Document Type : Original Article
Authors
شیراز- چهارراه ادبیات-دانشکده علوم شماره1-بخش علوم زمین تقی پور
Abstract
Keywords
مقدمه
کانسارهای طلای کوه‌زایی در ارتباط با جایگاه‌های برخوردی و کمربندهای فعال کوه‌زایی است (Bierlein et al., 2001). این کانسارها طی فرآیندهای دگرشکلی فشارشی به ترافشارشی در حاشیه صفحات همگرا در کوه‌زایی‌های برخوردی (برخورد صفحات قاره‌اى- قاره‌اى) و افزایشی (برخورد صفحات اقیانوسى- قاره‌اى) تشکیل شده‌اند (Groves et al., 2000). برخی محققین، کانسارهای مرتبط با پهنه‌های برشی را که سنگ میزبان آن‌ها در حد رخساره شیست سبز و به‌طور محلی تا حد رخساره آمفیبولیت دگرگون شده‌اند، در گروه کانسارهای طلای تیپ کوه‌زایی قرار می‌دهند (Dube and Gosselin, 2007). از ویژگی‌های شاخص این کانسارها می‌توان به دگرشکلی، حجم سولفید پایین، مجموعه دگرسانی‌های سریسیتی، کربناتی، سولفیدی، کلریتی، دگرگونی در حد رخساره شیست سبز، شوری پایین، سیال کانه‌دار غنی از CO2 و در نهایت ارتباط با ساختارهای کششی- فشارشی بزرگ مقیاس اشاره کرد (Goldfarb et al., 2001).
با توجه به اینکه این کانسارها در کمربندهای دگرگونی حاشیه فعال قاره‌ای تشکیل می‌شوند، پهنه دگرگونی سنندج- سیرجان می‌تواند میزبان خوبی برای این تیپ از کانسارها باشد. بر همین اساس تاکنون چندین رخداد طلا از جمله کانسار طلای زرترشت در بخش جنوب‌شرق، طلای موته در مرکز و رخدادهای طلا در ناحیه سقز- سردشت در بخش شمال‌غربی پهنه سنندج- سیرجان شناخته شده است (شکل ١) که از این میان می‌توان به رخداد طلا در کردستان، به نواحی قلقله، کرویان، قبقلوجه و میرگه نقشینه اشاره کرد. در شکل ٢ موقعیت و محل دقیق این رخدادها مشخص شده است. مطالعات انجام شده، نشان می‌دهد که رخداد طلای کوه‌زایی در بخش شمال‌غربی پهنه سنندج- سیرجان از جمله کانسار طلای قلقله در ارتباط با یک پهنه برشی شکنا- شکل پذیر است.
واکنش سیال/ سنگ طی تکامل پهنه‌های برشی، سبب ایجاد تغییراتی در شیمی عناصر اصلی می‌شود، با این وجود، بررسی‌ها نشان می‌دهد که تقریباً تمامی عناصر طی فرآیند میلونیتی‌شدن متحرک می‌شوند Sinha et al., 1986)؛ Brewer and Atkin, 1989؛ O’Hara and Blackburn, 1989؛ Glazner and Bartley, 1991).
رفتار عناصر REE ,Y در پهنه‌های برشی به‌طور کاملاً مشخصی از دیگر عناصر (به‌جز U، TH، Hf و Ta) موجود در این پهنه‌ها متفاوت است (Rolland et al., 2003). از این رو REE گروهی بسیار منسجم از عناصر شیمیایی با تغییرات تدریجی در خواص شیمیایی همراه با افزایش عدد اتمی هستند که به‌عنوان یک گروه بسیار مناسب برای آشکارسازی اختلاف جزئی در خواص شیمیایی عناصر طی فرآیندهای زمین‌شناسی و ژئوشیمیایی به‌کار برده می‌شوند (Kikawada, 2001). بر همین اساس Rolland و همکاران (٢٠٠٣) پیشنهاد می‌کنند که تحرک REE در پهنه‌های برشی نیازمند در نظر گرفتن تعادل کانی‌شناسی بین سیال و کانی‌های سری REE و نقش pH، دما، شرایط اکسایش- کاهش و حضور لیگاندها در سیال است. به هر حال ته‌نشینی و انحلال کانی‌های REEدار گوناگون در مراحل مختلف تکامل پهنه برشی نشان‌دهنده تغییرات در شیمی سیال طی تکامل این پهنه‌هاست.
تاکنون مطالعات انجام‌شده در منطقه مورد بررسی شامل دگرشکلی، دگرسانی و نقش آن‌ها در کانه‌زایی طلا در پهنه برشی شکل‌پذیر- شکنای قلقله و رفتار ژئوشیمیایی عناصر نادر خاکی و کاربرد اکتشافی آن‌ها در کانه‌زایی طلا تیپ پهنه برشی قلقله (علی‌یاری و همکاران، ١٣٨٥) است. این نوشتار به بررسی جایگاه زمین‌ساختی منطقه، تعیین سری ماگمایی سنگ‌های توده نفوذی و در نهایت تأثیر دگرسانی، دگرشکلی و جریان سیال بر روی پایداری REE، طی توسعه پهنه برشی، تحت شرایط دگرگونی در حد رخساره شیست سبز می‌پردازد.
شکل ١- پهنه‌های زمین‌ساختی کوه‌زاد زاگرس و موقعیت کانسارها و رخدادهای طلا در پهنه سنندج- سیرجان با تغییرات
(Berberian, 1976; Eftekharnejad, 1981; Niromand et al., 2011)
شکل ٢- موقعیت جغرافیایی منطقه مورد مطالعه
زمین‌شناسی عمومی
منطقه مورد مطالعه در تقسیم‌بندی زمین‌شناسی ایران در پهنه سنندج- سیرجان قرار می‌گیرد. این پهنه به‌صورت یک نوار ماگمایی- دگرگونی، بخشی از کمربند کوه‌زایی زاگرس بوده که خود بخشی از کمربند کوه‌زایی وسیع آلپ- هیمالیا است که طی فرورانش پوسته اقیانوسی نئوتتیس به زیر خرده قاره ایران و نهایتاً برخورد سکوی قاره عربی به صفحه ایران در
کرتاسه- ترشیری شکل گرفته است (Berberian and king, 1981; Mohajjel et al., 2003).
