Document Type : Original Article
Authors
1 Department of Geology, Payame Noor University, Tehran, Iran
2 Department of Geology, Faculty of sciences, University of Isfahan, Isfahan, Iran
Abstract
Keywords
منطقه جوینان در 115 کیلومتری شمال اصفهان و 40 کیلومتری جنوب کاشان جای دارد و بخشی از پهنه ماگمایی ارومیه- دختر به‌شمار می‌آید. با نفوذ پیکره گرانودیوریتی قهرود درون سنگهای رسوبی مزوزوییک منطقه، سنگهای دگرگونه همبری گوناگونی پدید آمده‌اند. گروهی از پژوهشگران (Badr, 2012; Mirlohi, 2008; Pourhomayoon, 2005; Nourbakhsh, 2000; Bashiri, 1999) برخی از این سنگ‌ها را بررسی میدانی کرده‌اند.
هجوم زبانه‌هایی از توده گرانیتوییدی یادشده درون سنگهای کربناته کرتاسه جوینان، مرمرزایی و پیدایش اسکارن را در پی داشته است. از دیرباز اسکارن‌ها به‌علت پیدایش کانسارهای اقتصادی عنصرهای ارزشمند (مانند: آهن، مس، سرب و روی، قلع، تنگستن، مولیبدن، طلا، نقره و کانی‌های صنعتی گارنت و ولاستونیت؛ (Meinert، 1992) مورد توجه زمین‌شناسان بوده‌اند.
تنوع کانیشناسی سنگ خاستگاه، تفاوت در رفتار سیال‌های آبگون و پیدایش اسکارن در پی گامه‌های گوناگون، ترکیب کانیشناسی گوناگون اسکارن‌ها را در پی دارد. اسکارن منطقه جوینان، اسکارنی چندزادی است که در گامه‌های گوناگون اسکارن‌زایی پدید آمده است و دارای کانی‌های ولاستونیت، کلینوپیروکسن، گارنت، اکتینولیت، اپیدوت، کلریت، کوارتز، کلسیت و کانه‌های فلزی (آهن و مس) است. در این نوشتار افزون بر بررسی دقیق کانیشناسی سنگهای اسکارنی، خاستگاه و سازوکار پیدایش اسکارن در منطقه جوینان بررسی می‌شود.
زمینشناسی منطقه
منطقه جوینان در بخش میانی پهنه ماگمایی ارومیه- دختر جای دارد و کهن‌ترین برونزد شناخته‌شده آن، متاولکانیک‌های سیلورین، ماسهسنگها و دولومیت‌های دونین و نهشته‌های کربناته پرمین هستند. این سنگ‌ها در تاقدیس بزرگی به درازای نزدیک به 10 کیلومتر و روند خاوری- باختری رخنمون یافته و بر روی بخش زیرین سازند نایبند، با سنگ‌شناسی شیل و ماسه‌سنگ (تریاس پسین) رانده شدهاند. شیل‌ها و ماسهسنگهای سازند شمشک (ژوراسیک پیشین) نیز در برخی بخش‌ها در پیرامون نهشته‌های تریاس برونزد دارند. در تاقدیس جوینان، بخش پایانی رسوب‌های مزوزوییک، آهک‌های اربیتولین‌دار کرتاسه پیشین هستند.
سری‌های آتشفشانی- رسوبی با رخساره‌های گوناگون سنگ‌شناسی (متاتوف‌های سیلیسی، توف برشی، شیل و آذرآواری) از نهشته‌ها آغاز سنوزوییک هستند و به‌گونه دگرشیب روی نهشته‌های مزوزوییک جای گرفته‌اند.
پیکره گرانیتوییدی قمصر- قهرود به سن میوسن میانی (Emami, 2001)، گسترده‌ترین رخنمون سنگ‌شناسی در این منطقه است. این گرانیتویید با نفوذ درون آهک‌های کرتاسه و سازندهای آورای ژوراسیک، از آنها اسکارن و هورنفلس ساخته است. از دیذگاه ترکیب، این توده به گرانودیوریت- تونالیت نزدیک بوده و سرشت متالومینوس و کالک‌آلکالن (Ghasemi et al, 2014; Badr et al., 2013) دارد.
توده‌های گنبدی داسیتی، تکاپوهای ماگمایی پایانی در منطقه هستند و دگرسانی گسترده‌ای را در سنگهای پیرامون خود پدید آورده‌اند (شکل 1).
در شمال جوینان، نفوذ زبانه‌هایی از توده گرانیتوییدی قهرود درون سنگهای کربناته لایه‌ای فسیل‌دار کرتاسه پیشین مرمرزایی و پیدایش اسکارن را در پی داشته است.رخداد صحرایی اسکارنجوینان بهصورت توده‌های پراکنده در تماس مستقیم یا نزدیک به پیکره نفوذی است و کمابیش در همه جا اسکارن‌ها درون مرمرها هستند (شکل 2- A).
شکل 1- نقشه زمینشناسی ساده‌شده منطقه جوینان (پهنه ماگمایی ارومیه- دختر، شمال اصفهان) برگرفته از Radfar و Alai Mahabadi (1993) با تغییرات
مرمرها، توده‌های صخره‌سازی به رنگ کرمی- قهوه‌ای هستند. اسکارن‌ها با گسترش بسیار کم (تا یک مترمربع) در کناره‌ها و یا درون مرمرهای توده‌ای و به شکل‌های رگه‌ای، رگچه‌ای، توده‌ای و پینه‌ای (Patchy) رخنمون یافته‌اند (شکل 2- B). به‌علت سختی بالا، بخش‌های اسکارنی درون مرمرها برجسته هستند. این بخش‌ها به رنگ‌های قهوه‌ای تیره تا شکلاتی، حنایی و حنایی- سبز دیده می‌شوند؛ زیرا دارای بلورهای فراوان گارنت (گارنتیت) هستند (شکل 2- C). گاه ساختار رسوبی سنگ نخستین (لایه‌بندی) در اسکارن به‌جای مانده است (شکل 2- D). چگونگی پیدایش اسکارن‌ها نشان‌دهنده این نکته است که پس از رخداد پدیده دگرگونی همبری و پیدایش مرمر، اسکارن‌ها به‌گونة جانشینی (Replacement)، پراکنده یا رگچه‌ای پدید آمده‌اند.
