و اوژیت بهعنوان کانیهای اصلی و آپاتیت و مگنتیت کانیهای فرعی سنگهای بازالتی هستند که در خمیرهای از شیشه آتشفشانی قرار گرفتهاند. بافتهای غالب در این سنگها، پورفیری، گلومروپورفیری، آمیگدالوییدی و میکرولیتی هستند (شکل 4- f).
در جنوب کوه دوقله در محدودهای به وسعت یک کیلومتر مربع، یک گنبد ریولیتی رخنمون دارد که همارز لوکوگرانیتها محسوب میشود و فنوکریستهای درشت کوارتز در آن قابل مشاهده است (شکل 4- g). میزبان آن سنگهای آهکی دولومیتی یا دولومیتی سری ناریگان است.
در مجاورت سنگهای لوکوگرانیتی منطقه (در اطراف روستاهای علیآباد و همیجان)، کانهزایی مگنتیت و آپاتیت صورت گرفته که بهنظر میرسد عناصر سازنده آنها از طریق تفریق ماگمایی و ایجاد سیالات غنی از عناصر آهن و فسفر تأمین شدهاست. در ضمن، تشکیل کانیهای سیلیکاته، مانند: اپیدوت، کلریت و آکتینولیتهای آبی رنگ رشتهای یا الیافی (در نمونه دستی) در سنگهای میزبان آتشفشانی- تخریبی، بیانگر آن است که بخشی از عناصر موجود در محلولهای حاصل از مراحل نهایی تفریق ماگمایی با سنگ میزبان تبادلات شیمیایی انجام دادهاند (شکل 4- h).
ژئوشیمی
نتایج تجزیه شیمیایی در جدول های 1 و 2 ارائه شده است. در نمودار ردهبندی Na2O+K2O در مقابل SiO2 (Cox et al.,1979) سنگهای درونی در محدوده گابرو، دیوریت، سینیت، گرانودیوریت و گرانیت و سنگهای بیرونی در محدوده بازالت و ریولیت قرار میگیرند (شکل 5)، که با مشاهدات صحرایی و پتروگرافی همخوانی کامل دارد. مقدار SiO2 در سنگهای مافیک در محدوده 44 تا 53 و در لوکوگرانیتها در محدوده 67 تا 70 درصد وزنی تغییر میکند. مجموع آلکالی (Na2O+K2O) در نمونههای مافیک در محدوده 4/5 تا 10/8 درصد وزنی است.
جدول 1- نتایج تجزیه شیمیایی اکسیدهای عناصر اصلی، عناصر کمیاب و کمیاب خاکی نمونههای گرانیتی، گرانودیوریتی، بازالتی و ریولیتی منطقه جنوب بهاباد
|
Sample No. |
BG-5-5 |
BG-19-2 |
BG-2-2 |
BG-8-2 |
BG-7-2 |
BA |
BB-6-1 |
BB-6-6 |
BR-14-1 |
|
Rock Name |
گرانودیوریت |
گرانودیوریت |
گرانیت |
گرانیت |
گرانیت |
گرانیت |
آندزی بازالت |
آندزی بازالت |
ریولیت |
|
(wt%) |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
SiO2 |
67.70 |
69.35 |
70.65 |
69.98 |
69.72 |
69.24 |
52.96 |
54.63 |
71.27 |
|
Al2O3 |
20.62 |
18.40 |
17.38 |
17.27 |
16.96 |
19.79 |
18.27 |
15.40 |
17.17 |
|
FeOtotal |
3.24 |
3.83 |
2.80 |
3.10 |
3.30 |
0.76 |
11.55 |
13.80 |
1.89 |
|
FeO |
2.32 |
2.57 |
1.88 |
2.15 |
2.26 |
0.53 |
7.27 |
8.73 |
1.32 |
|
Fe2O3 |
0.93 |
1.26 |
0.92 |
0.95 |
1.04 |
0.22 |
4.29 |
5.07 |
0.57 |
|
MgO |
1.15 |
0.75 |
1.85 |
0.22 |
0.34 |
0.32 |
5.13 |
3.48 |
0.30 |
|
CaO |
0.11 |
0.47 |
0.27 |
0.43 |
1.54 |
0.22 |
3.61 |
4.39 |
0.15 |
|
Na2O |
2.77 |
4.61 |
2.06 |
3.95 |
3.53 |
4.45 |
2.75 |
4.84 |
0.17 |
|
K2O |
4.12 |
2.17 |
4.66 |
4.71 |
4.19 |
4.76 |
2.81 |
0.98 |
8.92 |
|
TiO2 |
0.26 |
0.35 |
0.32 |
0.29 |
0.33 |
0.41 |
2.37 |
1.81 |
0.11 |
|
P2O5 |
0.04 |
0.05 |
0.06 |
0.04 |
0.05 |
0.06 |
0.53 |
0.59 |
nd* |
|
MnO |
0.02 |
0.01 |
0.01 |
0.02 |
0.03 |
0.01 |
0.02 |
0.04 |
0.01 |
|
Cr2O3 |
nd |
nd |
nd |
nd |
nd |
nd |
0.01 |
nd |
nd |
|
Total |
100.03 |
99.99 |
100.05 |
100.03 |
99.98 |
100.0 |
100.01 |
99.97 |
100.00 |
|
L.O.I. |
1.5 |
1.5 |
2 |
1.3 |
2.5 |
1 |
7.1 |
3.2 |
1.3 |
|
(ppm) |
9.00 |
11.00 |
10.00 |
9.00 |
10.00 |
9.00 |
35.00 |
23.00 |
6.00 |
|
Sc |
9.00 |
11.00 |
10.00 |
9.00 |
10.00 |
9.00 |
35.00 |
23.00 |
6.00 |
|
Ba |
420.0 |
166.0 |
279.0 |
454.0 |
286.0 |
545.0 |
122.0 |
133.0 |
483.0 |
|
Be |
2.00 |
3.00 |
3.00 |
2.00 |
1.00 |
3.00 |