در مورد زمان دقیق فرورانش و برخورد مباحث زیادی مطرح بوده است(Niromand et al., 2011). برخی محققین (Agard et al., 2005; Arvin et al., 2007) معتقدند که فرورانش پوسته اقیانوسی به زیر پهنه سنندج- سیرجان، 150 میلیون سال قبل در تریاس بالایی- ژوراسیک زیرین اتفاق افتاده در حالی‌که پژوهشگران دیگر (Berberian and Berberian, 1981; Moeinvaziri, 1985; Alavi, 1994) زمان فرورانش اولیه را کرتاسه آغازین- پایانی می‌دانند (Niromand et al., 2011). از سویی دیگر، Alavi (2004) برخورد نهایی بلوک ایران و عربی در امتداد راندگی اصلی زاگرس را به کرتاسه نسبت می‌دهد. در مقابل، محققین دیگری (Berberian et al., 1982; Agard et al., 2005) زمان این برخورد را 25 تا 35 میلیون سال پیش دانسته‌اند (Niromand et al., 2011).
مدل زمین‌ساختی تکامل بخش شمالی پهنه سنندج- سیرجان در شکل ٣ نشان داده شده است.
شکل ٣- مدل زمین‌ساختی تکامل بخش شمالی پهنه سنندج- سیرجان، با تغییرات (Alavi, 1994; Agard et al., 2005)؛ A- در پرمین- تریاس، اقیانوس نئوتتیس در حال باز شدن و گسترش بوده است، رخدادهای طلای پهنه سنندج- سیرجان در این زمان ممکن است در حاشیه غربی ایران مرکزی قرار گرفته باشد (Niromand et al., 2011)، B- فرورانش پوسته اقیانوسی نئوتتیس احتمالاً از اوایل مزوزوئیک شروع و تا اواخر کرتاسه، بخش عمده‌ای از آن به زیر ایران مرکزی فرورانده شد. کمان آتشفشانی مرتبط با فرورانش در بخش شمالی پهنه سنندج- سیرجان گسترش یافت. C- برخورد نهایی بلوک عربی و ایران مرکزی در الیگوسن- میوسن (اواخر ترشیری) رخ داده است.
زمین شناسی منطقه مورد مطالعه
بخش شمالی پهنه سنندج- سیرجان شامل متاولکانیک‌ها و فیلیت‌های رخنمون یافته‌ای است که در اواخر کرتاسه تحت تأثیر دگرشکلی قرار گرفته‌اند (Eftekharnezhad, 1981). رخداد طلای قلقله، در بخش شمال‌غربی پهنه دگرگونی سنندج- سیرجان و در ٥٠ کیلومتری جنوب‌غربی سقز، با مختصات عرض جغرافیایی ²08 ¢06 °46 شمالی و طول جغرافیایی
²08 ¢08 °36 شرقی واقع شده است. واحدهای سنگی رخنمون‌یافته در منطقه مورد مطالعه نیز شامل متاولکانیک‌های اسیدی، نفوذی‌های گرانیتی و گرانودیوریتی، کلریت- سریسیت شیست‌ها و سنگ آهک‌های دگرگون‌شده با سن مزوزوئیک است که تا حد رخساره شیست سبز دگرگون‌شده‌اند. این مجموعه تحت تأثیر پهنه‌های برشی شکل‌پذیر- شکنا با روند شمال‌شرق- جنوب‌غرب با شیب N50-60E قرار گرفته‌اند (Aliyari et al., 2009) و دچار دگرشکلی شده، به‌طوری‌که واحدهای سنگی مختلف، شدت دگرشکلی یکسانی نداشته و از واحدهای کمتر دگرشکل‌شده تا واحدهای میلونیتی و الترامیلونیتی در منطقه قابل مشاهده است. حضور واحدهای گنایس و گرانیت‌گنایس در محدوده کانسار و به‌طور کلی جنوب و جنوب‌غربی ورقه ١٠٠٠٠٠/١ سقز از مشخصات بارز منطقه مورد مطالعه است (حریری، ١٣٨٢). در بسیاری از نقاط، فولیاسیون آن‌ها موازی گسل‌های اصلی و ساختارهای کلی منطقه است. حضور این توده‌ها، نشان‌دهنده گرادیان زمین‌گرمایی بالای این ناحیه در زمان تشکیل گرانیت‌ها است. بر اساس Aliyari و همکاران (٢٠٠٩)، سه مرحله دگرشکلی در منطقه تشخیص داده شده که در میان آن‌ها، دومین مرحله دگرشکلی با توسعه برگواره غالب میلونیتی از مهم‌‌ترین مراحل این توالی دگرشکلی به‌شمار می‌آید. شکل کانه‌سازی به‌صورت باریکه‌ای از پهنه‌های سولفیدی حاوی رگچه‌های کوارتزی طلادار با ضخامت متوسط ٢٥٠ متر و طول ٢٥٠٠ متر است. در این کانسار، عیارهای بالای طلا به بخش‌های سیلیسی و سولفیدی به‌شدت دگرشکل شده (الترامیلونیتی) محدود شده است. نکته مهم در کانسار طلای قلقله، وجود حجم زیادی میلونیت با کانه‌زایی طلای کم عیار (در حد زمینه، 001/0 تا 2/0 گرم در تن) همراه با دگرسانی ضعیف و همچنین وجود کانه‌زایی طلا با عیار بالا (١٦ گرم در تن) در ریز رگچه‌های سیلیسی- سولفیدی دگرشکل شده است (Aliyari et al., 2009). نقشه زمین‌شناسی و موقعیت رخداد طلای قلقله و دیگر رخدادهای طلای ناحیه سقز- سردشت- پیرانشهر در شکل ٤ نشان داده شده است.
روش انجام پژوهش
این پژوهش در دو مرحله صحرایی و آزمایشگاهی انجام شد. در کارهای صحرایی به بررسی ویژگی‌ها و تغییرات سنگ‌شناسی واحدهای سنگی منطقه پرداخته شد. بر همین اساس، تعداد ٩٥ نمونه از واحدهای سنگی گوناگون به‌منظور بررسی‌های سنگ‌شناختی و ژئوشیمیایی برداشت شد و با تهیه تعداد ٢٥ مقطع نازک بررسی‌های پترولوژی بر روی آن‌ها انجام شد. ٩ نمونه از توده‌های نفوذی منطقه با روش XRF و ١٠ نمونه از متاولکانیک‌های پهنه برشی و ٤ نمونه از واحدهای کمر بالا (کلریت- سریسیت شیست) و پایین (سنگ آهک دگرگون‌شده) پهنه برشی به روش ICP-MS به‌منظور بررسی‌های ژئوشیمیایی آنالیز شدند (جدول‌های ١ و ٢). نتایج حاصله در نرم‌افزارهای Minpet 2.02 و Excel تجزیه و تحلیل شدند. همچنین نقشه‌های زمین‌شناسی منطقه مورد مطالعه با استفاده از نرم‌افزار 9.2 GIS Arc تهیه شده است.