شکل 2- رخنمون صحرایی اسکارن‌های جوینان (شمال اصفهان): A) وابستگی تنگاتنگ اسکارن و مرمر با توده نفوذی؛ B) رخنمون اسکارن‌های تیره‌رنگ در کنارة مرمرها؛ C) فراوانی گارنت‌های قهوه‌ای‌رنگ و پیدایش گارنتیت؛ D) بازماندة ساختار رسوبی سنگ کربناته پس از اسکارن‌زایی؛ E) رخداد رگچه‌ای اسکارن درون مرمر؛ F) وضعیت متداخل توده نفوذی با مرمر و اسکارن؛ G) قطع‌شدگی همایندهای نخستین با بلورهای کلسیت؛ H) رخداد کوارتزهای خودشکل درشت‌بلور
رخداد رگه‌ای تا رگچه‌ای (شکل 2- E)، نقش پدیده تراوش (Infiltration) در پیدایش اسکارن‌ها را نشان می‌دهد. به‌طورکلی، اسکارن‌های بررسی‌شده دارای ساخت توده‌ای بوده و ساخت نواری آنها، همان چین‌خوردگی جریانیِ سنگ‌آهک نازک‌لایة نخستین است. ازاین‌رو، می‌توان گفت فرایند اسکارن‌سازی با چین‌خوردگی سنگهای آهکی همخوانی داشته است. این سنگ‌آهک‌ها در بیرون از گسترة اسکارن‌سازی (فاصله بیش از 200 متری)، چین‌خوردگی جریانی دارند. روشن است که فابریک رسوبی پس از اسکارن‌سازی به‌جای مانده است و به شکل چین‌خوردگی در لایه‌های سرشار از گارنت، خودنمایی می‌کند. فرض بر اینست که سیال‌ها افزون‌بر نفوذ در راستای سطوح لایه‌بندی سنگ‌آهک نازک‌لایه، به‌آسانی گارنت سازی انجام داده‌اند. در واپسین گامه‌های اسکارن‌زایی، کانی‌های همایندِ (پاراژنز) نخستین سنگ با رگچه‌های کوارتز و کلسیت خودشکل قطع شدهاند (شکل‌های 2- G و 2- H).
روش انجام پژوهش
پس از بررسی‌های دقیق و برداشت‌های صحرایی، برای بررسی‌های کانیشناسی، از 35 نمونه سنگهای آذرین و دگرگونی منطقه، مقطع نازک میکروسکوپی آمده شد. سپس بافت‌ها و کانی‌های آنها با میکروسکوپ پلاریزان دوچشمی المپوس (Olympus، مدل BH-2) شناسایی شدند. پس از بررسی‌های دقیق کانیشناسی و گزینش نمونه‌های مناسب، کانی‌ها با دستگاه ریزکاو الکترونی (EPMA)، مدل Cameca Sx-50 در آزمایشگاه مرکز تحقیقات فرآوری مواد معدنی ایران تجزیه شدند. تجزیه ریزکاو الکترونی کانی‌ها در شدت جریان nA 10 و ولتاژ شتاب‌دهنده Kev 15 انجام شد. در راستای بررسی شیمی کانی‌ها، فرمول کانی‌ها به‌دست آورده شد و نمودارها با نرم‌افزار مین‌پت (Minpet) و صفحه‌های گسترده (Spread sheet) رسم شدند.
کانی‌نگاری و شیمی کانی‌ها
الف) توده نفوذی: پیکره نفوذی پدیدآورندة اسکارن‌زایی در منطقه جوینان است و زبانه‌هایی از آن با اسکارن و مرمر بهصورت متداخل دیده می‌شوند. این توده، بافت گرانولار دانه متوسط تا پورفیرویید دارد و از کانی‌های پلاژیوکلاز (25- 45 درصد حجمی)، بیوتیت (10- 20 درصد حجمی)، هورنبلند (5- 10 درصد حجمی)، کوارتز (20- 35 درصد حجمی) و مقدار کمی آلکالی‌فلدسپار (بیشتر ارتوکلاز با فراوانی مودال 25- 35 درصد حجمی) ساخته شده است (شکل 3- A). بلورهای خودشکل تا نیمه‌شکل‌دار پلاژیوکلاز دارای ماکل پلی‌سینتتیک و سالم هستند و گاه در مرکز، به کانی‌های کلسیت، آلبیت، اپیدوت و کلریت دگرسان شدهاند. بیوتیت به شکل بلورهای خودشکل تا نیمه‌شکل‌دار دیده می‌شود و میانبارهایی از کانی‌های دیگر را در بردارد. فراگرفته‌شدن بلورهای پلاژیوکلاز با هورنبلند، بافت پویی‌کلیتیک را در سنگ پدید آورده است (شکل 3- B). بلورهای کوارتز بیشتر بهصورت بلورهای روزنه‌ای (interstitial) دیده می‌شوند. کوارتزها در گام‌های پایانی سردشدن ماگما، فضای تهیِ میان کانی‌های دیگر را پر کرده‌اند. اسفن، زیرکن و کانی‌های کدر از کانی‌های فرعی این توده هستند. گاه بازمانده‌هایی از کلینوپیروکسن نیز در سنگ دیده می‌شود که در حال جایگزین‌شدن با هورنبلند و بیوتیت است. برپایه ویژگی‌های سنگنگاری، سنگهای سازندة پیکره آذرین این منطقه، گرانودیوریت هستند. برپایه پژوهش‌های Badr و همکاران (2013)، این توده از گرانودیوریت، مونزوگرانیت و تونالیت بوده و ماگمای سازنده آن دارای سرشت متاآلومینوس و از سری کالک‌آلکالن است.
شکل 3- تصویرهای میکروسکوپی از توده نفوذی گرانودیوریتی جوینان (شمال اصفهان) با میدان دید 3 میلیمتر: A) بافت گرانولار توده نفوذی (تصویر XPL)؛ B) تجزیه پلاژیوکلازها در بخش مرکزی (تصویر XPL). نماد کانی‌ها از Kretz (1983) برگرفته شده است.
ب) اسکارن: در مقطع‌های میکروسکوپیِ اسکارن جوینان، مجموعه کانیایی ولاستونیت + پیروکسن (دیوپسید-هدنبرژیتی) + گارنت گراندیتی + اکتینولیت + اپیدوت + کلریت + کلسیت + مگنتیت و کوارتز دیده می‌شود. برپایه رده‌بندی از دیدگاه مقدار کلسیم و منیزیم، دارابودن کانی‌های یادشده نشان‌دهنده این سات که اسکارن جوینان از اسکارن‌های کلسیک است؛ هرچند پیروکسن‌های غنی از منیزیم (جدول 1) و مقدار اندک تالک (که پیامد واپاشی پیروکسن است)، نشان‌دهنده گذر اسکارن از کلسیک به منیزین است.