3.00 |
5.00 |
1.00 |
|
Co |
2.20 |
0.80 |
2.00 |
1.30 |
0.90 |
0.60 |
6.80 |
9.70 |
0.30 |
|
Cs |
1.00 |
0.70 |
1.40 |
0.40 |
0.80 |
0.60 |
0.70 |
0.20 |
0.60 |
|
Ga |
19.00 |
20.60 |
16.40 |
18.30 |
19.00 |
24.00 |
22.00 |
19.00 |
18.20 |
|
Hf |
8.60 |
9.80 |
9.00 |
7.90 |
9.70 |
12.00 |
8.60 |
13.80 |
7.10 |
|
Nb |
12.90 |
13.20 |
11.70 |
11.50 |
14.70 |
18.30 |
19.30 |
28.50 |
10.40 |
|
Rb |
94.50 |
80.30 |
109.6 |
128.1 |
123.9 |
150.2 |
65.60 |
16.50 |
72.80 |
|
Sn |
1.00 |
9.00 |
3.00 |
4.00 |
3.00 |
5.00 |
2.00 |
3.00 |
2.00 |
|
Sr |
37.40 |
30.20 |
28.50 |
37.20 |
45.70 |
42.80 |
71.70 |
76.90 |
25.90 |
|
Ta |
0.90 |
0.90 |
0.80 |
0.90 |
1.00 |
1.10 |
1.00 |
1.50 |
0.90 |
|
Th |
14.00 |
14.10 |
13.70 |
11.30 |
13.70 |
27.70 |
6.40 |
9.60 |
16.00 |
|
U |
3.00 |
3.00 |
2.90 |
3.00 |
3.10 |
7.60 |
2.00 |
3.00 |
2.90 |
|
V |
11.00 |
16.00 |
17.00 |
15.00 |
17.00 |
20.00 |
245.00 |
88.00 |
8.00 |
|
W |
1.70 |
1.80 |
1.50 |
1.30 |
1.50 |
3.40 |
0.60 |
1.00 |
0.60 |
|
Zr |
294.5 |
347.9 |
318.2 |
275.8 |
328.0 |
432.3 |
313.3 |
490.3 |
193.1 |
|
Y |
54.60 |
29.90 |
50.40 |
32.30 |
47.20 |
116.5 |
62.40 |
83.10 |
56.00 |
|
Mo |
0.10 |
0.10 |
0.10 |
0.10 |
0.30 |
0.10 |
0.20 |
2.60 |
0.10 |
|
Cu |
0.80 |
0.40 |
0.40 |
0.30 |
0.60 |
2.20 |
2.30 |
17.40 |
0.50 |
|
Pb |
0.90 |
0.70 |
1.10 |
0.60 |
1.30 |
1.00 |
1.00 |
0.90 |
3.00 |
|
Zn |
9.00 |
4.00 |
9.00 |
4.00 |
4.00 |
4.00 |
18.00 |
19.00 |
7.00 |
|
Ni |
1.10 |
0.80 |
1.30 |
0.60 |
1.50 |
0.50 |
13.30 |
1.90 |
0.60 |
|
As |
1.00 |
1.30 |
3.00 |
1.40 |
0.50 |
2.10 |
0.50 |
0.70 |
0.50 |
|
Cd |
0.10 |
0.10 |
0.10 |
0.10 |
0.10 |
0.10 |
0.10 |
0.10 |
0.10 |
|
Sb |
0.10 |
0.10 |
0.20 |
0.10 |
0.10 |
0.10 |
0.10 |
0.10 |
0.20 |
|
Bi |
0.10 |
0.10 |
0.10 |
0.10 |
0.10 |
0.10 |
0.10 |
0.10 |
0.10 |
|
Ag |
0.20 |
0.10 |
0.10 |
0.10 |
0.10 |
0.10 |
0.20 |
0.10 |
0.10 |
|
Au (ppb) |
24.90 |
32.80 |
11.50 |
7.10 |
20.90 |
18.70 |
29.00 |
5.60 |
46.10 |
|
Hg |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
|
La |
39.00 |
14.50 |
44.30 |
29.60 |
38.10 |
80.00 |
41.30 |
26.30 |
7.80 |
|
Ce |
81.30 |
31.10 |
95.50 |
65.30 |
90.10 |
177.3 |
97.00 |
65.00 |
17.90 |
|
Pr |
10.71 |
3.97 |
12.00 |
8.28 |
12.07 |
22.75 |
13.69 |
9.48 |
2.62 |
|
Nd |
41.80 |
15.00 |
45.60 |
32.00 |
49.10 |
89.30 |
60.00 |
41.70 |
9.80 |
|
Sm |
8.50 |
3.70 |
9.01 |
6.57 |
9.03 |
17.92 |
12.99 |
10.19 |
2.46 |
|
Eu |
1.05 |
0.67 |
1.17 |
0.78 |
1.05 |
2.33 |
2.85 |
2.05 |
0.51 |
|
Gd |
8.75 |
4.51 |
8.28 |
5.35 |
8.17 |
18.38 |
12.83 |
12.76 |
4.85 |
|
Tb |
1.56 |
0.84 |
1.39 |
0.89 |
1.34 |
3.33 |
2.00 |
2.30 |
1.23 |
|
Dy |
9.36 |
4.94 |
8.37 |
5.04 |
7.66 |
20.20 |
11.43 |
14.32 |
8.80 |
|
Ho |
1.94 |
1.07 |
1.75 |
1.15 |
1.63 |
4.16 |
2.27 |
3.02 |
2.02 |
|
Er |
5.48 |
3.15 |
5.07 |
3.65 |
4.69 |
11.42 |
6.21 |
8.61 |
5.77 |
|
Tm |
9.00 |
11.00 |
10.00 |
9.00 |
10.00 |
9.00 |
35.00 |
23.00 |
6.00 |
|
Yb |
420.0 |
166.0 |
279.0 |
454.0 |
286.0 |
545.0 |
122.0 |
133.0 |
483.0 |
|
Lu |
2.00 |
3.00 |
3.00 |
2.00 |
1.00 |
3.00 |
3.00 |
5.00 |
1.00 |
جدول 2- مقادیر اکسیدهای عناصر اصلی (بر حسب درصد وزنی)، عناصر کمیاب و خاکی نادر (برحسب ppm) گابروها، دیوریتها و سینیتهای مورد مطالعه (جمع اکسیدها (sum) پس از تصحیح و حذف مواد فرّار در نظر گرفته شده است).