شکل ٤- نقشه زمین‌شناسی ساده شده سقز- سردشت- پیرانشهر با تغییرات (Eftekharnezhad, 1973). موقعیت تمام رخدادهای طلای ناحیه سقز- سردشت- پیرانشهر در نقشه مشخص شده است.
بررسی روابط صحرایی و پتروگرافی سنگ‌های دگرسان
بررسی‌های پتروگرافی بر روی سنگ‌های رخنمون‌یافته در منطقه شامل گرانیت‌ها، گرانودیوریت‌ها، گنایس‌ها، کلریت و سریسیت شیست‌ها انجام شد (شکل ٥). این مطالعات نشان‌دهنده کانی‌شناسی ساده سنگ‌های دارای کانه‌زایی است. عمده‌ترین کانی‌های مشاهده شده شامل کوارتز، فلدسپات (پلاژیوکلاز- ارتوکلاز- میکروکلین)، میکا (سریسیت- بیوتیت- مسکویت)، اپیدوت، کلریت و کربنات‌هاست. بر اساس مشاهدات صحرایی و میکروسکوپی، دو نوع رگچه و رگه کوارتز در منطقه تشخیص داده شده است که شامل رگه‌های کوارتز- کربنات و رگه‌های کوارتز لامینه‌شده است (شکل ٦).
رگه‌های کوارتز- کربنات به‌شکل توده‌های تخت رخ داده و دارای بافت شانه‌ای هستند و غالباً قطع‌کننده فولیاسیون میلونیتی هستند. کانی‌شناسی رگه‌ها شامل کوارتز (٦٠ درصد)، کربنات (١٥ درصد)، سریسیت- بیوتیت (١٠ درصد)، کانی‌های سولفیدی (٥ درصد) و مقادیری فلدسپار، کلریت و دیگر کانی‌های کدر است (شکل 6- a). مطالعات قبلی Aliyari و همکاران (٢٠٠٩) بر روی این رگه‌ها گویای تشکیل آن‌ها در مرحله نهایی برخورد و نقش بیشتر سیالات جوی در مقایسه با سیالات دگرگونی و نهایتاً دمای پایین (٢٥٠ درجه‌سانتیگراد) تشکیل این رگه‌هاست، که خود عاملی بر پایین بودن مقادیر سولفید و نبود کانه‌زایی قابل توجه در این مرحله است.
رگه‌های کوارتز لامینه‌شده بیش‌ترین گسترش را در ارتباط با پهنه‌های کانه‌دار داشته و در امتداد پهنه برشی منطقه (NW-SE) تشکیل شده‌اند و ضخامتی کمتر از ٣٠ سانتی‌متر دارند (شکل 6- b). از لحاظ کانی‌شناسی، ترکیبی از کوارتزهای سفید و خاکستری (بیش از ٦٥ درصد)، فلدسپات (١٠ درصد)، بیوتیت- سریسیت (١٠ درصد)، سولفیدها (١٠ درصد) و همچنین مقادیری کلریت و دیگر کانی‌های کدر است. این رگه‌ها که محصول فرآیند سیلیسی‌شدن هستند به‌صورت تشکیل لامینه‌هایی در امتداد برگواره میلونیتی غالب منطقه دیده می‌شوند. این رگه‌ها، شاخص بسیار خوبی بر میزان دگرشکلی موجود در منطقه است به گونه‌ای که هر چه به بخش‌های داخلی‌تر رگه (پهنه برشی) نزدیک می‌شویم، نه تنها شدت دگرشکلی و فولیاسیون افزایش می‌یابد، بلکه میزان کوارتز نیز بیشتر می‌شود.
شکل ٥- نمای کلی منطقه قلقله، موقعیت واحدهای سنگی مختلف (کلریت- سریسیت شیست، سنگ آهک دگرگون‌شده، گنایس، گرانیت میلونیتی) و پهنه برشی کانه دار و دگرسان (متاولکانیک) در شکل نشان داده شده است.
شکل ٦- دو نوع رگه کوارتز موجود در منطقه (a رگه کوارتز- کربنات، (b رگه کوارتز لامینه‌شده در امتداد پهنه برشی؛
اختصار کانی‌ها از Kretz (1983)
یکی دیگر از واحدهای مهم سنگی منطقه، متاولکانیک‌های اسیدی است که در بخش شمالی روستای قلقله از گسترش قابل توجهی برخوردار هستند. این متاولکانیک‌ها هم‌روند با دیگر واحدهای سنگی منطقه رخنمون پیدا کرده‌اند. کانی‌های تشکیل‌دهنده این واحد، تحت تأثیر عوامل دگرگونی و دگرشکلی، تبلور مجدد یافته و جهت‌یافتگی پیدا کرده‌اند به‌طوری‌که به راحتی می‌توان آثار برگوارگی را در آن‌ها تشخیص داد. این متاولکانیک‌ها تا حد رخساره شیست سبز دگرگون شده‌اند و شدت دگرشکلی و دگرسانی باعث از بین رفتن بافت اولیه در آن‌ها شده است.
شدت و نوع دگرسانی در پهنه برشی قلقله بسیار متفاوت است. از مهم‌‌ترین دگرسانی‌ها می‌توان به دگرسانی فیلیک (کوارتز- سریسیت)، پروپیلیتک، کربناتی‌شدن و سیلیسی‌شدن اشاره کرد. در بین دگرسانی‌ها، سریسیتی‌شدن گسترش بیش‌تری داشته و تقریباً در تمامی مقاطع میکروسکوپی و واحدهای رخنمون‌یافته دیده می‌شود. دگرسانی‌های سولفیدی (Aliyari et al., 2009)، سیلیسی و کربناتی بیش‌ترین گسترش را در ارتباط با پهنه برشی دارند.