جدول 1- داده‌های تجزیه ریزکاو الکترونی کانی کلینوپیروکسن در اسکارن جوینان (شمال اصفهان) و فرمول ساختاری به‌دست آمده برای آنها برپایه 6 اتم اکسیژن (N.d: مقدارهای کمتر از آستانة آشکارسازی در روش تجزیه ریزکاو الکترونی)
|
Cp-9 |
Cp-8 |
Cp-7 |
Cp-6 |
Cp-5 |
Cp-4 |
Cp-3 |
Cp-2 |
Cp-1 |
11-1 |
10-1 |
9-1 |
3-1 |
2-1 |
1-1 |
Sample No. |
|
52.06 |
52.41 |
53.53 |
51.84 |
51.77 |
51.92 |
52.09 |
52.04 |
53.05 |
54.26 |
55.34 |
54.19 |
55.35 |
54.09 |
52.48 |
SiO2 |
|
N.d |
N.d |
N.d |
0.12 |
0.13 |
0.10 |
N.d |
0.01 |
N.d |
0.24 |
0.05 |
0.04 |
0.02 |
0.12 |
1.04 |
TiO2 |
|
0.07 |
0.04 |
0.01 |
1.71 |
1.90 |
2.25 |
0.08 |
0.06 |
0.05 |
1.89 |
2.20 |
2.43 |
0.64 |
2.23 |
3.87 |
Al2O3 |
|
16.19 |
10.70 |
9.82 |
12.17 |
12.86 |
11.44 |
17.03 |
15.23 |
9.14 |
4.54 |
1.37 |
1.38 |
2.71 |
2.12 |
2.78 |
FeOt |
|
5.07 |
4.64 |
9.55 |
8.28 |
8.40 |
9.39 |
5.28 |
5.69 |
9.53 |
14.61 |
16.24 |
17.49 |
16.59 |
16.90 |
16.00 |
MgO |
|
4.37 |
10.81 |
4.71 |
2.64 |
2.60 |
2.66 |
3.91 |
4.76 |
4.02 |
0.32 |
0.11 |
0.10 |
0.29 |
0.16 |
0.16 |
MnO |
|
22.09 |
22.26 |
23.10 |
22.80 |
22.58 |
22.76 |
22.39 |
22.49 |
23.13 |
24.54 |
25.34 |
25.11 |
25.01 |
25.15 |
24.63 |
CaO |
|
0.48 |
N.d |
N.d |
1.26 |
0.19 |
0.23 |
0.09 |
0.09 |
1.41 |
0.01 |
N.d |
0.06 |
0.07 |
0.01 |
N.d |
Na2O |
|
100.30 |
100.90 |
100.80 |
100.80 |
100.40 |
100.80 |
100.90 |
100.40 |
100.30 |
100.80 |
100.70 |
100.80 |
100.70 |
100.80 |
100.90 |
Total |
|
2.05 |
2.07 |
2.04 |
1.96 |
2.00 |
1.97 |
2.05 |
2.05 |
2.00 |
2.00 |
2.00 |
1.95 |
2.01 |
1.95 |
1.90 |
Si |
|
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.03 |
Ti |
|
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.08 |
0.09 |
0.10 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.08 |
0.09 |
0.10 |
0.03 |
0.10 |
0.17 |
Al |
|
0.53 |
0.35 |
0.31 |
0.30 |
0.41 |
0.36 |
0.56 |
0.50 |
0.20 |
0.14 |
0.04 |
0.03 |
0.08 |
0.06 |
0.08 |
Fe |
|
0.30 |
0.27 |
0.54 |
0.47 |
0.48 |
0.53 |
0.31 |
0.33 |
0.54 |
0.80 |
0.88 |
0.94 |
0.90 |
0.91 |
0.86 |
Mg |
|
0.15 |
0.36 |
0.15 |
0.09 |
0.09 |
0.09 |
0.13 |
0.16 |
0.13 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
Mn |
|
0.93 |
0.94 |
0.95 |
0.93 |
0.93 |
0.93 |
0.94 |
0.95 |
0.94 |
0.97 |
0.98 |
0.97 |
0.97 |
0.97 |
0.96 |
Ca |
|
0.04 |
0.00 |
0.00 |
0.09 |
0.01 |
0.02 |
0.01 |
0.01 |
0.10 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
N.d |
Na |
|
49.49 |
48.80 |
48.35 |
49.66 |
48.57 |
48.70 |
48.55 |
48.83 |
49.53 |
51.71 |
50.04 |
50.57 |
51.38 |
51.38 |
51.46 |
Wollastonite (mole %) |
|
14.46 |
14.15 |
27.83 |
25.09 |
25.12 |
27.88 |
15.93 |
17.19 |
28.39 |
41.51 |
46.34 |
47.85 |
48.62 |
48.62 |
45.82 |
Enstatite (mole %) |
|
30.05 |
37.04 |
23.84 |
25.23 |
26.08 |
23.54 |
35.52 |
33.98 |
22.08 |
6.78 |
1.62 |
1.58 |
0.00 |
0.00 |
2.72 |
Ferrosillite (mole %) |
به‌علت گستردگی اندک، اسکارن‌های بررسی‌شده پهنه‌بندی رایج در اسکارن‌ها را ندارند و بهصورت توده‌ای دیده می‌شوند. ویژگی‌های کانیشناسی اسکارن یادشده در ادامه آورده شده است:
ولاستونیت: رخداد کانی ولاستونیت که در مقاطع میکروسکوپی با اسفن همزیست است در بخش همبری پیکره نفوذی روی داده است. ولاستونیت بهصورت کانی‌های شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار با برجستگی کمابیش قوی، بیرفرنژانس کم و خاموشی مستقیم دیده می‌شود (شکل 4- A). این کانی از متاسوماتیسم سیلیسی سنگ مرمرهای میزبان و در نتیجه تراوش سیال‌های آبگون با XCO2 کم، پدید می‌آید (Grammatikopoulos and Calrke, 2005):
CaCO3 + SiO2 → CaSiO3 + CO2
دارابودن بافت گرانوبلاستیک و بافت پلی‌گونالِ ولاستونیت- کلینوپیروکسن نشان‌دهنده تعادل بافتی ولاستونیت- پیروکسن است.
پیروکسن: بلورهای بی‌شکل تا نیمه‌شکل‌دار پیروکسن با بافت گرانوبلاستیک بیشتر در همراهی با گارنت دیده می‌شوند (شکل 4- B). کلینوپیروکسن پیامد سیال‌های آبگون سرشاز از FeO، CaO و SiO2 بر سنگ آهک میزبان است. ویژگی‌های میکروسکوپی نشان می‌دهند که کلینوپیروکسن با آمفیبول مرز تعادلی ندارد و به آن واپاشی می‌کند. افزون‌بر این واپاشی، کلینوپیروکسن با ترمولیت-اکتینولیت، کوارتز و کلسیت جایگزین می‌شود (شکل 4- C) . این واکنش با افزایش آب و CO2 محیط پیشرفت می‌کند و گونه‌ای از واکنش‌های کربناته‌شدن است. رویداد این واکنش در دمای کمابیش کم شدنی است. نشانه‌هایی از جانشینی کلینوپیروکسن با مجموعه کانی‌های تالک، کلسیت و کوارتز در سنگ دیده می‌شود. بازماندة (relict) پیروکسن در کانی تالک، نشان‌دهنده این واکنش است (شکل 4- D).