|
Sample No. |
BD-2 |
BD-17-2 |
BD-1-7 |
BD-18-1 |
BD-1-1 |
BD-13-2 |
BS-16-1 |
BS-16-2 |
BS-SY-1 |
|
Rock Name |
گابرو |
گابرو |
گابرو |
گابرو |
دیوریت |
دیوریت |
سینیت |
سینیت |
سینیت |
|
(wt%) |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
SiO2 |
44.38 |
48.51 |
48.69 |
50.31 |
53.90 |
52.65 |
56.55 |
59.11 |
54.25 |
|
Al2O3 |
14.33 |
16.46 |
22.06 |
20.26 |
15.90 |
17.48 |
25.54 |
21.27 |
28.80 |
|
FeO |
10.12 |
8.39 |
5.44 |
5.05 |
6.46 |
7.14 |
1.15 |
1.12 |
2.18 |
|
Fe2O3 |
4.25 |
4.11 |
2.99 |
2.73 |
2.71 |
3.79 |
0.44 |
0.40 |
0.81 |
|
MgO |
7.73 |
5.57 |
7.85 |
4.59 |
5.48 |
5.81 |
0.09 |
0.09 |
0.18 |
|
CaO |
7.42 |
5.34 |
3.69 |
9.31 |
4.50 |
3.78 |
4.75 |
5.59 |
1.35 |
|
Na2O |
3.09 |
4.44 |
3.73 |
5.21 |
4.69 |
5.83 |
5.60 |
6.02 |
6.28 |
|
K2O |
3.58 |
3.67 |
1.68 |
0.82 |
3.07 |
0.19 |
5.73 |
6.10 |
5.90 |
|
TiO2 |
3.74 |
2.69 |
3.15 |
1.35 |
2.40 |
2.43 |
0.06 |
0.07 |
0.07 |
|
P2O5 |
1.18 |
0.65 |
0.64 |
0.28 |
0.81 |
0.69 |
0.07 |
0.12 |
0.05 |
|
MnO |
0.17 |
0.17 |
0.05 |
0.09 |
0.09 |
0.13 |
0.05 |
0.11 |
0.10 |
|
Cr2O3 |
0.02 |
0.01 |
0.02 |
0.01 |
0.02 |
nd* |
nd |
nd |
nd |
|
Sum |
100.0 |
100.0 |
100.00 |
100.00 |
100.03 |
99.94 |
100.04 |
100.01 |
99.98 |
|
L.O.I. |
1.90 |
3.60 |
3.60 |
3.40 |
3.60 |
2.90 |
4.40 |
4.90 |
2.90 |
|
(ppm) |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
Sc |
19.0 |
15.0 |
14.0 |
29.0 |
11.0 |
28.0 |
1.0 |
1.0 |
1.0 |
|
Ba |
1399.0 |
956.0 |
122.0 |
499.0 |
433.0 |
76.0 |
136.0 |
155.0 |
239.0 |
|
Be |
2.0 |
3.0 |
3.0 |
1.0 |
2.0 |
1.0 |
3.0 |
4/0 |
7.0 |
|
Co |
49.7 |
32.6 |
21.2 |
23.8 |
28.0 |
28.1 |
0.6 |
0.9 |
0.9 |
|
Cs |
2.1 |
1.1 |
2.7 |
1.3 |
2.9 |
0.4 |
0.7 |
0.5 |
3.3 |
|
Ga |
22.7 |
20.9 |
23.7 |
19.0 |
25.8 |
21.7 |
31.3 |
28.8 |
33.1 |
|
Hf |
11.0 |
11.8 |
9.2 |
4.0 |
11.4 |
7.0 |
26.1 |
25.6 |
15.3 |
|
Nb |
96.4 |
104.2 |
58.3 |
7.0 |
81.0 |
13.1 |
188.2 |
217.2 |
75.5 |
|
Rb |
87.4 |
87.6 |
52.4 |
21.5 |
66.7 |
6.2 |
179.8 |
154.1 |
190.1 |
|
Sn |
4.0 |
3.0 |
2.0 |
1.0 |
5.0 |
1.0 |
8.0 |
5.0 |
6.0 |
|
Sr |
1166.2 |
515.1 |
267.6 |
727.0 |
409.4 |
71.4 |
85.9 |
83.6 |
336.0 |
|
Ta |
5.2 |
5.7 |
3.4 |
0.4 |
4.3 |
0.7 |
11.5 |
11.5 |
5.6 |
|
Th |
11.8 |
10.8 |
5.9 |
3.9 |
8.3 |
4.8 |
29.8 |
29.2 |
14.3 |
|
U |
2.6 |
2.7 |
1.7 |
0.7 |
2.2 |
0.9 |
5.6 |
5.7 |
4.3 |
|
V |
187.0 |
146.0 |
138.0 |
213.0 |
104.0 |
224.0 |
8.0 |
8.0 |
8.0 |
|
W |
1.6 |
1.8 |
2.7 |
0.9 |
3.2 |
0.7 |
2.6 |
6.8 |
2.1 |
|
Zr |