دگرسانی فیلیک از گسترش قابل توجهی در منطقه برخوردار بوده و مهم‌‌ترین رخداد فرآیندهای دگرسانی، از مرحله اولیه تا مرحله پیشرفته است. تشکیل دگرسانی فیلیک، حاصل عملکرد سیالات گرمابی بر روی پلاژیوکلازها، بیوتیت‌ها و فلدسپات‌های آلکالن است که محصول اصلی این دگرسانی، شکل‌گیری دانه‌های ریز سریسیت و کوارتز است. سریسیت‌ها در نمونه‌های مطالعه‌شده به سه شکل دیده می‌شوند. الف) سریسیت‌هایی که اغلب در جهت برگواره میلونیتی همراه کانی‌هایی مانند سیلیس و مسکویت کشیدگی پیدا کرده‌اند (شکل 7- a)، ب) سریسیت‌هایی که گاه به‌صورت لکه‌های ریز بر روی پورفیروبلاست‌های فلدسپات دیده می‌شوند که حاصل تجزیه این کانی‌ها است (شکل 7- b) و ج) سریسیت‌هایی که قطع‌کننده فولیاسیون میلونیتی بوده و نشانگر تشکیل در طی فاز نهایی تغییر شکل شکننده در منطقه بوده است (شکل 7- c).
دگرسانی سیلیسی‌شدن، بیش‌ترین گسترش را در بخش‌های داخلی پهنه برشی داشته و در ارتباط با زون کانه‌دار است. با نزدیک شدن به بخش‌های داخلی پهنه برشی، دگرسانی سیلیسی نیز به بیش‌ترین حد خود می‌رسد (شکل 7- d). در مقیاس دستی نیز دگرسانی سیلیسی به‌صورت تشکیل لامینه‌ها و رگچه با ضخامت میلی‌متر تا سانتی‌متر هم‌سو با برگواره میلونیتی در جهت NE-SW جهت‌یافته شده‌اند (شکل 7- e). بر اساس مطالعات پتروگرافی در محدوده مورد مطالعه، فرآیند سیلیسی‌شدن به‌صورت تشکیل رگه‌هایی با مورفولوژی سخت در راستای پهنه برشی و برگواره میلونیتی و به‌صورت رگچه‌های کوارتز- کربنات دیده می‌شوند.
دگرسانی کربناتی‌شدن با دو محصول اصلی کلسیت و دولومیت است. بر اساس مشاهدات میکروسکوپی، کربنات‌های موجود در مقاطع هم به‌صورت کربنات‌هایی که فولیاسیون میلونیتی را قطع کرده‌اند (Aliyari et al., 2009) و هم به‌صورت کربنات‌های همراه با سیلیس‌های ریزدانه و سولفیدهای بی‌شکل در داخل شکستگی‌ها دیده می‌شوند (شکل 7- f) که به ترتیب طی عملکرد فازهای جوان دگرشکلی شکننده و دگرسانی گرمابی در منطقه ایجاد شده‌اند. عملکرد این دو فاز باعث حرکت کربنات‌ها توسط سیالات جوی به داخل شکستگی‌ها شده‌اند.
شکل ٧- (a سریسیت‌های هم‌سو با برگواره میلونیتی، (b سریسیت‌هایی که به‌صورت لکه‌های ریز بر روی پورفیروبلاست‌های فلدسپات دیده می‌شوند که حاصل تجزیه این کانی‌هاست، (c سریسیت‌هایی که برگواره میلونیتی را قطع کرده‌اند، (d نمونه‌ای از دگرسانی سیلیسی موجود در پهنه برشی، (e نمونه دستی از جهت‌یابی رگه‌های سیلیسی در امتداد پهنه برشی، (f کربنات‌های همراه با سیلیس‌های ریزدانه و سولفیدهای بی‌شکل.
ماگماتیسم توده‌های نفوذی
به‌منظور بررسی ماگماتیسم توده‌های نفوذی، ٩ نمونه از واحدهای نفوذی منطقه مورد مطالعه به‌روش XRF آنالیز شدند (جدول ١). جهت نام‌گذاری سنگ‌های آذرین از نمودارهای متعددی می‌توان استفاده کرد. در این میان از نمودارهای SiO2-Zr/TiO2 (Winchester and Floyd, 1977) و (Na2O+K2O)-SiO2 (Cox et al., 1979) برای نام‌گذاری توده‌های نفودی منطقه مورد مطالعه استفاده شده است (شکل ٨). همان‌طور که در شکل مشاهده می‌شود، ترکیب توده‌های نفوذی در محدوده گرانیت، گرانودیوریت، دیوریت و گاهی لاتیت قرار می‌گیرد. برای تعیین سری ماگمایی سنگ‌های توده نفوذی از نمودار تفکیکی سری قلیایی از نیمه‌قلیایی بر اساس مجموع قلیایی در برابر سیلیس (Irvine and Baragar, 1971) استفاده شده است. موقعیت نمونه‌ها در این نمودار نشان می‌دهد که نمونه‌ها در محدوده نیمه‌قلیایی قرار می‌گیرند (شکل ٩). برای تعیین محیط زمین‌شناختی سنگ‌های مورد مطالعه از نمودارهای متفاوتی استفاده شد (شکل ١٠). در نمودار TiO2/Al2O3-Zr/Al2O3 (Muller and Groves, 1997)، تمامی نمونه‌ها در موقعیت قوس‌های آتشفشانی قرار می‌گیرند. برای تفکیک قوس‌های ماگمایی حاشیه فعال قاره‌ای و قوس‌های ماگمایی پس از برخورد نیز از نمودار Ce/P2O5-Zr/Al2O3 (Muller and Groves, 1997) استفاده شد. در این نمودار تمامی نمونه‌ها در ناحیه قوس‌های پس از برخورد (PAP) قرار گرفته‌اند.
در نمودار Rb-(Y+Nb) (pearce et al., 1984)، نیز نمونه‌ها در گستره محیط‌های وابسته به قوس‌های آتشفشانی قرار گرفته‌اند. از مقایسه موقعیت نمونه‌های توده نفوذی در این نمودار با گستره پیشنهادی pearce (1996)، همان‌طور که در شکل ١١ دیده می‌شود، بخش عمده نمونه‌ها به قوس‌های آتشفشانی پس از برخورد مربوط می‌شوند.