گارنت: گارنت شناخته‌شده‌ترین کانی اسکارن است و در بیشتر اسکارن‌ها بخش بزرگی از سنگ را می‌سازد. بلورهای خودشکل تا نیمه‌شکل‌دار گارنت با بافت پورفیروبلاستیک تا پویی‌کیلوبلاستیک و بهصورت همسانگرد (با ناهمسانگردی ضعیف در کناره‌ها) و ناهمسانگرد با ماکل قطاعی و منطقه‌بندی نوسانی (شکل‌های 4- E و 4- F) دیده می‌شود. منطقه‌بندی نوسانی گارنت می‌تواند نشان‌دهنده نبود تعادل و تغییرات ترکیب سیال آبگون هنگام رشد کانی باشد (Ciboanu and Cook, 2004). ترکیب گارنت به ترکیب سنگ میزبان و سیال آبگون بستگی دارد.
انواع گارنت‌های همسانگرد (آندرادیت) و ناهمسانگرد (گروسولار-آندرادیت) در پی نفوذ سیال ماگمایی آهن و سیلیس‌دار درون سنگ میزبان کربناته (Deer et al., 1991) و با واکنش زیر پدید می‌آیند:
3CaCO3+(Al,Fe)2O3(aq)+3SiO2→ Ca3(Fe,Al)2Si3O12 (گروسولار-آندرادیت)+3CO2
افزوده‌شدن آهن فریک به محیط و بالارفتن مولفه آندرادیتی گارنت، پیامد ویژگی اکسیدان سیال‌های آبگون است. چه‌بسا این رخداد پیامد افزوده‌شدن آب‌های جوی یا برداشته‌شدن ناگهانی فشار از روی سیال‌ها (در پی پدیده‌های زمین‌ساختی) باشد. اگر هنگام واکنش یادشده، FeO نیز افزوده شود، آنگاه افزون‌بر آندرادیت، هدنبرژیت و در صورت کمبود سیلیس، مگنتیت نیز پدید می‌آیند (Deer et al., 1991):
Ca3Fe2Si3O12 (آندرادیت) + CaFeSi2O6 (هدنبرژیت) + Fe3O4 (مگنتیت) + 4CO2 → 4CaCO3 + 2Fe2O3 + 2FeO + 5SiO2
شکل 4- تصویرهای میکروسکوپی از اسکارن جوینان (شمال اصفهان) با میدان دید 3 میلیمتر (مگر شکل E که میدان دید 8/1 میلیمتر دارد): A) ولاستونیت در همراهی با اسفن (تصویر XPL)؛ B) کلینوپیروکسن با بافت گرانوبلاستیک (تصویر XPL)؛ C) واپاشی کلینوپیروکسن به آمفیبول (تصویر XPL)؛ D) واپاشی کلینوپیروکسن به تالک (تصویر XPL)؛ E) گارنت‌های ان‌ایزوتروپ با ماکل قطاعی (تصویر XPL)؛ F) رخداد گارنت‌های ایزوتروپ در اسکارن‌ها (تصویر XPL)؛ G) بازمانده پیروکسن درون گارنت‌های ان‌ایزوتروپ (تصویر XPL)؛ H) کانی‌های همایندِ آندرادیت، هدنبرژیت و مگنتیت (تصویر XPL)؛ I) رخداد رگچه‌ای مگنتیت در اسکارن (تصویر XPL)؛ J) جانشینی پیروکسن و گارنت با مگنتیت (تصویر XPL)؛ K) رشد سوزنک‌های اکتینولیت در کنارة گارنت (تصویر PPL؛ I) رخداد اکتینولیت‌های مستقل در سنگ (تصویر XPL)؛ M) اپیدوت‌زایی گسترده در سنگ (تصویر XPL)؛ N) پیدایش اپیدوت در ازای کلینوپیروکسن (تصویر XPL) (نماد کانی‌ها از Kretz (1983) برگرفته شدهاند)
شکل 4- ادامه.
واکنشِ یادشده، کانی‌های همایند (پاراژنز) شناخته‌شدة آندرادیت- هدنبرژیت- مگنتیت را پدید می‌آورد (شکل 4- G). افزون‌بر پیدایش مستقل در زمینه کلسیتی، گارنت به‌ازای کلینوپیروکسن نیز پدید آمده است. گواه این نکته، بازمانده‌های کلینوپیروکسن درون گارنت هستند که می‌توانند نشان‌دهندة پیدایش گارنت به‌جای کلینوپیروکسن، در فوگاسیته بالای اکسیژن، باشند (شکل 4- H). از دیدگاه سنگنگاری، بازمانده‌های کلینوپیروکسن میانبار نامیده می‌شوند. این میانبارها در اندازه‌های گوناگون دیده می‌شوند و کناره‌های خورده‌شده (resorbed margins) و کنگره‌ای دارند. افزون‌بر این، ویژگی‌های سنگنگاری نشان‌دهنده مرز تدریجی میان پیروکسن‌هایِ درشتِ تحلیل‌نرفته با گارنت هستند. در متن‌های علمی درباره اسکارن‌ها، پدیده جانشینی پیروکسن با گارنت واکنشی شناخته شده است. واکنش جانشینی کلینوپیروکسن هدنبرژیتی با آندرادیت خالص (Tracy and Frost, 1991) بهصورت زیر است:
2CaFeSi2O6 (هدنبرژیت) +CaCO3 + 1/2O2 → Ca3Fe2Si3O12 (آندرادیت) + SiO2 +CO2
در برخی نمونهها، گارنت و کلینوپیروکسن بهصورت همزیست یافت می‌شوند. در این صورت گارنت در زمینه با پیروکسن مرز مشترک و کاملا پایدار دارد. بررسی‌های میکروسکوپی نشان می‌دهند گارنت در گامة دگرنهادیِ پسرونده با مجموعه کلریت، اکتینولیت، کوارتز، مگنتیت و کلسیت جایگزین شده است.
اسفن: بلورهای خودشکل تا نیمه‌شکل‌دار این کانی با برجستگی بالا و به‌همراه ولاستونیت دیده می‌شوند.