448.6 |
478.5 |
347.5 |
136.3 |
458.3 |
257.9 |
1035.4 |
991.9 |
596.7 |
|
Y |
33.3 |
33.0 |
23.4 |
22.6 |
21.3 |
62.0 |
44.9 |
41.0 |
12.5 |
|
Mo |
1.3 |
1.0 |
2.6 |
0.1 |
1.8 |
0.1 |
0.5 |
0.3 |
3.5 |
|
Cu |
35.7 |
22.3 |
3.8 |
10.5 |
22.8 |
1.3 |
2.5 |
5.0 |
4.3 |
|
Pb |
12.4 |
9.6 |
9.4 |
2.9 |
5.3 |
2.6 |
2.5 |
14.9 |
17.6 |
|
Zn |
113.0 |
117.0 |
98.0 |
16.0 |
105.0 |
44.0 |
9.0 |
8.0 |
55.0 |
|
Ni |
98.3 |
64.1 |
98.0 |
16.1 |
118.3 |
5.3 |
0.3 |
0.3 |
0.4 |
|
As |
1.7 |
1.3 |
1.5 |
1.0 |
3.2 |
1.0 |
0.5 |
0.8 |
0.9 |
|
La |
81.4 |
79.0 |
52.2 |
16.7 |
74.6 |
35.7 |
189.6 |
180.4 |
75.4 |
|
Ce |
167.6 |
155.6 |
110.2 |
37.0 |
132.6 |
91.5 |
330.3 |
318.4 |
131.7 |
|
Pr |
20.42 |
18.23 |
14.57 |
5.16 |
16.16 |
14.44 |
33.79 |
34.36 |
12.78 |
|
Nd |
76.9 |
65.3 |
58.5 |
22.6 |
61.0 |
66.6 |
98.7 |
105.7 |
38.8 |
|
Sm |
13.24 |
10.56 |
10.6 |
4.61 |
12.19 |
13.66 |
12.99 |
12.93 |
4.89 |
|
Eu |
3.93 |
2.99 |
3.42 |
1.58 |
4.03 |
3.44 |
2.01 |
1.93 |
0.80 |
|
Gd |
10.7 |
8.21 |
8.92 |
4.31 |
7.23 |
13.34 |
9.28 |
9.33 |
3.35 |
|
Tb |
1.47 |
1.28 |
1.26 |
0.72 |
1.20 |
2.06 |
1.45 |
1.37 |
0.54 |
|
Dy |
6.96 |
6.27 |
5.59 |
4.05 |
5.09 |
11.62 |
8.08 |
7.36 |
2.39 |
|
Ho |
1.25 |
1.18 |
0.87 |
0.83 |
0.69 |
2.31 |
1.55 |
1.44 |
0.47 |
|
Er |
2.89 |
3.08 |
2.07 |
2.27 |
1.46 |
6.16 |
4.41 |
3.95 |
1.15 |
|
Tm |
0.42 |
0.46 |
0.29 |
0.37 |
0.21 |
0.96 |
0.76 |
0.67 |
0.21 |
|
Yb |
2.33 |
2.69 |
1.55 |
2.16 |
1.01 |
5.68 |
4.51 |
4.19 |
1.31 |
|
Lu |
0.33 |
0.38 |
0.21 |
0.35 |
0.14 |
0.84 |
0.70 |
0.64 |
0.20 |
*nd = not determined
شکل 5- نمودار Na2O+K2O در مقابل SiO2 (Cox et al., 1979) برای نامگذاری نمونههای مورد مطالعه. علایم بهکار رفته در نمودارها عبارتند از: گابرو - دیوریت(مربع)، سینیت (لوزی)، گرانیت (دایره)
بالا بودن عناصر آلکالی در این نمونهها، ناشی از ﺗﺄثیر متاسوماتیسم و افزایش عناصر آلکالی در این سنگهاست. مقدار K2O سنگهای گابرو/ دیوریتی، بهویژه گابروها از حد متعارف این سنگها بیشتر است و بهنظر میرسد که ناشی از فرایند متاسوماتیسم و اضافه شدن پتاسیم به این سنگها باشد.
از شواهد افزایش K2O، تشکیل بیوتیتهای متاسوماتیک نوظهور در این نمونههاست که در نورم بهصورت ارتوز ظاهر میشوند. افزایش سیالات حاوی K2O و همچنین Na2O با ﻣﻨﺸﺄ تفریق ماگمایی، به تشکیل ارتوکلاز و نفلین نورماتیو منجر شده است، بهطوریکه نمونههای گابرویی در نورم خشک همگی دارای ارتوز نورماتیو و برخی از آنها دارای نفلین نورماتیو هستند، در حالیکه در هیچ یک از نمونههای میکروسکوپی تهیه شده از این سنگها ارتوز و نفلین مشاهده نشدهاست.