جدول ١- آنالیز شیمیایی عناصر اصلی و کمیاب توده‌های نفوذی منطقه مورد مطالعه به روش XRF
|
Samples No. |
Gh.2.15 |
Gh.2.2 |
Gh.3.3 |
Gh.2.5 |
Gh.2.23 |
Gh.4.3 |
Gh.4.7 |
Gh.4.16 |
Gh.4.18 |
|
Rock type |
Granodiorite |
Granite |
Granite |
Granodiorite |
Diorite |
Granodiorite |
Granite |
Granite |
Granite |
|
(%) |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
SiO2 |
67.13 |
85.06 |
85.82 |
64.11 |
61.93 |
66.61 |
74.32 |
71.12 |
67.83 |
|
TiO2 |
0.41 |
0.38 |
0.39 |
0.42 |
0.37 |
0.62 |
0.58 |
0.95 |
0.71 |
|
Al2O3 |
13.35 |
8.53 |
7.1 |
14.32 |
17.01 |
17.70 |
14.17 |
14.36 |
16.94 |
|
Fe2O3 |
4.2 |
1.32 |
1.64 |
4.32 |
5.52 |
4.05 |
1.67 |
2.75 |
2.86 |
|
MnO |
0.01 |
0.02 |
0.04 |
0.09 |
0.02 |
0.06 |
0.03 |
0.04 |
0.06 |
|
MgO |
2.2 |
0.5 |
0.32 |
0.57 |
3.24 |
1.4 |
0.17 |
0.43 |
0.54 |
|
CaO |
4.35 |
0.83 |
0.31 |
3.58 |
0.27 |
0.84 |
0.27 |
0.48 |
0.72 |
|
Na2O |
3.34 |
1.63 |
2.89 |
4.47 |
4.9 |
3.60 |
3.62 |
4.36 |
4.11 |
|
K2O |
2.9 |
1.32 |
1.62 |
4.58 |
3.71 |
3.32 |
4.23 |
4.03 |
3.87 |
|
P2O5 |
0.21 |
0.27 |
0.19 |
0.17 |
0.23 |
0.26 |
0.11 |
0.05 |
0.07 |
|
L.O.I. |
3.07 |
0.89 |
0.74 |
2.92 |
3.1 |
1.71 |
0.95 |
1.26 |
1.88 |
|
Total |
98.96 |
100.28 |
100.67 |
99.31 |
99.90 |
100.07 |
100.12 |
99.83 |
99.54 |
|
ppm |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
Ba |
10.5 |
780 |
1018 |
870 |
1020 |
780 |
290 |
506 |
638 |
|
Rb |
37.2 |
20.91 |
40.1 |
57.15 |
56 |
43 |
49 |
32 |
46 |
|
Sr |
860 |
910 |
987 |
740 |
845 |
810 |
760 |
920 |
870 |
|
Zr |
93 |
101 |
110 |
89 |
98 |
169 |
85 |
107 |
98 |
|
Y |
8.71 |
10.1 |
12 |
7.2 |
11.01 |
26 |
24 |
21 |
15 |
|
Nb |
10 |
7 |
6 |
11 |
12 |
14 |
11 |
19 |
16 |
|
Ga |
20 |
21 |
23 |
19 |
20 |
18 |
20 |
29 |
23 |
|
Ag |
1 |
1 |
1> |
1 |
1 |
1 |
1 |
1 |
1 |
|
Sn |
2 |
1 |
3 |
2 |
1 |
2 |
1 |
1 |
1 |
|
Ta |
1.1 |
1.6 |
1.5 |
1.7 |
1.4 |
2.1 |
1.4 |
1.1 |
1.7 |
|
U |
1.2 |
1.1 |
1.1 |
1.2 |
1.1 |
1.1 |
1 |
1.2 |
1.1 |
|
V |
57 |
60 |
80 |
62 |
81 |
80 |
50 |
68 |
87 |
|
Ce |
72 |
78 |
69 |
65 |
73 |
66 |
79 |
82 |
70 |
|
Th |
9.8 |
7.2 |
8.5 |
4.7 |
7.3 |
15 |
11 |
2 |
7 |
شکل ٨- نمودارهای SiO2-Zr/TiO2 (Winchester and Floyd, 1977) و (Na2O+K2O)-SiO2 (Cox et al., 1979) برای نام‌گذاری توده‌های نفوذی منطقه؛ در این نمودارها از معادل بیرونی سنگ‌های آذرین استفاده شده است.
شکل ٩- نمودار تفکیکی سری قلیایی از نیمه‌قلیایی و موقعیت نمونه‌های مورد مطالعه در آن (Irvine and Baragar, 1971)
شکل ١٠- نمودارهای TiO2/Al2O3-Zr/Al2O3 و Ce/P2O5-Zr/TiO2 (Muller and Groves, 1997) برای تعیین محیط زمین‌ساختی توده‌های مورد مطالعه؛ WIP: موقعیت داخل صفحه‌ای، AR: وابسته به قوس‌های آتشفشانی، CAP: قوس‌های حواشی فعال قاره‌ای، PAP: قوس‌های پس از برخورد
شکل ١١- نمودار Rb-(Y+Nb) برای تقسیم‌بندی گرانیتوئیدها (pearce et al., 1984)
ژئوشیمی عناصر نادر خاکی و کمیاب
عناصر نادر خاکی با انحلال‌پذیری ناچیز هنگام دگرگونی درجه پایین، هوازدگی و دگرسانی گرمابی، نسبتاً نامتحرک هستند (Rollinson, 1993)، به‌جز در شرایطی که نسبت سیال به سنگ بسیار بالا باشد (Michard, 1989). Condie و Sinha (1996) معتقد است که در برخی موارد، طی دگرشکلی، حتی REEها نیز می‌توانند متحرک شوند. مطالعات اخیر نشان می‌دهند که تقریباً تمام عناصر اصلی و بسیاری از عناصر جزئی و حتی REE، طی فرآیندهای گرمابی ناشی از چرخش سیال و همچنین طی میلونیتی‌شدن، متحرک می‌شوند (Alderton et al., 1980; Palacios et al., 1986; Dickin, 1988; Selverstone et al., 1991). دگرگونی نیز ممکن است از طریق تخلیه گزینشی REE، سبب تغییر الگوی پراکندگی REE شود، با این وجود Lottermoser (١٩٩٢) به‌طور کلی تأثیر دگرگونی بر الگوی REE را ناچیز می‌شمرد، مگر در شرایطی که نسبت سیال/ سنگ بالا باشد.
به‌منظور بررسی رفتار عناصر نادر خاکی در واحدهای سنگی منطقه، تعداد ١٠ نمونه از واحدهای متاولکانیک پهنه برشی و ٤ نمونه نیز از واحدهای کمر بالا (شیست) و پایین (سنگ آهک دگرگون‌شده) پهنه دگرسانی به روش ICP-MS آنالیز شدند (جدول ٢).