کانه آهن: کانه آهن بیشتر از گروه مگنتیت خودشکل تا نیمه‌شکل‌دار بوده و گاه جانشین کلینوپیروکسن شده است و یا بهصورت رگچه‌ای در سنگ دیده می‌شود (شکل 4- I). مگنتیت در اسکارن بررسی‌شده با مقداری هماتیت و کربناتهای آب‌دار مس همراه است. ویژگی‌های سنگنگاری نشان می‌دهند که کانه آهن با بافت روزنه‌ای (interstitial) فضای تهی میان بلورهای پیروکسن را پر کرده است. افزون‌بر این، گاه میان کانه آهن (مگنتیت) و پیروکسن، مرز تدریجی واکنشیِ آشکاری دیده می‌شود. ازاین‌رو، می‌توان گفت مگنتیت با پیروکسن و گارنت در تعادل نبوده و در گامه‌های میانی اسکارن‌زایی، جانشین بخشی از کانی‌های پیروکسن و گارنت شده است (شکل 4- J). فرایند پیدایش مگنتیت با فروپاشی کلینوپیروکسن آغاز شده و واکنش تحلیل‌رفتن پیروکسنِ هدنبرژیتی به‌دستِ گارنتِ آندرادیتی نقش مهمی در پایداری مگنتیت و سولفیدهای فلزی در گامه‌های پسین کانی‌سازی داشته است. واکنش تشکیل مگنتیت به خرج هدنبرژیت را می‌توان بهصورت زیر نوشت:
9CaFeSi2O6 (هدنبرژیت) + 2O2 → Fe3O4 (مگنتیت) + 9SiO2 + 3 Ca3Fe2Si3O12 (آندرادیت)
مجموعه کانیشناسی مگنتیت، کوارتز و کلسیت نیز در پی ناپایداری گارنت و با واکنش زیر ساخته می‌شود (Einaudi, 1982):
Ca3Fe2Si3O12 (آندرادیت) + 3HCO3 + 15H+ → 3CaCO3 + 9SiO2 + 2Fe3O4 + 6Ca2+ + 9H2O + 0.5O2
پیدایش مگنتیت در گامة دگرنهادی پسین و همزمان با تخریب کانی‌های همایند نخستین به اوج می‌رسد. مگنتیت‌های رگچه‌ای در این گامه ساخته می‌شوند.
اکتینولیت: در اسکارن، بلورهای سوزنی‌شکل این کانی با کشیدگی آشکار و بافت نیمه‌شعاعی دیده می‌شوند. بخشی از این کانی‌ها به‌گونة مستقیم از واکنش‌های دگرنهادی و بخشی دیگر از برهمکنش سیال‌های آبگون بر کلینوپیروکسن و گارنت پدید آمده‌اند (شکل‌های 4- K و 4- L). مرز ناپایدار میان گارنت و اکتینولیت و رشد سوزنک‌های ترمولیت- اکتینولیت روی گارنت نشان‌دهنده پیدایش این کانی در ازای گارنت هستند. واکنش احتمالی این جانشینی می‌تواند بهصورت زیر باشد:
Ca3Fe2Si3O12 (آندرادیت) + 5FeO+ H2O + 5SiO2 + CO2 → Ca2Fe5Si8O22 (OH)2 (ترمولیت-اکتینولیت) + 3Fe2O3 + CaCO3
بخشی از بلورهای ترمولیت- اکتینولیت پیامد واپاشی کلینوپیروکسن هستند. در این صورت، ترمولیت- اکتینولیت سوزنی‌شکل با حاشیه ناپایدار در کنار کلینوپیروکسن بوده و از اورالیتی‌شدن کلینوپیروکسن پدید آمده است. واکنش سازنده ترمولیت- اکتینولیت به‌جای کلینوپیروکسن در زیر آورده شده است (Deer et al., 1991):
5Ca(Mg,Fe)Si2O6 (دیوپسید-هدنبرژیت)+ 3CO2 + H2O → Ca2(Mg,Fe)5Si8O22(OH)2 (ترمولیت-اکتینولیت) + 3CaCO3 + 2SiO2
اپیدوت: از متداول‌ترین کانی‌های اسکارن است و در پی افزایش محلی فوگاسیته اکسیژن و یا در حضور آب و به دو شکلِ مستقل و جانشینی پدید می‌آید (شکل 4- M). برای پیدایش اپیدوت‌های مستقل، سیال‌های آبگون باید سرشار از H2O و CO2 باشند. در اسکارن، بخشی از اپیدوت‌ها می‌توانند پیامد ناپایداری گارنت باشند (Berman et al., 1988). یافته‌های میکروسکوپی، جانشینی تدریجی و بخشی گارنت‌ها با اپیدوت را به‌خوبی نشان می‌دهند. در بخش‌هایی از سنگ و در فوگاسیته بالای اکسیژن، اپیدوت می‌تواند جایگزین کلینوپیروکسن شود (شکل 4- N).
کلریت: از کانی‌های دیگر اسکارن کلریت را می‌توان نام برد. این کانی به شکل‌های گوناگون، از جانشینی تا پرکنندگی فضاهای تهی، در سنگ دیده می‌شود. کلریت همراه با کلسیت و کوارتز در واپسین گامه‌های اسکارن‌زایی و از دگرسانی اپیدوت و اکتینولیت پدید می‌آید.
کلسیت: کلسیت از کانیهایی است که در بیشتر همایندهای اسکارنی دیده می‌شود. این کانی با بیشتر کانی‌های اسکارنی در تعادل بوده و گاه جانشین بخشی از کانی‌های اسکارنی می‌شود.
کوارتز: کانی کوارتز نیز به شکل کانی‌های شکل‌دار تا نیمه‌شکل‌دار در اندازه‌های درشت تا کمابیش ریز در اسکارن جوینان دیده می‌شود.
در محدوده بررسی‌شده، گسترش مرمرها بسیار بیشتر از اسکارن است؛ به‌گونه‌ای‌که توده‌های سفید مایل به کرمی‌رنگِ مرمر از دور دیده می‌شوند. مرمرها دارای بافت گرانوبلاستیک و پورفیروبلاستیک بوده و عموماً دارای بلورهای کلسیت پلی‌گونال با ماکل‌های تکراری هستند. کوارتز و پیروکسن‌های ریزدانه بی‌شکل از دیگر کانی‌های مرمرها هستند. گاه بلورهای سوزنی‌شکل ترمولیت- اکتینولیت و تجمع‌های کانی کلریت (که چه‌بسا سودومورف گارنت باشند) نیز در مرمرها دیده می‌شوند.