پس از تصحیح نفلین و ارتوز نورماتیو و نامگذاری سنگها برمبنای مقادیر نورم اصلاح شده، تمامی نمونههای مافیک درمحدوده گابرو و دیوریت واقع شدهاند. در نمودارهای هارکر عناصر اصلی و کمیاب، روند تفریقی بارزی بین نمونههای گابرو- دیوریتی و سینیتها مشاهده میشود (شکل 6)، که مبین تفریق یافتن سینیتها از ماگمای بازیک در مراحل نهایی تفریق است.
در تمامی این نمودارها، نمونههای گابرویی/ دیوریتی و سینیتها در امتداد روندی خطی قرار میگیرند و با افزایش مقدار SiO2 یا تفریق یافتگی، مقادیر Na2O، Al2O3 و K2O افزایش و Fe2O3، FeO، MgO، TiO2، P2O5، MnO و CaO کاهش مییابند. این وضعیت بیانگر تفریق گابرودیوریتها به سمت سینیتها و ﻣﻨﺸﺄ گرفتن آنها از یک منبع ماگمایی واحد است، اما بین نمونههای گرانیتی با نمونههای سینیتی و گابرویی وقفه ترکیبی بارزی وجود دارد که ﻣﻨﺸﺄ متفاوت آنها را نشان میدهد.
در مجموع، با بررسی دقیقتر نمودارهای هارکر میتوان نتیجه گرفت دو مجموعه سنگی در منطقه وجود دارد: یک گروه، سنگهای مافیک گابرو/دیوریتی با ﻣﻨﺸﺄ گوشتهای و سینیتها که حاصل تفریق این مجموعه هستند و دیگری سنگهای اسیدی (لوکوگرانیتها) که احتمالاً حاصل اختلاط ماگمای تفریق یافته مجموعه اول با مواد حاصل از ذوب پوسته سیالیک زیرین هستند. مهمترین شاهد فرایند اختلاط ماگمایی، حضور لختههای مگنتیت، آپاتیت و آلانیت با ﻣﻨﺸﺄ گوشتهای در سنگهای لوکوگرانیتی است.
نمونههای گابرویی- دیوریتی مورد مطالعه، در نمودار چند عنصری بههنجار شده به کندریت (Nakamura, 1974) از عناصر LREE، غنیشدگی و از عناصر HREE، تهیشدگی نشان میدهند. نداشتن آنومالی Eu نشاندهنده آن است که تبلور پلاژیوکلاز کلسیک نقش مهمی در تحول ماگما نداشته است (Ying et al., 2007) نمونههای فلسیک (لوکوگرانیتها)، از عناصر K، Rb، La، Ce، Nd و Th غنیشدگی و از عناصر Ba، Ta، Sr، P، Ti و Nb تهیشدگی نشان میدهند (شکل 7).
شکل 6- نمودارهای تغییرات SiO2 (درصد وزنی) در مقابل FeO، Fe2O3، MgO و Na2O (wt%) و Ba و Sr (بر حسب ppm)، (Harker, 1909)
|
(b) |
(a) |
|
(c) |
|
شکل 7- نمودارهای عنکبوتی و چند عنصری نمونههای سنگی مورد مطالعه: a) نمودار عنکبوتی بههنجار شده نسبت به کندریت (Nakamura, 1974) برای نمونههای گابرویی/ دیوریتی مورد مطالعه، b) نمودار چند عنصری بههنجار شده نسبت به کندریت (Thompson, 1982) برای نمونههای گرانیتی مورد مطالعه، c) نمودار چند عنصری بههنجار شده نسبت به گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989) برای نمونههای گابرویی- دیوریتی
در مراحل انتهایی تفریق و تشکیل لوکوگرانیتها، اختلاط و آلایش ماگما با ماگمای حاصل از ذوب بخشیهایی از پوسته قارهای زیرین صورت گرفته که به ایجاد تغییراتی در غلظت عناصر کمیاب منجر شده است.
از شواهد ذوب پوستهای میتوان به تمایل یافتن ترکیبات گرانیتی به ماهیت پرآلومین تا پرآلومین شدید، تفاوت قابل ملاحظه مقدار SiO2 سنگهای گرانیتی (67 تا 70 درصد) با سایر سنگهای تفریقیافته از ماگماهای مافیک- حد واسط، بهویژه سینیت (3/56 درصد) اشاره کرد. لذا اختلاف 10 تا 15 درصدی مقدار SiO2 و تا حدودی K2O، عامل ایجاد کننده وقفه ترکیبی بین این سنگهاست. بنابراین، ماگمای تفریقیافته همﻣﻨﺸﺄ با گابرو/ دیوریتها و سینیتها در بخش تحتانی پوسته، با مذاب حاصل از ذوببخشی پوسته سیالیک (پوسته تحتانی)، اختلاط پیدا کرده و افزایش غیرعادی SiO2 و K2O را بههمراه داشته است و در نتیجه، بر روی نمودارهای هارکر، وقفه ترکیبی به نمایش میگذارند (شکل 6). بهعلاوه، ترکیبات گرانیتی در نمودارهای ژئوشیمیایی مستقیماً در ادامه روند تفریق قرار نمیگیرند.