الگوی پراکندگی عناصر نادر خاکی برای متاولکانیک‌های پهنه دگرسانی در شکل ١٢ نشان داده شده است. همان‌طور که در شکل دیده می‌شود، الگوی پراکندگی REE در متاولکانیک‌های پهنه برشی نشان‌دهنده غنی‌شدگی این عناصر در پهنه برشی و دگرسانی است. غلظت بالای REE می‌تواند منعکس کننده وجود عوامل کمپلکس‌ساز مانند (SO4)2- برای انتقال LREE و F- برای انتقال HREE باشد (Rolland et al., 2003). این الگو، همچنین نشان‌دهنده غنی‌شدگی LREE نسبت به HREE است. علاوه بر آن شکل ١٢ نشان‌دهنده یک شیب ضعیف در محل LREE و پهن‌شدگی در محل HREE است. Lewis و همکاران (١٩٩٧) عامل غنی‌شدگی LREE را کمپلکس‌های سولفاتی می‌داند زیرا معتقد است (SO4)2- به‌طور ترجیحی با LREE کمپلکس می سازد. به‌عقیده Ferkous و Lebanc (١٩٩٥) نیز غنی‌شدگی از LREE در نمونه‌های دارای عیار بالای طلا و سولفید فراوان، نشان از دگرسانی گرمابی است که بر سنگ‌های واقع در پهنه برشی تأثیر داشته و باعث تجمع عناصر فرار و متحرک LREE شده است. به هر حال، این روند ملایم از LREE به سمت HREE را می‌توان به دگرگونی ناحیه‌ای، درحد رخساره شیست سبز بالایی و دگرسانی سریسیتی و کلریتی نسبت داد.
نکته قابل توجه در مورد رفتار عناصر نادر خاکی، وجود بی‌هنجاری‌های مثبت و منفی Eu در متاولکانیک‌های پهنه برشی است. با توجه به اینکه حمل‌کننده اصلی Eu پلاژیوکلازها هستند، چنین تغییراتی با درجه تجزیه فلدسپارها و پلاژیوکلازها منطبق است (Kikawada, 2001). وی همچنین معتقد است که بی‌هنجاری مثبت Eu با مرحله اولیه دگرسانی سنگ‌ها در شرایط اسیدی سازگار است. بی‌هنجاری‌های منفی Eu زمانی مشاهده می‌شود که فرآیندهای دگرسانی به‌طور قابل توجهی پیشرفت کرده باشند. در بررسی‌های ژئوشیمیایی انجام‌شده بر روی متاولکانیک‌های منطقه قلقله، نتایج به‌دست آمده با داده‌های یاد شده در بالا مطابقت دارد.
جدول ٢- آنالیز شیمیایی عناصر کمیاب خاکی متاولکانیک‌ها، کلریت- سریسیت شیست (کمر بالا) و سنگ آهک‌های دگرگون‌شده (کمر پایین) در منطقه مورد مطالعه به روش ICP-MS
|
Samples |
Gh.2.7 |
Gh.2.13 |
Gh.2.18 |
Gh.2.31 |
Gh.2.44 |
Gh.2.47 |
Gh.3.6 |
Gh.3.7 |
Gh.3.12 |
Gh.4.1 |
Gh.4.10 |
Gh.4.13 |
Gh.4.19 |
Gh.4.20 |
|
Samples |
Foot wall |
Foot wall |
Hanging wall |
Hanging wall |
Shear zone |
Shear zone |
Shear zone |
Shear zone |
Shear zone |
Shear zone |
Shear zone |
Shear zone |
Shear zone |
Shear zone |
|
Rock type |
Meta lim* |
Meta lim |
C- Sch* |
C- Sch |
Meta vol* |
Meta vol |
Meta vol |
Meta vol |
Meta vol |
Meta vol |
Meta vol |
Meta vol |
Meta vol |
Meta vol |
|
(ppm) |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
La |
12.03 |
13.2 |
28.9 |
27.21 |
50.18 |
35.24 |
42.7 |
48.8 |
33.49 |
38.86 |
60.24 |
75.37 |
31.9 |
87.9 |
|
Ce |
21.10 |
16.71 |
58.08 |
57.43 |
105.11 |
69.05 |
91.82 |
98.34 |
54.6 |
69.67 |
122.54 |
149.6 |
69.48 |
159.33 |
|
Pr |
2.2 |
1.7 |
6.7 |
6.5 |
12.6 |
8.31 |
11.65 |
12.05 |
7.54 |
8.26 |
14.57 |
16.4 |
8.9 |
16 |
|
Nd |
8.4 |
7.5 |
28.2 |
28 |
49.03 |
35.66 |
44.18 |
44.37 |
32.85 |
37.59 |
53.2 |
58.12 |
37.82 |
56.8 |
|
Sm |
1.9 |
1.62 |
5 |
58 |
10.78 |
7.3 |
8.7 |
8.59 |
6.2 |
6.9 |
9.6 |
9.72 |
8.7 |
9.7 |
|
Eu |
0.7 |
0.51 |
1.6 |
1.9 |
5.46 |
4.1 |
1.37 |
1.82 |
4.7 |
6.22 |
1.7 |
1.43 |
3.8 |
1.2 |
|
Gd |
2.1 |
1.7 |
5.2 |
5.6 |
10.9 |
6.58 |
8.38 |
8.93 |
5.13 |
6.83 |
9.1 |
9.13 |
8.2 |
8.82 |
|
Tb |
0.4 |
0.24 |
0.6 |
0.75 |
1.72 |
1.02 |
1.17 |
1.34 |
0.78 |
0.98 |
1.5 |
1.3 |
1.3 |
1.3 |
|
Dy |
2.1 |
1.4 |
3.6 |
4.1 |
8.5 |
4.51 |
6.25 |
5.93 |
4.8 |
6.04 |
7.88 |
8 |
5.71 |
8.2 |
|
Ho |
0.4 |
0.32 |
0.6 |
0.7 |
1.64 |
0.9 |
1.14 |
1.09 |
0.81 |
0.97 |
1.34 |
1.3 |
0.9 |
1.4 |
|
Er |
1.15 |
0.9 |
1.3 |
1.6 |
4.68 |
2.56 |
3.31 |
3.1 |
2.2 |
2.59 |
4.1 |
3.69 |
1.9 |
3.3 |
|
Tm |
0.18 |
0.13 |
0.2 |
0.24 |
0.63 |
0.37 |
0.42 |
0.43 |
0.35 |
0.4 |
0.6 |
0.47 |
0.27 |
0.3 |
|
Yb |
1.1 |
0.92 |
1.3 |
1.6 |
3.76 |
2.19 |
2.76 |
2.56 |
2.3 |
2.75 |
3.9 |
2.87 |
1.58 |
1.8 |
|
Lu |
0.17 |
0.13 |
0.2 |
0.24 |
0.64 |
0.34 |
0.48 |
0.41 |
0.4 |
0.47 |
0.73 |
0.37 |
0.3 |
0.2 |
|
*lim: limestone, Sch: Schist, vol: volcanic |
||||||||||||||
شکل ١٢- الگوی پراکندگی REE در متاولکانیک‌های پهنه برشی (·) که نسبت به فراوانی عناصر مشابه در کندریت (Nakamura, 1974) به‌هنجار شده است.