شیمی کانی‌ها
ولاستونیت: در جدول 2، تجزیه ریزپردازشی 4 نمونه ولاستونیت اسکارن جوینان آورده شده است. داده‌ها نشان می‌دهند که میزان CaO ولاستونیت بالا بوده و عنصرهای Fe و Mn به مقدار بسیار کمی جانشین کلسیم شدهاند. میانگین FeO(Total) نزدیک‌به 03/0 درصد وزنی و MnO نزدیک‌به 02/0 درصد وزنی است و دارابودن ولاستونیت با خلوص بالا را نشان می‌دهد (شکل‌های 5- A و 5- B). برپایه تجزیه‌های انجام‌شده، فرمول ولاستونیت برای نمونه‌های S1-7 و S1-8 به‌ترتیب Ca1.949Fe0.001Si2.04Al0.001O6 و Ca1.968Fe0.0009Mn0.0009Si2.029Al0.0004O6 است.
جدول 2- داده‌های تجزیه ریزکاو الکترونی بلورهای ولاستونیت در اسکارن جوینان (شمال اصفهان)
|
S1-18 |
S1-17 |
S1-8 |
S1-7 |
Sample No. |
|
52.92 |
52.83 |
52.38 |
53.07 |
SiO2 |
|
0.05 |
0.04 |
0.03 |
0.06 |
Al2O3 |
|
0.02 |
0.04 |
0.03 |
0.04 |
FeO(t) |
|
0 |
0 |
0 |
0 |
MgO |
|
46.35 |
46.05 |
47.44 |
47.19 |
CaO |
|
0.02 |
0.04 |
0 |
0.04 |
Na2O |
|
0.02 |
0.02 |
0.03 |
0 |
MnO |
|
0 |
0 |
0 |
0 |
TiO2 |
|
0 |
0 |
0 |
0 |
P2O5 |
|
99.43 |
99.05 |
99.94 |
100.61 |
Total |
کلینوپیروکسن: برپایه داده‌های تجزیه ریزکاو الکترونی، پیروکسن‌های بررسی‌شده در بخش QUAD و گستره دیوپسید- هدنبرژیت جای می‌گیرند (شکل 5). معمولاً با افزایش Al2O3 در ساختار کلینوپیروکسن‌ها، میزان TiO2 آنها افزایش می‌یابد. برخی از این پیروکسن‌ها در میزان MnO افزایش نشان می‌دهند. این افزایش با کاهش آشکارای مقدار MgO و Al2O3 همراه است (جدول 1). در بیشتر بلورهای کلینوپیروکسن، مقدار هدنبرژیت در حاشیه بیشتر از بخش مرکزی است (شکل‌های 6- D و 6- C) و می‌توان آن را پیامد غنی‌شدگی آهن در سیال‌های آبگون دانست.
شکل 5- جایگاه پیروکسن‌ها در اسکارن جوینان (شمال اصفهان) در:A) نمودار زده‌بندی Morimotto و همکاران (1988)؛ B) نمودار Morimotto و Kitamora (1983) (Na= Na pyroxene; Na-Ca= Na-Ca pyroxene; Quad=Ca-Mg-Fe pyroxene; Q=Ca + Mg + Fe2+; J=2Na)
کلریت: این کانی آب‌دار بهصورت روزنه‌ای (شکل‌های 6- E و 6- F)، فضای تهی میان کانی‌های دیگر را پر کرده است. آن‌گونه‌که از داده‌های تجزیه ریزکاو الکترونی برداشت می‌شود (جدول 3)، کلریت‌ها در اسکارن از دسته دیابانتیت و پیکنوکلریت هستند. برپایه داده‌های تجزیه انجام‌شده، فرمول ساختاری نمونه کلریت شماره 12-1 بهصورت Mg3.64Al1.87Fe6.45Si5.71Al2.59O20(OH)16 است.
بحث
پیدایش پهنه اسکارن در کنارة توده نفوذی (بدون تداخل یا آمیختگی) و با کانی‌های ویژة اسکارن کلسیک (سیلیکات‌های سرشار از کلسیم و آهن؛ مانند: آندرادیت، هدنبرژیت و ولاستونیت) و مقدارهای بسیار کم تالک، نشان می‌دهد این اسکارن از اگزواسکارن‌های کلسیمی مایل به منیزین بوده (Helmi, 2008) و در چند گامه مستقل پدید آمده است. در این اسکارن پهنه‌بندی روشنی دیده نمی‌شود و کانی‌ها در دو گامة اصلی دگرگونی و دگرنهادی (پیشرونده و پسرونده) پدید آمده‌اند. نخست مرمر در پی دگرگونی ایزوشیمیاییِ سنگ آهک ناخالص پدید آمده است. سپس، سیال‌های آبگون آزادشده از پیکره نفوذی از راه نقاط ضعف و شکستگی‌های سنگ، با مرمر واکنش داده‌اند و همایندهای کانیایی اسکارن را پدید آورده‌اند. ازاین‌رو، اسکارن جوینان ستبرای چندانی ندارد و به شکل‌های جانشینی، پراکنده و رگه‌ای دیده می‌شود.
شکل 6 - تصویر میکروسکوپ الکترونی (BSE) از کانی‌های اسکارن جوینان (شمال اصفهان): A، B) ولاستونیت؛ C، D) کلینوپیروکسن؛ C، E، F) کلریت (نماد کانی‌ها از Kretz (1983) برگرفته شده است)
جدول 3- داده‌های تجزیه ریزکاو الکترونی برای 4 نمونه کلریت در اسکارن جوینان (شمال اصفهان) و فرمول ساختاری به‌دست آمده برپایه 28 اتم اکسیژن (N.d: مقدارهای کمتر از آستانة آشکارسازی در روش تجزیه ریزکاو الکترونی)
|
Sample No. |
4-1 |
12-1 |
13-1 |
14-1 |
15-1 |
16-1 |
|
SiO2 |
28.18 |
30.00 |
29.94 |
28.56 |
29.97 |
29.47 |
|
Al2O3 |
19.34 |
18.42 |
17.77 |
17.62 |
19.36 |
17.79 |
|
TiO2 |
0.02 |
0.02 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
N.d |
|
FeO(t) |
24.38 |
27.51 |
26.20 |
26.67 |
27.59 |
28.29 |
|
MgO |
13.21 |
12.83 |
9.84 |
10.73 |
10.89 |
12.02 |
|
MnO |
2.83 |
1.39 |
1.12 |
0.94 |
1.03 |
1.07 |
|
CaO |
0.16 |
0.13 |
0.08 |
0.07 |
0.09 |
0.06 |
|
Na2O |
N.d |
N.d |
N.d |
0.02 |
N.d |
N.d |
|
Total |
88.21 |
90.64 |
85.23 |
84.96 |
88.97 |
88.76 |
|
Si |
5.29 |
5.71 |
5.94 |
5.71 |
5.76 |
5.72 |
|
Ti |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
AlIV |
2.11 |
1.87 |
1.58 |
1.78 |
1.82 |
1.83 |
|
AlVI |
2.68 |
2.59 |
2.96 |
2.77 |
2.92 |
2.57 |
|
Fe |
6.80 |
6.45 |
6.69 |
6.94 |
6.55 |
6.77 |
|
Mg |
3.69 |
3.64 |
2.91 |
3.20 |
3.12 |
3.48 |
|
Mn |
0.45 |
0.22 |
0.19 |
0.16 |
0.17 |
0.17 |
|
Ca |
0.03 |
0.03 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.01 |
|
Na |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.02 |
0.01 |
0.00 |
تبلور کانی‌های اسکارن با ولاستونیت آغاز شده و با پیروکسن و گارنت ادامه یافته است. کانی‌های آمفیبول و اپیدوت از کانیهایی هستند که هنگام افت دما و دگرنهادی پسرونده پدید آمده‌اند. در واپسین گامة دگرنهادی پسرونده، این کانی‌ها نیز با کلریت، کلسیت، کوارتز و ... جانشین شدهاند.