تهیشدگی لوکوگرانیتها از Sr، با ترکیب پلاژیوکلازهای سدیک موجود در آنها سازگار است. میزان آنورتیت درصد پلاژیوکلازهای لوکوگرانیتها (3/6 درصد)، نشان میدهد که آنها از نوع آلبیت هستند، لذا نمیتوانند میزبان خوبی برای Sr باشند. آنومالی منفی P در این سنگها از ویژگیهای لوکوگرانیتهای نوع I است که از ذوب پوسته تحتانی ایجاد شدهاند (Chappell and White, 1992). بهعلاوه آنومالی منفی P، میتواند نتیجه جدا شدن آپاتیت از ماگما باشد
(Wu et al., 2003). در لوکوگرانیتهای مورد مطالعه نیز، آپاتیت از ماگما جدا شده و مجموعههای آپاتیت، هماتیت و مگنتیت بهصورت کانسارهای مگنتیت – آپاتیت در حاشیه تودههای گرانیتی تشکیل شدهاند. لذا مطابق نظر Wu et al., 2003)) فرض دوم منطقیتر بهنظر میرسد. از جمله این کانسارها، میتوان به اندیس معدنی مگنتیت - آپاتیت همیجان و علیآباد در منطقه بهاباد و اندیس مگنتیت – آپاتیت چغارت یا اسفوردی یا سایر نقاط دارای کانسارزایی مشابه اشاره کرد. تهیشدگی بیش از حد Ti به نبودن کانیهای تیتانیمدار مربوط میشود.
بهعلاوه، این آنومالی ممکن است در ارتباط با فرایندهای پتروژنتیکی، مانند مشارکت پوسته قارهای در فرایندهای ماگمایی باشد (Tchameni et al., 2006; Almeida et al., 2007). لذا میتوان، ذوببخشی از سنگهای آذرین پوسته تحتانی و یا تفریق ماگمای مافیک بههمراه هضم و آلایش پوستهای را فرایندهای احتمالی مؤثر در تشکیل گرانیتها دانست.
در نمودار مجموع درصد وزنی Na2O+K2O در مقابل درصد وزنی SiO2 (Cox et al., 1979) سنگهای مافیک در محدوده آلکالن و سنگهای فلسیک در محدوده سابآلکالن واقع میشوند. سنگهای آتشفشانی بازالتی نیز نزدیک مرز آلکالن- سابآلکالن قرار میگیرند (شکل 5). حضور فراوان آپاتیت در نمونههای گابرو/ دیوریتی مورد مطالعه، از شواهد پتروگرافی تأیید کننده ماگمای آلکالن سازنده این سنگهاست.
در نمودار ASI A/NK- (Shand, 1943) لوکوگرانیتها و ریولیتها در محدوده پرآلومین قرار میگیرند (شکل 8). قرارگیری این ترکیبات سنگی در محدوده پرآلومین ناشی از مشارکت سنگهای پوستهای در تشکیل این دسته از سنگهاست.
شکل 8- نمودار ASI A/NK- (shand, 1943) برای تعیین ماهیت سنگهای مورد مطالعه
بر اساس نمودار Na2O در مقابل (Chappel and White, 2001) K2O (شکل 9) نمونههای گرانیتی غالباً در محدوده لوکوگرانیتهای نوع I واقع میشوند و در نتیجه، سهم ماگمای حاصل از تفریق نسبت به ماگمای حاصل از ذوب سنگهای پوستهای (پوسته تحتانی، CI)بیشتر است و در واقع این لوکوگرانیتها دارای ماهیت دورگه (هیبریدی H) هستند.
شکل 9- نمودار Na2O در مقابل K2O (Chappell and White, 2001) برای تعیین نوع گرانیتوییدهای مورد مطالعه
لذا این گرانیتها از ذوب پوسته حاصل شدهاند. گرانیتوییدهای نوع I بهعنوان نوع با ﻣﻨﺸﺄ آذرین، ممکن است از تفریق ماگماهای با منابع گوشتهای (نوع M) و یا از ذوب سنگهای آذرین پوسته زیرین حاصل شوند. بنابراین، واژه C برای گرانیتوییدهای با ﻣﻨﺸﺄ پوستهای، CS برای انواع حاصل از ذوب پوسته فوقانی که همان گرانیتوییدهای نوع S هستند و CIبرای انواع حاصل از ذوب پوسته زیرین یا ذوب پوسته اقیانوسی فرورونده استفاده میشود که در واقع برخی از گرانیتوییدهای نوع I هستند (Landenberger و Collins، 1996؛ ولیزاده و قاسمی، 1372؛ قاسمی و همکاران، 1388؛ قاسمی و خانعلی زاده، در حال چاپ).
در نهایت، با توجه به مجموع ملاحظات صحرایی و نمودارهای ژئوشیمیایی، میتوان لوکوگرانیتهای منطقه جنوب بهاباد را از نوع CI و همچنین از نوع اختلاطی و دورگه H معرفی کرد. با توجه به شواهد صحرایی اختلاط ماگمایی (لختههایی از کانیهای ﻣﻨﺸﺄ گرفته از ماگمای مافیک) و با استناد به نمودارهای ضریب تفریق که نشان میدهند لوکوگرانیتها نیز از روند تفریقی سنگهای مافیک تبعیت میکنند، میتوان تشکیل این لوکوگرانیتها را در ابتدا با ذوببخشی پوسته قارهای تحتانی (بر اثر جایگزینی ماگماهای مافیک در قاعده پوسته قارهای) مرتبط دانست که در مراحل بعدی با تفریق ماگمای مافیک و اختلاط آن با مذاب فلسیک حاصل از ذوببخشی پوسته تحتانی همراه بوده است. با مقایسه سنگهای گرانیتی با معیارهای تقسیمبندی انواع لوکوگرانیتهای نوع H (Castro, 1991)، میتوان لوکوگرانیتهای مورد مطالعه را از نوع لوکوگرانیتهای هیبریدی و از گروه Hsm (سنگهایی که سهم مشارکت منابع گوشتهای کمی بیشتر از سهم پوستهای در آنهاست) دانست. این سنگها در نمودارهای تمایز محیط تکتونیکی (Pearce, 1984)، در گروه WPG (گرانیتهای درون صفحهای) قرار میگیرند (شکل 10) و در نمودار (Whalen, 1987) (شکل 11) در محدوده لوکوگرانیتهای نوع A قرار میگیرند. بر اساس فرضیههای ژنتیکی متعددی که برای لوکوگرانیتهای نوع A ارائه شده، میتوان ژنز این گونه لوکوگرانیتها را در نتیجه ورود و دخالت ماگمای ﻣﻨﺸﺄ گرفته از گوشته فوقانی، ذوببخشی پوسته تحتانی و هضم آن در ماگما در نظر گرفت که در طی این فرایند، یک ماگمای دورگه (هیبرید) و غنی از عناصر LILE ایجاد میشود. این ماگما نسبت به ماگمای اولیه از توانایی زیادی برای تولید حجمهای عظیم گرانیتی در طی تبلور تفریقی برخوردار است (Middlemost, 1985).