الگوی پراکندگی عناصر نادر خاکی در نمونه‌های متعلق به کمر بالا و پایین پهنه برشی در شکل ١٣ ترسیم شده است. همان‌طورکه در این شکل دیده می‌شود فراوانی عناصر نادر خاکی در هر دو نمونه به‌ویژه در نمونه متعلق به کمر پایین، مقادیر پایین‌تری از عناصر REE را نسبت به پهنه برشی نشان می‌دهد و معرف تهی‌شدگی REEها نسبت به پهنه دگرسانی است. علاوه بر آن درجه تفکیک LREE و HREE در سنگ آهک‌های دگرگون‌شده (نمونه‌های کمر پایین) بسیار پایین بوده و نمودار دارای شیب منفی بسیار اندکی بوده که از نسبت La/Lu (متاولکانیک‌های پهنه برشی 42/12، نمونه‌های کمر بالا 28/13 و نمونه کمر پایین ٨/٨) پایین آن مشخص است. نکته مهم، نبود بی‌هنجاری Eu در این نمونه‌هاست. Rolland و همکاران (٢٠٠٣) بر این باور هستند که تغییر در غلظت REEها در پهنه‌های برشی به واکنش سیال/ سنگ مرتبط است و تحرک در REE با پایداری کانی‌های حاوی REE مطابقت دارد، بنابراین، مستقیماً به ترکیب سیال مرتبط است. به این ترتیب با توجه به درجه تفکیک اندک REE، نبود بی‌هنجاری مثبت یا منفی Eu و نبود شواهد مبنی بر واکنش سیال/ سنگ در نمونه‌های کمر بالا و پایین می‌توان گفت که این نمونه‌ها تحت تأثیر دگرسانی گرمابی و دگرشکلی موجود در پهنه برشی قرار نگرفته‌اند و الگوی نسبتاً یکنواخت REEها ناشی از این امر است.
شکل ١٣- الگوی پراکندگی عناصر نادر خاکی در نمونه‌های کمر بالا (کلریت- سریسیت شیست ¨) و پایین پهنه برشی (سنگ آهک دگرگون‌شده D) که نسبت به فراوانی عناصر مشابه در کندریت (Nakamura, 1974) به‌هنجار شده است.
بحث
به‌طور کلی با توجه به آن‌که پهنه‌های برشی تحت تأثیر شرایط کششی و فشارشی ایجاد می‌شوند و تأثیر متقابل این شرایط، سبب به‌وجود آمدن مناطق پرفشار و کم فشار در محدوده پهنه برشی می‌شود، این موضوع سبب مهاجرت سیالات از مناطق پرفشار به کم فشار شده و نتیجه آن ایجاد شکستگی‌های هیدرولیکی و نهایتاً دگرسانی در محدوده نام‌برده می‌شود (Leonardos et al., 1991). در کانسارهای تیپ کوه‌زایی، این دگرسانی‌ها شامل دگرسانی کربناتی، سیلیسی، سریسیتی، کلریتی، تورمالینی و آلبیتی است (Bierlein and Crowe, 2000) که با دگرسانی‌های مشاهده شده در پهنه برشی قلقله انطباق دارد. شدت و نوع این دگرسانی‌ها در منطقه مورد مطالعه متفاوت بوده که این خود نقش مهمی در چگونگی الگوی پراکندگی عناصر نادر خاکی ایفا می‌کند که در ادامه بحث به آن پرداخته خواهد شد.
عامل انحلال‌پذیری REEها در سیستم‌های گرمابی، عموماً کمپلکس‌های کربناتی و فلوریدی است (Bonin et al., 1993). علاوه بر آن، کمپلکس‌های سولفاتی نیز می‌توانند عاملی بر حمل REE باشند (Felsche and Hermann, 1978). در واقع تحرک و یا عدم تحرک REE در پهنه‌های برشی به پایداری و فراوانی فازهای حاوی REE که خود تابع ترکیب سیال و شرایط PT است مرتبط است. به هر حال پایداری کانی‌های REEدار، خود توسط pH، فوگاسیته اکسیژن و غلظت لیگاندهای (SO4)2-، (PO4)2، F-، (CO3)2- و OH- کنترل می‌شود (Rolland et al., 2003). برخی مطالعات Wendlandet و همکاران (١٩٧٩) نشان می‌دهد که تحرک REE و تفکیک ترجیحی LREE در مقابل HREE می‌تواند توسط سیالات کربنات‌دار صورت گیرد. Wood (١٩٩٠) نیز این نکته را متذکر می‌شود که pH پایین مانع از تشکیل کمپلکس‌های کربناتی می‌شود، اما این کمپلکس‌ها در pH بالاتر می‌توانند تحرک REE را کنترل کنند.
عناصر حل‌شده در سیال، در ترکیب میان‌بارهای سیال و کانی‌های ته‌نشست شده در رگه‌ها و پهنه‌های برشی منعکس می‌شود (Rolland et al., 2003). با توجه به مطالعات احمدنژاد (١٣٩٠)، در کانسار طلای قلقله نیز وجود میان‌بارهای سیال CO2دار و تبلور کلسیت در رگه‌ها نشان‌دهنده حضور کمپلکس‌های کربناتی در سیال است. همچنین ته‌نشست پیریت در رگه‌ها به‌طور واضح گویای حضور کمپلکس‌های سولفوری در سیال موجود در پهنه برشی قلقله است. از نظر Rolland و همکاران (٢٠٠٣) غنی‌شدگی LREE نه تنها به محتوای CO2 موجود بستگی دارد بلکه کمپلکس‌های سولفاتی نیز ممکن است سبب غنی‌شدگی LREE شوند زیرا (SO4)2- به‌طور ترجیحی با LREE کمپلکس می‌سازد.