بررسی‌های Taylor و O’Neil (1977) نشان داده است که سیال‌های آبگونی که هنگام دگرگونی همبری و دگرنهادی از سنگهای آهکی می‌گذرند دارای XCO2 کم (کمتر از 1/0%) هستند. در نخستین گامة اسکارن‌زایی، همزمان با شوک دمایی بالا، کانی‌های همایند (پاراژنز) خشک و بی‌آب، مانند ولاستونیت، پدید می‌آیند. از آنجایی‌که برای پایداری ولاستونیت باید CO2 به‌گونه‌ای از محیط بیرون رود؛ پس برای بیرون‌رفتن و یا کم‌شدن مقدار CO2، باید محیط دچار هجوم سیال‌های سرشار از آب شود تا آب در نقش رقیق‌کننده بتواند از ﺗﺄثیر CO2 بکاهد.
پیدایش ولاستونیت در دماهای فراتر از 550 درجه سانتیگراد و در حضور سیال آبگون با XH2O بالا (شکل 7) رخ داده است (Einaudi and Burt, 1982). پیدایش ولاستونیت بیشتر به دماهای 600 (در ژرفای کم) تا 750 درجه سانتیگراد (در ژرفای بیشتر) محدود شده و یک دماسنج دگرگونی به‌شمار می‌آید. از آنجایی‌که پیدایش ولاستونیت واکنشی کربن‌زداست؛ در شرایطی که به علت‌های گوناگون (مانند: رقیق‌شدن سیال‌ها با دیگر سازه‌های فرّار و یا خروج CO2 از لابلای شکاف‌های سنگ) فشار بخشی CO2 کاهش یابد، ولاستونیت در دماهای کمتر نیز پدید می‌آید. پیدایش ولاستونیت (دمای 700-550 درجه سانتیگراد)، شرایط پیدایش سنگ را به بخش بالایی رخساره هورنبلند- هورنفلس (و بخش‌های زیرین رخساره پیروکسن- هورنفلس) می‌رساند (Lentz, 1998).
شکل 7- نمودار T در برابر XCO2 برای ترکیبات سرشار از آب در P = 500 بار در سامانه Ca-Mg-Si-C-O-H (Kerrick, 1974)
در شرایط دمابالای موجود، کلینوپیروکسن (دیوپسید- هدنبرژیت) و گارنت از تاثیر سیال‌های آبگون سرشار از سیلیس و آهن بر سنگ آهک، پدید می‌آیند. همان‌گونه‌که پیشتر گفته شد، پیروکسن و گارنت در تعادل با یکدیگر بوده و فراوانی آنها در بخش‌های گوناگون اسکارن تغییر می‌کند. ترکیب پیکره نفوذی و ویژگی‌های سنگ مادر عوامل اصلی کنترل‌کننده کانیشناسی اسکارن (Ray et al., 1995; Meinert, 1995) هستند؛ اما تغییر مقدار کلینوپیروکسن به گارنت در منطقه بررسی‌شده را می‌توان به تغییرات شرایط اکسایش- احیایی سیال‌های پدیدآمده از پیکره نفوذی دانست (Meinert, 1997). پیدایش کلینوپیروکسن دیوپسید- هدنبرژیتی و گارنت گروسولار- آندرادیتی در دمای بالاتر از 450 درجه سانتیگراد رخ می‌دهد. سردشدن نسبی سیال‌ها و بالارفتن بیشتر فوگاسیته اکسیژن، نخست ناپایداری هدنبرژیت و پیدایش گارنت (گروسولار- آندرادیتی) و در پی آن جایگزینی کانه آهن را در پی دارد (شکل 8). داشتن میانبارهای ریز و تحلیل‌رفته کلینوپیروکسن و گارنت درون مگنتیت و مرز ناپایدار مگنتیت با این دو کانی، درستی این گفته را نشان می‌دهد. داده‌های به‌دست‌آمده از پژوهش‌های Kato (1991) نشان می‌دهند که واکنش تحلیل‌رفتن پیروکسن هدنبرژیتی به‌دست گارنت آندرادیتی، در پایداری مگنتیت و پیدایش سولفیدهای فلزی نقش مهمی دارد. هدنبرژیت و گارنت هر دو در دمای بالا و فوگاسیته پایین CO2 پایدار هستند. هدنبرژیت در شرایط کمابیش احیایی و آندرادیت در شرایط اکسایش پایدار می‌مانند. در شرایط حد واسط، این دو کانی در یک سنگ با هم پایدار هستند. در شرایط دمای کم و یا فوگاسیته CO2 بالا، هر دوکانی به مجموعه کلسیت، کوارتز- مگنتیت تبدیل می‌شوند (Burt, 1977).
شکل 8- روابط فازی T در برابر log fO2 در XCO2 برابر با 1/0 و P برابر با 5 کیلوبار در سامانه Ca-Fe-Si-C-O-H (Einaudi and Burt, 1982)
سردشدن بیشتر سیال‌های آبگون در آغاز گامة دگرنهادی پسرونده، دگرسانی همایندهای اسکارنی بی‌آب آغازین و ته‌نشست مگنتیت رگچه‌ای را آسان می‌کند. در این گامه، کانی‌های اکتینولیت، اپیدوت، کلسیت، مگنتیت، کوارتز و کلریت جانشین کانی‌های گارنت و کلینوپیروکسن می‌شوند (Burt, 1977). این گامه با پیدایش اپیدوت، رخساره آلبیت- اپیدوت- هورنفلس روی می‌دهد.