شکل 10- نمودار Rb در مقابل Y+Nb (Pearce et al., 1984) برای تعیین جایگاه تکتونیکی سنگهای مورد مطالعه
شکل 11- نمودار (Na2O+K2O) /CaO در مقابل Zr+Nb+Ce+Y (Whalen et al., 1987) برای تعیین نوع گرانیتوییدهای مورد مطالعه
بحث
شواهد صحرایی نشان میدهند که کششهای ناشی از کافتزایی در منطقه در دو مرحله صورت گرفته است:. مرحله اول در کامبرین زیرین با نازکشدگی پوسته و فورانهای اسیدی و اندکی بعد خروج گدازههای بازالتی مشخص میشود و مرحله دوم در فاصله زمانی اواخر کامبرین- اوایل سیلورین صورت گرفته که با صعود ماگمای مافیک گوشتهای، تودههای نفوذی بهصورت دایک، استوک و سیل با ترکیبات گابرو، دیوریت، سینیت و لوکوگرانیت و گنبدهای ریولیتی جایگزین شدهاند. صعود ماگمای مافیک گوشتهای و گرمای ناشی از آن، باعث ذوببخشی پوسته تحتانی شده است. همچنین بعضاً ماگمای فلسیک حاصل از ذوببخشی پوسته با مذابهای فلسیک مراحل انتهایی تفریق ماگمایی، اختلاط یافته است. شواهد این فرآیند در لوکوگرانیتها، شامل لختهها یا آنکلاوهای متشکل از پلاژیوکلاز، مگنتیت و آپاتیت، و کانهزایی قابلتوجه (درحد قابل بهرهبرداری) مگنتیت و آپاتیت در حاشیه تودههای لوکوگرانیتی است. پلوتونیسم نیز ماهیت دوگانه دارد و ترکیبات مافیک (گابرو و دیوریت) و ترکیبات فلسیک (گرانیت و گنبدهای ریولیتی) هردو رخنمون یافتهاند. این سنگها در مجموعه آتشفشانی- رسوبی سری ناریگان و سازندهای لالون و کوهبنان (معادل میلا) نفوذ کردهاند، لذا دارای سن بعد از کامبرین (اردوویسین- سیلورین) هستند.
تعیین سنهای پراکندهای که توسط برخی محققان انجام شده نیز این سن را تأیید میکند. نمونههای آتشفشانی این مجموعه به روش اورانیم- سرب تعیین سن شده و سن 1±9/527 میلیون سال را نشان دادهاند (Ramezani and Tucker, 2003). بنابراین، واحد آتشفشانی- رسوبی ایران مرکزی، سن کامبرین آغازین داشته، متعلق به پرکامبرین نیست. فرخندیسرخابی و همکاران (1378)، سن رادیومتری کانیزایی آهن- آپاتیت منطقه بافق را بسیار جوانتر از پرکامبرین و به اردوویسین (480-430 میلیون سال) نسبت دادهاند که با شواهد چینهشناسی منطقه مورد مطالعه کاملاً مطابقت دارد.
نسبت LREE/HREE در سنگهای مافیک نشان میدهد که منبع ماگمایی آنها از ذوببخشی درجات پایین تا متوسط گوشته نشأت گرفته است. بهطور کلی، غنیشدگی از LREE را میتوان به دو عامل درجات ذوببخشی پایین (کمتر از 15درصد) منبع گوشتهای و آلایش ماگما توسط مواد پوستهای نسبت داد. در اینجا، ماهیت آلکالن نمونههای مافیک مورد مطالعه، بیانگر درجات ذوببخشی پایین گوشته در تشکیل ماگماست.تهیشدگی سنگها از HREE حضور گارنت در منبع را نشان میدهد. لذا ماگمای مادر سنگهای مورد مطالعه از ذوببخشی درجات پایین منبع غنیشده گارنتپریدوتیتی در اعماق بین 80 تا 100 کیلومتری از گوشته لیتوسفر زیرقارهای غنی شده ﻣﻨﺸﺄ گرفته است (شکل 12).