بی‌هنجاری Eu
فلدسپات‌ها نسبت به دیگر کانی‌ها، دارای مقادیر Eu بالایی بوده که این موضوع از ضریب توزیع بالای Eu در میان فلدسپارها مشخص است (Schnetzler et al., 1970). بی‌هنجاری‌های Eu به‌ویژه در ماگماهای فلسیک معمولاً توسط فلدسپارها کنترل می‌شود زیرا Eu بر خلاف REE سه ظرفیتی که در فلدسپات‌ها عناصری ناسازگارند، عنصری سازگار به‌شمار می‌آید. بنابراین، خارج شدن فلدسپار از یک مذاب فلسیک باعث بی‌هنجاری منفی Eu در مذاب می‌شود (Rollinson, 1993). وی همچنین معتقد است که در فعالیت پایین اکسیژن (شرایط احیایی) ضریب توزیع Eu بالا بوده و آنومالی مثبتی را نشان می‌دهد. سریسیتی‌شدن کانی‌های سیلیکاتی را نیز می‌توان عاملی بر بی‌هنجاری مثبت Eu دانست (Sverjensky, 1984). همچنین بی‌هنجاری مثبت Eu با مرحله اولیه دگرسانی سنگ‌ها تحت شرایط اسیدی سازگار است و بی‌هنجاری‌های منفی Eu زمانی مشاهده می‌شود که فرآیندهای دگرسانی به‌طور قابل توجهی پیشرفت کرده باشند (Kikawada, 2001).
حضور گسترده پلاژیوکلاز در نمونه‌های مورد مطالعه گویای ارتباط تنگاتنگ این کانی با بی‌هنجاری‌های Eu مشاهده‌شده در نمودارهاست. نمونه‌هایی که تحت تأثیر دگرسانی ضعیف تا متوسط قرار گرفته‌اند، درجات ضعیفی از تجزیه پلاژیوکلازها به سریسیت را نشان می‌دهند. این تجزیه اندک سبب آزاد شدن مقادیر ناچیزی REE از فلدسپات‌ها و میکاها شده و محتوای REE موجود در سریسیت‌های ثانویه را شکل می‌دهد، بنابراین، تنها تغییر ایجاد شده در این نمونه‌های با دگرسانی ضعیف، افزایش بسیار ناچیز در بی‌هنجاری Eu و غنی‌شدگی LREE نسبت به HREE است (Schnetzler et al., 1970).
مطالعات ژئوشیمیایی انجام‌شده بر روی نمونه‌های به‌شدت دگرسان و دگرشکل‌شده در منطقه مورد مطالعه نیز نقش دگرسانی و عوامل تکتونیکی را در توزیع عناصر نادر خاکی نشان می‌دهد. افزایش شدت دگرشکلی سبب افزایش شکستگی‌ها، منافذ و درزه‌ها در سنگ شده که امکان به گردش در آمدن سیالات و در نهایت افزایش نسبت سیال/ سنگ را فراهم می‌آورد. این افزایش، شدت دگرسانی گرمابی و تجزیه فلدسپات‌ها (پلاژیوکلاز) را افزایش می‌دهد بنابراین با توجه به اینکه حمل‌کننده اصلی Eu پلاژیوکلازها هستند پیشرفت دگرسانی و تخریب پلاژیوکلازها، سبب مهاجرت این عنصر و در نتیجه بی‌هنجاری منفی Eu می‌شود.
نتیجه‌گیری
واحدهای سنگی رخنمون‌یافته در منطقه شامل متاولکانیک‌های اسیدی، کلریت- سریسیت شیست‌ها، سنگ آهک‌های دگرگون‌شده و نفوذی‌های گرانیتی با سن مزوزوئیک است که در حد رخساره شیست سبز دگرگون شده‌اند. کانی‌های اصلی تشکیل‌دهنده توده نفوذی گرانیتی شامل کوارتز، پلاژیوکلاز، آلکالی فلدسپار و به‌صورت فرعی شامل بیوتیت، مسکویت، سریسیت، اپیدوت، کلسیت، کلریت و میکروکلین است. دگرسانی‌های غالب در منطقه نیز شامل دگرسانی فیلیک، پروپیلیتیک، کربناتی و سیلیسی‌شدن است. نمونه‌های مورد مطالعه دارای ترکیبی نیمه‌قلیایی بوده و ماگمای مولد آن‌ها دارای ترکیبی کلسیمی- قلیایی با پتاسیم بالا و شوشونیتی است. از نظر محیط زمین‌شناختی، سنگ‌های مورد مطالعه در موقعیت قوس‌های آتشفشانی (AR) و پس از برخورد (PAP) جایگیری کرده‌اند.
بررسی رفتار عناصر نادر خاکی در متاولکانیک‌های پهنه برشی نشان‌دهنده غنی‌شدگی این عناصر در پهنه برشی نسبت به واحدهای کمر بالا و پایین است. الگوی پراکندگی این عناصر گویای غنی‌شدگی LREE نسبت به HREE است که می‌توان آن را به دگرگونی ناحیه‌ای درحد رخساره شیست سبز نسبت داد. علاوه بر آن، می‌توان غنی‌شدگی LREE در پهنه برشی قلقله را به چرخش سیالات حاوی CO2 و (SO4)2- در این پهنه برشی نسبت داد. وجود بی‌هنجاری‌های Eu مثبت در متاولکانیک‌های پهنه برشی را می‌توان ناشی از تجزیه اندک پلاژیوکلازها به سریسیت، تحت تأثیر دگرسانی‌های ضعیف و شرایط احیایی، دانست که سبب افزایش ناچیز در بی‌هنجاری Eu شده است. بی‌هنجاری‌های Eu منفی گویای افزایش نسبت سیال/ سنگ و پیشرفت فرآیندهای دگرسانی و تجزیه فلدسپارها به‌عنوان منبع اصلی Eu است. در نمونه‌های واقع در کمر بالا و پایین، الگوی پراکندگی REE گویای تهی‌شدگی این عناصر نسبت به پهنه برشی به‌ویژه در نمونه کمر پایین است و عدم وجود بی‌هنجاری Eu و نبود تفکیک قابل توجه REE، می‌تواند ناشی از نبودن دگرسانی و دگرشکلی قابل توجه در واحدهای یاد شده و واکنش ناچیز سیال/ سنگ باشد.
تشکر و قدردانی
نویسندگان، از حمایت‌های مالی کمیته تحقیقات دانشگاه شیراز در به انجام رساندن این تحقیق تشکر می‌کنند. همچنین از راهنمایی دکتر محمدعلی مکی‌زاده (دانشگاه اصفهان) تشکر و قدردانی می‌شود.
)