در هنگام تبلور همایندهای اسکارنی آغازین، فوگاسیته اکسیژن کم است و با پیشرفت تبلور فزونی می‌یابد. ناپایداری پیروکسن‌های هدنبرژیتی و جایگزینی گارنت آندرادیتی گواه این گفته هستند. واکنش ناپایداری کلینوپیروکسن و جانشینی گارنت آندرادیتی فوگاسیته اکسیژن را کاهش می‌دهد؛ زیرا آهن فروی پیروکسن جای خود را به آهن فریک در گارنت می‌دهد. پیدایش گارنت‌های آندرادیتی، شرایط احیایی را پدید آورده است و در این شرایط سولفیدهای فلزی به پایداری رسیده‌اند. در واپسین مرحله دگرنهادی پسین، اپیدوت در فوگاسیته بالای اکسیژن پدید می‌آید.
برپایه تقدم و تاخر زمانی پیدایش کانی‌ها، برای اسکارن‌های جوینان می‌توان کانی‌های همایند (پاراژنتیک) را در جدول 4 پیشنهاد کرد.
جدول 4- کانی‌های همایند (پاراژنتیک) در اسکارن جوینان (شمال اصفهان)
در منطقه جوینان، سه رخساره دگرگونی پیروکسن- هورنفلس، هورنبلند- هورنفلس و آلبیت- اپیدوت- هورنفلس دیده می‌شوند.
رخساره پیروکسن- هورنفلس در کنار پیکره نفوذی دیده شده و با تبلور ولاستونیت شناخته می‌شود. برپایه دارابودن ولاستونیت، این رخساره در دمای بالاتر از 550 درجه سانتیگراد رخ داده است. مجموعه کانی‌های گارنت، کلینوپیروکسن، اکتینولیت و کلسیت را می‌توان پیامد رخساره هورنبلند- هورنفلس دانست. این رخساره در دمای نزدیک به 450 درجه سانتیگراد (با توجه به دارابودن پیروکسن) رخ داده است. رخساره آلبیت- اپیدوت- هورنفلس در اسکارن جویان با کانی‌های اپیدوت، کلسیت، کوارتز، کلریت و اکتینولیت شناخته می‌شود.
گامه‌های پیدایش اسکارن را می‌توان به چند بخش رده‌بندی کرد. نخست با نفوذ پیکره گرانیتوییدی درون سنگ میزبان کربناته، در دمای 500 تا 700 درجه سانتیگراد، واکنش‌های کربن‌زدایی روی داده و پس از آن، کانی ولاستونیت پدید آمده است. همزمان با آزاد‌شدن سیال‌های سرشار از سیلیس و آهن از توده نفوذی، نخستین پهنه بی‌آب اسکارنی، در دمای 400 تا 600 درجه سانتیگراد، پدیدار شده است. در اسکارن‌های کربناته، این کانی‌ها معمولاً گارنت و یا کلینوپیروکسن هستند. معمولاً نهشته‌های فلزی هنگام پیدایش اسکارن و در دمای 300 تا 500 درجه پدید می‌آیند. در این منطقه، بالارفتن فوگاسیته اکسیژن در سیال‌های گرمابی همزمان با سردشدن نسبی آن، نخست ناپایداری هدنبرژیت را در پی داشته است و پس از آن، کانه آهن را جایگزین کلینوپیروکسن کرده است. سردشدن نسبی سیال‌ها، دگرسانی گرمابی همایندهای اسکارنی نخستین و ته‌نشست مگنتیت رگچه‌ای را آسان کرده است.
نتیجه‌گیری
اسکارن جوینان در پی نفوذ پیکره گرانیتوییدی قهرود درون کربناتهای ناخالص کرتاسه بوجود آمده است. دگرگونی بی‌درنگ پس از جایگیری ماگمای گرانیتوییدی درون سنگهای کربناته آغاز شده است. در این هنگام شار دماییِ بالایِ پیکره گرانیتوییدی، دگرگونی ایزوشیمیایی و جایگزینی سنگهای آهکی با مرمر را در پی داشته است. بررسی‌های صحرایی نشان می‌دهند که پهنههای اسکارنی به شکل زبانه‌هایی در سنگ میزبان مرمری پدید آمده‌اند. ازاین‌رو، می‌توان چنین تصور کرد که نخست، کربناتهای موجود به مرمر تبدیل شده و سپس، اسکارن‌ها در راستای شکستگی‌ها و نقاط واکنش‌پذیر ساخته شده است. پس از جایگیری کامل پیکره گرانیتوییدی و آغاز انجماد، سیال‌های آبگون ماگما به‌آرامی اشباع شده و بهصورت یک فاز مستقل از ماگما جدا شدهاند. ورود این فاز سیال آبگون به درون شکستگی‌های سنگهای درونگیر، مقدار فراوانی از عنصرهای Si، Fe و Mg را به درون هاله متاسوماتیک آورده است؛ ازاین‌رو، دگرنهادی پیشرونده مرمر رخ داده و مقدار چشمگیری کانی‌های کالک‌سیلیکاتة بی‌آب (مانند: ولاستونیت، پیروکسن و گارنت) پدید آمده‌اند. در پایان این گامه، واکنش جانشینیِ بخشی تا کاملِ پیروکسن با گارنت آندرادیتی در نقش یک تامپون (بافر) فوگاسیته اکسیژن را کاهش داده است. پیامد این فرایند، پایداری مگنتیت و سولفیدهای فلزی بوده است. در گامة دگرنهادی پسرونده، ورود سیال‌های آبگون با دمای کمتر، رخداد فرایندهای آبگیری و کربن‌گیری را در پی داشته است. در این هنگام، بخشی از کانی‌های کالک‌سیلیکاته بی‌آب با کانی‌های کالک‌سیلیکاته آب دار (مانند: اکتینولیت، کلریت، مگنیت و اپیدوت) جانشین شدهاند. ازاین‌رو، می‌توان دریافت که در این مرحله، سیال آبگون با فوگاسیته بالای اکسیژن از خاستگاه سلول‌های همرفتی در پیرامون توده نفوذی داغ بوده است؛ زیرا آب‌های جوی درون سنگ‌ها (پیش از دگرگونی همبری) می‌توانند وارد این فرایند شوند.
اسکارن چندزادی (پلی‌ژنتیک) جوینان، یک اسکارن آهن و مس کلسیک است. این اسکارن در ژرفای کم و با سیال‌های آبگون اکسایشی وابسته به پیکره نفوذی پدید آمده و پیدایش آن در گامه‌های گوناگونی رخ داده است.
سپاس‌گزاری
نگارندگان از معاونت محترم پژوهشی دانشگاه پیام‌نور برای پشتیبانی مادی در راستای انجام این پژوهش سپاس‌گزارند.
)