شکل 12- نمودار Dy/Yb در مقابل La/Yb (Thirwall et al,1994; Bogard et al, 2003) برای تعیین درجه ذوببخشی سنگ ﻣﻨﺸﺄ
نقش مؤثر محلولهای متاسوماتیسم کننده در سنگهای منطقه و کانهزایی مرتبط با این سیالات نشان میدهد که منبع گوشتهای ماگما متحمل متاسوماتیسم نوع پتاسیک شده و فاز آبدار موجود در آن فلوگوپیت بودهاست. این فاز، میزبان عناصر کمیاب ناسازگار بوده و به غنیشدگی منبع از LILE منجر شده است. تهیشدگی سنگهای مافیک از Sr حضور آمفیبول را رد میکند (Karmalker et al., 2005). لذا با توجه به آنومالی منفی Sr در نمودارهای عنکبوتی (شکل 7)، حضور آمفیبول در ﻣﻨﺸﺄ منتفی شده و غنیشدگی آنها از Rb و K تأییدی بر حضور فلوگوپیت در ﻣﻨﺸﺄ است. نمودار Dy/Yb در مقابل La/Yb (Thirwall et al.,1994; Bogard et al., 2003) نیز این ﻣﻨﺸﺄ را نشان میدهد (شکل 13).
شکل 13- نمودار نسبت Rb/Sr در مقابل Ba/Rb برای تشخیص حضور فلوگوپیت و آمفیبول در ﻣﻨﺸﺄ سنگهای مافیک مورد مطالعه
حضور فلوگوپیت در ﻣﻨﺸﺄ، نشاندهنده متاسوماتیسم گوشتهای است. بهعلاوه، متاسوماتیسم در محل استقرار تودهها نیز رخ داده است. این فرایند با وفور کانیهای غنی از K و Na نظیر بیوتیت و ارتوکلاز و کانیهای غنی از عناصر نادر خاکی مانند: آپاتیت و آلانیت تأیید میشود. در ضمن، تبدیل پلاژیوکلاز به ارتوکلاز و میرمکیتزایی از شواهد دیگری هستند که متاسوماتیسم را تأیید میکنند و در سنگهای مورد مطالعه مشاهده شده است. در مجموع، بر اساس نتایج بهدست آمده در این مطالعه میتوان الگوی تکتونوماگمایی مناسبی برای سنگهای منطقه جنوب بهاباد ارائه کرد (شکل 14).
|
(a) |
|
(b) |
|
(c) |
شکل 14- مدل تکتونوماگمایی منطقه مورد مطالعه: a) کشیدگی و نازکشدگی پوسته بر اثر صعود پلوم گوشتهای (مرحله آغازین کافتزایی)، b) ایجاد حوضه آتشفشانی- رسوبی کمعمق تا عمیق و فورانهای آتشفشانی دوگانه (اسیدی و بازیک) بههمراه کانهزایی منگنز و سرب زیردریایی، c) رژیم کششی مجدد و نفوذ ماگمای آلکالن به قاعده پوسته، تفریق آن و اختلاط با مذابهای فلسیک حاصل از ذوببخشی پوسته و ایجاد لوکوگرانیتهای دورگه. در این مرحله کانهزایی مگنتیت و آپاتیت نیز در اطراف سنگهای تفریقیافته صورت گرفته است.
نتیجهگیری
با استناد به ویژگیهای صحرایی، پتروگرافی و ژئوشیمیایی، نمونههای مافیک گابرو/ دیوریتی منطقه ماهیت آلکالن درون ورقهای و نمونههای گرانیتی، ماهیت پرآلومین داشته، در زمره گرانیتهای نوع I-Type و A-Type و همچنین، H-Type قرار میگیرند. سنگهای گرانیتی از تفریق ماگمای آلکالن مافیک سازنده گابرو/ دیوریتها ایجاد شده که با نفوذ ماگمای مافیک به قاعده پوسته تحتانی و ذوب بخشهایی از آن، مواد فلسیک پوستهای نیز در تشکیل آنها مشارکت داشته است. در واقع، ساز و کار مؤثر در تشکیل این لوکوگرانیتها، تبلور تفریقی همراه با هضم و آلایش پوستهای (AFC) بوده که به تشکیل ماگمای هیبریدی سازنده این تودهها منجر شده است. در ارتباط با سنگهای منطقه کانهزاییهای مختلفی، از جمله مگنتیت، آپاتیت، آکتینولیت و باریت صورت گرفته است که ناشی از ماهیت آلکالن و غنی از مواد فرار ماگمای سازنده سنگهای منطقه در یک محیط کافت درونقارهای است.
محققان قبلی، فعالیتهای آتشفشانی، ماگماتیسم و کانهزاییهای مرتبط با آنها را در بسیاری از مناطق ایران مرکزی، ازجمله بافق و اسفوردی، را به پرکامبرین نسبت دادهاند، ولی در مطالعات انجام شده در راستای این تحقیق و همچنین با استناد به گزارشهای تفصیلی و شرح نقشههای زمینشناسی 1:25000 اخیر و تعیین سنهای انجام شده، میتوان سن این سنگها را جوانتر از پرکامبرین - کامبرین در نظر گرفت. از آنجا که تودههای نفوذی مورد مطالعه، غالباً سنگهای آتشفشانی- رسوبی کامبرین و سازندهای لالون و میلا را قطع کردهاند، لذا دارای سنی جوانتر از کامبرین هستند. اگر فعالیتهای بازالتی قاعده سیلورین را نیز ادامه همین فعالیتهای ماگمایی به حساب آوریم، میتوان دوره انجام فعالیتهای ماگمایی منطقه را در فاصله زمانی پس از کامبرین تا حداقل آغاز سیلورین، یا به عبارتی، اواخر اردوویسین - اوایل سیلورین در نظر گرفت.
سپاسگزاری
از مدیریت محترم شرکت پارسکانی که در راستای تهیه نقشه 1:25000 اسفنگ امکانات ارزشمندی برای ما فراهم نمودند، تشکر و قدردانی میکنیم. از ریاست محترم شورای شهر بهاباد، آقای سید محمود میرابوالقاسمی نیز صمیمانه تشکر مینماییم.
)